第五章地震资料处理

1、 第五章第五章 地震数据处理方法地震数据处理方法第一节第一节 地震数据处理概述地震数据处理概述第二节第二节 地震记录的形成及显示地震记录的形成及显示第三节第三节 数据处理流程分析数据处理流程分析第四节第四节 地震波的速度及速度分析地震波的速度及速度分析第五节第五节 偏移归位偏移归位 第一节第一节 地震数据处理概述地震数据处理概述一、地震数据处理的一般概念一、地震数据处理的一般概念 地震数据处理方法是研究如何对地震勘探野外资料利地震数据处理方法是研究如何对地震勘探野外资料利用用数字计算机数字计算机进行进行处理处理，以获得有关，以获得有关地下构造和地层性质地下构造和地层性质的信息的信息，有效地寻找

2、石油和天然气等矿藏的一个学科。，有效地寻找石油和天然气等矿藏的一个学科。二、地震处理的目的和意义二、地震处理的目的和意义地震处理的基本目标可归纳为地震处理的基本目标可归纳为“三高一准三高一准”，即，即高信噪比、高分辨率、高保真度和准确成像。高信噪比、高分辨率、高保真度和准确成像。处理结果直接影响解释的正确性和精确度。处理结果直接影响解释的正确性和精确度。高质量处理成果可直接用于油气储层预测和烃类高质量处理成果可直接用于油气储层预测和烃类检测。检测。资料采集资料采集资料处理资料处理资料解释资料解释地质成果地质成果修改处理方案修改处理方案桥桥梁梁提高信噪比提高信噪比提高地震资料的信噪比其实质就提高

3、地震资料的信噪比其实质就是想方设法压制或剔除各种干扰信息，突出有效信息，是想方设法压制或剔除各种干扰信息，突出有效信息，具体方法概括起来有：具体方法概括起来有：(1)(1)野外采集方面，主要是组合和多次覆盖。组野外采集方面，主要是组合和多次覆盖。组合（包括组合检波和组合激发）主要是通过压制面波合（包括组合检波和组合激发）主要是通过压制面波等规则干扰波来提高信噪比；多次覆盖技术是在野外等规则干扰波来提高信噪比；多次覆盖技术是在野外采用多次观测，室内进行水平叠加，主要通过对多次采用多次观测，室内进行水平叠加，主要通过对多次波的压制作用来提高记录的信噪比。总之，严格把握波的压制作用来提高记录的信噪比

4、。总之，严格把握野外施工进程和施工质量是提高信噪比的关键。野外施工进程和施工质量是提高信噪比的关键。(2)(2)数字处理方面，主要以各种滤波方法为主，数字处理方面，主要以各种滤波方法为主，如频率域滤波、相干滤波、中值滤波等等。此外，还如频率域滤波、相干滤波、中值滤波等等。此外，还有各种变换方法。有各种变换方法。 提高分辨率提高分辨率随着油气工程的深入发展，对地随着油气工程的深入发展，对地震资料在储层预测和油藏特征描述等方面的要求也越震资料在储层预测和油藏特征描述等方面的要求也越来越高，最令人关注的是提高地震资料的分辨率。高来越高，最令人关注的是提高地震资料的分辨率。高分辨率地震勘探是一个系统工

5、程，它包括高分辨率地分辨率地震勘探是一个系统工程，它包括高分辨率地震采集、资料处理和解释应用三大部分，三者紧密相震采集、资料处理和解释应用三大部分，三者紧密相连，缺一不可。就地震资料数字处理而言，经多年的连，缺一不可。就地震资料数字处理而言，经多年的努力，已有多种提高地震资料分辨率的处理方法，例努力，已有多种提高地震资料分辨率的处理方法，例如，展宽有效波频带的方法：谱白化、蓝色滤波等等；如，展宽有效波频带的方法：谱白化、蓝色滤波等等；压缩地震子波延续时间的方法：反褶积、反压缩地震子波延续时间的方法：反褶积、反Q Q滤波等滤波等等；测井约束反演等。等；测井约束反演等。 提高保真度提高保真度保真度

6、是指经数字处理后的地保真度是指经数字处理后的地震剖面或数据体与地下实际地质情况的吻合程度，震剖面或数据体与地下实际地质情况的吻合程度，提高保真度就是提高这种吻合程度的一切努力或尝提高保真度就是提高这种吻合程度的一切努力或尝试。试。准确成像准确成像地震成像主要包括两方面内容：地震成像主要包括两方面内容：其一是确定反射点的空间位置，其二是恢复反射波其一是确定反射点的空间位置，其二是恢复反射波的波形和振幅特征。地震成像的具体实现方法是地的波形和振幅特征。地震成像的具体实现方法是地震偏移。就地震偏移而言，准确成像则是使经过偏震偏移。就地震偏移而言，准确成像则是使经过偏移处理后的地震剖面或数据体与地下实

7、际情况具有移处理后的地震剖面或数据体与地下实际情况具有最佳吻合。目前，解决构造复杂、横向速度变化剧最佳吻合。目前，解决构造复杂、横向速度变化剧烈地区的地震偏移正确成像的最佳方法就是叠前深烈地区的地震偏移正确成像的最佳方法就是叠前深度偏移。度偏移。 （一一） 地地震震记记录录的的褶褶积积模模型型 1. 理理想想模模型型 设设震震源源脉脉冲冲为为)(tb ，假假定定无无吸吸收收、透透射射和和多多次次反反射射等等因因素素影影响响，无无随随机机干干扰扰，则则理理想想的的输输出出： )()(*)()(tbttbtx 式式中中)(t 为为反反射射系系数数（反反射射率率函函数数） 。 理想理想模型模型tx(

