基于Ricker类地震子波的匹配追踪_韩海英
文章编号：１０００－１４４１（２０１４）０１－００１７－
０９收稿日期：２０１３－０４－２８；改回日期：２０１３－０８－
２０。作者简介：韩海英（１
９８３—），男，博士，长期从事油气藏勘探、开发地质方面的研究工作。基金项目：国家科技重大专项“大型油气田及煤层开发”（２
０１１ＺＸ０５０４５）、中国石油天然气股份有限公司“十二五”重大科技专项“中国石油海外油气上产２亿吨开发关键技术研究”（２０１１Ｅ－
２５０１）联合资助。 基于Ｒｉｃｋｅｒ类地震子波的匹配追踪
韩海英１，２
，王志章１，王宗俊３，张雨晴３
（１．中国石油大学（北京）地球科学学院，北京１０２２４９；２．中国石油天然气股份有限公司勘探开发研究院，北京１０００８３；３．中海油研究总院，北京１０００２７
）摘要：Ｒｉｃｋｅｒ类地震子波是由Ｒｉｃｋｅｒ子波演变得到的零相位三参量理论子波，通过适当的简化，得到了二参量Ｃ子波，
参量独立地控制波形特征。以两个波形参数（主、旁瓣极值比和主、旁瓣宽度比）来定量表征Ｃ子波，发现Ｃ子波（Ｒｉｃｋｅｒ类子波）比常规的Ｒｉｃｋｅｒ子波、宽带Ｒｉｃｋｅｒ子波波形更为丰富。基于Ｃ子波的匹配追踪算法，以该类子波构建原子库，建立包络瞬时频率与子波参量的定量关系，通过“三步法”实现地震信号的分解。模型试算结果表明了该算法的有效性，时频谱具有较高的时频聚焦性，Ｃ子波比Ｒｉｃｋｅｒ子波更适用于时变记录的匹配。基于Ｃ子波库对实际地震资料进行匹配追踪，分频结果取得了较好的解释效果。关键词：Ｒｉｃｋｅｒ类地震子波；主旁瓣极值比；主旁瓣宽度比；时变记录；匹配追踪ＤＯＩ：１０．３９６９／ｊ．ｉｓｓｎ．１０００－１４４１．２０１４．０１．００３中图分类号：Ｐ６３１．４
文献标识码：Ａ
Ｍａｔｃｈｉｎｇ
ｐｕｒｓｕｉｔ ｂａｓｅｄ ｏｎ Ｒｉｃｋｅｒ－ｌｉｋｅ ｓｅｉｓｍｉｃ ｗａｖｅｌｅｔＨａｎ Ｈａｉｙｉｎｇ１，
２，Ｗａｎｇ Ｚｈｉｚｈａｎｇ１，Ｗａｎｇ Ｚｏｎｇｊｕｎ３，Ｚｈａｎｇ
Ｙｕｑｉｎｇ３
（１．Ｃｏｌｌｅｇｅ ｏｆ Ｇｅｏｓｃｉｅｎｃｅｓ，Ｃｈｉｎａ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ
ｏｆ Ｐｅｔｒｏｌｅｕｍ（Ｂｅｉｊｉｎｇ），Ｂｅｉｊｉｎｇ１０２２４９，Ｃｈｉｎａ；２．Ｒｅｓｅａｒｃｈ Ｉｎｓｔｉ－ｔｕｔｅ ｏｆ
Ｐｅｔｒｏｌｅｕｍ Ｅｘｐｌｏｒａｔｉｏｎ ＆Ｄｅｖｅｌｏｐｍｅｎｔ，ＣＮＰＣ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００８３，Ｃｈｉｎａ；３．ＣＮＯＯＣ Ｒｅｓｅａｒｃｈ Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１
０００２７，Ｃｈｉｎａ）Ａｂｓｔｒａｃｔ：Ｒｉｃｋｅｒ－ｌｉｋｅ ｓｅｉｓｍｉｃ ｗａｖｅｌｅｔ ｉｓ ａ ｋｉｎｄ ｏｆ ｚｅｒｏ－ｐｈａｓｅ ｔｈｅｏｒｅｔｉｃａｌ ｗａｖｅｌｅｔ ｗｉｔｈ ｔｈｒｅｅ ｐａｒａｍｅｔｅｒｓ ｄｅｖｅｌｏｐｅｄｆｒｏｍ Ｒｉｃｋｅｒ ｗａｖｅｌｅｔ．Ｂｙ ｐｒｏｐｅｒ ｓｉｍｐｌｉｆｉｃａｔｉｏｎ，ａ ｎｅｗ ｋｉｎｄ ｏｆ ｗａｖｅｌｅｔ ｎａｍｅｄ Ｃ ｗａｖｅｌｅｔ ｉｓ ｏｂｔａｉｎｅｄ，ｗｈｉｃｈ ｈａｓ ｔｗｏｐａｒａｍｅｔｅｒｓ ｃｏｎｔｒｏｌｌｉｎｇ ｗａｖｅｆｏｒｍ ｉｎｄｅｐｅｎｄｅｎｔｌｙ．Ｓｔｕｄｙｉｎｇ ｏｎ ｔｗｏ ｗａｖｅｆｏｒｍ ｐａｒａｍｅｔｅｒｓ（ｍａｇｎｉｔｕｄｅ ｒａｔｉｏ ａｎｄｗｉｄｔｈ ｒａｔｉｏ ｏｆ ｍａｉｎ ｌｏｂｅ ａｎｄ ｓｉｄｅ ｌｏｂｅ）ｏｆ Ｃ ｗａｖｅｌｅｔ，ｉｔ ｉｓ ｆｏｕｎｄ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｗａｖｅｆｏｒｍ ｏｆ Ｒｉｃｋｅｒ－ｌｉｋｅ ｗａｖｅｌｅｔ ｉｓ ｒｉｃｈｅｒｔｈａｎ ｔｈａｔ ｏｆ Ｒｉｃｋｅｒ ｗａｖｅｌｅｔ ａｎｄ ｗｉｄｅ－ｂａｎｄ Ｒｉｃｋｅｒ ｗａｖｅｌｅｔ．Ｍａｔｃｈｉｎｇ ｐｕｒｓｕｉｔ ａｌｇｏｒｉｔｈｍ ｂａｓｅｄ ｏｎ Ｃ ｗａｖｅｌｅｔ ｉｓ ａｐ－ｐｌｉｅｄ ｔｏ ｂｕｉｌｄ Ｃ ｗａｖｅｌｅｔ ｄｉｃｔｉｏｎａｒｙ
ａｎｄ ｔｈｅ ｑｕａｎｔｉｔａｔｉｖｅ ｒｅｌａｔｉｏｎ ｏｆ ｉｎｓｔａｎｔａｎｅｏｕｓ ｆｒｅｑｕｅｎｃｙ ｏｆ ｅｎｖｅｌｏｐｅ ａｎｄ ｗａｖｅｌｅｔｐａｒａｍｅｔｅｒｓ ａｎｄ ｔｈｅｎ ｔｏ ｒｅａｌｉｚｅ ｄｅｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ｏｆ ｓｅｉｓｍｉｃ ｓｉｇｎａｌ ｂｙ“ｔｈｒｅｅ ｓｔｅｐｓ ｍｅｔｈｏｄ”．Ｔｈｅ ｍｏｄｅｌ ｔｅｓｔ ｖｅｒｉｆｉｅｓｔｈｅ ｖａｌｉｄｉｔｙ ｏｆ ａｌｇｏｒｉｔｈｍ．Ｂｅｃａｕｓｅ ｏｆ ｔｈｅ ｈｉｇｈｅｒ ｔｉｍｅ－ｆｒｅｑｕｅｎｃｙ ｃｏｎｃｅｎｔｒａｔｉｏｎ ｏｆ ｔｉｍｅ－ｆｒｅｑｕｅｎｃｙ ｓｐｅｃｔｒｕｍ，Ｃ ｗａｖｅ－ｌｅｔ ｉｓ ｍｏｒｅ ａｄａｐｔａｂｌｅ ｔｏ ｔｉｍｅ－ｖａｒｙｉｎｇ ｓｅｉｓｍｏｇｒａｍ ｃｏｍｐａｒｅｄ ｗｉｔｈ Ｒｉｃｋｅｒ ｗａｖｅｌｅｔ．Ｔｈｅ ｍａｔｃｈｉｎｇ ｐｕｒｓｕｉｔ ａｌｇｏｒｉｔｈｍｂａｓｅｄ ｏｎ Ｃ ｗａｖｅｌｅｔ ｄｉｃｔｉｏｎａｒｙ ｉｓ ａｐｐｌｉｅｄ ｔｏ ａｃｔｕａｌ ｓｅｉｓｍｉｃ ｄａｔａ ｆｏｒ ｓｐｅｃｔｒａｌ ｄｅｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ａｎｄ ｇｏｏｄ ｒｅｓｕｌｔｓ ｈａｖｅｂｅｅｎ
ａｃｈｉｅｖｅｄ．Ｋｅｙｗｏｒｄｓ：Ｒｉｃｋｅｒ－ｌｉｋｅ ｓｅｉｓｍｉｃ ｗａｖｅｌｅｔ，ｍａｇｎｉｔｕｄｅ ｒａｔｉｏ ｏｆ ｍａｉｎ ｌｏｂｅ ａｎｄ ｓｉｄｅ ｌｏｂｅ，ｗｉｄｔｈ ｒａｔｉｏ ｏｆ ｍａｉｎ ｌｏｂｅ ａｎｄｓｉｄｅ ｌｏｂｅ，ｔｉｍｅ－ｖａｒｙｉｎｇ ｓｅｉｓｍｏｇｒａｍ，ｍａｔｃｈｉｎｇ
ｐｕｒｓｕｉｔ 近年来，
信号时频分解技术在地震资料处理和解释中得到了广泛的应用，如高分辨率处理［
１］
、烃类检测［２－
３］等。常规的时频分解（如窗口傅里叶变
换和小波变换等），时频窗受不确定准则约束，时频分辨率难以同时达到最佳。为了克服常规方法的
缺点，Ｍ
ａｌｌａｔ等［４］和Ｑｉａｎ等［５］
提出了匹配追踪分７
１第５３卷第１期２０１４年１月石 油 物 探
ＧＥＯＰＨＹＳＩＣＡＬ ＰＲＯＳＰＥＣＴＩＮＧ ＦＯＲ
ＰＥＴＲＯＬＥＵＭＶｏｌ．５３，Ｎｏ．１
Ｊａｎ．，２０１４
解算法（Ｍａｔｃｈｉｎｇ Ｐｕｒｓｕｉｔ，ＭＰ）。ＭＰ算法基于最佳匹配原则，通过不断迭代，从原子库中选取与残余信号结构最佳匹配的原子，将原始信号分解为一系列原子。由于在迭代寻优过程中，时窗长度均由信号局部特征决定，因此这些最优原子反映了信号的局部特征，能较好地描述时变地震信号的时频分布特性。
经典的ＭＰ算法基于Ｇａｂｏｒ函数构建超完备
子波库，为了适应信号的不同结构特征，Ｌｉｕ等［６－７］
先后提出了基于Ｒｉｃｋｅｒ子波和Ｍｏｒｌｅｔ子波的匹配追踪算法。对研究薄互层储层特征而言，Ｍｏｒｌｅｔ小波分析薄层的效果欠佳；宋新武等
［８］
认为Ｒｉｃｋｅｒ
