几种速度的概念
有关电磁波传播中几种速度的定义及其关系的讨论
面 的方程 为 ｋ・ Ｊ＝常量 ，或 一ｏ ＝常量 ；将 Ｘ—Ｏ ｒ Ｊ ｒ
其对 时 间 ｆ 求导，便 得 １ ， ：
ｄｔ
： ，亦 即相 速
ｋ
进行 了计算 ，进一 步从 实践 上 阐明 了它们 的意 义．
（） ５
１相速 、群速与能速 的一般定义
关于 相速 与群 速 ，尤 其是 相速 ，这 在 所 有讨 论
为求 群 速 ，将（） 三 式 对 求 导后 代 入 定义 ４之
式（） ２，即有
维普资讯
２ ８
湖 南 文 理 学 院 学 报 （ 然 科 学 版） 自
２０ ０ ８年
ｖ—／＝＝。Ｆ （ ＝—｜ｌ去，㈣ ＝ １ 去，＝＝ ６ — —— ，｜ ） 、 —， Ｆ 、 ＝ ＝
ｌ ， ＝ ． （） ３
这 里 要强调 的是 ，式 中 ｇ 、 都 为时间和 空间 的平 － 均值 【． 引
献【】 ８中虽指 出能量 传播 的速 度是 区别 于相速 、 速 群
的更 一般 的物 理概 念，但 只 具体 讨论 了能速 与相 速 的 关系 问题 ；文 献 【， 】 讨 论和 证 明 了物 质 波 的 ９１ 则 ０
（ 波包） 或 的传 播速 度，其 定义 为：
ｄｏ ）
ｓ ，
中图分类号： ４ Ｏ４ １
文献标示码 ： Ａ
波 的传 播速 度 一直 备 受关 注，如 波 的相 位传 播
（） ２
速 度 、 群（ 波 或波 包） 的传 播速度 ．一般 地 ， 非色 散 在
介质 中传 播 的波 ，群 速 度等 于 能速 度 【 ］ ｌ ．因此 ，常 ， ２
地震勘探中常用速度的概念和特点
地震勘探中常用速度的概念和特点地震勘探是一种通过分析地震波在地下传播的方式来获取地下结构信息的方法。
在地震勘探中，速度是一个重要的参数，它描述了地震波在地下传播的速度。
常用的速度包括纵波速度（P波速度）、横波速度（S波速度）和层速度。
纵波速度（P波速度）是地震波中传播速度最快的一种。
它是指地震波在介质中传播时，颗粒沿着波的传播方向做压缩和膨胀运动的速度。
纵波速度通常比横波速度大，因为介质对压缩力的响应比对剪切力的响应更快。
纵波速度可以用来计算地震波在地下的传播时间，从而确定地下结构的深度。
横波速度（S波速度）是地震波中传播速度较慢的一种。
它是指地震波在介质中传播时，颗粒沿着波的传播方向做剪切运动的速度。
横波速度通常比纵波速度小，因为介质对剪切力的响应比对压缩力的响应更慢。
横波速度可以用来计算地震波在地下的传播时间，从而确定地下结构的深度。
层速度是地震波在地下不同介质中传播的平均速度。
地下介质的速度通常是不均匀的，因为地下结构的密度和弹性模量会随深度变化。
为了更准确地描述地下结构，地震勘探中常用层速度来表示地下介质的速度。
层速度可以通过分析地震波在地下的传播时间和路径来计算得到。
在地震勘探中，速度的特点有以下几个方面：1. 方向性：地震波的传播速度通常与传播方向有关。
纵波速度通常比横波速度大，而且在同一介质中，纵波速度的方向性比横波速度更强。
这是因为介质对压缩力的响应比对剪切力的响应更快。
2. 受介质性质影响：速度的大小和方向受地下介质的性质影响。
不同类型的岩石和土壤具有不同的密度和弹性模量，从而导致不同的速度。
因此，在地震勘探中，需要对地下介质的性质进行准确的分析和判断，以获得准确的速度信息。
3. 变化性：地下介质的速度通常是不均匀的，因为地下结构的密度和弹性模量会随深度变化。
因此，在地震勘探中，需要通过分析地震波在地下的传播时间和路径来计算层速度，以更准确地描述地下结构。
总结起来，地震勘探中常用速度包括纵波速度、横波速度和层速度。
几种速度概念与叠加速度谱的解释
