静校正

第四节 静校正

静校正是消除地震波到达时间误差的办法。研究由于地形起伏、低降速带厚度和速度的横向变化，引起地震波到达时间的变化规律，并进行校正的技术。

静校正是一项十分复杂的至今仍未彻底解决好的技术。著名地球物理学家迪克斯教授生前曾说，解决好了静校正问题就等于解决好了地震勘探中几乎一半的问题，静校正的难度可见一斑。

在观测面是水平的，地下传播介质是均匀的假设条件下，推导出了地震反射波的时距曲线方程。实际上，沿着测线的方向，地表高程、地表低降速带的厚度和速度的变化，也就是介质的不均匀，导致地震波到达时间的误差，所得到地震反射波的时距曲线，是一条畸变了的双曲线。

地表的变化越大，导致地震波到达时间的误差就越大，也就是静校正问题越突出。地震波的激发、接收、传输系统也能引起少量的到达时间误差。 1． 静校正概述

静校正是提高叠加剖面信噪比和垂向分辨率的一项关键技术。静校正方法有野外静校正和室内静校正，或者野外静校正和剩余静校正。目前，对地表复杂的地震资料，联合应用多种静校正方法，取得了较好的静校正效果。

（1）地表模型的一致性与非一致性

对于一致性的地表模型，上地层的速度与下地层的速度差异明显（由低到高），根据斯奈尔定律，同共接收点道集的所有地震波经过低降速带时，几乎沿着同一条路径、同一个方向（近似垂直地面）到达同一个接收点。

在共接收点道集内，接收点引起的各道的静校正量大小基本相同；在共激发点道集内，激发点引起的各道的静校正量大小也基本相同。一个地震道的静校正与一个激发点和一个接收点有关，它的静校正量是激发点的静校正量和接收点的静校正量的总和。

对于非一致性的地表模型，道集各道的地震波传播路径有差异，接收点或激发点引起的静校正量不相同，引发了静校正不“静”的问题。

（2）野外静校正与剩余静校正

野外静校正至关重要，当野外的静校正到位时，叠加剖面不仅信噪比高，构造形态比较真实，而且能提供高质量的模型道，使反射波法静校正（一种剩余静校正）与速度分析相结合的多次迭代过程能够收到真实果。

利用经过整理、解释的地表结构资料计算野外静校正量。地表结构资料包括地表的高程

数据、微测井数据、小折射数据等。剩余静校正量是从地震记录的初至波，或者地下反射波的信息中求得。

（3）长短波长静校正。

激发点和接收点静校正量的空间变化形状是一条曲线，可把静校正量分解成为高频分量和低频分量两部分。低频分量被称为长波长静校正分量，高频分量被称为短波长静校正分量。由此长波长静校正、短波长静校正。

长、短波长的划分是相对于野外观测排列的长度而言的，静校正分量周期变化的波长长度大于一个排列长度时，该静校正分量被称为长波长分量。静校正分量周期变化的波长长度小于一个排列长度时，该静校正分量被称为短波长分量。

短波长分量的存在会严重地影响着CDP叠加的效果。长波长分量的存在会影响反射波同相轴的形态，对CDP叠加效果的影响并不十分明显。静校正的长波长分量不易被发现，更是难以消除。

（4）应用静校正量的约定

通常，应用静校正量就是从地震道的记录时间减去校正量值。正的校正量相当于时间零线向下移动，或者说时间值减小，记录往向上移动；负校正量相当于时间零线上移动，或者说时间值增大，记录向下移动。有的处理系统对应用静校正量存在不同的约定。 2． 静校正的参考面

参考面的选择影响着静校正量的大小，决定了静校正量的计算方法是否正确，经常要用到的参考面有以下三种：

（1）低降速带底面

低降速带就是地表的风化带。把地表作为层状结构，沿着垂向或横向，地表各层的速度和厚度变化明显。地面到地表底界（地表最下面一层的底面）之间的距离，被称为低降速带的总厚度。

低降速带底面通常是一个曲面。野外小折射、微测井的调查能够追踪到这个界面。能获得地表各套地层的厚度和速度。

地表最上面的一两套地层，是引起静校正问题的主要地层，尤其是第一套表层，它的厚度和速度变化很大。

（2）CDP叠加参考面

速度分析、动校正、叠加等处理都与反射波的时距曲线方程有关，时距曲线方程要求满足观测面是一个水平面的条件。选择一个参考面，将一个或者多个相邻CDP道集所有的地

震道都校正到这一参考面上，这个参考面就是CDP叠加参考面。

在多个相邻的CDP道集中，有些地震道涉及的地表范围是重叠的，在一个较小的地表范围内，认为CDP叠加参考面是一个水平面。可用时间表示。在整条测线上，CDP叠加参考面随着CDP的位置(地形面)变化而浮动式变化，又称为浮动基准面，或CDP参考面。

实际上，可利用地表高程、低降速带的厚度和速度，计算出各炮点、接收点静校正量的平均值，作为CDP叠加参考面的静校正量。

（3）基准面

基准面是在一个探区内选择的处理参考面。反射波t0时间（零炮检距旅行时）随参照的基准面而变化。基准面的选择对速度分析和动校正的影响较大，基准面的选择对构造位置的偏移也有影响，基准面通常是剖面偏移的起始点。

