CN88101749A - 多分量地震数据深度成象法 - Google Patents

Abstract

本发明是属于一种地球物理勘探方法，特别是用于多分量地震数据成象的一种新方法，为的是更好地取得地下地质结构的深度图象，同时更好地估算出纵波与横波的层速度。特别是，取得所发送的入射到地下反射界面上的地震波场位和由此产生的散射地震波场位的测定。入射与散射地震波场位被用来产生代表反射界面的时间相关的反射率函数。通过偏移处理时间相关反射率函数，可以取得反射界面的更佳深度图象。

Description

本发明一般涉及地震数据处理，特别是用来取得多分量地震数据成象的一种方法，它为的是更好地取得地表面下地质结构的深度图象，同时更好地估算出纵波与横波的层速度来。

最简单的地震勘探形式包括利用一震源（例如，炸药，可控震源，气枪等）将地震能量送入地下并利用接收器（例如，检波器，传感器，水听器等）记录由此产生的大地响应。利用这类接收器记录下的地震数据通常称之为地震信号或地震道信号。从一选定的感兴趣地区取得的大量这类地震信号可以用来构成地震图或地震剖面图，以协助地球物理学者推断地下的地质结构。近年来，发展了多分量地震数据采集技术以记录成套的多分量地震信号。

通常，多分量地震数据采集技术包括：用具有一条或多条线性无关作用线（即，已知的矢量位移或推力）的震源向地下发送地震能，并采用一套至少具有两条线性无关作用线的接收器记录大地响应。实际上，多分量地震数据可以依靠使用具有水平横向、水平径向和垂直向作用线的震源与具有水平横向、水平径向与垂直向作用线的接收器记录所发射地震能的大地响应来取得。可惜的是，通常在实用中，这种震源和接收器分别被称为水平横波（SH），垂向横波（SV）与纵波（P）的震源与接收器，这种专用名词既不准确又易引起误解，因为震源与接收器并不直接发送与记录这种位波场（即，水平横波，垂向横波或纵波）而是发送与记录已知的矢量位移，通过划分可以区分开不同的波场位。

地震数据通常是按照共中点（CMP）格式进行处理。尤其是，部分地震数据处理还可能包括将迭加后取得的共中点地震信号进行一次偏移处理。偏移是一种将记录所得地震数据中的反射事件安置到其适当空间位置上去的处理。为了能正确绘制倾斜岩层反射，使其定位在真实空间位置，而不是置之介于发送源与记录接收器的中间，偏移特别重要。当偏移程序应用于共中点迭加后的地震数据时，在地下地质结构复杂（即，并非是一连串简单的平行、水平的岩层平面）的情况下，可能产生严重的错误。所产生的错误正是由于对来自复杂地下地质结构的地震数据进行共中点处理的结果，因为这些反射点已不再是共同的，而且也不是位于震源与接收器的中间。这种处理方案更重要的局限包括：它无法确定复杂构造中的层速度，从而也就不可能产生偏移后最佳的深度地震剖面图。此外，要想在所记录的地震数据中分开并处理耦合的纵波与横波反射，这种处理也不合适。而且，当波型转换波场被记录下时，共中点迭加对于噪声是极其敏感的。将这种偏移技术应用于共中点格式的地震数据的典型实例是弗罗德（Vreugde）在美专利4，110，729中给出的。本发明采用的多分量地震数据深度成象方法正适合于克服这些局限。

本发明总的说来是涉及一种地球物理勘探方法，尤其是涉及多分量地震数据成象的一种新方法，为的是取得地下地质结构更佳的深度图象，同时更好地估算出纵波的层速度。特别是，取得发射到地下反射界面上的地震波场位和由此产生的散射地震波场位的观测结果。入射与散射的地震波场位被用来推导代表反射界面的时间相关反射率函数。通过对时间相关的反射率函数进行偏移处理，可以取得更佳的反射界面深度图象。对于一组多分量地震数据双值集（dyadic    set）来说，要将此多分量地震数据双值集加以划分，为的是分离所记录的多分量地震数据中耦合不同的入射与反射波场位。对入射与反射波场位进行互相关处理以形成时间相关的反射率函数。然后依照一个波场位传播速度的模型对时间相关反射率函数反复进行偏移处理，以求得纵波与横波层速度的更佳估算值。偏移后的反射率函数然后就可进行迭加以产生更佳的地下地质结构的深度图象。

