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子波干涉研究在地震解释中的应用
子波干涉技术在地震解释中有着广泛的应用。
以下是一些主要的应用领域：
1.振幅补偿：子波干涉可以用于振幅补偿，从而提高地震
记录的分辨率和清晰度。
2.噪声去除：子波干涉可以用于降低地震信号中的噪声水
平，从而提高地震数据的解释精度。
3.波形对比：子波干涉可以用于比较不同地震记录之间的
波形差异，从而确定地震事件的特征和性质。
4.层位解释：子波干涉可以用于解释地震层位，从而确定
地下地质结构。
5.反射特征分析：子波干涉可以用于分析地震信号的反射
特征，从而确定地下异常体，如断层、岩溶洞穴等。
总之，子波干涉技术在地震解释中有着广泛的应用，可以帮助解释人员更准确地识别地震事件，提高地震解释的精度和可靠性。
盲解卷积算法1. 原理：几个重要概念：1.1 褶积模型假设：假设1：地层是由具有常速的水平层组成；假设2：震源产生一个平面压缩波(P 波)，法向入射到层边界上，在这种情况下，不产生剪切波(S 波)；假设3：震源波形在地下传播过程中不变，即它是稳定的； 假设4：噪音成分是零；假设5：震源波形是已知的；假设6：反射系数序列是一个随机过程。
这意味着地震记录具有地； 震子波的特征，即它们的自相关和振幅谱是相似的；假设7：地震子波是最小相位的，因此，它有一个最小相位的逆。
1.2 反滤波如果定义滤波算子为f (t),则f (t) 与已知地震记录x(t)的褶积得到一个对地层脉冲响应e(t)的估计e(t) = f (t)∗ x(t)； （1） x(t) = w(t)* f (t)* x(t)； （2） δ(t) = w(t)* f (t)； （3）1()()*()f t t w t δ= （4） 用流程图表示为：1.3 震源反子波计算震源反子波在数学上是利用z 变换来实现的。
例如，假设基本子波为两点时间序列（1，－0.5)1()12w z z =-2111()1 (12412)F z z z z ==+++-； （5） 2111()1 (12412)F z z z z ==+++- （6） ()F z 的系数11(1,,,...)24代表逆滤波算子f(t)有关的时间序列。
可以看出它有无限多个系数，然而它们递减的很快。
如同任何滤波过程一样，实际应用的算子都是被截断的。
1.4 最小平方反滤波当输入子波良好，其z 变换的逆可以用一收敛序列表示，则上面所描述的反滤波将得到一个很好的近似于尖脉冲的输出.将下面问题列出方程式：给定输入子波(1－0.5)，寻找一个二项滤波器(a,b)，使实际输出与期望输出(1,0,0)之间的误差在最小二乘的意义上最小。
将滤波器(a,b)与输入子波(1,-0.5)褶积以计算实际输出。
误差的累积能量L 定义为实际的与期望的输出的系数之差的平方和：222(1)()()22a b L a b =-+-+- （7） 目的是寻找系数(a,b)使L 最小，这要求变量L 随系数(a,b)而变并使之为零对上式进行简化，取L 对a 和b 的偏导数，并使其为零，得到： 522502a b a b ⎧-=⎪⎪⎨⎪-+=⎪⎩（8） 有两个方程和两个未知数即滤波器系数(a,b)，可变成下列普通矩阵形式：5/21215/20a b -⎛⎫⎛⎫⎛⎫= ⎪⎪ ⎪-⎝⎭⎝⎭⎝⎭（9） 求解滤波系数，我们得到(a,b)为(0.95,0.38)。
名词解释：6*5=30简答：5*9=45计算：1*10=10论述：1*15=15地震地质综合解释思考题参考答案1、名词解释：（★）1）地震子波：在震源附近，地震波以冲击波的形式传播，当传播到一定距离时，波形逐渐稳定，此时的地震波被称为地震子波。
