地震勘探资料数字处理
地震资料的处理
中国石油大学胜利学院地球物理勘探课程设计报告地震资料的处理方法学生姓名：***学号：************专业班级：资源勘查工程08级2班2011年6 月28 日地震资料数字处理方法地震勘探是利用地下介质弹性和密度的差异，通过观测和分析大地对人工激发地震波的响应，推断地下岩层的性质和形态的地球物理勘探方法。
地震勘探是钻探前勘测石油、天然气资源、固体资源地质找矿的重要手段，在煤田和工程地质勘查、区域地质研究和地壳研究等方面，也得到广泛应用。
地震勘探包括:野外采集、(室内)资料处理、资料解释三项。
一、野外数据采集数据采集就是采集供自动绘图用的绘图信息，是数字测图的一项重要工作。
不同的数据源、不同的作业模式有不同的数据采集方式，有内业数据采集与外业数据采集之分，有手工输入、半自动输入、自动输入之分。
一个优秀的数字测图系统通常支持多种数据采集方式。
〈一〉、测图前的准备工作1、控制测量野外数据采集包括两个阶段，即控制测量和地形特征点（碎部点）采集。
实施数字测图之前必须先进行控制测量。
控制测量方法与白纸测图法中的控制测量基本相同。
由于利用光电测距，测站点到地物、地形点的距离即使在500m，也能保证测量精度，故对图根点的密度要求已不很严格，一般以在500m以内能测到碎部点为原则。
通视条件好的地方，图根点可稀疏些；地物密集、通视困难的地方，图根点可密些（相当白纸测图时图根点的密度）。
等级控制点尽量选在制高点。
控制测量主要使用导线测量，观测结果（方向值、竖角、距离、仪器高、目标高、点号等）自动或手工输入电子手簿，一般直接由电子手簿解算出控制点坐标与高程。
对于图根控制点，还可采用“辐射法”和“一步测量法”。
辐射法就是在某一通视良好的等级控制上，用极坐标测量方法，按全圆方向观测方式一次测定周围几个图根点。
这种方法无需平差计算，直接测出坐标。
为了保证图根点的可靠性，一般要进行两次观测（另选定向点）。
所谓一步测量法就是将图根导线与碎部测量同时作业。
地震勘探资料的处理与解释
地震勘探资料的处理与解释一、引言地震勘探是利用地震波在各种介质中传播的特性，探测地下构造、岩性、矿床和地下水等物质的一种探测技术。
地震勘探是地质勘查、工程勘察和地震预测等领域中最重要的方法之一。
地震勘探资料处理与解释是地震勘探技术中非常重要的环节。
本文将从处理流程、数据处理方法及解释方法等方面进行阐述。
二、地震勘探资料处理流程地震勘探资料处理流程包括数据备份、数据预处理、数据校正、数据解释三个过程。
1.数据备份数据备份是将野外采集的原始地震信号数据进行复制备份存档，以便后续数据处理和解释使用。
2.数据预处理数据预处理过程主要包括数据导入、数据剪辑、数据切割、数据去反演等步骤。
其中：数据导入是将野外采集的原始地震信号数据导入到数据处理软件中，进行后续的数据处理和解释。
数据剪辑是将不相关的数据删除，只留下与勘探目的有关的数据，以提高数据处理的精度和效率。
数据切割是按照一定的时间间隔将采集的地震信号数据分为多个时间窗口，以便后续的数据处理和解释。
数据去反演是去除地面反射波和地下因受到地面影响而引起的表面波、散射波等干扰信号，强调地下直达波的信号，提高勘探的分辨率。
3.数据校正数据校正是将预处理后的数据进行一系列的校正处理，以便对数据进行精细的解释。
其中：时差校正是将不同检波点接收到的地震信号数据进行时差校正，以将所有检波点接收到的地震信号数据时限一致。
幅值校正是将地震信号数据进行幅值校正，以消除由于不同检波器灵敏度的差异引起的幅度变化，提高数据处理的精度。
补偿校正是针对地下介质的补偿，以消除由于介质特性所引起的干扰信号，提高数据解释的精度。
