（固体地球物理学专业论文）walkaway+vsp数据的相干成像.pdf

摘要 本文试验了基于光学干涉的基本原理用地震波代替光波进行地震成像处理的一种 新的成像方法：地震相干成像方法。这种成像方法可将w a l k a w a yv s p 数据转换成在运 动学上等价于地面地震的数据，并可用叠前偏移和常规地面地震数据处理流程两种方法 来处理干涉后的数据( 相干图) 。这就使w a l k a w a yv s p 数据可以利用地面成熟且完善的 处理流程来进行成像处理。最主要的是相干成像可以使w a l k a w a yv s p 数据的成像范围 大大提高，而且这种成像方法对w a l k a w a yv s p 数据中的检波点静校正量很不敏感。本 文还通过对简单层状模型和带有断层构造的较复杂模型利用声波有限差分方法分别模 拟得到了w a l k a w a yv s p 数据，并用常规的一次反射波成像和相干成像对模拟得到的数 据分别进行了处理，处理结果显示相干成像不但可以得到正确的成像结果，且成像范围 大约是一次反射波成像范围的3 倍。同时本文分别利用叠前偏移( 绕射扫描叠加) 和常 规地面地震数据处理流程两种方法对干涉得到的相干图进行了处理，处理发现这两种方 法都能得到正确的成像结果。最后本文还对实际采集到的w a l k a w a yv s p 数据进行了处 理，得到了比较满意的效果。 关键词：干涉、相干成像、w a l k a w a yv s p 、叠前偏移 a b s t r a c t i nt h i sp a p e r , an e w i m a g i n gm e t h o d ，w h i c hi sc a l l e ds e i s m i ci n t e r f e r o m e t r i ci m a g i n gt h a t b a s e do no p t i c a li n t e r f e r o m e t r yp r i n c i p l e ，h a sb e e nt e s t e d ；s e i s m i cw a v ei n s t e a do fl e a s e r b e a mh a sb e e nu s e d t h i sm e t h o dt r a n s f o r m st h ew a l k a w a yv s pd a t ai n t os u r f a c es e i s m i c d a t at h a ti se q u i v a l e n ti nk i n e m a t i c s p r e s t a c km i g r a t i o na n dc o n v e n t i o n a ls e i s m i cd a t a p r o c e s s i n gm e t h o dc a l lb eu s e dt op r o c e s st h et r a n s f o r m e ds e i s m i cd a t a ( i n t e r f e r o g r a m ) t h e r e f o r e ，m a t u r e dc o n v e n t i o n a ls e i s m i cp r o c e s s i n gm e t h o dc o u l db eu s e dt oi m a g e w a l k a w a yv s pd a t a t h ep r i m a r ya d v a n t a g eo fi n t e r f e r o m e t r i ci m a g i n gm e t h o di st h ew i d e r i m a g i n ge x t e n s i o na n di n s e n s i t i v i t yt ot h er e c e i v e rs t a t i c sc o r r e c t i o n w em o d e l e dt h e w a l k a w a yv s pd a t ao fas t r a t as t r u c t u r ea n dag e o l o g i c a ls t r u c t u r et h a taf a u l ti si n c l u d e d u s i n ga c o u s t i ce q u a t i o nf i n i t ed i f f e r e n c em e t h o di nt h i sd i s s e r t a t i o n t h ec o n v e n t i o n a l p r i m a r yr e f l e c t i o ni m a g i n gm e t h o da n di n t e r f e r o m e t r i ci m a g i n gm e t h o dw e r eu s e dt