2）反射系数：在垂直人射的情况下，纵波入射时将只考虑产生的反射纵波和透射纵波的情况。
这时界面的反射系数定义为：3）弹性参数：地震波是在岩层中传播的弹性波，在弹性力学中，引入了一些物理量来描述弹性体的弹性特征，在研究地震波动力学时经常用到的弹性参数如下：杨氏模量E、泊松比σ、切变模量μ、体变模量K、λ系数、λ、μ合称拉梅常数2）波阻抗：波在某介质中传播的速度与介质密度的乘积定义为该介质的波阻抗。
3）信噪比：所谓信噪比，通俗地讲就是有用的地震波与无用地震波的能量（振幅）之比。
4）振幅：质点振动离开平衡位置的最大位移（幅度）称为振幅。
5）频谱：组成一个复杂振动的各个谐振动分量的特性与其频率的关系的总和，就称为这个振动的频谱6）正花状构造：与压扭性走滑断裂相对水平运动相伴生的构造样式，在走滑断裂上部形成背形构造7）负花状构造：与张扭性走滑断裂相对水平运动相伴生的构造样式，在走滑断裂上部形成向形构造8）地震相：是一个可以在区域内固定的，由地震反射层组成的三维单元，其反射结构、振幅，连续性、频率和层速度等要素，与邻近相单元不同。
9）底超：是在一个沉积层序底界上的超覆尖灭现象，它又分为上超和下超两种基本类型。
（1）上超：是一套当初是水平的地层对着一个原始倾斜面超覆尖灭，或者是一套原始倾斜的地层对着一个原始倾角更大的斜面逆倾向的超覆尖灭。
（2）下超：是一套原始是倾斜的地层对着一个原始水平倾角或者倾斜面沿下倾方向前进超覆。
10）地层下其上覆地层之间（顶界）的接触关系有顶超和削蚀。
（1）顶超：是在一个沉积层序的上界面处地层的退覆侧向消失现象。
（2）削蚀作用：是某一地层因侵蚀作用而引起的侧向消失。
地震子波名词解释
地震子波是指在地震波中存在的一些特定类型的波形，它们是地震波通过不同的传播介质和路径所形成的。
地震子波包括纵波（P波）、横波（S波）、面波（Rayleigh波和Love波）等。
1. 纵波（P波）：纵波是一种沿着地震波传播方向上颤动的波动，它使岩石在传播路径上以压缩和扩张的方式振动。
2. 横波（S波）：横波是一种在垂直于地震波传播方向上颤动
的波动，它使岩石在传播路径上以横向振动的方式传播。
3. 面波：面波是一种沿着地表或地下界面传播的波动，它同时具有纵波和横波的特点。
面波主要包括Rayleigh波和Love波。
4. Rayleigh波：Rayleigh波是一种沿地球表面传播的面波，其
振动轨迹呈现出向前旋转的椭圆形。
它具有明显的滚动和向后运动的特点，是地震波中能量传播最远的一种波动。
5. Love波：Love波是一种沿地球表面传播的面波，其振动轨
迹呈现出向前旋转的椭圆形。
与Rayleigh波相比，Love波振
幅较小，以横向振动为主，传播速度较快。
地震子波频率浅析
云美厚;丁伟
【期刊名称】《石油物探》
【年(卷),期】2005(044)006
【摘要】地震子波频率概念的合理选择与准确应用对于地震采集设计、地震模拟研究、地震资料处理、地震属性分析以及质量评价等是非常重要的.针对目前地震子波频率由于定义方式出现的各种概念(视频率、主频、峰值频率、中心频率等)以及理解上出现的偏差等问题,首先从时间域定义和频率域定义2个方面进行了归纳和总结,并在此基础上对3种常用地震子波(Ricker子波,Zinc子波,正弦指数衰减子波)进行了分析和研究,得出视频率与主频概念一致,但不同地震子波的峰值频率、中心频率和视频率(或主频)之间并不完全一致的结论;而对于实际地震资料,将峰值频率近似看作地震子波的主频是可以的,但在地震子波已知的情形下这样做是不恰当的,甚至可能会得出错误的结论和认识.
