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三种折射静校正方法原理的比较摘要:随着折射静校正在地震勘探数据处理中的作用日显重要,需要对基本的折射静校正方法进行归纳与分析。
为此,本文介绍了三种常见的折射静校正方法的原理及计算步骤,比较了它们的相同点和不同点。
这对充分理解每种方法的实质大有帮助。
关键词:折射静校正加减法扩展广义互换法合成延迟时法要获得准确的静校正量,重要的是搞清近地表结构,建立准确的近地表模型,即把近地表地层的速度和厚度求准确[1]。
在地震勘探中,反射记录上存在初至折射波,并且每一炮都有初至折射波,它可为建立近地表模型提供所需的资料,而不增加额外的工作。
所以,利用初至波求取近地表结构,估算静校正量便成了主要且有效的途径。
这一类方法统称为折射静校正。
然而,利用初至估算风化层和折射层的速度以及截距时间并不容易。
这主要是因为风化层基底通常是起伏不平,旅行时距曲线也受到高程变化的严重影响,使得时距曲线不易解释[2]。
这样迫切需要一些特殊方法来求取近地表模型。
下面介绍的加减法、扩展广义互换法和合成延迟时法就是这类特殊方法。
1 加减法[3]加减法是由Hagedoorn(1959)首先提出来,它是一种间接计算截距时间和折射界面速度的方法,图1是加减法原理示意图。
定义加减时间值为:方程右边所给的时间是从图1的三条射线路径的初至上读出来的时间值,由射线路径可知:2 扩展广义互换法扩展广义互换法(EGRM)是在广义互换法(GRM)的基础上发展而来的,使之适用于野外各种不规则的观测系统采集的数据,例如弯线排列接收,炮点偏离排列位置。
这种方法应用比较广泛,很多大型的地震资料处理软件都采用了该方法,如Omega软件的折射波静校正和绿山软件的折射波静校正[4]。
该方法应用效果的好坏不仅与选取的折射层有关,而且和选定的风化层的平均速度有关。
因此在使用该方法时,应注意以下几点:(1)所有测线均选择本地区稳定的同一折射层的折射波进行初至拾取;(2)调查风化层速度变化范围,合理选择高速层顶界面以上地层的平均速度,最好是结合野外微测井和小折射资料;(3)静校正计算过程中,采用统一的替换速度和基准面高程。
第一章基本理论与方法1静校正基础知识1.1静校正概念及特点对于表层而言，常规叠加必须满足两个基本条件，即地表水平和均匀水平层状介质，只有这样在地表接收到的反射波时距曲线才是双曲线，才能在应用常规动校正后，保证同相叠加。
但当存在地表起伏或近地表地层厚度和速度横向变化时，就会引起反射波双曲线畸变，进而影响叠加效果，降低资料品质；为了减少近地表介质的影响，需要对数据进行相应的校正，这种校正我们称之为静校正。
为了实现这个校正，通常需要定义一个参考面，我们称之为基准面。
因此，静校正的作用是消除地表高程、风化层厚度以及风化层速度变化对地震资料的影响，把资料校到一个指定的基准面上。
其目的就是要获得在一个平面上进行采集，且没有风化层或低速介质存在时的反射波到达时间。
我们之所以将消除表层因素的校正称为静校正，直传播的，应用时是对整个地震道进行简单时移，并且对于不同炮检距的炮点或检波点其校正量是唯一的。
也就是说，静校正量不随着反射层埋深和炮检距的变化而变化。
但我们知道，地震波在近地表介质中传播的射线路径是随着地层埋深和炮检距变化而变化的，因此，上面假设严格讲是不正确的。
通过图1-1的模型可进一步说明这个问题，静校正将炮点S和检波点R分别校正到S'和R',而使反射波的射线路径发生了变化，改变了反射波时距曲线形态。
当射线在风化层中的射线路径越接近垂直（风化层与高速层速度差异越大时），并且基准面越接近风化层的底界面时，这种路径的差异就越小，对反射波时距曲线地影响也越小。
