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第八章-地震资料处理专题

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第八章 专题 - 306 - 第八章 地震资料处理 专题 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 (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。 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 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 (包括产生一个与速度 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 合成声波测井 (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 (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 述了 后, 制多次被 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次波 地震资料处理 - 307 - 图 8谱可以看到一次波 果用一次波速度进行 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这表第八章 专题 - 308 - 明 据图 8 图 的 5个一次波和与水底反射加关的 地震资料处理 - 309 - 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 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多次波与一次波的时第八章 专题 - 310 - 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 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图 84规 图 8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。 图 8上 )和 2下 )。一次波和多次波能量在 个道集是通过使用一次波 地震资料处理 - 311 - 和多次波之间的一个速度函数 (图 8B)第八章 专题 - 312 - 进行 8次波校正不够,而一次波则校正过度。在 次波和一次波基本上画在了两个不同的象限 (。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 。 地震资料处理 - 313 - 在 图81980, 1983)。用相同的中介速度函数 而,在空间上假频的多次波能量保留在这个道集上 (图8)。除了将多次被充零,将它从象限中除去外,在一次波 象限加上一抑第八章 专题 - 314 - 制带 (图 8这里抑制带表示为 R)。 与图 8现在也除去了假频能量。这个过程之后,用一次波速度函数 图8d)。图 8 现在考虑图 8 图 8速度谱 (图 8一次波和多次波的时差的差是明显的 (表面上的 )。对于朝实线 有的峰值都与水底和微屈多次反射有关,用速度函数 结果,多次波校正正确,一次波校正过量,如图 8在考虑在 8布在 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。 图 8 8一次波速度趋势则被增强 了。最后,图 8些道集叠加得到 (图 8面。这个剖面应与图 8 事实上,图 8些人喜欢用多次波速度进行 后沿频率轴和 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 后,可以看到,这个以速度识别的 此,我们必须涉及到 别是通带和 抑制带之间边界的重叠,空间仅频和斜坡带。 压制多次波的另一个方法是在 考虑图 8和 地震资料处理 - 315 - 图 8次用多次波速度函数 (图 8行 结果示于图 8 8几乎包含了全部的多次波能量。