目录介绍：

• 1、地震勘探 分辨率 多少米
• 2、地震勘探的基础知识
• 3、振幅处理及提高信噪比、分辨率的处理方法
• 4、地震物理模型正演在准噶尔腹部侏罗系研究中的应用
• 5、地震勘探中分辨率和信噪比有什么关系
• 6、地震分辨率和高密度问题

地震勘探 分辨率 多少米

研究表明

最佳分辨率取决于信噪比谱，也就是说，提高分辨率的关键是改善信噪比谱。影响分辨率和信噪比的因素有大地滤波，检波器阻尼，动校正和水平叠加，反褶积等。大地滤波相当于一个低通滤波，震源产生的噪声与同一时刻到达检波器的信号相比，信噪比谱有随频率增高而增高的趋势，环境噪声与记录上相同时间出现的信号相比，信噪比谱也可能向高频方向减小。因此克服环境噪声特别是消除检波器附近的环境噪声至为重要。吸收介质中的波散作用需要进行补偿。风化层不仅影响信号的振幅，而且所造成的相延迟还与风化层厚度和频率呈一种非线性关系。不同阻尼条件下，检波器的冲激响应不同，阻尼越大，冲激响应越尖锐，这种情况对低频成分有衰减作用。在低频噪声严重情况下，用较大阻尼可充分利用仪器的动态范围。适当控制排列长度及选择切除参数，可避免动校正拉伸所造成的高频信噪比降低。常规反褶积在使子波尖锐化的同时，还使反射系序列白化，实际上反射系数序列与白色序列有较大的差别，因此在动校正之前采用多道平均求反褶积算子，有助于改善反褶积的结果。

地震勘探的基础知识

一、波动物理学基本概念

在我们开始讨论地震波之前，有必要了解波动物理学的一些基本概念。一是波的传播速度，另一是波动所引起的位移的频率和大小度量。地震波形上的波峰与波谷与零点间的高度称之为振幅（图2-1-1），通常用A表示。一个地震波的能量E正比于振幅的平方。

下面的几个重要方程可将地震波的频率与距离和时间联系起来。波长λ通常用来描述地下或其他介质中传播的波上两个连续波峰或者波谷之间的空间距离，频率f为两个连续波峰或者波谷之间的时间周期T的倒数，而波的传播速度v是频率和波长的乘积。

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图2-1-1 波动中名词概念与波形同相和反相示意图

根据这些基本的关系，我们能够对一个地震记录进行有意义的分析和计算，特别是当地震记录由多道数据组成且检波器到震源的距离为已知的时候。

求取地震波动问题的完整解需要用到波动方程，其一维形式如式（2.1.2）所示，其中u是波动所引起的位移，x是横向坐标：

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通过对其微分可以验证该方程一个特殊而有用的解的形式为：u=Asink（vt-x）。这里A为振幅，kvt是频率，-kx为相位。

根据费马的最小时间原理，地震波从一点传播到另一点是沿着某一路径进行的，在该路径上波的传播时间最短。

近地表地震技术通常研究的是离震源几米或更远一点地方的弹性变化情况，至少在实际应用中是这样。在离震源更近的地方，常常会发生塑性形变或者断裂，因此常规的地震分析方法并不总是适用。

在弹性情况下，一个物体能够承受多次的变形而不发生永久的破损。当变形超过弹性限制时，损坏就会发生，或者是发生破裂（由断裂造成的破损），或者是渐渐地由塑性形变引起的不可恢复的损坏。为了我们研究地震波的目的，我们将假设除了离地震震源非常近的地方以外，其余处为弹性形变。

二、地震波的种类

地震波被分为两类：一类是体波，它是在地球内部沿着所有方向传播并可达到所有深度的波；另一类为面波，它的传播往往局限于地球表面下数个地震波长的范围内。因此两类波的应用和分析方法都不尽相同，其中体波通常用于资源勘探和地震观测的目的，而面波一般被认为是体波研究中的噪声，但有时也被用来进行层状地球性质的研究。

1.体波（P和S波）

图2-1-2显示了体波的传播路径，图2-1-3给出了体波在两层介质传播时间与距离关系的示意图。

图2-1-2 体波传播路径示意图

图2-1-3 体波在两层介质传播时-距示意图

体波的两种形式是：压缩波（P）和剪切波（S）。P波在反射和折射地震勘探以及地震研究中有着广泛的应用。P波属于声波，因此它满足声学中一切物理定律，其在传播介质中的粒子振动方向与波的传播方向相同。P波的传播速度为：

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式中：K是体积模量；μ是剪切模量；ρ是波所传播介质的密度。

要注意方程中的v是波的传播速度，它是一个标量，而不是物理学中通常的矢量。P波将引起波所通过介质的物质的瞬时体积发生变化，而不会引起物质的瞬时形状发生变化。

常用介质的P波速度情况如表2-1-1所示。

表2-1-1 常用介质的P波速度

横波（S波）或者称为剪切波，其传播方向垂直于粒子运动的振动方向。由于其在相同的介质中的传播速度低于纵波的速度，有时也被称为次波。由于纵波与横波的传播路径相同，它们的速度的差异就使得可以利用纵横波的时差用来计算震源到观测站或记录站的距离。横波通过介质时并不改变介质的瞬时体积，而只改变介质的瞬时形状。

S波通常用于浅层工程项目，特别是在井间观测以获得土壤和地基的剪切模量时。在地震勘探领域，横波比纵波的应用要少得多。但是由于某种原因，人们对面波的应用有着较强的兴趣，包括岩性确定、断裂探测以及流体含量的现场确定。S波速度的公式如下：

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由于流体没有剪切力，故其剪切模量为零。也就是说，横波在流体中不能传播。这个结果曾在1900年导致了地球内部液态核的发现。横波在流体内无法传播的事实使得人们有可能应用它（或缺少它）的情况来探测地下溶洞，但是到目前为止该领域的研究还没有出现令人满意的结果。

横波同光非常相像，在发生反射或折射时会表现出极化的特点。特别是当它在含有断裂的岩石中传播时，在某一优势方向上通常会产生这种情况。这种情况是由于不同极化方向上的能量在介质中有不同的传播路径。

在用来显示波不同种类的图2-1-4中，左边是在美国堪萨斯大学一个专门用于浅层地震实验的场地上用来福枪作为震源，100Hz检波器接收所获得的地震记录，可以看到P波和瑞雷面波比较明显；右边为在相同的场地上，利用锲形震源和水平检波器所获得的记录，可以看到S波和勒夫面波主导整张记录。

P波与S波速度的比值在确定震源与接收器之间的岩性以及求取介质的物性常数方面有着重要的意义，包括在地震灾害研究和建筑地基的研究中都有应用实例。该比值有时也会在石油工业领域被用来区分砂岩和页岩。孔隙介质中的水对横波的速度影响很小，但对P波的速度影响却很大，这使得该比值在地下水的研究中十分重要。

利用前面所分别给出的P波和S波的速度公式，我们可以得到：

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vP/vS值对于火成岩、变质岩以及大多数的硬质沉积岩，例如致密石灰岩和胶结紧密的砂岩来说通常为1.7左右。而对一些较软的岩石，比如页岩以及胶结差的砂岩，其比值可以达到2.0左右。对于未固结的沉积物来说，比如河流三角洲以及漂砾石等，其比值在2.0到7.0之间变化。

图2-1-4 波的不同类型示意图

对于土木工程和地质工程来说，泊松比（σ）是一个非常重要的参数，它同vP/vS比值的关系为：

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泊松比对石灰岩、硬质砂岩和很多火成岩和变质岩来说，其值大约为0.25左右，对未固结的沉积物来说，其值可高达0.45。有些地区的地震波的场地放大效应可以用近地表地质层的泊松比平面等值线图来预测。

2.面波

当人们要利用体波进行地球内部勘探时，面波在大多数情况都被认为是一种噪声。在某些情况下，它甚至使体波方法实验不能被有效地开展，特别是当使用老式地震仪器时。由于地震面波大部分是在地球表面下一个波长的范围内传播的，因此当在地表进行记录时，地震记录上的最大振幅往往就是地震面波。地震面波在地震勘探领域的另一个名称叫做“地滚波”，这是因为在地震爆炸震源的附近人们可以有其在地面滚动的感觉。

瑞雷波和勒夫波是大多数物理情况下产生的面波。根据科学文献，我们通常所见到的面波速度约为其横波速度的92%，这只有在泊松比为0.25时（这在一些硬的岩石中，比如花岗岩、盐岩、石灰岩等岩石中是很典型的）才真正成立。对于泊松比为零的情况，面波的速度为横波的87.4%，而对于泊松比为0.5时，面波的速度则等于横波速度的95.5%（Grant and West，1965）。对于未固结的物质来说，泊松比的范围一般在0.40到0.45之间，瑞雷面波的速度是未固结物质横波速度的94%的假设是正确的，其误差不会超过1%。