1.2风化层和高速层注：实线为实际反射波传播路径，虚线上面谈到静校正有消除风化层厚度和速度变化的作用，在地质学中经常谈到风化层的概念，但对于地质学家和地球物理学家来讲，风化层的概念是不同的，应区分为地震风化层或地质风化层。
地质风化层表现为岩石的原地剥蚀与分解；地震风化层通常是指由空气而不是水充填岩石或非固化土层孔隙的区域，术语LVL （低速层）通常用于地震风化层。
第四章动静校正在地震记录上，反射波的到达时间中包含了炮检距引起的正常时差和表层不均匀性引起的时差，为了使反射波到达时间尽可能直观、精确地反映地下构造形态，必须将这些时差从观测时间中去掉，这个过程，称为反射时间的校正。
由于这两种时差的性质不同，故校正的方法也不同，对正常时差校正称为“动”校正，对由表层不均匀性引起时差的校正称为“静”校正。
动静校正是地震资料数字处理中不可缺少的基本内容之一，其方法较多，本章在讲清概念的基础上，以两种方法为例，重点阐述方法的原理、思路，简单介绍实现步骤和参数选择，本章包括动校正、野外一次静校正、自动统计剩余静校正、折射波静校正以及剩余静校正技术的新发展等内容。
第一节动校正基本概念动校正方法是以动校正量(即正常时差)的计算原理、动校正量的计算与存储以及动校正的实现过程为主要内容的。
就其方法原理而言，并不复杂，然而动校正量的计算与存储却是该方法中的技术关健，由于地震记录上每一个采样值的动校正量都要计算与存储，因此将占用大量的计算机时间与空间，为了提高经济效益和便于在大、中、小计算机上推广使用，因此各种动校正方法为攻克上述两个技术难关，做了各种努力。
下面将以快速查表法为例，介绍该方法是如何以查B(K)表的方式提高计算速度和如何用制动校正量表的方法减少占用计算机内存的。
本节还将介绍用成组搬家和插值补空法实现动校正的过程，动校后波形拉伸畸变及克服的方法以及高保真动校正的基本原理等。
由几何地震学可知：当地面水平，反射界面为平面，界面以上的介质均匀的情况下，单次反射时距曲线是一条双曲线(图4-1(a))。
它不能直接反映地下反射界面的起伏情况，尽管当界面为水平时，法线深度和真深度一致，也只有在激发点处接收的t0时间，方能直观地反映界面的真深度，其它各点接收到的反射波旅行时间，除了与界面真深度有关外，还包括由炮检距不同而引起的正常时差，如果能从每个观测时间中去掉正常时差，则剩下的只是与界面的真深度有关的t0部分了。
3.4 折射静校正通常，野外静校正和折射静校正法用于校正长波长分量。
静校正需要近地表模型。
近地表常常由一个低速的风化层组成。
但是，除了这个近地表的简化模型外还有例外的情况。
例如被冰碛物、火山带和沙丘覆盖的地区常常有不同速度的多套地层组成。
地层边界从一个平界面到一个任意不规则的形态变化明显。
当由于出露、尖灭或沿着测向方向的河漫滩引起的岩性横向组成成分变化时，近地表的单层假设就被破坏了。
在永久冻土层覆盖的地区，它有比下伏层明显高的速度，用于近地表校正的地表一致性假设就不再适用。
此外，永久冻土层底不形成首波，所以是探测不到的。
在实际应用中，单层近地表模型解决长波长静态异常一般是足够的。
单层近地表模型的复杂性可归结为以下一条或多条：(a)接收点和炮点位置高程的快速变化；(b)风化层速度的横向变化；(c)折射层几何形态的横向变化，对折射静校正来说，它被定义为基岩以上与风化层之间的分界面。
近地表速度与深度模型常常用折射初至计算。
折射能量与沿着风化层和下伏的基岩之间的分界面滑行的首波有关。
如果折射初至在共炮点道集上是可观测到的，一般就可以说明近地表模型有简单的几何形态。
然而，没有射线理论方法可以确切的在远小于一个排列长度的风化层基底上计算短波长变化，这些变化留给后续的剩余静校正处理，其剩余静态时差是在时差校正CMP道集上的反射旅行时畸变引起的（Taner 等，1974）。
