Оглавление
	ТОМ 1
		Стр.
	Глава 1
1.1	Введение	1
1.2	Одномерное преобразование Фурье	2
1.2.1	Появление зеркальных частей	5
1.2.2	Рассмотрение фазы	10
1.2.3	Операции во временной области	13
1.2.4	Частотная фильтрация	18
1.3	Множество выборок ОПВ, полученных по всему миру	27
1.4	Основная последовательность обработки данных	43
1.4.1	Предварительная обработка	44
1.4.2	Деконволюция	45
1.4.3	Сортировка ОСТ	47
1.4.4	Скоростной анализ	49
1.4.5	Поправки за нормальное приращение и суммирование	50
1.4.6	Коррекция остаточной статики	50
1.4.7	Обработка после суммирования	52
1.4.8	Миграция	52
1.5	Применение	52
1.5.1	Программная регулировка усиления	61
1.5.2	АРУ среднеквадратичных амплитуд	62
1.5.3	Мгновенная АРУ	63
1.6.	Двумерное преобразование Фурье	65
1.6.1	Пространственная неоднозначность	69
1.6.2	Пространственная f-k-фильтрация	74
	Упражнения	85
	Глава 2
2.1	Введение	87
2.2	Модель фильтрации	95
2.2.1	Модель фильтрации в частотной области	101
2.3	Обратная фильтрация	102
2.4	Обратная фильтрация по методу наименьших квадратов	104
2.5	Минимально-фазовый импульс	107
2.6	Оптимальный фильтр Винера	110
2.6.1	Деконволюция сжатия	113
2.6.2	Предварительное отбеливание	116
2.6.3	Формирующие фильтры Винера	116
2.6.4	Прогнозируемая деконволюция	119
2.7	Прогнозируемая деконволюция на практике	125
2.7.1	Длина оператора	128
2.7.2	Задержка предсказания	131
2.7.3	Предварительное отбеливание	139
2.7.4	Действие случайных помех на деконволюцию	143
2.7.5	Подавление кратных волн	144

2.7.6	Примеры полевых данных	148
2.7.7	Деконволюция вибросейса	157
2.8	Проблема нестационарности	159
2.8.1	Спектральное отбеливание, изменяющееся во времени	165
	Упражнения	170
	ТОМ 2
	Глава 3
3.1	Введение	1
3.2	Нормальное приращение	5
3.2.1	Нормальное приращение в горизонтально-слоистой среде	8
3.2.2	Растяжение нормального приращения	9
3.2.3	Нормальное приращение для наклонного слоя	12
3.2.4	Нормальное приращение для нескольких слоев с произвольными на-	13
	клонами
3.3	Скоростной анализ	16
3.3.1	Спектр скоростей	19
3.3.2	Факторы, влияющие на оценку скорости	25
3.3.3	Скоростной анализ горизонта	35
3.4	Коррекция остаточной статики	36
3.4.1	Коррекция остаточной статики с учетом изменения поверхностных	49
	условий
3.5	Коррекция остаточной статики на практике	59
3.5.1	Максимально допустимое смещение	59
3.5.2	Окно корреляции	62
3.5.3	Другие обсуждения	63
3.6	Статика, обусловленная преломлением	77
3.6.1	Коррекция полевой статики	80
3.6.2	Метод преломленных волн (метод плюс-минус)	82
3.6.3	Метод наименьших квадратов	85
	Упражнения	91
	Глава 4
4.1	Введение	1
4.2	Принципы миграции	10
4.2.1	Миграция Кирхгоффа	14
4.2.2	Конечноразностная миграция	23
4.2.3	Пространственная миграция	28
4.3	Миграция на практике	34
4.3.1	Миграция Кирхгоффа на практике	35
4.3.2	Конечноразностная миграция на практике	43
4.3.3	Пространственная миграция	59
4.3.4	Частотно-пространственная миграция	71
4.3.5	Миграция и пространственная неоднозначность	79
4.3.6	Миграция и внешние помехи	84
4.3.7	Миграция и длина профиля	89
4.4	Миграция перед суммированием	90

