复杂山区初至波层析反演静校正

2 . B G P I nc. , CN PC, Zhuoz hou 072751 , Chi na)
Abstract The solutio n of static p roblem in complex mountaino us areas is one of t he mo st important aspect s of better seismic imaging. The ref ractio n static met hod is based on t he hypot hesis of ho rizo ntal ref ractio n interface. Therefo re , bot h t he p reconditio n and t he p ractical applicatio ns have p roved it s incapability for t he complicated areas characterized by severely relief surface and rapidly changed velocity bot h laterally and vertically. This paper reco mmends t he to mo2 grap hic inversion static by first breaks , t hat is to say , t he first breaks of seismic records are used to inverse t he sur2 face velocities and calculate t he long2period static correctio ns and t he short2period static correctio ns. By using it to t he forward modeling and t he p ractical seismic data , t he tomograp hic inversion met hod well solves t he static p roblem caused by co mplicated surface. Keywords statics , first break , tomograp hic inversio n , lo ng2period static co rrections , short2period static co rrections
x , R1
dx ( 2)
1 2
∫v
0
x sd
1
x , R2
dx ,
式中 , Rs , R d 分别为对应激发点和接收点的坐标 ( 图 2 ) ; v x , R 为 视 速 度 ; x 为 炮 检 距 , x sd = Rs - R d ; τ为模型的延迟时函数 ; R 为地表位置 的坐标矢量 ; 坐标 R1 , R2 分别对应于图 2 中的积分 路径 1 和 2. 在该积分中 , 积分路径是直线 , 相对于 慢度 1/ v x , R 是一个线性反演 . 在旅行时分解过程中 , 利用类似 SIR T[ 11 ] 的方 法多次迭代将 t Rs , R d 映射到 v x , R 和τ上 ,还利用 类似于 Ryzhikov 等提出的散射归一化 Guassian 加 权法进行空间平滑[ 12 ] . 模型反演的下一步是用导出 的视速度计算折射波穿透深度 z ( v x sd , R mp ) . 其方程 如下 :
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地 球 物 理 学 进 展
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做不同程度的近似假设形成了一系列的静校正方 法 ,主要有以下三大类 : ① 假设表层模型为均匀介质 的直射线校正法 ( 一次静校正) ; ② 假设为层状介质 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 ( 层 析 静 校 正) [ 7 ] .
Static of tomographic inversion by f irst breaks in complex areas
HAN Xiao2li1 , YAN G Chang2chun1 , MA San2huai1 , Q IN Ho ng2guo 2
( 1 . I nstit ute of Geolog y an d Geop hysics Chi nese A ca dem y of S ciences , B ei j i ng 100029 , Chi na;
(1. 中国科学院地质与地球物理研究所 , 北京 100029 ; 2. CN PC 东方地球物理勘探有限公司研究院 ,涿州 072751)
摘 要 提高静校正精度是取得复杂山区良好地震成像的一个重要条件 . 而建立在水平折射面假设基础之上折射波 静校正方法 ,无论是假设前提还是实际应用效果 ,都不适应于地表剧烈起伏 ,速度纵 、 横向变化大的复杂区 . 为此本文 提出使用初至波层析反演静校正方法 ,即利用地震记录中初至旅行时反演出表层速度模型 , 计算出炮点和检波点的 静校正量 . 通过正演模拟数据和实际资料的验证 ,很好的解决了复杂地表引起的静校正问题 . 关键词 静校正 ,初至波 ,层析反演 ,长波长静校正量 ,短波长静校正量 中图分类号 P631 文献标识码 A 文章编号 100422903 ( 2008) 0220475209
第 2 3 卷 第 2 期
2008 年 4 月 ( 页码 :475～483)
地 球 物 理 学 进 展
PRO GR ESS IN GEO P H YSICS
Vol. 23 No . 2 Ap r. 2008
复杂山区初至波层析反演静校正
韩晓丽1 , 杨长春1 , 麻三怀1 , 秦宏国2
. 在地震资料处理中 ,静校正问题往往不是孤立
存在的 ,它还影响着去噪和速度分析工作 . 在复杂山 区 ,除了地震波的能量损失 、 噪声干涉外 , 重要的就 是静校正问题了
[2 ]
. 随着开展地震勘探工作的区域
由地形简单的平原 、 丘陵地区逐渐转向地形复杂的 山区 ,由二维观测逐渐转为三维观测 ,静校正处理方 法也越来越难 . 在常规资料处理中 ,通常假设地下介 质是水平层状 ,表层速度横向变化比较缓慢 . 处理时 先将地震数据校到一个浮动基准面上 , 然后再进行
收稿日期 2007212211 ; 修回日期 2008203215. 基金项目 国家重点基础研究发展计划 (2005CB422104) 资助 .