几种速度概念与叠加速度谱的解释速度参数十分重要，但又很难精确地测定它的数值。
其原因由于地质介质的不均匀性、速度是矢量，即使在同一岩层不同部位和沿不同方向，地震波的传播速度也各不相同，它是空间坐标的函数Ｖ＝Ｖ（ｘ，ｙ，ｚ）。
在实际生产工作中，不可能真正精确确定这种函数关系。
为了满足生产的需要，根据用途不同和地震技术所能达到的水平，对极其复杂的实际情况作种种简化，建立近似的介质模型，并引入各种速度概念。
下面分别简要介绍几种与解释有关的主要速度概念、使用范围和相互关系。
一、速度的概念1、平均速度当地震波的射线垂直穿过水平地层时，平均速度定义是：一组水平层状介质中地震波垂直穿过某一层以上各层的总厚度与总的传播时间之比。
对于n 层水平层状介质的平均速度是：式中h i ，V i 分别是每一层的厚度和速度。
平均速度的引入，是将反射面上覆的若干地层，近似地简化为均质单一的地层模型。
从公式（5-2-1）中可以看出，平均速度不是各分层速度值的线性平均，而是各分层中波的垂直传播时间对分层速度的加权平均。
这就意味着，垂直传播时间大的低速层或厚度大的分层对平均速度影响大，垂直传播时间小的高速层或薄的分层对平均速度影响小。
按平均速度的定义，波在水平层状介质中应以直射线传播。
事实上，远离炸点观测地震波时，地震波传播时是沿最小时间路径传播，即是以拆线传播的。
由此可见，平均速度必然产生误差，误差范围随观测点离爆炸点距离增加而增加。
因此，平均速度只有在垂直入射和炮检距范围不大的情况下才是正确的，它只适用于把时间剖面转换成深度剖面。
２、均方根速度均方根速度是每层的速度传播时间（t i ）加权后平均再开方的值，记为V rms ，即：均方根速度不管射线折曲状况如何，仍然以直射线来近似；也没考虑波沿不同射线的传播速度如何变化，只是一个与各分层速度有关的统一速度。
均方根速度是常速，与炮检距无关。
实际上，层状介质中反射波的真正传播速度是随炮检距的增加而增大的，所以V rms 不是真正准确的速度，只不过比平均速度更近似一些；但随炮检距增大，误差更大。
几种速度的概念
几种速度的概念一、平均速度av V定义：一组水平层状介质中某一界面以上的平均速度就是地震波垂直穿过该界面以上各层的总厚度与总的传播时间之比。
n 层水平层状介质的平均速度就是：1111n nii ii i avnni ii i ih t VVh tV ======∑∑∑∑式中ih 、iV 分别是每一层的厚度和速度。
意义：简言之，平均速度的引入，就是用一种假想的均匀介质来代替整套层状介质，使地震波在假想均匀介质中的传播情况很接近于真实情况。
二、均方根速度R V定义：把水平层状介质的反射波时距曲线近似地当作双曲线求出的波速就是这一水平层状介质的均方根速度。
在均匀介质中，水平界面情况下反射波的时距曲线是一条双曲线：22014t h x V=+ 即：22202x t t V=+ 其中：0h 是界面的深度，t 是双程垂直反射时间，x 是接收点与激发点距离，t 是在x 处接收到反射波的时间。
上式的意义在于：如果一条时距曲线的方程可以写成这样的形式，就表示波是以常速度传播的。
而在实际中，如果有一水平界面，覆盖介质是不均匀的时，这种情况下反射波的时距曲线的表达式将是如何？它还是不是一条双曲线呢？下面以水平层状介质为例，导出均方根速度的概念。
如图所示，水平层状介质。
在O 点激发，在S 点接收到第n 层底面的反射波传播时间为12cos nii i ih t V θ==∑ ，相应的炮检距为12ni ii x h tg θ==∑。
