地震勘探的勘探过程

地震勘探过程由地震数据采集、数据处理和地震资料解释3个阶段组成。 在野外观测作业中，一般是沿地震测线等间距布置多个检波器来接收地震波信号。安排测线采用与地质构造走向相垂直的方向。依观测仪器的不同，检波器或检波器组的数量少的有24个、48个，多的有96个、120个、240个甚至1000多个。每个检波器组等效于该组中心处的单个检波器。每个检波器组接收的信号通过放大器和记录器，得到一道地震波形记录，称为记录道。为适应地震勘探各种不同要求，各检波器组之间可有不同排列方式，如中间放炮排列、端点放炮排列等。记录器将放大后的电信号按一定时间间隔离散采样，以数字形式记录在磁带上。磁带上的原始数据可回放而显示为图形。

常规的观测是沿直线测线进行，所得数据反映测线下方二维平面内的地震信息。这种二维的数据形式难以确定侧向反射的存在以及断层走向方向等问题，为精细详查地层情况以及利用地震资料进行储集层描述，有时在地面的一定面积内布置若干条测线，以取得足够密度的三维形式的数据体，这种工作方法称为三维地震勘探。三维地震勘探的测线分布有不同的形式，但一般都是利用反射点位于震源与接收点之中点的正下方这个事实来设计震源与接收点位置，使中点分布于一定的面积之内。 数据处理的任务是加工处理野外观测所得地震原始资料，将地震数据变成地质语言──地震剖面图或构造图。经过分析解释，确定地下岩层的产状和构造关系，找出有利的含油气地区。还可与测井资料、钻井资料综合进行解释(见钻孔地球物理勘探)，进行储集层描述，预测油气及划定油水分界。

削弱干扰、提高信噪比和分辨率是地震数据处理的重要目的。根据所需要的反射与不需要的干扰在波形上的不同与差异进行鉴别，可以削弱干扰。震源波形已知时，信号校正处理可以校正波形的变化，以利于反射的追踪与识别。对高次覆盖记录提供的重覆信息进行叠加处理以及速度滤波处理，可以削弱许多类型的相干波列和随机干扰。预测反褶积和共深度点叠加，可消除或减弱多次反射波。统计性反褶积处理有助于消除浅层混响，并使反射波频带展宽，使地震子波压缩，有利于分辨率的提高。

地震数据处理的另一重要目的是实现正确的空间归位。各种类型的波动方程地震偏移处理是构造解释的重要工具，有助于提供复杂构造地区的正确地震图像。

地震数据处理需进行大数据量运算，现代的地震数据处理中心由高速电子数字计算机及其相应的外围设备组成。常规地震数据处理程序是复杂的软件系统。 包括地震构造解释、地震地层解释及地震烃类解释或地震地质解释。

地震构造解释以水平叠加时间剖面和偏移时间剖面为主要资料，分析剖面上各种波的特征，确定反射标准层层位和对比追踪，解释时间剖面所反映的各种地质构造现象，构制反射地震标准层构造图。

地震地层解释以时间剖面为主要资料，或是进行区域性地层研究，或是进行局部构造的岩性岩相变化分析。划分地震层序是地震地层解释的基础，据此进行地震层序之沉积特征及地质时代的研究，然后进行地震相分析，将地震相转换为沉积相，绘制地震相平面图，划分出含油气的有利相带。

地震烃类解释利用反射振幅、速度及频率等信息，对含油气有利地区进行烃类指标分析。通常需综合运用钻井资料与测井资料进行标定分析与模拟解释，对地震异常作定性与定量分析,进一步识别烃类指示的性质,进行储集层描述，估算油气层厚度及分布范围等。

地震勘探资料处理的任务是对原始资料进行压制干扰，提高信噪比与分辨率，提取地震参数等处理工作，为解释工作提供地下结构的剖面和各种岩性参数。地震勘探资料处理技术方法很多，新方法发展也很快，本节只对常规的处理方法及进展情况进行介绍。

1校正和叠加处理

水平叠加是目前地震勘探中最常用的勘探方法。水平叠加资料处理核心是动校正、静校正和叠加。经过处理后，野外观测记录转换为供解释用的水平叠加时间剖面。在处理过程中适当选择速度参数可压制多次反射干扰和随机干扰，获得高质量的时间剖面。

(1)动校正处理

动校正是将炮检距不同的各道上来自同一界面同一点的反射波到达时间经正常时差校正，校正为共中心点处的回声时间，以保证在叠加时它们能实现同相叠加，形成反射波能量突出的叠加道。动校正处理中需使用速度参数，对于水平层状介质来说，如果选用的速度正确，反射时距曲线由双曲线能校正为直线。叠加时各道能同相叠加。使用的速度过大或过小都不能保证实现同相叠加。

(2)静校正处理

静校正是对表层因素的校正。表层低速带的速度十分低，深、浅层反射波的射线路径尽管在低速带以外的各地层中传播时各不相同，但在表层附近几乎都是近于垂直的。因此，静校正量的大小只与地面位置有关，即对于某一道而言，深、浅层反射波有相同的静校正量，所以称之为“静”校正。静校正分为野外静校正和剩余静校正两类。利用野外实测的表层资料直接进行的静校正称为野外静校正，又称基准面静校正。这种校正包括井深校正、地形校正和低速带校正。如果野外实测资料不很准确，则野外静校正之后仍残存着剩余的静校正量。提取表层影响的剩余静校正量并加以校正的过程称为剩余静校正。剩余静校正量不是从野外实测资料求得，而是直接利用地震记录提取。实践中往往利用统计的方法自动地计算剩余静校正量。

早期获取静校正量是通过在反射波法勘探的同一测线上，用小折射排列再做一次折射波法勘探。因为低速带底界面是一个良好的折射界面，用折射波法工作可以得到质量优良的折射波记录。用常规折射波解释方法求出低速带底界面深度和浅层速度，进而可求出静校正量。近年来发展起来的利用反射波法工作时在反射波记录上的初至折射波求出低速带底界面和静校正量。这种方法无须再进行一次小折射排列工作，因此工作效率高。

