（地球探测与信息技术专业论文）基于频率差异的多次波识别.pdf

基于频率差异的多次波识别 摘要 一般来讲，由于大地的吸收衰减作用，地震信号的主频将随着传播时间的增 大而逐渐往低频方向移动，但海水鸣震等多次波与地震有效信号的频谱变化规律 可有明显的不同。本文从简化的海洋地震勘探的基本模型出发，根据一次波和多 次波的传播所经介质品质因子的不同，推导证明了海水鸣震的主频变化速率可明 显低于一次反射波的主频变化速率。此结论表明：在中深部的地震记录上同一时 间段的海水鸣震主频可显著高于一次反射波的主频。文中根据粘弹性理论进行了 模拟实验，结果表明：在不同的模型下多次波的主频均高于同一时间段上一次波 的主频，从而进一步检验了这一结论的正确性。 多次波的压制一直是海洋地震资料处理中的难点问题之一，判断多次波压制 好坏的准则是在对多次波进行剔除的同时能否突出有效信号，而影响多次波压制 质量的关键是能否正确地识别多次波。传统的多次波识别方法主要是通过其在记 录上出现的时间来识别( 称其为“时间识别模式”) 。本文在理论证明与实验分析 的基础上，进一步提出了将多次波的传播时间和相应主频范围结合起来判别多次 波的“时间一频率识别模式”。实际资料的处理实验表明：采用基于“时间一频率 识别模式”的多次波衰减可在压制多次波的同时较好地保持有效信号的基本特 征，而仅采用“时间识别模式”则损伤有效信号的可能性明显增大。 关键词：海水鸣震；频率差异；品质因子；多次波模拟；多次波识别 m uitipieid e n tific a tio nb a s e do n f r e q u e n c yd if f e r e n c e s a b s t r a c t g e n e r a l l ys p e a k i n g ，t h em a i nf r e q u e n c yo fs e i s m i cs i g n a lw i l lb e c o m el o w e ra s t h et r a v e lt i m ei n c r e a s i n gb e c a u s eo ft h ee a r t h sa b s o r p t i o na n da t t e n u a t i o n h o w e v e r , t h e r ec a l lb es i g n i f i c a n td i f f e r e n c e si nt h ec h a n g e so ff r e q u e n c ys p e c t r u mb e t w e e nt h e r e v e r b e r a t i o na n dp r i m a r yw a v e s b a s e du p o nas i m p l i f i e dm a r i n es e i s m i cm o d e lw i t h d i f f e r e n tm e d i u mq u a l i t yf a c t o r sa l o n gt h ed i f f e r e n tw a v et r a je c t o r i e s ，t h i st h e s i s p r o v e st h a tt h em a i nf r e q u e n c yv a r y i n gr a t eo fr e v e r b e r a t i o nc a l lb em u c hl o w e rt h a n t h a to ft h ep r i m a r yw a v e t h i sc o n c l u d e st h a to nt h em i d d l ea n dd e e ps e i s m i cr e c o r d ， t h em a i nf r e q u e n c yo fr e v e r b e r a t i o nc a nb em u c hh i g h e rt h a nt h a to fp r i m a r yw a v e w i t h i nas a m et r a v e lt i m ew i n d o w t h ec o n c l u s i o ni sf u r t h e rv e r i f i e db yd i f f e r e n t