浅层地震法

12.1.1　基本原理

浅层地震勘探（Shallow Seismic Prospecting）是地质灾害勘查的重要手段，它具备分辨能力强，空间定位准确的技术特点。所有的地球物理勘探方法都是以研究岩石的某一种物性为基础，地震勘探所依据的是岩石d性。其勘探原理是：用炸药或非炸药震源人为的激发地震波；沿测线的不同位置用地震勘探仪器检测、记录地震波；分析、研究这些记录，从而获得勘探地区（段）地下地质信息。激发地震波，接收地震波，处理、分析地震波记录是实施地震勘探的三个主要技术环节。激发、接收地震波称为地震勘探数据采集，处理、分析地震波称为地震勘探数据处理。

地震勘探可以看成是一个特殊的、以地层为传输讯道的通讯系统。震源激发的地震波是通讯系统的输入信号，它在地层中传播时发生波的折射、反射、吸收、干涉、叠加等物理过程，从而携带了地层的结构和岩性等信息，因此地震波可以看成是携带地层信息的载体。用数字地震勘探仪器接收地震波信号并转换成二进制数值，存贮在磁记录介质上，为用计算机处理地震数据提供了方便的信息源。地震勘探数据处理充分运用了现代数据通讯中信号处理方法、波动场的层析成像方法和计算机数值计算方法，从而提高信号的信噪比，可靠地提取蕴含在地震波中的地质信息，或进行层析成像处理，获得地下被勘查的地质体的数字图像。

由于将地震勘探的本质理解为以地质体为介质的通讯过程，地震波是通讯过程的信息载体，使得地震勘探数据采集和处理吸收了现代数字通讯技术的最新成果，实现了数字化，拥有更强的解决地质问题的能力。

地球物理勘探工作者习惯将200～300m以上探测深度的地震勘探称为“浅层地震勘探”，它符合水文、工程地质勘查和地质灾害的勘查深度。在地质灾害勘查中应用浅层地震勘探可以解决下列地质问题：

（1）按照速度值的变化，对各种类型的松散沉积物较详细地分层；

（2）查明覆盖层下的基岩埋深和起伏形态；

（3）查明基岩风化壳厚度和变化形态；

（4）查明基岩断层、破碎带，确定断层断距、断层性质，确定破碎带宽度和埋深；

（5）查明隐伏岩溶发育带，确定溶洞位置；

（6）查明隐伏溶洞和覆盖层之间，由于水力联系而形成的覆盖层中的溶蚀地段和土洞；

（7）应用在松散覆盖层中的详细分层能力，查明基岩断层在第四系地层中的形迹，从而判断是否是活动断裂；

（8）可以获取地质体的d性力学参数和抗压能力。

12.1.1.1　纵波、横波、瑞雷（Ralyleigh）表面波

在地震勘探应力波动场范围内，地质体可视为d性介质，依据固体介质d性波理论，地震勘探震源在地质体中激起三种类型的地震波：纵波、横波、表面波。纵波和横波是在d性体内部传播，又称为体波。传播纵波介质的质点振动方向与波传播方向一致，它是由胀缩力性质的震源所激发，例如放置在爆炸孔中的炸药包。横波振动方向与传播方向相互垂直，它是具有旋转力特征的激励震源激发，如水平方向敲击置于地面上的木板块，对地面作用的剪切力，是常用的激发横波震源。仅存在于介质与空气接触的自由界面下，一个波长范围内的表面波被称为瑞雷表面波，它沿介质表面传播，质点振动轨迹呈椭圆状。

利用纵波作为信息载体称为纵波地震勘探，横波地震勘探是利用横波作为信息载体。应用瑞雷表面波进行勘探称为表面波勘探法，是近年发展起来的地震勘探方法的一个分支，本书另辟章节论述。

对同一d性参数的固体，纵波比横波有较快的传播速度，它们都是d性参数的函数（具体计算公式详见手册附录）。通过综合测试纵、横波速度，可以推断被探测体的d性模量和泊松比等力学参数。

地质体中的横波速度不像纵波速度那样受湿度影响大，横波速度与地质体力学强度有很好的正相关关系，速度值愈大，强度愈高。

介质对横波能量的吸收衰减比纵波小，因此在纵、横波混合的直达波组中，横波的振幅要大于纵波，但横波的频率比纵波低。在相同频率的条件下，横波速度较低，波长较短，因此它比纵波有较高的水平和垂直分辨力。

限于目前的技术水平，只能用机械震源激发横波，激发能量相对较小，最大探测深度一般不超过100m，远不如纵波所能达到的探测深度。

由于横波地震勘探的分辨能力较强，可以判断被探测地质体的力学强度，在地质灾害勘查工作中应当加以重视，特别是横波反射地震勘探，但是其技术方法和装备要比纵波勘探复杂，常用的横波“叩板”震源比较笨重并且勘探深度相对较小。

图12-1　地震波入射到速度界面上发生的物理现象

12.1.1.2　地震波反射、折射

由不同的时代、不同的岩性组成的地层，可以近似地看成d性层状介质，分层的主要依据是地震波速度。相邻两种介质之间存在速度界面，地震波入射到速度界面上，部分能量被反射，剩余的能量透过界面入射到下部介质中，即入射波在速度界面上发生波的反射和透射这一物理现象。如果地震波的入射速度v1低于透入速度 v2，就会出现入射角小于透射角的现象（称之为远离法线的透射），因而就会存在使透射角为90°的入射角。在这种极端的情况下，透射波就在透射介质一侧，沿着速度界面以v2速度传播，此时的透射波称为滑行波，入射角称为临界角（图12-1）。滑行波沿着界面滑行的过程中，引起界面各个质点振动，它可以看作为二次震源，在入射介质（v.）中激起波的传播，这种由滑行波派生的在上覆介质中传播的波被称为折射波，速度界面被称为折射面。

反射波携带有反射界面空间位置的信息，折射波除了携带有折射界面位置信息外，还有折射界面的速度信息。由于只有在临界角入射时才能出现折射波，因此在离开震源某个距离以外才能接收到折射波。地面上接收不到折射波的地段称盲区。只有下层介质的速度大于上层时，才会出现折射波。折射波是由滑行波派生出来的，因此它的能量较小，为了接收折射波需要较强的激发能量。这些都是开展折射波勘探时，必须考虑的地球物理条件。

