怎样依据地震资料速度（地震资料处理流程与方法）
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地震波传播速度与哪些因素有关？
面波我们不讨论。只说纵波和横波。
如果假设是各向同性的介质，纵横波的波速由两个最基本的物理性质决定：密度和弹性模量（体积模量和剪切模量）。密度不用说，体积模量是物体受均匀压力压缩之后其单位体积的体积变化作为所需压力大小的度量一般用k表示。剪切模量是物体受到剪切力时，在切向上的变化作为切力大小的度量，一般用μ表示。
纵横波速的最基本的公式：
vp
=√(k+3/4μ)/ρ
vs=√μ/ρ
地质因素的影响无非也就是影响密度，弹性模量这些基本的参数。
1。本身岩性。
不同岩石由不同矿物组成，不同矿物有不同的力学性质。自然会影响波速。例子咱就不举了。
2。埋深。
在地壳中，除了一般比较常见的低速层以外，埋深越深的岩石，因为温度，压实的影响，纵横波的波速都会增大。地壳一下就不说了。情况比较多。
3。孔隙度与流体
干岩的孔隙度越大一般纵横波速会越慢。再有流体参与的情况下，情况会比较复杂，请参阅所给参考资料。
（此外，如果温度压力之类的也算地质因素的话也应当在考虑范围之中，但是它们都是跟上面这几个因素相互作用的）
意义：
这些研究是其实是岩石物理研究的范畴。据个人观点，它的最大的意义是构建了地震资料和地质解释的一座桥梁。即，对地震资料的反演解释，是建立在对岩石物理研究的基础上的，有了岩石中纵横波速度的分析，就可以应用在地震勘探尤其是岩性勘探的领域，让地震资料的解释更有质量。
说的比较简略，因为这个问题挺大的。
地震勘探资料处理
地震勘探资料处理的任务是对原始资料进行压制干扰，提高信噪比与分辨率，提取地震参数等处理工作，为解释工作提供地下结构的剖面和各种岩性参数。地震勘探资料处理技术方法很多，新方法发展也很快，本节只对常规的处理方法及进展情况进行介绍。
1.校正和叠加处理
水平叠加是目前地震勘探中最常用的勘探方法。水平叠加资料处理核心是动校正、静校正和叠加。经过处理后，野外观测记录转换为供解释用的水平叠加时间剖面。在处理过程中适当选择速度参数可压制多次反射干扰和随机干扰，获得高质量的时间剖面。
(1)动校正处理
动校正是将炮检距不同的各道上来自同一界面同一点的反射波到达时间经正常时差校正，校正为共中心点处的回声时间，以保证在叠加时它们能实现同相叠加，形成反射波能量突出的叠加道。动校正处理中需使用速度参数，对于水平层状介质来说，如果选用的速度正确，反射时距曲线由双曲线能校正为直线。叠加时各道能同相叠加。使用的速度过大或过小都不能保证实现同相叠加。
(2)静校正处理
静校正是对表层因素的校正。表层低速带的速度十分低，深、浅层反射波的射线路径尽管在低速带以外的各地层中传播时各不相同，但在表层附近几乎都是近于垂直的。因此，静校正量的大小只与地面位置有关，即对于某一道而言，深、浅层反射波有相同的静校正量，所以称之为“静”校正。静校正分为野外静校正和剩余静校正两类。利用野外实测的表层资料直接进行的静校正称为野外静校正，又称基准面静校正。这种校正包括井深校正、地形校正和低速带校正。如果野外实测资料不很准确，则野外静校正之后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。剩余静校正量不是从野外实测资料求得，而是直接利用地震记录提取。实践中往往利用统计的方法自动地计算剩余静校正量。
早期获取静校正量是通过在反射波法勘探的同一测线上，用小折射排列再做一次折射波法勘探。因为低速带底界面是一个良好的折射界面，用折射波法工作可以得到质量优良的折射波记录。用常规折射波解释方法求出低速带底界面深度和浅层速度，进而可求出静校正量。近年来发展起来的利用反射波法工作时在反射波记录上的初至折射波求出低速带底界面和静校正量。这种方法无须再进行一次小折射排列工作，因此工作效率高。
(3)叠加