8、 t ) 第二节第二节 地震记录的形成及显示地震记录的形成及显示l一、地震记录的形成一、地震记录的形成反射系数序列与实际地震记录的频谱比较反射系数序列与实际地震记录的频谱比较频带范围有频带范围有限（带限）限（带限）频谱很宽频谱很宽( (白谱白谱) ) 2.2. 实际模型实际模型 实际地震记录实际地震记录x( (t) )由有效波由有效波s( (t) )和干和干扰波扰波n( (t) )组成：组成： )()()(tntstx 对反射地震勘探而言，除一次反射波以对反射地震勘探而言，除一次反射波以外的一切波都是干扰波，一次反射波可用以外的一切波都是干扰波，一次反射波可用以下褶积模型表示：下褶积模型表示：

9、 )()(*)()(tbttbts褶积模型褶积模型 理想模型理想模型 实际实际模型模型S( t )地震记录形成的褶积模型地震记录形成的褶积模型*反射系数反射系数地震子波地震子波第一层反射波第一层反射波第二层反射波第二层反射波地震记录地震记录 无噪声时的褶积模型无噪声时的褶积模型 规则干扰波规则干扰波N( (t) )的分类：的分类：（）与地质结构有关：多次波、转换波、断（）与地质结构有关：多次波、转换波、断面波、绕射波、伴随波、折射波、瑞利波、勒面波、绕射波、伴随波、折射波、瑞利波、勒夫波和斯通利波等，这类波在特定的条件下可夫波和斯通利波等，这类波在特定的条件下可转化为有效波；转化为有效波；（）

10、与地质结构无关：水中鸣震、气泡效应、（）与地质结构无关：水中鸣震、气泡效应、地表及海面散射等。地表及海面散射等。 有噪声时的褶积模型有噪声时的褶积模型褶积模型的应用条件褶积模型的应用条件地层介质是完全弹性的，而且是线性的，即地层内的地层介质是完全弹性的，而且是线性的，即地层内的各种地震波相互独立，各自服从自己的传播规律，但可各种地震波相互独立，各自服从自己的传播规律，但可以相互叠加，且服从线性规律；以相互叠加，且服从线性规律；地层介质特性是稳定的，不随时间而变化；地层介质特性是稳定的，不随时间而变化；质点振动是被动的质点振动是被动的,地层介质质点本身不放射能量；地层介质质点本身不放射能量；子波

11、不随传播的时间和空间而变化；子波不随传播的时间和空间而变化；只考虑一次反射波，没有考虑多次波。只考虑一次反射波，没有考虑多次波。 实际上地层介质的弹性是非线性的实际上地层介质的弹性是非线性的(如粘滞弹性如粘滞弹性-viscoelasticity)，具有一定的吸收衰减特性。波的传播特，具有一定的吸收衰减特性。波的传播特性是随时间、空间而变化的。性是随时间、空间而变化的。 一维地震记录的形成通常采用褶积一维地震记录的形成通常采用褶积模型，二维地震剖面和三维数据体的形模型，二维地震剖面和三维数据体的形成通常使用射线理论或波动理论，统称成通常使用射线理论或波动理论，统称为为数值模拟数值模拟或地震正演模

12、拟技术。或地震正演模拟技术。（二）地震剖面的数学模型（二）地震剖面的数学模型射线理论射线理论 二维情况下可根据给定的地质模型，二维情况下可根据给定的地质模型，利用射线理论得到自激自收地震剖面。利用射线理论得到自激自收地震剖面。有多种实现方法，如褶积模型的逐道循有多种实现方法，如褶积模型的逐道循环法等。环法等。（三）地震剖面的数学模型（三）地震剖面的数学模型波动理论波动理论 二维情况下也可根据给定的地质模二维情况下也可根据给定的地质模型，利用波动理论得到自激自收地震剖型，利用波动理论得到自激自收地震剖面。有多种实现方法，如波动方程的有面。有多种实现方法，如波动方程的有限差分法、克希霍夫积分法、频

13、率波数限差分法、克希霍夫积分法、频率波数域法等。域法等。 （四）物理模型技术（四）物理模型技术 地震记录面貌的形成除了数值模拟外，地震记录面貌的形成除了数值模拟外，还可以采用还可以采用物理模型技术物理模型技术(physical model technique)来实现。来实现。 这是利用一定的物理设备，模仿野外的激这是利用一定的物理设备，模仿野外的激发和接收方式，对采集的模拟记录进行一系发和接收方式，对采集的模拟记录进行一系列的处理，得到用于理论研究的地震剖面或列的处理，得到用于理论研究的地震剖面或地震数据体。地震数据体。定位系统：定位系统：X,Y, Z(S,R)监视器监视器接接 口口 波形存储

14、器波形存储器 滤波器滤波器计计 算算 机机超声发生器超声发生器 前置放大器前置放大器终端终端 打印机打印机 外存外存设备设备 S RS发射探头发射探头R接收探头接收探头水槽水槽物物理理模模型型技技术术框框图图物理模型数据体的物理模型数据体的Line 75剖面剖面 物理模型数据体中物理模型数据体中t0=1140ms的水平切片的水平切片 美国美国Housdon大学联合大学联合地球物理实验室地球物理实验室(AGL)的物理模型成果的物理模型成果二、地震记录的显示方式二、地震记录的显示方式 （1 1）波形显示；（）波形显示；（2 2）变面积显示；）变面积显示；（3 3）波形）波形+ +变面积显示；（变面

15、积显示；（4 4）变密度显示）变密度显示 最基本的处理流程：最基本的处理流程：输入输入 预处理预处理 滤波滤波 反褶积反褶积 速度分析速度分析 动、静校正动、静校正 叠加叠加 偏移偏移 输出输出 第三节第三节 数据处理流程分析数据处理流程分析一、一、预处理预处理预处理是指数据处理前的一项准备工作，也是预处理是指数据处理前的一项准备工作，也是数据处理的一项基础工作。一般来说，预处理可定数据处理的一项基础工作。一般来说，预处理可定义为把野外采集的数据磁带转换成处理系统所能接义为把野外采集的数据磁带转换成处理系统所能接受的共中心点（受的共中心点（CMP）道集带所涉及的全部处理过）道集带所涉及的全部处