子波波形简单，延迟时间短，收敛较快，基于Ｒｉｃｋｅｒ子波匹配追踪算法的频谱分解技术在薄互层分析中具有较高的时频分辨率，能较好地刻画地质体形态。原子库的合理选取，对于信号的匹配追踪分解效果具有重要作用。
Ｒ
ｉｃｋｅｒ类地震子波是由Ｒｉｃｋｅｒ子波演变得到的零相位理论子波，具有３个控制参量，旁瓣能量的收敛速度可变，延迟时间可控，子波库波形更丰富，与地震子波的匹配较为灵活
［９］
。我们在研究子
波波形随３个控制参量变化关系的基础上，对该子波作适当的简化，建立参量与波形特征之间的半定量关系。最后，以简化的子波构建原子库，通过三
步法原理［
１０］
实现信号的匹配追踪分解。１ 基本原理
１．１ Ｒｉｃｋｅｒ类地震子波
Ｒ
ｉｃｋｅｒ类地震子波频域解析式为［９］
Ｗ（）ｆ＝Ａｆｍｅ
ｘｐ－ｆ／（）ｇ［］ｋ
ｆ≥０（１）式中：ｍ，ｇ和ｋ为待定参量，
均取正数；Ａ＝ｋ槡
２（）ｇ２
ｍ＋１ｋΓ
２ｍ＋１
（
）［］ｋ
｛｝
－１
１为能量归一化系
数；ｆ为频率（
Ｈｚ）；Γ为Ｇａｍｍａ函数。对于确定的ｋ，ｍ越大，高频能量相对越强；对于确定的ｍ，ｋ越大，高频能量相对越弱，同时频谱的有效频带变窄，导致子波信号的旁瓣变化复杂。文献［９］建议ｋ不宜过大。事实上，参量ｋ和ｍ都是控制波谱高低频相对强弱的参数，一般情况下，相同的增（减）量，ｍ对频谱形态的改变较为平缓。
为方便使用，在下面的讨论中，我们令ｋ＝２，ｍ＝２ｃ，ｇ＝ｆｍ／槡
ｃ，将（１）式三参量子波简化为二参量子波，并改写为
Ｃ（ｆ）＝Ｗ（ｋ＝２；ｆ）＝Ａｆｍｅｘｐ［－（ｆ／ｇ）２
］
＝Ａｆ２ｃｅｘｐ［－ｃ（ｆ／ｆｍ）２
］
＝Ａ｛ｆ２ｅｘｐ［－（ｆ／ｆｍ）２］｝ｃ（２
）这里记Ｃ（ｆ）为二参量Ｒｉｃｋｅｒ类地震子波，简称Ｃ子波。其中，ｆｍ和ｃ为待定参量；
Ａ为归一化系数。通过简化和改写，将子波谱表述成Ｒｉｃｋｅｒ谱（主频为ｆｍ）的ｃ次方（ｃ＝１时对应Ｒｉｃｋｅｒ子波）。ｆｍ为波谱主频，
控制波谱的等比例伸缩；ｃ控制波谱主频两侧能量的衰减速度。
下面考察参量ｃ与子波波形的关系。首先，针
对连续相位数小于１的对称波形（图１中蓝线），我们定义主、旁瓣极值比ＰＲ和主、旁瓣宽度比ＷＲ两个参量，用于描述子波的波形特征。
主旁瓣极值比（ＰＲ）：旁瓣极值与主瓣极值之比的绝对值；
主旁瓣宽度比（ＷＲ）：旁瓣宽度（极小值点间距）与主瓣宽度（零值点间距）之比。
图１ 对称Ｃ子波示意图解
图２为Ｃ子波波形特征值（红色为极值比ＰＲ
线，蓝色为宽度比ＷＲ线）随参量ｃ的变化曲线。随着ｃ的增加，主旁瓣极值比增加，旁瓣能量越强；主旁瓣宽度比增加，说明在相同主瓣宽度的情况下，旁瓣能量达到极值需要的时间变长。因此，对Ｃ子波有如下结论：
参数ｆｍ控制子波的横向伸缩，ｆｍ越大，
子波越短；参数ｃ控制子波的波形形态，ｃ越大，子波的主旁瓣极值比、宽度比越大，连续相位数增加。当ｃ→０时，Ｃ子波趋近于脉冲信号，ＰＲ→０，
ＷＲ→１；当ｃ→∞时，Ｃ子波趋近于单频信号，ＰＲ→１，ＷＲ→２。
８１
石 油 物 探第５３卷
图２ 主旁瓣宽度比（
蓝）和极值比（红）曲线考察Ｒｉｃｋｅｒ子波和宽带Ｒｉｃｋｅｒ子波的波形特
征值，则有：Ｒ
ｉｃｋｅｒ子波的ＰＲ≡２ｅ－３
２
，ＷＲ≡槡３；宽带Ｒｉｃｋｅｒ子波的ＰＲ值可变，
ＷＲ≡槡３。对比３类子波发现，Ｃ子波（Ｒｉｃｋｅｒ类地震子波）的ＰＲ和ＷＲ值均可有效调控，波形比Ｒｉｃｋｅｒ子波、
宽带Ｒ
ｉｃｋｅｒ子波更丰富，且控制参量的选取较为方便，更适用于时变地震子波谱的理论匹配。
１．
２ 基于Ｃ子波的匹配追踪匹配追踪是基于原子库扫描的信号自适应分解。记Ｄ为进行信号分解的超完备子波库，可由Ｈ
ｉｌｂｅｒｔ空间的窗口函数通过扩张、调制和平移生成，定义Ｄ＝｛ｗγ：γ＝１，２，３，…｝，ｗγ为单个原子，满足归一化条件‖ｗγ‖＝１。记待分解信号为ｓ（ｔ
），经Ｎ次迭代分解如下：ｓ（ｔ
）＝∑Ｎ－１
ｎ＝０
ａｎ
ｗ
γ，
ｎ（ｔ）＋ＲＮ
ｓ（３
）式中：ｗγ，ｎ为第ｎ次迭代得到的匹配子波；ａｎ为
ｗγ，ｎ对应的振幅；
ＲＮｓ为迭代Ｎ次后的残差。匹配追踪算法中子波库的波形与原信号结构越相似，分解效果越好，这里选择Ｃ子波来构建匹配子波库。匹配子波ｗγ，ｎ由参量γｎ＝｛ｔｎ，ｆｍ，ｎ，ｃｎ，φｎ｝来控制，其中，ｔｎ，φ
ｎ为子波的中心时间和相位；ｆｍ，ｎ，ｃｎ为波谱控制参量。匹配追踪算法基于不断迭代的贪婪算法，常规算法的每一次迭代都要从子波库中寻找最佳子波。目前，通常采用“三步
法”
［１
０］原理来提高分解速度。１）确定子波参量初始值γ０ｎ＝｛ｔ０ｎ，ｆ０ｍ，ｎ，ｃ０ｎ，φ０ｎ｝。对输入信号Ｒｎｓ进行Ｈｉｌｂｅｒｔ变换，提取“三瞬”属性，将最大瞬时振幅对应的时间作为匹配子波的初始延迟时ｔ０
ｎ，
瞬时相位作为子波的初始相位φ
０ｎ，瞬时频率作为子波的初始瞬时频率ｆ０
ｃ，ｎ。按照文献［１
１］，恒相位子波包络峰上得到的瞬时频率ｆ０
ｃ，ｎ即振幅谱的质心频率，
则有ｆ
０
ｃ，ｎ
＝∫∞
０ｆＣ（ｆ）ｄｆ
∫∞０
Ｃ（ｆ）ｄ
ｆ＝ｆ
０ｍ，ｎ
ｃ０
槡ｎ
Γ（ｃ０
ｎ）
Γ（ｃ０
ｎ＋１／２）（４
）式中：ｆ为频率；Ｃ（ｆ）
为子波振幅谱；Γ为Ｇａｍｍａ函数。初始值ｃ０ｎ取为１，ｆ０
ｍ，ｎ按（
４）式求取（即包络瞬时频率ｆ０ｃ，ｎ与谱峰值频率ｆ０
ｍ，ｎ之间进行换算，
常规做法则是将两者等同）
。２
）优化子波参量。对匹配子波的每一个控制参量在初始参量γ０
ｎ附近扫描，
如参量ｔ，其扫描范围为［ｔ０ｎ－Δｔｎ，ｔ０
ｎ＋Δｔｎ］
。在扫描范围内，按照（５）式准则，得到匹配子波的最优参量γｎ。
ｗγｎ
（）ｔ＝ａｒｇ ｍａｘｗγｎ
∈Ｄ｜〈Ｒｎ
ｓ，ｗγｎ
〉｜‖ｗγｎ‖（５
） ３
）估算最优子波的幅值。按（６）式得到最优子波的幅值ａｎ：
ａｎ＝｜〈Ｒｎ
ｓ，ｗγｎ
〉｜‖ｗγｎ
‖２
（６
） 每一次迭代，都将生成匹配子波ａｎｗγ，ｎ和残差
信号Ｒｎ＋１ｓ。分解完成后，即可用提取的匹配子波近似表示原始信号，即
ｓ（ｔ
）≈∑Ｎ－１
ｎ＝０
ａｎ
ｗ
γ，
ｎ（ｔ）（７
）１．
３ 时频表征常规的匹配追踪时频表征通过各匹配子波的Ｗｉｇ
ｎｅｒ－Ｖｉｌｌｅ分布叠加实现，但只能给出振幅分布，无法得到相位信息。这里，采用（８
）式所示的时频表征方法［１
２］，对每个匹配子波的复谱求和，获取
信号的时频谱：
Ａ（ｔ，ｆ）＝
∑Ｎ－１
ｎ＝０
ａｎ
Ｗ
γ，
ｎ（ｆ）ｅｎｖ［ｗγ，ｎ（
ｔ）］（８）式中：Ｗγ，ｎ（ｆ）是匹配子波ｗγ，ｎ（ｔ）的频谱；ｅｎｖ［ｗγ，ｎ（ｔ）］是ｗγ，ｎ（
ｔ）的瞬时包络。图３是单个Ｃ原子（主频ｆｍ取５０Ｈｚ，ｃ取０．７
）的时频谱。该时频表征法具有较高的时频分辨率，能同时获取振幅和相位等信息的时频分布，并且避免了窗口截断效应。
９
１第１期韩海英等．基于Ｒｉｃｋｅｒ类地震子波的匹配追踪
图３ Ｃ原子时频谱
２ 模型试算
设计两个合成信号进行基于Ｃ子波库的匹配追踪算法测试，时间采样率均为１ｍｓ
。信号１由多个Ｃ原子组成，第１，２个反射是两个不同参量的Ｃ原子，第３，４，５，６个反射为复合波。其中，第３个反射波由两个子波组成，主频分别为３０Ｈｚ和５０Ｈｚ，出现时间为５００ｍｓ；第４个反射波也由两个子波组成，主频均为５０Ｈｚ，出现
时间分别为６００ｍｓ和６１０ｍｓ
；第５个反射波由３个子波组成，主频（出现时间）分别为３０Ｈｚ
（７００ｍｓ），４０Ｈｚ（７０５ｍｓ）和５０Ｈｚ（７１０ｍｓ）；第６个反射波由４个子波组成，主频（出现时间）分别为３