根据折射定律，1212sin sin sinsin i n i n P VV V V θθθθ====L L所以有：12cos nii i ih t V θ==∑→2211ini i t P V ==-∑12ni ii x h tg θ==∑ →222111ni i i x p V==-2211ini i t t P V ==-∑222111ni i i Pt V x p V==-∑???−−→ ()t f x =的显函数形式。
运动快慢的描述 速度
运动快慢的描述：速度速度是描述物体运动快慢的物理量，它是指单位时间内物体所移动的距离。
在运动过程中，速度的快慢可以直观地反映出物体在空间中相对于时间的移动程度。
本文将对速度的定义、计算和运动状态的快慢进行详细描述，并探讨速度对物体运动特性的影响。
速度的定义速度是指物体在单位时间内所移动的距离。
在物理学中，速度的定义是一个矢量量，包括速度的大小和方向。
速度的大小可以通过物体位移的大小和所用时间的比值来计算。
在一维运动中，速度的大小等于物体位移的绝对值除以所用时间。
速度的方向指的是物体运动的方向。
它可以是直线运动的正方向，也可以是曲线运动的切线方向。
例如，在地球上的自由落体运动中，速度的方向是向下的。
速度的计算速度的计算可以通过物体的位移和所用时间来完成。
在一维运动中，速度的计算公式如下：速度（v）= 位移（Δx）/ 时间（Δt）其中，位移（Δx）是物体从起点到终点的距离差，时间（Δt）是物体从起点到终点所用的时间差。
通过这个公式，我们可以计算出物体在某一时刻的速度大小。
在二维或三维运动中，物体的速度可以用矢量表示。
矢量是具有大小和方向的量，可以通过对位移矢量除以时间来计算。
例如，在平面运动中，速度矢量由速度的大小和方向决定，可以用箭头表示，箭头的长度表示速度的大小，箭头的方向表示速度的方向。
速度与运动状态的关系速度是描述物体运动状态的重要物理量，它可以反映出物体运动的快慢。
当物体的速度较大时，说明物体移动的距离较远，并且在单位时间内所移动的距离较多。
相反，当物体的速度较小时，则说明物体移动的距离较近，并且在单位时间内所移动的距离较少。
物体的速度还能够反映出物体的运动方向。
正的速度表示物体运动的方向与速度矢量的方向相同，而负的速度表示物体运动的方向与速度矢量的方向相反。
当速度为零时，说明物体处于静止状态。
速度还可以反映出物体运动的加速度情况。
当物体的速度增加时，说明物体在单位时间内移动的距离增加，速度的快慢增加。
时速单位的概念
时速单位的概念时速单位是用来表示速度的一种单位，通常用于描述物体在单位时间内移动的距离。
时速单位常见的有千米每小时（km/h）、米每秒（m/s）、英里每小时（mph）等。
千米每小时是国际通用的时速单位，它表示物体在一小时内移动的千米数。
这个单位常用于描述车辆的速度，比如汽车、火车等。
千米每小时的计算方法很简单，只需要将物体移动的距离（以千米为单位）除以时间（以小时为单位）即可得到。
米每秒是国际单位制中的速度单位，它表示物体在一秒钟内移动的米数。
这个单位常用于描述物体的瞬时速度，比如运动员的速度、飞机的速度等。
米每秒的计算方法也很简单，只需要将物体移动的距离（以米为单位）除以时间（以秒为单位）即可得到。
英里每小时是英制中的速度单位，它表示物体在一小时内移动的英里数。
这个单位在英语国家常用于描述车辆的速度，比如英国、美国等。
英里每小时的计算方法与千米每小时类似，只需要将物体移动的距离（以英里为单位）除以时间（以小时为单位）即可得到。
时速单位的选择取决于使用的国际单位制和地区习惯。
在国际通用的科学计量中，常使用千米每小时和米每秒作为时速单位。
而在英语国家，由于使用英制单位较多，因此英里每小时更为常见。
