速度分析方法

Ⅰ 海相碳酸盐岩成像道集层析速度分析

秦 宁 李振春 杨晓东 张 凯

（中国石油大学（华东）地球科学与技术学院，山东青岛 266555）

基金项目：国家863课题（2009AA06Z206）、中国石油大学（华东）研究生创新工程重点项目资助

作者简介：秦宁，女，在读博士研究生，主要从事偏移速度分析、层析反演和波形反演方面的研究。Email：geoqin＠163.com。

摘 要：随着世界经济对油气资源需求的日益增加，碳酸盐岩油气藏的勘探开发逐渐被提上研究日程。地表复杂、地下复杂及陡倾构造、极深层目标反射体、复杂储层是碳酸盐岩地震勘探面对的主要地震地质问 题。这些特点使得基于水平层状介质假设、适合于碎屑岩的常规处理方法精度有限。叠前深度偏移成像技术 是改善海相碳酸盐岩地区地震资料质量和提高深层复杂构造与岩性成像精度的有效技术。为了对碳酸盐岩探 区实现准确的叠前深度偏移成像，必须研究与之对应的速度分析方法。本文提出的成像道集层析速度分析方 法，利用波动方程双平方根算子叠前深度偏移提取的角度域共成像点道集（ADCIGs）作为速度分析道集，基 于自动拟合方法拾取深度残差转换为走时差。一方面，角道集能够更为准确地反映速度和深度的耦合关系，并且减少了假像等的干扰，由此得到的走时差精度较高；另一方面，与该方法对应的射线追踪正演恰好可以 将层析中复杂的反射分解为上行和下行的两个透射，简化了问题，提高了灵敏度矩阵的计算效率和计算精度，使得速度分析结果精度更高。地震地质模型和海相碳酸盐岩实际数据的试算结果表明，该方法反演得到的深 度域层速度场的速度较为准确，层位界面深度误差较小，并且得到了质量较好的叠前偏移结果，能够较好地 解决海相碳酸盐岩探区的速度分析问题，但低信噪比的叠前偏移资料会对层析反演精度产生较大影响。

关键词：海相碳酸盐岩；走时层析；速度分析；角道集；灵敏度矩阵

Tomography Velocity Analysis Based on Image Gathers in Marine Carbonate Exploration Areas

Qin Ning，Li Zhenchun，Yang Xiaodong，Zhang Kai

（School of Geosciences，China University of Petroleum，Qing 266555，China）

Abstract：With the increasing demand of oil and gas resources caused by world economic development，the exploration and development of carbonate reservoir turn to hot research topics.The main seismic-geologic problems in marine carbonate exploration areas are rugged near surface，complex steep subsurface structure，deep target reflective layers，complex reservoir and so on，which make the conventional processing methods under the assumption of horizontal layered medium applied in clastic-rock areas helpless.Pre-stack depth migration is effective technique to improve the seismic data quality and image precision of complex structure in marine carbonate areas.In order to realize the accurate pre-stack depth migration in carbonate areas，the corresponding velocity analysis method must be researched first.This paper has proposed a tomography velocity analysis method based on image gathers，which use the angle domain common imaging gathers（ADCIGs）by pre-stck depth migration with wave equation double square root operator as the gathers of velocity analysis，and get the travel-time resial from depth resial by automatic fitting method.On one hand，ADCIGs can reflect the coupling relation of velocity and depth accurately and nearly have no artifact，making high precision of travel-time resial.On the other hand，the complex reflection can decompose into upward and downward transmission fortunately in the corresponding ray tracing method，which may simplify forward problem and increase the efficiency and accuracy of sensitivity matrix calculation，leading to higher precision result in velocity analysis.Examples of the synthetic seismic-geologic dataset and real dataset in marine carbonate areas show that the velocity field inverted by this method has accurate velocity value and interface depth，generating a high quality result of pre-stack depth migration.So this method can solve thevelocity problem of marine carbonate exploration areas，however，low S/N pre-stack seismic data can impact the precision of tomography velocity analysis.

Key words：marine carbonate；travel-time tomography；velocity analysis；angle domain common image gathers； sensitivity matrix

引言

在世界经济迅速发展的今天，常规的勘探开发已经不能满足日益增长的油气需求，人们纷纷将视线 转向非常规油气藏。近年来，海相碳酸盐岩油气勘探逐渐被提上研究日程。一般来说，地表复杂、地下 复杂及陡倾构造、极深层目标反射体、复杂储层是碳酸盐岩地震勘探面对的主要地震地质问题。这些特 点使得基于水平层状假设、适合于碎屑岩的常规处理方法精度有限。地震叠前成像技术是改善海相碳酸 盐岩地区地震资料质量和提高深层复杂构造与岩性成像精度的有效技术。叠前偏移方法对速度场非常敏 感，要获得比较理想的反映地下真实构造的成像结果，需要比较精确的速度信息。因此，如何合理有效 地获取高精度的偏移速度场就成为解决海相碳酸盐岩地区地震勘探的关键问题。

目前，基于射线理论的走时层析是工业界应用最为广泛的速度精细化建模工具。常规的走时层析主 要是基于炮集或者CMP道集拾取走时获得走时差来更新速度场的，在资料品质不好的情况下根本无法 辨别反射同相轴，这就带来了很大的误差，导致反演结果不准确。而基于CRP道集或者CIP道集的走 时层析需要在射线追踪正演时考虑复杂的反射问题，当初始模型严重偏离真实模型的时候，需要较多的 迭代次数。本文提出了一种角度域共成像点道集（ADCIGS，简称角道集）层析速度分析方法，恰好可 以将层析中复杂的反射分解为上行和下行的两个透射，并且角道集是深度偏移以后得到的，能够较为准 确地反映速度与深度的耦合关系，并且减少了假像等的干扰，由此得到的走时差更为精确可靠，反演结 果精度更高，能够较好地解决海相碳酸盐岩地区的速度分析问题。

1 方法原理

1.1 走时层析成像

地震走时层析线性方程可以表达为如下形式：

国际非常规油气勘探开发（青岛）大会论文集

式中：L是灵敏度矩阵，其中的元素对应于射线在网格内的射线路径长度；Δt是走时差向量；Δs是待 反演的慢度更新量，用于更新速度场。

由公式（1）可以看出，利用走时层析更新速度场，关键在于灵敏度矩阵的确定和走时差的求取。灵敏度矩阵的确定，是通过高效的射线追踪正演模拟获得的，其矩阵元素a_ij代表第i条射线在第j个网 格内的射线路径长度。而走时差的确定，有直接法和间接法两种。直接法就是在炮集或者CMP道集上 拾取的走时同对应射线追踪的走时进行对比得到走时差；间接法是利用深度残差转换获得走时差。然后 将走时差沿着射线路径反投影得到慢度更新量，以此来更新速度。

1.2 走时差的计算

本文采用自动拟合拾取和人工控制相结合的方式拾取角道集中的深度残差。由于篇幅所限，这里不 做详细介绍。在角度域共成像点道集上，拾取每一个 共成像点的深度残差，然后转换为走时差。其中，深 度残差和走时差的转换关系如图1所示。

图1 走时差Δt与深度残差Δz转化关系示意图

如图1所示，由于界面位置发生改变引入深度残 差Δz，使射线发生改变（即由图示真实射线变为新射 线），这个过程中射线经过的额外路径长度Δl＝a₁＋ a₂，由此产生的走时差Δt＝Δl·s。根据图1所示几何 关系，不难得到

国际非常规油气勘探开发（青岛）大会论文集

将（3）式代入（2）式，可以得到

国际非常规油气勘探开发（青岛）大会论文集

则走时差和深度残差转换关系式为：

国际非常规油气勘探开发（青岛）大会论文集

式中：Δt是走时差；Δz是深度残差；s是成像点处的慢度值；α是反射层倾角；β是射线入射角，对应 角度域共成像点道集的角度。

1.3 射线追踪及灵敏度矩阵的求取

走时层析一般采用简单、高效的射线追踪方法计算灵敏度矩阵。本文提出的层析速度分析方 法要求射线追踪的每条射线方向必须同角度域共成像点道集的角度对应，不必考虑复杂的反射问 题，即可以将反射分解为上行和下行的两个透射，这在一定程度上减小了射线追踪的难度，提高 了灵敏度矩阵的计算精度。因此，这是基于角度域共成像点道集实现速度层析优于基于其他道集 速度层析的一个重要方面。

本文采用了一种准确并且高效的射线追踪方法——常速度梯度法（Langan，1985）实现灵敏 度矩阵的求取，模型参数化过程中，采用矩形网格来剖分速度场。然后根据角道集的局部角度与 反射层倾角确定射线追踪的角度。从与角道集对应的成像点出发，按照射线入射角度，按照固定 步长进行射线追踪。最后将第i条射线在第j个网格内的步长累加起来得到其矩阵元素lij。射线追 踪步长可以根据灵敏度矩阵的精度要求人为选择，具有很大的灵活性，并且能够提高计算效率。

