地震勘探原理-第5章地震波处理分解课件.ppt

1、 地震数据处理过程一般分三个阶段:预处理、参数提取和分析、资料处理预处理、参数提取和分析、资料处理。处理的最终结果是得到供解释用的水平叠加时间剖面或叠加偏移时间剖面。第一节第一节 预处理预处理 一、数据解编 野外磁带记录数据是按时序排列的，即依次记下每道的第一个采样值，12/5/20221 各道记完后，再依次记下各道的第各道记完后，再依次记下各道的第二个采样值，依此类推。二个采样值，依此类推。在数据处理中，将按时序排列的在数据处理中，将按时序排列的形式转换为按道序排列形式转换为按道序排列(即第一道的即第一道的所有数据都排在第二道之前，使同一所有数据都排在第二道之前，使同一道数据都排放在一起道数

2、据都排放在一起)这种预处理称这种预处理称为数据解编或重排。为数据解编或重排。12/5/20222 二、编辑二、编辑 在地震数据采集中，由于施在地震数据采集中，由于施工现场复杂，外界干扰大，难免工现场复杂，外界干扰大，难免出现一些不正常道和共炮点记录，出现一些不正常道和共炮点记录，这些记录信噪比低，如果参与叠这些记录信噪比低，如果参与叠加处理会严重影响处理效果。加处理会严重影响处理效果。12/5/20223在正式处理之前，需要对这些不正常在正式处理之前，需要对这些不正常的记录进行编辑处理，例如对信噪比很的记录进行编辑处理，例如对信噪比很低的不正常道进行充零处理，发现极性低的不正常道进行充零处理，

3、发现极性反转的工作道对它们进行改正等。反转的工作道对它们进行改正等。另外，还要显示有代表性的记录并另外，还要显示有代表性的记录并观察初至同相轴，以便进行初至切除。观察初至同相轴，以便进行初至切除。12/5/20224 切除是为了消除包括噪声的记录切除是为了消除包括噪声的记录开始部分所存在的高振幅，这样开始部分所存在的高振幅，这样做对避免以后处理时出现的叠加做对避免以后处理时出现的叠加噪声有好处。切除的方法就是用噪声有好处。切除的方法就是用零乘需要切除的记录段。零乘需要切除的记录段。12/5/20225抽道集抽道集也叫也叫共深度点共深度点选排选排，是把具有相同，是把具有相同炮检距点的记录道排炮检

4、距点的记录道排成一组，按共深度点成一组，按共深度点号次序排在一起。抽号次序排在一起。抽道集处理后，磁带上道集处理后，磁带上记录的次序是以共深记录的次序是以共深度点号（度点号（CDP)CDP)为次序为次序的记录，以后所有的的记录，以后所有的处理都将方便地以共处理都将方便地以共深度点格式进行。深度点格式进行。三三,抽道集抽道集12/5/20226 在野外数据采集过程中，为了使来自不同深度信号的能量能够以一定的水平记录在磁带上，数字地震仪采用了增益控制，对浅层信号放大倍数低，深层信号放大倍数高。对经过增益控制的地震记录恢复到地面检波器接收到的振幅值的处理称为增益恢复。12/5/20227数字仪对信号

5、进行增益控制时的增益指数己记录在记录格式的阶码上，因此增益恢复的公式为 A=A0/2n 其中A0为记录到的采样值，A为地面检波器接收到的增益控制前的振幅值，n为阶码(即增益指数)。12/5/20228 球面扩散是当波离开震源时由于波前扩散造成的振幅衰减，能量发生扩散，波的强度减小，而波场的总能量不变。如果介质是各向同性的，则能量衰减与传播距离的平方成反比。通常速度都是随深度的增加而增加.非弹性衰减是弹性能量由于摩擦而耗散为热的吸收的结果，波动能量消失。12/5/20229 通常地震波振幅随时间呈指数衰减。高频衰减比低频快。与震源强度和震源耦合有关的影响，检波器灵敏度和检波器耦合及偏移距的影响。