图1表示一个具有推力τi的震源所发送的纵波（P）与横波（S）波场位;

图2表示地震数据Uij中记录反射而来的纵波（P）与横波（S）波场位;

图3描述地震数据的共中点（CMP）道集（gather）;

图4描述倾斜岩层上地震数据的共中点道集;

图5表示一发送的纵波（P）由于反射界面上的散射，波型转换成为横波（SV）;

图6描述一个地下结构的模型;

图7是由图6中模型经过垂直时间偏移（normal    moveoot）校正后合成所得的共中点地震剖面图;

图8描述由图7中的合成地震数据经过共中点迭加及深度偏移处理后的结果;

图9描述的是图6中模型所得的合成地震数据按本发明处理后的结果;

图10是本发明的处理流程图;

图11描述针对图7模型的一系列恒定角合成的P-P平面波时间剖面图。

图12描述图11中地震数据经偏移后的一系列恒定角合成的P-P平面波的深度剖面图。

图13描述图12中偏移后合成地震数据的总合。

图14描述由震源Si产生的定向平面波与水平面呈θ角向下传播;

图15a，b，c表示在三种不同定向平面波作用下地下的模型的反应;

图16a，b是描述接收器与震源划分步骤的流程图;

图17描述一个地震数据采集的物理过程和合成向下延拓，以确定地表面下的速度深度图象。

为了有助于对本发明的理解，提出以下论述。地震勘探技术的核心在于将地震能送入大地并记录由此而得的大地响应的地震信号。多分量地震数据的采集包括利用一震源或具有单条或多条线性无关作用线τi（即，一个已知的矢量的位移或推力，在此，角标i表示某一特定的作用线）的多震源将地震能送入大地，并利用多套具有二个或更多线性无关作用线的接收器记录所产生的大地响应的地震信号Uij（在此下标i表示震源的作用线，而j表示记录信号的检波器的作用线）。这样，地震信号Uij可以表示一个利用具有i作用线的震源发送和具有j作用线的接收器记录下的大地对于地震能的张量位移响应。

一般，震源产生水平横向、水平径向与垂向位移或推力τi（相对观测线而言），而且这种震源通常分别被称为水平横波（SH），垂向横波（SV）和纵波（P）震源。这种命名方法描述的是垂直于震源下方的这些震源产生的位波场的通常性质。尽管它不正确而且在通常多偏移距（mvlti-offset）的地震数据记录中会引起误解，但它仍是一个牢固树立的科学术语。正如图1中所描述的，一个具有τi向推力的震源可视作既能发送纵波（P）又能发送横波（S）波场位的震源。与此相似，接收器相对测线来说一般地观测了水平横向、水平径向与垂向的大地位移。如图2所描述，接收器记录下的是散射的上行、下行横波波场位（S^上，S^下）与纵波波场位（P^上，P^下）响应的地震数据Uij。然而，这类接收器却普遍地被分别称为水平横波（SH）、垂向横波（SV）与纵波（P）接收器。关于所观测的张量位移与波场位之间的差异的重要性，将在后面讨论。

最普遍的是，地震数据，包括多分量地震数据在内，都是按共中点（CMP）格式处理的。就是说对许多震源S_l与接收器Rm。将地震数据分为共中点道集，如图3中所示，并进行垂直时间偏移校正。这种处理方案认为反射点的空间位置是在激发震源与记录接收器的中间。由此产生的结果，对于倾斜岩层来说，对如图4中所示的一对震源S_l与接收器Rm记录所得的地震信号进行共中点道集的迭加处理，可能造成严重误差。对于水平岩层平面，不会造成误差。然而，对于倾斜岩层平面，各反射点对于激励震源和记录接收器来说，既不是公共的，也不位于它们的中间。对于波型转换了的共中点道集来说，波场位（例如，图5中所示的入射P波-反射SV波），甚至在水平岩层平面情况下，这种共中点的规律也是失效的。