经过动、静校正处理后，共中心点道集中各道反射记录时间已换算为从一个统一基准面计算的双程旅行时，可以进行叠加处理。常规叠加是将道集中经过动、静校正后的各道上序号相同的采样值取算术平均值，组成叠加道输出。每个共中心点道集输出一个叠加道。一条测线上所有叠加道的组合组成直观反映地下构造形态，可供解释使用的常规水平叠加时间剖面。叠加处理的方法很多，常规叠加是地震处理工作中最常使用的一种方法，其叠加公式为
普通物探
式中：y(j)为叠加结果(叠加道上第j个样值)；gi(j)为叠加输入道集中第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为每道的总采样点个数。
上述动、静校正与叠加处理环节是相互影响的。通常，不可能一次就将动、静校正工作做好，往往需要反复迭代处理，经多次迭代后才能得到质量较高的输出剖面。
2.数字滤波处理
在地震资料数据处理中，数字滤波方法是利用有效波和干扰波之间频率和视速度方面的差异来压制干扰的，分别称为频率滤波和视速度滤波。频率滤波只需对单道数据进行运算，称为一维频率滤波。视速度滤波需要同时处理多道数据，故称为二维视速度滤波。滤波可利用电路实现，也可利用数字滤波技术通过数学运算实现。目前，室内处理已广泛采用数字滤波方法。
(1)一维滤波
为了突出有效波，先根据有效波和干扰波的频率范围差异，设计频率响应H(ƒ)，然后进行反傅里叶变换，求得滤波系统的脉冲响应h(t)，以h(t)对地震记录进行褶积，即可达到滤渡效果。当高频干扰严重时，为消除干扰，根据有效波和干扰波的频率特性设计低通滤波系统的频率响应。在一般条件下，既要压制高频干扰，也要压制低频干扰，这时可设计带通滤波器。
(2)二维滤波
地震波在地下传播，既有空间变量，也有时间的变量。进行二维滤波时，应根据勘探地区地震波传播特点，确定频率波数响应函数H(ƒ，k)，其中ƒ为频率，k为波数(地面上单位距离内的波周数)，然后由H(ƒ，k)的二维傅里叶反变换求出时间、空间域内的滤波响应函数h(t，x)。将地震记录作为输入信息ƒ(t，x)与二维响应函数h(t，x)进行二维褶积，可得到所需的二维滤波输出信息ƒ′(t，x)。
进行二维滤波必须找出有效波的频率差异和视速度差异，然后确定适当的区域D。如果有效波的视速度很高，而干扰波的视速度很低时，区域D可选成图5-15a的形状。即所谓扇形滤波。有效波视速度不高，但干扰波的视速度很高或很低，区域D可选为图5-15b所示形状。如果除了视速度差异外，还有频率差异，则区域D可分别选为图5-15c和d的形状。
图5-15 二维滤波的波数域
3.反滤波
地震波在地下传播过程中，高频部分常被吸收，使记录到的地震脉冲时间延长，并相互干涉造成波形畸变。为提高地震记录的分辨率，有必要设计一种滤波系统，使记录波形压缩成尖脉冲，只显示反射波的振幅及到时。这样的滤波系统称为反滤波。其数学运算称为反褶积。
反滤波仍然是一个滤波过程。
设x(t)是时间函数为h(t)的滤波器的输入，y(t)为输出，则有
y(t)=x(t)∗h(t) (5-10)
现设计一滤波器α(t)，使得当y(t)作为其输入时，得到的输出一定是x(t)，则α(t)就是h(t)的反滤波，此过程可用图5-16表示。
图5-16 尖脉冲的反滤波系统
地震勘探反滤波的主要任务是抵消大地滤波作用，其中包括地震记录道中各种装备对地震子波的滤波作用，从而提高纵向分辨率。某些规则干扰波的形成过程也看作是滤波过程。研究反滤波就是研究如何设计一个滤波器去抵消另一个滤波器的作用。通常有两种方法用来设计反滤波器，即确定性方法和统计方法。实际工作中，采用确定性方法设计反滤波器时，须事先已知大地滤波因子，在地震勘探中这一点往往难以做到，因此，在地震勘探中往往利用统计方法求取滤波因子。