【总页数】4页(P578-581)
【作者】云美厚;丁伟
【作者单位】中国石化胜利石油管理局地球物理勘探开发公司,山东,东营,257100;中国石化胜利石油管理局地球物理勘探开发公司,山东,东营,257100
【正文语种】中文
【中图分类】P631.4
【相关文献】
1.一种地震子波峰值频率的估计方法 [J], 杨森林;高静怀
2.浅析(对初始频率的)瞬态频率偏差 [J], 王丰玉;张洪战
3.电力系统频率问题浅析与频率特性研究综述 [J], 陈雪梅; 陆超; 韩英铎
4.浅析自交与自由交配中基因频率与基因型频率的变化规律 [J], 杨景国
5.电力系统频率问题浅析与频率特性研究综述 [J], 陈雪梅; 陆超; 韩英铎
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第一节关于地震波极性判断问题地震反射波的极性是正还是负，它直接影响到反演波阻抗后，速度变高还是变低，因此是一个重要的问题。
但是这个很简单的问题，到目前为止，尚未完全争论清楚。
按理说，问题是再简单不过的，即：SEG格式规定，初至波起跳向下，记录数值是负的，此称“正常记录”。
那末，这种记录作波阻抗时，应该把极性反过来。
但在实际中，往往不反过来，反而能在解释中与地层对得更好。
奇哉！现在看来，这个问题很复杂。
仔细思考起来，本人有以下几点认识。
（1）地震子波是混合相位的，包括可控震源的子波，也因为大地的吸收作用，回到地面的子波已变成混合相位。
它的第一个向下跳的波谷很小，而跟着来的波峰及波谷很大。
请读者参看图72。
注意该图72的子波起跳是朝上的，不过这并不妨碍对问题的分析。
脉冲反褶积及预测反褶积都假设子波是最小相位，而当子波是混合相位时，反褶积后子波的波形向前压缩得不够好。
因而随着原始子波形态的不同以及所采用白噪系数的不同，反褶积后的子波有时波峰最大，有时波谷最大，见图72中我已用+-符号标出。
并且最大值并不在起跳的位置上，而有不同程度的延迟，见图72（注意该图子波的起跳朝上）。
以SEG规定的正常极性记录为例（起跳朝下），如果反褶积作得效果较好，那么第一个起跳波谷可能还是小于后面的第一波峰。
这时候，整个记录看起来似乎是“正极性”的。
如果反褶积用了较大的自噪系数，或者子波的相位谱离开零相位较远，那末，反褶积后可能以第二波谷为最强，剖面上看起来似乎是“负极性”的。
（2）如果叠后加作预测反褶积或谱白化，则频谱成分又起了变化，波形又明显变瘦，视周期变小。
加上最后还要采用时变滤波，滤波门的不同又会造成子波波形的进一步变化。
因此，不同的处理方法可以得到不同的子波波形，有时两个相位可变成三个相位。
剖面形态也可以各不相同，“视极性”也就各异。
这样一说，是否天下大乱了呢？是的！的确有些乱套。
有一个搞解释的人拿着两张不同流程的剖面给我看：一条剖面上T g波是两个相位，中间波谷最强。
地震子波的再认识一、地震子波观点：地震子波是地震记录褶积模型的一个重量，往常指由 2 至 3 个或多个相位构成的地震脉冲，切实地说，地震子波就是地震能量由震源经过复杂的地下路径流传到接收器所记录下来的质点运动速度〔陆上检波器〕或压力〔海上检波器〕的远场时间域响应。
一个子波能够由它的振幅谱和相位谱来定义，相位谱的种类能够是零相位、常数相位、最小相位、混淆相位等；对零相位和常数相位子波而言，可简单将其看作是一系列不一样振幅和频次的正弦波的会合，全部的正弦波都是零相位或常数相位的〔如 90°〕；在频次域中，子波提取问题由两局部构成：确立振幅谱和相位谱，确立相位谱更为困难，并且是反演中偏差的主要根源。
