CN101073020B - 使用交互式和选择性地更新的地球建模和地震成像方法 - Google Patents

Abstract

本发明说明一种用于建立增强的地震像的方法。从地下区进行地震调查，获取地震数据。地震数据被变换为能量分量，最好是Gauss波束分量。建立包括透镜单元的地球模型。能量分量的集合，通过透镜单元传播或迁移而形成像分量，组合这些像分量而形成地震像。在地震像中识别供像增强的目标。可以用射线跟踪来选择要更新的透镜单元的试验集合并选择能量分量的子集。使能量分量的子集通过更新的地球模型传播，形成更新的像的分量。通过用更新的像分量替换像分量，来更新地震像，这些更新的像分量是从选择的能量分量的子集形成的。该子集在大小上相对于能量分量，即波束分量总数，有极其理想的缩减。

Description

使用交互式和选择性地更新 的地球建模和地震成像方法 

技术领域

本发明一般涉及用于地球建模和地震成像的方法，更具体地说，是涉及使用波束迁移来建立地震像的方法。 

背景技术

构建精确的地震像和对应的地球模型，在作出涉及勘探和储集层管理的决定中，是重要的。例如，地球科学家使用地震像，来确定在哪里把井打进含有碳氢化合物储集层的地下区。他们还使用速度或地球模型，建立适合储集层流体流动建模的储集层模型。地球科学家作出的决定的质量，极大地依赖于地震像和地球模型的质量。 

地球模型的质量和对应的地质像质量是相互关联的。地球模型通常包括数十万甚至数百万用于计算机模拟的基元或单元。使用模拟能量通过地球模型单元的成像程序，借助地震数据的约束，建立地震像。精确的地球模型常常需要清晰的地震像，反之亦然。 

地球模型具有影响地震像的计算的各种性质。例如，地球模型中每一地质层内规定的地震速度场。速度的幅值和速度场内的空间变化，影响能量通过单元传播的定位和聚焦。此外，各种地质层之间的边界形状，也能极大地影响地震能量的传播方向。例如，巨大的盐地层下面的像，受盐和沉积层之间的边界形状极大影响。常常是，速度并不强烈地依赖于能量传播方向，而是近似地按简单的各向同性标量场规定。但是，构建用张量场详细指定各向异性速度的详细得多的地球模型，已经成为大势所趋。 

使复杂的地质结构成像的常规操作规程，是反复改善地球模型与地震像两者。图1画出的流程图，概要地说明这一常规的反复处理过程。在步骤20，对将要建模并成像的地下区，进行地震调查。在步骤 30，一般由地球物理学/地质学判读员作出适当的地球模型的初步确定。该地球模型根据来自井数据、地震调查、地质露头、和地质结构概念等信息。常常用市场上买得到的程序来构建该模型。举例说，可从Texas州Houston的Earth Decision Science购得的GOCAD^TM地球建模软件。 

地球建模软件建立包含模型细节的地球模型数据文件。制订这种模型需要的时间，与模型的大小及复杂性有关。一般说来，制订最初模型所需时间，在5天到5周的范围。建立地球模型要求的技术知识，常常由地质学的熟练人员和另一个计算机辅助设计的熟练人员之间的协作提供，该计算机辅助设计的熟练人员要熟悉专门的地球模型的表示。 

在步骤40，地震成像专家，常常是地球物理学家，使用成像软件产生地球的像，该成像软件在地震工业中亦称迁移软件。迁移程序的一个例子，是Chevron Texaco有专利权的GBMig软件。该软件使用Gauss波束迁移来建立地震像。市场上买得到的迁移程序的例子，包括在ProMax

软件的程序块内，该软件由Texas州Houston的Landmark Graphics Corporation出售。这些迁移程序一般接收地震数据作为输入，然后由地球建模软件建立地球模型数据文件。地震成像专家利用地球模型和地震数据，建立地震像，该地震像作为地震像数据文件被保存。建立最初地震像所需时间，常常约在1天到4周。 

地震成像程序可以使用若干不同的迁移技术。这些技术的例子，包括非递归的Kirchhoff与Gauss波束迁移方法、递归有限差与相移加内插(phase-shift-plus-interpolation)方法。 

在步骤50中，用地震解释软件估计地震像，并把地震像与最初地震模型比较。这种解释软件的例子，是可从Texas州Houston的Landmark Graphics Corporation购得的Seiswork软件。对该估计和比较的技术技巧，包括对构造地质学和地震地层图的了解。在估计地震像时，要考虑几个不同因素，包括：(1)地球模型是否与地震像一致；(2)地震像在地质学上是否可以接受，或甚至是否可能；和 (3)像是良好聚焦的还是模糊的。 

在估计当前地震像之后，在步骤60中，改善地球模型，希望在下一轮成像计算中减小像中探测的缺陷。地球物理学专家在致力改进该模型中，选出原来地球模型的单元并修订这些单元。然后，包含已更新单元的更新的模型，被作为更新的地球模型数据文件保存。该步骤所需时间常常是数小时到数天。 

更新的地球模型数据文件被送还地震成像专家。成像专家把更新的地球模型传送至迁移程序，以产生下一轮的地震像。该过程约用一天或甚至数周，取决于不断演变的地球模型的复杂性。已更新的地震像被送回地质学专家，以便重新估计，并如图1所示，继续进行步骤40-60的反复循环，直到认为地震像满意为止。 

许多考虑影响最初地球模型的构建。这些考虑随要表示的地质学类型变化。对墨西哥湾中盐下成像的例子，常常按自顶向下方式构建地球模型，现在即将说明。 

“判读员”是谙熟地质解释的人员，并常常对勘探远景的发展负主要责任。判读员的第一步，通常是在已记录地震数据的区上，详细说明海洋深度。这些深度可以借助已记录的深海测量说明，但更常见的是，深度是在地震解释***，例如Landmark的Seisworks

软件中工作的同时，从地震像绘图。用于水底识别的最初地震像，能够用非常基础的成像方法构建，因为到达水底的行进路径是简单的。一旦水底已经绘图，这个地图即作为计算机数据文件保存，并送交同样谙熟地球的计算机辅助建模的地球物理学家。该地球物理学家将形成两层模型，上层是海洋，而下层是沉积层。沉积层在该点的速度，只是使用Dix变换，把最初叠加速度变换为区间速度而粗略地指定。盐体尚未在模型中表示。 

把目前的两层“只有沉积物”模型用作地球模型，输入深度迁移成像程序，例如GBMig迁移软件，该软件使用波束迁移来建立地震像。成像程序将产生沉积层的像，但该像一般不是任何地方都良好聚焦的，因为沉积速度是不精确的，特别是没有精确表示横向空间速度的 变化，诸如因气体的存在而导致的变化。散焦的幅度由地球物理学家测量，并用作层析摄影术程序块的输入，如Landmark的ProMax

 软件中包含的程序块的输入。该层析摄影术程序能够估算对速度场的校正，该速度场在将来的成像程序应用中，必须校正散焦。但是，此时的层析摄影术，仅适合对巨大盐层以上区查找速度校正；盐本身及盐以下区一般成像过于恶劣，不能使用层析摄影术的速度计算。 

一旦已经对盐层以上区计算了层析摄影术校正，则把这些校正包括在地球模型中。再次把成像程序应用于已使用更新速度的地震数据或地球模型。因为该更新的模型，现在有至少向下到盐层顶的精确的速度，所以计算的向下到盐层的能量传播，应当是精确的，并产生盐顶精确的像。 

把该最新的像发送至判读员，他的工作现在是对盐顶绘图。这一轮绘图不如对水底绘图那么容易，因为盐顶常常是多皱纹的。事实上，盐顶的绘图工作，有时是含糊的，特别是在盐可能局部翻转的地方或沉积围岩可能夹带在盐中的地方。尽管如此，此时因为从地表面到盐顶的传播路径是相对简单的，所以盐顶通常是良好聚焦的。 

盐顶地图作为计算机文件保存，并传送给地球物理学家。地球物理学家把该盐顶地图输入地球模型，形成三层模型，亦称“无底盐”模型。该三层是水层、盐之上的沉积层、和盐层。此时，盐层伸延到地球模型的底部。实际的盐的底部还没有说明，因为它一般尚未良好成像。盐内的速度通常按恒定值建模，该值代表穿透盐的井中探测到的值。盐的速度值还受成功地用于其他盐下成像工程的值的指导。 

