地震勘探原理(西安石油大学)

地震勘探原理复习提纲一、本课程主要内容绪论：物探与地震勘探的概念地震波基础地震波运动学地震资料采集：包括观测系统、地震组合法、共反射点叠加地震资料处理简介地震数据采集系统主要名词与概念1.地质年代与地层单位，宙、代、纪、世；宇、界、系、统，2.油气藏、油气田3.物探（基本勘探方法）4.地震勘探（基本勘探方法）地震勘探是利用地下介质的弹性和密度差异的一种物探方法。地震勘探可以分为三种基本勘探方法，即反射波法、折射波法和透射波法。费马原理6.Snell定律7.地震折射波8.理想弹性体弹性理论有个6基本假设，理想弹性体是指满足连续性假设、完全弹性假设、均匀性假设和各向同性假设的弹性体。9.张量10.面波11.波阻抗12.平面简谐波13.波型转换14.偏振交换15.发散16.波散（频散，色散）17.地震波的吸收18.球面扩散19.大地滤波作用20“滑行波”21视速度定理22.回转波23.回折波24.动校正25剩余时差把某个波按水平界面均匀介质一次反射波做动校正后残存的时差称为剩余时差。26.静校正静校正主要包括井深校正、地形校正和低速带校正三部分。偏移28.时间场29.时距曲线30.时间剖面的显示方法31.振幅恢复32.反褶积33.观测系统（包括基本原则）34.地震组合法，线性组合，面积组合35.空间方向系数36.共反射点叠加法37.动态范围，瞬时动态范围38纵测线、非纵测线39.识别全程多次有两个重要标志，一是标志，二是倾角标志。40.地震勘探中常用的震源有炸药震源、可控震源、重锤、空气枪、电火花等；

主要名词与概念1.地质年代：宙、代、纪、世；地层单位：宇、界、系、统地质年代：地壳上不同时期的岩石和地层，时间表述单位:宙、代、纪、世、期、时；地层单位：宇、界、系、统、阶、带。在形成过程中的时间（年龄）和顺序。年代地层单位。又称时间地层单位。依据地质时代进行的划分。年代地层单位的宇、界、系、统、阶、带分别与地质年代单位宙、代、纪、世、期、时相对应。地质年代冥古宙隐生代4570原生代4150酒神代3920雨海代3850太古宙始太古代3800古太古代3600中太古代3200新太古代2800元古宙古元古代成铁纪2500层侵纪2300造山纪2050固结纪1800中元古代盖层纪1600延展纪1400狭带纪1200新元古代拉伸纪1000成冰纪850埃迪卡拉纪630+5/-30显生宙古生代\o"寒武纪"寒武纪542+/-1\o"奥陶纪"奥陶纪488.3+/-1.7\o"志留纪"志留纪443.7+/-1.5\o"泥盆纪"泥盆纪416+/-2.8\o"密西西比纪"密西西比纪359.2+/-2.5\o"宾夕法尼亚纪"宾夕法尼亚纪318.1+/-1.3\o"二叠纪"二叠纪299+/-0.8中生代三叠纪\o"待创建"早三叠世251+/-0.7\o"中三叠世"中三叠世245+/-1.5\o"中三叠世"晚三叠世228+/-2侏罗纪\o"待创建"早侏罗世199.6+/-0.6\o"待创建"中侏罗世175.6+/-2\o"待创建"晚侏罗世161.2+/-4白垩纪\o"待创建"早白垩世145.2+/-4\o"待创建"晚白垩世99.6+/-0.9新生代古近纪\o"古新世"古新世65.5+/-0.3\o"古新世"始新世55.8+/-0.2\o"古新世"渐新世33.9+/-0.1新近纪\o"中新世"中新世23.03+/-0.05\o"上新世"上新世5.332+/-0.005第四纪\o"更新世"更新世2.588+/-0.005\o"全新世"全新世0.011700地质年代分类方式，依次为：是宙（eon）、代（era）、纪（period）、世（epoch）、期（age）、时（chron）。本表最小纪录至“世”，数字代表年代开始时间，单位为百万年前（GSSP）。2.