二、子波提取方法：子波提取方法分为三个主要种类： 1) 、纯确立法：即用地表检波器或其余仪器直接丈量子波； 2) 、纯统计法：即只依据地震数据测定子波，这类方法很难测定靠谱性的相位谱； 3) 、使用测井曲线法：即便用测井曲线与地震数据联合，理论上这类方法能够提取井点地点精准的相位信息，但问题是该方法要求测井和地震间一定要有优秀的对应关系，而将深度域样点变换为双程旅游时的深时变换可能产生不适合的对应关系，而这类不适合的对应关系势必影响子波提取的结果。
子波在各地震道之间是变化的，并且是旅游时间函数，即子波是时变和空变的，也就是说，对每个地震剖面而言，都应当能提取大批的子波，但在实质应用中提取可变子波可能会惹起更多的不确立性，比较适用的做法是对整个剖面或某个目的层只提取单调的均匀子波。
三、零相位子波和常数相位子波：零相位子波和常数相位子波 ( Zero Phase and Constant Phase Wavelets. ) 第一，让我们来考虑雷克子波 ( Ricker Wavelet ) ，雷克子波由一个波峰和两波谷，或叫两个旁瓣构成 , 雷克子波依靠它的主频，也就是说，它的振幅谱的峰值频次，或主周期在时间域的反函数〔主周期能够经过丈量波谷到波谷的时间来获取〕。
地震子波的再认识
一、地震子波概念：
地震子波是地震记录褶积模型的一个分量，通常指由2至3个或多个相位组成的地震脉冲，确切地说，地震子波就是地震能量由震源通过复杂的地下路径传播到接收器所记录下来的质点运动速度（陆上检波器）或压力（海上检波器）的远场时间域响应。
一个子波可以由它的振幅谱和相位谱来定义，相位谱的类型可以是零相位、常数相位、最小相位、混合相位等；对零相位和常数相位子波而言，可简单将其看作是一系列不同振幅和频率的正弦波的集合，所有的正弦波都是零相位或常数相位的（如90°）；在频率域中，子波提取问题由两部分组成：确定振幅谱和相位谱，确定相位谱更加困难，并且是反演中误差的主要来源。
二、子波提取方法：
子波提取方法分为三个主要类型：1)、纯确定法：即用地表检波器或其它仪器直接测量子波；2)、纯统计法：即只根据地震数据测定子波，这种方法很难测定可靠性的相位谱；3)、使用测井曲线法：即使用测井曲线与地震数据结合，理论上这种方法能够提取井点位置精确的相位信息，但问题是该方法要求测井和地震间必须要有良好的对应关系，而将深度域样点转换为双程旅行时的深时转换可能产生不恰当的对应关系，而这种不恰当的对应关系必将影响子波提取的结果。
子波在各地震道之间是变化的，而且是旅行时间函数，即子波是时变和空变的，也就是说，对每个地震剖面而言，都应该能提取大量的子波，但在实际应用中提取可变子波可能会引起更多的不确定性，比较实用的做法是对整个剖面或某个目的层只提取单一的平均子波。
三、零相位子波和常数相位子波：
零相位子波和常数相位子波(Zero Phase and Constant Phase Wavelets.) 首先，让我们来考虑雷克子波(Ricker Wavelet)，雷克子波由一个波峰和两波谷，或叫两个旁瓣组成, 雷克子波依赖它的主频，也就是说，它的振幅谱的峰值频率，或主周期在时间域的反函数（主周期可以通过测量波谷到波谷的时间来获得）。
如图1、图2为20Hz和40Hz雷克子波的时间域的波形和对应的振幅谱，注意子波的振幅谱是开阔的，子波在时间域变窄，表明分辨率增加，我们最终追求的子波形态应是尖脉冲，其相位谱是直线，这样的子波在地震处理上是不现实的，但这样的子波是我们追求的最终目标；图1、图2的子波是零相位