对地表的高程起伏变化不大的地区，可选择一个水平面作为基准面，当地表的高程起伏变化较大时，应选择接近地表的倾斜面甚至曲面作为基准面。

在理想的情况下，地震波在地表到基准面之间是上下垂直传播的，实际上，在低降速带的影响之下，地震波的传播方向与地表到基准面之间的垂线有一定的夹角，在地表到基准面之间沿斜线传播。地震波在地表到基准面之间传播，垂线和斜线存在长短差异，求得地震道的静校正量有误差。也就是产生了静校正不“静”的问题。

地震道静校正量误差的大小与地表低降速带的厚度和速度、与资料处理所选择的基准面位置、与地震道的炮检距远近等因素有关。当地震道的静校正量误差小于1/4的地震波视周期时，可由自动剩余静校正进行解决。 3． 基准面校正

在理想的情况下，地震波在地表到基准面之间是上下垂直传播的，根据地震道所在的激发点、接收点高程、地表低降速带的厚度和速度、基准面和校正速度等参数，计算地震道的校正量。因参数随地表而变化，所以可以分区分段进行处理。

（1）基准面校正

假设地表的结构模型如图 2-4-1 所示，把地震道从地表校正到基准面上，需要计算下面三个校正量：

激发点校正量：?Tsi?(Esi?Edi?Wi)/Vi?Wi/v （2-4-1） 接收点校正量：?Tri?(Eri?Edi?Wi)/Vi?Wi/v （2-4-2）

NNCDP点平均校正量：?Tcmp?(??Tsi???Tri)/N （2-4-3）

i?1i?1式中，?Tsi为炮点的校正量；Esi为激发点si的高程（m）；?Tri为接收点ri校正量；Eri为接收点的高程（m）；Wi为风化层的厚度（m）；v为风化层的速度（m/s）；Edi为基准面的高程（m）；Vi为替换速度（m/s）；N为CDP道集的激发点和接收点个数之和。

Esi和Eri是空间变化的；若基准面是水平面的，那么Edi就是一个常数值，v也可采用

常速，否则，Edi是空间变化的，v就得采用变速。

从（2-4-1）和（2-4-2）式可知，由于Esi和Eri是空间变化的，所以各激发点和各接收点的校正量是不同的。地震道应用静校正量后，相当于在基准面上激发和接收。

公式（2-4-3）是计算几个相邻的CDP道集的平均值，就是CDP的叠加参考面相对于基准面的校正量。

（2）CDP叠加参考面校正

速度分析、动校正、叠加等处理都是在CDP的叠加参考面上进行，把地震道从地面校正到CDP叠加参考面上的校正量：

?T?T'si'ri 图2-4-1 基准面校正地表模型 图2-4-2 静校正量平面等值线图 ??Tsi??Tcmp2 （2-4-3） ??Tri??Tcmp2 （2-4-4）

（3）低降速带底面校正

利用地表低降速带的层状结构模型，计算静校正量。

M炮点的静校正量：?Ws?i?m?1?Hm , i （2-4-5） Vwm , i M接收点的静校正量：?Wr?j?Vwm?1?Hm , j （2-4-6）

m,jCDP点的平均静校正量：

NN?Wcmp?(??Wsi?i?1??Wj?1rj)N （2-4-7）

其中M=1，2，3，?为地表的层数，?H为风化层的厚度（m）。 （4）海底面校正

海上地震勘探，为了消除水层对地震波传播时间的影响，需要使用水深检测器进行海水深度测量，或者利用炮检距接近于零的地震道的记录时间，建立同一个CDP位置的水深反射时间Tq（ms）,然后对CDP道集中的所有地震道进行海底校正。对于同一个CDP道集的各个地震道都具有相同校正量：

?Tcmpi?Tq(vr?vw)vr （2-4-9）

式中，vw海水的速度；vr海底界面的替换速度，通常取海底第一层介质的速度作为海底界面的替换速度，i为CDP的编号。 4． 静校正资料的整理与分析

地震道的静校正量包括激发点的校正量、接收点的校正量、CDP点的校正量。将静校正量应用到地震道上的处理被称为静校正处理。

（1） 曲面的平滑与调整

在适当的范围内，地表是一致的，可以把地表当作层状结构的介质，地表每层的界面应是个曲面，曲面存在一定的平滑度，因此，利用地表层状结构模型求取静校正量之前，需要对地表的每层界面进行平滑与调整。

CDP叠加参考面也是个曲面，同样需要做平滑与调整处理。

曲面平滑与调整的方法：使用数学的统计法、平均方法平滑掉异常的数值，例如分段平滑法、时窗段内逐点滑动平均法。

（2） 静校正量的分析与检查

如果地表结构模型的数据偏差较大，或者选择静校正的参考面不对，都能造成静校正量的不合理。地震勘探每条测线的静校正量数据很多，将静校正量数据输入表格里，或者

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