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叠加速度与剩余静校正量的迭代计算

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地震勘探之速度分析和静校正

地震勘探之速度分析和静校正

§4.1 概述
速度是叠加的关键参数。 获取地震波速度的两种测量方法： 一、 声波测井的直接测量法； 二、 地震勘探数据的间接测量法。 地震勘探中有关速度的概念：层速度、平均速度、均方根 （rms）速度、瞬时速度、相速度、群速度、动校正（NMO） 速度、叠加速度和偏移速度等。 层速度为两个反射界面之间的平均速度，一定岩石组分岩 层的层速度受以下几种因素的影响： （1） 孔隙形状； （2）孔隙压力； （3）孔隙液体饱和度； （4）围压 （5）温度
tNMO t(x) t(0) ，通过方程可计算出 NMO 速度，
NMO 速度一旦估算出来，炮检距对波至时间的影响就能通过校正加以消除，把经过动 校正之后的道集中所有地震道加在一起，就获得特定位置 D 点的 CMP 道集。 双曲线时移校正的数值方法：根据原始 CMP 道集中 A 的振幅值找出动校后道集上
二．水平层状介质的动校正
§4.2 动校正
（4.2.3）
对于常速层状介质，地震射线从震源 S 至深度点 D 然后返回接收点 R，地面 中点在 M, 炮检距为 x。旅行时方程可表示为：
t 2 ( x ) C0 C1 x 2 C2 x 4 C3 x 6
2 2 式中 C 0 t (0), C1 1 v rms , C 2 , C 3 是地层厚度和层速度的复杂函数。
§4.2 动校正
四．单个倾斜地层的动校正 对于倾斜层，中点M不再是深度点D 在地表的投影。SDG
t ( x ) t (0) x cos v
2 2 2 2
2
v NMO v cos
上方程也是双曲线方程，但NMO速 度是介质速度除以倾角的余弦。
§4.2 动校正
四．单个倾斜地层的动校正

2014年春《地震资料采集与处理》课程总结-宋先海

2014年春《地震资料采集与处理》课程总结-宋先海

《地震资料采集与处理》课程总结(仅供参考)郑重申明：采集与处理难度较大，老师上面提及‘仅供参考’四字，可能出的题目会有较大偏差，被坑了不关我事。

这总结内容有点多，包含了一些相关内容，答案还要从中自己总结，前面是老师总结的内容，后面是附加重点，内容有点混乱，因为自己都不懂的情况下总结的，仅供本人使用。

提高地震资料信噪比：1、组合法压制干扰波(面波和随机干扰波)的基本原理及其优缺点。

组合法的原理：它是利用有效波（反射波）与低速规则干扰波（面波）的传播方向或视速度的差异，根据地震信号的叠加原理和组合统计效应，来压制低速规则干扰面波和无规则的随机干扰波，以增强反射波提高地震资料信噪比(Ratio Signal to Noise)。

➢优点：(1)利用组合的方向特性，可以压制低速规则干扰面波。

(2)利用组合的统计效应，可以压制随机干扰波。

(3)组合表层的平均效应，有利于波形对比和追踪。

➢缺点：(1)组合具有低频滤波作用，可能会使波形发生畸变。

(2)组合深层的平均效应，模糊了深层反射界面构造细节，降低了地震资料的横向分辨率，易漏掉小断层、小构造。

(3)不能压制高速规则干扰波(多次反射波)。

2、多次覆盖技术(共反射点多次叠加法)压制干扰波(多次波和随机干扰波)的基本原理及其与组合法的异同点。

基本原理：它是利用有效波(一次反射波)和规则干扰波(如多次反射波) 经正常时差校正(Normal MoveOut Correction)后，存在着剩余时差的差异，来突出有效波(一次反射波)，压制干扰波(如多次波)，提高资料信噪比(S/N)的。

