第五章处理和速度

第五章地震资料数字处理

1

2

34地震资料处理设备和软件SGIORIGION2000并行计算机

208亿次/秒,32CPUs，32GB内存;20TB自动带库

IBMPCCLUSTER、SPⅡ并行计算机

336亿次/秒,42CPUs,

24GB内存;40TB自动带库20台套处理工作站处理软件:OmegaGeovectuerplusParadigmGeodepthFocusGrisysFathom自己研制的处理软件.5NCDX终端：32台IBM3490带机：12台IBM3590带机:2台绘图仪：3台彩色绘图仪：1台打印机：5台IBMRS6000工作站：3套SGIoctane工作站:2套POWER3CPU：42个双精度浮点运算速度：336亿次/秒分布式内存：24GB外置磁盘：2500GBIBM3494自动带库：40TB配备美国西方地球物理公司的Omega

地震资料处理软件13221IBMSP2计算机系统6R10000型CPU：

32个浮点运算速度：208亿次/秒共享式内存：32GB外置磁盘：1500GB配备法国CGG地球物理公司的

GeovecteurPlus地震资料处理软件IBM3494自动带库：10TBIBM3490带机：6台IBM3590带机：2台NCDX终端：20台绘图仪：3台彩色绘图仪：1台打印机：3台ULTRA60工作站:3套21207P波处理流程置观测系统解编野外静校正、折射波静校正叠前去噪（面波、线性干扰、单频干扰等）速度分析剩余静校正地表一致性振幅补偿、地表一致性反褶积统计子波反褶积、预测反褶积RNA叠加叠后提高分辨率、提高信噪比处理8三分量炮集予处理纵波静校正地表一致性处理叠前去噪纵波速度分析动校正剩余静校正叠加偏移叠后属性提取转换波波速度分析转换波动校正剩余静校正叠加偏移横波静校正叠加偏移各向异性分析抽CCP道集反褶积多波资料处理流程9原始资料分析试验工作处理流程地震资料处理主要流程10山地占全区32.5%

丘陵占全区47.5%

平原占全区5%

砾石、冲沟占全区15%

1、分析工区的表层地震地质条件11采集高频干扰能量分析原始炮集（T2500、F180）高频干扰能量分析原始炮集（T4000、F180）高频干扰能量分析2056021160208002078012高频风力检测分析Exit13静校正去噪能量补偿反褶积叠加偏移试验工作静校正：即地震勘探表层因素的校正。在计算静校正值时要任选一个海拔高程作为基准面（实际中一般选地形起伏的中线），将所有的炮点和接受点校正到这个基准面上，把由于低、降速带引起的时间延迟校正掉。静校正：折射波静校正层析成像静校正绿山静校正14应用折射波静校正量前后的初至前后应用静校正之后消除了地表因素和低降速带对层位的影响15静校正去噪能量补偿

反褶积

叠加偏移试验工作FX域去噪TX域去噪τP域去噪F-K域去噪16大值干扰衰减前后17静校正去噪能量补偿反褶积

叠加偏移试验工作振幅补偿就是消除地震记录纵向和横向上的能量差别，使记录在时间方向和空间方向的能量达到基本一致。

球面扩散补偿地表一致性振幅补偿18球面扩散补偿后的单炮振幅补偿就是消除地震记录纵向上的能量差别，使记录在时间方向能量达到基本一致。19地表一致性振幅补偿及球面扩散补偿前后单炮补偿后图12-1前后振幅补偿就是消除地震记录横向上的能量差别，使记录在空间方向的能量达到基本一致。20Q补偿技术21静校正去噪能量补偿

反褶积叠加偏移试验工作反褶积：地震记录是震源子波信号和层位波阻抗等地下信息的褶积过程，反褶积就是消除子波等因素，获得层位波阻抗信息的过程

地表一致性反褶积预测反褶积组合反褶积22反褶积前叠加剖面地表一致性反褶积后叠加剖面23静校正去噪能量补偿反褶积

叠加偏移试验工作2462.0线STK叠加与DMO叠加剖面对比STK叠加DMO叠加叠加就是对地下同一点的反射信息进行累加，得到地震剖面STK叠加是水平叠加，DMO叠加考虑了倾角信息，沿倾角叠加，使倾斜层成像效果更好。25静校正去噪能量补偿反褶积

叠

加偏移试验工作FX域一步法偏移相移偏移克希霍夫偏移波动方程偏移26偏移是把地下的反射能量归位到正确位置的过程。使叠加剖面上的绕射能量正确归位，断点更加清楚、断面更加清晰、构造更加合理565线偏移剖面565线叠加剖面27二维剖面三维剖面28叠前时间偏移剖面（265线）常规叠后时间偏移剖面（265线）处理效果29P波处理流程置观测系统解编野外静校正、折射波静校正叠前去噪（面波、线性干扰、单频干扰等）速度分析剩余静校正地表一致性振幅补偿、地表一致性反褶积统计子波反褶积、预测反褶积RNA叠加叠后提高分辨率、提高信噪比处理30预处理叠前去噪反褶积静校正精细处理的叠前数据数据准备均方根速度分析建立均方根速度场叠前时间偏移CRP道集拉平输出CRP道集切除叠加输出叠前时间偏移剖面剩余速度分析no叠前时间偏移处理流程31三分量炮集予处理纵波静校正地表一致性处理叠前去噪纵波速度分析动校正剩余静校正叠加偏移叠后属性提取转换波波速度分析转换波动校正剩余静校正叠加偏移横波静校正叠加偏移各向异性分析抽CCP道集反褶积多波资料处理流程32处理质量控制质量控制工作是处理质量的根本保证，研究所处理室积累多年的处理经验，建立了完善的质量保证体系。一级质量控制二级质量控制三级质量控制四级质量控制处理员处理项目长室区块负责人所高工在处理的关键工序，坚持责任人检查签字制度，做到责任落实到人头，本道工序不合格不准进入下一道工序，人员考核不合格不准上岗，参数不合理不准出站，不完成地质任务不准出站的五不准制度。333435一、地震勘探的基本流程资料处理：1、观测系统定义2、预处理3、反褶积4、叠加5、偏移36显示单炮解编野外班报

