静校正技术培训材料(2004年稿).doc

第一章 基本理论与方法 1 静校正基础知识 1.1 静校正概念及特点 对于表层而言，常规叠加必须满足两个基本条件，即地表水平和均匀水平层状介质，只有这样在地表接收到的反射波时距曲线才是双曲线，才能在应用常规动校正后，保证同相叠加。但当存在地表起伏或近地表地层厚度和速度横向变化时，就会引起反射波双曲线畸变，进而影响叠加效果，降低资料品质；为了减少近地表介质的影响，需要对数据进行相应的校正，这种校正我们称之为静校正。为了实现这个校正，通常需要定义一个参考面，我们称之为基准面。因此，静校正的作用是消除地表高程、风化层厚度以及风化层速度变化对地震资料的影响，把资料校到一个指定的基准面上。其目的就是要获得在一个平面上进行采集，且没有风化层或低速介质存在时的反射波到达时间。 我们之所以将消除表层因素的校正称为静校正，主要是假设地震波在近地表介质中是垂直传播的，应用时是对整个地震道进行简单时移，并且对于不同炮检距的炮点或检波点其校正量是唯一的。也就是说，静校正量不随着反射层埋深和炮检距的变化而变化。但我们知道，地震波在近地表介质中传播的射线路径是随着地层埋深和炮检距变化而变化的，因此，上面假设严格讲是不正确的。通过图1-1的模型可进一步说明这个问题，静校正将炮点S和检波点R分别校正到S’和R’，而使反射波的射线路径发生了变化，改变了反射波时距曲线形态。当射线在风化层中的射线路径越接近垂直(风化层与高速层速度差异越大时)，并且基准面越接近风化层的底界面时，这种路径的差异就越小，对反射波时距曲线地影响也越小。 1.2 风化层和高速层 上面谈到静校正有消除风化层厚度和速度变化的作用，在地质学中经常谈到风化层的概念，但对于地质学家和地球物理学家来讲，风化层的概念不同应区分为地震风化层或地质风化层。的区域分布可粗略的分为以下几类： 近似均匀区； 低速层和其它异常层在山脊上厚而在山谷薄，例如那些与潜水面联系在一起的低速层； 低速层在山谷厚而在山脊上薄，意味着有比较厚的冲积充填； 低速层随机分布。 近代侵蚀和沉积作用火山活动和地震人文活动基准面静校正用以消除风化层的时间影响并把时间调整到基准面高程上包括风化层校正校正在相加之前，最好先符号约定。常用的是校正量这样， 1.1 式中：T——炮点或检波点静校正量，ms； hi——第i层厚度，m； vi——第i层速度，m/s； n——表层模型厚度层数； て b) 浮动基准面的起伏波长大于最大炮检距的3倍； c) 在最大炮检距范围内排列两端点的连线与浮动基准面之间的高差所引起的时差小于反射波周期的四分之一。 此时的浮动基准面既是地震剖面的起始零线，又是速度分析和叠加的参考面。 在地形区域起伏很大的地区，如复杂山地区，很难满足浮动基准面的选取原则。如图1-2，如果对地表平滑太大，地表与浮动基准面之间高差过大，无法保证静校正量最小，从而影响叠加效果；若平滑太小，则无法满足浮动基准面的选取原则。因此，在地形起伏剧烈的山地区不能采用浮动基准面，而应采用水平基准面，其选取方法为：遵循“少剥多填”的原则，一般选工区内的最高海拔高程。 采用水平基准面后，由于水平基准面与地表之间的高差更大，它同样带来静校正量较大的问题，如图1-3所示，常规计算的基准面校正量为垂直地表到基准面之间的厚度z的校正量： 1.2 而实际基准面静校正量应该为地表到反射面（实线）与基准面到反射面（虚线）之间的时差： 1.3 由此造成的基准面校正量误差为： 1.4 图1-4反映了不同基准面深度静校正量误差随炮检距的变化曲线，可见，基准面与地表之间高差越大，静校正误差越大；当基准面埋深一定时，静校正误差随着炮检距的增大而增大。当采用水平基准面时，这个误差都无法通过调整基准面深度和炮检距而缩小，这时就需要引入CMP参考面的概念，来实现静校正量最小。 实质上，在引入CMP参考面概念后，不论地形起伏大小都可以采用水平基准面，但对于地形区域起伏不是很剧烈，并且以往一致采用浮动基准面的地区，也可以不采用水平基准面，如塔里木盆地沙漠区等。 1.4.2 CMP参考面 CMP参考面来自最终静校正量，它是个时间面。对于某一个CMP道集来说（图1-5），其CMP校正量等于CMP道集内所有参与叠加的有效地震道静校正量的平均值，用公式表示为： 1.5 式中：N——单个CMP点记录总道数(覆盖次数)； ΔTS——炮点静校正量； ΔTR——接收点静校正量； 因此，CMP参考面实质上分离出高低频静校正量，CMP校正量是一个低频分量，它是从CMP参考面到统一基准面之间的双程旅行时。高频分量是原始静校正量与CMP校正量的差。 静校正量应用时分两步进行。首先应用高频分量，