➢相同点：● 1.共反射点多次叠加法(多次覆盖法)与组合检波方法都是进行多个地震道叠加。

● 2.当界面倾斜时，多次覆盖法和组合法都存在平均效应。

● 3.多次覆盖法和组合法利用统计效应，均可压制随机干扰波。

● 4.当有剩余时差时，多次覆盖法对地震波有低通滤波作用，组合法也有低通滤波作用。

➢相同点：● 1.共反射点多次叠加法(多次覆盖法)与组合检波方法都是进行多个地震道叠加。

地震数据处理第五章：静校正

地震数据处理第五章：静校正

总的低速带校正量为：
' j
hl )
静校正前
地面 V0
低速带底面 V
反射界面
第一步：井深校正后
V0 V
地面 低速带底面 反射界面
第二步：地形校正后
V0 V
基准面 低速带底面 反射界面
第三步：低速带校正后
基准面
反射界面
小结
1、符号约定：剥去地层时间为负，即减去静校正 量为负号；填充地层时间为正，即加上静校正量为 正号。 2、最终基准面校正量计算公式为
近地表沉积的介质相对深层而言，沉积年代
相对较短，长年的风化作用使近地表沉积的介质 疏松，无胶结或半胶结，地层中含水与不含水， 含水量的多少都会引起地球物理特征的变化。
近地表厚度和速度的各向异性、地表高程起
伏都会对地震波场造成不等量的延迟，延迟的大 小与近地表地层的物性有关，这种延迟时若不校 正，将会影响到叠加成像和构造形态的可靠性。
ESW—炮点处风化层高 程 EGW—检波点处风化层 高程 ESR—炮点处参考基准 面高程
EGR—检波点处参考基 准面高程
Hs —— 井深
炮点基准面静校正量为：
TS
TSW
- TSR
ES
- E SW vW
hs
ESW ESR VR
检波点基准面静校正量为：
TG
TGW
- TGR
EG - EGW v
（1）基准面校正；CMP叠加参考面校正；低降速 带底面校正；
（2）控制点数据线性内插法（微测井、小折射方 法等建立控制点数据）；
（3）沙丘曲线法（根据沙丘厚度在延迟时曲线上 找到对应的延迟时，计算静校正量）；
（4）相似系数法； （5）数据库法（建立导线成果、浮动基准面高程、 地表高程、小折射成果、高速层顶深度、潜水面深度 等数据库）。

地震资料常规处理流程

地震资料常规处理流程

DM高分辨率的理由和目的 一方面，由于叠加的低通滤波效应，使叠前已经展宽的频带又变窄，有进一步展宽频带的需要。 另一方面，叠加后的地震记录的信噪比大幅度提高，为进一步提高分辨率地在奠定了基础。 叠后提高分辨率的目的就是进一步提高地震记录对薄层的识别能力。
反褶积前的叠加
反褶积后的叠加
七、CMP道集分选
CMP道集又称共中心点道集，当地震数据置完道头以后，每个地震道的CMP号、线号、炮检距等各种信息就已经存在了，因此，分选就是利用道头信息，按要求将地震道排列到一起。 CMP分选一般按CMP号从小到大，使用两级分选或三级分选： CMP、炮检距（站号） CMP、线号、炮检距（站号） CMP道集经过动校正后，就可以将道集内各道求和，形成叠加道。每个CMP都进行求和，就形成了叠加剖面。
2、常用的叠后噪音压制方法 叠后压噪方法非常多，这里只介绍常用的四种： （1）随机噪声衰减——提取可预测的线性同相轴，分离出噪音，达到提高信噪比的目的。 ——注意：线性假设并不符合实际情况，也容易失真。 （2）F—K域滤波——主要用于压制线性相干干扰。在F—k域中，线性相干干扰分布比较集中，范围较小，可以将其切除，达到压制线性相干干扰的目的。类似的还有F—X域滤波等等。 ——注意：容易引起“蚯蚓”现象，建议不使用扇形滤波因子。 （3）多项式拟合——基于地震道数据有横向相干性的原理，假设地震记录同相轴时间横向变化可用一高次多项式表示，沿同相轴时间变化的的各道振幅变化也可以用一待定系数的多项式表示。首先通过多项式拟合，求出地震信号的同相轴时间、标准波形和振幅加权系数，然后将它们组合成拟合地震道。——不保真。 （4）径向滤波——在定义的倾角范围和道数内，通过时移求出最大相关值所对应的倾角，然后沿这个倾角对相邻道加权求和，从而增强该倾角范围内的相干同相轴，虚弱随机噪音和倾角范围以外的同相轴。提高地震记录的信噪比。——不保真。

