06-地震数据处理课件

第五章地震数据处理资源学院：贾豫葛2010年10月13日地震勘探生产过程：（1）地震资料野外采集。利用人工激发所产生的地震波（震源）传播到地下，遇到弹性分界面时，产生反射、折射和透射，在地面接收这些返回的反射波或折射波并记录下来。（2）地震资料室内处理。利用地震波的传播原理和理论，利用计算机对野外原始资料进行各种地震处理（处理模块）。（3）地震资料解释。对处理后的剖面进行（构造、岩性、地震地层学、储层等）综合解释，推断地下岩石的构造特征及岩石性质等。数据处理概述1、预处理2、常规处理

1）频谱分析

2）滤波处理

3）校正处理

4）速度分析

5）时深转换

6）偏移处理

7）修饰性处理数据处理流程图1：高质量的原始资料为处理工作提供好的物质基础；2：同样的原始资料，处理方法不同，得出的结果可能差别很大。第一节预处理预处理：原始记录数据处理之前所必须完成的工作。目的：把原始数据进行初步加工，使之满足处理方法技术的要求。包括：剪辑处理、切除、抽道选排。1、剪辑处理剪辑：挑选信噪比低的不正常记录道或炮，将其充零。不正常道：工作不正常道、死道、极性反转道。不正常记录：外界干扰背景严重而引起的噪声记录，应将整张记录充零。2、切除(1)切除强振幅的初至波，这些初至波一般是直达波和浅层折射波等干扰波；(2)切除发生相位畸变的浅层宽角反射波；(3)切除震源干扰波、相干干扰波。3、抽道选排（P95）抽道选排（抽道集）：将属于同一共反射点的记录道选出，按共反射点号次序排在一起，这实际上是一种数据的重排。目的：进行水平叠加和计算速度谱。单边放炮多次覆盖共反射点选道公式为式中：P－满覆盖次数的选道号；N－仪器道数；n－覆盖次数；i－炮点序号；m－小叠加段序号；j－小叠加段内的共反射点序号（从1开始，最大为N/n，N/n个叠加道组成一个小叠加段）第二节常规处理1、一维频谱分析目的：了解有效波和干扰波的频谱分布范围，选取合适的频率滤波器。1）频谱分析公式地震信号在频率域和时间域中表示为:处理时,必须对数据进行离散。对X(t)按△t时间间隔采样，共有N个离散值；对X(f)按△f频率间隔采样，共有M个离散值。则：式中：m、n均为整数。m=0,1,…M-1；n=0,1,…N-1。n△t=T为频谱分析的时窗长度。X(m△f)的实部和虚部分别为：

则振幅谱和相位谱分别为：（2）频谱分析参数的选择频谱分析：先选好地震记录，后确定分析参数。

分析反射波频谱：最好是无干扰波的纯反射信号时窗；分析干扰波频谱：选择无反射波的纯干扰信号时窗。采样点数的确定：先确定频谱分析的时窗长度T，采样间隔Δt，则采样点数N为实际资料处理时，由于种种原因，一个频谱提供的数据不十分有把握，需要多做几个频谱分析，最后得到一个统计平均值。（3）地震波的频谱特征

(1)面波频谱峰值偏低，与反射波有显著差别；声波频谱峰值偏高，与反射波频谱重叠较宽。(2)由于大地滤波作用，浅层反射波频率较高，深层反射波频率较低。(3)外界相干干扰波、多次波与有效反射波频谱差别不大。(4)微震噪声频带较宽。由此可知：有效反射波与面波、微震等干扰波在频谱上存在明显差异，因此，可用频率滤波压制这些干扰；而有些干扰波（如声波，多次波等）与有效波频谱重叠较宽。因此，频率滤波压制干扰波的能力是有限的。2、二维谱分析

