复杂山区初至波层析反演静校正
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。
适合于复杂地表条件下静校正处理技术
Ａ
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Ｇ பைடு நூலகம்Ｘ
Ｂ
的初 至折 射 时 间 ， 能 够 有 效 地 进 行 初 至 折 射 波 静 不
校正处理 ； 外 ， 果 可 控 震 源 和炸 药 震 源 ｝ 另 如 昆合 使
用 。 大炮 初 至 上 也 较 难 人 工 拾 取 初 至 折 射 时 间 。 在
以 上 因 素 决 定 了初 至 折 射 静 校 正 并 不 适 合 于 某 些 特 定地 区 。通 过 对 静 校 正 方 法 的 大 量 研 究 和 探 索 ， 并
射 波 传播 路 径发 生 畸变 ， 造成 时距 曲线 畸变 ， 法 很 好成 像 ， 者 根 据 理 论研 究 和实 际 处 理 过 程 ， 结 了一 套适 而 无 笔 总
合 复 杂 地 表 条 件 的 初 至 模 型 静 校 正 、 大 面 元 组 合 静 校 正 和 相 关 法 自动 剩 余 静 校 正 循 环 迭 代 的 处 理 方 法 。 通 过 实 扩
静 校 正 是 实 现 ＣＭ Ｐ 同 相 叠 加 的 一 项 重 要 的 基 础 工 作 ， 直 接 影 响 叠 加 效 果 ， 定 叠 加 剖 面 的 信 噪 它 决
充 分 利 用 野 外 小 折 射 结 果 ， 结 了 一 套 解 决 复 杂 地 总
区 静 校 正 问题 的方 法 ， 通 过 生 产 实 践 得 到 了验 证 。 并
度 分 析 的 质 量 ， 高 叠 加 剖 面 的 信 噪 比 和 垂 向 分 辨 提
ｌ 方 法 原 理
１ １ 初 至 模 型 静 校 正 处 理 方 法 ．
初 至 模 型 静 校 正 是 在 地 震 资 料 处 理 时 ， 据 野 根 外 提 供 的 小 折 射 ， 取 初 至 时 间 ， 定 测 线 上 每 一 个 拾 确 观 测 点 的 时 间 深 度 值 Ｔ ， 后 用 扫 描 法 或 者 人 工 给 然 定 方 法 选 择 风 化 层 速 度 。值 ， 差 值法 估 算 出 折 射 用 界 面 深 度 ， 而 建 立 了 地 表 折 射 界 面 模 型 。随 后 根 从 据 各 点 高 程 ， 终 基 准 面 高 程 以 及 井 深 、 口时 间等 最 井 诸 多 因 素 ， 别 计 算 出炮 点 和 检 波 点 处 的静 校正 值 。 分 最 后 进 行 静 校 正 量 的 高 、 频 分 离 ， 别 应 用 于 叠 低 分 前 、 后 地 震 数 据 ， 型 示 意 见 图 １ 叠 模 。
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 。
初至层析静校正在复杂山地三维地震勘探中的应用
优点 ， 广泛应 用 于地形 起伏 较 大地 区 。 随着 地形 被 但 高 差增 大 、 貌单 元 多 变 、 地表 模 型 复杂 ， 至折 地 近 初 射静 校 正 的精 度达 不 到希望 的 目标 。近年 来 绿 山公
型 精 度低 于层 析 折 射 静 校 正 ， 而且 其叠 加 剖 面精 细 程 度 也 远 低 于 层 析 静 校 正 ， 在 初 至 折 射 静 校 正 叠 加 剖 面 同相 轴 如 上 呈 现 的 凹 凸 形 态 ， 层 析 静 校 正 叠 加 剖 面并 无 显 示 ， 后 者 剖 面 的 信 噪 比 也 比前 者 明显 提 高 。 在 且 关 键 词 ： 至折 射 静 校 正 ； 至 层 析 静 校 正 ； 地表 模 型 ； 料 处 理 ； 维 地 震 勘 探 初 初 近 资 三
中图 分 类 号 ： ６ ｌ Ｐ３ － ４ 文献标识码 ： Ａ
在 我 国西部 复 杂 山地蕴 藏 着 丰 富 的煤 炭 资 源 ，
非水 平 观测 面带来 的影 响 。显然 静校 正 的精 度直接 影 响到叠 加后 的 地震资 料精 度 。初 至折射 静校 正方
法 因其采 用地 表一 致性 模 型 、不需要 确定 基 准面 等
向量 ， 它与深 度 、 速度 有关 系
维普资讯
第２ ０卷 ６期 ２０ ０ ８年 ６月
文 章编 号 ：６４ １０ （０ ８０ — ０４ ０ １ ７— ８ ３２ ０ ）６ ０４ — ２
中 国 煤
炭 地 质
Ｃ０ＡＬ ＧＥＯＬＯＧＹ ＯＦ ｉ ＮＡ Ｃｔ Ｉ
Ｖｏ － ． ｌ ０ Ｎｏ６ ２ Ｊ ｎ ２ ０ ｕ． ０８
司在 其初 至折 射静 校 正的基 础 上进一 步开 发 了层析 静校 正技 术 ，对 复杂地 形地 貌 近地 表模 型进一 步精 细化 ， 高 了静校 正 的精 度 。 提
层析静校正方法在复杂地表静校正中的应用
层析静校正方法在复杂地表静校正中的应用摘要：我国中西部地区地表条件十分复杂，地表高程变化剧烈，表层低速带速度横向变化较大，静校正的正确性直接关系到叠加剖面上煤层反射波的动力学特征、运动特征和正确成像。