现在，把规定盐顶的边界包括在地球模型中，成像程序能够精确地计算地震能量在盐顶的折射，从而把像形成到更深的深度。特别是，现在的成像程序能够形成盐底部的像。再一次以目前的“无底盐”模型运行成像程序。得到的像再次送给判读员，现在他必须对盐底绘图。 

盐底的绘图工作有时是容易的，因为边界有时是清晰成像的。但是，盐底的绘图工作常常是非常困难且含糊的。因为盐顶部把能量折射到其他方向，盐底部不是任何地方都被良好照射的。常常把盐内的 接缝边界误认为是盐底部。一般情况下，因为盐顶界面使照射更深层位的透射能量显著降低，所以信号是弱的。还因盐上的多次反射和压力波地震能量变换为切变波地震能量，导致大的相干噪声。虽然这些因素使盐底部的识别变得困难，但判读员无论如何必须对盐底绘图并作为计算机文件保存该地图。 

包含盐底部地图的文件，被送交地球物理学家，他使用该地图来完成地球模型中盐的形状的详细说明。地球物理学家还要说明盐之下的沉积层速度。要测量盐以下的沉积速度是困难的。盐下沉积物速度的说明，常常根据在相似的深度但不在盐之下的相似沉积层中测量的速度。 

使用该最新的速度或地球模型，再次把成像软件应用于地震数据。因为速度模型已完成，得到的成像的质量常常足够用于对盐下碳氢化合物的远景绘图。 

刚才给出的盐下例子，说明一个步骤接着一个步骤地构建地球模型的技巧。有一种轮廓分明的技巧，因为在一个重要的方面，该例子的地球模型是简单的：它在每一层内有光滑变化的速度。只有盐与沉积物之间的边界是复杂的，而这些边界的形状常常能够借助刚才说明的自顶向下的技巧确定。 

在许多其他情况中，速度的构建要复杂得多，且不能事先用一个步骤接着一个步骤的技巧说明。例如，在冲断层带(thrustbelt)地质中，能够存在翻转的层，对这种翻转层，层的形状和层内速度两者都难以确定。在别的例子中，在盐的地块中夹带的失水物(anhydrates)对地震能量的传播有巨大影响，但难以根据地震像绘图。即使对盐下成像，刚才说明的自顶向下的技巧，只能得到次优的临时性地球模型，它可供进一步分析来改善。 

对次优的地震像的改进，存在许多障碍。首先，为改进像的聚焦，应该对模型作哪些改变，常常是不清楚的。复杂的层析摄影反演程序，分析地震像的散焦，导出降低该散焦的模型校正。然而，这些反演程序的解决方案是受限制的。许多不同的模型校正，尽管每一不同的模 型产生不同表观地质结构的像，却产生相同的像聚焦改进度。此外，在许多地震成像问题中，地震信号是弱的，而噪声是强的，难以看出像是聚焦的还是未聚焦的。 

地球物理学家的测量，通常不足以获得复杂地质的精确的像。地质学上的考虑，必然对该像产生约束。有许多这些约束的例子。一种简单的地质学约束是，像必须与现有的井数据一致，它可能包括像中出现的层理面的位置和倾角。地质学的约束常常是，像中某些岩床应是简单和平坦的。另一个约束是，断层面反射应与层理面落差的像对齐。再有，呈现重叠交错的地质层理面的像，不能校正。这些仅是少量简单的考虑，但高级的结构原理，同样对地质有约束。 

地震数据的地球物理反演与对地球模型的约束组合，难于从数学上导出并在计算机代码中实施。例如，地质岩床不能交叉的明显约束，超出层析摄影地震反演的目前技术手段。只有对速度场光滑性和反射层位的基础约束，是目前反演手段的一部分。即使光滑性约束，也不是地质学家或地球物理学家单独地施加的。与地质学框架一致的良好聚焦的像，应当是地质学和地球物理学专家之间协作的产物。 

用地质学的理解来修订地震像是困难的。像的修订，除了数天或数周的计算机时间，还要求装配线处理过程式的协调，其中，不同的专家在处理过程中使用分开的软件应用程序完成各步骤。代替持续的协作，专家们大多仅在中间结果从一个步骤转移到下一个步骤时相互配合。图1画出不同步骤中地质学和地球物理学对该像的估计。判读员决定，像是否足以用于地质结构绘图，而如果否，则向地球物理专家指出像的缺陷，并请求他们改进该像。判读员一般不直接卷入地球物理学的分析。 

对如何最佳地更新地球模型和地震像，以及如何完成地震解释，一般不是由所有专家协作地进行的。这大多由于重复计算更新数据文件要耗费的时间长度，这些数据文件是：地球模型数据文件、地震像数据文件、及地志学的地表下岩石的层理面地图。一般而言，对地球建模、地震成像、及地震解释的每一步骤，计算机计算这些大的更新 文件要耗费许多小时或许多天。因此，地球建模及地震成像的反复改进，是在上述分离的步骤中完成的，而不是在来自各种学科的专家之间以完全协作的方式完成的。总之，建立分开的数据文件，这些文件又在地质学家、地球物理学家、和判读员之间传来传去，这种分离的处理过程在获得满意的地震像和对应对得起模型前，可能要耗费数个月。 

如上所述，常规的反复改善地球模型和地震像的方法，有许多缺点。首先，更新地球模型、地震像、及地图的计算，由于全部数据文件在反复时的重复计算，工作量是大的。其次，因为地球建模、地震成像、及地震解释中，每一更新步骤是如此耗费时间，当要作出如何更新地球模型和地震像的决定时，要求各种专家充分协作，是困难和几乎不可能的。最后，把许多数据文件在各种专家和处理软件之间传来传去，需要极大的工作量和小心，以确保数据文件在增强的处理过程中不被损坏或丢失。 

本发明给出一种时间与计算高效的方法，用于交互式并选择性地更新地球模型和地震像。结果是，能够在更新地球模型和地震像的处理过程中，自始至终地使用地质学、地球物理学、地震解释、及计算机建模中需要的专家之间的协作。这样导致在相对短的时间周期中，即数小时和数天中，准备好更高质量的模型和像，而不是数天、数周、甚至数月。此外，在该反复处理过程中，使用理想地综合的程序，该程序在反复的增强处理过程中，降低损坏或丢失数据文件的概率。 

发明内容

本文说明一种建立增强的地震像的方法。从地下区进行的地震调查中，获取地震数据。把地震数据变换为能量分量，最好是Gauss波束分量。建立包括透镜单元的地球模型，这些透镜单元具有影响能量通过透镜单元传播的传播性质，诸如速度和形状。能量分量通过透镜单元传播或迁移而形成像的分量，组合这些像分量而形成地震像。 

在地震像中，识别的用于像增强的地震像中的一部分或多部分，称之为一个(或多个)目标。选出透镜单元的试验集合，这些透镜单 元当它们的传播性质变化时，可能影响目标的成像。最好用射线跟踪技术来选择透镜单元的试验集合。然后，在致力于增强地震像的过程中，更新透镜单元试验集合的传播性质。 

选出可能影响目标成像的能量分量的子集。使该子集通过更新的地球模型传播，形成更新的像分量。地震像的更新，是用已选出的能量分量子集传播形成的像分量，替换目前地震像中对应的像分量。地震像和地球模型是反复更新的，直到获得满意的地震像为止。 

最好是，通过更新透镜单元而形成更新像分量的能量分量子集，按如下方法选择。从被变换的地震数据中，选出能量分量的试验集合。选择的判据是，具有在感兴趣目标的预定距离内通过的射线路径的对应能量分量。此外，可取的是，该射线路径至少通过已更新的透镜单元之一。理想的是，进一步缩减该能量分量的试验子集。跟踪通过更新地球模型的能量分量试验集合的射线路径，以建立更新的射线路径。此时不需要形成像的分量。只有那些传播并到达目标的能量分量，并且它们已更新的射线路径通过已更新透镜单元之一，才被选择为包括在能量分量子集中，该能量分量子集将用于形成更新的像的分量。这些更新的像分量将替换目前地震像中对应的像分量，建立更新的地震像。 

