图1是海洋、海底地震测量布置的示意图。在这一测量布置中， 地震能量由震源1发射，震源1是从拖船2悬挂在海面下。地震能量 是向下发射，穿入地球内部，并被作为反射体3的地质特征反射。被 反射的地震能量向上穿过地球内部，进入海洋并由放在海底上的地震 接收器4检测到。通过例如确定从震源1到接收器4的地震能量走时， 得到关于地球内部的信息。在图1中只画出了一个反射体3，但实际 上在地球内部的若干个地质特征将作为地震能量的部分反射体。再有， 在图1中只画出了一个源1和一个接收器4，但实际上海洋地震测量 布置可以有一个震源阵列和一个接收器阵列。
地球的地质构造不是均一的。在处理海洋地震数据时的一个问题 是经常有一个在表面或近表面的一层5，它的特性与其下伏地质构造6 (下文中称作“基岩”)的特性显著不同。例如，如果在地表或近地 表的一层不如基岩那样固结，便能发生这种情况。特别是，在表面或 近表面层5中的地震能量速度可能显著低于基岩6中的速度，这样， 这种地表或近地表层通常被称作“低速层”(或简写为LVL)。与 如果地表或近地表层和基岩有完全相同的地震特性因而会记录到的走 时相比，这一速度差将产生地震能量走时的偏移，这些走时偏移通常 被称作“静态时移”，或只称作“静移(statics)”。
图1中所示低速层5是作为表面层，但它不需要延伸到表面，可 以再有一层覆盖该低速层。
由表面或近表面低速层5产生的静态时移依赖于该层的厚度和地 震能量穿过该层的传输速度。通常低速层5的厚度和穿过该层的传播 速度都会发生横向变化，所以在一个位置的地震接收器处观测到的静 态时移大多不同于在另一个位置的接收器处观测到的静态时移。作为 一级近似，在一个接收器记录的整个数据集将相对在另一接收器记录 的数据提前或延迟一个静态时间偏移。
当处理地震数据时，特别希望考虑静态时移。除非从地震数据中 去掉这些静态时移，否则就会存在不确定性，诸如来自较深层的地震 事件的到时的变化是由于这些较深地层的测度或横向位置的变化造成 的还是简单地由于低速层5中的传播效应造成的。

本发明提供一种方法，用于处理包括相应的地震能量第一和第二 波型的地震数据，该方法包含处理地震数据以得到以第一波型传播的 地震能量和以第二波型传播的地震能量穿过该地层的走时差。
在一个优选实施例中，第二波型是由第一波型在海底的一个层界 面处的部分波型转换产生的。
从图1将看到，地震能量两次穿过低速层5：一次是它从震源1 向反射体3传播，再次是它以反射体3向接收器4传播。两次穿过低 速层5将造成静态时移；由向下传播的地震能量穿过低速层5造成的 时移称作震源一侧的静态时移，由向上传输的地震能量穿过低速层5 造成的时称称作接收器一侧的静态时移。本发明提供估计接收器一侧 静态时移的方法。
本发明的方法可用于处理先前存在的地震数据。或者，它可以被 纳入地震测量方法用于在数据获取时或在其后处理地震数据。
本发明的一个实施例假定基岩6和低速层5的物理性质反差足够 大，以致在地震能量向上传播穿过基岩6和低速层5之间的边界时， 能发生能量传播的P波型到能量传播的S波型的显著转换以及反过来 从S波型到P波型的显著转换。这种波型转换的结果是，对于低速层 和基岩边界上方的地震接收器所记录的每个P波型事件，必须有一个 相应的S波型事件。该P波型事件和相应的S波型事件将发生在不同 时刻，因为在低速层中P波型和S波型和传播速度彼此不相等。然而， 由于波型转换是在低速层的下边界发生的，所以P波型和相应的S波 型事件之间的时间延迟必须是由于两种波型在低速层中不同速度产生 的。P波型事件和相应的S波型事件之间的时间延迟将不会受到基岩 性质的显著影响。这样，通过在地震数据中识别P波型事件及相应的 S波型事件并确定该P波型事件和相应的S波型事件之间的时间延迟， 便能容易地确定穿过低速层的P波形和S波型的走时差。
当向下传播的波在低速层5和基岩6之间的界面受到反射时也可 以发生波型转换。本发明可以应用于这一情况，因为当在反射时发生 波型转换时，被反射的信号将含有P分量和S分量，这两个分量穿过 低速层5时将有不同的走时。
当向下传播的波在低速层5和基岩6之间的界面受到临界折射时 也可以发生波型转换。沿界面传播的波将在低速层中激发P波型和S 波型两种波，本发明能应用于这些P和S波型。
对于指示地震数据一个方面的任何参数，如压强或质点运动分量 (术语“质点运动”包括质点位移、质量速度、质点加速度以及质点 位移的更高阶导数)，P波型和S波型之一的事件通常比其他波型的 事件表现得更强。所以，根据本发明的优选实施例，指示地震数据两 个不同方面的两个参数用于定位P波型事件和相应的S波型事件。原 则上，如果在低速层的下边界发生足够强的波型转换，则通过对所收 到的地震数据的检查，能够确定相应的P波型和S波型事件对的位置。 然而，在许多情况下，波型转换后的事件振幅低，于是优选互相关技 术或反褶积技术。