作者简介 韩晓丽 ,1979 年生 ,女 ,山东青岛人 ,中国科学院地质与地球物理研究所在读博士 ,主要从事复杂构造成像研究 .
( E2mail : hanxiaoli @mail . iggcas. ac. cn)
v ( x , z) ∫
l
1 层析反演方法
1. 1 层析反演的定义 Sheriff 于 1991 年对层析法作了如下定义 : 层
析法是一种利用大量炮点和检波点综合观测结果求 取速度与反射系数分布的方法 . 在处理过程中 ,空间 被分割为面元 ,观测值用沿穿过面元的射线路径的 线积分表示 . 层析法用到的求解方法包括代数重构 法 ( A R T) 、 联合迭代重建法 ( SIR T ) 和高斯2赛德尔 法[ 8 ] . 表层模型层析反演 , 是一种非线性模型反演技 术 ,利用初至波射线走时和路径反演近地表速度结 构 ,建立近地表速度模型 ,进行静校正或波动方程基 准面校正 ,直接为叠前深度偏提供近地表速度[ 9 ] . 用 来反演的初至波可以是直达波 , 折射波 , 回折波 , 或 者以上几种波的组合 . 1. 2 层析反演的基本原理 在层析技术中 ,地下介质被分解为面元 ,层析的 目标是求解每个面元的速度 . 从炮点到接收点的射 线路径是由位于不同面元中的射线段组成 , 根据各 个面元中射线段的长度和各个小面元的速度计算折 射波的波至时间 . 图 1 ( a) 显示了一个两层近地表模 型和由炮点到检波点的射线路径 ,在该模型中 ,地下 介质被分成许多面元 . 由初始近地表模型计算的或 模拟的折射波波至时间与观测值进行比较 [ 10 ] . 根据模拟的波至时间与观测时间之差对模型进 行修改 . 通过改变模型的速度就可以达到这一目的 . 模型正演 、 测量时间差 、 修改模型这一迭代过程一直 进行到时差小于给定的门槛值为止 , 这通常需要多 次迭代 ,时差最小通常是指最小平方意义下的最小 . 一般希望对模型使用某种类型的平滑以增强迭代过 程的稳定性 ,保持模型简单是有利的 . 在层析法中 , 需要大量不同路径的射线以多种 方位角通过各个面元 . 对二维折射记录来说 ,不同的 射线路径数一般较少 . 一个原因是 ,从一个炮点到若 干个检波点的射线路径在折射面上是相同的 . 但是 在速度随着深度逐渐增加的地区 ,比如由于压实
在三维情况下 , 旅行时反演可以通过以下步骤 来实现 : ( 1) 估算视速度和延迟时 ; ( 2) 计算穿透深度 . 虽然这时视速度不再对应固定的射线参数 , 但 拾取的旅行时 t Rs , R d 能通过旅行时积分建立模 型:
t Rs , R d =τ s +τ d + +
1 2
∫v
0
x sd
1
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韩晓丽 ,等 : 复杂山区初至波层析反演静校正
