安徽理工大学地震数据处理.docx

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安徽理工大学地震数据处理

第一章

1,连续时间函数x（t）离散化的目的:

使模拟地震信号中低频信号在重建中得到保持和恢复,使原来高频信号得到衰减和压制。

2,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.

3,假频:

当x（t）的频谱中简谐成分频率f高于尼奎斯特频率的高频成分时,以尼奎斯特频率为中心向低频折叠的假的低频成分成为假频。

4,数字滤波:

在地震数字处理中,利用频谱特征的不同来压制干扰波以突出有线波的方法。

4,频率域滤波原理:

在线性滤波条件下,滤波器输出信号的频谱X（t）为输入信号的频谱X（ω）与滤波器频率特性H（ω）的乘积。

5,图p23。

6,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。

7,当频率特性曲线是不连续函数而对滤波因子取有限项时,有限长度的h（t）对应的H'（f）不再是一个门式滤波,而是有波动的曲线,曲线由间断点向远处波动衰减,在间断点波动最大,这种现象叫做非连续函数频率相应的吉卜斯现象。

8,为何要进行二维滤波:

单独的频率域滤波和波数域滤波都存在不足,它们在进行滤波时改变了波剖面的形状,而波数域滤波时改变了振动图的形状。

只有根据两者的联系组成频率--波数域滤波才能得到在所希望的频率间隔内,视速度为某一范围的有线波得到加强,同时对干扰波进行压制。

9,如何进行二维滤波:

p38

10,真振幅恢复的目的:

是尽量对地震波能量的衰减和畸变进行补偿和校正,主要包括波前扩散能量补偿,地层吸收能量补偿和地表一致性能量调整。

11,我爱中国

12,水平层状介质模型:

利用式1-132得到动校正量后,将共中心点道集中各道动校正后的振幅进行叠加便得到共中心点水平叠加剖面。

其后的各种处理包括时间偏移和深度偏移都是在水平叠加剖面上进行的称为叠后时间偏移和叠后深度偏移。

13,共中心点水平叠加的优点:

①可以压制多次波,规则干扰波,随机噪声。

这是因为这些波的视速度大于或小于一次反射波的视速度,当一次反射波动校正后,同相轴被校正为一条水平线,而其他波处于校正不足的状态,叠加后收到压制。

②增强有效波,提高信噪比,显著改善地震剖面质量。

p44

14,多层水平层状介质模型叠加方法与单层水平层状介质模型叠加情况相同,只需用均方根速度代替单层均匀介质速度。

15,共中心点水平叠加存在的问题:

经过共中心点水平叠加处理后得到的水平叠加剖面,通常被认为是相当于零偏移距自激自收记录剖面,但并非真正的自激自收剖面,这是由于当反射界面为弯曲界面或为平界面断层时,或当覆盖介质速度横向变化及速度各向异性时,反射旅行时将产生不同形式的畸变。

16,块状介质模型:

共中心点水平叠加处理不适用,而采用共反射点处理。

此时无须进行共中心点水平叠加,以叠前时间偏移和叠前深度偏移处理为核心。

当构造平缓速度横向变化不大,可以用叠前时间偏移;当构造剧烈,横向速度变化较大时,用叠前深度偏移较为精确。

处理流程p47.

第二章

17,波前扩散:

当地震波在地下介质中传播时,波前面是一个以震源为中心的球面,震源发出的总能量逐渐分散在一个面积不断扩大的球面上,单位面积上的能量密度逐渐减小,地震波振幅随着传播距离的增加而不断减小。

这种现象称为波前扩散。

18,地层吸收:

当地震波在地下介质传播时,由于实际的岩层并非完全弹性,岩层的非完全弹性使的地震波的弹性能量不可逆转地转化为热能而发生消耗,因此使地震波的振幅产生衰减,这种由于介质的非完全弹性而引起的地震波振幅衰减现象称为吸收。

19,地层吸收补偿:

地层吸收对地震波振幅的影响不同于波前扩散对地震波振幅的影响,地震波振幅的衰减与频率有关,频率越高,振幅衰减越严重。

地层吸收不仅造成地震波振幅的衰减,而且对地震波产生低通滤波作用。

第三章

20,反褶积的基本作用:

是压缩地震记录中的地震子波,压缩鸣震和多次波,从而明显提高地震垂直分辨率。

21,地震记录可以看作是地震子波与地层脉冲响应的反褶积,即x（t）=w（t）*e（t）.依次为地震道记录,地震子波,地层脉冲响应,其中地层脉冲响应e（t）为震源是单位脉冲δ（t）时零炮检距自激自收的地震记录。

22,反褶积（反滤波）:

输入为地震道记录x（t）时,滤波因子w'（t）,输出为地层脉冲响应e（t）或反射系数序列r（t）.

所要解决的问题:

把延续几十毫秒的地震子波压缩成一个反应反射系数r（t）的窄脉冲。

23,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）,称为地震子波。

p60.p62。

24,地震子波的求取:

①直接观测法,知适用于海上地震勘探。

②自相关法:

选取记录质量高的一段,取时窗起点为时间起点,长度为T。

假设反射系数r（t）为白噪声且地震子波w（t）是最小相位的和满足稳定性条件。

或者地震子波不是最小相位,而是零相位,则需满足反射系数为白噪声。

③多项式求根法:

假设地震子波是最小相位,反射系数为白噪声。

④利用测井资料求子波:

要求有良好的声波测井和密度测井资料,并有井旁质量较高的地震记录。

⑤对数分解法:

假设地震记录是地震子波与反射系数褶积的结果;对数谱序列平均法:

假设各地震记录道上的地震子波是相同的;各道的反射系数是随机分布的;各道的噪声也是随机分布的。

25,反滤波的实现:

将反子波作为反滤波的滤波因子,与输入的地震记录褶积,既可得到反射系数序列。

当地震子波是最小相位时,其反子波也是最小相位的,这时反滤波的滤波因子系数为收敛序列,反滤波器才是稳定的。

26,最佳维纳滤波原理:

滤波器实际输出与期望输出的误差平方和为最小的情况下,确定滤波器的滤波因子,也称为最小平方滤波。

27,地表一致性反褶积的目的在于消除由于近地表条件的变化对地震子波波形的影响。

过程:

首先,对每个频率ω解出各振幅成分,将所有的频率ω的结果合并在一起,得到各振幅谱成分,然后对各振幅成分取指数并进行傅立叶反变换得到各谱成分所对应的时间函数。

这时地表一致性脉冲反褶积因子就是Si（t）*Gi（t）*Hi（t）的最小相位的逆。

利用这个反褶积因子对全部数

据中的每一道地震记录Xij（t）进行反褶积,就消除地表条件不一致性所带来的地震波形的变化,得到地表一致性反褶积结果。

第四章

28,动校正及叠加:

叠加的目的是压制干扰,提高地震数据的信噪比。

动校正的目的是消除炮检距对反射波旅行时的影响,校平共深度点反射波时距曲线的轨迹,增强利用叠加技术压制干扰的能力,减小叠加过程引起的反射波同相轴畸变。

29,在多次覆盖勘探中,多个炮检距都接收到了来自共深度点的反射波,但不同炮检距的到时不同,由于自激自收反射波与地下构造有着更直接的对应关系,因此需要将非零炮检距校正到零炮检距旅行时。

公式p101。

正常时差:

由于炮检距引起的非零炮检距与零炮检距的反射时间之差Δ（t）称为正常时差。

（在相同地震道上,正常时差是反射时间的函数,不同反射时间,正常时差不同,因此又称为动态时差。

）

动校正:

将不同炮检距的反射时间校正到零炮检距反射时间的过程就叫做动校正。

30,校正不足或欠校正:

如果动校正采用的速度高于正确速度,计算得到的动校正量偏小,动校正后的同相轴下拉。

反之称为校正过量或过校正。

31,数字动校正方法:

数字地震记录是离散采样的,时间τ并未落在动校正前地震记录的离散采样点上,它落在采样点Kx和Kx+1之间,离散地震记录并不包含时刻为τ的采样值,它需要利用相邻四点采样值内插或按照特定特定的采样定理恢复出来。

32,离散动校正对地震记录波形的影响:

在动校正过程中,各个离散点动校正量不同,动校正之后的子波不在保持原来的形态,子波形态发生相对畸变。

表现为波形拉伸。

p105。

33,动校正拉伸:

动校正后子波的延续时间T'=T+（Δτ1+Δτ2）,由于浅层的动校正时差大于深层的动校正时差,所以T'>T,在动校正后的地震记录上,子波的波形被拉伸了,我们就把数字动校正造成的波形拉伸称为动校正拉伸。

图p4-8p106

34,拉伸系数:

公式4--19,和4-28,反射深度越浅,炮检距越大,动校正拉伸越严重,子波的主频向低频转移也随之严重。

克服动校正拉伸的方法是外切除,即对拉伸率大于某个百分比的地震数据进行切除。

35,水平叠加的原理:

利用最小平方原理,计算任意地震道与标准道的误差平方和最小。

标准道公式4-32就是N道叠加的平均。

36,自适应水平叠加产生的原因:

由公式4-32,参加叠加各道的加权系数是相等的,而且各道的加权系数不随时间变化,加权系数为1,但实际上参加各道的地震道的质量是有差别的,等权叠加不会取得理想的叠加效果,如果根据地震道质量的好坏,来确定参加叠加的道数进行叠加,这样会产生更好的叠加效果,这就是自适应水平叠加的基本思想。

37,自适应水平叠加的差本原理:

地震记录道的质量在时间和空间上都会有差异,可以根据此差异来控制它们参与叠加的成分,这可以通过对每个地震道上随时间乘上不同的加权系数来达到,用最小平方法原理去确定加权系数。

加权系数为（公式4-35）。

38,剩余时差:

当采用一次波的正常时差公式进行动校正之后,除了一次反射波之外,其他类型的波仍存在一定量的时差,我们将这种进过动校正后残留的时差叫做剩余时差。

39,水平叠加存在的问题:

①当动校正存在剩余时差时,水平叠加降低了地震信号的分辨率。

②倾斜界面情况下,共中心点道集不再是共反射点道集。

③复杂构造情况下,反射波时距曲线不再是双曲线。

④叠加剖面的振幅是不同入射角振幅的平均,不等于零炮检距反射振幅。

第五章

40,何谓静校正,其信息来源于哪些?

其会产生哪些影响?

静校正也成地表一致性静校正,是校正以及消除由于地表高程和地下低、降速带变化对反射波旅行时的影响,它不仅影响着叠加剖面的信噪比和垂向分辨率,也影响叠加速度分析的质量。

其因子来源于①野外测量和观测的数据②根据初至波时间和地下反射信息求解静校正量。

前者（即①）称为基准面校正或野外静校正,后者称为初至折射静校正和反射波地表一致性剩余静校正。

41,何谓静校正的'静'?

是指地震道的静校正时差与地震道的时间无关,只与炮点和检波点的地表位置有关,即无论是浅层还是深层反射,整个地震道只有一个静校正量。

42,何谓高频分量的静校正量,何谓低频分量的静校正量?

它们有何弊端?

高频分量的静校正量也称短波长静校正量,低频分量的静校正量也称长波长静校正量,波长大于排列长度的称为长波长,反之称为短波长。

短波长静校正量使共中心点道集同相轴不能实现同相叠加;长波长静校正量容易产生构造假象。

43,基准面静校正概念,分类及其推倒公式。

也称野外静校正,是将在地表采集的地震记录校正到基准面上,消除地表高程和风化层对地震记录旅行时的影响。

因此可分为风化层校正和高程校正。

公式p119.