与S波静态时移相比，P波静态时移通常较小，这是因为P波速 度大于S波速度，因而走时变化较小。再有，在低速层5中发现的欠 固结的海底沉积物趋向于它们所造成的P波速度横向变化不如它们造 成的S波速度横向变化那样显著。在许多情况下，P波静态时移是如 此之小，以致能安全地假定为可以忽略。
本发明使得有可能估计每个接收器处S波静态时移和P波静态时 移之差。如果P波静态时移已知、能被估计出来或能被假定为零，则 本发明使得有可能得到S波静态时移。
本发明的第二方面提供一种地震测量方法，包含如下步骤：使以 第一波型传播的地震能量定向到一个海底层的边界面，从而在边界面 发生地震能量向第二波型的部分波型转换；在一个或多个接收器获取 包括第一和第二波型地震能量的地震数据；以及根据上文定义的方法 处理这些地震数据。
本发明的第三方面提供一种设备用于处理包括第一和第二波型地 震能量的地震数据，设设备包含用于处理地震数据的装置以得到以第 一波型传播的地震能量和以第二波型传播的地震能量穿过该层的走时 差。
在一个优选实施例中，该设备包含一个可编程数据处理器。
本发明的第四方面提供一种存储介质，含有上文定义的设备的数 据处理器中使用的程序。
附图说明
现在将参考附图以举例方式详细描述本发明的优选实施例，其中：
图1是海底地震测量的示意图；
图2示意性显示上行P波在基岩和低速层之间边界的波型转换；
图3显示图2的情况中地震数据道(trace)的示意性举例；
图4显示图3中各数据道的互相关图；
图5(a)图5(b)显示对表1模型产生的合成地震数据；
图6(a)和6(b)显示图5(a)和(b)数据的反褶积；
图7显示PP-PS走时差的理论和实验结果；
图8是具有同炮检距震源和接收器几何分布的地震测量布局示意 图；
图9(a)和9(b)显示使用图8的地震测量布局得到的质点速度垂直 分量和径向分量；
图10(a)和10(b)显示经过初步处理后的图9(a)和9(b)的质点速度 垂直分量和径向分量；
图11示意性显示上行S波在基岩和低速层之间边界的波型转换；
图12(a)示意性显示下行P波在低速层和基岩之间边界反射时的波 型转换；
图12(b)示意性显示下行S波在低速层和基岩之间边界反射时的波 型转换；
图13(a)示意性显示沿低速层和基岩之间边界传播的P波的波型转 换；
图13(b)示意性显示沿低速层和基岩之间边界传播的S波的波型转 换；以及
图14是根据本发明的设备的示意方框图。

现在将参考一个实施例描述本发明的原理，该实施例中由部分波 型转换产生一对相应的事件。图2显示上行P波穿过基岩6和低速层 5之间界面时的波型转换。上行P波7部分地作为P波7′穿过，但也 受到部分转换，成为S波7″。假定上行P波是由地球内部两层之间的 深界面反射或由通过较低层的折射产生的。在基岩6和低速层5之间 的界面处也将产生折射，透射P波7′的折射角将不同于转换S波7″ 的折射角。
透射P波7′和转换S波7″二者都将在接收器阵列产生信号。如图 2中指出的那样。透射P波7′和转换S波7″是沿不同方向传播，因而 将到达不同的接收器位置，而不是在同一接收器。然而，来自相邻转 换点的相似的转换S波将到达图2中所示透射P波7′的同一接收器。 对于在一特定接收器接收的透射P波和转换S波，将假定转换S波的 转换点(在低速层的底面)和P波穿过低速层底面的那一点之间的差 异不会显著影响由本发明方法得到的静态时移估计值。
透射P波7′将主要记录在接收器记录的地震能量垂直分量上，而 转换S波7″将主要记录在接收器4记录的地震能量径向分量上。(径 向方向是投射在海底的震源-接收器方向，这一方向将定义为X方 向。)这是因为对于地球内部的典型结构和目标反射体的典型深度， 在实际地震测量布局中从地球内部深处向上传播的波趋于与垂直方向 成30°或更小的角。横波(S波)主要记录在径向分量上，这是因为横 波质点运动垂直于传播方向，与此相比，P波(纵波)的质点运动是 沿传播方向。
图3是在图2所示部分波型转换情况下指示接收器4处记录地震 数据一些方面的两个参数的示意图。这两个参数是在接收器处测量的 质点速度的径向分量(X分量)。和在接收器处测量的质点速度的垂 直分量(Z分量)。由于S波7″是作为上行P波7的转换波产生的， 如果基岩和低速层之间的界面局部地近似为平面，则所记录的S波将 含有与P到达信号相似的子波。S波到达将不与P波到达同时发生， 而是在时间延迟dt(与P波到达比较)之后到达，时间延迟dt是由低 速层5中P波速度和S波速度之差造成的。这一时间延迟dt正是P 波静态时移和S波静态时移之差。这样，如果P波静态时移已知或能 准确地估计出来，则只要把时间延迟dt加到P波静态时移上便能得到 S波静态时移。
原则上，时间延迟dt可以通过比较P波到时和S波到时的任何方 法得到。然而，在本发明的优选实施例中，时间延迟dt是通过对地震 接收器记录的地震能量垂直分量和水平分量进行反褶积或互相关确定 的。