16、理过程。程。二、常规处理二、常规处理主要包括滤波、反褶积、道均衡、共主要包括滤波、反褶积、道均衡、共中心点道集、速度分析、剩余静校正、动校中心点道集、速度分析、剩余静校正、动校正、切除、叠加和偏移等。正、切除、叠加和偏移等。1.1.滤波滤波利用有效波与干扰波在频率、传利用有效波与干扰波在频率、传播方向、速度以及能量等方面的差异进行干播方向、速度以及能量等方面的差异进行干扰波压制或消除，从而突出有效波的数字处扰波压制或消除，从而突出有效波的数字处理方法称为数字滤波。数字滤波是对离散取理方法称为数字滤波。数字滤波是对离散取样的地震信息进行数字运算处理以达到在频样的地震信息进行数字运算处理以达到在频

17、率上滤波的目的的。率上滤波的目的的。数字滤波的种类很多，有一维滤波，如数字滤波的种类很多，有一维滤波，如褶积滤波、递归滤波、低通、高通、带通滤褶积滤波、递归滤波、低通、高通、带通滤波等；有多维滤波，如扇形滤波、时空域滤波等；有多维滤波，如扇形滤波、时空域滤波、频率波数域滤波等。波、频率波数域滤波等。X（）H（）12312有效波频谱有效波频谱干扰波频谱干扰波频谱Y（ ）=X（ ） H（ ）滤波器的频率特性滤波器的频率特性地震信号的频谱地震信号的频谱频率特性频率特性原始信号原始信号输出信号输出信号滤波结果：相干噪声得到很好去除，剖面信噪比大大提高。滤波结果：相干噪声得到很好去除，剖面信噪比大大提高

18、。叠 加 剖 面叠 加 剖 面去 噪 前 后去 噪 前 后对比对比 2.2.反褶积反褶积消除激发信号在传播过程中所受消除激发信号在传播过程中所受滤波作用的处理方法称为反褶积也称反滤波，滤波作用的处理方法称为反褶积也称反滤波，它是某种滤波过程的逆过程。它是某种滤波过程的逆过程。反褶积问题的提出：反褶积问题的提出： 反射系数序列：每个地下界面均有显示反射系数序列：每个地下界面均有显示 地震记录：反射同相轴与地质界面不存在地震记录：反射同相轴与地质界面不存在一一对应关系。一一对应关系。目的：压缩地震子波，提高地震资料的分辨率。目的：压缩地震子波，提高地震资料的分辨率。地震地震记录记录反射反射系数系数

19、t( t )反褶积反褶积目标目标地震子波地震子波记录形记录形成过程成过程分辨分辨率高率高分辨分辨率低率低反褶积与地震记录形成过程的关系反褶积与地震记录形成过程的关系反褶积反褶积 地震记录形成的逆过程地震记录形成的逆过程常规的水平叠加剖面常规的水平叠加剖面 自适应最小平方法反褶积得到的水平叠加剖面自适应最小平方法反褶积得到的水平叠加剖面 反褶积前后叠加剖面对比反褶积前后叠加剖面对比3.3.速度分析速度分析是指从实际资料中求取叠加速度的过是指从实际资料中求取叠加速度的过程。为了讨论问题的方便，常将复杂的反射波时距曲程。为了讨论问题的方便，常将复杂的反射波时距曲线近似地看成是一条双曲线，即：线近似地

20、看成是一条双曲线，即： 式中，式中，Vs 为叠加速度，为叠加速度，t t0 0 是炮检距为零处的反射波旅是炮检距为零处的反射波旅行时。当地层为水平层状时，叠加速度等于均方根速行时。当地层为水平层状时，叠加速度等于均方根速度度, ,此时正常时差此时正常时差t t 为：为：上式中，由于上式中，由于x x 是已知的，因此是已知的，因此t t 和和tt都是都是VR和和t t0 0 的的函数。由此可见，从反射波正常时差函数。由此可见，从反射波正常时差t t 的分析中可的分析中可以提供均方根速度的信息，这就是速度分析的基础。以提供均方根速度的信息，这就是速度分析的基础。 22202sVxtt),(0022

21、200rmsrmsVt ttVxtttt叠加速度谱；叠加速度谱；a)a)等值线显示方式；等值线显示方式；b)b)能量曲线显示方式能量曲线显示方式 4.4.动校正动校正共炮点或共中心点反射波时距曲线共炮点或共中心点反射波时距曲线是双曲线的条件：地面和地下反射面都是宏观上是双曲线的条件：地面和地下反射面都是宏观上的光滑平面、激发点和接收点在一条直线上，而的光滑平面、激发点和接收点在一条直线上，而且地下介质是均匀的。为了更直观地反映地下反且地下介质是均匀的。为了更直观地反映地下反射界面的形态，如果从观测到的反射波旅行时中射界面的形态，如果从观测到的反射波旅行时中减去正常时差，就得到中心点处的自激自收

22、减去正常时差，就得到中心点处的自激自收 时时间，这一过程称为正常时差校正或动校正。间，这一过程称为正常时差校正或动校正。 共共中中心心点点道道集集地地震震波波旅旅行行时时方方程程为为： 2222)0()(vxtxt 式式中中，x 是是震震源源与与接接收收点点之之间间的的距距离离（偏偏移移距距） ，v 是是反反射射界界面面以以上上介介质质的的速速度度，而而 t（0）是是沿沿垂垂直直路路径径MD 的的双双程程旅旅行行时时。 动校正中的动校正中的“动动”字的含义体现在动校正量字的含义体现在动校正量随时间和炮检距而改变。经过动校正后，反射波随时间和炮检距而改变。经过动校正后，反射波同相轴一般就能形象地

