层析反演静校正
几种静校正方法在复杂山区的应用分析
几种静校正方法在复杂山区的应用分析在复杂山地地区，由于地表起伏剧烈，低速带的横向速度和纵向厚度变化大，不同检波点接收到的地震波至时间出现延迟，反射波时距曲线发生畸变，通常利用静校正解决这种畸变，目前勘探实践中较常使用高程、折射、层析等三种静校正方法。
文章对这几种静校正方法的原理、特点以及实际应用效果进行了对比分析，研究认为基于初至时间的层析静校正方法能较好地解决复杂山区由于地形和低速带变化引起的长波长静校正问题，同时结合反射剩余静校正解决残余的短波长静校正量，可有效地解决复杂山地的静校正问题。
标签：高程静校正；折射静校正；层析静校正；剩余静校正引言目前油气勘探的重点逐步在向复杂地区转移，其地表起伏剧烈，表层速度横向变化大，部分地区基岩出露，这给地震资料处理工作带来复杂的静校正难题。
静校正工作是地震资料处理中最基础也是最关键的一项内容，它直接影响叠加效果，同时决定叠加剖面信噪比和垂向分辨率。
静校正可分为一次静校正和剩余静校正两大类，常用的一次野外静校正方法有高程静校正、折射静校正和层析反演静校正等；剩余静校正方法主要有基于初至时间的剩余静校正与基于反射能量的剩余静校正两类[1]。
为此，应清楚认识理解每种方法的基本原理及其适用条件，以免在处理过程中走弯路。
1 方法及原理1.1 高程静校正高程静校正是最简单的静校正方法，它不考虑近地表速度和厚度变化的影响，只对由地形变化引起的部分进行校正，因此高程静校正只能消除地表起伏的影响。
在复杂地区，低速带对静校正的影响并不仅仅是高频分量，也有影响构造形态的低频分量，对于这种情况，高程静校正无能为力，尽管在某些地区可以见到较好的效果，但也可能会是构造假象难以让人察觉，所以在复杂探区，高程静校正并不是一种理想的静校正解决方法。
通常地震处理者为了快速了解研究区的大致构造形态，会选用该方法进行初叠加剖面，同时也作为选择其它静校正方法及参数的一个质量控制对比标准。
1.2 折射静校正折射静校正方法有两点假设：一是假设地表模型是由几个局部水平层构成；二是假设波在折射界面上的入射角是临界角。
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）。
山前地带煤田地震勘探折射静校正方法应用效果
始速度模型及完成初至波拾取的基础上 ， 对区域内 近地表速度模型进行层析反演。得到相应的近地表 层析反演速度 一 深度模型。为了得到准确的近地表 速度深度模型 ， 需要进行多次迭代运算 ， 直到结果满 足收 敛条件 为止 。
４ 求 取 炮 点 及 检 波 点 静 校 正 量 。 在 层 析 反 ） 演 得 到 的 速 度 一深 度 模 型 上 。 交 互 拾 取 高 速 层 顶 界（ 即低 降速 带 底 界 ） 以及 相 应 的校 正 基 准 面 ， 通 过 对 速 度 一深 度 模 型 上 各 网 格 时 问 的纵 向 求 和 ， 到 与 地 表 观 测 点 相 应 的 炮 点 、 波 点 静 校 得 检
接影 响着 结果 的质 量 ， 以初 至 拾 取 工作 一 定 要 认 所 真细致 。 ２ 面元 化 分 和给 出初 始 模 型 。在 层 析 反 演 过 ） 程中， 首先 要在 反演 的 地质 区域 内建 立初 始 的速 度 模型 ， 并对 其 网格化 ， 目的是 为层 析反 演提 供一 个 其
据 处理中的应用 ［ ］ 中国煤 田地质 ，０ ６ ２ ． Ｊ． ２０ （） ［ ］ 罗英伟 ． ３ 几种静 校正 方法 的研究 与 比较 ［ ］油 气地 Ｊ．
球 物理 ， １ （ ） ２ ０ １． ０
・ ●… ・ … ・ ● ●… ・ ●… ・ … － ● ●… ’ … ・ … ●… ・ ● ●・ ●… ・ ●… ‘ … ’ … ● ・ ・ ●… ● ●・ ・・ ・ … ． ・ ● … ・ … ・ ・ ● ． … ● ● ・
分 述如下 。 ３ １ 地表 一致 性延 迟 时法初至 折射 波静 校正 ．
有新生界地层覆盖 ， 新生界最 厚近 １０ 有潜 ２ ｍ，
水位， 地震激发较有 利 ， 由于地势平坦 ， 初至折射波 品质 较好 。
起伏地表无射线追踪层析静校正技术研究及应用
笔 者 提 出 了首 先 采 用 微 测井 资 料 时 深 曲线 拟
合 的方法 ， 得到地 表高差对 应 的垂直 传播 时间 ， 然后 计 算 一 个 和炮 检 距 、 检 高 差 、 炮 速度 模 型 有 关 的 比
大量 的未 知量 ， 要 间接 的正 则 化 约束 ， 定 方 程 需 欠
半 ）ｐ为射 线参 数 ， Ｓ ｅｌ 律可 知 ，＝ｉｃ ｖ＝ ／ ； 由 ｎ ｌ定 ｐ ｓ ｊ １ ｎ
，
ｐ为折射 层 的慢度 。
指数 拟合 ， 进一 步 消除地 表起 伏 对 回折波 时距 曲线
的影 响 ， 好地 适应 水平 地 表连续 介 质模 型假 设 的 更
条 件 。在此 基 础上 ， 应用 无射 线追 踪 折射 层 析静 校 正方 法 。
术． 比较成功地 解决 了黄 土塬地 区的静校 正 问题 。
关键词 ： 起伏地表 ； 连续介质 ； 回折波 ； ｅｇｏ — ｅｈ ｒ 积分 法 ； 线追踪 ； Ｈ ｒｌ ｚＷｉｃ ｅｔ ｔ 无射 层析静 校正