(3)叠加

经过动、静校正处理后，共中心点道集中各道反射记录时间已换算为从一个统一基准面计算的双程旅行时，可以进行叠加处理。常规叠加是将道集中经过动、静校正后的各道上序号相同的采样值取算术平均值，组成叠加道输出。每个共中心点道集输出一个叠加道。一条测线上所有叠加道的组合组成直观反映地下构造形态，可供解释使用的常规水平叠加时间剖面。叠加处理的方法很多，常规叠加是地震处理工作中最常使用的一种方法，其叠加公式为

普通物探

式中：y(j)为叠加结果(叠加道上第j个样值)；gi(j)为叠加输入道集中第i道第j个样值；j为采样点序号；i为共深度点道集中记录道序号；n为道集中总道数；L为每道的总采样点个数。

上述动、静校正与叠加处理环节是相互影响的。通常，不可能一次就将动、静校正工作做好，往往需要反复迭代处理，经多次迭代后才能得到质量较高的输出剖面。

2数字滤波处理

在地震资料数据处理中，数字滤波方法是利用有效波和干扰波之间频率和视速度方面的差异来压制干扰的，分别称为频率滤波和视速度滤波。频率滤波只需对单道数据进行运算，称为一维频率滤波。视速度滤波需要同时处理多道数据，故称为二维视速度滤波。滤波可利用电路实现，也可利用数字滤波技术通过数学运算实现。目前，室内处理已广泛采用数字滤波方法。

(1)一维滤波

为了突出有效波，先根据有效波和干扰波的频率范围差异，设计频率响应H(ƒ)，然后进行反傅里叶变换，求得滤波系统的脉冲响应h(t)，以h(t)对地震记录进行褶积，即可达到滤渡效果。当高频干扰严重时，为消除干扰，根据有效波和干扰波的频率特性设计低通滤波系统的频率响应。在一般条件下，既要压制高频干扰，也要压制低频干扰，这时可设计带通滤波器。

(2)二维滤波

地震波在地下传播，既有空间变量，也有时间的变量。进行二维滤波时，应根据勘探地区地震波传播特点，确定频率波数响应函数H(ƒ，k)，其中ƒ为频率，k为波数(地面上单位距离内的波周数)，然后由H(ƒ，k)的二维傅里叶反变换求出时间、空间域内的滤波响应函数h(t，x)。将地震记录作为输入信息ƒ(t，x)与二维响应函数h(t，x)进行二维褶积，可得到所需的二维滤波输出信息ƒ′(t，x)。

进行二维滤波必须找出有效波的频率差异和视速度差异，然后确定适当的区域D。如果有效波的视速度很高，而干扰波的视速度很低时，区域D可选成图5-15a的形状。即所谓扇形滤波。有效波视速度不高，但干扰波的视速度很高或很低，区域D可选为图5-15b所示形状。如果除了视速度差异外，还有频率差异，则区域D可分别选为图5-15c和d的形状。

图5-15 二维滤波的波数域

3反滤波

地震波在地下传播过程中，高频部分常被吸收，使记录到的地震脉冲时间延长，并相互干涉造成波形畸变。为提高地震记录的分辨率，有必要设计一种滤波系统，使记录波形压缩成尖脉冲，只显示反射波的振幅及到时。这样的滤波系统称为反滤波。其数学运算称为反褶积。

反滤波仍然是一个滤波过程。

设x(t)是时间函数为h(t)的滤波器的输入，y(t)为输出，则有

y(t)=x(t)∗h(t) (5-10)

现设计一滤波器α(t)，使得当y(t)作为其输入时，得到的输出一定是x(t)，则α(t)就是h(t)的反滤波，此过程可用图5-16表示。

图5-16 尖脉冲的反滤波系统

地震勘探反滤波的主要任务是抵消大地滤波作用，其中包括地震记录道中各种装备对地震子波的滤波作用，从而提高纵向分辨率。某些规则干扰波的形成过程也看作是滤波过程。研究反滤波就是研究如何设计一个滤波器去抵消另一个滤波器的作用。通常有两种方法用来设计反滤波器，即确定性方法和统计方法。实际工作中，采用确定性方法设计反滤波器时，须事先已知大地滤波因子，在地震勘探中这一点往往难以做到，因此，在地震勘探中往往利用统计方法求取滤波因子。

提高纵向分辨率是地震勘探工作中的一项重要任务，其理想结果是地震子波被压缩成尖脉冲，地震记录变为反射系数序列。如能得到这一结果，就相当于完成了反演工作。目前，尽管存在不少反滤波方法，但实际应用效果往往并不理想。其原因是各种反滤波法都必须有若干假设条件，而这些假设条件往往不能准确给出，另外，大地的滤波作用十分复杂，到目前为止还未完全清楚，也就是说正演问题还未彻底解决，当然谈不上反演问题的彻底解决了。研究反滤波的一个努力方向是发展和应用其假设尽可能接近实际的反滤波方法；另一方面必须加强大地滤波机制的研究，随着正演问题的深入认识，反滤波方法才能得到进一步的发展。

4偏移成像处理

偏移成像是提高地震资料横向分辨率的一种处理技术。偏移的目的就是将每种反射要素适当地归位到反射面位置上去。因此，偏移处理又称为再定位处理或偏移归位处理。

根据偏移处理在整个处理流程中的位置可分为叠前偏移、叠前部分偏移、叠后偏移和深度偏移四种类型。这几种偏移除在处理流程中的位置不同外，它们的目的、作用和解决问题的方式也有所不同。目前广泛使用的是叠后偏移。

(1)叠后偏移

叠后偏移在水平叠加之后进行。一般认为水平叠加剖面相当于自激自收记录剖面，故叠后偏移又称为自激自收记录剖面的偏移。

当反射层面倾斜时，其共中心点和反射点不在同一垂线上，如图5-17 二维滤波的波数域所示。S 为激发点，G 为接收点，M为共中心点，R为反射界面水平时的反射点，R′为反射界面倾斜时的反射点。这时记录剖面上的反射波同相轴和倾斜界面段之间，在位置、长度、倾角等方面都不一致，因而必须对同相轴进行校正，使之偏移到真实位置上来。较简单的方法是叠后偏移。在图5-18所示情况下，M为共中心点，R(x，z)是反射界面上到M点为法线方向的反射点，h为M点到界面的法线深度，即MR(x，z)