23、反映界面的形态了。同相轴一般就能形象地反映界面的形态了。不不同同速速度度对对均均匀匀介介质质水水平平面面反反射射的的动动校校正正： 如如果果所所用用速速度度高高于于介介质质速速度度，双双曲曲线线不不能能完完全全拉拉平平，称称为为欠欠校校正正。 所所用用速速度度低低于于介介质质速速度度，双双曲曲线线上上翘翘，称称为为过过校校正正。 传传统统速速度度分分析析的的基基础础:对对 CMP 道道集集通通过过一一系系列列常常速速度度进进行行动动校校试试验验，使使该该道道集集的的反反射射曲曲线线拉拉得得最最平平的的速速度度就就是是叠叠前前最最佳佳动动校校正正速速度度。 未切除时，未切除时，CMP的浅层部分可

24、见一个低频的拉伸带的浅层部分可见一个低频的拉伸带 5.5.静校正静校正研究地形、地表结构对地震波传播时研究地形、地表结构对地震波传播时间的影响，设法把由于激发和接收时地表条件变化间的影响，设法把由于激发和接收时地表条件变化所引起的时差求取出来，再对其进行校正，使畸变所引起的时差求取出来，再对其进行校正，使畸变了的时距曲线恢复成双曲线，以便对地下构造作出了的时距曲线恢复成双曲线，以便对地下构造作出准确解释，这一过程称为静校正。准确解释，这一过程称为静校正。 静校正中静校正中“静静”字的含义是指静校正量不随旅字的含义是指静校正量不随旅行时而改变，即一个记录道对应着一个固定的静校行时而改变，即一个记

25、录道对应着一个固定的静校正量。正量。静校正包括基准面校正和剩余静校正。静校正包括基准面校正和剩余静校正。 基准面校正是据野外测得的表层参数（激发点、基准面校正是据野外测得的表层参数（激发点、接收点高程、低速带等）计算其相应的静校正量，把接收点高程、低速带等）计算其相应的静校正量，把激发点、接收点都校正到同一海拔高度的基准面上。激发点、接收点都校正到同一海拔高度的基准面上。基准面校正包括井深校正、地形校正和低速带校正。基准面校正包括井深校正、地形校正和低速带校正。 剩余静校正：在作了基准面校正之后，由于低速剩余静校正：在作了基准面校正之后，由于低速带速度和厚度的横向变化，校正后相对基准面有或正带

26、速度和厚度的横向变化，校正后相对基准面有或正或负的误差，这个误差称为剩余静校正。或负的误差，这个误差称为剩余静校正。剩余静校正量的影响：剩余静校正量的影响： 严重降低速度谱分析的质量；严重降低速度谱分析的质量； 导致错误的叠加剖面，形成暗点和假构造。导致错误的叠加剖面，形成暗点和假构造。6.6.水平叠加水平叠加水平叠加是利用野外多次覆盖资水平叠加是利用野外多次覆盖资料把共中心点道集记录经动、静校正之后再叠加料把共中心点道集记录经动、静校正之后再叠加起来，以压制多次波和随机干扰、提高信噪比为起来，以压制多次波和随机干扰、提高信噪比为主要目标的处理方法。水平叠加剖面上的各道都主要目标的处理方法。水

27、平叠加剖面上的各道都已经转换为自激自收记录已经转换为自激自收记录。7.7.偏移处理偏移处理水平叠加剖面上的各道都已经转换为水平叠加剖面上的各道都已经转换为自激自收记录，当地下界面水平时，反射点在接收点自激自收记录，当地下界面水平时，反射点在接收点的正下方；当反射面倾斜时，反射点不在接收点正下的正下方；当反射面倾斜时，反射点不在接收点正下方，而向界面的上倾方向偏移。将水平叠加剖面上各方，而向界面的上倾方向偏移。将水平叠加剖面上各反射点移到其本来位置的处理称为偏移处理。反射点移到其本来位置的处理称为偏移处理。地震资料的偏移归位包括绕射扫描偏移和波动方地震资料的偏移归位包括绕射扫描偏移和波动方程偏移

28、两部分。程偏移两部分。反射界面倾斜时记录剖面与真实界面的关系反射界面倾斜时记录剖面与真实界面的关系 水平叠加剖面与偏移剖面的比较水平叠加剖面与偏移剖面的比较 预测反褶积对压制交混回响或短周期多次波时常有效，并将谱进一步变白。时变带通滤波用来压制噪音频带。一些类型的增益会加强弱反射（与前面的叠加剖面相比）。利用介质速度对叠加剖面进行偏移可将倾斜同相轴归位到产生它们的地下真实位置，并将绕射波收敛 。 一、影响地震波传播速度的因素一、影响地震波传播速度的因素1 1、与岩石弹性常数的关系、与岩石弹性常数的关系 2 2、与岩性的关系、与岩性的关系 3 3、与密度的关系、与密度的关系 4 4、与构造历史和

29、地质年代的关系、与构造历史和地质年代的关系 5 5、与埋藏深度和压力的关系、与埋藏深度和压力的关系 6 6、与孔隙率和含水性的关系、与孔隙率和含水性的关系 7 7、与频率和温度的关系、与频率和温度的关系 第四节第四节 地震波的速度及速度分析地震波的速度及速度分析沉积岩中速度的一般分布规律沉积岩中速度的一般分布规律n纵向上纵向上n成层性：受地层的沉积顺序和岩性特点成层性：受地层的沉积顺序和岩性特点的影响。的影响。n递增性：速度与深度、地质年代有关；递增性：速度与深度、地质年代有关；n横向上横向上n方向性：横向上地质构造、沉积体能量、方向性：横向上地质构造、沉积体能量、沉积相的变化等。沉积相的变化

