第3章 速度分析和叠加.doc

Oz Yilmaz 地震资料处理第三章 速度分析、静校正和叠加3.1 引言 地震波在地层中传播，其速度是随深度而变化的。声测井记录是速度的直接测量，而地震资料提供了速度的间接测量。在勘探地震学中，初学者会遇到一大堆速度术语，它们是层速度、视速度、平均速度、均方根速度、瞬时速度、相速度、群速度、动校正速度、叠加速度和偏移速度。由地震资料获得的速度能产生最好的叠加效果，在层状介质中叠加速度与动校正速度有关。因而也就可与导出平均速度和层速度的均方根速度有关。层速度是指地震波在一个地质层中的传播速度。如同2.O节讨论的那样，两个相邻层速度差引起其界面上产生反射。 在具有一定岩石组份的地层单元内，影响层速度的因素有如下几种： (1)孔隙形状； (2)孔隙压力； (3)孔隙流体的饱和度； (4)围压； (5)温度； 对上述诸因素，曾在实验室做了深入的研究。分别由Toksoz和Nur领导的MIT(麻省理工学院)和斯坦福大学的研究小组对岩石物性的研究工作被纳入调研波的衰减及与其有关的岩性研究之中。这里将引用实验室的某些研究成果。图3.1是微裂缝Bedford灰岩标本的速度与围压的关系。P-波和S-波速度随围压的增加而增大。由于上覆地层产生的围压，速度一般都是随着深度增加而增大，这是众所周知的事实。通常，在小的围压范围速度急剧增大；而在高围压范围速度趋于稳定。其原因是，当围压增加时，孔隙度小而造成速度增大。但在非常高的围压下就不再有什么孔隙了，所以再增加围压也不会造成速度的明显增大。由该图还可以看出，不管围压如何，P-波速度总是大于S-波速度，这对任何类型的岩石都是正确的。同时在图3-1中还可见到孔隙中流体饱和的影响。在低围压范围内，流体饱和的岩石标本的P-波速度比干岩石标本的速度大；而在高围压范围内，两种岩石类型的速度趋于相同。值得注意的是：在饱和岩石的P-波速度不象干岩样中P-波速度那样变化快，因为流体是不可压缩的。孔隙是否充满流体，对S-波无影响。 下面我们用具有圆形孔隙的Brea砂岩标本研究速度与围庄的关系。我们仍见到速度随围压增加而增大的类似特征。这种样品与上述图3-1中样品的重要区别在于速度值的范围不同。在同样的围压下，微裂隙岩石比圆孔隙岩石具有更高的速度，因为在同样的围压下，微裂隙的孔隙比圆孔隙更容易压实。 上述影响地层速度的诸因素中，最重要的是围压。这种类型的压力是随着深度而增加的上覆地层引起的，所以速度随深度而增大一般来说是确实的。然而由于孔隙压力等其它因素的影响，在某个地层中速度可能是反常的。图32是不同类型的岩石速度随深度变化的图形。具有较少上覆层的第三系碎屑岩出现在低速部位，在地表或近地表它们的速度一般在1.52.5km/s；在深度达5km以上时，速度逐渐增加到4.55.5km/s。高孔隙度碳酸岩在图的中间部位，约从3km/s开始逐渐增加到近6km/s，而低孔隙碳酸岩具有较大的速度变化范围。上面已谈过，如果没有更多的孔隙空间可压缩的话，围压就不能造成速度增加。 在这一章将讨论根据地震资料估算速度。速度估算要求以非零炮检距记录的地震资料，这是 CDP记录的优点之一。有了估算的速度，我们可以反过头来对非零炮检距进行校正并把记录的数据体压缩成叠加剖面。对于单一水平层，随炮检距变化的旅行时曲线是用双曲线描述的。给定的炮检距旅行时与零炮检距旅行时之间的时差称之为正常时差(NMO)。校正正常时差要求的速度称之为动校正速度，炮检距越大，或地层介质速度越小，NMO就越大。另外，同相轴越深，NMO就越小。对于单一水平层，动校正速度等于该层的介质速度。在地层倾斜的情况下，动校正的速度等于介质速度除以倾角的余弦。从三维角度来看，方位角是又一影响因素。由一系列水平等速层产生的依炮检距而变化的旅行时近似于双曲线，在大炮检距时，这种近似性就不适宜了。在水平层状地层的情况下，NMO速度等于到达所研究地层界面的均方根速度。在由任意倾角的地层所组成的介质中，旅行时方程变得复杂化，但在实践中，只要倾角不大，仍可用双曲线假设；当地层界面具有任意形状时，双曲线的假设就不成立了。 在实践中，往往忽略了动校正速度和叠加速度之间存在的差异。动校正速度是依据小排列双曲旅行时；而叠加速度却是依据与整个排列长度上的资料拟合最好的双曲线。不论怎样，通常认为叠加速度与动校正速度是相当的。 常规速度分析是建立在双曲线假设的基础上的。