井间地震层析成像的现状与进展
地球物理学中的地震成像技术发展
地球物理学中的地震成像技术发展在现代地球物理学领域中，地震成像技术是一种关键的工具，用于确定地下介质结构的空间特征和演变历史。
随着时间的推移，其技术水平得到了显著提高，从最初的二维和三维成像方法向更高维、更快速和更高精度的技术方向发展。
本文将简要介绍地震成像技术的发展历程，以及它在地球科学研究中的应用。
一、历史背景地震成像技术应用广泛，可以帮助揭示地球内部的变化和构造信息。
随着地球科学领域的发展和计算机技术的进步，成像技术已经被广泛应用于地球物理学、地质学、地球化学等领域。
地震成像技术的历史可以追溯到 20 世纪初期，当时已经出现了地震探测技术，通常被称为反演地震测量，可以用来测量地球内部的速度结构。
在 1960 年代，发展了以光线理论为基础的数学模型。
该模型将地震波的行为视作反向光线，可以绘制地震波通过地球内部的路径。
这种技术后来被称为层析成像。
该方法已经得到广泛应用，例如在地震测量和石油勘探中。
二、三维成像技术20 世纪 90 年代中期，出现了三维地震成像技术，并且在这种情况下，大量的三维数学技术被引入。
三维成像建立在二维成像和层析成像的基础上，具有更高的分辨率和更好的空间分辨率，可以在三维空间中绘制地球内部的结构特征。
其技术原理是带状反演算法，可用于建立三维反演基础模型，从而得出高度精确的结论。
三、全波形反演技术全波形反演技术（FWI）是一种新兴的成像方法，可以更加准确地确定地下结构。
该方法建立在数学优化技术和高性能计算的基础上，使用大量的计算机模型来计算和优化成像结果。
FWI 需要大量的计算资源，以处理和存储大型地震数据集，因此目前只在高端研究领域中得到应用。
但预计 FWI 将会是未来地震成像技术，因为它可以更准确地确定地下结构，并广泛应用于石油勘探、地震测量和地震模拟等领域，有望取代传统的地震成像技术。
四、地震成像技术在地球物理学中的应用地震成像技术在地球物理学中的应用十分广泛。
它可用于监测地球内部的能量转换过程、分析原始地震数据、描绘构造剖面、预测地震危险和辅助矿产资源的探测。
地震层析成像技术 ppt课件
二、地震层析成像方法面临的主要问题
2.1 地震波走时自动拾取问题 在地震层析成像的研究中 ,可获得的观测数据是地震 记录 .从地震记录中可以获得地震波的走时、振幅和 频率 ,其中最关键的是地震波走时 .随着数字地震技 术的发展 ,观测数据的数量迅速增加 ,准确地进行地 震波走时的拾取越来越成为一项重要且繁重的工作 . 为此 ,走时的自动拾取成为人们研究与关注的对象 .
二、地震层析成像方法面临的主要问题
2.2 三维波动方程有限差分算法模拟地震波场的问题 开展非弹性介质和完全弹性介质有限差分法三维
一、地震层析成像研究发展概况
地震层析成像的研究在70年代首先以井间速度结构 调查为研究对象（Bois et al.1972）。1979年， Dines和Lytle首先对地震层析成像坐了大量数值模 拟，并公布了利用弯曲的地震射线进行地下地震波 速度成像的结果，并首先将层析成像 （ Computerized Geophysical Tomography ） 这 一 名 词 用 于 论 文 的 标 题 。 1984 年 ， 美 国 的 Anderson利用天然地震数据着手全 化、密度结构、地幔物质流动有了新的认识。
二、地震层析成像方法面临的主要问题
2.2 三维波动方程有限差分算法模拟地震波场的问题 不论是天然地震还是人工地震 (即使是二维观测方 式 )的观测数据都是在三维空间介质中形成 .由于地 下地质结构的千变万化 ,理论数据的正演计算只有在 三维空间中实现才更具有实际意义 .而目前大多采用 二维计算 ,使得理论数据与观测数据之间的误差不仅 由地质模型形成而且还由计算方法的数学模型形成 . 三维波动方程的有限差分解是获取地震波三维波场 的有效方法 .
一、地震层析成像研究发展概况
20世纪60年代初期，美国科学家Cormack从数学和 实验结果证实了根据X射线的投影可以唯一地确定人 体内部结构，从而奠定了医学诊断上图像重建的理 论 基 础 ， 即 X 射 线 CT(X Ray Computer Tomography). 60年代中期和70年代中期,随着数 学图像重建方法在射电天文学和电子显微学方面的 应用和发展，在数学方法上出现了本质上与奥地利 数学家1917年提出的Rndon逆变换方法相同的褶积 投影方法，Chapman，1981）。此后，地学界借 助医学CT思想，利用地震波的传播对地壳乃至上地 幔结构开始进行半定量研究。从此，低着层析成像 成为地球物理学研究的一个新领域。
地震层析成像中存在的主要问题及应对策略
地震层析成像中存在的主要问题及应对策略成谷, 马在田, 张宝金, 耿建华, 曹景忠(同济大学教育部海洋地质重点实验室,上海200092)摘 要 详细讨论了地震层析成像中存在的主要问题,包括数据投影角度不全、数据不均匀覆盖、反射层析中界面深度和速度的耦合、参考模型引起的非线性误差问题、边界作用、数据的不确定性和模型参数不同分量的不确定性不同.分析了问题的产生原因和应对策略,并给出了在层析反演过程中应该注意的一些控制措施.关键词 层析成像,射线层析,透射层析,散射层析中图分类号 P315 文献标识码 A 文章编号 100422903(2003)0320512207Prim ary problems and according strategies in seismic tomographyCHE NG G u ,M A Z ai 2tian ,ZH ANG Bao 2jin ,GE NGJian 2hua ,C AO Jing 2zhong(K ey laboratory o f Marine G eology ,MOE ,Tongji University ,Shanghai 200092,China )Abstract In this paper ,the primary problems existing in seismic tom ography are discussed and strategies dealing with those prob 2lems are presented.Those problems include non 2complete projection of data ,non 2uniform coverage of data ,coupling between reflec 2tor and velocity in reflection tom ography ,non 2linear error induced by reference m odel ,edge effects ,uncertainty of data ,different uncertainties of different m odel parameters.At last ,s ome controlling strategies used in seismic tom ography are pointed out.K eyw ords seismic tom ograhpy ,ray tom ography ,transmission tom ography ,scattering tom ography0 引 言层析成像最早应用于医学,利用X 射线研究人体内部结构,医学上应用的巨大成功使层析成像逐渐拓展到其它领域.20世纪80年代地球物理领域引入了层析成像.地球物理领域的层析成像研究如何利用地震波、电磁波或其它场的数据对地球内部成像,但与医学层析不同,医学层析中可以获得各种角度的投影数据,而地球物理层析的发射源及接收器只能分布在地面或井中,且数目有限,因而获得的投影数据的角度范围有限.而根据Radon 变换,只有在已知所有入射角的投影函数时才可以唯一地恢复图象函数.正是这种先天不足(投影角度严重不全),限制了层析成像在应用地球物理领域的发展.但与其它方法相比,层析成像仍不失为一种研究地下介质构造和物性分布的好方法.