０Ｈｚ（８００ｍｓ和８０５ｍｓ各１个）和７０Ｈｚ（８００ｍｓ和８０５ｍｓ各１个）
。图４为信号１基于Ｃ子波的匹配追踪重构结果，其中，图４ａ为原始信号，图４ｂ为重构信号，图４ｃ为重构相对误差，重构误差保持在２％以内，对信号的损伤较小（重构精度与算法终止条件有
图４ 信号１重构图解
ａ原始信号；ｂ重构信号；ｃ相对误差
０２
石 油 物 探第５３卷
关，精度越高，运行时间越长）。信号组成方式如图５ａ所示，其中，第１道为原始信号（图４ａ），为其余４道的叠加；图５ｂ为信号１的匹配追踪时频谱。图６ａ为信号１的短时Ｆｏｕｒｉｅｒ变换（ＳＴＦＴ）谱，图６ｂ为Ｓ变换谱。对比发现，匹配追踪与常规时频分解方法在分辨率上存在较大的差异。在３００ｍｓ和４００ｍｓ处，３个时频谱上都有单个能量团出现，无论是时间尺度还是频率尺度，匹配追踪的分辨率都是最高的；在５００ｍｓ处，３种方法都没能较好地把两个频率分辨出来，但匹配追踪的时间分辨率还是最高的；在６００ｍｓ处，Ｓ变换和ＳＴＦＴ谱的时间分辨率不够，匹配追踪则较好地识别出２个反射；在７００ｍｓ和８００ｍｓ处，匹配追踪谱的时 频分辨能力明显高于ＳＴＦＴ谱和Ｓ变换谱，能反映更多的地层薄层信息。因此，匹配追踪时频谱具有较高的时频聚焦性。
信号２（图７）由Ｒｉｃｋｅｒ类理论子波与随机反射系数褶积生成。为符合实际情况，由浅到深理论子波的主频和带宽逐渐减小，且主频与带宽的比值随机改变。图７ａ为随机反射系数，图７ｂ为合成记录，从上往下信号的分辨率降低，图７ｃ为匹配追踪结果，图７ｄ为相对误差百分比。为作对比，对信号２同时进行基于Ｒｉｃｋｅｒ子波的匹配追踪（算法的终止条件不变），时频谱如图８所示。其中，图８ａ为图７ｂ基于Ｃ子波的匹配分解结果，图８ｂ为基于Ｒｉｃｋｅｒ子波的匹配分解结果。对比发现，两个分
图５ 信号１的分解结果
ａ原始信号组成示意；ｂ基于Ｃ子波的匹配追踪时频谱
图６ 信号１的短时Ｆｏｕｒｉｅｒ变换（ａ）和Ｓ变换（ｂ）时频谱
１２
第１期韩海英等．基于Ｒｉｃｋｅｒ类地震子波的匹配追踪
图７ 信号２
ａ反射系数；ｂ合成记录；ｃ匹配结果；ｄ相对误差
图８ 信号２匹配追踪时频谱
ａ基于Ｃ子波；ｂ基于Ｒｉｃｋｅｒ子波
解结果存在一定的差异：Ｃ子波匹配追踪谱主频随时间呈近似下降的趋势，符合模型设计，而Ｒｉｃｋｅｒ子波匹配谱在６００ｍｓ后主频呈递增的趋势，与实际不符；Ｃ子波匹配谱的强能量团与信号的峰值分布符合度较高，如信号２在６８０～７４０ｍｓ有两个强峰值，Ｃ子波匹配谱上有２个强能量团，而Ｒｉｃｋｅｒ子波匹配谱上则有３个，在８００ｍｓ附近存在强峰值，Ｃ子波匹配谱上存在强能量显示，Ｒｉｃｋｅｒ子波匹配谱上能量不明显。
对比结果表明，匹配追踪的分解效果依赖于原子库与信号基本结构的匹配度。Ｃ原子库的参量
调控灵活，波形较Ｒｉｃｋｅｒ子波库丰富，对实际地震信号基本结构（时变地震子波）的适应性更强。因此，对于子波特征值（主旁瓣极值比和宽度比）时变的地震信号，基于Ｃ子波的匹配效果优于基于Ｒｉｃｋｅｒ子波的匹配效果。
３ 实际资料处理
图９为陆上某探区的过井测线地震剖面。该区地下构造简单，地层平缓，断裂较少，浅表气遍布全区，第四系沉积以砂泥岩互层为主，成岩性较差，
２
２石 油 物 探第５３卷
图９ 某工区过井测线地震剖面
特殊的地质条件造就了该区地震资料的特殊性。经勘探发现该井存在工业气流，综合研究后认为该地区气藏为鼻状构造背景上的岩性气藏。根据以往经验，含油气地区一般会有明显地震异常。从图９可以看出，在井附近同相轴的连续性变差，有下拉趋势，主频变低，在主测线和联络线上地震相外形呈塔状。这种地震异常虽然存在，但并非特别明显。针对该地区的气藏特征，应用基于Ｃ子波的匹配追踪算法，并对资料进行分频处理，为该地区开展岩性气藏研究提供依据。
提取该过井剖面井旁道目的层段（１ ０００～２ ０００ｍｓ）地震记录，分别用Ｒｉｃｋｅｒ原子和Ｃ原子对该记录进行匹配追踪，结果如图１０所示。对比发现，两种匹配结果都能实现地震信号的高精度匹配分解，较好地反映信号的时频特征；在局部细节上，Ｃ原子匹配的时间分辨率优于Ｒｉｃｋｅｒ原子匹配，如：在１ ９００ｍｓ附近（黑框标注部分），Ｃ原子匹配较好地将２０Ｈｚ主频的两个能量团区分开。因此，利用Ｃ原子对地震记录进行匹配追踪，更有助于薄层的精细刻画。
图１１是对过井地震剖面进行分频处理得到的单频调谐体剖面，不同频率剖面显示的振幅相对强
图１０ 过井地震剖面目的层段井旁单道匹配结果ａ地震记录；ｂ Ｒｉｃｋｅｒ原子匹配时频谱；ｃ Ｃ原子匹配时频谱
３２
第１期韩海英等．基于Ｒｉｃｋｅｒ类地震子波的匹配追踪
图１１ 过井地震剖面分频处理得到的单频调谐体剖面弱各不相同。通过频率切片，可以清晰地观察到各
层位能量不同的展布和变换趋势。图１１中黑色横线为气层所处深度（１ ６５０ｍｓ附近），观察井（红线）附近目的层的能量，在１２Ｈｚ左右的分频剖面上达到最大，之后随着频率的增加而降低，这是因为薄层的调谐频率在１２Ｈｚ左右。在红线与黑线相交位置附近，右侧的能量在１２Ｈｚ之后逐渐减小，而左侧在２５Ｈｚ剖面上仍有较强的能量，这是由于右侧含气层的影响。匹配追踪分解结果为目的层油气藏的预测和描述提供了可靠的依据。４ 结束语
Ｒｉｃｋｅｒ类子波是一类新型的理论子波，波谱主频以及高低频的衰减速度由三参量联合控制。根据实际需要，将该类子波简化成二参量Ｃ子波，波谱主频、带宽由二参量独立控制。针对子波波形，提出以主旁瓣极值比ＰＲ和主旁瓣宽度比ＷＲ来定量表征，并阐述了Ｃ子波波形比Ｒｉｃｋｅｒ子波、宽带Ｒｉｃｋｅｒ子波更丰富，更能匹配时变地震子波。
４
２石 油 物 探第５３卷
根据Ｃ子波建立原子库，用于信号的匹配追踪算法。模型试算表明，与短时Ｆｏｕｒｉｅｒ变换和Ｓ变换相比，匹配追踪得到的时频谱图具有较好的时频聚焦性；对于时变地震记录，Ｃ子波与信号基本结构的匹配度较Ｒｉｃｋｅｒ子波高，匹配追踪效果更好。最后，将基于Ｃ子波的匹配追踪应用于实际资料的分频处理，取得了较好的解释效果。
但同时需要指出的是，基于Ｃ子波的匹配追踪算法的运算量较大，运行速度的提升是需要进一步改进优化的方向。
参 考 文 献
［１］ 熊晓军，贺振华，黄德济，等．广义Ｓ变换在地震高分辨处理中的应用［Ｊ］．勘探地球物理进展，２００６，２９
（６）：４１５－４１８
Ｘｉｏｎｇ Ｘ Ｊ，Ｈｅ Ｚ Ｈ，Ｈｕａｎｇ Ｄ Ｊ，ｅｔ ａｌ．Ａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎ ｏｆ
ｇｅｎｅｒａｌｉｚｅｄ Ｓ ｔｒａｎｓｆｏｒｍ ｉｎ ｓｅｉｓｍｉｃ ｈｉｇｈ ｒｅｓｏｌｕｔｉｏｎ
ｐｒｏｃｅｓｓｉｎｇ［Ｊ］．Ｐｒｏｇｒｅｓｓ ｉｎ Ｅｘｐｌｏｒａｔｉｏｎ Ｇｅｏｐｈｙｓｉｃｓ，
２００６，２９（６）：４１５－４１８
［２］ Ｃａｓｔａｇｎａ Ｊ Ｐ，Ｓｕｎ Ｓ，Ｓｉｅｇｆｒｉｅｄ Ｒ Ｗ．Ｉｎｓｔａｎｔａｎｅｏｕｓｓｐｅｃｔｒａｌ ａｎａｌｙｓｉｓ：ｄｅｔｅｃｔｉｏｎ ｏｆ ｌｏｗ－ｆｒｅｑｕｅｎｃｙ ｓｈａｄ－
ｏｗｓ ａｓｓｏｃｉａｔｅｄ ｗｉｔｈ ｈｙｄｒｏｃａｒｂｏｎｓ［Ｊ］．Ｔｈｅ Ｌｅａｄｉｎｇ
Ｅｄｇｅ，２００３，２２（２）：１２０－１２７
［３］ Ｓｉｎｈａ Ｓ，Ｒｏｕｔｈ Ｐ Ｓ，Ａｎｎｏ Ｐ Ｄ，ｅｔ ａｌ．Ｓｐｅｃｔｒａｌ ｄｅｃｏｍ－ｐｏｓｉｔｉｏｎ ｏｆ ｓｅｉｓｍｉｃ ｄａｔａ ｗｉｔｈ ｃｏｎｔｉｎｕｏｕｓ－ｗａｖｅｌｅｔ
