2001年9月地球物理学进展第16卷第3期井间地震层析成像的现状与进展
裴正林
（石油大学（北京）物探重点实验室，北京，100083）
摘要：综述了井间地震层析成像研究的现状，给出了小波变换域井间地震层析成像方法的最新
进展，并对井间地震层析成像研究给予展望.
关键词：井间地震层析成像；小波多尺度；研究进展
中图分类号：P315.3+1文献标识码：A文章编号：1004-2903（2001）03-0091-07
1井间地震层析成像的研究现状
井间地震层析成像也称为井间地震CT技术，它能够提供被探测地质体的构造和岩性
分布的高分率图像.井间地震CT技术是从医学CT技术发展起来的，其数学基础是Radon变换.井间地震CT的研究基本始于20世纪70年代初，80年代处于对大量模型数据和少量实
际数据的成像研究阶段，90年代以来，井间地震CT进入实用化阶段，并取得不少可喜成果，同时，也逐渐意识到射线CT所固有的缺点，开始研究波动方程CT.
从地震波的运动学和动力学特征出发，井间地震CT方法可分为两大类：一类是基于几
何光学或射线方程的方法称之为射线CT；另一类是基于波动方程的方法称之为波形CT.当
非均匀体的线性尺度大于地震波长时，射线CT是适用的；而当非均匀体的线性尺度与波长
相近时，衍射和散射就起主导作用了，基于射线理论的成像方法就不再适用，这时候必须用
波动方程CT方法.
井间地震层析成像方法主要包括两部分：正演方法和反演方法.井间地震层析成像的正
演方法可分为两种；一是射线追踪方法；二是波场的数值模拟方法.
射线理论和射线方法是研究地震波传播理论的重要方面之一.用射线理论可以研究地
下复杂构造、横向不均匀介质中的地震波传播问题.经过射线追踪，计算地震波的走时、波前
和射线路径.
70年代以前的各种射线追踪方法一般适合于较为简单模型的射线追踪［1］.由于实际
的介质速度变化较大（速度差大于10%），因此，需要研究复杂结构模型的射线追踪方法.
收稿日期：2001-03-15；修订日期：2001-06-15.
基金来源：“九五”国家科技攻关项目资助（959130602）.
作者简介：裴正林，1962年生，2000年获中国地质大学（北京）地球探测与信息技术专业博士.高级工程师，现在石油大学（北京）从事博士后研究.主要研究方向：信号处理，小波变换、遗传算法及神经网络应用，层析成像理论方法和地震数据
处理、偏移方法等方面研究.E-mail：zhenglinpei@https://www.doczj.com/doc/2112511057.html,.
近年来，这方面的研究取得新的进展.目前应用效果好的弯曲射线追踪方法有两类：一类是基于程函方程的有限差分方法；另一类是基于Huygens 原理的最短路径射线追踪法.
基于程函方程的有限差分方法有有限差分方法的E-O 格式［2，3］，它能以较高的精度计
算较复杂模型的初至波走时.线性插值射线追踪法（LTI ）［4，5，6］是程函方程有限差分射线追
踪［7，8］的改进.这类方法是全局算法，能模拟较复杂介质，编程简单、计算速度快、精度较高.
基于Huggens 原理的射线追踪有两种全局算法：一是基于网络理论的最短路径算法［9，10］；二
是基于动力学的波阵面算法［11，12］.这两种算法都能模拟复杂介质，
而且是一次计算即可得到全部网格节点上的最短路径和最小走时，计算效率高.
井间地震波场的正演数值模拟是求解变系数偏微分方程的过程.目前，解偏微分方程的
数值方法中较常用的有：有限差分法，有限元法，边界元法，伪谱法，积分法等［13］.其中有限
差分法比较容易程序实现，并且具有较快计算速度和较高计算精度，很适合在波动方程层析成像中使用.目前，井间地震层析成像2-D 正演方法基本趋于成熟.
井间地震层析成像是非线性反问题.井间地震射线CT 是通过逐次线性化反演来实现的，即可归结为求解一个大型的、稀疏的、常常是病态的线性方程组.为了在这种情况下求出满意的解来，必须从数学上把病态问题转化为良态问题求解，并把更多的先验信息引入到反演过程中.近十年来，许多研究者不断研究发展新的方法，改善了在数据不完全，有噪声和初
始模型不准情况下的成像效果.射线CT 从直射线层析成像方法［14］发展到弯曲射线层析成
像方法［10，15，16］；反演万法由最小二乘法发展到各种约束条件下的阻尼最小二乘法
［17，10，15，18］以及统计法如最大熵法［19］；观测参数数据也由单一的走时向多种参数数据（P 波、S 波走时、
振幅、信号谱等）发展.井间地震P 波、S 波走时层析成像方法
［20］以及多震相成像方法如直射线的反射十透射井间层析成像方法［21］及弯曲射线的反射十透射井间层析成像（CCRTT ）
方法［22］；井间地震和逆VSP 联合层析成像方法，一定程度上克服了井间地震透射层析成像
的多解性及有效成像区域小的缺陷［23］.