上述两类面波传播时往往局限在浅于一个面波波长的体积范围内。因为长波长的面波传播深度较大，而那里的传播速度通常也比较大，因此可以说波长越长的面波其传播速度也越大，或者至少说它以同短波长面波不同的速度传播。由于不同波长的面波以不同的速度传播，它们从震源向外扩散趋向于随着时间变化，其传播距离越来越远。这种扩散方式通常被称为频散现象，面波在大多数情况下其实就是一种典型的频散波。

对于最简单的瑞雷面波，当在一个半无限的各向同性空间的表面上观测时，其传播速度只同介质的物性有关，也就是说是无频散的。当遇到层状介质或者速度梯度介质时，瑞雷面波的速度将依赖于瑞雷面波的波长。因此，面波的频散比较弱就表明地下的成层性较差。瑞雷面波的粒子运动形式是一个逆向的椭圆轨迹，它同湖面上微波泛泛时鱼漂的运动很相似。

勒夫面波其实就是局限在近地表地层内的多次反射的横波。它们需要在地表下有一个供其传播的低速层。实际上，正是这个勒夫面波的干涉，才使得近地表的横波勘探工作很难开展。从理论上来说，当存在一个近地表高速层覆盖在一个低速层的情况下浅层横波勘探应该能取得较好的效果，因为这时勒夫面波的干涉将不会存在。

应用面波来作为近地表地震勘探分析的信息来源的潜力应该说还是很大的。这是因为在大多数情况下，地震勘探都是把面波作为噪声来处理，因此很少来分析面波中到底都包含了那些地学信息。从这个意义上来说，在这个领域是有可能作出一些创新性工作的。

在过去的十年里，该领域的工作主要集中于发展了一种被称为“面波谱分析”（SASW）的技术，它主要是由美国得克萨斯大学和密执根大学的土木工程师提出来的。应用这种SASW技术，人们可以通过正演模型或者通过对面波速度的反演来获得近地表地下物质的刚度系数剖面。对不同频率范围的瑞雷面波进行分析，就可以得到深度信息。最近美国堪萨斯大学的地球物理学家也提出一种被称为“多道面波分析”（MASW）的技术（Park J.，Xia J.，1999），它与SASW所不同的地方在于应用了多道地震记录，一方面提高了用于获取频散曲线的频率扫描精度；另一方面由于其观测系统与地震反射方法一样，还可以同地震反射勘探同时进行。

三、层状介质中的地震波

上面的讨论中，大多数情况是假设地下介质是一个半无限弹性空间，这种情况下的波的传播是比较简单的。层状介质中的地震波传播情况是不同的，而且相对于非层状介质来说是比较复杂的。比如说，勒夫面波需要层状介质的存在，瑞雷面波只有当某种层状特性存在时才会有频散特性。另外地震反射只有当遇到地层界面时才会发生。

当界面存在时，我们就会遇到频散现象、地震折射、地震反射和勒夫面波。另外，有时还可以看到不同类型的波在地质界面上发生转换。

在理想的情况下，我们希望通过地震方法能够像图2-1-5所描绘的那样揭示地下的地质情况。但实际上，我们借助于解释模型只能近似的得到地下介质的部分物理性质。

1.近法线入射时的反射

为了方便起见，我们将假设在下面的讨论中，地震波在地下某个深度的水平界面上发生垂直反射。这种假设对于入射角或反射角为15 °以内的地震反射射线来说并不太坏。对于较大入射角的情况，可以利用反射矩阵的托布尼兹方程求解来获得反射波、透射波以及转换波的相对振幅。

图2-1-5 地质模型与所对应的地震记录响应示意图

通过界面的地震波能量将取决于界面的声学性质差异。一个特定地层的速度和密度的乘积被称为该地层的声阻抗Z

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一个声学界面的法线入射反射波的强度取决于其同界面声阻抗有关的反射系数R：

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这里ρ1和v1分别是第一层（界面上方）的密度和层速度，而ρ2和v2分别是第二层（界面下方）的密度和层速度。

法线入射时的反射波极性和振幅可以从反射系数中看出。如果第一层的声阻抗比第二层的声阻抗大，那么返回到地表的地震反射将发生极性反转，比如石灰岩覆盖在页岩之上的情况。由于极性的反转使得地震反射数据的解释变得更加困难。从图2-1-6可以看出，一个典型的地震记录上的波峰数目并不等于地下反射层的数目。

图2-1-6 四个地质层的反射系数序列与单道地震响应示意图

另外还应注意，如果地下的第二层是空气，比如说地下充满空气的空洞（密度在这里几乎为零）的情况，全反射将会发生，而且极性将发生反转。同时从式（2.1.8）也可以看出，如果第一层的波阻抗等于第二层的波阻抗，反射就不会发生。例如在一套页岩层中，有一个明显的颜色变化，这同一种特定的标志化石的消失正好对应。地层学家就有可能将其划分为两个不同的地层，而由于这两层的波阻抗是相同的，事实上也确实是这样，因此在地震解释上，这一套页岩就是一个地层。反射地震有着其本身的局限，而这只是其中之一。

当地震波是垂直入射到一个界面时，它将不是发生反射就是发生透射。根据能量守恒定律，反射和透射的总能量必须等于入射的总能量。除了反射系数之外，透射系数可以用下面的公式来计算：

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图2-1-7到图2-1-9显示了当速度发生变化而且不是垂直入射时，地震射线路径所受到的影响。

图2-1-10为一个简单的两层介质（速度递增模型）中折射波的射线路径草图。

另外图2-1-11还显示了某一单一反射的传播时间随着炮检距变化而变化的理论观点。从时距曲线上来看，该反射同相轴表现为一个双曲线。这个随着距离变化而发生的传播时间差异就是人们所熟知的“正常时差”（NMO）。

2.波型转换与广角反射

当震源激发后，地震能量从震源处向各个方向辐射。其中有些纵波的能量在声阻抗界面被转换为横波。这种从一类波型转为另一类波型的现象被称为“波型转换”，这种情况当检波器的炮检距相对于反射层的深度较大时比较普遍。

在地震纵波的总场中包括了非近法线入射时在声阻抗界面发生的反射。通常至少有下列的六种情况可以发生：①反射角等于入射角的返回到地面的反射纵波；②根据斯奈尔定律以首波方式沿着速度界面传播到地面的折射纵波；③通过界面进入下一地层的透射纵波；④由于波型转换从纵波而成为的反射横波；⑤发生波型转换并遵从斯奈尔定律以首波形式沿界面向上传播的折射横波；⑥透射纵波在界面上发生波型转换并以横波形式在下一地层中传播的波。

图2-1-7 基岩上覆冲积层简单地震反射路径示意图

图2-1-8 基岩上覆粘土层和砂层的速度向下递增模型的地震反射路径示意图

图2-1-9 基岩上覆砂层和粘土层的中间低速模型的地震反射路径示意图

图2-1-10 速度递增模型的地震折射路径示意图

上述这6种类型的波的振幅可以从托普布尼兹方程中求得，该矩阵具有相当复杂的三角对应关系。这些方程的推导和讨论可以在很多的高级地震教科书中发现。

四、地震能量损耗的机制

当地震波从一个地方传播到另一个地方时，有几件事情要发生，它包括反射、波型转换、折射，这些都已经在前面简要地提起过。其他的损耗机制还包括几何扩散、衰减和随着传播距离增大的频散。图2-1-12给出了一个人工形成的地震波的传播距离同地震波频率的关系。这些影响地震波传播距离的几个因素将要在下面进行讨论。图2-1-13图示性地给出了地震波损耗的影响因素。

图2-1-11 简单水平双层的多道地震反射路径与时间记录示意图

图2-1-12 体波传播距离与其频率的对应关系

对于大多数的震源来说，其振幅谱通常是未知的。这时由于很难测定像在瞬间引爆的高能炸药附近的剧烈运动情况。同时，脉冲型的震源比如重物落锤、人工锤击、枪弹射击等会在地下的某个体积内产生塑性形变。而在这个体积内，常规的波动传播理论并不成立。因此，我们这里所讨论的损耗机制是在这个塑性形变区域之外的。塑性区域内的能量损耗机制我们这里将不涉及，因为在过去的文献中，这个问题的研究也不多见。

如果我们从一个震源向外观察，波动的能量辐射像是一个半径随时间线性增加的圆球，其波前面上的能量密度将会以1/R2衰减。因为能量是正比于振幅的开方，振幅将以1/R的因子随着球面扩散而衰减。在面源的情况下，能量是集中于一个半球形的波前面上，而不是球形面。这在理论上可以说其具有比点源的初始振幅大两倍的特点，但衰减速率将依然是正比于1/R的。这种衰减效应被称为球面扩散，或者几何扩散。

作为另一种几何扩散的例子，我们考虑一个石子投入湖水的情况。这个波前是一个圆环形而不是一个半球面。因此波前上的能量密度将以1/R衰减，振幅将以衰减，而不是地球内部时的1/R。面波的情况就同投石于水中一样，它也是一个二维问题。因此面波就有着一个体波所不具有的随着传播距离增加，而相对振幅衰减不大的优越性。

