层析反演静校正
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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
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
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…
。
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
。
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，
．
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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
。
，
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主 要 是 短 波长 的静 校 正 量 从 地 质 角度 来 看
；
．
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；
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．
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初至 走时层析静校正 初 至 走 时层 析反 演利 用直 达 波 折
、 、
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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
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! 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 ）
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 !!$ !# " !!" !# " !! ) !# " … … !!$ !# * ! # $ ! !$ !!" ! # " ! !" & !# * # ! ! ! * ) !! ) !# *
& #$ %
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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
!! " % !& 。 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：
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