1、第五章第五章 地震数据处理地震数据处理地震勘探生产过程：地震勘探生产过程：（1 1）地震资料野外采集）地震资料野外采集。利用人工激发所产生的地震波利用人工激发所产生的地震波（震源）传播到地下，遇到弹性分界面时，产生反射、折（震源）传播到地下，遇到弹性分界面时，产生反射、折射和透射，在地面接收这些返回的反射波或折射波并记录射和透射，在地面接收这些返回的反射波或折射波并记录下来。下来。（2 2）地震资料室内处理）地震资料室内处理。利用地震波的传播原理和理论，利用地震波的传播原理和理论，利用计算机对野外原始资料进行各种地震处理（处理模利用计算机对野外原始资料进行各种地震处理（处理模块）。块）。（3
2、3）地震资料解释。）地震资料解释。对处理后的剖面进行（构造、岩性、对处理后的剖面进行（构造、岩性、地震地层学、储层等）综合解释，地震地层学、储层等）综合解释，推断地下岩石的构造特推断地下岩石的构造特征及岩石性质等征及岩石性质等。数据处理概述数据处理概述 1、预处理、预处理 2、常规处理、常规处理 1）频谱分析）频谱分析 2）滤波处理）滤波处理 3）校正处理）校正处理 4）速度分析）速度分析 5）时深转换）时深转换 6）偏移处理）偏移处理 7）修饰性处理）修饰性处理数据处理流程图数据处理流程图1：高质量的原始资料为处理工作提供好的物质基础；：高质量的原始资料为处理工作提供好的物质基础；2：同样的
3、原始资料，处理方法不同，得出的结果可能差别很大。：同样的原始资料，处理方法不同，得出的结果可能差别很大。 第一节第一节 预处理预处理预处理：原始记录数据处理之前所必须完成的工作。预处理：原始记录数据处理之前所必须完成的工作。目的：把原始数据进行初步加工，使之满足处理方法技术的要求。目的：把原始数据进行初步加工，使之满足处理方法技术的要求。包括：剪辑处理、切除、抽道选排。包括：剪辑处理、切除、抽道选排。1、剪辑处理、剪辑处理剪辑：挑选信噪比低的不正常记录道或炮，将其充零。剪辑：挑选信噪比低的不正常记录道或炮，将其充零。不正常道：工作不正常道、死道、极性反转道。不正常道：工作不正常道、死道、极性反
4、转道。不正常记录：外界干扰背景严重而引起的噪声记录，应将整张记录充零。不正常记录：外界干扰背景严重而引起的噪声记录，应将整张记录充零。2、切除、切除 (1)切除强振幅的初至波，这些初至波一般是直达波和浅层折射波等干扰波；切除强振幅的初至波，这些初至波一般是直达波和浅层折射波等干扰波；(2)切除发生相位畸变的浅层宽角反射波；切除发生相位畸变的浅层宽角反射波；(3)切除震源干扰波、相干干扰波。切除震源干扰波、相干干扰波。3、抽道选排（、抽道选排（P95） 抽道选排（抽道集）：将属于同一共反射点的记录道选出，按共反射点号次序排抽道选排（抽道集）：将属于同一共反射点的记录道选出，按共反射点号次序排在一
5、起，这实际上是一种数据的重排。在一起，这实际上是一种数据的重排。 目的：进行水平叠加和计算速度谱。目的：进行水平叠加和计算速度谱。 单边放炮多次覆盖共反射点选道公式为单边放炮多次覆盖共反射点选道公式为 nNmijnNNP 式中：式中：P满覆盖次数的选道号；满覆盖次数的选道号；N仪器道数；仪器道数；n覆盖次数；覆盖次数；i炮点序号；炮点序号；m小叠加段序号；小叠加段序号；j小叠加段内的共反射点序号（从小叠加段内的共反射点序号（从1开始，最大为开始，最大为N/n，N/n个叠个叠加道组成一个小叠加段）加道组成一个小叠加段）第二节第二节 常规处理常规处理1、一维频谱分析、一维频谱分析目的：了解有效波和
6、干扰波的频谱分布范围，选取合适的频率滤波器。目的：了解有效波和干扰波的频谱分布范围，选取合适的频率滤波器。 1）频谱分析公式）频谱分析公式 地震信号在频率域和时间域中表示为地震信号在频率域和时间域中表示为:dfefXtXdtetXfXftifti22)()()()(处理时处理时,必须对数据进行离散。必须对数据进行离散。对对X(t)按按t时间间隔采样，共有时间间隔采样，共有N个离散值；个离散值； 对对X(f)按按f频率间隔采样，共有频率间隔采样，共有M个离散值。则：个离散值。则： 10*210*2)()()()(MmtnfmiNntnfmiefnXftnXetnXtfmX 式中：式中：m、n均为