的，或波形是对称的，这样的子波具有我们要求的性质，因为子波的能量集中在正的波峰处，这样的子波与反射系数褶积，能较好地解决反射问题，为了得到一个理想的非零相位子波，将雷克子波进行90°相位旋转（图3）和30°的相位旋转（图4），90°的相位旋转显示为波形不对称性，180°的相位旋转只是零相位子波的反转，30°相位旋转后波形也是不对称的。
当然，一个典型的地震子波包含的频率范围比雷克子波的频率范围大,如图5所示：是一带通滤波，在这儿我们考虑通过一个带宽15-60Hz的滤波器，该滤波器已在5-15Hz、60-80Hz之处做过斜坡余弦处理，如果子波的振幅谱是一个简单的箱状，则斜坡处理减小“尾零”响应是显而易见的；图5示的子波是零相位的子波，它是一个非常好的地层子波，它也常常当作奥姆斯比子波。
四、最小相位子
波（Minimum Phase
Wavelets）:
最小相位的概念
对反褶积来说是非常
有意义的，但对这一
概念的理解却是非常困难的，对于这一概念难于理解的原因是：大多数的概念讨论都把重点放在数学对物理解释的推导上，我们使用的最小相位概念定义选在Treitel和Robinson 1966年的定义：对于给定的一系列的子波，都具有相同的振幅谱，最小相位子波有最尖锐的边界，也就是说，该子波有正的时间值。
最小相位概念对我们来说之所以是重要的，其原因是：在炸药震源中的典型子波其相位是近似最小相位的，而且，来自地震仪器的子波也是最小相位的（即激发和接收的子波都近似为最小相位的）。
图6是最小相位子波
的波形及相位谱，注意最
小相位子波对应时间零没
有优先分量，而且它的能
量尽可能集中在首部。
现在让我们看一下不同子波对反射函数本身的影响，图7展示的是不同子波与同一反射系褶积结果，第1道是反射系数，它来自一简单块状模型，四种子波对应4道合成记录，第2道是高频的零相位子波合成记录（5/10—80/100Hz）；第4道是低频零相位子波合成记录（5/10—30/40Hz）；第3道是高频的最小相位子波合成记录（5/10—80/100Hz）；第5道是低频最小相位子波的合成记录（5/10—30/40Hz）。
从图7上我们可以看到如下的观测结果: （1）低频零相位子波（第4道）
----反射分辨率低
----对强反射界面的指示很好
（2）高频零相位子波（第2道）
----反射分辨率高
----能很好地指示强反射界面
（3）低频最小相位子波（第5道）
----反射分辨率低
----分辨强反射界面能力差
（4）高频最小相位子波（第3道）
----反射分辨率高
----指示强反射界面的能力差
基于以上观测结果，我们会很自然的得出这样的结论：零相位子波的频率越高，其分辨率能力越强；同时，最小相位子波的频率越低，其分辨能力越差。
五、地震子波与分辨能力的关系:
地震分辨能力与地震子波有关，具体地说就是地震子波的频带宽度、延续时间大小及子波形状控制着地震分辨率。
1、地震的分辨能力主要取决于子波的频带宽度：
我们常说提高地震的频率可以提高分辨能力，这种说法是不严格的，是有条件的，也就是说，当子波的相位数一定时，即频率越高，子波的延续时间越短，分辨能力越高；应当明确脉冲的尖锐程度主要取决于频带宽度，而不是频率成分的高低。
如图8所示：图a、d是一个宽频带的零相位子波及频谱示意图，它的延续时间比较短；图b、e是一个低频、窄频带的零相位子波，它的主频虽然与a的相同，但因频带窄，延续时间比a长；再比较图b、c两个子波和它们的频谱可