对于反射波来说，将发生一种另外的也是明显的能量损耗。对于垂直入射的情况，我们已有公式（2.1.8）来表述反射系数。在大多数情况下，反射系数大约在0.1 到0.3 之间。这也就是说，有70%到90%的地震波能量将穿过界面而不作为反射能量立即返回地面。如果能量入射到界面的角度偏离法线较大时，其影响的好坏将取决于前面所提到的托布尼兹方程的计算结果。

图2-1-13 多个影响地震振幅的因素示意图

另一种能量损失是由衰减所引起，尽管衰减的机制到目前还有争论。但其对于必须面对它的人们来说并不十分重要，这是因为我们在任何情况下，还无法控制地震波在地球内部物质发生的大范围衰减。另外也是由于广义上测量衰减的技术同衰减的机制关系不大所致。

通常情况下，地震波在地球内部物质的衰减遵循下列衰减方程：

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这里A0是在某一任意距离上测量的参考振幅，α是衰减因子，Ax是在距离x上的振幅。由于衰减同频率有关，它通常用波长λ来表示，因此字母Q或者“品质因子”有下列显式：

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表2-1-2 常见物质的Q值

上式中Q是一个无量纲的数值，有时也被称为吸收系数。较高频的信号由于波长较短，因此从公式上可以看出高频信号衰减的就快。Q的倒数表示波在传播的一个波长距离后的能量衰减部分。比如，淤积物质实际上的Q值大约为10。它表明有10%的能量在其每个波长的传播过程中消失了。注意，这并不是说所有的能量将在传播10个波长的距离后消失。而是对于每一个传播的波长来说，剩余的能量的10%将消失。

常用的Q值如下面的表2-1-2所示：

在前面我们曾提到面波是具有频散性的。频散当某些不同波长的信号以不同的速度传播时就会发生。这种情况往往是在传播的路径上有与波长相比拟的异常或者特征存在时发生。比如，一个竖直高度为3m的废弃煤矿坑，将会影响波长为1m左右的信号。同样地，波长为100m左右的波是不会受到这类异常影响的。然而，该异常能使得对应于波长100m的波到达时间与那些波长1m的波的到达时间有所不同，因而引起频散。

另外一些干涉现象也能引起原始地震记录或者处理后数据的信号形状产生差异。它们包括多次反射、波型转换、绕射以及散射等。另外在浅层反射地震记录上，还有直达波、声耦合波（空气中传播的声波）与折射波、面波的干涉效应影响。

五、地震分辨率

地震学家必须面对地震信号强度随着距离衰减的问题。我们必须在力学定律、信息理论以及电子学所能达到水平等方面的限制范围内开展工作。近地表的有些能量损失可以通过诸如合理埋置检波器、深挖激发井，或者选择合适的采集日期以避免人文与气候条件所引起的噪声来解决。在其他情况下，我们可以通过使用好的地震仪，更多的道数以及改进采集参数等办法来提高分辨率。有时在信号进入大线之前采用多个检波器串联在一起以提高电压也是一个解决办法。

使用地震方法目的是了解地球内部一定体积物质的特性。不管信号可能有多强，分辨率都将受到几何条件和信息理论的限制。这些限制也许就像我们用常规光学显微镜看不见物质中的原子和分子一样，这是因为光的波长太长使得我们难以探测到分子水平的变化。在大多数的情况下，地震震源和检波器均布置在地表或者近地表。信息以波动的形式向下发射并遵循物理学定律和实际上应用的信息理论。信息理论的一些基本定理将在下面予以简单介绍。

从地震的术语来说，我们称“子波”为一个包含数个周期的地震脉冲（Sheriff，1991）。Sheriff还定义了“基本子波”（basic wavelet）的概念，就是法线入射时从单个反射界面（反射系数为正）上所反射的时间域波形。他定义时间分辨率为区分两个十分接近信号性质的能力。为了获得最佳的分辨率，我们需要一个延续时间尽可能短的子波，以便与从相邻的声学界面上反射的子波之间没有干涉（图2-1-14）。对于提供最佳分辨率的Sheriff所定义的子波来说，它必须具有尽可能少的周期个数。

换句话说，我们通过提高频率而得到高分辨。然而，有时我们为得到高频所付出的代价是子波中的周期个数增加，它使得波形出现Sheriff称为“振荡”的现象。从信息理论的观点来看，最佳分辨率是通过数据的宽频带来实现的。也就是说，数据中应包含很多的不同频率的信息，而不仅仅是高频。

理想分辨率可以通过一个纯脉冲——没有延续时间的能量脉冲来实现。尽管这样的震源是不可实现的，但对于很多地震应用来说，小炸药爆破可以获得近似的效果。爆炸震源的子波脉冲宽度反比于频率带宽。也即频带越宽，分辨率越高。

根据我们前面对分辨率的定义，Sheriff，R.E.（1991）给出了一个“可分辨极限”的概念。“人们能够判定多于一个反射层的最小距离，其值取决于所判定的标志。瑞雷分辨率极限是λ/4，这里λ是主频信号的波长。”Widness（1973）通过分析两个反射层的反射子波开始互相干涉引起波形形状变化的情况给出了一个λ/8的极限。Sheriff（1991）也定义了一个“可探测极限”的概念，它是指在背景上能够反映出反射的一个层的最小厚度。它有时近似地选取主频信号波长的1/30作为标准。

图2-1-14 显示薄层地震反射记录分辨率的模型与合成地震记录

为了能够检测出一个夹在两个厚层之间的薄层，如果有必要的话，我们可以考虑使用高频而牺牲带宽。在这种情况下，数据可能会出现振荡。但这没有关系，因为仅对这一薄层有兴趣，此时人们对噪声的容忍程度要比平时多个反射层的情况高很多。

高分辨率地震反射数据通常含有比在地震勘探中认为正常的剖面要多得多的噪声。一个高分辨地震数据处理公司的负责人曾说过，“如果你是将地震剖面出售给石油钻井的人，你就不要拿出高分辨的，因为它看起来噪声太大。但如果你是在考虑将自己的钱投入其中，那么你就会要最高分辨率的数据，尽管它看起来噪声很大。”

我们前面将注意力主要集中于时间和频率的分辨率方面。现在我们将从空间分辨率方面进行讨论。为了描述反射地震的基本概念的目的，我们将利用射线理论结合平面波和回声经验来阐述。实际上，地震波能量是以波的形式传播的并完全遵守波动理论。因此，从许多方面来说，光理论是要比射线理论更接近地震波的物理概念。

入射到一个反射层的地震能量并不是一个点上反射的，而是从地下的一个区域上反射的，这个区域通常被称之为菲涅尔带。所计算出来的第一菲涅尔带的尺寸可以被用来作为水平分辨率的估计。尽管这个带宽和高分辨数据的分辨率要小于其主频的第一菲涅尔带的尺寸，但重要的是从相对意义上来说，水平分辨率是正比于第一菲涅尔带的大小的。

第一菲涅尔带是一个反射层的一部分区域，在这个第一反射能量的二分之一波长内其反射能量可以到达检波器（Sheriff，1991）。这个定义假设了波前的传播满足惠更斯原理，而不是射线理论。在这种假设下，入射角和反射角也许略微不同。从我们在地震记录上可以测得的参数来考虑，第一菲涅尔带的半径可以由下式来计算：

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这里R是从地表到反射层的距离，v是地震波速度，f是我们所感兴趣的频率。而T0则是反射层与地表之间的双层旅行时。进一步地我们可得到第一菲涅尔带半径r的表达式：

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一般来说水平分辨率要比第一菲涅尔带半径要小一些。Sheriff（1991）建议用该半径除以2的平方根作为分辨率的值，它至少给出了一个与水平分辨率同一数量级的参考值。

振幅处理及提高信噪比、分辨率的处理方法

在地震资料处理中，高度保持地震波的真振幅特征，尽量提高地震记录的信噪比和分辨率，即称为“三高”处理，这一直是地震资料处理人员追求的目标。因为“三高”处理的质量直接影响到岩性参数提取以及地震勘探的精度和效果。

10.3.1 真振幅恢复

保持地震波的真振幅特征（简称保幅处理），从广义讲应包含两大方面内容：即真振幅恢复（或称振幅补偿）和其他各项处理中的振幅保持问题。本节主要讨论真振幅恢复的方法，而对其他各项处理中凡要影响到振幅特征的处理方法，则要采取相应的措施，尽可能的使振幅的相对关系保持不变。

地震记录经增益恢复处理后，其振幅特征已与地表检波器所接收到的地震波振幅特征一致。这种振幅仍不称为真振幅，我们所谓的真振幅是指由地层波阻差而产生的反射波振幅，即能反映地层岩性变化的振幅。在地表所接收到的振幅除有地层波阻抗的变化因素外，还有球面扩散因素以及非弹性衰减的因素，因此需要消除球面扩散和非弹性衰减的影响，恢复地震波的真振幅特征。