op r o c e s s t h em o d e l i n gd a t a i m a g i n gr e s u l ti n d i c a t e dt h a ti n t e r f e r o m e t r i ci m a g i n gm e t h o dc o u l dg e t c o r r e c ts u b s u r f a c ei m a g ea n di t si m a g i n ge x t e n s i o nw a sa b o u t3t i m e sm o r et h a np r i m a r y r e f l e c t i o ni m a g i n g a l s o ，c o n v e n t i o n a ls u r f a c es e i s m i ci m a g i n gm e t h o da n di n t e r f e r o m e t r i c i m a g i n gm e t h o dw e r eu s e dt op r o c e s st r a n s f o r m e ds e i s m i cd a t a ( d i f f r a c t i o n - s t a c km i g r a t i o n ) ， b o t hc o u l dg e tc o r r e c ts u b s u r f a c ei m a g e f i n a l l y , f i e l dw a l k a w a yv s pd a t aw a sp r o c e s s e d u s i n gt h ei n t e r f e r o g r a mi m a g i n gm e t h o da n ds a t i s f a c t o r yi m a g ew a sg a i n e d k e yw o r d s ：i n t e r f e r o m e t r i c ；i n t e r f e r o m e t r i ci m a g i n g ；w a l k a w a yv s p ；p r e s t a c km i g r a t i o n 论文独创性声明 本人声明：本人所呈交的学位论文是在导师的指导下，独立进行研究工 作所取得的成果。除论文中已经注明引用的内容外，对论文的研究做出重 要贡献的个人和集体，均已在文中以明确方式标明。本论文中不包含任何 未加明确注明的其他个人或集体已经公开发表的成果。 本声明的法律责任由本人承担。 做作者签名： 易例砷石月日 论文知识产权权属声明 本人在导师指导下所完成的论文及相关的职务作品，知识产权归属学 校。学校享有以任何方式发表、复制、公开阅览、借阅以及申请专利等权 利。本人离校后发表或使用学位论文或与该论文直接相关的学术论文或成 果时，署名单位仍然为长安大学。 ( 保密的论文在解密后应遵守此规定) 论文作者签名： 勘锄 导师签名： 辣拗娟 沙净莎玛b 冽7 年驴6 月7 日 长安大学硕士学位论文 第一章前言 1 3 一dv s p 数据成像处理中遇到的问题 v s p ( v e r t i c a ls e i s m i cp r o f ili n g ) 是一种在地表激发，井中接收的地震观测方 法。与地面地震的观测方法相比，v s p 不但可以接收到下界面的上行反射波，还可以接 收到上界面的下行反射波，其波的运动学和动力学特征非常明显，这或许是v s p 与地面 地震相比最重要的一个特点。除此之外，v s p 由于接收点是置于井中的，这样不仅可以 避开地表低降速带的影响使资料的信噪比和分辨率有很大的提高，同时接收点与地层直 接耦合，使得成像剖面中的层位更加可信。由于v s p 的这些优点使得它得到日益广泛的 应用。 3 一dv s p 是井周围全方位激发的v s p 技术。3 一dv s p 资料信噪比和分辨率高，可对 井周围区域地面地震方法无法成像的小构造成像，且3 _ dv s p 资料的各向异性信息丰富， 可对井附近区域的岩性特征作出定性的研究。 尽管3 _ dv s p 有许多的优点，但与地面三维相比，3 _ dv s p 井中检波器级数少，使 得工作量大、占用井时间长、费用高，特别是其成像范围极小、处理流程很不完善使得 3 _ dv s p 不能成为主要甚至是常规的勘探技术方法。所以开发新的3 _ dv s p 资料处理方 法已迫在眉睫。 1 2 相干成像的发展 1 9 6 8 年c l a e r b o u t 利用水平层状介质模型通过透射波场和反射波场的自相关将两 者联系起来。这可能让他得到了灵感：利用两非震源点处的接收道记录的互相关，来产 生一个一点为震源点另一点为接收点的记录【坫】。 b a s k i r 和w e l l e r 于1 9 7 5 年首次发表了描述其可行性的论文，并试图通过无源地 震给地下地质体成像来证实这种方法的可行性【1 5 】。 