线性动校正置道头 观测系统定义

叠前去噪

叠加折射静校正

球面扩散补偿资料处理流程37

叠加地表一致性振幅补偿

叠加地表一致性反褶积

第一次速度分析

叠加第一次剩余静校正预测反褶积38速度分析

剩余静校正

叠加调谐反褶积

DMO叠加

叠后去噪及提高分辨率

偏移 偏移速度场

偏移成果39三、高分辨率地震资料处理技术

高分辨率地震资料处理是高分辨率地震勘探的关键，要在以下几方面来提高地震资料的信噪比、分辨率及保真度，从而为地震资料解释打下坚实的基础。

■噪声衰减；

■球面扩散校正；

■吸收补偿；

■同相叠加；

■提高高频端信噪比及拓宽有效频宽。40三、高分辨率地震资料处理技术主要开展了以下四方面的研究工作：■叠前去噪方法；■提高地震资料保真度的处理方法；■层析折射静校正方法；■提高地震资料高频段信噪比及拓展有效频宽方法。通过研究，主要取得了以下8项技术成果。41三、高分辨率地震资料处理技术1、基于非线性变换的K-L分解叠前去噪技术；2、基于地震波场瞬时相干属性的奇异值分解去除相干噪音技术；3、波动方程线性噪音衰减技术；4、分频球面扩散和高频吸收补偿技术；5、波动理论球面扩散校正及吸收补偿技术；6、反射系数有色谱补偿技术；7、层析折射静校正技术；▲8、提高地震资料高频段信噪比及拓展有效频宽技术。▲

7、层析折射静校正技术；424344绿山折射静校正层析折射静校正4546三、高分辨率地震资料处理技术1、基于非线性变换的K-L分解叠前去噪技术；2、基于地震波场瞬时相干属性的奇异值分解去除相干噪音技术；3、波动方程线性噪音衰减技术；4、分频球面扩散和高频吸收补偿技术；5、波动理论球面扩散校正及吸收补偿技术；6、反射系数有色谱补偿技术；7、层析折射静校正技术；▲8、提高地震资料高频段信噪比及拓展有效频宽技术。▲

8、提高地震资料高频段信噪比及拓展有效频宽技术。47三、高分辨率地震资料处理技术对地震记录的各道进行时频能量分析，提取有效波所在的时间范围，将其它部分充零，组成新的记录；对新记录中的有效波规则化后做奇异值分解重建，提取更为精确的有效波分量，从而达到提高高频段信噪比的目的。

在此基础上，采取多道统计子波反褶积来拓展有效频宽，最终达到提高分辨率目的。

▲提高地震资料高频段信噪比及拓展有效频宽技术48经过预处理及地表一致性反褶积后的动校正道集

运用本技术后的动校正道集

49应用本技术前的地震剖面

应用本技术后的地震剖面前后50第一次应用本技术的频谱分析结果51三、高分辨率地震资料处理技术

应用以上研究的技术及具有的处理系统，对延迟激发、组合激发及高覆盖次数段试验资料进行了处理。通过攻关，取得了令人满意的效果，剖面T2反射层的视频率可达95Hz以上，频带宽度可达10－160Hz以上。52延迟与组合激发合并后480次覆盖地震剖面T2视频率可达95Hz以上53组合激发240次覆盖160—320Hz扫描剖面T254延迟激发

组合激发

延迟激发及组合激发240次覆盖地震剖面T2反射层单道频谱55

第一节数字滤波

原始信号￫装置￫新信号

输入￫滤波器￫输出时间域：x(t)￫h(t)

￫y(t)=x(t)*h(t)

频率域：X(w)￫H(w)￫Y(w)=X(w)H(w)1.理想滤波器最理想的滤波器是有效波在其频率范围内无奇变得通过，实际工作中频率滤波用得最多。56H(f)=|H(f)|={1有效波频带内0其它（1）理想低通滤波器|H(f)|={1|

f|＜fc0|

f|＞fc57

（1）理想带通滤波器|H(f)|={1f1＜

|

f|＜f20|

f|＞fc

58第四节偏移剖面的形成一、水平叠加剖面存在的问题水平叠加剖面可以大致反映地下构造形态，但存在许多问题。（1）界面倾斜情况下是共中心点叠加而不是真正的共反射点叠加——降低了横向分辨率；同时，水平叠加剖面上存在绕射波不收敛，干涉带不分解，回转波不归位等。59（2)水平叠加剖面总是把反射点的位置定在共中心点的正下方，界面倾斜情况下反射点向界面下倾方向偏移。所以针对上述缺点采用了一种反偏移的方法——偏移归位。应当注意，以往大量偏移方法是真对第二个问题而进行的，即利用已经得到的水平叠加剖面资料作为原始资料进行偏移处理——叠加偏移。但是第一个问题仍未解决。60另一类方法则是从最原始的野外资料开始，进行真正的偏移叠加，它有可能解决（1）（2）两种问题。这种方法叫偏移叠加，但工作量较大。二、倾斜界面偏移归位的基本原理首先指出，自激自收得到的反射波对应的反射点位置可能来自于以1/2Vt为半径以自激自收点o为圆心的圆弧上的任一点。所以，如果只有一道自激自收记录，而没有其它资料配合是无法确定反射点在地下准确位置的。61其次，对反射界面段偏移大小进行估算。设oc是反射界面，真倾角为Ψ，当我们在地面上分别在A、B两点自激自收时，我们接收到的分别是来自界面上A’’、B’’点的反射，但是实际上，我们把接收到的反射波显示在A、B两点的正下方，在地震剖面上是反射界面段A’、B’，它并不代表地下界面段真正位置，界面的倾角也是有误差，是θ而不是Ψ，θ<Ψ，它们的关系为62

图4—36反射界面段偏移的大小

63因为三角形OBB’和三角形OBB’’都是直角三角形，在三角形OBB’中有tgθ=BB’/OB,在三角形OBB’’中有sinΨ=BB’’/OB所以tgθ=sinΨ由此可以看出观测点与界面距离越大（界面埋藏越深），则偏移越严重。64图4—36反射界面段偏移的大小65确定反射界面方法：（1）公切线法当我们得到来自界面上两点的反射旅行时toA和toB以及波速V后，可以A为圆心用rA=1/2Vt0A为半径画一圆弧，以B为圆心用rB=1/2Vt0B半径画一圆弧，做两个圆弧的公切线就可以得到真正反射点位置和反射段的位置A’’B’’。66图4—38图4—38用曲射线法构组反射界面

