一个反射地震记录道的形成
地震资料反演
地震资料反演其实反演，确切的应该叫做“反演预测”。
很多人忽略了这个“预测”的真正含义。
利用已知少数井点，通过地震资料，提取与钻井揭示的地质特征相对最吻合的信息，来对大片无井空白区的属性做预测，最终反应的是对地质特征的一个预测。
既然是一门技术，就有它的可适用性和不可靠性。
这就需要反演人员有软件操作的技术，更重要的是要有足够的地质思维！！！如果没有后者，那就需要地质人员来指导！不同的反演人员，即使针对相同的资料，反演出来的结果也不完全一样。
换句话说，往往是按照熟悉区块地质特征的地质人员的要求来做出反演预测。
不然反演的不确定性就会被放大。
真正的地质人员，是不会否定地震反演。
概括一下，只不过有两点：1、反演一般是在没有足够的井资料控制整个区块的时候采用（那非均质性强的地方呢？）。
2、反演结果的好坏，需要操作人员的技术，更需要地质人员的把握。
我没有搞过反演，但见过一些反演的结果：有2点感性认识：第一点：井越多（测录井数据越全面），反演结果越准确。
在井控制范围内，预测精度高，井控制范围以外，随着距离的增大，精度降低。
第二点：反演人员的地质概念和经验，对反演结果有很大的影像。
相同的数据与流程，不同人员作出来的差别还是很大，而且都是在加载了相同解释成果的前提下。
反演分为三种，一种是基本是没有井资料，通常在勘探前期，第二种是有少量井资料，在勘探开发中期，第三种就是井资料很丰富，通常已经是开发中后期。
随着井资料的丰富反演结果肯定越来越好啊，如果没有或者很少井，就只能通过插值或者数值模拟的方法搞出来伪井资料，这个往往误差很大反演结果的好坏，地震资料的质量非常重要，反演结果的分辨率要高于地震资料的分辨率，因为加入了测井资料的高纵向分辨率。
反演预测的物性分布只是一个定性的描述，效果特别好也只是个半定量的描述。
反演的解具有高度不唯一性，需要测井来约束，道理上是井越多越好，但是井多了，约束的方法就比较复杂，能否约束好，是个关键问题。
合成地震记录制作
我们知道计算合成地震记录的基本原理是,合成地震记录=子波与反射系数的褶积所以需要子波和反射系数.但是用于计算的数据一般是深度域的,要转换到时间域来必须有时深关系.所以.需要的数据:时间/深度关系数据:checkshot或者DT,用于计算反射系数的数据,一般是DT和密度(RHO B).基本步骤:1, 加载数据:如果是斜井的话,加载井斜,计算出SSTVD,设置成Prefered DS(deviation survey);如果有来自VSP或者其他可信渠道的时深关系的话加载进来,叫checkshot,就是时间,深度关系对,用于提供时深关系;加载DT,RHOB曲线;2,数据质量检查:查看checkshot数据覆盖范围,和品质;查看DT,RHOB曲线的品质,如果不好需要用well-edit或者synthetics里带的一些功能进行编辑.DT,RHOB曲线应该是做过Depth match,需要拼接的话是splice好的.3,制作合成地震记录:点击Post,依次选择时深关系,声波曲线,密度曲线(如果没有密度曲线或者品质不好也可以使用经验公式来代替),声波阻抗,反射系数,子波,合成地震记录,地震数据.软件完全是根据原理走的,如果时深关系没选,后续工作无法开展,如果没有DT,密度,就无法生成声波阻抗和反射系数...软件自带有Ricker30经验子波.如果效果不好可以自己提取子波,也可以使用时变子波.4,对比合成地震记录和井旁道实际地震记录,通过bulkshift或者拉伸压缩来调整时深关系.有时需要用c heckshot来校正DT.一般可能先使用Ricker30子波试一下,看看大致情况,如果效果不好,再尝试提取子波.这是一个反复实验的过程.合成地震记录的品质和制作的数据来源的品质有关,对比的好坏和实际地震数据的品质也有关系.总是实际情况总是复杂的.。
一个反射地震纪录道的形成
《工程与环境物探》实验报告一个反射地震记录道的形成姓名：XXXXXXX学号：20100506XXXXX教师：XXXXXXXXX时间：XXXXXXX1.解决的问题：已知模型如图所示。
图水平层状介质模型示意图2．计算要求：1.求每个反射界面的反射系数，即求得反射系数序列R[i]=(V[i+1]*D[i+1]-V[i]*D[i])/(V[i+1]*D[i+1]+V[i]*D[i]);式中R[i]表示反射系数，V[i]和D[i]表示第i层的的速度和密度，V[i+1]和D[i+1]表示第i+1层的速度和密度。
选取适当的子波，本论文选取Ricker子波z[i]=(1-π*f*i*π*f*i)*exp(-(π*f*i)*(π*f*i）);式中z[i]表示子波序列，f表示频率。
