第八章 地震资料处理专题.docx

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第八章地震资料处理专题

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8.1引言

本章讨论本质上不相关的各种专题：

多次波衰减，地震分辨率，地震模拟，合成声波测井，瞬时特征，垂直地震剖面（VSP）和二维地面数字处理。

多次波衰减是包含在常规处理流程中仅有的课题。

2.7.5和7.5节讨论了基干预测的多次波衰减。

8.2节根据一次波和多次波在f-k和t-x域中的速度区别来研究多次波衰减。

其余的课题是包含地震数据处理和模拟的辅助解释手段。

在8.3节要讨论地震分辨率。

分辨率是能够分离非常靠近的两个同相轴的能力，分辨率有垂向的（或时间上的）和横向的（或空间的）两个概念。

尤其在绘制小构造特征，如微小的封闭断层和描述薄地层特征（可以有有限的区域延伸）等方面是非常重要的。

地震正演模拟（8.4节）包括产生一个与速度-深度模型相关的地下反射系数模型的旅行时响应，正演模拟有多种应用。

人们有可能通过正演模拟来了解地下构造和地层特征的地震响应。

模拟还可以用来产生供评价处理算法所用的数据。

记录参数，如道间距和排列长度，有时（至少是部分的）是根据正该模型来选择、正演模拟对于确定解释地质模型的反射响应是否与解释中应用的CMP叠加剖面一致也是有用的。

合成声波测井（8.5节）是反射数据的一个简单的一维反演。

从地震道得出合成声波的中、高频分量时，必须从独立的信息源如常规的速度分析或实际声波测井资料得到低频分量。

瞬时特征（8.6节）有助于突出反射层面的连续性及描述地震沉积序列分界面。

用彩色显示时，反射系数强度，瞬时相位和瞬时频率在地层研究中是很有用的手段。

在8.7节讨论垂直地震剖面。

概述了VSP资料的基本处理程序和应用。

最后，8.8节评述了二维图件处理。

8.2压制多次被

7.5节讨论了基于倾斜叠加域中多次波周期性的多次波哀减。

现在的两种多次被衰减技术是根据一次波和多次波之间的时差不同而提出的。

图8-la的CMP道集清楚地展示了这个时差的区别，一次波p的时差一般比多次波m的时差要小，从

图8-1d中的速度谱可以看到一次波VP与多次波VM1和VM2的速度趋势间的差别。

VM1和VM2分别代表水底和微屈多次波的速度函数。

如果用一次波速度进行NMO校正，并产生最终叠加，那么，一次波被校直了，而多次波则校正不足（图8-1c）。

这表

明CMP叠加本身就是一个可行的压制多次波的方法。

根据图8-c道集进行的CMP叠加示了图8-1d。

图a-2c的合成CMP道集含有包括水底反射W的5个一次波和与水底反射加关的多次波。

可以看到，水底多次反射振幅大于一次波反射的振幅。

速度谱显示出多次波VM和一次波VP的速度函数之间明显的分离。

用一次波速度函数叠加可以在大范围内识别多次波，并得到如图8-3所示的基本上包含了一次反射能量的剖面，这个重建叠加道可以更好地研究振幅。

叠加远炮检距道以压制多次波。

然而，叠加近炮检距道则对压制多次波不利，因为在那些炮检距上（见图8-1c）多次波与一次波的时差几乎没有什么区别。

对付这个问题的最简单方法是在叠加之前对CMP道集实施近道切除。

那么就出现了另外的问题：

即远道切除。

这种切除的严格性决定的远炮检距数据离开速度分开的最早时间的总量（图8-Ic）。

如果有一个严重的多次波问题，那么必须作些处理以保存尽量多的与目的层同相轴有关的远炮检距数据。

应用近道切除的叠加剖面示于图8-4a。

与图8-1b比较可看到，4s之下的深微屈多次反射又有些衰减。

常规CMP叠加（图8-1b）和近道切除叠加之间的差说明被近道切除掉的能量主要是多次波（图8-4b）。

有时更完善的切除方式，如叠加时对每个炮检距分配权系数（0一1）（小的权系数分配给近道），能得出比这里展示的更好的结果。

8.2.1f-k域中的速度识别

图8-5a示出根据图8-2c得到的合成CMP道集（上）和2-D振幅谱（下）。