可以用射线跟踪来选择将要更新的透镜单元的试验集合，并且还选择能量分量的试验集合。优选的能量分量是Gauss射线分量，而优选使用的传播或迁移技术，是Gauss射线迁移。地震像的反复更新，是在单个应用程序中完成的，所以数据文件不需要在分开的软件包之间传递。 

本发明的一个目的，是在地球建模和地震像程序中提供一种综合的工作流程，其中，要求更新地球模型和地震像的计算时间显著地缩短，使该工作流程能够在数分钟或数小时内完成，而不使用要数周或数月才完成的分离的程序及分析。 

再一个目的，是借助只重复计算地球模型中那些与最新改变关联的作为目标的像分量，递增地更新深度迁移的像。 

又一个目的，是提供一种解释深度迁移的方案，其中，更新地球模型选择的单元，且在提供增强的地震像的过程中，只有地震像对应部分的子集需要更新。 

又再一个目的，是在地球模型的更新过程中，不仅使用像中出现的结构模式信息，还使用成像聚焦的快速射线轨迹分析。 

附图说明

本发明的上述和其他目的、特性、和优点，将从下面相关的说明、待决权利要求书、和附图，获得更好的了解，附图有： 

图1是流程图，表明反复增强地震像和地球模型中使用的常规步骤； 

图2是本发明优选实施例的流程图，表明建立地震像和地球模型的工作流程； 

图3是说明射线跟踪技术的流程图，可以用这种射线跟踪技术来选择要更新的透镜单元，这些透镜单元有它们的传播性质，例如形状及速度场； 

图4画出用于选出能量分量子集的优选步骤，这些能量分量将通过更新的地球模型传播，形成更新的像分量； 

图5画出被处理成Common-Offset Section(共偏移距剖面)或接近于在零偏移距上记录的数据的地震数据； 

图6画出单个波束能量分量，即Gauss波束，它被沿射线路径发射进地球中； 

图7画出地下盐丘的地震像，它包括已相加的像分量； 

图8表明把地震数据变换为波束分量，画出(A)在有倾角p^m 的地点L附近，变换分开的波；和(B)这些波沿着全部有倾角共计为p^m的***拾震器的射线路径对，被发射回地球中； 

图9画出用于分析地震像中横置的(crossing)反射器问题的显示； 

图10A和10B画出使用不合格像的两点射线搜索的聚焦分析，指出地球模型的问题，其中，能量分量已经沿不同射线路径行进并聚 焦在不同地点；和 

图11画出已用部分地球表面修改的地球模型的透镜单元，该部分地球表面被即将立刻更新的透镜单元聚焦中的变化交互式地拖曳。 

具体实施方式

按照本发明作出的、用于建立增强地震像的示例性和优选的方法的实施例，在图2中画出。图3和4画出图2步骤160和170的分步骤。 

在步骤110中，从感兴趣的地下区的地震调查获取地震数据。如果需要，能够把地震数据组织成数据集合，以利进一步分析。在本示例性实施例中，地震数据被组织成共偏移距剖面(COS)。另外，可以通过使用地震数据的已记录的组织，即共***选排，按原始形式使用这些地震数据。要不然，可以把地震数据组织成其他的数据集合，诸如共中点选排或共接收器数据。 

图5画出COS数据集合的两维例子，对这个特定例子，它碰巧是零偏移距的。每一COS数据集合，只包括记录在特定偏移距矢量上的轨迹。偏移距矢量是地震源与某一轨迹的地震拾震器之间的空间矢量。可以直接从记录的数据中使用某一特定偏移距矢量上的轨迹。如果该偏移距不能直接使用，则需要的轨迹，能够通过对记录在一些其他偏移距矢量中的轨迹，应用标准处理步骤(诸如向外移动和叠加)来近似。在每一COS数据集合内，地震轨迹被排序成数值的三维阵列。三维阵列的第一轴是记录的时间。第一轴的原点是地震源的初始时间。其他两轴是源与每一轨迹的拾震器之间中点的X和Y空间位置。 

在步骤120中，这些数据集合被变换为能量分量。为了本说明书的目的，术语“能量分量”是指分量的集合，记录的地震数据被分析为或变换为该分量集合。这些能量分量可以包括***分布、共偏移距数据、共中点数据、和平面波能量分量。 

在本优选实施例中，地震数据集合被变换为亦称波束分量的能量分量，而更可取的是Gauss波束分量。在波束分量的情形中，能量近 似沿单个射线路径传播。若干种物理能量源，例如***，对每一沿它们各自的射线路径行进的波束分量有贡献。作为举例但不是限制，地震数据能够从数学上分析为或分解成为其他能量分量的例子，包括***选排或简单的数学变换，如平面波变换(K-F变换)。在***选排的情形中，该导致原来的***选排的变换，可以看作记录数据上简单的完全相同的变换。 

每一地震数据集合，即COS，在步骤120中被变换为对应的能量分量集合，按该步骤的情形，是Gauss波束分量。这一变换如在Hill，N.R.的Prestack Gaussian Beam Migration中的说明，是理想地完成的，见Geophysics，Volume 66，pp.1240-50(2001)，下面还要进一步详细说明。 

虽然不作为推荐，但变换为波束分量也可以按照美国专利No.5,274,605说明的方法进行，该专利的标题为“Depth Migration MethodUsing Gaussian Beams”，本文全文引用该专利的教导，供参考。再一种变换方法还在Hill，N.R.的Gaussian Beam Migration中说明，见Geophysics，Volume 55，PP.1416-28(1990)。本文也引用前述Hill，N.R.两个出版物中关于Gauss波束的说明，供参考。 

在现在的优选方法(Hill，2001)中，COS数据集合变换为对应波束分量，是用下面的数学表达式进行的： 

$D_h(L,p^{\′},\mathrm{\ω})={\left|\frac{\mathrm{\ω}}{{\mathrm{\ω}}_l}\right|}^3\∫\∫\frac{{\mathrm{dx}}^{\′}{\mathrm{dy}}^{\′}}{{4\mathrm{\π}}^2}{D}_h(r^{\′},\mathrm{\ω})\exp [\mathrm{i\ω}{p}^{\′}\·(r^{\′}-L)-|\frac{\mathrm{\ω}}{{\mathrm{\ω}}_l}\left|\frac{{|r^{\′}-L|}^2}{{2w}_l^2}\right]---\left(1\right)$

这里D_h(r′，ω)是在矢量偏移距h经Fourier变换到频率(ω)域后的数据，而w_l是在参考频率ω_l上波束的初始宽度。被变换的数据是D_h(L，p′，ω)，这里矢量L和p′是表面地点和波束分量方向。变换方程(1)类似于开窗口的Fourier变换和Gabor变换。每一波束分量，是近似沿特定射线路径通过地球行进的地震能量分量。图6画出发射进地球中的一个波束分量例子。在本例中，偏移距碰巧是零。 

步骤130是构建临时的地球模型，它代表包含有或预期有碳氢化合物的地下区。例如，优选的地球建模程序可以是上面讨论的 GOCAD^TM软件。 

地球模型由许多基元构成，或许有数十万或数百万基元。地球模型中基元的速度性质，影响地震能量的传播方向。因此，为本说明书及权利要求书的目的，因为这些基元引导能量的方式，与光学透镜引导光的方式类似，所以这些基元称“透镜单元”。就是说，透镜单元使通过的能量折射。能量通过透镜单元的折射，取决于构成地球模型的各个透镜单元的传播性质。更准确地说，这些传播性质可以包括，但不限于，几何形状、速度场，包括速度场的各向异性特性及压缩和切变速度。 