6、对这类影响主要通过地表一致性振幅校正程序，类似于自动剩余静校正来完成。12/5/202210参数提取与分析的目的是为寻找在常规处理或其他处理中常用的最佳处理参数，以及有用的地震信息，如频谱分析、速度分析、相关分析等。这类数字处理还可为校正与偏移及各种滤波等处理提供速度和频率信息，并可以自成系统处理出相应的成果图件，如频谱、速度谱，通过相关分析进行相关滤波等。12/5/202211 地震勘探所得到的记录中包含有效波和干扰波，这些波之间在频谱特征上存在很大差别。为了解有效波和干扰波的频谱分布范围，需要对随时间变化的地震记录讯号进行傅里叶变换，得到随频率而变化的振幅和相位的函数，（地震记录的频谱振幅

7、谱和相位谱）。对地震波形函数进行傅里叶变换求取频谱的过程叫频谱分析。12/5/202212（一）地震波的频谱分析（一）地震波的频谱分析 一个地震道所接收到的振动图形一个地震道所接收到的振动图形f(tf(t)包含包含有效波有效波s(ts(t)和干扰波和干扰波n(tn(t)两部分，两部分，即即 f(tf(t)=)=s(t)+n(ts(t)+n(t)(4.2.1)(4.2.1)要对信号进行频谱分析，只要对其进行傅要对信号进行频谱分析，只要对其进行傅里叶变换求其频谱里叶变换求其频谱F(F()12/5/202213 )2.2.4()()(dtetfFti)3.2.4()()(deFtfti对于地震讯号，

8、可看作是非周期函数的连续谱。12/5/202214 具体计算时，需对地震讯号f(t)按t采样间隔离散采样，得到时间序列f(nt)，共有M个离散值。对F()按f的频率间隔取样，如果频谱宽度有限，有N个离散值，则时间序列f(nt)的离散傅里叶变换公式为 12/5/202215)4.2.4()()(102NntfnmietnftF)5.2.4()()(102mmtfnmiefmFftf式中n=0,1,2,N-1,m=0,1,2,M-1。由（4.2.4）和（4.2.5）可知，F(mf)的实部和虚部分别为:10)6.2.4(2cos)()(ReNntfnmtnftfmF10)7.2.4(2sin)()(

9、NnmtfnmtnftfmFI12/5/20221622)(Im)(Re)(fmFfmFfF由此可得振幅谱12/5/202217n相位谱为:n n n n为更好了解有效信号和干扰噪声的频谱范围，为更好了解有效信号和干扰噪声的频谱范围，可分别选取信号和随机噪声时窗进行频谱分析。可分别选取信号和随机噪声时窗进行频谱分析。为分析浅层和中深层信号的频谱，可从浅至深为分析浅层和中深层信号的频谱，可从浅至深不同时间处选取时窗进行频谱分析。不同时间处选取时窗进行频谱分析。)9.2.4()(Re)(Im)(1fmFfmFtgfm12/5/202218(二)地震波的频谱特性:地震波的一般频谱特征,如图所示:12

10、/5/202219 1面波频谱的峰值低于有效波，声波频谱面波频谱的峰值低于有效波，声波频谱峰值偏高，与有效波的频谱范围有较宽的峰值偏高，与有效波的频谱范围有较宽的重叠重叠;2微震干扰波的频带较宽微震干扰波的频带较宽;3有些规则干扰波与有效波频谱差异不大，有些规则干扰波与有效波频谱差异不大，如浅层记录中的外界相干干扰波和多次波如浅层记录中的外界相干干扰波和多次波 4.横波与纵波相比频谱峰值低，频带窄横波与纵波相比频谱峰值低，频带窄;5 高速薄层反射波频谱相对厚层要偏高高速薄层反射波频谱相对厚层要偏高;12/5/202220 6 6大炸药量激发比小炸药量激发频谱大炸药量激发比小炸药量激发频谱要偏低

11、，小炸药量激发比锤击频谱要宽要偏低，小炸药量激发比锤击频谱要宽;7.7.反射波的频率随着低降速带厚度的增反射波的频率随着低降速带厚度的增加而降低。当低速带较薄或表层速度较加而降低。当低速带较薄或表层速度较高时，获得的反射波频率较高。高时，获得的反射波频率较高。12/5/202221 速度参数在浅层地震资料的数据处理和解释中是非常重要的参数，例如校正、叠加和偏移都需要知道速度。12/5/202222 图图4.6-36 4.6-36 可控震源野外记录的相关可控震源野外记录的相关处理处理 12/5/202223 另外速度参数可提供关于构造和岩、土性质有价值的信息，例如构造探查要了解地下反射界面的分布