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（编辑：顾石庆）
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第１期韩海英等．基于Ｒｉｃｋｅｒ类地震子波的匹配追踪
子波基本理论与提取方法
子波基本理论与提取方法 1地震子波基本原理 由震源激发、经地下传播并被人们在地面或井中接收到的地震波通常是一个短的脉冲振动，称该振动为振动子波。它可以理解为有确定起始时间和有限能量，在很短时间内衰减的一个信号。地震子波其振动的一个根本属性是振动的非周期性。因此，它的动力学参数应有别于描述周期振动的振幅、频率、相位等参数，而用振幅谱、相位谱等概念来描述。 子波一般是物理可实现的，特别是地震子波，作为一个物理滤波器的响应函数，自然是物理可实现的，所有必定为非零相子波，但不同子波相位延迟不同。子波包括最小相位子波、最大相位子波、混合相位子波。 子波的Z 变换是一个多项式： n n z b z b z b b z B ++++=...)(221 若此多项式的全部零点均在单位圆外，则为最小相位子波；在单位圆内，为最大相位子波；零点在单位圆的内外都有，则为混合相位子波。
2地震子波的数学模型 实际中的地震子波是一个很复杂的问题，因为地震子波与地层岩石性质有关，地层岩石性质本身就是一个复杂体。为了研究方便，仍需要对地震子波进行模拟，目前普遍认为雷克提出的地震子波数学模型具有广泛的代表性，即称雷克子波。最小相位的地震子波的数学模型为： ft e t b at π2sin )(2-= 式中：f 为子波的主频；)ln(22M f =α为子波衰减系数；|/|21m m M =为最 大波峰值1m 和最大波谷值2m 之对比。其波形大致如图所示： 3地震子波提取的基本方法 地震子波的提取方法有两大类：第一类是确定性子波提取方法；第二类是统计性子波提取方法。确定性子波提取方法指的是利用测井资料首先计算出反射系
最短路径法射线追踪的MATLAB实现
最短路径法射线追踪的MATLAB 实现 李志辉 刘争平 （西南交通大学土木工程学院 成都 610031） 摘 要：本文探讨了在MA TLAB 环境中实现最短路径射线追踪的方法和步骤，并通过数值模拟演示了所编程序在射线追踪正演计算中的应用。 关键词：最短路径法 射线追踪 MATLAB 数值模拟 利用地震初至波确定近地表介质结构，在矿产资源的勘探开发及工程建设中有重要作用。地震射线追踪方法是研究地震波传播的有效工具，目前常用的方法主要有有限差分解程函方程法和最小路径法。最短路径方法起源于网络理论，首次由Nakanishi 和Yamaguchi 应用域地震射线追踪中。Moser 以及Klimes 和Kvasnicha 对最短路径方法进行了详细研究。通过科技人员的不断研究，最短路径方法目前已发展较为成熟，其基本算法的计算程序也较为固定。 被称作是第四代计算机语言的MA TLAB 语言，利用其丰富的函数资源把编程人员从繁琐的程序代码中解放出来。MA TLAB 用更直观的、符合人们思维习惯的代码，为用户提供了直观、简洁的程序开发环境。本文介绍运用Matlab 实现最短路径法的方法和步骤，便于科研院校教学中讲授、演示和理解最短路径方法及其应用。 1 最短路径法射线追踪方法原理 最短路径法的基础是Fermat 原理及图论中的最短路径理论。其基本思路是，对实际介质进行离散化，将这个介质剖分成一系列小单元，在单元边界上设置若干节点，并将彼此向量的节点相连构成一个网络。网络中，速度场分布在离散的节点上。相邻节点之间的旅行时为他们之间欧氏距离与其平均慢度之积。将波阵面看成式由有限个离散点次级源组成，对于某个次级源（即某个网格节点），选取与其所有相邻的点（邻域点）组成计算网格点；由一个源点出发，计算出从源点到计算网格点的透射走时、射线路径、和射线长度；然后把除震源之外的所有网格点相继当作次级源，选取该节点相应的计算网格点，计算出从次级源点到计算网格点的透射走时、射线路径、和射线长度；将每次计算出来的走时加上从震源到次级源的走时，作为震源点到该网格节点的走时，记录下相应的射线路径位置及射线长度。 图1 离散化模型（星点表示震源或次级震源，空心点为对应计算网格点） 根据Fermat 原理逐步计算最小走时及射线方向。设Ω为已知走时点q 的集合，p 为与其相邻的未知走时点，tq 分别和p 点的最小走时，tqp 为q 至p 最小走时。r 为p 的次级源位置，则 )}(min :{qp q P t t t q r q +==Ω ∈ 根据Huygens 原理，q 只需遍历Q 的边界（即波前点），当所有波前邻点的最小走时都求出时，这些点又成为新的波前点。应用网络理论中的最短路径算法，可以同时求出从震源点传至所有节点之间的连线近似地震射线路径。 2 最短路径法射线追踪基本算法步骤 把网格上的所有节点分成集合p 和q ，p 为已知最小旅行时的结点总数集合，q 为未知最小旅行时的节点的集合。若节点总数为n ，经过n 次迭代后可为求出所有节点的最小旅行时。过程如下： 1) 初始时 q 集合包含所有节点，除震源s 的旅行时已知为ts ＝0外，其余所有节点的旅行时均为ti ＝（i 属于Q 但不 等于s ）。P 集合为空集。 2) 在Q 中找一个旅行时最小的节点i ，它的旅行时为ti ； 3) 确定与节点i 相连的所有节点的集合V ； 4) 求节点j （j 属于V 且j 不属于P ）与节点i 连线的旅行时dtij ； 5) 求节点j （）的新旅行时tj （取原有旅行时tj 与tj ＋dtij 的最小值）； 6) 将i 点从Q 集合转到P 集合； 7) 若P 集合中的节点个数小于总节点数N ，转2，否则结束旅行时追踪； 8) 从接收点开始倒推出各道从源点道接收点的射线路径，只要每个节点记下使它形成最小旅行时的前一个节点号，
打靶法进行射线追踪实验
《地震走时成像方法及技术》实验一打靶法进行射线追踪实验 专业名称：地球物理学 学生姓名： 学生学号： 指导老师：白超英 提交日期：2016-12-6
一．试验目的； 一维线性增加模型中会用打靶法进行射线追踪； 二．试验设备； 计算机，射线路径转换软件，正演模型软件 三．试验内容及要求； 1、构建包含速度异常体的井间模型，计算并绘制： 1）单炮走时场及射线路径； 2）模型和射线分布图。 注意：由于是井间模型，震源和检波器应位于井内(检波器可位于地表，即VSP)； 模型速度范围2-4km/s 为宜； 模型尺度：横向100-800m左右，纵向400m-2000m左右； 2、构建一速度随深度线性增加的模型，同样绘制： 1）单炮走时场及射线路径； 2）模型和射线分布图。 注意：震源和检波器均位于地表； 模型速度范围4-8km/s 为宜； 模型尺度：横向100-200km左右，纵向40-90km左右； 3、构建均匀模型，分析对比解析解和数值解的绝对误差和相对误差（图4）。 解析解直接由距离除以速度得到； 绝对误差= 解析解- 数值解 相对误差= 绝对误差/ 解析解* 100% 四．试验结果； 1.所选模型：水平层状，线性速度增加深地震测深模型 2.模型参数：以地面作为X轴，井间为Z轴，震源为（0，0），检波器在x=40的井间；第一层速度为v1= 3.8km/h,增加速度为0.2km/h.