我们将讨论速度分析的各种方法。在t2x2平面上，双曲旅行时方程是线性的。某反射面的t0时间和动校正速度是用与绘制在t2x2平面上的旅行时间拾取值最佳拟合的直线的截距时间和斜率的倒数求出的。估算动校正速度的另一种方法是应用一组常速度值对CDP道集作动校正，并将结果并排地显示出来，这样就可以观测同相轴被动校正拉平的程度来拾取各个同相轴的速度。我们也可以取一些相邻的CDP道集，并应用一组常速值进行叠加。根据这种常速叠加( CVS)剖面图，观察叠加效果最好的反射段来拾取速度函数。 最常用的速度分析技术是根据计算所谓的速度谱进行的，其目的是在速度一双程垂直时间图上显示信号相干性的某些量度。这一课题的开创工作是由Taner和Koehler(1969)完成的。基本原理是沿着一定宽度的双曲门对CDP道集扫描，门宽依资料的主周期而定，并计算信号的相干性。有若干种相干性量度，即：在门内的所有道的振幅叠加、规一化的和非规一化的相关、能量归一化互相关求和值，以及定义为叠加输出能量与输入道能量和之比的相似性。相干性量度既可以用等值线图显示也可以作成门式脉冲图。有关速度谱的几个实际问题如速度扫描、时窗长度、部分叠加、CDP求和、切除的确定、重采样、带通滤波以及自动增益控制(AGC)，我们将要详细讨论，并演示它们在用模型CDP道集进行速度分析中的作用。 影响速度估算有几种因素。排列不够长，特别对于高速或深层会产生不可靠的速度估算。叠加次数和信噪比确定了速度谱上相干峰值的质量。确定性地选择相干性量度影响着拾取方法，例如，弱层的速度拾取最好由归一化互相关取得。模型CDP道集将用于研究这些深度方面的因素。 即使在层状介质中，反射旅行时也不是理想的双曲线，这是众所周知的。造成旅行时偏离理想双曲线的主要原因是近地表的静态变化的影响，当地面高程变化严重或低速带有横向变化时，这些影响使反射双曲线畸变。尽管我们力图作野外静校正，但沿双曲线旅行时轨迹仍有残存的剩余变化，因此，在叠前必须对CDP道集作剩余静校正，这项工作在初步动校正之后作，动校正速度既可用区域速度，也可以用沿剖面进行的一系列速度分析，剩余静校正之后，再做速度分析以便修改速度拾取，然后这个速度就可以用于叠加了、剩余静校正的各个阶段，我们将在3.4节和3.5节讨论。 最后要说明的一点是：叠加和偏移所要求的速度未必相同。实际上，一个简单倾斜反射面，其叠加速度是介质的速度除以倾角的余弦；而偏移速度是倾斜同相轴的上覆介质自身的速度，换句话说，叠加速度对于倾角很敏感，而偏移速度对此不敏感。在4.5节，我们将引入波场理论方法来确定偏移速度。3.2 正常时差(NMO) 我们从图33所显示的单一水平层这一简单情况入手。在给定中点M，计算沿由炮点S到深度D再返回接收点G的射线路径的旅行时t(x)，应用毕达哥拉斯准则，作为炮检距函数的旅行时方程为： t2(x)t2(0)x2/V2 (3.1)x是炮检距，V是反射界面上方介质的速度。注意深度点D到地面投影与中点M一致，但当界面倾斜时两者是不吻合的，方程(3.1)在双程时间一炮检距平面上描绘了一条双曲线。由于所有的与每个炮检对有关的射线路径都由同一“深度点”D反射，所以它也表示了共深度点(CDP)道集。图33中炮检距范围是03150m，道距50m，反射层上方介质速度为2264m/s，该CDP道集中的所有道代表来自同一深度点反射。在某一炮检距的双程时间t(0)与零炮检距双程时间t(0)之间的时差取决于炮检距x和反射界面上方介质速度V，该时差叫正常时差(NMO)。正是这种正常时差为通常应用的速度估算技术提供了依据。若知道了炮检距X和双程时间t(x)和t(0)，便可根据方程(3.1)计算速度。 一旦估算了用于双曲时差方程(3.1)的速度，我们就可以对图3.4中炮检距作动校正。经动校正的道集中的所有道叠加就可获得特定的CDP位置的叠加道，图35描述了双曲时差校正涉及到的数值方法，其基本思想是根据原始CDP道集上的振幅值A在经动校正后的道集上找到振幅值A1。给定t(0)、x 和V(NMO)值，便可根据方程(3.1)计算出t(x)，我们假定是1003ms，如果采样间隔是4ms，这个时刻就相当于第250.75个样点，因此我们必须用相邻的整数样点的振幅计算这一时刻的振幅值。通常在实践中采用二次内插，它需要四个采样，即t(x)值两边各两个，如图35所示。 