从 图 8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第八章 专题 - 316 - 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 地震资料处理 - 317 - 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图 8次波有不止一个的速度趋势线 (如 。图 8到。一次波校正过头了,而与该速度趋势线 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 (消失。用图8行多次波衰减后的叠加剖面示于图 8这个剖面与图 88 第八章 专题 - 318 - 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 图 8到图 8入到第二通道的 图 8第一通道的输出道集。注意速度谱 (图 8多次波趋势 4比较图 8 从第一通道 (图 8第二通道 (图 8到的叠加剖面与常规 8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 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 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 (。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 (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 (,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。 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。 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 地震资料处理 - 319 - 质。 地震波的主波长是由下式给定的: λ =V/f (式中: 层中的地震波速度范围在25000m/s,通常随深度增 加。另一方面,地震信号的主频率一般在 50— 20深度而减少。因此,典型的地震波长在 40— 250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长的四分之一。这是主观愿望,实际还取决于数据的噪声级。有时四分之一波长的规定太宽松,特别是当反射系数太小和得不到反射时。有时规定太严,特别是当同相轴存在,且它们的振幅 易于拾取时。 为便于研究实际速度和频率范围,表 8如;速度为 2000m/s,主频为 50果临界值为 10有可能被分辨出。更薄的层特征不能分辫。同样,速度为 5000m/0能分辨的厚度至少 62m。现在必须要问,是否薄层单元必定能分辨而成图呢?答案是否定的。在这里和在地球物理文献中定义的分辨率是指来自薄层顶部和底部的反射可看作分离同相轴或子波旁辫。利用这个定义,分辨率未考虑到振幅效应。根据振幅的变化常能绘制出在分辨率限定以 下的层厚度和区域范围。这种依据振幅的分析方法在对第三系地层中的气成亮点成图时特别精确。这样,严格地说在许多地层间隙中,分辨率不是一个重点。对于这些间隙,分辨率并不重要,重要的是检测到它们。 第八章 专题 - 320 - 垂直分辨率的最低门限值 表 8 /4=v/4f v/m· f/ λ · 4-1/m 2000 50 10 3000 40 18 4000 30 33 5000 20 62 由于断层的存在,沿反射层位推断间断点时,垂直分辨率是一个关键。图 8的垂直断距高度等于主波长的 1/1, l/2, 1/4, 1/8和 l/16,当断距等于或大于主波长的 1/4时,断层的位置 易于推断出。如果数据中噪音级低的话,或许能沿反射层位利用来自断层的绕射也能推断出较小的断距。 显然,分辨或探测小目标的能力,可以通过提高叠加资料的主频得以加强。对于给定区域的叠加资料,其主频是由地层的物理特性、处理质量和记录参数控制的。由于我们不能控制地下特性,所以,只能在数据采集和处理中下功夫来提高高频信号电平。 采集过程中的重点应该是保护高频和压制噪音。采样率和去假频滤波器应适用于记录所期望的频率。