c o l e1 9 9 5 年在斯坦福大学校园内得到了一个二维排列的4 0 0 0 道数据，他试图从 其中筛选一些数据道来证实c l a e r b o u t 的思想。遗憾的是，记录长度太短且检波器与地 面土壤耦合较差等原因而导致失败【1 5 1 。 1 9 9 6 年r i c k e t t 和c l a e r b o u t 使用相移法合成地震记录。地质模型既有平层又有 l 第一章前言 斜层，还有点绕射体，用一个速度函数来给定模型速度，并用地下随机平面波入射。他 们通过计算得到了虚拟的炮集记录( 任意两接收道记录间的互相关) 和零偏剖面( 多道 自相关) ，所得到的剖面中的反射界面与点绕射体的运动学特征与真实的炮集记录和零 偏剖面相吻合。这就验证了c l a e r b o u t 的相干成像理论【l 5 1 。 1 9 9 0 年k a t 乃由于将c l a e r b o u t 的一维自相关图的成像方法运用到垂直地震剖面 ( v s p ) 而获得了专利。利用从旋转式钻头获得的v s p 数据，k a t z 在1 9 9 0 年表示将自由 表面接收到的记录进行自相关就可以得到地质体的一维反射界面成像【1 5 】。 1 9 9 5 年d a n e s h v a r 对在夏威夷岛上记录到的正下方微震的地震记录作了自相关， 得到的虚反射与这个地区的折射合理地一致。他们用单道的办法而不是多道互相关【1 5 】。 后来，1 9 9 7 年，2 0 0 3 年s c h u s t e r 和2 0 0 3 年y u 总结了k a t z ( 1 9 9 0 ) 从一维成像 到多维自相关记录偏移方法【1 卯。 s n i e d e r ( 2 0 0 2 ) 发展了光波干涉理论，得出了花岗岩的温度与地震波的速度呈非 线性关系。用这种方法，先采集一次震动记录，等岩石样品的温度变化后再次采集一个 震动记录，两记录做互相关。温度的变化导致了岩石的物性变化，而在散射记录中这种 变化被放大【1 5 】。 在国外，从最初的猜想到不断的实验，由失败到成功，相干成像已经经历了较长的 发展。到现在已成为了一种新的成像方法，且在实际数据处理中得到了应用，甚至已经 开始商业化。在国内，到目前为止尚未检索到相关的研究文献。 1 3 本文所作的工作 本文根据前人对地震波相干成像所作的工作，从光学干涉原理出发，重新推导了前 人发表的可用于w a l k a w a yv s p 数据成像处理的一系列公式，又从w a l k a w a yv s p 观测系 统出发，探讨了用相干成像方法来处理w a l k a w a yv s p 数据的具体实现步骤，并从理论 上说明了本文所述的相干成像方法相比于常规w a l k a w a yv s p 成像方法的优越性。然后 本文通过声波有限差分正演模拟得到了简单层状介质模型和带有断层构造的较复杂模 型的w a l k a w a yv s p 模拟记录，并分别用常规的一次反射波成像和相干成像对模拟得到 的数据分别进行了处理，并进行比较，得到了非常满意的结果。最后本文还对实际采集 到的w a l k a w a yv s p 数据进行了处理，也取得了比较满意的效果。 2 长安大学硕士学位论文 第二章相干成像原理 现在，人们已经普遍认识到光既有粒子性又有波动性。在地球物理勘探中，我们已 经利用了光的透射和反射等性质。光的衍射和干涉是波的特有现象，这说明了光具有波 动性。近年来我们在地震波的传播和地震数据成像处理中广泛利用了光的衍射( 或绕射、 散射等) 特性。这些都使我们有了一个疑问：光的干涉特性能不能也应用到地球物理勘 探邻域呢? 2 1 光的干涉 在上一世纪，光的干涉在物理、天文和工程等学科的前沿领域中占有相当重要的地 位。其关键思想是用一光束来对物体或介质的物性采样并与参考光束干涉。干涉得到的 相干图案有时被称作干涉图，它将物体细微的光学特性放大。细微变化被放大是因为干 涉放大了参考光束和采样光束的相位差异。 s 干涉图 图1 油膜中直达波s a 和反射波s a r b 的干涉 图l 所示的是油膜干涉图，其目的是测量油膜厚度。基本原理是通过光源s 发出一 束光，光束进入油膜后，一部分直接从油膜顶面透射出去，另一部分在油膜顶面反射到 油膜底部后又反射并从顶部透射出去。从油膜中直接透射出去的光束s a 称为直达波， 经过反射后出去的称为虚反射波。在油膜上部直达波光束s a 与虚反射波光束s a r b 相互 3 第二章相干成像原理 干涉。由于干涉中两束光的相同路径部分大小相等，故干涉后相互抵消。剩下的部分为 光束在油膜中相位差。而相位差与油膜厚度有关，这样通过测量相位差就可以得到油膜 的厚度，得到油膜的几何成像结果。这里直达波作为参考光束，虚反射波作为被干涉光 束。 下面我们写出直达波的表达式： d 彳= e 缈f 叫 ( 1 ) 和虚反射波的表达式： 乏= r 2 e 泐。m 竹一 ( 2 ) 其中，b 表示沿着路径扩的传播时间，r 是油膜与空气分界面处的反射系数，彩是 光波角频率。干涉图中的黑线表示反射光束和直达光束的反相区域，同相区域表明是一 致干涉。