衍射CT 是波动方程CT 的一次近似（假定弱散射，ΔV <15%的小扰动）
.有两种方法：Born 法和Rytov 法.Born 近似是利用波场的振幅，
而Rytov 近似则利用波场的相位.与射线CT 相比，衍射CT 提高了分辨率，可以减少由于有限观测角所造成的假像［24，25，26］.在一定条
件约束下，Born 近似和Rytov 近似的效果是相同的；在高频假定了，Rytov 近似层析与走时层
析是等价的［27］.声波衍射CT 方法可以获得纵波速度的像，或密度和压缩系数的像［28］.弹性
波衍射成像方法可以获得纵横渡速度或密度和拉梅常数的像［29，30，31］.目前衍射CT 大多只
用于均匀的背景介质，而变背景的比较少［32，33，34，35］.
散射CT 方法是广义Radon 变换的一级近似逆.它可用于波还不均匀的背景介质.散射
CT 方法在己知准确的背景速度分布时可以给出分辨率很高的成像结果，
但在不能给出准确背景速度场时效果很差［36，37］.为了得到准确的背景速度分布，可以采用级联算法［38］.
实际应用时，衍射CT 和散射CT 方法都存在一些有待解决的问题，如散射波的提取、对波形产生影响的各种干扰因素的消除（震源函数、介质的吸收、震源辐射、接收器的耦合）［39］，而且这些成像方法只有当散射体与背景的速度差较小时才有效，因而使其实际应用受到限制.
而波形CT 方法是利用全波场信息，能够正确地反演地下的真实介质模型，因此，具有?29?地球物理学进展2001年
潜在的科学价值.近年来，波形CT 方法成为研究的热点，并有所发展.波形CT 又可分声波方程CT 和弹性波（全波）方程CT.声波方程是弹性波方程的近似.对2—D 声波方程速度反
演研究比较多［40，41，42，43］.虽然弹性波方程CT 给出的图像略好于声波方程的，且给出V p ，V s
图像，但声波方程的计算时间约为弹性波方程计算时间的1/8［40］.由于波形反演的目标函数
中存在大量的局部极小，因此，波动CT 存在着收敛速度慢，对初始模型依赖性强以及易于陷入局部极小的缺陷.
有一种波动方程走时反演方法［44，45］.该方法是利用地震波的走时差来代替波形反演中
的波形拟合差进行波形反演的，提高了抗噪能力和速度成像的分辨率（相对于射线走时成像而言）.另外，
加快了收敛速度.但这类方法仅利用了波形的走时信息，从某种意义上说，它减少了波形反演的局部极小个数，但这是以降低波形反演的分辨率为代价.
射线CT 获得是速度分布的光滑估计即速度模型的低频成分，提供低分辨率图像，而波动方程CT 是估计速度模型的不均匀性和不连续性即高频成分.因此，二者联合使用则很适
合于高分辨率的图像重建［40］.
井间地震层析成像问题的非线性是与介质的非均匀性联系在一起的.对于小扰动非均匀介质，常规的线性化反演方法可以得到较好的解.而对于大扰动的非均匀介质的成像问题，采用常规的线性化反演方法，反演结果不好，这是由于在此种情况下，线性化近似已经不
再有效.可以采用逐次线性化反演方法，其结果尚可满意［46］.