12、，实质上是波阻抗参数的地下分布，岩性探查要得到地下岩性的分布，更与各种岩性参数 (例如速度、吸收系数、泊松比等)的提取有关。12/5/202224 由于地下介质的复杂性，故参数提取是一个十分复杂而艰巨的任务，只能用一些简化的方法和近似的假设条件来求取。所用方法不同，可得到不同定义的速度参数。地震速度分析中普遍采用速度谱分析和速度扫描技术，得到平均速度、均方根速度、层速度等速度参数。12/5/202225 设共反射点道集内有N个记录道，其炮检距分别为x1，x2，xn，各个记录道对应的正常时差分别为t1，t2，tn，炮检距为xi的第i个记录道的正常时差为 12/5/202226 )16.2.4(0

13、2220tvxttsii可见对于给定的炮检距，正常时差可见对于给定的炮检距，正常时差 t ti i是垂直反射时间是垂直反射时间t t0 0和叠加速度和叠加速度v vs s的函数的函数，因而从反射波正常时差，因而从反射波正常时差 t t的分析中的分析中 可以提供均方根速度的信息，这就可以提供均方根速度的信息，这就 是速度分析的基础。是速度分析的基础。12/5/202227 在速度分析中，常用的方法是速度谱和速度扫描。速度谱的概念是从频谱的概念借用而来的，频谱表示波的能量相对频率的变化规律，人们就将地震波的能量相对速度的变化称为速度谱。根据动校正原理，选取一系列试验速度分别代入(4216)求取正常

14、时差ti，12/5/202228 波时距曲线进行动校正，看其校正以后波时距曲线进行动校正，看其校正以后双曲线形状的同相轴是否变成双曲线形状的同相轴是否变成t=tt=t0 0的水的水平同相轴，如果变成水平同相轴，则所平同相轴，如果变成水平同相轴，则所采用的速度就是最佳叠加速度采用的速度就是最佳叠加速度.衡量同相轴是否被拉平，可以选择衡量同相轴是否被拉平，可以选择不同的判别准则，如果以共反射点波组不同的判别准则，如果以共反射点波组叠加波形的能量来判别，则当选用速度叠加波形的能量来判别，则当选用速度合适时，同相轴被拉平。合适时，同相轴被拉平。12/5/202229 形成同相位叠加，叠加波形的能量为最

15、大。按这一原理设计的速度谱称为叠加速度谱。为求取地震波的叠加速度，可以根据地区的地质情况和有关资料，大致估计在某一t0时的速度变化范围为v1,v2,vm,将每一速度代入(4.2.16)式计算每道的正常时差ti,做动校正，然后把动校正后的各道记录振幅按下式叠加，得相应的平均振幅 12/5/202230)17.2.4(1)(01,MjNirjikifNvA其中，N为共深度点道集内的道数，fi,j+r表示第i道中第j+ri个样值。当试验速度vk与地震反射波的叠加速度一致时，平均振幅A(vk)最大，此时各道是同相位叠加。当试验速度大于或小于界面反射波速度时，由于各记录道上反射波不能同相位叠加，因此平均

16、振幅较小，12/5/202231 如图4.2-4所示。根据这个道理，就可以取最大平均振幅对应的速度,做为该t0 处反射波的叠加速度，由式(4.2.17)可知，平均振幅A(vk)随速度而变化，每给定一个试验速度，可得到一个叠加振幅值，一系列速度就对应着一条叠加振幅随速度变化的曲线。该曲线称之为速度谱线。12/5/202232 如图4.2-4(c)所示。只要在速度谱线上找出最大值，即可确定该t0时刻的速度。如果改变t0值，重复上述求叠加速度的步骤，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4.2-4(d)。如果我们不仅计算出某一固定t0 时

17、间处对应于不同速度的平均振幅值，同时对t0 时间 12/5/202233 进行扫描，计算出所有t0 时间不同速度的平均振幅，就相当于计算所有网格点(图4.2-5)上的叠加振幅值。如果以横轴表示速度，水平轴表示双程运行时t0，垂直轴表示叠加振幅，则速度谱成果可显示为图4.2-6所示的三维图形，其中的峰值称为能量团，每一个能量团对应着一个强的反射信息。12/5/202234图 4.2-4 用多次覆盖资料计算速度谱原理图 12/5/202235图4.2-5 计算叠加速度谱的网络12/5/202236图4.2-6 三维显示形式的速度谱12/5/202237 速度扫描是用一组试验速度分别对单张(CDP)

