静校正处理

地震勘探的基本理论均以地面为水平面、近地表介质均匀为假设前提。例如，平界面的共炮点时距曲线或共反射点时距曲线是双曲线这一结论只有在该假设前提下才正确。但是，在实际野外观测时，表层因素与假设往往并不一致。例如，存在地形起伏，低、降速带的厚度变化和速度的横向变化等。当炮点和接收点位于不同高度的地表以及表层速度变化时，就会引起反射波到达时间增长或缩短。这时观测到的时距曲线不是一条双曲线，而是一条畸变了的曲线，对此曲线进行动校正不可能将它校平。若是共炮点记录，就得不到正确反映地下构造形态的一次覆盖时间剖面；若是共反射点记录，则达不到同相叠加，直接影响到水平叠加时间剖面的质量。特别在丘陵、山区，这种情况更为严重，因此要进行表层因素的校正，即静校正。

静校正也由计算静校正量和数据校正两部分组成，核心是计算静校正量，计算静校正量又是建立在表层速度模型的基础之上。一般认为表层有一低速带，相对基岩有很大的速度差，由透射定理，对浅、中、深层的反射波射线(或入射线)在低速带中是近似垂直的传播，因同一炮点或接收点的表层模型一定，对来自不同层的反射波到达时间影响相同，即同一道不同层有同样的校正量，称为“静”校正，静校正量有正，也有负。

以上认识实质已成为静校正量计算中的一种假设条件，若实际情况满足假设条件，静校正就会有好的效果，如果条件不满足，静校正效果就变差。另外，计算静校正量需要已知表层速度模型，若用估计的近似模型计算静校正量，也会使静校正质量降低。针对以上两方面因素，目前除常规的一次静校正和剩余静校正外，还发展了折射静校正和层析静校正新方法。

静校正的校正也是用搬家来实现的，当静校正量为正时，则将整道数据向前(小时间)移动校正量时间；若校正量为负，将整道数据向后(大时间)移动校正量时间。

3.2.2.1 野外(一次)静校正

利用野外实测的表层资料直接进行的静校正称为野外(一次)静校正，又称为基准面静校正。其方法是，人为选定一个海拔高程作为基准线(面)，利用野外实测得到的各点高程、低速带厚度、速度或井口时间等资料，将所有的炮点和检波点都校正到此线(面)上，用基岩速度替代低速带速度，从而去掉表层因素的影响。它包括井深校正、地形校正以及低速带校正等内容。

3.2.2.1.1 井深校正

井深校正是将激发点O的位置由井底校正到地面O_j(见图3-5)。其方法有二：

图3-5 野外(一次)静校正量计算示意图

1—基准面；2—地面；3—低速带底界面

1)在井口埋置一井口检波器，记录直达波由O传至地面O_j的时间Δτ_j，即井深校正值，又称为井口时间。

2)用已知的表层参数及井深数据，按下式计算井深校正量

地震勘探原理、方法及解释

式中：V₀为低速带波速；V为基岩波速；h₀+h_j为炮井中低速带厚度；h为基岩中炸药埋置深度。因为井深校正总是向时间增大的方向校正，故此式前面取负号。

3.2.2.1.2 地形校正

地形校正是将测线上位于不同地形处的炮点和检波点校正到基准面上。如图3-5所示，炮点地形校正量为

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而检波点地形校正量是

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故此道(第j炮第l道)总的地形校正量为

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地形校正量有正有负，通过h₀、h_s的正负体现出来。通常规定当测点高于基准面时为正，低于基准面时为负。

3.2.2.1.3 低速带校正

此校正是将基准面下的低速层速度用基岩速度代替。求取低速带校正量的公式在炮点处为

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在检波点处为

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故此道总的低速带校正量为

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因为基岩速度总是大于低速带速度的，故低速带校正量总是正的。

图3-5中第j炮第l道的总野外静校正量为

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若用海拔高程表示，则有

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式中：E_s为检波点地面海拔高程；E_l为检波点下方低速带底界面海拔高程；E_b为基准面海拔高程；E为激发源处海拔高程。

3.2.2.2 剩余静校正

3.2.2.2.1 剩余静校正的基本概念

由于技术上的原因(如低速带速度及厚度难以测准)或某些人为因素，野外实测资料往往不很准确，故野外(一次)静校正之后仍残存着剩余的静校正量。提取表层影响的剩余静校正量并加以校正的过程称为剩余静校正。剩余静校正量不能由野外实测资料求得，只能直接利用地震记录提取。实践中往往利用统计的方法自动地计算剩余静校正量，故亦称之为自动统计静校正。