井间地震层析成像是非线性反问题，具有非线性性、多解性与不适定性、高维数（为达到分辨率要求，模型网格点数量很大）；另外，还存在弯曲射线、大扰动、有限频带以及有限观测角（观测数据不完备）等问题，因此，井间地震层析成像是复杂非线性反问题.井间地震层析成像反演方法可分为两类：基于算子的线性化反演方法和基于模型的完全非线性反演方法.线性化或拟线性化的反演方法又称为确定性反演方法如LSQR 法、梯度法、牛顿法等；完全非线性反演方法又称为随机反演方法如Monte Carlo 法、模拟退火算法（SA ）等.确定性反演方法一般是局部寻优的，而随机性反演方法多为全局寻优.线性化CT 反演方法如正则化方法，Born 和Rytov 近似，
散射法等，通过忽略高波数成分即局部极小，建立了适定的算法，换言之，线性化反演方法是通过忽略参数的部分非线性成分，改善了反问题的适定性，反演出有意义的解.因此，线性化CT 反演方法只有当初始模型在目标函数的全局极小的邻域内（在真实模型附近）时，近似线性化的关系才成立，即只有当引人很好的背景速度场先验信息约束时，线性化CT 反演结果才能接近全局最优解，否则易陷入局部极小.因此，现行的井间地震层析成像方法缺点是，对初始模型的依赖性强，即图像的质量受初始模型的控制，仅适合于低对比度（速度差小）异常体成像，图像分辨率偏低以及不可缺少的先验知识等.很显然，对于复杂模型和大扰动非均匀体成像问题，现行的井间地震层析成像方法无法得到好的图像.
多重网格法是目前多极值目标函数反演的有效方法之一.可以有效地改善常规一次性反演方法的性能.已有不少研究者进行了这方面的研究.地震反射波多重网格法2-D 反演［47，48，49］，井间地震走时波形联合反演方法是解决波形反演中局部极小问题另一种方法［50］.
尽管多尺度方法一定程度上提高了线性化层析成像图像的分辨率和图像质量，但仍未?39?第16卷第3期裴正林：井间地震层析成像的现状与进展
完全克服线性化反演方法的不足，自然无法彻底地解决非线性问题.因此，地球物理学者将随机概念引入非线性问题反演，而且取得了不小的突破，出现了许多现实的反演方法，如
Monte Carlo 法、
模拟退火法（SA ）、遗传算法（GA ）等.随机反演方法对目标函数不作任何数学要求（如连续性、可导性），适合于复杂的多极值目标函数的全局优化.将SA 法和GA 法应用
于1-D 地震波形反演［51，52，53，54］.应用SA 法进行地震反射成像研究［55］.应用GA 法研究了
2-D 地壳速度结构反射走时反演［56］.采用SA 法进行简单模型走时层析成像研究［57，58］.显
见，二维井间地震层析成像的随机反演算法处于研究阶段，其应用实例也很少.对于复杂非均匀介质，现行的井间地震层析成像方法实际应用时往往图象分辨率不高、效果也不理想.2
井间地震层析成像的进展2.1小波多尺度地震层析成像
小波分析是当前研究非线性科学的主要工具之一.小波变换也是一种多分辨变换，它能够将信号的低频成分映射到由大尺度小波基张成的粗采样子空间，把高频成分映射到由小尺度小波基张成的较细采样子空间，因此，小波变换为多重网格法提供了一种自然框架.小
波变换的这一特性已经应用于1-D 地震波形反演［59，60］.对于井间地震层析成像非线性反问
题，一种方法是通过小波分解压缩速度模型，来提高成像计算速度［61］；另外一种方法是在小
波域对线性化方程进行多尺度分解的小波多尺度地震层析成像方法［62］.该方法将地震层析
成像反问题分解为不同尺度上的一系列反问题.大尺度的反问题的目标函数局部极小少而且互相分得很开，因而用常规的反演方法可以较容易地收敛到全局极小的邻域内；将大尺度的解当作次一级尺度反问题的初始模型，再进行反演.如此类推，直到求出对应于最小尺度的原反问题的最优解.小波变换多尺度方法有效地改善了常规线性化反演方法依赖初始数模型、易陷入局部极小的不足，是复杂介质和大扰动非均匀介质成像的有效方法，另外，小波多尺度方法还能够提供不同分辨率的反演图像，有益于图像的解释.
2.2井间地震多尺度遗传进化层析成像
针对井间地震层析成像反问题所具有的特点：模型参数维数高，且参数在空间分布上具有一定的规律性，模型可行解空间巨大等，把简单遗传进化算法（Evolutionary Programming ，简
称EP ）［63］应用于井间地震层析成像反演时应进行改进［62］.
（1）二维实数编码
地震层析成像问题类似于二维图像的恢复问题.一个个体就是一幅图像.此时，若采用一维染色体编码则很不方便，尤其是变异操作很不直观.因此，采用二维实数编码.每个二维染色体就对应于一个二维速度模型，每个实数编码的基因就表示对应的速度网格节点上的速度.
