（地球探测与信息技术专业论文）分频叠前深度偏移处理方法研究.pdf

大庆石油学院硕士研究生学位论文 摘要 当前地震勘探技术主要向着复杂构造成像以及高分辨率成像的方向发展。叠前深度偏移是复杂 构造和横向速度剧烈变化条件下的最佳成像手段，克希霍夫叠前深度偏移是应用比较广泛的一种叠 前深度偏移方法，它计算效率高、成像效果比较理想。但克希霍夫叠前深度偏移剖面纵向分辨率低， 对薄互层的成像的分辨率不是十分理想。 大地是一个非常复杂的滤波器，经过大地褶积后的地震波发生了重大的改变，地震波的频谱成 分发生了变化，高频成分衰减比低频成分快得多，这必然引起地震波能量构成的变化使得能量集中 在低频成分。地震波的信噪比变低了，而且不同频率成分的信噪比也各不相同，高频信号的信噪比 要远远低于低频成分。甚至地震波速度随频率变化导致了地震波出现频散。这对地震资料的处理是 十分不利的，必然影响到地震剖面的纵向分辨率。为了提高叠前深度偏移的纵向分辨率，本文把分 频处理技术引入克希霍夫叠前深度偏移处理中 分频处理一直被认为是提高地震剖面分辨率的有效手段，过去的分频处理技术较多的应用于常 规处理中并取得很好的效果，但没有应用在叠前深度偏移处理中。本文通过对2 i ) 测线进行分频处 理，结果表明分频处理技术能有效的拓宽地震资料的频带；同时把分频处理技术应用于松辽盆地北 部兴城地区三维地震资料叠前深度偏移处理中，分别建立各频带的速度模型，然后对各频率成分进 行分频偏移、分频叠加，提高了剖面的纵向分辨率。 关键词：地球探测与信息技术；地震勘探；分频叠前深度偏移；偏移速度分析；克希霍夫积分 速度模型；分频处理；分辨率 a b s t r a c t a b s t r a c t t o d a y , t h es e i s m i cm i g r a t i o no v e i c o m p l e xs l r u c t u r e sa n dh i 【g hr e s o l u t i o n h a sb e o ) l n et h em a j o r d e v e l o p m e n td i r e c t i o no fo i le x p l o r a t i o n p r e - s t a c kd e p t hm i g r a t i o ni s t h eb e s ti m a g i n gm e t h o d so ft h e c o m p l e xs t r u c t u r e sw i t hv e l o c i t yg r e a t l yc h a n g e d k c a n s eo fi t sh i g he f f i c i e n c ya n dg o o di m a g i n ge f f e c t , p r e - s t a c kd e p t hm i g r a t i o nb yk i r c h h o f fi n t e g r a t i o ni sw i d e l yu s e di np r e s t a c kd e p t hm i g r a t i o n b u t k i r c h h o f fp r e - s t a c kd e p t hm i g r a t i o ns e i s m i cs e c t i o n sh a v el o wv e r t i c a lr e s o l u t i o n ，s oi tc a n td i s t i n g u i s h t h i ni n t e r b e d d i n g t h ee a r t hi sv e r yac o m p l e xf i l t e r , s os e i s m i cw a v e sw i l lg r e a t l yc h a n g ew h e nw a v e st r a n s m i ti ni t c o n v o l u t i o nc l e a dt ot h ec h a n g eo fs p e c t r u m s o m ew a v e si nh i g hf r e q u e n c y 缸ew e a k e nm o t eh a r d l y t h a nt h a ti nl o wf r e q u e n c yw h i c hm a k et h ee n e r g yo fs e i s m i cd a t ac e n t r a l z ei nw a v e so fl o wf r e q u e n c y s i g n a l t o n o i s co fs e i s m i cw a v e sb e c o m el o w e r ，a n de a c hf i e q u e n c yw a v e sh a v ed i f f e r e n ts i g n a l - t o - n o i s e s i g n a l - t o - n o i s eo