1.4 走时层析反演实现方法

本文研究的海相碳酸盐岩成像道集层析速度分析实现过程包括以下几个步骤：

（1）初始速度模型的建立。利用叠加速度转化得到的层速度进行叠前深度偏移，在偏移剖面上获 取层位界面，加入海相碳酸盐岩探区实际地震地质特点的约束，生成层析初始速度场。

（2）灵敏度矩阵和走时差的获取。基于层析初始速度场，利用射线追踪正演得到与角度域共成像 点道集对应的灵敏度矩阵；根据资料的实际情况，按照一定的角度范围抽取成像道集（ADCIGs），拾取 各个层位的深度残差转化为走时差。

（3）加入正则化和先验信息的层析反演。利用得到的走时差和灵敏度矩阵，根据公式（1）建立反 演方程组，加入正则化和先验信息反演慢度更新量，以此来更新速度。

（4）利用速度分析判别准则确定迭代与否。根据角度域共成像点道集上同相轴的拉平程度（即走 时差是否接近于零）以及速度的精度要求，确定是否进行下一步迭代。如果需要继续迭代，则返回第 一步重复这一过程，如果已经满足精度要求，则退出该循环。速度迭代更新完成以后，进行误差分析和 灵敏度分析。实现步骤如图2所示。

图2 海相碳酸盐岩成像道集层析速度分析流程图

2 模型与实际资料试算

2.1 地震地质模型试算

以下是典型地震地质模型的层析反演处理结果。该模型涵盖了较多的复杂地质体，包括高陡逆冲断 裂、各种高速体（如火山岩体）以及许多小断块的连体等。该模型采用常规速度分析得到的层速度场 作为偏移的初始速度场，层析速度分析时采用了80个共成像点，角度域共成像点道集采用了36个角度（角度范围0°～35°，角度间隔1°）。图3所示为初始叠前深度偏移剖面以及建立的层析初始速度场。图4为初始角道集和层析后角道集的对比，可以看到层析后的角道集拉平度较好。图5为层析更新后的 速度场及其对应的叠前深度偏移剖面。图6为x ＝6010m处的层析初始速度、层析反演速度与真实速度 的比较。由图5（a）可以看到，除了左边界逆冲断裂的较薄层以及上覆各层中的极薄层以外，其他位 置处的构造都能够清晰地反演出来；图5（b）可以看到反射界面基本归位到了准确的位置，成像效果 较好，由此得到的层析速度场同该地区的地质情况基本吻合，精度较高，为后续的各项处理和解释提供 了良好的先决条件。

2.2 海相碳酸盐岩探区实际资料试处理

以下是海相碳酸盐岩某探区实际资料的层析反演处理结果。该资料速度变化范围较大（3000～ 6500m/s），目的层埋藏较深，资料信噪比较低。层析速度分析时采用了80个共成像点，角度域共成像 点道集采用了39个角度（角度范围0°～38°，角度间隔1°）。图7所示为初始叠前深度偏移剖面以及建 立的层析初始速度场。图8为初始角道集和层析后的角道集的对比，可以看到层析后的角道集连续性更 好，界面位置更精确。图9为层析后的速度场及其叠前深度偏移剖面。可以看到更新后的速度场中速度 值与速度界面都更加符合实际，由此得到的叠前深度偏移剖面中界面得到了较好的归位。但是由于该方 法受资料信噪比影响较大，故反演结果的精度比理论模型低，今后将在该方面进行改进和完善。

图3 叠前深度偏移剖面（a）及由此建立的层析初始速度场（b）

图4 初始角道集（a）及层析更新后的角道集（b）

图5 层析更新后的速度场（a）及叠前深度偏移剖面（b）

图6 x＝6010m处初始速度、层析更新速度与真实速度的对比

图7 叠前深度偏移剖面（a）及由此建立的层析初始速度场（b）

图8 初始角道集（a）及层析更新后的角道集（b）

图9 层析更新后的速度场（a）及叠前深度偏移剖面（b）

3 结论

海相碳酸盐岩成像道集层析速度分析，能够较为准确地反映速度与深度的耦合关系，并且减少了假 像等的干扰。与其他道集层析反演方法相比，该方法得到的走时差更为精确，使得速度反演精度更高。另一个优势表现在射线追踪过程中，不必考虑复杂的反射问题，因此可以使用快速精确的射线追踪方 法。模型试算和实际资料结果表明，该方法具有较高的速度反演精度，较快的计算效率，并且得到了质 量较好的叠前偏移结果，能够较好地解决海相碳酸盐岩探区的速度分析问题，但低信噪比的叠前偏移资 料会对层析反演精度产生较大影响。

参考文献

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Ⅱ 讨论平面图形上一点速度分析的方法有哪些

基点法，速度投影法，速度瞬心法

Ⅲ 地震速度参数提取方法

地震波速度是地震资料处理和解释中非常重要的参数。前述的各种处理方法均是在已知正确的速度（或其他）参数的条件下，才能获得好的处理结果。例如，动校正需要均方根速度，静校正需要表层模型速度等。另外，速度是代表岩性特征的重要标志，在岩性解释、油气预测中以及时深转换方面，速度也起着非常重要的作用。由此可见，地震波速度提取又是地震资料处理中最为重要的一个环节。

由于地下岩性的复杂性，地震波速度是一个很复杂的问题，随之而来的地震速度参数提取就是一个十分复杂而艰巨的任务。一般获取地震的速度有三大途径：岩石标本测定、测井以及从地震记录中直接提取速度。前两种方法有较大的局限性，对于处理中速度参数提取主要是通过第三条途径实现。

从地震记录中求取速度统称为速度分析，针对不同速度求取有不同的速度分析，即是相同类型的速度求取也有多种不同的分析方法。因此，速度分析方法又具有一定的复杂性和多样性。具有代表性的速度分析有：叠加速度分析，偏移速度分析，层速度分析，二维速度分析，三维三参量速度分析，τ-p域速度分析等。本节仅对最常用、最基本，也是最重要的叠加速度分析速度参数分析方法作一介绍。

10.5.1 叠加速度分析原理

对于多次覆盖地震记录，已知CMP（共中心点）道集反射波时距方程为

勘查技术工程学

式中：t_i 为反射波到达时间；t₀ 为界面垂直反射时间；x_i 为炮检距；v 为地震波速度。可见反射波时间 t_i 中包含有速度。叠加速度分析的基本思想是，给定一系列速度值，分别对 CMP道集动校叠加。叠加道能量为速度的函数，当试验速度与时距曲线中含有的速度相同时，动校正后剩余时差为零，叠加能量最强，检测叠加能量最强时对应的动校正速度称为最佳叠加速度，即该速度分析为叠加速度分析。叠加速度分析是建立在双曲线时距方程的基础之上的，因此有以下结论：对单层模型反射波，求取的叠加速度为层速度 v_i；对水平多层介质模型，求取的叠加速度为均方根速度 v_σ；对倾斜多层介质模型，求取的叠加速度为等效速度v。_φ

作为叠加速度分析基础的（10.5-1）式中的t_i为反射波到达接收点时间，即有反射波存在，叠加能量也是以反射波为依据。因此从原理上讲，叠加速度分析存在一个多道信号的最佳估计问题。

设反射信号用s（t）表示，则第i道的反射信号为s（t-t_xi），若用n（t）表随机干扰，第i道的地震记录f_i（t）为

勘查技术工程学

用离散形式可表示为

勘查技术工程学

式中：k=r_i=；t_x为反射波到达时间；Δ为采样率。若把（10.5-3）式中时间变量作一坐标平移，即将反射波到达时间统移至零点，可令 j=k-r_i ，于是地震记录可表示为

勘查技术工程学

设地震反射波 s_j 的估计值为，利用最小平方原理，求估计值与多道地震记录的误差平方和Q为

勘查技术工程学

并令=0，解得

勘查技术工程学

为反射信号的最佳估计值。当噪声 n_i 的平均值为零时，估计值为实际反射信号，即=s_j。将最佳估计值代入（10.5-5）式，得误差能量最小的能量表达式

以上式中：N为叠加道数；M为反射波时窗长度（点数）。

在信号最佳估计中，（10.5-7）式表示叠加能量的基本方程，由r_iΔ=t_xi=t_xi（v），即有Q=Q（r_i）=Q（v）。当反射波初至r_i正确时，或动校速度正确，能量达到极小。因此，该式也为叠加速度分析中判别最佳叠加速度的基本准则。实际应用中，可将求极小转变为求极大，通过对（10.5-7）变形，可得到以下三个实用的判别准则：

