CN1032591A - 从已获得的压缩波反射信息估算剪切波反射信息的方法 - Google Patents

Abstract

从压缩波反射信息产生剪切波反射信息的方法， 步骤为：a)从若干声源产生下降着的声波，并在若干 接收机处接收和记录某一地下界面上产生的上升着 的波；b)把所述录下的反射波集合成具有公共反射 边界的不同源接收机间的错距组；c)对所述集合的反 射波进行标准时差校正；d)为所述残留标准时差测 量所述集合后的波幅；e)直接从所述测量结果确定剪 切波反射信息以使其等效于利用剪切波直接测量所 获得的剪切波反射信息。

Description

本发明涉及一种从已获得的压缩波反射信息估算剪切波反射信息的方法。

在地球物理学研究中，压缩波或P波反射特性的用途是众所周知的。各种地震剖面一般都是从可提供关于地层特性有用信息的各种压缩波地下反射特性产生的。近代，在获得能更多地提供有关各种地下地层特性有用信息的各种地震剪切波或S波地震剖面方面，人们的关注日益增长，因为这些有用信息能与从压缩波地震剖面得到的信息一起使用。例如，压缩波地震剖面能提供关于地下各地层的可压缩性方面的有用信息，而剪切波地震剖面能提供关于地下地层刚度方面的有用信息。剪切波地震反射波的噪声比压缩波地震反射波的噪声大，因而使判断困难。此外对剪切波的反射波的检测比压缩波的反射波的检测更为困难。剪切波反射波的幅值一般比压缩波的反射波小得多，因而使检测困难;并且为了使剪切波面直接在地下地层中传播以感生出一种剪切波反射波，同为了获得压缩波反射特性的要求相比，则前者需要专用传感器和更多步骤。这就使剪切波反射波特性的获得更加困难。成本更高而且耗时更多。

剪切波特性是难以获得的，然而它在勘探烃类物质方面却很有用处。产生压缩波反射波幅度反常现象的烃类矿层并不产生类似的剪切波反射波幅度异常现象。出现这样一种结果是因为剪切波并不响应于任何流体，因此，对气体、油类和水并不产生不同的幅度异常现象。可是，异常岩性却会引起压缩波幅度的异常现象，例如盐、煤和硬岩夹层也通常都具有相同的异常剪切波特性。然而，因为大多数所研究的幅度异常现象是出现在近海的，而剪切波地震数据只能在岸上录出，所以剪切波信息的这样一种用途并没得到广泛利用。

若干年来一直都在进行着要把剪切波信息应用于提供有用数据的努力。由S.Domenico着并于1984年刊载在“Geophysic（地球物理学）”杂志49卷第8期上的题为<根据剪切压缩波速度确定岩性和孔隙度>一文和题为<利用剪切、压缩波地震特性解释地层的情况研究>（由M.McCormik等人著、在1984年“Geophysics”杂志49卷第5期上刊载的）一文都集中地以V_p/V_s比值作为岩性和孔隙度的一个有用特征。但是在许多情况下，V_p和V_s是密切相关的。因此为了从剪切波特性抽取关于地层透视方面的有用信息，就有必要在相当细的间隔中测量V_p/V_s比值的较小变化。实践证明，这样一种可能性用现有的剪切波技术是难以实现的。

然而，存在有一种：V_s与V_p具有截然不同特性的情况，这种情况出现于因在孔隙中存在有气体而强烈影响岩石特性的地球下表面部分中。当某一多孔岩石的孔内流体从海水变为气体而沿着某一断层上升时，则V_p一般是减低的。在高度多孔的弱固结岩石中，V_p将大为减低，并产生反射比和烃类物质指示标记的明显横向变化。相反，所述孔隙中的流体变化只引起V_s的小量变化，结果使反射比的横向变化可忽略不计。因此，当烃类物质指示标记应在压缩波地震剖面上突出为幅度异常时，则在相应的剪切波地震剖面上即使有幅度异常也极小。如果压缩波幅度异常是由诸如盐或煤的岩性异常所引起的话，则在剪切波剖面上也同样应显现。因此，剪切波的最好的可能用途应当是用来辨别真实的（烃类物质）和假的（岩性）幅度异常现象。

人们久已认识到压缩波的反射率是入射角的一个函数。Zoeppritz公式描述了这种性能，该公式包含剪切波速度信息。虽然剪切波数据可通过从幅度水平错距数据提取这样的剪切波数据而根据传统的数据估算出来，但是有许多问题使它难于从真实的地震数据获得剪切波反射率的有效估算值。例如，这种剪切波反射估算值（下文称为伪剪切波估算）对于NMO速度方面的小量误差是极为敏感的。各伪剪切波值都是通过在每个层位的某一NMO校正后的CDP集合中测量P波数据的幅度特性而得到的。为了防止引入各种速度误差而对时间或速度所进行的校正是使各轨迹之间产生近于完全的时间校正，对该CDP集合中的每个反射量来说是需要的。但是，尽管在进行NMO校正时、对于堆垛速度的确定给予了注意，常用的NMO校正方法还总趋于遗留某些地震数据的残留标准时差以致对后来进行的各剪切估算值引入各种误差。因此本发明的一个目的是要避免或减轻这个问题。