通常，为了校正共中点处理中的这一误差，可以将地震数据偏移以图获得其实的空间位置。通过示例，图6描述了一个地下建造的构造模型，每一岩层上标出的数字代表其纵波层速度。图7是从这一模型通过共中点处理和垂直时间偏移校正导出的合成地震图，其中，合成地震数据（即，利用了将在下面详述的一条常规的U11）是对一个具有垂向作用线的震源和垂向作用线的接收器而取得的。图7与图6间结构上的对比关系充其量也是模糊不清的。利用已知的层速度模型，通过对图7的合成地震数据进行偏移，则可取得如图8所示的合成深度图象地震图。很明显，图8形成的深度图象与图6上的地质结构模型在某种程度上较为相关;然而，在模型的复杂部位，真正的深度图象仍然模糊不清。当处理真实的地震数据而不是合成的地震数据时，并非全部变量都是已知的。事实上，在对事实地震数据作共中点处理时，预先并不知道准确的层速度，而且也难以确定，尤其是在地下地质结构复杂时更是如此。因此，最佳深度图象是难以取得的。再如上用不恰当的共中点处理来分离地震信号Uij中的记录的耦合纵波与横波波场，使得这一问题更加难解。

作为更全面地讨论现有深度成象方法的一个序幕，将注意力转向图9，在此是将图7与8所用的合成地震数据按本发明进行了处理。其结构深度图象的改善是十分明显的。

为了克服常规共中点处理与偏移中的局限，我们创造了一种偏移多分量地震数据的方法，使得能取得地下地质结构的最佳深度图象，同时更好地估算出纵波与横波的层速度。在此最佳实施方案中，需要一组多分量地震数据双值集（即，地震信号Uij，在此，i代表震源的作用线＝1，2，3，而j代表接收器的作用线＝1，2，3）。为了简化下面的论述，震源与接收器的作用线符号采用以下的角标：垂向＝1，水平径向＝2，水平横向＝3。然而，本领域的技术人员将能理解，相对观测线来说，作用线也可以取向为其他的方向。

双积（dyadic）是一个由两个矢量的乘积得来的二阶张量。在最佳实施方案中，多分量地震数据的双值集具有九个分量;但是本领域的技术人员将会想到，少于九个分量的多分量地震数据双值集也能有效地得到使用。然而，当人们将多分量地震数据双值集从九个分量朝向常规的单分量地震数据减少时（例如，U11或U22或U33）就会引入误差。

现在来看图10，它描述了本发明一般化的处理流程图。特别是，步骤10包括采集多分量地震数据双值集Uij。本领域的技术人员将会理解。多分量地震数据双值集（在此i＝1而j＝1，2或i＝1，2而j＝1，2或i＝1，2而j＝1，2，3等等）可以成功地加以利用。在步骤20中，多分量地震数据双值集可分类为按入射角有序的道集（例如，共接收器道集或倒换成共震源道集）。

在步骤30中，按入射角有序的多分量地震数据Uij道集经过拉冬（radon）变换后成为一系列恒定角平面波近似值。如图11所示，地震数据U11的一系列恒定角平面波近似值可以表示为一系列恒定角平面波的地震剖面图（例如，30°，20°，10°，-10°，-20°，-30°）。每一恒定角平面波地震剖面图提供一个大地地质结构的时间图象，如果地质结构是用一套能产生与水平面成α角的入射角的、并穿过大地向下传播的平面波的源来照明的话，这种图象是能够取得的。这一“照明”过程也被本领域的技术人员认为是平面波定向成形。图11中所示的恒定角平面波地震剖面图是从图6中所示地下建造模型合成得来的，它仅仅利用了多分量地震数据双值集的U11分量。根据此处采用的常规，U11表示的是由一个具有垂向作用线的接收器记录的、响应于由一个具有垂向作用线的震源发送的地震能的地震信号。对于多分量地震数据双值集Uij的其它分量，还可以产生一系列类似的恒定角平面波地震剖面图。