图5-17 共中心点与共反射点

图5-18 叠加偏移

普通物探

式中：H为R(x，z)点的垂直深度；x为R(x，z)点的横坐标；υ为平均速度。因此，M点的回声时间t0为

普通物探

令t=2H/υ， ，

可得

普通物探

此式相当于(t，t′)坐标系中以M为圆心，以t0为半径的圆的方程式。就是说，反射点R(x，z)必然位于该圆弧轨迹上，在进行叠后偏移处理时，先在共中心点道M的记录上确定一个t0值，然后改变不同的x值，按上式可得出不同的t值，求得不同坐标点(t，t′)，这些点必然位于此圆弧上。若再将记录上t0时刻所对应的振幅值α(t0)置放到圆弧的这些点上，如图5-19所示，这样就完成了一个t0值的偏移处理。然后改变 t0值，重复上述处理过程，直至t0到达该记录道的终了时间为止。依次改变共中心点M的位置，改变t0值，分别重复上述处理，就可得到一条地震测线的时间剖面的叠加偏移结果。

图5-19 t0值的偏移

(2)叠前偏移

在多次覆盖观测时，M为S1G1及S2G2的中心点，如图5-20所示。由于倾角较大，界面上的反射点R1和R2将不在一个点上，两道反射记录经动、静校正后也不同相。按水平叠加处理则效果不好，若要实现共反射点叠加，必须先偏移后再叠加，称为叠前偏移。

图5-20 反射倾角大时的共反射点

图5-21 偏移叠加

叠前偏移如图5-21所示。反射面倾角较大，S为激发点，G为任一接收点，R为界面上的任一反射点，则所记录到的反射波传播时间为

普通物探

式中：υ为平均速度。

对于某一接收点G，反射波到达的时间t为常数，则其传播距离υt亦为常数。若将反射点R变动，S、G两点固定，则R的轨迹为一椭圆的两焦点，它们之间的距离为L，且椭圆长轴等于υt/2，短轴等于 。

设R的坐标为(x，z)，则此椭圆方程式为

普通物探

即如在t时刻G点接收到一反射信号，则此反射点必位于上式表示的椭圆轨迹上。这样，对于共激发点道集记录来说，如图5-22所示，可先分别取定时间t和速度υ，按上式计算并给出各自的椭圆。属于同一界面的反射波，其相应的椭圆簇的包络线R必为反射界面。

图5-22 共炮点反射波道集记录的椭圆法偏移

叠前偏移的基本思想，就是以共炮点道集所绘椭圆簇的包络来确定反射界面的几何位置，再利用不同炮点道集所绘椭圆簇的共切点来实现共反射点道集的叠加，因此偏移剖面上强信号的存在一般与反射界面的存在一致。

5速度参数提取

速度参数的提取是地震数据处理中一个十分重要的环节。它的目的主要是为水平叠加、偏移等处理提供速度参数。

在沉积岩中，速度的空间分布规律取决于地层沉积顺序及岩性特点。沉积岩成层状分布决定了速度在剖面上的成层分布的特点，这一特点是使用地震勘探的有利前提。速度与深度和地质年代有关，一般随深度的增加而加大，速度垂直梯度的存在是速度剖面的一个重要特点。工作区地质构造及沉积岩相的变化，也会引起速度在水平方向的变化。一般来讲，速度的水平梯度不会很大，但断层、不整合和尖灭，都可能对速度的水平梯度产生较大的影响。

地震勘探中，根据获得速度的原始资料、计算方法、用途的不同以及对介质简化的不同，可以引出几种速度概念，而这些不同的速度又是随着地震勘探本身方法技术的发展而出现、变化和淘汰的。

(1)几种速度概念

1)层速度：在水平层状介质情况下，地层速度也成层分布，地震波在各层中的传播速度称为层速度，用υi表示，它是一个基本速度参数。其他速度大部分由υi导出，但在实际工作中，也可用其他速度来反求层速度。

2)平均速度：等于地震波在地层中垂直传播的总厚度除以总时间。用平均速度代替层状介质的速度后，就可把层状介质视为均匀介质，平均速度就是地震波垂直穿过该界面以上各层的总厚度与总传播时间之比，即

普通物探

式中：υi为各层层速度；ti为各层旅行时。

在层状介质情况下，只有炮检距为零时，平均速度才是精确的地震速度。平均速度仅适用于叠偏剖面的时深转换。

3)射线平均速度：地震波在层状介质中传播时，沿不同的射线路径有不同的传播速度。射线平均速度就是地震波沿射线传播的总路程与总时间之比，见图5-23所示。水平层状介质的射线平均速度公式为

普通物探

式中：P代表射线参数。

图5-23 射线平均速度示意图

射线平均速度既是射线参数P的函数，也是炮检距x的函数，并随炮检距的增大而增大。当炮检距等于零时，即P=0，射线平均速度与平均速度相等。射线平均速度较精确地描述了波在介质中的传播情况。但到目前为止，还没有专门测定射线平均速度的方法，而是用其他速度来代替。当讨论其他速度时，就以射线平均速度为标准来衡量它们的精度。

4)均方根速度：考虑到射线的折射效应，用均方根速度(υR)代替层状介质的速度，同样可以把层状介质视为均匀介质，地震波沿折射线传播看成沿直射线传播，其反射点时距曲线简化为双曲线，即

普通物探

式中

普通物探

为水平层状介质的均方根速度。当炮检距适中时，均方根速度是较精确的地震波速度。

5)等效速度：倾斜界面，均匀介质覆盖情况下，如果介质速度为υ，界面倾角为φ，倾斜界面均匀介质情况下等效速度为υφ：

υφ=υ/cosφ

进而可以写出

普通物探

倾斜界面情况下，共中心点道集叠加时可能出现反射点分散和动校正不准确的问题。引入等效速度υφ，用υφ代替υ倾斜界面共中心点时距曲线就可以变成水平界面形式的共反射点时距曲线，用υφ按水平界面动校正公式，对倾斜界面的共中心点道集进行动校正，可以取得很好的叠加效果。