67当反射界面以上的覆盖层中波速不是常数，而是速度随深度线性增加的连续介质时，用人工绘图进行界面偏移的原理是一样的，只是此种情况下产生反射波t0A的反射点的可能位置不是位于以A为圆心以1/2Vt0A为半径的圆弧上，而是位于圆心（0，Z0=1/β(chv0βt0A/2-1)半径R0=shv0

βt0A/2的圆弧上。对A、B、、、各点做出一系列这样的圆弧，它们的公切线就是反射界面。68（2）用反向射线追踪法确定反射界面的位置设在A、B两点观测，得到自激自收时间t0A和t0B在反射界面为平面的情况下，从图中可以看出，反射波到达A、B两点的时差∆t=t0A-t0B与界面倾角有关。如果把反射波看成界面上A’B’产生的向上传播的平面波，则BC可以看成是1/2t0B时刻的反射波等时线。它与AB的夹角α用sinα=AC/AB计算，69而AC=1/2（t0A-t0B）v=1/2∆tVsinα={(1/2∆tV)/∆x}=(1/2)V∆t/∆x根据上式先由∆t和V、∆x求出α，过A、B作出铅垂线夹角为α的BB’和AA’截AA’=（1/2）Vt0A。BB’=（1/2）Vt0B可得A’B’两点。70B’两点。上述几种方法都是从水平叠加剖面出发，得到反射界面正确位置。也是过去用人工绘图实现倾斜界面同相轴归位的办法。虽然现在已不再用人工操作绘图实现偏移归位，但理解这些方法的原理是十分必要。因为许多用计算机实现的自动偏移方法在原理上与它们有共同之处。71图4—39时间剖面与地质剖面72三、偏移叠加原理在讨论偏移问题的开始，已经指出水平叠加剖面存在的问题，上面的讨论只解决了界面的偏移，而没有解决共反射点分散的问题。现在讨论怎样从原始的共炮点记录出发，即从未经过水平叠加的资料出发，实现真正的共反射点叠加和偏移，这种方法又称为偏移叠加。

73按照现在通常采用的多次覆盖野外工作方法（如图4-40），各组激发点与接收点对称于它们的中心，在倾斜界面情况下，得到的并不是一组真正的共反射点道集，它们对应的反射点分布在一小段界面上，如果把这些道当作界面水平的情况进行动校正后作叠加，实际上并不是真正共反射点叠加，而是对地面的共中心点叠加，因此在倾斜界面情况下，如果仍然要保证实现真正共反射点叠加，则激发点与接收点的布置就应当归根据界面的倾角、速度等参数设计一套对应的观测系统。

74图4—40界面倾斜时激发点、接收点与反射点的关系75为此，在界面倾斜情况下，O1激发时，为了保证仍然得到来自R点的反射，可以估算相应的观测点S’1位置，并按这个距离来布置接收点Si,这种想法是有道理的，但是在实际生产中事先不知道h和Φ因而是很难实现的。另一种方法是在野外仍按激发点与接收点对称的方式来布置排列，但在叠加时不是按照界面水平抽道集，而是根据初步处理所得的h和Φ用上式抽道集，经过相应的动校正、叠加，这种方法在原理上是对的。76但在实际生产中过于麻烦，无人采用。尽管如此，这种方法的思路对我们理解偏移技术是很有帮助的。现在介绍比较典型的利用射线理论的偏移方法叫绕射扫描偏移叠加方法。设在同一测线上的许多点O1,O2,……Oj……Op激发，每一炮又在许多点Sj1,Sj2……Sji……Sjn接收(下标第一个字母表示炮号，第二个字母表示对某一炮而言的道号）。（如图4-41）77因而叠加结果会出现一个较大的数值（正或负）。当然，这样同时把许多道的不符合共反射点条件的振幅值（共有NP-P个）也取来加在一起了。但它们是随机的振幅值，叠加结果会互相抵消而接近于零。如果M不是一个反射点，则按上述方法从各炮选取的全是不同相的NP个随机振幅值，叠加结果接近于零，这就是射线偏移法。78以上是倾斜界面条件下实现真正共反射点叠加的方法，但是，这样叠加后得到的位置是否反映了反射点的真实位置呢？（如图4-42反射点位置的轨迹示意图79

在Oj激发在Sji接收到一个旅行时间为T的反射波，仅仅根据这一道上的反射波到达时间T，是无法确定反射点在地下的真实位置的，因为反射点的可能位置有很多，只要地震波从Oj到某一点再反射回Sji的旅行时间为T，则该点就可能是反射点，在均匀介质条件下，只要地震波从Oj到该点反射回Sji的总路程为L=VT，则该点就可能是反射点。80在解析几何中我们知道，如果平面内一个动点到两个定点的距离之和等于定长，那么，这个动点的轨迹是一个椭圆（这两个定点叫做椭圆的焦点，动点到两点距离之和的一半称为椭圆的长半轴），也就是说，与反射波T对应的反射点地可能位置必然位于以Oj和Sji为焦点，以L/2为长半轴的椭圆上。81进行偏移叠加不仅能实现真正的共反射点叠加，也能同时正确的突出反射点的真实位置，因为用扫描法实现偏移叠加时，是对X—H平面上按∆X，∆h划分的方格网上每一点M(X,H)都进行计算的，只要划分的足够细，总可以在所要求的精度上反映反射点的全部可能位置，如果反射点的位置是在M点的话，只有当对M点进行计算时，才会在多次覆盖的每一炮上都能找到一道是以M点为共反射点的。82总共能取到P个同相的有效幅值，叠加后得到较大的数值，当对这个椭圆上的其它点（M’,M”……)进行计算时，虽然也能对Oj这一炮在Sji道上取到一个振幅值，但因为M’,M”……等不是真正的反射点，因而在各炮中就不可能找到P个同相的振幅值，而只能找到NP个不同相的随机振幅值，它们叠加的结果应该接近于零，也就是说，对椭圆上的各点都用真正共反射点叠加办法计算后，只可能在反射点M(X,H)上出现大的数值。83这就是偏移叠加能同时实现真正共反射点叠加以及确定反射点的真实位置的简单原理，此外，不难理解，偏移叠加也能使绕射波收敛到真正的绕射点位置上，能使回转波归位，恢复凹界面的真实形态，水平叠加时间剖面上一些倾斜同相轴的交叉、打架也会得到分解而“各就各位”了。84