勘查技术工程学

（1）平均振幅能量准则

勘查技术工程学

式中：E（t₀，v）为总能量；为平均振幅能量。当 Q→Q _min时_x。

（2）相似系数准则

勘查技术工程学

S_c称为相似系数。

（3）互相关准则

勘查技术工程学

K（t₀，v）为互相关系数。

三种判别准则分别利用了地震波的不同特征，实际应用中各有优缺点。若将三者组合应用效果最佳。

10.5.2 速度谱

速度谱的概念是仿照频谱的概念而来的。频谱表示波的能量相对频率的变化规律，将地震波的叠加能量相对速度的变化规律称为速度谱。速度谱是速度分析中最常用的一种表示速度分析结果的形式。根据三种不同的判别准则而制作的速度谱，又可分别称为叠加速度谱、相似系数速度谱和相关速度谱。

10.5.2.1 叠加速度谱的基本原理和制作方法

由前述可见，叠加能量是t ₀ 和 v 的函数，这是一个二维变量的最优化问题。对于速度分析中的这类二维优化问题求解，通常采用最原始、最简单且最可靠的方法———扫描试验法进行工作。对某一反射波 t₀，用各种速度值 v_j 逐一计算-A 的大小，当 v_j=v（t₀）时，-A 达到极大。v_j 称为扫描速度。实际工作中，反射波的 t₀ 也是未知的，但可将每个采样点（或隔一定间隔）的 t₀ 时间均看作存在反射波进行 t₀ 扫描。例如对某一给定的 t_ok时间，按一定速度步长（或间隔）的扫描速度 v_j 计算其共中心点道集反射波时距曲线

勘查技术工程学

据此曲线在共中心点道集各道上取值并叠加，计算叠加振幅能量。改变t₀重复以上几步，可得一个二维叠加能量矩阵。

勘查技术工程学

其中 k 为计算的t ₀ 总个数；J 为扫描速度个数。_，j也称为叠加速度谱能量矩阵。

在能量矩阵中，如果某个t₀是某反射界面的回声时间t_OR，则该t₀必存在反射波。当扫描速度中某一速度值与该层速度v（t_OR）一致，则用（t_OR，v（t_OR））计算的时距曲线与实际反射波同相轴一致，叠加后其能量必为极大。对于速度参数与实际不一致或者不存在反射波的t₀时间，叠加能量变小或趋于零，如图10-18（b）、（c）。我们将同一t₀不同速度计算的能量曲线称为速度谱的谱线，即速度谱由多条谱线组成。根据以上原理检测能量矩阵中能量团的极值点所对应的t₀和v（t₀），即为该t₀对应的最佳叠加速度。各能量团极值的连线即为速度随深度的变化曲线，称为v（t₀）曲线，如图10-18（d）所示。

图10-18 用多次覆盖资料计算速度谱原理图

由此可见，叠加速度谱的制作过程主要由三大步组成，即t₀扫描、速度扫描和计算叠加能量。对于相关速度谱，只需将计算叠加能量改为计算相关系数即可。

10.5.2.2 速度谱的显示

将速度谱能量矩阵如何用图形表示称为速度谱的显示问题。二维能量矩阵若用图形表示就是一个三维问题，一般用二维平面坐标分别表示扫描速度v_j和t_Ok，将叠加能量以不同的形式显示就形成了不同形式的速度谱。如图10-19所示的为三维形式的速度谱，其中显示的“小山头”为能量团。每个能量团对应着一个反射信息。

图10-19 三维显示形式的速度谱

更为常用的显示方式为等值线平面图形式的速度谱。如图10-20，该图是将三维的能量团以一定的等值线间隔投影到平面上的结果，封闭的多条等值线为能量团。另外速度谱还可以用并列谱线的形式显示或谱线变面积显示，如图10-21、图10-22所示。可见速度谱显示可有多种不同的形式。

10.5.3 速度扫描

以动校叠加为基础的另一种速度分析方法就是速度扫描。速度扫描是最简单、最直观的速度分析方法。

其方法是用一组试验速度分别对某一CMP道集作恒速动校正。即一次用一个试验速度对道集记录上所有t₀时间计算动校正量，进行动校正，得到一个校正后记录道集。将使用一组连续递增的试验速度进行恒速动校正后的记录排成一排（图10-23）。研究这一排记录就能得到速度随t₀变化的曲线。因为当所用的某一试验速度正好与某一t₀时间所对应的真实速度一致时，此t₀时刻的同相轴会校正得平直或比较平直，其他同相轴或者上弯（速度过高，校正不足），或者下凹（速度过低，校正过量）。寻找各试验速度校正记录上的平直同相轴就可以得到速度曲线。

图10-20 等值线平面图形式的速度谱

图10-21 波形并列曲线形式的速度谱

图10-22 变面积并列曲线形式的速度谱

图10-23 恒速动校正扫描结果

Ⅳ 时间序列的水平分析指标和速度分析指标各有哪些

一、发展速度：发展速度是以相对数形式表示的两个不同时期发展水平的比值,表明报告期水平已发展到基期水平的几分之几或若干倍.计算公式为：发展速度= 报告期水平基期水平 由于基期选择的不同,发展速度有定基与环比之分. 1、定基发展速度：定基发展速度是报告期水平与某一固定时期水平（通常是最初水平）的比值. 定基发展速度= 最末水平最初水平它说明社会经济现象相对于某个基期水平,在一定时期内总的发展速度. 2、环比发展速度：环比发展速度是报告期水平与其前一期水平的比值.它说明所研究现象相邻两个时期（逐期）发展变化的程度. 两者存在一定数量依存关系：第一,定基发展速度等于相应时期内各环比发展速度的连乘积.第二,两个相邻时期定基发展速度的比率等于相应时期的环比发展速度. 3、年距发展速度：年距发展速度= 本期发展水平上年同期发展水平 它消除了季节变动的影响,表明本期水平相对于上年同期水平发展变化的方向和程度,是实际统计分析中经常应用的指标. 二、增长速度：增长速度是报告期增长量与基期水平的比值,表明报告期水平比基期增长（或降低）了百分之几或若干倍. 增长速度= 报告增长量基期水平 增长速度=发展速度-1. 三、增长1%的绝对值：增长1%绝对值= 逐期增长量环比增长速度 “环比增长速度”是相对数,一般用百分数表示.公式中分母指标乘以100,就将它还原为绝对数,才能与分子指标对比计算. 四、平均发展速度和平均增长速度：这是两个非常重要的平均速度指标.前者反映现象在一定时期内逐期发展变化的一般程度；后者则反映现象在一定时期内逐期增长（降低）变化的一般程度.平均增长速度=平均发展速度-1.目前计算平均发展速度主要有两种方法：1、几何平均（水平）法：平均发展速度= n 最末水平 最初水平 n表示时期数,即几年则开几次方 2、高次方程（累计）法：采用这一方法的原理是：各期发展水平等于序列初始水平与各期环比发展速度的连乘积. 因求解高次方程比较复杂,实际应用中一般查找《平均增长速度查对表》(水平法查对表).查表举例：如我省机械工业2005年完成工业增加值1403亿元,2000年完成487亿元,求得总发展速度为288.1%.在《查对表》中找到5年所在栏的288.1（或接近数值）,与288.1相对应的左边栏内的23.6%,即为所求的年平均增长速度.

Ⅳ 高精度地震成像技术

地震采集、近地表校正、干扰波的去除、高精度速度分析等技术研究，为地震成像奠定了资料基础。叠前地震数据的规则化技术、叠前成像速度分析与约束建模技术研究及应用（永新、五号桩等多块实际资料）取得了很好效果。

（一）叠前数据规则化技术

在实际资料的野外采集中，由于受施工地表条件以及成本效益等多方面因素的限制，常采用不同的观测系统或变观方式进行采集，这样会造成采集资料在覆盖次数、面元大小等方面的不规则。而叠前偏移成像方法对地震观测数据的规则化要求很高，要想得到理想的叠前偏移成像效果，对野外采集的不规则数据进行一定的规则化处理是非常必要的。

1.基于反假频的DMO与反DMO叠前数据规则化技术

DMO实际上可以抽象为一种坐标变换，它将DMO前NMO后的波场P_n(t_n,y_n)变换到了DMO后的P₀(t_n,y_n)。DMO也可以被看作一个部分偏移算子，它以波的传播为基础，其运算是可逆的，做过三维DMO后的地震数据已经位于规则的共中心点上，具有规则的炮检距，然后再进行DMO逆变化，可以实现地震数据的规则化。