18、道集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的所有波组进行动校正(恒速动校正)，得到一张校正后的记录。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12/5/202238 会变得平直，其他同相轴或者上弯(速度过高，校正不足)，或者下弯(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，可以得到不同t0时间处反射波的速度。由速度扫描获得的速度是叠加效果较好的速度.它适用于地质条件复杂得不到好速度谱的地区，但处理费时长，成本高。12/5/202239 由于通过速度扫描或速度谱求出的速度反映了叠加效果的好坏，一般称之为叠加

19、速度 vs 实质上它表示用双曲线拟合有效波时距曲线时，拟合效果最好的速度，故也称之为双曲线拟合速度。12/5/202240 (三)各种速度之间的关系 在水平层状介质中，波沿某一条射线传播时，它传播的总路径与总时间之比就是射线速度vr,)18.2.4()1()1(1212212122niiiiniiirvpvhvphv12/5/202241 式中hi 为第i层厚度，p为射线参数。这是沿一条射线取平均算出的速度。射线不同，vr 也不同。由于射线速度不仅考虑了波在界面的“偏折效应”，同时也考虑了横向不均匀的影响，1.射线速度比其他速度更精确；2.当射线参数p为零(或炮检为零)时的射线速度即平均速度，

20、12/5/202242 因此射线速度大于等于平均速度;3.炮检距为无穷大时的射线速度等于水平层状介质中最高速度层的速度。4.由于均方根速度是等效均匀层的最佳射线速度，它也考虑了射线在界面的“偏折效应”，它总是大于平均速度。12/5/2022435.5.水平层状介质情况下，炮检距不太大水平层状介质情况下，炮检距不太大时的叠加速度就是均方根速度时的叠加速度就是均方根速度;6.6.对于单层均匀介质，叠加速度就是介对于单层均匀介质，叠加速度就是介质的真速度；在倾斜界面情况下，叠加速质的真速度；在倾斜界面情况下，叠加速度是等效速度（均方根速度除以界面倾角度是等效速度（均方根速度除以界面倾角之余炫）之余炫

21、）12/5/202244 1迪克斯（Dix）公式 水平层状介质情况下，叠加速度就是均方根速度，因此迪克斯（Dix）公式就是由均方根速度求层速度的公式。12/5/202245 2/11,0,01,21,0,2,0nnnnnnnttvtvtv 对于倾斜地层，叠加速度就是等效速度，Dix公式写为2/11,0,021,1,02,0)cos()cos(nnnennennttvtvtv12/5/202246 由于野外数据采集过程中不可避免地存在许多干扰，地震有效信息被它们所掩盖，因此必须对资料进行提高信噪比的数字滤波处理。数字滤波是根据有效波和干扰波的频谱特性和视速度特征方面的差异，利用频率滤波和二维视速

22、度滤波来区分它们。12/5/202247 由于频率滤波只需对单道数据进行运算，故称为一维频率滤波。根据视速度差异设计的频波域滤波需同时处理多道数据，故又称为二维视速度滤波。一个原始信号通过某一装置后变为一个新信号的过程称为滤波。原始信号称为输入，新信号称为输出，该装置则叫做滤波器。12/5/202248 当一个信号输人滤波器后，输入信号中的某些频率成分受到较大损耗，这种输出和输入信号的相应关系，就体现了滤波器的特性.频率域滤波的表示方法是把地震信号分解成各种不同频率成分的信号，让它们通过滤波器，然后观测各种不同频率的信号在振幅和相位上的变化。信号振幅和相位随频率的变化关系称为滤波器的频率特性或

23、 频率响应。12/5/202249 例如振幅随频率的变化关系，称振幅频率特性;相位随频率的变化关系，称相位频率特性。如图4.3-1所示。时间域内滤波特性的表示方法，是把一个单位脉冲通过滤波器，然后观测滤波器对单位脉冲的影响。12/5/202250图4.3-1 频率域内滤波特性的表示法12/5/202251NoImage第五节 校正和叠加处理一、野外静校正 n包括井深校正、地形校正、低速带校正。见图 n 12/5/202252NoImage 静校正示意图12/5/202253n进行野外静校正处理时，首先对共深度点道进行选排，找出每一道的炮点和检波点的位置，求出相应炮点和检波点的t静校正值，可以从