用反射波作为信息载体的地震勘探称为反射波地震勘探，它又可分为反射纵波地震勘探和反射横波地震勘探。用折射波作为信息载体称为折射波地震勘探，在目前的技术条件下，只利用折射纵波。

反射波地震勘探是地质灾害勘查中最常用的方法，它的技术成熟，装备轻便、精良，微机控制的数字化地震仪器、谐振频率100Hz的高频检波器、不同级别能量的震源，能够满足地质调查要求的各种勘探深度。应用源于石油地震勘探的多次覆盖技术，使用计算机处理、分析资料，能够实现地质灾害勘查工作提出的多种任务要求，是地质学家优先选择的方法。

1970年以前，浅层反射地震勘探技术尚处于研究、开发阶段，折射波地震勘探在地质灾害勘查工作中得到使用，特别是该方法能够测得界面速度值，很受使用者欢迎。但它要求被勘查地层的下层纵波速度大于上层，并且不适合多于二层以上介质的勘探。由于存在盲区，勘查场地太小就无法施工；由于要求能量较大的震源，因而只能使用炸药。这些都限制了浅层折射波地震勘探的使用。

12.1.2　观测方法

地震勘探的信息载体——地震波是用人工震源激发的。地质灾害勘查时常用的震源类型有炸药震源和机械锤击震源两种。炸药震源的优点是装备简便，能适应不同勘探深度的要求，激发出的地震波的频带较宽，主频较高，有利于高分辨率地震勘探，但是这种震源存在安全隐患，不符合环境保护的要求，不适于在城市、工矿区等人口密集的地方使用。

锤击震源使用安全、便捷，可以激发纵波也可以激发横波，目前是激发横波的主要震源类型。但锤击震源激发能量相对较弱，勘探深度一般不超过100m，激发出的地震波频带窄，主频低，分辨率低。目前国外开发出了用于浅层地震勘探的陆地气q震源和电火花震源，有广阔的应用前景。

浅层地震勘探的观测方法是：在地表安置地震检波器，将地震波到达时引起的地表微弱振动转换成微弱的电信号，经由电缆送至地震仪记录。地震仪有多个信号通道，常用的24通道地震仪，与24个检波器连接。我们将安置在地表并与电缆连接的检波器称之为排列，检波器之间距离称为道距，检波器与激发点之间距离称为偏移距，最接近炮点的距离称为最小偏移距。

激发点位置，排列位置，激发点和排列沿测线移动方式就组成了地震勘探观测系统。道距、组成排列的地震道数目、最小偏移距离、激发点和排列沿测线移动的距离等，统称为观测系统参数。

地震仪在工作时预置的采样间隔，每道采样点数目，地震放大器的前置滤波器截止频率等，称为观测仪器的参数。

在地震勘探现场采集数据时，正确设置观测系统和观测仪器的参数是确保完成地质任务的技术关键，要慎之又慎，应当在开工前进行参数选择试验，特别是在缺少经验的新勘探区。

采用多次覆盖观测系统采集反射波数据可使地下每个地震波反射点数次被不同偏移距激发的地震波勘查。同一反射点被重复勘查的次数称为覆盖次数。通过多次覆盖数据处理可以提高反射信号的信噪比，有利于提取微弱的反射信号，从而提高了识别地下地质情况的能力。覆盖次数愈多，效果愈好，但勘探成本要相应提高。人们常用6～12次覆盖，3次覆盖属于“经济型”的勘查。

折射波观测的关键是要避开盲区，这就要了解勘探地区的物性，判断是否具备折射波勘查的地球物理前提。采用固定激发点，移动检波器排列的方式，连续追踪折射波，在排列两端轮流激发，才能组成完整的对比观测系统，获得与排列对应的完整的折射界面形态。测线较长时，激发点与排列距离太大，无法可靠接收折射波，此时应当移动激发点，但要确保它与上个激发点有一段重复接收段，保证折射界面的连接。可靠地追踪、对比和连接折射波是观测系统设计原则。

横波反射的观测系统与纵波基本相同，只是横波反射采用横波震源激发和用横波检波器接收。“叩板”是目前常用的震源，采用炸药或压缩气体的震源处于研究、开发阶段。

数字地震仪的通道数目是使用者关注点之一，24道仪器是必不可少的，如果能够装备有48道或96道仪器则更为理想。多道仪器可以降低成本，提高覆盖次数。模数转换器拥有的位数则是关注点之二，位数多，仪器的动态范围大，接收的地震信号保真度高，地震波承载的信息丢失少，这就提高了数据处理和信息提取的效果和解决地质问题的能力。

12.1.3　技术要求

提高地震勘探的分辨率是技术要求的主导思想。所谓分辨率，就是对被勘查地质体探查的精细程度，可分为垂直和水平两种分辨率。垂直分辨率愈高，就愈能精细地划分地层；水平分辨率高，对地质体水平方向的定位精度就高，例如准确地确定断层的水平位置。

理论研究和实践均证明，缩短地震波振动延续周期，或者是扩展地震波的频带宽度，可以提高分辨率。为了提高水平分辨率，除了上述要求外，还要适当地缩小检波器的道距。

由于大地介质对地震波传播的作用相当于低通滤波器，高频成分吸收衰减的程度较低频部分强，两者相差可达30～40dB。因此补偿高频成分的丢失，就可以扩展地震波频带宽度，从而提高分辨能力。提高激发和接收的信号频率，防止在数据处理时损失信号的高频成分，是技术要求的关键。

此外，应当严格遵守《浅层地震勘查技术规范》各项规定和技术要求。附录中收录了此规范文本。

12.1.3.1　测线布设

根据地质任务的要求在勘探区布置地震测线时，测线的方位要尽可能地垂直于被勘探体的走向，避开地物障碍和地形剧烈起伏的地段。如果无法避免，允许测线有转折或弯曲，但要符合《浅层地震勘查技术规范》要求。测线要通过勘探区内钻孔，或者以钻孔为中心另行布置十字测深短测线，以了解反射层位和地质层位关系。如果有地层出露，要进行出露地层的波速测量，这有助于资料的地质解释。