因此，本发明归属于一种从压缩波反射信息产生剪切波反射信息的方法，它包括下列各步骤：

a）从若干声波源产生逐渐下降的声波，并在若干接收机处接收和记录在某一地下界面上产生的逐渐上升的波形;

b）把所述录下的反射波集合成具有某一公共反射边界的各不同源和接收机的水平错距组;

c）对所述集合的反射波进行规定的标准时差校正;

d）对所述标准时差校正后的波进行残留标准时差的校正;

e）在给定时间点上，为不同的源和接收机间的水平错距值测量所述集合波的幅度;以及

f）直接从所述测得的幅度水平错距值确定剪切波反射信息，使得所述信息等效于通过用剪切波直接测得的剪切波反射信息。

现将参考各附图对本发明进行更详细地描述，附图中：

图1说明利用一系列源和接收机的一个海底地震勘探系统;

图2说明一个压缩反射波轨迹的CDP集合和表示具有水平错距的轨迹幅度变化曲线图。

图3以流程图的吊式说明一种根据在某一进行地震勘探的区域中所得到的压缩波反射特性而为该区域估算剪切波反射特性的方法;

图4a至d以流程图的形式说明另外的一些用于把由地震勘探中所得到的压缩波特性同用图3的方法所估算出的伪剪切波反射特性进行对比以便为引起压缩波反射和人或伪剪切波反射特性的异常现象而确定存在有烃类物质可靠标志的方法;

图5说明通过图1和2的方法所得到的一种压缩波地震剖面。

图6说明一种通过图3的方法，同时利用图5的数据而估算出的伪剪切波地震剖面;

图7说明图5的压缩波平方值的地震剖面;以及

图8说明通过把压缩波反射信息与估算出的伪剪切波反射信息进行比较的比较分析方法而计算出的一种地震剖面。

图9以流程图的方式说明一种对地震数据的残留标准化时差（RNMO）进行校正的方法;

图10a说明被构成图9方法的一部分的推演滤波器的带通特性;

图10b说明图10a的推演滤波器的频域构成;

图11说明对地震数据进行RNMO校正的效果;以及

图12以流程图的方式说明对所产生的压缩波进行计算其入射角的另一种方法。

参考各附图，图1说明一般用于海底地震勘测的源和接收机组。应当清楚，所述机组同样也适用于陆地上的地震勘测，并且本发明可应用于这两种勘测所收集的数据。但是当用于陆地勘测时，就要用一附加的静态校正（这将在下面详述），而这种校正在海上环境中是不需要的。

在收集数据期间，一般是使源S₁……S_n顺序启动以产生部份地从各地表界面层反射回来的递减声波，同时产生由接收机R₁……R_n所接收并记录的递升反射信号（轨迹）。在后继的为产生地震剖面的处理过程期间，所记录的信号经常是收集作为共深点（CDP）堆的。在图2中为离得近和远的各配对的源和接收机以及介于二者距离间的各配对的源和接收机示出一个典型的共深点集合。在这个集合中的各信号都已经用某一公知方法对其进行过标准时差（NMO）校正的。如果涉及陆地发射，则在图2中所记录的信号集合也都已预先经过表面一致性静态校正处理过的。NMO校正和表面一致性静态校正二者都是本技术中所公知的，因而这里不再重复对此详述了。然后，通常对图2所述的信号集合进行CDP堆叠以便提高反射信号的信噪比，于是把该堆叠成的轨迹用来产生压缩反射波特性的地震剖面。

本发明的方法使用了对水平错距进行过CDP集合的压缩波的幅度变化值〔在这里表示为A_p（X）骋员阍诟魇奔溲《ǖ闵瞎浪愠黾羟胁ǚ瓷涫荩檬萦挚捎美床嘤τ谒鯟DP堆叠的压缩波地震剖面的伪剪切波地震剖面。正如在本技术领域中所公知的，水平错距指的是用以产生某一信号轨迹的、配对的源和接收机间的距离。图2还示出随着在两个时间选定点t₁、t₁+△t上所集合成的轨迹的水平错距而变化的幅度变化值A_p（X）。

为了搞清本发明的方法，就有必要对于随水平错距而变的幅度变化产生影响的各种因数进行讨论。这些因数是P波反射系数R_p（在某一反射界面上的压缩波的反射系数），各传送通道因数（声波扩散和传播特性），源-接收机组和地表界面层的位置的几何特征、以及诸如传感器耦合等的随机变化（主要是用于陆地式发射的小型地震仪）以及浅水衰减。关于这些因数，通过适当选择发射条件可使大多数因数（R_p除外）对值A_p（X）影响最小。但是所有这些因素（R_p除外）都不能彻底被消除，而在本发明的处理步骤中将得到补偿，这些步骤将在下面进行更详细的描述。在本发明中把影响A_p（X）值的各种因数进行量化，以便为提供剪切波反射波幅值的信息而可确定因剪切波反射波所造成的A_p（X）值的变化影响。

所述反射系数R_p是必须用本发明的方法来确定的最重要的因数之一，众所周知的Zoeppritz公式涉及所述反射系数R_p同各变量ρ、V_p、V_s、ρ′、V^′ _p、V^′ _s的关系，其中ρ、V_p和V_s分别是在某一地层界面处、上部介质中的密度、压缩波速度和剪切波速度，而ρ′、V^′ _p和V^′ _s分别是在该界面处、下部介质中的密度、压缩波速度和剪切波速度。