图4显示通过对图3所示质点速度的水平和垂直分量进行互相关 得到的互相关图。可以看到，在零时移处有一个波峰，这是因为在所 测量的质点速度的X分量中有一个非零振幅(尽管它主要发生在所测 量的质点速度的Z分量中)。在所测量的质点速度垂直分量中出现的 任何S波能量也将在互相关图中的零时移处造成波峰。
在互相关图中时间dt处的波峰来自所测量的质点速度垂直分量中 的P波到达波峰和所测量的质点速度X分量中的S波到达波峰。为了 准确地区分这一波峰和零时移处的波峰，波峰不重叠是人们所希望的 (尽管不是至关重要的)。如果在记录数据中的子波有足够高的频率 而且低速层5的厚度大于2个子波波长，则波峰将不重叠。如果不能 肯定低速层5的厚度足以厚到能防止波峰重叠，通过对所测量的质点 速度的X分量和Z分量进行反褶积，时移的确定准确度能够提高。或 者，所记录的子波能通过下列技术完全分解成它的P波分量和S波分 量；例如共同待决英国专利申请0001355.7号或0003406.6号， Robertsson等在“在陆地表面地震记录中使用密集布设的3C单个传 感器组进行的波场分离和近地表性质估计”(勘探地球物理协会(SEG) 第70届年会，Calgary(2000))或Curtis等在“在陆地地震勘探中的 波场分离和近地表性质估计”(62届EAGE大会，Glasgow，详细摘 要(2000)中公开的技术。这种分解技术具有从所测量的质点速度的X 分量和Z分量中去掉图3所示“泄漏”波峰的作用。如果再对分解后 的记录波场P分量和S分量进行互相关，则与图4所示结果相比，在 零时延处的波峰应不复存在而在P-S延时dt处的波峰应得到增强。
如果地震波主要是沿径向传播(例如不是反射回负的径向方向)， 则可以预期对垂直分量和径向分量的互相关或反褶积会在P-S延时 dt处给出正波峰，因为地震能量向下穿过低速层5和基岩6之间界面 时其速度一般是增大。所记录地震能量的垂直分量和横向分量之间的 互相关或反褶积应检测到不是在径向-垂直平面内的波传播，例如由 近地表散射引起的波传播。
在一个优选实施例中，对在一个接收器处对许多不同的爆炸得到 的互相关图进行平均，以增大所得到的互相关图的信噪比，称作叠加 互相关图。这会增大垂直-径向互相关图或反褶积上时移波峰振幅与 垂直-横向互相关图或反褶积上该振幅的比值，如果在低速层和基岩 之间的界面局部近似水平而且低速层近似于方位各向同性的话。
本发明不限于使用反褶积或互相关技术来得到穿过低速层的走时 差，而是任何适当的技术都能使用。原则上，使两道波形相关的任何 算法都能使用。另一种适当技术的一个实例是双相干时延估计方法， 如L.Ikelle在“地球物理学”第62卷1947页(1997)描述的那样，使 用质点速度的径向分量和垂直分量(或者如下文讨论的那样，使用压 强和质点速度径向分量)。
图2显示上行P波发生的波型转换。如图11中所示，如果上行波 是S波，会发生类似的效应。当上行S波8穿过基岩6和低速层5之 间的界面时，它将作为S波8′部分地透射并部分转换为P波8″。然后 转换P波8″和透射S波8′都将穿过低速层5传播到接收器4。因此， 这一情况与图2所示情况的唯一差别是现在S波到达的振幅将大于P 波到达的振辐。P波到达和相应的S波到达之间的时间延迟将仍然是 图2和3的举例中的dt。因此，在地震数据的垂直和水平分量之间的 互相关或反褶积应再次表现出在P-S时移处的波峰(即在P波穿过 低速层5的走时和S波穿过低速层5的走时差值处)。
上行横波(shear wave)通常将向着界面法线折射。然而，考虑到S 波型在从下面进入低速层时其速度通常减小，所以S-P转换波一般将 向离开法线的方向折射。当选择应用反褶积或互相关技术的炮检距范 围时，对这一点应予以考虑。
本发明的一个应用是从使用海底放置的接收器记录的海洋地震数 据中提取P波静态时移和S波静态时移之差。在这种情况下，P波静 态时移通常很小，以致它能被忽略，因此，利用本发明的方法从数据 中提取出的P-S静态时移近似等于S波静态时移。
为说明本发明的方法，使用B.L.H.Kennet在“分层介质中的 地震波传播”(剑桥大学出版社，英国剑桥，1983)中公开的那类反 射率模型，对一个1D(一维)模型产生了合成地震数据。所用模型的 详细内容示于表1，从中可以看到该模型包含一个100m厚的低速层放 在一层水和一层基岩之间。水层假定为有无限深度，而基岩层也假定 为有无限深度。在地球深度的一个爆炸型地震能量点源(代表来自更 深层的反射)用作地震能量源，它位于低速层和基岩层之间界面以下 200m。一个直线形接收器阵列放置在海底。 表1 层 P速度 [m/s] S速度 [m/s] 密度 [Kg/m3] 厚度 [m] 水 1500 0 1000 无限 低速层 1600 500 1400 100 基岩 2500 1500 1700 无限 源深度：低速层/基岩界面下200m 源类型：爆炸型点源，只产生P波，100Hz瑞克子波 接收器位置：在水/低速层界面，炮检距0-100m，间距5m