7、整数。均为整数。m=0,1,M-1；n=0,1,N-1。nt=T为频谱分析的时窗长度。为频谱分析的时窗长度。 X(mf)的实部和虚部分别为：的实部和虚部分别为：102cos)()(NnetnfmtnXfmXR 102sin)()(NnmtnfmtnXfmXI则振幅谱和相位谱分别为：则振幅谱和相位谱分别为： 22)(Im)(Re)(fmXfmXfmX)(Re)(Im)(fmXfmXarctgfm（2）频谱分析参数的选择）频谱分析参数的选择频谱分析：先选好地震记录，后确定分析参数。频谱分析：先选好地震记录，后确定分析参数。 分析反射波频谱：最好是无干扰波的纯反射信号时窗；分析反射波频谱：最好是无干
8、扰波的纯反射信号时窗；分析干扰波频谱：选择无反射波的纯干扰信号时窗。分析干扰波频谱：选择无反射波的纯干扰信号时窗。 采样点数的确定：先确定频谱分析的时窗长度采样点数的确定：先确定频谱分析的时窗长度T，采样间隔，采样间隔t，则采样点，则采样点数数N为为tTN 实际资料处理时，由于种种原因，一个频谱提供的数据不十分有把握，需实际资料处理时，由于种种原因，一个频谱提供的数据不十分有把握，需要多做几个频谱分析，最后得到一个统计平均值。要多做几个频谱分析，最后得到一个统计平均值。 （3）地震波的频谱特征）地震波的频谱特征 (1)面波频谱峰值偏低，与反射波有显著差别；声波频谱峰值偏高，与反面波频谱峰值偏低
9、，与反射波有显著差别；声波频谱峰值偏高，与反射波频谱重叠较宽。射波频谱重叠较宽。 (2)由于大地滤波作用，浅层反射波频率较高，深层反射波频率较低。由于大地滤波作用，浅层反射波频率较高，深层反射波频率较低。 (3)外界相干干扰波、多次波与有效反射波频谱差别不大。外界相干干扰波、多次波与有效反射波频谱差别不大。 (4)微震噪声频带较宽。微震噪声频带较宽。 由此可知：有效反射波与面波、微震等干扰波在频谱上存由此可知：有效反射波与面波、微震等干扰波在频谱上存在明显差异，因此，可用频率滤波压制这些干扰；而有些干扰在明显差异，因此，可用频率滤波压制这些干扰；而有些干扰波（如声波，多次波等）与有效波频谱重叠
10、较宽。因此，频率波（如声波，多次波等）与有效波频谱重叠较宽。因此，频率滤波压制干扰波的能力是有限的。滤波压制干扰波的能力是有限的。 2、二维谱分析、二维谱分析 目的：了解有效波和干扰波的频率目的：了解有效波和干扰波的频率波数（单位长度上波长的个数）谱波数（单位长度上波长的个数）谱范围，以便选取合适的二维滤波器，达到压制干扰、提高信噪比的目的。范围，以便选取合适的二维滤波器，达到压制干扰、提高信噪比的目的。 1二维谱分析公式二维谱分析公式 对于二维函数对于二维函数f(t,x)，对应的二维富里叶变换为，对应的二维富里叶变换为 dtdxextfkfFkxfti)(2),(),(反变换为反变换为 df
11、dkekfFxtfkxfti)(2),(),(其中其中Vfk1为波数。上式构成了二维富氏变换对。为波数。上式构成了二维富氏变换对。对于离散的地震信号对于离散的地震信号f(mt,nx)，相应的二维离散富氏变换为相应的二维离散富氏变换为 1010)(21010)(2),(1),(),(),(MjNlNnlMmjiMmNnNnlMmjieklfjfMNxntmfexntmfklfjF 式中式中m,j=0,1,M-1；n,l=0、1,N-1；t和和x分别为时间和空间采样间隔；分别为时间和空间采样间隔；f和和k分别表示频率和波数采样间隔。分别表示频率和波数采样间隔。 由于频率由于频率f、波数、波数K与视
12、与视速度速度Va有如下关系有如下关系aVfk 因此因此,地震波的二维谱特征地震波的二维谱特征通常以频率和视速度特征表现出通常以频率和视速度特征表现出来。来。 图图6.3(a):两组同相轴的斜两组同相轴的斜率率(视速度视速度)差异较大而频率相差异较大而频率相近；图近；图6.3(b)：两类波的能量：两类波的能量团分布在不同的区域。团分布在不同的区域。(a)(a)共炮点记录共炮点记录 (b)(b)二维谱二维谱（2）地震波的二维谱特征）地震波的二维谱特征通常地震波的二维谱有以下特征：通常地震波的二维谱有以下特征： (1)面波的频率较低，视速度较低，在面波的频率较低，视速度较低，在f-k平面上，分布在通
13、过原点斜率为平面上，分布在通过原点斜率为V的直线与的直线与k轴组成的平面内。轴组成的平面内。 (2)相同相同t0时间的多次波的视速度比一次反射波的视速度低。时间的多次波的视速度比一次反射波的视速度低。 (3)直达波、浅层折射波的视速度比一次反射波的视速度小得多。直达波、浅层折射波的视速度比一次反射波的视速度小得多。 (4)声波与反射波的频率有较大重叠，但视速度比反射波小得多。声波与反射波的频率有较大重叠，但视速度比反射波小得多。 一道实际地震记录一道实际地震记录实际地震记录的频率谱实际地震记录的频率谱 滤波滤波:一个原始信号通过某一装置后变为一个新信号的过程。原始一个原始信号通过某一装置后变为