（2）模型扰动方法
在遗传进化算法中，采用模型局部扰动方式作为对父代染色体的变异.二维染色体的变异不同于一维染色体的点位变异，而是采用基因块变异或模型速度块扰动.模型速度块大小的选取的方法有两种：随机大小速度块和固定大小速度块.随机速度块，其大小可以从一个像元到整个模型变化.模型的速度块的速度扰动范围是自适应可变的，最大范围从模型?49?地球物理学进展2001年
速度的下限到上限.这样一来，染色体（速度模型）的变异自动实现约束，并约束在速度参数值的选择范围内，以提高计算可靠性及计算速度.
（3）多尺度逼近遗传进化算法
我们将小波多尺度分析思想也引入到随机最优化过程中，将多尺度反演和进化算法反演的结合起来，称为多尺度逼近遗传进化算法（Multiscale Evolutionary Programming Algorithm ，简称MEP ）.该方法的有三个特点：
一是对原反问题分解为尺度由小到大的反问题序列.随着尺度的增大，对应反问题的解空间范围缩小，这样以来，加速了反演搜索速度，减少了该尺度反问题的求解计算成本.二是对于大尺度反问题，可以通过小尺度来细化.三是与常规遗传进化算法所采用的固定搜索范围不同，多尺度反演过程中，通过在大尺度上解的邻域附近来扰动，既保证了有效基因不被丢失又使搜索范围是逐尺度缩小，速度基因值的分辨率提高，这样以来，逐尺度提高了解的精度和分辨率.
3井间地震层析成像的发展方向
由上可以看出，如何提高图像分辨率和成像效果，仍是今后提高井间地震析成像技术实用化程度所研究的重点.引起图像分辨率偏低、成像效果不好的主要原因是：
（1）有限观测角；
（2）介质的非均匀性和各向异性；
（3）观测数据含有误差；
（4）成像方法本身的缺陷（如线性化、正则化和弱散射近似等）.
因此，井间地震CT 仍需从反演理论及方法、反演算法，野外施工与数据采集等方面进行研究、改进，进而很好地解决上述几方面的问题，才能提高地震CT 的地质效果.目前，井间地震层析成像技术需要深入研究的主要内容有：
（1）含噪声不完全投影数据的3-D 地震层析成像方法；
（2）复杂介质井间地震弹性波波场快速数值模拟方法；
（3）双相介质井间地震层析成像方法；
（4）各向异性介质井间地震层析成像方法；
（5）3-D 多波井间地震层析成像方法；
（6）矢量（三分量或多分量）井间地震层析成像方法；
（7）四维（时间推移）井间地震层析成像方法.
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STATUS AND PROGRESS ON CROSSHOLE
SEISMIC TOMOGRAPHY
PEI Zheng-lin
（University of Petroleum ，Beijing ，100083，China ）
Abstract ：This paper gives a review on crosshole seismic tomography during last decades.And it gives the up-to-date progress on applying the wavelet transform to tomography problem.The paper also gives the prospect of the method.
Keywords ：Crosshole seismic tomography ；Wavelet multiscale ；Reserch progress ?79?第16卷第3期裴正林：井间地震层析成像的现状与进展
2001年9月地球物理学进展第16卷第3期井间地震层析成像的现状与进展 裴正林 （石油大学（北京）物探重点实验室，北京，100083） 摘要：综述了井间地震层析成像研究的现状，给出了小波变换域井间地震层析成像方法的最新 进展，并对井间地震层析成像研究给予展望. 关键词：井间地震层析成像；小波多尺度；研究进展 中图分类号：P315.3+1文献标识码：A文章编号：1004-2903（2001）03-0091-07 1井间地震层析成像的研究现状 井间地震层析成像也称为井间地震CT技术，它能够提供被探测地质体的构造和岩性 分布的高分率图像.井间地震CT技术是从医学CT技术发展起来的，其数学基础是Radon变换.井间地震CT的研究基本始于20世纪70年代初，80年代处于对大量模型数据和少量实 际数据的成像研究阶段，90年代以来，井间地震CT进入实用化阶段，并取得不少可喜成果，同时，也逐渐意识到射线CT所固有的缺点，开始研究波动方程CT. 从地震波的运动学和动力学特征出发，井间地震CT方法可分为两大类：一类是基于几 何光学或射线方程的方法称之为射线CT；另一类是基于波动方程的方法称之为波形CT.当 非均匀体的线性尺度大于地震波长时，射线CT是适用的；而当非均匀体的线性尺度与波长 相近时，衍射和散射就起主导作用了，基于射线理论的成像方法就不再适用，这时候必须用 波动方程CT方法. 井间地震层析成像方法主要包括两部分：正演方法和反演方法.井间地震层析成像的正 演方法可分为两种；一是射线追踪方法；二是波场的数值模拟方法. 射线理论和射线方法是研究地震波传播理论的重要方面之一.用射线理论可以研究地 下复杂构造、横向不均匀介质中的地震波传播问题.经过射线追踪，计算地震波的走时、波前 和射线路径. 70年代以前的各种射线追踪方法一般适合于较为简单模型的射线追踪［1］.由于实际 的介质速度变化较大（速度差大于10%），因此，需要研究复杂结构模型的射线追踪方法. 收稿日期：2001-03-15；修订日期：2001-06-15. 基金来源：“九五”国家科技攻关项目资助（959130602）. 作者简介：裴正林，1962年生，2000年获中国地质大学（北京）地球探测与信息技术专业博士.高级工程师，现在石油大学（北京）从事博士后研究.主要研究方向：信号处理，小波变换、遗传算法及神经网络应用，层析成像理论方法和地震数据 处理、偏移方法等方面研究.E-mail：zhenglinpei@https://www.doczj.com/doc/2112511057.html,.