物理地震学认为绕射是最基本的，反射波是绕射叠加的结果。因此在解决反演问题时，如果能把来自地下一个个绕射点源的绕射波都收敛到绕射点位置上，也就实现了地下界面正确位置的成像。另外，有时不用偏移一词，而把在一定地质结构上所得到的地震剖面称为这一地质构造的地震响应，以表示它们两者之间有联系而又不完全一样。把偏移称为成像，85其意义可用点绕射的成像过程(如图4—43所示)示意说明。点绕射源D在地面自激自收得出的绕射波到达时间是不相等的，因此按等时间叠加不能聚焦成像，但是经过某种处理，如动校正后，到达地面各点的振动时间相等，相位相同，叠加后就能聚焦成像厂这里的动校正就相当于一个聚焦透镜的作用。86图4—43绕射波的合成聚集过程87当波速为常数，在共炮点记录中，地面接收到的点绕射时距曲线是双曲线，如图4—44所示。88利用绕射扫描叠加作偏移时，是把地下空间划分为网格点。把每个点看成绕射点，根据震源、接收点及绕射点的几何位置和波速，可以画出绕射双曲线，按照绕射双曲线的时距关系，从实际记录上读取对应道的振幅值，把它们相加放在绕射点上，就得到该点偏移后的输出道振幅。如果这个点是地下一个绕射点，则按绕射双曲线规律可从各道取到同相的绕射波振幅，叠加后有较大的振幅值。89四、波动方程偏移原理简介1.从几何地震学出发的偏移技术存在的问题和波动方程偏移的优点及意义最早采用的人工画剖面使反射同相轴实现偏移的做法，首先要进行波的对比和识别，因为只能对已识别出的反射波同相轴绘制深度剖面，而不是利用记录下来的全部原始信息进行偏移，所以人工绘制深度剖面，在反射波的对比过程中已含有较多的主观因素，更不用说绘制出深度剖面后，反射波的动力学特征已完全不能反映出来了。90前面介绍的偏移叠加方法，虽然能把在地面上记录到的反射波或绕射波都归位到真正的反射界面或绕射点上去，能较真实地反映地下构造形态，无需首先进行波的对比，但是这些方法的主要不足是：它只简单地按地震波旅行时间把振幅放到地下去，而没有考虑到波动的动力学特点，特别是能量的变化和其他波形特征的变化。因此，这种偏移方法得出的结果只适用于构造形态的解释，而不适用于较精细的地层岩性解释，因而不能满足油气勘探对地震勘探提出的可进行地层岩性解释的要求。91

造成这一情况的根本原因在于地震波是一种波动，用几何地震学的射线理论来描述波的传播，只是一种较粗略的近似。波动方程才是描述波动传播的全部特征(包括时间和能量)的精确的数学工具。因此如能找到以波动方程为基础的解反问题的方法，就可以使偏移的结果，不仅恢复地下界面的真实形态，还可以保持波动的动力学特征。92

波动方程偏移是在一般偏移叠加基础上发展起来的，实质上就是从波动方程出发通过一定的数学计算，把地面接收到的地震波场向下换算，求出地下各点的地震波场值，然后算出激发的地震波到达某点的波场值。如时间相同，则取前者的振幅值作为该点的反射波（或绕射波）振幅值。如时间不相同则该点就不是反射点（或绕射点），更谈不上振幅值了。这样，它既如实地反映了该反射点（或绕射点）的真实位置，又保留了该反射点（或绕射点）的波形和能量特征，得出的时间剖面便于进行岩性对比，或分析直接找油找气标志。932、波动方程偏移原理的简单说明关于波动方程偏移的理论的精确阐述和有关公式——严格的推证将在《处理.》课中讨论，这里只对它的原理作简单的说明。我们可以把从震源出发向地下传播的波，称为下行波。当下行波遇到反射层或绕射点时，一部分能量透过岩层或绕射点继续向下传播。另一部分能量则被反射层或绕射点反射或绕射返回地面。这种反射或绕射返回地面的波称为上行波。