14、一个新信号的过程。原始信号信号输入输入;新信号新信号输出输出;装置装置滤波器。滤波器。第二节第二节 常规处理常规处理常规处理：对地震资料进行最常用的处理。是整个数据处理工作的中心环节。常规处理：对地震资料进行最常用的处理。是整个数据处理工作的中心环节。1、数字滤波器概述、数字滤波器概述1）滤波器的概念）滤波器的概念 据滤波器定义：易理解大地就相当于一个滤波器，它吸收了信号中据滤波器定义：易理解大地就相当于一个滤波器，它吸收了信号中的高频成分，只让低频成分通过，对波形进行了改造，这个过程就是的高频成分，只让低频成分通过，对波形进行了改造，这个过程就是滤波。滤波。 就大地滤波过程来说：激发地震波就
15、大地滤波过程来说：激发地震波输入信号，用输入信号，用 X(t) 表示；大表示；大地地滤波器，用滤波器，用H(t)表示；地表的波动表示；地表的波动输出信号，用输出信号，用 表示。表示。)(fX数字滤波：原始资料数字滤波：原始资料输入信号输入信号 ； 处理技术处理技术 滤波器滤波器 ； 处理结果处理结果输出输出 。)( fX)( fH)(fX 图图6.13(a)：共炮点地震记录，：共炮点地震记录，面波干扰很严重；面波干扰很严重； 图图6.13(b)：视速度滤波后，面：视速度滤波后，面波干扰得到了衰减，反射波振幅波干扰得到了衰减，反射波振幅已提高到噪声水平之上。已提高到噪声水平之上。 二维滤波也是一
16、种线性运算，同样可用于处理过程的每一作二维滤波也是一种线性运算，同样可用于处理过程的每一作业中。业中。二维滤波压制面波图二维滤波压制面波图 (2)压制多次波压制多次波二维滤波压制多次波二维滤波压制多次波 图图6.14(a)：CDP记录经动校正记录经动校正后，有效波同相轴被拉平，视速度后，有效波同相轴被拉平，视速度为无穷大；而多次波视速度比有效为无穷大；而多次波视速度比有效波低，多次波的同相轴没被拉平。波低，多次波的同相轴没被拉平。 图图6.14(b)：二维滤波后，多次波：二维滤波后，多次波得到压制。得到压制。(1)地震子波地震子波1.反射波地震记录的形成反射波地震记录的形成 如图如图6.15所
17、示，大地对震源脉冲所示，大地对震源脉冲有吸收作用，它相当于一个低通滤有吸收作用，它相当于一个低通滤波器，使尖脉冲变成了具有一定延波器，使尖脉冲变成了具有一定延续时间的波形，称此为地震子波续时间的波形，称此为地震子波b(t)。地震子波的形成地震子波的形成四、反滤波四、反滤波反滤波也叫反褶积，是滤波的一种逆过程。反滤波也叫反褶积，是滤波的一种逆过程。 它可看成是地层吸收滤波器的脉冲响应。地震子波一般为它可看成是地层吸收滤波器的脉冲响应。地震子波一般为12个周期，个周期，延续时间为延续时间为2040ms。 (2)理想的地震记录理想的地震记录 设震源为设震源为(t)脉冲，它在地层中传播只受到反射界面的
18、影响，不考脉冲，它在地层中传播只受到反射界面的影响，不考虑地层的吸收，这实际虑地层的吸收，这实际上也是一种滤波过程，可表示为上也是一种滤波过程，可表示为)()()(tRtRt反反射射器器 滤波器的滤波因子为，输出仍为尖脉滤波器的滤波因子为，输出仍为尖脉冲。如图冲。如图6.16所示，假设地下有所示，假设地下有N个反射个反射界面，反射系数依次为界面，反射系数依次为R1、R2、RN,这这时在地面某点接收的地震记录为时在地面某点接收的地震记录为NtNttRRRtR 2211)(理想的地震记录理想的地震记录NtR1从上式可见，理想地震记录：从上式可见，理想地震记录：每一项都为一个单位脉冲；每一项都为一个
19、单位脉冲；脉冲大小反映界面反射系数的大小；脉冲大小反映界面反射系数的大小；脉冲极性反映界面反射系数的极性；脉冲极性反映界面反射系数的极性；脉冲个数反映反射界面的个数；脉冲个数反映反射界面的个数；脉冲之间的时差反映地层的厚度。脉冲之间的时差反映地层的厚度。 地震子波到达地面同一接收点地震子波到达地面同一接收点时将不能分开，相互叠加，形成复时将不能分开，相互叠加，形成复波。如图波。如图6.17所示。所示。 实际上，由于吸收作用，尖脉冲实际上，由于吸收作用，尖脉冲会变成一定延续时间的地震子波。会变成一定延续时间的地震子波。(3)实际的地震记录实际的地震记录实际的地震记录实际的地震记录由图知，地面某点