由这一模型得到的合成数据示于图5(a)和5(b)。图5(a)显示质点 速度的垂直分量，图5(b)显示质点速度的径向分量。
在该模型中假定震源产生P波。由接收器记录的信号含有透射P 分量和在基岩与低速层之间界面处发生的波型转换所产生的S分量。 如图5(a)中所示，主要是在记录地震数据的垂直分量上可以见到透射 P波到达。如图5(b)中所示，在数据的径向分量上可以见到透射P波 能量和P-S转换波的到达，特别是在增大炮检距的情况下更是如此。
对于典型的海底地震反射测量，大部分透射P能量将被记录在接 收器的垂直分量上。通常，在地震能量从下面进入低速层时其速度急 剧降低，所以透射波的射线路径将被强烈地折射向垂直线。与此相反， 由基层和低速层之间界面处的转换产生的S波将主要出现在接收器记 录的地震能量径向分量上。
假定基岩6和低速层5之间的界面是水平的，从而在界面处P波 型向S波型转换过程中没有Sh波形产生。记录数据的切向分量将为零， 转换后的S波将是纯Sv波。于是，依照C.A.Langston在“地球物理 研究杂志”第84卷4749-47462页(1979)中所述，低速层的理论位移响 应能写作：
                  DV(t)＝S(t)*EV(t)
                  DR(t)＝S(t)*ER(t)               (1) 在式(1)中，S(t)是入射P波的震源时间函数，DV(t)和DR(t)是数据 的垂直分量和径向分量，EV(t)和ER(t)分别是垂直和径向脉冲响应。通 过从径向分量反褶积记录数据的垂直分量，便能从数据中准确地提取 出透射P波和转换S波之间的走时差。这一处理的基本思想在于所记 录数据的垂直分量能被看作震源子波的好的估计，因为对于数据垂直 分量的低速层脉冲响应，对于到来的平面P波而言，接近于δ函数(上 述Langston文章)。换言之：
$E_V\left(t\right)\cong \delta \left(t\right)$ 或 $S\left(t\right)\cong D_V\left(t\right)$
P波混响也将在垂直分量上，但它们的振辐衰减很快。所以，这 一反褶积结果将包含低速层对于横波能量的传递函数(在地震地震学 中称作接收器函数)：

在时间域中的结果能被解释为很像一个反射率序列。
因为反褶积基本上是频率域中的除法，它能变得不稳定。所以， 优选地，应防止分母取太小的值。这是通过把分母的频率孔洞填充成 其最大值的一个分数c来实现的，这是由S.K.Dey-Sarkar和 R.A.Wiggins在“地球物理研究杂志”第8卷3633-3641页(1976)中 提议的一项技术。能发生的另一个问题是噪声能在反褶积结果中导致 没有物理意义的并且在数据中不是清楚存在的高频。以一个高斯函数 在频率域中乘该结果能避免这一问题，该高斯函数以零为中心并使用 高斯宽度参数a来控制其宽度(从而控制频率成分)。于是下式给出 频率域中的稳定的反褶积(上述Langston文章)：

这里
${\Phi }_{\mathrm{SS}}\left(\omega \right)=\max \{D_V\left(\omega \right)D_V^{*},c.\max [D_V\left(\omega \right)D_V^{*}\left]\right\}\mathrm{andG}\left(\omega \right){=e}^{{-\omega }^2/{4a}^2}$
这里DR(ω)和DV(ω)分别是数据的径向分量和垂直分量的付立叶 变换，*代表复共轭。ER(ω)是反褶积后的频率域径向地球响应，能被 直接变换回时间域以给出所希望的接收器函数。φSS(ω)和G(ω)分别是 所描述的稳定化的分母和高斯“滤波器”。
由于非垂直入射，在数据的径向分量上将有一些P波能量(图 5(b))。这在反褶积结果中也将存在，在那里它应正好在零时刻。因 为对反褶积的稳定化，接收器函数脉冲的宽度变为有限，所以它的一 部分会绕着接收器函数迹线的端部卷起(图6(a))。在一个优选实施 例中，这通过在径向分量的前面以迹线长度n补零并在垂直分量的后 面补同样数量的零来防止。于是，反褶积后的迹线(长度2n)将在样 品n+1处有其零时，而且将没有反卷的到达(图6(b))。
这样，理想上该接收器函数能被解释为低速层对从下面入射的P 波的横波响应。所以，该接收器函数的振幅包含关于低速层介质性质 (即速度和密度)以低速层/基岩速度反差的信息。然而，通过填充频 率孔洞来稳定反褶积改变了接收器函数的振幅。依照C.J.Ammon在 “美国地震学会会报”第81卷2504-2510(1991)中的建议，能恢复 接收器函数的真正振辐。稳定反褶积的影响能通过对垂直分量的反褶 积从它本身估计出来(使用相同的参数a和c值)，已知这一反褶积 迹线应在零时刻有一单个波峰，其振幅为1。所以，通过以这一自反 褶积的最大值除接收器函数，真振辐能得到恢复。