24、井口记录道上直接读出，称为井口值。因波从O向下传播少用了时间T，校正时要把此值加到波的旅行时间中.12/5/202254n1井深校正 n 井深校正是将激发源0的位置由井底校正到地面0j(见上图)，其方法有二:12/5/202255NoImage 1)在井口埋置一井检波器，记录直达波由0传至地面0j 的时间j，即井深校正值，又称为井口时间。2)用已知的表层参数及井深数据，按下式计算井深校正量)1)(100hvhhvjj12/5/202256NoImagen式中V0是低速带波速，V为基岩波速，h0+hj为炮井中低速带厚度，h是基岩中炸药埋置深度。n因为井深校正总是向时间增大的方向校正，故此式前面取

25、负号。12/5/202257NoImagen2地形校正 n 地形校正是将测线上位于不同地形处的炮点和检波点校正到基准面上。如图6.4-5所示，炮点地形校正量为 n 0001hv12/5/202258NoImage 而检波点地形校正量是sshv01此道(第j炮第l道)总的地形校正量为)(100sijhhv12/5/202259NoImage 地形校正量有正有负，通过h0、hs 的正负体现出来。通常规定当测点高于基准面时为正，低于基准面时为负 n 12/5/202260NoImagen3低速带校正 n 低速带校正校正是将基准面下的低速层速度用基岩速度代替。n 求取低速带校正量的公式在炮点处为:n

26、12/5/202261NoImage )11(0vvhjj 在检波点处为)11(0vvhll故此道总的低速带校正量为)(11(0ljjihhvv12/5/202262NoImage 因为基岩速度大于低速带速度，低速带校正量总是正的,第j炮第l道的总的校正量为)(1)(10ljlshhhvhhvt静12/5/202263NoImagen(3)静校正的实现 n 由于静校正值有正有负，校正时则使记录道样值可能向前(向小时间方向)或向后(向大时间方向)在计算机内存中搬家。n 12/5/202264NoImagen如果记录校正值为+4个采样间隔，则该道记录全部样值要向前般动四个单元，搬动时要从小时间的样

27、值开始并依次搬，记录道最前面的四个样值校正后被冲掉，12/5/202265地震道的记录样式地震道的记录样式12/5/202266NoImagen结果第一个样值就是原记录道上的第五个样值，然后把尾部的四个单元冲零。n当静校正值是-4个采样间隔时，则该记录道的全部样值要依次向后面搬动四个单元，12/5/202267NoImagen开始搬时将倒数第五个样值搬到最后，并倒序依次向后搬，结果原记录上的最后四个样值冲掉，把最前面的四个单元充零。对于不满一个采样间隔的校正量则由插值滤波实现校正。n由于对于同一道地震记录，静校正值相同，这便是静校正中“静”的含义。n 12/5/202268NoImagen n

28、 1 1动校正处理就是把炮检距不同的各动校正处理就是把炮检距不同的各道上来自同一界面、同一点的反射波到道上来自同一界面、同一点的反射波到达时间，校正为共中心点处的回声时间；达时间，校正为共中心点处的回声时间；动校正就是正常时差校正，对于共炮点动校正就是正常时差校正，对于共炮点道集和共深度点道集均可进行；道集和共深度点道集均可进行；n 12/5/202269NoImage 2目的：消除炮检距变化的影响,实现同相位叠加；3记录道的动校正量计算)3.5.4()(0022200iijiiijijttvxtttt12/5/202270NoImage 式式中tij 表示第i个界面第j道的动校正量，t0i

29、为共中心点处第i个界面一次波的自激自收时间，tij 是炮检距为xj 的第j道上第i个界面的一次反射波到达时间，v(t0i)是t0i 时刻的波速，j=1,2,N,N是共反射点道集的总道数 n 12/5/202271NoImage 4.对于任一道记录来说，深浅层反射波的动校正量不同，浅层波组的动校正量大于深层波组的动校正量。这就是动校正中“动”的含义。5.动校正方法是将一道中所有样值分为若干组进行“搬家”，组内动校正量具有相同的整数倍采样间隔，不同组校正量不同。12/5/202272NoImage 6.合适的动校正量取决于动校正速度函数，当动校正量合适时，能够把共反射点道集内反射波旅行时间校正为双