步骤40中经过拉冬变换后的多分量地震数据双值集Uij通过波场划分，可以产生一系列恒定角波场位的时间剖面图41-44，它们代表入射波场位一反射后波场位的各种组合（例如，P-P，P-SV，SV-P，与SV-SV）。波场位时间剖面图41-44中每一个图都包含一系列恒定角波场位的时间剖面图。这种波场划分的意义在于将记录所得张量位移数据Uij中纵波和横波的波场位分开并去耦（decouple）。波场划分既可在位移张量数据Uij的时间域也可在其频域内进行。如果是在频域进行，则划分以后，还要将已作波场划分的位移张量Uij变换返回时域。然后，一系列恒定角波场位时间剖面图41-44可以利用55中的速度模型在步骤50中进行偏移以取得层速度，并取得一系列恒定角波场位的深度剖面图61-64，如后面图12中所示。55中的速度模型设定了横波与纵波二者的波场层速度。

在步骤70中，将每一入射反射的波场位组合而成的一系列恒定角波场位的深度剖面图总合起来，就产生了迭加后的深度剖面图80，如后面图13中所示。图13描述的是图12中P-P波场位的恒定角深度剖面图的总合。将图13与图6中的模型和图7、图8中用常规共中点处理与偏移后的地震数据对比，表明改进是明显的。图13中的地震数据是将与图7中所描述的同一地震数据经过不同的一套参量处理后取得的;然而，在这两个剖面图与图6中的模型之间存在着良好的相关。

现在来详细讨论本发明的步骤。首先讨论图10中步骤30中的拉冬变换。拉冬变换在本技术领域也属于一种倾斜迭加或τ-P变换。拉冬变换是一种用于变换普通地震图（即，用时间序列采集值来表示一个检波器记录的振幅）的方法，以模拟如图14中所示的与水平面呈θ角传入地下的平面波。有关拉冬变换更详细的论述见温尼（Winney）的美国专利4，628，492以及C.H.查普曼（Chapman）的“通用拉冬变换与倾斜迭加”（“Generalized    Radon    Transforms    and    Slant    Stacks”），Geophysics    J.R.astr.Soc.（1981）66，445-453等等。

作为实例，图15a，b，c描述了三种不同的恒定角平面波时间剖面图，这是采用在一地下模型上以三种不同角度（α₁α₂和α₃）的射线成形平面波制成的。依靠形成与水平面呈不同的α角的下行平面波，使地下反射层的不同方面得以“照明”。注意，对图15a与c中的时间剖面图未作校正以给出通常的垂直时间偏移校正形象，这样做能使层位具有倾斜的外形。

关于这一点，波场划分的意义后面还要讨论。与先有技术对地震位移数据的偏移处理技术不同，我们是对从位移张量Uij得出的波场位作偏移处理的。通过步骤40的波场划分，位移数据Uij中记录的波场位彼此去耦，从而能更容易地取得纵波与横波层速度的较佳估计，而且所得的偏移剖面图将产生地下地质结构的更佳深度图象。

根据图16a与b，现在将更详细地讨论波场划分。波场划分包括两个步骤：（1）接收器划分与（2）震源划分。地震位移数据Uij的接收器划分包括对所记录地震数据中的波场位进行分离和去耦。为了简单起见，下面的讨论将局限于使用一个垂向震源和一个测线方向（径向）的水平震源，它们可以产生纵波（P）与横波（S）波场位），还有一些具有垂向和水平向作用线的接收器（即，所记录的地震数据包括U₁₁，U₁₂，U₂₁，与U₂₂）。回想到图1与图2，所记录的地震数据代表大地对上行与下行两种横波（S^上与S^下）波场和纵波（P^上与P^下）波场的张量位移。在步骤100中，对于一个具有垂向作用线并将地震能发送入地下的震源来说，其垂直分量的地震图U₁₁在105是用一个具有垂向作用线的接收器记录的，其水平分量的地震图U₁₂在110是用一个水平向作用线的接收器记录的。同样，在步骤200中，对于一个具有水平向作用线并将地震能发送入地下的震源来说，其垂直分量地震图U₂₁在205是用一垂向作用线的接收器记录的其水平分量U₂₂在210是用一水平向作用线的接收器记录的。地震图U₁₁，U₁₂，U₂₁与U₂₂分别在步骤115、120、215与220中进行拉冬变换，相应地产生一系列恒定角平面波时间剖面图125，130，225与230。