30、等。n分区性：平面上速度的分区、分带。分区性：平面上速度的分区、分带。二、各种速度概念及相互关系二、各种速度概念及相互关系1 1、平均速度、平均速度V Vavav平均速度定义为：平均速度定义为：“一组水平层状介质中某一界面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上各层的总厚度与总的传播时间之比”。n n层水平层层水平层状介质的平均速度是：状介质的平均速度是：式中式中h hi i 和和v vi i分别是每一层的厚度和速度。分别是每一层的厚度和速度。 在水平层状介质中波沿直线传播所走过的路程与

31、所在水平层状介质中波沿直线传播所走过的路程与所需时间之比。需时间之比。niiniiiniiiniiavtVtVhhV1111/ 均方根速度的概念是在在均方根速度的概念是在在把不是双曲线的时距曲线方程把不是双曲线的时距曲线方程简化为双曲线关系时所引入的简化为双曲线关系时所引入的一个速度概念。对于水平层状一个速度概念。对于水平层状介质，反射波时距曲线只能表介质，反射波时距曲线只能表示为如下的参数方程：示为如下的参数方程： 水平层状介质的均方根速度水平层状介质的均方根速度 2 2、均方根速度、均方根速度VRniiiVPtt1221niiiiVPVPtx12221P= sinP= sini i/v/v

32、i i; t; ti i为为i i层地震波垂直转播双程旅行时层地震波垂直转播双程旅行时对对n n层水平层状介质，当满足下列关系时：层水平层状介质，当满足下列关系时： 时间方程可以形式地展成的幂级数：时间方程可以形式地展成的幂级数： 这个级数是收敛的。这里这个级数是收敛的。这里Vm是是n n层中最大的层速度；层中最大的层速度；下面我们来找出下面我们来找出 与介质参数与介质参数h hi i、V Vi i之间的关系，然之间的关系，然后就会导出均方根速度的表达式。后就会导出均方根速度的表达式。 niimiiVVhVx12122)(2iiixtt21202niitt101 根据函数的幂级数展开式，可以把

33、根据函数的幂级数展开式，可以把x x和和t t分别展开，分别展开，两边平方，写成按两边平方，写成按P P的升幂排列，最后得：的升幂排列，最后得： 等式两边都是等式两边都是P P的多项式的多项式, ,等式要成立等式要成立, ,则等式两边则等式两边P P的的幂次相同的项幂次相同的项, ,其系数必须相等其系数必须相等, ,所以有：所以有： )()()83)(2)21()()(1144212221201144122112212 niniiiiiniiininiiiiniiininiiiiniiPVtVtPVttPVttVtPVtttniitt1220)(niiiniiniiiniiiniiVttVtV

34、tt1212121211)()( 令令: : 通过上面的讨论通过上面的讨论, ,可以这样给出均方根速度的定义：可以这样给出均方根速度的定义：把水平层状介质情况下的反射波时距曲线近视地看成把水平层状介质情况下的反射波时距曲线近视地看成双曲线，求出的速度就是这一水平层状介质的均方根双曲线，求出的速度就是这一水平层状介质的均方根速度。速度。 均方根速度的意义还可以这样说明：把各层的速均方根速度的意义还可以这样说明：把各层的速度值的平度值的平“方方”按时间取其加权平按时间取其加权平“均均”值，而后取值，而后取平方平方“根根”值，要注意其中速度较高的层所占比重要值，要注意其中速度较高的层所占比重要大，表

35、明这种近似在一定程度上考虑了射线的偏折。大，表明这种近似在一定程度上考虑了射线的偏折。 niniiiiRtVtV1122/3 3、等效速度、等效速度 在倾斜界面、均匀覆盖介质情况下的共中心点反在倾斜界面、均匀覆盖介质情况下的共中心点反射波时距曲线方程：射波时距曲线方程： 如果引入符号如果引入符号 ； 称为倾斜界面均匀介质称为倾斜界面均匀介质情况下的等效速度。情况下的等效速度。 等效速度的意义在于：我们知道等效速度的意义在于：我们知道, ,倾斜界面情况下倾斜界面情况下共中心点道集的叠加效果存在两个问题，即反射点分共中心点道集的叠加效果存在两个问题，即反射点分散和动校正不准确。引入等效速度后散和动

36、校正不准确。引入等效速度后, ,用用 按水平界按水平界面动校正公式，对倾斜界面的共中心点道集进行动校面动校正公式，对倾斜界面的共中心点道集进行动校正，可以取得很好的叠加效果，没有剩余时差。但不正，可以取得很好的叠加效果，没有剩余时差。但不应忘记，从地质效果来说，反射点分散的问题，并没应忘记，从地质效果来说，反射点分散的问题，并没有解决，这个问题只有用偏移叠加才能妥善解决。有解决，这个问题只有用偏移叠加才能妥善解决。 222022/cosxttVcosVVVV4、叠加速度、叠加速度V 从上面的讨论可以知道，在一般情况下（包括水平从上面的讨论可以知道，在一般情况下（包括水平界面均匀介质、倾斜界面均

37、匀介质、覆盖层为层状介质界面均匀介质、倾斜界面均匀介质、覆盖层为层状介质或连续介质等），都可将共中心点反射波时距曲线看作或连续介质等），都可将共中心点反射波时距曲线看作双曲线，用一个共同的式子来表示：双曲线，用一个共同的式子来表示： 式中式中V V 为叠加速度。为叠加速度。 对于不同的介质结构对于不同的介质结构, V, V 就有具体的意义，例如对就有具体的意义，例如对倾斜界面均匀介质倾斜界面均匀介质V V 就是就是 ，对水平层状介质，对水平层状介质V V 就是就是VR，等等。，等等。 22202aVxttV （e）不同介质结构所对应的叠加速度不同介质结构所对应的叠加速度V122202axVxT