94图中地下某点P如是反射或绕射点，则当下行波到达这一点时，必有一上行波开始产生并且二者时间相等，上行波有一较强能量，如果地下某点不是反射或绕射点，例如P’和P’’点，则当下行波到达这点时没有上行波开始产生，下行波与上行波波场时间也不等。在地面布置的检波器接收到的除直达波外，所记录的都是上行波。95所以如果我们把接收到的上行波波场逐层向下换算求出地下各点的上行波波场，并取下行波场到达某点的波场值。如果这点确是反射或绕射点的话，则下行波到达这点的时间必等于这点的上行波时间，且必有一强的上行波能量值。否则，其上行波能量等于零，所以如此向下换算并取下行波到达另一时间等于上行波的时间，这点的上行波应有一较大幅值，即为该绕射和反射点处的绕射和反射波振幅值，这表示了反射点或绕射点的实际位置，并且该振幅是该反射点或绕射点的真振幅。96上述偏移原理，可作如下解释，利用波动方程将地下接收到的上行波长换算求得地下各层的上行波场值，就相当于把检波器放到地下各换算层上去接收。为什么检波器接收记录向下换算，并取下行波波场值就能达到偏移的目的呢？97如图示，如地下有一个倾斜层的反射，对于自激自收剖面，在激发点A上接收不到它正下方反射点P来的反射，P点产生的反射，根据地层倾斜大小到达地面B点时偏移了一定距离这个偏移据我们用d表示，当接收层（或上行波）向下换算时，偏移距越来越小，如d’当换算到真正反射点深度时，偏移距等于零，就达到偏移了真正反射点位置的效果。而检波器就放在这一点接收，所以它记录的是这一点真实的上行波振动的情况。98这种偏移方法是很奇妙的。它好像把检波器直接放地下去接收了，这在实际生产中是不可能的，但通过数学计算方法——波动方程计算却可能到这一点。下面再看两个例子：图4—45观测面与地质体的距离对反射点偏移的影响99首先讨论观测面离开地质体的深度不同对反射点偏移的影响。设有图4—45所示的一段倾斜界面段OC，当在地面OA的一点A自激自收时，将把接收到的来自界面上A"点的反射显示在A点正下方的A´点。A´点相对于A"的正确位置在深度和水平位置上都有偏移。如果在比OA更靠近A"点的O´B平面上的B点进行观测，这时将把来自A"点的反射显示在B点正下方的B´点。显然B´点相对A"点的偏移要比A´点小得多，在极限情况下，在A"点进行观测就不会产生偏移了。100然后，再讨论点绕射情况，图4—46(a)所示是均匀介质中的三个绕射点，为方便而不失一般性，设它们的深度分别为Z1，Z2=2Z1和Z3=3Z1。(b)图是在地面上（Z＝0）观测到的地震剖面示意图，最浅绕射点的地震响应是三条绕射双曲线中最窄的一条。如果把观测面降到Z＝Z1，结果见(c)图，因为此时观测面相当于绕射点1的深度，所以t＝0时的地震响应正好是绕射点1的真实位置，同时也由于记录面的降低，原来在(b)图中的双曲线1，2，现在正好是绕射点2和3了，并且到达时间也减少了，在图中用时间坐标的移动来表示这一点。101(d)图是在Z＝Z2时平面观测的结果，因为只记录上行波，在这种情况下，绕射点1的影响巳不存在了，同时绕射点2的地震响应在t=0时已退化为一个点，而绕射点3的地震响应则变成同(b)图中的绕射点1的响应一样。(e)图是在Z3平面观测的结果。(f)图表示在与三个绕射点的深度对应的观测平面上得到的三个绕射点的波场，并且(f)图上的时间t1相当于Z1平面观测的t=0，t2，t3也有类似的关系。102图4—46向下延拓地震波场实现偏移的原理示意图103这两个例子表明，通过把观测面一次次向地下靠近地质体，可以得到不同深度上地质体的真实形态，这是实现偏移方法的基本原理。当然在实际工作中，波场的观测只能在地面进行，因此上述原理在物理上是不可实现的，但是可以找到一套数学上的方法，把波场从一个高度换算到另一个高度——波场延拓。为了实现偏移，可以对波场进行向下延拓，当把地面得到的资料向下延拓到不同的地下反射界面时，地震剖面就转换成为对应的深度模型，反映出反射界面的真实形态。104波动方程偏移实际上是将地表记录的地震剖面作为边界条件，依据波的传播规律向下延拓成像的过程。下面给出水平叠加剖面偏移的数学模型。水平叠加剖面是经过动校正后的剖面，可以认为是自激自收剖面。假定各道在地面的位置为01，02，…，On，反射波的to时间相当于从虚震源O1＊，02＊，…，On＊出发，以速度v传播到地面的时间，如图4—47所示。如果将速度v变成，就相当于t0时刻虚震源在反射界面上R1，R2，…，Rn点向上传播到地面。105假定用P(x，z，t)表示二维完全弹性介质的波场值，将波速v改成后，它们满足波动方程

(4—58)边界条件及初条件为106图4—47反射波以速度v传播到地面107其中F(x，t)为水平叠加时间剖面。式(4—58)与式(4—59)构成了波动方程偏移的定解问题，从式(4—58)中可以看出，方程中有P(x，z，t)对z的二次偏导数项，而初条件中，只能提供一个条件P(x，z，t)z＝0＝F(x，t)。数学上可以证明这是一个不适定的问题，要想求解必须对该定解问题做适当的修正。Claerbout用只含上行波的波动方程解决了这一困难，具体请参考有关数字处理方法的书籍。108由水平叠加剖面偏移的原理可知，速度减半后，从地面向下延拓至t0时刻，即为反射界面处的波场值，这一原理称为Claerbout成像原理，也称爆炸反射界面原理。上面介绍的只是波动方程偏移最基本的原理，具体实用方法目前常用的有三种，即有限差分法(在时间一空间域处理)、F—K法(即在频率一波数域进行偏移)以及克希霍夫积分法，关于这些偏移方法的具体公式和实现过程将不在本课程中详细讨论。109图4—48地质模型图4—49地震模型的水平叠加剖面

110下面用一个理论模型来说明向下延拓的原理和效果。图4—48的模型包括一个平缓向斜、一个陡向斜、一个平缓背斜、一个陡背斜、地层尖灭、充填盆地的地层、一些孤立的绕射点和一条断层等各种类型的地质特征。波速被认为是常数。该模型对应的自激自收地震剖面如图4—49所示。地震剖面有些同相轴与深度剖面中的界面形态及位置是对应相符的，但也存在回转波、绕射波以及倾斜界面同相轴发生偏移等问题。111图4—50是一个向下延拓到上部反射层顶部的剖面(相当在A深度观测)，这样就突出了靠近观测平面处的同相轴，同时也改变了整个剖面。例如可以看到平缓向斜的底部变圆了，来自陡向斜翼部的反射波交点向下移动了。然后把观测下移到B,再下移到C，得到图4—51和图4—52。每向下延拓一段就有一条剖面。然后，再利用这些没有重叠的剖面部分做出一条新的剖面(如图4—53所示)，它几乎与原来的深度剖面一样。112图4—50向下延拓到箭头所示深度的结果113图4—51向下延拓到箭头所示深度的结果114图4—52向下延拓到箭头所示深度的结果115图4—53最终得到的经过偏移的剖面1165偏移成像117海拉尔盆地铜钵庙工区叠后时间偏移剖面118海拉尔盆地铜钵庙工区三维叠前深度偏移剖面119三维叠前深度偏移叠后时间偏移120一、速度的用途在地震勘探的各个阶段中，速度是不可缺少的重要参数，其重要用途有以下几方面：1.野外施工(设计多次覆盖观测系统，确定组合检波形式，都需要知道有效波和干扰波的速度。)剩余时差：2、室内处理(速度是资料处理所必须的参数)动校正：静校正：偏移迭加需要偏移速度，迭加速度等1213、

资料解释中的应用：（1）时深转换的重要参数，把时间剖面转换成深度剖面利用下式：h=(1/2)Vt

（2）利用速度资料计算空校量板，进行偏移归位（3）根据速度资料辨别波的性质：如：多次波（低速异常）、绕射波（高速异常）、利用速度资料，计算空校量板，进行偏移归位。折射波、面波、声波。（4）利用速度资料进行制作人工合成地震记录，确定地震剖面上的地质层位。