U₁₁恒定角平面波时间剖面图125与U₁₂恒定角平面波时间剖面图130通过140中的接收量划分，取得一系列恒定角反射（P）波场145与恒定角反射（S）波场150，同样，U₂₁恒定角平面波剖面图225和U₂₂恒定角平面波剖面图230通过240中的接收器划分，取得一系列恒定角反射（P）波场245和恒定角反射（S）波场250。

位移数据Uij的接收器划分，可以采用诺特-佐伊普里茨（Knott-Zoeppritz）方程，如凯梯艾基（Keiiti    Aki）与保罗.G.理查兹（Paul    G.Richards）在其教科书“定量数值地震学，理论与方法”（“Quantitative    Seismology，Theory    and    Method”），Freeman    and    Company，New    York，1980    5.1与5.2章节中的论述。这些方程将用下面的矩阵A来表示。此外，必须应用赫姆霍尔兹（Helmholtz）分解：

U_ij＝

p^tot+

xs^tot（1）

式中：

p^tot＝p^up+p^down

s^tot＝s^up+s^down

p^tot是p^tot的梯度

s^tot是s^tot的旋度（Curi）

因此，接收器的划分将依靠矩阵解来完成：

式中：

Uij是被记录的垂直震源的各分量;

U2j是被记录的水平震源的各分量;

J1j是所记录的垂直震源的推力;

J2j是所记录的水平震源的推力;以及

J1j与τ2j在自由面上可以令其为0。

反射波场（P^上，P^下，S^上与S^下）通常可以用函数φ_R（X₁，X₂，X₃，ω与V）来表示，式中X₁，X₂与X₃是空间常数，ω表示频率，V表示慢度。

在步骤300中，震源划分按下式确定了由垂直与水平震源产生的纵波（P）与横波（S）波场位：

τ^tot＝

P+

xS

式中：

P是P的梯度

xS是S的旋度

或是：

式中Kx＝水平波数

$K^P{}_Z=\sqrt{\frac{{\omega }^2}{V^2{}_P}{\mathrm{-K}}^2{}_X}$

$K^s{}_z=\sqrt{\frac{{\omega }^2}{V^2{}_P}{\mathrm{-K}}^2{}_X}$

ω＝频率

Vp＝纵波波场速度

Vs＝横波波场速度

τ₁与τ₂是垂直与水平震源的推力;

$\mathrm{i=}\sqrt{\mathrm{-1}}$

p＝p_oexp（ik_X

+ik^P _Z -iωt）

s＝s_oexp（ik_X

+iK^S _Z

-iωt）

所确定的入射波场（P与S）通常可用函数φ₁（X₁，X₂，X₃，ω与V）来表示，式中X₁，X₂与X₃为空间坐标，ω是频率，V是速度。

这种形式数据的地震成象过程与声全息术（acoustic    holography）相似。如果在全部空间位置、频率ω与慢度V上的震源波场，φ₁（X₁，X₂，X₃，ω，V）的频率分布为已知，而反射波场，φ_R（X₁，X₂，X₃，ω，V），同样地亦为已知，那么我们就可以按照下面通用的互相关确定反射率函数：

R（φ_I，φ_R，X₁，X₂，X₃，V）

＝ $\frac{{\∫}_{{\phi }_I}^{*}{\mathrm{(x}}_{\mathrm{1＇}}{x}_{\mathrm{2＇}}{x}_{\mathrm{3＇}}{\omega }_{＇}{\mathrm{v)\phi }}_R{\mathrm{(x}}_{\mathrm{1＇}}{x}_{\mathrm{2＇}}{x}_{\mathrm{3＇}}{\omega }_{＇}\mathrm{v)d\omega }}{{\∫}_{{\phi }_I}^{＊}{\mathrm{(x}}_{\mathrm{1＇}}{x}_{\mathrm{2＇}}{x}_{\mathrm{3＇}}{\omega }_{＇}{\mathrm{v)\; \phi }}_I{\mathrm{(x}}_{\mathrm{1＇}}{x}_{\mathrm{2＇}}{x}_{\mathrm{3＇}}{\omega }_{＇}\mathrm{v)d\omega }}$ （3）