地震层析成像——（一）模型参数化 冷独行整理 地震层析成像（seismic tomography）是指利用大量地震观测数据反演研究区域三维结构的一种方法。其原理类似于医学上的CT，但地震层析成像比医学上的CT技术更复杂。大量数据以及其他许多不定因素，包括存在多种数据误差、解的不唯一性在内的地球内部成像问题。 Aki和Lee[3]以及Aki等[4]利用区域台阵的三维成像，以及Dziewonski等[5]对全球大尺度上地幔速度结构的勾画成为成像研究中开拓性的工作 地震层析成像是典型的地球物理反演问题，大多数地震层析成像问题都涉及到以下几个方面：①模型参数化， ②正演（射线追踪）， ③反演， ④解的评价。 一、模型参数化 成像的目的就是要获得接近实际地下结构的模型，所以在成像前必需要建立模型来描述地层结构，而且选取模型的好坏决定了获得地层结构信息能力的好坏。 过于简化的模型可能使结构中有意义的信息被忽略，复杂的模型可能使反演的不确定性增强，同时可能引入虚假信息。。 模型参数化可分为两类。 一类是Tarantola和Nercessian等提出了“不分块”的参数化。不对模型进行离散化，反演完全在泛函空间中进行，只是在最后计算想要的截面时采取离散化。由于反演在泛函空间中进行，理论上可以计算空间任何位置上的速度，结果不受离散化的影响，有利于成像的显示。 另一类是离散化的模型参数化。其优点是数学上容易处理，运算相对简单；缺点是在一般方法中出现的某些简化，在用离散时可能被掩盖掉。现在通用的大都是离散化的模型参数化，通常采用两种方法来表示地层结构。 一种是使用少量参数确定三维解析函数（如，Dziewonski；Spencer和Gubbins）， 例如：Woodhouse、Dziewonski[19]和Su等[20]在全球地震层析成像使用球谐展开来表示模型；Burmakov等将速度扰动展开成一定阶数的切比雪夫多项式，以减少未知量个数，提高求解效率；朱露培提出的频谱参数化法，将待求扰动场按其空间频率展开，反演各阶频率系数。解析函数法优点是模型参数少，最终的模型被压缩且易于被其他研究者利用，还有一些计算方面的优势。其缺点是不易对小尺度局部异常成像、模型边界不稳定，而且观测方程中的满系数矩阵是反演所不希望的。 另一种是采用离散函数，根据赵大鹏教授的综述，使用在区域地震层析成像中，如分块法或节点法，这种方法可模拟局部小异常，产生大型稀疏系数矩阵，利于在现代计算机上计算，所以目前几乎所有局部和区域的体波层析研究都采用分块或节点法。分块法将地球按某种准则划分为有限个三维块体，假定每块内速度是常值。 分块法在进行射线追踪和走时计算时都十分简便，但是在模型中人为的引入了块体间的
地震波层析成像和电磁波层析成像 1.地震波CT 地震层析成像的主要目标是确定地球内部的精细结构和局部不均匀性。这不仅可以促进地球科学的发展，而且还可以解决许多地质勘探和矿产资源开发中的难题。 第一个原因是岩石地震波与岩性性质有比较稳定的相关性，易于对地球内部成像，反之，对找水活确定流体性质时，电磁波层析成像较好。 第二个原因是对于主要频段的电磁波，其衰减比地震波大。对于地址勘探、采矿工程、勘察工程等来说目标提一般为几米到几百米，对应波长为几十米，频率为数十赫兹。这种的地震波在不松散的岩石中传播为几公里后耍贱一般不超过120dB，接收起来不费力。反而相应波长的电磁波在岩石中传播几十米后就可能衰减100dB，难以穿透几百米的岩层。 第三个原因是电磁波速度太快，反映波速的到时参数难以测量。地震波波速为每秒几千米，振幅、到时都易于测量，而且在地震记录上可以区分不同的震相，从而得到丰富地质信息。 1.井间地震波数据的采集方法 一般地层观测排列均匀布置在风化层一下，以使提高成像分辨率。一般采集方法及对应的观测方式有： 1.共激发点道集数据采集方法 单点激发，多点接收的观测方式采集地震数据。这种方法比较适用于在震源连续性能较差且接收为多道检波系统的情况下使用。这种方法有采集快，效率高的特点。但要求至少有一口井的井深超过目的层且满足目的层覆盖要求。 2.共接收点道集数据采集方法 这种方法以移动式多点源激发，单点接收的观测方式采集地震数据。适合在震源连续激发性能较好且接收器为单级检波器系统情况下使用。但施工效率不高，也有井深要求。 3.YO-YO道集数据采集