中 图 分 类 号 ：６ １ Ｐ３．２ ４ 文献标识码 ： Ａ
０ 引 言
Ｏ ｙ ｏ 提 出 了基 于水平 地表 １ Ｄ连续 介质 模 ｓｐｖ Ｃ 一
组反 演 难度 大 、 定 性不 高 ］而无 射 线追 踪 层 析 稳 ；
静校 正技 术 结 合 了 首 波延 迟 时 方 法 的稳 定 性 和 走
型假设 的无射 线追踪 层析 静校正 技术 。假设 初至 波
旅 行时 间可 以分 解 为不 同 的子炮 检距 对应 的炮 、 检
摘 要 ： 伏地表 无射 线追踪 层析静 校 正技 术基 于 １ Ｄ连 续介质 模型假 设 ， 起 一 隐式地 利 用 了水平地 表 回折 波 的射 线传播 规律和运动 学特性 ， 用层 析 法反 演近地表模 型。鄂 尔多斯盆地 黄土塬地 区黄土 巨厚 ， 采 地袁
绿山折射静校正2
试验方法—不同的方法对应不同的结果
沙丘—模型法1叠加
沙丘—模型法2叠加
折射法叠加
剖面对比--不同的模型对应不同的结果
第一次反演底界
第二次反演底界
第三次反演底界
有三种建立近地表模型方法
----根据低速带速度建立模型
----根据折射界面形态建立模型
----交互建立模型
（1）根据低速带速度建立模型
静校正的处理方法很多，从最基本的野外人工 静校正到神经网络法和波动方程基准面校正有 50余种，每一种方法都有其本身的优点和应用 条件。从实际资料的处理结果出发，对一些生 产中常用的静校正处理方法进行分析和对比， 对它们的特点进行初步的讨论并给出应用时的 参考条件。
静校正可分为两大类：
----野外静校正 （1）微测井和小折射静校正 （2）沙丘曲线静校正 （3）初至折射波静校正
绿山公司利用大炮初至折射，反演近 地表模型来求取野外静校正值。 该静校正计算方法，既能求解短波长, 同时又能求解长波长, 以改善迭加的质量和 构造成像的精度。
技术 可行
----信噪比较高。单炮初至早于声波、面波等强
干扰，可产生精度更高的静校正值。
----反射波与初至同步记录，客观地反映了当时的
（2）与折射层速度有关的算法（RVD） 需要先求取折射层速度, 才能求得延迟时的算 法, 象GLI, 交互模型算法, 高斯－赛德尔算法。
优点----提供高质量的短波长延迟时。
缺点----如果折射层速度有误差，会影响长波长 延迟时, 导致不准确的长波长静校正值。
RVD算法为什么重要 ！！
（1）是三维折射静校正的主要算法。 （2）对观测系统无严格要求。适用于复 杂 的观测系统
G2 图示(plot)监控、编辑炮/检点的布设及观测系统
分析各类静校正方法的适用条件
分析各类静校正方法的适用条件地震勘探解释的理论都假定激发点与接收点是在一个水平面上，并且地层速度是均匀的。
但实际上地面常常不平坦，各个激发点深度也可能不同，低速带中的波速与地层中的波速又相差悬殊，所以必将影响实测的时距曲线形状。
为了消除这些影响，对原始地震数据要进行地形校正、激发深度校正、低速带校正等，这些校正对同一观测点的不同地震界面都是不变的，因此统称静校正。
广义的静校正还包括相位校正及对仪器因素影响的校正。
静校正是陆地地震资料常规处理流程中必不可少的一个环节。
在我国西北地区，地表条件比较复杂，静校正问题尤为严重。
目前地震勘探的重点主要在我国的西部，在这些地区静校正问题严重制约着地震勘探的效果，解决好静校正问题具有重要的理论意义和实际意义。
随着数字处理技术的发展，已有多种自动静校正的方法和程序。
本文简单地讨论各种静校正方法的分类以及适用条件。
静校正方法很多，归纳起来主要有以下三大类：第一类是基于模型和高程为基础的静校正计算方法。
（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）。
第二类是基于生产炮初至信息为基础。
（1）基于折射原理的方法：①斜率、截距时间法，包括单倾斜和多倾斜折射面；②合成延迟时法，包括ABC方法、FARR显示方法、相对延迟时法、绝对折射静校正、合成延迟时法（DRS）；③时间深度项法或称为互换法，包括GRM、EGRM、ABCD法、相对折射静校正（RRS）、相遇时间法等；④回折波和折射波连续速度模型反演静校正方法；⑤迭代反演低降速带厚度法静校正（假设V0已知情况下）；⑥折射分析射线反演静校正方法。
（2）基于其它原理的方法：①走时层析反演，包括近地表速度模型约束反演、广义线性反演（GLI）、模型反演、数值等效法等；②初至曲线拟合，包括指数曲线拟合法、光滑曲线拟合法、模型曲线拟合法等；③多域正交迭代；⑤回折波层析成像法静校正；③全差分法。
初至层析静校正技术在迪那某测线的应用
图 1描 述 了正 态 分 布 的静 校 正 误 差 为
．
．
± 1
波层 析反 演与静校正 技术 能够详 细 反 演
每
一
校正
…
。
根 据 静校 正 对 数 据 的影 响
，
一
，
般
时 对 高 频 信 息 的压 制 作 用 表 1 描 述 了 不
同静校误 差 的截频 作 用
。
观 测 位 置 上 的速 度 信 息
，
．
不 存 在控
有长 短 波 长 之 分 地 形 和 低 降 速 带 的 厚
、
长 波长 静 校 变
制 点与 非 控 制 点 问题
正 的精度
。
，
从 而 保 证 了静 校
度 变 化 引 起 的 静 校 正 量 变 化 通 常剧 烈