12.1.3.2　地震波激发

由于炸药震源激发的地震波主频率值与药量成反比，为了提高主频率，增加方法的分辨率，应当用小炸药量激发地震波。在松散的地层中激发的地震波频率较低，应将炸药放入注水的爆炸孔中激发地震波。炸药包直径与孔径接近，紧密耦合，可提高激发能量。爆炸速度高的炸药（例如T.N.T）特性阻抗与岩土体的特性阻抗接近，能够达到阻抗匹配，能量损失小，有利于激发地震波。

勘查目的层较浅时，人工锤击是最方便的震源。应用地震仪多次叠加的功能，在同一个激发点处，多次锤击，使地震信号叠加，增强信号能量。在激发点上安放铁质或玻璃钢垫板，锤击垫板，激发的信号重复性好，主频率较高。

用三角架支撑，拉起重锤，自由落下撞击地面，激发地震波，称为机械锤击震源，其能量较强，但是频率低，装置较笨重。

国内开发了一种称为“震源d”震源，形似猎q子d，放入配套的“震源q”中，插入地面上预先挖好的孔中激发，激发能量和频率均能满足地质灾害勘查要求，比炸药安全，能够在城市中使用。

12.1.3.3　地震波接收

应当采用谐振频率高的检波器接收地震波。当前，100Hz的高频检波器是最佳选择。采用涡流型检波器就更为理想，动圈式的检波器在谐振频率以上灵敏度变化不大。涡流式检波器灵敏度随频率提高而增加，更加有利于补偿地震波高频损失，提高分辨能力。

检波器将振动信号转换为电信号后，通过地震电缆送到地震仪信号输入端，为提高分辨率必须将地震信号通过低截滤波器，使得低频成分得到衰减，压制低频求得其与高频成分处于相同数量级，显然也就是扩展了带宽，提高了分辨能力。低截滤波器的频率是可调的，正确选择频率是技术要求的重要内容。

尽量提高A/D转换器的位数，使相对较弱的高频成分获得足够位数的转换值，有助提高分辨率。目前，浅层地震仪A/D转换器已从过去的12bit（二进制位）或18bit提高到24bit。

12.1.3.4　浅层地震勘探的应用条件

在地质灾害勘查中应用浅层地震勘探方法，要分析解决地质任务的有效性，注意浅层地震勘探的应用条件：

（1）被探查的地质目的物（层）与围岩体有速度差异；

（2）如果是采用折射法，还要求被探查的地质目的物（层）的速度大于上覆地层速度值；

（3）被探查的地质目的物（层）在垂直方向上的尺度不小于地震波有效信号主波长λ的八分之一，即A/8(Widess分辨准则），否则目的物不能被地震勘探发现；

（4）工作地区如果存在有人文噪声干扰（例如城市或工矿区），必须采用有效的抗干扰措施，否则会降低方法的信噪比，影响地质效果，甚至无法工作。

12.1.4　数据处理方法

12.1.4.1　折射波数据处理方法

将记录在磁介质中的折射波数据送入计算机后，采用相位对比的方法识别折射波并拾取折射波到达各个观测点上的时间值。为了达到较好的效果，可采用计算机自动识别和拾取与人工检测相结合的方法。随后，启动折射波资料处理程序，最终输出折射界面形态图和界面速度值。

时间场法和哈莱斯（Hales）法是常用的处理解释方法，用于折射波数据自动解释。

12.1.4.2　反射波数据处理方法

反射波数据处理方法涵盖波动场理论、信号处理理论、计算数学等学科的丰富内容。

反射波数据处理的目的之一是提高信噪比，让背景噪声掩盖的反射信号显现出来。视觉能力研究表明，人眼视力动态范围约60dB(1000倍），如果地震仪A/D转换器低于10bit，它就低于视觉动态范围，此时地震监视记录中看不到反射波信息。目前地震仪 A/D转换器已高达18～24bit，远远超过视觉动态范围，采集的反射信号通过数据处理，可提取出丰富的地质信息。

反射波处理的第二个目的，是使反射波正确归位，即采用动校正、波动方程偏移等各种方法，将反射信号回归到产生它的界面上去。正确归位后的反射波表征了界面的位置和形态，是一种波动场成像的方法。

反射波数据处理，按地震处理作业流程的先后次序，可分为下列各项。

（1）预处理：

解编：将地震数据读取到计算机，解编成处理程序认可的格式。

编辑：用删除或拷贝的方法编辑不正常地震道的数据。

动平衡：将地震数据按其自身大小加权放大，实现各数据之间相对平衡。

（2）获取处理参数：

富氏分析：求得有效反射信号的功率谱，为选择带通滤波器的中心频率和频带宽度提供依据。

速度扫描：求得动校正的速度组，为动校正提供速度参数。

（3）提高信噪比处理：

数字滤波：地震信号通过带通滤波器，增强反射信号，压制噪声干扰。

相干加强：相邻地震道进行互相关运算，用相关系数作权值，调整地震道的数据。由于反射信号有较好的波形相似性，调整后获得加强，随机噪声相关系数接近于零，受到了压制。

图12-2　偏移归位

水平叠加：将同一反射点上的数据进行动校正，消除时差，叠加在一起，起到加强信号压制干扰作用。

（4）归位处理：

动校正：将不同偏移距的地震信号都校正为自发自收的零偏移距，此时地震信号之间的时差是由反射点位置不同引起，反映了反射界面形态。

偏移：动校正后的归位界面深度，是界面垂线与地面交点的距离。如果是倾斜界面，则不是它的真正深度，需要偏移处理，校正成与地面垂直的直线距离，参见图12-2。

12.1.5　成果表达形式

12.1.5.1　折射波法

折射界面剖面图和界面速度分布图是折射波法勘探成果表达的最终形式。通常可以用计算机绘图仪输出最终处理结果。

12.1.5.2　反射波法

在地质灾害勘查时，反射波法勘探成果常用反射波剖面图的形式表达。该图能直观、形象地反映被勘查地层的空间分布形态，断层位置，断层的性质（正断层或逆断层），基岩破碎带位置和宽度等地质现象，溶洞以双曲线形态的绕射波出现，双曲线极小点位置是溶洞的顶点。