以看到，因为它们的频带宽度一样，虽然图c的子波主频较高，但两者的延续时间是一样的，图c的子波主频虽然比图a的子波高，但因图c的子波的频带比图a的窄，图c子波的延续时间比图a的还长。
2、零相位子波的优
点：
1）在相同带宽条件
下，零相位子波的旁瓣比
最小相位子波的小，也可
以理解为能量集中在较窄的时间范围内，所以分辨率高；如图9所示：是最小相位子波和零相位子波，其带宽都是0-50Hz，延续时间都是300毫秒，但零相位子波从极大到零值只有150毫秒，旁瓣的幅度也较小；而最小相位子波从极大到零值却用300毫秒时间，而且旁瓣的幅度也大，如果在150ms的地层情况下，零相位子波就可以分辨该地层，而最小相位却不能分辨。
2）图10是用三种零相位子波与一对相距40毫秒、20毫秒和16毫秒的幅度相等的尖脉冲褶积的结果；
图11是用三种最小相位子波与同样三组尖脉冲褶积的结果，分析比较这些结果可以看出：零相位子波的脉冲反射时间出现在零相位子波峰值处，而最小相位子波的脉冲反射时间出现在子波起跳处，后者的计时极不准确，因为在实际地震记录上，由于存在干扰背景，不可能准确读出初至，我们在地震解释中也比较习惯于相位对比，所以零相位更便于解释。
3）比较图10和图11还可以检验两种子波对对薄层的分辨能力，从实际结果看出：零相位子波比最小相位子波优越，对于相距16毫秒的两个尖脉冲，三个最小相位子波都显示不出，而零相位子波却仍能显示出两个明显分开的极值。
六、数字子波及子波处理：
图12是广泛用于地震模型计算和解释中的雷克（Ricker）子波；图13是在地震资料数字处理中使用得较广泛的由罗宾逊（Robinson）提出的数字子波，它是用有限长度的时间序列表示的，序列的第一个值为零时刻的子波振幅值，以后为相隔△t的子波各幅值，根据子波的相位延迟性质又可分为下列几种数字子波：
（1）最小相位（延迟）子波，即在具有相同振幅谱的子波集内，其中相位延迟谱是最小的，子波的能量集中在前部；
（2）最大相
位（延迟）子波，
即子波集内具有最
大相位延迟谱，子
波能量主要分布在
后部。
（3）混合相位（延迟）子波，即N个耦合（长度为二的子波称耦合）中既有最小相位子波又有最大相位子波，则它们的褶积结合，长度为N+1的子波称混合相位子波，子波的能量位于中部，在这些具有不同相位特性的子波中，零相位子波（如雷克子波）同具有相同振幅谱的其它子波相比，分辨率最高，而且它的峰值时间就是反射波的到达时间，这对于资料解释是十分有利的，随着勘探对象越来越复杂，在地震资料的地层岩性解释中，地震子波和定量振幅信息所起的作用越来越重要，人们希望把最终剖面上的子波整形为零相位子波,或者为了改善反褶积
效果，要求子波是
最小相位的，为了
实现这一目的，就
要进行子波处理，
所谓子波处理就是
寻找一个反褶积因
子（整形滤波器）
把记录下来的子波
整形为一种理想的
形状，其实质就是
调整子波的相位
谱，而严格地保持其振幅谱不变，得到了理想的基本子波后，各种复杂地层、岩性组合的反射特征可视为是由基本子波的某种组合所形成的，图14(a)是以零相位子波为基本子波的几种相关子波形态，（b）为这些子波对应的地质模型及其地震响应；图15是海上资料子波处理的一个实例，它表明经处理后，子波得到整形和压缩，提高了分辨能力，有利于进行速度估算和地层岩性及其含油气性的解释。
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