主 要 是 短 波长 的静 校 正 量 从 地 质 角度 来 看
；
．
化 不 影 响反 射 波 的聚 焦 而 能产 生 地 震
；
近 地 表模 型 是 由
一
层
．
用高 度 密集 单元 划分可 以描述 更 为 复 杂
或 多层 岩 石 所 构 成 的 接 近 地 表 的 地 质 体 并 具 有 明 显 的速 度 厚 度 变 化 大 及 各
， 、
初至 走时层析静校正 初 至 走 时层 析反 演利 用直 达 波 折
、 、
的速 度 场 增 加 了初 至 信息 的利 用 率 同
，
由此 可 见 初 至 波 层 析 反 演 用
， ，
而 潜水面起
。
剖 面 中的假 构 造 异 常 影 响 构 造 解 释 和
，
于 估 算 表 层 速 度 借 此 解 决 静 校 正 问题
复杂近地表层析反演与波场延拓联合基准面校正
演得到近地表模型 ， 再根据修正后 的近地表速度模型分 别对检波 点和炮点 进行波 场延拓 。具体实 现步骤 是 ： 将
水平基 准面置于地形之上 ， 根据惠更斯一 菲涅尔原理 和波场互易 原理 以及 炮 、 检点 的空间分 布位 置 ， 以地表接 收 到 的地震数据 为二次震 源 ， 将检波点和炮点分别先 向下 、 后 向上延拓 到水平基 准面上 ， 从而实现复 杂近地表地 区 地震数 据处理 的层析反演 与波场延拓联合基准面校正 。
摘要 ： 在 复 杂 近 地 表 条件 下采 集 的 地 震 资 料 ， 由 于地 形 起 伏 剧 烈 ， 低、 降速带变化大 ， 采 用 传 统 的 垂 向时 移 静 校 正
方法会使地震波场发生扭 曲， 降低速度分析精度 ， 影响资料 的最 终成像质 量 。近地 表层析 反演 与波场延 拓联合 基准面校正 的方法有利于解决 复杂 近地 表条件下地震资料 的静校正 问题。其应用 思路是 先采用 折射波 层析 反
也 就越 大 ［ ２ ］ 。采 用 Ｋｉ ｒ ｃ ｈ ｈ ｏ ｆ ｆ 积 分 法 可 以实 现起
Hale Waihona Puke 线） 划 定低 、 降速带 的底 界 面 ， 将该 界 面 以下 的部位
剥离 出来 （ 图２ ｂ ） ， 并在 基础 模 型 中将 其 减 去 ， 其余 部位 用替 换速 度充 填 ， 从而 提取 出相 对 准确 的近 地 表（ 风化 层 和低 、 降速 带 ） 模 型（ 图２ ｃ ） ； 然 后 再 对 近
准面处 理 ， 由于浮 动基 准面 与剧 烈起 伏地 表之 间存 在 较大 的高 程差 ， 垂直静校正量很大， 因此 必然 会 产 生波 场走 时路 径 误 差 ， 降低 速 度分 析 精 度 ； ② 若
静校正
③ 预先给出风化层的速度。
常用静校正方法
►折射波静校正
●步骤
① 初至拾取 ② 层位划分 ③ 折射速度分析
④ 延迟时计算
⑤ 表层模型建立 ⑥ 质量监控
常用静校正方法
►折射波静校正
●局限性
① 在复杂地区风化层速度有强烈的横向变化， 准确给定比较困难； ② 在地表起伏剧烈、高速层出露的地区，很
难追踪到某一稳定的折射界面；
反射波静校正 模型道相关法，混合优化法，能量准则法， 反射波时差分解法
常用静校正方法
野外静校正
折射波静校正 层析静校正 反射波静校正
常用静校正方法
►野外静校正
地震勘探首先需要进行野外近地表信息 收集，主要采用测量地表高程、井深，调查 地质露头，进行小折射、小反射、微测井， 获得时深曲线以及表层速度变化趋势，建立
层析静校正有一定的优势。
静校正应用分析
折射波静校正叠加剖面
层析静校正叠加剖面
静校正应用分析
折射波静校正叠加剖面
层析静校正叠加剖面
静校正应用分析
野外静校正 折射波静校正 层析静校正
叠加剖面对比
静校正应用分析
前 剩 余 静 校 正 前 后 叠 加 剖 面 对 比
后
静校正定义
►目的
为了补偿由于地表起伏，近地表低、降 速带横向变化对地震波传播造成的影响，使 静校正后的地震数据反射波时距曲线近似为 光滑的双曲线。
静校正的分类 ►基准面校正
也称为野外静校正，就是将在地表采集的 各点地震记录校正到基准面上，消除地表高程 和风化层对地震记录旅行时的影响。
►剩余静校正
③ 不适合存在速度反转或速度层尖灭的近地 表速度模型。
常用静校正方法
层析反演静校正技术在永新地区的应用
层 析 反 演 静 校 正 技 术 在 永 新 地 区 的应 用
宋 涛 ，王 秀 云 ，杨 世 文 王 艳 ，孑 永 伟 Ｊ 、 （ 胜利油田 公司孤岛采油厂， 东 东营 有限 山 。） ’
［ 要 ］ 在表 层 风 化 带速 度 横 向 变化 较 大 的地 区，做 好 静校 正是 取得 高 质 量 叠 加 剖 面 的 重 要 一 步 ， 而确 定 表 摘
第３ 第５ Ｏ卷 期
宋 涛 等 ：层 析 反 演静 校 正 技术 在 永 新 地 区 的应 用
正方体 单元体 ，回转 波 由激发 点逐个单 元体 向前传播 ，波到达 地下某个单 元体 的某位置 的时 间为从激发 点 到该 节点所经过 的所 有单元 体最小 时间 的和 ，某接 收点所在 节点的时 间即为 波从激发 点传播 到该接收