油气藏、油气田（1）油气藏：油气藏是油气在单一圈闭中的聚集，具有统一的压力系统和油水界面，是油气在地壳中聚集的基本单位。圈闭中只聚集了油，就是油藏，只聚集了气，就是气藏；既有油又有气，则为油气藏。（2）油气田：油气田是指受单一局部构造单位所控制的同一面积内的油藏、气藏、油气藏的总和。如果在这个局部构造范围内只有油藏，称为油田；只有气藏，称为气田。3.物探（基本勘探方法）物探：指应用地球物理学原理勘查地质特征，研究地下油气资源的一种方法和理论。地球物理勘探常利用的岩石物理性质有:密度、磁导率、电导率、弹性、热导率、放射性。与此相应的勘探方法有:重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地震勘探、地热法勘探、核法勘探。从测量所在的空间位置和区域的不同又可以划分为:地面地球物理勘探、航空地球物理勘探、海洋地球物理勘探、钻孔地球物理勘探等。根据研究对象的不同还可划分为:金属地球物理勘探、石油地球物理勘探、煤田地球物理勘探、水文地质地球物理勘探、工程地质地球物理勘探和深部地质地球物理勘探等。重力:通过观测不同岩石引起的重力差异来了解地下地层的岩性和起伏状态的方法，称为重力勘探。油气生成于沉积盆地，应用重力勘探可以确定沉积盆地范围。磁力:通过观测不同岩石的磁性差异，来了解地下岩石情况的方法，称为磁力勘探。在沉积盆地中，往往会分布着各种磁性地质体，磁力勘探可以圈定其范围，确定其性质。电法:通过观测不同岩石的导电性差异来了解地下地层岩石情况的方法，称为电法勘探，与油气有关的沉积岩往往导电性良好(电阻率低)，应用电法勘探可以寻找和确定这类地层。此外还有地震、放射性物探等。《磁法勘探（磁性差异）、电法勘探（电性差异）、重力勘探（密度差异）、地热勘探（导热性差异）、放射性勘探（放射性差异）、地震勘探（弹性差异）》地震勘探（基本勘探方法）地震勘探是利用地下介质的弹性和密度差异的一种物探方法。地震勘探可以分为三种基本勘探方法，即反射波法、折射波法和透射波法。（1）反射波法，基于研究从两个地层分界面反射的地震波。测量从震源到达若干观测点处检波器所记录的反射波传播时间，可求得波在介质中的传播速度并确定反射的界面位置。为了连续的探测反射界面的形状，要在许多点上同时记录振动，一般使用数十道以至数百道的地震勘探仪器采集站。（2）折射波法，要在离震源较远处（与界面的埋深相比）进行观测。这样，地震波的大部分传播路径是在接近于地层层理的方向。在许多情况下，用折射波法可能判别地层的岩性。炸药爆炸后，激发的地震波向四面八方传播，当遇地层分界面时，除有一部分反射波返回地面外，还有一部分地震波透过分界面并沿着该分界面在下面地层中传播。在一定条件下，这种沿分界面传播的地震波也会返回地面，这种地震波叫折射波。通过接收这种波来分析地层情况的方法就叫折射波法地震勘探。（3）透射波法。将激发点和接收点分别放在地质体的两侧，直接接收透过地质体的波，这种勘探方法叫透射波法地震勘探。目前，反射波法应用最广，折射波法次之，透射波法只作为辅助手段。地震勘探的特点：（1）精度（分辨率）高（2）探测深度大（3）耗资大、效率低、设备复杂5.费马原理（最小时间原理）波从一点传到另一点所经的路径使波传播所花的时间最短。（这样的路径实际上就是射线）说明：1．波总是沿射线传播，以保证波到达时所用旅行时间最少准则；2．波沿垂直于等时面的路线传播所用旅行时间最少；3．等时面与射线总是互相垂直；4．用射线描述波与用波前面描述是等价的。6.斯奈尔（Snell）定律波在两种介质的界面上，所产生的各种波射线均在同一平面内(该平面即入射线所在平面且垂直于界面)，各波射线与法线的夹角θi和相应的Vi满足如下关系：式中的p称为射线参数，它与入射角有关。(一个入射角对应一个射线参数p)说明：A．斯奈尔定律是反射定律和透射定律的综合，而且有所推广。B．斯奈尔定律同时适用于纵波、横波和各种转换波等。