在考虑Zoeppritz公式中的这些因数的关系的同时，可作某些假设。首先假设，穿过某一反射边界的相对速度/密度的变化都是小的，其次假设配对的源和接收机间的入射角θ都是小的。一般，为了保证第二假设是准确的，在所收集的各轨迹中可使用同源和接收机间的法线所成的角为22°以下的各种角度。在这些假设的简化条件下，Zoeppritz幂级数公式可扩展成它的分量，通过略去其二次项而产生下列简式

R_p（θ）≈P+Qsin²θ （1）

P＝R_PO（2）

Q＝R_PO-8T²R_SO+（2T²-1/2）△ρ/ρ （3）

其中：

△ρ＝ρ-ρ′;

θ是同配对的源和接收机间的声波通道的法线所成的角;以及

T＝V_s/V_p的平均值 （4）

R 是规定的入射P波反射系数;而R_so是规定的入射S波反射系数（R_po和R_so都代表垂直于某一反射边界而传送的P和S波的系数）。

对于上面讨论过的各一次因数（例如传送通道因数、几何特征、随机变化等）来说，它们都没有通过恰当地选择发射条件和预处理而消除，相反、它们仍在影响着随水平错距而变的幅度变化A_p（X），该A_p（X）可由下式表达：

F_i～1+g_isin²θ （5）

式中：i＝1至N个影响因数。

因此，可以把所有剩下的影响因数总的表达为：

A_p（θ）≈（F₁F₂…F_n）R_p（θ） （6）

也可将A_p（θ）值表达为下面的通式：

A_p（θ）＝P+Qsin²θ （7）

其中P＝R_po（8）

以及：

Q＝GR_po-8T²R_SO+（2T²-1/2） （9）

其中 $\mathrm{G\; =}\underset{i}{\overset{N}{\mathrm{\&Sigma;}}}\mathrm{g\; i}$ （10）

公式（10）表示由上面论及的各种影响因数（例如传送通道因数、几何特征、随机变化等，它们都未通过发送条件或预处理而从各集合的轨迹中消除）所引起的对集合轨迹中的总的幅度影响。

对于以已知水平错距所记录的轨迹来说，公式（7）可改写为：

A_p（x）～P+Qfx²（11）

其中：

X表示由图1的源和接收机组的空间定位所确定的已知水平错距值，A_p（X）是为某一确定的水平错距X而测得的幅值，而f表示为把水平错距换算成入射角（它是根据NMO校正而导出的）的换算因数。

f＝（V_INT/tV_st） （12）

其中V_INT是某一估算出的区间速度（P波通过研究中介质的速度），而V_st是某一估算出的堆垛速度（把某一堆栈排成一行行轨迹所用的有效速度），以及t是一种双向传送时间。

公式（11）可对每个选定时间点求解P和Q值，同时利用一种例如迭代最小均方程序以求出P和Q点的最佳“拟合值”。根据所算得的P和Q值，用公式（8）可求出各R_po值。此外，如果T，G，和△ρ/ρ各值都是已知，则可将所确定的Q值代入公式（9）以确定R_so（即规定的剪切波反射系数）。T值〔公式（4）〕对Q的关系可说明如下：

T= (Q)/(V_P/V_S) Q

1.4 GR_PO-4R_SO+1/2△ρ/ρ

2.0 GR_PO-2R_SO

4.0 GR_PO-1/2R_SO-3/8△ρ/ρ

表中指出，如T＝V_p/V_s＝2.0，则△ρ/ρ在计算Q时为零即消除了一个因数。在许多场合下，T值甚至为2.0，但是现在就可利用压缩和剪切波钻孔记录来获得各V_p/V_s的直接测量值，因而在确定了△ρ/ρ和G值的同时就可根据T、Q和R_po的确定值来确定R_so值。

△ρ/ρ值经常可根据已知的地表特性而相当准确地预测出。一般，△ρ/ρ～1/nR_po，其中n是对某一特定区域的观察值，并且一般等于5。也可直接从某一勘探区域的实际测井记录中作为测得值而获得△ρ/ρ值（因为△ρ/ρ＝△V_p/V_p）。

G值是可估算的;因为当源和接收机组中使用小型陆地振动速度地震仪时，G通常具有G～0的值。对于海洋爆破所用的水中地震检测源和接收机来说G通常具有G～1的值。但是也有可能更准确地估算G值。兹将其计算技术描述如下：

选出公式（2）和（3）：

P＝R_po（2）

Q＝GR_po-8T²R_so+（2T²-1/2）△ρ/ρ （3）

对于所述CDP轨迹集合中的每个时间点而言，P和Q是可用例如最小均方计算方法来估算的。通过假设△ρ/ρ～1/n（R_po），就可使公式（3）中的密度项△ρ/ρ去除。于是公式（3）就化成：