石油 天然 气 学 报 （ 汉 石 油 学 院 学报 ） ２０ 年 １ 月 第 ３ 卷 第 ５ 江 ０８ ｏ ｏ 期 Ｊ ｕ ｎ ｌ ｆ ｉ ａ ｄＧ ｓ ｅｈ ｏｏ ｙ（ ． Ｐ ） Ｏ ｔ２０ Ｖ １ ０ ｏ ５ ｏ ｒ ａ ｏ ｌ ｎ ａ ｃ ｎ ｌｇ Ｊ Ｊ Ｉ Ｏ Ｔ ｃ ０ ８ ｏ ３ Ｎ ． ． ．
的折 射线校 正法 （ 折射静 校正 ） ；③ 把表层模型作 为任意介质处理 的曲射线静 校正方法 （ 析静校正） ］ 层 ［。 ８ 永新 高精度 三维位 于永安 油 田和新 立 村油 田老 区 ，尽管 工 区内地表起 伏 不大 ，但 由于地表 低速带 速
度及厚 度的影 响 ，产 生 了较 大 的长波 长静 校正量 ，原 始单炮 上双 曲线扭 曲 ，高程静 校 正叠加 剖面上 反映 存在静 校正 问题 ［ 。静 校正量 的存 在 不 仅 影 响 资料 的信 噪 比和 同相轴 的连 续 性 ，使 得 资料 不 能 同相 叠 ９ ］
复杂地表初至波层析反演静校正应用研究
１引言 随着勘 探的 不断深 入 ， 地震勘探 由平原地 区逐步转 移到 山地 、 沙漠 及黄 土
的校 正量值 是唯一 的 。 每个站 点的静校 正量 由两 部分组 成 ； 长波长校 正量 （ 高频分量 ） 。
一
塬 等地区 ， 而这 些探 区地表条件 极为复 杂 ， 静 校正 问题 尤为严 重。 这 些地区地 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 ， 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。 静 校正 问题是 制约地 表复 杂地 区油气勘 探 的关键性 问题 。 本 次研 究通过 辽河 外围沙 漠 、 山地 地区和 黄土 塬等地 震资料 特点 ， 选 定初至 波层析 反 演静校 正 的方法 ， 解决地 表 复杂地 区地 震资 料 的静 校 正 问题 。 ２层析 反演 静 校正 方法 层析 静校正 技术是 一种 利用单 炮初至进 行近地表速 度反演 的方法。 在层析 反演 中， 将地 质模 型假设 由速 度单元 组成 ， 每个 单元是常速 ， 单元 之间 的速 度不 同。 首先给定 一个初 始的速度 模型 ， 通过 射线追 踪计 算初 至时间 ， 它与实 际旅行 时 的差被 用来计 算速 度模型 的修 正量 ， 模型 修改 后 ， 再计算 基于新 的速度 模型 的初 至旅 行时 ， 最 终构成 了一个 迭代 过程 。 当正 演旅 行时和 实 际初 至时 间之差 小于 某个 阈值 时 ， 就得到 了最终 的速度分 布。 层 析反演 采用正反演 迭代 的方 法 ， 可根 据初至 时间 重构速 度场 ， 并充分 利用更 多的地 球物理 信息。 臭 Ⅱ 直达 波 、 回折 波 或折射 波 等初 至信息 到可 靠 的结果 。 当低 降速带厚度 、 速度 横向变化 非常剧烈 ， 或者 纵向速度分 布异常 时 ， 层析 静 校正 是一种 十分有 效 的方法 。 层析 反演静 校 正技术 不需要 输入 风化层速 度 ， 它 通过运 算 可以较 准确 的得到 近地表 风化层 的速 度 ， 另外 ， 层析 静校正 可 以让 整 个偏移 距 范围 内的所有 初至 参与计 算 ， 无需 人工将 初至分 组 ， 所需参 数量 较 少。 该 方法 不仅适 用于地 表 低降速 带复杂 速度 场的需 要 ， 而且 能刻画 出小尺 度 的各种 地质 异常 体 。
复杂地表初至波层析反演静校止应用研究
复杂地表初至波层析反演静校止应用研究[摘要]常规的方法在复杂近地表条件下很难求得正确的低速带速度和静校正量。
从理论模型上得出层析反演静校正通过非线性算法反演出准确的近地表速度模型，求出准确的静校正量。
通过本研究结果可看出层析反演静校正明显改善了复杂地区（沙漠、山地、黄土塬等）地剖面的质量，证明其是解决复杂地表地区静校正问题的一条比较有效的途径。
[关键词]复杂地表层析反演静校正中图分类号：tf046.6 文献标识码：a 文章编号：1009-914x （2013）11-0162-011 引言随着勘探的不断深入，地震勘探由平原地区逐步转移到山地、沙漠及黄土塬等地区，而这些探区地表条件极为复杂，静校正问题尤为严重。
这些地区地形起伏大，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，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。
静校正问题是制约地表复杂地区油气勘探的关键性问题。
本次研究通过辽河外围沙漠、山地地区和黄土塬等地震资料特点，选定初至波层析反演静校正的方法，解决地表复杂地区地震资料的静校正问题。
2 层析反演静校正方法层析静校正技术是一种利用单炮初至进行近地表速度反演的方法。
在层析反演中，将地质模型假设由速度单元组成，每个单元是常速，单元之间的速度不同。
首先给定一个初始的速度模型，通过射线追踪计算初至时间，它与实际旅行时的差被用来计算速度模型的修正量，模型修改后，再计算基于新的速度模型的初至旅行时，最终构成了一个迭代过程。
当正演旅行时和实际初至时间之差小于某个阈值时，就得到了最终的速度分布。
层析反演采用正反演迭代的方法，可根据初至时间重构速度场，并充分利用更多的地球物理信息（如直达波、回折波或折射波等初至信息）得到可靠的结果。