图7显示由表1模型参数计算的透射P波和转换S波理论走时差 与从图5(a)和5(b)的合成接收器迹线中取出的测量时差的比较。在图7 中，理论走时差以虚线表示，而从图5(a)和5(b)的合成数据中提取的 测量时差以实线表示。将会注意到实线有0.2ms的台阶，这是由于在 产生合成地震数据时使用的采样时间间隔为0.2ms。可以看到，对图 5(a)和5(b)的合成数据进行反褶积得到的时间延迟与由模型参数计算 出的理论走时差符合得很好。
在表1的模型中，数据是由位于低速层5的下边界之下地球内部 的震源产生的。然而，上文联系表1模型描述的技术能以完全相同的 方式应用于由表面震源发射的并且已在地球内部由较深层折射或反射 因而上行穿过本方法所用地球内部模型部分的地震能量所得到的数 据。
如上所述，使用质点速度的垂直分量和径向分量作为指示地震数 据的两个参数的好处在于P波型事件和S波型事件被自然地分开，以 P波型事件主要出现在垂直分量上，而S波(横波)型事件主要出现 在径向分量上。然而，本发明不限于使用质点速度的垂直和径向分量 作为指示地震数据的两个参数。
在对图5(a)和5(b)的合成数据进行反褶积时，反褶积是对所有炮 检距进行的，使用合成道的全时间长度。这是可能的，因为计算合成 数据用的地球模型极其简单而且获取数据的几何布局也很简单(一种 透射震源-接收器，以震源位于模型的基岩区)。然而，这种简单的 直接了当的解决方案通常不能用于实践。在实际测量中，地震数据是 使用更复杂的获取数据几何布局，而且在全时间长度记录道上对全部 炮检距进行数据反褶积通常需要相当大的处理能力。所以，优选的作 法是对选定的时间范围和/或炮检距范围进行反褶积或互相关以减少 所需要的处理。还优选的作法是选择时间范围和/或炮检距范围以减小 反褶积或互相关结果中的噪声。
如在上文中对反褶积方法理论背景的解释中提到的那样，当压缩 波从下方入射到低速层时，反褶积结果基本上是低速层的横波脉冲响 应。所以，反褶积和互相关能被看作是确定代表低速层的滤波器的途 径，在这种情况中滤波器的相位延迟部分有特别的意义。以这种方式 去做，显然在选择的数据窗内不应存在下行能量，如水层混响，以及 从震源到接收器的直达波。再有，在选定的数据中不应存在在基岩中 转换成横波能量的波(除非如下文中参考图11讨论的那样，把在低速 层界面S到P的转换用于寻找P静态时移和S静态时移之差)。以这 里考虑的方式，这些类型的地震能量未被低速层滤掉，所以能被这一 方法看作噪声。优选地，选择用于反褶积/互相关过程的数据，以尽可 能地去掉这一能量。
优选地，用于为反褶积/互相关过程选择数据的时间窗长度要短， 以使所需要的处理最少。尽管在理论上若干个相继的上行反射P波事 件能被低速层以完全相同的方式滤掉(部分地转换为横波)，但在谱 估计领域长期以来建立的认识是，取较长的数据窗并不会减小结果的 方差，尽管两个分量之间的滤波器关系相同。此外，较长的时间窗潜 在地包含某些更多的不希望的到达，导致互相关或反褶积结果中附加 的噪声。选择数据径向分量所用时间窗应覆盖其时间延迟对应于最大 预计时间延迟的横波到达。
优选地，在选择反褶积/互相关所用的那部分数据时，还对炮检距 选择数据。对于平面分层介质，零炮检距数据将不包含任何在低速层 边界的P波到S波转换所产生的横波能量，因为对于垂直入射的压缩 波将不会发生任何转换。另一方面，具有长炮检距的数据(即炮检距 显著地大于反射体深度的数据)将不满足地表一致性静校正假设，静 态校正将变为动态校正。所以，优选的作法是从反褶积/互相关数据中 排除零炮检距和长炮检距的数据。
对于其低速层和基岩的结构先前已有了解的测量场地，有可能计 算出预期发生的最大P-S转换所在炮检距范围。如果是这样，则为反 褶积/互相关选择的炮检距范围应该包括预期发生最大P-S转换的炮 检距范围。
在另一实施例中，(定标的)压强记录用于代替质点速度的垂直 分量。X.Li等在“Lomond数据分析：检波器耦合器与转换波成像” (Edinburgh各向异性计划(应用地震各向异性)研究报告，第7卷， 转换波II：案例，185-212页(1999/2000)(中已经观测到，由于使用 海底获取电缆得到的质点速度两个分量之间存在的不希望的互耦合， 从质点速度径向分量向质点速度垂直分量的少量(＜5％)横波泄漏能够 发生。这一不希望的互耦合能伴有6ms量级的小相移，所以将作为静 态事件出现在反褶积和互相关结果中，并带有6ms量级的走时差“。 在压强和质点速度的径向分量之间不存在这种耦合效应，所以由质点 速度的径向分量反褶积或互相关压强来计算的接收器函数不会受到这 一相移。然而，由于压强记录的标量性质，在反褶积或互相关结果中 零时或投影部分将更加显著。