2.不同网格资料的叠前道内插处理技术

渤海湾地区很多地震资料受施工条件和成本效益等多因素限制，采集网格大小不统一，在方向上，有南北方向、东西方向，还有斜向的。这些网格大小和方向的不一致，对f－k滤波和偏移成像等会产生不利影响。尤其是当要求有效波频率满足分辨薄层的能力时，过大的空间采样常会导致空间假频出现。因此，为了削弱这些影响，在地震资料处理中常常使用叠前道内插处理技术来解决。

（二）叠前深度偏移速度建模技术

济阳坳陷断裂发育、横向速度变化异常剧烈，利用常规的处理技术很难得到好的成像结果，而叠前偏移技术的应用，使地震资料准确成像和归位成为可能。但叠前偏移的效果取决于偏移速度模型建立的精度。在地质情况复杂的地区，速度模型的建立是非常困难的，成为叠前深度偏移技术应用的瓶颈。

1.井约束的叠前偏移速度建模技术

目前常用的叠前深度偏移速度建模技术很少考虑测井信息，如果在建模过程中充分考虑已有井的信息资料（如声波测井、VSP测井和钻井资料），可以提高速度模型精度，从而提高叠前深度偏移成像质量。技术思路如图4-55所示。

图4-55 高精度速度模型建立思路

2.角度域共成像点叠前深度偏移速度分析

角度域共成像点道集（ADCIGs）反映的是成像点局部入射角与偏移深度、偏移速度之间关系的成像道集。ADCIGs是成像空间的一种道集，道集不受地表和地下波传播多路径问题的影响，尽可能减少假象干扰。研究采用基于角度域共成像点道集、精细速度扫描叠前深度偏移速度分析方法作为速度场精细化方法，以CSP道集速度分析方法为起点，利用角度域共成像点道集速度分析方法对偏移速度场进行精细化校正，最终得到满足叠前深度偏移需要的高精度精细速度场。

1）水平层状情况下深度剩余量公式推导

速度分析采用速度扫描法，偏移提取的角度域共成像道集与深度剩余量公式正演的结果求取相关来更新速度。ADCIGs是在成像之后提取的成像道集，因此可以由倾斜叠加将波动方程偏移距域共成像点道集（ODCIGs）转换为ADCIGs而不必重新偏移。局部偏移距是波场逐层向下延拓时描述成像信息的量，这个过程从地表开始。基于这样的思路，可以从地表观测系统出发，按照波场向下延拓思路得到ODCIGs深度剩余量公式，倾斜叠加后即可导出ADCIGs深度剩余量公式。

考虑单个反射层模型，深度z₀、横向均匀、层速度c，h₀是地面偏移距，h是波场向下延拓的局部偏移距（图4-56）。速度正确时，通过方程（4-16）可以描述波动方程偏移距域共成像点道集（ODCIGs）

图4-56 速度正确（实线）和不正确（虚线）情况下的射线路径（a）；水平层情况下局部偏移距道集的观测系统（b）

成熟探区油气精细勘探理论与实践

这个方程把偏移深度、局部偏移距和偏移速度联系起来。速度正确时波动方程局部偏移距共成像点道集在成像点深度成为一点。Sava和Fomel提出将局部偏移距道集进行倾斜叠加得到反射角共成像点道集。为把方程（4-16）变换到角度域，有下面的关系式：

z_m(h)=z_a(β)+h tanβ（4-17）

式中，β是反（入）射角。与常规倾斜叠加相同形式的映射关系，时间变成深度，时间倾角变成深度倾角。在局部偏移距道集上，对于每一个偏移距，沿切线进行叠加，z_m是局部偏移距道集偏移深度，z_a对应于角度域道集的偏移深度。结合式（4-16）、（4-17），公式两边对h求导数整理可得：

成熟探区油气精细勘探理论与实践

令γ=v/c，

成熟探区油气精细勘探理论与实践

令剩余深度差为:Δz=z_a－z₀

成熟探区油气精细勘探理论与实践

方程（4-20）给出了描述ADCIGs同相轴剩余曲率的公式。通过分析该方程，可以看到，当速度存在偏差时，深度剩余量公式是收敛的。利用该深度剩余量公式可以进行速度更新。

2）速度分析实现

速度分析采用沿层分析的策略，每次只偏移到当前分析层，速度更新只需要更新上一层底到当前层之间的速度即可，不受上覆地层影响，也不必考虑其他层影响。本书以叠前时间偏移速度分析求得均方根速度场为基础，通过DIX公式将时间域速度转化为深度域速度作为深度偏移速度分析基础。

以胜利模型为例说明叠前偏移速度分析的实现过程。速度分析方法从初始速度场开始，在此基础上进行速度更新。根据前面介绍的速度分析策略，初始速度场由基于CSP道集叠前时间偏移得到均方根速度场转化而来。通过沿层分析逐层迭代更新速度场。

将前部分得到的叠前时间偏移剖面和均方根速度场做为基础。根据初始层速度场可以得到初始偏移结果（图4-57）。初始偏移结果绕射波没完全收敛，同相轴没完全归位。通过对胜利模型逐层进行速度更新，分析每层更新后的成像道集、速度扫描，在速度分析过程中，每一层进行两到三次迭代过程就可以得到比较准确的速度。从基于更新后速度场的偏移剖面和基于正确速度场的偏移剖面比较来看(图4-58)，偏移结果的形态与位置是正确的，速度更新完毕。

图4-57 初始偏移速度场和初始偏移结果

图4-58 正确速度场偏移剖面（左）与速度场更新后偏移剖面（右）比较

3）实际资料处理

实际数据是胜利探区史南郝家地区3D数据。根据整个多道集偏移速度分析思路，采用与前面模型试算相同流程，以叠前时间偏移速度分析速度场为基础，叠前深度偏移速度分析提高速度场精度。与速度更新后的偏移剖面相比，初始偏移结果断点不清晰、同相轴的连续性较差、分辨率低，而速度更新后的偏移结果改善明显（图4-59）。

图4-59 速度场更新前（左）、后（右）偏移剖面比较

（三）叠前偏移成像方法

叠前偏移方法是基于双平方根方程的非零炮检距成像理论，它建立在对点散射的非零炮检距方程基础上，从理论上取消了输入数据为零炮检距数据的假设，避免了NMO校正所产生的畸变和叠加处理水平层状介质的假设，比叠后时间偏移保存了更多的叠前地震信息，空间成像效果更准确，因此是深层复杂构造区地震数据成像处理较理想的方法。

1.叠前偏移成像分析

叠前时间偏移是成像和速度分析的重要手段，它能对陡倾角反射进行成像、提高横向分辨率、消除速度分析过程中不同倾角和位置的反射带来的影响、提高速度分析结果精度和成像剖面质量。从经济角度考虑，在横向速度变化不显着的地区可用叠前时间偏移取代叠前深度偏移。

1）叠前深度偏移

在地层倾角较大或上覆地层横向速度变化剧烈的情况下，成像点与地下真正绕射点在水平方向有一个偏离。当速度存在剧烈横向变化时，只有叠前深度偏移能够同时实现共反射点的叠加和绕射点的归位。其技术优势主要体现为以下几个方面：①克服了时间域水平层状介质模型假设的局限，实现了真正的共反射点叠加和保真处理；②其成像速度的分析方法不仅减少了叠加速度分析的多解性，而且提供了综合应用多种速度信息的条件，共反射点道集的产生，使成像速度定量分析成为现实；③基于模型的处理方法和地震资料深度成像，处理人员可以综合利用地质、钻井及测井等信息来指导资料处理，深度域成果剖面更加方便地质解释，地质解释不仅实现了在深度域的直接成图，而且避开了时深转换及其过程中的不合理性。

2）基于单平方根算子的叠前保幅深度偏移

目前普遍使用的波动方程叠前深度偏移方法，主要是针对相位进行波场延拓，只具有相对振幅保持功能，没有在振幅恢复方面做任何处理，成像后的振幅值具有一定的随机性。地震勘探的不断深入使得仅仅得到相位信息的波动方程偏移方法已不能完全满足实际需要，人们希望地震偏移成像方法在提供准确构造成像的同时，还可提供与地下反射系数成比例的振幅信息。

基于单平方根算子的波动方程叠前保幅深度偏移以拟微分算子理论为基础，基于波场分裂思想，经过一系列变换和公式推导，得到基于单程波方程的保幅波场延拓算子。

3）胜利深层典型复杂模型资料的叠前偏移理论试算

为了进一步验证各种保幅叠前深度偏移成像方法的可行性和实用性，用建立的胜利典型深层复杂模型对各种叠前偏移成像方法进行了一定的理论试算。

（1）脉冲响应测试。对基于单平方根算子的叠前保幅深度偏移，可首先通过脉冲响应来验证其保幅算子的正确性。介质速度都是v=2000m/s。图4-60两图分别为常规算子和单程波真振幅波场延拓算子的脉冲响应，可以看出，常规的波场延拓算子和边界条件下的下行波，波前振幅在各个方向上并不均衡，传播角度越大振幅越小；而基于真振幅的波场延拓算子和边界条件下的脉冲响应，波前振幅比较均匀，这与点脉冲在均匀介质中的波前能量扩散的实际情况一致。归一化波前峰值振幅曲线也进一步表明真振幅波场延拓算子的合理性。

