地震反射波成像新方法及其理论基础
反射偏移成像的基本原理
方法原理地震勘探中的反射共偏移方法，利用该方法进行有效的相位对比与追踪可获得反射界面的位置及厚度关系。
现对其方法原理作以简单介绍。
反射共偏移法又称陆地声纳法，依据反射波勘探原理，在单边排列的基础上选定最佳偏移距，即最佳反射窗口，采用单道或多道叠加小步长顺移前进观测系统（图1）。
“偏移成像”功能指在给定速度等参数后将地震时间剖面转换成空间剖面一种数据处理技术。
它最大限度地将反射同相轴归位到空间反射点上，同时消除了由于倾斜界面、尖灭点等引起的反射相位“偏移”现象，因而有利于地震剖面的解释和应用。
它所应用的原理就是多次覆盖原理。
所谓多次覆盖就是共反射点水平叠加，简称水平叠加，它是20世纪60年代初期发展起来的地震勘探方法。
它的实质是对反射界面上同一反射点进行重复观测，而激发点和接收点是在不断改变。
从而达到增强有效波、压制干扰波。
单边排列观测系统(如图1所示)指仅在接收点排列一侧激发的观测形式。
设某一单边排列接收道数为R 、道间距为I 、偏移距为O 、移动步距为P ，由几何地震学知当界面水平时其反射段长度为：2)1(-*=R I L 当整个排列移动步距P 小于反射段L 时出现反射段重复即多次覆盖。
图1 单边排列多次覆盖示意图资料的处理与解释反射共偏移探测数据在自行研制开发的KDZ2.8软件平台上进行，其中时间域里主要处理过程包括：信号录入、格式转换、预处理、数字滤波、修饰处理和偏移剖面形成与显示等内容，其中预处理包括道集重排、振幅平衡、静校正、二次采样等，修饰处理包括空间混波等。
处理的结果是由获得偏移时间剖面，根据剖面中反射相位同相轴的连续追踪与对比，结合已知地质资料及地质体的各种特征进行解释，最终形成地质剖面。
不同地质体在时间剖面中具有不同的反射波同相轴特征，即反射时间不同。
其界面的具体位置要根据每一组反射波旅行时间进行深度计算。
地震映像
2、利用折射波法探测基岩起伏 图7-9 为云南废弃物堆积场选址工作地震试验剖面（道间距 为1米，场地覆盖层为第四系冲积层，基岩为砂岩。基岩深度 为3－10米，工作任务为寻找基岩破碎带。从试验剖面可知， 折射波的临界距离约为28米，初至区内折射波为第一个波至， 清晰并易于辨认。因此选取偏移距32米进行地震映像法测量。 当基岩无破碎时，折射波波形相似，同相轴连续性好。图710为测区的一段地震映像波形，折射波的波至时间反映出基 岩面稍有起伏，但无破碎带存在。
二、时频分析方法和图示
时频分析方法将地震波的频谱与地震波的到达时 间联系在一起，分析不同性质的地震波频率沿水平方 向或垂直方向的变化规律。 时频分析是以一定的时窗和步长进行傅里叶变换， 所以每一个时窗的时频分析只是该时窗内的小段地层 的总体反映，此时的傅里叶变换振幅谱的极值频率可 近似看作该小段地层的主频率值，连同幅值大小共同 反映这一小段地层的结构信息。若对一个地震道进行 连续分析可以得到这一道记录中的各种波的主频信息， 并得到对应的地层从浅到深的结构、构造、厚度变化 规律；而把多个测点的地震映像资料的时频分析结果 横向连接起来，对同一窗口（时、深相同）资料的分 析则可以进行横向的资料解释。
地震映像方法的野外工作方法在震源选择、测线设计等 方面与其他地震方法相同。特别需要指出的是： (1)测量方法。在测量过程中，每次激发，在接收点采用单个 检波器接收。仪器记录后，激发点和接收点同时向前移动一 定的距离（或称为点距），重复上述过程可获得测线上的一 条或多条地震映像时间剖面。 (2)记录点的位臵。这种装臵的记录点位于激发和接收距离的 中点，反映中点两侧射线传播范围内地下的岩层、岩性的变 化。 (3)最佳偏移距。在地震映像数据采集中，最佳偏移距已不仅 局限于纵波反射，而是扩展为对全波列而言。为了获得具有 高信噪比和分辨率的地震映像记录，需要做试验剖面，进行 干扰波调查，分析各种波的传播规律，确定能够最好地反映 探测目标的有效波，以及该有效波在时间域和空间域的最佳 时空段。在最佳偏移距处有效波在空间距离和时间上与其他 干扰波分离，信号清晰。
