为了对地球的地下层进行分析，特别是为了进行碳氢化合物的 探测，需要收集地震数据。可以在陆地上或使用远洋轮船在水面上 收集用于地下层结构分析的地震数据。为了获得这些数据，提供了 一个地震源，它可能包括爆破器材(在陆地上)，或者一个压缩空 气脉冲或气枪(在海上)。从地表下面不同的各层处反射的地震数 据信号被称为诸迹线，并且用大量的，典型地为数百个的传感器， 例如在陆地上的地震检波器以及在海上的水中地震检波器，来感 知。对诸反射信号进行记录并分析其结果，以便导出关于地下层的 构造物的一种表示。然后，这样的表示可以被用来评估碳氢化合物 矿床的似然度。
然而，为了导出各种地层构造物的一种表示而对诸结果进行的 分析不是直截了当的。特别是当地球地下层的物质沿侧向改变时， 介于地震源与反射该信号的在地下层内的一个点之间可能存在一 条以上的信号路径。典型地，介于反射点以及一个各自的地震传感 器，例如一个地震检波器或者一个水下地震传感器，之间的返回路 径，同样的结果也将是真实的。若考虑在每一个方向上都有3条不 同的路径这样一种情况，则一组信号从地震源行进到处于一个单独 的反射点的地震传感器将会有9种不同的往返路由。节省成本分析 表明，使用所有这些可能的路径是不可能的，因此，需要某些简化 处理过程的方法。
1995年5月29日至6月2日在苏格兰格拉斯哥举行的EAGE 57 会议与技术展览会上发表的《用于3D预叠加深度迁移的格林函数》 一文中，讨论了以下两种用于降低这种复杂性的现有技术。人们将 理解到，来自一个单独的反射点的诸信号一般地将在不同时间以及 按照不同振幅到达地震检波器，上述不同时间和不同振幅依赖于所 行进的路径的距离以及声波从其中通过的地下层的声传播特性。因 而，通过地球的地下层的、跟从一个单独的反射点反射过来的一组 信号有关的“射线路径”有很多条。针对这许多条射线路径的复杂 性的一种已提出的解决方案就是选择所谓的首次到达信号。这将是 对应于传播最快的地震信号的到达信号(或“波至”)。然而，这 种技术的一个缺点就是初至波往往不是最强的信号，并且通常它所 含有的能量是如此之小，以致于不能提供可靠的和精确的分析。但 是，用于计算首次到达的行程时间的诸方法跟其他各种方法相比， 显得更便宜和更简单。
虽然某些这样的方法实际上计算一条最短行程时间路径，而不 是一条最短的物理射线长度路径，但是它们一般地(以及混乱地) 被称为“最短路径”方法。描述这种类型的方法的文章在下列文献 中可以找到：《地球物理学》，1991年1月，56卷1期，第59-67 页，T.J.Moser，“地震射线的最短路径计算”；《地球物理学》，1993 年7月，58卷7期，第987-996页，Robert Fischer等，“具有稀 疏图形的最短路径射线追踪”；以及《地球物理学》，1994年7月， 59卷7期，第1110-1120页，T.J.Moser，“使用最短路径方法 的迁移”。关于最短行程时间射线路径(而不是最短射线长度射线 路径)的计算过程的参考，分别在这些文章的第59页，摘要，第4 行；第987页，第2列，第20行；以及第1111页，第2列，第37 行中可以找到。
另一项现有技术就是选择具有最大振幅的波至。然而，由于地 下层的模型一般来说都仅仅是近似的，所以这种波至的选择不一定 是直截了当的。只要振幅的估计是正确的，最大振幅波至将仅提供 最佳的单独的波至。最大振幅波至的另一个困难就是波至的选择可 能在各支路之间迅速地反复切换。但是，在上面首先确认的现有技 术参照物中，已经观察到使用最大振幅波至对使用初至波的改进。

本发明的一个目标就是提供一种处理地震信号的方法，它能改 善这些现有技术的各种缺点。
根据本发明，提供了一种用地下地震能量传播模型处理地震数 据的方法，所述方法包括下列诸步骤：为所述传播模型指定地震源、 地震接收器，以及诸反射点位置，识别多条符合所述传播模型的可 供选择的射线路径，所述射线路径起源于所述地震源位置，反射于 所述反射点位置，并结束于所述地震接收器位置，从所述多条可供 选择的射线路径中选择具有最短射线长度的一条射线路径，以及在 后续地震数据处理中利用所述被选定的射线路径。