直达波和反射波的相位变化反映出油膜厚度的不规则变化，于是在干涉图中圆 环状的干涉条纹出现扭曲现象。 干涉条纹为直达波和虚反射波叠加后的光强，可表示为： ，= ( z + 五) ( z + 五) = 1 + 2 r 2c o s o ( r ，+ f 旧) 】+ r 4 ( 3 ) 其中光强，是由射线路径的反射部分的相位t o ( r a ，+ ) 决定。值得注意的是：强度 或圆环状图案与震源相位或激光束的位置部分s a 无关。这就意味着在对油膜几何形状 成像的时候不必要先知道震源的位置和震源子波。 光的干涉在推进物理学天文学和工程学方面起了极其重要的作用： ( 1 ) 激光测距 ( 2 ) 测定国际标准米尺的长度 ( 3 ) 否定以太风的实验 ( 4 ) 光谱超精细结构 ( 5 ) 光纤检波器 ( 6 ) 油膜形状和厚度的测定 4 长安大学硕士学位论文 2 2 地震波的干涉 ( a ) 无源地震成像 ab ( b ) c d p 数据多次波成像 r ( c ) 转换波成像 ( d ) 震源位置成像 a b s s - ， 图2 地震相干成像 地震波的干涉与光波干涉一样，区别只是在于地震波干涉中是用地震波来代替光 波，相干图( 在地震干涉中将干涉图称为相干图，下文同) 也适用相邻两接收道记录互 相关来得到。地震波干涉可用于各种各样地震方法中。如图2 所示，图2 ( d ) 表示震 源位置和震源子波未知的情况下，只通过a 、b 两点接收到的地震记录来对反射层成像。 图2 ( b ) 表示的是通过干涉原理来利用b 点接收到的多次波对反射界面成像。图2 ( c ) 表示利用b 点记录到的直达波和a 点记录到的转换波通过干涉原理来对转换点成像。图 2 ( d ) 表示，只通过a 、b 两点所得到的记录来对震源位置成像。下面将通过图2 ( a ) 来具体说明地震波的干涉原理和步骤。 同光的干涉一样，直达波s a 和反射波s a r b 在频域内的表达式分别为： d 彳= e 。国f 叫 ( 4 ) 五= r e i c o ( t s a + t a r i - t r b ) ( 5 ) 由于震源情况未知，所以为了消去震源部分路径，我们将直达波s a 和反射波s a r b 的频谱共轭相乘，得到相干图： 丕彳曰= 刃五= r c 砌p 训+ o t 5 第二章相干成像原理 其中丕仙表示得到的相干图，指数项表示a 点直达波和b 点虚反射波的相关，o j 表 示其他项，比如直达波和直达波，反射波和反射波的相关。在这个例子中，a 点的直达 波起着光干涉中的参考光束的作用，但在本文中，我们将a 道称为主道。 与( 3 ) 式中光的相干图表达式一样，面肋是沿着射线路径s a r b 中反射部分的相位 彩( f ，+ f 坩) 的函数。换句话说，面船只与反射路径a r b 有关，而与震源部分的路径s a 无关。 需要说明的是，这里的0 2 项在整个的地震波干涉过程中都是干扰项，它会给后续 的成像结果带进严重的人工痕迹，需要去除。它是主道a 中的其它非直达波同相轴与b 道中的反射波干涉产生的，这些同相轴都是不正确的参考光束。基于此，我们必须将主 道a 进行波场分离，使其只剩下直达波。对b 道记录也需进行提纯，使其只剩下反射波。 2 3 地震相干成像 由于( 6 ) 式不能直接对地下介质进行解释，故必须对其进行偏移成像。相干图的偏 移与标准偏移基本一样，不同的是其输入是经过干涉后的记录。在此，本文仍旧以图2 ( a ) 为例来说明相干图的偏移成像。 图2 的观测系统是这样的：地下某点处有一震源s 激发地震波，在自由表面放置 列检波器用来接收上行信号，如图3 所示。 ( i ) 第i 个检波器g ，接收到的频域的信号用下式给出： d ( g f ，s ) = 三k + o + g 0 + d t ( 7 ) 其中： = w ( o ) e 砌f 嘶 ( 8 ) o = w ( c o ) e 七缈嘶+ t 唣= 形( 国) p 砌件勺+ ( 9 ) 式中，形( 缈) 表示频域内震源子波，x 为一次反射波在界面上的反射点，x 为虚反 射波在界面上的反射点，g 为虚反射波在自由表面的虚反射点。表示接收点& 接收 6 k 安 学l 学位论文 到的直达波，气为接收到的一次反射渡g ，为接收到的自由表面的虚反射，而。j 表 示其他项。 图3 地震波的干涉示意剖 w e l l ii - 1 1 ) 仕逝曲接收点g ，和g ，的记录进行l 涉，将g ，作为主道，那么形成的 相干图表达式为： m ( ，g s ，s ) = d ( 吕，j ) + d ( g j ，s ) = 唾，嚷，+ o i = 一r 1 w 1 2 p “。“+ 引+ 0 1 a d m r 1 w 国) 1 2 p 。 上式在运动学上等价于在品点放炮g 接收到的记录，如图3 所示。 ( i i i ) 然后就可以对相干图进行偏移成像。与常规的标准偏移一样选择 p 一。( 7 州+ 7 ”，) 作为偏移核函数。可以得出相干图在成像点x 处的贡献为： m u ( x )o ( g ，毋，s ) p “k + 对上式做付氏反变换得到时问域的表达式： ”f ( x ) 2 庐( 蜀，毋，+ 2 蠢) ( 1 。 