球面扩散是当波离开震源传播时由于波前扩展造成的振幅衰减。这样的振幅衰减（A）与传播距离r成反比

勘查技术工程学

其中v是界面上覆介质的平均速度；t是反射的记录时间。对球面扩散作校正需要用时变函数vt乘以数据。

非弹性衰减是弹性波能量在岩石中传播时，由于内摩擦而耗散为热被地层吸收的结果。原理部分已说明这种衰减是频率和传播距离的指数形式的函数

勘查技术工程学

其中α为非弹性衰减系数（吸收系数）

勘查技术工程学

所以，用函数eαvt乘以数据就可校正非弹性衰减。至此，真振幅恢复处理完成。

系数α可从增益恢复及球面扩散校正后的振幅-时间函数来测定。为了得到α的较好统计估计，要用一组地震道测定能量来求得衰减曲线。

还有另一种真振幅恢复的方法，这时不需要速度信息。在增益恢复之后，假设振幅衰减是指数函数。因此，按照最小平方法，用指数函数拟合增益校正后的记录，就得到真振幅校正函数（即包括球面扩散和非弹性衰减校正两者）。

前述已知，波前发散因子K为

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式中r和t分别为波的传播距离和传播时间，C和a为与地层速度有关的常数。

吸收衰减因子是

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式中α是吸收系数；b是待定的常数。波前发散和吸收衰减总的影响是

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求取a和b的方法如下。

从地震记录上读取反射波的振幅极值（波峰或波谷），以（10.3-5）为回归方程，得

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式中：ut=lnAi-lnti；Ai，ti为振幅极值及其对应的时间；N为振幅极值的点数。校正函数是a-1tebt。

为了获得有代表性的真振幅恢复参数，所选的地震道应是没有多次波及有较高的信噪比。对地质条件稳定地区，一组参数就可代表全区。在工区内地质条件有较大变化时，这些参数要重新计算。

10.3.2 提高信噪比的数字滤波处理

在地震勘探中，用于解决地质任务的地震波称为有效波，而其他波统称为干扰波。压制干扰，提高信噪比是一项贯穿地震勘探全过程的任务。除在野外数据采集中采取相应措施压制干扰外，在地震资料数字处理中数字滤波也是一项非常重要的提高信噪比的措施。

数字滤波方法是利用有效波和干扰之间频率和视速度方面的差异来压制干扰的，分别称为频率滤波和视速度滤波。又因频率滤波只需对单道数据进行运算，故称为一维频率滤波。实现视速度滤波需同时处理多道数据，故称为二维视速度滤波。本节主要介绍这两种滤波方法。

10.3.2.1 一维频率滤波

所谓一维数字滤波是指用计算机实现对单变量信号的滤波，该单变量可以是时间或频率，也可以是空间或波数。以时间或频率为例讨论一维数字滤波，其他原理相同。

（1）一维数字滤波原理

设地震记录x（t）是由有效波s（t）和干扰波n（t）组成，即

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其频谱为

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式中：X（f）为 x（t）的频谱；S（f）、N（f）分别为 s（t）、n（t）的频谱。如果 X（f）的振幅谱|X（f）|可用图10-6表示。说明有效波的振幅谱|S（f）|处在低频段，而干扰波的振幅谱处于高频段。

图10-6 有效波和干扰波频谱分布示意图

若设计一频率域函数 H（f）的振幅谱为|H（f）|，

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其图形为图10-7（a）所示。

令

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及

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在时间域有（利用傅里叶变换的褶积定理）

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称 H（f）为一维滤波器频率响应，（10.3-9）式为频率域滤波方程，h（t）为 H（f）的时间域函数，称为一维滤波器滤波因子（图10-7（b））。（10.3-11）为时间域滤波方程，y（t）和 Y（f）分别为滤波后仅存在有效波的地震记录及频谱，φx（f）、φy（f）、φh（f）分别为滤波前、滤波后地震记录及滤波器的相位谱，以上滤波主要是利用了有效波和干扰波的频率差异消除干扰波，故也称为频率滤波。

图10-7 滤波频率响应及滤波因子

以上所述的滤波器称为理想低通滤波，根据有效波和干扰波的频段分布不同，还可将滤波器分为理想带通滤波器、理想高通滤波器等。所谓理想是指滤波器的频率响应是一个矩形门，门内的有效波无畸变地通过，称为通频带，而门外的干扰波全部消除。在数字滤波中这一点实际是做不到的。因为数字滤波时所能处理的滤波因子只能是有限长，而由间断函数组成的理想滤波器的滤波因子是无限长的。实际应用中只能截断为有限长，截断后就会出现截断效应，即截断后的滤波因子所对应的频率响应不再是一个理想的矩形门，而是一条接近矩形门，但有振幅波动的曲线，这种现象称为吉普斯现象。

由于频率响应曲线在通频带内是波动的曲线，滤波后有效波必定会发生畸变。另外，在通频带外也是波动的曲线，必定不能有效地压制干扰。为了避免吉普斯现象，可采用若干方法，其中之一是镶边法。

10.3.2.2 二维视速度滤波

（1）二维视速度滤波的提出

在地震勘探中，有时有效波和干扰波的频谱成分十分接近甚至重合，这时无法利用频率滤波压制干扰，需要利用有效波和干扰波在其他方面的差异来进行滤波。如果有效波和干扰波在视速度分布方面有差异，则可进行视速度滤波。这种滤波要同时对若干道进行计算才能得到输出，因此是一种二维滤波。

地表接收的地震波动实际上是时间和空间的二维函数g（t，x），即是振动图和波剖面的组合，二者之间通过

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发生内在联系。式中k为空间波数，表示单位长度上波长的个数，f为频率，描述单位时间内振动次数，v为波速。

实际地震勘探总是沿地面测线进行观测，上述波数和速度应以波数分量kx和视速度v*代入。则有

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既然地震波动是空间变量x和时间变量t的二维函数，且空间和时间存在着密切关系，无论单独进行哪一维滤波都会引起另一维特性的变化（例如单独进行频率滤波会改变波剖面形状，单独进行波数滤波会影响振动图形，产生频率畸变），产生不良效果。那么只有根据二者的内在联系组成时间空间域（或频率波数域）滤波，才能达到压制干扰，突出有效波的目的。因此，应该进行二维滤波。

（2）二维视速度滤波的原理

二维滤波原理是建立在二维傅里叶变换基础上的。沿地面直测线观测到的地震波动g（t，x）是一个随时间和空间变化的波，通过二维正、反傅里叶变换得到其频率波数谱G（ω，kx）和时空函数。

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上式说明，g（t，x）是由无数个角频率为ω=2πf、波数为kx的平面简谐波所组成，它们沿测线以视速度v*传播。

如果有效波和干扰波的平面简谐波成分有差异，有效波的平面谐波成分以与干扰波的平面谐波成分不同的视速度传播如图10-8，则可用二维视速度滤波将它们分开，达到压制干扰，提高信噪比的目的。

（3）二维滤波的计算

图10-8 有效波和干扰波以不同成分平面简谐波的传播

二维线性滤波器的性质由其空间-时间特性h（t，x）或频率-波数特性H（ω，kx）所确定。同一维滤波一样，在时-空域中，二维滤波由输入信号g（t，x）与滤波

算子h（t，x）的二维褶积运算实现，在频率-波数域中，由输入信号的谱G（ω，kx）与滤波器的频率波数特性H（ω，kx）相乘来完成。

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由于地震观测的离散性和排列长度的有限性，必须用有限个（N个）记录道的求和来代替对空间坐标的积分。

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式中，n为原始道号；m为结果道号。

由（10.3-15）式可见，二维褶积可归结为对一维褶积的结果再求和。故测线上任一点处二维滤波的结果可由N个地震道的一维滤波结果相加得到。这时每一道用各自的滤波器处理，其时间特性hm-n（t）取决于该道与输出道之间的距离。沿测线依次计算，可以得到全测线上的二维滤波结果（图10-9）。

与理想一维滤波一样，理想二维滤波也要求在通放带内频率-波数响应的振幅谱为1，在通放带外为0，相位谱亦为0，即零相位滤波。因此，二维理想滤波器的频率-波数响应是正实对称函数（二维对称，即对两个参量均对称），空间时间因子必为实对称函数。二维滤波同样存在伪门现象和吉普斯现象，也可采用镶边法和乘因子法解决。因是二维函数，情况复杂得多，通常只采用减小采样间隔（包括时间采样间隔Δt 和频率采样间隔Δf）和增大计算点数（包括时、空二方向上的点数 M 和N）的方法。

图10-9 二维滤波计算示意图（N=5）

（4）扇形滤波

最常用的二维滤波是扇形滤波。它能滤去低视速度和高频的干扰。其频率波数响应为

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图10-10 扇形滤波器的频率波数响应

通放带在f-kx平面上构成由坐标原点出发，以f轴和kx轴为对称的扇形区域（图10-10）。因此这种滤波器称为扇形滤波器。

利用傅里叶反变换可求出其因子为

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当在计算机上实现运算时，需要离散化。对时间采样：t=nΔ，n=0，±1，±2，……，Δ为时间采样间隔，Δ=1／2fc。空间采样间隔即输入道的道间距Δx。