4.4.1	Частичная миграция перед суммированием (поправка за прираще-
	ние, вызванное наклоном)	96
4.5	Анализ скоростей миграции	110
	Упражнения	117
	ТОМ 3
	Глава 5
	Получение изображения под сложными структурами
5.1	Введение	1
5.2	Миграция по глубине	2
5.2.1	Морское дно неправильной формы	10
5.2.2	Соляная диапировая структура	12
5.2.3	Чешуйчатые структуры в шарьяжных поясах	15
5.3	Замещение слоя	20
5.3.1	Замещение слоя после суммирования	21
5.3.2	Замещение слоя перед суммированием	24
	Глава 6
	3-D сейсмическая разведка
6.1	Введение	34
6.2	Для чего выполняются 3-D съемки	35
6.3	Схема 3-D съемки и сбор данных	37
6.3.1	Апертура миграции	37
6.3.2	Пространственная миграция	41
6.3.3	Другие соображения	42
6.3.4	Конфигурация сбора данных в морских работах	42
6.3.5	Конфигурация сбора данных в наземных работах	44
6.4	Обработка 3-D данных	46
6.4.1	Обработка морских данных	46
6.4.2	Обработка наземных данных	52
6.5	3-D миграция	55
6.5.1	3-D миграция во времени, выполненная за два прогона и за один	55
	прогон
6.5.2	3-D миграция во времени и по глубине	59
6.5.3	Приведение к поверхности отсчета в 3-D пространстве (datuming)	62
6.5.4	Интерполяция между трассами	65
6.6	Интерполяция 3-D сейсмических данных	71
6.6.1	Временные срезы	71
6.6.2	Сеанс интерактивной интерпретации	72
	Глава 7
	Наклонная сумма и ее применение

7.1	Введение	83
7.2	Построение угловых сумм	86
7.2.1	Оптимальный выбор параметров угловой суммы	91
7.3	Анализ канальных волн	94
7.4	Фильтрация наклонов, изменяющаяся во времени	101
7.5	Подавление кратных волн	103
	Глава 8
	Специальные темы
8.1	Введение	110
8.2	Подавление кратных волн	111
8.2.1	Селекция скоростей в области f-k	111
8.2.2	Селекция скоростей в области t-x	117
8.3	Разрешающая способность сейсмических данных	124
8.3.1	Вертикальная разрешающая способность	124
8.3.2	Латеральная разрешающая способность	126
8.4	Сейсмическое моделирование	131
8.5	Синтетические кривые	138
8.6	Мгновенные признаки	144
8.7	Вертикальное сейсмическое профилирование	146
8.8	Обработка 2-D сейсмических данных	151
8.8.1	Разделение региональных и остаточных аномалий	153
8.8.2	2-D фильтрация по длинам волн	154
	Упражнения	157
	Приложение А
	Математическое обоснование преобразования Фурье	159
	Приложение В
	Математическое обоснование деконволюции	161
В.1	Синтетическая сейсмограмма	161
В.2	Обратная величина импульса источника	163
В.3	Обратный фильтр	164
В.4	Деконволюция в частотной области	166
В.5	Оптимальные фильтры Виннера	168
В.6	Деконволюция с учетом изменения поверхностных условий	175
	Приложение С
	Математическое обоснование миграции	177
С.1	Экстраполяция и миграция волнового поля	177
С.2	Параболическая аппроксимация	186
С.3	Конечно-разностная миграция для сильных наклонов	190
С.4	F-k-миграция	192
С.5	Остаточная миграция	195
С.6	Скорость миграции для параболического уравнения	196
С.7	Анализ скорости миграции	197
С.8	3-D миграция	199

	Приложение D
	Экстраполяция волнового поля в области угловых сумм	202
	Приложение Е
	Мгновенные признаки	204
	Приложение F
	Подбор плоской поверхности	205

1

3 Скоростной анализ, статические поправки, суммирование

3.1 ВВЕДЕНИЕ

Данные АК представляют прямое измерение скорости, с которой сейсмические волны распространяются в разрезе в зависимости от глубины. Сейсмические данные, с другой стороны, обеспечивают непрямое измерение скорости. Основываясь на этих двух типах информации, сейсморазведчик получает большое количество различных типов скоростей, таких как интервальная, кажущаяся, средняя, среднеквадратичная, мгновенная, фазовая, групповая, по ОГТ, суммирования и миграции. Однако, наиболее достоверная скорость, получается по сейсмическим данным. Это та, которая дает луч- шую сумму. Если предположить, что разрез является сложным, скорость суммирования относится к скорости ОГТ, которая, в свою очередь, относится к среднеквадратичной скорости (ур. 3.4), из которой выводятся средняя и интервальная скорости.