20、接收的地震记录为：由图知，地面某点接收的地震记录为：称实际反射地震记录。称实际反射地震记录。 NtNtNttbRbRbRbRtR12211)(写成褶积形式为写成褶积形式为 )()()()()()(tbtRtbtRttX 上式表明：实际震记录是反射系数与地震子波的褶积。上式表明：实际震记录是反射系数与地震子波的褶积。（2）反滤波的实现）反滤波的实现反滤波反滤波：从实际反射记录中去掉大地滤波器的作用，使之变为从实际反射记录中去掉大地滤波器的作用，使之变为 理想的地震理想的地震 记录。记录。滤波过程滤波过程 目的：压缩地震波时间长度，提目的：压缩地震波时间长度，提高 分 辨 率 。 关 键 ： 设
21、计 反 滤 波 因高 分 辨 率 。 关 键 ： 设 计 反 滤 波 因子子 ，确定地震子波，确定地震子波 。反。反 滤波过程可用右图来表示。滤波过程可用右图来表示。 反滤波数反滤波数学表达式为：学表达式为：)(ta)(tb)()()(ttatb 实际的反射地震记录。实际的反射地震记录。)(tX式中：式中：)()()()()()(tRtatbtRtatX没做反褶积的没做反褶积的CMP叠加剖面（左）和做过反褶积的叠加剖面（左）和做过反褶积的CMP叠加剖面（右）叠加剖面（右） 偏移是使绕射波收敛并将陡倾同相轴移到大致真实的偏移是使绕射波收敛并将陡倾同相轴移到大致真实的地下位置上，偏移是一个成象过程
22、，可以改善空间分辨率。地下位置上，偏移是一个成象过程，可以改善空间分辨率。3、校正处理、校正处理几何地震学理论前提：几何地震学理论前提：以地面为水平面、近地表介质均匀。以地面为水平面、近地表介质均匀。实际情况：实际情况： 地形起伏不平、地表介质不均，速度变化大，震源深度不一。地形起伏不平、地表介质不均，速度变化大，震源深度不一。地震资料处理技术要求：地形水平，炮点、接收点在同一水平地震资料处理技术要求：地形水平，炮点、接收点在同一水平面上，低速带均匀。面上，低速带均匀。3.1、静校正、静校正利用野外实测的表层资料直接进行的静校正。又称基准面校正。利用野外实测的表层资料直接进行的静校正。又称基准
23、面校正。1、野外（一次）静校正、野外（一次）静校正定义：定义：基本思想：基本思想： 人为选定一个静校正基准面，一般在人为选定一个静校正基准面，一般在地表与低速带底界面的中部。将所有炮点地表与低速带底界面的中部。将所有炮点和检波点都校正到该基准面上，用低速带和检波点都校正到该基准面上，用低速带层以下的速度代替低速带的速度，从而去层以下的速度代替低速带的速度，从而去掉表层因素的影响，以满足地表水平、表掉表层因素的影响，以满足地表水平、表层介质均匀的假设条件。层介质均匀的假设条件。井深校正、地形校正、井深校正、地形校正、低速带校正。低速带校正。包括：包括：(1)井深校正井深校正定义：定义：将井中炮点
24、的位置校正到地面将井中炮点的位置校正到地面Oj点。校正量为：点。校正量为： 野外野外(一次一次)静校正量计算示意图静校正量计算示意图 1.基准面；基准面； 2.地形线地形线 3.基岩顶面基岩顶面 4.反射界面反射界面 O炮点炮点 Sj接收点接收点1100hVhhVjjV0低速带速度，低速带速度，式中：式中：炮井中低速带厚度。炮井中低速带厚度。jhh 00001hV检波点校正量为：检波点校正量为： sshV01因为井深校正总是向时间增大的方向校正，故此式前面取负号。因为井深校正总是向时间增大的方向校正，故此式前面取负号。 将测线上的炮点和检波点校正到基准面上。将测线上的炮点和检波点校正到基准面上
25、。(2)地形校正地形校正定义：定义：炮点校正量为：炮点校正量为：hs接收点到基准面的垂直距离。接收点到基准面的垂直距离。故此道故此道( 第第j 炮第炮第I 道道 )总的地形校正量为总的地形校正量为:)(1000ssjihhV 地形校正有正有负，通过地形校正有正有负，通过h0、hs的正负体现出来。通常规定当测点高于的正负体现出来。通常规定当测点高于基准面时为正，低于基准面时为负。基准面时为正，低于基准面时为负。(3)低速带校正低速带校正定义：定义：将基准面下的低速层速度用基岩速度代替。将基准面下的低速层速度用基岩速度代替。消除由于低速带的存在使地震波传播时间延迟的影响。消除由于低速带的存在使地震