fw a v ei nh i g hf r e q u e n c yi sm u c hl o w e rt h a ni ti nl o wf r e q u e n c y e v e nt h a ts e i s m i cw a v e v e l o c i t yc h a n g ea l o n gw i t hf r e q u e n c yi n d u c e sf r e q u e n c yd i s p e r s i o n t h i si sb a df o rs e i s m i cd a t ap r o c e s s i n g , a n di tw i l li n e v i t a b l er e s u l ti nl o wv e r t i c a lr e s o l u t i o n f o ri m p r o v i n gv e r t i c a lr e s o l u t i o no fp r e - s t a c kd e p t h m i g r a t i o n ，t h i sa r t i c l eh a sa p p l i e ds p e c u n ms h a r i n gt e c h n o l o g yt op r e - s t a c kd e p t hm i g r a t i o n s p e c t r u ms h a r i n gp r o c e s s i n gt e c h n i q u eh a sc o n s i d e r e de f f e c t i v em e t h o dt oi m p r o v ei n v o l u t i o no f s e i s m i cp r o f i l e i nt h ep a s ts p e c t r u ms h a r i n gp r o c e s s i n gt e c h n i q u ew a sm o r eu s e di ng e n e r a lp r o c e s s i n gb u t n o ti np r e - s t a c kd e p t hm i g r a t i o n i nt h i sp a p e rs p e c t r u ms h a r i n gp r o c e s s i n gw a su s e di sa2 dl i n e ，a n dt h e o u t c o m es h o w e dt h a ts p e c t r u ms h a r i n gp r o c e s s i n gt e c h n i q u ec a ns p r e a df r e q u e n c ys p 0 2 u u i ne f f e c t i v e l y s p e c t r u ms h a r i n gp r o c e s s i n gt e c h n i q u ew a sa l s ou s e di np r e - s t a c kd e p t hm i g r a t i o no f3 ds e i s m i cd a t ai n x i n g c h e n ga r e aw h i c hi si nt h en o r t ho fs o n g l i a ob a s i n ，w h i c hi m p r o v e dv e r t i c a li n v o l u t i o no fs e i s m i c p r o f i l e k e yw o r d s ：g e o d e t e c t i o na n di n f o r m a t i o nt e c h n o l o g y ；s e i s m i ce x p l o r a t i o n ； s p e c t r l m ls h a r i n gp r e - s t a c kd e p t hm i g r a t i o n ； m i g r a t i o nv e l o c i t ya n a l y s i s ；k i r c h h o f f i n t e g r a l ； s p e c t r u ms h a r i n gp r o c e s s i n gt e c h n i q u e ；i n v o l u t i o n n 学位论文独创性声明 本人所呈交的学位论文是我在指导教师的指导下进行的研究工作及取得的研 究成果据我所知，除文中已经注明引用的内容外，本论文不包含其他个人已经发 表或撰写过的研究成果对本文的研究做出重要贡献的个人和集体，均已在文中作 了明确说明并表示谢意 作者签名： 学位论文使用授权声明 日期： 孚；僧 本人完全了解大庆石油学院有关保留，使用学位论文的规定，学校有权保留学位论 文并向国家主管部门或其指定机构送交论文的电子版和纸质版有权将学位论文用于非 赢利目的的少量复制并允许论文进入学校图书馆被查阅有权将学位论文的内容编入有 关数据库进行检索有权将学位论文的标题和摘要汇编出版保密的学位论文在解密后 适用本规定 学位论文作者签名：多 日期： 导师签名：勿1 ；s 磊蕾 日期：以罗舛 大庆石油学院硕士研究生学位论文 引言 随着勘探的发展，地震勘探走向了精细勘探的道路，从大范围区域勘探到小范围精 细勘探，从浅层地层勘探到深层复杂构造勘探，从厚层地质勘探到薄层互层的勘探，都 需要地震勘探对复杂构造成像以及高分辨率勘探能力的提高。