地震資料數據處理方法課程設計
Ⅰ 地震資料處理的流程是什麼
在地震資料數字處理工作中，經常要用到「處理流程」這個詞。什麼叫處理流程呢？處理流程就像汽車製造廠生產汽車一樣需要有一套生產程序，並在生產程序中規定了詳細的工作內容和質量標准，把復雜的生產工作規范成科學的有條不紊的一環扣一環的生產過程。地震資料數字處理工作也是一種生產過程，而且是一個非常復雜的、運用到多門學科知識的生產過程。為了保證處理工作秩序和質量，根據野外採集工作特點和地質任務的要求，制訂了相應的生產程序，專業上把這個生產程序叫做處理流程。為了控制每一步的處理質量，還在處理流程中的一些關鍵工序上強行設置了質量檢查點，即上一道工序經檢驗合格後，才能進入下道工序，這樣就能有效地保證每一步的生產質量。
地震資料處理流程不是一成不變的。為適應野外採集特點，制訂有二維地震資料處理流程、三維地震資料處理流程；根據地質任務的不同，制訂有常規處理流程、特殊處理流程。在處理流程中，可考慮工區的地形條件、干擾波的特點，採用針對性更強的處理方法和處理手段。另外，隨著處理技術的發展，為了不斷地提高處理質量，為解釋工作提供更多、更准確的信息，在處理流程中也要不斷地補充新的處理技術、新的處理方法。由此可見，地震資料數字處理工作是一項復雜的工作。
Ⅱ 地震資料處理流程
將各種處理方法進行有序的組合，並按先後順序依次進行處理的過程稱為地震資料處理專流程，如圖3-1。該屬圖為二維地震資料的參考處理流程，實際應用中可根據資料情況增減處理方法。處理流程圖中的縱向主線流程為必選處理方法，而橫向線流程為可選處理方法。一般已將各種處理方法編製成模塊形式的計算程序，組建成地震資料處理系統，處理中對方法的組合實際是對處理模塊的組合，由各種地震資料處理模塊組合成處理流程。處理模塊又分批量處理和交互處理兩種。批量處理是計算機按處理流程自動依次連續處理，中途不進行人工干涉。而交互處理則是利用可視化圖形圖像功能，通過人機對話方式，對處理過程進行監控，可隨時修改處理參數，檢查處理效果，甚至改變處理流程。
圖3-1 地震資料處理流程
Ⅲ 地震資料處理技術
由於崎嶇海底的存在，橫跨海底界面強烈的側向速度變化使得下伏地層隨著海底起伏，構造形態嚴重畸變，根本不能反映構造的真實面貌，嚴重影響了下伏地層的地震成像。近年來，針對崎嶇海底採用多種手段，從實驗室正演模擬、採集參數的試驗、處理方法及時深轉換等做了大量的一系列的攻關，進一步揭示了深水崎嶇海底區地震波傳播的本質特徵，及崎嶇海底對地震波的影響機理和成像畸變的因素；通過對崎嶇海底區地震處理的攻關，特別是對崎嶇海底區繞射多次波的壓制改善了地震資料的品質；通過對層替換技術、波場延拓技術、疊前深度偏移處理等多種方法進行了處理試驗，確定了疊前深度偏移對崎嶇海底的處理流程，解決了由崎嶇海底造成的構造畸變問題。
同時，在長電纜大偏移距條件下，有些常規處理技術已不能應用，如以雙曲線反射走時為基礎的動校正，速度分析和水平疊加以及壓制多次波的方法。近來國際上速度分析的研究可歸納為三個方面：一是疊前速度分析方法向非雙曲線反射走時方程為基礎發展，二是改善層速度的計算方法，三是偏移速度分析方法發展迅速，這與疊前深度偏移的興起有關，主要是層析成像方法。
（一）已有地震資料分析
深水區多年度陸續採集了部分地震資料，有些資料由於年代久遠已無法利用，為此已有地震資料分析主要有目的地針對1979年和1997年採集的地震資料進行分析。主要針對噪音分析、主要干擾波類型、多次波發育分布情況等方面進行分析。
1.噪音分析
噪音分析主要是評估涌浪噪音的分布頻帶和固有噪音的主要頻帶，我們採用的分析手段主要是FK分析和頻譜分析。涌浪噪音主要是低頻噪音，其頻帶主要集中在10Hz以下。固有噪音的頻帶主要集中在30～65Hz之間，其主要噪音源是地震採集船的螺旋槳轉動。
2.主要干擾波類型、多次波發育分布分析
主要干擾波類型、多次波發育分布分析主要是評估干擾波類型、多次波發育的主要頻帶。採用的分析手段主要是FK分析和頻譜分析。干擾波的主要類型是線性干擾。線性干擾波的主要頻帶分布集中在20Hz以下。
多次波主要表現為海底多次等長周期多次波，其頻帶分布與一次波極其相似，主要能量集中在30～60Hz之間，能量較一次有效反射強，掩蓋了有效的一次波反射，並等時重復出現。其次，多次波還表現為崎嶇海底區的繞射多次波。由於存在崎嶇不平的海底，海底多次波在地震剖面上的反映也不一致，海底較平時，由於多次波和正常地層速度上的差異，可以通過Tau-P域去多次等傳統的方法來消除，但海底崎嶇造成海底的角度很大的斜層，這種很強的海底斜層產生的多次波，由於其速度和下覆地層沒有太大的差別，就很難通過常規的方法來消除，使得地震剖面的中深層橫向能量很不均勻，造成偏移剖面劃弧現象（圖5-1）。
這些多次波不但嚴重干擾了凹陷內有效反射，造成凹陷內地震資料信噪比極低，而且對基底反射也產生較強的干擾，嚴重影響了該地區地震資料的地質解釋和研究。因此，壓制和消除多次波成為深水地震資料採集和處理的重點。
通過分析，復雜海底與地下結構是影響該地區資料品質的主要因素。深水地震資料具有以下特點：海底構造復雜，水深變化劇烈，側面反射以及斜坡帶內能量反射很弱；噪音以低頻干擾、中深層高頻干擾、異常值為主；淺層的頻帶較中深層寬，中深層信噪比和解析度低；多次波干擾以深層海底及長周期多次波為主，能量強，存在散射多次波；崎嶇基底引起的中深層速度拾取復雜。
圖5-1 崎嶇海底區強繞射多次波
（二）處理技術方法
根據對原始資料的分析，對工區地質情況的調查，結合地質任務和處理要求，採取的處理對策為：SRME、高精度拉冬和LIFT技術組合多次波衰減技術；通過確定性子波處理和沿海底構造處理的串聯組合多道反褶積技術壓制延續相位；針對信噪比很低的斜坡帶，採用頻譜整形技術提高該區域資料的信噪比；針對凹陷內隨機噪音嚴重的地方，採用多域去噪技術提高信噪比；進行高精度速度分析，構造復雜部位加密控制點，對目標區前後剖面進行認真對比，反復迭代以提高速度分析的正確性及合理性；利用疊前深度偏移解決該區崎嶇海底及高陡構造成像問題。
1.多次波衰減技術
衰減多次波是本次地震數據處理的重點和難點之一。雖然壓制多次波的方法有很多，但沒有一個能在所有條件下除去所有的多次反射波。
針對工區多次波具有的特徵，經過多次試驗，採取了SRME（海底多次波衰減）、高精度拉冬及LIFT多域組合多次波衰減技術，通過三步法對多次波進行逐步壓制，並取得了非常理想的效果。
在海上地震勘探中，近道多次波是最難處理的相干噪音之一，特別是在淺層氣的影響下，近道多次波更是難以壓制。常規衰減近道多次波的技術是預測反褶積組合內切除，該技術簡單有效，但在衰減多次波的同時，有效信號也被去掉了，破壞了道集的完整性，給後續處理帶來一定的困擾。
本次我們研發了一種有效衰減近道多次波的LIFT技術，該技術是根據AVO原理模擬有效信號，通過局部時窗進行信噪分離。實踐證明，該技術既能有效衰減近道多次波，又能很好地保留有效信號，為後續處理打下堅實的基礎。
2.串聯組合反褶積技術
海洋地震資料因為採集時氣槍沉放離海面有一定的深度，所以在氣槍因壓力爆炸後的瞬間會產生較大的氣泡升至海面，再加上涌浪的干擾，期間的信號因此來回擺動，所以經檢波器接收到的信號中就產生了延續性的相位。此次採集所產生的延續相位在淺水和深水區的深層均有較強的體現，有的甚至覆蓋有效信號。所以針對嚴重的延續相位，採用了確定性子波反褶積和多道反褶積串聯組合來壓制，並取得了較為理想的效果（圖5-2）。相比統計性子波反褶積，確定性子波反褶積更有針對性，且有效地保護了淺層信號、頻率振幅特徵。
圖5-2 串聯反褶積效果圖
3.頻譜整形技術
針對斜坡帶與基底低信噪比區域，在迭代前採用了頻譜整形技術來提高信噪比（圖5-3）。
圖5-3 頻譜整形效果對比圖
4.多域去噪技術
斜坡、凹陷等處能量反射很弱，造成信噪比很低，採取多域去噪技術提高信噪比。多域去噪方法是利用信號和雜訊在不同域的差異，將干擾波與有效波的差異最大化，分別在炮域、共偏移距域，運用擬三維FXY濾波、線性干擾消除等技術提高地震資料的信噪比（圖5-4）。
圖5-4 多域地震資料信噪比對比圖
5.高精度速度分析技術
在常規數據處理方法中，速度分析普遍採用相乾性度量法。這種方法沒有考慮相近或干涉同相軸、剩餘靜校、非雙曲型時差等有關的雜訊以及其他非隨機雜訊的影響，因此影響了時間和速度解析度。本次處理採用的是最新研製的相位相關統計方法，這種方法的優點是在時間和速度解析度上比常規方法更高更可靠，更有助於對小幅度構造的分析和解釋。
時間解析度的檢測：合成CDP道集中，兩組同相軸中間隔均為30ms，從圖5-5中可以看出，相位相關統計速度譜與常規速度譜相比，時間解析度明顯提高。
速度解析度的檢測：使用同一時間而採用不同速度的兩個同相軸，速度差由大到小不斷變化，觀察速度譜中能量團，直至分不開為止。從圖5-6中可以看到，當常規速度譜中能量團已分不清楚時，使用本方法，同一深度的兩個能量團可清楚地分開，特別在深部，效果更為明顯。