地震折射波地震波在传播中遇到下层的波速大于上层波速的弹性分界面，而且入射角达到临界角(使透射角为90°)时，透过波将沿分界面滑行，又引起界面上部地层质点振动并传回地面，这种波称为折射波。理想弹性体材料因外力引起变形时，当形变与外力成正比(符合虎克定律)时，该材料被认为是理想弹性体或虎克弹性体。理想弹性体是指去掉外力后能完全恢复原状的物体。弹性理论有个6基本假设，理想弹性体是指满足连续性假设、完全弹性假设、均匀性假设和各向同性假设的弹性体。（假设位移和形变是微小的。）9.张量可以认为是矢量概念的推广。1887--1896年间，李奇(G.Ricci)系统地论述了张量，1916年Einstein用张量分析来阐述广义相对论之后，才被广泛重视。n维空间m阶张量有个分量，阶数就是所考虑的方向数，取值范围为0，1，2，3，......。三维空间的零阶张量是标量，一阶张量是矢量，二阶张量有9个分量，三阶张量有27个分量，四阶张量有81个分量。张量的一个重要特点是：它本身与用来描述它的坐标系无关，但它的分量要通过适当的坐标系来定义。笛卡坐标系中的张量称作笛卡张量，一般曲线坐标系中的张量称一般张量。例如：二阶张量张量的运算规则很多，特殊类型也很多，常用的有：(1)对称张量→对称矩阵，即反对称张量→反对称矩阵，即且对角线元素为0。即任意二阶张量可以表示成对称张量与反对称张量之和求和约定、哑指标(某一项中某指标重复出现一次) (4)自由指标：(i，j=1，2，3)这里i为自由指标，j为哑指标。上式表示三个方程式：(5)球张量与偏张量若有张量则这时称为球张量，称为偏张量任意二阶张量都可分解为球张量与偏张量之和，即上式中，称为克罗内克尔(Kronecker)符号，定义为：10.面波在弹性介质中只有两种类型的波：纵波与横波，它们统称为体波。除了体波之外，在弹性介质分界面附近还存在一类波动，这类波沿界面传播，其波幅随离开界面的距离的增加迅速衰减，从能量的角度来说，它们的能量只分布在界面附近的薄层中，只能在特定的分界面附近观测到，因此统称面波。经常能观测到的面波有瑞利波，洛夫波（简称L波），斯通莱波。不同的面波有不同的产生条件和特性。瑞利面波的传播速度决定于地面介质的弹性常数，但通常小于横波的传播速度。当泊松比=0.25时，瑞利波的速度VR=0.92Vs。应该指出，瑞利面波通常以低频率，强振幅，低速度出现，它强烈地干扰记录有效波（纵波或横波）。所以在地震勘探中认为它是需要消除的干扰波。11.波阻抗介质的密度与速度的乘积称为介质的波阻抗。即Z=ρV。波阻抗是一个广泛的概念，电路中的阻抗也是一种波阻抗。有了波阻抗的概念，则反射系数和透射系数分别定义为：并且有：R+T=112平面简谐波平面传播时，若介质中体元均按余弦（或正弦）规律运动，叫平面简谐波，是最基本的波动形式。一些复杂的波可视为平面简谐波的叠加。有平面简谐波传播介质中的体元并非简谐振动。有些书中直接称简谐波为余弦或正弦波。平面简谐波的波动方程如下图所示，平面余弦简谐波在理想的无吸收的均匀无限介质中传播，传播方向沿x正方向，波速为V，O点（坐标原点）处的振动方程为：设B为波线（实际为波形曲线）上另一任意点，距O点为x，当振动从O点传到B点时，B点开始振动。因为波动状态从O传到B需要x/V时间，所以B点在某时刻t的位移等于O点在t之前即时刻的位移。由于所讨论的是平面波，而且是在无吸收的均匀介质中传播，所以各质点的振幅相等。故B点在某时刻t的位移可写作：这就是平面余弦波的波动方程（之一）。13.波型转换波在非法线入射的情况下，无论是纵波还是横波，在介质分界面上不仅要改变波传播的方向，发生反射和透射现象，而且会发生波的分裂，由一种波分裂为两种性质不同的波，这种现象叫做“波型转换”。下图a以P波入射为例，产生四种波，其中Pr（反射P波）、Pt（透射P波）为同类波，Sr（反射SV波）、St（透射SV波）为转换波。