叠前深度偏移是复杂构造 成像的有效手段，叠前深度偏移很好地解决了复杂构造成像的问题，但叠前深度偏移的 纵向分辨率的不高，因此提高叠前深度偏移的纵向分辨率是非常迫切和困难任务。 分频地震资料处理方法一直被认为是有效拓宽频谱提高分辨率的传统方法。但过去 的分频技术主要应用于常规地震资料处理中。分频速度分析、分频剩余静校正、分频信 号能量增强、分频谱白化都是过去分频技术在地震资料数字处理中的应用，并取得了很 好的效果。作者第一次把分频技术应用到叠前深度偏移中，形成了一套适用于叠前深度 偏移的分频精细处理技术，有效地提高了叠前深度偏移的纵向分辨率。由于国内外还没 有对该技术进行研究，因此作者把这种技术称为分频叠前深度偏移处理技术，该技术主 要针对地震波不同频带的速度、能量、信噪比以及偏移参数的差异，采取分频精细处理 的手段，在高保真、高信噪比、高分辨率的原则下延拓资料的频带提高分辨率。 本文主要研究分频地震资料处理技术以及在三维叠前深度偏移中的应用，论文包括 五章。 第一章分频叠前深度偏移的基本概念。扼要概述了偏移的基本概念，简单介绍了 偏移技术的发展历程。当前地震勘探的目标日益趋向对复杂构造及薄互层的勘探，克希 霍夫叠前深度偏移解决了对复杂构造的成像问题，但存在分辨率低的问题，因此提出了 分频叠前深度偏移的概念。 第二章地震波的速度及频散现象。本章是理论基础，主要介绍了地震处理中地震 波的各种速度以和各种速度之间的关系。另外还介绍了地震波在地下传播的衰减及频散 规律。按照傅立叶原理，地震波是一种复杂的波，它是许许多多不同频率的波的合成， 但不同频率的地震波在弹性介质种速度存在差异，这种速度上的差异导致群速度和相速 度不相等，从而出现频散。地震波的衰减与速度和频率有密切的关系，高频地震波衰减 比低频严重得多。 第三章分频偏移速度分析方法。本章首先介绍了常规速度分析方法，指出了常规 速度分析的问题，就是存在倾层的反射点弥散的问题，接着介绍了叠前时间偏移速度分 析方法以及叠前深度偏移速度分析方法，整体说来叠前偏移解决了反射点弥散的问题使 反射能量更合理的归位。最后提出了分频叠前深度偏移分析方法，分频速度模型是在全 频速度模型基础上分别求取各个频带在速度上的差异得到的，它比全频速度模型更加精 细。 第四章分频偏移方法原理。本章对塔木察格某二维测线进行了分频处理，主要包 引言 括分频剩余静校正、分频速度分析、分频信号增强、分频谱白化等。通过分频处理拓宽 了地震剖面的频带使剖面分辨率得到有效提高。 第五章分频叠前深度偏移的应用效果。本章是分频处理技术在叠前深度偏移中的 应用，主要研究了分频深度一速度模型的创建、反假频技术、深度延拓步长的选取以及 合频处理技术，得到一套针对各种频带特征的分频叠前深度偏移技术。 通过一年多来对地震资料数字处理的研究，认识到高分辨率地震资料处理是一个系 统的工程，地震剖面质量的提高并非是处理中的某一个环节的改善，而是处理流程的每 个环节改善的结果。必须注重基础工作的研究，从观测系统的建立到原始资料的预处理 是一个基础的环节，后续的处理都是建立在这个环节上的，这个环节的好坏对后续的处 理有很重要的作用。 大庆石油学院硕士研究生学位论文 第1 章分频叠前深度偏移的基本概念 反褶积、叠加和偏移是地震数据处理中的三大技术。作为唯一一项由地震勘探本身 发展起来的数据处理技术，偏移无疑是三者中最富挑战性的。这不仅在于偏移所要处理 的问题的复杂性、未知性同时偏移方法本身就需要人们去开创。作为提高空间分辨率的 主要手段，地震偏移就是要采用特定的方法实现反射界面正确的空间归位，即成像，故 又称偏移归位或偏移成像。叠前深度偏移是解决地下复杂构造和横向非均质严重地区地 震资料成像问题的理想技术，是实现复杂构造条件下高精度地震成像的最佳技术途经。 叠前深度偏移最关键的环节就是速度模型的建立，速度是叠前深度偏移的最敏感的因 素，如何建造准确的速度模型，如何有效的拓宽叠前深度偏移剖面的频带从而提高分辨 率是一个地震资料处理人员的一个重要的研究课题。本章介绍偏移的基本概念及其发展 现状，并提出了分频偏移技术的意义及论文的主旨。 1 1 偏移的基本概念 分两中情况来讨论偏移的意义，首先对于水平反射界面来说，不存在偏移的问题。 我们知道，经过共中心点水平叠加后的时间剖面相当于自激自收( 即零炮检距) 时间剖 面。在这种剖面上，各个地震道代表了地面接收点接收到的沿反射界面法线传播的地震 波，并把它们垂直地显示在地面接收点的正下方。这种显示方式，对于水平反射界面来 说，地质剖面上的反射点位置与水平叠加剖面上显示的反射点位置都在接收点的正下 方，两者位置是一致的，不需要做任何偏移。如图卜l 所示。 