图1 均匀线性增加多层介质单炮走时场及射线路径（真实情况z 轴应倒转） 计算走时 理论走时 绝对误差 相对误差 图2 走时误差分析（真实情况z 轴应倒转） 五．结果分析； 经测试，对于水平层状，线性速度增加深地震测深模型，打靶法能较好地追踪射线得到一个较准确的走时场模型。 X/distance （km ） Z /d e p t h (k m )
高阶统计量地震子波估计建模
2006年10月 第41卷 第5期 3山东省东营市中国石油大学(华东)信息与控制工程学院,257061本文于2005年12月21日收到,修改稿于2006年5月12日收到。 本项研究受高等学校博士学科点专项科研基金(No.20020008004)部分资助。 ?处理方法? 高阶统计量地震子波估计建模 戴永寿3①② 郑德玲① 魏 磊② 霍志勇② (①北京科技大学信息工程学院;②中国石油大学(华东)信息与控制工程学院) 摘 要 戴永寿,郑德玲,魏磊,霍志勇.高阶统计量地震子波估计建模.石油地球物理勘探,2006,41(5):514～518,540 本文在反射系数序列为非高斯、平稳和统计独立的随机过程,地震子波为非因果、混合相位的假设条件下,分别应用滑动平均(MA )和自回归滑动平均(ARMA )模型对地震记录进行建模,并采用运算代价较小的基于高阶累积量的线性化求解方法———累积量矩阵方程法进行了子波提取和模型适应性的研究。数值模拟结果和实际地震数据处理结果表明:自回归滑动平均(ARMA )模型比滑动平均(MA )模型具有参数节省、模型更为高效的特点;累积量矩阵方程法可以有效地压制加性高斯噪声,但对累积量样本估计的准确性要求较高;如果累积量样本估计的误差和方差适度,结合自回归滑动平均(ARMA )模型描述的累积量矩阵方程法可以高效、准确地估计出地震子波。 关键词 高阶累积量 子波 自回归滑动平均(ARMA ) 滑动平均(MA ) 建模 1 引言 作为地震资料反褶积处理、波阻抗反演以及正演模拟的基础工作,准确的地震子波估计对于高分辨率、高信噪比、高保真度的地震勘探数据处理具有极为重要的意义。统计性子波提取方法的基本原理是首先对反射系数序列的分布做某种假设,然后利用地震记录的统计信息进行子波估计。在没有任何先验知识的情况下,通常假设反射系数序列为一个非高斯、平稳和统计独立的随机过程,假设子波为一个非因果、非最小相位系统,加性噪声为高斯色噪声。因此在利用地震记录的统计信息进行子波估计时,其高阶累积量不仅能保留系统的相位信息,而且能较好地压制高斯色噪声,显示出此法的优越性。 近年来,基于高阶累积量的参数化子波估计方法得到了快速发展。Lazear [1]首先引入滑动平均(MA )模型描述地震记录,然后将子波四阶矩和地震资料的四阶累积量在最小均方误差意义下进行拟合,并用梯度下降法求解目标函数。随后,Velis 等人[2]及尹成等人[3]试图应用特性更好的全局最优化 方法解拟合函数,但求解效率普遍较低。石殿祥等 人[4]基于高阶累积量研究了非最小相位子波提取问题,虽取得了一定的成果,但依然沿用了滑动平均(MA )模型来描述地震记录。 本文分别采用滑动平均(MA )模型和自回归滑动平均(ARMA )模型来描述地震记录,并借助基于高阶累积量的线性化参数估计方法———矩阵方程法求解模型参数,最终精确估计了地震子波。 2 地震记录的滑动平均(MA)模型描 述及矩阵方程法子波提取 地震记录y (n )可视为一个零均值的平稳随机过程,且符合如下褶积模型 y (n )= ∑q i =0 w (i )r (n - i )+v (n ) =w (n )3r (n )+v (n ) (1) 式中:w (n )为地震子波;r (n )为反射系数序列;v (n )为环境噪声。显然,式(1)符合典型的滑动平均(MA )模型表达式,因此可以把地震记录看作是有限脉冲响应(FIR )系统的含噪输出。对于上述模型有如下假设:
地震子波波形显示及一维地震合成记录
地震勘探原理实验一 地震子波波形显示及一维地震合成记录 姓名： 学号：专业：地球物理勘察技术与工程 级 一、实验目的 1. 认识子波，对子波的波形有直观的认识。（名词：零相位子波，混合相位 子波，最小相位子波；了解子波的分辨率与频宽的关系；） 2. 利用褶积公式合成一维地震记录。 二、实验步骤 1. 雷克子波 ()() ))(21(22 t f e t r m t f m ππ-=- 零相位子波 ())2sin() ln(222 t f e t w m n t f m π-= （最小相位子波） n= m1/m2为最大波 峰m1和最大波谷m2之比 ()())2cos(log *22xw t f e t w m m t f m +=-π 钟型子波 xw 为初相m 为时间域主波峰与次波峰之比 w(t)=exp(-2*Fm^2*t^2*ln(n))*sin(T-2*pi*Fm*t) n=m1/m2 最大相位子波 （最大相位子波请同学们自己查找相关文献完成，非必须完成）
其中 f代表子波的中心频率， t =i*dt，dt为时间采样间隔，i为时间 m 离散点序号; 这里可以为 f = 10，25，40，100 Hz等，采样间隔dt=0.002 m 秒，i为0～256; 2.根据公式编程实现不同频率的零相位子波的波形显示； 不同中心频率的零相位子波图 f = 25: m f = 100: m 3.其地质模型为：
设计反射系数)(n r (n=512)，n 为地层深度，其中0.1)100(=r ，为第一层介质深度；7.0)200(-=r ，为第二层介质深度；5.0)300(=r ，为第三层介质深度；4.0)400(=r ，为第四层介质深度；6.0)450(=r ，为第五层介质深度；其它为0。 地震波在介质中传播，当到达介质分界面时，发生反射和透射，反射波被检波器接受，生成地震记录。反射系数表示地震波在两层介质分界面的能量重新分配，如r(100)=1.0，表示地震波入射到分界面时，只有一种波，反射纵波（或反射横波）。反射系数不为1.0时，表示当地震波入射到分界面时，产生两种反射波。反射系数为正，表示反射波相位与入射波相位相差2π；反射系数为负，表示反射波相位与入射波相位相差π，存在半波损失。 4. 应用褶积公式∑=-=*=N m m n w m r n w n r n f 1)()()()()(合成一维地震记录，并图 形显示； 应用褶积公式求f （n ）的程序为： #include
2007射线追踪与波动方程正演模拟方法对比研究
４７ 科技资讯 科技资讯 ＳＣＩＥＮＣＥ ＆ ＴＥＣＨＮＯＬＯＧＹ ＩＮＦＯＲＭＡＴＩＯＮ２００７ ＮＯ．１２ ＳＣＩＥＮＣＥ ＆ ＴＥＣＨＮＯＬＯＧＹ ＩＮＦＯＲＭＡＴＩＯＮ 工 业 技 术 地震正演模拟作为反演解释的反过程，是验证解释成果的有效手段，进行必要可靠的正演模拟可以有效的监控反演解释。地震学一般可以分为几何地震学和物理地震学，在几何地震学中进行的正演模拟方法就是我们通常所说的射线追踪法，射线追踪法是在合成记录时用地震子波和界面或地质体的反射系数进行反褶积运算，即。运算的最大特点是说明了地震波传播的运动学特征。而在物理地震学中应用波动方程法合成的地震记录是通过求解波动方程的数值解来模拟地震波场的。在波动方程合成的地震记录中不单保持了地震波传播运动学特征，还说明了地震波传播的动力学特征。本文将分别用射线追踪和波动方程的方法合成地震记录。 １ 基于射线追踪的合成地震响应 射线追踪法的主要理论基础是，在高频近 射线追踪与波动方程正演模拟方法对比研究 王志美 畅永刚 （长江大学油气资源与勘探技术教育部重点实验室 湖北荆州 ４３４０２３） 摘 要：地震学一般可以分为几何地震学和物理地震学，几何地震学中进行正演模拟方法就是射线追踪法，射追踪法是在合成记录时用地震子波和界面或地质体的反射系数进行反褶积运算，即。运算的最大特点就是说明了地震波传播的运动学特征。而在物理地震学中的波动方程法合成的地震记录是通过求解波动方程的数值解来模拟地震波场。在波动方程合成的地震记录中不单保持了地震波传播 运动学特征外，还说明了地震波传播的动力学特征。本文将分别用射线追踪和波动方程的方法合成地震记录。关键词：射线追踪 波动方程 正演模拟 中图分类号：Ｐ３１５文献标识码： Ａ 文章编号：１６７２－３７９１（２００７）０４（ｃ）－００４７－００ 图１ 射线追踪正演模拟（１） 图 ２ 逐段迭长示意图 图 ３ 射线追踪正演模拟（２） 图４ 波动方程正演模拟结果 似条件下，地震波的主能量沿射线轨迹传播。基于这种认识，运用惠更斯原理和费马原理来重建射线路径，并利用程函方程来计算射线的旅行时。在旅行时计算中应用有限差分等方法，以获得快速的解。射线法的主要优点是概念明确，显示直观，运算方便，适应性强；其缺陷是应用有一定限制条件，计算结果在一定程度上是近似的，对于复杂构造进行两点三维射线追踪往往比较麻烦。为了计算波沿射线的旅行时和波的传播路径，叙述如下。 如图１所示，首先给出连接Ｓ（激发点）和Ｒ（接收点）之间的初始射线路径射线的振幅变化，首先必须知道地震波在实际地层中传播的射线路径。 由于地震波在整条路径上满足同一个射线参数，因此射线路径上任意连续三点也将满足同一个参数，而三点间的射线表现形式为Ｓｎｅｌｌ定律。按照Ｓｎｅｌｌ 定律，可导出一个求 取中间点的一阶近似公式。