Интервальная скорость – это средняя скорость в интервале между двумя отра- жающими поверхностями. В блоке пород с определенным литологическим составом на интервальную скорость влияют несколько факторов:

1.Форма пор

2.Поровое давление

3.Насыщенность порывами флюидами

4.Ограничивающее (горное) давление

5.Температура

Эти факторы подверглись обширным исследованиям в лабораторных условиях. На рис.3.1 показана скорость, измеряя в лаборатории в зависимости от горного давле- ния на образе известняка Bedford с порами в форме микротрещин. Эксперимент прово- дился с образцами, заключенными в корпус, чтобы управлять давлением поровых флюидов независимо от горного давления. При возрастании горного давления увеличи- вались скорости как продольных, так и поперечных волн. Более определенно: скорость быстро возрастает с увеличением горного давления при малых его значениях, а затем постепенно выравнивается при дальнейшем росте горного давления (рис.3.1). Причина этого заключается в том, что при возрастании горного давления поры закрываются. Однако, при высоком поровом давлении деформируемого порового пространства не остается. Следовательно, дальнейший рост горного давления не приводит к значитель- ному увеличению скорости. Из рис.3.1 видно, что скорость Р-волн больше скорости S- волн независимо от горного давления. Это справедливо для любого типа породы. На- конец, на рис.3.1 можно видеть действие флюидонасыщенности в порах. Насыщенный образец характеризуется более высокой скоростью Р-волн, чем сухой образец при низ- ком горном давлении (почему так?). При высоких значениях горного давления скорость Р-волн в сухом образце приближается к величине скорости Р-волн в насыщенном об- разце. Отметим также, что скорость Р-волн в насыщенном образце не изменяется так же быстро, как в сухом образце, поскольку флюид почти так же несжимаем, как поро- да. Скорость S-волн мало зависит от того, заполнены поры флюидом или нет, т.к. флюиды не могут поддерживать распространение поперечных волн.

Теперь исследуем скорость в функции горного давления для образца песчаника Berea с круглыми порами, заключенного в корпус (рис.3.2). Снова можно видеть воз- растание скорости с увеличением горного давления. Существенное различие между этим образцом и образцом на рис.3.1 состоит в диапазоне изменения скорости. При лю-

2

бом данном горном давлении порода с микротрещинами характеризуется более высо- кой скоростью, чем порода с круглыми порами. Причина состоит в том, что легче за- крыть поры в виде микротрещин, чем круглые поры. Наиболее заметное влияние на скорость в породе с данной литологией и пористостью оказывает, вероятно, горное давление. Этот тип давления вызван перекрывающими отложениями и увеличивается с глубиной. Скорость также увеличивается с глубиной. Однако, поскольку существуют такие факторы как поровое давление, может иметь место инверсия скорости в слое. На рис.3.3 показано изменение скорости с глубиной для различных типов литологии. Тре- тичные обломочные породы, которые имеют меньший возраст, чем другие породы, за- нимают низкоскоростную часть графика. Они начинаются со скорости, которая изме- няется от 1.5 до 2.5км/с на поверхности или вблизи нее, а затем постепенно увеличива- ются до 4.5 – 5.5км/с на глубинах более 5км. Карбонаты с высокой пористостью зани- мают среднюю часть графика, для них скорость возрастает от 3 до 6км/с. С другой сто- роны, низкопористые карбонаты характеризуются меньшим диапазоном изменения скорости. Если в породе больше нет пор, которые могут быть закрыты, увеличение горного давления не дает повышения скорости.

В этой части главы рассматриваются способы оценки скоростей по сейсмиче- ским данным. Для оценки скорости требуются данные, зарегистрированные при нуле- вых выносах. Имея оцененные скорости, мы можем внести поправку за нулевой вынос и сжать объем зарегистрированных данных (в координатах средняя точка – вынос – время) в суммированный разрез (рис.1.34).