反射波剖面是归位后的地震波场的分布图，异常的波动现象代表着介质中地质情况变化，例如地层界面、断层、溶洞等。

熟悉地震波动场正演特征和积累成果地质解释的经验，是深化认识反射剖面图的基础。

12.1.6　资料解释原则

资料解释的目的，是对地震勘探成果进行地质推断和解释，用地质理念和规律表述勘查成果。

资料解释应当遵循两条原则：

（1）用于地质解释的波动场异常是真实的，而不是由采集误差，环境噪声干扰，地形起伏影响等非地质因素引起；

（2）波动场异常的地质解释、推断要有充分的依据，要从己知推到未知。例如，有已知钻孔剖面，已知探区的区域地质规律等，使推断成果符合地质规律。

要正确对比、追踪有效地震波。在相位对比时，要注意相位之间的错开、尖灭、分叉等地震波场异常现象。在地震波干涉带上，要正确认识、追踪、对比波组，防止混淆不同波组的相位。

要论证反射（折射）层位和地质层位对应关系，特别是勘探地区的标准反射层。标准反射层分布在整个勘探区，与勘查目的地质层位对应。例如，在滑坡地质灾害勘查时，滑面就是典型的标准反射层，通常它也是标准折射层。

由于地震仪器的测时精度可以达到毫秒级，时间测定是精确的。应当注意取得准确的速度值，它有助于提高成果定量解释精度。

数据处理提供了时深转换的速度值。如果条件允许，可以进行简易的速度测井。

12.1.7　仪器设备

灾害地质勘查常用的浅层地震勘探仪器设备参见表12-1。

表12-1　常用的浅层地震勘探仪

续表

贺晓飞　周德勇　蒋红红　王艳红　程敏　宁宪燕

摘要　由于盆地深部的地质、构造条件极为复杂，深层勘探仍是一个世界性的难题。为了尽快突破胜利油区深层勘探局面，进行了国外深层油气勘探方法调研，提供和引进了国外新的理论和技术。特别是根据胜利油区深层勘探实际，介绍了前苏联CDA技术、综合勘探技术及重磁相结合勘探方法，对今后深层勘探具有较大的、较现实的参考意义。

关键词　深层　勘探方法　重磁勘探　综合勘探　CDA技术　勘探实例

一、引言

近十几年来，深部油气勘探越来越引起世界各国的重视，由于深层勘探是一个复杂、庞大的系统工程，涉及到地质研究、勘探技术、钻井及钻后的各项工程的方方面面的工作。对深层勘探技术，地震勘探仍是主要的勘探方法，但由于深层勘探的地质条件比中、浅层复杂得多，世界上深部勘探效果较好的国家都是充分利用各种勘探方法进行综合勘探，因此如何利用重、磁、电及化探等各种有效手段与地震勘探相结合，是一个需要深入研究和试验探索的问题。本文主要介绍世界上主要深层勘探国家目前使用的深层勘探技术方法及一些较成功的勘探实例，针对这方面进行国外深层勘探的情报调研，为胜利油区尽快突破深层勘探关，提供可借鉴和有价值的资料。

二、地震勘探技术

1.深部综合地震勘探

影响一个地区地震资料品质的主要因素有：地下主要目的层波阻抗分析、地震下传能量问题、静校正问题、全程和层间多次波问题、反射信噪比及分辨率问题等等。在此基础上，通过提高野外采集精度、改进室内资料处理方法，可有效的改善深层地震资料的品质。

在深部地震资料采集、处理中，前苏联的“时间场共深度面元叠加技术（Common Depth Area Stack）”（简称CDA），对提高地震资料的分辨率具有明显的效果。这种技术可将野外24次覆盖的记录，在室内模拟处理高达360次覆盖的剖面。其基本思路是将反映地下一定范围的一个面元内共深度点的所有信息作“同相叠加”，提高信噪比，展宽频带，以提高分辨率。图1是西乌斯特—巴勒尔斯克油田的例子。该剖面纵向上也只有100ms。图1a是24次水平叠加剖面，频带宽度为12～65Hz，泥岩盖层在白色波谷中，其下的油层未反映出来。图1b为同一剖面采用CDA技术模拟180次覆盖的结果，泥岩盖层下出现了油层的反射（油层厚度为5ms），下方的剖面的频带已经展宽到 15～125Hz，主频为100Hz[1]。

图1　俄罗斯 CDA技术在油田的应用实例图

以北美路易斯安那州Cibicides jeffersonensis（简称Cib jeff）砂层为例。勘探目的层是Cib jeff砂层，厚约15m，自然电位和视电阻率曲线表明该砂层是夹在厚层页岩之间，深度为4069～4084m。该区用可控震源成功地进行了三维采集、处理和解释。应用这些资料，对深部薄层地压型砂层进行成像和成图，并应用垂直和水平分辨率较高的资料，对常规资料无法解释的储集层结构进行了解释，最终取得了比较令人满意的结果[2]。

2.折射波多次覆盖地震勘探方法

折射波法是将折射波与反射波同时记录，除了拾取折射波初至外，也利用续至波并追踪回折波，并利用折射界面鉴别产生反射多次波的层位。这种方法常用于目的层埋藏深、结构复杂、地表条件不利、观测面积较小的研究地区。

三维深层折射波资料的解释除了有GRM方法和延迟时间法（或称时间项）外，第三种方法包括射线追踪和递归速度模型，该方法用于二维复杂数据体确实有效，可将其进一步应用到三维深层折射波数据体。三维射线追踪是对观测到的时间剖面进行折射体深度和速度成像的最佳方法；也可以将GRM法和延迟时间法结合起来对地层进行成像。最新推出的反射参数处理系统能同时利用反射和散射能量，因而有助于深层及基底反射的成像[3]。

3.三维勘探法——时间梯度法

在前苏联，用于沉积盆地深部构造的快速三维勘探法——时间梯度法得到了广泛的发展。这种方法比较灵活，可以任意布置记录仪和震源，使勘探工作既方便又经济。

时间梯度法勘探是利用便携式的“龟型”地震仪完成的，能自动进行磁带记录。整个“龟型”地震仪的频率特征（在振幅频率为0.9时）是2.5～14Hz，同时在12个点上进行地震记录，并在平均6km的点距观测条件下，两次挪动仪器就可以覆盖1000km2的研究区[4]。

图2显示的是在滨黑海地区依据地震标准层作出的构造图。标准层对应于基底顶面（Vr=6.2～6.5km/s）。构造图上划分出了面积不大、但幅度较大、具有明显近南北走向的凸起和凹陷，并划分了一条近东西走向、切割基底和整个沉积盖层的断裂，这条断裂将果尔黑茨基盆地的深层构造与大高加索南坡隆起状块体分开[4]。