当前后两点位于界面两边时，中间点为透射点，所求路径为透射路径；当前后两点位于界面的同一边时，中间点为反射点，所求路径为反射路径。为此，可以从任一端点出发，连续地选取三点，通过一阶近似公式进行逐段迭代取中间点，利用新求出的点代替原来的点，然后以一点的跨跃作为步长，顺序地逐段迭代下去，直到另一端点。这样，新计算出的中间点和两个端点就构成了一次迭代射线路径，如图２中所示。如果整条射线路径上校正量的范数之和满足一定的精度要求，则认为射线追踪过程结束，否则从追踪出的射线路径开始，继续重复上述过程，直到满足精度要求为止。最后一次追踪到的中间点和两个端点，构成整条射线路径。图３基于多层倾斜界面模型通过射线追踪正演模拟地震响应。从模拟结果可以直观的看出基于几何地震学的原理正演模拟结果只能反映地震波的几何传播路径。在实际的工程设计中通过正演模拟可以在地表确定地下观测范围，节约设备提高工程效率，但不能反映 物理地震学中的地震属性，例如振幅，频率和相位等。更不能反映地震波的动力学特征。 ２ 波动方程的合成地震响应 ２．１ 波动方程的建立 非均匀介质的声波方程： （１） （２） 可由对连续介质方程（１）式的两端对时间求导，并利用欧拉方程推得： （３） 其中：Ｐ是波数，Ｖ是质点振动的速度向量，ρ是密度，ｃ是波速，ρ和ｃ是随着空间参数χ和ｚ变化的，这里ρ给定为常数，只有ｃ 是地质模型的控制参数。χ和Ｚ分别是在地面水平距离和深度。这样（３）式就可以变为： （４） 其中：ｃ＝ν （χ，ｚ）；（４）式即是所求的弹性波动方程。 ２．２ 数值计算及稳定性 求解弹性波动方程的方法有多种，付立叶变换法是对弹性波动方程的波场进行付立叶变换，优点是运算速度快。克希霍夫积分法是基于均匀模型，利用格林函数公式计算曲面积分，求出空间波场值，但这种方法不能适应
地震子波的再认识
地震子波的再认识 一、地震子波概念： 地震子波是地震记录褶积模型的一个分量，通常指由2至3个或多个相位组成的地震脉冲，确切地说，地震子波就是地震能量由震源通过复杂的地下路径传播到接收器所记录下来的质点运动速度（陆上检波器）或压力（海上检波器）的远场时间域响应。 一个子波可以由它的振幅谱和相位谱来定义，相位谱的类型可以是零相位、常数相位、最小相位、混合相位等；对零相位和常数相位子波而言，可简单将其看作是一系列不同振幅和频率的正弦波的集合，所有的正弦波都是零相位或常数相位的（如90°）；在频率域中，子波提取问题由两部分组成：确定振幅谱和相位谱，确定相位谱更加困难，并且是反演中误差的主要来源。 二、子波提取方法： 子波提取方法分为三个主要类型：1)、纯确定法：即用地表检波器或其它仪器直接测量子波；2)、纯统计法：即只根据地震数据测定子波，这种方法很难测定可靠性的相位谱；3)、使用测井曲线法：即使用测井曲线与地震数据结合，理论上这种方法能够提取井点位置精确的相位信息，但问题是该方法要求测井和地震间必须要有良好的对应关系，而将深度域样点转换为双程旅行时的深时转换可能产生不恰当的对应关系，而这种不恰当的对应关系必将影响子波提取的结果。 子波在各地震道之间是变化的，而且是旅行时间函数，即子波是时变和空变的，也就是说，对每个地震剖面而言，都应该能提取大量的子波，但在实际应用中提取可变子波可能会引起更多的不确定性，比较实用的做法是对整个剖面或某个目的层只提取单一的平均子波。 三、零相位子波和常数相位子波：
零相位子波和常数相位子波(Zero Phase and Constant Phase Wavelets.) 首先，让我们来考虑雷克子波(Ricker Wavelet)，雷克子波由一个波峰和两波谷，或叫两个旁瓣组成, 雷克子波依赖它的主频，也就是说，它的振幅谱的峰值频率，或主周期在时间域的反函数（主周期可以通过测量波谷到波谷的时间来获得）。
波前构建法三维射线追踪
*本文受到国家自然科学基金(40474041)、CNPC 中青年创新基金(04E7040)、中原油田博士后科研工作站和CNPC 物探重点实验室中国石油大学(华东)研究室资助。 作者简介:孙小东,1980年生,博士研究生;2002年毕业于中国石油大学资源系物探专业;长期从事地震波传播、射线追踪和偏移成像方面的研究。地址:(257061)山东省东营市北二路271号。电话:(0546)8391423。E -m ail:w anliliu yun@https://www.360docs.net/doc/4c13533809.html, 波前构建法三维射线追踪* 孙小东 李振春 栗宝鹃 滕厚华 (中国石油大学地球资源与信息学院) 孙小东等.波前构建法三维射线追踪.天然气工业,2007,27(增刊A):275-277. 摘 要 在许多三维深度域成像方法中,都要涉及到旅行时和射线路径的计算。将四面体网格化模型和三维波前构建法(WF)射线追踪技术结合使用,实现了旅行时和射线路径的准确快速计算。WF 法射线追踪过程中可以保证稳定合理的射线密度,克服了常规射线追踪方法存在阴影区的问题。该方法在三维复杂构造如盐下成像方面有独特的优势 。在复杂模型中,采用笛卡尔网格表达射线和波前不够准确,因此只能对网格进行细化和过度平滑,这必然导致射线追踪的精度和内存的开销。四面体网格在表达复杂模型时更加准确有效,而且不需太多的网格数目,从而提高了射线追踪的精度和效率。对三维凹陷模型的射线追踪结果验证了该方法的正确性,目前W F 射线追踪方法在Kirchhoff 偏移中的应用正在研究中。 主题词 三维 地质勘探 偏移成像 射线跟综法 模型 二维W F 射线追踪首先由Vinje 等人提出。Chilco at 和Hildebr and 等人将二维算法推广到了三维。W F 方法在三角网格化模型里面追踪射线,使得描述波前、内插新的射线和计算射线参数变得简单高效。相对于常规笛卡尔网格化模型,A lbert in 和W igg ins 提出的四面体网格化模型(包括模型中三角网格化界面)以及Stanko vic 和A lbertin 提出的四面体网格化模型中射线追踪的算法都显示出了WF 方法的优越性[1-3]。利用四面体网格可以对复杂模型做精细描述而且不需太多的网格数目,从而能节省内存开销和提高计算效率。W F 射线追踪可以在计算过程中对每一时间步长得到的波前进行分析,通过插入一些新的射线的办法保持追踪过程中合理的射线密度,从而克服了常规射线追踪存在阴影区的问题。 对于许多三维地震深度成像方法,比如K irchhoff 叠前和叠后偏移与反演、偏移速度分析和层析成像等,都需要做旅行时和射线路径的计算。因此对旅行时和射线路径的快速计算有着重要的意义[4-7]。以下对四面体网格化模型的建造和WF 射线追踪算法的具体实现过程作详细的论述。 一、实现方法 1.三维模型的四面体网格化描述 对地质模型的描述不只是用在射线追踪中,其他处理方法(如偏移、层析等)也需要对模型做准确描述以得到最终的高质量的成像效果。 对模型的描述包含两个方面即层和界面。层是物性参数(如速度)连续的介质,层与层之 间是界面,是介质的物性参数不连续的分界面。众所周知,单纯形是建立描述模型最有效的手段,比如在一维情况下的线段、在二维情况下的三角形、在三维情况下的四面体等都是最基本的元素。在这里,用三角形网格来描述界面和波前,用四面体网格来描述界面之间的区域。 利用四面体网格描述速度参数不连续的介质较为准确。但是对于速度参数连续的介质,利用四面体网格不如利用笛卡尔网格效率高,而且计算射线路径与界面的交点比较麻烦。因此采用了四面体网格和笛卡尔网格相结合的办法来描述三维模型。速度参数不连续的 2.界面的三角网格化描述 面最有效的剖分方式如下:我们先用一个3个函数来表达界面,x (u,v)、y (u,v)和z (u,v ),其中有两个参数u 和v 。对x 、y 和z 的离散化要考虑到界面的起伏程度。对于起伏变化剧烈的地方,应加密采样才能准确地表达出界面的形态。连接所有的节点便得到了用许多三角网格描述出来的界面。在图1中,一个盐丘就是以这样的方式来参数化表示的。可以看到,网格的大小疏密与界面的起伏变化程度有关,无论是陡倾角还是缓倾角的地方都得到了准确地描述。 图1 由3个函数定义的盐丘界面图 另外,做运动学射线追踪时,需要知道界面上每一三角网格单元的法线方向,它是界面坐标的线性函数。在网格化模型时计算并存储这些信息可以避免以后在射线追踪过程中的重复计算,加快射线追踪的速度。 3.三角网格化界面的平滑 对界面三角网格化后,还需要做平滑,这在射线追踪中 275 第27卷 增刊A 天 然 气 工 业 综 合 研 究
高精度射线追踪模型在LTE网络规划中的应用