在本示例性实施例的步骤140中，利用地球模型和能量分量，即Gauss波束分量，产生迁移的地震像。更准确地说，波束分量集合，理想地通过使用Gauss波束迁移的透镜单元传播，形成像分量，组合这些像分量或把这些像分量相加，形成地震像。该Gauss波束迁移最好按Hill，N.R.的Prestack Gaussian Beam Migration中说明进行，见Geophysics，Volume 66，PP.1240-50(2001)。虽然不作为推荐，但迁移也可以按照美国专利No.5,274,605说明的方法进行，该专利的标题为“Depth Migration Method Using Gaussian Beams”，前面已经引用过。对零偏移距的情形，也可以使用在Hill，N.R.的Gaussian BeamMigration中说明的方法，见Geophysics，Volume 55，pp.1416-28(1990)。附录A和B分别说明作为Gauss波束后盾的理论，以及用Gauss波束的和表示的点源。 

图6画出的波束分量，是在能量已经发射进地球中且该能量沿重合的射线路径返回而被接收后的波束分量。垂直轴表示以公里为单位的深度，而水平轴是水平位置。角度Θ代表波束分量的离开角和到达角。地表下岩石的地震像，是通过把所有波束分量沿它们各自射线路径发射，又把它们对该像的贡献求和获得的，求和的方式按Hill(2001)中的说明。得到的地震像如图7所示，显示一个地下盐丘290。图6中画出的单个波束分量，对该丘的陡峭侧面292的地震像有贡献。该盐丘的侧面292包含在图7的矩形框294内。 

最可取的Gauss波束迁移，是使用自顶向下成像原理，该原理在Claerbout，J.F.的Coarse Grid Calculation of Waves inInhomogeneous Media with Applications to Delineation of ComplicatedSeismic Structure中说明，见Geophysics，35，407-418(1970)，亦见Claerbout，J.F.的书Fundamentals of Geophysical Data Processing：McGraw-Hill(1976)。自上向下成像原理说，通过使向下继续的被记录波场与向前建模的源波场交叉相关而形成像。在Fourier域中，该两个波场的交叉相关，在频率上对应于向下继续的波场和源波场复数共轭的乘积。边界值的积分： 

$\mathrm{\φ}(r,\mathrm{\ω})=\frac{-1}{2\mathrm{\π}}\∫\∫{\mathrm{dx}}^{\′}{\mathrm{dy}}^{\′}\frac{{\∂G}^{*}(r,r^{\′},\mathrm{\ω})}{{\∂z}^{\′}}\mathrm{\φ}(r^{\′},\mathrm{\ω})---\left(2\right)$

给出向下继续的被记录波场，这里r′＝(x′，y′，0)是在地球表面z′＝0的拾震器的位置。Green函数G(r，r′，ω)是在点r上对点r′上的源的响应。通过把Green函数表达为Gauss波束的和，使Gauss波束进入目前的推导。附录A和B证明，由点r′上的源产生点r上的场的高频表示为： 

$G(r,r^{\′};\mathrm{\ω})\≈\frac{\mathrm{i\ω}}{2\mathrm{\π}}\∫\∫\frac{{\mathrm{dp}}_x^{\′}{\mathrm{dp}}_y^{\′}}{p_z^{\′}}{u}_{\mathrm{GB}}(r;r^{\′},p^{\′};\mathrm{\ω})---\left(3\right)$

这里u_GB(r，r′，p′；ω)是初始条件为(A.10)和(A.11)的归一化波束(A.9)。波束u_GB(r，r′，p′；ω)的射线路径，从点r′以射线矢量p′辐射。 

Green函数方程(3)要求，原点与射线初始点重合。但是，因为地震反射调查有间隔密的源和拾震器，方程(3)应当修改，使源点r′不同于射线的初始点r₀。作这样修改的一种简单方式，是在方程(3)的被积函数中***因子，以补偿从点r₀到r′的相位变化： 

$G(r,r^{\′};\mathrm{\ω})\≈\frac{\mathrm{i\ω}}{2\mathrm{\π}}\∫\∫\frac{{\mathrm{dp}}_x^{\′}{\mathrm{dp}}_y^{\′}}{p_z^{\′}}{u}_{\mathrm{GB}}(r;r_0,p^{\′};\mathrm{\ω})\·\exp [-\mathrm{i\ω}{p}^{\′}\·(r^{\′}-r_0)]---\left(4\right)$

方程(4)对射线初始点r₀一些邻域中的原点r′是有效的。因为附加的相位因子已经引进被积函数中，在附录B中的马鞍点积分也应包括该附加的相位因子。但是，这些修改不能产生大的校正，只在被 迁移的像中产生小的差别。该推导使用方程(4)中的简单近似继续进行。 

对来自所有源的贡献求和，得到像： 

$I\left(r\right)=\frac{-1}{2\mathrm{\π}}\∫\mathrm{d\ω}\∫\∫{\mathrm{dx}}_d{\mathrm{dy}}_d{\∫\∫\mathrm{dx}}_s{\mathrm{dy}}_s\frac{{\∂G}^{*}(r,r_d;\mathrm{\ω})}{{\∂z}_d}{G}^{*}(r,r_s;\mathrm{\ω})D(r_d,r_s,\mathrm{\ω})---\left(5\right)$

函数D(r_d，r_s，ω)是当源位于r_s＝(x_s，y_s，0)时，拾震器在点r_d＝(x_d，y_d，0)记录的场。 

代替直接在源和拾震器位置上求和，如在方程(5)所示，本公式着重成像操作对共偏移距剖面的应用。因此，把积分变量改变为中点r_m和偏移距h的坐标： 

r_m＝1/2(r_d+r_s) 

h＝1/2(r_d-r_s)    (6) 

方程(5)变为： 

I(r)＝∫∫dh_xdh_yI_h(r)    (7) 

$I_h\left(r\right)=\frac{-2}{\mathrm{\π}}\∫\mathrm{d\ω}\∫\∫{\mathrm{dx}}_m{\mathrm{dy}}_m{D}_h(r_m,\mathrm{\ω})\frac{{\∂G}^{*}(r,r_d;\mathrm{\ω})}{{\∂z}_d}{G}^{*}(r,r_s;\mathrm{\ω})---\left(8\right)$

这里D_h(r_m，ω)是在中点r_m和偏移距h上记录的场。求和方程(8)是地震像，它是从偏移距矢量h指定的共偏移距上收集的数据产生的。积分方程(7)把共偏移距迁移(8)的结果相加，成为最后的像。 

在积分方程(8)中，要使用方程(4)的Green函数表示，被积函数必须分割。该种分割通过把交叠的Gauss函数***方程(8)的被积函数而实现，这些交叠的Gauss函数对任何x和y近似相加到一：  

矢量L＝(L_x，L_y，0)分布在两维点阵的范围上，该两维点阵横跨 被记录的地震数据范围。Gauss宽度w_l，与初始波束宽度相同(见附录A)。常数a是最接近的相邻格点之间的距离。方程(9)中的归一化因子，适合用于使近似优化的六边形点阵。在每一个被分割的区内，G(r，r_d；ω)和G(r，r_s；ω)的射线原点被选在r₀＝L+h和r₀＝L-h(见图8B)。从这些步骤得到： 

$I_h\left(r\right)\≈\frac{2\mathrm{i\ω}}{\mathrm{\π}}{C}_0\underset{L}{\mathrm{\Σ}}\∫\mathrm{d\ω}{\∫\∫\mathrm{dp}}_x^d{\mathrm{dp}}_y^d\∫\∫\frac{{\mathrm{dp}}_x^s{\mathrm{dp}}_y^s}{p_z^s}{u}_{\mathrm{GB}}^{*}(r;L+h,p^d;\mathrm{\ω})u_{\mathrm{GB}}^{*}(r;L-h,p^s;\mathrm{\ω})D_h(L,p^d+p^s,\mathrm{\ω})---\left(10\right)$

如果改变积分变量为新的变量p^m＝(p_x ^m,p_y ^m)和p^h＝(p_x ^h,p_y ^h)方程(10)变得更容易处理，其中令： 

$p_x^m=p_x^d+p_x^s$

$p_y^m=p_y^d+p_y^s$

                                    (11) 

$p_x^h=p_x^d-p_x^s$

$p_y^h=p_y^d-p_y^s$

新变量对应于共偏移距和共中点选排中的时间倾角。利用这些变量改变，方程(10)变为： 

$I_h\left(r\right)\≈-C_0\underset{L}{\mathrm{\Σ}}\∫\mathrm{d\ω}\∫\∫{\mathrm{dp}}_x^m{\mathrm{dp}}_y^m{U}_h(r;L,p^m;\mathrm{\ω})D_h(L,p^m,\mathrm{\ω})---\left(12\right)$