Q=G+( (2T²-1/2)/(nR_PO) )-ST²R_SO（13）

在简化Zoeppritz方程的过程中，曾经假定T和G是随时间（因而当然是深度）而缓慢地变化的。因此估算它们的值所需要的一切就是一种由它们的各组成部份组成的、平滑的或经低通滤波的型式。这可根据在就近的各钻孔中所测得P波和S波钻探记录数据中取得。因此，当P和S波的速度（V^′ _p，V^′ _s）都取自相应的钻探记录中时，函数T就可估算为：

T≈< (V′_S)/(V′_P) >（14）

其中<>指的是一种低通滤波操作。

其次，如果合成的P和S波的反射波R^′ _po和R^′ _so都是从P和S波钻探记录中导出的，则通过组合公式（8）和（9）以及低通滤波而形成下面的估算函数G：

G≈( (<PQ>)/(P²) )+8T²((R′_POR′_SO))/(R′² _PO) - ((2T²-1/2))/(n) （15）

一旦G是已知值，则（9）式就能解出R_so。

R_so＝（1/n（G+2T²-1/2）P-Q）/8T²（16）

因此，首先利用迭代过程解方程（7）以确定P（其中P＝R_po）和Q，然后解方程（9）以确定R_so，所述压缩波反射系数R_po和剪切波反射系数R_so二者都可根据测得的随水平错距而变化的幅度变化值A_p（X）而确定。可以用这些值来同时作出压缩波和剪切波地震剖面以便判断和分析。

接着转向图3，现将公开本发明的方法。这一方法是可借助一种能在现有的通用数字计算机上运行的典型计算机程序而实施的。

在步骤101开始，运用图1的地震数据采集设备得到V_RMS、T、S诸值和采集（发射的）和物理的参数，并输入到计算机，其中V_RMS表示堆垛速度（V_st），T＝<V_s′/V_p′> （17）

该T值是一种从实际钻孔记录中所得到的滤波后平滑的V_s′/V_p′型式;以及S= (<R_P′R_S′>)/(<R_P′²>)

该S值也是从实际钻孔记录中所得到的滤波后（平滑的）统计数据。这些采集参数包括用于数组参数中的源和接收机的类型方面的参数。所述物理参数包括弹性衰减参数q。

接着进行到步骤103，将按NMO校正的CDP轨迹集合读入计算机（这些轨迹也都是在需要时预先处理过的，以便作附近表面的静态校正，例如对陆地发射的校正）。然后在步骤104，按照图9的方法对NMO校正后的CDP轨迹进行残留的NMO校正。

伪剪切波的估算值对NMO速度的少量误差都是很敏感的。标准时差是一种对于随增加着的源和接收机间的水平错距而延长反射时间的有规则的移位。在读入计算机之前，上面所用校正CDP轨迹集合的一种典型标准时差的校正方法将使沿着时间层位的各地震事件（seismic    events）拉平。虽然NMO校正方法多少有点效果，但它却趋于使所述数据遗留某些残留标准时差。可以把各标准时差的误差表达为可显著降低地震位移测量结果质量的堆垛速度方面的误差，并将引起各幅值偏差以致又将掩盖来自土壤内反射层的真实幅度-水平错距特性。对残留标准时差的校正是根据主要反射层的幅度偏移性能的确定对每个时间取样进行估算的。

现在来描述残留标准化时差的校正方法，该方法通过对在已经完成标准时差（NMO）校正之后为获得地震数据的原始反射层R（X，T）幅度偏移特性的每个时间采样，估算其残留标准时差。准确到一级（firstorder）的物理特性变化的所需结果是：

R(xT_O)=ρ(T_O)+[Q_O- (δ_V)/(V_old) T_O( (V_O)/(V_old) )²ρ′] (X²)/(T_O ²V_O ²) （18）

其中V_old+δV是准确的堆垛速度;

T_O是在规定入射角时的双向传送时间;

X是水平错距;

V_O是基准速度;

P和Q_O均是Zoeppritz公式的一次展开式（first order expansion）对于P波反射比的系数;而P′是P的一次导数

根据公式（18），δV是根据如下的时间偏移统计而估算的：

$\mathrm{\delta V=}\frac{{\mathrm{P\; \prime Q}}_O-\frac{\mathrm{\delta V}}{V_{\mathrm{o\; l\; d}}}{T}_O(\frac{V_O}{V_{\mathrm{o\; l\; d}}}{)}^2{\mathrm{P\; \prime }}^2}{{\mathrm{P\; \prime }}^2}$ (19)

其中<>是在某一以T_O为中心的窗口中的时间平均值

与<P′P′>相比，<P′Q_O>将多般是可忽略不计的。因此具有时间量纲的公式（19）就变为：

δt=- (δV)/(V_old) T_O( (V_O)/(V_old) )²（20）

为使时间偏移t与残留NMO发生关系，就产生：

T_RES=T_O-δt( (X²)/(T_O ²V_O ²) )（21）

借助图9，公开了本发明的残留NMO影响的校正方法。在步骤1030，把可靠的CDP数据的各隅角频率（f₁、f₂、f₃、f₄）（如在图10a中所说明、并由众所周知的CDP数据分析方法所确定），诸如NMO-校正后的CDP集合、轨迹长度、采样速率以及水平错距等物理参数输入某一通用数字计算机。在本发明的另一些实施例中也可将关于信/噪比（S/N_min）的下限和堆垛速度曲线图包括在作为该数字计算机的输入中。当需要选定加有时间偏移的数据时，就可使用该信/噪比。当需要对堆垛速度进行校正时，就可使用这些堆垛速度曲线图。该数字计算机或者可以是与执行图3的估算伪剪切波算法的同一数字计算机，或者可以是与通过传统方法确定该剪切波估算过程中所用数字计算机相连接的第二数字计算机。