由标准扇形滤波器可以组构出既压制高视速度干扰，又压制低视速度干扰的切饼式滤波器，进而还可组构出同时压制高、低频干扰的带通扇形滤波器和带通切饼式滤波器。

在叠加前应用扇形滤波，压制的目标可以是面波、散射波、折射波或电缆振动产生的波。至于在叠加后的应用，则可压制从倾斜界面上产生的多次反射或侧面波。

10.3.3 提高纵向分辨率的反滤波处理

由地震波的传播理论可知，在介质中地震波是以地震子波的形式在地下传播。地面接收到的反射波地震记录是地层反射系数与地震子波的褶积。因此，地层相当一个滤波器，使反射系数序列变成了由子波组成的地震记录，降低了地震勘探的纵向分辨率。反滤波的目的就是要设计一个反滤波器，再对地震记录滤波，消除地层滤波的作用，提高地震记录的纵向分辨率。

由前所述，地震记录是地层反射系数序列r（t）与地震子波b（t）的褶积，即

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由于子波的问题，使高分辨率的反射系数脉冲序列变成了低分辨的地震记录，b（t）就相当地层滤波因子。为提高分辨率，可设计一个反滤波器，设反滤波因子为a（t），并要求a（t）与b（t）满足以下关系

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用a（t）对地震记录x（t）反滤波

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其结果为反射系数序列。以上即为反滤波的基本原理。

反滤波在具体实现时，核心是确定反滤波因子a（t）。由于地震子波的不确定性以及地震记录中噪音干扰的存在，实际中要确定精确的a（t）是非常困难的，甚至是不可能的。为此在不同的近似假设条件下，相继研究了很多种确定反滤波因子a（t）的方法，这些方法基本可以分为两大类：一类是先求取地震子波b（t），再根据b（t）求a（t）；另一大类是直接从地震记录中求a（t）。每一类中又有很多不同的方法（就仅反滤波方法之多，说明了反滤波处理的难度）。下面就反滤波方法中具有代表性的几种反滤波进行讨论。

10.3.3.1 地层反滤波

地层反滤波属于先求子波b（t），再求a（t）的方法。该方法要求有测井资料以及较好的井旁地震记录道。首先由声波测井资料转换与井旁地震记录道x（t）相匹配的地层反射系数序列r（t），对r（t）及x（t）求其频谱可得频率域方程为

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即有

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式中B（ω）为子波b（t）的谱，再由子波与反滤波因子的关系有

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经反傅里叶变换得 a（t）。式中 A（ω）为反滤波因子的频谱。写成 z 变换，为 A（z）=，可见A（z）是一个有理分式，要使A（z）具有稳定性，分母多项式B（z）的根必须在单位圆外，即要求子波b（t）为最小相位。

利用测井和井旁地震道求取子波及反滤波因子，即可用该反滤波因子对测线的其他道进行反滤波。

10.3.3.2 最小平方反滤波

最小平方反滤波是最小平方滤波（或称维纳滤波、最佳滤波）在反滤波领域中的应用。

最小平方反滤波的基本思想在于设计一个滤波算子，用它把已知的输入信号转换为与给定的期望输出信号在最小平方误差的意义下是最佳接近的输出。

设输入信号为x（t），它与待求的滤波因子h（t）相褶积得到实际输出y（t），即y（t）=x（t）*h（t）。由于种种原因，实际输出y（t）不可能与预先给定的期望出（t）完全一样，只能要求二者最佳地接近。判断是否最佳接近的标准很多，最小平方误差准则是其中之一，即当二者的误差平方和为最小时，则意味着二者为最佳地接近。在这个意义下求出滤波因子h（t）所进行的滤波即为最小平方滤波。

若待求的滤波因子是反滤波因子a（t），对输入子波b（t）反滤波后的期望输出为d（t），实际输出为y（t），按最小平方原理，使二者的误差平方和为最小时求得的反滤波因子称为最小平方反滤波因子。用它对地震记录x（t）进行的反滤波为最小平方反滤波。

设输入离散信号为地震子波b（n）=｛b（0），b（1），…，b（m）｝，待求的反滤波因子a（n）=｛a（m0），a（m0+1），a（m0+2），……，a（m0+m）｝，m0为a（t）的起始时间，（m+1）为a（t）的延续长度，b（n）与a（n）的褶积为实际输出y（n），即

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为地震子波与期望输出的互相关函数。

根据最小平方原理，经推导即可得到最小平方反滤波的基本方程：

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式中，

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为地震子波的自相关函数，

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为地震子波与期望输出的互相关函数。

（10.3-24）式是一个线性方程组，写成矩阵形式为

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式中利用了自相关函数的对称性。该方程中，系数矩阵为一种特殊的正定矩阵，称为一般的托布里兹矩阵，该矩阵方程可用莱文森递推算法快速求解。

式（10.3-27）适应子波b（n）为最小相位、最大相位和混合相位。式中反滤波因子a（n）的起始时间m0与子波的相位有关，其取值规则由子波及反滤波因子的z变换确定。

10.3.3.3 预测反滤波

预测问题是对某一物理量的未来值进行估计，利用已知的该物理量的过去值和现在值得到它在未来某一时刻的估计值（预测值）的问题。它是科学技术中十分重要的问题。天气预报、地震预报、反导弹的自动跟踪等都属于这类问题。预测实质上也是一种滤波，称为预测滤波。

（1）预测反滤波原理

根据预测理论，若将地震记录x（t）看成一个平稳的时间序列，地震子波b（t）为物理可实现的最小相位信号，反射系数r（t）为互不相关的白噪声，由地震记录的褶积模型，在（t+α）时的地震记录x（t+α）为

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分析（10.3-28）式的第一项

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可见这一项是由反射系数r（t）的将来值决定的。若令第二项为

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^x（t+α）是 t 和t 以前时刻的r（t）值决定的，也就是说（t+α）可由现在和过去的资料预测，称（t+α）为预测值。求 x（t+α）与（t+α）的差值为

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ε（t+α）称为预测误差，或称为新记录。比较（10.3-28）及（10.3-29）两式，当预测值已知时，从原记录x（t+α）中减去预测值（t+α）后形成的新记录ε（t+α）中比原记录中涉及的反射系数少，与子波褶积后波形的干涉程度轻，波形易分辨，即分辨率提高了。

在上式中α称为预测距或预测步长。当α=1时，

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即有

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这时（t+1）时刻的预测误差与反射系数之间仅差一个常数b（0）。

因此，选预测距α=1，预测误差为反射系数，达到了反滤波的目的，此时称为预测反滤波。

当α1时，预测误差为预测滤波结果，预测滤波主要用于消除多次波，尤其是消除海上鸣震。

（2）计算预测值（t+α）的方法

在预测滤波及预测反滤波中，关键是计算预测值（t+α），其方法如下。

由反滤波方程

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代入预测值（t+α）的表达式

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式中令τ=s-j，c（s）=b（j+α）a（s-j）称为预测因子。a（t）为反滤波因子。预测值（t+α）为预测因子 c（s）与地震记录的褶积。

现在需设计一个最佳预测因子c（s），使求取的预测值（t+α）与x（t+α）最接近，即使预测误差的平方和（误差能量）

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为最小。根据最小平方原理，可得线性方程组

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式中Rxx（τ）为地震记录的自相关函数

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T为相关时窗长度，m+1是预测因子长度。将（10.3-34）写成矩阵形式为

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解此方程组即可求得预测滤波因子c（t），用它对地震记录x（t）褶积可以求出未来时刻（t+α）时的最佳预测值（t+α）。

地震物理模型正演在准噶尔腹部侏罗系研究中的应用

马丽娟1　赵群2

（1.中国石化石油勘探开发研究院，北京100083；2.中国石化石油勘探开发研究院南京石油物探研究所，南京210014）

摘要 本文针对准噶尔腹部复杂地质体，采用地震物理模型正演方法研究了砂岩储层的地震响应特征，通过处理方法的研究，分析其波形特征及属性特征。研究表明，顶部有煤层的砂泥岩互层的地震分辨率明显低于无煤层影响地层，砂岩含油、气的地震反射波振幅变小、频率降低，含油气层的AVO特征是反射振幅近炮检距随距离增加振幅缓慢减弱，远炮检距反射振幅随距离增加而递增，为储层的识别和流体的预测提供了可靠的参数，对该区下一步的勘探至关重要。

关键词 地震物理正演模型 准噶尔腹部 三工河组 储层预测

The Application of Seismic Physical Simulation in Jurassic in Hinterland of Junggar Basin

MA Li-juan1，ZHAO Qun2

（1.Exploration and Production Research Institute，SINOPEC，Beijing100083；2.Institute of Geophysical Prospecting，SINOPEC，Nanjing210014）

Abstract Using seismic physical forward to model the seismic response of reservoir to complex geologic bodies in Hinterland of Junggar Basin.The waveform characters and attributes characters were analyzed based on processing of seismic data.The result of study shows that the seismic resolution of sand/mud interbed with above coal bed is obviously worse than strata without coal bed.The seismic amplitude and frequency of sand with oil and gas are low.The AVO characteristics of oil and gas-bearing sand oil and gas layers，reflection amplitude diminishing slowly with near offset increase and reflection amplitude intensifying with increase of far offset distance，provide assured parameters for reservoir distinguish and fluid predication and are very important to the next step exploration of this district.