目的：了解有效波和干扰波的频率—波数（单位长度上波长的个数）谱范围，以便选取合适的二维滤波器，达到压制干扰、提高信噪比的目的。1．二维谱分析公式对于二维函数f(t,x)，对应的二维富里叶变换为反变换为其中为波数。上式构成了二维富氏变换对。对于离散的地震信号f(mΔt,nΔx)，相应的二维离散富氏变换为式中m,j=0,1,…M-1；n,l=0、1,…N-1；Δt和Δx分别为时间和空间采样间隔；Δf和Δk分别表示频率和波数采样间隔。由于频率f、波数K与视速度Va有如下关系因此,地震波的二维谱特征通常以频率和视速度特征表现出来。图6.3(a):两组同相轴的斜率(视速度)差异较大而频率相近；图6.3(b)：两类波的能量团分布在不同的区域。(a)共炮点记录(b)二维谱（2）地震波的二维谱特征通常地震波的二维谱有以下特征：

(1)面波的频率较低，视速度较低，在f-k平面上，分布在通过原点斜率为V的直线与k轴组成的平面内。(2)相同t0时间的多次波的视速度比一次反射波的视速度低。(3)直达波、浅层折射波的视速度比一次反射波的视速度小得多。(4)声波与反射波的频率有较大重叠，但视速度比反射波小得多。一道实际地震记录实际地震记录的频率谱滤波:一个原始信号通过某一装置后变为一个新信号的过程。原始信号――输入;新信号――输出;装置――滤波器。第二节常规处理常规处理：对地震资料进行最常用的处理。是整个数据处理工作的中心环节。1、数字滤波器概述1）滤波器的概念据滤波器定义：易理解大地就相当于一个滤波器，它吸收了信号中的高频成分，只让低频成分通过，对波形进行了改造，这个过程就是滤波。就大地滤波过程来说：激发地震波――输入信号，用X(t)表示；大地―滤波器，用H(t)表示；地表的波动――输出信号，用表示。数字滤波：原始资料――输入信号；处理技术――滤波器；处理结果――输出。图6.13(a)：共炮点地震记录，面波干扰很严重；图6.13(b)：视速度滤波后，面波干扰得到了衰减，反射波振幅已提高到噪声水平之上。二维滤波也是一种线性运算，同样可用于处理过程的每一作业中。二维滤波压制面波图(2)压制多次波二维滤波压制多次波图6.14(a)：CDP记录经动校正后，有效波同相轴被拉平，视速度为无穷大；而多次波视速度比有效波低，多次波的同相轴没被拉平。图6.14(b)：二维滤波后，多次波得到压制。(1)地震子波1.反射波地震记录的形成如图6.15所示，大地对震源脉冲有吸收作用，它相当于一个低通滤波器，使尖脉冲变成了具有一定延续时间的波形，称此为地震子波b(t)。地震子波的形成四、反滤波反滤波也叫反褶积，是滤波的一种逆过程。它可看成是地层吸收滤波器的脉冲响应。地震子波一般为1～2个周期，延续时间为20～40ms。

(2)理想的地震记录设震源为δ(t)脉冲，它在地层中传播只受到反射界面的影响，不考虑地层的吸收，这实际上也是一种滤波过程，可表示为滤波器的滤波因子为，输出仍为尖脉冲。如图6.16所示，假设地下有N个反射界面，反射系数依次为R1、R2、……RN,这时在地面某点接收的地震记录为理想的地震记录从上式可见，理想地震记录：每一项都为一个单位脉冲；脉冲大小反映界面反射系数的大小；脉冲极性反映界面反射系数的极性；脉冲个数反映反射界面的个数；脉冲之间的时差反映地层的厚度。地震子波到达地面同一接收点时将不能分开，相互叠加，形成复波。如图6.17所示。实际上，由于吸收作用，尖脉冲会变成一定延续时间的地震子波。(3)实际的地震记录实际的地震记录由图知，地面某点接收的地震记录为：称实际反射地震记录。