在步骤1050，计算带限推演滤波器，其方法是采用一个加权的、“最小二乘方”法，该二乘方适于由隅角频率f₁、f₂、f₃和f₄、采样速率和轨迹长度（即滤波器长度）〔这些用于形成推演滤波器〕转化而来的某一梯形加权函数导数的“iω”频率响应。参考图10b，应当注意从时间零起以+n△t隔开的一对不对称的峰值+An的离散傅里叶变换是-2A_n＊Sin（2πn△f）。因此，将求解滤波器最佳（2m+1）点的过程简化为使m个正弦波拟合到某一线性曲线的过程。

返回到图9的步骤1070，进行对于该输入的CDP数据执行RNMO校正的迭代次数的选定。已经证明凡是堆垛速度误差呈现为大的残留NMO误差，即5-10%误差者，将在少于10次迭代后就可使诸反射事件获得近于完善的时间校正。对于本发明的一般使用来说，所述CDP的精心分析将会使速度误差限制到小于3%。因此认为选定五次迭代可特别满意地消除所述预期的速度误差。在步骤1090来拟合每个时间点上的水平错距特性，从而为每个时间点计算出噪声的估算值。对于这样一种计算来说，使所述水平错距特性在所述输入CDP特性的每个时间点上适于下面的公式：

P+Q( (X²)/(V_O ²TO²) )（22）

虽然为了计算稳定而推荐某一任意选定的V_O＝6，000英尺/秒，但V_O可假设为任意可变的速度。假设R（T_O，X）为在NMO校正时间T_O时根据所述输入CDP轨迹的水平错距数据，则：

R(T_O,X)～P(T_O)+Q(T_O) (X²)/(V_O ²T_O ²) ?3）

于是就可利用在本技术领域中公知的方法，从公式（23）解出P（T_O）和Q（T_O）。在可测得S/N_min值的本发明的实施例中，在这里也可按照下式计算出信噪比：

(ρ²(T_O))/(ρ²(T_O)+σ²(T_O)) （24）

其中：

方差δ²（T_O）是按照下式估算的：

δ²（T_O）=( 1/(N-2) )[(R(T_O′X)-P(T_O)-Q(T₀)( (X²)/(V_O ²T_O ²) )²] （25）

继续进行到步骤1110，使在步骤1050确定的推演滤波器与在步骤1090的向前10个P轨迹的傅里叶变换进行卷积以计算频域P′轨迹，然后再将其变换回到所述时域。在步骤1130，根据下面的关系式确定V/V

<P′Q>/<P′²> （26）

其中：

<P′Q>/<P′²>是在各移动的时间窗口中算出的。

由于已知：

Q=-( (δV)/(Vold) )T_O( (VO)/(Vold) )²ρ′（27）

P′是通过对某一以T_O为中心的时间窗口进行加权最小二乘方拟合而解出的，于是：

(δV)/(V_old) T_O( (V_O)/(V_old) )²= (Σw_tp_t′Q_t)/(Σw_tp_t′²) ≤δ_t（28）

式中：

W_t是对该窗口内的T_th采样的余弦加权;

P′、Q和P′²是通过与某一自乘的（raised）余弦加权函数W进行卷积然后通过除法而形成的以便求取每个时间点上的估算值。

在步骤1150，为利用各种信噪比的本发明的实施例而确定各可靠的时间。当某一信噪比已经提供时，该输入就对于应当使用多少个由上面所确定的（δV，时间）值提供一种截止值。在所述曲线的确定过程中将在各数值之间利用这些可用值的线性判读。

继续进行到步骤1170，以正好与堆垛初始NMO校正数据的相同方法来形成一种堆垛速度函数V_st。在步骤1190，按照下面的公式修改这些堆垛速度：

V_new=V_old+[ (δV)/(V_old) T_O(V_O)/(V_old) ] (V_old)/(T_O) ( (V_old)/(V_O) )²（29）

继续进行到步骤1210，确定通过速度校正的CDP数据的所需迭代次数是否已经完成。如果需要附加该CDP迭代次数，则程序就返回到步骤1090以便对在步骤1190中所计算的校正后速度CDP数据进行下一次速度校正的迭代。如果在步骤1210确定所有CDP集合已经完成必需次数的速度校正的迭代，从而已经消除了NMO校正后CDP数据的RNMO水平错距;则本发明方法就以步骤1250返回到图3的步骤105。

通过参考图11就可看到一个从地震数据中消除RNMO水平错距的实例，图11表明在RNMO校正之前的NMO校正的CDP数据以及准确到5、10、15和20次迭代的RNMO数据。在图3的步骤105，在某一时间记数器中置定时间T＝0。随后在步骤107，则对于该时间记数器中所置定的时间可按下式计算出“深度”＝Z：