时速单位的转换也是很常见的操作。
例如，要将千米每小时转换为米每秒，只需要将千米每小时的值乘以1000再除以3600即可。
同样地，要将米每秒转换为千米每小时，只需要将米每秒的值乘以3600再除以1000即可。
这样的转换可以帮助我们更好地理解和比较不同单位下的速度。
时速单位的概念在日常生活中有着广泛的应用。
比如，我们常常会看到交通标志上标注的车速限制，这就是以千米每小时为单位的。
此外，时速单位还可以用于描述运动员的速度、飞机的速度、火车的速度等。
在科学研究中，时速单位也是不可或缺的，它可以帮助我们更好地理解和分析物体的运动规律。
总之，时速单位是用来表示速度的一种单位，常见的有千米每小时、米每秒、英里每小时等。
相速度和群速度
相速度和群速度提起速度，乍一想起来似乎多么简单，实际上，它却涉及到一个非常复杂的物理概念，即相速度和群速度。
相速度和群速度是指一群物体的速度，在物理学中，这是一种不可忽视的概念，有助于我们理解多个物体之间的运动。
首先，什么是相速度？相速度是指两个物体之间的速度差。
例如，一辆摩托车的速度是30公里/小时，另一辆摩托车的速度是25公里/小时，那么两辆摩托车之间的相速度就是5公里/小时。
可以看出，两个物体之间的相速度可以是零或非零，也可以是负数。
其次，什么是群速度？群速度是指一群物体的速度加权平均值。
例如，一群摩托车，每辆摩托车的速度分别是20公里/小时，25公里/小时，30公里/小时。
那么，这一群摩托车的群速度就是25公里/小时（20+25+30）/3=25公里/小时。
这里也可以看出，群速度是由多个物体之间的速度综合而得到的，它也可以是零或非零，也可以是负数。
说明了相速度和群速度之后，接下来我们来看看它们有什么区别。
从本质上讲，相速度和群速度都是物体之间的速度差，但是最大的不同在于，相速度指的是两个物体之间的速度差，而群速度则指的是一群物体之间的速度的平均值。
相速度和群速度在物理学中都有着非常重要的作用。
它们都是有帮助我们理解客观世界的重要概念，尤其是多物体之间的力学规律，有助于我们更好地预测物体之间的运动变化，进而更好地利用它们来改善物理学理论。
从另一个角度，相速度和群速度也涉及到一些技术和科学的应用，如空间导航技术，它们可以用来研究控制卫星或太空探索器的运动，这样就可以准确地判断出卫星或探索器的精确位置和状态。
总而言之，相速度和群速度是物理学中不可忽视的重要概念，是客观世界中不同物体之间运动变化的重要变量，且应用非常广泛，特别是在航空航天领域。
作为物理学家，我们应当深刻学习和掌握这两个概念，努力更好地掌握它们，以此加深我们对物理学的理解。
几种速度的概念
下面以水平层状介质为
例，导出均方根速度的概
念。
如图所示，水平层
状介质。在 O 点激发，
在 S 点接收到第 n 层底
面的反射
波
传
播时间为
t
n
2 i 1
hi cosiVi
，相应的炮检
距为 。 n
x 2 hitgi i 1
根据折射定律， sin1 sin2 sini sinn P
V1
V2
Vi
波器隔一定距离向上提升一次，在井口附近爆炸
t0,n
i 1
， t0,n 为第一层到第 n 层的 t0
时间。
第 一 层 至 第 (n 1) 层 的 均 方 根 速 度 为 VR,n1 ：
n
n1
V12ti 2 Vi2ti
， V 2
i 1
R,n
n
ti
i 1
t0,n1
i 1
上面两式相减，可得， ， n
n1
t0,nVR2,n
t V2 0,n1 R,n1
其中
n
n
VR
tiVi 2
ti
i 1
i 1
于是我们把VR 称为 n 层水平层状的均方根速度。 意义：把各层的速度值的平方按时间取其加权平