检波器组合应该足够小,以便防止由于道内时差和静校正造成的大量的高频信号损失,然而,由于小组 合在压制随机高频干扰 (风干扰 )不如大组合有效,因此,组合不应该太小。为了提供在理想频带中相对于噪音合适的信号强度,震源应该足够强。除非野外资料的信噪比大于某个最小水平,比如说 则,处理算法在恢复信号中就有困难。这个信号在被放大前必须是能够检测到的。 处理过程中的重点应该是保护和显示存在于输入资料中的高频信号。为了进 地震资料处理 - 321 - 行 准面及静校正和多路传输轨迹校正等内插处理应该用具有良好高频响应的滤波器。应该特别小心,以保证在叠加之前消除掉叠加过程中可能引起高频信号损失的小的剩余时差或静校正量 。为此,常应用地表一致性算法 (常称为修饰静校正程序 )。最后,为了确保所有高频信号在最终叠加上显示出来,必须小心谨慎。叠后反褶积对于此目的是很有用的。 向分辨率 是指在水平方向的两个反射点能靠多近仍能分辨出两个点而下是一个点。下面研究入射在水平反射层 (见图 8的球面波前。这个反射面能被看作为一个连续的点绕射。震源和接收点位于地表上的同一点S,来自地下一点 z0/ /4,则来自地下 ′点的能量到达接收点的旅行时 为 (λ /4)/v,来自半径为 反射圆盘中的各个反射点的能量将在 等于主周期的一半 (T/2)的时间间隔 射圆盘 为半波长菲涅尔带或第一个菲涅尔带。落在这个带内的两个反射点地面观测一般是难以区分的。 由于菲涅尔带取决于波长,因此它也就取决个频率。例如:如果沿波前前进的地震信号相对来说是高频信号,那么菲涅尔带应该相对窄。菲涅尔带越窄,两个反射点越易于区分。因此,菲涅尔带宽度是衡量横向分辨率的尺度。除了频率以外,横 向分辨率还取决于速度和反射面的深度 (波前半径 )(参考 r≈ (2)1/2=(v/2)(t/f)1/2 (横向分辨率的最低门限值 (第一菲涅尔带 ) 表 8-2 r=(v/2)(t/f)1/2 t/s v/m f/ r/m 1 2000 50 141 2 3000 40 335 3 4000 30 632 4 5000 20 1118 第八章 专题 - 322 - 表 8=2z/v)对于组频率和速度组合的菲涅尔带半径,式中的 A′。从表 8射波越浅 (频越高 ),菲涅尔带就越小。因此非涅尔带一 般随深度加大,这样空间分辨率也就随深度降低。 图 8个界面有四个无反射段。这些无反射段的实际大小是由图上面的粗短线表明。在地震剖面上。横跨这些层段有些似乎是连续的,这是因为某些非反射段大大小于菲涅尔带的宽度。它们超出了横向分辨率的限度。 地震资料处理 - 323 - 根据绕射能更好地理解空间分辨率。由图 8射能量在较深部的反射面上,将无反射段弄得模糊不清。由于偏移是绕射收敛的过程,因此,可以认为偏移提高了空间分辨率。还记得,偏移能通过将接收点由地表到反射面向下延拓来完成。 向下延拓的结果使观测点越来越接近反射点,因此,菲涅尔带变得越来越小。较小的菲涅尔带就意味着具有较高的空间分辨率 (方程 偏移会使菲涅尔带近似地收敛到主波长 (方程 因此,我们预测偏移不能分辨沿较深反射面 (图 8某些无反射层段的水平范围。表 8非是进行 3则实际的分辨率将比所表明的低。二维偏移仅减小了与测线方位平行方向上的菲涅尔带、垂直测线方向的分辨率不受二维偏移的影响。 图 8的相互关系。我们想要确定尖灭第八章 专题 - 324 - 的边界。基本的尖灭模型是一个楔状体,它由给定的共中心点位置上的两项反射序列来表示。一项与顶部有关,一项与楔形的底部有关。不同位置上的楔形体的真实厚度标于图 8楔形内的速度为 2500m/s。 我们首先研究两个具有振幅相等、极性相间的反射率序列、垂直入射的地震响应 (图 8由该序列与主颇为以 20(该零相位响应简化了从楔形顶到底追踪的同相轴 )。根据这个响应,楔的边界可能推断在 那里,波形退化成一个子波了 (图 8根据分辨门限标准,我们能分辨出的最小厚度是 2500m/s/(4× 20 8b和 20、 30和 40三种不同的零相位子波模拟的同一尖灭。尖灭的真空位置 之间的距离随子波带宽增加而减少。 显然分辨门限准则允许我们推断出模的厚度是小于 基于振幅准则能提供楔的边缘更准确的位置。另外,参考 8察振幅在尖灭边界的真实位置 果 S/使边界不能被分辨,但它仍能被可 靠地确定。假设已知顶部和底部反射系数的相对大小,也能用振幅估算 间的楔形厚度。 图 8b和 了看出真实厚度和视厚度(波峰波峰的时间 )之间的区别,参见如 8幅图表明具有叠加在地震响应上的楔的实际几何形态的图 8于复合子波仅有一个正峰值,因此, 之间的视厚度近似为 0。