地震波反演成像方法的理论分析与对比
地震波反演成像方法的理论分析与对比任浩然;王华忠;黄光辉【摘要】Based on the mathematical and physical theory of wave equation, the full waveform inversion, travel-time tomography, least squares migration and migration velocity analysis can be included into a same inversion frame. Based on Bayes theory, this paper analyzed and compared these methods. It is proved that the full waveform inversion can use most seismic information, but the overlying of different information increases the difficulty of its usage. Under the guidance of signature waveform inversion, the characterized information were extracted to carry out seismic inversion, and several schemes were analyzed and compared theoretically.%全波形反演、旅行时层析、最小二乘偏移和偏移速度分析具有相同的反演框架,以Bayes估计理论为基础对这些方法进行了分析和对比,证明了全波形反演能够利用最多的地震信息,但多重因素的叠加加大了其实用性的难度。
针对这一问题,以特征波形反演为指导,对提取的地震波场的特征化信息进行了地震反演,并对其反演方案进行了理论分析和对比。
反射波地震勘探原理和资料解释
反射波地震勘探原理和资料解释1. 你知道反射波地震勘探原理是啥不？就好比我们在黑暗中用手电筒去寻找东西，地震波就是那束光，通过它的反射来了解地下的情况。
比如说，在探测石油的时候，就靠它来找到那些隐藏的宝藏呢！2. 嘿，反射波地震勘探原理可神奇啦！就像我们玩捉迷藏，地震波去探寻地下的秘密，然后把信息带回来。
你想想看，要是没有这个原理，我们怎么能发现地下那么多有趣的东西呀，比如珍贵的矿产！3. 反射波地震勘探原理呀，简单来说就是给地下做个“CT”。
哎呀，就像医生给病人检查身体一样！比如探测地质结构，不就像了解人体的骨骼架构嘛，多重要啊！4. 哇塞，你可别小看反射波地震勘探原理哦！这就好像是给地球内部开了一扇窗，让我们能看到里面的景象。
像探测地下的洞穴，没有它怎么行呢！5. 反射波地震勘探原理，这可是个大宝贝呀！好比是我们探索未知世界的钥匙。
你说，要是没有它，我们怎么能搞清楚地下到底有啥，比如神秘的地质断层呢！6. 嘿呀，反射波地震勘探原理真的太有意思啦！就如同一个侦探在寻找线索，地震波就是那关键的线索呀。
像寻找地下的含水层，没有它可就难咯！7. 你想过反射波地震勘探原理有多重要吗？那简直就是打开地下奥秘之门的魔法呀！就像我们能通过它找到隐藏的地下宝藏，比如古老的遗迹，多神奇呀！8. 反射波地震勘探原理，这可真是个了不起的东西呢！就好像是我们在黑暗中点亮的一盏明灯，照亮地下的路。
比如探测地下的岩浆活动，没有它可咋办呀！9. 哇哦，反射波地震勘探原理真的好酷呀！如同一个超级英雄，为我们揭示地下的秘密。
像搞清楚地下的岩层分布，这可全靠它啦！10. 嘿，别小瞧了反射波地震勘探原理和资料解释呀！这可是我们了解地球内部的重要途径。