Z＝V_RMS·时间/2 （30）

这是一种速度V_INT的估算区间，以及关于对于水平错距特性的幅度产生影响的各种因数的决定性分量G_det。例如，某些决定性因数是由某些已知公式所支配。这些因数包括球面展开（spherical spreading），它可定义为：

SS＝-（1/2）V^（3）/V³ _INT（31）

其中：

V³＝（1/T）∫^T _OV_INT ³·tdt （32）

其中：

T＝单向传送时间;源、接收机组的方向性系数（SRD），它可定义为：

SRD＝-1/6（πsl）²/V_INT ²（33）

其中：

S表示源信号的频率

l＝机组长度;以及衰减（AT），它可定义为：

AT＝-/q（πsl/V_INT ²）V_RMS（34）

利用这些公式就可为这些影响因数而确定G_det。其后，在步骤109，使计数器置位，此时用于该集合轨迹的近距水平错距值×具最小的入射角θ，而在步骤111，这一入射角θ是用下式估算的：

sin²θ=( (V_INT)/(V_RMS) · (X²)/(X²+4X²) )（35）

在后继步骤113，使水平错距记数器X递增，它的下一个水平错距值为X（向具有最远水平错距的轨迹移动的集合中的下一轨迹的水平错距），然后在步骤115，做出是否所有水平错距（所有轨迹）已经处理完毕的判定。如果为“否”、则就为在步骤113中所递增的最新水平错距估算入射角θ。

虽然上述方法可产生关于入射角θ的满意估算值，但是也可利用下面的另一方法更精确地计算入射角θ，现将参考图12来描述这种方法。

地震勘探一般是对具有不同地质特性的若干层组成的地下地层而进行的。例如参见图1，图中示出所要研究的两个作为举例的地下地层。为进行下面的推导起见，在这里把U_i定义为层1顶部的速度，把t定义为所产生的地震能量进入层1时的时间，V_i是层1内的速度，而α具有加速度的量纲并且是一种输入参数。因此，地层1内的速度V_i是用如下式的步骤2030来确定的：

V_i＝U_i+α_i（t-t_i） （36）

然后按照下面的方法、在步骤2050确定各轨迹的U_i值。从下面的速度均方值的定义开始：

V² _i＝（1/t_i）∫^ti _oV²dt （37）

于是：

$t_{i+1}{V_{i+1}}^2-t_i{V_i}^2={\&Integral;}_{t_r}^{t_{r-1}{V}^1\mathrm{dt}}\left(38\right)$

假设该地层的速度是线性地增加的，则将给出：

$t_{i+1}{V_{i+1}}^2-t_i{V_i}^2={\&Integral;}_{t_r}^{t_{r-1}}[U_i+a_i(t-t_i){]}^2\mathrm{dt}\left(39\right)$

该式结果产生下面U_i的二次方程表达式：

（t_i+1-t_i）U² _i+α_i（t_i+1-t_i）²U_i+（αi/3）（t_i+1-t_i）³-t_i+1V_i+1 ²+t_iV² _i＝0 （40）

在用步骤2050算出U_i以后，就在步骤2070通过对每个界面处的两个速度估算值进行平均，并对各结果值按某一三次样条函数进行内插而获得一种滤清的区间速度函数。

然后在步骤2090根据用步骤2070算得的滤清的区间速度函数的水平错距和片刻计算各入射角。为下面的推导起见，使用下面的符号：

t＝单向传送时间;

ρ＝密度;

α＝压缩波速度;

β＝剪切波速度;

θ＝入射角（其中θ_i将表示第i个反射层的入射角，而θ_O将表示在表面处的入射角）;

P＝sinθ_iα_i＝sinθ_Oα_O

V^（n）＝（1/t）∫^t _Oαn（t′）dt′

Z_i＝第i层厚度;

X_i＝为第i层的射线所横过的侧距;

X＝总的水平错距

于是对任一地层来说

X_j＝Z_jtanθ_j＝Z_j[pα_j+1/2p³α³ _j…]（41）

通过积分就产生：

x＝∫^z _Opαdz+（1/2）∫^z _Op³α³dz+… （42）

代入dZ＝αdt，因而

X＝ρV²t+（1/2）ρ³V⁴t+… （43）

通过变换，并代入P＝（Sinθ/α），则得

sinθ= (αx)/(V²t) - (α)/2 (V4)/(V²) ( (X)/(V2t) )³+…（44）

sin²θ= (α²)/(V²) [- ((2x)²)/((2x)²+4V²t²) )（45）

在本发明的这个实施例中，在算出入射角以后，该算法在步骤2110返回到图3的步骤1107，在哪里为了按照图3的步骤111至115的方法估算各对应的入射角θ而已经处理了所有的水平错距以后或者利用图12的方法算出所有的入射角以后，该处理计算机就继续进行到步骤117，在那里，利用公式（7）和最小均方的递归处理技术计算P和Q值。接着，计算机进到步骤119，在那里对不是由步骤107中算得的剪切波速度分量G_det所造成的水平错距特性估算其幅度分量。这个估算值G是按照下面公式而进行估算的：