在上述实施例中，已通过对指示所测量的地震数据的参数进行反 褶积或互相关来确定时移dt。在波型转换事件有低振幅的情况下，这 类技术是有利的。如果低速层5和基岩6之间的性质反差比本发明的 方法能够工作所需要的反差还要更加强烈，则P-S转换事件能有如此 高的振幅，以致不必要进行反褶积或互相关(即明显地计算接收器函 数)来估计走时差。代替的是，可以在地震数据中直接观测到P-S 转换震相。
图8显示一个地震测量布局，其中由多个震源-接收器对获取数 据，这些震源-接收器对都有相同的炮检距，即对每个震源-接收器 对，炮检距的大小和符号都相同。这称作(有符号的)共炮检距剖面 采集几何布局。震源发射P波型地震能量，它被反射体3反射回到接 收器4。当反射P波向上穿过基岩6和低速层5之间的界面时，波型 转换发生，于是在接收器接收的地震能量包含P波型和S波型。震源 -接收器对的炮检距选择为对应于预期发生最大P-S转换的范围(该 炮检距不是零炮检距，也不是太大的炮检距)。
图9(a)和9(b)分别显示在图8的测量布局中由接收器4测量的质 点速度的垂直分量和径向分量。可以看到，反射P事件主要出现在质 点速度的垂直分量中，而转换后的S事件主要出现在质点速度的径向 分量中。发生了一些轻微的泄漏，所以在质点速度的径向分量中有对 应于反射P事件的弱事件，在垂直分量中有对应于转换后的S事件的 弱事件。
在质点速度的径向分量中的P-S转换事件有足够大的振幅直接 可以看到。这样，在垂直分量中已记录到强的P事件之后短的采样时 间处(在0-100ms之后)仔细检查质点速度的径向分量，便可能直 接观测到相应的P-S转换事件。为提取P波和相应的转换S波的走 时差，可在不同接收器产生的各道之间追踪P事件。它的到时可用作 零时基准确定在径向分量中预期出现相应S事件的时间窗起点。时间 窗的长度对应于最大的预期横波静态时移。一旦在该时间窗内确定了 相应的S事件位置，便能直接从数据中读出P事件和S事件之间的走 时差。或者，S事件也能在各道之间追踪到。
在图9(a)和9(b)中所示各道中P事件不是“平直”的，因为它不 是在每道中同时发生。图10(a)和10(b)显示图9(a)和9(b)的数据在经 过初步处理使P事件“平直”之后的数据。
上面描述的本发明实施例涉及向上传播波场在穿过基岩6和低速 层5之间界面时受到部分波型转换时发生的波型转换。然而，已向下 传播的波在低速层5和基岩6之间的界面受到反射时也可能发生波型 转换。图12(a)和12(b)示意性显示这一情况。
在图12(a)中，P波7向下传播穿过低速层5，并在低速层5和基 岩6之间的界面被反射。在反射时发生部分方式转换，这样，除了上 行的反射P波7′外，还存在上行波型转换后的S波7″。上文描述的用 于确定P波静态时移和S波静态时移之差的技术能同样地应用于图 12(a)所示测量布局。该方法能以应用于上行透射(和部分转换)波场 时完全相同的方式应用，只是在考虑下行震源波场的反射时得使用在 较短炮检距记录的数据。这是因为在给定的炮检距在透射布局中使用 的模型中由深部的反射体反射的波场与以同样炮检距到达的在低速层 5和基岩6之间界面处反射的波相比，其传播更靠近垂直线。
图12(b)总体上与图12(a)对应，但显示在下行S波场8反射时发 生的部分波型转换，给出了上行S波场8′和上行波型转换后的P波场 8″。
图13(a)和13(b)显示本发明的又一些实施例。在这些实施例中由 向下传播穿过低速层5并在低速层5和基岩6之间的界面处受到临界 折射的波场诱发波型转换。
图13(a)显示下行传播穿过低速层5的P波9。角θi表示入射角， 即波传播方向和界面法线(或者，在非平面界面的情况下界面的瞬时 法线)之间的夹角。当P波9入射在低速层5和基岩间的界面上时， 人们通常会预期P波9会部分地透射到基岩6中，如虚线9′所示，以 及部分地在界面被反射。透射波9′与界面法线之间的夹角θr由斯涅尔 (Snell)定律与入射角θi关联。然而，在基岩6中地震能量的速度通常 大于低速层5中地震能量的速度，于是，如果入射角超过某个临界角， 斯涅尔定律将预测出sinθr的值大于1。当发生这种情况时，折射波 9″将沿着低速层5和基岩6之间界面传播。这种现象称作“临界折射”； 类似于光学中的完全内反射现象。临界折射波能在低速层中激发向上 传播的波，称作“首波”，这些波被接收器4记录。每当震源-接收 器炮检距足够大以致在相关界面上的入射角θi大于出现临界折射的临 界角时，便能在地震数据中发现这种首波。在低速层5和基岩6的情 况中，临界炮检距小，因此对于大多数接收器位置和大多数爆点，都 记录到首波。
作为一个例子，考虑一个低速层5由P波传播速度为α1和S波传 播速度为β1的物质构成，该低速层5上覆在P波传播速度为α2和S波 传播速度为β2的基岩6上，这里满足下列关系：
α1＜α2
β1＜β2；以及
β2＜α1。 图13(a)显示入射角θi满足sinθi＝α1/α2关系的情况。这个入射角称作 第一临界角，将称作θcαα。