26、波传播时间延迟的影响。目的：目的： )11(0VVhjj在炮点处的校正量为：在炮点处的校正量为：在检波点处的校正量为：在检波点处的校正量为： )11(0VVhii故此道故此道(第第j 炮第炮第I 道道)总的低速带校正量为：总的低速带校正量为： )11)(0VVhhljjl 因为基岩速度总大于低速带速度，故低速带校正量总为正。因为基岩速度总大于低速带速度，故低速带校正量总为正。那么，接收点那么，接收点S总的静校正量为：总的静校正量为：jljlj静)(11()(11)(100000ijsjhhVVhhVhVhhV)(1)(10ljlshhhVhhV如果在地面激发，则：如果在地面激发，则：)(11(
27、)(1000ljsjljlhhVVhhV静 用计算机进行处理时，只需将各炮点和检波点的高程、低速带厚度、用计算机进行处理时，只需将各炮点和检波点的高程、低速带厚度、速度等资料送入处理程序，程序按公式自动算出相应的静校正量。速度等资料送入处理程序，程序按公式自动算出相应的静校正量。2）剩余静校正）剩余静校正野外一次静校正是否精确主要取决于：野外一次静校正是否精确主要取决于：低速带资料的精度。低速带资料的精度。 实际工作中：技术，人为因素，实际工作中：技术，人为因素，尤其尤其 横向变化大时，测不准。横向变化大时，测不准。野外野外(一次一次)静校正之后仍残存着剩余的静校正量。静校正之后仍残存着剩余的
28、静校正量。结果：结果：提取表层影响的剩余静校正量并加以校正的过程。提取表层影响的剩余静校正量并加以校正的过程。定义：定义：剩余静校正量不能由野外实测资料求得，只能直接利用地震记录提取。剩余静校正量不能由野外实测资料求得，只能直接利用地震记录提取。常用统计方法自动计算剩余静校正量。常用统计方法自动计算剩余静校正量。实际工作中：实际工作中：静校正随机分布示意图静校正随机分布示意图 假设在一个排列上，一点激发，假设在一个排列上，一点激发，24道接收。道接收。O1炮第一道炮第一道S1的静校正量为的静校正量为检炮静1011ssttt 以共炮点道集为例，简介其校正法。以共炮点道集为例，简介其校正法。 接收
29、点接收点S S1 1的总静校正量，的总静校正量， 表示炮点的校正量，表示炮点的校正量， 表表示示S S1 1点的检波点校正量。同理，可写出同一炮其它接收道的静校正量为点的检波点校正量。同理，可写出同一炮其它接收道的静校正量为静1st炮01t检1st式中：式中：检炮静2012ssttt 检炮静240124ssttt将以上将以上2424道的总静校正量相加再平均，可得：道的总静校正量相加再平均，可得：等式左边：各接收道剩余静校正量的平均值；等式左边：各接收道剩余静校正量的平均值； 等式右边：第一项，炮点剩余静校正量；第二项，平均值趋于零，对等式右边：第一项，炮点剩余静校正量；第二项，平均值趋于零，对
30、不同点剩余静校正量是随机的。不同点剩余静校正量是随机的。 同理，可得测线上所有炮点的剩余静校正量。用类似方法可求出各检波点同理，可得测线上所有炮点的剩余静校正量。用类似方法可求出各检波点的剩余静校正量。的剩余静校正量。 静siit241241检炮siiitt24101241241241编号编号速度（速度（m/s）厚度（厚度（m）1800120228008033500160420004535008064500nnnnnnnnnnnnnnvvvvtRRvhtt11111)(,2niiittbtRtS1*)()()(Ricker子波的函数形式为子波的函数形式为 22001 2exptff tf t0
31、3580/2HZLms dtdtmsf子波长度3.2 3.2 动校正动校正1、动校正概述、动校正概述动校正前后反射时距曲线动校正前后反射时距曲线 当地面水平，反射界面为平面，当地面水平，反射界面为平面，界面内介质均匀的情况下，反射界面内介质均匀的情况下，反射时距曲线为一条双曲线，图示。时距曲线为一条双曲线，图示。它不能直接反映地下界面的起伏它不能直接反映地下界面的起伏情况只有在激发点处接收的情况只有在激发点处接收的t0时间，时间，才能直观地反映界面的真深度。才能直观地反映界面的真深度。 其它各点接受到的反射波旅行时间，除了与界面真深度有关外，还包其它各点接受到的反射波旅行时间，除了与界面真深度