本文讨论层析成像在人工地震中应用方面存在的问题.1 地震层析成像中存在的主要问题层析成像在地震中的应用主要存在的问题是:(1)数据投影角度不全;(2)数据不均匀覆盖;(3)反射层析中界面深度和速度的耦合;(4)参考模型引起的非线性误差;(5)边界作用;(6)数据的不确定性问题(即数据中含有噪音);(7)模型参数中不同分量的不确定性不同.本文具体分析问题的产生原因,提出应对策略.2 问题产生的原因和应对策略2.1 数据投影角度不全的问题2.1.1 如果数据的投影角度不全,就不能唯一地恢复图象函数.在地震层析成像中,由于震源和检波器只能离散地分布在地面或井中,且数目有限,因而获得的投影数据的角度范围有限.决定了得到的解不唯一.只能依靠工作人员根据对工区实际情况的了收稿日期 2002209211; 修回日期 2002211206.基金项目 国家自然科学基金项目(49894190-28)资助.作者简介 成谷,女,1975年生,黑龙江五常人,1997年毕业于大庆石油学院勘探系获学士学位,2000年毕业于大庆石油学院勘探系获工学硕士学位.现为同济大学海洋地质与地球科学学院博士研究生,主要从事波动方程正反演、层析成像和地震资料处理等方面的研究(E 2mail :cgyulanda @ cgyulanda @ ).第18卷 第3期 地 球 物 理 学 进 展 V ol.18 N o.32003年9月(512～518) PROG RESS I N GE OPHY SICS September 2003解以及工作经验,施加约束来得到唯一解.而且射线的覆盖角度有限使得层析反演出的图象沿着射线路径模糊.地震勘探的观测方式决定了数据投影角度不全的程度,对于地震勘探中的三种典型观测方式VSP(垂直地震剖面)、Crosshole(井间地震勘探)和SRP(地表反射地震勘探):Crosshole投影角度一般在±50度之内;VSP投影角居中;而SRP投影角最小,仅为±25度.地震勘探各种观测方式中数据的投影方向决定了地震速度层析成像在各方向的分辨率.在反射地震勘探中,由于射线主要是垂直方向的,因此在反射地震速度层析成像中,垂向分辨率不如横向分辨率;而井间地震勘探中,由于射线主要是水平方向的,因而横向分辨率不如垂向分辨率.即反射地震勘探存在垂向模糊性(Vertical Smearing),而井间地震勘探中存在横向模糊性(H orizontal Smearing)[1].反射地震勘探中的射线多为垂直方向的,因而能较好地确定了地质体垂向部分的左右边界,即地质体垂向部分左右边界清晰,而由于水平方向射线较少,因而地质体水平部分的上下边界相对模糊,即垂向模糊.由于多数地质体都是水平方向分布的,因而在反射地震勘探中层析反演出来的图象将深受这种“垂向模糊性”的影响.同样的道理,由于井间地震勘探中水平方向的射线居多,因而地质体的水平部分的上下边界能够较精确地确定,而垂直部分的左右边界相对模糊,即横向模糊.2.1.2 在实际应用中,主要从采集和处理两方面采取措施来减少数据投影角度不全的影响.在采集方面可以通过增大检波器排列的长度增大投影角度;在数据处理方面发展更多扩展空间谱范围的方法,如补零法、对称扩展法、G2P外推法和最大熵逼近法等,这些方法在某种程度上能够增大数据的投影角度,但作用有限.此外多种观测方式获得的数据联合起来进行层析也可以增加数据的投影角度.2.2 数据不均匀覆盖问题2.2.1 不均匀的射线覆盖主要有两方面原因:一方面与观测方式和数据采集的质量有关,如炮点之间不等距、检波点之间不等距、不同炮的数据偏移距不同、不同道的数据之间质量不同等.另一方面,对每一炮而言,所有的射线都从炮点出发,因此在炮点处射线是非常密集的,而在远离炮点的地方,射线相对稀疏.此外速度结构也影响射线的覆盖方式,由于速度的非均匀性射线可能在某些地方聚集而在其它某些地方发散[2].在地震勘探的观测方式中,SRP中射线的覆盖是相对均匀的,而VSP中射线覆盖最不均匀,因此VSP层析受数据不均匀覆盖的影响最为严重.在层析反演中,如果对数据的不均匀覆盖不进行处理,则不均匀覆盖的数据会以一种不均匀且不可预测的方式使反演结果发生畸变[2].数据的不均匀覆盖表明数据对不同模型参数的控制程度不同.而层析成像中最常用的常规D LS(阻尼最小二乘)法的最优准则是使数据拟合差和解长度同时最小.而常规的D LS法中解长度的定义为Δm・Δm,即所有的模型参数具有相同的权重,因而常规的D LS法忽略了数据的不均匀覆盖的影响,Wang and Braile[2]证明用忽略数据不均匀覆盖影响的D LS法得出得模型校正量正比于射线的覆盖程度.射线覆盖程度高的区域内的网格点被过分校正,而射线覆盖程度低的区域内的网格点校正量不足,而那些没有任何射线穿过的网格点的校正量为零.2.2.2 减少数据不均匀覆盖对层析结果的不利影响的途径是减少模型校正量和射线覆盖程度的相关性.主要有两种方法,一种是根据数据的控制程度对模型参数进行加权,如变阻尼法[2].另一种是采取某种措施使数据对每一模型参数的控制程度近似相同,如变网格采样法[2].变阻尼是应用不均匀的先验信息来匹配不均匀的数据分布,而变网格采样法是重新调整数据信息的分布使数据对每一参数模型的控制程度更平均.二者的选择标准是基于对射线覆盖程度的定量分析.对于某些网格点没有任何射线穿过的情况,变阻尼法本身具有不稳定性问题.有两种方式可以来增加变阻尼法的稳定性:设定一个最小阻尼;平滑法和变阻尼法联合应用.2.3 反射层析中界面深度和界面上方速度的耦合问题2.3.1 在反射地震勘探中,纪录的数据受两个过程的影响[3]:通过界面上方速度场的透射过程和在界面处的反射过程.这两个过程对数据的影响耦合在一起,很不容易分离.典型的例子就是我们不能确定零偏剖面上的旅行时变化到底是由界面上方的速度变化引起的,还是反射界面深度的变化引起的.速度和其下的反射界面的耦合程度有强有弱.当界面上方只有小尺度的速度变化时,速度和反射界面的耦合程度较弱,而当界面上方有大尺度的速度变化时,二者的耦合程度较强.此外速度变化与反射界面之间的距离也决定了速度和反射界面之间耦合程度的强弱.一般来说,速度变化越接近反射界3153期 成 谷,等:地震层析成像中存在的主要问题及应对策略 面,二者之间的耦合程度越强.而层析成像的目的是为偏移提供精确的速度输入并将界面深度和界面上方的速度解耦.因此有必要研究速度和反射界面解耦的分辨率.理论上,反射面位置引起的旅行时变化正比于入射角(入射射线与垂向所成的角度)的余弦值,而速度变化引起的旅行时变化正比于入射角余弦的倒数,速度变化和反射面位置是可以解耦的.但因为速度和反射面位置引起的旅行时变化随入射角(偏移距)变化很微妙,而且由于其它因素的影响(如数据覆盖角度不全、边界作用、非线性误差的影响等),实际上速度和反射面很难完全解耦.其解耦的分辨率取决于构造形态、地质约束、离工区边界的距离、信号的质量、数据的密度,以及数据的最大偏移距[4].其中构造形态决定模型中速度变化的尺度、速度异常的形状和幅度、与反射界面之间的距离等(一般速度和反射界面深度的解耦能力随速度变化在深度上的增加而降低);地质约束决定补偿数据投影不全问题引起的解非唯一性的先验约束;离工区边界的距离决定受边界作用影响的程度;信号的质量决定受数据中包含的噪音的类型和大小的影响;数据密度决定数据对参数的控制程度;最大偏移距决定数据的最大投影角度.2.3.2 本征分析是研究速度和反射面解耦的分辨率的有效工具.本征分析[4—6]将速度和反射面之间相互影响的关系分为:速度和反射面之间建设性地干涉作用(两者之间的影响是积极的,有助于恢复正确的速度和反射面位置,但只限于恢复趋势;对应较大的本征值,在相对少的迭代次数内即可反演得到)、速度和反射面之间破坏性的干涉作用(两者之间的影响是消极的,对应非常小的本征值,迭代反演中很难收敛,在反演结果中产生假象)和速度变化对反射面只有很小的影响(两者之间是不太相干的,彼此互相影响的程度不大,本征值大小介于上面两种情况之间).界面深度和界面上的速度分别对应地下介质的高、低波数信息,二者互相补充但不能互相代替.大多数的层析方法一般都能够比较好的解决其中一个问题,利用透射能量可以求解大尺度的速度场,利用散射层析(在地面反射地震勘探中,偏移就是散射层析的一种形式)可以求解小尺度的速度场.这里的大尺度、小尺度以地震数据的菲涅尔带范围作为分界.但这里隐含了一个基本假设,即如果致力于求解一种信息,则另一种信息必须是相对精确已知的.界面深度和速度二者之间的互补性使得在分立求解方法中二者互为输入,且无论求解哪一种信息的方法均对输入的微小误差十分敏感.