图4-60 脉冲响应测试(p=c/v=1.0)

（2）胜利典型深层复杂模型资料的保幅偏移测试。对建立的胜利典型深层复杂模型资料，分别用常规叠前深度偏移和基于单平方根算子的叠前保幅深度偏移进行了模型试算。其试算结果见图4-61，可以看出：叠前保幅深度偏移从浅到深振幅能量保持上显示了一定的技术优势。

图4-61 常规叠前深度偏移（左）与保幅叠前深度偏移（右）效果对比

2.实际资料的叠前偏移成像应用效果

1）复杂断块成像（以盘河资料为例）

盘河工区构造上位于临邑断裂带的西端，南临临南洼陷，该区断层多、断块复杂、油源条件好、储层发育。特别是在临邑大断层的上升盘发育的众多小断层，常规的叠后偏移已很难使复杂的断裂系统准确成像，经过叠前时间偏移处理，复杂断块的成像质量得到了明显改善（图4-62）。

图4-62 盘河地区叠前时间偏移前(左)、后(右)复杂断块成像效果对比

2）火成岩下成像（以尚店北资料为例）

尚店北三维南部位于东营凹陷林樊家披覆构造上，中部为滨县凸起西端，北部跨越流钟洼陷，该区沙三、沙四、孔店及中生界广泛发育火成岩。围绕火成岩及火成岩下地层成像这一处理重点，针对低信噪比资料实体建模、基于层位和速度模型约束的速度场建立以及弱反射信号的加强等问题，进行了一系列攻关试验，取得了较好效果。从图4-63可以看出，通过叠前深度偏移成像技术的应用，火成岩下地层构造成像得到了一定改善，高陡断面的成像质量也得到了一定提高。

图4-63 叠前时间偏移（左）与叠前深度偏移（右）成像效果对比

3）实际资料的叠前保幅深度偏移应用效果

在模型试算基础上，应用叠前保幅深度偏移成像方法对东营深层二维测线进行了实际资料的成像应用处理。从成像后的纯波剖面来看，相比于常规的叠前深度偏移，该方法对振幅能量的保持明显（图4-64）。

图4-64 常规叠前深度偏移（左）与保幅叠前深度偏移（右）纯波剖面对比

Ⅵ 速度分析

速度是地震勘探的关键参数，地震勘探工作者一直十分重视对速度参数的研究。速度分析的主要目的是为水平叠加、偏移等处理提供处理参数，所用的方法以在共反射点道集上进行多道信号最佳估计为基础。

1.速度分析原理

地震记录是多道记录，多道信号的正常时差中隐含着地震波传播速度这一参数的信息。从前面的分析可以知道，当地下介质为水平层状时，反射波正常时差Δt_i 是炮检距x_i、回声时间t₀ 和均方根速度v_σ的函数。

地震波场与地震勘探

因此，如果能从记录中准确地拾取反射信号，得到正常时差，则可以利用它来求取速度参数，这就是速度分析的基础。当然，若地下介质非水平层状，则正常时差公式较为复杂，但总可以用双曲线来逼近时距曲线，按上式求出一个速度，此时所求出的速度已不再是均方根速度，而是一个在最佳意义上的拟合速度。

拾取（或估求）反射信号是一件十分困难的工作，只能由计算机利用多道记录按多道平均的思想进行。如果有一个估计信号与多道记录上的反射信号之间的误差平方和Q为最小，这样的估计信号就称为多道记录的最佳估计信号

。

可以证明，假设各道真实地震反射信号的形状和振幅相同，只是到达时间不同，且记录上的噪声是均值为零的白噪，则根据多道平均思想所得到的最佳估计信号

正好是多道记录上按精确正常时差曲线取值后各道的平均值，也正好等于各道上的真实反射信号s（t）。由此可知，能否得到多道记录的最佳估计信号

，也即能否使误差平方和Q达到极小不仅与反射信号本身有关，也与各道的正常时差有关。因此，利用Q与正常时差的关系，不断地调整各道正常时差以达到Q值为最小，这时所对应的各道正常时差就是准确的正常时差值。这是一个N维变量最优化问题，即

地震波场与地震勘探

此类问题十分复杂。但这N个Δt_i并不互相独立，它们是t₀、x_i 和v_σ的函数，见（4-5-1）式。因为各道x_i是已知的，故求各道Δt_i 的N维最优化问题就变为求t₀ 和v_σ 的二维最优化问题：

地震波场与地震勘探

Q与t₀ 和v_σ 的关系十分复杂，这个二维最优化问题无法用一般的最优化方法求解，因此采用一种最原始、最简单且最可靠的方法——扫描试验法进行工作。对某一反射波的t₀，用各种速度值v_j逐一计算Q值大小，当v_j＝v_σ（t₀）时，Q达到最小。根据Q的极小值位置就可以求出v_σ（t₀），v_j称为扫描速度。实际工作中，真实反射波的t₀ 时间无法知道，仍然只能采用动校正中的方法将所有t₀ 道样值均认为是反射波，从浅到深按一定间隔逐一试验。

由于t₀、v_σ与正常时差Δt_i 之间的关系是由双曲线联系起来的，故扫描试验法实际上是在某一固定的t₀ 处，通过改变v得到不同的双曲线，并按双曲线取值计算Q，求得最小Q所对应的v（t₀）。

实际工作中往往不是求Q本身，而是求与其等效且用极大判别的能量、相关函数等。

2.速度谱

速度谱的概念是仿照频谱概念而来的。频谱表示波的能量相对频率的变化规律。仿此，将地震波的能量相对速度的变化规律称为速度谱。

1）叠加速度谱的基本原理和制作方法

对某一给定的回声时间t₀，按一定的速度步长计算反射波时距曲线（双曲线），据此曲线在共炮点道集或共中心点道集各道上取值并叠加，计算叠加振幅。若某个速度所对应的曲线正好与该t₀ 时刻的反射波同相轴一致，则叠加时会同相叠加，叠加振幅值为极大。因此，通过检索所有计算出的叠加振幅值，找出最大值所对应的速度即为此t₀ 时刻的速度，这就是叠加速度谱的计算原理。

以共中心点道集反射波为例。设有N个记录道，炮检距分别为x₁、x₂……x_N （图4-5-1 a），与反射界面R所对应回声时间t_0R，速度为v_st＝v （t_0R），各道反射波到达时为

图4-5-1 用多次覆盖资料计算速度谱原理图

地震波场与地震勘探

计算速度谱时，若正好计算到t_0R处，此时选择一系列试验速度v₁、v₂……v_M。根据双曲线公式

地震波场与地震勘探

对于一个试验速度值，计算出各道的到达时间，按此到达时间在道集记录上取值叠加，可以得到一个叠加振幅值；一系列速度就对应着一系列振幅值，组成一条叠加振幅随速度变化的曲线。该曲线称之为速度谱线（图4-5-1 c）。叠加所用公式为

地震波场与地震勘探

式中：g_i（t）为第i道t时刻的样值；k为时窗大小。A₁ 和A₂ 都是与Q等效的量，称为平均振幅和平均振幅能量，它们取极大等效于Q取极小。

此时，若在试验速度中有一个速度值恰好等于真实速度v （t_0R），则由它确定的各道到达时间t₁、t₂……t_N所连成的曲线与实际反射波双曲线同相轴一致，叠加时能保证同相叠加，叠加值A₁ 或A₂ 为最大值；用其他试验速度算出的叠加值都较小。这种改变试验速度、计算到达时间、取值叠加的过程相当于改变双曲线形状、按不同双曲线拾取信号叠加（图4-5-1 b）的过程。只要在速度谱线上找出最大值，即可确定t_0R时刻的速度。

以上是对一个固定的t₀ 而言。改变t₀ 值，重复上述计算，就可以把整张记录上所有实际存在的同相轴所对应的速度全部找出来，从而确定出速度随t₀ 时间的变化规律（图4-5-1 d）。

速度谱的制作要经过二次扫描，即t₀ 时间扫描和速度扫描，实际上相当于计算所有网络点（图4-5-2）上的A值（A₁ 或A₂）。

图4-5-2 计算叠加速度谱的网络

2）速度谱的显示

如果以横轴表示速度v，水平轴表示双程运行时t₀，垂直轴表示叠加振幅A₁ 或能量A₂，则速度谱成果可以显示为如图4-5-3那样的三维图形。其中的峰值称为能量团，每一个能量团均对应着一个强的反射信息。