人们已经懂得，采用最短射线路径标准实质上将永远不会导致 一低振幅的信号。当射线的物理长度将随着速度模型的改变而改变 时，跟振幅估计方法的情形相比，物理射线长度对这样的改变是不 敏感的。其理由是，振幅跟诸射线的曲率有关。因此，在射线路径 上的小的误差可能在振幅上产生各种大的误差。与此相对比，射线 长度是一个积分量(沿着射线的弧长进行积分)，因此，它对射线 路径中的小的扰动相对地不敏感。换句话说，跟最大振幅技术相比， 使用本发明的技术的一条特定射线的选择不会切换得那么快。这就 为后继的处理提供了比任何一种现有技术都更为可靠的假设，
在所附的从属权利要求中，列出了本发明的进一步的优选的各 种特征。
附图说明
现在借助于实例并参照诸附图对本发明进行说明，在附图中：
图1表示被安排在陆地的多个地下层之上的一个地震源和多个 地震接收器；
图2表示一个单独的源位置以及一个单独的图像位置，在它们 之间具有若干射线路径；
图3表示针对一个特定地震模型的一个距离对深度的二维地震 图像，上述地震模型使用具有初至波(即，最短行程时间路径)的 地震信号；
图4表示一幅针对地震模型的距离对深度的地震图像，上述地 震模型使用具有最大振幅波至的地震信号；
图5表示一幅针对地震模型的距离对深度的地震图像，上述地 震模型使用与具有最短射线路径长度的射线路径有关的波至。

在图1中，一个地震源S，例如一次爆破，连同多个地震检波 器R1到R5，被安置在地表上。典型地，将有数百个地震检波器被 安排在地表上的一个二维或一个三维阵列之中。为了简单起见，仅 示出了5个地震检波器R1到R5。用介于地震源S经由各地下层 L1、L2和L3到达诸地震检波器R1到R5的诸折线来表示地震信 号诸路径(“诸射线路径”)。图中示出了从多个水平面H1、H2 和H3反射回来的诸射线路径。为了简明起见，仅示出某些射线路 径。
由于诸地震信号在地层中将以各种不同的速度行进(典型地， 传播速度将随着深度的增加而增加)，所以不能直截了当地对诸地 层H1、H2和H3进行定位。通常通过对来自每一个水平面的数据 进行分离以及对地下层地震能量传播模型(即，地下声速的一个估 计)进行分析，来导出在地表下面的一个水平面上的点的实际反射 (或者“成像”)的一个估计。预叠加深度迁移的处理方法涉及将 多个样本同时地叠加在一起，以便增加数据的信噪比(类似于一种 常规的“叠加”过程)，移动诸地震事件以补偿介于地震源以及检 波器之间的偏移距离(类似于一种常规的“垂直时间偏移校正”过 程)，以及移动地震事件，以补偿倾斜的地震反射层(类似于一种 常规的“迁移”过程)。通常用在时间空间域的一个积分公式来实 现地震数据的预叠加图像。
在本申请书中，自始至终都使用“反射点”这个词组，这个词 组可以更充分地被理解为一个“成像点”，即，被讨论中的射线路 径所照亮的一个地下层位置。类似地，从源到成像点以及从成像点 到检波器的射线路径在成像点处将具有诸方向的一个突变。在本申 请书中，自始至终将这种方向改变称为一次“反射”，它也可以被 认为是在成像点处的“散射”。地震能量传播模型可以不纳入任何 关于在成像点附近的反射层倾角(倾斜)的假设，以及不纳入任何 关于从地震源到成像点的“向下走的”射线不一定需要具有一个地 震反射层入射角的假设，上述入射角跟从图像点到接收器的“向上 走的”射线的地震反射层入射角大小相等而方向相反。
从在预叠加数据中的一次面积分可以计算出在任何点处的图 像。该积分可以写成如下的一般形式：
Image(xi)＝∫∫W(xi，xs，xr)Data(xs，xr，ts(xi，xs)，tr(xi，xs))dSdR
式中xi，xs，xr为图像、源以及接收器的诸位置。W(xi，xs，xr) 为权函数(可能是复数并且依赖于频率)，它是源、接收器以及图 像位置的一个函数，并且ts(xi，xs)和tr(xi，xr)分别是从源以及 接收点到图像点的行程时间。诸行程时间以及诸权函数依赖于一个 模型，它是地下层诸特性的一个估计。在所有源和接收器的诸坐标 上对积分进行估计。诸行程时间在数据中定义了一条轨迹，积分运 算就在其上进行。
可以通过多种方法(例如，各种有限差方法、加栅格的行程时 间近似法、射线追踪)来计算诸行程时间。这些方法中的大多数求 出波方程的一个高频近似解，它将求解过程分解为两部分，首先求 解针对行程时间的镜像方程，并且接着求解针对诸振幅的传输方 程。镜像方程是从波方程的渐近线扩展而得出的一个方程。它是诸 行程时间所能满足的一个非线性微分方程。无论是明显的或隐含的 所有方法都计算射线路径，它是介于源或接收者以及成像点之间 的，能量行进所经过的路径。