多次覆盖工作使得利用统计方法求取剩余静校正量成为可能。因此，在计算中总是充分利用多次覆盖工作的特点，灵活地改变记录道集的编排形式(例如，共炮点选排，共检波点选排和共中心点选排等，见图3-6)，使用多道信息得到最佳结果。

剩余静校正量可分为短波长(高频)分量和长波长(低频)分量两类(图3-7)。

短波长分量是局部范围内低速层变化引起的，对同一共中心点道集内各道的反射波到达时影响不一，使动校正后的共中心点道集各道无法同相叠加，影响叠加效果。长波长分量是区域性异常，是指相当于一个排列以上范围的低速带变化影响。一般它对共中心点道集内各道的反射波旅行时影响不很明显，对叠加效果影响不大。但这种表层异常易被误认为是地下构造或岩性变化引起的，若不消除它们会造成解释上的错误。自动统计剩余静校正方法只能提取短波长剩余静校正量。

图3-6 多次覆盖各种选排

图3-7 长、短波长剩余静校正量

1—长、短波长静校正量叠加；2—短波长分量；3—长波长分量

3.2.2.2.2 计算短波长剩余静校正量的基本假设和基本思想

基本假设有两点：

1)认为剩余静校正量与波的传播方向、路径无关(地表一致性条件)，即对同一地面点来说它的取值不变，而对不同的地面点来说它的取值具有随机性。因此，可以认为剩余静校正量是一种随机量，可以用统计学的方法提取。

2)认为剩余静校正量的起伏变化很大，变化波长小于一个排列范围。在一定长度范围内统计剩余静校正量时，其均值为零。

计算剩余静校正量利用的是地震记录上的反射信息。其基本思想是：经过正确动较正后，同一共中心点道集内各道反射波相位应当对得很整齐，若不齐则必定存在剩余静校正量。将这些相位差异提取出来就能得到剩余静校正量，再用它们进行校正必然会使反射波对齐，形成同相叠加。由此可见：①用来求取剩余静校正量的道集必定是动校正后的道集(当然，现在也发展了用动校正前道集求剩余静校正量的方法，这儿暂不考虑)；②要想准确地求取出相位差异必然要选择最好的反射信息，所谓“最好”的含义包括能量强、连续性好、构造变动小等，一般称满足这些条件的界面反射为标准层反射。由于静校正有“静”的特点，标准层的剩余静校正量也就是整道的剩余静校正量。

3.2.2.2.3 求取短波长剩余静校正量的统计方法

该方法一般分为三步：

形成参考道 设g_j(t)表示共中心点道集内第j 道的波形，则

地震勘探原理、方法及解释

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式中：M(t)为参考道，J为共深度点道集的总道数，t_p为选出的标准层反射起始时间，T为时窗长度。

用互相关方法计算道集内各道的相对静校正量 参考道形成后，就要计算道集中各道与参考道(均只包含标准层反射波组)之间的相对时差，称之为相对静校正量。因为各道上的波形有一定的相似性，故最常用的提取相对时差的办法是互相关方法。计算互相关函数的公式为

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式中：M(τ)为参考道，g_j(t)是道集中待求相对时差的第j道，k为相关运算时离散值序号，N为相关时窗，τ为时移，τ_max为最大时移绝对值。习惯上将g_j(t)相对于M(t)向左移动的时移称为正的。在互相关函数中找出极大值，它所对应的相对时移值就是要求的相对时差。

3)由相对剩余静校正量中分解出炮点剩余静校正量和检波点剩余静校正量。一个最简单的方法是利用共炮点道集或共检波点道集分别分离出炮点和接收点剩余静校正量。例如对共炮道集中各道求取的相对时差作统计平均，其结果为炮点的剩余静校正量。对共接收点道集中各道的相对时差作统计平均，即为接收点的剩余静校正量。

3.2.2.2.4 折射静校正和层析静校正简介

折射静校正是利用折射波反演表层速度模型，再计算校正量，该方法对层状介质模型有较好的适应性。折射波静校正由折射波初至时间拾取、表层模型解释或反演以及静校正量计算和静校正组成。

层析静校正适应任意表层速度模型，该方法是利用初至波(包括直达波、折射波、回折波)射线路径和传播时间用层析法反演表层速度模型，再用波场延拓的方法实现静校正，该方法相对其他静校正方法对表层模型有更强的适应性和更高的校正精度。

折射静校正和层析静校正都是以反演速度模型为基础，理论上讲，它们都可以解决长波长静校正问题。