初至与静校正
三种折射静校正方法原理的比较
三种折射静校正方法原理的比较摘要:随着折射静校正在地震勘探数据处理中的作用日显重要,需要对基本的折射静校正方法进行归纳与分析。
为此,本文介绍了三种常见的折射静校正方法的原理及计算步骤,比较了它们的相同点和不同点。
这对充分理解每种方法的实质大有帮助。
关键词:折射静校正加减法扩展广义互换法合成延迟时法要获得准确的静校正量,重要的是搞清近地表结构,建立准确的近地表模型,即把近地表地层的速度和厚度求准确[1]。
在地震勘探中,反射记录上存在初至折射波,并且每一炮都有初至折射波,它可为建立近地表模型提供所需的资料,而不增加额外的工作。
所以,利用初至波求取近地表结构,估算静校正量便成了主要且有效的途径。
这一类方法统称为折射静校正。
然而,利用初至估算风化层和折射层的速度以及截距时间并不容易。
这主要是因为风化层基底通常是起伏不平,旅行时距曲线也受到高程变化的严重影响,使得时距曲线不易解释[2]。
这样迫切需要一些特殊方法来求取近地表模型。
下面介绍的加减法、扩展广义互换法和合成延迟时法就是这类特殊方法。
1 加减法[3]加减法是由Hagedoorn(1959)首先提出来,它是一种间接计算截距时间和折射界面速度的方法,图1是加减法原理示意图。
定义加减时间值为:方程右边所给的时间是从图1的三条射线路径的初至上读出来的时间值,由射线路径可知:2 扩展广义互换法扩展广义互换法(EGRM)是在广义互换法(GRM)的基础上发展而来的,使之适用于野外各种不规则的观测系统采集的数据,例如弯线排列接收,炮点偏离排列位置。
这种方法应用比较广泛,很多大型的地震资料处理软件都采用了该方法,如Omega软件的折射波静校正和绿山软件的折射波静校正[4]。
该方法应用效果的好坏不仅与选取的折射层有关,而且和选定的风化层的平均速度有关。
因此在使用该方法时,应注意以下几点:(1)所有测线均选择本地区稳定的同一折射层的折射波进行初至拾取;(2)调查风化层速度变化范围,合理选择高速层顶界面以上地层的平均速度,最好是结合野外微测井和小折射资料;(3)静校正计算过程中,采用统一的替换速度和基准面高程。
适合于复杂地表条件下静校正处理技术
Ａ
ｙ
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 。
综合全局寻优静校正方法技术手册
一、静校正方法综述几何地震学的理论都是假设观测面是一个水平面，地下传播介质均匀为前提的（何樵登，1986，黄德济等，1989）。
但实际情况并非如此，观测面并不是一个水平面，通常是起伏不平的，地下传播介质通常也不是均匀的，其表层还存在着低降速带的横向变化。
因此，野外观测得到的反射波达到时间，并不满足双曲线方程，而是一条畸变了的双曲线。
静校正就是研究由于地形起伏，地表低降速带横向变化对地震波传播的影响，并对其进行校正，使时距曲线满足于动校正的双曲线方程（图1）。
图1a 静校正前图1b 静校正后静校正有一个十分重要的特点：由于表层低速带的速度十分低，远小于基岩速度。
深浅层反射波的射线路径尽管在低速带以下的各地层中传播时各不相同，但在表层附近几乎都是近于垂直的。
因此，静校正量的大小只与地面位置有关，即对于一道记录中所有采样点来说，静校正值都是相同的，所以称之为静校正，这种条件称之为地表一致性条件。
静校正工作的好坏直接影响叠加效果，决定叠加剖面的信噪比和垂向分辨率（图2）。
实际上，高频静校正异常的作用还相当于高阻低通滤波器，使子波的相位发生畸变，使高频振幅衰减严重。
因此，在处理高分辨率资料时也要高度注意静校正问题。
静校正工作不仅影响叠加效果，而且还影响叠加速度分析的质量（图3）。
图2a 未作静校正的叠加图图2b 作静校正的叠加图美国著名地球物理学家CH.迪克斯教授生前曾说：“解决好静校正就等于解决了地震勘探中几乎一半的问题”。
我国李庆忠院士也总结说：“静校正是处理好地震资料的敲门砖”。