32、有关外，还包括由炮检距不同引起的正常时差。如能除掉正常时差，则每个接受点就好括由炮检距不同引起的正常时差。如能除掉正常时差，则每个接受点就好象是自激自收点了。时距曲线可变成处处都是象是自激自收点了。时距曲线可变成处处都是t0 的直线，即与界面产状完全的直线，即与界面产状完全一致了，见图一致了，见图 (b)。 一般说来，动校正处理是针对共反射点道集的。动校正的实现分一般说来，动校正处理是针对共反射点道集的。动校正的实现分两步两步进行：进行：一是计算动校正量，二是实现动校正。一是计算动校正量，二是实现动校正。反射波时距曲线各记录道的动校正量为反射波时距曲线各记录道的动校正量为动校正前后反射时距曲线
33、动校正前后反射时距曲线2、动校正量的计算、动校正量的计算2022Vtxt改写成各样点的动校正量的计算公式为：改写成各样点的动校正量的计算公式为：20202jtjiijVtxt),2,1;,2,1(NjMi式中：式中：M M道集内总道数；道集内总道数；N N每道的总样点数。每道的总样点数。V Vt0jt0jt t0j0j时刻的叠加速度。时刻的叠加速度。（1 1）计算动校正量）计算动校正量ijt 对任一道（对任一道（ 固定）来说，深、浅层反射波（固定）来说，深、浅层反射波（ 不同）的不同）的动校正量不同，即动校正量随时间而变，这就是动校正中所谓动校正量不同，即动校正量随时间而变，这就是动校正中所谓
34、“动动”的含义。的含义。jt0ix显然显然 既是既是 的函数，又是的函数，又是 的函数。的函数。ixjt0ijt (2) (2)从从 对应的存储单元搬到与对应的存储单元搬到与 应的存储单元中。这样应的存储单元中。这样 就实现了某道对应时刻就实现了某道对应时刻 的动校正。的动校正。ijjtt0jt0jt03 3、动校正的实现、动校正的实现显然，实现动校正，要进行显然，实现动校正，要进行两个循环：两个循环：先先 循环；后循环；后 循环。循环。jt0ix 3. 3.动校正的波形畸变动校正的波形畸变深层速度浅层速度深层速度浅层速度tt深深tt浅。浅。则：则：由于：由于： 所以，动校正总是将反射波波形拉
35、伸。所以，动校正总是将反射波波形拉伸。从而使反射波视周期增大、视频率降低。这从而使反射波视周期增大、视频率降低。这种情况称为动校正的波形拉伸畸变（或波形种情况称为动校正的波形拉伸畸变（或波形畸变）。畸变）。A(t)A(t)某记录道动校正前的记录，某记录道动校正前的记录，A(t)A(t)动校正后的记录。动校正后的记录。显然，波间隔：显然，波间隔：t t1 1t t2 2t to1o1t to2o2波形拉伸畸变示意图波形拉伸畸变示意图 在浅震勘探中，由动校正引起的波在浅震勘探中，由动校正引起的波形拉伸畸变较严重，尤其在大炮检距的形拉伸畸变较严重，尤其在大炮检距的接收点上。接收点上。 因此，在动校正
36、后应进行浅层切因此，在动校正后应进行浅层切除，将波形畸变严重部分充零，以免除，将波形畸变严重部分充零，以免这些波形参与叠加，影响时间剖面的这些波形参与叠加，影响时间剖面的质量。质量。 对浅层畸变大的波形切除示意图对浅层畸变大的波形切除示意图图图6.246.24所示：所示：CMP叠加剖面（叠加剖面（a）和偏移剖面（）和偏移剖面（b） 影响地震时间剖面的质量；影响地震时间剖面的质量；影响层速度及平均速度的计算精度。影响层速度及平均速度的计算精度。 4、速度分析、速度分析速度参数在反射法数据处理至关重要。速度参数在反射法数据处理至关重要。最终影响到地质解释的精度最终影响到地质解释的精度 目的：目的：
37、 第一：为水平叠加、偏移等提供处理的速度参数；第一：为水平叠加、偏移等提供处理的速度参数；第二：为时深转换提供平均速度。第二：为时深转换提供平均速度。 速度分析常采用：速度谱分析，速度扫描。速度分析常采用：速度谱分析，速度扫描。 1、叠加速度谱、叠加速度谱 原理：先给定某回声时间原理：先给定某回声时间t0，按一定的速度步长对时距曲线进行动校正，按一定的速度步长对时距曲线进行动校正，在其中总可以找到一速度值，使时距曲线校正为水平直线，则此速度即为最在其中总可以找到一速度值，使时距曲线校正为水平直线，则此速度即为最佳动校正速度。佳动校正速度。 怎样判断曲线是否拉平呢？怎样判断曲线是否拉平呢？ 用动
38、校正后道集内信号叠加后的能量平判断：用动校正后道集内信号叠加后的能量平判断：最佳速度：校正后时距曲线刚好拉平，叠加后能量最强；最佳速度：校正后时距曲线刚好拉平，叠加后能量最强；用多次覆盖资料计算速度谱原理图用多次覆盖资料计算速度谱原理图 V=V1：同相叠加，能量最强，：同相叠加，能量最强，t0时刻最佳动校正速度；时刻最佳动校正速度； V=V2，V3：非同相叠加，能量较弱。：非同相叠加，能量较弱。 给出所有给出所有t0值，重复上述运算，就可把整张记录上所有实际存在的同相轴值，重复上述运算，就可把整张记录上所有实际存在的同相轴(即速度谱线上极大值即速度谱线上极大值)所对应的速度全部找出来所对应的速