当低降速带厚度、速度横向变化非常剧烈，或者纵向速度分布异常时，层析静校正是一种十分有效的方法。
层析反演静校正技术不需要输入风化层速度，它通过运算可以较准确的得到近地表风化层的速度，另外，层析静校正可以让整个偏移距范围内的所有初至参与计算，无需人工将初至分组，所需参数量较少。
层析反演约束近地表模型静校正方法
层析反演约束近地表模型静校正方法[摘要]以沙漠区野外近地表调查资料为基础，结合低、降速层的分层情况及常用的几种野外静校正方法的原理，依据各种野外静校正方法的优势和实际资料处理中所存在的问题，提出了一种新的针对沙漠区资料野外静校正的方法——利用层析反演约束近地表模型方法。
该方法充分利用了资料的初至信息与野外近地表调查数据资料，获得更为准确的野外静校正量，更好地解决了沙漠区野外静校正问题，在实际资料处理中效果明显[关键词]沙漠区资料；资料处理；野外静校正；近地表模型；层析反演约束中图分类号：td353.5 文献标识码：a 文章编号：1009-914x （2013）14-0181-01静校正技术是沙漠区地震资料处理的一项关键技术，静校正问题的解决程度，直接影响资料处理的最终效果。
沙漠区地表条件复杂，沙丘起伏剧烈，沙山沙墙起伏不断。
地震资料处理中针对沙漠区地震资料的野外静校正方法有近地表模型静校正、折射波静校正、层析反演静校正以及最新提出的近地表数据约束条件下的层析反演静校正等。
不同的沙漠区，其地震资料特点不一样，上述方法针对不同地区地震资料都有相对理想的处理效果。
根据实际。
资料处理情况，分析提出了一种新的解决沙漠区静校正的方法——层析反演约束近地表模型静校正。
1 方法介绍实现该方法首先要消除低降速带的影响，然后用替换速度充填速度校正到基准面上。
由于沙丘起伏剧烈，沙丘高差可达一百多米，野外施工困难，对表层结构调查数据带来不利影响，加上表层结构调查数据控制点少，在沙丘起伏大的地区不能真实反映近地表情况，简单的利用表层调查数据所建立近地表模型不能很好地解决沙漠区的野外静校正问题。
层析反演静校正是利用地震初至波射线的走时和路径反演介质速度结构，根据正演初至时间与实际初至时间的误差修正速度模型，经反复迭代，最终达到误差精度。
该方法求取静校正量时采用射线法计算炮点到检波点的旅行时，从而得到基准面校正量。
其优点是不受地表及近地表结构纵横向变化的影响，但在实际资料应用中发现在信噪比极低的沙漠区出现串层现象，不能得到真实的地下构造。
菲涅耳体初至层析静校正技术的研究与应用
走 时层 析成像 ， 利 用 菲涅 耳 体 代 替 理 想 射 线 进行 则
层 析成像 ， 够解 决 从 地表 到地 幔 较 宽 尺 度 范 围 内 能 的层 析成 像 问题 。 本文 提 出基 于菲涅 耳体 初至走 时层析 成像 的静
按 照第 一 菲 涅 耳 带 的定 义 ， 足 下列 条 件 的所 满 有点 Ｆ的集 合 ， 成第 一 菲涅 耳带 的边 界 ： 组
点 和接 收点 之 间的射线 路径 的线 积分 。 由于射线 在 模 型空 间分 布 的不 均匀 性 ， 即在低 速体 偏离 ， 在高 速
区聚集 ， 使得 层析 反演 问题产 生严 重 的不适 定性 。
速体 出露地 表 ， 表层速 度在 垂 向和横 向上变 化复 杂 ，
没 有稳 定 的折射 层 ， 在严 重 的静 校 正 问题 ， 存 也使 得 目前 比较成 熟 的折射静 校 正方法 失效 。
ｔ（ ， Ｓ Ｆ）＋ｔ（ 月）一ｔ （ ， ￡ ，， Ｓ Ｒ）＝ １ （ｆ ／ ２）
层析静校正技术
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。
07-层析反演静校正技术
层析反演静校正原理
层析成像的分类
1、根据地震勘探中的方法，分为地表反射（折射） 层析成像、井间层析成像、 VSP 层析成像和反向 VSP层析成像； 2、根据所利用数据类型分为反射层析、透射层析 和折射层析等； 3、根据所利用的地震剖面上的属性的不同可分为 走时层析、振幅层析和波形层析； 4、根据层析成像方法所利用的理论基础，基本可 分为以射线理论和波动理论为基础的绕射层析。
层析反演存在的问题
层析反演静校正 戈壁
初至折射静校正
层析反演存在的问题
1、目前的层析反演静校正应用软件是基于回折波 射线追踪原理开发的，对于层状介质或波场比较 复杂的山地适应性较差。 2、由于大炮采集的道距相对较大，近地表介质的 射线条数很少甚至没有，所以对靠近地表的模型 参数（速度）求取不准，导致静校正误差较大。 3、对于边界的处理还存在一定缺陷，但这是由于 射线较少造成的。
层析反演静校正实现
对模型反演结果的分析：
1、从模型反演的收敛程度分析，看所反演的模型 是否达到要求。一般情况下两次迭代之间速度变 化小于5％。
层析反演静校正实现
对模型反演结果的分析：
2 、从速度变 化规律上分 析。通过与 其他资料对 比分析看速 度变化是否 符合地质规 律，从而判 断反演模型 的可靠性。
层析反演静校正原理
层析静校正软件产品情况
1、美国劳雷公司的产品 2、美国I/O（绿山）公司的产品 3、中国科学院地质与地球物理研究所的产品
4、中国成都理工大学的研究成果
5、东方地球物理公司技术发展中心研究成果
. . . . . .