0 z ( a ) 面 o z - - - - w 2 图1 - 1 水平地质界面情况r 卜的水平替加剖面 f i g 1 - 1 s t a c k e ds e c t i o no fh o r i z o n t a lg e o l o g i c a li n t e r f a c e 界面 当反射界懒4 汕寸，水平蚤加剖面存在以下许多问题。 ( 1 ) 香。界咖! 謇博况f ，我们按共中心点关系进行抽道集、动校i f 、水平叠加。实 3 第1 章分频叠前深度偏移的基本概：盘= 际上是共中心点叠加而不是真正的共反射点叠加。这会降低横向分辨能力。同时，水平 叠加剖面上也存在绕射波没有收敛、干涉带没有分解、回转波没有归位等问题。 ( 2 ) 叠加剖面总是把反射界面上反射点的位置显示在地面共中心点下方的铅垂线 上。当地层水平时，这种显示方式是与实际情况符合的；但当地层倾斜时，反射点位置 就偏离了共中心点下方的铅垂线。 因此，在水平叠加时间剖面上显示出来的反射点位置是沿地层下倾方向偏离了反射 点的真实位置的，这种现象叫偏移。地震剖面的偏移归位，就是把水平叠加剖面上的偏 移了反射层，进行“反偏移”，使地层的真实位置形态得到恢复，有时常常把这一工作 也称为偏移。如图卜2 ( a ) ，c d 是一段反射界面，真倾角为8 ，当我们在地面上分别在 一、占两点自激自，刚好接收到来自界面的& 口点的反射，反射波的旅行时间分别为乞 和。但是实际上，我们把接收到的反射波显示在彳、口的正下方，如果知道地震波的 速度v ，我们就可以换算出反射点& 口的深度k 和k 相当于( b ) 图中的a c 和b d 的长 度。如果连接c d 7 得反射界面段，但并不代表地下界面段的真正位置，界面倾角也有误 差，是一而不是歹，8 万他们的定量关系为 t a n 8 。s i i l 万( 卜1 ) 当我们得到来自界面上两点的反射旅行时乞和f 。以及波速y 后，可以以爿为圆心， 11 用； 乞p 为半径画一圆弧，以口为圆心，以白一去f 。 l ，为半径画一圆弧，作两个圆弧 二 的公切线就可以得到真正的反射点位置和反射段的位置。 4 大庆石油学院硕士研究生学位论文 f ，涮i 脚 口 i l i i 1 ( a ) 蕊 3 伊 图1 - 2 偏移原理图 f i g 1 - 2 p r i n c i p l eo f m i g r a t i o n 从图卜2 所表的偏移的实现原理图中我们可以得出如下的结论。 ( 1 ) 地质剖面中的反射层倾角总是大于时间剖面中相应反射波的倾角，偏移使反射 界面变陡； ( 2 ) 反射层的长度，就像在地质剖面中所见的那样，总是比时间剖面中短，所以偏 移使反射界面缩短； ( 3 ) 偏移使反射层往上倾方向归位。 0 y i l m a z 在著名的地震数据处理一书中以叠后时间偏移为例详细阐述了偏移 的原理。并给出了倾斜界面偏移前后的位置变化公式( c h u n 和j a c e w i t z ，1 9 m ) d x t ( v 2 t t a n 0 , ) 4 ( 1 2 ) 出一t 1 一【1 一( v 2t a n 2 只) 4 】1 位 ( 1 3 ) t a n o i t a n o , 1 一0 2t a n 2 包) 4 】“2 ( 1 - 4 ) 以上各式中的物理量如图1 3 所示，出是水平位移，出是垂直时间位移，破是偏移后 的倾角，t a n o , 一a t a x ，由偏移前的时间剖面上测得。 5 图l - 3 偏移过程的定量分析 f i g 1 - 3 q u a n t i t a t i v ea n a l y s i so ft h e m i g r a t i o np r o c e s s 1 2 偏移技术的发展概况 地震偏移是一种基于波动方程的处理，是通过将同相轴移动到其正确的空自j 位置并 聚焦绕射能量到其散射点来消除反射记录中的失真现象偏移方法研究早于大多数地震 处理方法。早在2 0 世纪2 0 年代，偏移已作为一种图形方法而有了多种非数字化的实现 方法，这个时候的偏移是由手工作图来完成的，即使用半圆弧叠合法是反射波归位，这 种方法在计算机问世之前使用所有这些方法都体现了绕射叠加的运动学原理，并且本质 上也体现了k i r c h h o f f 偏移的运动学原理。手工偏移消除了早期地震记录中的构造扭曲， c m p 叠加虽然大大减少了随机噪声，但大部分绕射能量却依然保持着，偏移成像的精 度和波形特征都不够准确。在5 0 7 0 年代出现了早期的计算机偏移技术，但只是定性和 概念性地对反射波运动学特征成像。 波动方程偏移技术的出现是在7 0 年代初期，这个时期之后的偏移技术才定性和定 量地对反射波运动学和波动学特征成像，有关地质岩性、岩相、孔隙度、裂隙密度乃至 流体含量测定等进一步的工作才在理论上得到准确可靠的信息保证。7 0 年代初期， j c l a e r b o u t 教授首先提出了用有限差分法解单程波动方程的近似式，用地面观测的地震 数据重建地震波在地下传播过程中的波场，从这些传播过程的波场中提取使地震界面成 像的那些数据，组成地震偏移剖面。