就像我们要了解一个人的内心，不通过特别的方法怎么行呢！比如说要找到深埋地下的天然气，没有它们可就难了呀！我的观点结论：反射波地震勘探原理和资料解释真的非常神奇和重要，它们让我们能够深入了解地球内部，为各种地质研究和资源勘探提供了关键的依据，我们应该好好利用和发展它们呀！。
反射地震勘探的原理
反射地震勘探的原理
反射地震勘探的原理是基于地震波在不同介质中传播时遇到弹性性质不同的地层界面时会发生反射这一物理现象。
具体过程如下：
1.激发源：首先，通过在地面或水中放置爆炸装置、气枪或其他震源设备产生人工地震波，这些震源会向地下发射脉冲能量。
2.地震波传播：产生的压缩波（纵波P波）和剪切波（横波S 波）以特定的速度（取决于岩石的密度和弹性模量）向下传播并通过地层结构。
3.波的反射与折射：当波遇到上下两层地层之间的波阻抗差异（即密度与速度乘积的差异）较大的界面时，部分地震波会被反射回来，部分则会继续穿透或者发生折射。
4.接收信号：布置在地表或水下的地震检波器（也称为地震记录仪）会接收到这些反射回来的地震波，并将它们转换为电信号记录下来。
5.数据处理与解释：收集到的原始地震记录经过一系列复杂的信号处理技术（如叠加、偏移等），可以形成二维或三维地震剖面图。
通过对这些图像进行分析，地质学家和地球物理学家能够识别出地下岩层的边界位置、厚度、结构形态以及可能存在的油气藏等地质特征。
地震反演方法概述
地震反演方法概述地震反演：由地震信息得到地质信息的过程；地震反射波法勘探的基础在于：地下不同地层存在波阻抗差异，当地震波传播有波阻抗差异的地层分界面时，会发生反射从而形成地震反射波。
地震反射波等于反射系数与地震子波的褶积，而某界面的法向入射反射系数就等于该界面上下介质的波阻抗差与波阻抗和之比。
也就是说，如果已知地下地层的波阻抗分布，我们可以得到地震反射波的分布，即地震反射剖面。
即由地层波阻抗剖面得到地震反射波剖面的过程称为地震波阻抗正演，反之，由地震反射剖面得到地层波阻抗剖面的过程称为地震波阻抗反演。
叠前反演主要是指AVO反演，通过AVO反演，可以获得全部的岩石参数，如：岩石密度、纵横波速度、纵横波阻抗、泊松比等。
叠前反演与叠后反演的根本区别在于叠前反演使用了未经叠加的地震资料。
多道叠加虽然能够改善资料的品质，提高信噪比，但是另一方面，叠加技术是以动校正后的地震反射振幅、波形等特征不随炮检距变化的假设为基础的。
实际上，来自同一反射点的地震反射振幅在不同炮检距上是不同的，并且反射波形也随炮检距的变化而发生变化。
这种地震反射振幅、波形特征随炮检距的变化关系很复杂，主要原因就在于不同炮检距的地震波经过的地层结构、弹性性质、岩性组合等许多方面都是不同的。
叠加破坏了真实的振幅关系，同时损失了横波信息。
叠前反演通过叠前地震信息随炮检距的变化特征，来揭示岩性和油气的关系。
叠前反演的理论基础是地震波的反射和透射理论。
理论上讲，利用反射振幅随入射角的变化规律可以实现全部岩性参数的反演，提取纵波速度、横波速度、纵横波速度比、岩石密度、泊松比、体积模量、剪切模量等参数。
叠后地震剖面相当于零炮检距的自激自收记录。
与叠前反演不同，叠后反演只能得到纵波阻抗。
虽然叠后反演与叠前反演相比有很多不足之处，但由于其技术方法成熟完备，到目前为止，叠后反演仍然是主流的反演类型，是储层预测的核心技术。
介绍几种叠后反演方法：1）道积分：利用叠后地震资料计算地层相对波阻抗（速度）的直接反演方法。
地球物理学中的地震成像技术
地球物理学中的地震成像技术地震成像技术是一种利用地震波传播速度和路径的物理方法来探测地下结构和岩石性质的技术，被广泛应用于勘探、开发和监测油气资源，地质灾害预测和矿产资源勘查等领域。
其基本原理是测量地震波在不同介质中传播速度和反射特性，在计算机上重建地下结构图像，以便研究地质构造和岩石性质变化，提高资源勘探、环境管理和地震预警等方面的精度和效率。
地震成像技术的发展历程地震成像技术的历史可追溯到20世纪初，当时美国地质学家泰勒（R. E. Taylor）首次利用地震波探测了墨西哥湾海底地壳结构，标志着地震成像技术的诞生和起步。