6)叠加速度：在水平界面均匀介质、倾斜界面均匀介质、覆盖为层状介质或连续介质情况下，均可将共中心点反射波时距曲线看作双曲线，用一个共同的公式来表示

普通物探

式中υa即为叠加速度。

对于不同的介质结构，它有更具体的意义，对倾斜界面均匀介质υ就是υφ，对水平层状介质就是υa或υR等。

(2)速度分析

速度分析的目的之一是为水平叠加、偏移等提供速度参数。地震记录是多道记录，多道信号的正常时差中隐含着地震波传播速度这一参数。如果能够从记录中准确拾取反射信号，得到正常时差，则求取速度参数不会有多大问题，但拾取反射信号十分困难，只能由计算机利用多道记录按多道平均的思想进行。假设各道真实反射信号的形状和振幅均相同，只是到达时间不同，且记录上的噪声是均值为零的白噪，则根据多道平均思想所得到的最佳估计信号ŝ(t)，正好是多道记录上按精确的正常时差曲线取值后各道的平均值，也正好等于各道上的真实反射信号S(t)。能否得到多道信号的最佳估计S(t)，使均方误差与Q达到最小，可利用Q与正常时差的关系不断调整各道正常时差以达到Q最小来进行速度分析。速度谱和速度扫描是最常用的速度分析方法。

合成声波测井处理流程（图5-6），主要包括相对速度的求取、低频速度的求取和道合并求取绝对速度3大步骤。这里相对速度的求取采用了Teknic公司的Seislog软件，利用荷兰Jason技术公司Jgw软件建立深度域的低频模型和道合并。其中主要技术关键有：恢复地层反射系数振幅谱的频域反褶积，使井旁道与测井最佳吻合的相位得以校正以及反映地层波阻抗变化趋势的低频补偿技术。

图5-6 合成声波测井处理流程图

（一）频域反褶积和相位校正

频域反褶积可有效消除子波的影响，使地震记录在有效频带范围内最佳逼近地层反射系数的振幅谱。经频域反褶积处理的地震记录振幅谱能量，从低频到高频呈增强趋势，反映了地层反射系数振幅谱的变化规律。

要把反射剖面反演成岩层型剖面，地震剖面必须是零相位剖面。应用零相位化子波反褶积原则上可把反射剖面处理成零相位剖面，因此为实现零相位处理需消除子波的剩余相位，实现零相位化。子波剩余相位的消除采用常相位矫正的近似方法，最佳相位的确定采用常相位扫描，以地震反演相对速度与实际测井相对速度最佳吻合为准则进行确定。本次处理为0°到360°，步长为30°进行对比扫描，确定最佳矫正相位为210°（图5-7）。

（二）建立低频模型

1对声波测井曲线进行滤波建立低频模型的方法步骤

因为地震资料为深度域资料，因而将埕北30、埕北30-1井声波测井曲线直接用在深度域进行标定。

图5-7 常相位扫描结果

太古宇揭露较薄，在风化壳主要采用埕北30井声波测井速度，风化壳以下为梯度变化速度。

古生界的VSP速度和声波测井速度均较高，平均速度在6000m/s以上，因此，在速度使用上，在井点处考虑VSP速度，区域上采用声波测井速度。

2建立地质模型求取低频速度模型的方法步骤

（1）地质模型的建立：首先进行精细的层位标定，追踪解释了太古宇、古生界的顶面。通过地质框架表描述地层的接触关系，建立完整的地质模型（图5-8）。

图5-8 埕北30潜山地质框架模型

（2）速度模型的建立：测井资料，尤其是声波测井和密度测井资料，是地震横向预测对比的标准和解释依据。但由于受环境因素的影响，经常会产生误差，这必然影响低频模型的准确性。并且，如查清同一区域内不同井对应储层段的速度值差异过大，也会给反演处理及后期储层描述带来困难甚至无法进行，并且无法用同一套色标反映出所有井区的储层，因此在利用测井资料建立速度模型之前应进行矫正和归一化。经对比，我们发现埕北30与埕北301之间存在系统误差，所以在建立速度模型之前对这两口井以埕北30井为标准进行了归一化，对归一化后的声波测井资料进行标定，以地质模型为指导，建立速度模型（图5-9）。

图5-9 埕北30潜山速度模型

（3）建立低频模型：通过对速度模型进行低通滤波，滤波挡为（0，0，8，10），得到低频模型（图5-10）。

图5-10 埕北30潜山低频速度模型

（三）道合并

递推反演结果，即相对速度模型与低频模型合并相加，补偿了低频信息的绝对速度模型（图5-11）。

图5-11 埕北30潜山最终成果剖面（绝对速度模型）

（四）色标设计

彩色显示是处理的最后环节，直接关系反演结果的分辨能力。为使大套地层界限清楚，储层细节反映明显，定义了对应不同速度段的色标，以表示速度由低到高的变化。不同方法所得结果基本一致，太古宇储层均是沿太古宇顶面风化壳分布，由浅到深速度逐渐增加（图5-12）。

图5-12 埕北30潜山解释成果对比

人工合成记录的目的就是得到某个地区的时深曲线，通常使用测井序列中的声波曲线（DT、AC）和你选取的地震子波（雷克子波，零相位子波等）进行反褶积，就可以得到合成记录，同地震剖面进行对比，达到最大相似后，即确定这个是有效的合成记录，这样测井曲线的深度域和地震剖面的时间域有了很好的匹配，这个就是时深标定，生成的时深关系就是我们的目的

张宝金1成谷2冯震宇1文鹏飞1陈成1

第一作者简介：张宝金，1973年出生，理学博士，主要从事地震资料处理、波动理论正反演方法研究。

（1广州海洋地质调查局 广州 510760；2中山大学地球科学系 广州 510275）

摘要 视觉效果是地震资料处理质量的重要评判标准之一，本文从信号处理、聚焦质量和信噪比等三个方面对影响地震资料处理视觉效果的几个侧面进行了探讨。好的信号处理体现在剖面的子波周期数少且旁瓣幅度小，同时频率丰富、频率成分之间能量关系协调。好的聚焦质量相当于获得了地层的特写图像，其关键是合适的成像方法和对应的速度分析质量，文中探讨了速度分析的基本原则。提高信噪比的同时，要保证成像的可靠性，其关键是在噪声衰减过程中把握有效信号和噪声的平衡关系，注重去噪的针对性。