四、数据处理方法1.频率域反演法频率域反演法是一种频率域处理技术，可以有效地显示地下介质的频率特征。
通过对勘探目标的频率响应进行分析，可以得到地下介质的速度、厚度、密度，以及存在于介质中的岩性、构造等信息。
2.三维成像法三维成像法是一种立体成像技术。
它通过对不同方向、不同深度的地震数据进行综合分析，构建三维勘探图像，以方便勘探人员对地下构造、岩性和矿藏等信息进行快速准确的判断和解释。
地震数据处理方法(DOC)
安徽理工大学一、名词解释（20分）1、、地震资料数字处理:就是利用数字计算机对野外地震勘探所获得的原始资料进行加工、改进，以期得到高质量的、可靠的地震信息，为下一步资料解释提供可靠的依据和有关的地质信息。
2、数字滤波:用电子计算机整理地震勘探资料时，通过褶积的数学处理过程，在时间域内实现对地震信号的滤波作用，称为数字滤波。
（对离散化后的信号进行的滤波，输入输出都是离散信号）3、模拟信号：随时间连续变化的信号。
4、数字信号：模拟数据经量化后得到的离散的值。
5、尼奎斯特频率：使离散时间序列x(nΔt)能够确定时间函数x(t)所对应的两倍采样间隔的倒数，即f=1/2Δt.6、采样定理：7、吉卜斯现象：由于频率响应不连续，而时域滤波因子取有限长，造成频率特性曲线倾斜和波动的现象。
8、假频:抽样数据产生的频率上的混淆。
某一频率的输入信号每个周期的抽样数少于两个时，在系统的的输出端就会被看作是另一频率信号的抽样。
抽样频率的一半叫作褶叠频率或尼奎斯特频率fN；大于尼奎斯特频率的频率fN+Y，会被看作小于它的频率fN-Y。
这两个频率fN+Y和fN-Y相互成为假频。
9、伪门：对连续的滤波因子h(t)用时间采样间隔Δt离散采样后得到h (nΔt)。
如果再按h (nΔt)计算出与它相应的滤波器的频率特性，这时在频率特性图形上，除了有同原来的H (ω)对应的'门'外，还会周期性地重复出现许多门，这些门称为伪门。
产生伪门的原因就是由于对h(t)离散采样造成的。
10、地震子波：由于大地滤波作用，使震源发出的尖脉冲经过地层后，变成一个具有一定时间延续的波形w（t）。
11、道平衡：指在不同的地震记录道间和同一地震记录道德不同层位中建立振幅平衡，前者称为道间均衡，后者称为道内均衡。
12、几何扩散校正：球面波在传播过程中，由于波前面不断扩大，使振幅随距离呈反比衰减，即Ar=A0/r，是一种几何原因造成的某处能量的减小，与介质无关，叫几何扩散，又叫球面扩散。
地震资料的数字处理
1987年我国自行研制的第一台亿次级银河巨型计算机 正式投产，该计算机主要应用于地震资料的数字处理。
第四次革命：计算机群的应用 将若干台多达上万台的计算机联合起来组成计算机 群（PC-Clus），每个计算机群拥有成千上万个节点，每 个节点都有各自的操作系统，某个节点出现问题，不会
影响其他节点的运行。
当然，相干加强处理也有一定的局限性。
在反射能量弱或地质构造复杂时，反射波的相干性并不好，此 时相干加强处理可能削弱反射波，模糊地下构造细节；另外，一些 规则干扰波，如多次波、断面波的相干性也比较好，相干加强处理 有可能使得这些干扰波的能量也得到加强，从而造成剖面质量下降 或构造假象。
第六章 反射波地震资料的数字处理
3）低速带校正——消除低速带的影响 经过前面两次校正后，炮检点均校正到了基准面上。此时 基准面下还存在不规则的低降速带分布，需对它们进行校正，即将 基准面以下的低速层速度用基岩速度代替。
炮点低速带校正量：
检波点低速带校正量
由于基岩速度大于低速带速度，低速带校正总是使反射旅行时 变短，所以低速带校正量为正。 炮点处静校正量=井深校正量+地形校正量+低速带校正量
特点：振幅强则光线密度大，色调深；振幅弱则光线密度小，色调