写成褶积形式为上式表明：实际震记录是反射系数与地震子波的褶积。（2）反滤波的实现反滤波：从实际反射记录中去掉大地滤波器的作用，使之变为理想的地震记录。滤波过程目的：压缩地震波时间长度，提高分辨率。关键：设计反滤波因子，确定地震子波。反滤波过程可用右图来表示。反滤波数学表达式为：－实际的反射地震记录。式中：没做反褶积的CMP叠加剖面（左）和做过反褶积的CMP叠加剖面（右）偏移是使绕射波收敛并将陡倾同相轴移到大致真实的地下位置上，偏移是一个成象过程，可以改善空间分辨率。3、校正处理几何地震学理论前提：以地面为水平面、近地表介质均匀。实际情况：地形起伏不平、地表介质不均，速度变化大，震源深度不一。地震资料处理技术要求：地形水平，炮点、接收点在同一水平面上，低速带均匀。3.1、静校正利用野外实测的表层资料直接进行的静校正。又称基准面校正。1、野外（一次）静校正定义：基本思想：人为选定一个静校正基准面，一般在地表与低速带底界面的中部。将所有炮点和检波点都校正到该基准面上，用低速带层以下的速度代替低速带的速度，从而去掉表层因素的影响，以满足地表水平、表层介质均匀的假设条件。井深校正、地形校正、低速带校正。包括：(1)井深校正定义：将井中炮点的位置校正到地面Oj点。校正量为：野外(一次)静校正量计算示意图

1.基准面；2.地形线3.基岩顶面

4.反射界面O—炮点Sj—接收点V0――低速带速度，式中：――炮井中低速带厚度。检波点校正量为：因为井深校正总是向时间增大的方向校正，故此式前面取负号。

将测线上的炮点和检波点校正到基准面上。(2)地形校正定义：炮点校正量为：hs――接收点到基准面的垂直距离。故此道(第j炮第I道)总的地形校正量为:地形校正有正有负，通过h0、hs的正负体现出来。通常规定当测点高于基准面时为正，低于基准面时为负。(3)低速带校正定义：将基准面下的低速层速度用基岩速度代替。消除由于低速带的存在使地震波传播时间延迟的影响。目的：

在炮点处的校正量为：在检波点处的校正量为：故此道(第j炮第I道)总的低速带校正量为：因为基岩速度总大于低速带速度，故低速带校正量总为正。那么，接收点S总的静校正量为：如果在地面激发，则：用计算机进行处理时，只需将各炮点和检波点的高程、低速带厚度、速度等资料送入处理程序，程序按公式自动算出相应的静校正量。2）剩余静校正野外一次静校正是否精确主要取决于：低速带资料的精度。实际工作中：技术，人为因素，尤其横向变化大时，测不准。野外(一次)静校正之后仍残存着剩余的静校正量。结果：提取表层影响的剩余静校正量并加以校正的过程。定义：剩余静校正量不能由野外实测资料求得，只能直接利用地震记录提取。常用统计方法自动计算剩余静校正量。实际工作中：静校正随机分布示意图假设在一个排列上，一点激发，24道接收。O1炮第一道S1的静校正量为以共炮点道集为例，简介其校正法。－接收点S1的总静校正量，－表示炮点的校正量，－表示S1点的检波点校正量。同理，可写出同一炮其它接收道的静校正量为式中：………将以上24道的总静校正量相加再平均，可得：等式左边：各接收道剩余静校正量的平均值；等式右边：第一项，炮点剩余静校正量；第二项，平均值趋于零，对不同点剩余静校正量是随机的。同理，可得测线上所有炮点的剩余静校正量。用类似方法可求出各检波点的剩余静校正量。

编号速度（m/s）厚度（m）1800120228008033500160420004535008064500Ricker子波的函数形式为3.2动校正1、动校正概述动校正前后反射时距曲线当地面水平，反射界面为平面，界面内介质均匀的情况下，反射时距曲线为一条双曲线，图示。它不能直接反映地下界面的起伏情况只有在激发点处接收的t0时间，才能直观地反映界面的真深度。其它各点接受到的反射波旅行时间，除了与界面真深度有关外，还包括由炮检距不同引起的正常时差。如能除掉正常时差，则每个接受点就好象是自激自收点了。时距曲线可变成处处都是t0