具体地说,要求准反射界面的位置,精确的速度模型是必需的,而要求得精确的速度场,又要求反射界面的位置十分准确.地震数据中透射作用和反射作用内在的耦合使应用层析方法进行叠前速度分析十分复杂化.针对界面深度和速度二者之间的互补性,解决这种耦合作用的方法也主要分为两种:由于求解高波数信息的方法和求解低波数信息的方法均对输入中的误差非常敏感,因此当界面上方只有小尺度的速度变化(意味着当进行高波数信息反演时,低波数信息的误差不算太大)时,可以采取低波数信息(速度场)和高波数信息(界面深度)迭代求解,由透射层析法求解速度场(界面位置作为输入),散射层析法(主要指偏移)求解界面位置(速度场作为输入).而Stork和Clayton(1985)[7]也证明了反射界面小尺度的变化虽然会在层析反演中引起假象,但这些假象或者很容易识别,或者对偏移只产生小的影响.表明层析方法和偏移迭代应用解决小尺度速度变化和反射界面弱耦合的情况.尽管如此,由于求解速度场和求解界面位置的方法均对输入的误差非常敏感,这种先固定一个,再求取另一个的迭代解法很难在合理的次数内收敛.而当界面上方有大尺度的速度变化时(意味着当进行高波数信息反演时,低波数信息的误差不能算小),这时速度和界面深度耦合程度很强[8],因此只能采取界面位置和速度同时反演的方法.这时是一种具有速度和反射面深度两类不同参数的非线性反问题.研究证明当非线性反问题涉及到很多不同类型的参数时,解迭代类方法最常用的梯度方法把具有不同特征和物理量纲的参数混在一起,导致收敛性很差,并且算法的收敛性对不同参数类型之间的规一化(scaling)具有很强的依赖性.因此本文推荐采取子空间法[9].子空间是由在模型空间内的基矢量[7,8]张成的空间,该方法可以灵活处理具有相同类型参数和不同参数类型的大型反问题,均衡考虑目标函数对不同参数类型的不同的依赖性,当前模型的扰动量并不依赖于单个模型参数类的规一化(scaling).子空间方法是灵活的,可视为梯度法和矩阵法的一种交叉.子空间方法也是一种很好的参数化方式,因为该方法通过把参数表示为基矢量的组合形式,将求大量的参数的问题转化为求有限的基矢量的组合系数的问题,大大降低问题的维度,使问415 地 球 物 理 学 进 展 18卷题的维度与参数类型的个数同级.当然,在子空间方法中,基矢量的选择是至关重要的.基矢量为目标函数对每一类模型参数的梯度,如果模型参数类小于4,则可以加入梯度变化率的信息作为额外的基矢量,使得对于每一种参数类型至少有一个基矢量与之有关,其具体构成具体见原文.除了在参数化方面和处理不同类型参数方面的优点外,该方法允许在不同参数类型之间以及同一类型参数的不同分量之间具有相关性,表现在模型协方差矩阵的构成上.这在同时反演P波速度、S波速度和密度的方法中非常有用(因为P波和S波速度是相关的,在先验模型中包括这一点将对算法的收敛性和层析结果的精度大有裨益).但这种方法也具有所有的全局寻优方法的缺点,即不能保证得到的解为全局最小解.2.4 参考模型引起的非线性误差问题2.4.1 实际应用中由于不知道正确的射线路径,解决的最佳方法是在最佳的猜测模型(参考模型)上进行射线追踪,因此参考射线路径和真实射线路径之间存在差别,这一差别在反演结果中引入了误差.参考模型引起的误差是一种非线性误差,它影响反演所用的线性系统.参考模型引起的非线性误差不同于线性系统的不完整性引起的线性误差,这二者是可以区分的.在反射层析中,参考模型中包括速度和反射面位置两类参数.而参考模型中速度和反射面位置的不正确引起的非线性误差对反演结果的影响是不同的[4].参考速度与真实速度的偏差对射线路径只产生较小的影响,只会使反演的图象模糊;而参考反射面与真实反射面位置的偏差会严重影响射线路径,对反演结果的影响不可预料.参考速度引起的非线性误差的大小与速度变化偏离震源和检波点的位置有关.当速度变化离震源和检波点的位置较远时,射线更可能改变它的路径.因此速度变化偏离震源和检波器的位置越远,真射线和参考射线之间的偏差越大,非线性作用越强.而参考模型中反射面位置引起的非线性误差大小与参考反射面的平滑与否有关,如果参考模型中的反射面位置是平滑的,则引起的非线性误差相对较小,而如果反射面位置是不平滑的,则引起的非线性误差较强[4].地面反射地震和井中地震两种观测方式相比较,前者受参考模型引起的非线性误差的影响最小.而井间地震层析中最严重的问题是不正确的射线路径引起的非线性误差问题.因为地质体大多是水平走向的,而在地面反射地震勘探中射线多为垂直方向的,故地质体的垂直方向上的变化对射线路径误差的影响较小,而地质体水平方向上的变化对射线路径误差的影响较大.而在井间地震勘探中,由于射线多为水平方向的,情形正好相反.2.4.2 改进射线路径误差引起的非线性误差的方法:表现在模型的选取上是利用尽可能多的先验信息,选择最接近真实模型的参考模型;而表现在算法上是在改进后的速度模型上重新进行射线追踪和反演,即用迭代线性反演来逼近真实的非线性反演. 2.5 边界作用边界作用是由于在边界处数据的覆盖程度不足引起的,并由于大偏移距射线的存在而使边界作用影响工区的中间区域,使远离边界很大一段距离内的图象都发生畸变,对反演结果产生非常不利的影响.减少边界作用的办法:一是增加探区宽度(增大检波器的排列长度);二是在探区的边界施加一些约束.2.6 数据的不确定性问题2.6.1 测量的数据不可能是很精确的,测量误差的存在或其它因素的影响,使我们获得的数据中含有不同类型或不同能量的噪音.这些噪音在反演过程中会产生很大的影响,尤其是在小本征值反演中.含噪音数据的层析反演会使层析结果中包含很多起伏,这些起伏没有地质意义,除了淹没真实的构造形态外,这些高波数的起伏也会产生屏蔽区和焦散区,使以后的迭代过程(涉及到射线追踪)不稳定.在层析反演过程中,处理数据中的噪音(或称数据的不确定性)一般是以数据协方差矩阵的形式根据数据的方差对数据进行加权.但这个数据协方差矩阵很难精确确定,因此在层析反演过程中的应用有一定难度.2.6.2 笔者推荐两种方法:一种方法表现在未知参数的处理上[10,11],把数据中的噪音当作一种静校正量作为另一种未知参数,同时反演速度和静校正量.这是一种很有价值的处理方式,该方法的优点是:由于把静校正项(噪音)作为未知参数矢量,因而认为数据中是没有误差的,避开了确定数据协方差矩阵的难度,在层析反演速度的同时,又可以得出静校正量的估计值;另一种方法是对目标函数的优化上[12].考虑地震数据中包含的噪音类型可能不同,因此在目标函数的优化上作了改进,使目标函数联合l1/l2范数最小,该种方法基于l2范数适合于处理高斯型分布的噪音,而l1范数适合于处理具有大误差噪音数据,能针对数据中的噪音是高斯型分布5153期 成 谷,等:地震层析成像中存在的主要问题及应对策略 的,还是存在有大误差噪音的不同情况灵活处理. 2.7 模型参数不同分量的不确定性不同的问题2.7.1 在层析问题中,尽管我们得到的系统是超定系统,但对于模型的解估计来说却可能是一个混定问题,即对于模型中有些分量是超定的,有些分量是欠定的,有些分量是处于零空间的.也就是说,模型的不同分量其不确定性是不同的.超定的分量不确定性弱,欠定的分量不确定性强,而对于处于零空间的模型分量不确定性非常强.前面所提到的各种因素都对层析反演中模型参数的不确定性问题有贡献.对前面各种因素处理得好,则模型参数处于零空间和欠定的分量就少,而如果处理得不好,则模型参数处于零空间和欠定的分量就多.一般来说,模型中不同分量的不确定性要有一个先验地估计.要使模型的解估计与真实模型不致偏差太大,必须对模型参数中欠定的及处于零空间的分量进行约束.具体问题的欠定谱分量和零空间谱分量通过本征分析来大致确定.在本征分析中,对应大本征值的模型参数矢量基本上是超定的,在迭代反演过程中很快收敛;对应小本征值的模型参数矢量基本上是欠定的分量,在迭代反演过程中收敛很慢;而对应零本征值的模型参数矢量对应着处于模型零空间的分量,这些分量对数据没有影响,因而是无法反演出来的.在很多最小二乘反问题中,零空间分量和欠定分量集中分布在某个谱带之内[13],如在井间层析中零空间和欠定谱分量主要与水平波数有关,而在上面提到的速度和静校正量同时反演的问题中,当用直射线和井间观测方式时,对慢度扰动参数来说,水平波数是欠定的,而对静校正量参数来说,直流分量位于零空间,对于某些其它模型来说,静校正量的低波数分量也是欠定的[10].