44,初至折射静校正中计算风化层厚度公式p120。

45,加减法折射静校正优点:

在地表起伏的情况下,初至波不再是一条标准的直线,此时很难测量初至波的斜率和截距时间,另外,当观测系统的最小炮检距大于折射波的第一接收点Xc,地震记录初至中观测不到直达波。

这种情况下就不能用5-12式计算风化层厚度。

46,广义互换法折射静校正优点:

大多数观测系统并不能保证地面上像加减法折射静校正那样的射线路径。

47,广义线性反演折射静校正:

该方法是利用初至时间反演近地表模型的静校正方法,模型修改后的初至波时间更接近于实际初至波,以此方式进行迭代,直到初至时间误差满足一定的精度为止。

48,为何要进行地表一致性剩余静校正?

由于多种因素,一个CMP道集的各个地震道,进过上面的静校正之后,仍然存在着剩余静校正量,而且这种静校正量以高频短波长的方式出现,影响CMP叠加的质量,因此在CMP叠加之前,还要对剩余静校正量进行估算和校正,实现CMP道集的同相叠加。

计算剩余静校正量的方法较多,主要有①基于地表一致性时差分解的方法②基于互相关（或称叠加能量最大）的剩余静校正方法。

49,基于地表一致性时差分解的方法的步骤:

首先拾取每个地震道的时差;然后对时差进行分解,得到炮点和检波点的剩余静校正量;最后在每个地震道上应用炮点和检波点静校正量。

50,剩余静校正量的应用:

对于低信噪比的地震资料,当剩余静校正问题严重影响速度分析和模型道建立的质量时,一般要进行两次或以上的剩余静校正,每次之间不是简单的重复,而是在前一次剩余静校正的基础上,重新进行速度分析和动校正,在提供给下一次的剩余静校正处理。

51,互相关的剩余静校正方法:

与前者不同之处在于,它不需要求解方程进行时差分解,而是利用多次覆盖的特点,在相关曲线上直接拾取静校正量。

这种类型的方法有最大叠加能量法,相邻叠加道相关法。

51,最大叠加能量法剩余静校正基本思想:

一个炮点或检波点静校正量的选择,应该使得该炮集或检波点道集中各个地震道所对应的CMP叠加的能量之和最大。

相邻叠加道相关法静校正基本思想:

一个炮点或检波点静校正量的选择,应该使的该炮集或检波点道集中各道所对应的CMP叠加道之间具有很好的相似性。

第六章速度分析

52,水平界面的反射波旅行时公式:

其正常时差为:

如何对速度参数进行分析和提取:

在实际地震资料中,很难利用上述公式,所以在固定t0的情况下,任意选择一个速度vi,vi唯一确定了一条双曲线轨迹,我们沿该双曲线对各个炮检距上的反射振幅进行叠加,当速度vi=vnmo时,不同炮检距地震道上的振幅同相叠加,叠加振幅达到最大,因此我们可以通过测量不同速度对应的叠加振幅,对速度参数进行分析和提取。

53,速度分析中常用的几种判别准则:

①平均振幅能量准则:

当扫描速度等于均方根速度时,平均能量E达到最大值,表明达到了信号的最佳估计。

②平均振幅准则:

与平均振幅能量是等价的,计算量小一些。

③非归一化互相关准则:

对两道不同信号做互相关运算,当扫描速度等于动校正速度是出现最大值。

④归一化互相关准则⑤相似系数准则:

当扫描速度等于动校正速度时,各道上波形最为相似,在时窗范围内同相叠加,相似系数接近于1。

⑥判别准则比较:

相关类准则较叠加类准则具有更高的灵敏度,采用相关准则求速度谱,谱峰值明显,但抗干扰能力差些,大幅值干扰会使速度谱上出现假峰值。

非归一化互相关在速度谱上起到突出强反射的作用,归一化互相关则加强速度谱的弱反射。

54,什么是速度谱?