正因如此，自从多次覆盖勘探技术出现开始，世界各国的专家学者对静校正方法进行了大量的研究工作，发展了不同的静校正方法。
静校正方法可分为野外一次静校正，折射波静校正，反射波剩余静校正三种方法。
利用野外直接观测的数据进行整理计算的静校正叫做野外一次静校正，其方法是根据地面高程数据，井口时间以及根据微测井，小折射数据而获得的低降速带厚度、速度等资料将所有炮点和检波点都校正到基准面上，从而去掉表层因素的影响。
高效高精度初至波层析静校正方法及应用
直射 线 法计算 静 校 正 量 的低 频 分 量 ； ④ 用 计 算 的
低频 分 量对初 至 时 间 进行 静 校 正 ； ⑤ 用 低 频 分量
校 正后 的初 至 时 间再 次 进 行 折 射 时距 曲线 拟 合 、 自动分 层 ， 统计 地表一 致性 静校 正量 的高频 分量 ；
区， 若 仍使 用适 应 任 意介 质 的层 析 静 校 正 则 代 价
设 备 资源 ， 采用 加大 深度 方 向 网格 间距 ， 减 少 网格
表 非一 致性 时差 校 正 方 法 的 高效 、 高精 度 快 速 初 至 波静 校正方 法 软件 。
１ 基 本 方法 及 流 程
高效、 高精度 快 速 初 至 波静 校 正 的基 本 方 法 及 流程 如下 ： ① 用交 互 及 自动 初 至拾 取 相 结 合 的 方 法快 速拾 取初 至 时 间 ； ② 对 拾 取初 至 时 间进 行 折 射 时距 曲线模 拟 ， 自动 实现折 射 波分层 ， 再进 行 折 射层 参数 反演 ， 可反 演 不 受 深 度方 向 网格 间距 影 响 的表层 层状 模型 ； ③基 于反 演 的表层模 型 ， 用
点数 的方 法 ； 但 增 大 深 度 方 向 网格 间距 会 降 低 反 演 模 型 的精 度 ， 影 响层 位 分 辨 率 。在 处 理 静 校 正
问题 中 ， 由于各 区域 地 表 的差 异及 多样 性 ， 对 于一
些 特 复 杂地 区 ， 地 表 速 度纵 、 横 向变 化 无 规 律 ， 适 应 层 状介 质 的折 射层 析 方 法 得 不 到好 结 果 ， 因 此 用适 应任 意介 质 的层析 静校 正 的处理 代价 换取 处 理效 果 是 有 必 要 的 。但 在 一 些 表 层 相 对 简单 地
地震资料处理流程与方法介绍——绝对有用
四、叠前噪音压制
1、噪音压制原因和目的 叠前：叠加之前 在地震资料采集过程中，由于受到外界条件及施工因素和仪
器等多种因素的影响，因而在地震记录上存在各种各样的干扰。 尤其在高分辨率地震资料采集过程中，为了获得高频信号，不得 不采用小药量激发、小组合或无组合甚至是单个检波器接收，各 类干扰会更加严重。这些干扰，对提高地震资料分辨率起到了制 约的作用，必须采用各种手段，对其进行压制和衰减。
1、数据输入
一、数据加载
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。
提纲
引言 一、数据加载 二、置道头 三、静校正 四、叠前噪音压制 五、振幅补偿 六、叠前反褶积 七、CMP道集分选 八、速度分析 九、动校正、切除与叠加 十、剩余静校正 十一、倾角时差校正（DMO）与叠前时间偏移 十二、叠后提高分辨率处理 十三、叠后噪音压制 十四、叠后时间偏移处理
ξ（t）——反射系数序列
ξ（t）
震源脉冲 反射界面
t
地震记录
六、叠前反褶积
1、为什么要进行反褶积 (2)但是由于震源爆炸时岩石破坏圈和岩石塑性圈的作用，使得震源发出 的脉冲到达弹性形变区时变成具有一个具有一定延续时间的稳定的波形 b（t），通常称为地震子波。地层对地震脉冲的这种改造作用，就相当于一 个滤波器，通常称为大地滤波器。通过大地滤波器，子波的高频成分损失， 脉冲的频谱变窄，从而使产生的尖脉冲经大地滤波器后延续时间加大。