根据波的极化方向以及它们同波传播方向的关系，有利于我们来识别不同类型的波，同时根据波的极化有利于我们在最大灵敏度方向上来接收波动。如前所述，由于纵波在近地表处是近法线出射，而纵波的极化方向是同波的传播方向一致的，因此我们选用垂直方向运动的检波器就会最有效地接收纵波。14.偏振交换只有横波才有偏振现象。有两种偏振波：垂直偏振横波-SV波，水平偏振横波-SH波，两种波的交换称为偏振交换。15.波的发散（也叫球面发散、波前发散）地震波由震源向外传播时，随着距离的增加,散布的面积越来越大。尽管波的总能量不变，但单位面积上的能量（能量密度）却越来越小，因而波的振幅逐渐减弱。这种现象称为波的发散。地震波的振幅A与传播距离r成反比：式中为地震波的初始振幅。16.波散一个波动往往含有各种不同频率成分的谐波，可视为波群。波群整体的传播速度称为群速度，以Ｕ表示。各单频波的传播速度称为相速度，以Ｖ表示。波在一种介质中传播时波速依频率而变的现象叫做波散（也称频散或色散）。任何波都可能有波散现象，如弹性波、电磁波等。17.地震波的吸收吸收（也称吸收衰减），由于实际的地质介质并非理想的弹性介质。变形的不可逆性将吸收弹性能量，当地震波在这种介质中传播时，波动引起振动质点之间的摩擦会产生热能损失而使波的强度发生相应的衰减。这种因摩擦而引起波的强度衰减的现象称为波的吸收。实际观测和实验结果都表明，波的能量随路径按指数规律衰减。衰减的程度与介质的物理性质有关（越疏松吸收越大），也与振动的频率有关（吸收系数与频率的一次方成正比）。通常用一个称为吸收系数的α(f)值表示。于是有：式中：震源处（ｒ＝０）地震波的振幅距震源ｒ处的振幅随频率而变的吸收系数岩石的选频吸收性质损失了高频信息，降低了地震分辨率。然而，由于波的吸收与岩石的性质有关，因而吸收系数作为一个地震波动力学信息，用于判别地下岩石的性质却是很有价值的。球面扩散:球面波的波前从球心O向外扩散。在时刻t1传至半径为r1的位置，在时刻t2传至半径为r2处，可以限定只观察某个立体角所对应的其部分球面面积s1和s2，于是单位时间流过面积s1的能量等于流过面积s2的能量，及I1*S1=I2*S2因此I2/I1=S1/S2(*)从立体角的定义出发，有=S1/=S2/所以S1/S2=/代入（*）式，得I2/I1=/,因此能流强度I正比振幅平方,所以，由此可见，几何扩散使球面波的能流强度岁距离平方成反比衰减（振幅随距离成反比衰减），这种现象称为球面扩散。r1大圆半径，r2小圆半径19.大地滤波作用从理论分析可知，不论弹性介质采用何种弹性粘滞理论，都说明吸收系数同频率成正比。因此，弹性波随着传播距离的增大，高频成分很快地被吸收，而只保留较低的频率成分。这样弹性波在实际介质中传播时，实际介质相当于一个滤波器，滤去了较高的频率成分，而保留较低的频率成分，这种作用称为大地滤波作用。“滑行波”设一界面两边的两种介质的波速为V1、V2，且V2>V1，当入射角θ1增大到某一值θc时，θ2=90°，在第二种介质中再没有透射波，这时入射波引起的波动将在两种介质的分界面上传播（实际是在第二种介质的表面上传播，因为这种沿界面传播的波的波速等于第二种介质的波速V2）。这种现象称为“全反射”。对于所有θ1>θc的波都将发生全反射。θc称为临界角。在两种介质的分界面上传播的波叫做“滑行波”。21.视速度定理地震波是沿射线传播的，地震波的真速度应是沿射线传播的速度V，但是，地震勘探一般是沿测线观测。沿测线观测到的地震波速度叫作视速度，用V*表示。真速度和视速度间的关系叫作视速度定理。视速度就是沿地面观测到的地震波在地下的传播速度。视速度与真速度的关系用一个数学表达式表示，就是视速度定理。V*=V/sina，a为射线与观测面法线夹角。aa22.回转波回转波是一种特殊的凹界面上的反射波，其产生条件是：界面的曲率半径R小于界面的埋藏深度H，即R<H。