30、程垂直旅行时间，实现同相位叠加。图4.5-1表示了动、静校正对一个CDP道集的影响。7 7动校正引起波形拉伸，浅层波组拉伸现象比较严重。12/5/202273NoImage 图4.5-1 静校正、动校正对一个CDP道集的影响12/5/202274NoImage 校正前波形由t1-t2 校正后被拉伸到t01-t02 12/5/202275NoImagen n图4.5-2中A(t)表示动校正前的记录，A(t)表示动校正后的记录。对比t1 和t2 时刻到达的两个反射波，应分别向前挪动t1 和t2，校正到t01 和t02 的位置。n n 12/5/202276n显然，校正后的波形被拉长，因此动校正总是

31、将反射波形拉伸，使反射波的视频率降低。这种情况称动校正的拉伸畸变，大炮检距的浅层反射波拉伸畸变尤为严重。即 n（1）同一道波，浅层畸变大，深层畸变小；12/5/202277NoImagen（2）不同道上同一层,炮检距大的畸变大，炮检距小的畸变小。n即使使用速度参数正确，只要采用逐点计算的方法，就会产生畸变。n（3）处理畸变的方法是切除，即将畸变大的那部分样值冲零。12/5/202278NoImage 在资料处理中，水平叠加之前需要切除各种干扰波，例如切除强振幅的初至波，这些初至波一般是浅层折射波和直达波等干扰。应切除因动校正引起的拉伸畸变部分。这部分通常在动校正程序内切除;另外，还应切除浅层宽

32、角反射波，因为浅层宽角反射常发生相位畸变。12/5/202279NoImage 有时对未滤净的震源干扰波也采用内切除的方法，以防止强振幅的相干干扰波参与水平叠加处理，影响叠加剖面质量。三、剩余静校正 由于低、降速带厚度往往测不准，并有地震波在表层传播时，射线路径是垂直的假设等因素，使得野外一次静校正后不能完全消除表层因素的影响，12/5/202280NoImage n仍残存着剩余的静校正量。提取表层影响的剩余静校正量并加以校正的过程，称为剩余静校正。n 剩余静校正量不能由野外实测资料求得，只能用统计方法由地震记录中提取，故也称为自动统计静校正。n 12/5/202281NoImagen n用统

33、计方法求取剩余静校正量可灵活地选用记录道集的编排形式,如共炮点选排、共检波点选排、和共中心点选排等。n剩余静校正量分为长波长（低频）和短波长（高频）分量两类：12/5/202282NoImagen短波长是局部范围内低速层变化引起的，对同一共中心道集内各道的反射波到达时间不一，影响同相位叠加；长波长分量是区域性异常n 12/5/202283NoImage长、短波长剩余静校正量 短波长静校正量长波长静校正量12/5/202284NoImagen n在一个地区做静校正处理需进行如下迭代计算:n(1)计算炮点的时差值:n 取各炮点时差的70%作为校正值，对各炮点的时窗记录段进行炮点初步校正;n 12/

34、5/202285NoImagen n校正后的记录段作为进一步计算炮点和检波点校正值用的原始数据，循环迭代反复计算，直到计算的校正值的平均值小于某门限值为止。迭代处理的目的是为达到最好的叠加效果。12/5/202286NoImage说明：自动剩余静校正处理虽提高了记录的信噪比，但该项处理具有低通滤波性质，容易滤掉一些有意义的小的地质构造，如落差小的断层等，这对于高分辨率地震勘探是不利的。因此，要注意自动剩余静校正处理对小地质构造的影响。12/5/202287NoImagen 经动、静校正处理以后的地震记录，己将表层不均匀性和炮检距变化的影响消除，成为以规定的基准面为为准、炮检中点自激自收的CDP道集记录，可以进行叠加处理。叠加处理的方法很多，常规叠加公式为:n niiLjjxnjy1).2,1,0()(1)(12/5/202288式中y(j)为叠加道上第j个样值，xi(j)是叠加输入道集中第i道第j个样值，j为采样点序号，i为共深度点道集中记录道序号，n为道集中总道数,L为每道的总采样点数。12/5/202289NoImage 常规叠加是将道集中经动、静校正处理后的各道上序号相同的采样值取算术平均值，组成叠加输出道。每个共中心点道集组成一个叠加输出道。一条测线上所有叠加道的集合，组成直观反映地下构造形态、可供解释用的水平叠加时间剖面。n 12/5/202290