Key words seismic physical forward modeling Hinterland of Junggar basin sangonghe formationreservoir prediction

虽然地球物理以求解反问题为主，但是从整个地球物理问题出发仍然是两类问题：即正和反问题。许多理论研究问题和实际方法研究课题，需要从正问题入手，同时许多反问题求解方法是通过正问题研究来实现的。求解地球物理的正问题，常称为正演模拟［1］。

地下介质的岩性研究对于地震勘探和油气的开发有着重要的意义。在实际的地层中，大部分储层含有孔隙，孔隙中又含有流体，储层在几何形态、岩性不同或是含不同流体的情况下，其在地震记录上总会有反映和变化，但是这些变化的信息非常复杂和隐蔽，如何从非常复杂的地震记录中提取能够反映物性、岩性及含油气性等参数预测储层及其含油气性，是地球物理学家们不断追求的目标。正演模型则是地质与地球物理的桥梁，它不仅可以作为一种认知手段研究地震波在各种复杂介质中的传播规律，同时可以作为一种检验手段，检验各种处理和解释技术的适用条件。

准噶尔腹部侏罗系是隐蔽型圈闭勘探的主要目的层段［2，3］，侏罗系自下而上是八道湾组、三工河组、西山窑组、头屯河组和齐古组，储层主要发育在三工河组和头屯河组。由于西山窑组内部发育了一套或几套煤层，煤层的发育导致了地震波在传播时间、振幅、频率等方面的变化或异常，特别是在盆地沉积序列中，在煤层的下部发育的砂泥岩地层是勘探开发主要目的层时，煤层的存在致使砂泥岩地层在地震记录上反射不好。在准噶尔腹部地区储层识别及含油气预测是油气勘探的关键。因此，开展正演模型的研究，不仅可对地震成像的处理技术提供参考依据，而且可为储层的识别和流体的预测提供可靠的参数，对该区下一步的勘探至关重要。

1 准噶尔腹部概况

准噶尔盆地腹部总体为一凹两“隆”的构造格局［4］，腹部地区主要勘探目的层为侏罗系、三叠系、二叠系和石炭系。受印支运动的影响，三叠系沉积末期，准噶尔盆地抬升遭受强烈剥蚀，之后开始了侏罗系的沉积［5］。准噶尔中腹部侏罗系从下往上主要有八道湾组、三工河组、西山窑组和头屯河组，腹部侏罗系残余厚度一般在1000～1400m 左右，地层对比表明，由于车-莫古隆起的影响，南部西山窑组和头屯河组被剥蚀殆尽。与上覆白垩系之间为区域性角度不整合接触。区域上八道湾组为水进—水退的完整旋回沉积，下部八道湾组三段（J1b3）为一套充填的粗碎屑沉积，以灰色砂砾岩、中细砂岩夹煤层为特征，属于三角洲前缘沉积；三工河组为此次研究的主要层系［6］，该组自上而下划分为3段，即三工河组一段（J1s1）、三工河组二段（J1s2）和三工河组三段（J1s3）；厚度一般为450～650m；主要发育以泥岩为主的滨浅湖沉积。下部发育一套分布稳定、厚度巨大的三角洲前缘沉积砂岩；中部发育以泥岩为主的滨浅湖沉积，上部为曲流河三角洲沉积的砂泥岩互层，西山窑组区域上同时期湖沼沉积非常发育，地层普遍含煤，腹部地区上部遭受削蚀。头屯河组岩性主要为一套褐红色、棕红色泥岩和薄层粉砂质泥岩。

2 模型的建立

地质模型的建立，依据目的层岩性变化、物性变化和形态变化等因素，在每种参数改变时（以单参数变化），其他参数采用该区标准值。在设计模型时，由收集到的沉积环境、钻井岩心、地质露头、测井数据、地震剖面、沉积相及地震相等信息，考虑不同沉积相的沉积特征和岩性特征等，侏罗系三工河组储层发育段沉积相主要以辫状河三角洲前缘水下分流河道砂体为主，岩性主要为砂、泥岩互层、粗砂、细砂、砾岩等，储层的横向形态变化大，厚度横向变化大，在模型的设计中由简单的模型逐渐向复杂的模型过渡。依据地质、测井及岩心分析，准噶尔腹部侏罗系储层以辫状河三角洲前缘亚相沉积模式建立地震正演模型。正演模拟需要解决以下问题：

（1）薄层储层的地震响应问题，在主频一致的情况下，不同相位的地震反射特征不同。

（2）地震分辨率的研究，由于本区辫状河三角洲前缘亚相分流河道储层埋藏深，一般在4000m左右，且厚度大多小于10m，5～10m储层在常规地震上的响应如何，是识别薄储层的关键。

（3）储层流体性质对地震响应的影响，为定量识别流体分辨率提供识别模式。

（4）在储层的上部发育煤层，由于煤层的传播速度低，导致其对下伏地层有屏蔽作用，煤层对下伏地层地震响应的影响如何，是储层精细描述和预测的关键。

针对上述问题，为了从不同角度研究储层的地震响应特征，建立以下模型类型：

地震物理模型模拟实验观测了一条二维线，图1a为莫西庄地区地层结构物理模拟示意图。由于莫西庄地区西山窑组沉积时期湖沼沉积非常发育，地层普遍含煤，庄103井—庄1井以北为煤层沉积中心，目前区内以庄3井揭示西山窑组地层最厚，达217m，含煤3层，厚12.5m。庄4井含煤2层，厚14m，其他如庄5井、庄106井、庄103井和庄102井仅见下部的一套煤层，厚6～9m。庄1井西山窑组地层厚仅30m，未见有煤层，因此模型设计时在砂岩上部增加煤层段，在中间部位尖灭。其次莫西庄地区J1s2储层发育稳定，三工河二段又可细划为

和

两个砂层组，从庄1井、庄102井等钻探结果看，

段砂岩储层在本区分布呈西厚东薄的趋势，

砂层组下部的河道砂体，区域上发育稳定，单层厚度大，其分布几乎覆盖了整个盆地腹部。纵向上，三工河组一段以泥岩为主，横向上分布稳定；

砂层组与

砂层组之间也有一套较稳定的泥岩隔层。从上述认识和三工河组内部的地震响应分析，认为本区三工河组砂体空间展布方式主要为砂岩上倾尖灭和砂体叠置，并据此和目的层段的沉积微相组合特征、煤层的发育特征和沉积旋回，以及研究区地震资料的具体情况，选用和制作了物理模型（图1b），砂泥岩互层参考了钻井钻遇砂岩和泥岩的厚度，同时依据储层含油后其岩石特征参数的变化，设计了3层油层，为了揭示不同砂泥岩结构地层和含油性的地震响应，目的层段的沉积微相组合特征用地震波传播的动力学和运动学特征来描述。

3 物理模拟及处理效果分析

3.1 物理模拟的地震特征

物理模拟实验的模体是依据实际地层尺度按比例缩小的，采集的实验参数是模拟野外采集的参数，即：道间距20m，炮间距40m，采样间隔1ms。

图1 准噶尔腹部地球物理模型示意图

图2 无煤层的物理模拟试验数据叠加剖面图

对观测数据叠前和叠后分析及处理结果进行了分析对比发现，在砂泥互层的地层上部若没有煤层（图2），其地震反射非常清晰，剖面反演地震属性的振幅、波形、频率所反映的现象与模拟区的地质认识基本吻合，三工河组二段砂岩上倾尖灭在地震剖面上一般表现为地震反射层能量变弱或相位变化，砂体叠置则表现为地震反射层的叠置。模拟在细节上丰富了对本区沉积体系的认识，与反射面对应的反射波组部位主体为波峰。从能量特征看，反射能量为中等到强，局部较弱，地震反射能量变化较大；频率普遍具有中低频特征，整体连续性好。图3是在储层段上部有煤层的模拟数据水平叠加剖面，从波组特征的稳定性看，模拟薄煤层反射较为稳定，且波组具“三峰”特征，但在煤层的下部储层反射特征较没有煤层的反射变差，由于煤层反射系数大，下覆地层的反射信号和能量将会受到非常强烈的影响，所以，上覆煤层对下面地层的影响是存在的。模型第三层（模拟三工河组二段的砂岩底部与下伏地层呈角度不整合接触）波组特征相对不稳定。