tNMO=t(x)=t(0)-t(0)1+()21/2-1 (3.2) 动校正量由t(x)-t(0)绘出。 我们取一个实际的速度函数并用方程(3.2)计算两个不同炮检距的动校正量，其结果列在责3.1。 对于不同炮检距的动校正量 表3-1tNMO,St(0),s VNMO,m/s x1000m x2000m0.25 2000 0.309 0.780O.5 2500 0.140 0.443 1 3000 0.054 0.201 2 3500 0.020 0.080 4 4000 0.008 0.031 速度函数是随深度增加的一种实际类型(VNMO是t(0)即相当于深度的双程时间的函数)。由表可见，NMO随着炮捡距而增加，随深度而减小，并且对于高速值NMO较小。 如上所述，如果在NMO方程中采用恰当的速度，随炮检距变化的双曲反射旅行时曲线得以校正，若由于应用的速度比水平层位的实际介质速度高而使双曲线未完全校平，这叫做动校正量不足。相反，速度用低了便会造成校正量过头。在方程(3.2)中应用许多等速值对输入的CDP道集作动校正。将该反射双曲线校平得最佳的速度就是正确的NMO校正和叠加道集内的全部地震道的速度。另外，对于单一水平反射面的简单情况下，该速度也等于该反射面以上的介质速度。 水平层状地层的正常时差 我们现在研究由水平恒速地层组成的介质情况，如图3-6。每层有一定的厚度，它可以根据双程零炮检距时间来确定。这些地层的层速度为V1、V2，VN，此处N为地层序号，研究由炮点S到深度点D再返回接收点R的射线路径，与中点M处的炮检距x有关，Taner和Kohler定义的旅行时间方程如下 t2(x)C0 C1x2C2x4C3x6 (3.3)式中C0t(0)，C11/V2rms，C2、C3为复杂的高次项，它依赖于层厚度和层速度，Vrms是到达深度点D的反射层的均方根速度，它被定义为V2rms= (3.4)其中ti是穿过第I层的速度的双程时间，且(t0)=，若近似为小排列(炮间距小于深度)，可把(3.3)式重写成：t2(x)t2(0)x2V2rms (3.5) 比较式(3.1)和(3.5)，可以看出，对于水平层状介质，若取近似小排列的话，动校正所要求的速度等于均方根速度。 在方程(3.3)中忽略高次项可能造成多大误差？图3-7a是对应图3-8速度模型的CDP道集。四个反射层的旅行时是由描述用层速度摸型确定的水平层状地层中波传播的射线积分方程计算的。现在我们计算t(0)0.8s的第二个浅同相轴上面的地层，到这一层的均方根速度假设为2264m/s，用方程(3.5)计算出的旅行时曲线示于图3-7b。对于深层t(0)=1.2s和1.6s的同相轴重复上面的计算，其结果分别示于图3-7c，图3-7d。要记住，图3-7(b)(c)(d)是纯双曲线。问题在于图3-7(a)的旅行时曲线与这些双曲线有何差别？仔细研究以后，我们可以发现对于t(0)=0.8s和1.2s的浅层同相轴仅在大炮间距，特别是在大于3km时才有轻微的差别。通过忽略高次项，我们就可以估算水平层状地层中小排列双曲线的反射时间。 动校正拉伸 利用图38的均方根速度函数对图3-7的CDP道集作动校正，校正后的道集示于图3-9(b)，动校正的结果可见频率畸变，尤其是浅层大炮间距处，这就是所谓的动校正拉伸，见图3-10。主周期T的波形被拉伸为T，以致动校正后它的周期TT。因为拉伸是频率畸变，造成频率向低频方向移动。我们可以用下面公式将其定量表示为； fftNMOt(0) (3.6)其中f是主频率，f是频率增量，tNMO由方程(3.2)给出。 由于动校正拉伸与表3-1的速度拉伸有关，所示表3-2列出频率变化的百分比： 动校正拉伸 表3-2fft(0),s VNMO,m/s x1000m x2000m0.25 2000 123 312O.5 2500 28 891 3000 5 202 3500 1 44 4000 0.2 0.8 由表可见，拉伸主要限于大炮检距和浅层。例如：炮检距为2000m、t(0)=0.25s，主频30Hz的波形在动校正后位移到近10Hz。 由于大炮检距记录道的波形拉伸，对动校正后的CMP道集(图3-9b)进行叠加将严重破坏浅层同相轴，这个问题只能通过切除道集中的拉伸带来解决，利用方程(3.6)给出的定量定义可以完成自动切除。图3-9(c)和(d)还显示了经动校正和切除后的两种类型的CMP道集。其中一个拉伸因子1.5(150的拉伸)。