层析反演静校正原理
初始速度模型
射线追踪求旅行时 拾取初 至时间 求剩余时差 层析反演速度扰动 (SIRT) 修改速度模型
静校正
第一节概述静校正是陆地地震资料常规处理流程中必不可少的一环。
在我国西北地区，地表条件比较复杂，静校正问题尤为严重。
目前地震勘探的重点主要在我国的西部, 在这些地区静校正问题严重制约着地震勘探的效果，解决好静校正问题具有重要的理论意义和实际意义。
我们在推导反射波时距曲线方程时，假设观测面是一个水平面，地下传播介质是均匀的。
但实际情况并非如此，观测面不是一个水平面，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到达时间，不满足教科书中给出的双曲线方程，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时间的影响，并进行校正。
著名地球物理学家迪克斯教授生前曾说过，解决好静校正就等于解决了地震勘探中几乎一半的问题。
可见静校正工作的重要性。
静校正是实现CMP（共中心点）叠加的一项最主要的基础工作，它直接影响叠加效果，决定叠加剖面的信噪比和剖面的垂向分辨率，同时又影响叠加速度分析的质量。
静校正量信息来自于两个方面：一是从野外直接观测数据进行整理换算，如地面高程数据、井口检波器记录时间、微测井数据、小折射数据等；二是从地震记录中，根据地下反射波信息或者是初至波记录信息来求取校正量。
一般来说，前者称为基准面校正或野外静校正，后者称为反射波剩余静校正（不包括初至折射波法）。
对于多数地区这两种静校正工作都需要，后者在前者完成以后进行。
一个地震道对应一个炮点和一个接收点，就一个地震道而言，它的校正量应是炮点校正量和接收点校正量的和。
对于地表一致性模型来说，一个道的静校正量是一个时间常量。
这实际上是假定到达同一接收点的所有射线，当它们接近到达地面前，其传播路径均与地面近于垂直。
为此要求表层速度与下伏地层速度之间有着明显的差异（由低到高）。
只有这样我们才能根据斯奈尔定律，使浅、中、深层反射经过低降速带时，几乎遵循着同一路径，因此它们的静校正量才大致相同。
Kirchhoff叠前时间偏移技术在唐河低凸起的应用
石油地质与工程2011年3月PETROLEUM GEOLOGY AND ENGINEERING第25卷第2期文章编号:1673-8217(2011)02-0042-04Kirchhoff叠前时间偏移技术在唐河低凸起的应用李丽(中国石化河南油田分公司石油物探技术研究院,河南南阳473132)摘要:唐河低凸起地层破碎,构造复杂,横向速度变化较大,信噪比低,叠后成像效果不佳,难以满足解释的需要。
而Kirchhoff叠前时间偏移原理简单、实现容易、计算效率高、对观测系统适应性强,输出的共成像点道集非常适合倾角地层的速度分析,是解决复杂构造成像的有效手段。
为了查清该区主要断裂展布、构造发育特征以及地层接触关系,对该区地震资料进行了叠前时间偏移处理。
在实际应用中,通过精细的叠前预处理、建立合理的偏移速度场、优选偏移参数,大幅度提高了低凸起的成像精度,为该区的勘探和开发提供了高品质的地震资料,取得了明显的地质效果。
关键词:唐河低凸起;叠前预处理;叠前时间偏移;速度场;偏移参数中图分类号:P631.443文献标识码:A1概述唐河低凸起横跨泌阳凹陷西部和南阳凹陷东南部,露头资料和研究资料表明,唐河低凸起一带发育古近系核桃园组地层,在核桃园组沉积时期,为一水下继承性隆起,定型较晚,经抬升剥蚀后仍保留有核三下段的有利含油层系,具备良好的储集条件,为油气运移的长期指向区,其两侧均是有利的油气聚集带,已发现张店、井楼、古城三个油田。
本工区表层条件复杂,地形起伏,相对高差较大,局部地区有岩石出露,横向速度变化较大,特别是低凸起部位地层缺失较多,埋深较浅,地下构造复杂,小断块发育,资料信噪比较低,静校正及干扰波问题严重。
从以往处理的剖面(图1)看,该区资料主要存在以下问题:信噪比低,低凸起构造、地层特征反映不清;归位不准确;不同地段频率特征不一致。
针对这些问题,通过对原始资料分析,结合本工区的地质情况,认为常规的叠后成像精度不理想,无法查清该区主要断裂展布、构造发育特征以及地层接触关系,而叠前时间偏移较常规叠后时间偏移能较好地解决复杂构造的成像问题。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
$%&%’( ()**+(%’), )- %).)/*&01’( ’,2+*$’),
OPQD 91@#R=@" ， ASPQ O=@#<5@C& ， (TPQD 915#G:5& ， OS U=#K1@&
（ " ! "#$%& ’&$(%)*+,#- ./(-$0#1+$2 3$4(#2) $5 "+#$%& 6&10$-&74 ./(-$0#1+$2 870 $5 6&10$3%+2#； & ! ’&$9:&1&,1+$2 "#;$0#1$0) （ 3%+2# <2+=&0*+1) $5 ’&$9 *,+&2,&*） ， >+2+*10) $5 .:7,#1+$2， 8&+?+2@! "’’’*+ ， 3%+2#）
! 第 "# 卷第 $ 期 ! "**+ 年 " 月
物! 探! 与! 化! 探
,-./0123456 7 ,-.40-83456 -9/6.:5;3.)