38、T1VVa （b）VVVacos1 （c）niiniiiRRattVVVV1122 （d）cosRaVV 构造构造方程式方程式 水平单层 倾斜单层 水平多层 倾斜平行多层 倾斜非平行多层用叠代射线追踪方法(a)V V =f(V=f(Vi i) )均匀水平地层：均匀水平地层：V=Vav=V1水平层状地层：水平层状地层：V =VR倾斜地层：倾斜地层：V=V=V/cos平行倾斜多层：平行倾斜多层：V=VR/cos其它地层：利用射线追踪等技术其它地层：利用射线追踪等技术l稳定沉积环境、岩性和岩相下的速度趋于稳定的数值，称为层速度Vn 。nVn 所对应的沉积地层具有一定的厚度， Vn 数目远小于实际地质

39、上分层数目。n层速度的应用：研究岩性、沉积相、孔隙流体性质等。6 6、各种速度之间的相互关系、各种速度之间的相互关系 （1)1)平均速度与均方根速度的比较平均速度与均方根速度的比较 为了比较我们引入射线平均速度的概念，即地震为了比较我们引入射线平均速度的概念，即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做沿这条射线的射线平均速度。通过三层模型的间叫做沿这条射线的射线平均速度。通过三层模型的计算，关于计算，关于射线平均速度射线平均速度我们得到以下认识：我们得到以下认识： （a a）当介质不均匀时，地震波沿不同射线传播的）当介质不均匀时，地

40、震波沿不同射线传播的速度是不同的。对同一介质结构，炮检距越大，射线速度是不同的。对同一介质结构，炮检距越大，射线平均速度也越大，并在炮检距逐渐增大时，射线平均平均速度也越大，并在炮检距逐渐增大时，射线平均速度趋于剖面中速度最高的层速度。速度趋于剖面中速度最高的层速度。 （b b）平均速度与均方根速度都是把层状介质看成）平均速度与均方根速度都是把层状介质看成某种假想的均匀介质，因此对某一种介质结构，只有某种假想的均匀介质，因此对某一种介质结构，只有一个平均速度和一个均方根速度。一个平均速度和一个均方根速度。 均速度、均方根速度和射线平均速度的比较均速度、均方根速度和射线平均速度的比较 界面时距曲

41、线及用界面时距曲线及用V Vavav,V,VR R算出的时距曲线示意图算出的时距曲线示意图 3R （c c）平均速度一定小于或等于均方根速度。平均）平均速度一定小于或等于均方根速度。平均速度能较好描述炮检距为零的情况，所以设计井深，速度能较好描述炮检距为零的情况，所以设计井深，进行时深转换时要用它。进行时深转换时要用它。 （d d）根据对模型的计算，得出平均速度、均方根）根据对模型的计算，得出平均速度、均方根速度、射线平均速度三者之间的关系。速度、射线平均速度三者之间的关系。x=0 x=0时，射线平时，射线平均速度与平均速度相等，而均方速度与射线平均速度均速度与平均速度相等，而均方速度与射线平

42、均速度有差别。可见在有差别。可见在x=0 x=0时，平均速度比均方根速度精度更时，平均速度比均方根速度精度更高。随着高。随着x x的增加，平均速度与射线平均速度的差别越的增加，平均速度与射线平均速度的差别越来越大；而均方根速度则与射线平均速度逐渐接近，来越大；而均方根速度则与射线平均速度逐渐接近，在某一在某一x x处，两者相等，然后两者的差别也逐渐增大。处，两者相等，然后两者的差别也逐渐增大。可见在炮检距为某一数值附近均方根速度精度较高。可见在炮检距为某一数值附近均方根速度精度较高。但是当但是当x x很大时，均方根速度的误差也将很大。当很大时，均方根速度的误差也将很大。当xx时射线平均速度曲线

43、是以最高速层的速度曲线作时射线平均速度曲线是以最高速层的速度曲线作为渐进线。为渐进线。 （2 2）由叠加速度计算均方根速度）由叠加速度计算均方根速度（a a）对水平层状介质（或水平界面覆盖层是连续介）对水平层状介质（或水平界面覆盖层是连续介质），叠加速度就是均方根速度。质），叠加速度就是均方根速度。 （b b）当界面倾角为）当界面倾角为 、覆盖层为均匀介质时，求得的、覆盖层为均匀介质时，求得的叠加速度是等效速度叠加速度是等效速度V V 。（c c）当界面倾角为）当界面倾角为 、覆盖层为层状介质时，求得的、覆盖层为层状介质时，求得的叠加速度是均方根速度，这时要作倾角校正，即：叠加速度是均方根速度

44、，这时要作倾角校正，即： cosaRVV（3 3）由均方根速度计算层速度）由均方根速度计算层速度 在地震勘探中，把某一相对稳定或岩性基本一致在地震勘探中，把某一相对稳定或岩性基本一致的沉积地层所对应的速度称为该地层的层速度。利用的沉积地层所对应的速度称为该地层的层速度。利用均方根速度求取层速度的方法为：均方根速度求取层速度的方法为： 这就是利用均方根速度求层速度的迪克斯这就是利用均方根速度求层速度的迪克斯DixDix公式。公式。DixDix公式只适用于水平层状介质，而且其转换精度取决公式只适用于水平层状介质，而且其转换精度取决于均方根速度的求取精度，即与地震勘探的垂向分辨于均方根速度的求取精度

45、，即与地震勘探的垂向分辨率有关。率有关。 1, 0, 021,1, 02, 02nnnRnnRnnttVtVtV三、测定速度的方法、用途及容差三、测定速度的方法、用途及容差1、影响速度分析精度的因素：n各种校正的随机误差n表层速度分布不均匀n地震波之间的干涉n大倾角地层、复杂构造n观测方式、观测误差2 2、测定速度的方法、测定速度的方法 测定地震波传播速度的方法基本上可测定地震波传播速度的方法基本上可分为以下几类分为以下几类: : （1 1）实验室测定法）实验室测定法 （2 2）井中观测法）井中观测法 （3 3）时距曲线计算法）时距曲线计算法 （4 4）速度谱方法）速度谱方法 （5 5）速度剖