20世纪30年代，美国哥伦比亚大学的著名地球物理学家贝坦库特（C. C. Bates）和霍普金斯（H. H. Hopkins）等人，采用纵波地震勘探方法成功地探测了德克萨斯境内的一个油田，为地震成像技术的应用奠定了基础。
20世纪50年代，反射地震勘探技术的发展，为地震成像技术的应用提供了新的方法和技术手段。
20世纪60年代末期，美国斯坦福大学的康插（F. A. McMechan）提出折射波勘探技术，该技术提高了地震信号质量和地下结构分辨率，成为地震成像技术发展的重要里程碑。
20世纪70年代中期，美国军方启动了“暴风战争”行动，推动了地震成像技术的飞速发展，各种改进和创新层出不穷。
21世纪以来，人工智能和大数据技术的不断应用，进一步提高了地震成像技术的精度和效率。
地震成像技术的应用领域1.油气资源勘探地震成像技术在油气勘探中起着至关重要的作用。
通过借助地震波在地下介质中的传播规律，能够准确重构油气藏地下构造和岩石性质，确定沉积环境和古地理体制，评估资源量和开采效益等。
尤其在复杂的非常规油气藏勘探中，地震成像技术几乎成为不可或缺的工具。
2.地质灾害预测地震成像技术在地质灾害预测中也有广泛的应用。
例如在地震灾害预测中，通过精细的地震波反演成像技术，能够找出中长期发生地震的可能性较大的地区，并通过分析作用因素，及时预警，提高防灾减灾的能力。
地震反演技术
左图是一个楔形砂岩体(图a)的例子，在常规地震剖面(图b)上很难看出砂岩体的直观形态，可能误认为是一个角度不整合地层削蚀现象。而在波阻抗反演剖面(图c)上，可以清楚看出这是一个相对高速的楔形砂岩体。
地震反演技术的基本原理可用下图说明。
地震叠后反演的基本方法
一、反演方法的分类 二、带限反演 三、宽频反演（模型反演）
3、优缺点 避免了一般反褶积方法对子波是最小相位和反射系数是白噪的假设； 可使随机干扰不参与反演，在反演过程中，使用了多种来源的先验信息，以约束条件的形式限制了地震反演的多解性; 建立初始模型时，除了考虑测井、钻井地质资料外，还利用地震剖面上少数“控制道”。厚度、速度、密度及子波等参数的迭代修改只是在这少数“控制道”上进行，有了“控制道”参数之后，整个地质模型就根据这些“控制道”作内插，最后用内插结果作正演，得到合成地震剖面;
模型改进
约束条件
A：高分辨率 波阻抗模型
原理 示意图
实际地 震剖面
收集地震反演所需的各种原始资料，包括工区地质情况、地震数据、测井资料、测试资料和分析化验资料等。 认真分析收集的各种资料，针对工区地质情况和目标要求，选择合适的反演方法和处理流程。 做好层位标定工作，可利用VSP资料和已有的时深转换关系，结合合成地震记录的制作，准确标定层位，尤其是目标层的精细标定。 精细解释好地震层位，它关系到模型建立的精度，必须确保层位解释的合理性和可靠性。 根据工区的地质构造背景，定义好地层之间的接触关系，保证模型的合理性。 对测井曲线进行分析研究、编辑校正，做好同一种测井曲线的归一化处理。 选择合理的处理流程和反演参数，保证反演处理的合理性和可行性。
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第 30 卷 第6期
辑)
2000 年 12 月
SCIENCE IN CHINA ( Series D )
地震反射波成像新方法及其理论基础*
黄光远
(山东大学数学院信息控制系, 济南 250100)
摘要 提出了一个地震反射波的成像公式及其理论基础 . 波的传播现象应该由瞬时 谱来刻画, 在数学上表示成三元(即时间 空间和频率)复函数. 介质的物理参数, 如反 射系数波和阻抗等均是空间和频率的复函数. 给出了反射波谱和介质反射系数间的关 系, 反演公式中还考虑到多次反射和结构滤波作用. 同时也指出传统的卷积模型和波 动方程反演方法中存在的问题. 各种反演公式均可利用小波变换和三基色方法作出地 下介质参数分布的剖面图, 不同颜色表示不同介质.