浅。其反射层次不如变面积显示清晰。
（4）波形+变面积剖面: 这是最常用的一种剖面显示方式
特点：将地震波的波峰部分填黑，突出反射层次；波谷部分留出
空白，便于波形分析和对比。
（5）波形+变密度剖面: 常用于反演剖面的显示
特点：用不同的颜色表示不同的岩性。
第二次革命：模拟磁带记录 这个时期模拟电子计算机得到应用，地震资料以模拟
的方式记录在磁带上，在室内可以用回放仪反复处理，因
地震勘探中的数据处理技术研究
地震勘探中的数据处理技术研究地震勘探是一种通过采集、记录地震波并分析其传播规律，用于探测地下构造及岩石性质的非破坏性探测技术。
在现代地质勘探工作中，其研究、应用和发展都具有重要的意义。
本文将重点探讨地震勘探中的数据处理技术研究。
1、地震勘探资料的处理与解释地震勘探的从业人员需要对所获得的数据进行处理和解释。
地震勘探的数据处理技术主要包括了原始记录、资料处理、数据选择、模拟和反演解释等方面。
其中，原始资料的记录包括了各种地震符号、地震波体系、地震记录摄取等等，这些记录中往往包含有大量的干扰和无用信息，此时需要进行数据预处理，即将干扰和无用信息去除，同时对有效信号进行突显和增强，以便后续的处理和分析。
而数据选择则是地震勘探中不可缺少的一环，它对勘探的结果和响应有着至关重要的影响。
在数据选择中，需要根据具体地质条件及勘探目的，选择出一定范围的地震记录，并进行合理的组合、处理。
2、资料预处理技术的应用为了实现地震勘探中原始数据的有效利用，需要先对数据进行预处理。
预处理技术的应用可以改善数据的品质，提高数据的精度，优化数据的结构，并有效提升数据的分析效率和数据价值。
常见的预处理技术有滤波、提高分辨率、数值模拟等。
其中滤波是地震勘探中应用最为广泛的一种预处理技术，通过滤波能够将无用的信号成分滤除，并将有用信号更加清晰地展现出来。
提高分辨率则可以通过删减数据、加密采样等方式，提高数据的采样密度，使数据的分辨率达到最佳状态。
而数值模拟则可以通过建立地震物理模型，进行模拟计算，以实现预测和分类分析等目的。
3、数据选择及处理的技术数据选择及处理的技术主要针对采集到的原始数据，通常需要对数据进行降噪、去背景、去除信噪比低的数据等处理，以提高数据的准确性和稳定性。
在数据选择和处理方面，常用技术包括了继电器激发、数字滤波及各种数学方法等。
其中，继电器激发和数字滤波技术可以降低噪声的影响，提高数据的信噪比；而数学方法则可以进行更加精细的数据选择和处理，并可以有效计算出地下结构模型及其参数。
地震资料常规处理流程
DM高分辨率的理由和目的 一方面，由于叠加的低通滤波效应，使叠前已经展宽的频带又变窄，有进一步展宽频带的需要。 另一方面，叠加后的地震记录的信噪比大幅度提高，为进一步提高分辨率地在奠定了基础。 叠后提高分辨率的目的就是进一步提高地震记录对薄层的识别能力。
反褶积前的叠加
反褶积后的叠加
七、CMP道集分选
CMP道集又称共中心点道集，当地震数据置完道头以后，每个地震道的CMP号、线号、炮检距等各种信息就已经存在了，因此，分选就是利用道头信息，按要求将地震道排列到一起。 CMP分选一般按CMP号从小到大，使用两级分选或三级分选： CMP、炮检距（站号） CMP、线号、炮检距（站号） CMP道集经过动校正后，就可以将道集内各道求和，形成叠加道。每个CMP都进行求和，就形成了叠加剖面。