一次波和多次波能量在f-k平面能够被分离成两个不同象限。

这个道集是通过使用一次波

和多次波之间的一个速度函数（图8-2d中的VB）进行NMO校正而得来的。

图8-5b示出了NMO校正后的道集和它的2-D振幅谱。

多次波校正不够，而一次波则校正过度。

在f-k平面上，多次波和一次波基本上画在了两个不同的象限（P表示一次波，M表示多次波）。

这种分离的例外情况是近炮检距能量（一次波和多次波），它几乎完全沿着频率轴分布。

这是由于多次波和一次波在近炮检距处的时差没有明显的区别。

假频能量（如A）被限制在周围并被画到错误象限（空间假频在1.6.1节详细讨论）。

在f-k域通过把对应于多次波能量的象限充零能够压制多次波（图8-5c）（Ryn，1980，Sengbush，1983）。

用相同的中介速度函数VB进行的反NMO校正恢复一次波的原始时差。

然而，在空间上假频的多次波能量保留在这个道集上（图8-5中的A）。

除了将多次被充零，将它从象限中除去外，在一次波象限加上一抑制带（图8-6a），这里抑制带表示为R）。

f-k滤波后的CMP道集（与图8-6d比较）现在也除去了假频能量。

这个过程之后，用一次波速度函数VP进行NMO校正并叠加（图8-6c、d）。

图8-7是f-k多次波衰减的一个流程图。

现在考虑图8-1所示的野外资料实例。

在CMP道集（图8-la）和速度谱（图8-1b）上一次波和多次波的时差的差是明显的（表面上的）。

对于朝实线VP左边，所有的峰值都与水底和微屈多次反射有关，用速度函数VB进行动校正，而VB是介于一次波和多次波速度之间的某个速度函数。

其结果，多次波校正正确，一次波校正过量，如图8-8a所示。

现在考虑在f-k域中一次波和多波的时差。

图8-la中标示的一次波和多次波在时差校正之前，分布在f-k域的同一象限（假如正象限）。

用一个中间速度进行时差校正之后的同样的同相轴却映射入两个不同的象限；实际上，多次波映入正限象，一次波映入负象限。

这样，通过对一个多次波集成一束的象限充零，可以增强一次波。

CMP道集和后面采用的f-k域压制多次波的速度谱示于图8-8b。

与图8-1b相比较，图8-8b中速度谱上的多次波区被压制了，而一次波速度趋势则被增强了。

最后，图8-8c中用的是图8-8b中的速度谱拾取的一次波速度时差校正后选出的CMP道集。

这些道集叠加得到（图8-8b）剖面。

这个剖面应与图8-1d和图8-4a相对照。

事实上，图8-7流程图选择的时差速度是有变化的。

一些人喜欢用多次波速度进行NMO校正，然后沿频率轴和f-k谱的多次波象限对能量调零。

作者喜欢用一次波并围绕频率轴设置一个密集的通道来进行NMO校正。

最后，可以看到，这个以速度识别的f-k方法是f-k滤波的一种类型。

因此，我们必须涉及到1.6.2节中已讨论的同一实际问题，特别是通带和抑制带之间边界的重叠，空间仅频和斜坡带。

8.2.2t-x域的速度识别

压制多次波的另一个方法是在x-t域进行的。

仍考虑图8-9a的合成CMP道集，它和

图8-2c是同一个道集。

这次用多次波速度函数（图8-2d中的VM）进行NMO校正，其结果示于图8-9c。

图8-9c被称作多次波的模型道，它几乎包含了全部的多次波能量。

从NMO校正后的道集（图8-9b）中的各个道减去这个道，得到的道集基本上将仅含有一次波能量。

注意，这种基于模型的方法适应于每次一个多次波速度函数。

这项技术的主要问题是要建造一个仅含有多次波的模型道。

因为微小的波形变化和一次波与多次波的时差的差随炮检距的变化，多次波的模型道对每个炮检距来说，代表的多次波将不完全一样。

通过建立每个炮检距的单独模型道可以得到较好的多次波能量图像，建立模型道是通过仅叠加数个与该道有关的炮检距实现的。

即使使用了单独的模型道，但要产生不包含某些一次反射能量的模型道仍然是困难的。

很好地压制多次波模型道中一次反射能量，归根结底要依赖于一次反射与多次反射之间时差的差别（地震子波周期的主部）。