第二章相干成像原理 其中矽( 毋，g j ，f ) 表示g ，点记录道和g ，点记录道在时间域的相干图a 当x 就是实际的 界面反射点r 时，对所有的频率成分的波来说，x 专，有最大的偏移振幅值。而希望o j 项就像在克希霍夫偏移中一样发生焦散。 最后，对所有的毋和g ，进行循环求出他们对成像点贡献后叠加即可得到最终的偏 移成像结果： 聊( x ) = 矽( ，g _ ，+ ，) i l 在多个炮点的情况下，须对所有的炮点求和，公式又改写为： 聊( x ) = 矽( ，毋，毛声+ ，) si j 即为相干图的偏移成像公式，在这个公式中，虚反射路径路，裾，并不一定严格遵 从斯奈尔定律，而是类似于散射路径。所以该公式也称作散射成像或绕射叠加偏移。 8 靛安大学碰i 二学位论宜 第三章w aik a w a yv s p 数据相干成像方法的实现 胃a lk a w a yv s p 数据是由同一方位上的多个非零偏v s p 数据组成，通常用其数据中 的直达渡进行速度分析，用一次反射波来进行成像。但在井源距较大时由于入射角变 大，所以此时的速度分析结果很不可靠，特别是一次反射波的成像范围非常的窄，使 w a l k a w a yv s p 这种方法的应用受到很大的限制。下面说明w a l k a w a yv s p 数据进行相干 成像的具体实现。 3iw a i k a w a yv s p 数据波场分析 为便于波场分析，我们用模型数据模拟生成了一炮非零偏v s p 记录，炮井距为2 0 0 r e ， 接收井段为o - 9 9 0 m 。记录如图4 所示。 图4 炮井距为2 0 0 m 的v s p 数据妯炮点遒集( 接收井段为：o - 9 9 0 i ) 堡兰兰些型! ! ! 墼型望些堡皇些盟兰墨 x ( r i l 】 | 堇i5自由表面虚反射波路径不意幽 目5 中的a 和b 使用模型记录演示了自出表面虚反射波的传播路径，且可以看出 v s p 记录叶| 这种自由表面虚反射能量很强，这是由于自由表面是一个高波阻抗差界面。 这对我们利用这种虚反射波进行相干成像柬说是根有利的。 3 2w ai k a w a yv s p 数据相干图的形成 ( i ) 从共炮点道集上进行卜行波和下行波的波场分离。其中上行反射波爿j 柬做常规 的w a k a w a yv s i ，成像下行波用来做相干成像。图6 足声波有限差分模拟得到的一共 炮点道集。 长安学碰l 学位沧茗 ( i i ) 在分离出的下行波记录上分离出下行直达波作为干涉中的参考光束以。，用f 行波记录减去下行直达渡后的记录作为干涉中的干涉光束6 二。围7 a 和b 分别为用作干 涉的直达波和自由表面虚反射波。 弧。 。 l 戮黛 | ：瓣 倒7 直达波和自由表面虚反射波 ( i i i ) 用公式o d 对d 。和畋进行干涉t 并对所有的接收点叠加求和得到虚拟的地面 地震记录，也就是相干图。图8 a 和b 分别为形成的虚拟地面地震记录和模拟出的实际 地面地震记录。 酗8 彤成的虚拟地面地震记录和摸拟得到的实际地面地震记录 第三章w a l k a w a yv s p 数据相干成像方法的实现 从图8 可明显看出干涉形成的虚拟地面地震记录和模拟得到的实际地面地震记录 吻合程度很好，这就使后续的用地面地震数据处理流程做速度分析、动校正、剩余静校 正的提取和叠加等处理结果的可靠性得到保证。 3 3w aik a w a yv s p 数据相干图的叠加偏移成像 基于上一节的结论，对相干图的成像完全可以利用地面地震的处理流程来进行成像 处理。由于这种处理流程已经为大家所熟知，本文不在此细述，仅写出处理流程图： 图9 相干图的处理流程图 3 4w aik a w a yv s p 数据相干图的偏移叠加成像 2 3 节中相干图偏移公式是一个用于叠前的绕射叠加偏移公式，也称为共散射点 成像。基本原理是依据地震波旅行时的双平方根方程，采用叠前克希霍夫偏移原理，将 地震道记录按散射点，在给定的偏移距范围内抽成道集并叠加成像。 图1 0 表示的是炮点为s 接收点为g 的一道记录在成像点( 或散射点) p ( x ，z ) 点的 成像示意图。相当于把x 点看成是绕射源，向各个炮点和接收点发出绕射波，形成一个 绕射双曲线。相干图的偏移就是沿着绕射双曲线扫描叠加，从而将分布在绕射双曲线各 道上的能量收敛到他的顶点处，使绕射波聚焦于绕射点x 。而一个反射界面可以看成是 由连续密集分布的许多个绕射点组成，从这个角度说，反射点也是绕射点。将所有的绕 射点扫描叠加后，真正的反射点处由于能量的聚焦作用使得能量得到加强，从而使反射 界面位置明显地显示出来。而在非真正反射点的成像点处参与叠加的是随机振幅，按照 统计规律，叠加后能量抵消，表现为背景值。 在多炮多道的情况下，由于叠加次数增加，使得多炮多道叠加后的剖面有更高的信 噪比和可信度。 1 2 长安学t 学位论文 散射点x 圈1 0 共散射点成像原理示意图 3 5w a i k a w a yv s p 数据相干成像与常规一次反射波成像范围比较 到目标层底为h 。