2、常用的叠后噪音压制方法 叠后压噪方法非常多，这里只介绍常用的四种： （1）随机噪声衰减——提取可预测的线性同相轴，分离出噪音，达到提高信噪比的目的。 ——注意：线性假设并不符合实际情况，也容易失真。 （2）F—K域滤波——主要用于压制线性相干干扰。在F—k域中，线性相干干扰分布比较集中，范围较小，可以将其切除，达到压制线性相干干扰的目的。类似的还有F—X域滤波等等。 ——注意：容易引起“蚯蚓”现象，建议不使用扇形滤波因子。 （3）多项式拟合——基于地震道数据有横向相干性的原理，假设地震记录同相轴时间横向变化可用一高次多项式表示，沿同相轴时间变化的的各道振幅变化也可以用一待定系数的多项式表示。首先通过多项式拟合，求出地震信号的同相轴时间、标准波形和振幅加权系数，然后将它们组合成拟合地震道。——不保真。 （4）径向滤波——在定义的倾角范围和道数内，通过时移求出最大相关值所对应的倾角，然后沿这个倾角对相邻道加权求和，从而增强该倾角范围内的相干同相轴，虚弱随机噪音和倾角范围以外的同相轴。提高地震记录的信噪比。——不保真。
地震数据处理方法
安徽理工大学一、名词解释〔20分〕1、、地震资料数字处理:就是利用数字电脑对野外地震勘探所获得的原始资料进行加工、改良，以期得到高质量的、可靠的地震信息，为下一步资料解释提供可靠的依据和有关的地质信息。
2、数字滤波:用电子电脑整理地震勘探资料时，通过褶积的数学处理过程，在时间域内实现对地震信号的滤波作用，称为数字滤波。
〔对离散化后的信号进行的滤波，输入输出都是离散信号〕3、模拟信号：随时间连续变化的信号。
4、数字信号：模拟数据经量化后得到的离散的值。
5、尼奎斯特频率：使离散时间序列x(nΔt)能够确定时间函数x(t)所对应的两倍采样间隔的倒数，即f=1/2Δt.6、采样定理：7、吉卜斯现象：由于频率响应不连续，而时域滤波因子取有限长，造成频率特性曲线倾斜和波动的现象。
8、假频:抽样数据产生的频率上的混淆。
某一频率的输入信号每个周期的抽样数少于两个时，在系统的的输出端就会被看作是另一频率信号的抽样。
抽样频率的一半叫作褶叠频率或尼奎斯特频率fN；大于尼奎斯特频率的频率fN+Y，会被看作小于它的频率fN-Y。
这两个频率fN+Y和fN-Y相互成为假频。
9、伪门：对连续的滤波因子h(t)用时间采样间隔Δt离散采样后得到h (nΔt)。
如果再按h (nΔt)计算出与它相应的滤波器的频率特性，这时在频率特性图形上，除了有同原来的H (ω)对应的'门'外，还会周期性地重复出现许多门，这些门称为伪门。
产生伪门的原因就是由于对h(t)离散采样造成的。
10、地震子波：由于大地滤波作用，使震源发出的尖脉冲经过地层后，变成一个具有一定时间延续的波形w〔t〕。
11、道平衡：指在不同的地震记录道间和同一地震记录道德不同层位中建立振幅平衡，前者称为道间均衡，后者称为道内均衡。
12、几何扩散校正：球面波在传播过程中，由于波前面不断扩大，使振幅随距离呈反比衰减，即Ar=A0/r，是一种几何原因造成的某处能量的减小，与介质无关，叫几何扩散，又叫球面扩散。
地震资料数字处理技术
X (ω ) = X (ω ) H (ω )
∧
………….. (2-1-9)
四学时
傅氏变换 连续信号傅氏变换
X (ω ) = ∫ x(t ) e
−∞ ∧ +∞ − jωt
dt
1 x(t ) = 2π
∫
+∞ ∧
−∞
X (ω ) e dω
jωt
离散信号傅氏变换：
X Δ ( f ) = Δ ∑ x( n)e
x(n) ≤ M 。
n = −∞
∑ h(n) < ∞
+∞
………………
(2-1-14)
滤波器能量有限输出
这 是 指 如 果 输 入 x(n) 的 能 量
§1.2 地震处理流程
几何扩散校正：通过给数据加一增益恢复函数以 校正波前（球面）扩散对振幅的影响。 建立野外观测系统 ：把所有道的炮点和接收点 位置坐标等测量信息都储存于道头中以保证各道 的正确叠加 。 野外静校正 ：对陆上资料，把所有炮点和接收 点位置均校正到一个公共基准面上以消除高程、 低降速带和井深对旅行时的影响。