这里D_h(L，p^m，ω)是对偏移距h数据的变换方程(1)，而 

$U_h(r;L,p^m;\mathrm{\ω})=\frac{-\mathrm{i\ω}}{2\mathrm{\π}}\∫\∫\frac{{\mathrm{dp}}_x^h{\mathrm{dp}}_y^h}{p_z^s}{u}_{\mathrm{GB}}^{*}(r;L+h,p^d;\mathrm{\ω})u_{\mathrm{GB}}^{*}(r;L-h,p^s;\mathrm{\ω})---\left(13\right)$

描述波场分量D_h(L，p^m，ω)的传播。两维矢量p^m与p^h的和及差，确定方程(13)被积函数中波束分量的初始方向p^m与p^h。 

方程(13)描述的传播，包括来自源和拾震器的所有射线路径对，它们的倾角与方程(11)一致。如在图8A和8B画出的，***射线和拾震器射线的倾角，必须总计为p^m，它等于数据分量D_h(L，p^m，ω)的倾角。 

求和方程(13)的有效估计，对预叠加Gauss波束迁移是重要的。假定行进时间的描述对方程(13)有本质作用，则在源与拾震器 波束的乘积上的这一求和，不取决于已记录的数据。如果相同p^h值的两种波束在点r附近通过，则出现对求和的大的贡献(见图8B)。一般说来，两种波束的射线路径不会在相同p^h值上通过r。对求和方程(13)的贡献，可以用最陡下降方法估计。方程(13)可以用(A.9)写成： 

$U_h(r;L,p^m;\mathrm{\ω})=\frac{-\mathrm{i\ω}}{2\mathrm{\π}}\∫\∫\frac{{\mathrm{dp}}_x^h{\mathrm{dp}}_y^h}{p_z^s}A(r;p^m,p^h)\exp \left[i\mathrm{\ωT}(r;p^m,p^h)\right]---\left(14\right)$

函数A(r，p^m，p^h)是两种波束振幅的乘积；T(r，p^m，p^h)是复数行进时间的和： 

T(r；p^m，p^h)＝T_d(r；p^d)+T_s(r；p^s)    (15) 

这里T_d(r；p^d)和T_s(r；p^s)是从拾震器和源点r_d和r_s来的、具有初始射线矢量p^d和p^s的波束的复数行进时间。最陡下降估计将导致： 

U_h(r；L，p^m；ω)≈4₀exp[iωT₀]        (16) 

这里T₀是马鞍点上估计的复数行进时间方程(15)，而A₀是复数振幅。振幅A₀与频率无关，因为两维积分的最陡下降估计，产生因子ω^-1，它抵消方程(14)中出现的因子ω。方程(14)的最陡下降估计，从T(r；p^m，p^h)围绕它的马鞍点的二阶展开确定A₀。该展开可以用构建Gauss波束中使用的相同动态射线跟踪信息获得。但是，这一确定A₀的附加努力，在本理论中是不必要的，因为使用的成像原理只是动力学上的校正。 

Gauss波束迁移的当前目的，是形成结构上的校正像；像的振幅是次要的。为了该有限的目的，下面的方法提供一种简单、快速的方程(14)的估计。第一步是假定，方程(13)能够缩小成方程(16)的形式，这一步相当于假定，积分主要由来自孤立的马鞍点附近的贡献支配。为进一步简化方程(13)的估计，第二步是假定，T(r；p^m，p^h)的马鞍点出现在实的p^h上。在该情形下查找马鞍点，可以通过扫描所有p^h的实值，找出使T(r；p^m，p^h)的虚部最小的值。最后一步是对该A₀值，使用两波束的振幅的几何平均。该A₀的优点是，当把预叠 加和后叠加的迁移应用于零偏移距选排时，将给出相同的结果。 

当然，复数的时间方程(15)不总有近似方程(16)提出的孤立的马鞍点。在有多值的行进时间的一些情形下，近似方程(16)将是无效的。然而，因为方程(11)限制方程(14)包括的时间行进范围，尽管它不能消除多路径对该积分的贡献，但它也限制这些贡献。搜索行进时间的最小虚部而不是最大的时间实部，是它的优点。虽然这两个点在马鞍点重合，但当存在多于一个的贡献时，使用最小虚部往往会选择最重要的马鞍点。 

典型的做法是，步骤140的迁移所产生的最初地震像，必须反复改善。在步骤150中，识别地震像中感兴趣的一个或多个区带或叫“目标”，这些目标需要用反复改善来增强。“目标”是指从整个像中选出以便增强的部分。通常，目标是步骤140产生的完整地震像小的子体积。例如，目标可以是图7中由矩形294包围所指示的地震像部分。由于该部分像对描绘储集层是关键的，所以可以选为特定的目标。 

如果该像在某种程度上是不完善的，那么估计并修改该地球像。同时考察像的地质和地球物理方面。地质学家认为有缺陷或有问题的像的部分，可以使用随后说明的那些技术，进行地质和地球物理的综合***互式探测，那些技术的例子如下。 

在步骤160中，在地震数据迁移方面有资深经历的判读员和地球物理学家，此时从地球模型中选择试验透镜单元的试验集合。该透镜单元的试验集合将被修改，为的是尝试增强地球模型及得到的地震像。透镜单元的试验集合，是可能影响目标区成像的透镜单元。在该选择过程中，最好使用射线跟踪技术来提供指导，如在图9和10所示，亦将在下面说明。另外，图3画出的流程图，说明这些射线跟踪技术。其他用于选择要更新的透镜单元试验集合的方法，也可以使用。例如，可以通过简单的目视检查进行选择。 

图9画出重叠在地球模型304上的像302。像302是通过迁移综合的地震数据形成的，并在空间上重叠在地球模型304上。应当指出，地球模型304中的表面305，包含模型背斜层306，即向上凸起的“岩 石突出”。像302还表明像的背斜层310，尽管模型背斜层306与像背斜层310不准确相符。对该综合的数据集合，地球模型304的表面305和像302的表面应是平坦的；在像302中错误的背斜层310，很可能是因地球模型304中错误的背斜层306产生的。 

有若干途径可以测试最初的像302和地球模型304是否正确。例如，由于数层边界上的横置的反射器312a和312b而怀疑像302。怀疑部分是通过步骤161(图3)，在地球模型/像的怀疑部分上测试盘314的图解法定位识别的，该测试盘314即两个横置的反射器之一312a。该测试盘314成为地球模型304中的临时反射表面。在地球物理学家根据像302中这一特性，对该反射盘314定位之后，在步骤162中，一般是从盘314中心通过透镜单元到达地球模型304的记录媒质(未画出)，跟踪射线路径316。记录数据是地震调查由此开始记录的表面。该法向射线316说明在零偏移距上记录的地震数据。对零偏移距，大部分能量沿向上和向下方向顺着重合的路径行进。射线路径316通过透镜单元伸延，这些透镜单元可能在地球模型304中有问题，这些问题是造成错误的横置反射器312a和312b像的原因。例如，图9中的射线316与模型中背斜层306一部分相交。如果该背斜层306是不准确的，它可能是产生不合格像302的原因。因此，在步骤166中，希望改进目标的像，选出接近法向射线316的透镜单元，作为需要更新的透镜单元试验集合。 

第二个地球物理学测试，在图10A中画出。在步骤161中，在地球模型/像的怀疑部分之上，再次放置并调整反射盘332。用三维计算机图形程序，把盘332拖曳进需要的地点并取向。理想的是，使盘近似平行于像中所示层理面取向，或预测像中将有的层理面取向。在步骤163中，发射许多不同的镜反射射线路径330a-j，这些射线从反射盘332反射。对每一条这些镜反射射线330a-j，入射盘表面332的角度，等于反射角，如图10A中画出的。这些反射射线截取记录媒质上彼此隔开的地点。把截取的地点与步骤110地震调查中使用的源及拾震器的地点比较。 