当下行P波9的入射角满足θi＝θcαα时sinθr取值1，意味着θr＝90°。 所以将不存在传播到基岩6中的透射波9′，代之以出现临界折射P波 9″，它沿低速层5和基岩6之间的界面传播。由于这一折射的P波沿 界面传播，它将在低速层5内激发P波10，而且这些P波10将产生 S波11，这是低速层5和基岩6之间界面处波型转换的结果。图13(a) 中示出两对P波10和波型转换后的S波11，尽管沿折射波9″路径的 全部点都将发生P和S波10、11的激发。激发出的P波10将以与界 面法线夹角θcαα传播，而波型转换后的S波11将以与法线夹角θcβα传 播，这里sin(θcβα)＝β1/α2。对于等于或大于θcαα的所有入射角都发生临 界折射P波。图13(b)总体上对应于图13(a)，但显示的是下行传播穿 过低速层5的S波12的临界折射。如果入射角θi等于或大于第二临界 角θcβα，则下行S波12将部分转换为临界折射P波12″，它在低速层 5和基岩6之间的界面传播。临界折射P波又激发P波13和波型转换 S波14，它们上行传播穿过低速层5。
在图13(a)和13(b)所示情况中，临界折射P波9″和12″都发射P 波能量和S波能量上行穿过低速层5。在接收器4检测P波和S波能 量再次产生P波静态时移和S波静态时移之差。S波11是由低速层5 和基岩6之间界面处的波型转换形成的，因此，在界面上一点处激发 的P波10与相应的波型转换S波11二者穿过低速层的走时差将等于 P波型静态时移和S波型静态时移之差。这样，在接收器4的P波10 的到时(P波至)和S波11的到时(S波至)的时间差等于P波静态 时移和S波静态时移之差。这样，通过检测P波至和相应的S波至之 间的时间延迟，便可能确定P和S静态时移之差。该时间延迟能由上 述任何方法确定，例如通过对所测量的质点速度的垂直分量和径向分 量进行反褶积或互相关，或通过对测量的压强和质点速度径向分量进 行反褶积或互相关。
应该指出，存在第三个临界角θcββ，这里sinθcββ＝β1/β2。当下行S 波以等于或大于第三临界角θcββ的角度入射到低速层5和基层6的界面 上时将产生临界折射S波，它沿着低速层5和基岩6之间的界面传播。 然而，这个临界折射S波将不在低速层中产生向上传播的P波。
在图13(a)和13(b)的例子中，已经假定P波速度和S波速度在向 下穿过低速层和基岩界面时都增大。有时发现不是所有的速度向下穿 过界面时都增大，这导致比图13(a)和13(b)所示情况更复杂的情况。 然而，每当在低速层5和基岩6之间的界面处发生临界折射，导致激 出进入低速层5的P波和波型转换的S波时，应用本发明的方法就是 可能的。在接收器4采集的地震能量能由上述任何方法分析以提取发 射的P波能量和S波能量的走时差，从而得到P波静态时移和S波静 态时移之差。
在本发明的上述举例中，P波型和S波形通过低速层的走时差是 从质点速度的两个分量得到的，或是从质点速度的一个分量和压强得 到的。在本发明的另一实施例中使用所测量的质点位移而不是质点速 度。这样，在另一个实施例中，P波型和S波型穿过低速层的走时差 是从质点位移的两个分量得到的，例如通过对质点位移的垂直分量和 径向分量进行互相关或反褶积。在又一个实施例中，P波型和S波型 穿过低速层的走时差是从质点位移的一个分量和压强得到的，例如通 过对质点位移的一个分量和压强进行互相关或反褶积。这些实施例总 体上对应于上述针对使用质点速度得到走时差的实施例，这里不再进 一步描述。
在本发明的又一个实施例中使用质点加速度而不是质点速度。这 样，在这些实施例中，P波型和S波型穿过低速层的走时差是从质点 加速度的两个分量得到的，或是从质点加速度的一个分量和压强得到 的。例如，这能通过对质点加速度的垂直分量和径向分量进行互相关 或反褶积或者对质点加速度的一个分量和压强进行互相关或反褶积来 完成。这些实施例总体上对应于上述针对使用质点速度得到走时差的 实施例，这里不再进一步描述。原则上能够使用质点位移的更高阶导 数，从而能从质点位移的更高阶导数的两个分量或是从质点位移的更 高阶导数的一个分量和压强得到P波型和S波型穿过低速层的走时差。
在上述实施例中，接收器4被放置在海底上。然而，原则上本发 明不限于此，接收器能放置在发生部分波型转换之后地震能量路径中 的任何地方。这样，在上述实施例中，原则上接收器能放在低速层和 基岩之间界面以上的任何地方。例如，在4-D时间推移地震测量中， 接收器能被埋在海底内。然而，应该指出，如果接收器不是位于海底 上，则需要附加处理以确定这两种波型的静态时移之差。
