《地震资料处理复习》由会员分享，可在线阅读，更多相关《地震资料处理复习（4页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。
1、第一章第一章 概述概述1.地震勘探三个基本阶段及目的采集，处理，解释；采集是利用野外地震采集系统采集地震处理所需要的反射波数据，处理是对地震采集数据做各种处理提高反射波数据的信噪比，分辨率和保真度以便于解释，解释分为构造解释和言行解释，确定地震数据的地质特征和意义2.地震处理三个技术及目的反褶积，叠加，偏移成像；反褶积是压缩子波提高实践分辨率；叠加是压制随机噪声提高信噪比；偏移成像分射线偏移和波动方程偏移，实现反射界面的空间归位和恢复反射界面空间的波场特征、振幅变化和反射系数，提高空间分辨率和保真度。3.地震处理的三个基本阶段及目的预处理，常规处理，特殊处理；预处理是将采集的数据转换成计算能处
2、理的数据类型，并做初步的编辑和校正；常规处理是对数据做基本处理运算；特殊处理是针对不同目标采取不同手段，如叠前深度偏移，子波处理，属性分析和反演等4，三高：高分辨率，高保真度，高信噪比第二章第二章 数字滤波数字滤波1.滤波器：任何一种对输入信号的改造作用都可以看成滤波，实现这种滤波的系统成为滤波器2.模拟滤波器：通过不同结构的电网络实现滤波3.数字滤波器：用数学运算通过数字计算机技术实现滤波4.抽样定理：频率域 时间域5电滤波与模拟滤波器的区别（1）电滤波是对连续信号进行滤波，输出的是连续信号，输入和输出信号都可以用一连续的图形表示出来，而数字滤波器是对离散化之后的信号进行滤波，输入和输出都是
3、离散数据；（2）电滤波是用不同的点网络实现滤波的，数字滤波是用数学运算的方式通过数字计算机技术实现滤波的6.滤波器的物理性质（1）滤波器是实参数的， （2）滤波器是物理可是实现，充要条件 h（n）=0，n=fc,1/2x=k;二维频波谱的共轭性；二维频波谱的周期性18.视速度滤波：k*=1/*=1/V*T=f/V*,地震资料的频波谱除与频率和视波数单独有关外，还与构成他们内在联系的视速度信息有关，由于视速度再地震勘探中有明显的物理意义，所以，由F-K 变换进行的滤波成为视速度滤波19.视速度滤波的处理流程：输入数据二维傅氏变换扇形滤波二维 F 反变换第三章第三章 反褶积反褶积1.反褶积：主要作
4、用是压缩地震子波，提高地震资料的时间分辨率，从而提高资料解释的精度，反褶积还可以短周期鸣震和其他多次波干扰，突出有效波，提高信噪比。2.实际模型：实际记录由有效波和干扰波组成：（ ）3.反褶积特点：多解性，分辨率与信噪比相互制约，被反演理论超越。4.两种褶积模型的比较尽管从不同的褶积模型 a(t)*b(t)=(t)或 a(t)*x(t)= (t)出发，其求解关系和推导过程有很大的不同，但最终的反子波的求解方程组与以前是完全一样的，矩阵方程右端都是关于期望输出的窄脉冲与地震子波的互相关，左端都是地震记录的自相关。5.预白化处理：地震记录含噪声后，求得的反子波与不含噪声时有差别，但这一点并不影响反
5、褶积的效果，反而可增加方程组求解的稳定性，有时为了需要，要人为地加进一些噪声，这就是预白化处理。6.预测反褶积与子波的关系：设地震子波满足最小相位关系，反射系数为自噪声，褶积模型为X(t)=b(t)* (t)=则有 t+l 时刻的输出值：包含将来时刻（t+1,t+2,、 、 、,t+l）的信息，：包含现在和过去时刻(t,t-1,t-2,、 、 、)的信息，结合 e(t+l)=x(t+l)- 看出与预测值 相吻合，与误差 e(t+l)相吻合， 具有物理意义，e(t+l)= 我们将有一个子波的前部和反射系数褶积就得到了预测误差，反过来讲，用这种方法可以压缩子波长度，提高地震的分辨率。7.鸣震现象在