在位置 合子波有一个平滑的顶部,紧挨着位置 滑顶部消尖复合子波分开,平顶恃征可定义为垂直分辨率的极限。在复合子波这个点的右边一个小距离,在那里首先分裂成 两个波峰的地方,视厚度变得与真厚度相等。这个厚度称为调谐厚度,它等于褶积子波的波峰 主波长一半 )。超过调谐厚度的这一点,可注意到地层在 之间的视厚度加大。到 厚度和实际厚度才变得相等。 除了视厚度之外,沿尖灭的复合子波的最大绝对振幅也是变化的。图 8的右边,可见到孤立的零相位子波。刚过位置 个具有相同极性的邻近的脉冲响应产生最大的绝对振幅。这个振幅逐渐减小,恰好在调谐厚度处达最小值。然后,开始增大,达到 当反 射模型包含有振幅相等且极性相反的反射系数 (图 8,最大振幅和视厚度变化与上述情况相反。这个反射模型产生的复合波形由 小间隔的两个极性相反的脉冲相当一个导数因子。当用于零相位子波时,这个 地震资料处理 - 325 - 算子产生 90°相移。在图 8和 这个层段内复合子波基本上保持它的形状不变而它的振幅发生变化。 图 8注意到楔形似乎比它在 间的实际厚度更厚,还可注意到 之间地层明显变薄。过 厚度和实际厚度均相等。在图 8的右边,有极性相反的两个邻近脉冲响应产生的振幅互相抵消。复合子波最大的绝对振幅逐渐增大到紧挨 后逐渐减少,直到达到位置 由上面的讨论可见我们可以看出波峰 果已知反射系数的大小,则可以用振幅来绘制低于分辨率极限的厚度图。尽管如此,该分析的可靠性仍取决于某种程度上的 S/之,在绘制尖灭顶、底图过程中,必须注意到振幅和视 厚度的虚假变化。 震模拟 地震模拟包括产生在与已给速度 种模拟可以在计算机上实施,也可以在实验室内完成。实验室内的模拟大部分是在休斯敦大学地震实验室内用模型槽做的。本书中,我们用地震模拟的方法去试验与反褶积、速度分析以及偏移有关的所必须的参数。我们提供的实例是现有的许多模拟方法中的几种。 在理论上,任何偏移算法都可以用反向模拟方法进行,特别是我们可以认为偏移和模拟分别是沿深度和时间的外推。 偏移 观测值 大地 z=0 t=0 在所有的 t 在所有的 z 模拟 偏移的输入是于地面 z=0沿空间轴 (x, z=0, t),把 P(x, z=0,t)看作能由叠加剖面理想代替的零炮检距波场。该偏移剖面 P(x, z, t=O)是在整个深度上并在 t=0处成像的沿已知测线的大地横剖面。为了计算该偏移剖面,我们沿深度并应用偏移理论外推地面的波场。另一方面模拟的输入是大地反射系数横剖面 P(x, z, t=0)。假若在地表,即 z=0记录的话,模拟的输出是相应的零炮检距剖面 P(x, x=0, t),该波动方程有偏移和模拟两个解。 第八章 专题 - 326 - 正如解波动方程偏移有好几个近似方法那样,模拟技术也有多种类型。有基于克希霍夫积分 (1970)、有限差分 (1976),以及 1983)。以描述 (弹性 )波动方程为基础的算法适合于构造模拟,这种模拟中振幅不象旅行时那样重要,描述 程波动方程的模拟并不包含多重解,而全波动方程模拟则包含多重解。 波动方程拉平技术 (1979)如 用于零炮检距和非零炮检距的模拟上。特别是拉平技术可以将波场从一个不规则的界面传递到另一个界面。考虑图 8深度模型拉平技术的零炮检距模拟。界面 2和界面 3是盐丘的顶和底。由沿界面 3所定的检波器位置 开始。零炮检距剖面 (图8含了 z=4000m(图 8速度 这 5000m/s)外推这个波场到一个新的基准面即界面 2。这一零炮检距剖面(图 8含了速度 z=4000m)来的反射以及盐丘底 (界面 3)来的 地震资料处理 - 327 - 反射 (浅的一个反射 ),最后用上覆层速度 (3000m/s)将这个波场 (图 8界面 2外推到地表 (即 z=0)处的界面 1,得出(图 8二维零炮检距剖面。这一剖面包含了盐丘顶和底的反射 (模型底的反射在这一剖面所示的最终时 间之后到达 )。注意,沿盐丘底反射的速度上提现象。盐丘顶的适度成像可以通过时间偏移来做到 (,而盐丘底的适当成像则需要做深度偏移 (。 我们现在用一个实例来论证有限差分模拟算法是奥米伽 ( 逆 。 原 始 二 维 算 法 是 由979)( 参看 1985)实施的。本例中所用的方法是三维零炮检距 是以分裂方法 (见附录 基础的,我们用图8 8深度模型,该图右边一列为反射系数模型。它们是底图上所选出的四条测线。