圖5-5 兩種速度譜解析度對比
圖5-6 兩種速度譜能量團對比
6.疊前深度偏移（PSDM）成像技術
崎嶇海底最核心的問題就是：由於存在崎嶇不平的海底，橫跨海底界面的側向速度強烈變化，使得地震射線路徑復雜，時距曲線為非雙曲線，常規處理方法中的CMP道集不再是共反射點道集，疊加剖面不再是零偏移距剖面，造成下伏地層的成像差及構造形態的嚴重畸變。陳禮、葛勇等人利用理論模型討論了用常規時間偏移、疊後深度偏移及疊前深度偏移技術解決深水崎嶇海底地震成像問題的有效性。通過對深水模型數據各種偏移結果的對比分析認為，常規時間偏移和疊後深度偏移均不能解決崎嶇海底地區地震成像問題，而疊前深度偏移是解決這一問題的有效方法。
疊前深度偏移技術通常用來實現復雜構造准確偏移成像，解決復雜地質問題。對於地下深度成像而言，最棘手的問題不是偏移方法，而是地下速度模型的建立。深度偏移是一個迭代過程，是一個不斷建立模型、試驗模型、運行偏移，根據成像修正模型的反復過程。疊前深度偏移對地下形態基本不作假設，速度深度模型直接用疊前資料建立，地下速度縱橫向均可變化，CMP道集考慮非雙曲效應。由此得到的數據體不但能提高信噪比、使空間歸位正確，同時還能直接得到地質上合理的深度成像數據體，供地質解釋之用，很顯然是解決崎嶇海底造成構造畸變的一個較好的辦法。圖5-7為過LW3-1構造的疊前時間偏移和疊前深度偏移的剖面，對比可以看出，時間偏移剖面LW3-1構造區周邊構造傾角大，下伏地層結構成像精度較低，結構不清楚，構造形態嚴重畸變，而疊前深度偏移在縱橫向解析度、振幅的相對保持、對復雜構造的能量聚焦以及構造形態方面都獲得比較明顯的改善，能夠滿足地質解釋的要求。
圖5-7 三維疊前時間偏移剖面和疊前深度偏移剖面對比圖
經過多次試驗和論證，我們選擇崎嶇海底發育並可能有火山岩發育的白雲6-1構造區資料進行疊前深度偏移試驗。
圖5-8（上）為04EC2458深度偏移成果剖面，圖5-8（下）為該測線最終偏移時間剖面，從深度和時間剖面的對比來看，深度剖面保持了原有的解析度和信噪比，剖面面貌比較自然，大部分地區海底崎嶇影響基本消除，隨海底崎嶇起伏的同相軸基本上被拉平，反映了地下真實的構造形態，但局部地區（圖5-8左部）仍然還存在上下地震反射起伏共鳴的現象，說明海底崎嶇的影響仍未消除，分析這些局部海底崎嶇影響仍未消除的情況，可以發現，這些不理想的情況的上方海底為一些較淺的海溝，仔細觀察，可以發現這些較淺的海溝里充填了較厚的沉積物（圖5-9），通過速度分析，發現這些沉積物層速度很低，大約1670m/s，比1500m/s稍高，但比起隆起上的地層速度1820m/s要低得多，如此低速的沉積物可能是一些晚期沉積的淤泥。
圖5-8 04EC2458疊前深度偏移剖面和最終時間偏移剖面對比
圖5-9 海底崎嶇速度分析
通過計算，如果海底有一個400ms的海溝，可能造成下伏地震相位的下拉達75ms，而如果海溝之中有充填物250ms，則可造成下伏地震相位下拉達25ms，由此可見，下伏地層構造形態的畸變不僅是海底崎嶇本身的影響，海溝中充填物的厚度也有相當的影響，而在這次的疊前深度偏移中沒有考慮這個因素，所以在一些局部地方尚需要進一步改善。
7.疊後LIFT提高信噪比處理技術
由於本工區構造復雜，淺、中、深層信噪比和頻率成分差異很大，我們採用LIFT去噪處理技術，有效提高處理成果的質量（圖5-10）。
圖5-10 LIFT技術信噪比對比圖
Ⅳ 有關地震資料處理
地震波是如何傳播的？下面的圖形形象地給出了說明。以加利福尼亞北嶺地震為例，1994年1月17日，震級6.8北嶺是位於洛杉磯以北不遠的聖費爾南多谷中的一個社區，在1994年1月17日當地時間4:31 AM受到大地震的沖擊。約60人死亡，財產損失估計為300億美元。因為地震發生那天是馬丁.路德.金紀念日，所以當天早晨高速公路上的人並不象通常的星期一早晨那樣多。這個事實很可能使死亡人數減少了。工程師對這次地震的影響既感到高興，有感到吃驚。在1971年的聖費爾南多地震（在這次地震的震中以北不遠處）後，這個地區公路上的很多橋梁加固了。這些加固過的橋梁沒有一座坍塌。然而，幾座已計劃要進行加固的橋梁坍塌了。很多鋼結構建築物在接縫處斷裂了。
當地震發生時，地震波在地球內部和地表傳播。使時間加速，你能夠看到這一切的發生。右圖表明了面波是如何從地震發生處向外傳播的。切面圖顯示的是體波在地球內部傳播，在遇到內部障礙物時發生改變。地表的黃色條標示的是面波的傳播范圍。
這個圖形顯示了是從全球的地震台站收集
來的實際地震圖。當各震相（P波，S波等）到
達地球表面和切面圖上的某一台站時，你可看
到地震波形的變化。在P波和S波之後的是面波。它們是地震中造成主要破壞的地震波。有兩種類型的面波：一種是勒夫波，物質粒子在沿與波傳播方向垂直的方向作水平的前後運動，另一種是瑞利波中，物質粒子沿與波傳播方向同方向作垂直的前後運動。地震學家利用這些地震波的到達時間來測定地球的內部結構。
地震的產生和類型
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地震分為天然地震和人工地震兩大類。天然地震主要是構造地震，它是由於地下深處岩石破裂、錯動把長期積累起來的能量急劇釋放出來，以地震波的形式向四面八方傳播出去，到地面引起的房搖地動。構造地震約佔地震總數的90%以上。其次是由火山噴發引起的地震，稱為火山地震，約佔地震總數的7%。此外，某些特殊情況下了也會產生地震，如岩洞崩塌（陷落地震）、大隕石沖擊地面（隕石沖擊地震）等。
人工地震是由人為活動引起的地震。如工業爆破、地下核爆炸造成的振動；在深井中進行高壓注水以及大水庫蓄水後增加了地殼的壓力，有時也會誘發地震。
地震波發源的地方，叫作震源。震源在地面上的垂直投影，叫作震中。震中到震源的深度叫作震源深度。通常將震源深度小於70公里的叫淺源地震，深度在70-300公里的叫中源地震，深度大於300公里的叫深源地震。破壞性地震一般是淺源地震。如1976年的唐山地震的震源深度為12公里。
地震帶
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地震主要分布在環太平洋帶，阿爾比斯—喜馬拉雅帶，大西洋中脊和印度洋中脊上。總的來說，地震主要發生在洋脊和裂谷、海溝、轉換斷層和大陸內部的古古板塊邊緣等構造活動帶。
震源：是地球內發生地震的地方。
震源深度：震源垂直向上到地表的距離是震源深度。我們把地震發生在60公里以內的稱為淺源地震；60－300公里為中源地震；300公里以上為深源地震。目前有記錄的最深震源達720公里。
震中：震源上方正對著的地面稱為震中。震中及其附近的地方稱為震中區，也稱極震區。震中到地面上任一點的距離叫震中距離（簡稱震中距）。震中距在100公里以內的稱為地方震；在1000公里以內稱為近震；大於1000公里稱為遠震。
地震波：地震時，在地球內部出現的彈性波叫作地震波。這就像把石子投入水中，水波會向四周一圈一圈地擴散一樣。
地震波主要包含縱波和橫波。振動方向與傳播方向一致的波為縱波（P波）。來自地下的縱波引起地面上下顛簸振動。振動方向與傳播方向垂直的波為橫波（S波）。來自地下的橫波能引起地面的水平晃動。橫波是地震時造成建築物破壞的主要原因。
由於縱波在地球內部傳播速度大於橫波，所以地震時，縱波總是先到達地表，而橫波總落後一步。這樣，發生較大的近震時，一般人們先感到上下顛簸，過數秒到十幾秒後才感到有很強的水平晃動。這一點非常重要，因為縱波給我們一個警告，告訴我們造成建築物破壞的橫波馬上要到了，快點作出防備。
1976年唐山大地震時，一位住在樓房裡的幹部突然被地震驚醒。由於這位幹部平時懂點地震知識，所以當他感到地震顛簸時，迅速鑽到桌子底下，五、六秒種後，房頂塌落。直到中午，他被救出後，深深感到要不是自己果斷鑽到桌子底下，早就沒命了。他說是地震知識救了他的命。
地震學的偉大成就之一是，人們完全了解了地震波被激發的機制。在上個世紀末，一位地震學者評述地震時寫道：「地震的原因還仍隱匿於朦朧之中，可能是永恆之謎，因為這些強烈震動發生的處所，遠距人類觀察領域之下。」許多與他同時代的人認為，火山作用是地震的首要原因，而另一些人傾向於地震源於高大山脈造成的巨大重力差。
在20世紀初地震台網建立之後，完成了地震活動的全球性監測，人們發現許多大地震發生之處遠離火山和山脈。越來越多的地質學家把破壞性地震的野外考察作為他們的任務。地面斷裂之大常常使他們震驚，這些斷層可以從地形沿線狀系統變形而被識別。上世紀末科學家已經清楚地認識，一般的地震與造成地球表層廣泛變形的構造過程密切相關，這些變形也創造了山脈、裂谷、洋脊和海溝。地質學家推測，地表岩石的大規模迅速錯動是強烈地動的原因。他們的推斷很快發展成信心十足的論述，大多數地震發生的機制已經被發現。
今天認為天然淺震幾乎都有同樣成因。地球深成構造力造成地球外層大規模變形是地震的根源。沿地質斷裂的突然滑移則是地震波能量輻射的直接原因。