在步骤164中，进行两点射线轨迹搜索，使这些射线的截取地点与地震调查几何相符，该两点射线轨迹，本领域对地震射线理论熟练的人员是周知的。镜反射孔角度和方位角个别地和反复地在镜反射点上调整，直到射线源和拾震器的截取点与调查源及拾震器的实际地点重合为止。图10A中的显示画出由该搜索过程确定的射线330a-j，该搜索过程是对利用步骤110提供的所有偏移距进行的。 

一旦确定图10A中的射线，在步骤165中，通过检索沿每一这些射线330a-j行进的能量，可以检验像的散焦。沿每一射线330a-j行进的能量，与步骤120中提供的能量分量之一对应。为帮助解释这一点，图8A和8B画出示例性的一对源射线336及拾震器射线338，与它们的能量分量之间的关系，它们的能量分量也就是在优选示范性实施例中的波束分量。拾震器和源射线336、338的出射角，定义射线矢量p^d和p^s。如在图8A和8B中所示，沿该路径行进的能量，将作为沿x方向以比率p_x ^m＝p_x ^d+p_x ^s的倾斜，和沿y方向以比率p_y ^m＝p_y ^d +p_y ^s的倾斜(见方程11)的波，出现在COS中。此外，沿该行进路径传播的能量，将作为位于中点坐标x_m＝1/2(x_d+x_s)，y_m＝1/2(y_d+y_s)附近的波，出现在COS中。地点(x_m，y_m)和斜率(p_x ^m，p_y ^m)，确定哪一波束数据分量包含沿该射线路径行进的能量。具体说，该地点和斜率确定在方程(1)左侧出现的自变量L和p′。对这一对(L，p′)的所有ω样本，都从步骤110及变换到时域的逆Fourier变换提供的波束数据检索。波束分量在储存之前，常常变换到时域，在这种情形下，时间样本直接从波束文件检索。一般说，当用前述的(1)进行变换计算时，地点(x_m，y_m)和斜率(p_x ^m，p_y ^m)不准确落在使用的L和p′抽样值上。如在前面的Hill(2001)中所述，对参数L和p′抽样，并足够地密集，以便在样本之间有精确的内插值。这样检索获得的抽样值时间序列，将称为波束轨迹。该波束轨迹包含沿射线路径行进的能量的波形信息。 

对图10A中每一射线路径，检索波束轨迹。显示每一射线轨迹，以表明它对盘附近的像有何贡献。图10B对每一射线路径画出波束轨 迹。在已经延时了沿每一射线的行进时间之后，画出每一轨迹的小窗口的曲线。如果地球模型是精确地正确的，从一轨迹到另一轨迹的反射波中，应当没有位移，因为射线轨迹的行进时间，精确地等于反射波的到达时间。一个波在新地震能量到达的许多轨迹上是一组线，由地震记录上***地变化的相位或振幅表示。但在图10B的情形中存在位移，表明地球模型沿图10A所示行进路径是不正确的。具体说，如果地球模型是正确的，那么由射线跟踪计算的行进时间，在更大的偏移距上更大，或在小偏移距上更小，或是两者都有。图10B中出现的能量不正确聚焦，导致图10A中像的降质，因为来自不同射线路径的贡献，不是相互加强地共同相加。 

地球物理学家观察到，照射该像不合格部分的射线，通过值得怀疑的地球模型的部分。例如，图9和10的综合数据中的射线路径，通过地球表面322的岩石突出或背斜层306。地质学家与地球物理学家对该像的分析，可能怀疑该岩石突出是不正确的，或许是由于像的该部分绘图是含糊的。在图10B中观察到的散焦，是又一个证据，证明沿图10A中射线路径散布的一些透镜单元，是不正确的，从而应当调整。因此，被图10A中所示射线截取的透镜单元，可以在步骤166中选作需要更新的透镜单元试验集合的候选单元，以期改进目标区的像。 

在选择试验透镜单元时的另一种考虑是，像和模型的一些部分可能比其他部分更可信。例如，本地球模型的一些部分，可能受井数据的约束。地球模型的其他部分，因为这些部分是根据降质或含糊的地震像构建的，需要修订。 

图11画出在地球模型404上重叠的像402的例子。图上画出透镜单元的子体积406，被选作透镜单元的试验集合，该试验集合中的透镜单元与该子体积接触，或包含在该子体积内。在这种情形下，透镜单元406由图11中所示高亮度表面区的边界形状构成。表面区中的岩石突出410，作为很可能是散焦的原因被识别，因为岩石突出410在地质学上是可疑的，还因为通过岩石突出410的射线是散焦的。用 3D计算机图解工具对该表面区重新定位。地质学家与地球物理学家用3D计算机图解法，修改该地球模型，把选择的透镜单元表面406拖曳进不同位置，以改变这些透镜单元406的传播性质，特别是形状。另外，这些透镜单元的传播性质，可以通过改变该区内的速度场来修改或更新。要不然，也可以更新几何形状和速度场两者。 

然后，更新选择的透镜单元子集的传播性质。这些更新大多是试错法的，但这些试验是由对图9和10说明的射线轨迹分析获悉的。理想的是，地球物理学家/迁移专家与地质学家协作，确定如何最佳地更新选择的透镜单元子集。这种协作将理想地导致透镜单元的变化，这种变化增强各个像中目标周围的地球物理学聚焦，还产生地质学上可接受的地震像。可以更新的传播性质例子，包括选择的透镜单元子集的速度场和这些透镜单元的形状。该形状能够在地理学上通过移动可疑的透镜单元表面而更新。在努力增强地震像的过程中，可以改变的其他性质，举例说，但不作为限制，包括速度的各向异性模型的详细规定。 

实际更新像之前，地球物理学家可以快速估算修改地球模型的可能效果。借助通过已修改模型的射线跟踪，能够用地图迁移，立刻确定图9中盘的新位置。盘的这种重新定位，是反射波重新定位的良好指示，当用修改的模型修订像时，将出现这种反射波。此外，还能够按照修改的模型，借助计算沿镜反射射线行进时间的变化，立刻更新图10B中反射波的对准。虽然图9和10只画出一个盘，但在像和对应的模型中能够同时存在许多盘。 

最好是，在步骤120中，只有一个被计算的原来能量分量的子集必须重新传播，以便形成更新的像分量，供更新的像中使用。图4画出的流程图，说明选择该能量分量子集的优选方法。首先寻找缩减的，但最好是过分包含的能量分量试验集合，这些能量分量对目标附近的像有贡献。在步骤171中，检验这些在步骤120中计算的能量分量的射线路径。对应于每一能量分量的射线，被从表面向下跟踪，且只有具有离目标一定预定距离内通过的射线的能量分量，才是该透镜单元 试验集合的候选能量分量。该预定距离应大于波束宽度，以便包括因透镜单元传播性质的更新，可能移进或移出目标像的波束。第二种检验是要弄清楚，射线路径是否至少通过更新的透镜单元之一。然后，选择射线路径满足这两个判据的能量分量，使之包含在透镜单元试验集合内。 

在步骤172中，对每一能量分量试验集合，跟踪通过更新的地球模型的射线路径。该步骤重新计算更新的像分量，这是一项计算上繁重的工作，不一定要在此时承担。为进一步缩减用于计算更新像分量必需的能量分量数目，在步骤173中，分析能量分量试验集合的更新射线路径。首先，射线路径必须有接触目标的波束。其次，射线路径还必须至少通过更新的透镜单元之一。然后，把那些具有满足该两个判据的更新射线路径的能量分量，包括在用于计算更新的像分量的能量分量子集内。 

本领域熟练人员将体会到，可以用其他判据来缩减用于形成更新的像分量的能量分量数目。举例说，但不作为限制，可以选择只有在目标预定距离内通过的能量分量，而忽略其他的选择判据。再次指出，本领域熟练人员将体会到，可以使用其他挑选能量分量子集的方法，而该方法也在本发明的范围内。 

在步骤180中，令优选实施例中的能量分量子集或波束分量子集，通过更新的地球模型传播，形成更新的像分量。这些波束分量的射线路径，将因更新的透镜单元传播性质的改变而改变。同样，更新的像分量亦将被修订。地震像在步骤190中更新。只有属于步骤170中识别的能量分量子集的像分量，才在步骤140中计算的像数据文件中更新。这些按照以前地球模型计算的像分量的每一个，被按照当前地球模型计算的像分量替换。就是说，与旧的能量分量关联的像分量，被从该像中减去，而添加与新的能量分量关联的像分量。 