6、地震记录上有以下规律：1.恒定的周期 2.极性正负相间 3.波形基本保持一致，但又衰减。8.地震子波的提取：1.由公式给定子波 2.自相关法和最想相位子波提取。3.直接观测法 4.Z 变换法 5.用测井资料求取子波。9.子波相位通常由最小相位、混合相位和最大相位三种。10.各种子波比较：1.振幅相同的子波，零相位子波的分辨率最高 2.海上勘探和陆上爆炸最接近最小相位子波，可控震源的子波为零的子波 3.数字滤波，反褶积滤波和反演种用零相位子波11 相位对反褶积精度的影响：1.子波振幅相同时，最小相位子波对期望输出为零延时脉冲的反褶积误差最小。2.在子波为混合相位和最大相位时，期望输出的相位应与子
7、波的相位匹配，有一个最佳延迟，只要这样才能得到合适的反褶积结果。12. D 特征系统：原来信号褶积运算最终变成加法运算，我们把实现这一过程的系统，称为 D特征系统。 D-1系统示意图： 13.同态反褶积：经过 D 特征系统，地震子波和反射系数的合计运算变换为相加运算，这时若能再时间轴上将他们分开，再用逆 D 特征系统变回去，我们就得到了反射系数，将以上过程称为同态反褶积。14.反 Q 滤波：由于底层的吸收作用，地震经过底层传播之后，能量被帅将或损耗，频率遍地，为恢复与拿来的能量，处理时，须做吸收不常，即 Q 补偿，或从滤波的角度讲 ，就是反 Q 滤波15.Q 因子的物理意义随着波在介质中传播，
8、波产生的弹性能将逐渐被介质吸收，最后转换为热能，弹性能转换为热能的过程称为吸收，Q 因子反映的就是能量损耗的比率，原能量与传播所损耗的能量之比即为 Q。16.Q 值估算振幅包络法，频谱比法，常 Q 扫描法，和李氏公式等振幅包络法：（1）滑动时窗，计算振幅谱（2）再相邻道上做躲到平均， （3）将振幅谱表示成分贝数，并用最小二乘法计算包络的斜率 s ，B(f)=-27.3fQ-1t(QB) (4)Q 值估算，得到时窗中点的 Q 值，Q=27.3t/|s|. （5）插值计算，使每个样点处均有 Q 值，第一个时窗和最后一个时窗两端取起始值和终止值17.谱白化处理：是一种展宽频的方法，不过它不改变子波的
9、相位谱，是一种“纯振幅”的滤波过程，谱白化处理可以在频率域中完成，也可以再时间域中进行。第四章第四章 速度分析、动静校正和叠加速度分析、动静校正和叠加1.速度分析是为叠加提供最佳叠加速度2.动校正是消除炮检距对反射波旅行时的影响3.静校正是消除地表起伏和低速度带的变化对反射波旅行时的影响4.速度分析方法：t2-x2法，速度扫描法，常速叠加（CVS）法，速度谱法5.静校正分为野外静校正和剩余静校正。当地表起伏较大或风化层水平方向上有变化时，所产生的静态时移会使反射波时局曲线的双曲线形状发生扭曲，再野外，对估计出来的分化层和高程变化的初步校正，成为野外静校正。野外静校正之后，在地震数据中仍然残留有
10、各种剩余静态时移，通常再叠前必须估计出这类剩余静态时移值，并在 cmp 道集中加以校正，成为剩余静校正6.NMO 校正值7.影响速度估算的因素（简答）排列长度，叠加次数，s/n 比，时窗宽度，速度采样密度，相干属性量的选择，对双曲线正常时差的偏离度，数据的频谱宽度8.层速度分析是一种沿着所选定的关键层再每个cmp 位置提取速度信息的有效方法9.何为“静”何为“动”对同一道深浅层反射波作用相同（即一道一个校正值） ，故称为“静”校正， “动”校正之所以为动，是因为对于同一道中不同时刻校正量不同10.用互相关法求炮点和接收点的绝对剩余校正量的方法步骤（1）先求全侧线上各炮点的剩余静校正量，并保存剩
11、余静校正量（2）用求出的剩余静校正量的 70%去对与该炮点有关的道做剩余静校正，全测线做完（3）再求全侧线上地面位置点的剩余静校正量，并保存（4）用求出的剩余静校正量的 70%去对与该地面位置点有关的道做剩余静校正，全测线做完（5）在所保存的全测线上的炮点和接收点的剩余静校正量中挑选其中 30%的最大者，将这些最大值平均一下，若平均数大于给定的误差，则重复（1） （2） （3） （4） ，若小于给定误差，则循环停止11.剩余静校正的三个步骤：拾取（决定性作用） ，分解，剩余静校正时移12.标准道就是 n 道叠加的平均，这一点正是多次叠加的理论基础13.斜坡处理：由于跌价钱的切除，会使切除后的记