另一个拉伸因子为2.0(200的拉伸)。虽然拉伸因子1.5未显示出频率畸变，但拉伸范围有可能扩展到2.0的拉伸因子，这是由于我们希望在避免由于拉伸造成的蜕化的同时，包含尽可能高的CMP道集参与叠加。 倾斜层正常时差 现在我们研究图3-11所示的单一倾斜层的情况。我们要计算由震源S到反射层深度点D再返回接收点G的旅行时，对于倾斜层，中点M不再是深度点在地面上的投影，确切他说，地震工业界所说的“CDP”道集应该是“CMP”道集，两者只在水平层状地层时是相当的。当地层倾斜时，两者是有区别的，在后一种情况，是指道集内所有震源检波点对的共同的中点为M。对按炮检距x划分的每个炮检对来说，深度点D是不同的，Levin导出了倾斜层的旅行时方程： t2(x)=t2(0)x2cos2/V2 (3.7)这也是一个双曲线方程，其NMO速度为： VNMO=V/cos (3.8)上式的含义是倾斜同相轴叠加所要求的速度通常大于该反射层上面介质的速度。Levin把他的研究扩展到如图3-12所示的三维地下倾斜平界面的情况。在这种情况下的NMO速度不仅依赖于倾斜界面而且依赖测线的方位角： VNMO=V/(1-sin2cos) (3.9)我们定义视倾角为： sin=sincos (3.10)这时，式(3.8)可写成： VNMO=V/cos (3.11)该式与(3.8)式所给出的二维地下倾斜层一样，但要注意，前者是视倾角，后者是真倾角。 Levin根据方程(3.9)作出比值VNMO/V与倾角和方位角的关系图3-13。横坐标是方位角，即构造倾斜方向与剖面方向的夹角。所以当剖面沿倾向时，方位角为零；当沿构造走向时，方位角为90。当测线沿构造倾向或近于倾向放炮时，比值VNMO/V变得很大。Levin中还作了沿倾向的VNMO/V值与小构造倾角的关系，在倾角小于15时，比值VNMO/V接近1(在15时，VNMO与V之差仅为4)。 因此，不论是二维还是三维，倾斜层的正常时差都是敏感的，我们还应认识到，高速水平层介质可能产生与低速倾斜层介质相同的正常时差速度。 任意倾角的多层介质的正常时差 现在研究由任意倾角的多层介质组成的二维地下形态的正常时差，如图3-14。我们要计算从震源S到深度点D并返回到检波点G的与中点对M相关的旅行时。注意，CDP射线由中点M以法线入射到倾斜层的D点而不在D点。零炮检距时间由2MD给出，对于旅行时t(x)SDG，Hubrai等人导出的表达式为： t(x)t2(0)x2/VNMO忽略的高次项 (3.12)式中VNMO为：V2NMO= (3.13)式中的角度如图314所示。对于单一倾斜层的特殊情况，式(3.13)化减成(3.7)式。进而，对于水平层状地层(3.7)式化减成(3.5)式。只要倾角平缓，范围不大，就可用双曲线表示旅行时方程，正常时差校正所要求的速度是均方根速度函数(方程3.12)。 现在我们把由涉及正常时差速度的各种地层模型获得的结果综合列入表3-3。各种地层模型的NMO速度表 表3-3 模型 VNMO 单一水平层 反射界面上面的介质速度 水平层状地层 假定排列较短时的均方根速度函数 单一倾斜地层 介质速度除以倾角的余弦 任意倾角多层介质 排列较短倾角平缓时的均方根速度函数 在短列和倾角平缓的近似条件下，所有情况下的时差却近似于双曲线，并由下式表示：t2(x)=t2(0)+x2/V2NMO (3.14)双曲时差速度与叠加速度不同，后者是使CDP道集叠加最好的速度。人们可以应用双曲形式，并确定最佳叠加路径： t2st(x)=t2(0)+x2/V2st (3.15)式中Vst是使得在排列长度内把CDP道集上的旅行时曲线与双曲线最佳拟合的速度。这个双曲线未必是方程(3.14)所指的小排列双曲线。当超过某一最大炮检距时它们的差别变得很大。另外，地层非均匀时，最佳双曲线路径叠加可能偏离对应于小排列的双曲路径。叠加速度与VNMO之差称为排列长度偏差。通过方程(3.4)我们可以由VNMO获得层速度，因为叠加速度一般不同于VNMO，应用前者求层速度仅在排列长度偏差可忽略时才有效。3.3 速度分析 正常时差是由地震资料确定速度的基础，反过来，计算出来的速度又可以用于正常时差(NMO)校正，从而能使一个CDP道集的全部地震道进行叠加。