122（5）利用速度纵向和横向变化规律，研究地层沉积特征和沉积模式。（6）利用层速度资料，直接划分地层和岩性，进行烃类检测。（7）利用纵波和横波速度的比值，判别亮点性质（含气→低速），由此可见速度资料对地震勘探的各个环节都会产生影响，而最终都影响到解释成果的精度，提取分析和利用速度资料，也是地震解释工作的一个重要组成部分。123二、速度的概念严格地讲，速度是矢量，具有大小和方向，它是空间坐标的参数，即V=V（x、y、z），这就是说即使在同一岩层的不同部位和不同方向，地震波的传播速度也各不相同。事实上，地下介质是不均匀的，所以地震波在岩层中传播的速度值是很难精确测定的。然而，为了满足生产的需要，根据用途不同和地震勘探技术所能达到的水平可以对复杂的介质作种种简化，建立近似的模形，因而引入了各种不同用途的速度，下面我们就一一讲解。124一组水平层状介质中，某一界面以上介质的平均速度是地震波垂直入射到该界面所走的总路程与总时间之比。定义：Ｖav＝＝(一)、平均速度125Hi，vi：每一层的厚度和速度现在从另一角度来讨论的含义。如图：126水平层状介质，Ｏ点激发，Ｓ点接收，并假设波按最短路程传播。波从Ｏ入射到第ｎ层的Ｐ点时，ＯＰ是直线，Ｏ＊是Ｏ相对于Ｒｎ的虚震源，Ｏ＊ＰＳ也是一直线，ＯＰ＝Ｏ＊Ｐ，波走过总路程相当于O*S，入射角为α。即：把定义为：在水平层状介质中，波沿直线传播所走过的总路程与所需总时间之比。127＝===地震波传播遵循是“沿最小时间路程传播”。在层状介质中，最小时间路程是折线而不是直线。注意：128但需要注意的是：地震波在水平层状介质中的传播路经是折线而不是直线，我们引入平均速度时是假定波沿直线传播的，是一种对实际介质结构的近似简化。因而，平均速度有误差，随着观测点离爆炸点的距离增加，这种误差就越大。由此可见，平均速度只有在垂直入射或炮检距范围不大的情况下才是正确的。所以它只适用把时间剖面转换成深度剖面，以将地震层位与钻井层位对比。

129(二)、均方根速度ＶR地震波传播遵循“费马原理”，沿最小时间路程传播。在均匀介质中最小时间路程是直线。水平介面：均匀介质反射波时距曲线是一条双曲线，方程t=或t=t+130式子意义：如果一条时距曲线的方程可以写成这样的形式，表示波以常速传播，波速等于式中Ｘ２项的分母的平方根。引入ＶＲ速度，按这个思路把有关方程化为：t=t+形式，从x2项的分母中找出。131对于水平层状介质，在Ｏ点激发，Ｓ点接收，第n层底面的发射波传播时间为：

t=2①水平层状介质反射波时距。相当炮检距：x=2132变换为以射线P表示的方程：②曲线的参数方程（θi）由133化简：134③④展开：135而⑤由⑤式两边平方：⑥⑦136将⑦式代回t2的表达式：137令为均方根速度：各小层的速度：各层的垂直时间：称为n层水平层状介质的均方根速度138对于覆盖层为连续介质，只给出对应的基本公式。定义：把水平层状介质情况下的反射波时距曲线近似当作双曲线求出的波速，就是这一水平层状介质的均方根速度。139当时，连续介质反射波时距曲线方程：140在一定假设前提下，方程可写成141(三)、等效速度倾斜界面，共中心点时距曲线方程为：：波速，h0：中心点处，：倾角142令143与均匀介质、水平界面情况一样。：倾斜界面、均匀介质情况下的等效速度。倾斜界面、共中心点道集迭加效果存在两个问题：144用代替，倾斜界面共中心点时距曲线变成平界面、共中心点时距曲线）。即：用按平界面动校正量公式，对倾斜界面共中心点道集进行校正，可以取得较好的迭加效果，没有剩余时差。上式表明：145(四)、迭加速度在一般情况下，（水平界面均匀介质、倾斜界面均匀介质、层状介质、连续介质）可将其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：：迭加速度146对于不同的介质结构，意义不同。水平界面均匀介质：＝倾斜界面均匀介质：＝水平层状介质：＝147迭加速度的含义：（从另一个角度来理解）倾斜层状介质：148在实际的地震资料处理过程中，是通过计算速度谱来求取迭加速度的。即：对一组共反射点道集上的某个同相轴，利用双曲线公式选用一系列不同速度计算个道的动校正量，对道集内个道进行动校正。当取某一个能把同相轴棱成水平直线（迭加效果最好）时，则这个就是这条同相轴对应的反射波的迭加速度。149Focus地震处理系统叠加速度分析

GeoDepth地震处理系统叠加速度调整

叠加速度分析

150三.各种速度之间的关系及一些相互换算公式151(一)、Vav,VR,Vp之间的关系Vav,VR,都是对介质模型作了不同简化。引入不同的假设后导出的速度概念。为了比较它们之间的差别和精度，要找一个更精确的速度作为标准。我们引入射线平均速度Vp,VR可以作为标准。152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——叫射线速度。射线平均速度：定义：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。153射线平均速度对每条射线都不一样。所以Vp即是地震波沿射线旅行时的函数（炮检距x），也是射线之射角α0（或射线参数）的函数。在水平层状介质中：154连续介质：射线平均速度比Vav,VR更精确地描述了波在介质中的情况。所以在分析Vav,VR的精度时，用Vp作为一个比较的标准。例题：以Vp为标准，分析Vav，和VR的特点。155在什么条件下，哪一种速度反映实际情况比较精确？３个界面水平层状介质（R1,R2,R3）,计算R3界面以上的Vav,VR和以α1α2α3等入射角入射的每条射线的射线平均速度156157对应于：透射定律：再求出

158对一个α1=10°：Vp=4310x=1684米α２=２0°：Vp=4420x=3977米α３=３0°：Vp=5450x=27025米159由以上的计算，得出几点结论：⑴：介质不均匀时，地震波沿不同射线传播的速度是不同的，射线平均速度Vp能较好地反映波沿不同射线传播情况不同这一特点。对同一地层：x↑→Vp↑,所以当x继续增大，Vp趋近于剖面中最高的层的速度。因此，可用Vp作为衡量其它速度精度的标准。160⑵：Vav,VR是把层状介质看成某种假象的均匀介质，因此，对一种介质结构，只有一个Vav和一个VR。又由于地震波在同一种介质结构中，沿不同射线传播，速度是不同的。用同一速度对道集中各道作动校正，严格说来，是不能完全校正准确的，炮检距x越大，误差越大。说明：161⑶：例子中结论：Vav<VR