的直线，即与界面产状完全一致了，见图

(b)。一般说来，动校正处理是针对共反射点道集的。动校正的实现分两步进行：一是计算动校正量，二是实现动校正。反射波时距曲线各记录道的动校正量为动校正前后反射时距曲线2、动校正量的计算改写成各样点的动校正量的计算公式为：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。（1）计算动校正量对任一道（固定）来说，深、浅层反射波（不同）的动校正量不同，即动校正量随时间而变，这就是动校正中所谓“动”的含义。显然既是的函数，又是的函数。

(2)从对应的存储单元搬到与应的存储单元中。这样就实现了某道对应时刻的动校正。3、动校正的实现显然，实现动校正，要进行两个循环：先循环；后循环。

3.动校正的波形畸变深层速度＞浅层速度Δt深＜Δt浅。则：由于：所以，动校正总是将反射波波形拉伸。从而使反射波视周期增大、视频率降低。这种情况称为动校正的波形拉伸畸变（或波形畸变）。A(t)－某记录道动校正前的记录，A′(t)－动校正后的记录。显然，波间隔：t1t2＜to1to2波形拉伸畸变示意图在浅震勘探中，由动校正引起的波形拉伸畸变较严重，尤其在大炮检距的接收点上。因此，在动校正后应进行浅层切除，将波形畸变严重部分充零，以免这些波形参与叠加，影响时间剖面的质量。对浅层畸变大的波形切除示意图图6.24所示：CMP叠加剖面（a）和偏移剖面（b）

影响地震时间剖面的质量；影响层速度及平均速度的计算精度。

4、速度分析速度参数在反射法数据处理至关重要。最终影响到地质解释的精度目的：第一：为水平叠加、偏移等提供处理的速度参数；第二：为时深转换提供平均速度。速度分析常采用：速度谱分析，速度扫描。1、叠加速度谱原理：先给定某回声时间t0，按一定的速度步长对时距曲线进行动校正，在其中总可以找到一速度值，使时距曲线校正为水平直线，则此速度即为最佳动校正速度。怎样判断曲线是否拉平呢？用动校正后道集内信号叠加后的能量平判断：最佳速度：校正后时距曲线刚好拉平，叠加后能量最强；用多次覆盖资料计算速度谱原理图V=V1：同相叠加，能量最强，t0时刻最佳动校正速度；V=V2，V3：非同相叠加，能量较弱。给出所有t0值，重复上述运算，就可把整张记录上所有实际存在的同相轴(即速度谱线上极大值)所对应的速度全部找出来(图6.4d)。沿测线一定间隔做一个速度谱，就可以研究速度的横向变化。速度谱的制作要经过二次扫描：t0时间扫描，速度V扫描。实际上相当于计算所有网格点（图6.5所示）上的能量值。计算叠加速度谱的网格2、速度扫描用一组试验速度对CDP道集记录（或共炮点记录）进行速度扫描：如图所示。1).当给定的试验速度对某一波组合适时，反射波同相轴变成平直；2).当给定的试验速度过低时，经校正后的反射波同相轴向上弯曲，即校正过量；3).当试验速度过高时，校正后的反射波同相轴向下弯曲，即校正不足。恒速动校正叠加如图所示，40ms处，4000m/s为最佳扫描速度。速度扫描法适用于地震地质条件较复杂，得不到好速度谱的地区，在工程地震勘探中常被采用3.影响速度分析精度的因素影响速度分析精度的因素主要有：最大炮检距，较低的信噪比记录，表层不均匀性(1)最大炮检距进行动校正时，动校正量（即正常时差）为：若采用的动校正速度不合适，存在误差△V，即：Va=VR+△V