39、度全部找出来 (图图6.4d)。 沿测线一定间隔做一个速度谱，就可以研究速度的横向变化。沿测线一定间隔做一个速度谱，就可以研究速度的横向变化。 速度谱的制作要经过二次扫描：速度谱的制作要经过二次扫描： t0时间扫描，速度时间扫描，速度V扫描。扫描。 实际上相当于计算所有网格点（图实际上相当于计算所有网格点（图6.5所示）上的能量值。所示）上的能量值。 计算叠加速度谱的网格计算叠加速度谱的网格 2、速度扫描、速度扫描 用一组试验速度对用一组试验速度对CDP道集记录（或共炮点记录）进行速度扫描：如图所示。道集记录（或共炮点记录）进行速度扫描：如图所示。 1).当给定的试验速度对某一波组合适时，反射
40、波同相轴变成平直；当给定的试验速度对某一波组合适时，反射波同相轴变成平直； 2).当给定的试验速度过低时，经校正后的反射波同相轴向上弯曲，即校正过量；当给定的试验速度过低时，经校正后的反射波同相轴向上弯曲，即校正过量； 3).当试验速度过高时，校正后的反射波同相轴向下弯曲，即校正不足。当试验速度过高时，校正后的反射波同相轴向下弯曲，即校正不足。 恒速动校正叠加恒速动校正叠加 如图所示，如图所示，40ms处，处，4000m/s为最佳扫描速度。为最佳扫描速度。 速度扫描法适用于地震地质条件较复杂，得不到好速度谱的地区，在工程速度扫描法适用于地震地质条件较复杂，得不到好速度谱的地区，在工程地震勘探中
41、常被采用地震勘探中常被采用 3.影响速度分析精度的因素影响速度分析精度的因素 影响速度分析精度的因素主要有：影响速度分析精度的因素主要有： 最大炮检距，较低的信噪比记录，表层不均匀性最大炮检距，较低的信噪比记录，表层不均匀性 (1)最大炮检距最大炮检距 进行动校正时，动校正量（即正常时差）为：进行动校正时，动校正量（即正常时差）为： RnVtXt2022若采用的动校正速度不合适，存在误差若采用的动校正速度不合适，存在误差V，即，即 ：Va=VR+V 则这种情况下的动校正量为：则这种情况下的动校正量为： ansVtXt2022经动校正后，剩余动校正量经动校正后，剩余动校正量为为RnsnVtVXt
42、t302那么那么 220RRVXtVV上式说明：速度误差上式说明：速度误差RVV与最大炮检距与最大炮检距X的平方成反比。的平方成反比。 由于浅震中最大炮检距较小，因此，求取的速度误差较大，这是不易准由于浅震中最大炮检距较小，因此，求取的速度误差较大，这是不易准确求取叠加速度的重要原因。确求取叠加速度的重要原因。 (2)较低的信噪比记录较低的信噪比记录 浅震大多是在外界干扰背景较严重的地区开展工作，在获得的原始记录浅震大多是在外界干扰背景较严重的地区开展工作，在获得的原始记录中，背景干扰比较严重。较低信噪比的记录给准确求取地震波的速度带来了中，背景干扰比较严重。较低信噪比的记录给准确求取地震波的
43、速度带来了困难。困难。 (3)表层不均匀性表层不均匀性 在地震数据采集中，表层不均匀体横向上的变化会引起反射波到达时间在地震数据采集中，表层不均匀体横向上的变化会引起反射波到达时间超前或滞后，这将影响反射波的同相叠加，从而影响求取地震波速度精度。超前或滞后，这将影响反射波的同相叠加，从而影响求取地震波速度精度。 4.提高速度分析精度的措施提高速度分析精度的措施 (1)速度分析前，采用频率滤波、二维视速度滤波压制干扰，提高记录信噪比；速度分析前，采用频率滤波、二维视速度滤波压制干扰，提高记录信噪比；(2)采用静校正处理消除表层不均匀体的影响；采用静校正处理消除表层不均匀体的影响； (3)采用较小
44、的速度和时间扫描增量；采用较小的速度和时间扫描增量； 浅层反射记录时间短，反映地下界面埋深较浅，速度由浅至深变化梯度浅层反射记录时间短，反映地下界面埋深较浅，速度由浅至深变化梯度不明显，因此，必须采用较小的速度扫描增量。不明显，因此，必须采用较小的速度扫描增量。 5.速度谱的应用速度谱的应用 (1)提供动校正计算所用的速度提供动校正计算所用的速度 对速度谱解释得到的随对速度谱解释得到的随t0变化的叠加速度曲线，可作为该点附近动校正的依变化的叠加速度曲线，可作为该点附近动校正的依据。据。 (3)计算层速度和平均速度计算层速度和平均速度 利用利用DIX公式计算出层速度公式计算出层速度 2/11,0