证明：Vav≤VR（对连续介质情况进行证明，更有一般性，书写方便）速度：Vav＝速度是传播时间t的函数v=v(t)162T：单程垂直传播时间由许互兹不等式有：取：f(t)=1,g(t)=v(t)（二者均非负），a=0,b=T。163即:164⑷:由模型计算Vav,VR,VP三者之间有如图所示的关系。165②当x↑增大到某一值，VR＝VP。①当x=0时VP=Vavx=0，Vav比VR精度高。即：在跑检距为某一数值附近，VR精度较高。X在继续增大，VR与VP差别也逐渐增大，VR误差也将很大。此时，Vav,VR均不准确。③当x→∞时，VP→。VP趋近于高层的层速度。166Vav与VR的优缺点：①Vav能较好地描述跑检距为零的情况，在设计井深，时深转换，要用Vav。②随着x↑,VR比Vav准确。当x过大时，VR的精度也要降低，总的来说，它毕竟可以代替大多数。167VR时比较精确的速度资料，目前，VR是由Vα进行换算求得。下面具体看一看如何由Vα求VR。（最重要的是准确校正）①水平层状介质，Vα＝VR。（叠加速度就是均方根速度）(二)、由叠加速度Vα计算均方根速度VR(Vα→VR)168即：φ＝０，Vα＝VR②倾斜界面，φ，覆盖层为均匀介质。此时：Vα＝,作倾角校正。（求倾角φ）在只有时间剖面的情况，可用时间剖面上同相轴的一些参数来表示Cosφ。169如图：深度剖面上：时间剖面上：170：是这条同相轴对应的均方根速度，是A,B两个道上这条同相轴的时差171③：界面倾斜，φ，覆盖层为连续介质。不能用式校正当时，导出倾角校正系数172②考虑到①②式太复杂，并根据对计算结果的分析，提出一个经验公式：在利用计算时，主要是进行倾角校正。173即：一个地层剖面由浅到深一般可分为几个速度层，个层之间在波速上存在明显差别。在地震勘探中把某一速度层的波速叫做这一层的层速度。(三)、由均方根速度计算层速度1、层速度沉积岩中速度分布规律特点之一是速度在剖面上的成层分布。1742、由计算本章第三节一讲过，通过地震测井可得到层速度，精度高。但是测井资料毕竟还是很少的。讨论：利用地震资料由速度谱求出有n层水平层状介质，各层每小层内单程垂直传播时间。175n层以上的VR

①由第一层到第n层的均方根速度：第一层到第n层的t0

176n-1层的②①－②177又利用ＶＲ求层速度的Dix公式,当已知第n层，第n-1层的均方根速度时，以及这两层的时间，利用上式求出第n层的层速度。178(四)、总结各种介质结构情况下，各种速度的计算公式及相互换算公式各种速度的计算公式、换算公式。1、层状介质1792、连续介质180由时的自己看书。讨论：与之间换算。1）层状介质：1811822）连续介质已知：求已知：求183利用此公式，已知时，由VR求Vav184第二节地震波传播速度的影响因素理论研究和大量资料表明，地震波在岩层中的传播速度和岩层的性质（如弹性常数，岩石成分，密度，埋藏深度，地质年代，孔隙度）等因素有关，下面分别介绍一下它们之间的关系。由于目前地震勘探中主要利用纵波，本章在谈到波速时，都指纵波速度。185地震纵波、横波在介质中传播速度与弹性常数之间有如下定量关系。一、与岩石弹性常数的关系Vp==Vs==λ、μ拉梅系数，ρ介质密度，Ｅ杨式模量，υ泊松比，都是说明介质的弹性性质的参数。186因为Υ≈0.25＝>Ｖｐ／Ｖｓ＝≈1.73在大多数情况下，υ＝０．２５。Ｅ的大小和岩石的成分、结构有关，随着岩石的密度ρ增加，Ｅ比ρ增加的级次较高，所以当ρ↑—>Ｖｓ、Ｖｐ↑。同一介质中，纵波、横波速度比。Ｖｐ／Ｖｓ＝187二、与岩性的关系地震波的传播速度与岩性有一定的关系，不同岩性的岩石，地震波在其中传播速度不同。一般：沉积岩１５００～６０００花岗岩４５００～６５００玄武岩４５００～８０００变质岩３５００～６５００188沉积岩中的波速与岩石密度有密切关系。这种关系除了Ｖｐ，Ｖｓ公式外，在实用中我们主要讨论沉积岩的速度问题。三、与密度的关系经验表明:根据大量资料，有时还可以把Ｖ与Ｐ表示成一种近似的线性关系。189对某些石灰岩和砂质岩来说，这种关系可表示成方程式Ｖ单位是ｋｍ／ｓ，ρ单位是ｇ／ｃｍ３。Ｖ＝６ρ－１１通过对大量岩石样品进行研究，发现地震纵波与岩性密度（完全充水饱和体积密度）之间，存在着良好的定量关系。190如图经验公式理论曲线和测定的Ｖ与ρ的关系曲线。从图中可看出公式对于砂岩、泥岩、石灰岩、白云岩等比较适用。可用加德纳公式表示：ρ＝０．３１×Ｖ１／４