12、录到不连续而增加高频成分，因此，切除后往往要乘上一个斜坡函数，以减少这种影响，叫斜坡处理第五章第五章 偏移成像偏移成像1.偏移的目的作用地震偏移可在叠前做也可在叠后做。叠前偏移是把共炮点和共偏移距道集记录中的反射波归位到产生它们的反射界面上，并使绕射波收敛到产生它的绕射点上，在把反射波归位到反射截面，绕射波收敛到绕射点的过程中，要去除传播过程中的效应（扩散，衰减等） ，最后得到能反映反射截面反射系数特征并正确归位了的地震波形剖面，即偏移剖面。叠后偏移是在水平叠加剖面的基础上进行的，针对水平叠加剖面上存在的倾斜反射层不能正确归位和绕射波不能正确收敛的问题，利用爆炸反射面的概念来实现倾斜反射层的正
13、确归位和绕射波的完全收敛。2.叠后偏移和叠前偏移的方法叠后偏移：圆弧切线法，线段移动法，波前模糊法，绕射曲线（面）叠加法叠前偏移：椭圆切线法，交会法，rock 偏移法，paturet-tariel 偏移法3.波前模糊法和绕射叠加法的异同无论是波前模糊法还是绕射叠加法，其基本原理都是根据惠更斯原理提出来的，二者的实质是一样的，只是做法不同，一个是把一个道上的波场值送到各道上去叠加，另一个是把各道上相应的波长值取来在一道上叠加，都符合反射波归位和绕射波收敛的要求，只是所取的背景值不同，以取送数值的方法将其区分，把第一种叫做输出道法，第二种叫输入道法4.上行波和下行波为了使用波动方程进行波场外推，一
14、般是把波动方程分解为上行波方程和下行波方程。地震勘探中一般取深度方向向下为正 z 方向，向正z 方向传播的地震波为上行波，即用exp-i(t-r/v)/r 所代表的波。向负 z 方向传播的波为上行波，即用exp-i(t+r/v)/r 代表的波，下行波是入射波，上行波是反射波。5.二维波动方程：6.波场外推所谓正向外推就是根据波在当前位置上的振动情况向波的自然传播方向用计算手段预测出波场，所谓反向外推就是向波的自然传播的反方向上，重建原来的波7.kirchoff 积分法对水平叠加剖面进行波动方程偏移的步骤（1）将水平叠加剖面看做是炮检距为零的自激自收地震剖面 u（x,y.0.t）（2）利用爆炸反
15、射面的思想将自激自收剖面等效为再反射界面上同时激发产生地震波，以版速度向外传播，再地面上观测到的上行波剖面 u(x,y,0,t)（3）将单程的上行波剖面向下延拓，得到深度为 z 的面上的波场值 （4）根据成像原理，对所有的地下点（z0）取 t=0 时的波场值，即可实现三维偏移成像，此时，成像值为 8.有限差分波动方程偏移的展开方法：二项式展开，连续分式展开（或称 pade 展开）迭代展开9.45 度波动方程：65 度波动方程： 10.有限差分法的偏移效果有限差分法比原来的绕射叠加法无论从原理上还是从实际资料的处理效果的对比上，前者都有较大的优越性。从原理上讲，有限差分法是建立在波动方程的基础上
16、的，而绕射叠加法只是根据惠更斯的基本概念上建立起来的，缺乏严格是数学表达式，因此，绕射叠加偏移只能表现地震剖面的相位关系，而缺乏振幅的相对关系。有限差分法除了能反映相位关系之外，再保持反射波的振幅特征方面有明显的优势11.有限差分法与绕射叠加法相比的优点（1）有限差分法使用波动方程，因而偏移过程中产生了比较精确的定量关系式，所以偏移后的地震波不但能正确的收敛到产生它们的位置上，而且振幅也能够相对的保真（2）有限差分法是在比较小的差分网格上进行的，因此在速度变化的地区其归位效果更为理想（3）由于上述原因，再偏移地震剖面的综合效果方面，如信噪比，波形特征，分辨率等都比绕射跌接偏移效果好12.三种波动方程偏移方法的差异（1）偏移孔径不同：kirchhoff 积分法一般需要根据剖面上的请教确定偏移的范围，即孔径；频率-波数域没有孔径的限制通过二维滤波来控制孔径；有限差分法可以通过数值的粘滞性来控制孔径（2）对速度模型的适应性不同：有限差分在一