则可得一次反射波的有效成像面积约为；h ，而相干成像的有效成像 蓍墨 。 0、l 雪耄 。 - 。三。若 第四章w a lk a w a yv s p 模型数据的相干成像 41 密度模型 设计的模型结构如图1 2 所示，共五层，每层速度均为4 0 0 0 s ，密度分别为2 1 、 2 2 、2 3 2 、2 2 5 和2 1 。为提高j f 演模拟速度，观测系统按逆v s p 设计。1 5 0 个接收 点，间隔l o m ，起始接收点为0 m 。井中炮点5 0 个，间隔1 5 m ，逆v s p 在井中放炮的炮 点井段为2 0 0 m - 9 3 5 m 。 x ( m ) 0如04 0 0 6 0 0 8 0 0 1 0 0 01 2 0 01 4 叩 图1 2 密度模型 图1 3 声波方程有限差分正演模拟的若接收点道集( 第5 0 个接收点) 1 4 筹篡署臻黧 n叶邑 巴曩鏖 一邑暑o * 堂人学碰f 学位论文 峰嘲； 鼬遵 ? ； a 下行被 b 干涉图( 圭道位于第2 0 个接收点) 圈1 4 得到的i w f 波雨i 相干图 图1 3 是模拟记录中的第5 0 个接收点处的共接收点道集，图1 4 a 为从这个道集中 波场分离得到的下行波场，图1 4 b 为将第2 0 个接收点作为主道时与后面其它接收点相 干涉得到的虚拟地面地震记录。 幽1 5 相干图叠前偏移成像剖面 兰 42 速度模型 与密度模型类似，不同的是模型各层密度相同( 均为2 1 ) ，速度不同，各层速度分 别为：2 4 5 0 、2 7 5 0 、3 0 0 0 、2 8 5 0 、3 2 0 0 和3 3 6 0 ，单位为m s 。观测系统也按逆v s p 设 计。地面从o m1 4 9 0 m 放置1 5 0 个接收点，间隔为l o m ，井中5 0 个炮点，间隔1 5 m ，炮点 井段为2 0 0 m9 3 5 m ，如图1 6 所示。 x ( m ) 02 0 04 0 06 0 08 叩1 d 口01 即01 4 0 d | 生1 1 6 建度横州 图1 7 声波方群有限差分正演模拟的共接收点道集( 第5 0 个接收点) 船剐引舶舶盯”拍巧巧翟几二=。lui口 一eula凸 k 女学碰1 学怔女 蚓1 8 得刮的f 行波和相t 附 b 圈17 是模拟记求中的第5 0 个接收点处的麸接收点道浆，| 冬| 1 8 a 为从这个道集中 波场分离得到的下行波场( 第3 0 个接收点道壤) 罔1 8 b 为将第2 0 个接收点作为主道 时与后面j e 它接收点相干涉得到的虚拟地面地震记录。 靠 圈1 9 是相干成像剖面，通过与模型对比可以看出，反射层位置正确，成像结果可 嘲2 0 相十图形成的菜删p 墟柴的建度分析 庀为述度谱，巾为c g p j 尊榘，按拾取得速度拉、p 侨的剖咖 a 凉席抖析得目l 的谏席 2 4 0 0 2 6 0 0 2 8 0 0 3 0 0 0 3 2 0 0 b 摊利的牢际涑席 图2 l 速度分析得出的某共中心点的速度谱和实际速度曲线对比 长安大学l 学位论女 本文还用常规地面地震的动校正、叠加、偏移流程对相干图进行了处理。图2 0 表 示将相干图抽c m p 道集后并对其进行速度分析。得到的速度谱如图2 1 a 所示。与图2 1 b 中的模型的实际速度曲线对比发现，速度变化趋势与实际的基本一致，且速度值也与实 际速度值吻合得很好。可见这种方法是可以得出一个比较j f 确的二维速度剖面的，可以 为相干图的叠前偏移和叠后偏移甚至是一次反射波的成像提供较可靠的速度模型。 圉2 2c 肝叠加剖面( 时问域 图2 3c m o 叠后削面( 深度域) 图2 2 为c m p 叠加剖面( 时日j 域) ，图2 3 为c m p 叠加剖面( 深度域) 。其成像结果 与模型对比发现反射层位置及倾斜度均与模型一致。在成像剖面右边部分反射同相轴上 扬，且信噪比变差，这方面是由于右边接收点作为主道时，产生的相干囤信噪比很低， 或者说对实际反射点的贡献很小，另方面是由于边界影响。 43 断层模型 相t 成像方法在卜而两个模型中得到了非常好的结果，本文又设计了一个带有断层 构造的较复杂模型来试验这种方法的效果。图2 4 为设计的断层模型，共h 层各层密 度均为21 速度分别为2 4 5 0 、2 7 5 0 、3 0 0 0 、2 8 5 0 、3 2 0 0 和3 3 6 0 ，单位为m s 。观测 系统j 前两个模1 4 完全样。第二个反射层在横坐标为7 0 0 处断裂，纵向断距5 0 m ，横 向断距也为5 0 m 。第j 个反射层为斜层，从7 r 边的7 0 0 m 上倾到右边的6 0 0 m ，深度蔗为 1 0 0 m 。 幽2 5 是声波有限差分模拟得到的j e 接收点道集，罔2 6 足得到的共炮点道集在 | 冬| ，明碌君断点绕射弧( 罔卜已标注) 。圈2 7 a 和b 分别魁从共接收点道集 。波场 分离得到的i 二 ? 波和r 行波。 