G≈ (PQ)/(P²) +8T²S- ((2T²-1/2))/(n) -G_det（46）

随后，用步骤121，根据下式算出剪切波反射比分量R：

R_S=-[Q-[G_det+δG+ (2T²-1/2)/(n) ]P]/8T²（47）

该式是公式（16）的一种重写型式。于是，计算机进到步骤123，在那里使时间计数器递增。在下一步骤125中，确定被处理的轨迹是否已经结束。如果没有结束，则计算机返回到步骤107，利用一个新的轨迹时间值，并重复进行步骤107到123。如果，在步骤125中确定已经结束，则随后计算机进到步骤127，在哪里确定所有的NMO校正的集合是否都已处理过。如果已全部处理过，则程序就结束;如果不是，则计算机进行到步骤103，并开始处理一个新的轨迹集合。

在步骤121中，计算机算出各剪切波反射比系数，然后才可将其加到这些集合的轨迹中以产生代表剪切波反射波轨迹的各轨迹。于是这些剪切波轨迹就可以传统的方式（CDP堆垛）来产生伪剪切波地震剖面。

在用步骤121完成某一伪剪切波地震剖面计算之时，开始进行压缩波和剪切波地震剖面的幅度异常现象的对比分析，以便判定是否存在有正的烃类物质标记。通过分别参考图6和图7就可看到某一地层的估算的伪剪切波剖面和压缩波剖面。在图6和7中，重点突出了包括可指示出或者存在烃类物质或者存在岩性地层的幅度异常现象的各地震剖面部份。参考图4a至d的流程图可更精确地描述另一些比较压缩波地震剖面和相关的估算伪剪切波地震剖面的方法。

借助于图4a，本发明的第一种比较分析方法以步骤151开始，在相同的增益条件下输入各地震剖面R_p和R_s。在步骤153，选定包括指出正在研究的地下地层中可能存在烃类物质的幅度异常现象的压缩波地震剖面部份。用步骤155选择对应于该已选R_p剖面部分的R_s剖面部分。在步骤157比较所选定的R_p和R_s剖面。通过为所选定的异常现象而确定R_p-R_s的值就可进行R_p对R_s的比较。如果在步骤159，指示该两种所选异常现象之间有着高度的相似性（即R_p-R_s＝0），则在步骤161中就对所选定的R_p剖面部分判定为存在负的烃类物质。如果在步骤159中指示该两种所选异常现象之间的相似程度低（即R_p-R_s并不趋于零），则在步骤163中，对所选定的R_p剖面部分判定为存在正的烃类物质。如果在步骤165确定所研究的最后压缩波地震剖面幅度异常现象已经处理过了，则该算法就结束。如果还有别的压缩波地震剖面幅度异常现象待研究，则该算法就在步骤167返回到步骤153以便作进一步处理。

其次借助图4b，用步骤176开始本发明的第二个比较分析方法，在该步骤中以相等的增益输入各地震剖面R_p和R_s。紧接着到步骤178，计算压缩波地震剖面同伪剪切波地震剖面的幅度差值（R_p-R_s）。在步骤180，选定包括可指示出在该所研究的地下地层中可能存在烃类物质的幅度异常现象的压缩波地震剖面部分。在步骤182选定对应于所选R_p剖面部份的（R_p-R_s）剖面部分。在步骤184，将对应于先前选定的R_p剖面部分的所选R_p-R_s剖面同所选定的R_p剖面进行对比。如果在步骤186，指示出低的相似度（即R_p剖面的所选定部分的幅度异常现象大，而（R_p-R_s）剖面的所选定部分即使有幅度异常也极小），则在步骤188，对该R_p剖面的所选定部分判定为存在负的烃类物质。如果在步骤186指示出高度的相似性（即R_p和（R_p-R_s）剖面的所选定部分存在着相同的幅度异常现象），则在步骤190，对该R_p剖面的所选定部分判定为存在正的烃类物质。如果在步骤192，判定所研究的最后压缩波地震剖面幅度异常现象已处理过，则该算法就结束。如果还有别的压缩波地震剖面幅度异常现象待研究，则该算法就在步骤194返回到步骤180以便作进一步处理。

其次借助图4C，在步骤201，以相等的增益输入地震剖面R_p和R_s，从而开始本发明的第三种比较分析方法。在步骤203，对压缩波地震剖面R乘方，以便计算出压缩波地震剖面的R² _p。紧接着，进到步骤205，计算压缩波和伪剪切波地震剖面的幅度之差（R_p-R_s）。在步骤207，通过将该幅度差值（R_p-R_s）乘以R_p而将该幅度差值定标到与R² _p地震剖面相同的数值。通过分别参考图7和8，就可看到对同一地震数据进行R² _p和R_p（R_p-R_s）地震剖面的比较。在图7和8中，重点突出了与图5和6幅度异常现象有关的地震剖面部分。

返回到图4C，在步骤209选定一个压缩波地震剖面部分，该剖面部份包括有一种可指示出在调查研究中的地下地层中可能有烃类物质的一种幅度异常现象。在步骤211，选定对应于所选定的R_p剖面部分的R_p（R_p-R_s）和R² _p的剖面部分。步骤213将对应于先前所选定的R_p剖面部分的所选定的R_p（R_p-R_s）剖面和所选R² _p剖面进行对比。如果在步骤215，指示出低的相似度（即所选R² _p剖面部分具有大的幅度异常现象而所选R_p（R_p-R_s）剖面部分即使有幅度异常现象也极小），则在步骤217，对所选R_p剖面部分判定为存在负的烃类物质。如果在步骤215指示出高的相似度（即所选R² _p和R_p（R_p-R_s）剖面部分出现相似的幅度异常现象），则在步骤219，对所选R_p剖面部分判定为存在正的烃类物质。如果在步骤221中判定该所研究的最后压缩波地震剖面幅度异常现象已经处理过了，则结束该算法。如果还有别的压缩波地震剖面幅度异常现象待研究，则该算法就在步骤223返回到步骤209以便进一步处理。