下面我们利用方程式 t2(x)=t2(0)+X2/V2NMO (3.15)推出确定一个CDP道集的NMO校正速度的实际方法，注意在图3-15中该方程式描绘出 t2(X)与X2的函数关系平面上的一条直线，直线的斜率为(1/V2NMO)，而时间截距为t2(0)。现在我们研究由已知的速度模型推出的合成共炮点道集(图3-16)。沿道集上的反射同相轴的各个炮检距拾取旅行时并绘制在t2(X)与x2关系平面上，然后用最小平方拟合技术获得最佳数据拟合的直线方程式。最简单的办法是沿所拾取的数据点描绘一条直线并计算直线斜率，斜率的倒数为NMO速度。将计算出的NMO速度与实际rms速度比较并列入表3-4： 对图315模型计算的速度 表3-4 t(0) 由(t2X2)分析 实际rms速度 (s) 计算的速度(m/s) (m/s) 0.4 2000 2000 0.8 2264 2264 1.2 2519 2533 1.6 2828 2806 (t2，X2)速度分析法是计算NMO速度的一种可靠方法，当然，该法的成功取决于信噪比，因为它直接影响拾取数据的质量，在图3-16中我们还可以看到估算的速度值与速度谱的近似值的一致牲。关于通度谱以后我们还要讨论。 Claerbout 1978年提出一种由CDp道集确定层速度的人工方法。这是一种非常简单而快速的方法，图3-17描述了该法的基本概念。首先计算与有意义地层的顶、底反射相切的切线斜率(Sl)，然后连接两个切点成一条斜线并计算该斜线的斜率(S2)，层速度便等于两个斜率的积的平方根。用该法估算的层速度非常接近实际层速度。 下面介绍一种CDP道集常速扫描方法。图3-18是对一个CDP道集用500O8900ft/s之间的常速值作了NMO校正的一组共炮点记录，现在我们来研究同相轴A的NMO校正情况。可以看出，速度用小了，同权轴校正过度；用大了则校正不足。用8300ft/s的常速值能校直同相轴，这就是我们要拾取的速度值。同相轴B是用8900ft/s速度校直的，用这种处理方法我们可获得适用于该道集NMO校正的速度函数。 我们再介绍一种速度分析用的常速叠加法。众所周知，我们之所以需要正确的速度函数是为了获得最佳质量的叠加。因此，利用已知的常速度进行叠加之后再来观察反射的质量是至关重要的。我们取一个共炮点道集的远半个排列地震道(即2548道)组成的道集，并用500013600ft/s之间的常速值作了NMO校正显示于图3-19。通过分别追踪每个同相轴的办法能确定出整个道集上适合于各同相轴获得最佳叠加效果的速度。请看深部3.6s的同相轴似乎能在很宽的速度范围内良好的叠加，这也是深部同相轴的速度估算分辨率低的最好证据，这种现象是由于深部同相轴的正常时差普遍降低引起的。 当我们需要在很宽的CDP范围内研究地下复杂构造变化的情况下，这种常速叠加形式的速度分析法是非常适用的。另外，由于速度谱是建立在CDP道集内地震道互相关的基础上的(这个问题下面就要谈到)而不只是地震道的简单叠加，所以能大大地提高沿双曲线轨迹分布的信号的统计效应，并且可以抑制资料中的环境噪音。 速度谱 现在我们讨论使用最广泛的速度分析方法。首先利用图320介绍一些基本原理。在输入CDP道集上有一个水平界面反射双曲线，反射界面以上的介质速度为3000m/s。我们用20004300/s之间的常速值对该道集进行NMO校正和叠加。我们把每个常速叠加道并排地显示在速度与双程零炮检距时间关系平面下，如图3-20所示，称之为“速度谱”平面。在谱中将有一个特殊的速度值能够产生最高叠加振幅，这个速度恰好是3000ft/s，我们就用这个速度来叠加输入道集上的同相轴。速度谱上低速部分的水平低振幅串是由小炮检距地震道形成的，而高速部分的水平低振幅串是与大地检距地震道有关的，所以我们需要有足够长的排列。以便能在速度谱上获得良好的分辨率。反射同相轴的轨迹是双曲线，这种假设也是对水平层状地层反射应用NMO校正的根据，所以这种根据同样也适用于速度谱。现以图3-21为例，我们可以由谱中拾取速度值2700，2800和3000m/s，它们分别对应于浅、中和深层反射同相轴。因为图3-20和图3-21中速度谱上显示的数值是以振幅形式出现的，所以，当输入道集上信噪比显著降低时，就不可能有效地拾取叠加振幅。速度分析的目的在于得到信号沿双曲线轨迹的最佳相干性。Taner和Neidell 1971年研究了测量相干性的各种不同方法，这些方法决定了计算速度谱的形式。我们来研究图3-22中具有一个反射的CDP道集。