在波形反演中,甚低波数的速度变化处于零空间.模型参数中欠定的分量和处于零空间的分量有时对于解估计逼近真实模型很重要,因此在层析反演过程中,对这些模型参数中欠定的和处于零空间的分量通过约束补充以减少这些分量的不确定性十分必要.不进行特别处理,轻则在层析反演结果中引入假象,重则使层析反演结果完全畸变.2.7.2 解决模型参数不同分量之间的不确定性不同的问题的方法是加入平滑和规则化约束.平滑方法主要分为静态平滑法和动态平滑法.静态平滑法指在层析反演的过程中平滑因子保持不变,而动态平滑则在层析反演的过程中根据具体情况调整平滑因子的大小和形状.动态平滑[14,15]的效果要优于静态平滑.动态平滑方法有很多种,如多重网格法[14]和褶积压制法[15],多重网格法是一种收敛速度很快且计算量较小的方法,其收敛速度是线性的且与网格大小无关,而很多其它的迭代方法的收敛速度均依赖于网格大小且随着网格大小趋近于零而恶化.其计算量小是因为该方法只在最粗的网格上进行精确计算,而在细网格上都通过下落到粗网格上近似计算.该方法首先从细网格下落到粗网格,然后又重新上升到粗网格,从细网格到粗网格由限制映射实现,由粗网格到细网格由延拓映射实现.整个过程基本上由前光滑、粗网格校正和后光滑三个步骤实现[16].而在褶积压制法中平滑子作用(一种褶积作用)于射线路径矩阵的每一行,使射线路径被拓宽成一个带,带的宽度由平滑函数的宽度决定,即褶积压制法认为邻近网格点的速度值是高度相关的,该方法实际上是控制分辨率和方差之间的折衷程度的一种方法.规则化方法一般分为阻尼型规则化和导数型规则化.当在层析反演中采取阻尼性规则化方式时,普通的CG(共轭梯度)法很容易收敛,而当在层析反演中采用导数型规则化方式时,CG法不容易收敛. VanDecar和Snieder(1994)对采用导数型规则化方式的CG法进行了改进,对CG法的搜索方向进行预处理,并利用规则化方程中的先验“构造”信息,使该算法只依赖于模型参数的个数而与数据的个数无关,大大减少了迭代次数[17].采用导数型规则化方式得到的解为最少“构造”解,与在模型参数的先验估计不能比较精确地给出时按照最接近初始模型的选择标准产生的解估计(这样的解估计中包含的“构造”量比解释数据必需的“构造”量更多,称为更多“构造”解)相比较,最少“构造”解中只包含能够与数据匹配的最少的“构造”量(最不复杂的解)[17].模型中包含的“构造”量由一阶或二阶导数定义.一阶导数约束得到最平解,二阶导数约束得到最平滑解.Phillips和Fehler(1991)针对线性问题对很多常用的平滑和规则化方法(中值平滑法、空间平均平滑法、褶积压制法、网格移动平滑法、一阶差商规则化法、仅在水平方向一阶差商规则化法、IRIS法、D LS 法等使用单约束参数的方法)的效果进行了比较[18],认为一阶差商规则化法在逼近真解的程度和处理不同噪音数据的稳定性两方面表现最好,且对高噪音数据和低噪音数据都适用.褶积压制法是以D LS法为基础的方法中在逼近真解的程度和稳定性两方面表现最好的,但平滑的形状限制了该方法能615 地 球 物 理 学 进 展 18卷。
高精度地震勘探成像技术研究
高精度地震勘探成像技术研究随着地震勘探技术的发展，高精度地震勘探成像技术作为一种新兴的勘探技术，被越来越多的人们所重视和研究。
高精度地震勘探成像技术是指通过对地下岩石结构、地质构造、地下流体等进行高精度地下成像，以实现勘探目标的查明和定位。
本文将从技术原理、应用领域和未来发展等方面对高精度地震勘探成像技术进行探讨。
技术原理高精度地震勘探成像技术主要通过地震波在地下介质中的传播和反射等特性来实现地下成像。
在勘探过程中，首先需要在地表放置一定数量的震源和接收器，并通过控制震源的输出能量和接收器的采样时间，获取地下介质的反射情况。
然后再通过地震数据处理、成像与解释等过程，形成完整的地下构造模型。
在具体地震勘探过程中，主要采用两种成像方法，即偏移成像和反演成像。
偏移成像是指通过对地震波传播路径的反射点进行迭加处理，最终得到地下构造的成像结果。
反演成像则是通过利用地震波方程进行模拟，不断调整震源、接收器、介质模型等参数，最终得到地下构造的成像结果。
这两种方法在勘探过程中各有优缺点，需要根据实际情况灵活运用。
应用领域高精度地震勘探成像技术在石油、天然气等资源勘探领域有着广泛的应用。
在油气勘探过程中，需要对地下岩石结构、泥盖层、天然气等进行高精度成像，从而实现油气储层的准确定位和勘探目标的查明。
此外，高精度地震勘探成像技术也可以应用于地下水资源的勘探、地震灾害预警等领域，具有重要的应用价值和意义。
未来发展随着勘探技术的不断发展和完善，高精度地震勘探成像技术也将迎来更为广阔的发展空间。
一方面，随着计算机技术的不断提高，勘探数据处理和成像速度将进一步加快，勘探效率得到进一步提升。
另一方面，随着成像技术的不断更新和优化，勘探成像的精度和分辨率将进一步提高，更加准确地揭示地下岩石结构和地质构造，为勘探工作提供更为详尽的数据支撑。
总结高精度地震勘探成像技术是一项新兴的勘探技术，具有广阔的应用领域和发展前景。
在技术原理、应用领域和未来发展等方面，都有着相应的优势和挑战，需要不断探索和研究。
井间层析成像原理
井间层析成像原理
井间层析成像是一种地震勘探方法，它利用地震波在地下的传播方式和速度变化来探测地下的岩石结构和油气储备情况。
它的成像原理是基于地震波的反射、折射和散射等特性。
地震波在地下传播时会遇到不同密度和速度的岩石层，会发生反射、折射和散射现象。
这些现象会导致地震波传播路径和传播速度的变化。
井间层析成像能够通过对地震波传播路径和传播速度的分析，推断出地下岩石结构和油气储备的情况。
井间层析成像的工作原理是利用井间布置的地震监测点，通过在不同的监测点上进行地震波的发射和接收，来获取地下岩石结构和油气储量的信息。
这些数据经过处理后，可以形成地下岩石结构和油气储量的图像。
井间层析成像是一种高精度、高分辨率的地震勘探方法，可以有效地探测油气资源和地下岩石结构。
它已经成为石油勘探和开发的重要工具之一。
- 1 -。
地质层析成像技术的原理与应用
地质层析成像技术的原理与应用地质层析成像技术是一种通过分析地下地质情况的技术手段，它可以帮助我们了解地球的内部结构，探索地下水资源，以及寻找矿藏等。
本文将介绍地质层析成像技术的基本原理，并探讨其在实际应用中的价值。
地质层析成像技术是一种基于物理探测原理的方法，主要通过测量地下地质体的物理属性差异，以构建地下地质横切面。
它利用地下介质对电磁波、地震波、重力、磁力等的反射、折射、散射等现象，来获取地下结构的信息。
具体来说，地质层析成像技术主要包括以下几个步骤：首先是数据采集，通过地质勘查仪器对地下进行测量和记录，获得大量的数据。
其次是数据处理，利用计算机算法对采集到的数据进行处理和分析，以提取出有用的信息。
这一步骤需要编写复杂的算法和模型，以实现对地下地质结构的准确描绘。
最后是数据解释，将处理得到的数据进行可视化，以便地质学家和地质工程师进行进一步的解读和分析。
地质层析成像技术在实际应用中具有广泛的价值。
首先，它可以帮助我们了解地球的内部结构。
地球是一个复杂的系统，通过地质层析成像技术，我们可以观察到地壳、地幔、地核等不同层次的结构，从而更好地理解地球的演化历程和板块运动的规律。
其次，地质层析成像技术可以用于寻找地下水资源。
地下水是人类生活和工业生产的重要水源之一，通过地质层析成像技术，我们可以确定地下水的储量和分布，有助于科学合理地进行地下水资源的开发与利用。
此外，地质层析成像技术还可以应用于矿产资源勘探。
矿藏的寻找是一项重要的任务，利用地质层析成像技术，可以探测到地下金属矿床、石油气藏等矿藏的位置和规模，为矿产资源勘探提供重要的依据和指导。
除了上述应用领域外，地质层析成像技术也可以在地质灾害预测和防治中发挥重要作用。
例如，地震灾害是一种常见的地质灾害，地质层析成像技术可以帮助我们预测地震的发生和活动区域，提前采取措施保护人民生命财产安全。
总之，地质层析成像技术是一项重要的地质勘查方法，它通过测量地下地质体的物理属性差异，以构建地下地质横切面，为我们了解地球的内部结构、探索地下水资源以及寻找矿藏等提供了重要的手段。