n u m e r i c a lr e s u l t sm o d e l l e du s i n gv i s c o a c o u s t i cw a v et h e o r y t h e s en u m e r i c a lr e s u l t s d e m o n s t r a t et h a tt h em a i nf r e q u e n c yo fm u l t i p l ec a nb ea l w a y sh i g h e rt h a nt h a to f p r i m a r yw a v ew i t h i nas a m et r a v e lt i m ew i n d o w t h ea t t e n u a t i o no fm u l t i p l e si so n eo ft h ed i f f i c u l tp r o b l e m si nt h em a r i n es e i s m i c d a t ap r o c e s s i n g t h ec r i t e r i o nt oj u d g et h em u l t i p l es u p p r e s s i o nq u a l i t yi st h a tt h e p r i m a r ys i g n a ls h o u l db eh i g h l i g h t e dw i t ht h em u l t i p l e sb e i n ga t t e n u a t e d w h e r e a s e l i m i n a t i n gm u l t i p l e st oag o o dr e s u l tt h e ym u s tb ep r e i d e n t i f i e d t r a d i t i o n a lm e t h o d t oi d e n t i f yam u l t i p l ei sm a i n l ya c c o r d i n gt ot h et r a v e lt i m ei nt h es e i s m i cr e c o r d ( t h i s i sr e f e r r e dt ot i m ei d e n t i f i c a t i o nm o d e ) b a s e du p o nt h et h e o r e t i c a la n dn u m e r i c a l a n a l y s i s ，t h et h e s i sp r e s e n t san e wa p p r o a c h ，t h ee m e f r e q u e n c yi d e n t i f i c a t i o nm o d e ， i nw h i c haw a v ei sr e c o g n i z e dt ob eam u l t i p l en o to n l yb yt h et r a v e lt i m eb u ta l s ot h e m a i nf r e q u e n c yr a n g eo ft h e s i g n a l r e a l s e i s m i cd a t a p r o c e s s i n ge x a m p l e s d e m o n s t r a t et h a tu s i n gt h e 力聊p f r e q u e n c yi d e n t i f i c a t i o nm o d ec a ns u p p r e s st h e m u l t i p l ee f f e c t i v e l ya n dm e a n w h i l ep r o t e c tt h eb a s i cc h a r a c t e r so ft h ep r i m a r yw a v e w h e r e a st h e r ei saq u i t ep o s s i b i l i t yo fd a m a g i n gt h ep r i m a r yw a v e si fo n l yt h et i m e i d e n t i ) q