4.1 地 質 斷 層
在實驗室里岩石受壓能使之以不同方式「破裂」和「破壞」。在有的突發破裂中，斷裂把岩石切開，兩側岩石相對滑動，多條裂紋把岩石裂成碎塊。如果岩石破碎的碎塊能再拼合起來，這種破壞類型稱之為脆性破壞。另外一種岩石破壞中，標本的兩側不突然滑移，而是緩慢地碾磨，沿著一個傾斜斷面仍粘合在一起。這種岩石的破壞不能像脆性破壞那樣快速釋放儲存的彈性能量。
在自然界，大規模的破裂面被稱為地質斷層。像在實驗室中見到的那樣，一條斷層的兩側可以逐漸地並難以察覺地互相滑過；也可以突然破裂，以地震形式釋放能量。在後一情況下，斷裂兩側向相反方向錯動，以致一度橫過斷裂排列的岩石會發生變位。許多斷裂非常長，有的可在地表追蹤幾千米。
斷裂展示的特性形形色色。它們可能是僅具有很小的可見位錯的清晰的裂面（圖4.1），
也可能是岩石的擴展破碎帶，幾十或幾百米寬，這是沿斷裂帶不時重復運動的結果。斷層一旦形成，它往往成為持續應力作用下繼續變位的場所，這可由斷面附近的碎裂岩泥質物所證實，斷面上的大多數岩體含有曾發生岩石變位造成的豐富的破裂。斷裂帶中的岩石可在若乾地震過程中被非常細地挫碎和剪切，使它變成一種塑性粘土物質，叫斷層泥。這種物質強度小，以致彈性能量不能像在較深的脆彈性岩石中那樣存儲。
斷層曾按它們的幾何學及相對滑移方向分類。如圖4.2所示，斷層在三維坐標中的定位由兩個角度給出：第一是斷層的傾向，即斷面與水平面之間形成的角度。第二是斷層的走向，即出露於地表的斷層線相對於正北方向的角度。
圖4.1 猶他州喀那布附近的切過岩層的小而清晰的正斷層
圖4.2 地質斷層的類型
斜斷層(圖右邊)都具有水平運動(走滑斷裂)和垂直運動(正斷層和逆斷層)兩種斷裂的特徵
斷裂可按其沿傾向和沿走向的運動方位分類。走滑斷裂，有時也叫橫推斷層，能引起斷層兩側彼此相對水平滑移。岩石平行於走向相對平行地移動，如果當我們站在這種斷裂的一側，看另一側的運動是從左向右，這種斷層運動叫右旋走滑。同樣地能確定左旋走滑斷層。
斷層的運動可完全沿傾向發生，稱為傾滑斷裂。這時斷裂一側相對另一側上下運動，其斷裂運動基本平行於斷層傾向，岩石在垂向發生位錯，有時造成一個小而可見的岩石牆面，稱之為斷層崖。這類斷層可劃分為兩個亞類：一個是正斷層，是在傾滑斷裂中傾斜斷面上邊的岩石相對斷裂下邊的岩石向下運動；相反地，逆斷層是傾斜斷面上邊的岩石向上運動。逆沖斷層是斷層傾角很小的逆斷層。斷層很少是純走滑或傾滑的，通常它們具有水平和垂向運動分量。這種斷裂名為斜向斷裂。有些斷裂面沒有能從基岩穿透上覆土壤，因為近地表的土壤吸收了差異滑移。這時只能通過挖探槽或切開隱伏斷崖才能探測出斷層。
4.2 其他來源的地震動
大多數破壞性地震——諸如1906年舊金山地震、1988年的亞美尼亞地震和1992年加利福尼亞蘭德斯地震，都是因斷層岩石的突然破裂而發生的。雖然通常談地震指的就是這些所謂的構造地震，但強烈的地面震動也可能是許多其他來源的結果。
第二種熟知的地震類型是伴隨火山的噴發而發生的地震。許多人，像早期希臘哲學家那樣，想像地震是與火山活動聯系的。的確，在世界許多地區地震與火山相伴發生，令人印象深刻。現在我們知道，雖然火山噴發和地震都是岩石中構造力作用的結果，但他們並不一定同時發生。今天我們稱與火山活動相關發生的地震為火山地震。
在大火山地震中，從地震波確定的震源機制可能與構造地震是一樣的。靠近噴發的火山，岩石由於岩漿的積累和運動而變形，彈性應變能在岩石中積累起來。這些應變導致的斷層破裂就像構造地震一樣，但與火山並無直接關系。然而，由於地下火山通道中噴發岩漿的快速運動以及超熱蒸汽和氣體的激發，可使周圍岩石發生顫動，稱之為火山震顫。
另外一種類型的地震為，當地下洞穴或礦坑崩陷時造成一個小的「塌陷」地震。這種現象是通常所說的礦爆的變種，礦爆時采礦場誘發應力造成大量岩石爆裂飛出采礦面，產生地震波。
1974年4月23日在秘魯沿曼塔羅河一個壯觀的滑坡造成相當4.5級地震的地震波。大約1.6立方千米體積的岩石滑動了7千米，致使約450人死亡。這次滑坡並非由鄰近的構造地震驅動，而是由於山體的失穩。部分重力位能在土壤和岩石的快速向下運動時轉化成地震波，並被上百千米以外的地震台清楚地記錄到。一台80千米以外的地震儀記錄到3分鍾的地動。這個搖動持續時間是與地滑的速度和范圍相一致的，它在觀察到的滑移7千米距離內以每小時約140千米的速度運行。
因為地震通常造成地滑，有時規模很大，很難分開原因和效果。近代史中最大地滑可能發生於1911年俄國帕米爾山中的烏索。伽里津（Galitzin），一位現代地震學的先驅，在聖彼得堡附近他的地震儀上記錄到了烏索地滑造成的地震波，因此地滑發射出來的地震波傳播了3 000千米。他開始以為記錄了一個正常的構造地震，直到1915年派出一支調查隊去研究烏索地滑，才發現這次地滑席捲了2.5立方千米岩石!
圖4.3 紐西蘭庫克山1991年12月15日1 400萬立方米岩石和冰雪崩塌下來之後的
情景（a)和75千米以外記錄到的庫克山雪崩地震圖，相當於一次3.9級地震（b）
很大的隕石與大氣或地球表面碰撞造成碰撞地震是一種稀少的情況。一個神奇的例子是通古斯隕石於1908年6月30日在西伯利亞一個偏僻地區進入地球大氣層，在大氣層快速減緩時的應力和熱作用下，隕石在地球表面以上不到10千米的高度爆炸，夷平了大面積的森林。俄國和歐洲的許多地震台，有的遠在5 000千米之外，都記錄到了地震波。開始人們還以為是一次大的構造地震。
有一些在流體注入深井或大型水庫蓄水後誘發地震的記錄，雖然其機制仍被認為是由斷層破裂而釋放應變能。這些事例提出一個問題：在什麼程度下，一口井或水庫中的水會誘發那些否則要許多年後才會發生的地震?
一個良好記載的案例是麥德湖事件，它於1935年水庫蓄水之後發生在科羅拉多河上胡佛水壩。在湖形成之前該區無地震活動的歷史記錄，但蓄水後小地震頻發。當水庫充水之後建立了地方性地震台，記錄表明，發震次數與水庫的蓄水量變化有相當密切的對應關系。
對水庫水深超過100米和1立方千米體積的大型水庫，這種效應最明顯。然而，大多數這種大水庫是無震的，世界上26個最大水庫僅有5個發生無可置疑的誘發地震，包括尚比亞的喀瑞巴水壩和埃及的阿斯旺高壩。最合理的解釋可能是，井或水庫附近已經受構造力而產生應變，以致斷裂已經幾乎准備滑動，水頭增加了壓力，從而增加了岩石中的應力並驅動滑移；水也可使岩石弱化，降低岩石強度。
最後，人類爆炸化學炸葯和核裝置引起爆發地震。在近地表爆炸中，破碎地區產生的地震波向所有方向傳播，當初至P波到達地面時地面會外隆，如果能量足夠大，會將岩土四拋，如同採石場那樣。
當然，人類和野獸有時也造成地震，盡管一般極小，例如機械地敲擊地面。
4.3 彈性能的緩慢積累
讓我們對構造地震成因作進一步的討論。地球深部的作用力使地震活動區岩石產生變形，隨時間增加變形漸漸變大。這種變形在很大程度上，起碼在大約千年尺度上，是彈性變形。所謂彈性變形，是指加力時岩石產生體積和形狀變化，當力移去時將彈回到它們的原狀，就像受擠的橡皮球。這種彈性岩石運動能通過精密的系統的大地測量加以探測，以區分出彈性和非彈性(即不可逆的)變形。
為了達到這種目的，有3種主要大地測量方法。兩種確定水平運動大小。第一類，用小望遠鏡測量地面上標志間的角度，這個過程叫三角測量。第二類叫三邊測量，測量地面標志之間的距離。在現代三邊測量技術中，光(有時是激光束)被從一定距離的制高點的鏡子反射，用一種光電測距儀測量光的雙向路徑往返所用的時間（圖4.4）。在路徑很長時，光速隨大氣狀況而變化。因此，在精密測量時用飛機或直升機沿視線飛行，並測量空氣溫度和壓力以便能夠校正。這些測量精度可達在20千米距離准確到約1.0厘米。
圖4.4 在加利福尼亞帕克費爾德用於進行大地測量的激光束對著遠處的鏡子
第三類測量是通過野外建立水準測線測定垂向運動的大小。這種水準測量簡單地測定在地面上不同地點布設的基準點的高程。重復測量可揭示各次測量間的變化。國家測網是在國土固定位置上設置國家基準測樁。有可能的話，水準線將延至大陸邊緣，以便用平均海平面作為確定陸地高程絕對變化的參照點。近年來，同步衛星也被用來作為已知參考點，利用地球表面固定點發射無線電波至衛星的走時測距。
不同的測量方法表明，在地震活動區，諸如加利福尼亞和日本，地面水平和垂直運動都達到了可觀測到的量級。它們還表明在大陸的穩定區，諸如加拿大和澳大利亞的古老地塊，很少發生變化，至少在最近的過去。與地震有關的區域變形測量的最重要的結果可能來自加利福尼亞。在那裡他們早自1850年開始並於1906年舊金山地震後定期進行測量。其成果在現代地震發生的理論中起著關鍵作用。近十餘年來沿聖安德烈斯斷裂系的測量已有進一步改進，著眼於地震預報。測量人員用光學和激光束光電測距儀，測量了聖安德烈斯斷裂兩側山頂上基準點之間的距離。應變的趨勢變化特別清楚，測量表明斷層存在右旋變形，而未橫過主要斷裂帶的測線長度變化則很小。