地震监测技术的现状与未来展望
地震监测技术的现状与未来展望地震，这一自然界的巨大力量，常常给人类带来无法估量的损失和伤痛。
为了提前感知它的到来，减少其造成的危害，地震监测技术应运而生并不断发展。
当前，地震监测技术已经取得了显著的成果。
首先，地震台网的建设日益完善。
在全球范围内，分布着众多的地震监测台站，这些台站通过各种先进的传感器和仪器，实时捕捉着地球内部的微小震动。
这些台站相互连接，形成了一个密集的监测网络，能够更准确地确定地震发生的位置、震级和震源深度。
地震仪是地震监测中的核心设备之一。
现代地震仪具有极高的灵敏度和精度，能够检测到极其微弱的地震波信号。
它们采用了先进的电子技术和数据处理算法，可以快速准确地记录和分析地震波的特征。
除了传统的地面监测手段，空间技术也逐渐应用于地震监测。
例如，卫星遥感技术可以通过监测地面的形变来间接反映地震活动。
在地震发生前，地壳可能会发生微小的形变，卫星能够捕捉到这些变化，为地震预测提供重要的参考。
另外，深井观测技术也为地震监测带来了新的突破。
通过在深井中安装传感器，可以更直接地获取来自地球深部的信息，更好地了解地震的孕育过程。
然而，现有的地震监测技术仍存在一些局限性。
虽然我们能够较为准确地测定地震的基本参数，但对于地震的准确预测仍然面临巨大挑战。
地震的发生机制非常复杂，受到多种因素的综合影响，目前我们对这些因素的理解还不够深入。
在监测精度方面，尽管仪器的性能不断提高，但在一些特殊的地质环境或复杂的构造区域，监测数据的准确性和可靠性仍有待提高。
而且，地震监测台网的覆盖范围也存在一定的空白区域，尤其是在一些偏远地区和海洋地区，监测能力相对薄弱。
展望未来，地震监测技术有望在多个方面取得进一步的发展。
随着人工智能和大数据技术的飞速发展，它们将在地震监测和预测中发挥重要作用。
通过对海量的地震数据进行深度学习和分析，有望发现隐藏在数据中的规律和特征，提高地震预测的准确性。
新型传感器的研发将不断提升监测的性能。
地震层析成像
地震层析成像摘要：层析成像方法是一种公认的基于地震数据的有效方法，近20年来，层析成像方法发展迅速。
从原理上讲，层析成像方法可分为两大类，一是基于射线理论走时层析成像，二是基于波动方程的散射层析成像。
本文介绍新的层析成像方法及其技术，包括各向异性介质的2D立体层析成像；时移层析成像的超声数据试验；绕射层析成像的迭代方法：真振幅偏移的本质；用于速度模型构建的下行波折封层析成像和反射层析成像；多尺度波动方程反射层析成像，并在后面展开层析成像方法应用于构造速度模型的分析和实例。
关键字：层析成像；偏移成像；速度模型；克希霍夫偏移。
一、引言偏移成像在地震勘探和开发过程中，已经成为一种关键的地震数据处理技术。
成像的精度和可靠性依赖于速度模型的准确与否。
速度分析历来都是地震资料处理的基础工作，从均方根速度、层速度以及叠加速度等，贯穿于地震资料处理的方方面面，速度分析方法丰富多样。
迄今，层析成像方法是一种公认的基于地震数据的有效方法，近20年来，层析成像方法发展迅速。
从原理上讲，层析成像方法可分为两大类，一是基于射线理论走时层析成像，二是基于波动方程的散射层析成像。
后一种层析成像很复杂，正处于理论研究阶段。
尽管其实际应用不多，但却是层析成像的发展方向。
走时层析成像比较成熟，有很多的实际应用。
它又可细分为初至走时层析成像和反射走时层析成像。
初至走时层析成像方法简单直观，稳定性较好，主要应用于井间地震以及近地表的速度分析，但是，初至走时层析成像由于只利用初至走时，所以，得到的速度模型比较粗糙，分辨率也较低。
反射层析成像主要应用于地下速度和反射层深度的反演，以及叠前或叠后偏移的速度分析之中。
前者由于速度和深度之间的藕合关系，以及反射波到达时间及其层位难于拾取等，制约了它的广泛应用，但是，这是一种极具价值和潜力的反演方法。
后者则是利用经过叠前或叠后CRI道集中同相轴未被拉平的剩余时差，经过层析成像来修正用于偏移的速度模型。
- 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)。
2001年9月地球物理学进展第16卷第3期井间地震层析成像的现状与进展裴正林（石油大学（北京）物探重点实验室，北京，100083）摘要：综述了井间地震层析成像研究的现状，给出了小波变换域井间地震层析成像方法的最新进展，并对井间地震层析成像研究给予展望.关键词：井间地震层析成像；小波多尺度；研究进展中图分类号：P315.3+1文献标识码：A文章编号：1004-2903（2001）03-0091-071井间地震层析成像的研究现状井间地震层析成像也称为井间地震CT技术，它能够提供被探测地质体的构造和岩性分布的高分率图像.井间地震CT技术是从医学CT技术发展起来的，其数学基础是Radon变换.井间地震CT的研究基本始于20世纪70年代初，80年代处于对大量模型数据和少量实际数据的成像研究阶段，90年代以来，井间地震CT进入实用化阶段，并取得不少可喜成果，同时，也逐渐意识到射线CT所固有的缺点，开始研究波动方程CT.从地震波的运动学和动力学特征出发，井间地震CT方法可分为两大类：一类是基于几何光学或射线方程的方法称之为射线CT；另一类是基于波动方程的方法称之为波形CT.当非均匀体的线性尺度大于地震波长时，射线CT是适用的；而当非均匀体的线性尺度与波长相近时，衍射和散射就起主导作用了，基于射线理论的成像方法就不再适用，这时候必须用波动方程CT方法.井间地震层析成像方法主要包括两部分：正演方法和反演方法.井间地震层析成像的正演方法可分为两种；一是射线追踪方法；二是波场的数值模拟方法.射线理论和射线方法是研究地震波传播理论的重要方面之一.用射线理论可以研究地下复杂构造、横向不均匀介质中的地震波传播问题.经过射线追踪，计算地震波的走时、波前和射线路径.70年代以前的各种射线追踪方法一般适合于较为简单模型的射线追踪［1］.由于实际的介质速度变化较大（速度差大于10%），因此，需要研究复杂结构模型的射线追踪方法.收稿日期：2001-03-15；修订日期：2001-06-15.基金来源：“九五”国家科技攻关项目资助（959130602）.作者简介：裴正林，1962年生，2000年获中国地质大学（北京）地球探测与信息技术专业博士.高级工程师，现在石油大学（北京）从事博士后研究.主要研究方向：信号处理，小波变换、遗传算法及神经网络应用，层析成像理论方法和地震数据处理、偏移方法等方面研究.E-mail：zhenglinpei@.近年来，这方面的研究取得新的进展.目前应用效果好的弯曲射线追踪方法有两类：一类是基于程函方程的有限差分方法；另一类是基于Huygens 原理的最短路径射线追踪法.基于程函方程的有限差分方法有有限差分方法的E-O 格式［2，3］，它能以较高的精度计算较复杂模型的初至波走时.线性插值射线追踪法（LTI ）［4，5，6］是程函方程有限差分射线追踪［7，8］的改进.这类方法是全局算法，能模拟较复杂介质，编程简单、计算速度快、精度较高.基于Huggens 原理的射线追踪有两种全局算法：一是基于网络理论的最短路径算法［9，10］；二是基于动力学的波阵面算法［11，12］.这两种算法都能模拟复杂介质，而且是一次计算即可得到全部网格节点上的最短路径和最小走时，计算效率高.井间地震波场的正演数值模拟是求解变系数偏微分方程的过程.目前，解偏微分方程的数值方法中较常用的有：有限差分法，有限元法，边界元法，伪谱法，积分法等［13］.其中有限差分法比较容易程序实现，并且具有较快计算速度和较高计算精度，很适合在波动方程层析成像中使用.目前，井间地震层析成像2-D 正演方法基本趋于成熟.井间地震层析成像是非线性反问题.井间地震射线CT 是通过逐次线性化反演来实现的，即可归结为求解一个大型的、稀疏的、常常是病态的线性方程组.为了在这种情况下求出满意的解来，必须从数学上把病态问题转化为良态问题求解，并把更多的先验信息引入到反演过程中.近十年来，许多研究者不断研究发展新的方法，改善了在数据不完全，有噪声和初始模型不准情况下的成像效果.射线CT 从直射线层析成像方法［14］发展到弯曲射线层析成像方法［10，15，16］；反演万法由最小二乘法发展到各种约束条件下的阻尼最小二乘法［17，10，15，18］以及统计法如最大熵法［19］；观测参数数据也由单一的走时向多种参数数据（P 波、S 波走时、振幅、信号谱等）发展.