图2　滨黑海时间梯度法试验区基底顶面构造图

三、电法勘探

1.差分标定法（差分归一法、差分电场法）

有源可调频率的瞬变电场差分标定法（缩写为ДНМ），在前苏联地质结构比较复杂的伊尔库茨克探区、目的层较深的滨里海盆地以及其他地区取得了一些成功的实例。

该方法的函数特征为随地下介质电性特征的不同，可以选用阶值不同的三种P(t）参数，即：P1(t）为在作为勘探目标的油气储集层处于高电阻介质之内，当介质剖面的总电导率不超过100S（西门子）时，可以利用P1(t）函数异常来寻找与圈划油气藏；P2(t）为当含油气层上覆层为数公里厚的低电阻率介质时，利用P2(t）函数来寻找与圈划油气藏将更为有利；P3(t）为当介质中既有高电阻率岩层屏蔽，又存在低电阻率岩层覆盖的条件下，可以利用P3(t）函数来寻找与圈划油气藏[5]。

差分标定法具有以下几点优越性：观测参数误差小，改善了数据的可靠性；具有较高的横向分辨率并能排除纵、横向侧面异常体的干扰；检测极化异常体的灵敏度较高并具有较好的垂向分辨能力；具有更加灵敏可靠的直接找油气功能[5]。

柴金斯油藏位于滨里海盆地北部奥伦堡地区，产油层深逾4000m，上覆介质为低阻的厚层泥岩（ρ＝2Ω·m,h=3000m）和厚层的岩盐（ρ＞1000Ω.m,h=2000m）。该区域试用差分标定法P3(t）参数圈划油藏取得较成功实例。根据地震法资料，在4000～5000m深度范围内发现了一系列的复杂构造，按照P3(t）曲线的外形，可分为三类：①负值梯度类，是深部无油气层的特征；②正值梯度类，是油气藏上方的特征；③畸变形类，是盐下层内有垂向异常体所在地的特征，如深度在4800～5200m盐丘下断裂所致，以及4460～4480m处盐下层小幅度断裂所致，这些已被地震勘探及钻井所证实[5]。

2.大地电磁测深法

作为地震勘探的重要补充手段的大地电磁测深，尤其是面积型或宽线式多次覆盖的大地电磁测深法，在解决深部和结晶基底方面，以及提高纵向和横向分辨率方面有很大的潜力。20世纪80年代，曾用此法划分出了滨里海盆地北部埋深5km、厚度仅数米的含油或含水的石炭系碳酸盐岩油气藏。

以南安大略沉积盆地的大地电磁测深勘探[6]为例。该盆地地层层序由夹少量蒸发盐岩和砂岩的碳酸盐岩和页岩层序组成，泥盆系和志留系朝东北边缘移动逐渐消失，基本由奥陶系组成单一的地层剖面。对该盆地的一套可控源大地电磁测深资料进行了解释，并将结果和已知地质剖面作了对比，表明导出的电性模型与已知地质剖面对比得较好。确定该测深地点的位置，以便能够利用倾斜沉积层的优越性。从盆地浅层到深部剖面依次解释资料获得最终的模型。按这种方式解释大大减少了单个位置测深资料多层解释中的固有的多义性。

3.瞬变电磁测深

瞬变电磁测深法（TEM）是在大地电磁测深基础上发展起来的，在勘探精度、分辨率和抗干扰、预测岩性探测深度等方面的功能显著提高。其特点在于：垂向分辨率显著优于其他电法（只要深部地层电导值跃变大于10%时就能分辨）、静态畸变小、受地表不均的影响小，因而无需进行静态校正，适合在火山岩覆盖区、碳酸盐岩出露和黄土源等表面层静校困难的地区使用；横向影响小，有利于探测断层的位置和探明与断层有关的储集层内的油水边界；适合在高阻剖面所在的储集层内探明油水边界；适合在高阻剖面内探测低阻岩系或在良导体沉积覆盖的盆地内探测深部高阻基底；因记录仪器轻便，适合在地形复杂区内灵活布置施工。此法在俄罗斯若干重要探区已被列入钻井论证的必备资料。

4.电磁排列剖面法

电磁排列剖面法（EMAP）是根据地表一条线性测线测得的电磁响应结果而绘成的电阻－深度剖面。这种方法采用空间排列数据采集和处理技术，可有效地处理复杂的三维地下构造显示。大多数EMAP信号采集和处理技术均与常规大地电磁法相同，但是，它的优越性主要在于密集数据采样和对不利的三维构造效应的有效处理，可对电阻率剖面做出可靠的估计。

由于野外采集系统的改进，即模拟地震的时间域采集、处理和解释方法，使精度大大提高。由于采集点密集，克服了表层静位移，加之电磁法本身具有穿透高阻层的能力，能够清楚地分辨出3～5km以下，厚度在100m以内的低阻电性层。由于分辨率的提高，现在已用其进行寻找灰岩内幕构造、火成岩下油气层追踪等地震方法困难地区的勘探

胡秋平等著.与我国渤海湾盆地深层类似的国外盆地石油地质特征研究.中国石油天然气集团公司信息研究所.1998.

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四、重力和磁法勘探

深大断裂通常呈现较强的磁异常带和重力高值异常带，因此，在断裂发育的探区和深中部块体结构的研究中，应充分利用航磁和重力资料。

在重力反演方面，利用重力的“特征点”法、全归一梯度法等来反演求解密度剖面。该方法已用在区分横向密度不均匀性或揭示垂直的深大断裂方面，其作法是利用重力观测资料进行反演计算，求得密度剖面，然后叠合地震和电法资料，进一步划分地层及区别可能的岩性，在此基础上建立密度地质模型。以此作为初始模型，再用正演方法计算该模型的重力值，使正演重力值与观测重力值拟合，使其误差在要求范围之内

胡秋平等著.与我国渤海湾盆地深层类似的国外盆地石油地质特征研究.中国石油天然气集团公司信息研究所.1998.

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在俄罗斯曾用此法在西西伯利亚西北部密度剖面上拟合出了一个埋深6km，厚度达2km的巨型礁体，引起了轰动

胡秋平等著.与我国渤海湾盆地深层类似的国外盆地石油地质特征研究.中国石油天然气集团公司信息研究所.1998.