x ( m ) 02 0 04 0 06 0 08 0 01 0 0 01 2 0 01 4 0 0 0 3 1 5 0 4 0 0 8 0 0 蚓2 4 断层模犁 3 0 5 0 删 彻 拙 彻 础 姗 k 立 学硕学位论文 嘲2 5 ，“波方稃有限苷分正演模拟的，接收 j 苴集( 第5 0 十接收点 凹2 6 声波方程有限差分正演模拟的共炮点道集( 第4 5 炮) 墨! ! ! ! 型坐些! 竺苎塑塑些堡互垄蝗塑 a 上行被b 下行蛟 陶2 7 波场分离得到的p 行波场和f 行波场 图2 8 相干图 黧霪 k 安大学碰j 。学位论文 刚z 9 相 j h 叠曲偏移成像剖衙 剀3 0 一次反射波叠前偏移成像剖向 图2 9 为相干图偏移成像剖面从图上可以明显看出各层层位置准确，且断层的断 点、断距等特征准确明显。而在图3 0 的常规一次反射波偏移成像由于受成像范围的影 响，只能对靠井的第二、三和四层的- 4 , 部分成像对断层不能成像。 为了测试相干成像这种方法对井中炮点静校正的敏感性，随机生成了5 0 个炮点的 静校正值。如图3 l 所示，在图上可以看出最大的静校正值为l o m s 。加随机静校j 下后 再对相干图和一次上行反射波分别进行成像。得到的成像结果分别为图3 2 和圈3 3 。 崮3 l 随机生成的炮点静校止撼 图3 2 加炮点静校正最后相干图的叠前偏穆成像剖面 k t 大学顼i 学位论文 倒3 3 加炮点静投止晕而一次反射波叠前偏穆成像剖面 对比图3 0 和图3 3 ，可以发现炮点静校正时一次反射波影响很大加入炮点静校正 量后的反射层变得模糊凌乱。而对比闰2 9 和图3 2 可以看出相干成像对炮点静校正量很 小敏感两成像结果几乎一模一样。这是斟为产牛的相f 图与炮点位簧无笑，所以对炮 点静校正量不敏感。而一次反射波成像确需要准确的炮点位置。 图3 4c m p 叠加剖面 里些苎! 型业! 竺墼垄塑些塑互些塑兰墨 闫3 5 叠后k ir c h h o f f 偏移剖面( 常速度偏移) 幽3 4 为相t 瑚在c m p 道集卜进行速度分析、c m p 叠加后的叠加剖面。图3 5 为叠加 后的k i r c h h o f f 偏移剖面。町以看出叠加剖面k 有明显的断层断点造成的绕射弧。而在 偏移剖面上断点绕射弧有所收敛( 常速度偏移) 。 长安大学硬十学位论文 51 实际资料概况 第五章实际资料处理 实际资料为在某地区采集到的一条w a l k a w a yv s p 测线数据，其观测系统如图3 6 所示。接收井为s 6 6 ，测线经过s 7 9 井，两井相距2 0 8 0 m 。其中s 6 6 井井深2 4 7 0m 。s 7 9 井井深2 1 8 i r a 。 l震源最小偏移距( m )炮点距( )炮数观测井段( i n )观测点距( m )级数 l 可控震源 2 5 图3 6s 6 6 井w a l k a w a yv s p 观测系统 $ 6 6 井零偏纵波v s p 剖面如图3 7 所示，接收井段为2 9 0 m 一2 2 0 0 m ，接收点间距为l o m 井源距为1 l o m 。 一 幽3 7s 6 6 井零偏纵波v s p 剖面 ；墨墨兰墨匣篓璺苎墨 a 图3 8s 6 6 井w a l k a w a yv s p 共炮点道集。 52 实际资料处理 5 21 零偏资料的处理 辫缀 鬻鬻臻篓 鬻 b a 的偏移距为2 5 ，b 的偏移距为3 0 2 5 m 从s 6 6 井的零偏纵波记录拾取韧至波波至时间，计算可以得到零偏v s p 纵波速度曲 线得到的纵波速度曲线如图3 9 所示。 6 0 0 0 一 5 0 0 0 一 3 0 0 0 2 0 0 0 生 - 2 而i ， 1 0 0 0 _ _ 广1 广t 丁1 r t 厂7 o4 ” “叠勰 ”2 0 0 02 4 0 0 图3 9 得到的零偏纵披迷度 磐一鲁芏 长安大学硕士学位论文 5 2 2w a i k a w a yv s p 数据的炮点静校正 w a l k a w a yv s p 测线所在的工区地表起伏不大，整体地势南北高，中间低，海拔在 1 1 2 0 - 1 3 2 0 m 之间，低降速带一般为3 - 3 5 m ，表层速度约为3 1 2 - 4 1 7 m s 。图4 0 为野外采 集得到的炮点高程分布。图4 1 为计算出的炮点静校正量。 1 1 6 0 1 1 5 8 311 5 6 醛 檀1 1 5 4 訾1 1 5 2 装 1 1 5 0 1 1 4 8 s 6 6 井w a l k a y a yv s p 炮点高程 o5 0 01 0 0 0 1 5 0 0 2 0 0 02 5 0 0 3 0 0 0 炮井距( m ) 图4 0 s 6 6 井w a l k a w a yv s p 炮点高程分布 图4 1 s 6 6 井w a l k a w a yv s p 炮点静校正量分布 5 2 3w a i k a w a yv s p 波场分离 在v s p 数据的共炮点道集上根据上行波和下行波在视速度上的不同，利用二维中 值滤波和n 【滤波将波场分为上行波和下行波。在分离的过程中转换波也被去除。图4 2 为波场分离后的下行波剖面，图4 3 为下行波场的振幅谱曲线。