%&’( "# ， )&( $! "**+! <=>( ，
层析反演静校正
杨文军$ ， 段云卿" ， 姜伟才" ， 于富文"
（ $( 辽河石油勘探局 地球物理勘探公司， 辽宁 盘锦 ! $*?*$* ； "( 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， 北京! $***@A ）
准确地描述表层结构模型。 假设表层模型由各向异性介质和高速折射界面 组成， 第一个折射波的旅行时为 ! " ， 与模型参数 （ # $， %）有关， 其中 $ 为深度， % 为速度， （ ， ! ! " & $， "， A， (((， ) !" & ’ " #） ’ " 是一个非线性函数， 将给定的初始模型 #* 线性化 可得到 ! " #* $ %$ ! & 此式就是旅行时折射成像矩阵， 这里 #* D #（ ， 是 * #* ） %$ 是 ) E * 维的雅 通过模型 #* 得到的旅行时向量， 可比矩阵， !& 是模型参数的扰动向量。 设实际观测的旅行时 !* 与模型计算的旅行时 ! F 之差为 !!，将 !! 按泰勒级数展开， 忽略高次项， 写 成矩阵形式为 !! $ !# $ !! " !# $ !! ) !# $ 即 !!$ !# " !!" !# " !! ) !# " … … !!$ !# * ! # $ ! !$ !!" ! # " ! !" & !# * # ! ! ! * ) !! ) !# *
& #$ %
$%
’
(
则近地表模型的修正量矩阵 !& 为 !& & " !’ ! ! 为了得到准确的近地表速度深度模型， 需要进 行多次迭代运算， 直到结果满足收敛条件为止。
"! 实现步骤
（% ） 建立初始速度模型及模型网格划分。在层 析反演过程中， 首先要在反演的地质区域内建立初 始的速度模型， 并对其网格化， 即速度模型网格面元 划分， 其目的是为层析反演提供一个初始的速度值 和空间范围， 使反演迭代过程在有限的速度及空间 内进行。网格面元的大小决定反演的速度和精度， 网格面元划分过大， 运算速度提高， 但反演结果的精 度则会降低， 反之， 网格面元划分过小， 虽然提高了 反演结果的精度， 但由于数据量加大， 会占用更多的 机时。微元的大小， 应取决于介质的复杂程度， 在方 法实现时， 微元的大小应由试验决定。网格面元横 向距离 （ 即横向采样间隔） 的选取一般与 " 个相邻 的地震观测点距 （ 道间距） 相等； 纵向距离 （ 即纵向 采样间隔） 要视层析反演区域内低、 降速层的深度 及横向分布而定， 沙漠等低降速层较厚的区域一般 选择 %) * ") +， 而盆地边缘的戈壁区以及山前区一 般选择约 , +， 这样既提高了层析反演的速度， 又能 保证反演结果的精度。 （" ） 初至波拾取。初至波拾取的目的是要得到 地震波由激发点至接收点的最小射线传播时间， 以 作为层析反演射线走时的目标函数。拾取是在共炮 点道集上进行的， 拾取的初至范围要依反演的地质 区域内低降速层的最大速度和深度而定。由于初至 时间拾取的准确与否直接影响层析反演结果的正确 性， 因此， 初至拾取工作必须是在交互状态下边分 析、 边认识、 边解释的基础上进行。 （- ） 根据初至波走时反演速度模型。在建立初 始速度模型及完成初至波拾取的基础上， 对区域内 表层及近地表速度模型进行层析反演。层析反演的 第一步是运用费玛原理对任意介质模型网络初至波 射线正演： 首先求取射线 ! "# 自激发点 $ " 至激发点所 在网格周围各节点的最小传播时间， 将已求得的节 点作为新的点源， 分别求取纵向和横向各节点及插 值节点的射线最小传播时间， 直至该射线 ! "# 到达接 收点 % # 处 （ 图 %） ， 射线 ! "# 的走时便作为理论初至波 射线走时万方数据 & "# ， 然后将 & "# 与接收点 % # 实际拾取的初
!! " % !& 。 雅可比矩阵 % 称为灵敏度矩阵，!& 为近地表模型 参数 （ 深度、 速度） 的初始值的修正量， 因此模型修 正量可以根据矩阵理论求取， 对雅可比矩阵 % 进行 分解可得到 % " ’() ; 其中， ’ 和 ) 分别是 ) E ) 和 * E * 的正交矩阵， (
万方数据 收稿日期： "**A C $" C *A
［/］ ! 012234566 7 8$ 9:;1#1<=:>5?@ A:>=B5@C ［ (］ $ D1?E43F5GF， "),) ， -- ： "+&) H "+--$ L:2> "， L:2> ［,］ ! %:2FI1@ A:;1$ J>:>5G G?221G>5?@F—: 21;51K， L:2> !， ［ (］ $ 841 M1:I5@C NIC1， "))+ ， "& （"， &， +） ： -+ H -) ， "". H "&’ ， # &"’ H &"/$
・ ."・
物! 探! 与! 化! 探
"# 卷 !