提高纵向分辨率是地震勘探工作中的一项重要任务，其理想结果是地震子波被压缩成尖脉冲，地震记录变为反射系数序列。如能得到这一结果，就相当于完成了反演工作。目前，尽管存在不少反滤波方法，但实际应用效果往往并不理想。其原因是各种反滤波法都必须有若干假设条件，而这些假设条件往往不能准确给出，另外，大地的滤波作用十分复杂，到目前为止还未完全清楚，也就是说正演问题还未彻底解决，当然谈不上反演问题的彻底解决了。研究反滤波的一个努力方向是发展和应用其假设尽可能接近实际的反滤波方法；另一方面必须加强大地滤波机制的研究，随着正演问题的深入认识，反滤波方法才能得到进一步的发展。
4.偏移成像处理
偏移成像是提高地震资料横向分辨率的一种处理技术。偏移的目的就是将每种反射要素适当地归位到反射面位置上去。因此，偏移处理又称为再定位处理或偏移归位处理。
根据偏移处理在整个处理流程中的位置可分为叠前偏移、叠前部分偏移、叠后偏移和深度偏移四种类型。这几种偏移除在处理流程中的位置不同外，它们的目的、作用和解决问题的方式也有所不同。目前广泛使用的是叠后偏移。
(1)叠后偏移
叠后偏移在水平叠加之后进行。一般认为水平叠加剖面相当于自激自收记录剖面，故叠后偏移又称为自激自收记录剖面的偏移。
当反射层面倾斜时，其共中心点和反射点不在同一垂线上，如图5-17 二维滤波的波数域所示。S 为激发点，G 为接收点，M为共中心点，R为反射界面水平时的反射点，R′为反射界面倾斜时的反射点。这时记录剖面上的反射波同相轴和倾斜界面段之间，在位置、长度、倾角等方面都不一致，因而必须对同相轴进行校正，使之偏移到真实位置上来。较简单的方法是叠后偏移。在图5-18所示情况下，M为共中心点，R(x，z)是反射界面上到M点为法线方向的反射点，h为M点到界面的法线深度，即MR(x，z)
图5-17 共中心点与共反射点
图5-18 叠加偏移
普通物探
式中：H为R(x，z)点的垂直深度；x为R(x，z)点的横坐标；υ为平均速度。因此，M点的回声时间t0为
普通物探
令t=2H/υ，
可得
普通物探
此式相当于(t，t′)坐标系中以M为圆心，以t0为半径的圆的方程式。就是说，反射点R(x，z)必然位于该圆弧轨迹上，在进行叠后偏移处理时，先在共中心点道M的记录上确定一个t0值，然后改变不同的x值，按上式可得出不同的t值，求得不同坐标点(t，t′)，这些点必然位于此圆弧上。若再将记录上t0时刻所对应的振幅值α(t0)置放到圆弧的这些点上，如图5-19所示，这样就完成了一个t0值的偏移处理。然后改变 t0值，重复上述处理过程，直至t0到达该记录道的终了时间为止。依次改变共中心点M的位置，改变t0值，分别重复上述处理，就可得到一条地震测线的时间剖面的叠加偏移结果。
图5-19 t0值的偏移
(2)叠前偏移
在多次覆盖观测时，M为S1G1及S2G2的中心点，如图5-20所示。由于倾角较大，界面上的反射点R1和R2将不在一个点上，两道反射记录经动、静校正后也不同相。按水平叠加处理则效果不好，若要实现共反射点叠加，必须先偏移后再叠加，称为叠前偏移。
图5-20 反射倾角大时的共反射点
图5-21 偏移叠加
叠前偏移如图5-21所示。反射面倾角较大，S为激发点，G为任一接收点，R为界面上的任一反射点，则所记录到的反射波传播时间为
普通物探
式中：υ为平均速度。
对于某一接收点G，反射波到达的时间t为常数，则其传播距离υt亦为常数。若将反射点R变动，S、G两点固定，则R的轨迹为一椭圆的两焦点，它们之间的距离为L，且椭圆长轴等于υt/2，短轴等于
设R的坐标为(x，z)，则此椭圆方程式为
普通物探
即如在t时刻G点接收到一反射信号，则此反射点必位于上式表示的椭圆轨迹上。这样，对于共激发点道集记录来说，如图5-22所示，可先分别取定时间t和速度υ，按上式计算并给出各自的椭圆。属于同一界面的反射波，其相应的椭圆簇的包络线R必为反射界面。
图5-22 共炮点反射波道集记录的椭圆法偏移
叠前偏移的基本思想，就是以共炮点道集所绘椭圆簇的包络来确定反射界面的几何位置，再利用不同炮点道集所绘椭圆簇的共切点来实现共反射点道集的叠加，因此偏移剖面上强信号的存在一般与反射界面的存在一致。
5.速度参数提取