当使用本发明的方法时，最好使用一种射线追踪方法。由于用 射线追踪方法选择可供选择的诸射线路径或提供输出时各种射线 路径的行程距离容易计算，所以通常总是用射线追踪方法来计算诸 行程距离。
然而，在一个复杂的地下层模型中，连接着源和接收器的射线 路径可能有若干条，并且这意味着诸行程时间函数将是多值的。图 2表示一个产生多值的诸行程时间的复杂模型的一个实例。地震源 S被用来分析在地表10下面一个点处的图像1。然而，介于源S和 成像点I之间，有两个盐体12、14，它们被排列在介于源S以及 成像点I之间的直接路径18的两侧。诸盐体12、14折射诸地震射 线，并且在源S和成像点I之间提供另外两条路径16、20。这样 一来，除了不经过盐体的直接射线路径以外，还产生了从源到成像 点的两条折射射线路径。
当行程时间变为多值时，对积分进行估计的正确方法就是对各 行程时间函数的所有支路求和。然而，若从源S到成像点I之间存 在3条通路，并且从成像点到接收器之间也存在3条通路，则需要 求和的一共有9条支路。三维预叠加深度迁移(算法)本来就是开 销很大的。在计算复杂性上增加9倍将严重地延长分析过程，并因 此大大地增加成本。随着路径数目的增加，其复杂性也相应地增加。
若我们不使用来自所有支路的诸结果，则我们应当就使用哪一 条支路或诸支路作出选择。这种选择应当给出一条积分轨迹，它在 散射波场中跟随着重要的能量，并且给出对连续积分的良好的近 似。若按照对采样数据的加权求和来进行积分，则这就意味着该轨 迹至少应当是分段连续的。
前面简要地讨论过的一种现有技术就是使用初至波，因为它比 较容易计算，并且可以保证它是一个连续函数。然而，已经指出， 初至波可能含有非常小的能量，因此通常不是一种适当的选择。
图3表示一种后分析地震图像，其中，水平轴表示从勘探原点 起算的沿着地表的一段距离(以英尺为单位)。垂直轴在本例中表 示延伸到6000英尺的一个水层表面以下的深度(以英尺为单位)。 使用对众所周知的镜像方程的有限差解来生成在建立这个图像时 所使用的诸行程时间。使用在地震接收器处的初至波来进行预叠加 迁移。在这份图中，要注意的是，有许多特征已经变得有些模糊。 特别是，在图像中，分别定位于大约17,000英尺和27,000英尺处 的这两层。这些层的清晰度很差，并且在这些层的图像中，一些重 要部分完全看不清楚。在较高层(17,000英尺)中离开勘探原点大 约33,000英尺到50,000英尺的距离上，以及在较低层(27,000英 尺)中离开勘探原点大约30,000英尺到47,000英尺之间，尤其会 出现这种情况。存在两个大的盐体，第1个的深度位于6,000与 14,000英尺之间，并且离开勘探原点10,000英尺到37,000英尺之 间。第2个盐体的深度位于大约6,000与10,000英尺之间，并且 离开勘探原点大约45,000英尺到75,000英尺之间。如同上面参照 于图2所说明的那样，诸盐体可能是形成诸折射射线路径的原因， 并且可能导致在初至波中的各种低能量水平。在这个模型中，各层 的诸图像当然被定义得不好。此外，在距离介于大约40,000和 60,000英尺之间，以及深度介于大约9,000和17,000英尺之间， 栅格状特征被定义得不好。基于初至波的分析也对这些相对小的特 征提供很差的分辨率。
另一项现有技术曾经是选择最大振幅的波至。只要对振幅的估 计是正确的，这就是可供使用的最佳的单独的波至。当使用由射线 追踪所计算出来的最大振幅行程时间时，前面说到的参照物在预叠 加深度图像方面显示出若干改进。
图4表示从与图3所示的图像相同的地震模型中导出的一幅地 震图像，它覆盖着相同的距离和深度。在本例中，选择最大振幅波 至用于预叠加迁移以及后续的叠加。通过跟图3对比可以看出图像 中差不多每一种特征都更为清晰。在大约17,000英尺和27,000英 尺处，也已经分别构建出比基于初至波的图像更为清晰的两个水平 层。然而，在这两层中，跟在前面的图像中所讨论过的相同的那些 部分仍然被重构得有些不清晰。特别是，在离开勘探原点大约32,000 到44,000英尺之间的范围内，较低层(27,000英尺)被重构得有 些含糊。此外，排列在介于大约40,000和60,000英尺的距离处的 小栅格特征实质上也变得更为清晰。