图4-5-3 三维显示形式的速度谱

速度谱更经常的显示方式为等值线平面图形式（图4-5-4）或将不同时间的速度谱线并列的并列曲线形式（图4-5-5）。等值线平面图是取三维速度谱图形的等值线画在平面上的显示方式。由等值线的数值和变化可以看出A （代表A₁ 或A₂）的变化和峰值位置。并列曲线显示时，对于整张图而言，其纵、横轴分别为t₀ 时间和速度v；但对每根曲线而言，局部纵轴又表示幅值A，在其相应的t₀ 时间处各条谱线的幅值坐标零点均相同。右边的一条曲线为能量曲线，它由各条谱线上的极大值所构成，能量曲线上的相对极值（有时也称为能量团）常与强反射对应，对速度谱的合理解释很有参考价值。当沿时间坐标追踪解释速度随t₀ 的变化曲线时，若不够光滑需舍去某些谱线极值点，应优先保留能量团所对应的速度值。

图4-5-4 等值线图形式的速度谱

图4-5-5 并列曲线形式的速度谱

应该指出，除了以上所述利用求取叠加振幅的方法获取速度谱外，尚可以利用计算多道相关系数以及多道相似系数等方法求得速度谱。这些速度谱的计算原理与制作方法与叠加速度谱相同，仅计算公式不同而已，在此不再赘述。

另外，根据求取速度谱时拾取信号的规律不同又可将速度谱分为水平叠加速度谱和偏移叠加速度谱。按反射波双曲线规律拾取信号的得到前者；按绕射波双曲线规律拾取信号的得到后者。前者主要为水平叠加提供参数，后者主要为偏移叠加提供参数。二者的最大区别在于偏移速度谱受界面倾角的影响很小，但工作量要增加得相当多。目前计算偏移速度谱常采用一种替代的方法：首先对资料进行叠前部分偏移，把倾角的影响去掉，然后重新组成真正的共反射点道集，再作一般的叠加速度谱，这样可使计算工作量大为减少。

3.速度扫描

速度扫描是最简单、最直观的速度分析方法。其基本思想仍为扫描试验，一般有两种方法。

方法之一是用一组试验速度分别对单张记录（多次覆盖共中心点记录或单次覆盖共炮点记录）作速度扫描动校正。即一次用一个试验速度对整张记录上所有t₀ 时间计算校正量，进行动校正（恒速动校正），得到一张校正后的记录，将使用一组连续递增的试验速度进行恒速动校正后的记录排成一排（图4-5-6）。研究这一排记录就能得到速度随t₀ 变化的曲线，因为当所用的某一试验速度正好与某一t₀ 时间所对应的真实速度一致时，此t₀ 时刻的同相轴会校正得平直或比较平直，其他同相轴或者上弯（速度过高，校正不足），或者下凹（速度过低，过校正）。寻找各试验速度校正记录上的平直同相轴就可以得到速度曲线。

图4-5-6 恒速动校正扫描结果

另一种方法与此类似，唯一的不同之处在于一次用一个试验速度对整张记录上所有同相轴进行动校正（恒速动校正）之后还要进行叠加。当速度合适时，会叠加出能量较强、连续性较好的反射同相轴，否则叠加后能量较弱。寻找各试验速度校正、叠加后记录上能量强、连续性好的反射同相轴就可以得到速度变化曲线（图4-5-7）。

速度扫描法由于直接从动校正记录或叠加道上提取速度，得到的速度比较可靠，一定是叠加效果最好的速度。此方法适用于地震地质条件复杂、得不到高质量速度谱的地区。但是，此处理方法很费时间，成本高，限制了它的广泛应用。

图4-5-7 恒速动校、叠加结果

制作叠加速度谱或速度扫描等速度分析方法都是用不同的试验速度去进行校正、叠加，叠加效果最好（即平均振幅或平均振幅能量为最大）的速度就是求出的速度。因为这个速度反映了叠加效果的好坏，一般称之为叠加速度v_st。从数学上说它表示用双曲线拟合反射波时距曲线时拟合效果最好的速度，故也称之为双曲线拟合速度。

4.层速度的计算

层速度是与地层岩性密切相关的速度。除了利用后面将要介绍的地震测井方法、层析反演方法求取层速度外，实际工作中更多的是利用常规速度分析方法求取它，虽然精度不高但计算方便。下面介绍两种计算层速度的方法。

1）迪克斯（Dix）公式

求取层速度使用最多的方法是利用迪克斯公式（一个由均方根速度计算层速度的公式）。

叠加速度是由多次覆盖地震记录用常规速度分析方法所得到的速度，在水平层状介质情况下叠加速度就是均方根速度，因此可以使用迪克斯公式由叠加速度求取层速度。

由第二章均方根速度的定义（2-1-40）可以得到：

地震波场与地震勘探

式中

故

地震波场与地震勘探

代入前式即得迪克斯公式

地震波场与地震勘探

利用迪克斯式不但可以由均方根速度（或叠加速度）求层速度v_n，也可以求平均速度。

因为第n层底界面以上的平均速度为

地震波场与地震勘探

将（4-5-6）式代入（4-5-7）式中，有

地震波场与地震勘探

对于倾斜地层，叠加速度就是等效速度v_e，迪克斯公式写为

地震波场与地震勘探

2）利用线性时移求层速度

由第二章的讨论可知，在水平层状介质中，严格的时距关系只能以参数形式写出，它们是：

地震波场与地震勘探

式中：h_i、v_i 分别为第i层厚度和层速度，p为射线参数。若波在每一层中的入射角为α_i，则有

地震波场与地震勘探

考虑同一射线参数的射线在第n层顶、底界面的反射，设其到达时分别为t_n-1和t_n，出露距离分别为x_n-1和x_n，则由（2-1-34）式和（2-1-36）式可得：

地震波场与地震勘探

因此，第n层的层速度为

地震波场与地震勘探

射线参数p正是时距曲线的斜率，即视速度的倒数

，故第n层的层速度为

地震波场与地震勘探

由此，得到另外一个由反射波时距曲线计算层速度的方法：选择目的层顶、底反射波同相轴，作一斜线使之与顶界面反射波同相轴相切，平行移动此斜线又与底界面反射波同相轴相切（图4-5-8a），测量这条线的斜率

，然后连接两个切点并测量该连线的斜率

，两个斜率值乘积的平方根就等于该层的层速度。

图4-5-8 线性时移求层速度示意图

这是一种方便的直接由地震记录提取层速度的方法。但是，它的最大困难在于要构组出二条平行的、与二反射波同相轴相切的直线，计算机无法自动地实现。利用线性时移可以克服这一困难。线性时移的实质是作坐标变换t′＝t-px （图4-5-8 b）。在新坐标系（t′，x）下，二条平行的斜线变成二条水平线，切点变成曲线的顶点。因此，作切线、求切点的过程就变成了求曲线顶点的过程。用计算机可以方便地完成这一任务，具体过程就不详加说明了。

Ⅶ 财报分析:报表分析方法与步骤是什么

(1)定性、量分析方法：现在流行定量分析方法，因为用数据说话有说服力，另外定性分析的方法也要使用，当你不能使用定量，用定性。

(2)绝对数、相对数比较，绝对数就是当期与比较期的数差额，相对数百分比。横向比较：和本地区同行业(情况类似)比较；纵向比较，不同年度比较，注意口径应一致。

(3)财务比率分析方法：反映经济效益情况：如净资产收益率、总资产报酬率、主营业务利润率、成本费用利润率等。反映资金周转情况：总资产周转率、流动资产周转率、存货周转率、应收账款周转率；反映尝债能力：资产负债率、流动比率、速动比率、获利倍数等。

(4)结构分析法：投资率：(资本形成总额/支出法GDP)×100%；

消费率：(最终消费/支出法GDP)×100%

(5)速度分析法：

比上年同期、比基期、环比发展速度=(报告期水平/基期水平)×100%。

增长速度=(报告期水平-基期水平)/基期水平×100%=发展速度-1。

平均增长速度=报告期水平/基期水平开n次根号减1=平均发展速度-1。

(6)边际分析法：在教科书有介绍，下面介绍一个比率：国有企业上交税金对当其财政收入增长的贡献率=当期国有企业上交税金增加额/当期财政收入增加额×100%。

(7)模型分析法：利用数学模型对经济运行的内在规律、发展趋势进行分析和预测。

(8)进入分析起草阶段：分析结束开始起草报告。

(7)速度分析方法扩展阅读

存货周转天数

公式： 存货周转天数=360/存货周转率=[360*（期初存货+期末存货）/2]/ 产品销售成本

企业设置的标准值：120

意义：企业购入存货、投入生产到销售出去所需要的天数。提高存货周转率，缩短营业周期，可以提高企业的变现能力。

分析提示：存货周转速度反映存货管理水平，存货周转速度越快，存货的占用水平越低，流动性越强，存货转换为现金或应收账款的速度越快。它不仅影响企业的短期偿债能力，也是整个企业管理的重要内容。