c a t i o nm o d ei su s e di nt h ep r o c e s so fm u l t i p l ea t t e n u a t i o n k e y w o r d s ：r e v e r b e r a t io n ；f r e q u e n c ydif f e r e n c e s ：q u aiit yf a c t o r ： b i g i t i p i es i b i u i a t i o n ：b i u i t i p i ei d e n t i f i c a t i o n u 刖舌 在海洋地震勘探中，由于海水面、海底与地下强波阻抗界面的存在，地震波 会在强界面间多次振荡形成多次波。在实际资料处理过程中，多次波作为一种规 则干扰波，严重降低了地震资料的信噪比，其将直接影响到速度分析的精度和地 震地质综合解释的结果。正因为多次波严重影响地震资料的处理与解释效果，所 以如何有效地压制多次波是地震勘探尤其是海洋地震勘探中的一个非常重要的 研究课题。但在实际地震资料处理过程中，多次波与随机噪音对资料的影响程度 不同。多次波是伴随一次波产生的，因此其某些性质与一次波更为接近，而且当 多次波的能量强于同一时间段的一次波能量时，将会增加地震资料处理的难度。 在海洋地震资料处理周期中，多次波的压制工作占据了大量的处理时间。 精确压制多次波的前提是能够首先准确地识别多次波。不论在炮集域、c m p 域或其它的数学变换域，只有首先正确区分多次波和一次波才可能做好进一步的 压制工作。传统的多次波压制方法，无论是利用多次波周期性的压制方法( 例如 预测反褶积【1 。1 ) ，还是利用视速度滤波类方法( f f u j 如厂一k 视速度滤波【4 1 ，r a d o n 变换滤波【5 - 8 1 等) ，本质上均是根据多次波在记录上出现的“时间”来进行多次波 的识别。如果地质情况不复杂，例如地下地质构造主要是水平层状介质且在多次 波与一次波之间存在着明显时差，此时各种压制多次波的方法多能有效。但当地 下地质情况比较复杂时，例如发育有断裂破碎带和倾斜界面，此时多次波与一次 波往往混杂在一起，甚至有时一次波的能量远低于多次波的能量，则许多传统方 法就难以奏效了，其最主要的原因在于多次波不能被准确识别出来。如果多次波 不能被有效地识别，则在此基础上进行的多次波衰减也就失去了意义。因此正确 地识别多次波是压制多次波的关键。 众所周知，由于大地的吸收衰减作用，地震波的主频将随着传播时间的增大 而向低频方向移动。本文从简化的海洋地震勘探的基本模型出发，根据一次波和 多次波的传播所经介质的品质因子不同，推导证明了海水鸣震与地震有效信号的 频谱变化规律可有明显的不同，前者的主频变化速率可明显低于后者的主频变化 速率。此结论表明在中深部的地震记录上同一时间段的海水鸣震主频可显著高于 一次反射波的主频。文中根据粘弹性理论进行了模拟实验，进一步证明了在不同 的模型下多次波主频均可高于同一时间段的一次波主频。在理论证明和实验分析 的基础上，本文进一步提出了将多次波的传播时间和相应主频范围结合起来判别 多次波的识别方法。实际资料的处理实验表明：采用基于本文提出的识别方法的 多次波衰减可在压制多次波的同时较好地保持有效信号的基本特征，而仅根据传 统的多次波传播时间的识别模式对多次波进行剔除，则在压制多次波的同时存在 明显损伤有效信号的可能性。 i i 独创声明 本人声明所呈交的学位论文是本人在导师指导下进行的研究工作及取得的 研究成果。据我所知，除了文中特别加以标注和致谢的地方外，论文中不包含其 他人已经发表或撰写过的研究成果，也不包含未获得或 其他教育机构的学位或证书使用过的材料。与我一同工作的同志对本研究所做的 任何贡献均已在论文中作了明确的说明并表示谢意。 学位论文作者签名：褥 签字同期：唧年占月 日 学位论文版权使用授权书 本学位论文作者完全了解学校有关保留、使用学位论文的规定，有权保留并 向国家有关部门或机构送交论文的复印件和磁盘，允许论文被查阅和借阅。本人 授权学校可以将学位论文的全部或部分内容编入有关数据库进行检索，可以采用 影印、缩印或扫描等复制手段保存、汇编学位论文。( 保密的学位论文在解密后 适用本授权书) 学位论文作者签名：粹 签字日期：叫年月e l 学位论文作者毕业后去向： 工作单位： 通讯地址： 导师 签字 电话： 邮编： 日 基于频率差异的多次波识别 1 基于频率差异的多次波识别原理 1 1 地震波衰减的影响因素 大地对地震波吸收衰减的过程非常复杂，迄今为止，人们尚未完全弄清其机 理。