4.4 彈性回跳原理
在科學發現中常常不是記住對一事件的首次描述或某個假說的首次提出，而是記住那些使科學界信服確實發現了一些新東西的事件。現今廣為接受的地震發生的斷裂破裂機制的物理學原理，是由對1906年聖安德烈斯地震令人信服的研究確立的。1906年以前跨被聖安德烈斯斷裂切過的區域作了兩組三角測量，一組在1851～1865年，另一組在1874～1892年。美國工程師里德（Reid）注意到，到1906年的50年期間斷裂對面的遠點移動了3.2米，西側向北北東方向運動。當這些測量數據與地震後測量的第三組數據比較時，發現地震前和地震後，平行於聖安德烈斯斷裂的破裂，都發生了明顯的水平剪切(見第8章圖8.4)。
自里德的工作之後，地震學界普遍認為，天然地震是地球上部沿一地質斷裂發生突然滑動而產生的。這滑移沿斷面擴展，這種滑移破裂傳播的速度小於周圍岩石中的地震剪切波波速。存儲的彈性應變能使斷裂兩側岩石回跳到大致未應變的位置。這樣，至少在大多數情況下，變形的區域越長、越寬，釋放的能量就越多，構造地震的震級也將越大。圖4.5給出地震矩與斷層長度的關系。
圖4.5 板內大地震的地震矩與斷層破裂帶長度的關系
如圖4.6所示，那些造成1906年地震的力畫在圖解中。想像這一圖解是垂直地橫過聖安德烈斯斷裂的一排籬笆的鳥瞰圖。該籬笆垂直穿過該斷層，在兩側延伸許多米。用空箭頭表示的構造力作用使彈性岩石應變。當它們緩慢地作功時，該線（籬笆）彎曲了，左側相對右側錯動。這種應變作用不能無限地持續，早晚那些軟弱岩石，或那些位於最大應變點的岩石要破壞。這一破裂後將接著發生彈回，或在破裂的兩側回跳。這樣在圖4.6中斷裂兩側的岩石中的D回跳到D1和D2。圖4.7示出1906年地震斷層破裂之後橫過斷層的籬笆被錯動的情況。
圖4.6 跨斷層的籬笆當斷裂彈性回跳時造成的結果
（a）構造力作用下橫過斷層的籬笆發生彎曲， A點和B點向相反方向移動；
（b）在D點發生破裂，在斷裂兩側的應變岩石彈回到D1和D2
圖4.7 在海濱地區跨聖安德烈斯斷裂的籬笆在1906年舊金山地震時
錯動了2.6米，遠處的土地向右移動
自從1906年地震之後，肯定了彈性回跳作為構造地震的直接原因。像鍾表的發條上得越緊一樣，岩石的彈性應變越大，存儲越大的能量，當斷裂破裂時，儲存的彈性能迅速釋放，部分地成為熱，部分地成為彈性波，這些波就構成地震。
岩石的垂向應變也很常見。在這種情況下，彈性回跳沿傾斜斷面發生，引起地水平線沿垂向垮落並形成斷層崖。大地震造成的斷層崖可達好幾米高，有時沿斷裂走向延伸幾十或幾百千米。
岩石力學實驗室里的試驗曾闡明了地震前期應變在地球岩石中的變化。在這些實驗中，將水飽和的岩石試樣在高溫下的流體介質中壓縮。這種研究指示在局部構造力作用下地殼緩慢應變，在構造斷裂鄰近造成岩石中微裂隙的集中。水緩慢地擴散並充填在岩石的裂縫和孔隙之中。由於微裂隙的發展，沿斷裂的高度應變區的體積增加，這個膨脹過程進一步使斷裂帶弱化。同時，在裂隙中的水降低了岩石的約束力，並使橫過潛在斷層面的摩擦力降低了，容許岩石松動，以致最終沿一個主要斷裂面滑動。按這種方式變形的斷裂產生彈性回跳並傳播擴展。
地震的前震和餘震也能通過研究主滑動附近的裂縫發育過程而得到理解。前震是沿斷裂的應變和破裂物質中的微細破裂結果，而那時主斷裂並沒有發展，因為物理條件尚未成熟。前震中的有限滑動稍微改變了力的格局。水的運動和微裂隙的分布，終於使一個更大破裂開始了，造成主震。沿主破裂岩塊的拋擲和嚴重搖動及局部生熱，導致沿斷裂的物理條件與主震以前相比有很大不同。其結果是附加的小斷裂發生了，造成餘震。之後，該區的應變能逐漸降低，像一個沒勁的鍾表，可能在許多月之後恢復穩定。
4.5 40年中美國的最大地震
我們設想因為強震發生緩解了一條斷層上的應變，在一個地區一旦餘震結束將跟隨而來的是平靜。但主斷裂往往僅是威脅一地區的復雜斷裂網格中的一條。一條斷裂上應變能的災變性釋放，可能增加相鄰斷裂的壓力。近幾年來襲擊美國本土的最大地震表明，一個大地震對一個地區的地震活動性及地震災害的影響是多麼難以預測。
1992年6月28日星期天上午4點58分，一個強震襲擊了加州荒僻的莫哈維沙漠中的蘭德斯城鎮(見圖4.10)。其主震的面波震級為7.5。事後發現彈性回跳的大主幹斷裂，正是由於它的錯動在南加州產生強烈搖動，使遠在科羅拉多州的丹佛都有感。
震中位於蘭德斯鎮和尤喀河谷之間，大約在聖安德烈斯斷裂帶東北30千米。這個人口不多的居民點遭受了高強度的晃動。戈布羅哥（Gobrogge）先生描述了在尤喀河谷中他的保齡球道邊牆被破壞時說：「那太可怕了，確實可怕，它不肯平靜下來，一直持續地搖擺，從未停止。」這個地震，官方名之為蘭德斯地震，與經常提到的1952年克恩地震發生在同一地區。然而因為它位於沙漠，僅有1人死亡和5人重傷。地震摧毀超過77家，有4 300戶受到破壞，估計財產損失約5 000萬美元。
在以後的日子裡，成百的地震學家和地質學家來收集資料，目睹了斷裂的明顯證據。壯觀的右行地表錯動形成一系列走滑斷層，排列成「雁列」狀，每一斷裂與前面另一斷裂首尾相鄰，坐落在前方右側或左側，像一個系列台階。這一系列斷層連成的主斷裂已填繪在加州地質圖上，但因為它們在其尾端分離達10千米，曾被認為是單獨的斷層。作為一條連續的深斷裂的段落，個別的斷裂被認為在12 000年前滑移過，但自那以後沒有活動過。據此，沒有設想會發生一個7.5級，囊括全部80千米的斷層錯動的地震。
沿斷裂測量的地表滑移在蘭德斯附近達2米，如圖4.8和圖4.9所示，沿破裂西北部錯動大致5.5米。還有令人驚奇的1米高的地震陡崖，出現在沿主斷裂彎轉的部分段落。
圖4.8 莫哈維沙漠中沿埃莫森斷層256千米寬的地區的一對衛星影像
該斷層是蘭德斯地震過程中錯斷的幾條斷裂之一。左邊的影像拍攝於1991年7月27日，
地震之前11個月；右邊的影像，剛好於地震後27天拍攝。地震過程中斷裂造成的地裂
縫清楚可見，從左上角延伸至右下角。在這一位置橫過斷裂的位移約為4米
圖4.9 埃莫森斷裂崖的新鮮斷面顯示1992年蘭德斯地震後的滑移(稱之為擦痕)
隨著蘭德斯地震之後發生了最不尋常的地震連鎖反應。主震之後沿滑動的斷層連續發生一系列餘震（圖4.10）。作為規律，在大的淺源地震之後，隨後的日子裡地震活動在更大的地區內會突然戲劇性地增加。主震之後3個小時又在以大熊湖附近為中心處發生了強震(MS=6.5)，地面被再次震顫。這次震動是距第一次斷裂源約45千米西方的另一條斷裂的滑移產生的。應用計算模擬考察區域斷裂系的應力變化，其結果表明，蘭德斯地震的斷裂滑動造成了斷裂上某些部位應力增加，大熊湖地震就是因此而發生的。計算還表明，蘭德斯地震可能增強了南聖安德烈斯斷層上的應力，加強了走滑剪切的趨勢，同時降低了聖安德烈斯四周頂住周邊的壓力，該種力是無形的連續的。這些作用集中在一起，可能增加了本區未來發生大地震的機率。
圖4.10 南加州蘭德斯地震後25日內的餘震和斷層分布圖
主震以星號表示，顏色深淺的變化表明1979～1992年間區域地震引起的應力變化，
聖安德烈斯斷層卡洪山口以東應力增加，以西應力減小
緊接著蘭德斯主震之後的24小時內，在距震中600千米范圍內地區台網測到了11個震級大於3.4的地震。按照加州和內華達地區地震發生的正常概率，這種兩個大事件連續發生的機率僅為十億分之一。這種同時發震在地質歷史中是極少出現的！因此我們推測，是蘭德斯地震引起了這個地震活動高潮，它直接在岩石中增加了彈性應變，或由它的地震波通過各單個斷裂而在它們上面引起變化應力而造成地震活動高潮。
最難理解的是沿內華達山脈東側，從歐文谷以南向北到長谷火山口，距蘭德斯400千米的小地震發生頻度的顯著增加。北部距主破裂800千米的莫娜盆地、拉森山和最北頭的北加州沙斯塔山，也都出現背景地震活動的顯著增加。
許多加速度計被蘭德斯地震觸發了，它們繪出強搖擺的信號。圍繞斷裂源的許多地點觀測表明，蘭德斯地震的震中破裂可能是由南開始向北傳播。在斷裂北端地面變動比斷裂南端強烈得多。聽眾可以體驗同樣效應，像擴音器移近時聲強提高一樣，學術名詞叫定向聚焦，描述由波源的運動引起能量在一個方向上集中。因為破裂方向不同，其運動可比平均值更大或更小，因此地面運動強度取決於破裂的方向。
4.6 地 震 矩
由受構造應力影響使斷裂面突然滑移的力學模型，推導出地震整體大小的最有用的量度。這個量度，在第3章提到過，叫地震矩。它是1966年美國地震學家安藝（Aki）提出的。現在受到地震學家歡迎，因為它與斷裂破裂過程的物理實質直接聯系。根據它能推斷活動斷裂帶的地質特性。
矩的力學概念可用一簡單實驗加以描述。把雙手放在重的方桌兩邊，在水平方向上一隻手推、另一隻手拉。兩只手分開得越寬，桌子越容易轉動。換句話說，桌子旋轉需要的力是隨兩臂的杠桿作用的增加而減少的。這兩個大小相同、方向相反的力稱為力偶。這個力偶的大小叫矩，其量值由兩個力之一的值和它們之間的距離相乘而得到。
這個概念可以引伸到造成地質斷層滑動的力的系統。在這種情況中的.