右端第二项即 s2 层面产生的二次反射波 . 类似推导 , 可得到一般公式为 其中 Mn−1( ω)为从第二层到第 n −1 层的多次反射波 , 公式为 M n −1 (ω ) = 从中可解出 Rn, 得到 Rn = F (2 s n , ω )e −i 2 n∆s − M n −1 (ω ) . W n −1 (ω ) , b n+1. (23)
b j( ω), j=1,
各层波阻抗的关系分别是 [6,8,10] (为简便 , 不写自变量 ω): Rj = , D+ j = = 1− R j , (9)
这里 Rj 表示向上的反射系数 , D + j 表示下行透射系数 . 而由下而来的波经过 sj 层向下的反射
− 系数记为 R − j 及上行透射系数记为 D j 则
关键词 小波 地震勘探 反射系数 剖面图
在文献 [1,2] 中已经给出此方法详细阐述和初步分析 . 本文将系统地给出此方法的理论基 础和进一步发展 .
1
波与介质参数的数学表示
熟知 Fourier 变换不能反映波谱随时间的变化 . 但实际信号的谱是时变的 . 根据现代小波 , ) 都可以用其二元时 - 频 ( 即瞬时 ) 谱重构表示 , 即在 空和频率的三元 (五维 )复函数 F(t, x, ω)来刻画
(7)
(8)
由于 W( ω)是公共因子 , 于是 (8)式说明地面反射波在 2 t 时刻的瞬时谱刻画了深度 t 处介质反
4
考虑到覆盖层滤波作用下的地震反射波谱公式
本节以后仅研究初始瞬时振源及有限分层介质情形 . 各层间的间断点分别为 s1, , sn. 记 , n +1, 为对应各层的波阻抗 . 波通过介质间断面 sj 的反射系数 Rj, 透射系数 Dj 与 b j +1 − b j b j +1 + b j 2b j b j +1 + b f
问题是 (7) 式认为此关系不仅对第一个间断层 , 也对任意间断层成立 . 从物理上看 , 进入第二 层的源已经不是 W0( ω), 而是经过一次透射得到的 D1+ W0 (ω ) . Robinson 的卷积公式显然忽略 这点 . 它由层面 s2 反射波上升透过 s1 才达到地面 , 即得
D 1− R 2 D 1+ W 0 (ω ) = F ( 2 s 2 , ω ).
2 − + 2 D1− R 2 R1 D1 W0 (ω ) = D1− R 2 (− R1 ) D1+W0 (ω ).
(19) (20) (21)
这时地面在 2 s3 时刻接收到的波谱 , 利用前节符号可得
F (2 s 3 , ω ) = [R3W 2 (ω ) + R 2 (− R 2 R1 )W1 (ω )] , F (2 s n , ω ) = [R nW n −1 (ω ) + M n −1 (ω )] ,
∑ R(s , ω ) W (t − 2s ,ω ) .
j j j =1
n
(5)652中国 Nhomakorabea科
学
(D
辑)
第 30 卷
如果考虑连续非均匀介质分布 , 则地面记录波谱 F (t , ω ) = W (t , ω ) +
∫
∞
0
R( s, ω )W (t − 2 s, ω )ds,
(6)
(5), (6) 式就是地面反射波谱与介质反射系数间的关系 . 如震源为初始瞬时震动 , 由 (4)式 , t = 0, W (ω ), t = 2 s1 , R( s1 , ω )W (ω ), F (t , ω ) = L L R( s , ω )W(ω), t = 2s n , n 其他 t. 0 在连续非均匀介质情形 , 仅考虑反射波 (忽略 t=0 时刻的瞬时震源 ), 则 F (2t , ω ) = R (t , ω )W (ω ), 射系数特性 . 这就是文献 [1]中成像方法的理论基础 . t > 0.