图3 有煤层的物理模拟数据叠加剖面

从地震物理模拟结果分析：地震反射同相轴波形的变化包含丰富的地层现象和岩性变化信息。波形及振幅的细微变化往往是识别薄层及岩性变化的重要条件。频谱分析模拟侏罗系三工河组（J1s）目的层段反射主频为45Hz左右，时频分析在45Hz有强振幅趋势。因此通过对试验研究采取不同的方法处理储层对地震响应的影响。

小波变换是一种信号的时间-尺度（时间-频率）分析方法。它具有多分辨分析的特点，而且在时频两域中都具有表征信号局部特性的能力，是一种窗口大小固定不变但形状可改变、时间窗和频率窗都可以改变的时频局部化分析方法。这种方法很适合于探测正常信号中夹带的瞬态反常现象，并展示其成分，故被誉为分析信号的显微镜。这正符合低频信号变化缓慢而高频信号变化迅速的特点，也正是小波变换优于经典的傅立叶变换和短时傅立叶变换的地方。利用小波变换的多分辨率成像技术进行分频处理，对分辨后成像优良的频段进行增益控制，增强有效波、压制干扰波、补偿地层对地震波高频成分的吸收，恢复地震记录的理想状态，从而可以达到提高地震记录分辨率和信噪比的目的。从小波分频瞬时振幅分析剖面看，煤层的存在影响其下伏地层反射频率横向追踪对比（图4），顶部有煤层的砂泥岩互层的分辨率明显低于无煤层影响地层。对小波属性进行解释是凭借信号时频分布特征来描述砂体分布。由于砂体对地震反射信号产生了时间和频率的影响，而小波变换正好能反映信号时间和频率成分。因而利用小波变换中时频成分的差异性质来检测砂体的纵横向分布特征可以达到检测的目的。

另外，对数据进行多参数、多种方法处理分析可以提高分辨能力。不同方法处理结果能展示其不同的着重点。褶积方法提高纵向分辨率，时频分析强振幅趋势图能较好地反映其主频响应，瞬时相位剖面对不整合端点能有清楚的反映。

图4 小波分频瞬时振幅分析剖面

3.2 物理模拟的含油气特征

模拟层

砂岩厚度横向厚度变化不一致。当砂岩厚度为λ/4（13～16m）时，其地震响应特征为上负下正的低频强振幅反射，即在剖面上，含油气砂岩的顶界为负极性的强振幅反射，底界为正极性的强振幅反射，油气层反射同相轴的波谷对应着油气层的顶面，在含油气砂岩下部其振幅、频率明显变低；如果含油气砂岩的厚度在λ/8（7～8m）和λ/4（13～16m）之间，则其反射波振幅较厚度为λ/4时弱，此时，可根据振幅的强弱来判定含气砂体的厚度，在油气层的边界，则其反射波振幅明显减弱甚至发生极性反转。图5反映了含气砂体在地震保幅剖面上的显著特征。

当含油气砂体厚度在λ/4与λ/2（15～30m）之间时，其地震响应特征为上负下正的低频中振幅反射（但波谷为强振幅），其正波峰相位较为丰富，中部有错开呈两个相位的复波，即波峰明显分开，但波峰之间一般无波谷。由于气层较厚，速度降低较大，因此气层顶底时间增大，表现为反射波同相轴下拉，而且在气层下面也出现速度下拉的现象。图5中黄圈内为上负下正的低频中振幅反射，其波峰明显出现复波，波谷为强振幅，其波峰同相轴有微下拉现象。这一现象是一个比较典型的含气砂岩层地震波传播运动学和动力学特征［7］。

经实践证实AVO是唯一可以用来定量预测岩性和油气的地球物理技术。为了从各个不同的方面进行AVO的定性分析乃至定量解释，并通过对地震资料的处理获取更丰富的地层参数，对模型设计的油气层进行AVO处理。图6为从图1a中庄1井位置得到的叠前道集AVO分析图。图中3条曲线明显表明：层位①和②反射振幅随炮检距增大而减弱；层位③反射振幅近炮检距随距离增加缓慢减弱，远炮检距反射振幅随距离增加而递增。该部位正是模拟含油气砂体层，而叠加剖面对应部分是局部的弱反射区。

图5 偏移剖面

图6 图1中庄1井位置不同层位同一横向点AVO分析图

①，②，③为层位

图7为不同位置上的CDP道集记录，图中（a）为J1s组砂体不含气，（b）为J1s组砂体含气，（c）为J1s组砂体含油。图中箭头所指的同相轴在地震波波形、波峰到波谷的时间间隔及振幅上有着明显的差异。图7（b）的AVO随偏移距增加而增大，图7（c）中波形明显拉宽。储层物性和充填在其中的流体性质发生变化，造成了地震反射波速度、振幅、相位、频率等相应的变化，这些变化正是进行储层横向预测的主要依据。

图8为对应于图7 位置上地震波记录波谱（左为分付氏普，右为伯格谱）分析图，从图中看出不含油气地层反射的（a）谱简单，最大峰值为3.6mV，主频在46Hz；（b）谱为多峰，最大峰值1.7mV，对应主频42Hz，次峰值为1.35mV，对应主频68Hz；（c）谱也为多峰，最大峰值1.7mV，对应主频72Hz，次峰值为1.5mV，对应主频43Hz。因此，在薄互层反射波中研究其波的运动学和动力学特征有着重要的现实意义。

图7 不同位置的CDP道集记录

图8 对应图7位置CDP道集分付氏谱和伯格谱分析图

4 结论

通过物理模拟和地震处理的结果分析可见，地震属性参数（叠前或叠后）是表征和研究储层的分布、岩性变化、物性特征和流体含量的基础。本区砂体的厚度一般小于调谐厚度，来自顶底面的反射波发生相长性干涉，形成复合波组。其视时间厚度不是地层的真实厚度。另外，利用波形分类、小波分频技术及地震属性中的平均瞬时频率、平均波峰振幅和反射波能量等手段进行砂体的横向预测效果较好。其次当砂岩中含有油气时，地震反射波速度、振幅、相位、频率等相应的变化，表现明显的是振幅、频谱降低。

致谢 研究工作得到了中国石化石油勘探开发研究院南京石油物探研究所马中高的帮助，表示衷心的感谢。

参考文献

［1］熊翥.21世纪初中期油气地球物理技术展望［M］.北京：石油工业出版社，2005.

［2］王宜林，张义杰，王国辉等.准噶尔盆地油气勘探开发成果及前景［J］.新疆石油地质，2002，23（6）：449～455.

［3］王英民，刘豪.准噶尔盆地侏罗系非构造圈闭的勘探前景［J］.石油勘探与开发，2002，29（1）：44～46.

［4］陈业全，王伟锋.准噶尔盆地构造演化与油气成藏特征［J］.石油大学学报（自然科学版），2004，28（3）：4～8.

［5］王旭.准噶尔盆地东部石炭—侏罗系油气储盖层特征及评价［J］.石油实验地质，1997，19（1）：12～13.

［6］况军，姚根顺，朱国华等.准噶尔盆地腹部地区侏罗系三工河组相对优质储集层的成因［J］.石油勘探与开发，2001，28（6）：34～37.

［7］Anatoly Y.Litvinov著.莫增敏，石家雄译.用正演模拟和模式识别从地震波形判断油藏特征［J］.吐哈油气，2003，8（2）：188～191.