在上文对本发明实施例的描述中，把X方向定义在径向方向，即 震源-接收器方向在海底上的投影。一个地震接收器将记录质点速度 或质点位移沿两个正交的水平方向的分量，这两个方向可以称作接收 器的X轴和Y轴。应该指出，接收器的布设可能没有使其X轴与径向 方向对齐，因此可能需要对接收器测量的“原始”水平分量进行附加 的投影或转动以从接收器的输出计算径向分量和横向分量。原则上， 接收器测量到的原始X分量和Z分量能用于以上述任何方法估计P波 型和S波型穿过低速层的走时差，而且如果接收器的X轴与径向方向 之间的夹角不是太大的话，这将给出可以接受的结果。
本发明的处理方法可以应用于处理前已存在的地震数据。本发明 还能被纳入到这样一个地震测量方法中，在那里所采集的地震数据包 括由低速层和基岩之间界面处的部分波型转换所产生的波型转换事 件。通过把地震能量指向该界面从而当地震能量穿过该界面或被界面 反射时便能得到这类地震数据。
如上文中指出的那样，本发明能应用于在基岩和低速层之间界面 处部分波型转换为P波的上传S波，以及在界面处部分波型转换为S 皮的上传P波。这两种情况都能用于找出S波和P波穿过低速层的走 时差。原则上，P波和S波穿过低速层的走时差依赖于入射波的慢度， 即使对于海底和低速层与基岩之间界面均平坦的理想情况也是如此。 然而，在实践中，对于用于典型地震测量的震源-接收器炮检距范围 和对于低速层的典型物质，发现走时差对入射波慢度的依赖性很弱， 而且走时差在效果上为常数，不管入射波的慢度多小。还发现典型的 变化在整个接收器范围只有几毫秒。
所以，穿过低速层的走时差不依赖于入射波慢度这一假设是安全 的。这一假设等效于地表一致性静校正假设，后者一般认为对大多数 静态问题有效。做出这一假设意味着在接收器4记录的波场不需要滤 波或分离，即使它是从地球内部的不同反射体以不同的慢度到达的波 的混合物，而且还是P波和S波的混合物。再有，不必要为了应用本 发明的方法而从数据中提取单个事件。这意味着在反褶积或互相关处 理中能使用相对较长的时间窗(秒的量级)。再有，各道能在共接收 器域叠加，以改善数据的信噪比。
上文中曾提到，接收器可能不布设成以其X轴与径向方向对齐， 在这种情况下，由接收器测量到的“原始”水平分量可能需要被投影 或转动以从接收器输出计算径向分量和横向分量。应该指出，如果地 震力源安排在一个爆点线内而且当爆点线平行于接收器线直接放置在 其上方时才被起爆，那么在这种情况下这一处理过程是不必要的。在 这种情况下，原始接收器数据的X分量能被看作是径向分量，而原始 接收器数据的Y分量能被看作是横向分量。然而，应当指出，当炮检 距从负变为正时在地震数据径向分量上的事件的数据符号发生变化 (一维地球假设)。当对来自包括正、负两种炮检距的共接收器道集 的反褶积或互相关结果进行叠加时必须考虑这一点，因为忽略这一点 能导致信号衰减甚至完全丢失信号。在叠加数据之前必须对一个炮检 距采集的数据反转其符号。
上文中，参考互相关、反褶积和双相干性作为关联两个地震数据 道的方法举例，描述了本发明。然而，本发明不限于这些方法，任何 用于关联两个数据道的适当技术或算法都可以使用。
本发明还可以用于P波和S波的“混响事件”。在这些事件中包 含例如穿过近表表层5和基岩6之间的界面或在界面上反射时的部分 波型转换。然而，在一个混响事件中，P波和S波并不是从发生波型 转换的点直接到达接收器。在混响事件中，P波和S波在近表面边界 面受到一次或多次反射，从而在入射到接收器上之前多次穿过近表面 层5。
地震数据还可能包含来自部分波型转换的事件，但这波型转换不 是发生在近表面层边界而是发生在近表面层内。例如，这可能产生于 近表面层内的分层效应。
在上述实施例中，P波或S波事件之一是由部分波型转换产生的。 然而，如前文说明的那样，本发明不限于此，而是可以用于任何一对 对应的P和S事件，只要这两个事件的振辐和/或波形的差异主要来源 于近表面层5。例如，在使用发射P波和S波两种波的震源的地震测 量中，所采集的数据将包含P波在近表面层5下边界上的特定点反射 产生的事件，还将包含S波在近表面层5下边界上的那个点反射产生 的相应事件。本发明可以应用于这些事件。(应该指出，由于水体不 支持S波传播，所以发射S和P波型的震源需要放置在海底上、地球 表面上或在井孔中)。
图14是根据本发明的可编程设备15的示意性框图。该设备包含 一个可编程数据处理器16并带有程序存储器17，例如只读存储器 ROM形式的存储器，用于存储程序以控制数据处理器16进行上述任 何处理方法。该设备进一步包含非易失读/写存储器18用于存储例如 在没有电源时必须保持的任何数据。由随机存取存储器(RAM)19 为数据处理器提供“工作”存储器或“便笺式”存储器。所提供的 输入接口20用于例如接收命令和数据。所提供的输出接口用于例如显 示与方法的进展和结果有关的信息。用于处理的地震数据可通过输入 接口20提供，或者可以从机器可读数据存储器22中提取。
用于操作该系统和实现前述方法的程序存储在程序存储器17中， 它可以具体实现为半导体存储器，例如有名的ROM型存储器。然而， 该程序可以存储在其他任何适当的存储介质中，如磁性数据载体17a (如“软盘”)或CD-ROM 17b。