这样，在图16b中的步骤320中，来自310的入射纵波场就与来自145的对应恒定角反射的纵波场和来自150的反射横波波场进行互相关处理，以形成恒定角平面波时间剖面，后者确定了330中入射纵波-反射纵波波场（PP）恒定角时间剖面中的反射系数以及340中入射纵波-反射横波波场（PS）恒定角时间剖面的反射系数。与此相似，在步骤325中，来自315的入射横波波场与来自245的相应恒定角反射纵波波场以及来自250的反射横波波场进行互相关处理，以形成恒定角平面波时间剖面，后者又确定了335中入射横波-反射纵波波场（SP）恒定角时间剖面的反射系数和345中入射横波-反射横波波场（SS）恒定角时间剖面的反射系数。

对于初始反射波来说，反射系数R是对入射与反射波场之间成比例的震相相似性的合理衡量。如果入射与反射场间的角度被算出，那么反射系数R就可被变换来估算与倾角相关的反射率。与倾角相关的反射率已经被证明是碳氢化物的一个显示标志。本程序的优越性在于与倾角相关的振幅不是在时间剖面上而是可以在深度剖面上被测出。这样，振幅异常就可以在其真实的深度位置上被测出，排除了波在传播中造成的任何振幅与极性畸变。对于恰当地计算出来的入射和反射场，可以利用方程（3）将每一个反射系数（例如，PP，PS，SP，和SS）估算出来（例如，放若入射场φ₁是一个P-波而反射场φ_R是一个S-波，则通过方程（3）就能估算出PS反射系数来）。

当全部空间位置上的入射与反射场为已知时，方程（3）就表示一个成象过程。既然整个波场只有地面记录是已知的，正为前面论述的那样就必须求出地球内部的入射与反射波场。地表面上已经确定了的入射和反射波场可以作为标量（scalar）或弹性波方程的近似解，用合成的办法向下外推。例如，图17描述了实际场的过程，显示了在一个反射界面上的入射与反射波场。图17也描述了合成过程，借此可以重现场过程。这一合成外推过程通常被当作是向下延拓或是偏移。尽管已有不少将波场外推入地下的方法，为了恰当地外推入射与反射场的初始相位和振幅，下面的方程（4）和方程（5）中的递归法（recursion）已经证明是很有效的：

φ_I（X₁，X₂，X₃，ω，V）＝

（ 1/(2π) ）²∫∫[eⁱ（K₁X₁+K₂X₂-（ (ω²)/(V_I（x_1＇x_2＇x₃)²) -（K² ₁+K² ₂）^1/2△X₃）

·∫∫φ_I（X₁，X₂，X₃-△X₃，ω，V_I） $e^{{\mathrm{iK}}_{1}x{}^{＇}{}_l\mathrm{+ik}{}_{2}x{}^{＇}{}_2}$ dx₁′dx₂′]dk₁dk₂（4）

φ_R（X₁，X₂，X₃，ω，V）＝

（ 1/(2π) ）²∫∫[eⁱ（K₁X₁+K₂X₂+（ (ω²)/(V_I（x_1＇x_2＇x₃)²) -（K² ₁+K² ₂）^1/2△X₃）

·∫∫φ_R（X₁，X₂，X₃-△X₃，ω，V_R） $e^{{\mathrm{iK}}_{1}x{}^{＇}{}_l\mathrm{+ik}{}_{2}x{}^{＇}{}_2}$ dx₁′dx₂′]dk₁dk₂（5）

式中V_I与V_R是入射与反射场的速度。如果传播介质不均匀，则（4）和（5）中指数的价值可加以修改来反映此不均匀性。这样，成象法则方程（3），与波场延拓方程（4）-（5）的组合就构成了通常称为的深度偏移，如图10中步骤50所执行的那样。入射波场在数值上是发生在X₃＝0之处，反射波场是从在X₃＝0处的接收器划分算起。这些场在数学上是按方程（4-5）向地下延拓，而其反射率是从方程（3）计算得来的。