定义叠加振幅为： St= (3.16)其中，fi,t(i)是第i道上双程时间t(i)的振幅值，M为CDP道集内的道数，沿最佳叠加双曲线的双程时间t(i)为： ti=t2(0)x2/V2si1/2 (3.17)定义归一化叠加振幅为： NS= (3.18)NS的范围是0NSl。方程式(3.18)意味着相干性是归一化的叠加振幅。 速度谱中采用的另一个量是在一个时窗内的非归一化互相关求和值，实际上该时窗是沿CDP道集横向追踪的最佳叠加双曲线轨迹。定义非归一化互相关求和的表达式如下： CC= (3.19)根据方程式(3.19)我们可以把CC解释为叠加的输出能量与输入能量之差值的一半。CC的归一化形式是在速度谱中应用的另一个特征，其表达式如下： NCC= (3.20)能量归一化互相关求和表达式如下： ECC (3.21) CCE的范围是-1/(M-1)CCE1。 最后，我们定义归一化输出-输入能量比率“Semblance”的表达式： ECC (3.22)NF与CCE的关系由下式表示： ECC(MNE-1) (3.23)由上式可见必须有0NE1。 让我们取一个简单的CDP道集二次覆盖，并计算上述讨论过的种种特征。为了进行类似的计算，我们用一个因子“a”作为第二道与第一道的比值: f1,t=ft (3.24) f2,t=aft将上式代人表达式(3.16)和(3.18)直至(3.22)来计算二次覆盖这集相干性的各种特征，并列入表3-5: 二次覆盖道集相干性的各种计算 表3-5 特 征 a=0.5 a=-0.5 叠加振幅(式3.16) l.5f(t) -0.5f(t) 相干性(NS)(式3.18) 1 0.333 非归一化互相关求和(CC)(式3.19) 0.5 -0.5 归一化互相关求和(CCN)(式3.20) 1 1 能量归一化互相关求和(CCE)式(3.21) 0.8 -0.8 “Semblance”(CN)(式3.22) 0.9 0.1 我们可以参照表3-5的结果对许多点进行计算。请注意叠加振幅对道的极性很敏感，这对于计算速度谱来说是一种不利的特性，非归一化互相关能突出速度谱上的强反射资料，而归一化互相关或能量归一化互相关能加强速度谱上的弱反射资料。式3.23意味着归一化输出-输入能量比率(Semblance)仅仅是能量归一化互相关求和的固定偏置形式。 速度谱一般不显示成图3-20或2-21那种普遍形式，而是显示成“门脉冲串图”或“等高线图”的常用形式。虽然门脉冲串图已经得到广泛的应用，但是就我个人来说喜欢用等高线图。有利于拾取速度的另一种方法是把每个门脉冲的相干极大值显示成时间的函数。如果没有特殊声明，以后我们都用非归一化相关法来制作合成CDP道集的速度谱和讨论有关合成CDP道集的问题。 影响速度估算精度的因素 由地震资料计算速度具有有限的精度和分辨率。影响速度计算精度的因素如下： (1)电缆长度； (2)覆盖次数； (3)信噪比； (4)噪声抑制； (5)时窗长度； (6)速度采样； (7)相干性测量方法的选择。 图3-23给出合成共中心点(CMP)道集和排列长度逐渐缩短的速度谱。若缺少大炮检距信息就意味着没有选择速度所需要的足够大的正常时差。可以看出，由短排列CDP道集计算的速度谱失掉了良好的峰值清晰度。这种分辨率降低现象明显地表现在谱的较深部分，因为这一部分缺乏足够的正常时差。由已知排列长度的真实数据集计算的速度谱，其短排列速度谱的门脉冲变缓，因而降低了分辨率。另外，低信噪比和剩余静态时移也会引起这种分辨率降低。如果在计算速度谱中只包括远炮检距道，其结果会是怎样呢？应当位意，虽然我们为了更好地拾取速度而需要远炮检距资料，但是远炮检距资料会产生拉伸效应。因此，仅仅根据CDP道集的远炮检距资料计算速度谱来减少拉伸效应必定会使浅层资料遭受严重的切除。当越来越多地减少CDP道集近炮检距道数时，由产生的速度谱可以发现，只有少数远炮检距地震道计算的速度谱损失了浅层同相轴。同时深层同相轴的门脉冲形状也更进一步地变坏了。因此，教训是明显的，要提高速度谱的分辨率，只能用既会有近炮检距又有远炮检距过的足够大的排列来实现。 对于从速度谱中获得分辨率的高低，叠加次数这个因素起着重要的作用。为了节省计算时间，可以通过部分叠加法把高次叠加资料降低为低次等效道集，这就相当于应用一个名义上的区域速度函数进行非均匀动校正。近代地震资料采集一般都采用120，240或更多的地震道。