均值，而后取平方根值。
平均速度与均方根速度的比较： 从平均速度公式可以看到某一层以上的平 均速度就是地震波垂直穿过该层以上的总地层 厚度与总传播时间之比，在这组地层中每一小层 波速是不同的，于是有一个我们假想速度（平均 速度）来代替各小层的速度，使层状介质转化为 理想的均匀介质。而这个假想的平均速度并不是 各小层速度的线性平均，而是按各小层速度Vi 对 垂直施行时加权平均。而实际上波在各小层中垂 直旅行时间一般是不相等的，所以在平均速度中， 垂直旅行时间大的层的速度就对平均速度影响
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几种速度的概念————————————————————————————————作者：————————————————————————————————日期：ﻩ一、平均速度av V定义:一组水平层状介质中某一界面以上的平均速度就是地震波垂直穿过该界面以上各层的总厚度与总的传播时间之比。
ｎ层水平层状介质的平均速度就是:1111n nii ii i av nni ii i ih t VV h tV ======∑∑∑∑ 式中i h 、i V 分别是每一层的厚度和速度。
意义：简言之,平均速度的引入,就是用一种假想的均匀介质来代替整套层状介质，使地震波在假想均匀介质中的传播情况很接近于真实情况。
二、均方根速度R V定义：把水平层状介质的反射波时距曲线近似地当作双曲线求出的波速就是这一水平层状介质的均方根速度。
在均匀介质中，水平界面情况下反射波的时距曲线是一条双曲线:22014t h x V=+ 即：22202x t t V =+ 其中:0h 是界面的深度，0t 是双程垂直反射时间，x 是接收点与激发点距离，t 是在x 处接收到反射波的时间。
上式的意义在于：如果一条时距曲线的方程可以写成这样的形式，就表示波是以常速度传播的。
而在实际中，如果有一水平界面，覆盖介质是不均匀的时，这种情况下反射波的时距曲线的表达式将是如何？它还是不是一条双曲线呢?下面以水平层状介质为例,导出均方根速度的概念。
如图所示，水平层状介质。
在O 点激发，在Ｓ点接收到第n 层底面的反射波传播时间为12cos nii i ih t V θ==∑，相应的炮检距为12ni i i x h tg θ==∑。
根据折射定律，1212sin sin sin sin ininP V V V V θθθθ==== 所以有:12cos ni i i ih t V θ==∑ → 2211i nii t t P V ==-∑12ni ii x h tg θ==∑ → 222111ni i i Pt V x p V==-∑2211ini i t t P V ==-∑222111ni i i Pt V x p V==-∑−−→ ()t f x =的显函数形式。
通过幂级数展开可以得到:22202Rx t t V =+ 其中211nnR i i ii i V t V t===∑∑于是我们把R V 称为n 层水平层状的均方根速度。
意义：把各层的速度值的平方按时间取其加权平均值,而后取平方根值。
平均速度与均方根速度的比较：从平均速度公式可以看到某一层以上的平均速度就是地震波垂直穿过该层以上的总地层厚度与总传播时间之比,在这组地层中每一小层波速是不同的，于是有一个我们假想速度(平均速度）来代替各小层的速度,使层状介质转化为理想的均匀介质。
而这个假想的平均速度并不是各小层速度的线性平均，而是按各小层速度i V 对垂直施行时加权平均。
而实际上波在各小层中垂直旅行时间一般是不相等的，所以在平均速度中,垂直旅行时间大的层的速度就对平均速度影响大,小的就影响小。