首波由于沿着风化层基底的不规则性被扭曲，在风化层和下部地层之间没有大的速度差别时，它转化为潜水波（Hill 和Wuenechel，1985）。
这样的情况，如果是完全可能的，它就可以用波动理论模拟和反演（Hill，1987），或回转波层析成像来处理（9.5节）。
初至波风化层底的折射能量经常包含共炮点道集最先到达波，这些初至波的波前叫做初至。
初至的不同质量一定程度上依赖于震源类型和近地表情况。
图3.4-3中的共炮点道集的初至有明显的起跳。
线性初至时间的偏离大多是由沿着测线高程变化引起的。
3.4 折射静校正通常，野外静校正和折射静校正法用于校正长波长分量。
静校正需要近地表模型。
近地表常常由一个低速的风化层组成。
但是，除了这个近地表的简化模型外还有例外的情况。
例如被冰碛物、火山带和沙丘覆盖的地区常常有不同速度的多套地层组成。
地层边界从一个平界面到一个任意不规则的形态变化明显。
当由于出露、尖灭或沿着测向方向的河漫滩引起的岩性横向组成成分变化时，近地表的单层假设就被破坏了。
在永久冻土层覆盖的地区，它有比下伏层明显高的速度，用于近地表校正的地表一致性假设就不再适用。
此外，永久冻土层底不形成首波，所以是探测不到的。
在实际应用中，单层近地表模型解决长波长静态异常一般是足够的。
单层近地表模型的复杂性可归结为以下一条或多条：(a)接收点和炮点位置高程的快速变化；(b)风化层速度的横向变化；(c)折射层几何形态的横向变化，对折射静校正来说，它被定义为基岩以上与风化层之间的分界面。
近地表速度与深度模型常常用折射初至计算。
折射能量与沿着风化层和下伏的基岩之间的分界面滑行的首波有关。
如果折射初至在共炮点道集上是可观测到的，一般就可以说明近地表模型有简单的几何形态。
然而，没有射线理论方法可以确切的在远小于一个排列长度的风化层基底上计算短波长变化，这些变化留给后续的剩余静校正处理，其剩余静态时差是在时差校正CMP道集上的反射旅行时畸变引起的（Taner 等，1974）。
首波由于沿着风化层基底的不规则性被扭曲，在风化层和下部地层之间没有大的速度差别时，它转化为潜水波（Hill 和Wuenechel，1985）。
这样的情况，如果是完全可能的，它就可以用波动理论模拟和反演（Hill，1987），或回转波层析成像来处理（9.5节）。
初至波风化层底的折射能量经常包含共炮点道集最先到达波，这些初至波的波前叫做初至。
初至的不同质量一定程度上依赖于震源类型和近地表情况。
图3.4-3中的共炮点道集的初至有明显的起跳。
线性初至时间的偏离大多是由沿着测线高程变化引起的。
图3.4-4是一个有代表性的折射面的初至的记录。
在图3.4-5中，可看到一个浅的和一个深的折射面。
图3.4-6显示了一个自动拾取初至通常会失败的炮记录。
图3.4-7是一个炮记录，它的初至可以很容易自动拾取。
从左边的初至，可以推断近地表不规则性，不管是变化的折射面形态还是近地表层的速度变化。
右边清楚地显示了一个折射面。
图3.4-8是一个可控震源的炮集记录，它得到的初至与炸药震源相比要差。
记录中一个相类似的情况在图3.4-9中，它不容易检测到初至，扫描校正的旁瓣残留量掩盖了初至起跳。
图3.4-3 一个有明显初至波的炮记录图3.4-5 有浅层和深层的折射同相轴的炮记录图3.4-4 有明显的折射同相轴的炮记录图3.4-6 初至波被噪音干扰的炮记录图3.4-7 沿着右边排列有清晰的折射同相轴的炮记录图3.4-8 不很清晰的初至波可控震源炮记录初至拾取可以自动、交互、手动或是二者结合应用。
为了准确的拾取，首先对数据运用线性动校正（LMO ）,一旦拾取之后，再进行LMO 反校正。
应注意到，以反射波为基础的和以折射波为基础的两种静校方法的作用都依赖于拾取方法的可靠性。