这种方法采用激发点和接收点反向移动的观测方式采集地震数据。要求震源系统具有良好的连续激发性能，获得道集多用于反射波成像。适合井深不符合透射层析成像要求的目的层成像问题。 4.井间地震连续测井方法 这种方法采用激发点和接收点等间距同向移动的观测方式采集地震数据。适合在震源连续性能较好且接收器为单级检波器系统情况下使用。采集道集可用于进行透射与衍射层析成像和反射比成像。但是效率不高，且有井深要求。主要用于解决地层连续性诊断问题。 2.探测方法： (1)获取各种可以收集到的有用资料,根据探测区域的具体情况。首先走访勘察施工单位,确定钻孔的地层分布及钻进情况。收集探测区域其他物探方法勘查报告,了解其特征,以便与井间层析成像实测资料进行对比。 (2)测量前需准备:①仪器测试和检波器的一致性校正;②震源试验,确定最佳的震源能量、频带宽度、震源信号的形状和可重复性等;③环境噪声的测试,尽量避开噪声源;④检波器耦合试验,找出改善耦合的办法,如在底部加黏合剂,加大井中泥浆的稠度;⑤井下震源和检波器深度误差的测试。 (3)观测系统设计的好坏是层析成像取得良好地质效果的重要因素之一,观测系统的设计应考虑以下几点:①成像区域的井深与井间距之比值尽可能小于1,比值越大,陡倾角射线数越多,成像地质效果越好;②被探测的不良地质体的几何尺度及埋藏深度;③射线尽可能覆盖整个成像区域且均匀分布,尽量使每个成像单元网格内有一条射线通过;④炮点距及检波点距尽可能分布在多个方位上;⑤现场测试时,对激发、接收点应准确定位,同时应保证每张记录的信噪比高、地震波初至清晰,对不合格记录应坚决去掉或重测。同时,由于测试数据量大,应及时准确填写原始记录的激发、接收关系。 在探测过程中,介质中地震波的传播速度和介质的地球物理特性是重要的影响因素。相对于泥灰岩介质其纵波速度范围介于1. 4~4. 5 km/s之间,冲洪积层等介质其纵波速度范围介于0. 5~1. 6km/s之间。由于地质体变化的复杂性,针对具体场地，需要进行探测试验与参数标定,以确保探测结果解释的精度。 井中地震波层析成像的施工过程是:一般先将震源放到井底部,检波器串也
地震层析成像 摘要：层析成像方法是一种公认的基于地震数据的有效方法，近20年来，层析成像方法发展迅速。从原理上讲，层析成像方法可分为两大类，一是基于射线理论走时层析成像，二是基于波动方程的散射层析成像。本文介绍新的层析成像方法及其技术，包括各向异性介质的2D立体层析成像；时移层析成像的超声数据试验；绕射层析成像的迭代方法：真振幅偏移的本质；用于速度模型构建的下行波折封层析成像和反射层析成像；多尺度波动方程反射层析成像，并在后面展开层析成像方法应用于构造速度模型的分析和实例。 关键字：层析成像；偏移成像；速度模型；克希霍夫偏移。 一、引言 偏移成像在地震勘探和开发过程中，已经成为一种关键的地震数据处理技术。成像的精度和可靠性依赖于速度模型的准确与否。 速度分析历来都是地震资料处理的基础工作，从均方根速度、层速度以及叠加速度等，贯穿于地震资料处理的方方面面，速度分析方法丰富多样。迄今，层析成像方法是一种公认的基于地震数据的有效方法，近20年来，层析成像方法发展迅速。从原理上讲，层析成像方法可分为两大类，一是基于射线理论走时层析成像，二是基于波动方程的散射层析成像。后一种层析成像很复杂，正处于理论研究阶段。尽管其实际应用不多，但却是层析成像的发展方向。 走时层析成像比较成熟，有很多的实际应用。它又可细分为初至走时层析成像和反射走时层析成像。初至走时层析成像方法简单直观，稳定性较好，主要应用于井间地震以及近地表的速度分析，但是，初至走时层析成像由于只利用初至走时，所以，得到的速度模型比较粗糙，分辨率也较低。 反射层析成像主要应用于地下速度和反射层深度的反演，以及叠前或叠后偏移的速度分析之中。前者由于速度和深度之间的藕合关系，以及反射波到达时间及其层位难于拾取等，制约了它的广泛应用，但是，这是一种极具价值和潜力的反演方法。后者则是利用经过叠前或叠后CRI道集中同相轴未被拉平的剩余时差，经过层析成像来修正用于偏移的速度模型。这种构建速度模型的方法，目前正广泛应用于叠前深度或时间偏移中。 值得关注的还有，地震资料与其他地球物理资料间的联合反演，其反演结果互为验证、相得益彰，为我们提供了更为可靠的反演结果。 二、新的层析成像方法及其技术 1.各向异性介质的2D立体层析成像 立体层析成像是一种利用局部相关同相轴作为输人的斜率层析成像方