关键词 地震资料处理 子波处理 反褶积 速度分析 去噪

1 前言

如何评价一张地震剖面的质量，有时是令人困惑的。对地质人员来说，面对一张地震剖面，他们可能对剖面好不好用深有体会，如果感觉地震剖面不好用，就自然会想到资料处理环节，但处理中具体哪里有问题可能就不很清楚。从处理剖面的效果来分析模块和参数的不足也许应该是处理员的基本功之一，但解释人员可能就不是很了解处理环节的关键内容。考察地震资料的处理效果，首先注意的就是它的视觉效果，地质人员也是首先依靠看图来进行深入的地质分析的，所以保证剖面有一个好的视觉效果是十分必要的。文中，作者初步总结了在实践中积累的一些经验和认识，从地震资料的视觉效果的角度探讨了资料处理中的几项关键技术，可能对处理和解释人员分析判断剖面的质量有一定借鉴意义。

我们可以从三个方面对剖面的视觉效果进行考察。第一是信号的处理质量，第二是反射信息的聚焦质量，第三是资料的信噪比。

2 评价剖面处理视觉效果的几个主要技术侧面

21 信号处理的质量

从信号处理质量的角度来讨论，就是考察地震道的波形。通常从频率成分和相位状态的角度进行考虑。由于假设地震道就是子波和反射系数的褶积，而反射系数可假设为白噪，其特征是频宽无限，振幅谱平整，所以地震道的信号就基本由子波的信号来体现。通常对地震道的信号处理就被认为是子波处理。

一般经过信号处理，子波应该周期数少且旁瓣幅度小，同时频率丰富、频率成分之间能量关系协调，波形尖锐。比如典型的俞氏子波（俞寿朋，1996）。一般来说频带越宽子波波形越尖锐。如果剖面低频信息相对缺乏，则剖面缺乏层次感，对大套地层的反映不好，波组层次对比不够清晰。深层反射波和断面波等对低频比较敏感。如果高频成分相对缺乏，则剖面的细节不够丰富。能量关系的协调性也很重要，比如个别频率成分比较突出（短周期多次波等混响可以产生这种现象），同相轴的相位数会比较多，相当于谐波成分占优势，这和频带过窄的特征比较近似。造成子波的延续时间较长的原因有两种，一种是振幅谱能量不均衡，另一种是相位谱复杂。可以类比进行理解，比如振幅谱不均衡时，即使将其转换为零相位信号（相当于其自相关），其延续时间也较长；而另一种情况，地震子波和地震道的振幅谱相同，相位谱不同，地震道的延续时间比子波更长。

对信号处理的预期决定了信号处理的主要目的和内容：

（1）子波一致化处理。对野外采集参数的变化（如因为某气q出现故障而关闭，导致震源子波的变化）引起的频谱和能量变化进行校正处理，使得不同炮间的子波频谱能量关系一致。在海上资料常规处理中，有时这种影响也可以不作特殊考虑。

（2）展宽频带与突出优势频带（信噪比高的频段）。这本身是一对矛盾，展宽频带要求不同频率成分的能量尽量一致（能量关系比较均衡），而压制噪声并突出优势频带，则要使信噪比低的频带能量变弱，使信噪比高的频带相对突出。原始资料中的高频和低频成分通常信噪比较低、能量比较弱，既要保证一定的信噪比，又要增强它们的能量，一定程度上存在矛盾，通常借助于噪声衰减手段在两者之间寻求一种平衡。

（3）相位处理。相位处理有三个侧面，一是把子波向最小相位转化，以满足各种反褶积处理的假设条件，为后续处理作准备；二是使子波零相位化，以获得更高的分辨率；三是减少子波的相位数目。

以上的这些内容在处理时可以分开处理，比如纯相位滤波或振幅滤波，但更常见的是综合的效应。在处理上主要是利用包括反褶积（有人用“确定性”特征进一步分类，把反褶积单列出来，不归入信号处理）在内的各种信号处理手段进行子波处理。由于反褶积处理一般具有不确定性的特征，通常不恰当的处理会引起较多的负作用。

进行信号处理的模块很多。可以展宽频带的方法就有：零相位振幅滤波、脉冲反褶积、预测反褶积（预测步长较小时）、谱均衡、子波整形、反Q滤波、时变谱白化等。滤波模块是最常用的信号处理模块，可以消除信噪比很低的频率成分，使有效波更加突出，但必须保证足够的频宽（优势频带宽度大于25个倍频程，周锦明，2003）。预测反褶积是最常用的反褶积模块，减少子波相位数（消除层间混响、浅水多次波能量等），主要依靠预测反褶积。预测反褶积不一定必须展宽频带（当预测步长较大时），但频率成分之间的能量关系得到调整。当频率成分不均衡的时候，分辨率不会高。预测反褶积应该注意的问题（Yilmaz著，黄绪德译，1993）：振幅处理（先要作好振幅补偿）、估算算子的时窗位置（选择有效波较好的层段，长度是算子长度的至少5倍）、预测步长（用自相关的第一或第二零点位置的长度）、算子长度（对应子波压缩前的长度）和白噪系数（越小越不稳定，越大反褶积的作用越弱，通常为1%）。对反褶积效果的测评除了分析频谱、观察波形外，自相关是很有效的手段，预测反褶积实际上就是把自相关的预测步长后面的能量减去，从而子波的频谱保留了自相关预测步长以前的部分特征。当预测反褶积的预测步长为一个采样点时，就是脉冲反褶积。由于它们的“最优预期目标”不同，所以在消除短周期多次波能量和展宽频谱方面侧重点有所不同。

22 聚焦质量

关于反射波能量聚焦质量。主要针对成像方法和对应的速度分析质量。对地层结构的考虑主要体现在速度分析阶段，地质认识清晰明确会对处理中速度分析有一定帮助。

常规处理（时间域处理）的成像方法有水平叠加、DMO（也称叠前部分偏移，适用于倾斜层，速度越小相对于水平叠加的改善效果越显著）、叠前时间偏移（适用于横向速度变化不大但构造复杂地区）。常规处理速度分析的基本原则：均方根速度在时间上变化不应太快，横向上应尽量光滑（如果出现突变则应分析原因，周锦明，2003）；速度场的形态与地震剖面形态对应基本一致；速度点疏密有致，不能太密也不要太少，最好点到标志性层位上。一般来说速度分析的方法要与成像的方法一致，因为不同成像方法所要求的速度也不相同。比如DMO速度在倾斜地层时候比叠加速度小，如果用叠加速度进行DMO叠加，在倾斜地层同相轴可能动校正不足，从而造成成像质量下降，有时表现为同相轴不够柔和、细节不够丰富。而对叠前时间偏移来说，倾斜同相轴所需的速度不仅比叠加速度小，而且空间位置也会发生偏移。在构造复杂的地区，应用叠前时间偏移会显著提高速度分析和成像的质量。