剩余静校正
地层断开引起的原因：由于障碍物 的影响没有布校波器
叠后处理
绕射波，滤波后可 直接作解释
偏移处理
顶
前积反射 断点比较清楚
第二章 数字滤波
本章主要回顾和介绍数字滤波器的有关 知识，以及利用干扰波与有效波在频率、 传播方向、速度以及能量等方面的差异进 行干扰波压制或消除，从而突出有效波， 提高地震资料的质量和精度的方法原理。 §２.1 概述（４） §2.2 一维滤波 （６） §2.3 二维滤波 （４）
– 特殊处理（目标处理）：针对不同目的采用
的特殊处理手段。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
中国地质大学（北京） 课程名称：应用地震学 教师：段云卿 第25册第四章：地震勘探资料数字处理野外采集到的原始资料是以二进制的数字形式记录在磁带上，必须经过计算机的各种运算，才能输出供地震地质解释的各种资料，或直接输出某些解释成果，本章介绍如何进行数据处理。
§4.1校正和叠加处理一、动校正1．动校正的含义：（§3.5）（1） 对于一次覆盖共炮点资料来说，把双曲线型或近似双曲线型反射波同相轴拉直，也就是消去炮检距不为0对反射波旅行时的影响，使同相轴能直观地反映地下界面的构造形态。
（2） 对于共反射点道集来说，把各道均校正成共中心点M 处的自激自收道，再叠加起来作为共中心点M 处的叠加道，使一次波同相叠加而加强，多次波等干扰波非同相叠加而减弱。
2．动校正公式（§3.5）2022Vt xt =∆ (6.2-26)3．计算动校正量（使用共反射点道集） (1)公式为了对共反射道集的每一道的整个道进行计算，将（6.2—26）改写为：2002)(2i i jij t V t x t =∆ （j=1,2,……,n ； i=1,2,……,m ） (6.4-1)j —— 道序号。
i —— 采样点序号。
x j —— 第j 道的炮检距。
n —— 覆盖次数。
M ——道长 t 0i ——为第i 个界面共中心点处自激自收时间。
(2)问题不知什么地方有反射界面，就不知什么地方有反射波。
不知反射波的t 0时间。
中国地质大学（北京） 课程名称：应用地震学 教师：段云卿 第25册（3）解决方法地震道上有一个采样值就有一个反射波。
地震道上每一个采样点的时间i △，都看成一个t 0时间，记为t oi 。
（4）例子①设采样间隔△=4ms②长为0.5S -4.5S的记录,就有1001个t 0值：)(5.00,0s t = )(004.05.01,0s t += )(004.025.02,0s t ⨯+= )(004.05.0,0s i t i +=)(004.010005.01000,0s t ⨯+=③对任意一道就有1001个动校正量。
例如炮检距为1000m 的第j 道，动校正量为：)(207.0)5.0(5.02100022,0s V t j =⨯⨯=∆)(205.0)504.0()504.0(2100022,1s V t j =⨯⨯=∆)(204.0)508.0()508.0(2100022,2s V t j =⨯⨯=∆)?()004.05.0()004.05.0(2100022,s i V i t j i =+⨯+⨯=∆)(000.0)5.4()5.4(2100022,1000s V t j =⨯⨯=∆st同一个地震道上，每个采样点的动校正量不同，所以叫动校正。
同一个地震道上，x 是固定不变的，t 0↗,V ↗,Δt ↘。
④手工动校正在第j 道上，将ij i ij t t t ∆+=0处的振幅值搬到t 0i 处 上例：（0.5+0.207=0.707）s 处的振幅值搬到0.5s 处 （0.504+0.205=0.709）s 处的振幅值搬到0.504处问题：手工动校正麻烦。