第84卷 第6期 2010年6月 地 质 学 报 ACT A GEOLOGICA SINICA V ol.84 N o.6June 2010 注:本文为国家自然科学基金项目(编号40774051,40404011)、中国地质科学院地质研究所基本科研业务费(编号J0707,J0803)、科技部中美国际合作项目(编号2006DFA21340)和国家专项/深部探测技术与实验研究0(编号SinoProbe -02)资助的成果。收稿日期:2009-07-05;改回日期:2010-01-20;责任编辑:章雨旭。 作者简介:贺日政,男,1973年生。博士,副研究员,主要从事利用天然地震波探测青藏高原深部结构与构造研究。Em ail:herizheng@https://www.doczj.com/doc/2112511057.html, 。 地震波速层析成像方法研究进展 贺日政,高锐,郑洪伟,管烨,李秋生,李文辉,熊小松,邓攻 中国地质科学院地质研究所,北京,100037 内容提要:本文回顾了利用天然地震观测获取地下速度结构的方法。尽管有不同的新方法涌现,天然地震波速层析成像方法,尤其是多震相联合反演的格点层析成像方法,是当今使用广泛使用的层析成像方法之一,是对地球内部成像的最有效方式。波速层析成像方法的未来发展首先是提高第一手的观测资料,即增加接收地震波信息的地震台站分布密度;同时,通过多种地球物理方法联合反演相互约束可以给出较为严格的地球物理模型,并来降低了地球物理反演和解译的多解性,这是地球物理探测研究的趋势,也是天然地震波速层析成像方法的研究趋势。 关键词:地震波;速度;层析成像方法;研究进展 经过近30多年的快速发展,地震学已成为研究地球内部结构的主要手段,是深部地球物理探测技术中首选技术。天然地震波的非凡穿透能力,同时地震波包含着其传播过程中所穿越地球内部结构的丰富信息,使得天然地震学研究是当今地球内部结构的主要方法技术之一。地震波速度成像技术常见有三种,即波形拟合反演,接收函数方法,地震波层析成像。 波形拟合:自Woo dhouse and Dziew o nski (1984)首先利用波形拟合方法分析了全球数字化台站数据后,波形拟合方法得到了广泛运用(Chen,1993;Song and H elmberg er,1992,1998;M inkoff and Sym es,1997;Pratt,1999;黄建平等,2009)。目前波形拟合反演技术充分利用从震源至台站间的全波形信息,既可以对震源结构也可以对接收台站区域反演,或二者同时反演获取其目标区域的速度结构特征,甚至还可以模拟地震破裂过程等。波形拟合方式可以直接分析地震波在传播过程中受介质的影响,且直观地给出拟合波形与实际波形记录的对比结果(Aki and Richar ds,1980)。尽管最近十年计算机技术的飞速发展,为波形拟合广泛运用提供了基础,但由于计算量非常大,利用波形拟合反演获取区域性的三维速度结构仍不是首选。 接收函数:自V innik 于1977年介绍用P -SV 转换波接收函数方法研究地幔结构(Vinnik,1977) 以来,利用接收函数方法获取接收台站下方的速度结构信息现已成为天然地震学研究中又一手段(Am mon et al.,1989,1990;刘启元等,1997),特别适合于对台站下方界面的研究。目前这种方法在国内已经普遍运用于小区域布置密集台阵剖面研究当中(刘启元等,2000;吴庆举等,2004;Chen and Ai,2008;Xu and Zhao,2009)。