速度分析是处理中工作量最大的环节，也是体现处理员经验和认识较多的环节之一。如果速度分析的精度不高，不够细致，则最终的剖面上成分会比较“杂”，高频信息衰减严重。正如一个聚焦相机和傻瓜相机的照片有较大差别一样，速度分析好相当于获得了目标层的“特写”图像，同时“景深”较小。当进行依赖于速度的噪声衰减（如多次波衰减）等处理时，如果速度分析精度差，则会造成有效波的严重损失。

总的来讲，速度分析是综合分析判断的过程，也是逐渐尝试的过程。做好速度分析需注意以下几项内容：信号处理的质量较好（信号处理得好，速度谱的能量团更集中）；做好速度谱（这是速度分析和判断的基础，包括切除、滤波、均衡、小叠加道数、适当剔除干扰波等）；多种信息综合考虑（包括：道集、叠加剖面、小叠加速度扫描、速度场）；选用好的成像手段（最好用叠前时间偏移数据）。

23 信噪比

噪声和有效信号的平衡关系是影响视觉效果的主要因素。噪声衰减最重要的是针对性要强，否则容易造成去噪过火，既模糊了地层接触关系，又降低了可信度。

海上地震资料相干噪声的影响最大，衰减这种噪声难度也最大。海上资料的相干噪声主要包括：船干扰等有源干扰；多次波（浅水多次波可在子波处理中得到一定程度的衰减）；水中的线性干扰（一般这种干扰比较发育）；其它相干噪声。

对线性噪声可用FK进行衰减，但一般不要用仅保留有效信息的方式，而要用对噪声进行剔除的方式进行针对性衰减，衰减的强度要适中。FK是一种全局的处理方式，如果用保留有效速度范围的反射的方式，则会衰减噪声过火。表现为随机噪声产生了相干性，同时会造成有效的局部信息的损失。最好采用相干噪声识别并剔除的方式，这样保真性较高。对于船干扰等非线性相干噪声，可利用先识别再静校正的办法，把这种相干噪声转变为线性相干噪声，利用衰减线性噪声的办法进行衰减。对于多次波则有较多的方法，比如高精度拉东变换的方法进行抛物线有效波与多次波的分离，此时速度分析的精度成为一个关键。

海上随机噪声，一般低频噪声比较强，特别是海况比较差的时候。相对而言，低频部分比高频部分去噪的可靠性要好。对深层成像就要更注重低频成分。叠前可以进行分频去噪，只对噪声比较强的成分进行，而对噪声比较弱的频率成分进行强度较小甚至不进行噪声衰减。在叠后进行噪声衰减要考虑选用去噪效率较高的去噪方法，一般可根据可靠性调节去噪强度（张宝金等，2002）。

3 几个例子

这里针对前面的讨论举几个例子进行说明。由于涉及的范围比较广，细节的内容很多，限于篇幅，只能选择几个典型的情况简单说明。

图1是作预测反褶积和不作预测反褶积的对比图。该数据为浅海反射地震的单炮数据，水深约50m，由于海底较浅数据中存在大量的短周期多次波，反褶积之后子波的非主瓣能量得到衰减，混响减少。图2是对应图1数据的频谱，由于短周期多次波的影响，频谱能量不均衡，作过反褶积后频谱能量均衡，频带宽度基本没有改变。由于地震道的自相关基本等价于子波的自相关，所以用自相关来设计反褶积参数，并用来评价反褶积消除子波旁瓣的效果。图3是对应图1数据的自相关，可见预测反褶积后子波旁瓣能量得到有效衰减。图4是统计子波反褶积进行子波整形展宽频带的效果对比，通过展宽频带，子波会更尖锐，反应大套地层和细节的能力更强。

图1 预测反褶积前后的叠前数据

Fig1 Data before and after predictive deconvolution

图2 对应图1数据的频谱

Fig2 The spectrum corresponding the data in Fig1

图3 对应图1数据的自相关

Fig3 The autocorrelation of the data in Fig1

图5是进行综合速度分析的多种信息，包括速度谱、道集、小叠加、叠加剖面、速度等值线等，参考的信息丰富、可靠，可以更好的把握速度分析的原则，得到更恰当的速度场。

图6和图7分别是消除相干噪声和随机噪声的例子。用FK方法衰减相干噪声以不增强随机噪声的相干性为宜，只要相干噪声相对于有效波更弱就基本可以，否则就可能产生假象。图7的数据中，存在大量低频噪声，但该频率与数据的频带有所交叠，应用低截滤波会去掉有效波的低频成分。如果全频带衰减随机噪声，则会对有效波造成较大损害，针对低频噪声进行分频去噪，就可以尽量少的引入负作用。

图4 统计子波反褶积前后数据的频谱

Fig4 The spectrum before and after the statistical signature deconvolution

4 讨论与结论

从本质上讲，剖面处理的视觉效果和处理的质量是一致的。与进一步的深度域处理和岩性处理相比，常规处理取得好的视觉效果是最基本的要求。地震数据处理要忠实于原始资料，在尽量保持原始数据特征的基础上既要有所改进，又要破坏较小。经验少的处理员，容易造成改进小而破坏大，改造甚至损失原始数据的特征。通常地震剖面上存在这样或那样的缺点，主要原因是处理的针对性不强，从而引入的负作用较多。可以说任何一种处理都存在一定副作用，正所谓“是药三分毒”，“用药”合理准确是取得好效果的关键。对处理来说有时知道应该做什么可能并不难，难的是对不应该做什么很清楚，这需要深入的知识、丰富的经验和对问题的准确分析。要做到针对性好，首先要对资料的品质和特点有清晰的认识，这需要对资料进行详细的调查、分析和评价，这是做到有的放矢的第一步。其次要针对数据特点和具体的地质目标设计处理流程。如同老中医诊病，望闻问切之后要进行“开方”，对处理来说就是选用针对性的模块及其组合。此时要求处理员已经对众多模块的特征有了较深刻地把握，理解越深入，越能从众多的模块中选出针对性强的模块。第三就是针对具体的模块和模块组合进行参数试验。由于参数较多，为避免盲目和试验浪费，此时要把握关键参数和评价尺度。关于处理技术的讨论已有丰富的文献（李庆忠，1994；熊翥，1993，1995，2002；俞寿朋，1993；周锦明，2003），这些系统论述体现了作者们对处理技术丰富的经验和深入的认识。