3理流程引言数据输入数据输入置道头置道头静校正静校正叠前噪音压制叠前噪音压制振幅补偿振幅补偿叠前反褶积叠前反褶积抽抽cmp道集道集迭代迭代叠后反褶积叠后反褶积随机噪音衰减随机噪音衰减偏移偏移时变滤波增益时变滤波增益速度分析速度分析动校正初叠加动校正初叠加剩余静校正剩余静校正剩余静校正量剩余静校正量小于小于05msdmo或叠前时间偏移或叠前时间偏移提纲引言引言一数据加载一数据加载二置道头二置道头三静校正三静校正四叠前噪音压制四叠前噪音压制五振幅补偿五振幅补偿六叠前反褶积六叠前反褶积七七cmpcmp道集分选道集分选八速度分析八速度分析九动校正切除与叠
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。
第三节动校正与静校正
2、折射波静校正
基准面静校正需要风化层速度和厚度的信息。
但是，野外测量工作有时不能准确地提供这些信 息，由于风化层的速度低于下伏地层的速度，因 此地震记录上能够记录到来自风化层底界的折射 波。
一般情况下，折射波先于地下反射波到达地表， 我们能够比较容易地从地震记录中识别折射波， 进而拾取到折射波的初至时间。
①在O点激发，S点接收，记录下 来的反射波并不是来自O点正下 方，也不是来自S点正下方。在 界面水平的情况下，该反射来自 OS/2处M点的正下方。
②在M点自激自 收，R点的反射 时间为：
t0M
2h V
,
(t0
M
表示是M点的t0时)
若按上述条件在O点激发，S点接收，当然仍可接收到来自R点
的反射，但反射时间：tORS比t0M大，tORS
不同，动校正量不同，即动校正量随时间而 变，这就是动校正中所谓“动”的含义。
三、动校正的实现
1、计算动校正量 tij
2、从 t0 j tij 对应的存储单元搬到与 t0 j 对应的
存储单元中。这样就实现了某道对应时刻 t0 j 的动
校正。 显然，实现动校正，要进行两个循环：
先 t0 j 循环；后 xi 循环。
2
改写成各样点的动校正量的计算公式为：
tij
xi 2 2t0 Vj t0 j 2
(i 1,2, , M ; j 1,2, , N )
式中：M－道集内总道数；N－每道的总样点 数。Vt0j－t0j时刻的叠加速度。
显然 tij 既是 t0 j 的函数，又是 xi 的函数。
对任一道来说，深、浅层反射波 t0 j 和 xi
正量
j
h v0
因为井深校正总是向时间增大的方向校正（所有的校正都是减去 校正量），故此式前面取负号。
一般山地环境下地震资料处理方法研究
一般山地环境下地震资料处理方法研究【摘要】本文分析了处理山地类型地震资料时面临的难点，并针对难点难题提出针对性的处理方法，包括：静校正方法、叠前去噪处理、确定目标速度、叠后去噪、叠后偏移等，并简单探讨了处理的分析结果。
【关键词】地震资料静校正叠前去噪叠后偏移山地环境是我国常见的一种地质环境，沟谷深度大、地表起伏较大是山地特有的地形特征，该地形特征决定了山地环境通常具有复杂的地质条件。
在复杂的地质、地形环境下获取地震资料，并对其进行相应的处理是一项非常复杂的工作，只有采用正确的方法，才能保证资料的有效性以及可靠性[1]。
1 处理一般山地环境下地震资料时面临的难题对于山地这样一种特殊地质环境而言，在处理其地震资料时，面临的难题主要包括两种：一是低信噪比方面的处理问题；二是静校正方面的问题。
只有解决好这两大难题，才可以保证处理结果的精确性以及可靠性，从而获得清晰和准确的地质资料。
笔者在实践中发现，要使静校正方面的误差问题得到有效改善，必须保证静校正短波长问题得到有效解决；另一方面，叠前去噪、叠后去噪和目标速度分析是实现有效提高信噪比的重要前提。
文中，笔者将以某山地资料作为分析基础，详细探讨静校正方法和去噪方法的应用。
本研究处理地震资料的目的在于勘探石油以及天然气。
2 一般山地环境下地震资料处理方法2.1 静校正方法山地地形复杂多变，地表高程变化较大，高倾角地层出露普遍，低降速带发育丰富，所以做好表层的静校正工作是十分关键的。
通常采用以下几种方法：（1）初至折射静校正。
对于山地资料，应首先进行初至折射静校正，其中对于单炮初至的认真拾取非常重要，要做到：既完整的保留可靠初至信息，又及时的舍弃不可靠初至信息，从而达到相位稳定、波形一致的要求。