重要的是要注意到，方程（4-5）这一延拓过程，是依赖于未知的层速度V_I与V_R的。尽管这一点可以看作是偏移过程的局限，而实际上这正是其功能的一部分。大地的层速度通常必须从地震数据中估算出来，为的是在共中点处理中进行时间至深度的转换，正如图10中步骤55在层速模型中所作的那样。然而，在共中点处理中一般估算的速度是均方根（RMS）或迭加速度。从RMS或迭加速度转换成层速度只有对于水平层状的大地结构和短小的震源-接收器偏移距才是有效的。层速度可以对应于一系列不同的慢度参量反复应用方程（3-5）中描述的深度偏移处理过程而直接算出。换句话说，要对一整套恒定慢度的地震图完成偏移处理，再比较所得的深度剖面的一致性。例如深度剖面的空间分布不相似，则系统地改变层速度值，得出一套新的深度剖面再进行对比。在比较阶段，就有可能确定，步骤55中模型所设想的层速度究竟是普遍偏高还是偏低。这样，就有可能反复修正速度，使得所有深度剖面间都达到合理的一致性。

这一迭代偏移处理程序可以用来同时阐明速度与结构。通过改变方程（3-5）中的相移指数，这一程序还可推广用于估算速度的不均匀度。通过用最小二乘方准则来修正速度，这一比较过程有可能自动化。

方程（3-4）在其应用于偏移过程时，其自身就是这一程序的积分公式。波场延拓法还有两个方面重要的、进一步应用。第一个是震源与接收器的延拓。在将震源和接收器地震图划分为位地震图以后，可能有必要将地表波场向下延拓到地下某个基准面，以排除速度复杂的盖层的影响。在这类盖层中，在地表面由拉冬变换产生的简单入射波场，当它通过一个可变速场传播时，将不再是简单的了。其结果是，由方程（3）得来的图象，将作为深度的函数而规则地恶化。然而，一旦浅层速度模型已被确定，整个地震试验就可在此速度模型的基础上向下延拓至一新的基础面。为此，首先用像方程（5）中那样的递归积分方程将共震源地震图向下延拓，然后将这一数据分类成共接收器地震图，并重复这一延拓过程。一旦将此完成，要重复进行拉冬变换过程与迭代偏移过程。这种交织进行的拉冬变换、深度偏移与向下延拓，为了适应偏移和速度估算过程的需要，可以多次反复进行。

向下延拓法的最终用途是指向消除多次反射波（multiple    removal）。当地震波迂到地质界面，它们产生直接返回地面的反射波。它们也会产生离开地表的多次反射波，以及在地质建造之间作多次反射的反射波。这些多次波破坏了地层与地震反射之间一对一的对应关系。波的划分与向下延拓法结合起来可以判断并从而（在一定程度上）排除这种多次反射的影响。例如，一阶地表多次波可以被排除，其方法是，通过像方程（4-5）这类形式的方程式，在小深度带范围内首先计算进入地下的下行与上行波场，或者，从地表到第一反射层。然后，在这些波场延拓所至的层位，守恒与延拓方程被引用来估算新层位上的新的上行和下行场。通过这样做，多次波能量就可估算出来，并从总场中加以减除，以获得一个对初始反射的新估算。在多次波被衰减以后，深度偏移给出了地表下的一个更佳的地震深度图象。

可以理解，在本发明的最佳实施方案已被描述、多种修改方案已经阐明的情况下，可以不背离本发明的精神与范围而作出各种变更，正如权利要求书中所列举。

Claims (20)