Ⅳ 地震資料有什麼特殊的處理方法
地震資料特殊處理是相對常規處理而言的，它是更高一層的處理。為滿足解釋工作的特殊需要，需要進行特殊處理。特殊需要是指經過初步解釋以後，為了進一步搞清可能含有油氣地層的細微結構和地層的一些特性，如復雜的小斷塊，儲藏油氣地層的特性以及預測油、氣、水的分布等等，需要從地震資料中提取有關的信息和依據。為這種特殊需要所做的進一步處理叫做特殊處理。
特殊處理的一種成果—反映地層孔隙平面變化的成果中國從20世紀70年代初期開始研究以亮點技術為主要內容的特殊處理技術。所謂亮點，簡單地講，就是由於地下油氣藏的存在，在地震剖面上出現的引起振動幅度增強的「點」。這個點附近的振幅顯得「又粗又黑」，周圍比較弱，可見亮點與油氣有很大關系。1972年，國外油氣公司利用亮點技術成功的預測出墨西哥灣的兩處天然氣田，中國於1974年應用亮點技術在渤海灣已知氣田上得到了很好的驗證。
20世紀80年代開始研究以儲油氣地層為主要內容的特殊處理。通過特殊處理可以為地層的岩石性質、地層的孔隙發育情況等物理性質以及是否存在油氣等提供更多的資料。
20世紀90年代開始發展了三維地震資料的特殊處理技術，如應用三維特殊處理的資料進行油藏描述、儲量估算等，從而使三維地震勘探解決地質及油氣問題的能力更強，效果更明顯。
地震反演問題是最近幾年特殊處理中一項重要的處理內容。它可以把地震剖面轉換成解析度更高，反映地層性質更為直觀的一些剖面。這樣有利於地震資料與測井資料連接對比，更有利於地層性質變化規律的研究。地震反演技術已成為研究儲層的一項關鍵性技術。
Ⅵ 地震資料的預處理
1.疊前 AVO屬性處理
（1）AVO速度調整和層速度場的建立
除了振幅處理不當會造成 AVO 分析陷阱外，如果速度分析處理不當也可能造成技術陷阱，同時也會影響到資料的品質和橫向解析度。雖然常規處理中已經產生了一個比較准確的速度場，但這個速度場由於考慮到多方面因素的影響，並不能完全適應AVO屬性處理。
因此，在AVO 速度分析中，首先對信噪比低的剖面段繼續採用細致的常速掃描與譜點加密的方法，保證速度拾取的精確程度 （圖5－17），從而獲得精度較高的疊加速度場。由於本區地層為傾斜地層，因此疊加速度場與均方根速度場之間存在以下關系：
VRMS＝VSTK×cosθ
圖5－17 精細速度調整
式中：VRMS為均方根 速度；VSTK為 疊 加 速度；θ為地層傾角。
根據實際資料，本工區地層傾角在10°～15°之間，cosθ約在0.97～0.99之間，因此我們可以利用以上的公式將疊加速度場近似轉換為均方根速度場。
對疊加速度場進行平滑 （圖5－18），然後將平滑後的疊加速度場轉化為層速度，結合地質層位解釋對層速度場進行調整 （圖5－19），最後利用該速度場完成初次AVO 處理並對處理結果進行分析，根據實際處理效果情況再次調整速度場，完成最終 AVO速度場的建立 （圖5－20）。
圖5－18 疊加速度場
圖5－19 均方根速度場轉化的層速度場
圖5－20 排2井三維 AVO速度場建立流程
（2）AVO入射角度的試算與選擇
入射角＝tan－1（offset/2 H）
式中：offset代表偏移距；H 代表目的層深度。
從共 中 心 點 面 元 道 集 內 的 高 差 變 化 情 況 看， 過 排 2 井 道 集 （x：313980，y：4982130）高程在 289～292.2m 之間，最 大 高 差 為 3.2m；工 區 南 部 農 田 區 道 集 （x：309000，y：4974410）高程在297.8～302.5m之間，最大高差為4.7m；工區南部水庫區道集 （x：309000，y：4963400）高程在319.4～306.4m之間，最大高差為13m。在完成近地表校正後，共中心點面元道集內的高差對 AVO 入射角計算的影響很小，可忽略不計。
排2井三維地層埋深差異較大，同一地層最大埋深差達1500m，因此取500～2750m為目的層深度范圍。根據現有資料，排2井油層深度為1014m，經分析，該層對應地震資料最大偏移距為1070m，根據 AVO 入射角計算公式，滿足 AVO 分析的最大入射角為43°；排2井石炭系深度為1374m，經分析該層對應地震資料最大偏移距為1400m，根據AVO入射角計算公式，滿足 AVO分析的最大入射角為45°；三維工區內石炭系最大地層埋深為2750m，按最大偏移距2870m 計算，滿足 AVO分析的最大入射角為46°。綜合分析，試處理中確定的最大入射角為45°。
為了保證 AVO 屬性分析的效果，對 AVO 屬性分析的角度進行試算，分別試算了0°～30°、0°～35°、0°～40°、0°～45°（圖5－21～圖5－24）。最終 確 定 0°～35°作 為 本 區 AVO屬性分析試處理的入射角。
圖5－21 入射角0°～45°碳氫檢測剖面
圖5－22 入射角0°～40°碳氫檢測剖面
圖5－23 入射角0°～35°碳氫檢測剖面
圖5－24 入射角0°～30°碳氫檢測剖面
（3）AVO屬性體處理
應用分選出的0°～35°角度限制道集，結合全區層速度場，利用Shuey近似公式進行AVO屬性體的疊加處理，得到 AVO屬性體。
另外也對另一種近似方程——Richards方程，抽取過排2井的縱線進行了試處理，並取得了一定的效果 （圖5－25，圖5－26）。
圖5－25 過排2井（排8井）縱線λ剖面
圖5－26 過排2井（排8井）縱線μ剖面
（4）P波數據體的後續處理
為了滿足後續反演處理和綜合分析的要求，還要對P波數據體進行後續的處理工作，主要是應用 Omega處理系統的STOLT偏移方法對 P波數據體進行疊後偏移處理；應用零相位反褶積、藍色濾波提高P波數據體的解析度；應用三維 RNA提高P波數據體的信噪比 （圖5－27，圖5－28）。
圖5－27 P波偏移剖面
圖5－28 提頻去噪後P波偏移剖面
對於P波屬性數據體和成果數據體，尤其是過井線，進行了詳細的對比分析，認為P波數據體與成果數據體基本相當，從合成記錄對比 （圖5－29，圖5－30）上看，兩者的頻率、相位、能量都一致，同樣都可以很好地反映地質現象，但在細節方面，P波剖面振幅的強弱關系反映更明顯，保幅性更好 （圖5－31～圖5－46）。
圖5－29 過排2井成果剖面標定圖
圖5－30 過排2井P波剖面標定圖
圖5－31 過排2井P波剖面
圖5－32 過排2井縱線成果剖面
圖5－33 過排8井P波剖面
圖5－34 過排8井縱線成果剖面
（5）AVO屬性體的歸位處理
由於 AVO屬性處理是直接應用疊前道集進行屬性體的疊加，因此 AVO 屬性體的歸位一直是一個難題。
圖5－35 過排201井縱線成果剖面
圖5－36 過排201井P波剖面
圖5－37 過排208井縱線成果剖面
圖5－38 過排208井P波剖面
圖5－39 過排9井縱線成果剖面
圖5－40 過排9井P波剖面
圖5－41 過排12井縱線成果剖面
圖5－42 過排12井P波剖面
圖5－43 過排16井縱線成果剖面
圖5－44 過排16井P波剖面
圖5－45 過排17井縱線成果剖面
圖5－46 過排17井P波剖面
在本次處理中，把P波數據體和梯度 G 數據體分別進行偏移，再將偏移後的 P、G數據體進行相應運算，獲得偏移歸位後的碳氫檢測、擬波松比等屬性體，徹底解決了這個難題，並取得了很好的效果 （圖5－47，圖5－48）。
圖5－47 偏移前過排2井－排8井縱線碳氫檢測剖面
圖5－48 偏移歸位後過排2井－排8井縱線碳氫檢測剖面
（6）AVO屬性處理效果分析
AVO疊前屬性處理取得了較好的處理效果。在過排2井附近的道集上 （圖5－49）可以看到明顯的 AVO正異常現象。
從過排2井 （排8井）P波剖面、碳氫檢測剖面、擬泊松比剖面上可以看到，油井與負相位砂體吻合很好 （圖5－50～圖2－52）。
圖5－49 過排2井道集 AVO正異常顯示
圖5－50 過排2井－排8井縱線P波剖面
圖5－51 過排2井－排8井縱線碳氫檢測剖面
圖5－52 過排2井－排8井縱線擬泊松比剖面
而過排201井 （排204井）、排203井、排208井P波剖面、碳氫檢測剖面上，沒有明顯的反映 （圖5－53～圖5－58）。
圖5－53 過排201井－排204井縱線P波剖面
圖5－54 過排201井－排204井縱線碳氫檢測剖面
圖5－55 過排203井縱線P波剖面
圖5－56 過排203井縱線碳氫檢測剖面
圖5－57 過排208井縱線P波剖面
圖5－58 過排208井縱線碳氫檢測剖面
排9井、排12井、排16井和排17井在碳氫檢測剖面等屬性剖面上均沒有明顯 AVO反映 （圖5－59～圖5－66），這與實鑽結果也是吻合的。
圖5－59 過排9井縱線P波剖面
圖5－60 過排9井縱線碳氫檢測剖面
圖5－61 過排12井縱線P波剖面
圖5－62 過排12井縱線碳氫檢測剖面
圖5－63 過排16井縱線P波剖面
圖5－64 過排16井縱線碳氫檢測剖面
圖5－65 過排17井縱線P波剖面
圖5－66 過排17井縱線碳氫檢測剖面
2.疊後屬性處理
當儲層物性和充填在儲層中的流體性質發生變化時，會造成地震反射系數、傳播速度、振幅、頻率等多種屬性的變化。這些變化表現為波形、能量、頻率、相位等一系列基於運動學、動力學的地震屬性的變化。地震屬性比地震剖面在檢測儲層或流體性質變化方面敏感得多，並且許多地震屬性都是非線性的，它將增加預測的准確性。鑒於本區目前勘探存在的困難，有必要開展疊後屬性處理工作，提高勘探的成功率。
（1）精細標定及構造解釋
精細構造解釋是進行屬性提取工作的基礎，只有如此才能保證所提取的地震屬性能夠准確反映所研究目的層段或儲層的特徵。需要做好以下三個方面的工作：
極性判斷：首先進行正演分析對比法。採取正極性子波和負極性子波分別進行排2井自激自收正演，可以看到正極性子波正演結果中儲層附近波組特徵表現為上弱波峰，下強波峰，中間夾一個強波谷的特點 （圖5－67）。而表現負極性子波正演結果中儲層附近波組為兩個相對弱的波峰夾一個相對強波谷的特徵 （圖5－68）。對照過排2井的地震剖面，可以發現地震剖面上儲層處的地震響應特徵與正極性子波正演結果一致 （圖5－69）。其次採用能量判識方法——選擇排2井靠近塔西河組下部的一套較厚的含礫細砂岩，厚度13m，地震資料可以分辨其頂底。其頂底分別對應地震的波峰和波谷。從反射系數曲線上可以看到頂部反射系數大於底部反射系數 （圖5－70），所以頂部反射在地震資料反射中對應能量應該大於底部反射能量。從地震資料讀取該反射層附近的能量，可以看到波谷能量最大在－1300附近，而波峰能量最大達到5000左右 （圖5－71），從對應關繫上看，波峰頂應該對應含礫細砂岩的頂，這只有在使用正極性子波條件下才能達到該條件，使合成記錄道和地震道相對應。再其次採用正負子波標定對比法——從排2井正負子波合成記錄對比標定剖面上 （圖5－72）可以看到正極性子波與負極性子波在目的層段標定效果都不錯，但在1.1～1.2s處正極性子波合成記錄波組與地震波組更加匹配。最後採用多口井綜合標定法——採用多口井標定對比，發現正極性子波標定結果與實際地震道對應效果良好。綜合以上四種方法，判定該區地震資料為正極性。