井间地震P 波、S 波走时层析成像方法［20］以及多震相成像方法如直射线的反射十透射井间层析成像方法［21］及弯曲射线的反射十透射井间层析成像（CCRTT ）方法［22］；井间地震和逆VSP 联合层析成像方法，一定程度上克服了井间地震透射层析成像的多解性及有效成像区域小的缺陷［23］.衍射CT 是波动方程CT 的一次近似（假定弱散射，ΔV <15%的小扰动）.有两种方法：Born 法和Rytov 法.Born 近似是利用波场的振幅，而Rytov 近似则利用波场的相位.与射线CT 相比，衍射CT 提高了分辨率，可以减少由于有限观测角所造成的假像［24，25，26］.在一定条件约束下，Born 近似和Rytov 近似的效果是相同的；在高频假定了，Rytov 近似层析与走时层析是等价的［27］.声波衍射CT 方法可以获得纵波速度的像，或密度和压缩系数的像［28］.弹性波衍射成像方法可以获得纵横渡速度或密度和拉梅常数的像［29，30，31］.目前衍射CT 大多只用于均匀的背景介质，而变背景的比较少［32，33，34，35］.散射CT 方法是广义Radon 变换的一级近似逆.它可用于波还不均匀的背景介质.散射CT 方法在己知准确的背景速度分布时可以给出分辨率很高的成像结果，但在不能给出准确背景速度场时效果很差［36，37］.为了得到准确的背景速度分布，可以采用级联算法［38］.实际应用时，衍射CT 和散射CT 方法都存在一些有待解决的问题，如散射波的提取、对波形产生影响的各种干扰因素的消除（震源函数、介质的吸收、震源辐射、接收器的耦合）［39］，而且这些成像方法只有当散射体与背景的速度差较小时才有效，因而使其实际应用受到限制.而波形CT 方法是利用全波场信息，能够正确地反演地下的真实介质模型，因此，具有・29・地球物理学进展2001年潜在的科学价值.近年来，波形CT 方法成为研究的热点，并有所发展.波形CT 又可分声波方程CT 和弹性波（全波）方程CT.声波方程是弹性波方程的近似.对2—D 声波方程速度反演研究比较多［40，41，42，43］.虽然弹性波方程CT 给出的图像略好于声波方程的，且给出V p ，V s图像，但声波方程的计算时间约为弹性波方程计算时间的1/8［40］.由于波形反演的目标函数中存在大量的局部极小，因此，波动CT 存在着收敛速度慢，对初始模型依赖性强以及易于陷入局部极小的缺陷.有一种波动方程走时反演方法［44，45］.该方法是利用地震波的走时差来代替波形反演中的波形拟合差进行波形反演的，提高了抗噪能力和速度成像的分辨率（相对于射线走时成像而言）.另外，加快了收敛速度.但这类方法仅利用了波形的走时信息，从某种意义上说，它减少了波形反演的局部极小个数，但这是以降低波形反演的分辨率为代价.射线CT 获得是速度分布的光滑估计即速度模型的低频成分，提供低分辨率图像，而波动方程CT 是估计速度模型的不均匀性和不连续性即高频成分.因此，二者联合使用则很适合于高分辨率的图像重建［40］.井间地震层析成像问题的非线性是与介质的非均匀性联系在一起的.对于小扰动非均匀介质，常规的线性化反演方法可以得到较好的解.而对于大扰动的非均匀介质的成像问题，采用常规的线性化反演方法，反演结果不好，这是由于在此种情况下，线性化近似已经不再有效.可以采用逐次线性化反演方法，其结果尚可满意［46］.井间地震层析成像是非线性反问题，具有非线性性、多解性与不适定性、高维数（为达到分辨率要求，模型网格点数量很大）；另外，还存在弯曲射线、大扰动、有限频带以及有限观测角（观测数据不完备）等问题，因此，井间地震层析成像是复杂非线性反问题.井间地震层析成像反演方法可分为两类：基于算子的线性化反演方法和基于模型的完全非线性反演方法.线性化或拟线性化的反演方法又称为确定性反演方法如LSQR 法、梯度法、牛顿法等；完全非线性反演方法又称为随机反演方法如Monte Carlo 法、模拟退火算法（SA ）等.确定性反演方法一般是局部寻优的，而随机性反演方法多为全局寻优.线性化CT 反演方法如正则化方法，Born 和Rytov 近似，散射法等，通过忽略高波数成分即局部极小，建立了适定的算法，换言之，线性化反演方法是通过忽略参数的部分非线性成分，改善了反问题的适定性，反演出有意义的解.因此，线性化CT 反演方法只有当初始模型在目标函数的全局极小的邻域内（在真实模型附近）时，近似线性化的关系才成立，即只有当引人很好的背景速度场先验信息约束时，线性化CT 反演结果才能接近全局最优解，否则易陷入局部极小.因此，现行的井间地震层析成像方法缺点是，对初始模型的依赖性强，即图像的质量受初始模型的控制，仅适合于低对比度（速度差小）异常体成像，图像分辨率偏低以及不可缺少的先验知识等.很显然，对于复杂模型和大扰动非均匀体成像问题，现行的井间地震层析成像方法无法得到好的图像.多重网格法是目前多极值目标函数反演的有效方法之一.可以有效地改善常规一次性反演方法的性能.已有不少研究者进行了这方面的研究.地震反射波多重网格法2-D 反演［47，48，49］，井间地震走时波形联合反演方法是解决波形反演中局部极小问题另一种方法［50］.尽管多尺度方法一定程度上提高了线性化层析成像图像的分辨率和图像质量，但仍未・39・第16卷第3期裴正林：井间地震层析成像的现状与进展完全克服线性化反演方法的不足，自然无法彻底地解决非线性问题.因此，地球物理学者将随机概念引入非线性问题反演，而且取得了不小的突破，出现了许多现实的反演方法，如Monte Carlo 法、模拟退火法（SA ）、遗传算法（GA ）等.随机反演方法对目标函数不作任何数学要求（如连续性、可导性），适合于复杂的多极值目标函数的全局优化.将SA 法和GA 法应用于1-D 地震波形反演［51，52，53，54］.应用SA 法进行地震反射成像研究［55］.应用GA 法研究了2-D 地壳速度结构反射走时反演［56］.采用SA 法进行简单模型走时层析成像研究［57，58］.显见，二维井间地震层析成像的随机反演算法处于研究阶段，其应用实例也很少.对于复杂非均匀介质，现行的井间地震层析成像方法实际应用时往往图象分辨率不高、效果也不理想.2井间地震层析成像的进展2.1小波多尺度地震层析成像小波分析是当前研究非线性科学的主要工具之一.小波变换也是一种多分辨变换，它能够将信号的低频成分映射到由大尺度小波基张成的粗采样子空间，把高频成分映射到由小尺度小波基张成的较细采样子空间，因此，小波变换为多重网格法提供了一种自然框架.小波变换的这一特性已经应用于1-D 地震波形反演［59，60］.对于井间地震层析成像非线性反问题，一种方法是通过小波分解压缩速度模型，来提高成像计算速度［61］；另外一种方法是在小波域对线性化方程进行多尺度分解的小波多尺度地震层析成像方法［62］.该方法将地震层析成像反问题分解为不同尺度上的一系列反问题.大尺度的反问题的目标函数局部极小少而且互相分得很开，因而用常规的反演方法可以较容易地收敛到全局极小的邻域内；将大尺度的解当作次一级尺度反问题的初始模型，再进行反演.如此类推，直到求出对应于最小尺度的原反问题的最优解.小波变换多尺度方法有效地改善了常规线性化反演方法依赖初始数模型、易陷入局部极小的不足，是复杂介质和大扰动非均匀介质成像的有效方法，另外，小波多尺度方法还能够提供不同分辨率的反演图像，有益于图像的解释.2.2井间地震多尺度遗传进化层析成像针对井间地震层析成像反问题所具有的特点：模型参数维数高，且参数在空间分布上具有一定的规律性，模型可行解空间巨大等，把简单遗传进化算法（Evolutionary Programming ，简称EP ）［63］应用于井间地震层析成像反演时应进行改进［62］.（1）二维实数编码地震层析成像问题类似于二维图像的恢复问题.一个个体就是一幅图像.此时，若采用一维染色体编码则很不方便，尤其是变异操作很不直观.因此，采用二维实数编码.每个二维染色体就对应于一个二维速度模型，每个实数编码的基因就表示对应的速度网格节点上的速度.（2）模型扰动方法在遗传进化算法中，采用模型局部扰动方式作为对父代染色体的变异.二维染色体的变异不同于一维染色体的点位变异，而是采用基因块变异或模型速度块扰动.模型速度块大小的选取的方法有两种：随机大小速度块和固定大小速度块.