折射波剩余静校正方法

折射波剩余静校正方法

*北京市海淀区学院路中国地质大学地下信息探测技术与仪器教育部重点实验室,100083本文于2005年2月21日收到,修改稿于同年10月2日收到。

・处理方法・折射波剩余静校正方法段云卿*(中国地质大学地下信息探测技术与仪器教育部重点实验室)摘 要段云卿.折射波剩余静校正方法.石油地球物理勘探,2006,41(1):32～35山地、沙漠及其他复杂地表地区地震资料的线性散射噪声和随机噪声很强,有效反射信号弱,资料信噪比较低,静校正问题严重,使用常规剩余静校正方法难以见效。

本文利用折射波信噪比高的特点,将反射波剩余静校正方法应用于折射波资料处理,通过交互手段,逐段估算折射波的速度,用合适的速度对地震记录进行线性动校正,在共炮点或共中心点道集上,用相关方法计算各道与模型道时差,再用统计方法计算出炮点和检波点剩余静校正量。

将该方法应用于信噪比较低、反射波剩余静校正方法难以奏效的复杂地表区,获得良好处理效果。

关键词　剩余静校正　折射波法　共炮点道集　共中心点道集　复杂地表区　模型道1　引言静校正是地震资料处理中至关重要的一环。

我国西部地区地表条件极为复杂,静校正问题尤为严重。

如在沙漠、戈壁、黄土塬或山地等复杂地表区,地形起伏大,表层岩性变化非常剧烈,低降速带厚度变化大,激发和接收条件复杂,近地表条件纵横向千差万别。

近地表地形和低降速带的影响导致地震反射资料不能准确成像,也造成地下构造发生扭曲。

因此,研究复杂地表区静校正方法,对于提高地震勘探精度、降低勘探风险及节约勘探成本有着重要的意义。

本文基于反射波剩余静校正思路,提出一种实现折射波剩余静校正的方法,从而较好地解决了信噪比较低、反射波剩余静校正方法难以奏效地区的静校正问题。

2　方法实现思路静校正的常规步骤为:首先对地震资料进行野外静校正;随后进行折射波静校正;在动效正之后,再进行反射波剩余静校正。

通过这些处理,可初步解决长、中、短波长静校正问题。

但在山地、沙漠及其他复杂地表区,由于线性散射噪声和随机噪声强,有效反射信号弱,地震资料的信噪比往往较低,因此采用常规剩余静校正方法不能建立准确的模型道而达不到预期处理效果。

静校正处理-地球物理学习基础

静校正处理-地球物理学习基础
2、低、降速带引起的时差校正；
3、以上两种校正留下的残余和其它因素引起的剩余时差校正。
目前我们常用的静校正方法
高程静校正 折射静校正 层析静校正 剩余静校正
高程静校正
高程静校正
解决地形起伏、爆炸井深不一引起的静校正问 题可用高程校正方法解决。该方法利用野外测量成 果和预定的基准面高程以及基准面和地面之间的速 度来计算校正量。
地震波反射波的旅行时间反映地下反射点的位置，多个反 射点的位置勾画出反射界面的几何分布即地下构造形态。但由 于野外地形的起伏变化，采集时激发和接收点不在一个水平面 上，反射波旅行时间受地形变化的影响，它所反映的地下构造 形态包含有地表起伏的因素。通过静校正处理，将激发和接收 点的位置校正到一个水平面上以去掉地表起伏的影响。
初至时间差随炮检距差的变化如下图。图中星形的位置由该 接收点的初至时间差和炮检距差确定。根据这些星形的位置拟 合成直线（红色虚线），直线的斜率除以2就是V2。
+ 初至时差
_
G4
G2 G1
G3 _
G5 +
偏移距差
2、计算时间延迟项
时间延迟项的计算既可用互换法也可用迭代法
（1）互换法
一个站点的时间延迟需用两个炮点的三个折射波旅行时计算，如图：
3、后续处理的需要
地震资料处理的一些重要步骤是在反射波时距曲线为双曲线 的前提下进行的（速度分析、动校正等），但反射波时距曲线 为双曲线的条件是：地表水平、上覆介质速度为常数。为了后 处理的需要，应把反射时间校正到炮点、检波点均在一个水平 面上一样的情况。
地表水平、上覆介质速度为常数时,地震波传播路径如下图:
通过以上方法，把折射波旅行时方程的未知量都求出来了，但这不是目的。我们要