圖5－67 排2井正極性子波正演結果
圖5－68 排2井負極性子波正演結果
層位及儲層標定：本次研究對車排子地區已鑽探井均進行了合成地震記錄標定，標定採用如下原則——以井點附近地震道提取子波、利用VSP做為時深關系指導、以塔西河組及沙灣組底部反射為標志層，在此基礎上進行細微的調整。通過標定認識到塔西河組底界以及沙灣組底界為連續強振幅波谷反射同相軸，全區可追蹤，對應地震反射層為TN1t、TN1s，沙一段1砂組底部為較強連續振幅反射同相軸，全區基本可追蹤，對應地震反層為 TN1s1。為方便層位解釋，採用了波峰反射的解釋作為控制層位 （圖5－73）。
圖5－69 排2井地震剖面正極性子波標定結果
圖5－70 排2井塔西河組下部含礫細砂岩頂底反射系數對比
圖5－71 排2井塔西河組下部含礫細砂岩頂底反射能量對比
圖5－72 排2井正負極性子波標定結果對比
圖5－73 排2井區標准層、控制層位、儲層標定結果
由於排2井油層只有3.9m 厚，因此地震資料對其分辨能力及其在地震剖面上的對應關系需要精細標定。從聲波時差曲線上計算得到，排2井油層砂岩平均速度2120m/s，泥岩平均速度2450～2600m/s，在油層頂為正反射系數，油層底為負反射系數，因地震資料為正極性資料，故而波谷對應油層頂界，波峰對應油層底界。由於地震資料視主頻70Hz，以1/4波長產生調諧波為最大解析度，最大分辨厚度應為9m。對於3.9m 的砂層無法區分，但由於排2井油層發育在泥岩段中，理論情況下只有砂體頂界面會產生地震反射，並且三維地震資料有效頻寬大至10～110Hz，從而進一步提高了垂向解析度，使得排2井砂層在地震剖面上有響應。因此得到結論：①排2井區三維地震資料，在沙一段1砂組對應的地震反射中，強振幅波谷反映了砂岩存在，並對應砂岩頂界，強波谷的橫向變化反映了砂層的橫向變化；②砂層頂界對應強振幅波谷，下部較強振幅波峰與強波谷相連，波峰與強波谷之間反映了多個砂層存在，砂層總厚度較大。
斷層及層位解釋：研究區內構造解釋採用斷裂和控制層位同時進行解釋的方案，並對整個三維工區地震資料進行了解釋。主要利用了時間切片、相干體、三維可視化等多種技術，理順了斷裂結構，落實了構造 （圖5－74）；編制了車排子地區排2井三維區塔西河組底界、沙一段1砂組底界、沙灣組底界、白堊系底界等4層構造圖 （圖5－75）。
圖5－74 排2三維斷裂系統圖
圖5－75 排2三維四層構造圖
（2）地震屬性提取技術研究
地震屬性的提取方式有剖面提取屬性和層面提取屬性兩種。剖面提取屬性可以獲得研究目標的縱向信息以及點與點之間橫向變化情況。沿層提取屬性獲得的是各類屬性沿界面橫向變化的信息，常用來預測薄儲層和與斷層有關的隱蔽油氣藏。各種不同屬性分類都有對應的地質意義 （表5－4），用來指導工作中採用合理的屬性提取方法。
表5－4 地震屬性分類表
另外還有其他常用屬性：
方差體屬性：利用地震數據中相鄰道之間地震信號的相關性，通過計算樣點的方差值，揭示數據體中的不連續信息。其作用在於進行斷層 、岩性識別 （大時窗利於分析大斷層，小時窗利於分析岩性體、小斷層）。
地震波吸收衰減：該現象是由岩石基質的固有黏彈性，包括顆粒之間和裂隙表面的內摩擦損耗、孔隙岩石內液體相對流動、局部飽和效應以及幾何漫射等引起的。影響地震波吸收衰減的主要因素有岩石性質、岩石孔隙度和孔隙內流體成分等。當地震波在地下傳播時，隨著離震源的距離的增加，能量逐漸衰減。而一些特定的因素可能加速能量的吸收，如天然氣的存在能引起高頻段的地震波異常高的吸收率。在一定的時窗內，分析地震能量的吸收，作為頻率的函數測量能量衰減的速度，可以檢測儲層的變化。對於裂縫性油藏，裂縫、溶孔以及含油氣性都會引起儲層的孔隙度、飽和度、層速度和地震振幅頻率等屬性的變化，從而引起地震吸收系數的變化。因此，可以利用地震能量吸收分析預測裂縫儲層的發育情況。
工作中結合工區儲層特徵提取敏感地震屬性共6種：以排2井鑽遇油層為例 （圖5－76），振幅類屬性提取了均方根振幅、累加負振幅、平均波谷振幅；復地震道屬性提取了瞬時頻率、瞬時相位；頻能統計類提取了弧線長度。另外提取了方差體、地震波吸收衰減等兩種屬性。
從地震資料與屬性對比圖 （圖5－77）中可以看出，所提取的屬性異常邊界與地震資料同相軸波形、能量變化點相對應，可以說，所提取的屬性是能夠反映所研究的地質目標的。
圖5－76 沿排2油層多種屬性平面圖
圖5－77 沿排2油層多種屬性異常邊界與地震同相軸邊界對比圖
圖5－78 沿排2油層平均波谷振幅屬性分頻段平面圖
為更加深入研究頻率、速度譜信息，還採用了分頻段屬性分析、時頻分析、速度譜分析等技術手段。
分頻段屬性分析：從地震資料有效頻段中按 10～30Hz、30～50Hz、50～70Hz、70～90Hz、90～110Hz共5種頻段范圍分別進行地 震 資 料 6 種 敏 感 屬 性 提 取 試 驗（圖5－78）。通過對比分析，認識到該地震資料 50～70Hz是最佳的屬性頻段。由於50～70Hz地震資料的理論分辨厚度范圍為8～11m，而工 區 中 鑽 遇 油 層 厚 度 范 圍 為2～5m，因此，所提取的各種屬性中體現的異常並不反映砂層厚度概念，僅是地層物性、含流體性等變化的反映。
時頻分析技術：為拓展和提高該區縱向（時間軸方向）頻率屬性研究的深度，針對有利地震資料頻段50～70Hz范圍，開展此項技術研究，期望能夠發現油層段在時間軸方向存在有規律異常。工作中採用以下工作流程——首先從三維地震資料中抽取過井的二維測線，然後對其進行50～70Hz帶通濾波，再對濾波結果求取瞬時頻率屬性，最後抽取過井點CDP處瞬時頻率值與時間交匯得到成果圖件，如圖5－79。通過分析鑽遇油層井油層位置頻率特徵及相鄰井對應段的頻率特徵認識到時頻變化沒有規律，因此，該技術不能應用於該區儲層研究。
速度譜分析：速度譜資料往往在油氣分布處有異常反映，可以憑借該特徵輔助判定油氣的存在。為研究該區速度譜特徵，在原有高精度速度譜基礎上，針對目的層段，縮小速度掃描時窗，提高速度譜變化精細程度，期望能夠發現有利規律。但速度譜資料在研究目的層段沒有針對油層或可能儲層的速度異常現象，因此該技術不適用於該區（圖5－80）。
圖5－79 排8及附近井儲層時頻分析圖
圖5－80 排2、排201井點處速度譜圖
3.多井約束反演處理
（1）合成記錄標定與子波求取
反演過程中的合成記錄不同於層位解釋時的合成記錄，它的標定要求細節更加精細，合成記錄道中每個同相軸都有地震道同相軸相對應，這樣才能將地質和地震精確對應起來。
合成記錄標定的過程是反射系數與子波褶積的過程，子波求取的過程是合成記錄與反射系數反褶積的過程，兩者是正反運算的有機整體。合成記錄與地震子波是影響反演處理過程中的時深關系、初始波阻抗模型與波阻抗反演結果是否准確的重要因素，而一個高質量的合成記錄與地震子波的獲得是一個循環反饋過程：利用實際地震資料多道記錄自相關統計的方法，在一個經驗時深關系 （排2井 VSP速度）的控制下，先利用一個主頻70Hz初始標准雷克子波 （實際地震資料的主頻為70Hz）作最初的合成記錄道，將此合成記錄道與井旁地震道對比，做測井曲線與實際地震資料之間的時深關系校正，在校正後合成記錄上選目的層段的合適的時窗提取子波，並用此子波重作合成記錄，校正時深關系，如此反復，直到合成記錄與實際地震資料在能量、相位、頻率等方面都匹配程度很高時，認為所得到的合成記錄與所提取的地震子波是合適的。
為保證合成記錄標定的可靠程度，在完成單井標定後，提取標定速度與本區 VSP速度進行比較，從對比圖 （如圖5－81）中可以看到所有井的標定速度與 VSP速度一致性良好，這說明標定是可靠的。單井標定完成後，為保證標定結果在橫向上一致，還需要進行多井橫向標定。圖5－82中可以 看 到 標 定結 果 在 橫 向 上是一致 的，特別是排2井、排8井鑽遇的儲層情況與實際地質情況一致。
圖5－81 各井標定速度與本區 VSP速度對比圖
圖5－82 排2、排8井連井標定剖面
（2）地質模型的建立
建立盡可能接近實際地層沉積情況的波阻抗約束模型，是減少反演最終結果多解性的十分重要的環節。建立波阻抗模型的過程實際上就是把地震界面信息與測井波阻抗信息正確結合起來的過程。地震資料包含著區域的構造信息，控制模型的橫向變化；測井資料包含豐富的高、低頻信息，控制模型的縱向阻抗變化關系，為波阻抗界面間的地層賦予合適的波阻抗信息。聲波、密度測井資料在縱向上詳細揭示了岩層的波阻抗變化細節，三維地震資料則在三維空間內記錄了波阻抗界面的地震反射。測井資料在三維地震地質反射界面內合理內插外推的結合，為精確地反演出地層波阻抗數據提供了有效的先驗約束模型。
地下沉積體的空間接觸關系是十分復雜的，計算機無法一次確定各個層位之間的拓撲關系，因此建立地質框架是通過地質框架結構表按沉積體的沉積順序，從下往上逐層定義各層與其他層的接觸關系。由於本區存在著上超這種現象，因此在模型的建立過程中，必須在地質框架結構表中定義出來。通過合理的定義上下層位的接觸關系，使建立的初始波阻抗模型 （圖5－83）符合實際的地下沉積模式，沙一段1砂組表現為從北向南逐漸加厚的特徵，2、3砂組則表現為基本厚度一致的特徵。
圖5－83 排2三維反演初始波阻抗模型圖
（3）反演參數選擇