由于这种偏移方法在计算过程中要解波动方程或其 近似式，所以被称为波动方程法偏移技术。有限差分法可通过数值粘滞性控带o ：f l 径，其 实质也是一种二维滤波。另外，常用近似方程。实际偏移范围受方程限制。所用方程不 同，偏移孔径的角度分别为+ - 1 5 6 ，“5 。，6 盯等。超过它们所允许角度的数据用数值粘滞 性滤除，否则产生偏移噪声。 大庆石油学院硕士研究生学位论文 7 0 年代中期，f r e n c h 和s c h n e i d e r 等在绕射偏移法的基础上使用了波动方程解的 k i r c h h o f f 积分公式，发展为地震偏移的波动方程积分法，使绕射偏移建立在可靠的波的 基本原理上，因而改善了偏移剖面，取得了良好的效果。k i r c h h o f f 积分法叠前深度偏移 也是建立在波动方程基础上的，它是波动方程的k i r c h h o f f 积分解，由于k i r c h h o f f 积分 法就算简单生产效率高被广泛应用于实际生产。但k i r c h h o f f 积分法存在多值走时的问 题，而且k i r c h h o f f 叠前深度偏移速度模型建立需要对目标测线进行解释，对于大套的 连续地层是比较容易追踪的，但实际生产中所追踪的地层会出现缺失、不清晰甚至结构 复杂不利于层位追踪和解释，尤其是对于深度较深的地层追踪尤为困难，这就对速度模 型的建立带来很大的困难。k i r c h h o f f 积分法一般据偏移剖面上的倾角确定偏移孔径。理 论上可取成满足9 0 。倾角的要求。但实际总是要小。浅层一般取2 5 。以内。深层要大些， 但要以最大倾角为依据。否则，或者增加工作量，或者增强偏移噪声。 基于波动方程的递归偏移方法相对k i r c h h o f f 积分偏移有着得天独厚的优势。首先， 它们是从全方程导出的，不是基于高频近似的渐进解。因此，波动方程偏移方法潜在地 比较精确、稳健。其次，当向下延拓方法可用于波场延拓而又不增加计算维数时( 例如 零偏移距数据) ，这类方法比k i r c h h o f f 积分法的效率还高。波动方程叠前深度偏移成像 解决的是强横向变速条件下复杂地质体的地震波成像问题。大体上讲，波动方程偏移方 法主要分为两类，其一为有限差分偏移方法，另一类为付立叶偏移方法。有限差分方法 容易处理速度的横向变化，但其缺点在于存在频散和成像倾角限制。付立叶方法不存在 频散且对水平层状介质能精确成像，不过，它只适用于水平层状地层。为了利用两者的 优势，许多地球物理学家提出在双域( 即频率波数域和频率空间域) 进行地震波成像处 理，先后提出了分步付立叶偏移、付立叶有限差分偏移等算法。 三维叠前深度偏移广泛地应用于地下复杂地质体成像。当前工作量较大的三维成像 问题一般采用基于射线追踪的k i r e h h o f f 积分方法，但该方法在处理复杂构造( 如盐丘 或陡倾地层) 时总存在困难( h u & m c m e c h a n 。1 9 8 6 ) 。虽然基于有限差分方法的全方程 逆时偏移对存在剧烈横向速度变化的非均匀介质也具有非常好的成像精度，但是，把该 方法应用于三维叠前深度偏移需要花费较多的机时和巨大的计算机内存容量，这些要求 在目前是不现实的。于是从8 0 年代后期直至目前，地球物理学家们一直在寻求一种既 方便快捷又准确可靠的叠前深度偏移方法。要研究波动方程偏移问题，搞清楚波的传播 问题是非常必要和有帮助的。在8 0 年代中后期，k n e p p 与d eh o o p 等人为了研究波谯 随机介质中的传播问题，在地震波场的叠加原理基础上，基于速度场分解、波的敞射理 论以及波动方程的g r e e n 函数解彬，束求解h e l m o l t z 方程，提出了一种在频率波数域和频 率空间域( 双域) 交替进行的波z 山方程解法。这可以说是屏方法的雏形。 9 0 年代初，w urs 与d eh o o p 等在屏的雏形理论基础上，通过一系列近似处理r 段，发展成了较实用的广义肼算“、。这类尊法既可用于研究波( 声波或弹性波) 的传播 问题，又可用于地震波场成像。渗炎方法认为速度场可分解为层内常速背景和层内变地 7 第1 章分频叠前深度偏移的基本概念 扰动。对背景场相当于解常速的声波方程，可通过相移实现；对变速扰动，可认为这种 非均匀性相当于散射源( 二次源) ，入射波场作用于这些散射源上，由此产生散射波场。 一般假设波场延拓层厚度较小，在薄板近似条件下，对散射场计算式的积分核采用不同 的近似方法，如b o m 近似、d ew o l f 近似或r y t o v 近似等等，可以得到不同的散射波场 延拓式。随后在此基础上，w ur s 和h u a n gl j 等人把该类方法发展成了广义屏、相屏 以及局部b o r n 近似的屏方法和局部r y t o v 近似的屏方法。接着他们针对上述方法的一 些不足之处做了进一步的扩展和改进，提出了一系列新的屏算子，如扩展的局部b o r n 近似和r y t o v 近似的屏方法、拟线性局部b o m 近似的屏方法，等等。复杂模型及实际 地震资料试验证明，这些算子能较准确地描述地震波在随机介质中的传播特征( 入射、 反射、散射和透射等等) ，并在波动方程偏移成像应用中具有较好的效果。