我们将地震波沿不同速度的叠加（或相关）能量相对扫描速度的变化称为速度谱。

55,速度谱基本原理:

给定t0值和最大炮检距xN,动校正速度vnmo是以正常时差ΔtN为变量的,如果对最大炮检距处的正常值预设一个范围,取其最小值,最大值,则对应这个范围内的每一个Δt值都有一个相应的双曲线校正规则和计算得到的动校正速度。

56,如何得到速度谱?

利用平均振幅公式计算每个网格点（t0i,vj）上的平均振幅,将平均振幅以某种便于速度分析的形式显示出来,就得到了用于速度分析的速度谱。

（也可以用其他准则公式）

57,影响速度分析的因素:

炮检距分布,叠加次数,信噪比,切除,速度采样密度,时窗宽度,相干属性的选择,近地表异常,数据的频谱宽度。

58,何谓沿层速度分析:

为了研究沿着某一个反射层的叠加速度变化情况,可以沿着这个反射层,以反射层在叠加剖面上的t0时间为中心取一时窗,进行叠加速度分析,这种速度分析方法称为沿层速度分析。

它可以提供叠加速度横向变化的详细资料,改善叠加剖面质量。

59,交互速度分析图p138和139

60,三维速度分析方法:

在常规速度分析的基础上,对地震数据进行DMO处理,消除倾角时差的影响,将共中心点面元近似转换为共反射点面元,然后在进过DMO处理的道集上再进行速度分析,这样获得的速度称为DMO速度,DMO速度由于消除了地层倾角对速度的影响,更接近于均方根速度。

61,狄克斯公式p141。

62,何谓射线追踪?

第七章偏移

P141三维层速度计算流程。

64,偏移:

使倾斜反射归位到它们真正的地下位置,并使绕射波收敛,使地震剖面更好的展示地下构造的空间形态和接触关系。

65,偏移的目的:

水平叠加剖面还不能真实反应地下构造的空间展布情况,特别是当地质界面的形态较复杂时,水平叠加剖面与地下深度剖面之间存在较大的差异,偏移就是为了解决这些情况。

66,波场延拓（也称外推）:

由波场u（x,z=0,t）推算波场u（x,z,t）的过程。

或是利用地面记录的波场,通过运算,得到地下某个深度上地震波场的过程。

成像:

由u（x,z,t）计算u（x,z,0）的过程。

或是利用延拓后的波场值得到该深度的反射位置和反射强度的过程。

67,偏移的分类:

可分为射线理论偏移与波动方程偏移;前者包括圆弧叠加法和绕射扫描叠加法;后者包括f-k域波动方程偏移,克希霍夫积分偏移,有限差分法波动方程偏移。

68,何谓圆弧叠加法?

叠加剖面上每一个脉冲的偏移响应轨迹为偏移剖面上的一个半圆,偏移响应在半圆轨迹上的振幅与输入脉冲的振幅成正比,进行时深转换后,沿着x方向做半圆,相交段处的同相轴就反映了了地层真实位置和形态。

69,何谓正向外推,反向外推?

利用相移法实现波场延拓,正向外推就是根据波在当前位置的振动情况预测波的自然传播方向上的波场值;反向外推就是重建反传播方向上的波场。

70,上行波场的外推:

正向外推用于模拟反射波的地震记录,反向外推用于实现地震波偏移。

下形波场的外推:

正向外推用于模拟下行波场的地震记录,反向外推用于反向求源问题的计算。

71,成像条件:

①爆炸反射界面成像条件适用于水平叠加后地震资料的偏移处理,同时还假设波的传播速度为实际速度的一半。

②测线下延成像条件:

常用于地震记录叠前偏移,也用于零炮检距记录的偏移成像。

③时间一致性成像条件:

即反射界面存在于地下的一些地方,这些地方,下行波的到时时间和反射波的产生时间是一致的。

72,叠后偏移原因:

地震数据经过水平叠加后,为了使反射波归位到产生它的实际空间位置,需要进行叠后偏移处理。

73,三种叠后偏移方法的比较:

