地震数据处理第五章：静校正

（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）； ⑥折射分析射线反演静校正方法；
静校正采用了地表一致性模型：
速度反差大，低速带不能太厚，地形起伏不能太 大， 高速顶界面起伏不能太大。
实际资料有 ‘静而不静’ 的问题，非地表一致性。
（6）影响静校正量的因素除近地表结构（地形、低、 降速带厚度和速度等）外，还与激发、接收点深度 及基准面高程和替换速度（用于基准面静校正量计算的速度， 叫基准面校正速度或替换速度或填充速度）有关。
第二类:信息源来自于正常生产的初至信息
正常生产炮的初至信息一般是直达波和 近地表折射波，进入复杂山地以后，初至波 信息变得十分复杂，除上述两种类型波以外， 可能还有透射波、反射波、反射折射波、折 射反射波，以及多次折射波和多次折射反射 波等。
利用初至信息估算静校正量的方法为数 众多，在生产中应用十分广泛，是一类重要 的静校正量估算方法。
的散射和噪声； 4）射线自下而上穿过LVL界面时，不管层下传播
方向如何，都会产生强烈弯曲； 5）自由表面会产生虚反射，与直接下传信号相叠； 6）强阻抗界面，会产生多次波和波形转换。
静校正量 是炮点和检波点空间位置的函数，是沿空间变化
的曲线（面），可分解为低频分量和高频分量。
（8）低频分量即长波长(波长大于排列长度)静校正 量，对叠加效果影响不十分明显，但影响低幅构造 的勘探。
实际工作中是用τ值检波器，而不用上式计算。
τ值检波器可帮助监督井深。
Oj h0 hj h O
GL
hS
地面
基准面
hL
V0
低速带底面
V
R
3．地形校正
地形校正是将测线上位于不同高程的炮点和接收点校
正到基准面上。
炮点校正量
O
1 V0
h0
检波点校正量
S
1 V0
hS
故第 j 炮第 L 道的地形校正量：
基于反射波信息的静校正方法：
（1）最大叠加能量准则法（二阶差分法等）； （2）相关法求静校正量，包括MISER（与模型道相关）
和SATAN等； （3）模型迭代法（求长波长分量静校正等）； （4）其它高级算法：包括蒙特卡罗迭代法、遗传算 法、阻尼LSQR算法、高斯赛德尔迭代算法等； （5）波动方程延拓静校正方法。
式中
t
n i 1
h i
vi
e d
e g
vs
Δt为炮点或检波点静校正量(s)；
hi为第i层的厚度(m)；vi为第i层速度(m/s)；
（9）高频分量即短波长(波长小于排列长度)静校正 量，影响同相叠加。
（10）地表一致性剩余静校正主要解决 短波长静校正问题；
（11）野外静校正和折射静校正主要解 决长波长静校正问题。
（12）基准面：可以是
水平面； 倾斜面； 曲面。
可分为 参考基准面或最终基准面； 中间基准面，如浮动基准面。
（13）浮动基准面=CMP叠加基准面，是通过对 CMP平滑而得到的基准面，是时间基准面。
第二节 基准面校正或野外静校正
将地表采集的地震记录校正到基准面上。
一个风化层：
AB Aw Bw AR BR
地表 风化层底 基准面
（1）将A、B 校正到AW和BW;
（2）将AW、BW 校正到AR和BR。
包含着：风化层校正（含地形校正）和 基准面校正。
（1）将A、B 校正到AW和BW
风化层校正（含地形校正）
这类算法是在应用前面第一、第二类算法估 算出的静校正量以后的记录上进行，其目的是 解决剩余静校正量问题。首先，这类方法利用 的是经过常规处理和动校正以后的道集记录， 要求数据有较高的信噪比，因此一般以信噪比 较高的目的层为中心提取一个时窗段内的数据 来运算；其次这类算法主要是解决静校正量中 的高频分量的小校正量部分，其基本原理是叠 加能量最大或者具有较高的相似性度量。
总的低速带校正量为：
' jl
1 (
V0
1 V )(h 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
低速层主要是暴露在大地表面不胶结的松散介质， 厚度一般不大；降速层下伏在低速层之下，不胶结或 半胶结。
塔里木河
沙漠区主要是经过地壳运动，使盆地整体抬升而露出水面，后又 在风力的作用下形成目前这种凹凸起伏、形状怪异的沙丘、沙梁 及沙沟等地貌形态。由于年注水量远远小于其蒸发量，因此该区 气候十分干燥，潜水面非常低，部分地区的地表沙在风力作用下， 顺风方向移动，处于半流动状态。
jl
hS )
注：地形校正量有正有负，通过 h0、hS 的正负体现，
一般规定测点高于基准面时为正，低于基准面时
为负。
4.低速带校正
低速带校正是将基准面以下的低速层的速度用基岩速度 代替。
炮点处的低速带校正量为：
' j
hj V0
hj V
检波点处的低速带校正量为：
' l
hl V0
hl V
EGW EGR V
W
R
总的基准面静校正量为：
T T T
D
S
G
1100
1050
186118 V=2118m/s
1000 H=95m
186线
地形高程
950
900
底界高程
850
800
186118
750
V=1818m/s
H=97m
700
105 115 125 135 145 155 165 175
野外静校正 1． 定义
近地表由于高程、厚度、速度的空间变化，当地震 波穿过近地表时，产生不等量的延迟时差，改变了反 射时距曲线所遵循的时距曲线方程，动校正后不能同 相叠加成像，且不能反映真实的构造形态。
表层介质按速度划分为低速层（速度小1000m/s）、 降速层（速度在1000m/s~2000m/s之间），高于 2000m/s的介质归类为高速层（即成岩地层）。
（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。
第三类，根据生产记录中的反射波信息估算静 校正量
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。
据信息来源大致可分为三类：
第一类在野外进行表层结构调查：如小折射、微 测井、地形测量等，获得近地表模型中的控制点上 的数据，并把这些数据外推或内插到各个点上；然 后确定一个基准面，再根据地形线高程数据，计算 出每一个炮点和检波点上的校正量。由此算出的校 正量称为野外静校正量。
基于近地表模型的静校正方法：
（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）。
（2）将AW、BW 校正到AR和BR
基准面校正
用以消除风化 层和地形对反 射时间的影响。
A点的静校正量为： T T T
A
Aw
AR
B点的静校正量为：
T B
T Bw
-
TBR
某一道的基准面校正包括：炮点和检波点基准 面校正（两部分）。
若采用井下激发，还要包括井深校正。
ES—炮点高程 EG—检波点高程
山地和山前带
地表起伏对反射波时 距曲线的影响
STATICS
第一节 与静校正有关的概念
1、静校正的概念
（1） 概念：消除由于地表高程变化、风化层厚 度和速度变化、激发和接收点深度变化等因素 对 反射波传播时间影响的过程称为静校正。
（2）好处：准确的静校正对优化速度分析、改 善叠加成像效果、提高地震记录的信噪比和分辨 率、准确刻画各种地质体的几何形态都具有十分 重要的意义。
直接利用野外实测的表层资料，进行的静校正叫野外 静校正，也叫基准面校正。
包括井深校正，地形校正和低速带校正。
2.井深校正
井深校正是将激发点 O 的位置由井底校正到地面 Oj。
j
1 [
V0
(h0
1 hj) V
h)
注：取“负号”是“减负”等于“加正”，因为静校正
是减去静校正量。
说明：τ值检波器记录到的时间τ与上式计算的相同。
校正量不随时间变化