图5 用于联动综合速度分析的速度谱、道集、小叠加、叠加剖面、速度等值线

Fig5 The velocity spectrum，data gather，small stack，stack profile and velocity isogram

本文从信号处理、成像质量和信噪比三个技术侧面对海上地震资料处理视觉效果的主要影响因素进行了讨论。总的来讲，信号处理做到子波周期数少、波形尖锐；速度分析精度高、成像方法合适；提高信噪比处理针对性强等可使剖面的视觉效果较好。

图6 相干噪声衰减前后的叠前数据

Fig6 The pre⁃stack data before and after the correlative noise attenuation

图7 随机噪声衰减前后和两者的差

Fig7 Before and after the random noise attenuation and the difference between them

参考文献

李庆忠1994走向精确勘探的道路——高分辨率勘探系统工程剖析北京：石油工业出版社

熊翥1993地震数据数字处理应用技术北京：石油工业出版社

熊翥1995地震数据处理方法系统思维北京：石油工业出版社

熊翥2002复杂地区地震数据处理思路北京：石油工业出版社

俞寿朋1993高分辨率地震勘探北京：石油工业出版社

俞寿朋1996宽带Ricker 子波石油地球物理勘探，Vol31（1）：606～615

张宝金，成谷，王云专等2002去噪强度、去噪效率与振幅保真石油地球物理勘探，Vol37（1）：1～6

周锦明，熊翥2003地震数据精细处理北京：石油工业出版社

Yil maz 著，黄绪德 译1993地震数据处理北京：石油工业出版社

Discussion about Seis mic Data Processing in View of the Visual Effect

Zhang Baojin1 Cheng Gu2 Feng Zhenyu1 Wen Pengfei1 Chen Cheng1

（1Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，510760；2DeptGeoscience of Zhongshan University，Guangzhou，510275）

Abstract：The visual effect is one of those criterions which to be used to evaluate the processing quality of seismic dataThus in this paper three aspects which influence the visual effect of the seismic section are discussed，they are signal processing，focusing quality and signal⁃to⁃noise ratioThe finer signal processing will get a wavelet with fewer period number，smaller amplitude of side⁃lode，more full frequency components，and more harmonious energy relations between different frequency componentsThe finer focusing quality will get close⁃upimage of stratum，and the appropriate imaging method and velocity analysis quality are the key，thus in this paper the basic principle to do velocity analysis is discussedFurthermore，to ensure the reliability of imaging as the same time as improving signal⁃to⁃noise ratio，the pertinence must be emphasized and the balance relation between the noise and the signal must be held during the process of noise attenuation

Key Words：Seismic data processing Wavelet processing Deconvolution Velocity analysisNoise attenuation

由图6-2-4原始的VSP记录可以看出，原始的VSP记录与地面地震记录是大不相同的，很难直接用来进行解释的，必须经过一定的处理。

1零偏移距VSP资料的处理

零偏移距VSP资料的处理除了常规的与地面地震资料处理相同的内容（如频率分析和带通滤波、子波整形、真振幅恢复、反褶积等）以外，比较特殊的是上、下行波的分离。另外，一次波和多次波的识别和分离也是一个十分重要的问题。这里只介绍有关的特殊处理方法。

1）初至拾取

初至直达波到达时间的拾取是VSP资料处理的基础。拾取的精度直接影响到后面的所有处理结果精度，包括解释中计算速度参数的精度。目前已经发展了利用计算机自动拾取初至波到达时间的许多方法，有一般的互相关技术，也有复杂的神经网络技术，但都不能保证结果的绝对准确。为了保证初至波拾取的精度，一般都采用人机联作的方式进行修正。

2）静态时移

静态时移是对VSP资料中的每一道进行一定的时间移动，以使得记录中的上行波或下行波同相轴按时间分别对齐，并显示为类似地面地震剖面的形式。

对于零偏移距水平界面的VSP观测，假设井中检波器接收到的直达波、上行波、下行波（二次反射波）到达时分别为t1、t2 和t3，地面接收到的反射波旅行时为t0。由第二章讨论的时距关系公式可以知道它们之间有以下关系：

t2＋t1＝t3-t1＝t0 （6-2-1）

即如果将各道的上行波到达时间都加上初至时间，则相当于将检波器放在井口地面处接收到的反射界面反射波的到达时间。也就是说，上行波将按其从地表到界面的双程时间排齐，把各道增加一个初至时间的过程叫做静态时移。与此同时，初至波也增加了一倍的时间，同相轴的斜率亦将增加一倍。图6-2-5是说明上行波静态时移后排齐显示的示意图，图6-2-5a是上行波射线路径图，图6-2-5b是排齐之前的VSP记录，图6-2-5c是上行波排齐后的VSP纪录，图6-2-5d是将坐标转动90°后的结果，这种显示方式便于与地面地震剖面对比。图6-2-6是当有二个反射界面时，上行波静态时移后排齐显示的示意图。如果将各道减去一个初至时间，使初至波在同一时间出现，则所有的下行波对齐排列，这样就突出了下行初至波和多次反射波。

图6-2-5 上行波排齐后显示的方式

说明见正文

3）上、下行波分离

在VSP资料中，同时记录了上、下行波，二者重叠在一起，有效地分离上、下行波是VSP资料处理中的一项重要任务。

分离上、下行波，主要是依据两者视速度的不同，其方法有多道速度滤波、f-k滤波，还有τ-p域滤波、中值滤波等方法。实际上，前述初至拾取、静态时移后，上行波（或下行波）已经排齐，而下行波（或上行波）的斜率更长。如果此时进行常规叠加，则必然使上行波（或下行波）得到加强，下行波（或上行波）受到压制，这也是一种分离上、下行波的方法。