随机速度块，其大小可以从一个像元到整个模型变化.模型的速度块的速度扰动范围是自适应可变的，最大范围从模型・49・地球物理学进展2001年速度的下限到上限.这样一来，染色体（速度模型）的变异自动实现约束，并约束在速度参数值的选择范围内，以提高计算可靠性及计算速度.（3）多尺度逼近遗传进化算法我们将小波多尺度分析思想也引入到随机最优化过程中，将多尺度反演和进化算法反演的结合起来，称为多尺度逼近遗传进化算法（Multiscale Evolutionary Programming Algorithm ，简称MEP ）.该方法的有三个特点：一是对原反问题分解为尺度由小到大的反问题序列.随着尺度的增大，对应反问题的解空间范围缩小，这样以来，加速了反演搜索速度，减少了该尺度反问题的求解计算成本.二是对于大尺度反问题，可以通过小尺度来细化.三是与常规遗传进化算法所采用的固定搜索范围不同，多尺度反演过程中，通过在大尺度上解的邻域附近来扰动，既保证了有效基因不被丢失又使搜索范围是逐尺度缩小，速度基因值的分辨率提高，这样以来，逐尺度提高了解的精度和分辨率.3井间地震层析成像的发展方向由上可以看出，如何提高图像分辨率和成像效果，仍是今后提高井间地震析成像技术实用化程度所研究的重点.引起图像分辨率偏低、成像效果不好的主要原因是：（1）有限观测角；（2）介质的非均匀性和各向异性；（3）观测数据含有误差；（4）成像方法本身的缺陷（如线性化、正则化和弱散射近似等）.因此，井间地震CT 仍需从反演理论及方法、反演算法，野外施工与数据采集等方面进行研究、改进，进而很好地解决上述几方面的问题，才能提高地震CT 的地质效果.目前，井间地震层析成像技术需要深入研究的主要内容有：（1）含噪声不完全投影数据的3-D 地震层析成像方法；（2）复杂介质井间地震弹性波波场快速数值模拟方法；（3）双相介质井间地震层析成像方法；（4）各向异性介质井间地震层析成像方法；（5）3-D 多波井间地震层析成像方法；（6）矢量（三分量或多分量）井间地震层析成像方法；（7）四维（时间推移）井间地震层析成像方法.参考文献［1］Cerveny V.et al.著，刘福田，等译.地震学中的射线方法［M ］.地质出版社，1986.［2］Van Trier J ，Symes M M.Upwind finite-difference calculation traveltime ［J ］.Geophysics ，1991，56（3）：812～821.［3］周洪波，张关泉.复杂构造区域的初至波走时计算［J ］.地球物理学报，1994，37（4）：515～520.［4］Asakawa E ，Kanawa T.Seismic ray tracing using linear traveltime InterPolation ［J ］.Geophysical Prospecting ，1993，41（l ）：99～111.［5］赵改善，等.基于旅行时线性插值的地震射线追踪算法［J ］.石油物探，1998，37（2）：14～24.・59・第16卷第3期裴正林：井间地震层析成像的现状与进展［6］张霖斌，等.有限差分法射线追踪［J ］.石油地球物理勘探，1993，28（6）：673～677.［7］Qin et al ，Solution of the eikonal equation by a finite difference method ，60th SEG Annual Meeting ，1990.［9］Moser ，T.J.，Shortest path calculation of seismic rays ［J ］.Geophysics ，1991，56（1）：59～67.［8］Vidale J.Finite-difference calculation of traveltlme in three dimension ［J ］.Geophysics ，1990，55（5）：521～526.［9］Moser T J.Shortest path calculation of seismic rays ［J ］.Geophysics ，1991，56（1）：59～67.［10］周兵，赵明阶.最小走时射线追踪层析方法［J ］.物探化探计算技术，1992，14（2）：124～130.［11］Robert L.Coultrip ，High accuracy wavefront tracing traveltlme calculation ［J ］.Geophysics ，1993，58（2）：284～292.［12］刘洪，李幼铭.计算最小走时和射线路径的界面网全局方法［J ］.地球物理学报，1995，38（6）：823～831.［13］范祯祥，等.地震波数值模拟与偏移成像［M ］.河南科学技术出版社，1994.［14］Guust Nolet.冯锐，等译.地震层析技术［M ］.地质出版社，1991.［15］周兵，等.一种新的地震射线层析成像计算方法［J ］.石油物探，1994，33（1）：45～54.［16］吴律，著.层析基础及其在井间地震中的应用［M ］.石油工业出版社，1997.［17］Carrion P.Dual tomography for imaging complex structure ［J ］.Geophysics ，1991，56（9）：1395～1404.［18］张文生，何樵登.约束走时层析成像［J ］.石油地球物理勘探，1997，32（l ）：68～74.［19］殷军，冯锐.井间层析成像的最大滴方法［J ］.地球物理学报，1992，35（2）：234～241.［20］王成礼，孟凡林.井间地震纵横波走时层析成像处理方法［J ］.石油地球物理勘探，1996，31（4）：509～514.［21］Calman et al.Reflection +transmission for crosswell tomographic imaging ［C ］.59th SEG Annual Meeting ，1989.［22］Wu lu et al.Seismic crosshole curved ray reflection plus transmission tomography ［C ］.64th SEG Annul Meeting ，1994.［23］张树林，朱介寿.井间地震和逆VSP 联合层折成像［J ］.石油地球物理勘探，1993，28（5）：577～583.［24］Wu ，R.S.and Toksoz ，M.N.Diffraction tomography and multisource holography applied to seismic imaging ［J ］.Geophysics ，1987，52（l ）：11～25.［25］Lo T W ，Toksoz M N ，Xu S H ，Wu R S.Ultrasonic laboratory tests of geophysical tomographic reconstruction ［J ］.Geophysics ，1988，53（7）：947～956.［26］Pratt R G ，Worthington M H.The application of diffraction tomography to cross-hole seismic data ［J ］.Geophysics ，1988，53（10）：1284～1294.［27］吴律，朱光明.Born 近似层析与Rytov 近似层析对比研究［J ］.石油地球物理勘探，1993，28（1）：1～16.［28］彭成斌，陈隅.衍射CT 技术和多源全息成像技术的比较研究［J ］.地球物理学报，1990，33（2）：154～162.［29］刁顺，等.弹性波衍射CT ［J ］.石油物探，1994，33（3）：47～53.［30］孙豪志，范祯祥.弹性被介质中纵横波速度反演［J ］.石油地球物理勘探，1994，29（6）：678～684.［31］陈湛文，等.弹性介质中密度ρ与拉梅常数λ、µ的衍射层析成像方法研究［J ］.地球物理学报，1995，38（2）：234～242.［32］Pai D M.Crosshole seismic using vertical eigenstates ［J ］.Geophysics ，1990，55（7）：815～820.