概括地讲，造成地震波衰减的因素主要有两类【9 】：第一类包括球面扩散、反 射和透射等影响，其主要使地震波能量发生变化但并未改变地震波的频谱关系； 第二类为地层的吸收影响，这类衰减与地下介质的物理性质有关【l o 】，可用地层品 质因子q 表示。q 值越小，相应地震波能量的损耗越大；反之，q 值越大，则相 应地层对地震波的吸收越少。正是由于大地的吸收衰减作用导致了不同类型地震 信号频谱关系的变化。 1 2 地震波衰减的理论公式 在考虑大地对地震波的滤波作用时，地震波的振幅衰减部分可表示为 1 2 】： a ( f ，f ) = a ( f ，0 ) e x p ( 一斫q ) ( 卜1 ) 其中厂为频率，q 为品质因子，么( f ，0 ) 和a ( f ，) 分别为地震波的初始时间和f 时 刻的振幅。由式( 1 - 1 ) 可知：一次波和多次波的传播路径不同将会导致在相同时 间、同一接收点上信号频谱的不同。 现考虑一个仅包含两个地质界面的简化水平层状介质模型( 如图卜1 所示) ， 其中第一层为海水，第二层为岩层，两层的品质因子分别为q 和q 2 。由于海水 层的品质因子q 1 很高( 其值可在1 0 0 0 0 左右【1 3 1 ) ，而岩层的品质因子q 相对较低 ( 一般可设其值介于十与数百之间甚至上千【1o 】) ，因此总可假v 2 q i 0 2 成立。 一般情况下，地震波在地下岩层中的传播速度越低，q 值越小，地层对地震波的 吸收衰减作用越强烈【2 2 】。 设一次波由激发点x 传播到海底m 。、再传播到m ：所用的时间分别为t 和 f 2 ，显然，由鸠传播到m ，再到】，处所用的时间和亦为 + 乞。设正和互分别为 一次波在海水与第二层中的传播时间，则有： 五= 2 t i ( 卜2 ) 基于频率差异的多次波识别 瓦= 2 t 2 ( 卜3 ) 设二阶鸣震在海水中的传播路径为删鹄】，显然通过给定速度参数，总可 使得多次波和一次波在同一时间到达接收点】，则多次波在海水中传播的时间亦 为五+ 五。下面分析满足该条件的一次波和多次波频谱的差异。 xn 2y m 2 图1 - 1 一次波和二阶海水鸣震传播路径示意图 对于一次波，设其在激发点x 的初始振幅为4 ( 厂) ，在m 。、m ，和】，点的振 幅分别为4 ( 厂) 、彳，( 厂) 和a ( f ) ，由式( 卜1 ) 可知： 4 ( ) = a 。( f ) e x p ( - n f i 。q 。) ( 卜4 ) a 3 ( 厂) = a l ( f ) e x p ( - z 7 z f i 2 q 2 ) ( 卜5 ) 彳( ) = a 3 ( f ) e x p ( 一妒，q 。) ( 卜6 ) 综合式( 1 - 4 ) 、( 1 - 5 ) 与( 1 - 6 ) ，得： 一 ， 彬) - a o ( f ) e x p - 2 n f ( 云+ 云刀( 1 - 7 ) 从 由式( 1 - 2 ) 、( 1 - 3 ) 与式( 1 - 7 ) 可得： 彳= 4 e x p - n f ( - 墨- + 争 ( 1 _ 8 ) 2 基于频率差异的多次波识别 对于多次波，设其在】，点的振幅为曰( 厂) ，同理司得： 耵) = a o ( 伽x p 【- 矿( 警) 】 ( 1 _ 9 ) 设一次波与多次波的振幅比为d ( f ) ，则有： 附) = 筹唧【码尝】 ( 1 - 1 0 ) 由于g 远大于q ，则必有d ( 门 厶，则必有d ( 石) 一a t 。 r 肘( f ，) + r - ( f ，) 】 彤w 2 走 ( 1 一筹州“m ( f m ，吉( - 1 )( 2 - 8 ) 2 v 口 x - v s n ( f + ，) 】+ l ：- v ：”( f ，广) 】) ) v ，”( f + ，) = v ，n - i ( ，+ ，_ ，) 一j ；i i ；：_ ：i y l x p - ( ，) 】) ( 2 - 9 ) v ：”( f ，_ ，+ ) = v ：”一1 ( f ，+ ) 一j ；i ； i ；- j i 三：+ p ”一( f ，_ ，) 】) ( 2 - 1 0 ) 其中，p ( f ，j ) 、p ”( f ，) 、r 舯( f ，j ) 、r 肛( f ，j ) 、i + 、i 一和m ( i ，j ) 分别 为p ( x ，印+ 等) 、p ( x ，可一i a t ) 、，( x ，列+ i a t ) 、，( x , z , t - 2 ) 、( f + 寻) x 、 ( f 一) x 和m 尺( x ，z ) 的简化记法。 