是由其奇异值构成的对角矩阵， 令矩阵 ! 的广义逆 为 "
$%
当 & "# 不等于 ’ "# 时， 调整射线 ! "# 至时间 ’ "# 进行比较， 所穿越各网格面元 的 速 度， 直 至 & "# 与 ’ "# 之 差 趋 于 零； 当 & "# 等于 ’ "# 时， 射线 ! "# 所穿越各网格面元的速 度与实际地表及近地表介质速度相吻合。将各激发 点至接收点的射线都进行正演， 得到所有网格面元 的速度。第二步是根据网格面元速度和深度关系， 得到地表及近地表相应的层析反演速度(深度模型。
摘 要：表层模型层析反演是一种非线性模型反演技术， 它利用地震初至波射线的走时和路径反演介质速度结构， 不受地表及近地表结构纵横向变化的约束。根据正演初至时间与实际初至时间的误差，修正速度模型， 经反复迭 代， 最终达到要求的误差精度。求取静校正时采用射线法计算炮点到检波点的旅行时， 从而得到基准面校正量。 关键词： 初至波； 低降速带； 层析反演； 静校正 中图分类号：/BA$( ?! ! ! 文献标识码：5! ! ! 文章编号： $*** C @#$@ （ "**+ ） *$ C **?$ C *A
.! 应用效果及结论
我们采用层析反演静校正方法在某工区进行了 应用， 取得了较理想的效果。图 " 是采用微测井和 小折射方法得到的叠加剖面。从剖面上看， 其反射 波的成像效果不好。通过表层模型层析反演后， 得 到了该测线下地表及近地表的速度/深度模型， 图是相应的叠加剖面， 其成像效果比采用微测井和小 折射方 法 进 行 低 降 速 带 分 层 所 得 到 的 叠 加 剖 面 要好。 通过模型层析反演， 不仅求得了各观测点的静
…
$! 基本原理
表层模型层析反演静校正方法是在已经成熟的 层析反演技术的基础上， 对表层结构进行速度模型 反演， 以求取基准面静校正量的方法。从原理上看， 它将复杂的地表地质模型微元化， 假设微元内介质 是稳定不变的， 用网络法进行射线正演， 获得表层速 度模型。当微元趋于很小的时候， 可以认为它能够
校正量， 而且连续得到了各观测点下的速度#深度模 型。实例表明层析反演静校正方法是一种行之有效 的静校正方法。
参考文献：
［"］ ! 熊翥$ 复杂地区地震数据处理思路 ［ %］ $ 北京： 石油工业出版 社， &’’&$ ［& ］ ! 王彦春， 余钦范， 段云卿$ 交互迭代静校正方法 ［ (］ $ 石油物探， "))* ， +, （&） $
&3456785：J=2V:G1 B?I16 >?B?C2:E45G 5@;12F5?@ 5F : W5@I ?V @?@65@1:2 B?I16 5@;12F5?@ >1G4@5<=1$ SF5@C >2:;16>5B1 :@I E:>4 ?V F15FB5G 5@5>5:6 K:;1 >? 5@;12F1 >41 ;16?G5>3 F>2=G>=21 ?V B1I5:，5> 5F @?> G?@F>2:5@1I X3 6?@C5>=I5@:6 :@I >2:@F;12F1 ;:25:>5?@F ?V F=2V:G1 :@I @1:2# F=2V:G1 F>2=G>=21F$ Y@ >41 X:F5F ?V >41 122?2 G:=F1I X3 >41 I5VV121@G1 X1>K11@ V?2K:2I 5@5>5:6 >5B1 :@I E2:G>5G:6 5@5>5:6 >5B1，>41 ;16?G5>3 B?I16 5F 21;5F1I :@I，>42?=C4 21E1:>1I 5>12:>5?@，>41 122?2 E21G5F5?@ 21<=521I G:@ X1 :>>:5@1I$ T@ K?2W5@C ?=> F>:>5G G?221G>5?@，>41 X1:B B1>4?I 5F :I?E>1I >? G:6G=6:>1 >41 >2:;16>5B1 X1>K11@ >41 F4?> FE?> :@I >41 I1>1G>5?@ FE?>$ T@ >45F K:3，>41 I:>=B 61;16 G?221G>5?@ <=:@>5>3 G:@ X1 ?X>:5@1I$ 9:; <=6>4：>?B?C2:E45G 5@;12F5?@；5@5>5:6 K:;1；6?K ;16?G5>3#V:665@C Z?@1；F>:>5G G?221G>5?@ 作者简介：杨文军 （ ")/+ H ） ， 男， 高级工程师， ")*- 年毕业于江汉石油学院物探专业， 现在辽河石油勘探局物探公司从事技术 和管理工作， 发表过多篇论文。