由于回转波来自弯曲较大的弧形界面，所以它具有较陡的时距曲线，经动校正后在时间记录剖面上，回转波仍显示出弧形的同相轴且位于两侧反射波同相轴交叉处的下方，并与两侧反射波同相轴相切，切点就是回转点。23.回折波连续介质情况下射线为圆弧线，只要地下没有明显的分层界面，则从震源发出的圆弧射线向下达到某一最大深度Zm后，即向上返回到地面，人称回折波，但它属于直达波。如果入射角α越小，则回折波的最大深度越大。由时间场函数方程经简化可得到：令z=0，得到回折波时距曲线方程：令ｚ＝H，（H为反射面的深度），得：这就是反射波的时距曲线。这个方程中最左边分子上的２实际上是“双程”的意思。若取１，则代表波从激发点到最深点的单程旅行时间。24.动校正的概念我们在前面提出过，采用自激自收观测，可以得到在每一观测点处界面的t0时间，可以得到形象地反映界面的形态的地震记录。但是从实际生产的可能性来考虑，又必须采用一点激发，多道接收，这样做就出现了两个问题：①我们在O点激发，S点接收，记录下来的反射波并不是来自O点正下方。也不是来自S点正下方。在界面水平的情况下，该反射来自OS/2处M点的正下方。②在M点自激自收，R点的反射时间为：若按上述条件在O点激发，S点接收，当然仍可接收到来自R点的反射,但反射时间：tORS比t0M大，这种差别是因为在S点观测时，“炮检距”不为0的原故。正常时差定义：界面水平情况下，对界面上某点以炮检距x进行观测得到的反射波旅行时同以零炮检距（自激自收）进行观测得到的反射波旅行时之差。这纯粹是因为炮检距不为零引起的时差。把（一次反射波）双曲线形的同相轴改造成为时间记录剖面的过程称为动校正（也称正常时差校正）。动校正在水平界面的情况下，从观测到的波的旅行时中减去正常时差Δt，得x／2处的t0时间，这一过程叫做正常时差校正或称为动校正。经过动校正后，反射波同相轴一般就能形象地反映界面的形态了。剩余时差把某个波按水平界面均匀介质一次反射波做动校正后残存的时差称为剩余时差。26.静校正静校正主要包括井深校正、地形校正和低速带校正三部分。为消除地表高低不平以及低速带速度和厚度横向不一致对地震剖面的影响，从而把剖面上各道的起始位置(时间)校正到统一的直线上所作的校正称为静校正。27.偏移时间剖面的偏移现象“偏移”一词的本意是动词，即偏离原位的移动。在地震勘探中是指对地震资料的一种处理方法，即把记录上的每个反射点移到其本来位置的处理。“偏移”作为名词则表示一种现象，即指由于地层不是水平界面，在未做修正处理（偏移处理）的地震剖面上所出现的记录反射点（面）与实际地层出现偏差的现象。28.时间场时间场与射线方程当震源固定时，介质中每点都在一定时刻有波前通过，或者说在介质中每一点M(x,y,z)处观测都可以确定波前到达该点的时间t，因此波前传播时间t是观测点坐标的函数t=t(x,y,z)。这种波至时间的空间分布就定义为时间场。描述这个场的函数t(x,y,z)称为时间场函数。时间场是标量场，t(x,y,z)=ti称为等时面。波射线是用来描述波场特征的曲线。射线方程是描述波射线的空间分布的解析几何方程，一般形式为：f(x,y,z)=0。从广义上讲，物理量的（空间）分布就是场。29.时距曲线在实际工作中，不可能直接测得分布于介质中的波前或射线的位置和形状，只能在地面上进行观测，测定波到达各观测点的旅行时间。根据波的到达时间t和观测点的坐标x和y，就可以做出t=f(x,y)的关系图形，这个图就叫做时距图。t=f(x,y)的关系曲面叫做“时距曲面”。若观测点沿直线分布，观测时间t和观测距离x的关系曲线就叫做“时距曲线”。换句话说，时距关系就是地震波在地下的旅行时间和观测点的空间坐标之间的关系。研究时距关系可以了解地下地质构造，因为地下介质的结构不同，则地震波的传播特点也就不同；另外相同的介质结构的情况下，不同类型的波（如直达波、反射波和折射波）传播特点也会不同。