地震勘探中分辨率和信噪比有什么关系

地震数据采集 在野外观测作业中，一般是沿地震测线等间距布置多个检波器来接收地震波信号。安排测线采用与地质构造走向相垂直的方向。依观测仪器的不同，检波器或检波器组的数量少的有24个、48个，多的有96个、120个、240个甚至1000多个。每个检波器组等效于该组中心处的单个检波器。每个检波器组接收的信号通过放大器和记录器，得到一道地震波形记录，称为记录道。为适应地震勘探各种不同要求，各检波器组之间可有不同排列方式，如中间放炮排列、端点放炮排列等。记录器将放大后的电信号按一定时间间隔离散采样，以数字形式记录在磁带上。磁带上的原始数据可回放而显示为图形。 常规的观测是沿直线测线进行，所得数据反映测线下方二维平面内的地震信息。这种二维的数据形式难以确定侧向反射的存在以及断层走向方向等问题，为精细详查地层情况以及利用地震资料进行储集层描述，有时在地面的一定面积内布置若干条测线，以取得足够密度的三维形式的数据体，这种工作方法称为三维地震勘探。三维地震勘探的测线分布有不同的形式，但一般都是利用反射点位于震源与接收点之中点的正下方这个事实来设计震源与接收点位置，使中点分布于一定的面积之内。 地震数据处理 数据处理的任务是加工处理野外观测所得地震原始资料，将地震数据变成地质语言──地震剖面图或构造图。经过分析解释，确定地下岩层的产状和构造关系，找出有利的含油气地区。还可与测井资料、钻井资料综合进行解释(见钻孔地球物理勘探)，进行储集层描述，预测油气及划定油水分界。 削弱干扰、提高信噪比和分辨率是地震数据处理的重要目的。根据所需要的反射与不需要的干扰在波形上的不同与差异进行鉴别，可以削弱干扰。震源波形已知时，信号校正处理可以校正波形的变化，以利于反射的追踪与识别。对高次覆盖记录提供的重覆信息进行叠加处理以及速度滤波处理，可以削弱许多类型的相干波列和随机干扰。预测反褶积和共深度点叠加，可消除或减弱多次反射波。统计性反褶积处理有助于消除浅层混响，并使反射波频带展宽，使地震子波压缩，有利于分辨率的提高。 地震数据处理的另一重要目的是实现正确的空间归位。各种类型的波动方程地震偏移处理是构造解释的重要工具，有助于提供复杂构造地区的正确地震图像。 地震数据处理需进行大数据量运算，现代的地震数据处理中心由高速电子数字计算机及其相应的外围设备组成。常规地震数据处理程序是复杂的软件系统。 地震资料解释 包括地震构造解释、地震地层解释及地震烃类解释或地震地质解释。 地震构造解释以水平叠加时间剖面和偏移时间剖面为主要资料，分析剖面上各种波的特征，确定反射标准层层位和对比追踪，解释时间剖面所反映的各种地质构造现象，构制反射地震标准层构造图。 地震地层解释以时间剖面为主要资料，或是进行区域性地层研究，或是进行局部构造的岩性岩相变化分析。划分地震层序是地震地层解释的基础，据此进行地震层序之沉积特征及地质时代的研究，然后进行地震相分析，将地震相转换为沉积相，绘制地震相平面图，划分出含油气的有利相带。 地震烃类解释利用反射振幅、速度及频率等信息，对含油气有利地区进行烃类指标分析。通常需综合运用钻井资料与测井资料进行标定分析与模拟解释，对地震异常作定性与定量分析,进一步识别烃类指示的性质,进行储集层描述，估算油气层厚度及分布范围等。研究很浅或很深的界面、寻找特殊的高速地层时，折射法比反射法有效。但应用折射法必须满足下层波速大于上层波速的特定要求，故折射法的应用范围受到限制。应用反射法只要求岩层波阻抗有所变化，易于得到满足，因而地震勘探中广泛采用的是反射法。 反射法利用反射波的波形记录的地震勘探方法。地震波在其传播过程中遇到介质性质不同的岩层界面时，一部分能量被反射,一部分能量透过界面而继续传播。 在垂直入射情形下有反射波的强度受反射系数影响，在噪声背景相当强的条件下，通常只有具有较大反射系数的反射界面才能被检测识别。地下每个波阻抗变化的界面，如地层面、不整合面（见不整合）、断层面（见断层）等都可产生反射波。在地表面接收来自不同界面的反射波，可详细查明地下岩层的分层结构及其几何形态。 反射波的到达时间与反射面的深度有关，据此可查明地层埋藏深度及其起伏。随着检波点至震源距离（炮检距）的增大，同一界面的反射波走时按双曲线关系

地震分辨率和高密度问题

1.面元大小与横向分辨率的关系

目前地震勘探分辨率有不同的计算方法，被大家普遍接受、较容易理解的分辨率计算方法有两个：一个是Rayleigh分辨准则，另一个是调谐分析方法。Rayleigh分辨准则认为：两个相邻反射层只有在大于子波主频波长1/4时，才能被分辨（图4－1）。调谐厚度分析法是利用两相邻反射同相轴叠加振幅的变化特征分辨层间厚度，一般认为可分辨大于主频1/8波长的两个反射层；有人甚至认为通过反演，可以分辨大于主频1/16的两个反射层。无论采用Rayleigh分辨准则还是调谐厚度分析法，在大多数情况下，都涉及到预期资料的信噪比和每种方法的允许范围。而Rayleigh分辨准则，相对调谐分析方法而言不那么复杂，对S/N变化的容忍度更强。

图4－1 地震勘探分辨率示意图（Rayleigh分辨准则）

上面对地震分辨率的分析是假设地震勘探为连续采样或充分采样的前提下进行的，而且其仅考虑了纵向分辨率。而实际上，地震勘探是空间不连续采样，而且要查明地下构造和岩性变化，不仅需要纵向分辨率而且也需要横向分辨率。从分辨率角度来看，CMP的大小主要从以下3个方面考虑：

1）目标体要有2～3个以上的采样点；

2）避免假频：bvrms/（4*Fmax*sinθ），小于可达到的横向分辨率（λ/2）；

3）经验公式：vint/（2*Fdom），即保证在优势频率的波长内有两个采样点。式中：b为面元尺寸、vrms为均方根速度、Fmax为最高频率、θ为地层倾角，vint为层速度、Fdom为优势频率。

从1）中可以看出，空间采样越小，其对地质体的分辨能力会越高，也就是横向分辨率会得到提高。这一点容易理解，因为在剖面上地质体是用离散的CMP道集来描述的，显然至少有2～3个CMP才能描述出构造的起伏变化情况，如果要精细描述，则需要更多的CMP道。

将2）中公式变化后为Fmaxvrms/（4*b*sinθ），说明随着空间采样间隔的缩小，其可以保护的最大频率就越高，因此有利于提高纵向分辨率。对存在倾角的地层或经偏移处理过的剖面，最大偏移无假频率将受到面元尺寸的影响，但是当计算出的最高偏移无假频频率如果比目的层可获得最大有效信号频率还要高时，缩小空间采样间隔的意义就不大了。因此，面元大小应以不影响可获得的最大有效频率为准。

3）式说明在采样间隔小的时候，能保证对更高的优势频率的足够采样。在常规勘探中，我们只是重视了对有效信号的充分采样，而对面波及高频分量等视波长短的波存在着采样不足的问题。

总之，在进行高密度地震勘探时，应针对探区具体情况，科学详细地分析勘探区的地质条件、大地对地震信号的吸收衰减作用可获得的最大有效信号频率、期望的最高频率、面元大小等关键参数，其选择必须切合实际。可获得的有效信号最高频率必须能够从地表传播到目的层，并返回到地面；面元大小应保证最陡目的层的最高频率能接近期望得到的最高频率。如果期望的最高频率过高，面元过小，费用将浪费在试图记录因衰减而根本得不到的高频上；相反，期望的最高频率过小，面元过大，来自倾斜界面的高频信号将出现假频，影响分辨率的提高。

2.观测系统设计的要点

在进行高密度地震勘探时，观测系统设计是至关重要的环节。由于高密度地震勘探技术主要应用在煤炭资源开发方面，因此，在高密度观测系统设计时首先要保证设计观测系统有利于室内处理中噪音分析和噪音的压制，提高地震资料的信噪比和分辨率；其次是要消除因观测系统设计带来的非地下地质条件引起的采集脚印问题，使地震振幅、相位、速度等地球物理参数的变化能真实地反映出地下地质信息，提高地震资料的保真度；再次是在高密度观测系统设计时，强调对称均匀采样与波场空间连续性采样的理念。

（1）基于噪音压制

由于高密度三维勘探面向小尺寸地质目标更加具体，在开展高密度三维时有较多的地质及地球物理资料，如井资料（测井和钻井信息）、巷道实践、VSP、2D/3D资料。通过对各种观测系统进行叠加响应、PSTM响应分析与评价，选取的观测系统应当有最佳的噪音压制效果、对称和聚焦的PSTM响应。

（2）减弱采集“脚印”

观测系统产生采集“脚印”的原因是由于三维采集中炮线、接收线周期性滚动观测，引起炮检距、方位角等属性周期性变化。这种三维属性的周期性变化，引起面元在叠加时特性发生变化，从而导致反射波振幅、频率、相位等特征出现周期性变化。如果处理不当，在三维数据体时间切片上产生“采集脚印”，这势必会引起的地震资料解释的误差。因此，在观测系统设计时应尽量减少采集“脚印”，提高地震资料的保真度。经过多年的研究分析，表明观测系统影响“采集脚印”的主要因素包括滚动接收线条数、纵横比以及炮线距与接收线距之间的差距。为了减少三维观测系统炮检距、方位角分布不均造成对地震信号特性（振幅、频率、频宽）的影响，应采用少滚动接收线的观测方式。

横向滚动距离越小、炮线距越小，由观测系统产生的采集“脚印”越小。对称采样一般要求接收点距与激发点距、接收线距与炮线距相等以便能在不同方向观测到的地震波是均匀的，避免采样不均匀带来对地震波波场特征不正确的认识。有时为了兼顾施工效率和成本效益，可能会采用不相等的接收线距与炮线距，但必须保证接收线距与炮线距符合以下范围：

现代煤炭地质勘查技术

并且只有在极少情况下，才允许超过以下范围：

现代煤炭地质勘查技术

而连续采样要求Inline和Crossline波长是连续的，也就是说地震波在空间上是连续变化的，这就要求我们在观测系统类型设计时要注重观测系统在空间上的连续性。