在较低的瞬时频率处，通常这是没有的情况，因此模型道常常包含一些一次反射的低频分量。

所以时差校正后的道，减去模型道常常导致多次波和一次波的低频分量的抑制。

除去构成模型道频谱的低频端，是涉及到这后一问题的一种方法。

为研究野外资料的这种相减技术的结果，考虑图8-la选出的CMP道集。

从图8-1b中的速度谱来看、多次波有不止一个的速度趋势线（如VM1和VM2线的标示）。

图8-10a中NMO校正后的CMP道集可用一条速度趋势线（VM1）得到。

一次波校正过头了，而与该速度趋势线VM1相关的多次波则被拉平了。

关键的任务是在速度谱上识别并拾取多次波趋势线。

多次波衰减后（图8-10b）的速度谱表明，一次波速度趋势增强，还显示了多次波速度趋势线（VM1）的消失。

用图8-10b的一次波速度进行时差校正的CMP道集示于图8-10c。

进行多次波衰减后的叠加剖面示于图8-10d。

将这个剖面与图8-1d，8-4a及8-8d进行比较。

这个基于模型的方法可以对资料中的多次波进行1级以上的衰减。

用多次波速度VM2，即图8-1b中标示的、得到图8-11中所示的结果。

输入到第二通道的CMP道集（图8-11a）是第一通道的输出道集。

注意速度谱（图8-11b）上多次波趋势VM2的衰减。

4s之下的较深微屈多次波已被进一步压制（比较图8-10d和8-11d）。

从第一通道（图8-10d）和第二通道（图8-11d）得到的叠加剖面与常规CMP叠加（图8-1d）相比有高频特性。

如前面就指出的，从模型道中除去低频即可抑制这一影响。

用模型道的滤波压制多次波得到图8-12叠加剖面。

最后，由于在近炮检距范围内一次波和多次波有较小的时差差，近道切除（或某类加权叠加）有助于压制多次波。

因此，叠加中用近道切除可以有助于叠加中用近道切除级联这里（以及7.5节）描述的任意一种多次波的压制技术。

我们根据以下两点讨论了多次波压制技术：

（a）多次波和一次波之间的速度差别，（b）多次波的周期性（7.5节）。

这些技术似乎有一个好的理论基础，但在野外资料上它们的特性往往是不能满足的。

对此有几种可能的解释。

第一，为使速度识别技术有效，一次波和多次之间必须有明显的时差差别存在。

然而在切除区依靠这种以速度识别为基础的方法，用一次波和多次波间的大时差差别是无能为力的。

还有一个几何发散补偿（1.5节）所引起的问题，该补偿是用一次波速度函数进行的。

这类校正通常导致多次波振幅增现。

在几何扩散校正之前完成了倾斜叠加处理（7.5节），因此没有增大多次波能量的威胁。

尽管如此，还是不能保证在整个剖面上很好地保持多次波的周期性。

倾斜叠加法要求的层状地层假设常常被横向上的小构造（如不规则水底）的不规则性所破坏。

8.3地震分辨率

地震分辨率是指两个反射点到底能靠多近仍能被分辨出来的能力。

我们研究分辨率的两种类型；垂直分辨率和水平分辨率，两者都受频谱带宽的控制。

垂直分辨率的衡量标准是主彼长，它是由波速除以主频率得来的。

反褶积试图通过加宽频谱从而压缩地震子波来提高垂直分辨率。

水平分辨率的衡量标准是菲涅尔带，它是指在某个反射界面上的一个圆面积，其大小依赖于反射面深度、该反射面上方的速度和主频。

偏移通过减少菲涅尔带的宽度来改善水平分辨率，这样使其横向被模糊的特征得以区分。

8.3.l垂直分辨率

对于来自薄层的顶部和来自薄层的底部的两个反射，两者能靠近多少仍能被分离开是有一定限度的。

这个限度取决于该层的厚度，它是垂直分辨率问题的实质。

地震波的主波长是由下式给定的：

λ=V/f（8.l）

式中：

v是速度，f是主频。

地层中的地震波速度范围在2O00—5000m/s，通常随深度增加。

另一方面，地震信号的主频率一般在50—20Hz之间变化，随深度而减少。

因此，典型的地震波长在40—250m这个范围，通常随深度增加。

由于波长决定分辨率。

所以能分辨的深层特征比浅层特征要厚。

对于各种不同的频率。

一组波长与速度的函数关系示于图8-13。

在这幅图中，给出速度和主频，波长是很容易确定的。

垂直分辨率允许的最低门限值通常是主波