針對不同地區的資料特點選擇適合該區的反演參數是反演項目的質量保證。結合對該區基礎資料及地質特徵的認識，對稀疏脈沖反演中的多個敏感參數進行試驗和選擇，特別針對λ、子波影響、頻帶補償、色標范圍調試等四個方面。根據稀疏脈沖反演的目標函數可知，地震反射系數的稀疏和合成記錄與原始地震道的殘差最小這兩項是相互矛盾的，這是由於在演算法上，它遵循以下原則：λ值小，強調反射系數之和最小，即強調稀疏性，稀疏脈沖反演剖面細節少，解析度低，殘差大；否則反之。但是λ值太大，過分強調地震殘差最小，一味地使合成記錄與原始地震道吻合，結果使一些噪音也加到了反演剖面中，同時由於忽略了反射系數的稀疏，使得反演結果失去了波阻抗縱向變化的低頻背景。因此，在反演參數調試中很重要的一步就是尋找一個合適的λ值，使得反演剖面既保持細節又不損失低頻背景，這個工作是通過對井旁邊合成記錄與原始地震道吻合程度的控制來完成的。λ值可以用Jason軟體反演的質量控制工具來確定。據此選定本次反演應用的λ值為16。
該區反演面積比較大，實際地震子波受施工因素及實際地層物性特徵的影響在能量、相位、頻率等特徵上會有微小差異，針對這種情況，採用空間特徵變化的空變子波進行反演 （圖5－84），這有助於對地下地層特徵進行正確反演，使得到的反演結果更加接近地下岩層的真實地質特徵。保證空變子波在有效頻帶范圍內基本穩定而略有差異，滿足了該區反演的實際需要。
圖5－84 排2三維空變子波圖
針對本區儲層，尤其是油層厚度薄的情況，採取了合理的高頻補償，補償示意圖見圖5－85，這使得儲層解析度得到合理的提高。
圖5－85 排2三維反演高頻補償示意圖
色標調試是正確反映儲層的關鍵步驟之一。本次反演採用了剖面色標調試和三維立體色標調試兩種方法。剖面色標調試採用將油層頂底投在剖面上，調整色標，逐漸使色標變化范圍與厚度一致，同時注重儲層橫向變化 （圖5－86），最終得到色標調試結果。三維立體色標調試採用三維立體鏤空方法，將鑽遇油層范圍鏤空出，調整色標范圍，使油層范圍與實際鑽探范圍一致，並記錄色標變化點 （圖5－87）。結合兩種色標調試方法，再精細調整，最終得到合理色標范圍，並將油層顏色調整為醒目的黃紅色。
圖5－86 排2三維反演結果剖面色標調試圖
圖5－87 排2反演結果三維立體色標調試圖
（4）稀疏脈沖反演處理
上述合理的時深關系、准確的層位斷層數據、校正過的測井數據、空變子波及高精度的三維約束模型等是下一步反演處理的數據基礎。在反演處理時首先選擇多條二維連井骨架剖面進行了大量、反復的試驗，採用嚴格的質量控制，檢查並適當調整反演參數，最大程度地保障反演結果的可靠性。
考慮到反演出的波阻抗數據體仍然相對缺乏高頻、低頻信息，我們對其做了高低頻信息補償。將前面生成的含有豐富高頻和低頻信息的初始模型數據體與所得到的帶陷阱的反演波阻抗結果做匹配合並，補償其缺乏的頻率成分。
約束地震反演過程，是所用測井數據、鑽井、試采數據、構造層位解釋數據、地震數據等各種數據緊密結合反演，並根據地質儲層變化情況不斷加深認識、反復修正，逐步完善反演結果的過程。每反演出一次結果，處理、解釋人員就結合在一起，對效果進行反復對比、分析，根據掌握的地質和各井鑽探，鑽采資料提出下一次反演處理應改進的問題和措施，如此反復循環處理。通過以上處理技術和質量控制手段，得到最終反演數據體。
（5）反演效果分析
稀疏脈沖反演是測井約束地震反演技術中最為可靠的技術，在目前的儲層描述與評價中得到了廣泛的應用。該技術成功地將地震資料與高頻豐富的測井資料相結合，充分發揮了地震在平面上連續採集、測井在縱向上解析度高的優勢，使點與面達到和諧的統一，把用於構造解釋的常規地震資料的界面型剖面轉換成可與鑽井資料直接對比的岩層型測井剖面，給儲層的追蹤、描述以及預測工作帶來了方便。其反演結果與地震資料所具有的振幅、頻率、相位等特徵都有較好的對應關系。
縱觀反演結果，其具有以下顯著特點：常規地震剖面，其波峰、波谷的極值點對應地層的分界面，是界面型剖面；而測井反演處理的資料，其波峰、波谷對應的是岩層，是岩層型界面，實質是層速度剖面。
反演結果如何，可以通過以下兩點分析：
1）井點處反演的結果與井的吻合程度。反演結果是否與實鑽井吻合，可以通過參與反演的井和未參與反演的井加以驗證。反演結果與排2井、排8井等的鑽井結果吻合的很好 （圖5－88）。
2）反演結果符合地質變化規律。可以從反演資料同一層系地層波阻抗的變化是否均勻，反演結果的沉積模式是否與地質規律吻合等進行驗證。如排201－排204連井反演剖面（圖5－89）上，排201井鑽遇沙灣組I砂層，排204井沒鑽到該砂體，這與實際地質情況是吻合的。
圖5－88 過排2－排8井反演剖面
圖5－89 過排201－排2－排204井反演剖面
Ⅶ 地震數據處理方法的適用讀者
全書文字簡練、條理清晰、圖文並茂、實用性強。本書是石油院校有關專業的教材，也可作為石油科技人員自學或參考用書。
Ⅷ 三維地震資料的數字處理指什麼
三維地震資料數字處理（簡稱三維處理）是指對野外三維地震採集的資料進行處理。它與二維地震資料常規處理的目的一樣，就是要更有效地壓制各種干擾波，增強有效波，提高分辨薄地層的能力，更真實更細膩地反映出地下的地質情況，為構造解釋、岩性解釋、儲層研究及油田開發提供質量更好、精度更高的處理成果。
三維處理與二維處理相比有幾個很突出的特色：
一是三維處理的數據量比二維大得多。一塊100平方千米的三維資料的數據量約為2.4億個。三維勘探面積一般要上百平方千米，大的要上千平方千米，處理的數據簡直是海量。
二是三維處理中應用了許多演算法上具有三維特色的技術手段。所以，三維處理後的成果反映的地下地質情況更可靠更真實。
三是三維處理後提供的處理成果是一個立體的三維數據體，這是三維處理後最有特色的處理成果。根據解釋研究的需要，對這個數據體可以像切蛋糕一樣任意切割，想怎麼顯示就怎麼顯示，也可以把這塊數據體製成動畫電影，像看電影一樣邊看邊解釋。所以，它提供的處理成果更豐富，更能滿足地質解釋需要。由於三維數據體是由縱向空間間隔和橫向空間間隔基本一樣的均勻網格組成，這樣更有利於研究地下地層在空間上的變化規律，更有利於對構造、斷層、圈閉等的精細解釋。
四是利用三維處理成果能比較可靠地提取與地層或與油氣有關的岩石性質和物理性質的參數，這為搞清地層特性和進行油氣預測提供了極為有用的資料。
20世紀80年代以來，因為有了高速發展的計算機技術以及為解決復雜地質問題研究出了一批處理新技術、新方法，這就為三維勘探及三維處理的發展提供了硬、軟體條件。從實踐中看，三維勘探解決地下復雜地質問題的能力比較強，效果和效益也十分明顯，所以，無論國內還是國外都十分重視加強三維勘探和三維處理。
經過三維處理後顯示的兩種成果實際上利用三維數據體可以顯示幾十種各式各樣的成果
Ⅸ 地震數據處理方法 書講的什麼東西
地震數據處理(包括去噪、反褶積、動靜校正、速度分析、疊加、偏移、反演、地震監測)的基礎、方法、流程和參數選擇等。
Ⅹ 地震勘探資料處理
地震勘探資料處理的任務是對原始資料進行壓制干擾，提高信噪比與解析度，提取地震參數等處理工作，為解釋工作提供地下結構的剖面和各種岩性參數。地震勘探資料處理技術方法很多，新方法發展也很快，本節只對常規的處理方法及進展情況進行介紹。
1.校正和疊加處理
水平疊加是目前地震勘探中最常用的勘探方法。水平疊加資料處理核心是動校正、靜校正和疊加。經過處理後，野外觀測記錄轉換為供解釋用的水平疊加時間剖面。在處理過程中適當選擇速度參數可壓制多次反射干擾和隨機干擾，獲得高質量的時間剖面。
(1)動校正處理
動校正是將炮檢距不同的各道上來自同一界面同一點的反射波到達時間經正常時差校正，校正為共中心點處的回聲時間，以保證在疊加時它們能實現同相疊加，形成反射波能量突出的疊加道。動校正處理中需使用速度參數，對於水平層狀介質來說，如果選用的速度正確，反射時距曲線由雙曲線能校正為直線。疊加時各道能同相疊加。使用的速度過大或過小都不能保證實現同相疊加。
(2)靜校正處理
靜校正是對表層因素的校正。表層低速帶的速度十分低，深、淺層反射波的射線路徑盡管在低速帶以外的各地層中傳播時各不相同，但在表層附近幾乎都是近於垂直的。因此，靜校正量的大小隻與地面位置有關，即對於某一道而言，深、淺層反射波有相同的靜校正量，所以稱之為「靜」校正。靜校正分為野外靜校正和剩餘靜校正兩類。利用野外實測的表層資料直接進行的靜校正稱為野外靜校正，又稱基準面靜校正。這種校正包括井深校正、地形校正和低速帶校正。如果野外實測資料不很准確，則野外靜校正之後仍殘存著剩餘的靜校正量。提取表層影響的剩餘靜校正量並加以校正的過程稱為剩餘靜校正。剩餘靜校正量不是從野外實測資料求得，而是直接利用地震記錄提取。實踐中往往利用統計的方法自動地計算剩餘靜校正量。
早期獲取靜校正量是通過在反射波法勘探的同一測線上，用小折射排列再做一次折射波法勘探。因為低速帶底界面是一個良好的折射界面，用折射波法工作可以得到質量優良的折射波記錄。用常規折射波解釋方法求出低速帶底界面深度和淺層速度，進而可求出靜校正量。近年來發展起來的利用反射波法工作時在反射波記錄上的初至折射波求出低速帶底界面和靜校正量。這種方法無須再進行一次小折射排列工作，因此工作效率高。
(3)疊加
經過動、靜校正處理後，共中心點道集中各道反射記錄時間已換算為從一個統一基準面計算的雙程旅行時，可以進行疊加處理。常規疊加是將道集中經過動、靜校正後的各道上序號相同的采樣值取算術平均值，組成疊加道輸出。每個共中心點道集輸出一個疊加道。一條測線上所有疊加道的組合組成直觀反映地下構造形態，可供解釋使用的常規水平疊加時間剖面。疊加處理的方法很多，常規疊加是地震處理工作中最常使用的一種方法，其疊加公式為
普通物探
式中：y(j)為疊加結果(疊加道上第j個樣值)；gi(j)為疊加輸入道集中第i道第j個樣值；j為采樣點序號；i為共深度點道集中記錄道序號；n為道集中總道數；L為每道的總采樣點個數。
上述動、靜校正與疊加處理環節是相互影響的。通常，不可能一次就將動、靜校正工作做好，往往需要反復迭代處理，經多次迭代後才能得到質量較高的輸出剖面。
2.數字濾波處理
在地震資料數據處理中，數字濾波方法是利用有效波和干擾波之間頻率和視速度方面的差異來壓制干擾的，分別稱為頻率濾波和視速度濾波。頻率濾波只需對單道數據進行運算，稱為一維頻率濾波。視速度濾波需要同時處理多道數據，故稱為二維視速度濾波。濾波可利用電路實現，也可利用數字濾波技術通過數學運算實現。目前，室內處理已廣泛採用數字濾波方法。
(1)一維濾波
為了突出有效波，先根據有效波和干擾波的頻率范圍差異，設計頻率響應H(ƒ)，然後進行反傅里葉變換，求得濾波系統的脈沖響應h(t)，以h(t)對地震記錄進行褶積，即可達到濾渡效果。當高頻干擾嚴重時，為消除干擾，根據有效波和干擾波的頻率特性設計低通濾波系統的頻率響應。在一般條件下，既要壓制高頻干擾，也要壓制低頻干擾，這時可設計帶通濾波器。