速度参数的提取是地震数据处理中一个十分重要的环节。它的目的主要是为水平叠加、偏移等处理提供速度参数。
在沉积岩中，速度的空间分布规律取决于地层沉积顺序及岩性特点。沉积岩成层状分布决定了速度在剖面上的成层分布的特点，这一特点是使用地震勘探的有利前提。速度与深度和地质年代有关，一般随深度的增加而加大，速度垂直梯度的存在是速度剖面的一个重要特点。工作区地质构造及沉积岩相的变化，也会引起速度在水平方向的变化。一般来讲，速度的水平梯度不会很大，但断层、不整合和尖灭，都可能对速度的水平梯度产生较大的影响。
地震勘探中，根据获得速度的原始资料、计算方法、用途的不同以及对介质简化的不同，可以引出几种速度概念，而这些不同的速度又是随着地震勘探本身方法技术的发展而出现、变化和淘汰的。
(1)几种速度概念
1)层速度：在水平层状介质情况下，地层速度也成层分布，地震波在各层中的传播速度称为层速度，用υi表示，它是一个基本速度参数。其他速度大部分由υi导出，但在实际工作中，也可用其他速度来反求层速度。
2)平均速度：等于地震波在地层中垂直传播的总厚度除以总时间。用平均速度代替层状介质的速度后，就可把层状介质视为均匀介质，平均速度就是地震波垂直穿过该界面以上各层的总厚度与总传播时间之比，即
普通物探
式中：υi为各层层速度；ti为各层旅行时。
在层状介质情况下，只有炮检距为零时，平均速度才是精确的地震速度。平均速度仅适用于叠偏剖面的时深转换。
3)射线平均速度：地震波在层状介质中传播时，沿不同的射线路径有不同的传播速度。射线平均速度就是地震波沿射线传播的总路程与总时间之比，见图5-23所示。水平层状介质的射线平均速度公式为
普通物探
式中：P代表射线参数。
图5-23 射线平均速度示意图
射线平均速度既是射线参数P的函数，也是炮检距x的函数，并随炮检距的增大而增大。当炮检距等于零时，即P=0，射线平均速度与平均速度相等。射线平均速度较精确地描述了波在介质中的传播情况。但到目前为止，还没有专门测定射线平均速度的方法，而是用其他速度来代替。当讨论其他速度时，就以射线平均速度为标准来衡量它们的精度。
4)均方根速度：考虑到射线的折射效应，用均方根速度(υR)代替层状介质的速度，同样可以把层状介质视为均匀介质，地震波沿折射线传播看成沿直射线传播，其反射点时距曲线简化为双曲线，即
普通物探
式中
普通物探
为水平层状介质的均方根速度。当炮检距适中时，均方根速度是较精确的地震波速度。
5)等效速度：倾斜界面，均匀介质覆盖情况下，如果介质速度为υ，界面倾角为φ，倾斜界面均匀介质情况下等效速度为υφ：
υφ=υ/cosφ
进而可以写出
普通物探
倾斜界面情况下，共中心点道集叠加时可能出现反射点分散和动校正不准确的问题。引入等效速度υφ，用υφ代替υ倾斜界面共中心点时距曲线就可以变成水平界面形式的共反射点时距曲线，用υφ按水平界面动校正公式，对倾斜界面的共中心点道集进行动校正，可以取得很好的叠加效果。
6)叠加速度：在水平界面均匀介质、倾斜界面均匀介质、覆盖为层状介质或连续介质情况下，均可将共中心点反射波时距曲线看作双曲线，用一个共同的公式来表示
普通物探
式中υa即为叠加速度。
对于不同的介质结构，它有更具体的意义，对倾斜界面均匀介质υ就是υφ，对水平层状介质就是υa或υR等。
(2)速度分析
速度分析的目的之一是为水平叠加、偏移等提供速度参数。地震记录是多道记录，多道信号的正常时差中隐含着地震波传播速度这一参数。如果能够从记录中准确拾取反射信号，得到正常时差，则求取速度参数不会有多大问题，但拾取反射信号十分困难，只能由计算机利用多道记录按多道平均的思想进行。假设各道真实反射信号的形状和振幅均相同，只是到达时间不同，且记录上的噪声是均值为零的白噪，则根据多道平均思想所得到的最佳估计信号ŝ(t)，正好是多道记录上按精确的正常时差曲线取值后各道的平均值，也正好等于各道上的真实反射信号S(t)。能否得到多道信号的最佳估计S(t)，使均方误差与Q达到最小，可利用Q与正常时差的关系不断调整各道正常时差以达到Q最小来进行速度分析。速度谱和速度扫描是最常用的速度分析方法。