不幸的是，在渐近线近似法中所计算出来的振幅不一定是有限 频率波场的诸振幅的一个良好的近似。跟有限带宽波场相比，诸高 频振幅对速度模型的细节要敏感得多。这就导致两个结果，首先， 波至的选择可以从一条支路迅速地切换到另一条，其次，支路的选 择对模型中的变化十分敏感。由于我们通常只有一个近似模型，所 作出的选择跟在真实模型中将要作出的选择之间，可能存在很大的 差异。这就明显地损害了分析的精度。
为了改善这些缺点，本发明提供了一种新的标准，以便选择准 备用于图像的信号行程时间。被选择的行程时间就是跟具有最短的 物理长度的射线有关的那一个。这条射线通常是最高振幅的波至， 但不能保证做到这一点。更重要的是，它差不多永远不是与折射能 量有关的一个低振幅的初至波。此外，物理长度标准对速度模型小 的起伏波动或者对模型的各种变化来说是更为稳定的，因为它是一 个如上所述的积分量。
概括地说，本发明计算每个可供选择的射线路径的行程距离， 比较计算出的行程距离以确定所述可供选择的射线路径中哪一个 的行程距离最短，从而选择用于成像的信号行程时间。
跟初至波的情况不同，来自最短射线的行程时间不是一个连续 函数。然而，它是分段连续的。此外，由于它是比较稳定的，所以 它趋向于包括几个大的片段，在它们之间具有被精确地定义了的诸 边界。与此相对照，使用诸最大振幅的结果趋向于成为一条更加“分 离”的轨迹，它由在各支路之间迅速地反复切换的许多小的区段组 成。
当需要一个连续函数时，由最短射线提供的分段连续函数还具 有其他的优点(例如，它伴随着更多的能量)。
图5表示从相同的地震模型中导出的又一幅图像，它与图3和 图4的图像相对应。然而，在这个实例中，使用最短射线长度而不 是对应于初至波或者最大振幅波至的射线，已经进行了预叠加迁 移。通过跟图3进行对比，很容易看出，使用最短射线预叠加迁移 (算法)所提供的图像，跟初至波的选择相比，前者更为清晰。这 种图像相对于用最大振幅波至所导出的图像的改进不是很明显，但 是改进仍然存在。特别是，在大约17,000英尺和27,000英尺处分 别地重构的各层得以改进。上层的重构具有改进了的清晰度，特别 是在离开勘探原点大约32,000英尺和50,000英尺的地方。在下层 (27,000英尺)的情况下，跟图4所示的图像相比，甚至还有更明 显的改进。在这一层中，离开勘探原点大约30,000和43,000英尺 之间的部分具有一种明显地改进了的清晰度。在两个盐体之间的间 隙下面，这两层的连续性得到更多的改进。从最大振幅波至到最短 路径波至的改变的好处不像从初至波到最短路径波至的改变的好 处那样大，但是一般来说，在各处的图像或者是同样地好，或者是 有所改进，这是显而易见的。
在图3到5所示的所有已迁移的区段中，在20,000英尺以下的 曲线状的事件的诸图像是由于多次反射波至而产生的伪差，它们应 当被忽略。
将已选定的射线路径用于预叠加深度迁移是为了两个主要目 的。即：建立一个声音脉冲波至时间以及计算波至振幅的一个估计。 这些数值可以被用来，例如，从在特定接收器位置所获得的、并且 跟来自特定源位置的一个声音脉冲有关的一条地震道中，确定哪一 个输入样本将被用来计算输出样本，后者跟成像点以及将被施加于 输入样本的权值有关。
在图3、4和5表示地下层的二维剖面图的同时，它们也已经用 地震数据的一个三维集合来生成。被用来显现这些区段的预叠加深 度迁移算法是一种真三维方法，它不需要假设从源发送到接收器的 能量必须在连接这些点的垂直平面内行进，或者该成像点必须处于 这个垂直平面上。这种“离开平面”的考虑一方面提高了所获得的 地震图像的质量，另一方面也增加了由于精确地处理数据所带来的 复杂性。
已选定的射线路径也可以被用来更新地下层的地震能量传播模 型(即，速度模型)。
用以说明本发明的方法的地震数据曾经是常规的压力-压力 (P-P)模式地震数据，与此同时，只要简单地提供一种考虑到这 些可供选择的地震能量传输模式的地震能量传播模型，就能将本发 明的方法以相同的方式应用于压力-剪力(P-S)模式[还有剪 力-剪力(S-S)模式以及其他地震能量传输模式]的地震数据。
本发明的精神实质和范围并不局限于已说明的诸实施例，但包 含在本文中以明显方式或以隐含方式来公开的任何发明及其任何 普遍化。