Ｖ：米／秒，ρ：克／厘米３191经验公式具体的反映了Ｖ与Ｐ之间的关系，为参数之间的换算提供了方便。如：在计算人工合成地震记录时，如果以知Ｖ，没有密度参数，就可利用这些公式进行换算。X（t）=b（t）*ξ（t）ξ（t）=192四、与构造历史和地质年代的关系许多实际观测资料表明，同样深度、成分相似的岩石，当地质年代不同时，波速也不同，即：年老的岩石比年青的岩石具有叫高的速度。速度与构造运动的关系，在不同地区有不同的表现。在强烈褶皱地区，V增大，在隆起的构造顶部，V降低。193地震波在岩层中的传播速度V随地质过程中的构造作用力的增强而增大。而且，V与压力之间有一定的关系。一般说：即：速度随压力的增加而增加。此外，压力的方向不同，地震波沿不同方向传播的速度也就不同194h↑，所受地层压力大。五、与埋藏深度的关系大量实际资料表明，在岩石性质和地质年代相同的条件下，V随岩石埋藏深度的增加而增大。主要原因：V=2×103（Z·R）1/6经验公式：195由地层埋深、和电阻率R计算V。V：米/秒Z：深度（米）R：欧姆·米，由电测井资料得到速度与深度常用的三种模型（速度随深度变化）1：V（Z）=V0（1+βZ）=V0+KZ1962：V（Z）=V0（1+βZ）1/23：V（Z）=V0（1+βZ）1/3

六、与孔隙率和含水性的关系研究表明，岩石空隙中含油或气或水时，岩石的波速会发生变化，=>导致在界面的反射波振幅的变化。197在大多数沉积岩中，岩石的实际速度石油岩石基质的速度、空隙率、充满空隙的流体速度等因素来决定。可用一个简单的关系式来表示:时间平均方程198V：岩层的实际速度Vf：波在空隙流体中的速度Vr：岩石基质的速度Ф：岩石的空隙率岩石空隙中只有油、气或水一种流体，并且流体压力与岩石压力相等。公式适用条件：199由公式看出：当Ф=0，V=Vr，Ф=100%，V=Vf当流体压力降低，流体压力这项的百分比影响就变小，当流体压力接近大气压时，其影响变的最小。在实际条件下，时间平均方程必须用一个压差调节系数C加以修正。200总之，由于地震波在油、气、水等流体中的传播速度比在岩石基质中的速度小，因而岩石空隙中含有流体时，使岩石的速度降低。七、与频率和温度的关系试验资料表明：在很宽的频率范围内，纵波与横波的速度与频率无关。说明，纵波与横波不存在频散现象。201速度随温度可能有微小的变化，每升高100℃减少5～6%。八、沉积岩中速度的一般分布规律⑴：速度在剖面上成层分布沉积岩的基本特点之一是成层分布。在各层中波传播的速度是不同的。因此，速度在剖面上的成层分布，就成为沉积岩的基本特点，这一点恰恰是使用地震勘探的有利前提。202⑵：速度变化具有方向性速度在垂直方向上随深度而变，在横向上受地质构造和沉积岩性的控制，在水平方向上也发生变化。⑶：速度存在垂直梯度速度随深度的增加而增大，但速度变化的梯度随深度增加而递减。203在不同地区，由于沉积环境不同和岩性变化，速度在平面内的分布具有分区分带的特点。⑷：分区性204205测定地震波传播速度的方法，基本上可分下面几类：1、根据岩石样品，在实验室内测定（这种方法在地震勘探中较少使用）。2地震测井和连续过度测井，根据井中观测资料可以得到平均速度和层速度的较准确的资料。（目前及使用）3根据各种地震波时距曲线，通过计算求取速度资料（迭加速度），（在数字处理中用共反射点道集资料计算速度谱）。206第三节速度来源207速度是一重要参数，不论是在解释和处理中应用都很广，前面咱们讲了几种速度的概念及影响速度的主要因素。今天，咱们讲如何获得我们所需要的速度。速度资料主要通过三种方法得到（1）地震测井（2）声波时差测井（3）地震参数覆盖资料——速度谱下面首先介绍用地震测井方法求取平均速度的野外工作方法和资料整理工作

208一.地震测井方法(一)、地震测井的野外工作地震测井是将测井检波器用电缆放入深井中，检波器隔一定距离向上提升一次，在井附近激发地震波，测井检波器记录下从井口到检波器深度处直达波的传播时间，检波器深度可由电缆长度测得，这样，就可求出该深度以上各地层的平均速度。209地震测井是由钻井队，地震队和电测队共同协作完成，一般在深井完井前进行，在保证安全情况下，尽可能减小炮井到深井之间的距离。为了保证所测平均速度的精度，一般设远近两个炮点，近炮点距深井50~100米，炮井按扇形排列，远炮点距深井300~500米，炮点按矩形排列，井距10米左右。210激发点布置：注意：211当地层倾角较大时，炮点应布置在地层下倾方向，以防折射波的干扰，（在地层上倾方向放炮时，容易接收到折射波）212测井时，首先将检波器沉放到井底，从井底测起，测点间隔50米左右，在地层分界面附近适当加密测点，检波器在井中停留时间不能太长，以免出现泥浆固结卡住检波器。野外注意：下井前检查检波器绝缘情况，计数表是否正常运转，大量电缆是否准确，检波器极性是否接错等等。地震测井记录的是初至波。213如在某一需要停留较长时间，可以在该点附近上下活动检波器。测井资料的初步整理和分析必须在井场进行，在现场作出垂直时距曲线，发现问题，及时补炮检查。214(二)、地震测井资料的整理点激发，即在井底激发，炮井深度，炮井同深井的水平距离为。215每次检波器沉放深度以及相应的记录下来的透过波传播时间。则：通过测井得到数据是：波由点到所用时间为，则波由到所用时间为：216①利用远炮点资料，计算波沿方向传播的速度——射线平均速度。利用近炮点资料，由①式得。217一般，浅层与差别大；通过对地震测井资料的整理，可得出几种成果：深层与相近（逐渐靠近）1、利用上式求得和，（~），把数据画在－坐标系中，得到随变化曲线。2183、当地层剖面的速度分层明显时，在时距曲线上将表现为许多折线段组成，每一段斜率不同。2、把对应数据（点在）坐标系中，得到地震波沿垂直向下方向传播的距离与传播时间之间关系——垂直时距曲线。每一段折线反映了一种层速度的地层，折线的斜率倒数就是这一地层的层速度，。219用地震测井求取的和是比较可靠的速度资料。利用这一关系，求出各层的层速度后，可作出曲线，反映层速度随深度变化的情况。220二.声波时差测井（声速测井）

它是一种地球物理测井方法。现已广泛用于地震勘探，成为求取速度参数的一个重要手段。它是利用沿井壁滑行的初至折射时差来求取速度参数的，具有简单方便又能连续观测的特点。目前用的声速测井仪的原理如图。主要有电子线路和声系两部分组成，声系包括一个超声波发生器和