数值分析课程设计：比较各种迭代收敛速度

数值分析课程设计比较各种迭代收敛速度分别用雅可比迭代法(J)、高斯—塞德尔迭代法(G-S)、超松弛迭代法(SOR)计算方程组=A ⎥⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎢⎣⎡----410141014⎥⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎢⎣⎡321x x x =⎥⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎢⎣⎡10810 并比较哪一种迭代方法收敛的速度更快方程真实值计算：A=[4-10;-14-1;0-14];b=[10810]'; jX=A\b得到结果：3.42863.71433.4286雅可比迭代：首先编写jacdd.m 的函数文件（见附录一） 调用程序，在命令窗口分别输入如下语句: A=[4-10;-14-1;0-14]; b=[10;8;10];X0=[000]';X=jacdd(A,b,X0,inf,0.00001,100) 结果见表一高斯—塞德尔迭代：首先编写gsdddy.m 的函数文件（见附录二） 调用程序，在命令窗口分别输入如下语句: A=[4-10;-14-1;0-14];b=[10;8;10]; X0=[000]';X=gsdddy(A,b,X0,inf,0.00001,100) 结果见表一雅可比迭代误差计算：x0=[3.42863.71433.4286];%此为方程组的真实值x1=[2.50003.00003.31253.37503.41413.42193.42683.42773.42833.42853.42853.42 86];x2=[2.00003.25003.50003.65633.68753.70703.71093.71343.71393.71423.71423.71 43];x3=[2.50003.00003.31253.37503.41413.42193.42683.42773.42833.42853.42853.42 86];formatlong%循环求二范数的平方fori=1:12t(i)=(x1(i)-3.4286)^2+(x2(i)-3.7143)^2+(x3(i)-3.4286)^2;sqrt(t(i))end结果见表一高斯—塞德尔迭代误差计算：x0=[3.42863.71433.4286];%此为方程组的真实值x1=[2.50003.15633.39453.42433.42803.42853.4286];x2=[2.62503.57813.69733.71223.71403.71433.7143];x3=[3.15633.39453.42433.42803.42853.42863.4286];formatlong%循环求二范数的平方fori=1:6s(i)=(x1(i)-3.4286)^2+(x2(i)-3.7143)^2+(x3(i)-3.4286)^2;sqrt(s(i))end结果见表一画图比较：画图函数：k=1:12;x=[2.15949540.76352500.26996830.09544590.03374520.01196120.00424740.0015 5880.00058310.00017320.00017320];%J的迭代误差plot(k,x,'b')holdony=[1.45705860.30636670.03834450.00482290.00067820.0000999000000];%G-S的迭代误差plot(k,y,'-.')legend('J迭代','G-S迭代')%画出图形,标明各曲线的含义title('误差图');%加上标题text(k(1),x(1),'start')%注明起始和终止点text(k(11),x(11),'end')xlabel('K迭代次数');%标注横,纵坐标ylabel('误差');gridon%画出网格结论：从数据图表可观察到：雅可比的迭代次数明显比高斯塞德尔的迭代次数要多,所以高斯塞德尔比雅可比迭代的收敛速度快.G-S迭代与J迭代在本质上没有必然的联系，求解方程组时，J迭代的速度与G-S迭代收敛的速度没有确定的关系，但在此题中，J迭代比G-S迭代的收敛速超松弛迭代法最佳松弛因子选取编写文件名为sor.m的M文件(见附录三)得到结果如下表(全部结果的部分，包含最少迭代次数的松弛因子)：D=2.5857864376269054.0000000000000005.414213562373096max=5.414213562373096x0=3.4285714285714283.7142857142857143.4285714285714283.4285703243697273.7142801602446313.428570324369727ans=0.25500000000000013.000000000000000结论：最佳松弛因子=0.2550，使得迭代次数最少且结果最接近真实值。