1 6 基于频率差异的多次波识别 2 3 震源函数的选择 数值模拟中的震源函数【1 4 1 可设为： s ( x ，z ，f ) = g ( x ，z ) f ( t ) ( 2 11 ) 其中g ( x ，z ) 是空间函数，f ( t ) 为震源子波。空间函数可用一个与震源点之间距离 呈指数衰减关系的函数来表示，若震源为分布源，二维情况下其表达式为： g ( x ，z ) = e x p 一口 ( x z o ) 2 + ( z z o ) 2 】) ( 2 一1 2 ) 其中，( x 0 , z 。) 为震源的中心位置，a ( a 0 ) 为衰减系数。若震源为点震源，则其 表达式可写为： g ( x ，z ) = 8 ( x - x o ) 6 ( z z o ) ( 2 1 3 ) 其中艿c 告，= 喜i 三 2 4 差分格式的稳定性 根据泰勒展式，某网格点上的值可用周围点上的值来近似计算，这样就不可 避免地产生截断误差，随着时间的推移，截断误差将逐步积累而影响计算结果。 因此这就有必要分析误差的传播和积累情况，使其累积计算的值收敛。稳定性分 析方法一般是利用v o nn e u m a n n 提出的f o u r i e r 谱分析方法，影响稳定性的关键 因素主要有速度、网格间距、时间间隔及差分阶划3 4 。3 5 l 。当模型的最大速度1 ，。， 越低，时间间隔f 和空间间距a h 的比值越小，则差分格式越稳定。 2 5 频散效应 有限差分数值模拟的频散不同于地震波传播过程中的频散，地震波的频散是 由于不同频率的信号在传播过程中的相速度不同而导致的一种物理现象，而数值 模拟中的频散是由于对连续函数进行离散化造成的，因此频散是有限差分数值模 拟固有的问题。当网格间距不合适时，会产生严重的频散现象，在合成的记录上 可看到主要震相之后有很长的拖尾( 如图2 1 所示) ，从而降低了分辨率。 1 7 基于频率差异的多次波识别 0 1 0 l ：；- 盖 ： 岛 - ，。”。v v v v v v 、，v v vv v v v v 。v v 。y 矿v 、，v 、一、 _ 1 0 卯 1 叩1 卯 时间 图2 - 1 频散示意图 影响频散的因素有网格间距、速度、震源频率和差分格式的精度等【3 6 1 。当模 型的最小速度与震源的最大频率厶确定后，则空间间距办越小频散越弱。 因此，实际模拟时，可根据给定的子波的最高频率，通过适当加密网格的方式来 减轻频散。 牲于频串差异的多扶漱识 2 6 模型实验分析 本文选用了水甲层状介质和倾斜层状介质两种类型的海上模型进行数值模 拟实验分析。为了消除人工边界反射对模拟结果的影响，保证对多次波与一次波 频率差异特性分析的精度，在下面的模拟实验巾均采用了扩展模型的方法从而 保证了在给定接收时日j 内的地震记录中不存在人工边界反射。此外，由于地震记 录的深部能量较弱，为清晰起见，在道集显示时进行了定的能晕补偿。 2 6 1 水平层状介质模型 图2 2 所不为水半层状介质模型，各层的纵波速度和密度参数如图中所列。 第一层即海水层的q 值为1 0 0 0 0 ，其它地层的q 值采用如f 所示经验公式1 计 算： q = 3 5 1 6 0 。22 1 0 4 ( 21 4 ) 其中n 为纵波的速度值。 图25 用下地震模拟的水平层状介质模_ ! l _ 基于频率差异的多次波识别 以5 m 的网格间距对模型进行剖分，将震源和6 1 个接收点均置于海面以下 5 m 的深度上，在左边激发，取最小偏移距为1 0 0 m ，道间距为1 5 m 。采用差分 精度d ( & 2 ，a x l o ) 和0 5 m s 的时间间隔模拟的地震记录以及经能量补偿后的记录 分别如图2 6 和2 - 4 所示。 图2 3 水平层状介质模型对应的地震记录( 原始记录显示) 2 0 基于频率差异的多次波识别 a 曩辩 彷l 湖 笔 定 翟 l 鬟辩 艄 绷 道号 图2 - 4 水平层状介质模型对应的地震记录( 能量补偿显示) 显然，最初起跳的同相轴为直达波( 以及虚反射) 。