(2)二維濾波
地震波在地下傳播，既有空間變數，也有時間的變數。進行二維濾波時，應根據勘探地區地震波傳播特點，確定頻率波數響應函數H(ƒ，k)，其中ƒ為頻率，k為波數(地面上單位距離內的波周數)，然後由H(ƒ，k)的二維傅里葉反變換求出時間、空間域內的濾波響應函數h(t，x)。將地震記錄作為輸入信息ƒ(t，x)與二維響應函數h(t，x)進行二維褶積，可得到所需的二維濾波輸出信息ƒ′(t，x)。
進行二維濾波必須找出有效波的頻率差異和視速度差異，然後確定適當的區域D。如果有效波的視速度很高，而干擾波的視速度很低時，區域D可選成圖5-15a的形狀。即所謂扇形濾波。有效波視速度不高，但干擾波的視速度很高或很低，區域D可選為圖5-15b所示形狀。如果除了視速度差異外，還有頻率差異，則區域D可分別選為圖5-15c和d的形狀。
圖5-15 二維濾波的波數域
3.反濾波
地震波在地下傳播過程中，高頻部分常被吸收，使記錄到的地震脈沖時間延長，並相互干涉造成波形畸變。為提高地震記錄的解析度，有必要設計一種濾波系統，使記錄波形壓縮成尖脈沖，只顯示反射波的振幅及到時。這樣的濾波系統稱為反濾波。其數學運算稱為反褶積。
反濾波仍然是一個濾波過程。
設x(t)是時間函數為h(t)的濾波器的輸入，y(t)為輸出，則有
y(t)=x(t)∗h(t) (5-10)
現設計一濾波器α(t)，使得當y(t)作為其輸入時，得到的輸出一定是x(t)，則α(t)就是h(t)的反濾波，此過程可用圖5-16表示。
圖5-16 尖脈沖的反濾波系統
地震勘探反濾波的主要任務是抵消大地濾波作用，其中包括地震記錄道中各種裝備對地震子波的濾波作用，從而提高縱向解析度。某些規則干擾波的形成過程也看作是濾波過程。研究反濾波就是研究如何設計一個濾波器去抵消另一個濾波器的作用。通常有兩種方法用來設計反濾波器，即確定性方法和統計方法。實際工作中，採用確定性方法設計反濾波器時，須事先已知大地濾波因子，在地震勘探中這一點往往難以做到，因此，在地震勘探中往往利用統計方法求取濾波因子。
提高縱向解析度是地震勘探工作中的一項重要任務，其理想結果是地震子波被壓縮成尖脈沖，地震記錄變為反射系數序列。如能得到這一結果，就相當於完成了反演工作。目前，盡管存在不少反濾波方法，但實際應用效果往往並不理想。其原因是各種反濾波法都必須有若干假設條件，而這些假設條件往往不能准確給出，另外，大地的濾波作用十分復雜，到目前為止還未完全清楚，也就是說正演問題還未徹底解決，當然談不上反演問題的徹底解決了。研究反濾波的一個努力方向是發展和應用其假設盡可能接近實際的反濾波方法；另一方面必須加強大地濾波機制的研究，隨著正演問題的深入認識，反濾波方法才能得到進一步的發展。
4.偏移成像處理
偏移成像是提高地震資料橫向解析度的一種處理技術。偏移的目的就是將每種反射要素適當地歸位到反射面位置上去。因此，偏移處理又稱為再定位處理或偏移歸位處理。
根據偏移處理在整個處理流程中的位置可分為疊前偏移、疊前部分偏移、疊後偏移和深度偏移四種類型。這幾種偏移除在處理流程中的位置不同外，它們的目的、作用和解決問題的方式也有所不同。目前廣泛使用的是疊後偏移。
(1)疊後偏移
疊後偏移在水平疊加之後進行。一般認為水平疊加剖面相當於自激自收記錄剖面，故疊後偏移又稱為自激自收記錄剖面的偏移。
當反射層面傾斜時，其共中心點和反射點不在同一垂線上，如圖5-17 二維濾波的波數域所示。S 為激發點，G 為接收點，M為共中心點，R為反射界面水平時的反射點，R′為反射界面傾斜時的反射點。這時記錄剖面上的反射波同相軸和傾斜界面段之間，在位置、長度、傾角等方面都不一致，因而必須對同相軸進行校正，使之偏移到真實位置上來。較簡單的方法是疊後偏移。在圖5-18所示情況下，M為共中心點，R(x，z)是反射界面上到M點為法線方向的反射點，h為M點到界面的法線深度，即MR(x，z)
圖5-17 共中心點與共反射點
圖5-18 疊加偏移
普通物探
式中：H為R(x，z)點的垂直深度；x為R(x，z)點的橫坐標；υ為平均速度。因此，M點的回聲時間t0為
普通物探
令t=2H/υ，
可得
普通物探
此式相當於(t，t′)坐標系中以M為圓心，以t0為半徑的圓的方程式。就是說，反射點R(x，z)必然位於該圓弧軌跡上，在進行疊後偏移處理時，先在共中心點道M的記錄上確定一個t0值，然後改變不同的x值，按上式可得出不同的t值，求得不同坐標點(t，t′)，這些點必然位於此圓弧上。若再將記錄上t0時刻所對應的振幅值α(t0)置放到圓弧的這些點上，如圖5-19所示，這樣就完成了一個t0值的偏移處理。然後改變 t0值，重復上述處理過程，直至t0到達該記錄道的終了時間為止。依次改變共中心點M的位置，改變t0值，分別重復上述處理，就可得到一條地震測線的時間剖面的疊加偏移結果。
圖5-19 t0值的偏移
(2)疊前偏移
在多次覆蓋觀測時，M為S1G1及S2G2的中心點，如圖5-20所示。由於傾角較大，界面上的反射點R1和R2將不在一個點上，兩道反射記錄經動、靜校正後也不同相。按水平疊加處理則效果不好，若要實現共反射點疊加，必須先偏移後再疊加，稱為疊前偏移。
圖5-20 反射傾角大時的共反射點
圖5-21 偏移疊加
疊前偏移如圖5-21所示。反射面傾角較大，S為激發點，G為任一接收點，R為界面上的任一反射點，則所記錄到的反射波傳播時間為
普通物探
式中：υ為平均速度。
對於某一接收點G，反射波到達的時間t為常數，則其傳播距離υt亦為常數。若將反射點R變動，S、G兩點固定，則R的軌跡為一橢圓的兩焦點，它們之間的距離為L，且橢圓長軸等於υt/2，短軸等於
設R的坐標為(x，z)，則此橢圓方程式為
普通物探
即如在t時刻G點接收到一反射信號，則此反射點必位於上式表示的橢圓軌跡上。這樣，對於共激發點道集記錄來說，如圖5-22所示，可先分別取定時間t和速度υ，按上式計算並給出各自的橢圓。屬於同一界面的反射波，其相應的橢圓簇的包絡線R必為反射界面。
圖5-22 共炮點反射波道集記錄的橢圓法偏移
疊前偏移的基本思想，就是以共炮點道集所繪橢圓簇的包絡來確定反射界面的幾何位置，再利用不同炮點道集所繪橢圓簇的共切點來實現共反射點道集的疊加，因此偏移剖面上強信號的存在一般與反射界面的存在一致。
5.速度參數提取
速度參數的提取是地震數據處理中一個十分重要的環節。它的目的主要是為水平疊加、偏移等處理提供速度參數。
在沉積岩中，速度的空間分布規律取決於地層沉積順序及岩性特點。沉積岩成層狀分布決定了速度在剖面上的成層分布的特點，這一特點是使用地震勘探的有利前提。速度與深度和地質年代有關，一般隨深度的增加而加大，速度垂直梯度的存在是速度剖面的一個重要特點。工作區地質構造及沉積岩相的變化，也會引起速度在水平方向的變化。一般來講，速度的水平梯度不會很大，但斷層、不整合和尖滅，都可能對速度的水平梯度產生較大的影響。
地震勘探中，根據獲得速度的原始資料、計算方法、用途的不同以及對介質簡化的不同，可以引出幾種速度概念，而這些不同的速度又是隨著地震勘探本身方法技術的發展而出現、變化和淘汰的。
(1)幾種速度概念
1)層速度：在水平層狀介質情況下，地層速度也成層分布，地震波在各層中的傳播速度稱為層速度，用υi表示，它是一個基本速度參數。其他速度大部分由υi導出，但在實際工作中，也可用其他速度來反求層速度。
2)平均速度：等於地震波在地層中垂直傳播的總厚度除以總時間。用平均速度代替層狀介質的速度後，就可把層狀介質視為均勻介質，平均速度就是地震波垂直穿過該界面以上各層的總厚度與總傳播時間之比，即
普通物探
式中：υi為各層層速度；ti為各層旅行時。
在層狀介質情況下，只有炮檢距為零時，平均速度才是精確的地震速度。平均速度僅適用於疊偏剖面的時深轉換。
3)射線平均速度：地震波在層狀介質中傳播時，沿不同的射線路徑有不同的傳播速度。射線平均速度就是地震波沿射線傳播的總路程與總時間之比，見圖5-23所示。水平層狀介質的射線平均速度公式為
普通物探
式中：P代表射線參數。
圖5-23 射線平均速度示意圖
射線平均速度既是射線參數P的函數，也是炮檢距x的函數，並隨炮檢距的增大而增大。當炮檢距等於零時，即P=0，射線平均速度與平均速度相等。射線平均速度較精確地描述了波在介質中的傳播情況。但到目前為止，還沒有專門測定射線平均速度的方法，而是用其他速度來代替。當討論其他速度時，就以射線平均速度為標准來衡量它們的精度。
4)均方根速度：考慮到射線的折射效應，用均方根速度(υR)代替層狀介質的速度，同樣可以把層狀介質視為均勻介質，地震波沿折射線傳播看成沿直射線傳播，其反射點時距曲線簡化為雙曲線，即
普通物探
式中
普通物探
為水平層狀介質的均方根速度。當炮檢距適中時，均方根速度是較精確的地震波速度。
5)等效速度：傾斜界面，均勻介質覆蓋情況下，如果介質速度為υ，界面傾角為φ，傾斜界面均勻介質情況下等效速度為υφ：
υφ=υ/cosφ
進而可以寫出
普通物探
傾斜界面情況下，共中心點道集疊加時可能出現反射點分散和動校正不準確的問題。引入等效速度υφ，用υφ代替υ傾斜界面共中心點時距曲線就可以變成水平界面形式的共反射點時距曲線，用υφ按水平界面動校正公式，對傾斜界面的共中心點道集進行動校正，可以取得很好的疊加效果。
6)疊加速度：在水平界面均勻介質、傾斜界面均勻介質、覆蓋為層狀介質或連續介質情況下，均可將共中心點反射波時距曲線看作雙曲線，用一個共同的公式來表示
普通物探
式中υa即為疊加速度。
對於不同的介質結構，它有更具體的意義，對傾斜界面均勻介質υ就是υφ，對水平層狀介質就是υa或υR等。
(2)速度分析
速度分析的目的之一是為水平疊加、偏移等提供速度參數。地震記錄是多道記錄，多道信號的正常時差中隱含著地震波傳播速度這一參數。如果能夠從記錄中准確拾取反射信號，得到正常時差，則求取速度參數不會有多大問題，但拾取反射信號十分困難，只能由計算機利用多道記錄按多道平均的思想進行。假設各道真實反射信號的形狀和振幅均相同，只是到達時間不同，且記錄上的雜訊是均值為零的白噪，則根據多道平均思想所得到的最佳估計信號ŝ(t)，正好是多道記錄上按精確的正常時差曲線取值後各道的平均值，也正好等於各道上的真實反射信號S(t)。能否得到多道信號的最佳估計S(t)，使均方誤差與Q達到最小，可利用Q與正常時差的關系不斷調整各道正常時差以達到Q最小來進行速度分析。速度譜和速度掃描是最常用的速度分析方法。