46、面法）速度剖面法三、测定速度的方法、应用三、测定速度的方法、应用3、速度信息的应用、速度信息的应用速度信息的应用速度信息的应用, ,在地震勘探的各个环在地震勘探的各个环节都十分广泛节都十分广泛, ,如地震资料数字处理过程中如地震资料数字处理过程中的动校正、水平叠加需要叠加速度的动校正、水平叠加需要叠加速度, ,偏移归偏移归位需要偏移速度位需要偏移速度, ,深度偏移需要速度模型或深度偏移需要速度模型或速度场；在地震资料的解释过程中速度场；在地震资料的解释过程中, ,平均速平均速度主要用于时深转换度主要用于时深转换, ,以便于制作合成地震以便于制作合成地震记录和绘制深度构造图；层速度信息主要记录和

47、绘制深度构造图；层速度信息主要用于地层、岩性解释。用于地层、岩性解释。 名名 称称用用 途途求取方法求取方法均方根速度、均方根速度、等效速度等效速度动校正，水平叠加、偏动校正，水平叠加、偏移移公式、速度谱公式、速度谱平均速度平均速度时深转换时深转换地震测井、声波地震测井、声波测井、测井、VSPVSP层速度层速度岩性、含油气性分析、岩性、含油气性分析、孔隙度、砂岩含量计算孔隙度、砂岩含量计算地震测井、声波地震测井、声波测井、测井、VSPVSP叠加速度叠加速度动校正、水平叠加、检动校正、水平叠加、检查叠加剖面质量、识别查叠加剖面质量、识别绕射波、求层速度绕射波、求层速度叠加速度谱叠加速度谱地震波速

48、度的在地震勘探中的应用地震波速度的在地震勘探中的应用22202212211 11222 1222212211122112 t()()1RRRRRRRnnnxtvxtkvxtkvxt k vxt k vxk t vt vktvxtvvkk k 证明 ：切线斜率方程：上层：下层：2速速度度扫扫描描 对对 CMP 道道集集用用常常速速扫扫描描是是另另一一种种速速度度分分析析技技术术。下下图图有有一一个个CMP 道道集集，用用一一系系列列常常速速度度，从从 5000ft/s 到到 13600ft/s，重重复复对对道道集集作作 NMO 校校正正，每每校校正正一一次次得得一一张张图图象象，并并把把它它们们

49、并并置置在在一一起起。现现在在来来考考察察同同相相轴轴 A 的的 NMO，看看到到采采用用小小速速度度时时它它获获得得过过校校正正，采采用用大大速速度度时时则则获获得得欠欠校校正正，在在采采用用 8300ft/s 时时，NMO 校校正正使使同同相相轴轴为为水水平平，因因此此 8300ft/s 为为同同相相轴轴 A 的的叠叠加加速速度度。同同相相轴轴 B 在在相相应应8900ft/s 的的速速度度时时校校正正到到水水平平。通通过过这这种种方方法法，我我们们求求出出适适合合于于该该道道集集的的 NMO 动动校校速速度度函函数数。 3常常速速叠叠加加法法(CVS) 主主要要原原理理：根根据据一一系系

50、列列常常速速度度形形成成的的叠叠加加数数据据中中叠叠加加同同相相轴轴的的振振幅幅和和连连续续性性来来估估测测叠叠加加速速度度。 实实现现方方法法：选选择择 24 个个 CMP 道道集集（典典型型的的范范围围是是 2448CMP, 但但也也有有整整条条测测线线的的） ，给给定定某某一一叠叠加加速速度度，得得到到 24 个个经经 NMO 校校正正后后的的叠叠加加道道，形形成成一一段段常常速速叠叠加加剖剖面面。改改变变速速度度得得到到一一系系列列叠叠加加段段，排排列列起起来来形形成成常常速速度度叠叠加加图图象象。按按时时间间对对所所研研究究同同相相轴轴产产生生最最佳佳叠叠加加响响应应的的原原则则选选

51、择择速速度度。 注注意意：深深部部同同相相轴轴速速度度估估计计分分辨辨率率有有所所降降低低，原原因因是是 NMO 时时差差随随深深度度迅迅速速减减小小。 4速速度度谱谱 如如图图所所示示： 从从某某一一速速度度例例如如 2000m/s 到到某某一一速速度度例例如如 4300m/s 的的各各种种速速度度反反复复对对 CMP 道道集集进进行行 NMO 校校正正和和叠叠加加，把把每每一一种种速速度度所所得得的的叠叠加加结结果果并并排排显显示示在在速速度度-双双程程零零炮炮检检距距时时间间平平面面中中，称称此此为为速速度度谱谱（Taner 和和Koehler，1969） 。 在速度为在速度为3000m

52、/s时获得了最时获得了最大叠加振幅，该速度应是输入大叠加振幅，该速度应是输入CMP道集中该同相轴的叠加速道集中该同相轴的叠加速度。速度谱上的那些低振幅水度。速度谱上的那些低振幅水平轨迹是小炮检距分量的叠加，平轨迹是小炮检距分量的叠加，高振幅区域是全部炮检距分量高振幅区域是全部炮检距分量叠加结果（叠加结果（Sherwood和和Poe,1972）,因此必须保留长炮因此必须保留长炮检距数据以保证分辨率。检距数据以保证分辨率。 2700、2800和和3000m/s分别对应分别对应浅、中、深三种同相轴。速度谱浅、中、深三种同相轴。速度谱不仅能提供叠加速度，而且可以不仅能提供叠加速度，而且可以区分反射波和