GeoEast初至波剩余静校正


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初至时间读取 FBTimeRead3D
计算 应用 FBDecom3D StApply
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概述
所谓的数据准备即为初至波拾取提供输入数据，此时用户需要在完成观 测系统定义的地震数据上进行野外校正量的直接应用（direct application of static correction选件），并得到完成野外校正量应用 之后的地震数据，然后在该数据上进行初至波拾取，作业例子如下：
输入数据：道头中含有初至时间，按inline依次排序的三维/二维CMP道集 输出数据：初至时间和相应道头信息的数据表
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FBTimeRead3D模块输出初至时间和相应道头信息的数据表，并保存在 对应项目、工区（线束）下的datatable目录中。模块参数取值如下图所 示，输出数据表文件名称：fbt－all。
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在静校正量窗口中移动光标，将激活 光标所在处炮的初至旅行时曲线（变 为红色）。
在控制点初至显示窗中，使用鼠标左键点击并拖动， 选择该控制点需要参与计算的偏移距范围。
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用户可以根据自己需要进行下一个控制点的选择，在主窗口中滑动鼠标， 此时显示为黄色，如上图所示，在需要增加控制点的位臵点击鼠标左键， 弹出控制点初至显示窗，并选定范围即可完成另一个控制点的定义。此 时模块将根据多各控制点定义的范围自动进行插值和外推，形成全线计 算范围，并调整主窗口中初至时间曲线的显示颜色 。 对于已经定义好的控制点，用户可以将鼠标滑动到该控制点的初至时间 曲线，并点击，在弹出的控制点初至显示框进行修改，程序自动进行全 线计算范围的重新计算。 需要说明的时，第一次进入本模块时，无论需要选层与否，都要进行一 次插值计算，即在计算之前选择一次Calculate→ Interpolate，此时程 序按照缺省参数进行计算范围圈定。