在追踪折射层时，应尽量追踪同一相位的信息。
（2）迭代折射静校正。
在处理地震资料时，为了保证精准性，在完成初至折射静校正后，还要进行交互式迭代折射静校正。
首先要确保使用准确的初至数据，然后在共炮点、共检波点、共偏移距的域内进行拟合迭代，从而优化静校正量，提高静校正的准确性。
- 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)。
初至拾取与静校正
1、初至拾取
初至拾取一直是地震勘探中的一个基础而又非常重要的问题。
初至拾取是地表低速带静校正的基础，特别是再地表速度教委复杂的地区，这种静校正更为重要也更为复杂。
准确拾取地震波走时还是地震层析成像方法中计算速度的重要依据。
迄今为止，已经提出了许多初至拾取的方法，如相关法，能力比法，最大振幅法及神经网络法等。
这些方法的一个共同特点是只利用了初至的波形和振幅特征。
拾取是在共炮点道集上进行的，拾取的初至范围要依反演的地质区域内降速层的最大速度和深度而定。
而近偏移距道初至时间的准确拾取是层析静校正方法控制表层速度的关键。
2、准确拾取初至
初至时间是折射波静校正的基础数据，直接影响到延迟时间、折射层速度以及低降速带速度或厚度的计算精度。
为了提高初至拾取精度，可以采用以下措施；1对单炮记录进行增益、滤波处理。
改善初至显示质量；2显示地表高程、炮检距曲线。
为初至拾取提供参考。
同时，还可以监视观测系统的正确性；3对单一类型的震源，应保证全区初至拾取位置的一致性；4对单炮记录首先应用野外静校正量，然后进行初至拾取。
同时显示线性动校正，以保证初至拾取的质量，提高初至拾取的效率。
3、静校正的方法
近地表静校正方法有很多种，常用的主要有高程静校正、模型法、
沙丘曲线法、折射波近地表校正法、层析反演法以及初至波剩余静校正等6种方法。
（1）高程静校正：它不考虑低速带, 仅对物理点与基准面的高程差进行校正。
严格地讲, 高程静校正只适合不存在低速带或者低速带结构横向没有变化的地区。
如果某一地区有低速带, 但低速带横向上的变化对静校正量的影响仅仅是高频的, 或者低速带的剥离和填充对静校正量的影响仅仅是高频的, 可以在精细剩余静校正的基础上使用高程静校正。
高程静校正的优点是计算效率高，较好地解决了长波长静校正问题。
其缺点在于适应条件有限, 解决短波长静校正问题能力比较差。
（2）模型法近地表校正：通过小折射、微测井等常规低速带调查方法得到离散点, 内插出空间速度结构, 进而计算出静校正量的一种方法。
模型法只适合低降速带具有相对稳定的层状地区, 并且具有一定密度及精度的低测成果。
其优势是建立近地表模型效率高, 可以较好地解决中长波长静校正问题, 尤其能够按三维方式建立全区统一的静校正量库, 真正达到了先闭合, 后处理的要求。
缺点是对近地表调查资料的准确度及精度依赖大, 解决短波长静校正问题能力比较差。
（3）沙丘曲线法静校正：首先需要在工区做精细的表层地质调查, 建立试验数据库, 再生成工区内的各离散点值, 形成沙丘曲线量
板。
计算时, 只需给定工区范围和炮、检点坐标, 用量板一量, 即生成对应点的静校正量值, 将其应用到炮集上即可。
沙丘曲线法静校正适应于低降速带速度随深度变化曲线相对稳定和潜水面稳定的地区。
该方法解决近地表问题效率高, 可以较好地解决中长波长静校正问题。
缺点是对沙丘曲线量板的代表性依赖较大, 解决短波长静校正问题能力较差。
（4）折射波法近地表静校正：该方法是基于层状地表模型的反演方法, 折射波静校正方法有许多种, 如：延迟时法、互换法等。
使用折射波法要求必须预知V0（表层速度）, 要有相对稳定折射层、良好的折射初至以及足够高的覆盖次数。
能够较好地解决短、长波长静校正量问题。
缺点是该方法采用分层模型, 不能模拟层内的速度变化。
它不适合求解不存在明显折射界面或者存在速度倒转和层尖灭的近地表速度模型。