53、多次波。区分反射波和多次波。 速速 度度 分分 析析 的的 目目 的的 是是 通通 过过 双双 曲曲 线线 轨轨 迹迹 对对 整整 个个C M P 道道 集集 选选 出出 使使 信信 号号 具具 有有 最最 佳佳 相相 干干 性性 的的 速速 度度 。 速度谱通常用速度谱通常用两种显示形式，由时窗排列图或等值线图形式选取速度。两种显示形式，由时窗排列图或等值线图形式选取速度。虽然时虽然时窗排列图也用的较普遍，但多数人偏爱使用等值线图。窗排列图也用的较普遍，但多数人偏爱使用等值线图。 另一种有助于拾取速度的量值是每一时窗的最大相干值，将它以时间函数形式另一种有助于拾取速度的量值是每一时窗的最大相

54、干值，将它以时间函数形式并排在速度谱边上，如图并排在速度谱边上，如图所示。所示。 733.5线束速度分析点叠加速度谱1、偏移归位主要提高横向分辨率；、偏移归位主要提高横向分辨率；2、偏移的方法很多，如绕射扫描偏移、偏移的方法很多，如绕射扫描偏移、波动方程偏移；叠前、叠后偏移；二维、波动方程偏移；叠前、叠后偏移；二维、三维偏移；时间、深度偏移；三维偏移；时间、深度偏移；一、偏移归位的概念一、偏移归位的概念l偏移归位：把迭加剖面上偏移了的反射层进行偏移归位：把迭加剖面上偏移了的反射层进行反偏移，归位到地层的真实位置上。反偏移，归位到地层的真实位置上。l偏移的产生：动校正；地下界面倾斜偏移的产生：动

55、校正；地下界面倾斜 1 1在界面倾斜情况下在界面倾斜情况下, ,按共中心点关系按共中心点关系进行抽道集，动校正，水平叠加。实际上进行抽道集，动校正，水平叠加。实际上是共中心点叠加而不是真正的共反射点叠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，加，这会降低横向分辨能力。同时，水平水平叠加剖面上也存在绕射波没有收敛，干涉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，在二维地带没有分解，回转波没有归位，在二维地震测线内，侧面波无法归位等问题。震测线内，侧面波无法归位等问题。 2 2水平叠加剖面总是把界面上反射点水平叠加剖面总是把界面上反射点的位置显示在地面

56、共中心点下方的铅垂线的位置显示在地面共中心点下方的铅垂线上。当地层水平时上。当地层水平时, ,这种显示方式是与实这种显示方式是与实际情况符合的；当地层倾斜时际情况符合的；当地层倾斜时, ,界面法线界面法线平面与铅垂面并不正交平面与铅垂面并不正交, ,地层倾角愈大地层倾角愈大, ,两两者的差别愈大。时间剖面上记录点位置与者的差别愈大。时间剖面上记录点位置与反射点的位置不相符合，反射点的位置不相符合，记录点的显示位记录点的显示位置总是相对于反射点向界面的下倾方向移置总是相对于反射点向界面的下倾方向移动动, ,这是不利于地震资料的地质解释的。这是不利于地震资料的地质解释的。 解决上述问题的解决上述问

57、题的主要途径主要途径包括：（包括：（1 1）通过）通过数学关系数学关系, ,如三个角度或三个深度的相互关系如三个角度或三个深度的相互关系, ,换算得到地质分界面的正确空间位置换算得到地质分界面的正确空间位置; ;（2 2）偏）偏移处理移处理, ,这是把反射和绕射准确归位到其真实这是把反射和绕射准确归位到其真实位置的反演过程位置的反演过程; ;（3 3）作空间校正）作空间校正, ,恢复地质恢复地质构造的真正形态。这是利用水平叠加剖面进行构造的真正形态。这是利用水平叠加剖面进行对比解释后对比解释后, ,对绘制的目标层对绘制的目标层t t0 0构造图进行空间构造图进行空间校正的一系列工作过程。这在二

58、十世纪八十年校正的一系列工作过程。这在二十世纪八十年代的地震资料地质解释中使用得较为广泛代的地震资料地质解释中使用得较为广泛, ,目目前由于地震偏移技术的迅速发展而几乎不用了。前由于地震偏移技术的迅速发展而几乎不用了。 122m305m610m762mT1T2T3T4T51524m/s1829m/s2438m/s1981m/s3048m/s地地 面面2626AB360m1079mOOO水平迭加剖面水平迭加剖面地质模型地质模型-深度剖面深度剖面时间偏移剖面时间偏移剖面0.160s0.493s0.915s1.757s2.158sAB0.160s0.493s0. 994s1.751s1.762sAB

59、1079m360mPQ 结论：结论：水平迭加剖面对于倾斜层来说有偏移并水平迭加剖面对于倾斜层来说有偏移并产生一定的误差。产生一定的误差。回转波水平叠加时间剖面水平叠加时间剖面偏移叠加时间剖面偏移叠加时间剖面 如右图所示如右图所示,倾斜界面与水倾斜界面与水平地面的夹角叫做界面的平地面的夹角叫做界面的真真倾角倾角(true dip),用用表示。此表示。此时如果测线方向不同时如果测线方向不同,则反射则反射同相轴的产状也将不同同相轴的产状也将不同,即在即在地震剖面上显示的界面倾角地震剖面上显示的界面倾角也将不同。这种与测线方向也将不同。这种与测线方向有关的倾角称为界面沿该测有关的倾角称为界面沿该测线方

60、向的线方向的视倾角视倾角(apparent dip)，用，用 表示。我们用表示。我们用 表表示示测线的方位角测线的方位角(azimuth),即即测线测线OX与倾斜界面的倾向在与倾斜界面的倾向在地面的投影线之间的夹角。地面的投影线之间的夹角。真倾角真倾角、视倾角、视倾角 和测线方位角和测线方位角间的间的关系关系 XX根据上图经数学推导，真倾角根据上图经数学推导，真倾角 、视倾角、视倾角 和和测线方位角测线方位角 三者之间的关系为三者之间的关系为: cossinsin 在地震资料地质解释中的三个深度是指在地震资料地质解释中的三个深度是指真真深度深度(true vertical depth) hz、