3.解决思路，方法：主导思想：振幅反射系数序列与子波的褶积构成一个地震记录道4.程序代码（模块）及说明# include<stdio.h># include<math.h># include<string.h># define pi 3.1415926int Wave(float,float );int Reflect(float,float);int Convolution(float,float,float );int main(){float d=0.004,f=30.,h=50;if(Wave(f,d)!=1) printf("error");if(Reflect(h,d)!=1) printf("error");if(Convolution(f,d,h)!=1) printf("error");return 1;}//子波的求取int Wave(float f,float d){FILE *fpw;if((fpw=fopen("Wave.text","w"))==NULL)printf("error");int i;float Wa[100],t;for(i=0;i<50;i++){t=(50-i)*d;Wa[i]=(float)(1-(pi*pi*f*f*t*t))*(float)exp(-2*pi*pi*f*f*t*t);}for(i=50;i<100;i++){t=(i-50)*d;Wa[i]=(float)(1-(pi*pi*f*f*t*t))*(float)exp(-2*pi*pi*f*f*t*t);}for(i=0;i<100;i++){fprintf(fpw,"%f\n",Wa[i]);}fclose(fpw);return 1;}//反射序列的求取int Reflect(float h,float d){FILE *fpr;fpr=fopen("Rflct.text","w");int i,c=0;float v[5]={800,1000,2000,900,2300};float p[5]={2000,1600,2600,1800,3200};float Re[50];for(i=0;i<50;i++)Re[i]=0;for(i=0;i<4;i++){c+=(int)(h/(v[i]*d));Re[c]=(float)(v[i+1]*p[i+1]-v[i]*p[i])/(v[i+1]*p[i+1]+v[i]*p[i]);}for(i=0;i<50;i++){fprintf(fpr,"%f\n",Re[i]);}fclose(fpr);return 1;}//褶积的计算：int Convolution(float f,float d,float h){FILE *fpr,*fpw,*fpc;int i,iao;float w[100],w1[100],r[200],r1[50],Con[150];if((fpw=fopen("Wave.text","r"))==NULL) printf("error");if((fpr=fopen("Rflct.text","r"))==NULL) printf("error");if((fpc=fopen("Convolution.text","w"))==NULL) printf("error");for(i=0;i<100;i++){fscanf(fpw,"%f",&w1[i ]);//printf("%f\n",w1[i]);w[100-1-i]=w1[i];//printf("%f\n",w[100-1-i]); }for(i=0;i<50;i++){fscanf(fpr,"%f",&r1[i]);}for(i=0;i<200;i++)r[i]=0;for(i=0;i<50;i++){r[100+i]=r1[i];}for(i=0;i<200;i++)printf("%f\n",r[i]);for(i=0;i<150;i++){Con[i]=0.;for(iao=0;iao<100;iao++)Con[i]=Con[i]+w[iao]*r[i+iao];}for(i=0;i<150;i++){//printf("%lf\n",Con[i]);fprintf(fpc,"%lf\n",Con[i]);}fclose(fpw);fclose(fpr);fclose(fpc);return 1;}5. 一个地震记录道图形与解释子波图形：反射系数：褶积后的图：解释：由于在层界面的两侧速度和密度存在一定的差异，地震波到达层界面之后会出现反射、折射等现象，因此可以计算得到不为零的反射系数，利用地震子波与说的反射系数做卷积，就得到单道反射地震记录道6.结论当地下介质近似为层状介质是，并存在大量的薄层，这表明每个层界面都可能产生反射，成为一反射面。