本文在阐述层析静校正方法的理论基础上，通过实际资料的处理，分析了其在地表复杂地区的应用特点。
关键词：复杂地表；层析静校正；模型离散化；射线追踪0引言我国中西部地区大部分属于复杂地表地区，受复杂地表条件影响，一方面反射资料信噪比低，不能精确成像，另一方面会使反映出的地下构造信息发生畸变，引起假“构造”，这就使得静校正成为影响这些地区地震勘探效果的关键技术之一。
因此，进行静校正方法的研究，解决好静校正问题，具有重要的理论意义和实用价值[1]。
1 层析静校正的理论基础[2]层析静校正是一种非线性模型反演技术，它利用地震初至波的走时和射线路径反演介质速度场。
这项技术不受地表及近地表结构纵横向变化的约束，使用的是地震初至波的到达时间，得到的结果是地下不同深度的速度值，更加符合低速带速度并非严格成层的实际情况。
层析静校正反演得到的是纵横向连续变化的表层低速带，避免了层状速度模型的假设，更适合复杂近地表条件表层速度模型的建立，具有更强的适应能力。
地震层析成像技术是指在已知某种地震波的旅行时的情况下反演求解地下介质的速度场。
地震波的旅行时间是对地下介质慢度函数沿着波的传播射线路径的进行线性积分，可表示为：（1）上式中，是指地下介质的慢度函数，dl是指波的射线路径的微分，T是指地震波从震源s到检波点r的走时。
把（1）式离散后，可以将其写成如下：式中T表示为所有炮点到检波点的旅行时矩阵，S是指地下介质的慢度矩阵，A表示为与地震波传播射线路径有关的距离矩阵。
反演则是指在已知地震波的旅行时矩阵T的条件下反推出慢度函数s（x，z）。
由于距离矩阵A也是未知的，直接从上式求出S是不可能实现的。
因此，必须先要对S做出假设，再利用正演方法求出射线路径A和走时T，最后，通过比较实际走时和正演计算得到走时，求出走时差矩阵△T，慢度矩阵S的修正量为△S，△T与△S的关系可表示为：式中△T、A已知，可用很多方法求出△S。
初至时间反演静校正技术的发展趋势及实践效果
1 常用静校正技术的局限
1 . 1 微测井分层模型法 由所建立的模型可见 , 能较好地控制模型的低 频分量, 真实反应地下速度变化。但由于受空间采 样的影响, 不能反映低降速带横向变化对地震资料 [ 1~ 3] 的影响 ; 同时受钻井深度的影响 , 所采集资料 时常在区域上不能建立稳定层系的模型 , 从而引起 校正错误。 1 . 2 小折射法 虽然建立的模型能较好地控制模型的低频分 量, 但由于它要求激发与接收必须在同一平面上且 无地层倾角变化 , 因此容易受到地表高程剧烈变化 [ 1~ 3] 以及低降速带横向变化的影响 。同时 , 当低降 速带厚度较大时 , 受排列长度限制采集的也难以进 行。与微测井一样, 它还受空间采样的影响而不能 反映出低降速带的横向变化。 1 . 3 初至折射波反演法 初至折射波反演法在理论上能反演高频、 低频
。因此, 静校正处理技术一直 是地震工作
者持续研究与重点关注的课题。 经过长期的勘探实践 , 新疆油田公司地震数据 处理工作者建立了微测井分层模型法、 小折射法、 大折射沙丘曲线法、 初至折射波反演法和初至层析 反演等静校正处理技术, 并在准噶尔盆地的勘探实 践中发挥了重要作用。尤其是折射波反演静校正 技术, 由于该技术利用了大量初至折射波信息, 可 以连续反演地表各物理观察点的延迟时间 , 得到理 想的成像质量, 因此 , 近年来发展迅速并逐步成为 主流技术之一。 由于各类单一技术本身的局限以及假设条件 的苛刻 , 使得这些技术在陆 9 井、 滴 12 井、 泉 1井 等复杂表层结构地区的应用中 , 遇见了前所未有的
2 静校正技术的发展趋势及实现方 法
就静校正技术本身而言, 没有大的突破 , 依然 还是常见的微测井分层模型法、 小折射法、 大折射 沙丘曲线法、 初至折射波反演法, 以及初至时间层 析法等 , 或者是这些方法的各类算法有小的改进。 但其应用方式及生产流程却出现了新的趋势, 并已 经形成技术序列 , 这就是利用尽可能多的信息, 以 表层资料解释及可视化模型时时关联互动为基础, 分层系、 分阶段, 利用不同方法建立合理速度深度 模型, 用于表层结构校正。 西方地球物理公司在综合折射波与层析法特 点的基础上 , 提出了全初至时间多炮检距段折射层 析反演技术。而 CGGV eritas公司则提出了四套方
层析反演静校正技术及其应用
层析反演静校正技术及其应用Ξ罗有春,雷 宛,王怀坤,周文峰,邹 俊(成都理工大学,四川成都 610059) 摘 要:近年来,静校正技术在复杂地区地震数据处理中起着举足轻重的作用。
回折波走时层析反演是一个全三维反演方法,它是用回折波或连续折射直达波通过高精度的交互反演近地表介质速度变化,进而计算静校正量的过程,它适用任意观测系统的二维或三维地震资料。
将此方法应用在某地资料处理中,提高处理剖面质量,尤其在解决长波长静校正方面,取得了明显效果,与其它同类静校正技术相比有独到之处。
关键词:初至波;回折波;表层速度模型;层析反演静校正 在沙漠、戈壁、黄土塬、山地等地震勘探复杂地区,静校正和信噪比是影响地震资料处理质量的重要因素,静校正问题严重影响了地震资料叠加成像的质量。