45、,01,2,2iiiRiRittVVV 式中，式中，Vi第第i层的层速度，层的层速度，VR,i-1，VR,I分别为该层顶、底界面上的均方分别为该层顶、底界面上的均方根速度，根速度，t0,i-1，t0,I分别为该层顶、底界面上的双程旅行时间。分别为该层顶、底界面上的双程旅行时间。 那么，平均速度为那么，平均速度为 niniiitttVV1,01,0,0)(2)识别多次波识别多次波 在速度谱上在速度谱上Va(t0)曲线左侧，有时会发现一些低速的能量团，而曲线左侧，有时会发现一些低速的能量团，而t0时间又时间又与速度相近的浅层反射波与速度相近的浅层反射波t0时间成倍数关系时，往往是多次波的反映。时间
46、成倍数关系时，往往是多次波的反映。 4.几种速度和时深转换几种速度和时深转换（1）真速度）真速度（2）层速度）层速度（3）平均速度）平均速度（4）均方根速度）均方根速度（1）速度的用途）速度的用途 地震勘探的各个环节都要用到速度信息地震勘探的各个环节都要用到速度信息 1野外采集：设计观测系统，确定组合检波形式野外采集：设计观测系统，确定组合检波形式 2资料处理：动、静校正，滤波，偏移资料处理：动、静校正，滤波，偏移 3资料解释：资料解释： 时深转换，绘制深度剖面；时深转换，绘制深度剖面； 计算空校量板或绕射图板，进行偏移校正；计算空校量板或绕射图板，进行偏移校正； 识别波的性质，如：多次波、绕
47、射波、折射波、面波等；识别波的性质，如：多次波、绕射波、折射波、面波等； 制作合成地震记录和理论模型计算，对地震记录进行模拟解释制作合成地震记录和理论模型计算，对地震记录进行模拟解释 利用速度纵、横向变化，研究地层沉积特征和沉积模式；利用速度纵、横向变化，研究地层沉积特征和沉积模式； 利用层速度资料，直接划分地层和岩性。计算反射系数，进行烃类检测。利用层速度资料，直接划分地层和岩性。计算反射系数，进行烃类检测。 利用纵波和横波速度的比值，判别亮点性质。利用纵波和横波速度的比值，判别亮点性质。 速度资料对地震勘探的各个环节都会产生影响，最终影响解释的精度，速度资料对地震勘探的各个环节都会产生影响
48、，最终影响解释的精度，因此提取、分析、利用速度是地震资料解释的重要环节。因此提取、分析、利用速度是地震资料解释的重要环节。 （2）速度的概念）速度的概念 地震波的类型不同，速度不同，这里只讲纵波速度。地震波的类型不同，速度不同，这里只讲纵波速度。 a a真速度真速度 真速度是指波在介质中沿射线传播的速度，由于射线方向是真速度是指波在介质中沿射线传播的速度，由于射线方向是矢量，因此真速度也是一矢量。矢量，因此真速度也是一矢量。niiiniiiVPtXVPttt12212202组成一个以组成一个以P P为参数的方程组为参数的方程组将其平方，略高次项得将其平方，略高次项得22221220202)(4
49、2iiniiiVtpXVtPttt消去参数消去参数P P，并化简得，并化简得式中式中 V VR R均方根速度，它是以各分层的层速度加权再取均方根值。均方根速度，它是以各分层的层速度加权再取均方根值。 时距曲线也为双曲线。时距曲线也为双曲线。 2/1112niiniiitVtV22202VXtt：把水平层状介质把水平层状介质情况下的反射波时距曲线近似当情况下的反射波时距曲线近似当作双曲线时，求出的波速。作双曲线时，求出的波速。 引入均方根速度的概念，使引入均方根速度的概念，使多层水平层状介质的时距曲线理多层水平层状介质的时距曲线理论可以用论可以用均方根速度均方根速度表示的均匀表示的均匀介质来等效
50、非均匀介质，从而使介质来等效非均匀介质，从而使问题的讨论得以简化。问题的讨论得以简化。 多个水平反射界面为一簇以激多个水平反射界面为一簇以激发点发点O O为对称的双曲线。为对称的双曲线。 c.c.射线速度射线速度d.d.平均速度平均速度 水平层状介质模型与射线路径水平层状介质模型与射线路径 如图所示：在如图所示：在n n层水平多层水平多层介质中，每一条射线的层介质中，每一条射线的传播速度是不一致的。传播速度是不一致的。射线速度：波沿射线传播射线速度：波沿射线传播的速度的速度V Vr r。nnnnnrVhVhVhhhhVcoscoscoscoscoscos2221112211当波沿界面法向入射时