近年来，西 方许多石油公司对该类算法产生了浓厚的兴趣，并逐步投向生产。 1 3 分频叠前深度偏移的提出 随着油气勘探开发的不断深入，对地震勘探技术的要求越来越高；同时，由于国内 地震勘探市场竞争激烈，亦迫切需要提高地震勘探的精度。这就要求地震勘探部门只有 提高地震勘探的技术水平，才能在激烈的竞争中占有一席之地。因此，高分辨率地震勘 探技术受到勘探部门的高度重视。随着开发地震勘探的进一步深入，勘探的主体目标由 构造油气藏转为岩性油气藏。解释人员则需要更准确地分辨薄地层，更精确地描述小断 块、小断层及油气藏边缘储层的特性，这就要求地震资料的处理更要适应这一特点，而 常规处理无论在信噪比还是分辨率都达不到要求，因而高分辨勘探就提到日程上来。“九 五”以来，大庆油田的构造圈闭已经基本钻探，近年所找到的储量和剩余资源主要分布 在隐蔽岩性油气藏中，大庆油田的勘探重点是岩性圈闭，岩性圈闭高分辨率地震成像研 究是勘探对地震勘探的分辨率提出了更高的要求。 对地震资料进行高分辨率处理，需要对影响资料分辨率的因素进行分析，找出其中 的主要因素。影响资料分辨率的主要因素有地震子波的频率成分与频带宽度，信噪比， 时间、空间采样率，子波形状，子波的吸收与衰减作用等。其中频带宽度是影响分辨率 的一个重要因素，分辨率与子波的频带宽度和频率成分有如下关系： ( 1 ) 当子波的频带较窄时，相同频带宽度对应的分辨率相同；分辨率主要取决于频 带宽度，频带越宽对应子波延续度越短，分辨率越高。 ( 2 ) 当子波的频带较宽时，分辨率取决于上限频率，但也要考虑到低频成分。 ( 3 ) 子波的分辨率与其频带宽度成正比，与子波的长度成反比： ( 4 ) 在相同振幅谱的条件下，零相位子波的分辨最高，说明分辨率与予波的相位有 关。 高分辨地震资料处理的技术有：地震资料叠前提高信噪比处理、提高反射信号主频 和展宽有效信号频带、分频处理方法、优化迭代叠加方法、信号方向约束预测去噪方法、 8 大庆石油学院硕士研究生学位论文 三维f x y 域预测道内插方法等。其中分频处理方法是高分辨率地震资料处理技术的传 统方法。地震资料分频处理是考虑了不同频带地震波的吸收、衰减、速度、信噪比的不 同，对各部分频带进行精细处理，充分利用各个频带的反射能量，从而展宽频谱，提高 信噪比和分辨率，是提高深层资料品质的有效手段。分频处理技术已经成功地应用于分 频剩余静校正、分频叠加、分频偏移、分频去噪、分频反演等方面。分频的方法有小波 分频率和滤波器分频，本文采用的是线性滤波器分频。 叠前深度偏移是地震资料处理技术的一个重要发展方向，叠前深度偏移利用射线追 踪法求所需的成像射线，每条成像射线都是从垂直地表的方向开始向下追踪，每条射线 都按照s n e l l 定律发生折射，因此像射线一般都是弯曲的，而不是垂直的。它突破了水平 叠加和叠后时问偏移等传统处理方法的应用条件限制，能够对非常复杂的数据进行信号 的成像，可以修正陡倾角底层和速度变化产生的地下图像畸变对于陡倾角及速度横向变 化剧烈等复杂地区地震资料成像具有明显的改善作用。但深度偏移成像存在着致命的速 度难题，就是速度的准确性对于叠前深度偏移影响很大，因此在成像过程中需要有一个 充分精确的速度模型，为了得到满意的速度场不同的偏移速度方法被提出来，其中包括 迭代剖面偏移法、聚焦分析法、叠加能量分析法、和叠前深度偏移方法及全局寻优的遗 传算法。这些方法在一定程度上能够建造比较可靠的速度模型，但深度偏移成像的精度 以及分辨率不高。 叠前深度偏移在2 0 0 4 年已经走向了工业化生产，并取得了较好的效果。但是叠前 深度偏移的纵向分辨率普遍比较低，如何提高叠前深度偏移的纵向分辨率是目前地震资 料处理中急需解决的难题。因此提高分辨率的叠前深度偏移处理将是叠前深度偏移技术 发展的方向。分频处理是提高展宽频带提高分辨率的有效手段。分频叠前深度偏移是把 分频技术应用到叠前深度偏移中，针对地震波不同频带的能量、速度以及偏移参数的差 异，把c m p 道集分成若干个频带，建立对应的速度模型，分别进行偏移，把各频带的 偏移结果叠加起来得到最终结果。显然分频叠前深度偏移的速度模型更加合理，射线追 踪更加准确，并且分频处理能有效的拓宽地震资料的频带，提高资料的分辨率特别是纵 向分辨能力。 9 第2 章地震波的速度及频敏现象 第2 章地震波的速度及频散现象 地震资料处理中最重要的几个问题就是地震波的频率、速度、衰减以及频散问题。 这些问题是相互关联的，m s s a m s 等在帝国学院的井下试验基地对饱和的沉积岩岩石 进行了一系列的试验，认为在低频情况下，岩石的弹性模量与频率有关，频率的变化自 然影响到速度的变化，地震波随频率以不同的速度传播就出现了频散以及衰减的问题 了。不同频率的地震波的速度、衰减情况不一样导致了我们在处理中要考虑各个频带特 点。 2 1 地震波的速度 地震波在地下岩层介质中传播的速度是地震资料数字处理和解释中非常重要的参 数。速度的准确与否直接决定了叠加和偏移的效果，叠前深度偏移处理最关键的是速度 模型的建立和调整，恰恰速度模型的准确建立最难的部分。 