利用m b p 软件系统的反 射波射线追踪( 见图2 5 ) 结果可以确认同相轴曷、恐、足和心分别为经海底 和其它三个界面反射的一次波，经海水鸣震射线追踪( 图示从略) 结果可以确认 同相轴m 和弘分别为海底与海水面之间形成的二阶和三阶海水鸣震，同相轴 鸩和鸩则是与地质界面相关的其它类型的多次波。从图中还可看出与一次波 相比多次波的同相轴弯曲度更大，这是由于一次波的视速度比较高而多次波的视 速度相对较低的缘故。 对一次波和多次波的各同相轴开时窗做付氏变换，可得相应的振幅时频图如 图2 6 所示。 2 1 坫j 一撷* 差异# 敬救识荆 圈252 ，水平层状介质模型相对应的玖波射线追踪示意图 时揭图 图2 6 与水、卜层状介质模型相对应的振幅时频图 基于频率差异的多次波识别 图中白色连线为一次波主频的趋势线，可以看出随着传播时间的增大其主频逐步 降低，而多次波的主频则都位于这条线的右边，从而说明了至少在这种模型下， 多次波的主频要高于相同时间段的一次波的主频。其中海水鸣震( m 和必) 的 主频几乎与海底的一次波( 冠) 的主频一致。 现对图2 - 4 所示的地震记录分别加入1 0 、3 0 和6 0 的白噪音( 分别见图 2 - 7 、图2 9 和图2 - 1 1 ) ，其相应的振幅时频分析结果如图2 - 8 、2 1 0 和2 1 2 所 示。与无噪的结果对比可知，尽管随着噪音的增加地震记录的信噪比越来越低， 同相轴亦变得越来越模糊，但在振幅时频图上多次波的主频均位于有效波主频连 线右边的现象仍然存在。由此可以推断：在实际的资料处理中，类似白噪的环境 噪音一般不会严重影响时频分析的结果。 o 宙1 ( 1 3 0 g 遵 絮 s 2 0 0 0 2 2 5 0 0掬4 0s o 道号 图2 7 水平层状介质模型对应的地震记录( 加入1 0 噪音) 坫j 。额卑置抖的多m 艘t ! ! o1 0 三 堕 台 时蛳雷 频率f h d 削28 。水平层状介质模型相对应的振幅时频| 生| ( 电求中加入1 0 噪音) 基于频率差异的多次波识别 0 偿1 湖 m 邑 邃 嘲 a 量 o 1 9 羽 铘5 0鳓 遵号 图2 9 水平层状介质模型对应的地震记录( 加入3 0 噪音) 辑r 顿半差异多孜波! 剐 时颠田 o 5 ”1 5 嘉肇( 岫 3 5帕巧卯 罔21 0 与水甲层状介质模型相对应的振幅时频图( 记录十加入3 0 噪音) 基于频率差异的多次波识别 o 公1 1 3 0 0 毛 砬 眢 03 04 。 翮鞠 道号 图2 一l l 水平层状介质模型对应的地震记录( 加入6 0 噪音) 2 7 驰十频半差异# 女* 时蜘图 蛳率f 旧 剧21 2 与水甲层状介质模型相对成的振幅时频图( 记采中加入6 0 5 噪音) 2 6 2 倾斜层状介质模型 如图21 3 所示的倾斜层状介质模型包括海底在内共有t 个反射界面，其中 倾斜反射界面在水甲距离为0 m 的位置时垂直深度为1 5 0 0 卅，而在6 0 0 0 的他 置时垂直深度为1 0 0 0 m 。各层的纵波速度和密度参数如图2 1 3l i 所列。第一层 印海水层的q 值仍墩1 0 0 0 0 ，其它地层的q 值亦采用如式( 2 14 ) 所示的经验公 式进行计算。对模型的网格剖分、差分精度以及激发接收参数等均t 卵k 平层状介 质模型相同，所模拟的地震l 己录以及经能量补偿后的记录分别如图21 4 和21 5 所示。 毕j 颉 异$ 波识 图21 3 倾斜地层模型 图2 1 4 倾斜层状介质模型对心的地震记录( 原始屺录显示) 基于频率差异的多次波识别 留 善 照 盐 0 鬏】o 猁 i - 。娜。， i懒：龟气能 气 h ，一_ 。 r 1 峥裕： 粤t 一，爷套喈啊电 h 哩嚆嘎一锄 嗡杈钢弼懒 j 獭嬲黼一 r 霹一 1 如一 w 。m ， l r 2i 【 。，1 、 圳 1 j j l 1 1 1 1 一、 _j 4 2 蹦嘲鼍。自 ：一”2 1 ( 掣_ 气4” 1 r 3 ； i 。 i 。i j l _ | 一 l 1 l | ii o1 0弼舶 邀号 图2 - 1 5 倾斜层状介质模型对应的地震记录( 能量补偿显示) 同水平层状介质模型的地震记录一样，最初起跳的同相轴仍为直达波( 以及 虚反射) 。通过m b p 软件系统的反射波射线追踪( 见图2 1 6 ) 结果可以确认同相 轴冠、r 和足分别为经海底和其它两个界面反射的一次波，经海水鸣震射线追 踪( 图示从略) 结果可以确认同相轴m 和m ，分别为海底与海水面之间形成的二 阶和三阶海水鸣震，而同相轴m 3 则是与另外地质界面相关的其它类型的多次波。 