虽然对本发明不是实质性的，但步骤170要求的计算机时间，能够通过使用有限孔径方法缩减，该方法在某些程度上，类似于Carroll，R.J.等人在ADirected-Aperture Kirchhoff Migration等说明的方法， 见Geophysical Imaging，Symposium of Geophysical Society of Tulsa；Tulsa SEG，pp.151-165，又见Krebs，J.R.在美国专利No.5,640,368中的方法，标题为“Migration Velocity Analysis UsingLimited-Aperture and Monte Carlo Migration”。例如，在步骤170中射线跟踪的计算，能够缩减到只有试验波束射线路径，这些试验波束射线路径都在步骤160中使用的盘之一反射的射线邻域中(见图10A)。 

该邻域的确定如下。步骤170的试验射线，必须距盘之一反射的射线之一在某一预定的空间距离内，从地球表面离开。还有，离开的试验射线的方向，必须偏离盘之一反射的射线之一在某一预定的角距离内。以此方式限制射线跟踪，类似于上面列举的有限孔径方法，都是根据地震数据内按解释方法识别的反射波，来选择迁移中使用的输入数据子集。但是，本方法不仅限制输入数据，使分量落在被射线跟踪识别的某个小的空间孔径内，而且也把波束分量限制于沿被射线跟踪识别的方向传播的波束分量。此外，上面列举的另外的方法，只从有限空间孔径内的数据分量来计算该像。相反，本方法通过替换某个有限空间和角孔径内的数据分量，更新已有的像。 

在步骤200中，接着估计地球模型和地震像，以便确定对它们是否满意。要估计的前面讨论过的因子，包括：(1)地球模型是否与地震像一致；(2)地震像是否在地质上可接受，或甚至是否可能；和(3)像是良好聚焦的还是模糊的。 

如果像被判读员判断为充分精确地描绘地下的地质，则把本像用于绘制远景、计划的井、估算储集层、和作出其他技术的及商业的决定。如果否，则重复步骤150-190的反复，直到建立满意的地震像和地球模型为止。 

本发明克服常规构建地球模型和地震像的反复方法的许多缺点。首先，本发明通过只对地震像中受最新的地球模型更新影响的部分，进行理想的递增的更新，极大地缩减计算时间。其次，本发明最好把与图1中步骤30-50对应的软件(地球建模、地震成像、和地震解释)， 综合成单一软件应用程序。这样有助于消除把数据文件在分离的软件包之间重复传递的问题。该综合的应用程序，理想地把三维桌面图形与高性能计算机引擎连结，使修订地球模型和地震像的循环时间，常常小于一小时。 

波束迁移方法通过递增的更新，加速快速的工作周期。该快速的工作周期和综合的软件，在地震像与地球模型的反复更新中，促进地质学和地球物理学专家之间的协作。 

用对地质学的理解指导地球模型和地震像的试错法校正。但是，地球模型的试验性修改，不仅能从像中出现的结构模式获悉，而且能从成像聚焦的快速射线轨迹分析获悉。因为能量被分解为沿射线路径行进的分量，从而促进详细的分析。这一分析可以包括地球模型中的定位问题、指向并点击速度测量、和基本不是压缩波的相干波的快速识别。 

虽然在前面的说明书中，已经就一些优选实施例说明本发明，也已经为演示的目的，阐明许多细节，但本领域熟练人员显然了解，本发明可以接受改变，且本文说明的某些其他细节，能够在不偏离本发明基本原理下有颇大的变化。 

附录A 

Gauss波束 

本附录概述三维Gauss波束，并给出简单的波束参数化，这是本说明书使用的迁移方法中使用的。Gauss波束在动态射线理论方面的完整描述，出现在Cerveny，V.的The application of ray tracing tothe propagation of shear waves in complex media评论中，见Dohr，G.P.编的Handbook of Geophysical Exploration：seismic shear waves：Geophysical Press，pp.1-240(1985)。另一本描述射线跟踪的出版物是Cerveny，V.的Seismic Ray Theory，Cambridge University Press(2000)。 

在射线路径的邻域，按围绕射线中心坐标展开到二阶的行进时间场是： 

$T(q_1,q_2,s)\≈\mathrm{\τ}\left(s\right)+\frac{1}{2}{q}^{T}M\left(s\right)q---(A.1)$

这里s是沿射线的弧长，而q₁和q₂是在点s上垂直于射线平面中沿轴 和 

的坐标(见Cerveny，1985)。轴 和 

的构建，要使坐标(q₁、q₂、s)形成右手的、正交的、曲线***。函数τ(s)是沿射线路径的行进时间： 

τ(s)＝T(0，0，s)    (A.2) 

矢量q是两维矢量， 

q^T＝(q₁，q₂)    (A.3) 

2×2矩阵M(s)的元素，是行进时间场对坐标q₁和q₂的二阶导数： 

$M_{\mathrm{IJ}}\left(s\right)={\left[\frac{{\∂}^{2}T(q_1,q_2,s)}{{\∂q}_I{\∂q}_J}\right]}_{q_1=q_2=0}---(A.4)$

展开式(A.1)不包含一阶导数，因为对本文考虑的各向同性情况，恒定的行进时间表面是垂直于射线的。 

确定矩阵M(s)的一种方式，是把(A.1)代入围绕射线中心坐标写出的镜像方程。这一步骤得到M(s)的非线性常微分方程。动态 射线跟踪的标准处理过程，是把该方程降为线性***： 

$\frac{\mathrm{dQ}\left(s\right)}{\mathrm{ds}}=v\left(s\right)P\left(s\right)---(A.5)$

$\frac{\mathrm{dP}\left(s\right)}{\mathrm{ds}}=v^{-2}\left(s\right)V\left(s\right)Q\left(s\right)---(A.6)$

这里P(s)和Q(s)是2×2矩阵，使得： 

M(s)＝P(s)Q^-1(s)                 (A.7) 

矩阵V(s)是速度场的二阶导数的2×2矩阵： 

$V_{\mathrm{IJ}}=\frac{{\∂}^{2}v}{{\∂q}_I{\∂q}_J}---(A.8)$

因为行进时间场(A.1)在射线路径附近满足镜像方程，所以能够调用输运方程，以确定标量波方程(1)高频解的振幅。得到的解是： 

$\sqrt{\frac{v\left(s\right)\det Q\left(s_0\right)}{v\left(s_0\right)\det Q\left(s\right)}}\exp \left\{\mathrm{i\ω}\right\{\mathrm{\τ}\left(s\right)+\frac{1}{2}{q}^{T}M\left(s\right)q\left]\right\}---(A.9)$

在s＝s₀，已归一化为一。 

解(A.9)的符号由对矩阵函数P和Q选择的初始条件确定。对实的P和Q的任何选择，沿射线路径可能存在一些点，在这些点上，解(A.9)由于det Q＝0而不存在。相反，可以选择P和Q的复数初始值，使(A.9)总是标量波方程的有界的高频解。如果复数初始值的选择，能使Im{PQ^-1}是正定的且det Q≠0，那么沿射线路径任何地方保持这些性质。在这种情形下，(A.9)是周知的波方程的Gauss波束非对称解(Cerveny，1985)。特殊的初始值选择是： 

$P_o=\left(\begin{array}{cc}i/V_o& 0\\ 0& i/V_o\end{array}\right)---(A.10)$

$Q_o=\left(\begin{array}{cc}{\mathrm{\ω}}_l{w}_l^2/V_o& 0\\ 0& {\mathrm{\ω}}_l{w}_l^2/V_o\end{array}\right)---(A.11)$

得到的波束在频率ω_l上有初始宽度w_l。量V₀是在射线初始点s₀ 上的地震速度。 

附录B 

点源用Gauss波束的和来表示 

点源在r′的场，近似为Gauss波束的和： 

G(r，r′；ω)＝∫dΩΨ(Ω)u_GB(r；r′，Ω；ω)    (B.1) 