如何计算机化？ 4．动校正的计算机化 ①∆∆/ij t上例： j x (m) t 00/∆ ij t ∆(ms) ∆∆/ij t 1000 125 207 52 205 51 204 51 204 51 201 50 0 0注意：有许多点有相同的动校正量②简化x j——第j道的炮检距。
t00/∆——起始时间是采样间隔的几倍。
t max/∆——最大动校正量是采样间隔的几倍。
k1——具有最大动校正量的个数。
k2——具有最大动校正量减1的个数。
k3——具有最大动校正量减2的个数。
…………③动校正量板表1000，125，52，1，3，……156，32，1，35．动校正在计算机上的实现①造动校正量板表例如：20，10，4，1，1，2，3，4②动校正——逐点搬家法10 10+4(t0+△t→t0: 10+4→10)例如:提醒：实际中动校正前、后用同一个一维数组的内存单元。
③程序要点一道原始记录放在一维数组x中备注N是道记录的长度一道原始记录放在一维数组x中从动校正量板中取来：k1 ,k2 ,k3 ,…动校正后仍然放在一维数组x中m=t00/Δ, n=Δt max/ΔDO I=1,m-1 且I≤N, m≥1 x（1）=0x(I)=0 x(m-1)=0DO I=m+n, k1+m+n 且I≤N x(m)=x(m+n)x(I-n)=x(I) x(k1+m)=x(k1+m+n) 插值一个空格 x(k1+m+1)=插值DO I=k1+m+n+1, k2+k1+m+n+1 且I≤N x(k1+m+2)=x(k1+m+n+1)x(I-(n-1))=x(I) x(k2+k1+m+2)=x(k2+k1+m+n+1) 插值一个空格 x(k2+k1+m+3)=插值DO I=k2+k1+m+n+2,k3+k2+k1+m+n+2且I≤N x(k2+k1+m+4)=x(k2+k1+m+n+2)x(I-(n-2))=x(I) x(k3+k2+k1+m+4)=x(k3+k2+k1+m+n+2) 插值一个空格 x(k3+k2+k1+m+5)=插值I=N 直到I=N时，停止4．动校正对波形的畸变及处理方法①动校正搬家后出现“空格”，波形被拉长，波形发生了畸变，浅层畸变大，深层畸变小。
②对深层“空格”插值，一般用线性插值。
对浅层畸变历害的进行“切除”。
二、静校正（一）静校正的概念1．低降速带①低速带地震风化层，速度很低，叫低速带。
②风化层的概念地震和地质中均有风化层，但含义不同。
地质中指遭受过风、水或植物等破坏的松散物质。
地震中指地表物质，其波速要比它稍深的岩层慢得多。
速度的变化往往是突然的，如风化层的速度600m/s，突然变到其下岩层的2000m/s。
③潜水面地质上风化层的底面多为水面，即地下水的顶面，地震上一般叫潜水面。
空气中波速V=340m/s。
水中的波速V=1500m/s。
因此，含空气的土壤到含水的土壤是一种突变，根据这一点可确定风化层的底面。
潜水面随季节或最近的降雨量而变化。
④为什么要在潜水面以下激发地震波在地震勘探中，低速带是一个关键带。
如果在低速带中放炮，松散的土壤对高频的吸收历害而使记录趋向低频。
松散的土壤对能量吸收历害而使下传的能量减少。
所以最好在风化层下面激发。
松散吸收的例子：在刚耕过的田里放炮基本收不到反射波。
2．为什么要静校正前面讨论时距曲线时，均假设①所有激发点和接收点在同一水平面内，②地下介质是理想的，速度均匀介质，水平层状介质等。
实际不然，因为地形起伏和激发井深不同使激发点与接收点不能共平面，另外由于低速带的存在，低速带的波速比其下的岩层波速明显地低，加上低速带的厚度变化大。
使理想介质模型遭到破坏，反射波时距曲线不再是双曲线而是畸变了的双曲线。