30时间剖面的显示方式地震反射波的时间记录剖面，地震剖面分为原始剖面，时间剖面（经过动校正）和深度剖面（经时深转换）等等。时间剖面的显示方（五种）：1．波形曲线：2．变面积显示：3．变密度显示：4．波形加变面积：5．波形加变密度：振幅恢复:是消除与反射系数无关的、影响地震反射波振幅的因素的措施。在地震记录上，反射波的振幅值除了由界面的反射系数决定外，还受到地震放大器的增益控制影响以及波在介质中传播时的发散和吸收作用而衰减，故不反映真正的振幅值。当需要动力学特点的参数，特别是直接找油时，必须求出信号的真正振幅值。真振幅恢复包括两个步骤：第一是增益恢复；第二是补偿因衰减而耗损的振幅值。数字记录的增益恢复是将所记录的信号值乘以对应的增益值，而振幅补偿则是用与发散和吸收等有关的衰减系数去除振幅。32.反褶积（反滤波）（1）大地滤波作用在理想情况下，炸药爆炸时产生一个作用时间很短的尖脉冲，用δ函数表示。该爆炸能量在地层中传播，由于地层中存在一系列反射界面，故可把地球看成为由一系列反射系数表示的滤波器，因此得到由δ脉冲与反射系数序列褶积的理想记录。该记录应该是对应每个反射界面的一系列脉冲，在没有反射界面的地方应为零。在实际中放炮产生爆炸脉冲f(t)并非δ脉冲，它在距震源不远的地层中传播时，由于受大地滤波作用（能量吸收且高频衰减快、不均匀体散射、反射～折射能量损失以及干扰等综合影响），其作用可用大地滤波器的脉冲响应h(t)来描述，结果使爆炸脉冲能量变成地震子波w(t)，（延续时间较长、有一定波形、能量变弱），如图所示。(注意此时的地震子波w(t)和h(t)不完全一样）。随着地震子波在地层中的传播与反射，所观测的地震记录是子波w(t)与地层反射系数序列的褶积结果。数学表示为：上式中w(t)可表示为，其中是震源脉冲，是大地滤波脉冲响应，是可能的噪声。这样大地滤波作用结果使一个地震记录道可认为是即一系列算子相褶积的结果，称之为褶积模型。（2）反褶积反褶积处理的目的是为了提高地震资料的分辨率和信噪比。反褶积就是反滤波，它只是将地震记录与反滤波器进行褶积，在运算方法上就是褶积运算。所谓“反”字，仅在反滤波因子上，此因子是针对前一个滤波作用的，就是使反滤波处理的作用恪恰和前一滤波作用相反，如图所示。上图表示了反滤波提高分辨率方面的作用。33.观测系统（包括基本原则）观测系统的概念:地震勘探中的观测系统是指地震波的激发点与接收点的相互位置关系。为了了解地下构造形态，必须连续地追踪各界面的地震波。因此，就要沿测线在许多个激发点上分别激发，并进行连续的多次观测。每次观测时，激发点和接收点的相对位置保持一定的关系，以保证能够连续追踪地震界面。观测系统的选择取决于地震勘探任务，该工区的地震地质条件和采用方法，总的原则是尽量使记录到的地下界面能连续追踪，避免发生有效波彼此干涉波的现象，施工简单等。34.地震组合法，线性组合，面积组合地震组合法就是利用传播方向和出现规律差异来压制干扰的一种野外采集方法，对于组合检波，是将多个检波器按一定的几何位置布置在地面上，把它们的输出串联和或并联在一起作为一个地震道的输出，从而达到压制干扰、突出有效波的目的。说明：（1）组合的目的是压制干扰，而不是放大信号；（2）组合检波和组合激发是等效的，但从工作效率上讲，组合检波更为方便。目前在某些地质条件比较复杂的地区两种方法同时采用，成为“联合组合”。（3）组合法压制干扰的理论依据有两个：一是波的传播方向的差异，这称为组合的“方向效应”二是波的随机性与确定性差异，这称为组合的“统计效应”（4）组合法也有负面效应，即产生“平均效应”，对分辨有影响（5）根据组合的排列形式分为“线性组合”和“面积组合”空间方向系数共反射点叠加法在野外采用多次覆盖的观测方法，在室内将野外观测的多次覆盖原始记录经过抽取共中心点（CMP）或共深度点