Ⅷ 各种速度的获取和用途

不同种类速度的求取方法不同，用途也各不相同。对于成功的地震勘探而言，需要正确地测定和使用各种速度参数。

1.地震波速度的获取

获得地震波速度可以有两种途径，一种是直接测量；一种是间接确定，即根据地面观测得到的反射波时距曲线计算得到。

1）地震波速度的直接测量

地震波速度的直接测量是指在井中、露头上、坑道中或标本上直接测量地震波穿过岩石的传播速度。它包括如下几种方法。

A.地震速度测井。在井中利用地震波直接测量平均速度和层速度的方法称为地震速度测井。

在近井口的地表激发，将耐高温、高压且绝缘程度很好的测井检波器放在井中不同深度处进行接收，利用地震记录仪器记录下所观测到的直达波，读取直达波的初至时间及相应的观测深度，可以组成透射波时距曲线，称为垂直时距曲线。将检波器放置深度以上的介质认为是均匀介质，就可以根据下列公式计算平均速度

地震波场与地震勘探

式中：z为检波器的沉放深度；t为直达波的垂直时间。根据不同深度处检波器接收到的直达波求出的平均速度，可以组成与深度的关系曲线

、与传播时间的关系曲线

，还要绘制

与反射波时间t的关系曲线（见图5-1-3）。

利用层状介质模型，根据所测得的直达波垂直时距曲线，把剖面剖分成许多相对均匀的层，用折线去逼近测得的实际垂直时距曲线，它的每一段有一个不变的层速度（见图5-1-3），层速度计算公式为

地震波场与地震勘探

式中：Δz_k和Δt_k为各分层的地层厚度和波的传播时间。

由于不允许在井口处放炮，一般实际测量时，将震源布置在距井口几十米乃至几百米处，这段距离叫井源距，用d表示，如图5-1-2所示。

按图所示情况，井中检波器观测的直达波传播时间并非垂直时间，需将观测时间t_g转换为垂直时间t，即

地震波场与地震勘探

地震测井只利用观测到的直达波的初至时间，后面将要介绍的垂直地震剖面法是常规地震测井的发展，它不仅利用直达波的初至时间，还利用所有初至波、续至波的波形和达到时间。

B.声波速度测井（连续速度测井）。地震速度测井因激发的地震波波长较长及测点间距较大（几十米到几百米）而不能细致地划分岩层获得详细层速度信息。为了较详细地划分岩层获得连续变化的速度剖面，可以采取连续测井方法，亦称作声波速度测井方法。

图5-1-2 地震测井示意图

图5-1-3 地震测井垂直时距曲线及解释结果图

如图5-1-4所示，井中测井仪包含有超声波脉冲发生器和一对接收器，两个接收器相距0.5 m或1 m。发生器发射的超声波经过泥浆以临界角入射到井壁，并沿井壁地层滑行，再以临界角穿过泥浆传到接收器，其传播时间分别是：

地震波场与地震勘探

式中：v₁ 为泥浆中波传播的速度；v₂ 为在地层中波传播的速度，a为临界角入射时波在泥浆部分传播的路径。t₂ 与t₁ 之差是波在两个接收器之间地层段传播的时间差，当两个接收器之间的距离为1m时，即

地震波场与地震勘探

其单位是（μs/m）。

图5-1-4 声波测井仪示意图

图5-1-5 声波测井时差曲线图

地面地震仪器记录下连续变化的时差曲线Δt （H）如图5-1-5所示。

根据声波测井时差曲线，由1/Δt×10⁶＝v便可获得层速度，单位为（m·s^-1）。

如果将声波测井时差曲线按每米的微秒时间累计起来，也就是数学上进行积分运算，即可求得深度H上的垂直传播时间：

地震波场与地震勘探

进而可得到平均速度，即

地震波场与地震勘探

C.在露头或标本上测定地震波速度。在地表或坑道的露头中测量岩石的速度广泛采用动态脉冲法，即用敲击或小炸药包爆炸（也可以用声波发生器）激发地震波（或声波），在小的测线上进行观测，测定地震波的传播时间，根据时距曲线计算相应波的速度。

用超声波测速仪直接测量地震波经过任意形状标本的传播时间也可以测定地震波速度。如果标本足够长，则可以在标本的平坦表面布置测线，对比、追踪接收到的地震波，精确地测定它的速度。如果标本较小，则在标本的两端面上分别安置发射器和接收器测量初至波到达时间，根据该时间测定地震波速度。

在露头或标本上测定地震波速度的一个缺点是难以保证测得的地震波速度与在原始地下高温高压条件下的地震波速度一样。

2）地震波速度的间接确定

直接在岩石自然埋藏条件下测量得到的地震波速度结果最为精确，但是这种观测的数量极其有限，无法满足地震勘探的要求。大量对地震波速度的测定是对反射波观测资料通过计算得到的。所使用的方法大多在前面资料处理中做了介绍，这里简单地将它们小结一下。

速度分析可以得到叠加速度，它是地震资料数字处理中利用地震波时距关系所能得到的唯一一种速度。在水平层状介质假设下，叠加速度就是均方根速度。在倾斜界面情况下，叠加速度是等效速度，等效速度经过倾角校正也可以得到均方根速度。进一步利用上一章介绍的迪克斯公式（4-5-7）式可以由均方根速度求取层速度和平均速度。这是地震波速度间接确定的最常用方法。

波阻抗反演能够得到波阻抗的地下分布，波阻抗是地层速度与密度的乘积，如果能用其他方法（如密度测井或重力资料反演等）得到密度的地下分布，则可以求出层速度的地下分布。

层析速度反演是最精细的求取速度方法，利用这一方法可以得到真速度的地下分布。

2.地震波速度的用途和图示

叠加速度和均方根速度主要用于资料处理中的水平叠加处理，其误差应达到10%以下。均方根速度也可以用于偏移处理，要求的精度更高，最大允许误差是5%。叠前深度偏移使用的速度参数一般是层速度。

平均速度由于是在小炮检距下最为精确的综合速度，所以主要用于作时深转换，其误差范围也要求较高，达5%。

层速度和真速度主要用于岩性解释，包括识别岩性，如测定地层中砂岩和页岩的比例，确定孔隙度、流体成分等地层的物性甚至直接找油气。这时候，要求的精度非常高，误差不能大于2%。

为了更好地利用速度资料，需要将一条测线上测定的速度资料综合起来。为此要进行统计处理，主要的措施是对资料作平滑处理，一般分为总体平滑和局部平滑。前者用最小平方法以幂函数逼近全部原始资料，后者只用观测点附近的资料以低幂的代数多项式逼近速度值。

速度资料的研究结果可以表示为下列图件：

A.平均速度的

曲线（图5-1-6a）和层速度曲线。

曲线反映了地层速度横向变化不大时在一定区域内在垂直方向上平均速度的分布。绘制这些图件时，要把工区内用各种手段（地震测井、由时距曲线计算的、由数据处理求得的速度谱等）得到的全部资料综合在一起，综合时要根据结果的可靠程度进行加权平均，加权平均的结果就是平均速度的

曲线。然后由平均速度曲线求得层速度曲线，其过程与地震测井结果的作图相类似。

B.速度水平曲线图。这是对一定层位的平均速度、叠加速度或层速度沿测线平滑后得到的

，v_α（x），v_i（x）曲线图。根据这样的资料可以研究由构造和岩性因素产生的速度水平梯度。

C.速度展开图

，v_α（x，t₀），v_i（x，t₀）。这些图件是在时间剖面或深度剖面的平面上对经过平滑的速度计算的，结果用相同速度的等值线表示，这种图明显地表示出速度的水平梯度和垂直梯度，见图5-1-6b。

图5-1-6 速度结果显示图

a.某些测线段上的

曲线：1—桩号0～26；2—桩号26～50；

3—桩号50～67；4—桩号67～95。b.速度展开图

D.速度平面图

，v_α（x，y），v_i（x，y）。它们表示平均速度、叠加速度、层速度在面积上的分布，当然只代表一定的地震层位或某个深度或t₀ 截面，图上的数据是从各个测线的速度水平曲线图读取来的。