在这些复杂地区地形起伏比较大,表层岩性变化非常剧烈,低降速带厚度变化大,激发接收条件复杂等引起的近地表条件纵横向变化剧烈。
存在严重的长波长和短波长静校正问题。
如果解决不好,将会影响叠加偏移剖面的构造形态,导致错误的解释结果,也将降低叠加偏移剖面的信噪比,影响储层解释和储层研究。
通常短波长静校正量的变化会引起反射同相轴错位,叠加后不能很好的聚焦;长波长静校正量的变化会造成地震剖面上的虚假构造。
静校正解欠佳,不仅影响后续各阶段的处理质量,也会导致欠优化或完全错误的虚假构造。
对复杂地区的地震资料处理,静校正是关键技术之一,能否解决静校正问题已成为衡量资料处理技术水平高低的重要标准。
因此,复杂地区地震资料处理过程中选择合理、适用的静校正方法越来越重要。
本项目研究是利用基于回折波的层析反演静校正方法,力图解决复杂地区的长波长静校正问题。
利用拾取的初至波通过高精度的层析反演方法反演复杂近地表速度结构,获得高精度的静校正值,进一步提高地震资料品质,为识别和研究低幅构造奠定良好的基础。
与现有的延迟时方法相比,层析方法提供了一种不同于折射模型的静校正计算方法。
层析静校正技术
层析静校正技术一级类目：油气勘探二级类目：前陆盆地油藏勘探技术三级类目：前陆盆地地震勘探技术——地震资料处理技术技术类型：前沿技术（中试或现场先导试验技术）在地形复杂、老地层出露地区，地表速度横向变化剧烈，折射界面不能连续识别时，传统的野外高程静校正、初至折射静校正很难解决好静校正问题。
层析静校正技术在这些地区尤其是在三维静校正方面具有明显优势。
从低速层底部折射的波可成功地用于计算和改善野外静校正。
层析静校正包括回转射线层析成像和静校正两部分。
1、层析成像首先利用回转射线层析成像估算近地表速度。
把要成像的介质离散成小矩形单元或格子状的网格，每个单元有一个单一速度（v）,输入数据是从单炮记录中人工拾取的折射（初至波）旅行时（t）, 震源和检波器都位于地表。
速度估算通过解下面方程组获得=?式中，D是射线段的矩阵（m×n），s是未知慢度的矢量（n×1），t为所观测时间的列向量（m×1）。
解方程?的方法很多，一般是最小二乘法和共轭梯度法。
相应的，不同求解方程?的方法形成不同的层析静校正方法。
使观测（拾取的初至折射）和预测的（根据初始模型进行射线追踪得到的）旅行时差最小。
其过程是一个迭代过程，一般分为5步：（1）拾取初至；（2）通过初始速度模型进行射线追踪；（3）射线路径分成小段，使其每个部分包括速度模型的每个网格；（4）对每条射线计算观察和预测的旅行时差；（5）将时差返回到速度模型，并不断地进行修正。
层析成像反演是一个非线形问题。
利用初始模型的一套射线追踪进行线形反演是实际可行的。
好的初始模型一般是根据初至旅行时或区域资料建立的。
当地形变化很严重时，建议用沿着变化的地形初始化的垂向速度梯度建立初始速度模型。
通过反演的速度模型和测井资料对比，回转射线层析成像可以估算比较精确的近地表速度模型。
2、静校正这个过程比较简单，从地面到下延拓基准面（利用所计算出的近地表速度场）垂直估算静校正值，然后用一常数替代速度，通过整体静态时移，将基准面上延到最后基准面。
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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
0x ( 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 :
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)
476
地 球 物 理 学 进 展
23 卷
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 ] .
. 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
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
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 .
(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
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
0 引 言
静校正是一系列反射波地震勘探数字处理的基 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
2期
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
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