除了信噪比，不清晰的初至也能使连续的初至拾取（如可控震源）变得困难。
折射到达的初至拾取，在反演方法中应用计算近地表模型参数。
在本节中，讨论射线理论法，例如加减法和它的一般形式、相遇法和最小平方反演法。
基本的假设是折射界面是平的或接近平的，沿着地震测线变化平缓。
如野外实例所显示的，这些方法能够消除各种近地表模型的中等到长波长静校异常。
与基于反射的剩余静校结合解决任何影响叠加效果的残留短波长静校变化，得到最终的叠加剖面，为叠后过程做准备。
野外静校正现在回顾一下各种野外静校方法。
分析图3.4-10的近地表模型，如果炮点（记为S ）放到风化层以下，那么对于中点M 有关各道的所有静校为t D =t R +t S ，此处t S 和t R 分别为炮点和检波点下放到基准面D 以下的静校正量。
由图3.4-10的几何位置关系，得出野外静校：VH bRD R b S D S D t v DE E v D E E T -------=∆ （3-40）式中，E D 为基准面高程，Es 和E R 分别为炮点和检波点地面高程，Ds 为炮点处的炮点深度，D R 为检波点处的炮点深度，t VH 为检波点井底至井口时间（与图3.4-4中的距离D R 有关的时间），v b 为基岩速度（地下弱风化层），可由探区中的微测井测量获得（由井中的风化层之下）。
微测井测量由井中不同深度激发，在井旁记录接收时间。
如果井中存在坍塌问题，可以对换放炮和检波器的位置。
微测井必须钻到风化层以下，由此提供出时深关系，从中求得基岩速度。
陆上勘探，考虑到成本，炮井并不常深达基岩，尤其是在风化层厚的地带，而且也不常使用脉冲震源，采用地表震源如可控震源。
当地表震源或在浅井中放炮时，可利用折射波来计算下至指定基准面的静校时间ΔT D ，这一点至少在理论上行得通。
图3.4-9 最先到达波不明显的炮记录 图3.4-10 炮点置于风化层以下的近地表静校模型，图中s 为炮点，E s 为地表炮点高程，R 为检波点，E R 为检波点地表高程，T 为地表起伏，B 为基岩顶面，D 为基准面，E D 为基准面高程，v w 为风化层速度， v b 为基岩速度平折射界面分析图3.4-11a 中单层近地表模型的折射波前面和射线几何路径。
上图是初至图，为简单起见，分析一个平地表和平的折射面。
形成的首波和由此形成的折射波条件，需要上覆地层速度v w 比下伏地层速度v b 小。
旅行时剖面描述了图3.4-11中炮点记录的初至。
注意交叉偏移距x c （也叫做临界距离）左边是直达波初至。
同时也注意到偏移距x c 的右边是折射波初至。
由折射理论（Dobrin ，1960；Grant 和West ，1965），折射波直线的斜率的倒数就是基岩速度v b 。
同时注意到直达波直线的斜率的倒数等于风化层速度v w 。
拾取初至波，则风化层和基岩速度v w 和v b 可计算出来了。
将折射波初至延长到零偏移距x =0的截距时间t i 计算得到。
从这三个参数可得基岩深度z w 为：222wbi w b w vv t v v z -=（3-41a ）假设v b >v w ，在附录C.5中给出该方程的推导。
另一种方法，可以在旅行时图上测得与从直达波到折射波至的变化相对应的截距时间，并用它计算基岩的深度。
方程（3-41a ）用临界距离表示的形式为：c wb wb w x v v v v z +-=21 （3-41b ）当基岩的深度小时，要测得临界距离就不容易了。
在这种情况下，最好利用方程（3-41a ），用截距时间计算基岩深度。
计算z w 之后，指定基准面的全部静校正ΔT D 可以用下式计算：bw S D w w D v z E E v z T )(22+-+-=∆ （3-42）式中，E S 为地表高程。