几种迭代计算方法

几种迭代计算方法迭代计算方法是一种重要的计算技术，它是基于不断逼近的原理，通过多次迭代运算来逼近所要求解的问题的计算结果。

下面将介绍几种常见的迭代计算方法。

1.不动点迭代不动点迭代是指通过选择一个合适的迭代函数来不断逼近一个不动点的过程。

不动点指的是在迭代函数中，当迭代到其中一步时，迭代函数的值等于该迭代的值，即f(x)=x。

常见的不动点迭代有牛顿迭代法和迭代法求解方程。

牛顿迭代法通过选择一个初始值x0，利用迭代函数f(x)=x-f(x)/f'(x)来逼近方程f(x)=0的根。

每次迭代中，通过计算迭代函数的值来更新x的值，直至满足一定的精度要求。

迭代法求解方程是通过将方程f(x) = 0转化为x = g(x)的形式，并选择一个合适的g(x)来进行不断迭代求解的方法。

通过选择不同的g(x)，可以得到不同的迭代方法，如简单迭代法、Jacobi迭代法、Gauss-Seidel迭代法等。

2.逐次平方根法逐次平方根法是一种通过不断迭代计算来求解线性方程组的方法。

该方法通过对原始的线性方程组进行变换，将其转化为对角线元素全为1的上三角矩阵，并将方程组的解表示为逐次迭代的形式。

在每次迭代中，通过求解一个线性方程组来更新解的值，直至满足一定的精度要求。

逐次平方根法是一种迭代计算方法，其主要适用于对称正定矩阵，能够有效地求解大规模线性方程组。

3.迭代加权法迭代加权法是一种通过引入权重来加快迭代收敛速度的方法。

该方法在每次迭代更新解的时候，通过对解的不同分量引入不同的权重来控制更新的幅度。

通过合理选择权重，可以加快迭代收敛速度，提高求解效率。

迭代加权法是一种通用的迭代计算方法，在多个领域中有不同的应用，如求解矩阵特征值问题、求解最优化问题等。

以上介绍的是常见的几种迭代计算方法，它们在不同的问题中有着广泛的应用。

这些方法通过迭代运算不断逼近所要求解的问题的计算结果，具有较好的收敛性和计算效率，是一种重要的计算技术。

第3章 速度分析和叠加

第三章速度分析、静校正和叠加3.1 引言地震波在地层中传播，其速度是随深度而变化的。

声测井记录是速度的直接测量，而地震资料提供了速度的间接测量。

在勘探地震学中，初学者会遇到一大堆速度术语，它们是层速度、视速度、平均速度、均方根速度、瞬时速度、相速度、群速度、动校正速度、叠加速度和偏移速度。

由地震资料获得的速度能产生最好的叠加效果，在层状介质中叠加速度与动校正速度有关。

因而也就可与导出平均速度和层速度的均方根速度有关。

层速度是指地震波在一个地质层中的传播速度。

如同2.O节讨论的那样，两个相邻层速度差引起其界面上产生反射。

在具有一定岩石组份的地层单元内，影响层速度的因素有如下几种：(1)孔隙形状；(2)孔隙压力；(3)孔隙流体的饱和度；(4)围压；(5)温度；对上述诸因素，曾在实验室做了深入的研究。

分别由Toksoz和Nur领导的MIT(麻省理工学院)和斯坦福大学的研究小组对岩石物性的研究工作被纳入调研波的衰减及与其有关的岩性研究之中。

这里将引用实验室的某些研究成果。

图3.1是微裂缝Bedford灰岩标本的速度与围压的关系。

P-波和S-波速度随围压的增加而增大。

由于上覆地层产生的围压，速度一般都是随着深度增加而增大，这是众所周知的事实。

通常，在小的围压范围速度急剧增大；而在高围压范围速度趋于稳定。

其原因是，当围压增加时，孔隙度小而造成速度增大。

但在非常高的围压下就不再有什么孔隙了，所以再增加围压也不会造成速度的明显增大。

由该图还可以看出，不管围压如何，P-波速度总是大于S-波速度，这对任何类型的岩石都是正确的。

同时在图3-1中还可见到孔隙中流体饱和的影响。

在低围压范围内，流体饱和的岩石标本的P-波速度比干岩石标本的速度大；而在高围压范围内，两种岩石类型的速度趋于相同。

值得注意的是：在饱和岩石的P-波速度不象干岩样中P-波速度那样变化快，因为流体是不可压缩的。

孔隙是否充满流体，对S-波无影响。

下面我们用具有圆形孔隙的Brea砂岩标本研究速度与围庄的关系。

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第40卷第4期2001年13月石油物探G EOPHY SI CAL PROSPECT ING FOR P ET RO LEU MV ol.40,N o.4Dec.2001叠加速度与剩余静校正量的迭代计算王立新(江汉油田物探处计算中心,潜江433100)王立新.叠加速度与剩余静校正量的迭代计算.石油物探,2001,40(4):25~33摘要人工拾取的叠加速度对剩余静校量的计算有不利影响,同时叠加速度的调整与剩余静校量的计算也是相互影响的。

文中介绍了/叠加速度与剩余静校正量的迭代计算0的基本原理、实现过程和效果分析。

本方法以反射层为核心,在自动调整叠加速度的基础上精确计算叠加峰值线;以峰值线为中心运用子波加权叠加方法分步计算炮点、检波点剩余静校量,迭代计算过程中采用调整速度的异常分析和静校量控制性处理等手段;最后根据反射层的分类对叠加速度作结构性调整,从而使叠加速度的自动调整和剩余静校量的计算有机地结合在一起。