从图中亦可发现：由于多次波的视速度低于一次波的视速度，因而与一次波相比 多次波的同相轴弯曲度更大。 对一次波和多次波的各同相轴开时窗做付氏变换，可得相应的振幅时频图如 图2 - 1 7 所示。 3 0 图2 1 61 ，倾斜层状介质模型相对应的一次波射线追踪h i 意图 时拯盘 狮率f 旧 图2 一1 7 与倾斜层状介质模日9 相对应的振幅时频图 基于频率差异的多次波识别 图中白色连线为一次波的主频趋势线，可以看出，同水平层状介质模型的实 验结果类似，一次波的主频随传播时间的增大而逐步降低，而多次波的主频则都 位于这条趋势线的右边，从而进一步说明了至少在这两种模型下，多次波的主频 要高于相同时间段的一次波的主频。其中鸣震多次波( m 和m 2 ) 的主频仍与海 底的一次波( 墨) 的主频接近一致。 现对图2 1 4 所示的地震记录分别加入1 0 、3 0 和6 0 的白噪音( 分别见图 2 1 8 、图2 2 0 和图2 - 2 2 ) ，其相应的振幅时频分析结果如图2 1 9 、2 - 2 1 和2 - 2 3 所示。通过比较各时频分析结果，同样可得到类似白噪的环境噪音一般不会严重 影响时频分析结果的推断。 图2 1 8 倾斜层状介质模型对应的地震记录( 加入1 0 噪音) 3 2 d51 0”加 频2 6 率3 0 茑4 04 5 图21 9 与倾斜层状介质模型相对应的振幅时频图( 记录中加入1 0 噪卉) 基于频率差异的多次波识别 基 递 玺 o 83 04 0弱 适号 图2 - 2 0 倾斜层状介质模型对应的地震记录( 加入3 0 噪音) * 十频丰差异的多次波口刷 时频图 o5”侣 加盍。 鹅加4 5卯 图22 l 与倾斜层状介质模型相对应的振幅时频图( 记录中加入3 0 噪音) 基于频率差异的多次波识别 岔 暑 照 蕾 0 0弼钧5 0 遂弩 图2 2 2 倾斜层状介质模型对应的地震记录( 加入6 0 噪音) # r 异的多次波m 别 时搁图 o5“加 磊旧 为柏4 55 0 冈22 3 与倾斜层状介质模型相对应的振幅时频图( 记录中加入6 0 噪音) 2 63 小结 通过以上的数值模拟实验，可初步得出以下结| ： ( 1 ) 一次波的 t 频随时问的增大逐步降低，而即使为高阶海水呜震，其主频 仍与海底次波的主频相近； ( 2 ) 多次波的蕾频一般位于_ - 次波主频连线的右方，即岛十同一时问段的一 次波的主频； ( 3 ) 类似门噪的环境噪音一般不会严重影响时频分析的结果； ( 4 ) 一般而占，同一时问段的一次波与多次波在频醋上均存在差异。这种差 异性可作为识别一次波和多次波的频率依据。 基于频率差异的多次波识别 3 实际资料处理与效果分析 3 1 炮集域多次波压制的处理思路与功能模块说明 判断多次波压制好坏的准则是在对多次波进行剔除的同时能否突出有效信 号，而影响多次波压制质量的最主要的因素是能否准确地识别多次波。传统的多 次波识别方法主要是通过其在记录上出现的时间来进行识别( 为叙述方便，以下 将其称为“时间识别模式”) 。本文提出的识别方法是将多次波的传播时间和相 应主频范围结合起来进行多次波的判别的方法技术( 为叙述方便，以下将其称为 “时间一频率识别模式”) 。下面将以炮集域多次波的追踪压制为例来说明文中方 法的处理思路。 文中主要在炮集域追踪两种类型的多次波： 第一种类型的多次波( 如图3 - 1 所示) 是在海水面与地下某一界面之间形成 的全程多次波，显然，当该地下界面为海底时的多次波即为传统意义上的海水鸣 震： 第二种类型的多次波( 如图3 - 2 所示) 是地震波经地下某一界面反射后又在 海水中反复振荡形成的多次波。 这两种类型的多次波均可应用m b p 软件系统【3 7 。8 1 进行追踪，其是首先建立起 包括地下目的界面、海底和海水层的深度一速度模型，然后通过稳定波束法【3 9 】来 追踪记录各阶鸣震多次波的传播时间，最后再通过视速度滤波类( 例如f k 滤波) 方法对其进行压制处理。显然，由此判别多次波的过程属于“时间识别模式”。 3 8 基于频率差异的多次波识别 图3 - 1 第一种类型的多次波传播路径示意图 图3 - 2 第二种类型的多次波传播路径示意图 海面 界面海底 海面 海底 目的界面 当追踪出“多次波”的传播时间后，可以以其为中心开一个时窗，通过f f t 求取该时窗内地震波的频谱，并根据地震信号的主频大小进一步判断其是否为多 次波，此即为“时间一频率识别模式。