但由于台站分布、多次波影响和方法本身限制,接收函数方法获取的速度结构只是台阵下方局部二维结构,除非台站分布密度较大,否则还不大适合于三维结构反演。 地震波层析成像:与上述两种不同的是,自地震波层析成像技术(Aki and Lee,1976)出现以来,地震波层析成像技术很快成为获取地壳/上地幔速度结构的最有力的技术手段。地震波在传播过程中受到地球内部物性的影响(Shearer,1999),记录到的地震波包含了其所穿越地球内部区域的速度结构等信息,据此可以获取大尺度范围内的地球非均匀速度结构,进而研究地球地幔内部物性特征。因此,地震波层析成像是当今研究地球内部基本圈层三维结构最有利的技术手段之一。 1 层析成像方法研究进展 层析成像技术首先由Aki 等提出,并给出了小尺度(Aki and Lee,1976)和区域尺度(Aki et al.,1977)远震体波层析成像(T eleseismic Body -w ave
地震层析成像的正演与反演初步 摘要 本文通过设立一个平行层的地球模型，初始的震源位置和发震时刻，并改变震源出射角的值，求出射线到达地面的位置，以及射线到达台站的到时，获得了正演模型得走时。并将正演结果用于反演。在反演中，本文采用了赵大鹏的反演程序1，2，反演速度结构并与设立的模型比较，得到较满意的结果。 1、引言 最初用于医学造影的成像技术自从上个世纪七八十年代引入地学后已经发展成为一项成熟的技术，越来越多地用于地球动力学，地幔对流，板块俯冲带及其演化历史，以及消亡的板块的演化历史的研究，并为板块构造理论提供有力的证据。由于到达台站的地震波的到时与地震波在所穿过的物质中的波速有关，因此，分析地震波的到时数据就可以得到地下波速结构。结合其它的地学证据，层析成像揭示出地幔由集中的上升结构与下降结构组成10。高速带通常是冷的岩石圈板块在板块的会聚边界陷入地幔的区域3，6，10，11，12；集中的低速结构通常预示着热的岩浆活动3，10，例如太平洋板块与欧亚板块碰撞形成的火山岛弧下的岩浆活动3，以及东非裂谷带下大规模的岩浆活动，导致了非洲大陆的抬升10。在对地震波的各向异性的研究中，James Wookey等8根据澳大利亚地震台站接收到的来自Tonga-Kermadec和New Hebrides俯冲带的深源地震的s波分裂，揭示出在该地区地幔中部约660km深处可能存在中部地幔分界层，阻断上下地幔的对流。随着成像解析度的提高，现在已经能反演出地球深部的速度结构和异常，追述消亡的板块的演化历史5，11，12。例如Van der Voo等10在西伯利亚1500-2800km深处发现了高速异常带，揭示了大约150-200百万年前Kular-Nera洋关闭，Mongolia-North China陆块与Omolon陆块结合的演化历史。 目前层析成像技术正向着高精确性，大数据量和适用性的方向发展，正反演数值计算方法的开发，成像方法的评价，成像结果的地学解释都是目前研究的方向。本文就是对成像的正演和反演问题进行的初步研究。 2、正演 正演是利用地质和地球物理参数定义地下构造的数值模型，计算事件在模型中的理论值。正演是提高对地下构造以及物理性质的认识的重要手段。同时在反演中也包含正演过程，因此对正演方法的研究是和有必要的。本文利用正演模型求得地震走时数据，作为反演的初始数据。 2.1模型 本文选取的计算区域是北纬35-40°，东经110-115°的矩形区域，设该地区共发生20个地震，地震发生的密度大致均匀（见图1-a），每个地震的地震参数是已知的，地震深度从240km-400km。共有25个台站均匀分散在该地区（见图1-b），台站的海拔均为0km，并假设每个台站都能清晰地记录每个地震直达波的到时，记录误差为0。由于选取的区域不大，地层在选取的区域中可近似看成是水平的，为了简便，本文采用简单的平行层模型（见图2），将400km以上分为10层，其中20km深处为Conrad面，35km深处为Moho面，35km以下分为8层，每层内速度是均匀的，其中，120km-160km层是低速层。