地震速度参数提取方法
地震波速度是地震资料处理和解释中非常重要的参数。前述的各种处理方法均是在已知正确的速度（或其怎样依据地震资料速度他）参数的条件下，才能获得好的处理结果。例如，动校正需要均方根速度，静校正需要表层模型速度等。另外，速度是代表岩性特征的重要标志，在岩性解释、油气预测中以及时深转换方面，速度也起着非常重要的作用。由此可见，地震波速度提取又是地震资料处理中最为重要的一个环节。
由于地下岩性的复杂性，地震波速度是一个很复杂的问题，随之而来的地震速度参数提取就是一个十分复杂而艰巨的任务。一般获取地震的速度有三大途径：岩石标本测定、测井以及从地震记录中直接提取速度。前两种方法有较大的局限性，对于处理中速度参数提取主要是通过第三条途径实现。
从地震记录中求取速度统称为速度分析，针对不同速度求取有不同的速度分析，即是相同类型的速度求取也有多种不同的分析方法。因此，速度分析方法又具有一定的复杂性和多样性。具有代表性的速度分析有：叠加速度分析，偏移速度分析，层速度分析，二维速度分析，三维三参量速度分析，τ-p域速度分析等。本节仅对最常用、最基本，也是最重要的叠加速度分析速度参数分析方法作一介绍。
10.5.1 叠加速度分析原理
对于多次覆盖地震记录，已知CMP（共中心点）道集反射波时距方程为
勘查技术工程学
式中：ti 为反射波到达时间怎样依据地震资料速度；t0 为界面垂直反射时间；xi 为炮检距；v 为地震波速度。可见反射波时间 ti 中包含有速度。叠加速度分析的基本思想是，给定一系列速度值，分别对 CMP道集动校叠加。叠加道能量为速度的函数，当试验速度与时距曲线中含有的速度相同时，动校正后剩余时差为零，叠加能量最强，检测叠加能量最强时对应的动校正速度称为最佳叠加速度，即该速度分析为叠加速度分析。叠加速度分析是建立在双曲线时距方程的基础之上的，因此有以下结论：对单层模型反射波，求取的叠加速度为层速度 vi；对水平多层介质模型，求取的叠加速度为均方根速度 vσ；对倾斜多层介质模型，求取的叠加速度为等效速度v。φ
作为叠加速度分析基础的（10.5-1）式中的ti为反射波到达接收点时间，即有反射波存在，叠加能量也是以反射波为依据。因此从原理上讲，叠加速度分析存在一个多道信号的最佳估计问题。
设反射信号用s（t）表示，则第i道的反射信号为s（t-txi），若用n（t）表随机干扰，第i道的地震记录fi（t）为
勘查技术工程学
用离散形式可表示为
勘查技术工程学
式中：k=ri=；tx为反射波到达时间；Δ为采样率。若把（10.5-3）式中时间变量作一坐标平移，即将反射波到达时间统移至零点，可令 j=k-ri ，于是地震记录可表示为
勘查技术工程学
设地震反射波 sj 的估计值为，利用最小平方原理，求估计值与多道地震记录的误差平方和Q为
勘查技术工程学
并令=0，解得
勘查技术工程学
为反射信号的最佳估计值。当噪声 ni 的平均值为零时，估计值为实际反射信号，即=sj。将最佳估计值代入（10.5-5）式，得误差能量最小的能量表达式
以上式中：N为叠加道数；M为反射波时窗长度（点数）。
在信号最佳估计中，（10.5-7）式表示叠加能量的基本方程，由riΔ=txi=txi（v），即有Q=Q（ri）=Q（v）。当反射波初至ri正确时，或动校速度正确，能量达到极小。因此，该式也为叠加速度分析中判别最佳叠加速度的基本准则。实际应用中，可将求极小转变为求极大，通过对（10.5-7）变形，可得到以下三个实用的判别准则：
勘查技术工程学
（1）平均振幅能量准则
勘查技术工程学
式中：E（t0，v）为总能量；为平均振幅能量。当 Q→Q min时x。
（2）相似系数准则
勘查技术工程学
Sc称为相似系数。
（3）互相关准则
勘查技术工程学
K（t0，v）为互相关系数。
三种判别准则分别利用了地震波的不同特征，实际应用中各有优缺点。若将三者组合应用效果最佳。