地震反演技术
一、概述
2、正演（Forward Modeling) 正演（ 正演和反演相反， 正演和反演相反，它是对一个假设的地质模 给定某些参数（如速度、层数、厚度） 型，给定某些参数（如速度、层数、厚度）用 理论关系式（数学模型） 理论关系式（数学模型）推导出某种可测量的 如地震波）。 量（如地震波）。 在地震勘探中， 在地震勘探中，正演的一个重要应用就是 制作合成地震记录，进行地震标定。 制作合成地震记录，进行地震标定。另一个重 要应用是进行历史拟合。 要应用是进行历史拟合。
ρi+1Vi +1 − ρiVi Z i+1 − Z i Ri = = ρi+1Vi+1 + ρiVi Z i+1 + Z i
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1、波阻抗递推公式 对应的波阻抗为： Z = Z (1 + Ri ) i +1 i
1 − Ri
递推公式：
Z n+1
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
1 + Rn = Z0 ∏ n =0 1 − R n
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四、基于模型的反演
1、稀疏脉冲反演方法存在的问题 稀疏脉冲反演方法的输出为矩形波阻抗曲线形式，地 层边界清晰，对厚层碳酸盐岩地区较为合适。然而其致命 的弱点是要求反射系数是稀疏的，而实际上大多数地震道 的反射系数是稠密的。 2、基于模型的反演的基本思路 模型为基础的方法，或简称模型法，首先构造一个地质 模型，并将其与地震资料进行比较，然后利用比较的结果 ，迭代地更新模型，直至其与地震资料资料吻合为止。
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三、递推反演方法
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。
[理学]地震勘探原理 第7章地震勘探资料解释的理论基础
![[理学]地震勘探原理 第7章地震勘探资料解释的理论基础](https://img.taocdn.com/s3/m/bef5d37d10a6f524ccbf8580.png)
T06层
第一相位
第二相位 第三相位
T1层
h
9
3：水平叠加剖面 的特点
①在测线上同一点， 钻井资料得到的地 层分界面与时间剖 面上的同相轴在数 量上，位置上常常 不是一一对应的。
h
10
②时间剖面上同相轴 及波形本身包含了地 下地层构造与岩性的 信息，这也是构造与 岩性解释的基础。
③地质剖面反映的是 沿测线铅垂剖面上的 地质情况（深度、分 层、岩性），时间剖 面是来自三维空间上 的地震反射层的法线 反射时间，并显示在 记录点的正下方。
h
17
2：横向分辨率 是指水平方向上识别地质体的能力，O点激 发的反射波在界面上的第一菲涅尔带。
OC 0.5h
h
18
h
19
四：反射界面真正空间位置的确定
1：地震剖面存在的问题及解决方法
h
20
2：真倾角、视倾角及测线方位角之间的关系 真深度、法线深度、视铅直深度之间关系
真倾角 视倾角 方位角
h
38
2：倾斜界面偏移归位的基本原理
单道脉冲响应对应的地质模型
倾斜界面真实位置的确定
h
39
3：偏移叠加原理
h
40
射线偏移法（扫描法）
绕射扫描叠加的原理
h
41
4：波动方程偏移
基本方法：
有限差分偏移 F-K偏移 克希霍夫积分偏移
成像原理： 爆炸反射界面成像原理 测线下延成像原理 波场延拓的时间一致性成像原理
h
2
一、地震剖面的特点
1：地震记录的形成 X(t)=w(t)*R(t)
地震子波:震源产生信号传播一段时间后，波形趋于稳定，我们
称这时候的地震波为地震子波h 。
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。
地震记录
地震子波：
震源产生的信号传播一段时间后，波形
趋于稳定，我们称这时的地震波为地震子波。 爆炸时产生的尖脉冲，在爆炸点附近的 介质中以冲击波的形式传播，当传播到一的 距离后，波形逐渐稳定，我们称这时的地震 波为地震子波。
地震波在传播过程中，其振幅会因各 种原因而衰减，但波形的变化是很小的， 在一定的条件下，可以看成不变。 地震子波在向下传播的过程中，遇到 波阻抗界面会发生反射和透射，最后，地