借助图4d，在步骤226，以同一增益输入地震剖面R_p和R_s，从而开始本发明的第四种比较分析方法。在步骤228，使压缩波地震剖面R_p乘以-1，以对该压缩波地震剖面算出带符号的S_gnR_p。紧接着，进到步骤230，计算压缩波和伪剪切波地震剖面的幅度差值（R_p-R_s）。在步骤232，选定一个压缩波地震剖面部分，该剖面部分包括有一种可指示出在所研究的地下地层中存在烃类物质的幅度异常现象。在步骤234，选定S_gnR_p和对应于所选R_p剖面部分的（R_p-R_s）剖面部分。在步骤236，将所选S_gnR_p剖面同对应于先前所选定R_p剖面部分的所选（R_p-R_s）剖面进行对比。如果在步骤238指示出低的相似度（即所选定的S_gnR_p剖面部分具有大的幅度异常现象而所选定的（R_p-R_s）剖面部分几乎没有幅度异常现象），则在步骤240，对所选的R_p剖面部分判定为存在负的烃类物质。如果在步骤238，指示出高的相似度（即对所选S_gnR_p和（R_p-R_s）剖面部分呈现大的幅度异常现象），则在步骤242，对所选R_p剖面部分判定为存在正的烃类物质。如果在步骤244，断定所研究的最后的压缩波地震剖面幅度异常现象还未经处理，则该算法就在步骤246返回到步骤232以便进一步处理。

Claims (6)

1、一种从压缩波反射信息产生剪切波反射信息的方法，特征在于：该方法包括下列步骤：

a)从若干声波源产生逐渐下降的声波，并在若干接收机处接收和记录在某一地下界面上产生的逐渐上升的波形；

b)把所述录下的反射波集合成具有某一公共反射边界的不同源和接收机的水平错距组；

c)对所述集合的反射波进行标准时差校正；

d)对所述标准时差校正后的波进行残留标准时差校正；

e)在给定时间点上，对不同的源和接收机间的水平错距值测量所述集合波的幅度；以及

f)直接从所述测得的幅度水平错距值确定剪切波反射信息以使所述信息等效于通过用剪切波直接测得的剪切波反射信息。

2、权利要求1的方法，特征在于：其中步骤（d）包括校正按照下式校正后的所述标准时差波形的堆垛速度：

V_new=V_old+[ (δV)/(V_old)^To(V_o)/(V_old) ] (V_old)/(T_o) ( (V_old)/(V_o) )²

其中：

V_new是校正后的堆垛速度，

V_old是测得的堆垛速度

δV是速度校正量

T_O是在标准入射角下的双向传送时间，以及

V_O是某一基准速度。

3、权利要求1或2的方法，特征在于：还包括下列步骤：

-为所述集合后的记录轨迹确定平滑后的区间速度的函数;以及

-根据所述水平错距和所述平滑后的区间速度函数确定所述集合后轨迹的入射角;从而直接根据所述测得的幅度错距值和所述集合后轨迹的所述入射角来确定所述剪切波反射信息。

4、权利要求3的方法，特征在于：其中根据所述各水平错距和所述平滑后的区间速度函数确定所述集合后轨迹的入射角θ的步骤是按照下式计算的：

sin²θ= (α²)/(V²) [ ((2x)²)/((2x)²+4V²t²) ]

其中：

α＝在给定深度下的区间速度，

Y＝堆垛速度，

X＝源/接收机间的水平错距，以及

t＝传向给定深度处的单向传送时间。

5、任一前述权利要求的方法，特征在于：其中步骤（f）包括如下步骤：

-为每个所述时间点确定某一值G_det，该值表示随水平错距而影响所述测得的幅度变化的已知因数的量化值;

-为每个所述时间点估算随水平错距不同而异的幅度分量G，该分量G不是归因于某一剪切波分量，并且不是构成G_det的;以及

-为每个所述时间点、按照下式确定剪切波反射比分量R_s：

R_s＝-[Q-[G_det+δG+ (2T²-1/2)/(n) 〕p]/8T²

其中：P＝R_po以及

Q＝GR_po-8T²R_so+（2T²-1/2）△ρ/ρ

式中：

R_po＝标准的入射压缩波反射系数;

R_so＝标准入射剪切波反射系数;

T＝（V_s/V_p′）平均值

ρ＝密度

G＝由随水平错距而影焐ǚ缺浠乃鲆阎蚴鸬姆扔跋斓淖芏睢?

6、权利要求  述的方法，特征在于：其中值δG是按照下式

δG≈ ((PQ))/((P²)) +8T²S- ((2T²-1/2))/(n) -G_det

其中：

<PQ>表示PQ的滤波后的值，而<P²>表示P²的滤波后值。

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