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对西西伯利亚油气藏附近重磁场特征的研究表明，重磁场与油气藏存在某种空间关系。首先借助二维傅里叶频谱（DFS）分析对振幅和频率进行研究；然后进行变换、滤波和“移动窗口”分析，编制区域和局部异常图及位场导数图，研究已知油气藏区域的参数分布[7]。

油气藏大部分位于区域重磁正异常的斜坡上，该异常被解释为与深部裂谷型构造相关。同时还证实了油气藏的位置通常与局部重磁极小值是一致的，而这些极小值是由于基底为低密度和低磁化强度所引起。西西伯利亚北部的所有已知油气藏均位于波长大约90～100km且梯度较大的重力异常区内。这种新揭示的油气藏与位场参数之间的关系，在勘探程度低的陆地和海洋可用于预测新的油气藏[7]。

五、渗透介质地震声学法

渗透介质地震声学是一种物探新方法，其主要特征为：将烃储集层模型视作一不均匀介质；孔隙空间中的流体是一活性动力学非均质导体，能够积聚和转换（模拟）波动过程；储藏层框架则是一静态非均质导体，控制着动力学非均质导体的运动[8]。

该方法可以通过内部参数关系或是流体相对其岩架的体积流量而正面求解；反向求解则是通过激发、记录和分析解释一组类似的流体波取得，其运动学和动力学参数是借助流体流量来确定的。通过综合分析声波测井流体法、垂直地震测深法、地震勘探和实验观测结果，就能确保所获解的可靠性[8]。

利用计算和程序的综合分析可以求出有效孔隙度、孔隙直径、渗透率、产量和沿着井的生产剖面深度上的饱和率特性。此法在阿斯特拉罕穹隆和东西伯利亚已取得成功实例[8]。

六、FMI测井技术

FMI是在地层倾角仪基础上发展起来的最新一代电阻率成像测井仪，全称为全井眼地层微电阻率成像仪。它利用高分辨微电阻率产生电图像，研究岩石层理、构造、孔隙变化、裂缝以及沉积相等，并为准确判断油气层提供依据。在建立适合探区岩－像关系的基础上，FMI技术的合理应用，是提高勘探效益，尤其是深层勘探效益的有效途径[9]。

七、化探技术

利用浅部地球化学标志，可以预测盆地深层烃类聚集，前苏联在这方面已经取得较大进展和很好效果。

Pricaspian盆地位于俄罗斯地台东南部，储集层位于二叠系盐下层，埋藏较深（4000～5500m），油田靠近盆地的外边缘。研究表明，在盐上层中，烃类流体的地球化学特征和组成类似于盐下层中的烃类。通过对盐层和盐上陆相沉积层的地球化学特征分析，可确定盐下储集层中油藏的位置[10]。

研究目标主要集中于盐下流体的最突出特征——H2S的高浓度。这一活动组分揭示了从盐下储集层到不同的上覆盐层和盐上地层的运移途径。不用钻穿盆地中央部位，沿盆地H2S痕迹的分布就能够指示深部盐下油气藏的分布[10]。

利用地球化学数据可以确定该盆地的深部构造。具有异常地层压力和异常流体组分的盐下碳酸盐岩油藏是上部盐上层段地球化学标志的来源。在陆源岩中H2S不是原生的，因此陆源岩中H2S的痕迹是运移的可靠指示。这种方法也可用于预测其他盆地的盐下层中未发现的油气资源。通过对盆地上部盐上层的地层水和次生矿物的详细研究，可以区分地球化学参数的环境起源和运移起源[10]。

八、综合勘探技术

对深部油气勘探而言，更趋向于向多学科结合、综合应用的方向发展。如将地震勘探与重、磁勘探结合，或地震勘探与大地电磁勘探结合，非地震三维地球物理勘探与三维地震勘探技术结合等综合地球物理勘探方法，及近地表化探与地震资料的综合应用，都会极大的推动深部油气勘探。重、磁、电、化联合解释方法原理如图3所示

胡秋平等著.与我国渤海湾盆地深层类似的国外盆地石油地质特征研究.中国石油天然气集团公司信息研究所.1998.

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目前，成果较为显著的是地震与大地电磁资料的结合，它们已成为深部油气勘探的有效方法

胡秋平等著.与我国渤海湾盆地深层类似的国外盆地石油地质特征研究.中国石油天然气集团公司信息研究所.1998.

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中新世中期，匈牙利潘农盆地构造活动强烈，并伴有火山岩喷发。岩浆覆盖了基岩，逐渐形成相当厚的火山岩地层。火山岩大都能屏蔽和散射地震信号，常常导致地震资料品质较差。在这种情况下，MT测量能比地震测量更好地获得火山岩以下的信息。通过比较MT（博斯蒂克）和测井电阻率图，在2km上下的中新统火山岩处MT与测井电阻率均对应高阻，而火山岩以上地层均为低阻。这一现象表明，两种不同方法的测量结果相近。将MT测量结果按博斯蒂克电阻率分布的垂直拟断面形式显示（图4），可以清楚地圈定出高阻火成岩以下的低阻地层。在MT测站6上（图4），深度为4～5km处低阻带的电阻率值，与离该测站约3～4km处的KH井同一深度的测井电阻率值相近，MT的低阻层为白垩纪地层

胡秋平等著.与我国渤海湾盆地深层类似的国外盆地石油地质特征研究.中国石油天然气集团公司信息研究所.1998.

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图3　重、磁、电、化联合解释方法流程图

图4　博斯蒂克电阻率分布横断面图

由此例可以看出，根据大地电磁测深（MT）横断面所示的地下构造形态及由此获得的地下电阻率（或电导率）的分布特性，结合地震资料，可确定地下岩性并判断其含油气性。此类研究为深部油气的勘探开辟了广阔的道路。

九、结束语

深层地质条件的复杂性，决定了勘探应避免使用单一方法和技术。充分利用各种勘探技术进行综合勘探，无疑是准确地获取深层地质信息的重要手段。

前苏联在滨里海盆地的勘探过程中，在遥感、重力、磁力、电法勘探的基础上，有计划地进行了大量的共深点法、折射波剖面对比法，并与深部参数井和普查钻探工作相结合，进行综合勘探较全面地了解深层地质结构，为目标评价和勘探决策提供了重要依据，取得了较好的效果。

胜利油区深层勘探程度较低，今后除了加强地震工作，改善和提高地震反射效果外，应该考虑对深层目标有选择地应用重力、磁力及电法等其他手段与地震相结合进行综合勘探，有望在深层获得新发现。

致谢　本文在完成过程中，得到地质科学研究院宋国奇总地质师、蔡进功副总地质师的指导与帮助，在研究过程中遇到的许多难点问题得到地质科学研究院的杨品荣、赵洪波、陈杰及地球物理勘探公司的郭良川高级工程师的热情指导，在此表示深深的谢意。

主要参考文献

[1]李庆忠著.走向精确勘探的道路.北京：石油工业出版社1994.