对于均方根速度,我们从公式中可以看出,均方根速度是沿着回声反射行程的介质速度对时间取均方根值,均方根速度近似地考虑了层状介质中地震射线的偏折效应。
平均速度和均方根速度的优缺之处：平均速度能较好的描述炮检矩为零的情况,设计探井时，进行时深转换时要用它,但它“只管一点，不及其余”,对其它的射线来说,它就并不准确。
均方根速度考虑了射线通过界面透射时发生的偏折,对炮检炮为零的射线它不如平均速度准确,但随着炮检距的增大，它则比较准确，但是当炮检矩过大时,它的精度也会降低。
三、等效速度V ϕ对于倾斜界面,均匀覆盖介质情况下的共中心点时矩曲线方程222014cos t h x Vϕ=+ 式中的V 是介质的速度，0h 是共中心点处界面的法线深度,ϕ是界面倾角。
222014cos t h x V ϕ=+ ⇒ 222022cos X t t V ϕ=+ 式中02h t V =cos VV ϕϕ=就叫做倾斜界面均质情况下的等效速度。
意义：用V ϕ代替V ，倾斜界面共中心曲线就可以变成水平界面形式的共反射点时距曲线，也就是说,用V ϕ按水平界面动校正公式，对倾斜界面的共中心点道集进行动校正,可以取得良好效果。
但是值得注意的是，这并不能解决反射点分散的问题。
这个问题,只有用偏移叠加才能妥善得到解决。
四、叠加速度a V一般情况下,水平界面均匀介质、倾斜界面均匀介质、覆盖层为层状介质或连续介质等都可将共中心点反射时距曲线看作双曲线,用同一个式子来表示22202ax t t V =+ ,a V 即为叠加速度。
对于不同的介质结构,则有不同的意义。
对倾斜界面均匀介质a V 就是V ϕ，对水平层状介质a V 就是R V 。
五、层速度一个地层剖面从浅到深一般可以分为几个速度层,各层之间在波速上存在明显差别，这种速度分层同地层的地质年代、岩性上的分层一般是一致的，但也可能不完全一致。
速度分层没有地质分层那么细，有时地质年代不相同但岩性相同的一些地层可以为分一个速度层。
在地震勘探中把某一速度层的波速叫做这一层的层速度。
层速度可以通过以下方式求得:⎧⎪⇒⎨⎪−−−−→−−−→⎩倾角校正Dix 公式地震测井声波测井层速度叠加速度均方根速度利用Dix 公式换算出层速度推导:设有n 层水平层状介质,各层层速度为i V ,层厚为i h ,在各小层中单程垂直传播时间为1,2,3ii ih t i n V ==，显然第一层至第n 层的均方根速度,R n V 为：22211,0,12nniii ii i R nn nii Vt V t Vt t=====∑∑∑ ,0,n t 为第一层到第n 层的0t 时间。
第一层至第(1)n -层的均方根速度,1R n V -为：1221211,0,112nn ii ii i R n n n ii VtV t V t t-==-===∑∑∑,上面两式相减,可得，1222220,,0,1,111222nn n R nn R n i i i n n i i t VtVV V t V t ---==-=-=∑∑,又因为10,0,111222nn n n ii n i i t t tt t --==-=-=∑∑，所以可得层速度为：220,,0,1,120,0,1n R n n R n n n n t V t V V t t ----=-六、声波速度、ＶSP 速度1、地震测井的工作方法地震测井是将测井检波器用电缆放入井中,检波器隔一定距离向上提升一次，在井口附近爆炸激发一次地震波。
测井检波器记录下从井口到检波器深度处直达波的传播时间t ，检波器的深度H 可由电缆长度测得，这样就可以得到该深度H 以上各地层的平均速度。