2 1 1 平均速度p 0 有的书上是这样定义平均速度的：一组水平层状介质中某一界面以上介质的平均速 度就是地震波垂直穿过该界面以上各层的总厚度与总的传播时间之比。按照这个定义那 么1 1 层水平层状介质的平均速度是 y 翌；翌 耋每毫t白k台 试中啊，k 分别是第i 层的厚度和速度。 ( 2 - 1 ) 这个定义很简单，但由于地震波实际上并非都是垂直入射的，从公式上不容易理解。 平均速度还可以从另一个角度来定义，就是平均速度是建立在最短路径假设基础上的， 即地震波在地下层状介质中是沿直线传播的，那么地震波沿直线传播所走的总路程与所 需要的总时间之比为平均速度。 1 0 大庆石油学院硕士研究生学位论文 9 - 2 l _ r n ，h 1 圪，h 2 e i k ，k v ap 图2 - 1 水平层状介质的平均速度 m g 2 - 1 t h ea v e r a g ev e l o c i t yo fh o r i z o n t a lf o r m a t i o n s 图2 - 1 是地震波在水平层状介质中的传措的不蒽图，图中水平层状介质一共n 层， 任一层i 的层速度为k ，厚度为噍，地震波从s 点出发，沿直线传播以入射角疗在p 点发 生反射，反射波最终到达尺点。f 1 、t 2 为地震波在各水平层状介质中的传播时间。 那么就有 一等2 熹 “2 0f 1 + f 2 + + ”7 f s p 是地震波从s 点出发到达p 点所用的时问。 根据三角关系知道印一帆+ k + + _ 毖s 口，而地震波通过任意第f 层介质所用的时间 j l 为旦笋，我们得到 k + 屯+ + 吃 。 盟旦 f j l l 。、 c o s o + c o s _ _ _ o o + + c o s o kkk ( 2 - 3 ) ( 2 4 ) 比 的q时总一i i _ 发厚 甚_ l部 吃一l一矿， ， 。v鱼。z的 一 样 w 一 一 娃郭终最 度速均乎的迁定种 到 两 得 到 ， 看 而 以 冈 川 第2 章地震波的速度及频散现象 2 1 2 均方根速度婚 实际上的地震波不可能像平均速度的假设那样沿着最短路径的直线传播，由于水平 层状介质岩性和密度等的差异使得波在各层介质的速度不同，但不管介质结构如何，地 震波总是遵从费马原理的，即地震波总是沿着时间最短的路径传播的。我们知道在均匀 介质中，波沿直线传播所用的时间是最短的，因而均匀介质水平界面情况下反射波的时 距曲线是一条双曲线，即 f 一軎孵+ x 2 ( 2 5 ) 或者写成 f 2 一+ 专 ( 2 6 ) 式中h o 是界面的深度；t o 是双程垂直反射时间：x 是接收点与激发点距离；t 是在x 处接 收到反射波的时间。 但如果实际的介质结构是水平层状的不均匀介质时，那么反射波的时距曲线的表达 式就不是双曲线形式了。能不能通过对公式的简化近似把它看成双曲线? 而在生产工作 中进行动校正时，不管地下介质是否均匀，我们都是采用双曲线公式计算动校正量，也 即把反射波时距曲线总看成双曲线。均方根速度的概念就是在把不是双曲线关系的时距 方程简化为双曲线关系时引入的一个速度概念。下面就来讨论水平层状介质中地震波的 时距曲线是怎样简化为双曲线的。 如图2 - 2 所示的水平层状介质，地震波在s 点激发，在r 点接收到的第n 层界面的 反射波传播时间为 妻上( 2 - 7 ) c o s o y , 智 相应的炮检距为 x 一2 噍增q ( 2 8 ) 大庆石油学院硕士研究生学位论文 sr | h j “ h 2v 2 | 飞3 觑| h 图2 - 2 水平层状介质的均方根速度 f i g 2 - 2 t h er m sv e l o c i t yo fh o r i z o n t a l f o r m a t i o n s ( 2 7 ) 卡( 2 8 ) 就是水半层状介质反射波时距曲线的参数万程( 参数是口0 。为7 方便把他们 改为射线参数p 表示的方程。因为根据折射定律，有 s i n 0 1 。s i n 0 2 。s i n o j s i n o 一。p ( 2 9 ) kk屹 、7 所以有： 荟z 磊 p l o ) 扣留_ 1 p t 形p 2 2 萨 2 - 1 1 ) 式中，t i 是波在第i 层介质中垂直界面的方向双程传播的时间。 对水平层状水平介质，当 k z 骞若匆 陋均 时，( 2 1 0 ) 和( 2 1 1 ) 可以形式地展开成，的幂级数 “+ 善屈p ( 2 - 1 3 ) 这个级数是收敛的。这里是n 丘：中最大的层速度：t o 一t 。 根据函数的幂级数展开式，可以把f 2 1 0 ) 展开得 1 3 第2 章地震波的速度及频散现象 r 。舯+ i 1 心2 + 沁4 + 素如) 。蓦t + ( 砉三t k 2 ) p + ( 砉吾t f ) 扣 两边平方并整理，得 r 2 一( 砉t ) 2 + ( 骞t ) ( 砉t k 2 ) p 2 + + l ( 羹；三t k 2 ) 。+ 2 ( 耋t ) ( 薹；t k 4 ) i p 4 + 同理，把( 2 1 1 ) 按幂级数展开，有 工= 喜k 2 p ( 互1p 2 + ；p 4 k 4 + 而5p t 6 + 一) 。