如果炮点和检波点的高程有差别，那么就需要附加的利用基岩速度的高程校正。
而且，如果炮点放置在井中，那么测得的从井底到井口的时间一定要合并入方程（3-42）。
方程（3-42）给出的计算静校正是变化范围从临界距离到排列长度的距离上的平均值，它依赖于计算基岩速度所用的道数。
但是，在一个排列长度内不止一个炮点。
所以，近地表模型的确定可以实现，并且基准层校正可以在整条测线上计算。
倾斜折射界面当折射面倾斜时，结果是折射波至斜率的倒数不再等于基岩速度（图3.4-11c ）。
需要计算另外一个参数，即估算折射界面倾角（附录C.6）。
这需要如图3.4-11d 所示的互换剖面法。
交换炮点和检波点位置，得到正向折射波至时间和反向的折射波至时间。
正向剖面和反向剖面折射波至旅行时由下式表达：---+=bi v x t t（3-43a ）和++++=bi v xt t（3-43b ）斜率倒数由下式给出：)sin(ϕθ+=-c w b v v（3-44a ）和)sin(ϕθ-=+c w b v v（3-44b ）式中，ϕ为折射界面倾角，θc 为折射临界角，它由下式给出：图3.4-11 （a ）折射波至几何路径图，此处v w 为风化层速度，v b 为基岩速度，z w 为风化层基岩折射面深度，θc 为临界角，x c 为临界距离，直达波至的斜率为1/v w ，折射波至的斜率为1/v b ；（b ）一个炮记录，显示了（a ）中描述的直达波和折射波；（c ）正向直达波至和折射波至旅行时剖面的倾斜折射界面的几何形态；（d ）正向和反向旅行时剖面，详见正文斜率斜率1/V w距离时间斜率斜率斜率 斜率 距离时间bmc v v =θsin（3-44c ）最后，截距时间用以下关系给出：wc wS i v z t ϕθcos cos 2=-（3-45a ）和wc wR i v z t ϕθcos cos 2=+（3-45b ）关系式（3-44a,b ）和关系式（3-45a,b ）的推导在附录C.6中给出。
为了计算近地表地层厚度，首先要从斜率的计算值—w v 、-b v 和+b v 计算倾角ϕ。
将这些值代入：⎥⎦⎤⎢⎣⎡-=+---b w b w v v v v 11sin sin 21ϕ（3-46a ）然后，用以下表达式计算基岩速度v b ：⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛+=+-b b b v v v 11cos 2ϕ(3-46b)最后，在炮点和检波点位置计算基岩深度：22cos 2wbi w b w vv t v v z -=-ϕ （3-46c ）方程（3-46a ，b ，c ）在附录C.6中推导。
使折射面倾角0=ϕ，方程（3-46c ）化简为方程（3-41a ）。
不管是平折射界面还是倾斜折射界面的情况（方程3-46c ），在炮点和激发点位置计算基岩深度需要知道风化层的速度、基岩速度和截距时间。
在平折射界面情况下，这些可以从炮点剖面上直接测量，但是，在倾斜折射界面的情况下，它们可用方程（3-46a,b,c ）计算求得。
加减法利用首波计算风化层和基岩的速度以及截距时间并不容易。
这主要是因为风化层基底通常是起伏不平，使得时间曲线不易解释。
旅行时间曲线也受到高程变化的严重影响。
而且，在临界距离x c 以内，传统的野外排列布设不能为可靠的计算风化层速度及厚度提供足够的道数。
在大多数情况下，不能测出v w ，而是假设它为一个合理的值。
Hagedoorn （1959）用公式表示了一种间接计算截距时间和基岩速度的方法。
该方法仍需要拾取首波。
但无须解释时间曲线（图3.4-11a ）（解释的意思是给出直达波和折射波线段）。
图3.4-12a 表示与三对炮检距AD 、DG 和AG 相联系的射线路径。