用部分叠加法来降低高次覆盖，在计算上是行得通的。图3-24中对CMP道集用部分叠加法依次获得64，32，16和8次覆盖速度谱。请注意，这些道集的有效排列长度是一样的，都等于03150m，对应的温度谱示于图3-24，可以看出没有因为降低到32次而使速度谱变坏，甚至于降低到16次也能精确地读取速度值。但是当覆盖次数过低时会引起谱中的门脉冲波峰产生很大偏移。用部分叠加法减少覆盖次数目的是为了节省时间。但是必须在保证一定的精度要求条件下适当地降低叠加次数。 环境噪声对速度谱的质量有直接的影响。现在我们给CDP道集施加带限随机噪声，研究噪声电平越来越高的情形。值得注意的是，即使存在很强的随机噪声的情况下也能从速度谱上识别出沿双曲线轨迹分布的信号，这一点应当归功于制作速度谱中应用的互相关技术。如果互相关技术是象叠加技术那样的简单加法，我们就不可能从随机噪声的速度谱中拾取任何信号。当然，当信噪比非常低时会限制速度谱的精度。 正常时差校正之后，沿反射双曲线分布的波形被拉伸，浅层反射，特别是大炮检距地震道的拉伸现象更加严重。因此，为了使浅层同相轴更准确地叠加，需要切除拉伸带。但是，实际上切除就等于降低叠加次数，所以切除对速度谱还起反作用，使落在切除带内的门脉冲振幅变弱，这就需要对门脉冲振幅进行补偿以便抵消切除技术引起的减弱效应。 速度谱是以一定范围的常速值沿双曲线轨迹横跨一个确定的双程零炮检距时窗。时窗的选择是计算速度谱的一个决定性参数；如果时窗选择的太小，会相应地增加计算费用；如果选择的太粗糙，便会损失分辨率。实际上，时窗一般选择成半个到一个信号周期之间，较典型的是2040ms。 速度分析中使用速度扫描时需要细致地选择速度，因为扫描的速度范围应该包括与CDP道集上全部同相轴对应的速度值，速度增量不易太大，以免降低分辨率，特别是在低速同相轴的情况下。 在制作速度谱时，为了提高计算效率，有许多方法可供选择。部分叠加法便是我们已讨论过的一种方法；另一种方法是在速度分析之前进行数据重采样。有时带通滤波和自动增益控制(AGC)也能够提高互相关的作用，特别是输入道集为低信噪比的情况。另一种提高速度谱质量的途径是在分析中同时采用几个相邻CDP道集。图3-25为一组六个相邻的CDP道集。图3-26(a)是用这一组CDP道集计算的第一个速度谱。有两种方法分析这组道集。第一种方法是将这组道集相加求和后再计算总和道集的速度谱，见图3-26(b)；另一种方法是对每个CDP道集单独计算速度谱，然后将这些速度谱相加求和，并示于图3-26(c)。显然前者比后者更节省计算时间。实际上，最多可采用六个CDP道集。但是，必须确保在所研究的CDP范围内地层水平或有可以忽略的倾角。如果构造倾角相当大，在速度分析中采用的CDP道集数目必须适当的减少。请注意图3-26(b)中相当于浅层同相轴的门脉冲振幅度比图3-26(c)中的同一门脉冲振幅度低。如果你仔细观察图3-25中的六个CDP道集，就会发现相邻道集之间的相应旅行时稍微有些差别，特别是浅层同相轴。所以当相加这些道集时会使双曲线轨迹畸变，从而降低速度谱的分辨率。 当输入道集具有足够高的噪声电平时，要求对速度谱矩阵进行一些平滑工作。平滑工作是通过平均全部速度或时间或二者综合平均的办法来实现的。压抑资料中相当于环境噪声引起的小振幅相关的另一种办法是使相关值有一定百分比率的偏置(bias)。最后，为了节约计算，可以在一个狭长速度带内计算相关值，当然这个狭长带必须包括探区内纵向和横向范围内的速度值。 由速度谱中拾取速度的关键是经验。容许的速度误差随被估算的速度的用途而改变。容许的速度误差见表3-6。 容许的速度误差 表3-6 容许误差() 速度的用途 rms速度 层速度 常规叠加NMO校正 210 探查构进异常： 深度10000fs，异常100ft 0.5 横向岩性识别： 深度10000ft。层厚1000ft 0.7 10 地层对比： 深度10000ft，层厚400ft 0.1 3 层速度分析 一种满足详查构造或地层研究精度要求的估算速度方法是连续地分析目的层，这种细致的速度估算方法称为“层速度分析”(HVA)。其基本原理与速度谱相同。输出相关值显示成速度和CDP位置的函数。相关值是在包含目的层的时窗内计算的。将波在地层中的传播时间数字化作为层速度分析的输入。图3-27是五个层位的层速度分析，计算上的各种类似的形式，诸如平滑和偏置方法均与速度谐相似。 