关键词叠加速度剩余静校量叠加峰值线Wang Lixing X.The iterative com putation of stacking velocity and residual statics.GPP,2001,40(4):25~33ABSTRAC T T he stacking velocity picked up manually affects the computation of residual statics.T herei s an interaction between t he modificatio n of stacking velocity and the computation of r esidual statics.T his paper introduces the principle and implementation of iterative computation of stacking velocity and r esidual statics and discusses its applicat ion effects.T he met hod takes reflectors as the key link and com-putes accurately the stacking peak line based on automat ic adjustment of the stacking velocity.W ith the stacking peak line,the residual statics of shots and r eceivers ar e calculated iteratively by w eighted w avelet stacking.T he abnormal analysis of velocity update and controlled pr ocessing are also used dur ing t he iterations.F inally,the stacking velocity is restructured according to the classification of reflectors.T hus the auto matic update of the stacking velocity and the computat ion of the residual statics is combined or ganically.Key words:stacking velocity,r esidual statics,stacking peak line引言叠加速度的拾取与剩余静校量的计算是叠加成像的两个最基本的步骤。

处理员在拾取叠加速度时往往只在乎反射层的整体效果,而且受视觉效应、软件工具的拾取精度以及不同波组相近、相干等因素的影响,人工拾取的叠加速度在精度上存在较大的问题,它在速度敏感区域内直接影响叠加成像效果,对剩余静校量的计算产生的不利影响更大。

我们从共中心点反射X Wang Lixin,Computer center of geophysical exploration div ision,Jiang han Oilfield,Q ianjiang433100本文于2000年11月21日收到,修改稿于2001年1月4日收到。

波峰值线示意图(图1)出发作一下具体分析。

图1 共中心点反射波峰值线示意图假定共中心点反射波的峰值点位置按时距曲线T 2=t 20+x 2/v 2分布且v 1<v <v 2,P 点在时距曲线上位于偏移距的绝对平均值处,用v 作动校叠加,子波叠加峰值在t 0处;若T 2=T 21+x 2/v 21和T 2=T 22+x 2/v 22过P 点,用v 1和v 2分别作动校叠加,则叠加峰值点分别在T 1和T 2附近(若没有完全发散);除P 点外,v 1和v 2的时距曲线与v 的时距曲线之间有一个动校时差。

传统的静校计算方法有一个/误差综合效应为零0的假定,这种误差包括动校时差和噪声干扰,这就要求叠前记录满足条件:(1)有效子波峰值点动校后与对应CDP 叠加峰值点的时差应在1/2个周期时间内;(2)动校与静校的综合时差分布应相对集中(保持一定的叠加能量);(3)CDP 的叠加峰值点与有效子波叠加峰值点基本吻合(抗干扰)。

如果动校时差与静校量的极性相同,则反射子波峰值点很容易/出界0,致使条件(1)不成立,计算中将会失去这部分有效子波的支持(并且还有周期性的负面影响),若给定的反射层在低速区域或参与计算的记录道有限,这种影响往往是破坏性的;动校时差的存在造成叠加能量下降,若噪声干扰使反射层临近消失状态或者参与计算的记录道有限,条件(2)和(3)也将受到破坏。

反射层的叠加能量只有达到最强时其位置和形态才是最合理的,叠加处理的基本目标是获取自激自收的记录数据,叠后偏移的根本问题就是这个前提不真实(偏移速度反而在其次)。

如果这个问题得到妥善解决,其优势将会反超叠前偏移,因为后者在波场的完整性、能量的平衡、速度模型的建立以及迭代计算等方面都存在较多的问题。

沿反射层精确计算速度和分时分区域叠加将是实现这个基本目标的有效手段。

因此,实现叠加速度的自动调整不仅有利于减少处理环节,而且有利于提高静校处理质量和叠后偏移效果。

1 基本原理下面提到的int(#)、min(#)、abs(#)、sqrt(#)分别表示取整、取最小值、取绝对值、开平方的函数运算。

1.1 实现步骤(见图2)1.2 反射层的相关处理1.2.1 反射层的拾取由于在波组相干区域内反射子波无法分离、在干扰波占优势的区域内反射波太弱,对反射层叠加速度的调整和剩余静校量的计算都非常不利。