10.5.2 速度谱
速度谱的概念是仿照频谱的概念而来的。频谱表示波的能量相对频率的变化规律，将地震波的叠加能量相对速度的变化规律称为速度谱。速度谱是速度分析中最常用的一种表示速度分析结果的形式。根据三种不同的判别准则而制作的速度谱，又可分别称为叠加速度谱、相似系数速度谱和相关速度谱。
10.5.2.1 叠加速度谱的基本原理和制作方法
由前述可见，叠加能量是t 0 和 v 的函数，这是一个二维变量的最优化问题。对于速度分析中的这类二维优化问题求解，通常采用最原始、最简单且最可靠的方法———扫描试验法进行工作。对某一反射波 t0，用各种速度值 vj 逐一计算-A 的大小，当 vj=v（t0）时，-A 达到极大。vj 称为扫描速度。实际工作中，反射波的 t0 也是未知的，但可将每个采样点（或隔一定间隔）的 t0 时间均看作存在反射波进行 t0 扫描。例如对某一给定的 tok时间，按一定速度步长（或间隔）的扫描速度 vj 计算其共中心点道集反射波时距曲线
勘查技术工程学
据此曲线在共中心点道集各道上取值并叠加，计算叠加振幅能量。改变t0重复以上几步，可得一个二维叠加能量矩阵。
勘查技术工程学
其中 k 为计算的t 0 总个数；J 为扫描速度个数。，j也称为叠加速度谱能量矩阵。
在能量矩阵中，如果某个t0是某反射界面的回声时间tOR，则该t0必存在反射波。当扫描速度中某一速度值与该层速度v（tOR）一致，则用（tOR，v（tOR））计算的时距曲线与实际反射波同相轴一致，叠加后其能量必为极大。对于速度参数与实际不一致或者不存在反射波的t0时间，叠加能量变小或趋于零，如图10-18（b）、（c）。我们将同一t0不同速度计算的能量曲线称为速度谱的谱线，即速度谱由多条谱线组成。根据以上原理检测能量矩阵中能量团的极值点所对应的t0和v（t0），即为该t0对应的最佳叠加速度。各能量团极值的连线即为速度随深度的变化曲线，称为v（t0）曲线，如图10-18（d）所示。
图10-18 用多次覆盖资料计算速度谱原理图
由此可见，叠加速度谱的制作过程主要由三大步组成，即t0扫描、速度扫描和计算叠加能量。对于相关速度谱，只需将计算叠加能量改为计算相关系数即可。
10.5.2.2 速度谱的显示
将速度谱能量矩阵如何用图形表示称为速度谱的显示问题。二维能量矩阵若用图形表示就是一个三维问题，一般用二维平面坐标分别表示扫描速度vj和tOk，将叠加能量以不同的形式显示就形成了不同形式的速度谱。如图10-19所示的为三维形式的速度谱，其中显示的“小山头”为能量团。每个能量团对应着一个反射信息。
图10-19 三维显示形式的速度谱
更为常用的显示方式为等值线平面图形式的速度谱。如图10-20，该图是将三维的能量团以一定的等值线间隔投影到平面上的结果，封闭的多条等值线为能量团。另外速度谱还可以用并列谱线的形式显示或谱线变面积显示，如图10-21、图10-22所示。可见速度谱显示可有多种不同的形式。
10.5.3 速度扫描
以动校叠加为基础的另一种速度分析方法就是速度扫描。速度扫描是最简单、最直观的速度分析方法。
其方法是用一组试验速度分别对某一CMP道集作恒速动校正。即一次用一个试验速度对道集记录上所有t0时间计算动校正量，进行动校正，得到一个校正后记录道集。将使用一组连续递增的试验速度进行恒速动校正后的记录排成一排（图10-23）。研究这一排记录就能得到速度随t0变化的曲线。因为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时刻的同相轴会校正得平直或比较平直，其他同相轴或者上弯（速度过高，校正不足），或者下凹（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就可以得到速度曲线。
图10-20 等值线平面图形式的速度谱
图10-21 波形并列曲线形式的速度谱
图10-22 变面积并列曲线形式的速度谱
图10-23 恒速动校正扫描结果