t 01 〉t 02 t 01 〉t 02 t 01 〉t 02地面 地面 地面 V 0低速带底面 V V V R R R3．静校正的定义把由于地形起伏，低速带变化及震源深度不一致等对地震波传播时间的影响消除掉，叫静校正。
野外静校正 静校正 剩余静校正 折射静校正 （二）野外静校正 1．定义直接利用野外实测的表层资料，进行的静校正叫野外静校正，也叫基准面校正，包括井深校正，地形校正和低速带校正。
2．井深校正井深校正是将激发点O 的位置由井底校正到地面O j 。
)1)(1[00h Vh h V j j++-=∆τ(6.4-4)注：取“负号”是“减负”等于“加正”，因为静校正是减去静校正量。
说明：τ值检波器（井口检波器）记录到的时间τ与（6.4—4）式计算的井深校正量相同，所以实际工作中是用τ值检波器记录时间，而不是用上式计算。
τ值检波器可帮助监督井深。
O j G Lh O h S 地面 基准面 h j h L V 0低速带底面 hO VR 3．地形校正地形校正是将测线上位于不同高程的炮点和接收点校正到基准面上。
炮点校正量O O h V 01=∆τ (6.4-5) 检波点校正量SS h V 01=∆τ (6.4-6)故第j 炮第L 道的地形校正量：)(10S O S O jLh h V +=∆+∆=∆τττ(6.4-7)注：地形校正量有正有负，通过h O 、h S 的正负体现，一般规定测点高于基准面时为正，低于基准面时为负。
4．低速带校正低速带校正是将基准面以下的低速层的速度用基岩速度代替。
炮点处的低速带校正量为：Vh V h j j j-=∆0'τ (6.4-8)检波点处的低速带校正量为：Vh V h L L L-=∆0'τ (6.4-9)总的低速带校正量为：))(11(0'L j jL h h VV +-=∆τ (6.4-10)反射界面 第一步：井深校正后地面 V 0低速带底面 V反射界面 第二步：地形校正后基准面V 0 低速带底面V 反射界面 第三步：低速带校正后基准面V反射界面 5.总的野外静校正量))(11()(10'L j S O jLjLjh h VV h h V t +-+++=∆+∆+∆=∆ττττ静 (6.4-11)P124 ╳6.为什么叫静校正从上面的计算中，可以看出，对同一道上所有采样点的静校正量一样大，这与动校正不同，所以叫静校正。
7.野外静校正在计算机上的实现（1）计算静校正量（2）整体搬家同一道上各采样点上静校正量相同，计算机上用“整体搬家”法实现。
例：有一道从0.5-4.5秒的记录，要进行静校正。
假设采样间隔△=2ms，则有2001个采样值。
静校正前：内存单元号 1 2 3 4 5 …… 1997 1998 1999 2000 2001 采样值 a1 a2 a3 a4 a5…… a1997 a1998 a1999 a2000 a2001假设计算的静校正量为8ms=4△，则只要将每一个采样值统一向前搬4个内存单元即可。
静校正后：内存单元号 1 2 3 4 5 …… 1997 1998 1999 2000 2001 采样值 a5 a6 a7 a8 a9…… a2001 0 0 0 0补4个0 关键语句本例 n=4 N=2001Do 对道循环执行结果n=int(△t静/△) x(1)=x(5)Do 10 I=1+n,N x(2)=x(6)x(I-n)=x(I) 搬家10 continue x(1997)=x(2001)Do 20 I=N-1,N x(1998)=0X(I)=0 补0 x(1999)=020 continue x(2000)=0对道循环结束句x(2001)=0中国地质大学（北京）课程名称：应用地震学教师：段云卿第25册11。