1、一种获取地下地质结构深度图象的地球物理勘探方法，包括以下步骤：

(a)取得入射到地表面下反射界面上的初次地震波场位的测定；

(b)取得从反射界面散射而来的次生地震波场位的测定；

(c)从入射到反射界面上去的初次地震波场位与由此而生的次生散射地震波场位，产生代表与时间相关的反射率函数；以及

(d)偏移处理与时间相关的反射率函数以取得地表面下反射界面的深度图象。

2、在权利要求1的方法中，为获取入射到地下反射界面上的初次地震波场位的测定步骤包括对送入地下的地震能合成入射波场位，而取得从反射界面散射而成的次生地震波场位的测定步骤包括对多分量地震数据双值集进行波场划分以形成反射波场位，这些多分量地震数据记录了震源送入地下的地震能对地球的响应。

3、在权利要求1的方法中，为产生代表反射界面的时间相关反射率函数的步骤包括分别对入射到反射界面上去的初次地震波场位与从反射界面散射而生的次生地震波场位进行互相关处理。

4、在权利要求1的方法中，偏移代表反射界面的时间相关反射率函数的步骤包括反复假定初次与次生地震波场位的传播速度。

5、一种为获得地表面下地质结构的深度图象的多分量地震数据成象方法包括以下步骤：

（a）将多分量地震数据经射线成形，变为多套平面波地震图;

（b）将平面波地震图划分为多套位场地震图;

（c）从多套位场地震图形成时间相关反射率函数;以及

（d）偏移处理时间相关反射率函数，以取得地下地质结构的深度图象。

6、在权利要求5的方法中，射线成形多分量地震数据的步骤包括针对一系列射线发射角形成多套平面波地震图。

7、在权利要求6的方法中，划分多套平面波地震图的步骤包括针对一系列射线角形成多套位场地震图。

8、在权利要求7的方法中，形成时间相关反射率函数的步骤包括针对一系列射线角形成一系列反射率函数。

9、在权利要求8的方法中，偏移时间相关反射率函数的步骤包括对一系列射线角的每一个角度进行时间相关反射率函数的偏移处理，以及针对一系列射线角度迭加处理偏移后的时间相关反射率函数，以形成地下地质结构的深度图象。

10、一种地下地质结构的成象方法，包括以下步骤：

（a）采集多分量地震数据双值集;

（b）将多分量地震数据双值集划分为入射角有序道集;

（c）将多分量地震数据双值集的入射角有序道集划分为一系列波场位;以及

（d）偏移处理波场位，以取得地下地质结构的深度图象。

11、在权利要求10的方法中分类多分量数据双值集的步骤包括对一系列射线角度将多分量地震数据双值集进行射线成形的步骤。

12、权利要求10的方法进一步包括以下步骤：

（a）将多分量地震数据双值集变换到频率域;

（b）划分频域多分量地震数据双值集为一系列波场位;以及

（c）将此一系列波场位变换到时域。

13、在权利要求11的方法中，划分步骤包括形成一系列入射到地下反射界面上的波场位以及从反射界面散射产生的波场位。

14、权利要求13的方法进一步包括对入射与散射波场位作互相关处理以形成表地下反射界面的时间相关反射率函数的步骤。

15、在权利要求14的方法中，偏移处理波场位的步骤包括偏移处理时间相关反射率函数，以取得地下地质结构的深度图象。

16、权利要求15的方法进一步包括迭加一系列偏移后波场位，以形成地下地质结构的深度图象的步骤。

17、一种地下地质结构成象的方法，包括以下步骤：

（a）采集多分量地震数据双值集;

（b）划分多分量地震数据双值集，为的是将多分量地震数据双值集中的纵波和横波波场位加以分离和去耦;

（c）针对一系列假设的纵波与横波层速度，对已经分离和去耦的纵波与横波波场反复进行偏移处理;以及

（d）从一系列假设的纵波和横波以及横向层速度中选择用来产生出相关的偏移后波场位的纵向层速度。

18、在权利要求17的方法中，划分步骤包括取得入射到反射界面上的波场位的和由此产生的散射波场位的测定。

19、权利要求18的方法进一步包括对入射与从反射界面散射的波场位进行互相关处理，以取得代表反射界面的反射率函数的步骤。

20、在权利要求19的方法中，反复偏移处理波场位的步骤包括依据一个地下纵波和横波传播速度模型，对入射和散射波场位的横波与纵波波场位反复进行偏移处理。

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