图4 4 为波场分离后的上 第五章宴k 峦料处理 行波剖面，图4 5 为上行波场的振幅谱曲线。从这几张图上可以看出频宽随偏移距的增 大而变窄。 誊翟筮j j 鲑船二， a 图4 2 $ 6 6 井w a l k a w a yv s p 共炮点道集r 行波剖面 a 的偏移距为2 5 m ，h 的偏移距为3 0 2 5 m ，吁嘎丁 m d i a 。，”jn “”。! 。 ， 一r 。1 1 。一 争：i， = = 一一二：二二：= ：= d b 图4 3 $ 6 6 井w a l k a w a yv s p 共炮点道集f 行渡剖面振幅谱。 a 为图4 2 a 记录的振幅谱曲线，b 为图4 2 b 记录的振幅谱曲线 长安大学碗士学位论文 a 幽4 4 $ 6 6 井w a l k a w a yv s p 共炮点道集上行波剖面 a 的俯移距为2 5 m ，b 的偏移距为3 0 2 5 m 1 而雨而万而r 一。 i t2 dq， f 嘲i m 州r r m ol o o 1 0 2 03 0 05 00， 一 2 l l 口 m n 口 m p 1 ： d 1 0 a t b 幽4 5 $ 6 6 井w a l k a w a yv s p 共炮点道集上行波剖面振幅谱。 a 为豳4 4 a 记录的振幅谱曲线，b 为削4 4 b 记录的振幅谱曲线 第五章宴镕瓷料处理 5 241 达波与下行虚反射波干涉形成相干圈 用直达波和分离得到的下行波相干得到相干图。得到的相干图在运动学上等同于地 面地震。图4 6 为井源距2 5 m 的炮点作为主道时得到的相干圈。 幽4 6 ，相十刚( 土道的偏社距山2 5 e ) 5 25 相干圈的常规地面地震成博 得到的相干图可以跟地面地震一样，有其相应的规则的观测系统，如图4 7 所示 k 盎 学埘l 学位论i 幽4 8c m p 覆盖玖数分m j 例4 8 为相卜幽的需加次数分布，其中c m p 面元宽度为2 5 m 。可以看出在剃峨的巾 位置叠加次数最高为3 0 次( 总炮数的一半) 。 图4 9 相1 二凹的c , s p 叠加剖面 第章实际瓷料处理 警节翟叫j ? ? 篇? ，j ：讳，_ 叩，鬻， 一0 5 0 0 = e 一 _ p 5 0 0 _ _ 一 4 ” 5 0 0 1 0 0 01 5 0 0 2 0 0 0 2 5 0 03 0 0 0 x ( m ) 酗5 1 替前偏移模刑 一一 k l 目 k 安 学碘十学位论立 蚓j 2 普6 偏移诚像削面 _ 。鬻。s f 。一f i ：蕉7 ：? 知，p a p 甲，册 图5 3 叠前偏移成像剖面振幅谱 52 7w a k a w a yv s p 一次反射波成像 本文对一次反射波也利用叠前绕射扫描叠加成像方法进行成像，所用的模型与相干 图的叠前偏移相同，如图5 1 所示，成像结果如图5 4 ，面元宽度为2 5 m 。 3 5 第五章实断盗抖处理 。； 闰5 4 一次反射波成像普前偏移成像剖而 托絮鬻希? 蕊f ! ：_ ，鬻。絮咒 幽5 5 一次反射被成像剖面振幅谱 长安大学硕i 学位论文 53 成像剖面对比 该工区内曾做过多次三维地面地震，图5 6 为从该工区最近做过的三维数据体中抽 出的与w a l k a w a yv s p 测线位置相同的一张剖面，其大小与w a l k a w a y v s p 成像结果相同， s 6 6 井在丘边第一道，c m p 面元宽度平均为2 6 5 m ，每个c 肝面元覆盖次数不低于6 0 次， 图5 7 为该剖面的振幅谱。 图5 6 三维地面地震沿w a l k a w a yv s p 测线方向切片 批帮就。希? ：冒：? 知。z 。踅。鬻。 i 。 酣5 7 三维地面地震成像剖面( 切片) 振幅谱 一_l_llll 第五章实际资科处理 从w a l k a w a yv s p 成像剖面上看，几种成像结果大致面貌一样。同相轴的连续性相 差不大，而地面三维的成像剖面同相轴连续性非常好，这主要是因为地面三维的覆盖次 数比w a l k a w a yv s p 的高的多，且有侧面反射。叠前偏移成像剖面与叠加剖面的的面貌 基本一致，这就证明了这种方法本身是正确可行的，因为叠前偏移的速度模型来源于零 偏速度，而叠加剖面的速度来源于资料本身( 速度分析) 。一次反射波成像的成像范围 很小，这更能体现出相干成像方法的优越性。3 公里测线布置6 1 个炮点，对于相干成 像来说太少了，这是导致成像剖面中同相轴连续性较差的直接原因。 为了直观地与三维地面地震成像剖面进行层位、波组等的对比，将三维的空间和时 问进行重采样，使其与w a l k a w a yv s p 像结果有相同的时自j 和空间采样间隔，最后将 w a l k a w a yv s p 的成像剖面镶嵌到三维地面地震成像剖面中。图5 8 、5 9 、6 0 分别为将叠 加剖面、叠前偏移剖面和一次反射波成像剖面镶嵌到三维地面地震成像剖面中的镶嵌显 示图，图6 1 为三维地面地震成像剖面。 瞰5 8 叠加剖面镶嵌到二维地面地震成像剖面 长安大学磺士学位论文 幽5 9 瞢前偏移削面镶嵌剑二维地面地震成像剖面