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分析 、 边认识的基础上进行 [ 16 ] . 初至拾取完成后 , 可以在多个道集域内显示拾 取的时间曲线 ,对初至拾取曲线域地形的匹配情况 进行 对 比 分 析 , 对 误 差 较 大 的 地 方 进 行 重 新 拾 取 [ 17 ] . 2. 2 表层速度模型反演 ( 1) 偏移距范围的确定 该反演算法在理论上适用于所有偏移距范围 , 而且在全偏移距范围内反演能够减少模型的不确定 性 ,但由于近偏移距资料缺失或信噪干扰较大 ,反演 过程中常不用近偏移距资料 . 受计算效率和折射波 的最大穿透深度的限制 , 用于反演的最大偏移距也 小于实际资料的最大偏移距 , 对于低 、 降速带不太 厚 ,地形起伏不太大的地区 ,用于反演的偏移距范围 为 400～3500 m. 由偏移距范围和偏移距的分段数 可以确定每段的偏移距范围 ( 偏移距的采样率 ) , 偏 移距分段数对应于近地表速度模型的层数 , 一般情 况下为 5 层 ,过多的层数会增加速度模型的不确定性. ( 2) 横向平滑 横向平滑距离的大小直接影响静校正量的高频 部分 ,当地形起伏很大时 ,可以通过调整该值减少静 校正高频分量误差 . 该平滑距离一般为反演最大偏 移距的 1/ 4. ( 3) 风化层速度的约束和模型平滑 风化层速度可以由近偏移距的直达波时间或井 口时间导出 ,也可以用表格方式直接定义 . 当近偏移 距资料不能使用 ,不能利用直达波估算风化层的速 度 ,一般用井口时间来估算 . 风化层的平滑半径一般 在 100 ～ 1000 m , 对于地形起伏不太大的地区 , 用
0 引 言
静校正是一系列反射波地震勘探数字处理的基来自百度文库础
[1 ]
处理 ,将最终处理成果校正到一个水平基准面上[ 3 ] . 但在复杂地区 ,地表起伏变化较大 ,表层速度横向变 化剧烈 ,岩性多变 ,表层结构复杂 ,基岩出露 . 复杂地 表必然引起地震采集激发和接收问题 , 同时给地震 资料处理带来复杂的静校正问题 . 静校正问题是目 前复杂地球地震勘探所面临的一个主要问题 , 它在 很大程度上决定着资料处理的质量 [ 4 ] , 影响叠前深 度偏移及水平叠加的成像效果 . 而折射技术的理论 是建立在水平折射面的假设基础之上[ 5 ] , 在复杂山 区寻找稳定的同一折射层较困难 , 故基于折射波理 论的地表调查方法也不能取得好的应用效果 [ 6 ] . 在表层静校正方面 , 目前人们通过对表层模型
原因回折波的存在就保证了有大量的不同路径 . 在 这种情况下 ,在任何一个地面位置之下 ,可以确定更 多的速度面元并估算它们的速度 , 如图 1 ( b ) 所示 . 如果也能观测到来自分界面的反射波 ,那么 ,射线路 径的覆盖范围还可以增加 ,尽管这些通常难以拾取 , 因为反射波通常比初至折射波到达晚 . 如果获得了 反射波数据 ,也可以把它们合并到反演中 . 反演基于旅行时方程 : 1 ( 1) t = dl .
z v x sd , R mp =
1 2π i = 1
∑ ∫co sh
0
2
x sd
-1
v x sd , R mp v x, R
dx , ( 3)
式中 , i 对应图 2 中的积分路径 ; 在三维情况下 , v i , R 是 R 点附近视速度的均值 . 如果近地表只有一层 , 只通过延迟时即可求取深度 . 视速度代表回转波或 折射波在 z v x sd , R mp 的物理速度 . 在一组偏移距 内 , z v x sd , R mp 的值形成该地表点的地下速度/ 深 度函数 . 所有地表点的速度/ 深度函数组成了近地表 速度模型 [ 13 ,14 ] .