则这种情况下的动校正量为：经动校正后，剩余动校正量Δ为那么上式说明：速度误差与最大炮检距X的平方成反比。

由于浅震中最大炮检距较小，因此，求取的速度误差较大，这是不易准确求取叠加速度的重要原因。(2)较低的信噪比记录浅震大多是在外界干扰背景较严重的地区开展工作，在获得的原始记录中，背景干扰比较严重。较低信噪比的记录给准确求取地震波的速度带来了困难。(3)表层不均匀性在地震数据采集中，表层不均匀体横向上的变化会引起反射波到达时间超前或滞后，这将影响反射波的同相叠加，从而影响求取地震波速度精度。4.提高速度分析精度的措施(1)速度分析前，采用频率滤波、二维视速度滤波压制干扰，提高记录信噪比；(2)采用静校正处理消除表层不均匀体的影响；(3)采用较小的速度和时间扫描增量；浅层反射记录时间短，反映地下界面埋深较浅，速度由浅至深变化梯度不明显，因此，必须采用较小的速度扫描增量。5.速度谱的应用(1)提供动校正计算所用的速度对速度谱解释得到的随t0变化的叠加速度曲线，可作为该点附近动校正的依据。(3)计算层速度和平均速度利用DIX公式计算出层速度式中，Vi－第i层的层速度，VR,i-1，VR,I－分别为该层顶、底界面上的均方根速度，t0,i-1，t0,I－分别为该层顶、底界面上的双程旅行时间。那么，平均速度为(2)识别多次波在速度谱上Va(t0)曲线左侧，有时会发现一些低速的能量团，而t0时间又与速度相近的浅层反射波t0时间成倍数关系时，往往是多次波的反映。4.几种速度和时深转换（1）真速度（2）层速度（3）平均速度（4）均方根速度（1）速度的用途

地震勘探的各个环节都要用到速度信息

1．野外采集：设计观测系统，确定组合检波形式

2．资料处理：动、静校正，滤波，偏移…3．资料解释：

①时深转换，绘制深度剖面；

②计算空校量板或绕射图板，进行偏移校正；

③识别波的性质，如：多次波、绕射波、折射波、面波等；④制作合成地震记录和理论模型计算，对地震记录进行模拟解释

⑤利用速度纵、横向变化，研究地层沉积特征和沉积模式；

⑥利用层速度资料，直接划分地层和岩性。计算反射系数，进行烃类检测。

⑦利用纵波和横波速度的比值，判别亮点性质。

速度资料对地震勘探的各个环节都会产生影响，最终影响解释的精度，因此提取、分析、利用速度是地震资料解释的重要环节。

（2）速度的概念

地震波的类型不同，速度不同，这里只讲纵波速度。

a．真速度

真速度是指波在介质中沿射线传播的速度，由于射线方向是矢量，因此真速度也是一矢量。组成一个以P为参数的方程组将其平方，略高次项得消去参数P，并化简得式中

VR――均方根速度，它是以各分层的层速度加权再取均方根值。

时距曲线也为双曲线。

b.均方根速度：把水平层状介质情况下的反射波时距曲线近似当作双曲线时，求出的波速。

引入均方根速度的概念，使多层水平层状介质的时距曲线理论可以用均方根速度表示的均匀介质来等效非均匀介质，从而使问题的讨论得以简化。

多个水平反射界面为一簇以激发点O为对称的双曲线。

c.射线速度d.平均速度

水平层状介质模型与射线路径

如图所示：在n层水平多层介质中，每一条射线的传播速度是不一致的。射线速度：波沿射线传播的速度Vr。当波沿界面法向入射时，α1=α2=…=αn=0，则射线速度Vr值变成

平均速度：地震波垂直穿过地层的总厚度与单程传播所需的总时间之比。

平均速度、均方根速度、射线速度的关系VR、Vr与X的关系曲线

e．等效速度倾斜界面情况下，均匀介质共中心点时距曲线方程是：