高精度射线追踪模型在LTE网络规划中的应用 LTE作为无线网络下一代演进技术，得到了世界范围内主流通信设备商和运营商的关注。与2G/3G和其他早期技术相比，LTE网络可以提供更高的业务速率和更大的容量。在LTE 网络部署的初期，高业务速率和大容量需求的区域将集中于人口及建筑高度密集的城市商业中心，这对LTE技术的网络规划的精度及准确度提出了更高的要求。 传播模型介绍 网络规划中，影响规划结果准确性的一个重要因素就是传播模型。经典的经验传播模型包括Okumura、COST231-Hata等，这类模型通常是通过对大量测试数据进行统计和拟合，得到的图表或公式。经验性模型统计地考虑所有的环境影响，但对于具体场景来说，都是不准确的。并且传统模型主要考虑了距离、天线高度对于路径损耗的影响，适用于农村、平原等平坦区域。在一般的仿真软件中，也会计算衍射损耗的影响，但一般只是简单地计算垂直面的衍射损耗，并不能很准确地反映城区建筑物对于传播模型的影响。 更加准确的模型是射线追踪模型。射线追踪技术是光学的射线技术在电磁计算领域中的应用，能够准确地考虑到电磁波的各种传播途径，包括直射、反射、绕射、透射等，并考虑到影响电波传播的各种因素，从而针对不同的具体场景做准确的预测。 射线跟踪模型一般基于下面两项或其中一项的射线路径搜索技术：射线跟踪或射线发射。射线跟踪是基于镜像的电磁理论，它考虑所有的物体作为潜在的发射物并且计算发射源像的位置。射线经过路径按照接收机，发射机和相关的像的位置构成。射线发射是从发射机发射出很多角度离散的测试射线。射线传播时，受当前环境的物体影响而产生功率损耗。当射线功率下降到预先设置值以下时，射线终止传播。射线追踪模型原理如图1所示。 图1 射线追踪模型原理示意图
最短路径法射线追踪的MATLAB实现
16 工程地质计算机应用 2004年 第 4 期 总 36期 最短路径法射线追踪的MATLAB 实现 李志辉 刘争平（西南交通大学土木工程学院 成都 610031） 【摘要】MATLAB 是一种广泛应用的优秀的科学计算语言和工具。本文简要阐述了最短路径法的基 本原理，探讨了在MATLAB 环境中实现最短路径射线追踪的方法和步骤，并通过数值模拟演示了所 编程序在射线追踪正演计算中的应用。 【关键词】最短路径法 射线追踪 MATLAB 数值模拟 利用地震初至波确定近地表介质结构，在矿产资源的勘探开发及工程建设中有重要作 用。地震射线追踪方法是研究地震波传播的有效工具，目前常用的方法主要有有限差分解方 程法和最小路径法。最短路径方法起源于网络理论，首次由Nakanishi 和Yamaguchi 应用于 地震射线追踪中。Moser 以及Klimes 和Kvasnicha 对最短路径方法进行了详细研究。通过科 技人员的不断研究，最短路径方法目前已发展较为成熟，其基本算法的计算程序也较为固定。 被称作是第四代计算机语言的MATLAB 语言，利用其丰富的函数资源把编程人员从繁 琐的程序代码中解放出来。MATLAB 语言用更直观的、符合人们思维习惯的代码，为用户提 供了直观、简洁的程序开发环境。本文介绍运用Matlab 实现最短路径法的方法和步骤，便于 科研院校教学中讲授、演示和理解最短路径方法及其应用。 1 最短路径法射线追踪方法原理 最短路径法的基础是Fermat 原理及图论中的最短 路径理论。其基本思路是，对实际介质进行离散化，将 这个介质剖分成一系列小单元，在单元边界上设置若干 节点，并将彼此向量的节点相连构成一个网络。网络中， 速度场分布在离散的节点上。相邻节点之间的旅行时为 他们之间欧氏距离与其平均慢度之积。将波阵面看成是 由有限个离散点次级源组成，对于某个次级源（即某个 网格节点），选取与其所有相邻的点（邻域点）组成计 算网格点；由一个源点出发，计算出从源点到计算网格 点的透射走时、射线路径和射线长度；然后把除震源之 外的所有网格点相继当作次级源，选取该节点相应的计算网格点，计算出从次级源点到计算网格点的透射走时、射线路径和射线长度；将每次计算 出来走时加上从震源到次级源走时，作为震源点到该网格节点的走时，记录下相应射线路径 位置及射线长度（见图1）。 根据Fermat 原理逐步计算最小走时及射线方向。设Ω为已知走时点q 的集合，p 为与其 相邻的未知走时点，tq 分别和p 点的最小走时，tqp 为q 至p 最小走时。r 为p 的次级源位置， 图1 离散化模型（星点表示震源或次级震源，空心点为对应计算网格点）
地震子波反褶积程序
盲信号实验报告 盲解卷积算法 姓名：丁宪成 系别：电信学院 专业：电磁场与微波 学号：3110035012 指导教师：陈文超2011年07月13日
盲解卷积算法 1. 原理： 几个重要概念： 1.1 褶积模型假设： 假设1：地层是由具有常速的水平层组成； 假设2：震源产生一个平面压缩波(P 波)，法向入射到层边界上，在这种情况下，不产生剪切波(S 波)； 假设3：震源波形在地下传播过程中不变，即它是稳定的； 假设4：噪音成分是零； 假设5：震源波形是已知的； 假设6：反射系数序列是一个随机过程。这意味着地震记录具有地； 震子波的特征，即它们的自相关和振幅谱是相似的； 假设7：地震子波是最小相位的，因此，它有一个最小相位的逆。 1.2 反滤波 如果定义滤波算子为f (t),则f (t) 与已知地震记录x(t)的褶积得到一个对地层脉冲响应e(t)的估计 e(t) = f (t)? x(t)； （1） x(t) = w(t)* f (t)* x(t)； （2） δ(t) = w(t)* f (t)； （3） 1()()*() f t t w t δ= （4） 用流程图表示为：
1.3 震源反子波 计算震源反子波在数学上是利用z 变换来实现的。例如，假设基本子波为两点时间序列（1，－0.5) 1()12w z z =-2111()1 (12412) F z z z z ==+++-； （5） 2111()1 (12412) F z z z z ==+++- （6） ()F z 的系数11(1,,,...)24 代表逆滤波算子f(t)有关的时间序列。可以看出它有无限多个系数，然而它们递减的很快。如同任何滤波过程一样，
子波基本理论与提取方法
---------------------------------------------------------------最新资料推荐------------------------------------------------------ 子波基本理论与提取方法 子波基本理论与提取方法 1 地震子波基本原理由震源激发、经地下传播并被人们在地面或井中接收到的地震波通常是一个短的脉冲振动，称该振动为振动子波。 它可以理解为有确定起始时间和有限能量，在很短时间内衰减的一个信号。 地震子波其振动的一个根本属性是振动的非周期性。 因此，它的动力学参数应有别于描述周期振动的振幅、频率、相位等参数，而用振幅谱、相位谱等概念来描述。 子波一般是物理可实现的，特别是地震子波，作为一个物理滤波器的响应函数，自然是物理可实现的，所有必定为非零相子波，但不同子波相位延迟不同。 子波包括最小相位子波、最大相位子波、混合相位子波。 子波的 Z 变换是一个多项式： nnzbzbzbbzB...)(221 若此多项式的全部零点均在单位圆外，则为最小相位子波；在单位圆内，为最大相位子波；零点在单位圆的内外都有，则为混合相位子波。 最小相位最大相位混合相位 2 地震子波的数学模型实际中的地震子波是一个很复杂的问题，因为地震子波与地层岩石性质有关，地层岩石性质本身就是一个复杂体。 为了研究方便，仍需要对地震子波进行模拟，目前普遍认为雷 1/ 4
克提出的地震子波数学模型具有广泛的代表性，即称雷克子波。 最小相位的地震子波的数学模型为： ftetbat2sin)(2式中： f为子波的主频；)ln(22Mf为子波衰减系数；|/|21mmM 为最大波峰值1m和最大波谷值2m 之对比。 其波形大致如图所示： 3 地震子波提取的基本方法地震子波的提取方法有两大类： 第一类是确定性子波提取方法；第二类是统计性子波提取方法。 确定性子波提取方法指的是利用测井资料首先计算出反射系数序列，然后结合井旁地震道由褶积理论求出地震子波，它的优点是不需要对反射系数序列的分布作任何假设，能得到较为准确的子波，而统计性方法的优点是不需要测井信息也可以得到子波的估计，但缺点是需对所用的地震资料和地下的反射系数序列的分布进行某种假设，所得子波理论上的精度不是高很。 正是由于这个原因，所以本文将分别最这两种方法进行 C 语言的编程实现，来对统计性子波提取方法和确定性子波进行地震信号反褶积的效果作一下对比和演示。 4 统计性子波提取方法原理虽然子波一般是未知的，但地震记录中包含有子波，因此，可以从地震记录中求取子波。 虽然目前求取地震子波的方法也很多，但下面还是介绍一下统计求取子波方法。 若将子波作为一般信号对待，则子波也可用)(ts表示，假设
无线路径损耗之射线追踪模型
无线路径损耗之射线追踪模型 1概述 在一个典型的市区或室内环境中，从一个固定源发射出来的无线信号会在环境中碰到多个物体，产生发射信号的反射复制信号、衍射复制信号、散射复制信号等（如下图所示）。这些发射信号的额外复制品——也被称为多径信号分量——与接收器接收到的LOS信号相比，可能有功率上的衰减，可能有时间的延迟，可能有相位和/或频率上的偏移。多径信号和发射信号在接收器端叠加在一起，经常使得接收信号相对发射信号出现严重的扭曲。 在射线追踪模型中，我们假设存在有限数量的反射物，并且这些反射物的位置和导电特性已知。前面说过，借助恰当的边界条件，我们能够通过求解麦克斯韦方程组解出多径传播的细节。然而，计算的复杂性让这个解决方法失去实用性，无法成为一个通用模型。而射线追踪模型用简单例子来代表电磁波的波阵面，从而对信号传播进行了简化。这样，波阵面上的反射、折射和衍射效果就由复杂的麦克斯韦波方程简化为简单的几何方程。当接收器离开最近的散射体的距离大大超过波长，并且所有散射体相对波长足够大、散射体相当平滑时，射线追踪模型