地震记录的褶积模型
这就是地震记录面貌形成的过程。
同时也说明了，地震记录上的波组与地下岩层
之间既有联系又有差别的关系。 上述地震记录面貌形成的物理过程可概括成如 下数学公式： X(t)=s(t)*R(t) 褶积运算 X(t)为人工合成地震记录；
S(t)为地震子波；
R(t)是各个地层界面的反射系数随界面双程反射时
间t的变化。由声波测井资料获得
右图为野外地 震记录和合成 地震记录的比 较。由此可见， 地震记录的褶 积模型理论是 基S点接收到的来自R1，R2，R3界面的地震子波，相互 迭加的结果，①+②+③的复波。
它已分不出哪是R1上的波形，哪是R2上的波 形，哪是R3上的波形。
这说明: 地震记录上看到的一个反射波组，并
不是简单的等于一个反射波，即：并不是来自一个
界面上的反射波，而是来自一组靠得很近的界面的
震子波从地下各个反射面反射回来。
这些反射回来的子波在波形上，严格讲是有 差别的，近似地可以认为一样，并且这些反射子 波在振幅上有大有小（主要决定于反射界面的反
射系数），极性有正有负（决定于子波反射系数
的正负），到达时间有先有后（决定于界面的深
度和波速）。
反射系数：
i1 i1 i Z i1 Z i Ki i1 i1 i i Z i1 Z i
地震资料处理流程与方法介绍(2)
动校正前
动校正后
3、水平叠加
九、动校正、切除与叠加
叠加
同一反射点地震记录
叠加剖面
十、 （短波长）剩余静校正
1、为什么要做剩余静校正
由于低速带的速度和厚度在横向上的变化，使野外表层参数测量不准确或无法测 量，故使野外静校正后，爆炸点和接收点的静校正量还残存着或正或负的误差，这个 误差称为“剩余静校正量”。
幅能量分布均匀合理 。 基本假设：近地表不均匀因素对地震记录影响十分复杂，把各种因素同时加以考
虑会使问题变得十分棘手，甚至无法解决。为了使问题简化并满足地表一致性要求， 一般作如下假设：
（1）地表振幅影响因子对整道是一个常数，它是震源强度、表层衰减、检波器 耦合等影响的总和系数。
（2）各振幅因子保持地表一致性原则。即不管波的传播路径如何，同一道集内 所有道将具有同一补偿因子。如：同一炮的所有道将具有同一炮点的补偿因子，同一 检波点所有道将具有同一检波点的补偿因子。
将野外磁带数据转换成处理系统格式，加载到磁盘上； 2、输入数据质量检查： 炮号、道号、波形、道长、采样间隔等等。
二、置道头
道头：每个地震道的开始部分都有一个固定字节长度的空余段，这个空余段用来记录
描述本道各种属性的信息，称之为道头。如第8炮第2道，第126CMP等。
1、观测系统定义
模拟野外，定义一个相对坐标系，将野外的激发点、接收点的实际位置放到这个相 对的坐标系中。 2、置道头
（3）输入数据为经准确的静校正、球面扩散、地层衰减补偿后的记录。 ——可以根据数据的具体情况，在处理的不同阶段多次使用。目前的流程大都使用一 次。
2、地表一致性振幅补偿
五、振幅补偿
地震资料解释 2地震资料解释的基础学
层和速度曲 线上的R8一 R9段有密切 联系。
为什么 会这样？
同一地点得到的地质柱状图、速度测井曲线和地震记录
爆炸尖脉冲的变化示意图
复习地震记录的面貌
是怎样形成的。爆炸时 产生的尖脉冲，在爆炸 点附近的介质中以冲击 波的形式传播，当传播 到一定距离时，波形逐 渐稳定，此时的地震波 被称为地震子波（c和 d。）地震子波在继续 传播过程中，其振幅会 因各种原因而衰减，但 波形的变化却可以认为 是很小的，在一定条件 下可以看成不变。
现地震勘探阶段，主要是研究纵波反射波，最后成 果是水平叠加和偏移地震数据，在界面倾角不大时，可以 近似认为是垂直入射。在垂直人射的情况下，将会使问题 简化，纵波入射时将只考虑产生的反射纵波和透射纵波的 情况。这时界面的反射系数定义为：
在制作人工合成地震记录时，反射系数就是由 测井提供的速度和密度根据公式计算的。
提供优化开发方案所需的三维数模模型
构造模型
岩石物理模型
孔隙度模型
渗透率模型
油藏剖面模型
油藏饱和度模型
1.2 与解释有关的基本概念
1.2.1 地震子波
波是振动的传播。人工激发地震波，一般是采用炸 药、可控震源、气枪（海上）等方式激发振动，该振动 的传播形成地震波。
定义：
在震源附近，地震波以冲击波的形式传播，当传 播到一定距离时，波形逐渐稳定，此时的地震波被称为 地震子波。
当地震波传播到两地层的分界面时，能否产生反 射波不取决于两地层岩性是否不同，而是取决于两地 层间是否存在着波阻抗差。并且从理论上可以推导出 明确的反射波、透射波振幅与波阻抗的关系。例如， 当地震波垂直入射到两地层的分界面时，反射系数 （反射波与入射波振幅之比）等于？