［33］Dickens T A.Diffraction tomography for crosswell imaging of nearly layered media ［J ］.Geophysics ，1994，59（5）：694～706.［34］黄朕捷，吴如山.垂直非均匀背景多频背向散射层析成像［J ］.地球物理学报，1994，37（1）：87～100.［35］井西利，杨长春.一种非均匀背景的散射层析成像方法研究［J ］.石油物探，1997，36（2）：7～14.［36］Tarantora A.Inversion of seismic reflection data in the acoustic approximation ［J ］.Geophysics ，1984，49（8）：1259～1266.［37］黄联捷，杨文采.声波方程送散射反演的近似方法［J ］.地球物理学报，1991，34（3）：626～634.［38］社剑渊，杨文采.跨孔地震层析成像的级联方法［J ］.地球物理学报，1991，34（6）：771～780.［39］Tura M A C ，Greaves R J ，Beydoun W b.Crosswell seismic reflection /diffraction tomography ：A reservoir characterization applica-tion ［J ］.Geophysics ，1994，59（3）：351～361.［40］Pratt R G ，Goulty N bining wave-equation imaging with traveltime tomography to form high-resolution images from crossholedata ［J ］.Geophysics ，1991，56（2）：208～224.［41］Reiter D T ，Rodi W.Nonlinear waveform tomography applied to crosshole seismic data ［J ］.Geophysics ，1996，61（3）：902～913.［42］王守东，刘家琦.二维声波方程速度反演的一种方法［J ］.地球物理学报，1995，38（6）：833～839.［43］王大川，严忠琼，层析成像中的波形反演［J ］.物探化探计算技术，1996，18（4）：289～303.・69・地球物理学进展2001年［44］Luo Y ，Schuster G T.Wave-equation traveltime inversion ［J ］.Geophysics ，1991，56（5）：645～653.［45］樊计昌，许云.最大摘走时波形层析成像［J ］.石油物探，1995，34（2）：46～52.［46］牛彦良，杨文采.跨孔地震CT 中的逐次线性化方法［J ］.地球物理学报，1995，38（3）：378～386.［47］Bunks ，C ，Saleck ，PM ，Zaleski ，S ，Chavent ，G.Multlscale seismic waveform Inversion ［J ］.Geophysics ，1995，60（5），1457～1473.［48］陈小宏，牟永光.地震波动方程反演的多重网格方法［C ］.中国地球物理学会年刊，地震出版社，1995.［49］钱建良，刘家琦.波动方程反问题的多尺度反演方法［C ］.中国地球物理学会年刊，地震出版社，1995.［50］Zhou C ，Ci W ，Luo Y ，schusteL G ，Hassanzadeh S.Acoustic wave equation trveltime and waveform inversion of crosshole seismicdada ［J ］.Geophysics ，1995，60（3）：765～774.［51］Stoffa P L ，Sen M K.Nonlinear multlparameter optimization using genetic algorithms ：inversion of plane -wave seismograms ［J ］.Geophysics ，1991，56（11）：1794～1810.［52］Sen M K ，Stoffa R L.Nonlinear one -dimentional seismic waveform inversion using simulated annealing ［J ］.Geophysics ，1991，56（10）：1624～1638.［53］Sen M K ，Stoffa P L.Rapid sampling of model space using genetic algorithms ：examples from seismic waveform inversion ［J ］.Geo-phys.J.Int.，1992，108：281～292.［54］Mosegaard K ，Vestergaard R D.A simulated annealing approach to seismic model optimization with spare prior information ［J ］.Geophysical Prospecting ，1991，39（5）：599～611.［55］Pullammanappall ，S K ，Louie J N.Inversion of seismic reflection travetimes using nonlinear optimization scheme ［J ］.Geophysics ，1993，58（10）：1607～1620.［56］石琳柯.地球物理遗传反演方法研究［博士学位论文］［D ］.中国地质大学（北京），1996.［57］Vilis D R ，Ulrych T J.Traveltime tomography using fast simulated annealing ［C ］.65th SEG Annul Meeting ，1995，1055～1057.［58］席道瑛，等.BP 网络的改进及模拟退火神经网络在地学中应用［J ］.物探化探计算技术，1996，18（3）：219～224.［59］杨丽华，孟昭波.一维波动方程小波逐版本反演［J ］.地球物理学报，1995，38（6）：815～822.［60］孟鸿鹰，刘贵忠.小波变换多尺度地震波形反演［J ］.地球物理学报，1999，42（2）：241—248.［61］Zhaobo Meng ，Scales J A.2-D tomography in multi-resolution analysis model space ［C ］.SGE 66th annual meeting ，Expanded Ab-stracts ，1996，1126～1129.［62］裴正林.小波多尺度井间地震层析成像方法研究及其应用［D ］.博士学位论文，北京：中国地质大学（北京），2000.［63］陈国良，等.遗传算法及其应用［M ］.北京：人民邮电出版社，1996.STATUS AND PROGRESS ON CROSSHOLESEISMIC TOMOGRAPHYPEI Zheng-lin（University of Petroleum ，Beijing ，100083，China ）Abstract ：This paper gives a review on crosshole seismic tomography during last decades.And it gives the up-to-date progress on applying the wavelet transform to tomography problem.The paper also gives the prospect of the method.Keywords ：Crosshole seismic tomography ；Wavelet multiscale ；Reserch progress ・79・第16卷第3期裴正林：井间地震层析成像的现状与进展。