的近似误差非常小。将射线追踪模型和经验测试数据比较后显示，它能够在乡村区域、发射器和接收器都接近地面的城市道路，及附加适当衍射系数的室内环境准确模拟接收信号的功率。不过，射线追踪模型不能准确捕捉除接收功率变化之外的其它传播效应，比如多径信号的时延扩展（delay spread）。 最常用的射线追踪模型包括了所有衰减多径分量、衍射多径分量和散射多径分量。这个模型使用了发射器和接收器周围所有物体的几何特征和导电特征。基于射线追踪的计算机程序，比如朗讯的Wireless Systems Engineering software (WiSE)、Wireless Valley的SitePlannerR和Marconi的PlanetR EV被广泛使用于室内和室外环境的系统规划。在这些程序中，计算机图形和航空照片（室外无线信道）或者建筑结构图（室内无线信道）结合，以获得环境的三维地理图像。 下面的章节依照复杂度的增加描述了几个射线追踪模型。我们从简单的双路径（two-path）模型开始。这个模型预测了LOS路径信号与一个地面反射信号干扰后产生的信号变化。这个模型描绘了几乎没有反射体的孤立区域的信号传播的特性，比如乡村道路或高速公路。通常，对室内环境来说，这不是一个好模型。接下来我们呈现了一个十射线（ten-ray）反射模型，它预测了沿着直路或者走廊的信号传播的变化。最后，我们描述了一个通用模型，它预测了任何传播环境的信号传播。双射线（two-ray或two-path）模型只需要有关天线高度的信息，而十射线模型需要知道天线高度和街道/走廊的宽度信息，通用模型则除了需要上述参数外，还需要知道环境中的反射体、衍射体和散射体的详细的几何和导电特性。 2双路径（two-path）模型 双路径模型用于多径效应只由单一的地面反射决定的情景（如图2.3）。接收信号包括两个分量：1，直达或LOS分量——发射信号经由自由空间传播而到达接收端；2，反射分量——发射信号经过地面反射后到达接收端。 接收端的LOS分量根据自由空间传播损耗公式计算得到（公式2.3）。图2.3中的反射射线则取决于线段r和线段r’。如果我们忽略表面波的衰减效应，通过叠加，双路径模型的接收信号为：
子波提取
子波提取 褶积模型是所有反演的基础: 地震道=地震子波*反射系数+噪声 频率域内, 褶积则为乘积的关系. 反演相当于地震道除以地震子波, 得到反射系数: 反射系数=地震道/地震子波 频域内窄频段的子波限制了信息的获取范围.The narrow band wavelet restricts the available range of information in the frequency domain. 地震子波完全由它的振幅谱和相位谱来定义: The Wavelet is defined completely by its amplitude
spectrum and its phase spectrum: 在有限频率范围内, 相位谱通常可近似为一条直线. 直线的截距是子波的常数相位旋转, 它是子波的最佳表征. 直线的斜率标示着子波的时移. The intercept of the line is the constant phase rotation which best characterizes this wavelet. The slope of the line measures the time-shift of the wavelet. 极性的约定: 极性约定是一个特殊的子波相位问题. 默认的约定便是: 声阻抗的增加在零相位的地震数据上代表一个波峰.
A special wavelet phase issue is the Polarity convention. The default convention is that an increase in acoustic impedance is represented as a peak on zero-phase seismic data: 另一个默认的约定便是: 声阻抗的增加在零相位的地震数据上代表一个波谷. The alternate convention is that an increase in acoustic impedance is represented as a trough on zero-phase seismic data: 使用ì极性约定菜单?可以设置极性约定: The polarity convention is set using the Synthetic
基于Ricker类地震子波的匹配追踪
基于Ricker类地震子波的匹配追踪 摘要 Ricker类地震子波是由Ricker子波演变得到的零相位三参数理论子波，通过适当的简化，得到二参数C子波，参量独立地控制波形特征。以两个波形参数（主旁瓣极值比和主旁瓣宽度比）来考察子波，发现Ricker类地震子波比常规的Ricker子波、宽带Ricker子波波形更为丰富。基于C子波（Ricker类子波）的匹配追踪算法，以该类子波构建原子库，建立包络瞬时频率与子波参量的定量关系，通过三步法实现地震信号的分解。模型试算结果表明了该算法的有效性，时频谱具有较高的时频聚焦性，C子波比Ricker子波更适用于时变记录的匹配。基于C子波库对实际资料进行匹配追踪，分频结果取得了较好的解释效果。 关键词Ricker类子波主旁瓣极值比主旁瓣宽度比时变记录匹配追踪
ABSTRACT Ricker-like seismic wavelet is a kind of zero phase wavelet with 3 parameters developed from Ricker wavelet. Through proper simplification, obtain a new kind of wavelet named C wavelet, which has 2 parameters controlling waveform independently. Studying wavelet bymagnitude ratio and width ratioof mainlobe and sidelobe, we find C wavelets’ waveform is richer than Ricker wavelet and wide-band Ricker wavelet, and C wavelet is more adapt to time-varying signal. Compared with STFT and ST, the matching pursuit algorithm based on C wavelet has a better time-frequency resolution.Spectral decomposition of seismic data achieved good results. Key words: Ricker-like wavelet, mainlobe and sidelobe magnitude ratio, mainlobe and sidelobe width ratio, time-varying seismogram, matching pursuit
地震子波的地质解读教学设计
地震子波的地质解读教学设计 所属学科、专业：理工，地矿类及部分地质学类和地球物理学类 所属课程：地震勘探原理 适用对象：地矿类及部分地质学类和地球物理学类本科生 主讲人：林年添 所属单位：山东科技大学地质科学与工程学院 1教学背景 学生初次听到地震勘探原理，特别是“地震子波”概念，总会感觉比较抽象，不容易理解。对于其定义，往往只能死记硬背，即使后续课程到了一定阶段，也还有学生对地震子波所携带的时间和形状变化信息与要解决的地质问题未能建立起感性的认识。因此，首先要解决的问题是如何使学生一开始就能更好理解这一概念。针对这一问题，本教学环节采用日常生活中最常见的各类球（本微课以 篮球为例）运行的方式进行类比教学。将在地下传播的无形的“地震子波”形象地比喻成一个球，地震子波在地下传播遇到岩层再返回地面被接收，犹如篮球离开持球人接触地面再回到持球人或者他人的过程，有运行轨迹及运行时间；而地震子波在地下传播遇到岩层再返回地面被接收时其形态发生变化是与地下介质或所遇岩性界面吸收等有关，犹如篮球接触地面再回到持球人或者他人时发生损耗一样。如此，通过这一情境的设计，使学生较好地理解地震传播理论与解决地质问题的理念。b5E2RGbC 2教学内容 基于上述教学背景或学情，根据题意，设计教学内容如：通过类比方式（即把地震波传播的基本过程与篮球的传递过程进行类比）深入浅出地诠释“地震勘 探的原理一一利用地震子波从地下地层界面反射回地面时带回来的旅行时间和形状变化的信息，用以推断地下的地层构造和岩性”，使学生在最短的时间内充分理解如何利用勘探地震方法探测深部地质结构，甚至于地层岩性分布等问题。 plEanqFD 3教学目标 ①将无形的或抽象的“地震子波”概念形象化，以提高学生学习的兴趣度和认知度； ②对于地质学类本科生而言，通过本教学环节的学习，能将具象化的认知 （野外地质观察）与相对抽象化的知识（地震勘探的理论）初步建立关系；DXDiTa9E ③对于地球物理勘探类的本科生而言，通过本教学环节的学习，能将以往