拾取反射层时就要避开这些区域,在反射同向轴间断的地方可用描点的方法分隔,如果反射同向轴完全模糊或有波组干扰,就应分开拾取反射层。

1.2.2 反射层的分类同一反射层上的叠加速度是平稳变化的,分段拾取将会给同层的叠加速度平稳过渡带来不利影响,采用反射层分类的方法可以弥补这点不足,不过这里的反射层分类的主要目的是为#26#石 油 物 探 40卷了对叠加速度作结构性调整提供优化条件。

归类的基本方法是:(1)2个反射层重合部分的时差若小于2个周期,则归为同类反射层;(2)2个反射层如果首尾相隔距离小于2个时速曲线(人工定义的速度参数)间隔,当首尾时差或首尾在相隔区域中心点上的外延插值时差小于2个周期时归为同类反射层。

1.2.3 反射层的分段反射层的分段就是分别将每个拾取的反射层分化为若干个直线段,叠加速度的自动调整和剩余静校量的计算将在这些直线段上进行。

直线段的标准长度为12个CDP,最小为9,最大为14,这与CGG 公司的SATAN 模块的相关长度基本吻合。

由于计算过程中对间断点和连续点难以分别,所以描述反射层的点只作直线段的端点,不作内点。

具体的分段方法是,假定描述反射层的相邻点的坐标分别为(p 1,t 1)、(p 2,t 2),则两点之间的直线段(反射层段,下同)个数为N =int [(p 2-p 1-2)/6];每个直线段的横向长度为L =2(p 2-p 1+0.5)/(N +1);第k 个直线段的中心坐标(X k ,T k )的计算公式为X k =p 1+k (p 2-p 1)/(N +1),T k =t 1+k (t 2-t 1)/(N +1);不难发现两点之间相邻直线段重复半数的CDP 点,这对于发挥相邻反射层段的相关作用和加强连续层位的计算很有利。

1.3 反射层段叠加速度的自动调整方法该方法是将自动拾取叠加速度落实到反射层段上,其计算结果具有更好的稳定性和可靠性[2]。

1.3.1 动校叠加的计算方法在叠加速度的自动调整、共炮点或共检波点子波叠加的动校计算过程中,由于引入了叠加峰值线的概念并且所需样点不多,所以只计算中心点的动校时间,其它样点则采用平移方法,这样既大大地减少了计算量又对保持波形特征有利。

根据需要,平移长度置为2个平均周期,即由中心点上下延伸一个平均周期。

由于对计算精度的要求不同,中心点动校后的样点值采用插值和不插值2种方法:(1)不插值。

动校时间确定之后,就近取样点值。

(2)4点加权插值。

在动校时间前后各取2个样点作加权插值,该方法同样适用于静校正计算(后面不再叙述)。

设4个样点值分别为A -2、A -1、A +1、A +2,动校时间与这2个样点中#27#第4期 叠加速度与剩余静校正量的迭代计算心的时差为t d ,采样间隔为d t,取y =2t d /d t ;A (y )表示动校后的样点值。

取g 1(y )=[(y -1)(y +1)A -2+2(1-y )(y +3)A -1+(y +1)(y +3)A +1]/8g 2(y )=[(y -3)(y -1)A -1+2(3-y )(y +1)A +1+(y -1)(y +1)A+2]/8显然,g 1(-3)=A -2,g 1(?1)=g 2(?1)=A ?1,g 2(3)=A +2。

取A (y )=0.5(1-y )g 1(y )+0.5(1+y )g 2(y )=[(1-y 2)(y -1)A -2+(3y 2+2y -9)(y -1)A -1+(-3y 2+2y +9)(y +1)A +1+(y 2-1)(y +1)A+2]/16A (y )的特点是:¹有利于保持波形特征;º满足条件-1[y [1和A (?1)=A ?1;»有利于平移计算。

1.3.2 叠加峰值线的极性和初始坐标方程的确定反射层段是由人工拾取的反射层分化而来的,所以在初始叠加速度下应该存在相近的叠加峰值线;反射层是人工目测拾取而来的,反射层段附近的最大能量峰值线的极性、倾角及其坐标方程都有必要进一步确定;确定的方法就是倾角叠加后取绝对值最大的为叠加峰值线(叠加能量最大)。