Для одного горизонтального слоя с постоянной скоростью кривая времен пробе- га в функции выноса представляет собой гиперболу (Раздел 3.2). Разность времен про- бега при данном выносе и при нулевом выносе называется нормальным приращением. Скорость, необходимая для ввода поправки за нормальное приращение, скоростью нормального приращения (NMO velocity).Для одной горизонтальной отражающей по-

верхности скорость нормального приращения равна скорости в среде над отражающей поверхностью (ОП). Для наклонной ОП эта скорость равна скорости в среде, деленной на косинус угла наклона. При наблюдении наклонной ОП в трех измерениях дополни- тельным фактором становится азимут (угол между направлением падения и направле- нием профиля). Зависимость времени пробега от выноса для последовательности пло- ских горизонтальных слоев с постоянной скоростью аппроксимируется гиперболой. При меньших высотах эта аппроксимация лучше, чем при больших выносах. Для ма- лых выносов скорость нормального приращения для горизонтально-слоистого разреза среднеквадратичной скорости до границы рассматриваемого слоя. В среде, состоящей из слоев с произвольными наклонами уравнение времени пробега усложняется. Однако, на практике, если наклоны незначительные, а длина расстановки меньше глубины от- ражающей поверхности, можно считать, что время пробега аппроксимируется гипербо- лой. Для границ слов, формы которых произвольны, это допущение не действительно.

3

Рис.3.1 Изменение скоростей Р- и S-волн в зависи- мости от горного давления, наблюдаемое в сухих и водонасыщенных образцах известняка Bedford с порами в виде микротрещин. В течении замеров объем флюидов поддерживался постоянным. Здесь S = насыщенный, D = сухой, vP = скорость Р-волн, vS = скорость S-волн (Nur, 1981).

Рис.3.2 Изменение скоростей Р- и S-волн в зависимости от горного давления, наблюдаемое в образцах песчаника Berea с круглыми порами. В течение замеров объем флюи- дов поддерживался постоянным. Здесь vP = скорость Р- волн, vS = скорость S-волн (Nur, 1981).

Между скоростью нормального приращения (скоростью ОГТ) и скоростью сум- мирования существует различие, которое на практике часто игнорируется. Скорость

ОГТ основывается на гиперболичности времени пробега при коротких расстановках (Taner и Koehler, 1969; Al-Chalabi, 1973), а скорость суммирования исходит из гипербо- лы, которая наилучшим образом аппроксимирует данные по всей длине расстановки. Тем не менее, скорость суммирования и скорость ОГТ в общем случае рассматривают- ся как эквивалентные.

В основе общепринятого скоростного анализа находится предположение о ги- перболичности годографа. В Разделе 3.3 рассмотрены различные подходы к скорост- ному анализу. Уравнение времени пробега является линейным в плоскости (t2, x2). Вер- тикальное время и скорость суммирования для данной ОП можно оценить по линии, которая наилучшим образом аппроксимирует точки времени пробега, построенные на плоскости (t2, x2) . Другой способ оценки скорости ОГТ – это применение различных поправок за нормальное приращение к выборке ОСТ с использованием диапазона по- стоянных скоростей с последующим отображением их в ряд. Скорость, которая наи- лучшим образом сглаживает каждое отражение в функции выноса, выбирается как его скорость ОГТ. С другой стороны, можно суммировать небольшой участок профиля, используя ряд постоянных скоростей. Затем эти суммы постоянных скоростей можно построить в виде панели, называемой панелью CVS. Скорости суммирования, которые дают желательную сумму, можно затем выбрать из панели.

Другая используемая обычно методика скоростного анализа основывается на расчете спектра скоростей. Идея состоит в отображении некоторой меры когерентности сигнала на графике зависимости от полного вертикального времени пробега. Принцип заключается в расчете когерентности сигнала на выборке ОСТ в малых временных ок- нах, которые следуют гиперболической траектории. Скорости суммирования интерпре- тируются по спектрам скоростей путем выбора скоростной функции, которая создает наибольшую когерентность на временах со значительными амплитудами отражений.

Необходимо определить изменение скорости суммирования по конкретной ОП. Скоростной анализ, ориентированный на горизонт, дает изменение скорости суммиро-