层析反演静校正

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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
! ! 近年来， 随着地震勘探逐步向着精细化、 目标化 方向发展， 勘探区域表层结构的纵、 横向变化产生的 低降速层静校正对地震数据处理结果的影响越来越 明显， 特别是复杂地表的低幅度构造油气勘探开发 区， 其静校正问题尤为突出， 它不仅大大地降低了地 震数据处理的信噪比和分辨率， 有时甚至扭曲地下 地质构造而产生假象， 造成解释错误。因此， 有必要 通过对地球物理信息的处理、 分析和对比， 找出其变 化规律， 最终消除由于表层及近地表结构变化所产 生的不同波长静校正的影响， 以提高地震数据的分 辨率， 使地震数据的成像能够真实地反映地下地质 构造形态。 用层析反演方法研究低降速带的变化， 可取得 较好的应用效果。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。
.! 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
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， "))* ， +, （&） $
图 !" 迴转波射线 ( )* 轨迹示意
（.） 求取炮点及检波点静校正量。在层析反演 得到的速度/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/深度模型上各网格时间的纵向求和， 得到地表观 测点相应的静校正量。
-! 方法特点
表层模型层析反演静校正方法有以下特点： （% ） 由于该方法直接利用地震记录的初至波计 算其静校正量， 因此， 不依赖于野外采集的低降速带 数据。 （" ） 充分利用了测线上每一个观测点的折射信 息， 并且连续观测， 因而能得到较准确的静校正量。 （- ） 适用于地表及近地表结构呈连续介质的地 区。 （.） 初至波的拾取不受其波类型限制， 拾取范 围可根据反演的深度确定。 （,） 具有垂直时移特征。 （0 ） 可用于高速层顶界以上地表及近地表速度 结构的划分。
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 !!$ !# " !!" !# " !! ) !# " … … !!$ !# * ! # $ ! !$ !!" ! # " ! !" & !# * # ! ! ! * ) !! ) !# *
! "期
杨文军等： 层析反演静校正
・ -+・
图 !" 采用常规静校正方法得到的叠加剖面
源自文库
图 #" 采用层析反演静校正方法得到的叠加剖面
［+ ］ ! 寻浩， 李志明$ 非线性反演方法在剩余静校正中的应用 ［ (］ $石 油地球物理勘探， "))& ， &, （-） $ ［-］ ! 陈广思$ 相对折射静校正方法 ［ (］ $ 石油地球物理勘探， "))’ ， &. （-） $ ［. ］ ! 杨宝林， 田希泰$ 用近地表模拟实现静校正 ［ (］ $ 石油地球物理 勘探， ")** ， &+ （.） $
! 第 "# 卷第 $ 期 ! "**+ 年 " 月
物! 探! 与! 化! 探
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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 ）
…
$! 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
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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
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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 "
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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。
!! " % !& 。 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， (
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