初至与静校正

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。

一、静校正方法综述几何地震学的理论都是假设观测面是一个水平面，地下传播介质均匀为前提的（何樵登，1986，黄德济等，1989）。

但实际情况并非如此，观测面并不是一个水平面，通常是起伏不平的，地下传播介质通常也不是均匀的，其表层还存在着低降速带的横向变化。

因此，野外观测得到的反射波达到时间，并不满足双曲线方程，而是一条畸变了的双曲线。

静校正就是研究由于地形起伏，地表低降速带横向变化对地震波传播的影响，并对其进行校正，使时距曲线满足于动校正的双曲线方程（图1）。

图1a 静校正前图1b 静校正后静校正有一个十分重要的特点：由于表层低速带的速度十分低，远小于基岩速度。

深浅层反射波的射线路径尽管在低速带以下的各地层中传播时各不相同，但在表层附近几乎都是近于垂直的。

因此，静校正量的大小只与地面位置有关，即对于一道记录中所有采样点来说，静校正值都是相同的，所以称之为静校正，这种条件称之为地表一致性条件。

静校正工作的好坏直接影响叠加效果，决定叠加剖面的信噪比和垂向分辨率（图2）。

实际上，高频静校正异常的作用还相当于高阻低通滤波器，使子波的相位发生畸变，使高频振幅衰减严重。

因此，在处理高分辨率资料时也要高度注意静校正问题。

静校正工作不仅影响叠加效果，而且还影响叠加速度分析的质量（图3）。

图2a 未作静校正的叠加图图2b 作静校正的叠加图美国著名地球物理学家CH.迪克斯教授生前曾说：“解决好静校正就等于解决了地震勘探中几乎一半的问题”。

我国李庆忠院士也总结说：“静校正是处理好地震资料的敲门砖”。

正因如此，自从多次覆盖勘探技术出现开始，世界各国的专家学者对静校正方法进行了大量的研究工作，发展了不同的静校正方法。

静校正方法可分为野外一次静校正，折射波静校正，反射波剩余静校正三种方法。

利用野外直接观测的数据进行整理计算的静校正叫做野外一次静校正，其方法是根据地面高程数据，井口时间以及根据微测井，小折射数据而获得的低降速带厚度、速度等资料将所有炮点和检波点都校正到基准面上，从而去掉表层因素的影响。

层析静校正技术一级类目：油气勘探二级类目：前陆盆地油藏勘探技术三级类目：前陆盆地地震勘探技术——地震资料处理技术技术类型：前沿技术（中试或现场先导试验技术）在地形复杂、老地层出露地区，地表速度横向变化剧烈，折射界面不能连续识别时，传统的野外高程静校正、初至折射静校正很难解决好静校正问题。

层析静校正技术在这些地区尤其是在三维静校正方面具有明显优势。

从低速层底部折射的波可成功地用于计算和改善野外静校正。

层析静校正包括回转射线层析成像和静校正两部分。

1、层析成像首先利用回转射线层析成像估算近地表速度。

把要成像的介质离散成小矩形单元或格子状的网格，每个单元有一个单一速度（v）,输入数据是从单炮记录中人工拾取的折射（初至波）旅行时（t）, 震源和检波器都位于地表。

速度估算通过解下面方程组获得=?式中，D是射线段的矩阵（m×n），s是未知慢度的矢量（n×1），t为所观测时间的列向量（m×1）。

解方程?的方法很多，一般是最小二乘法和共轭梯度法。

相应的，不同求解方程?的方法形成不同的层析静校正方法。

使观测（拾取的初至折射）和预测的（根据初始模型进行射线追踪得到的）旅行时差最小。

其过程是一个迭代过程，一般分为5步：（1）拾取初至；（2）通过初始速度模型进行射线追踪；（3）射线路径分成小段，使其每个部分包括速度模型的每个网格；（4）对每条射线计算观察和预测的旅行时差；（5）将时差返回到速度模型，并不断地进行修正。

层析成像反演是一个非线形问题。

利用初始模型的一套射线追踪进行线形反演是实际可行的。

好的初始模型一般是根据初至旅行时或区域资料建立的。

当地形变化很严重时，建议用沿着变化的地形初始化的垂向速度梯度建立初始速度模型。

通过反演的速度模型和测井资料对比，回转射线层析成像可以估算比较精确的近地表速度模型。

2、静校正这个过程比较简单，从地面到下延拓基准面（利用所计算出的近地表速度场）垂直估算静校正值，然后用一常数替代速度，通过整体静态时移，将基准面上延到最后基准面。

一般山地环境下地震资料处理方法研究【摘要】本文分析了处理山地类型地震资料时面临的难点，并针对难点难题提出针对性的处理方法，包括：静校正方法、叠前去噪处理、确定目标速度、叠后去噪、叠后偏移等，并简单探讨了处理的分析结果。

【关键词】地震资料静校正叠前去噪叠后偏移山地环境是我国常见的一种地质环境，沟谷深度大、地表起伏较大是山地特有的地形特征，该地形特征决定了山地环境通常具有复杂的地质条件。

在复杂的地质、地形环境下获取地震资料，并对其进行相应的处理是一项非常复杂的工作，只有采用正确的方法，才能保证资料的有效性以及可靠性[1]。

1 处理一般山地环境下地震资料时面临的难题对于山地这样一种特殊地质环境而言，在处理其地震资料时，面临的难题主要包括两种：一是低信噪比方面的处理问题；二是静校正方面的问题。

只有解决好这两大难题，才可以保证处理结果的精确性以及可靠性，从而获得清晰和准确的地质资料。

笔者在实践中发现，要使静校正方面的误差问题得到有效改善，必须保证静校正短波长问题得到有效解决；另一方面，叠前去噪、叠后去噪和目标速度分析是实现有效提高信噪比的重要前提。

文中，笔者将以某山地资料作为分析基础，详细探讨静校正方法和去噪方法的应用。

本研究处理地震资料的目的在于勘探石油以及天然气。

2 一般山地环境下地震资料处理方法2.1 静校正方法山地地形复杂多变，地表高程变化较大，高倾角地层出露普遍，低降速带发育丰富，所以做好表层的静校正工作是十分关键的。

通常采用以下几种方法：（1）初至折射静校正。

对于山地资料，应首先进行初至折射静校正，其中对于单炮初至的认真拾取非常重要，要做到：既完整的保留可靠初至信息，又及时的舍弃不可靠初至信息，从而达到相位稳定、波形一致的要求。

在追踪折射层时，应尽量追踪同一相位的信息。

（2）迭代折射静校正。

在处理地震资料时，为了保证精准性，在完成初至折射静校正后，还要进行交互式迭代折射静校正。

首先要确保使用准确的初至数据，然后在共炮点、共检波点、共偏移距的域内进行拟合迭代，从而优化静校正量，提高静校正的准确性。

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。