反射系数（反射波与入射波振幅之比）等于两地 层的波阻抗差与波阻抗和之比。
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图1.1.37 反射波的透过损失
1.6 反射地震记录道的形成
1.6.1 一个地震反射波的记录道
假设在地面以下半无限空间内有1+n 层弹性介质，则共有n 个弹性分界面，每一个弹性分界面上的反射系数用i R 表示，透射系数用i T 表示，下标i 表示第i 个弹性分界面，n i ,3,2,1=。
现在来研究地震波经过上覆1-i 个反射面在第
i 个反射面上反射的情况。
研究图
1.1.37所示的模型，若第i 个和第1-i 个反射面上的反射系数和透射系数分别用i R 、i T 和
1-i R 、1-i T 表示。
假设入射波的振幅为A ，则经过第1-i 界面，且在第i 界面上反射，再经过
第1-i 界面透射的振幅应该是
11--'⋅⋅=i i i i T R T A A
（1.1.83）
此处1-'i T 表示由i 层向1-i 层入射时在1-i 界面上的透射系数，而1-i T 则为第1-i 层向i 层入射时在1-i 界面上的透射系数。
由前可知，111---=i i R T 。
同理可求得
111--'-='i i R T
（1.1.84）
式中1-'i R 表示由i 层入射在1-i 界面上反射的反射系数，且
1111-----=+-='i i i i
i i R Z Z Z Z R
（1.1.85）
因此
111--+='i i R T
则式（1.1.83）可写成
i i i i i i R R A R R R A A ⋅-⋅=+⋅⋅-⋅=---]1[]1[]1[2111
（1.1.86）
上式的物理意义是：如果入射波每透射一个弹性界面，则必使入射波的振幅A 乘上一个因子]1[21--i R ，这个因子称透射损失因子，由于该因子总是小于1，故说明经过一个界面后，入射波的能量由于透射要损耗一部分。
如果上覆有两个界面，则应乘上两个界面的透射损失因子，如此等等。
于是经过1-n 个界面在第n 个界面上反射的反射波振幅可写成
n n n R R R R A A ⋅--⋅-⋅=-]1[]1[]1[2
12221
（1.1.87）
每一个反射波的子波波形，决定于激发震源的形状和介质对它们的“滤波”改造作用；
每一个反射子波的振幅则由波前扩散、介质吸收、透射损失及反射系数诸因素所决定。
如果
用0A 表示入射波振幅，α表示吸收系数，r 表示波的传播距离，⎪⎪⎭
⎫ ⎝⎛-Φp V r t 表示子波，则一个反射波的解可写为
r r
V r t R R R R e r A u p n n n r p →
--⎪⎪⎭
⎫ ⎝
⎛-Φ⋅⋅--⋅-=][]1[]1[]1[2122210 α （1.1.88）
令
][]1[]1[]1[~2122210n n r R R R R e r
A A ⋅--⋅-=-- α
n i n i r R R e r A ⋅⎪⎭
⎪
⎬⎫⎪⎩⎪⎨⎧-=∏
-=-]1[2110α （1.1.89）
则式（1.1.88）可简写成
r r V r t A u p n p ⋅⎪⎪⎭
⎫ ⎝
⎛-
Φ⋅=~ （1.1.90）
如果地下实际介质存在N 个反射界面的话，地面可以接收到每一个界面上的反射波，于是一个实际地震道上记录了N 个反射波。
在地面上接收到N 个反射波总和的一个地震道记录)(t g 可表示为
⎪⎪⎭
⎫ ⎝⎛
-Φ=
∑
=p n
n N
n V r t A t g ~)(1
（1.1.91）
其中n A ~
为各层反射振幅。
根据实际钻井和测井资料可知，地下介质近似为层状介质，并存在大量的薄层。
这表明每个层界面都可能产生反射，成为一反射面。
由此可见，一个实际地震记录道就是由这些无数多个反射子波（地震子波）组成的复合振动。
显然，振动的幅值大小与界面的反射系数成正比。
由（1.1.91）式可近似认为，一个反射记录道是地层反射系数序列t R 和地震子波t b 的褶积（卷积）结果。
t t n t n N
n b R b R t g *=*=
-=∑
1
)(
（1.1.92）
这就是所谓的地震道褶积模型，利用该模型可制作正演理论地震记录。
如图1.1.38所示。
其中a 是地震子波，b 是反射系数序列，c 是褶积过程，d 是一个道的理论地震记录)(t g 。
值得注意的是，实际地震记录远非上述这种简单的组合，它还可能包括层间多次反射以及各种干扰波等，它们按到达时间先后组合构成真正的实际反射记录道的复合振动。