2 ) p + ( 丢耖) 矿+ + w ) n 两边平方，得 x 2 一( 砉t k 2 ) p + ( ；砉k 4 ) p 6 + + 砣( 耖) w ) p 4 + 铊2 臌坩卜 在级数( 2 1 3 ) x 4 ，等项，对( 1 1 5 ) 平方可得x 。 x 4 一( 砉t k 2 ) 4 + ( 砉t k 2 ) 2 ( 三耋t k 4 ) 2 p + 对矿，x 8 等项就不一一计算。 由( 2 - 1 3 ) 式有 t 1 = t 4 2 + 9 叠+ b 守寸+ b + 把( 2 1 4 ) ( 2 1 5 ) ( 2 1 6 ) 代入( 2 1 7 ) ，有 1 4 ( 2 1 4 ) ( 2 - 1 5 ) ( 2 1 6 ) 佗一1 7 ) 大庆石油学院硕士研究生学位论文 ( 砉) 2 + ( 砉t ) ( 砉t 曙) p + + 【( 骞三t k 2 ) 2 + 2 ( 砉t ) ( 羹；t ) 】p + 名+ 届【( ；| ；t 哆) 2 ，+ ( 砉t 呼) ( 砉。一) + 】+ ( 2 - 1 8 ) 叫2 卜】+ 坛一( “ 晟。掣掣塾 仁：。， ) 渺2 由( 2 1 8 ) ，可算出岛。令等式两边，项的系数相等，有 k 2 ) 2 + z 烈n ；| ；训 一局( 砉t k 2 ) ( 砉t ) + 展( ；| ；t k 2 ) 4 n 8 2m 1 珥 幽一! 2 ) 4 ( 耖) 2 f 2 - 2 1 ) 同理可以推导出晟，反，尼，它们是一个交错级数，而且这些系数的值越来越小。 为了方便表示，引入f 列符号和公式： 口0 。善q 。善- k 2 口z t y , 4 q 2 善f 则有 第2 章地震波的速度及频教现象 符号 展 旦 “1 荟咋 区- 与芋 尾。坐苎攀 ( 2 - 2 2 ) 现在就可以把f 0 ，届，岛，岛代入( 2 1 7 ) 中了，为了方便我们引入下面的 于是( 2 1 7 ) 可以写成 。k 4 曙一捌f 一 蓍t “咯掣 ( 2 2 3 ) ( 2 2 4 ) r 2 2 5 ) 略去等高次项就近似得到在形式上与均匀覆盖介质情况下完全一样的双曲线型的时 距曲线方程 产- + 毒( 2 - 2 6 ) 可以看到相当于均匀介质下的波速，因此我们把 r n 1 一 k 。善t ，- 2 善n t( 2 。2 7 ) 称为1 1 层水平介质的均方根速度。 1 6 趁 i 嘭 夫庆石油学院硕士研究生学位论文 2 1 3 等效速度屹 我们知遭均匀水半反射冥反射坡时距曲线是双曲线，但当反射界回是倾斜截向的时 候其时距曲线方程变为 f 一4 h ：+ x 2cos2(2-28) 式中y 是介质的速度；是共中心点处界面的法线深度；妒是界面倾角。我们依然要把 该时距曲线方程变为双曲线的形式，因此我们把( 2 2 8 ) 改写为 “瑶+ 手( 2 - 2 9 ) 丽 其中岛- - 砜f - 再引入圪 。而( 2 - 3 0 ) v 把( 2 - 3 0 ) 代入( 2 - 2 9 ) 中，这样就可以得到倾斜界面反射波双曲线形式的时距曲线 “碍嚼 ( 2 - 3 1 ) 我们把屹叫做倾斜截面均匀介质下的等效速度。 引入等效速度的意义在于：把倾斜均匀反射截面的时距曲线变成关于圪的双曲线形 式，在动校正的时候用屹代替v 对共中心点道集进i j 校正，能取得很好的叠加效果。 二i 4 叠加速度圪 要理解叠加速度首先让我们来看一下实际地震资料处理中叠加本身的意义：叠加是 超过速度谱的计算得到一组共反射点道集的叠加速心圪，用这个速度去计算各道的动校 l 基 f2 彳 妊一v ( 2 - 3 2 ) 、j _ 时各道进行动校 ：，如果圪刚好能把该鲜【共，一时点道集对应的同十h 轴校成水平直 t ，此时这个道集的臀加能量达到最大，就把这个1 。，叫l 炙共反射点道集的替加速度。 第2 章地震波的速度及频散现象 实际上对于不同的地下结构，我们都把共中心点反射波时距曲线看作双曲线，用一 个关于圪的式子表示： 2 f 2l t g + 尹x - ( 2 - 3 3 ) 很显然，当地下为倾斜界面均匀介质时叠加速度圪就是等效速度屹，介质为水平 层状介质时，叠加速度圪就是均方根速度，但是在一般情况下，地下介质不是水平 层状介质，叠加速度与均方根速度不同。在实际地震资料的处理中，例如我们做叠前时 间偏移处理时，我们经常把叠加速度作为初始的均方根速度。 2 1 5 各种速度之间的关系 上几节我们谈论了各种速度的概念，各种速度的含义有所不同，但不同速度间有一 定的联系有的可以相互转换，这一节就谈论它们的关系。 2 1 5 1 平均速度与均方根速度的比较 我们知道上面提到平均速度的定义是建立在最短路径假设基础上的，即地震波在地 下层状介质中是沿直线传播的，由这个假设计算出来的平均速度实际上就是地震拨垂直 穿过水平层状模型各层的总厚度与总的传播时间之比。这是一个很粗略的模型和假设， 实际上地震波在非均匀介质中传播时，沿不同的射线路径有不同的传播速度，我们把它 称为射线速度。而把地震波沿某一条射线传播所走的总路程长度除以所需的时间叫波沿 这条射线的射线平均速度。显然射线平均速度对每条射线都不一样，它比平均速度更加 精确，更加符合实际。 但不管比较粗略的平均速