（5）层析反演法：利用初至波反演表层低速带速度结构, 并据此计算静校正量的方法。
层析反演方法采用“块状体”建模, 能考虑介质速度的纵、横向变化, 反演模型精度较高, 对复杂地区静校正效果较好。
模型的摄动和求解有很多方法, 如SIRT、SVD、LSQR 等。
层析反演近地表静校正用于表层速度比较复杂的地区，在这些地区, 初至能够较好地连续追踪, 并且还要求有足够的覆盖次数。
该方法能够适应复杂地表条件, 提供高质量的中、长波长静校正量。
但由于介质被网格化为一系列单元, 引入了大量未知量, 需要间接的正则化约束, 反演具有多解性, 稳定性差; 通过逐次线性化迭代求解, 使
得反演对初始模型依赖性强; 初至拾取精度对反演结果影响大。
（6）初至拟合法剩余静校正：它是一项初至波静校正技术, 用初至时间, 分别在共炮点域、共接收点域、共偏移距域交互计算静校正量。
该技术在消除资料中的中、短波长静校正量, 实现最佳叠加成像方面具有较好效果。
初至拟合法主要应用于存在较大短波长静校正量和初至波质量较高的地区。
该方法可以适应复杂的地表条件, 提供高质量的短波长静校正量。
但无法解决长波长静校正问题。
4、静校正量的评价思路
静校正的方法很多，各有其应用条件和适用范围。
从计算步骤和要解决的问题来区分，静校正量可以分为基准面静校正量（一次静校正量）和剩余静校正量，对应两类静校正计算方法。
基准面静校正量基于近地表速度模型，目的是解决影响时间域构造成像的中、长波长静校正问题，是静校正的基础部分。
在基准面静校正的基础上，剩余静校正量一般通过对地震数据的统计来求取，目的是解决影响成像效果的短波长静校正问题。
在实际地震资料处理中，不同的静校正方法常被用于计算同一个工区的静校正量，在分析对比不同静校正方法处理结果的基础上，确定一套最佳的静校正方法，用于最终的静校正处理。
针对不同近地表条件地区的静校正问题，我们认为应该从基准面静校正量的计算和应用（即处理结果）两个角度进行评价。
从基准面静校正量的计算角度评价的可靠性和建模过程中的质量控制。
静校正
量的应用效果分析主要看基准面静校正是否已经将静校正的高频误差控制在剩余静校正可以解决的范围内。
只有适应工区近地表速度模型，计算可靠的中、低频静校正分量；而影响成像质量的高频静校正分量，可以利用剩余静校正技术，通过对地震数据的统计分析得到。
仅从应用效果来评价静校正的合理性是片面的，因为能够使地震数据较好成像的静校正量的中、长波长分量不一定可靠。
静校正评价基本思路
建模技术的适应性分析是静校正评价的基础。
不同的近地表建模技术所建立的近地表模型是不可靠的。
所采用的建模技术依据现有资料是否可以建立可靠的近地表模型，是判断建模技术适应性的关键。
根据现有的与近地表有关的资料，包括地质地貌、小折射与微测井等调查资料、大炮记录上的初至特征等，建立对工区近地表速度模型特征的基本认识，在这种认识的基础上，判断所用建模技术的适应性。
如果根据对大炮初至特征、微测井资料等信息的分析，认为工区近地表不存在稳定的折射层，或者存在高速折射屏蔽层、速度倒转或薄层构成的隐蔽层，又没有足够的微测井资料约束，那么利用折射静校正技术建立的近地表速度模型就不一定可信。
初至层析静校正技术被认为是适应能力较强的一种技术，该技术最适用于纵向速度梯度递增的近地表速度模型，对速度模型的横向变换有很强的适应能力。
但在没有足够微测井资料约束的情况下，对浅层地表存在高速初至屏蔽层（如高速砾岩层、永动层）、速度倒转或薄层构成的隐蔽层时，层析静校正技术往往也无法建立可靠的近地表
速度模型。
这是因为，初至层析是利用初至时间反演近地表速度模型，只有当初至时间中包含了近地表速度模型所需信息时，才有可能反演出近地表速度模型。
当浅层地表存在高速初至屏蔽时，初至射线无法穿透高速屏蔽层以下的介质，层析反演只能得到该高速屏蔽层以上的结果。
当存在隐蔽层时，从初至时距曲线本身无法求得隐蔽层的相关信息，如果没有微测井等资料的约束，则无法求取可靠的近地表速度模型。