这里函数u_GB是以角度Ω＝(θ，φ)偏离点r′的Gauss波束在点r的值，而dΩ是立体角sinθ·dθdφ。球坐标的安排，是使点r′在原点而点r在轴θ＝0上。必须确定函数Ψ(Ω)。如果速度场是恒定的，v(r)＝V₀，则借助对称性，该函数是常数，Ψ(Ω)＝Ψ₀。如果实际的媒质对围绕点源的少数波长是接近恒定的，但在别的地方是更复杂的，那么该常数Ψ₀是适当的。 

在恒定速度的媒质中，由方程(A.9)到(A.11)给出的Gauss波束，简化为： 

$u_{\mathrm{GB}}=\frac{{\mathrm{\ω}}_l{w}_l^{2}V}{V_o}{(\frac{{\mathrm{\ω}}_l{w}_l^2}{V_o}+\mathrm{is})}^{-1}\exp \left[\mathrm{i\ω}\right[\frac{s}{V_o}+\frac{i}{2}\frac{q_1^2+q_2^2}{{\mathrm{\ω}}_l{w}_l^2+i{V}_{o}s}\left]\right\}---(B.2)$

于是方程(B.1)成为： 

$G={\mathrm{\Ψ}}_0{\∫}_0^{2\mathrm{\π}}\mathrm{d\φ}{\∫}_0^{\mathrm{\π}}\sin \mathrm{\θ}\·\mathrm{d\θ}\frac{{\mathrm{\ω}}_l{w}_l^2}{{\mathrm{\ω}}_l{w}_l^2+i{V}_{0}R\cos \mathrm{\θ}}\exp \left\{\mathrm{i\ω}\right[\frac{R\cos \mathrm{\θ}}{V_0}+\frac{i}{2}\frac{R^2{\sin }^2\mathrm{\θ}}{{\mathrm{\ω}}_l{w}_l^2+i{V}_{0}R\cos \mathrm{\θ}}\left]\right\}---(B.3)$

这里R＝|r-r′|。积分的平稳点出现在θ＝0上。因为对大的ω，积分的主要贡献出现在该平稳点附近，所以(B.3)可以近似为： 

$G=2\mathrm{\π}{\mathrm{\Ψ}}_0\left(\frac{{\mathrm{\ω}}_l{w}_l^2}{{\mathrm{\ω}}_l{w}_l^2+i{V}_{0}R}\right)\exp (\mathrm{i\ωR}/V_0)\·{\∫}_0^{\∞}\mathrm{\θexp}\left\{\frac{-\mathrm{i\ω}}{2}\frac{R}{V_0}\right[\frac{{\mathrm{\ω}}_l{w}_l^2}{{\mathrm{\ω}}_l{w}_l^2+i{V}_{0}R}\left]{\mathrm{\θ}}^2\right\}d\mathrm{\θ}---(B.5)$

对定积分进行估计，得到： 

$G={\mathrm{\Ψ}}_0\left(\frac{-2\mathrm{\πi}{V}_0}{\mathrm{\ω}}\right)\frac{\exp (\mathrm{i\ωR}/V_0)}{R}---(B.6)$

如果： 

${\mathrm{\Ψ}}_0=\frac{\mathrm{i\ω}}{2\mathrm{\π}{V}_0}---(B.7)$

则方程(B.6)是周知的对恒定速度的响应。 

对现在的推导，更为常见的是把积分变量从θ和φ改变为波束参数P_x′和p_y′： 

$p_x^{\′}=\frac{1}{V_0}\sin \mathrm{\θ}\cos \mathrm{\φ}$

$p_y^{\′}=\frac{1}{V_0}\sin \mathrm{\θ}\sin \mathrm{\φ}$

$p_z^{\′}=\frac{1}{V_0}\cos \mathrm{\θ}$ (B.8) 

利用这些变量的改变和(B.7)，Green函数(B.1)成为： 

$G(r,r^{\′};\mathrm{\ω})=\frac{\mathrm{i\ω}}{2\mathrm{\π}}\∫\frac{{\mathrm{dp}}_x^{\′}{\mathrm{dp}}_y^{\′}}{p_z^{\′}}{u}_{\mathrm{GB}}(r;r^{\′},p^{\′};\mathrm{\ω})---(B.9)$

Claims (21)

1.一种建立增强的地震像的方法，该方法包括：

(a)从地下区进行地震调查，获取地震数据；

(b)把地震数据变换为能量分量；

(c)建立表示地下区的地球模型，该地球模型包括透镜单元，这些透镜单元具有影响能量通过透镜单元传播的传播性质；

(d)使能量分量通过透镜单元传播而形成像的分量，组合这些像分量而形成地震像；

(e)识别在用于像增强的地震像中的目标；

(f)选择并更新可能影响目标成像的透镜单元试验集合的传播性质；

(g)选择可能影响目标成像的能量分量子集；

(h)使该能量分量子集通过地球模型传播，形成更新的像分量；

(i)通过用更新的像分量替换目前地震像中的像分量，更新地震像；和

(j)重复步骤(e)-(i)，以达到增强的地震像。

2.按照权利要求1的方法，其中：

该能量分量是波束分量。

3.按照权利要求2的方法，其中：

该波束分量是高斯波束分量。

4.按照权利要求1的方法，其中：

该能量分量包括任何地震数据的分割，该地震数据包括：***分布、共偏移距数据、共中点数据、和平面波能量分量。

5.按照权利要求1的方法，其中：

通过透镜单元以形成像分量的能量分量的传播，是用波束迁移计算的。

6.按照权利要求1的方法，其中： 

该透镜单元的试验集合，是用射线跟踪选择的。

7.按照权利要求6的方法，其中：

该射线跟踪利用两点射线轨迹搜索。

8.按照权利要求6的方法，其中：

该射线跟踪利用法向射线跟踪。

9.按照权利要求1的方法，其中：

该透镜单元的试验集合，是用目视检查选择的。

10.按照权利要求1的方法，其中：

能量分量是用定向孔径选择的。

11.按照权利要求1的方法，其中：

能量分量是用迁移孔径选择的。

12.按照权利要求1的方法，其中：

该能量分量的子集，是用射线跟踪选择的。

13.按照权利要求1的方法，其中：

该选择能量分量子集的步骤，包括在更新透镜单元之前选择能量分量的一个试验集合，该能量分量的试验集合具有在目标的预定距离内通过的射线路径。

14.按照权利要求1的方法，其中：

该选择能量分量子集的步骤，包括选择能量分量的一个试验集合，该能量分量试验集合中的每一个具有通过已更新透镜单元中至少一个的射线路径。

15.按照权利要求1的方法，其中：

该选择能量分量子集的步骤，包括选择能量分量的一个试验集合，该能量分量试验集合中的每一个具有在目标的预定距离内通过的射线路径，且每一射线路径通过已更新的透镜单元中至少一个。

16.按照权利要求1的方法，其中：

该选择能量分量子集的步骤，包括使能量分量的试验集合，通过已更新的地球模型传播，为能量分量的试验集合建立更新的射线路径。 

17.按照权利要求16的方法，其中：

该能量分量的子集，选自能量分量试验集合中到达目标的、并具有通过已更新透镜单元中至少一个的射线路径的能量分量。

18.按照权利要求1的方法，其中：

该步骤(e)-(i)，是在单个交互式软件应用程序中计算的。

19.一种用于增强地震像的方法，包括：

(a)用地震能量分量和地球模型，建立地震像，该地球模型包括形成像分量的单元，对这些像分量求和而形成地震像；

(b)识别要增强的地震像中的目标；

(c)更新地球模型中选择的单元；

(d)从步骤(a)的能量分量中，选出能量分量的子集；

(e)使能量分量的子集通过已更新的地球模型传播，建立已更新的像分量；和

(f)用更新的像分量替换目前的像分量，以建立增强的地震像。

20.按照权利要求19的方法，其中：

该能量分量是波束分量。

21.一种用于增强地震像的方法，包括：

(a)用包括透镜单元和地震数据的地球模型，建立地震像；

(b)更新地球模型中的透镜单元；

(c)只更新那些与地球模型中的变化关联的像分量，这些变化影响目标的地震成像；和

(d)用更新的像分量替换地震像中的像分量，以便增强地震像。 

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