有限差分法在理论和实际应用上都较成熟,输出偏移剖面噪声小,由于采用递推算法,在形式上能处理速度的纵横向变化。

缺点是受反射界面倾角的限制,当倾角较大时,产生频散现象,使波形畸变,另外,它要求等间隔剖分网格。

克希霍夫积分法偏移建立在物理地震学基础上,利用克希霍夫绕射积分公式把分散在地表各地震道上来自于同一绕射点的能量收敛到一起,置于地下相应的物理绕射点上。

该法只适用于任意倾角的反射界面,对剖分网格要求较灵活。

缺点是难于处理横向速度变化,偏移噪声大,'划弧'现象严重,确定偏移参数较困难,有效孔径的选择对偏移剖面的质量影响较大。

频率-波数域偏移不是在时间-空间域,而是与之对应的频率-波数域进行。

它兼有有限差分法和克希霍夫积分法的优点,计算效率高,无倾角限制级无频散现象,精度高,计算稳定性好。

缺点是不能很好的适应横向速度剧烈变化的情况,对速度预查较敏感。

74,叠前时间偏移与叠后偏移的区别:

叠后偏移假设叠加剖面是地下介质的自激自收响应,因此当叠加剖面与地下介质的自激自收响应之间出现偏差时,或地下构造复杂时,水平叠加很难取得理想的叠加效果,此时用叠后偏移就会产生误差。

叠前时间偏移是一种未经叠加的多次覆盖地震数据直接进行偏移处理的方法,这类方法直接对共炮点道集或共中心点道集进行偏移处理,然后叠加。

因此称为叠前偏移,其直接对道集进行处理,数据量大,周期长,成本高。

75,射线理论叠前时间偏移的过程:

任取共炮检距道集（或共中心点道集或共炮点道集）某记录道的一个采样值a,它的叠前偏移脉冲响应为一个椭圆,按公式计算椭圆轨迹,将振幅值沿椭圆轨迹布放,即完成了一个样点的叠前偏移处理。

对记录上的所有样点重复上面步骤,并将落在同一网格点上的振幅值叠加。

76,倾角时差校正（DMO）又称为叠前部分偏移:

是由于这种偏移在动校正后,叠加前进行的,而且只是把动校正后的数据偏移到零炮检距的位置上。

DMO产生背景:

叠后时间偏移方法是建立在零炮检距地震记录上的,但常规的CMP叠加并不能得到真实的零炮检距地震记录。

DMO处理的目的:

是将非零炮检距的地震记录转换为自激自收零炮检距的地震记录,满足叠后偏移处理对地震记录的要求。

处理步骤:

首先利用正常时差校正将t时刻的反射振幅转换到tn时刻,再利用DMO校正,将中心点为yn,炮检距为2h地震道上tn时刻的采样点转换为y0地震道上τ0时刻的采样点。

最后在进行叠加。

由此实现反射点的归位。

该流程等价于叠前时间偏移。

77,时间偏移存在的问题:

当速度横向变化剧烈时,由于绕射曲线严重偏离双曲线形态,绕射曲线的顶点也不再位于绕射点的正上方,时间偏移的成像结果会产生较大的预查。

由此产生深度偏移。

78,射线理论的深度偏移（将叠加时间剖面转换为深度偏移剖面）:

①用常规的时间偏移把绕射能量收敛到绕射曲线的顶点,②首先对常规时间偏移剖面进行层位解释,并把主要反射界面拾取出来。

然后根据测井,地质,速度分析等综合信息确定层速度函数v（x,z）,最终的偏移结果与速度函数关系很大,一旦建立了速度函数,就可利用射线追踪的方法构造出成像射线的传播路径。

79,AVO正演是指在水平层状介质的条件下,已知地下各层介质的密度,纵波速度,横波速度,计算共中心点道集反射波叠前地震记录。

80,AVO反演:

已知叠前共中心点道集,求取反射界面两侧地层的纵波速度,横波速度和密度。