6
三基色方法成像
利用小波变换分析实际地震资料得知 , 其地震反射波的频带在 10
们在文献 [2, 6
卷积模型本身没有严格的物理概念和数学证明 . 它将反射系数简单看成为地面入射波和 反射后回到地面波在时域中的比例常数. 这个入射“子波”是虚拟的, 用文字模糊地定义的[5]. 在波 动方程和边值条件中, 没有“子波”的确切位置[7]. 这个模型存在的问题是: (1) 将反射系数定义成 一个与频率无关的常数, 意味着反射波毫无失真, 仅有强弱差别; (2) 反射系数是实数, 而不是复 数, 意味着入射波与反射波的相位差只能是 0 或者 π; (3) 这个源“子波”向下传播过程中是不变的; (4) 忽略多次反射波. 关于波动方程反演波速 , 不仅会造成广义解属性 (关系到解在间断处的连接条件 )的错误 [8], 更由于波动方程本身也存在问题 [4,6,9] . 它的修正实质上是前节提到的 “ 介质参数与频率有关 ” 的理论基础 . 事实上 , 推导弹性波方程的一个前提是虎克定律 . 然而虎克的实验结果只证明一个静态 关系 , 在小范围内满足 y = kx , 系 y (t ) = kx(t ), (2) 这里 t 是时间 . 物理上 , (1) 式是处于平衡态 , (2) 式则是非平衡态 . 而弹性波动方程的前提应该 是 (2) 式 , 而不是 (1) 式 . 所以 , 这至少是一个逻辑错误 . 在虎克时代不可能作出动态实验来证 明 (2)式 . 在现代实验条件下不难揭示 (2)式中的常数 k 并不存在 . (1) 其中 y 是力 , x 是形变 , k 是一个与材料有关的比例常数 . 但是他的结果并没有证明动态比例关
1998-01-05 收稿 , 1999-11-10 收修改稿 * 国家自然科学基金资助项目 (批准号 : 69575010)
第６期
黄光远： 地震反射波成像新方法及其理论基础
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2
现有地震波反演方法中存在的问题
两个主要的反演方法是反卷积 [5]与波动方程速度反演 . 在这两方面已发表了很多成果 , 我 8]中也作过评论 .
5
考虑到多次反射波作用下的地震反射波计算公式
当震波进入第二层 , 由 s2 反射到地面时没有多次反射波 , 即 (14), (15) 式是正确的 . 进入第
± 三层经 s3 反射到地面的波为 R3 D1± D2 W0 (ω ) . 问题是这时在第二层间产生了上下两间断面形
成的两次反射波再透过 s1 也反射到地面 , 这个二次反射波为
(14)
注意 , 由 (10), (11)式及复数乘法的可交换性 , 即得
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黄光远： 地震反射波成像新方法及其理论基础
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R2 =
F (2 s 2 , ω ) D1± W0 (ω )
=
F (2s 2 , ω ) [1 − R 2 ]W 0 (ω )
.
(15)
为写递推计算方便 , 记进入第 j 层的波源为
R− j = 为以后推导简便 , 记
b j − b j +1 b j +1 + b j
= 1− R j , D − j =
2b j +1 b j +1 + b f
= 1+ R j .
(10)
+ − 2 D± j = D j D j = 1− R j .
(11) (12)
记爆炸产生的震源谱为 W0(ω), 由 (7)式知第一间断面 s1 产生的反射波为 R1W0 (ω ) = F (2 s1 , ω ). 即得到第一间断面的反射系数为 R1 = F (2 s1 , ω ) . W0 (ω ) (13)
3
地震反射波与介质反射系数的关系
考虑一维情形 , 设地下介质分两均匀层 , 深 s 处为间断面 , 地面振动源的瞬时谱为 W(t, ω),
它相当于完全是第一层介质 ( 无反射 ) 在源作用下地面记录波的小波变换 , 震波从地面到达 s 深所需时间记为 t(s), 如果深度采用走时坐标 , 则 t(s)=s. 实际地面记录波 f(t)的瞬时谱 F(t, ω) 满足 F (t , ω ) = W (t , ω ) + R( s, ω )W (t − 2 s, ω ). 第一项是源的作用 , 第二项为反射波 , R 是反射系数 , 它由 s 处上下两层介质的性质所决定 . 如果地面震源仅在 t = 0 时刻的瞬时振动 (如爆炸 ), 其谱记为 W(0,ω) = W(ω). 这时地面仅 在 t = 2 s 时刻存在反射波 , 其瞬时谱为 t = 0, W (ω ), F (t , ω ) = R( s, ω )W (ω ), t = 2 s, 0, 其他 t . 考虑多层间断 , 间断点为 s1, s2 , sn, 基于 (3)式就得到地面记录波谱 F (t , ω ) = W (t , ω ) + (4) (3)
∑R
j =1
n−2
j +1 (− R j R j −1 )