[2]Kinsland.G L High-resolution three-dimensional seismic survey of a thin sand at depth.Geophysics,1999,56(12).

[3]Geoff Bennett.3D seismic refraction for deep exploration targets.The Leading Edge,1999,18(2).

[4]林中洋译.沉积盆地深部构造的快速三维地震勘探法.石油地质信息，1994,15(2).

[5]任俞编译.电法勘探圈划油气藏的新技术——差分标定法简介.国外油气勘探，1991,3(2).

[6]Gomez-Trevino E.Electromagnetic soundings in the sedimentary basin of southern Ontario—A case history.Geophysics, 1983, 48(3）:311～330.

[7]Alexey L,Piskarev.Magnetic and gravity anomaly patterns related to hydrocarbon fields in northern West Siberia.Geophysics, 1997,62(3）:831～841.

[8]任俞译.超深油气藏物探方法的发展和改进.世界石油工业，1996,3(7).

[9]布志虹等.从濮深8井看FMI技术在东濮深层的应用前景.断块油气田，1999,16(5).

[10]刘斌等译.利用浅部地球化学标志预测Pricaspian盆地二叠系盐下烃类聚集.国外油气勘探，2000,12(3).

地震勘探的时距关系理论以地面为水平面、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。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，低速带的厚度变化和速度的横向变化等。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，则在叠加时达不到同相叠加，直接影响到水平叠加时间剖面的质量。特别是在丘陵、山区，这种情况更为突出。这时，为了改善地震剖面的质量，需要进行表层因素的校正，即静校正。

静校正有二个十分重要的特点：①由于表层低速带的速度十分低，深、浅层反射波的射线路径尽管在低速带以外的各地层中传播时各不相同，但在表层附近几乎都是近于垂直的。因此，静校正量的大小只与地面位置有关，即对于某一道而言，深、浅层反射波有相同的静校正量，所以称之为“静”校正。这种条件称为地表一致性条件。当然，在某些地区，地表一致性条件不能得到满足，会出现静校不“静”的情况，不在本节讨论之列。②与动校正量永远为正不同，静校正量有正有负。

同样，静校正也包括静校正量的计算和静校正的实现两部分。由于上述第一个特点，它的实现只是简单地按静校正量整道集体“搬家”，没有补空问题。静校正量的计算比动校正量的计算要复杂。本节主要讨论静校正量的计算问题。

静校正一般分为野外（一次）静校正和剩余静校正，近年来又发展了折射静校正、层析静校正等新方法。

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。它包括有井深校正、地形校正以及低速带校正等内容。

1）井深校正

井深校正是将激发源O的位置由井底校正到地面Oj （见图4-1-5）。其方法有二。

图4-1-5 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

A.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Δτj，即井深校正值，又称为井口时间。

B.用已知的表层参数及井深数据，按下式计算井深校正量：

地震波场与地震勘探

式中：v0 是低速带波速；v为基岩波速；h0＋hj 为炮井中低速带厚度；h是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。

2）地形校正

地形校正是在沿起伏地形观测时将测线上位于不同地形处的炮点和检波点垂直校正到基准面上。如图4-1-5所示，炮点的地形校正量为

地震波场与地震勘探

而检波点的地形校正量是

地震波场与地震勘探

故此道（第j炮第l道）总的地形校正量为

地震波场与地震勘探

地形校正量有正有负，通过h0、hs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）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

地震波场与地震勘探

在检波点处为

地震波场与地震勘探

故此道（第j炮第l道）总的低速带校正量为

地震波场与地震勘探

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4-1-5中第j炮第l道的总野外静校正量为

地震波场与地震勘探

若用海拔表示，则有

地震波场与地震勘探

式中：Es为检波点地面海拔；El 为检波点下方低速带底界面海拔；Eb 为基准面海拔；E为激发源处海拔。

用计算机进行野外静校正处理，只需将各炮点和检波点的高程、低速带厚度、速度、井口时间等资料送入内存，程序按公式自动地计算出相应的静校正值，然后按静校正值的正负和大小将整道作向前或向后“搬家”即可。

图4-1-6 长、短波长剩余静校正量

1—二者叠加；2—短波长分量；3—长波长分量

2.剩余静校正

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。有时一次静校正后剩余的静校正量可高达数十毫秒，若不继续进行剩余静校正处理，往往使速度参数无法准确提取；或由于剩余静校正量的存在，使反射信息不能同相叠加，致使叠加剖面质量很差。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。

剩余静校正量可分为短波长（高频）分量和长波长（低频）分量两类（图4-1-6）。短波长分量是局部范围内低速层变化引起的，对同一个共中心点道集内各道的反射波到达时间影响不一，使动校正后的共中心点道集各道无法实现同相叠加，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。

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。实践中往往是利用地震记录上的良好反射信息，使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。自动统计剩余静校正方法只能提取短波长剩余静校正量。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，使用多道信息进行计算可以得到最佳结果。例如，共炮点选排中各道炮点相同而检波点不同，故选排中各道总静校正量所包括的炮点静校正量不变而检波点静校正量变化；同样，共检波点选排中各道总静校正量所包括的检波点静校正量不变而炮点静校正量变化等（图4-1-7）。

图4-1-7 多次覆盖各种选排形式

2）计算短波长剩余静校正量的基本假设和基本思想

计算短波长剩余静校正量的基本假设有两点：

A.认为剩余静校正量与波的传播方向、路径无关，只与地面位置有关（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。

B.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：经过正确动校正后，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，叠加时会形成同相叠加。由此可见：