当叠加剖面上构造连续性强时，HVA应该按照被断层分隔的地层段进行。3.4 剩余静校正 反射时间常常受不规则表层的影响，这点可由图3-29的实例很好的说明。图左边的炮道集得到较好的双曲线时差的反射，而右边的炮点道集上的反射与规则的双曲线时差有很大差别，尽管这种畸变可能是由深部界面的复杂构造引起的，但更多的是由近地表的不规则性引起的。野外静校正消除了资料中的这些旅行时畸变的一大部分。尽管如此，野外静校正通常不考虑高程。风化层基底和风化层速度的急剧变化。 图3-30a和图3-31a是选出的CMP道集(已做了野外静校正)，它已用一组由图3-32速度分析得来的初始速度进行了NMO校正。这些CMP道集偏离双曲线的趋势会大大降低某些速度谱的质量。CMP188处的速度分析比用其它速度分析得到的质量相对要低些。CMP188附近的CMP道集与共他的CMP道集相比旅行时畸变更大(图3-30)。所得叠加剖面可能在以下两点引起误解，即剩余静校正可能沿反射面产生暗点及假构造(图3-33a)。特别是在中心点101245之间。在均方根AGC叠加结果图3-34a)上假构造很明显，而暗点不明显。 显然；要获得较好的地下正确图形应该对变化很大的近地表资料进行校正。剩余静校正之后。旅行时偏离的CMP道集显示出反射更直(图3-30b)，而那些不需要做剩余静校正的道集则没有变化(图3-31b)。剩余静校正之后，未加增益(图3-33b)和已加增益(图3-34b)的叠加剖面表明反射的连续性得到了改进，并且有效的消除了假构造(参见中心点101-245之间的部分)。 剩余静校正之后，通常要重新进行速度分析，以修改速度拾取(图3-35)。比较图3-32和图3-35，可看出剩余静校正改进了速度分析。用修改过的速度对相同的CMP道集进行NMO校正的结果，见图3-36a和图3-37a，而对相同的道集进行剩余静校正的结果，见图3-36b和图3-37b，剩余静校正前后CMP道集的比较表明有效地消除了时间偏差。用修正的速度估计值得到的叠加剖面示于图3-38，而施用了增益叠加的结果示于图3-39。剩余静校正一般在陆地资料的应用中进行讨论。然而，在一定情况下，剩余静校正对海上资料有很大改进，在浅水(小于25m)不规则水底地形的区域和水底沉积物速度变化剧烈的区域作剩余静校正效果最佳。 图3-40是一个只产生一个最佳叠加剖面的剩余静校正和速度分析的通用框图。实际上，这个流程图通常要用辅助的质量控制方法来扩展。常常需要在剩余静校正之后研究CMP道集和速度分析。诊断工具能确定这些校正的大小。共炮点道集和共接收点道集可指出一个接收点到另一个接收点和一个炮点到另一个炮点的相应静态时移(分别为图3-41，图3-42)。同样，共炮点叠加和共接收点叠加可以分别用共接收点道集和共炮点道集来进行。共炮点叠加应当表明沿测线地点静态时移的幅度范围(图3-43)；共接收点叠加剖面指明沿测线接收点静态时移的取值范围(图3-44)，这些显示能确定在由资料估计静校正量时所考虑的最佳最大容许时移值。由图3-43和图3-44可看出，接收点的静态时移分量大于炮点的静态时移分量。3.4.1 地表一致性剩余静校正 图3-45表示理想双曲线旅行时轨迹的静时移，经NMO校正后。沿CMP道集的波形不排成直线会产生很差的叠加道。我们要依据理想直线的时间来估算时移，然后用一个自动程序对它们进行校正。为此，需要一个从震源到反射面上的深度点、再返回到接收器的旅行时时差校正模型。图3-46给出了确定这个模型的几何图形和符号。这里讨论的常用旅行时模型的假设关键是：剩余静校正是地面一致性的。这意味着静态时移完全依赖于地面震源或接收点位置的时间延迟。而与地下的射线路径无关。如果不论炮检距如何，所有射线路径在表层中都是垂直的。那么这个假设是成立的。由于风化层通常具有相当低的速度，并且其底部的射线趋向于使射线路经垂直，地面一致性假设通常是一种不错的假设。对于能使射线偏离垂直方向的永久冻土层来说这不是理想的假设。 对应于第j个震源点第i个接收点和沿第h层的第k个中心点k(ij)/2的旅行时tijk可以近似写成： tijh=Sj+ri+Gkh+MkhX2ij (3.25)式中Sj是与第j个震源点有关的剩余静校正时移； ri是与第i个接收点有关的剩余静校正时移；Gkh是基准CMP(通常为CMP1)的双程时间和沿第h层的第