Ⅸ 机械原理速度分析力分析与理论力学分析方法的区别

原理是一样的，只是机械原理上的速度分析和力学分析题目比较简单，偏向实用。而理论力学的各种分析比较专业。换句话说，只要理论力学的速度、力分析学会了，机械原理的分析就更不在话下了，其实机械原理只用到了牵连点的概念及使用，惯性力的概念及使用，这两点理论力学都讲到了

Ⅹ 叠加速度分析

3.5.1.1 叠加速度分析原理

对于多次覆盖地震记录，已知CMP(共中心点)道集反射波时距方程为

地震勘探原理、方法及解释

式中：t_i为反射波到达时间，t₀为界面垂直反射时间，x_i为炮检距，V为地震波速度。可见反射波时间t_i中包含有速度。叠加速度分析的基本思想是，给定一系列速度值，分别对CMP道集动校叠加，叠加道能量为速度的函数，当试验速度与时距曲线中含有的速度相同时，动校正后剩余时差为零，叠加能量最强，检测叠加能量最强时对应的动校正速度称为最佳叠加速度，即该速度分析为叠加速度分析。叠加速度分析是建立在双曲线时距方程的基础之上的，因此有以下结论：对单层模型反射波，求取的叠加速度为层速度V_i；对水平多层介质模型，求取的叠加速度为均方根速度V_σ；对倾斜多层介质模型，求取的叠加速度为等效速度V_φ。

作为叠加速度分析基础的(3.5-1)式中的t_i为反射波到达接收点时间，即有反射波存在，叠加能量也是以反射波为依据，因此从原理上讲，叠加速度分析存在一个多道信号的最佳估计问题。

设反射信号用s(t)表示，则第i道的反射信号为s(t-t_xi)，若用n(t)表随机干扰，第i道的地震记录ƒ_i(t)为

ƒ_i(t)=s(t-t_xi)+n_i(t) (3.5-2)

用离散形式可表示为

ƒ_i，k=s_k-ri+n_i，k (3.5-3)

式中：k=

，r_i=

，t_xi为反射波到达时间，Δ为采样率。若把(3.5-3)式中时间变量作一坐标平移，即将反射波到达时间统移至零点，可令j=k-r_i，于是地震记录可表示为

ƒ_i，j+ri=s_j+n_i，j+ri (3.5-4)

设地震反射波s_j的估计值为

；利用最小平方原理，求估计值与多道地震记录的误差平方和Q为

地震勘探原理、方法及解释

并令

=0，解得

地震勘探原理、方法及解释

为反射信号的最佳估计值，当噪声n_i的平均值为零时，估计值为实际反射信号，即

。将最佳估计值

代入(3.5-5)式，得误差能量最小的能量表达式

地震勘探原理、方法及解释

以上式中：N为叠加道数，M为反射波时窗长度(点数)。

在信号最佳估计中，(3.5-7)式表示叠加能量的基本方程，由r_iΔ=t_xi=t_xi(V)，即有Q=Q(r_i)=Q(V)，当反射波初至r_i正确时，或动校速度正确，能量达到极小。因此，该式也为叠加速度分析中判别最佳叠加速度的基本准则。实际应用中，可将求极小转变为求极大，通过对(3.5-7)变形，可得到以下三个实用的判别准则：

3.5.1.1.1 平均振幅能量准则

地震勘探原理、方法及解释

地震勘探原理、方法及解释

式中：E(t₀，υ)为总能量；

为平均振幅能量，当Q→Q_min时，

。

3.5.1.1.2 相似系数准则

地震勘探原理、方法及解释

地震勘探原理、方法及解释

S_c称为相似系数。

3.5.1.1.3 互相关准则

地震勘探原理、方法及解释

地震勘探原理、方法及解释

K(t₀，V)为互相关系数。

三种判别准则分别利用了地震波的不同特征，实际应用中各有优缺点。若将三者组合应用效果最佳。

3.5.1.2 速度谱

速度谱的概念是仿照频谱的概念而来的。频谱表示波的能量相对频率的变化规律，而将地震波的叠加能量相对速度的变化规律称为速度谱。速度谱是速度分析中最常用的一种表示速度分析结果的形式。根据三种不同的判别准则而制作的速度谱，又可分别称为叠加速度谱、相似系数速度谱和相关速度谱。

3.5.1.2.1 叠加速度谱的基本原理和制作方法

由前述可见，叠加能量

是t₀和V的函数，这是一个二维变量的最优化问题。对于速度分析中的这类二维优化问题求解，通常采用最原始、最简单且最可靠的方法——扫描试验法进行工作。对某一反射波t₀，用各种速度值V_j逐一计算

的大小，当V_j=V(t₀)时，

达到极大。V_j称为扫描速度。实际工作中，反射波的t₀也是未知的，但可将每个采样点(或隔一定间隔)的t₀时间均看作存在反射波进行t₀扫描。例如对某一给定的t_ok时间，按一定速度步长(或间隔)的扫描速度V_j计算其共中心点道集反射波时距曲线

地震勘探原理、方法及解释

(i=1，2，…，N；j=1，2，…，J)

据此曲线在共中心点道集各道上取值并叠加，计算叠加振幅能量。改变t₀重复以上几步，可得一个二维叠加能量矩阵。

地震勘探原理、方法及解释

其中k为计算的t₀总个数，J为扫描速度个数。

也称为叠加速度谱能量矩阵。

当扫描速度中某一速度值与该层速度V(t_OR)一致，则用(t_OR，V(t_OR))计算的时距曲线与实际反射波同相轴一致，叠加后其能量必为极大。而对于速度参数与实际不一致或者不存在反射波的t₀时间，叠加能量变小或趋于零，如图3-27(b)、(c)。我们将同一t₀不同速度计算的能量曲线称为速度谱的谱线，即速度谱由多条谱线组成。根据以上原理检测能量矩阵中能量团的极值点所对应的t₀和V(t₀)，即为该t₀对应的最佳叠加速度。各能量团极值的连线即为速度随深度的变化曲线，称为V(t₀)曲线，如图3-27(d)所示。

图3-27 用多次覆盖资料计算速度谱原理图

由此可见，叠加速度谱的制作过程主要由三大步组成，即t₀扫描、速度扫描和计算叠加能量。对于相关速度谱，只需将计算叠加能量改为计算相关系数即可。

3.5.1.2.2 速度谱的显示

将速度谱能量矩阵如何用图形表示称为速度谱的显示问题。二维能量矩阵若用图形表示就是一个三维问题。一般用二维平面坐标分别表示扫描速度V_j和t_Ok，将叠加能量以不同的形式显示就形成了不同形式的速度谱。如图3-28所示的为三维形式的速度谱，其中显示的“小山头”为能量团。每个能量团对应着一个反射信息。

图3-28 三维显示形式的速度谱

更为常用的显示方式为等值线平面图形式的速度谱。如图3-29，该图是将三维的能量团以一定的等值线间隔投影到平面上的结果，封闭的多条等值线为能量团。另外速度谱还可以用并列谱线的形式显示或谱线变面积显示，如图3-30、图3-31所示。可见速度谱显示可有多种不同的形式。

图3-29 等值线平面图形式的速度谱

(注：1ft=0.305m)

图3-30 波形并列曲线形式的速度谱

3.5.1.2.3 速度扫描

以动校叠加为基础的另一种速度分析方法就是速度扫描。速度扫描是最简单、最直观的速度分析方法。一般有两种方法。

方法之一，是用一组试验速度分别对某一CMP道集作恒速动校正。即一次用一个试验速度对道集记录上所有t₀时间计算动校正量，进行动校正，得到一个校正后记录道集。将使用一组连续递增的试验速度进行恒速动校正后的记录排成一排(图3-32)。研究这一排记录就能得到速度随t₀变化的曲线。因为当所用的某一试验速度正好与某一t₀时间所对应的真实速度一致时，此t₀时刻的同相轴会校正得平直或比较平直，其他同相轴或者上弯(速度过高，校正不足)，或者下凹(速度过低，校正过量)。寻找各试验速度校正记录上的平直同相轴就可以得到速度曲线。

图3-31 变面积并列曲线形式的速度谱

另一种方法是用一组试验速度对一组CMP道集进行恒速动校叠加，对每个试验速度可得一组叠加道集。当速度合适时，会叠加出能量较强、连续性较好的反射同相轴。寻找各试验速度校正叠加后记录上能量强、连续性好的反射同相轴就可以得到速度变化曲线(图3-33)。

速度扫描法由于直接从动校正记录或叠加道上提取速度，得到的速度比较可靠，一定是叠加效果最好的速度。此方法适用于地震地质条件复杂，得不到好速度谱的地区。但是，此处理方法很费时间，成本高，限制了它在批量处理中的广泛应用。目前利用图形图像技术将速度谱和速度扫描相结合的交互速度分析方法具有更好的效果和优越性。