A.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，这里暂不考虑）。

B.要想准确地求取出相位差异必然要选择较好的反射信息。所谓“较好”的含义包括能量强、连续性好、构造变动小等。满足这些条件的界面反射一般称为基准层反射。由于静校正有“静”的特点，基准层的剩余静校正量也就是整道的剩余静校正量。

3）求取短波长剩余静校正量的统计方法

剩余静校正处理的全过程包括形成有较清晰基准层反射的参考道、求某一记录道与参考道之间的相对时差（即相对静校正量）和分解相对时差为炮点剩余静校正量和检波点剩余静校正量等三步。

A.参考道的形成。即得到认为是没有剩余静校正量的基准层反射的道。一般最常用的方法是将共中心点道集的叠加道作为参考道。因为虽然共中心点道集中各道都可能存在剩余静校正量，但由于它们具有短波长的性质，正、负变化很大，叠加后会部分地相互抵消甚至全部抵消，故可以认为叠加道是共中心点道集中基准层反射最为清晰、且没有剩余静校正量的一道。设gj（t）表示共中心点道集内第j道的波形，则

地震波场与地震勘探

式中：M（t）为参考道；J为共中心点道集的总道数；tp 为选出的基准层反射起始时间；T为选择的时窗长度（一般为标准层反射延续时间）。

图4-1-8 用互相关方法计算两波相对时差

B.用互相关方法计算共中心点道集内各道的相对静校正量。参考道形成后，就要计算共中心点道集中各道与参考道（均只包含基准层反射波）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。

用互相关方法提取相对时差的实质是用待求时差的记录道相对于参考道作一系列大小不同的时移，每移动一次计算一个互相关系数，移动一系列值得到一组互相关系数值（组成互相关函数）。在这一系列移动值中可能有一个移动值正好等于该两道的相对时差，此时两道的波形对齐，求出的互相关值为最大（图4-1-8）。因此，计算这两道的互相关函数，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。计算互相关函数的公式为

地震波场与地震勘探

式中：M（t）为参考道；gj（t）是道集中待求相对时差的第j道；k为相关运算时离散采样值序号；N为选取的相关时窗；τ为时移值；τmax为最大时移绝对值。习惯上将gj（t）相对于M（t）向左移动的时移称为正的。

由于提取相对时差的方法不能保证完全准确无误，可能存在着偶然误差或干扰；此外所求出的参考基准层并不一定是真实的基准层位置。因此，相对时差可表示为

地震波场与地震勘探

式中：ΔτO为炮点O处的绝对静校正量；Δτg 为检波点G处的绝对静校正量； 为计算出的基准面的浮动误差；εO，g为偶然干扰或误差。为了准确地求出绝对剩余静校正量，还需进行下一步工作。

C.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。下面以炮点剩余静校正量的计算为例加以说明。

如图3-5-13所示一个单边放炮24道接收六次覆盖观测系统。对任意一炮Oi 而言，共炮点道集中有24个记录道与相应的24个叠加道分别作互相关计算，由互相关函数最大值的位置可以求出24个相对时差。据（4-1-15）式，它们分别由四项组成。因为这24个记录道对应同一个炮点，故各道的炮点静校正量 应当相同；但它们对应着24个不同的检波点，故各道的检波点静校正量 不同。另外，各道基准面浮动误差 和偶然干扰 也不相同。如果作统计平均运算（即将共炮点的24道相对静校正量相加），按基本假设B，有

地震波场与地震勘探

式中：J为共炮点道集的总道数（此例中J为24）。由此得到炮点Oi 处的炮点静校正量。依次进行可以求得测线上所有炮点处的剩余静校正量。

欲求各检波点处剩余静校正量可以利用共检波点道集，方法完全一样，不赘述。

另一种分离相对时差的方法是解方程。实际上，如果将误差暂时略去不写，（4-1-15）式可以写作方程组的形式为

地震波场与地震勘探

即

AX＝Δ （4-1-17）

式中：X为（I＋J）维列向量，由炮点静校正量和检波点静校正量组成，即 ；Δ为（I×J）维列向量，其分量是各相对时差 ；A是系数矩阵，由0和1组成，为稀疏阵。一般来说，（I×J）总是大于（I＋J）的，即方程的个数大于未知数的个数，（4-1-17）式是一个超定方程组，可以用最小二乘的方法求解。利用线性最小二乘准则，可得到正规方程：

ATAX＝ATΔ （4-1-18）

采用高斯-赛德尔迭代法可以方便地解出此方程，求出炮点的绝对剩余静校正量和检波点的绝对剩余静校正量。

3.折射静校正

自动统计剩余静校正利用的是共中心点道集内各道反射波的相对时差，只能解决短波长静校正问题。近年发展起来的折射静校正方法利用折射波初至时间，求出低速带底界面深度和浅层速度，然后据此计算静校正量。理论上讲，它可以解决长波长静校正问题。

早期折射静校正方法是在反射波法勘探的同一测线上用小折射排列再作一次折射波法勘探。因为低速带底界面是一个良好的折射界面，用折射波法工作可以得到质量优良的折射波记录，用常规折射波解释方法求出低速带底界面深度和浅层速度，进而求出静校正量。

近年发展起来的折射静校正方法利用反射波法工作时在反射波记录上得到的初至折射波，采用加减法和广义互换法进行计算，求出低速带底界面深度、速度和静校正量。至于加减法和广义互换法计算需要的相遇时距曲线，可以方便地利用互换原理由多次覆盖工作中得到的大量追逐时距曲线转换得到。

新的折射静校正方法由于无须再进行一次小折射排列工作，效率可以大为提高。其困难在于初至时间的正确识别和提取。目前已发展了各种自动提取方法，再辅以人工修正，可以圆满地完成这一任务。

4.层析静校正

折射静校正方法将反射波地震记录上的初至波认为是折射波进行解释、计算，这在一般情况下是正确的。在表层条件十分复杂的地区，初至波可能不是折射波，而是回折波、穿透波或浅层反射波等。简单地将初至波作为折射波解释就会出现问题。为此，近年来又发展了一种称为层析静校正的新方法。

层析静校正方法不考虑初至波到底是折射波，还是回折波，还是其他什么波，只考虑它是地震记录上最早到达的一种波。利用后面将要介绍的层析反演方法进行计算，就可以得到低速带底界面深度和浅层速度，进而求出静校正量。其中的核心步骤是根据费马最小时间原理进行初至波的射线追踪。

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