图8z=1700同样的纵测线模拟的三维零炮检距波场处的横剖面示于图 第八章 专题 - 328 - 地震资料处理 - 329 - 第八章 专题 - 330 - 8列 )。 图 8意:沿纵测线 1241中心部位的二维和三维零炮检距波场 (除二维、三维的振幅响应外 )是相同的,然而远离 1181纵测线中心的二维和三维零炮检距波场则很不相同。我们在野外实际记录的是一条包含着侧向能量 (像三维结果那样 )的剖面。然而二维模拟结果并不包含任何侧向能量,这就意味着该地下反射系数的时间响应是假的。 预计,有限差分法模拟结果可能出现的假象与有限 差分偏移剖面 (遇到的假象是类似的。仔细观察图 8以发现预期的弥散噪声(节 )。如模拟中出现的大量问题那样,边界效应也是偏移中的重要问题。一种好的模拟方法要有好的偏移方法所具备的全部标准噪声抑制特性。除吸收边界 (1985)外,避免边界效应的最有效方法是模拟一条比实际所需更长的测线或更大的区域。图 8了掩饰边界反射,将测线两端剪齐,只保留未污染的部分。 现在讨论一些非零炮检距的模拟实例, 976年描述了模拟声波和弹性 波场的有限差分方法。图 8一个二维复杂构造上 (图 8拟了一条地震测线。从这次模拟中选出的共炮点道集和共中心充道集清楚地说明波至中的许多复杂性。由于这是全 (双程 )声波解,模拟的道集包含的不仅是一次波,而且还有多次波。零炮检距剖面和与该非零炮检距数据相关的叠加剖面示于图 8意与速度 图 8瓦状构造有关的宽旅行时响应。 作为非零炮检距模拟的一个实例,图 8对一个平基准面深度 z=0,计算图 8。实际野外条件下比较好的模拟要求用一种不规则的地形计算这些道集,为了满足这一要求,我们可以把这些炮点和检波点向上延拓到图 8后 地震资料处理 - 331 - 第八章 专题 - 332 - 计算出图 8图 8注意 观察旅行时的畸变。 我们现在验证弹性模拟中的某些实例。 1983)发展了一种在二维水平层状弹性介质中非零炮检距模拟的 8个不同的水层之下用 v(z)模型导出的 5个炮道集,它们的水深为 5m, 10m, 15m, 20m, 50m。注意水深 5m, 105些道集包含了全部的一次波 波和可能出现的多次波和波型转换波。通过检查这种模拟的数据,我们可以比较好地了解陆上和海上环境中相干噪声 (导波和多次波 )的性质。 如图 8见,由 983)提出的弹性模拟方法着重于解释的应用。图 8波速度的浅层碎屑岩剖面导出的,右边的记录中碎屑岩已为高速灰岩所代换,注意与灰岩有关的大炮检距一次波反射数据的相关噪声入侵现象。 在野外,地表灰岩经常产生大量的相干噪声。 图 8道集的深度模型上部为 50波速度为 5500ft/020 8600ft/700ft/s。 380— 850 860500%的砂岩层的影响。图 8波反射 某些情况下,体含量的各种迹象。由于各种情况很复杂, 地震资料处理 - 333 - 这种类型的模拟可以有助于分析振幅随炮检距的变化。还要注意到,砂 分析多分量反射数据中的转换波时,这种模拟也是很有用的。 成声波测井 地震数据处理的目的在于解反问题,即已知记录的波场,我们要求得到地质图像。如果处理是细心而完善的,而且地震振幅信息已适当地恢复,那么假设叠加剖面的各道代表不同的 于地质 (而并非反射系数 )是我们的最终目标,我们需要从这一剖面进一步导出详细的速度 结构。 从 始点是声波测井资料 (图 2反射系数定义为反射振幅与入射波振幅之比。就声阻抗来说, I=ρ v,式中 ρ 为岩石的密度, 射系数 c=((1) (给出,式中 2为反射界面上、下的声阻抗,从公式 (射系数解释为声阻抗变化 (Δ I)与二倍平均声阻抗 c=Δ I/2I (如果我们假设密度是常量,则方程 (下列形式 c=(( (第八章 专题 - 334 - 因而通过声波测井曲线微分可以计算出反射系数。反之假若反射系数与叠加振幅成正比例,那么从反射系数求层速度的逆过程就包含了积分。实际上只能从这一反演过程中获得层速度函数的高频分量,而它的低频分量必须 通过其他的信息,例如常规速度分析或相邻近的声波测井曲线来获得。在许多实际情况中,往往没有充足的井控制,而且由地震资料导出的低频和高频信息的带宽没有重叠部分。在这种情况下,并合各种信息的问题就提出来了。因而降低了合成声测井的保真度。图 8 8 8震道以波形道的形式叠在了上面。 979)首先引进了合成声
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