图6-2-6 有二个界面时上行波排齐后的情况

说明见正文

A多道速度滤波。常规地震勘探中行之有效的多道速度滤波一般也能有效地用于VSP的上、下行波分离。

图6-2-7 在频率-波数域分离上、下行波

说明见正文

B频率-波数（f-k）域滤波。分离VSP记录中上、下行波的工作也可以转换到频率波数（f-k）域中来进行，其基本原理如图6-2-7所示。其中图6-2-7（a）是原来的VSP资料，强的下行波用粗线表示，弱的上行波用细线表示。图6-2-7 （b）是对图6-2-7 （a）作二维傅里叶变换，将时空域的数据变换到频率-波数域中的结果，这时下行波在正波数平面，上行波在负波数平面。图6-2-7（c）是对图6-2-7（b）作滤波处理的结果，即将正波数平面的数据乘以小数（如0001），使下行波衰减约60 dB，负波数平面的上行波不受影响。图6-2-7（d）是对图6-2-7（c）作二维反傅里叶变换回到时间空间域的结果，下行波已经衰减，上行波被增强。

4）走廊叠加（VSPLOG）

走廊叠加是为压制多次波，加强一次波的一种处理。利用的是一次波与初至波相交而多次波不与初至波相交这一差异，如图6-2-8所示。其中图6-2-8 （a）为原始VSP剖面，图中既有一次上行反射波，又有上行多次波，U1、U2、U3 为上行一次波，US1、US2、US3为上行多次波。图6-2-8 （b）是静态时移校正后的VSP剖面，时间轴为双程时间。因为多次波终止于产生它的那个界面的深度处，不与直达波相交，为短同相轴，而一次波与直达波相交，这样在直达波的附近就只有一次波，没有多次波。沿初至波斜同相轴到多次波终止处连线（斜线）处划分一条带（走廊），保留条带中的一次波就切除了多次波；把一次波的同相轴进行叠加形成单一的地震道，如图6-2-8 （c），就得到一次波能量很强的记录；这个工作叫做走廊叠加。

图6-2-8 走廊叠加

说明见正文

2零偏移距VSP资料的解释、应用

VSP资料中包含着丰富的地质地层和岩性等方面的信息，将它与地面地震、钻井、测井等资料结合起来，可以大大提高解释的精度。概括起来，有如下的应用。

1）提取准确的速度参数

从VSP资料中提取速度参数与利用地震测井提取速度参数的方法一样，都是根据初至时间进行计算得到。但是，用地震测井和声波测井测定速度，受到一些条件的限制，精度不够。例如，地震测井点距太大；声波测井虽分层较细，但受到井径变化和时间累积的影响，使精度变低，特别是声波与地震波的物理本质还有区别，结果会有一定差异。VSP工作中采用推靠检波器，提高了灵敏度，点距小，位置准确，这样用初至波所测定的速度精度将会得到很大的提高。

2）标定地震地质层位

确定地面地震剖面上反射波的地质属性（包括年代地层及岩性）以往有两种做法：一种是对过井地面地震剖面进行时深转换，然后与钻井对比；另一种方法是用合成记录的方法，根据测井资料制作理论合成记录与地震剖面对比，再利用钻井得到的地质资料来标定地震层位。以上两种方法是否能得到满意的结果，在很大程度上都决定于所用速度的精度。如果速度存在误差，标定工作不会使人满意。一般来说，时深转换所使用的平均速度总可能有误差，而声波测井资料与地震波物理性质有差异，所以常规标定误差较大。

用VSP资料来标定地震地质层位，利用VSP记录上一次波同相轴在两个坐标轴方向上的两大特点：在深度坐标方向上一次波同相轴与初至波同相轴相交，且交点处深度即为产生该一次波的地层深度；在时间坐标方向上一次波同相轴与时间轴的交点即为该一次波的双程运行时。由此可以直接建立钻井（深度）与地面地震记录（时间）的联系，而不受速度参数的影响。如图6-2-9所示，首先，用VSP记录直接与钻井（井柱子）、测井资料对比，VSP记录上标有A、B、C、D的四个一次反射，根据它们与初至波同相轴的交点确定了产生这些反射的地层深度为A′、B′、C′、D′，从井柱子上可以知道产生这些反射的年代地层和岩性；然后，在VSP记录的时间轴上将它们与地面地震剖面对比，就可以确定地震剖面上反射层位的地质属性。

图6-2-9 用VSP 记录识别和标定反射层

3）识别多次波

利用VSP资料识别地面地震记录中的多次波既准确又方便，并且可以指明多次波的来源和传播过程。凡是与初至波同相轴相交的上行波都是一次波，不与初至波同相轴相交的上行波就是多次波；多次波同相轴中断点的深度表示了多次波的来源。

图6-2-10 多次波的VSP 记录

如果应用VSP资料来确定产生多次波的上下界面，则记录上上行波和下行波必须都存在，如图6-2-10所示。在图上两个上行波同相轴（A和B）分别在07 s和14 s附近与初至波同相轴相交，表明这两个同相轴都是一次波，根据交点可知其界面深度为140208 m及332232 m，同相轴C和D则是往返于上述两个界面之间的层间多次波。

4）提取反褶积因子

反褶积可以提高地震资料的分辨率，但其效果如何，取决于反褶积因子是否正确。在地面地震中，因为地表只接收上行波，反褶积因子只能从上行波中提取。理论和实践都表明，如果能从下行波中提取反褶积因子，则可以大大提高反褶积的效果。因为上行波在地层中的传播是先向下运行，然后再向上运行，受到地层等因素的双程影响。下行波只受到地层等因素的单程影响，信号的特征与强度等都优于上行波。VSP中的初至波正是这样的下行波，识别和提取都很容易，利用它们可以求取最佳的反褶积因子。

图6-2-11 预测井底下反射层深度

5）预测井底下反射层的深度

钻井资料只能了解井中地层的情况，不能预测深度大于井深的地下地层的情况。VSP不仅可以接收来自检波器上方的地震波，也可以得到接收点下方的地震波，所以可以预测井底以下的地层情况。因为来自井底下地层的一次反射波在VSP记录上不可能与直达波同相轴相交（交点应在产生一次波的地层深度处），如图6-2-11，可以沿直达波同相轴延长方向与反射波延长方向作二条射线相交，再结合地面地震剖面，就能较好地预测反射层的深度。注意，图中的A同相轴必须是经消除多次波处理后确认的一次波。

此外，利用VSP资料还可以做计算吸收衰减系数、提取泊松比参数、进行地层岩性解释和储层横向预测等工作，这里就不一一赘述了。

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