2、声速测井的工作方法声速测井是一种地球物理测井方法,它广泛的应用于地震勘探，成为求取速度参数的一种重要手段。
它是利用沿井壁滑行的初至折射波时差来求取速度参数，具有简单方便又能连续观测的特点。
地震测井和声速测井都是求取平均速度的有效方法,这是共同的,但是也有差别，主要表现在以下几点:1， 取得速度资料的方法不同。
从理论上讲，利用声速测井得到的平均速度应代表地层的真实速度，但是由于地震勘探具体工作方法的固有特点，地震测井更接近于地震勘探的实际情况。
2， 所得的资料不同。
地震测井时,如无其它干扰因素影响，则其所得到的平均速度的绝对误差较小,因时间值皆直接读得，所以精度高。
但是因为是逐点测量，点距又不能太小，所以划分层速度粗糙。
在声波测井中,时间H t 是用积分方法累积得出的,误差随深度增加，所以平均速度绝对误差增大，精度略低。
但它连续测量，接收距小，可细致划分层速度,能反映地层岩性特点，对地质的解释意义大。
七、D ＭO 速度倾角时差校正速度倾角时差概念水平界面，在S '点、O 点、S 点三个位置自激自收,反射波旅行时t 相等,都等于2h V。
02s sht t t V'===。
水平界面,在O 点激发，在S 点接收0oRs t t >,这是因为S 点的炮检矩不为0,存在正常时差。
但是如果OS OS x '==，则oRs oR s t t ''=水平界面,炮检矩不为0，但炮点两边两个接收点的炮检矩相等时,波的旅行时仍相等。
界面倾斜，倾角为ϕ,测线与界面倾向一致，这时虽然保持OS OS x '==,但oRs oR s t t ''≠它们之差称为倾角时差,因为这是由于界面存在倾角引起的。
倾角时差校正(DMO)是应用于已经做过动校正的叠前数据，主要的目的是使得在叠加过程中使不同倾角的地层保持各自不同的叠加速度,从而消除了倾角对叠加速度的影响。
通过DMO 校正可以改善剖面,使剖面比常规的经过动校正后的ＣMP 道集剖面更接近于零偏移距剖面。
八、偏移速度在水平叠加剖面上显示出来的反射点位置是沿地层下倾方向偏离了反射点的真实位置,这种现象叫做偏移。
在地震剖面中的偏移归位，就是把水平叠加剖面上偏移了的反射层，进行反偏移，使地层的真实形态得到恢复。
以均匀介质中的时间剖面偏移校正为例： 这种校正分为两种:第一、水平偏移校正。
地震波在均匀介质中沿直射线传播，如图所示,激发点O 处的垂直时间0t ,是射线沿反射界面法线方向垂直入射到界面A 点上,然后沿AO 反射回来的时间。
而在时间剖面上反射点Ａ被记录在O 点的正下方A '处，A 点向界面下倾方向偏移x ∆距离，x ∆为A 点水平偏移校正值。
第二、深度校正从图中可以看出，A '点经过x ∆水平偏移校正后,它们仍然与A 点不重合，还必须经过h ∆深度校正后，才能使A '点校正到界面A 点上，h ∆即为深度校正值。
偏移速度：偏移速度不像层速度，平均速度一样有着特殊含义,且能准确描述其物理含义的速度。
它是指在进行偏移时的输入速度,是通过各种方法模拟得到的偏移空间内的速度分布。
目前通常做的做法是经过测井提取速度建立初始的速度模型,进行数次的深度偏移直到使新的速度达到误差允许的范围。
九、最小偏移矩、道间矩、ＣDＰ道集、ＣMP道集1，最小偏移矩、道间矩的关系，如图所示。
道间矩:相邻检波器之间的距离。
最小偏移矩:炮点到第一个检波器之间的距离。
２,有倾角和无倾角时地层CDP道集和CMP道集间的关系,如图所示当地层倾角为０时,共中心点和共反射点是一样的,S点接收到的地震信息，都是来自于M点的下方R点的反射。
当地层存在倾角时，共中心点和共反射点则不一样，S点接收到的地震信息来自于反射点R ,而非来自于中心点M在地层上的投影。