这一判别功能已嵌入到m b p 软件系统的相 应模块。图3 3 给出了第一种类型多次波压制的功能模块界面示例，其中基于频 率识别的功能参数如图3 4 所示。 3 9 # j 颉 异的多次渡m 剧 罔33 第一种娄型多次波m 制的功能模块界山 罔34 频率识别的功能模块 罔34 所不的功能参数界面中给出了t i m e ( m s ) 和c nm a i nf r e q 两列_min 参数，它们分别对应于两个不i 司时间上限定的相干噪音( 多次波) 的最小主频，由 此可通过线性插值求出其它时问上所限定的相十噪音( 多次波) 的最小丰频。叶 实际求取的地震信号的主频大于或等于限定的最小主频0 时即认为该时窗内 的信号是应该压制的多次波。考虑到信号的平缓过渡，实际处理时采用了线性加 权压制的处理模式：即给定一个频带范围矾( 例如5 h z ) ，当求出的信号主频大 于或等于面+ 4 时，令压制的权系数为l ；当主频由，幡+ 矶过渡到，蛐时，则 基十频半差异的多次波m 别 令压制的权系数由1 变为0 。显然与纯粹的“时间识别模式”不同，在“时问 频率识别模式”下当求出的信号主频小于或等于允。时将认为其可能是有效信号 而不进行压制处理。 3 2 实际资料处理实验 测线x 为我围南海某工区的地震测线，该工区海底较浅，浅层主要为水平层 状介质，多次波非常发育，严重地降低了地震资料的信噪比。图3 - 5 给出了原始 资料的部分最小偏移距剖而示例。从罔中可以看出并种类型的多次波与有效波混 杂在一起，甚至在原始资料上己难以分辨出有效波的同相轴。 剧3 5x 测线部分原始最小偏移距剖面 gf 频t # 多次波识 存经过了基本的预处理、偏移速度分析之后，首先将原始炮集( 注：此处指 n 滞0 多次波之前的炮集记录，下同) 进行叠前r t 间偏移成像处理，同36 给出了 部分原始偏移剖皿不例。根据剖面上强反射界【f 【i 的分布情况，在剖面的较溅部位 选取r 每底和三个较强的反射旧相轴。由此建寺的速度深度模型如图3 7 所示。 图36 部分原始偏移剖面与强反射同相轴的选取示例 # j 频率差异的害次诎识别 一 图37 相应的速度一深度模型 根据所建赢的速度深度模型即可分别追踪出与不同反射界面相关的第和 第一二种类型的多次波。图3 - 8 和图39 分别给出了与同相轴2 相关的菇一种类型 的多次波和与| 司相轴3 相关的第二种类型的多次波追踪示例。 d ? = j ：1 7 一= = ：器： 图3 - 8 与同相轴2 相关的第一种类型的多次波追踪示例 h ；9 与h 州轴： , i t 恢的的第二种类型的多次波追踪示例 越过埘地麓炮集记录浅中深部的信号进行频潜分析可知：地震有效信号在 b o o m s 和5 0 0 0 m s 处的丰频一般分别不高于5 5 h z 硐i1 4 h z ( 图3 - 1 0 ( a ) 和( b ) 分别 给出了在5 0 0 r i i s 和5 0 0 0 m s 的小时窗频谱分析示意圈) 。因此，在频率识别的功能 模块参数中分别选择5 5 1 t z 和1 5 h z 作为5 0 0 m s 和5 0 0 0 m s 处限定的多次波的最小 主频。罔3 1 l 给出了在“时间一频率识别模式”下压制多次波后的部分叠前偏移 时间剖面。 基于频牢差异的多次波识别 日m p l i 七u d e 1 0 0 日o 6 0 4 0 2 0 o a m p l z t u d es p e c t r u m 、k h ，一 0 r m p 工工七u d e 1 0 0 日o 6 0 4 0 2 0 0 5 0i0 0 f t e q u e n c oh z ) t i m ei t , a n g e ：4 0 0 0 一一6 0 4 + or e i n o ) ( a ) 向m p l t t u d es p e c t r u m f r e q u e n c e( h z ) t i m er a n g e ： 4 9 0 0 一一5 1 0 4 m 8 ) ( b ) 图3 1 0 小时窗频谱分析示意图 ( ( a ) 和( b ) 对应的记录时间分别约为5 0 0 m s 和5 0 0 0 m s ) 为了比较在“时间一频率识别模式 与纯“时间识别模式下压制多次波效 果的差异，在保持所有其它处理步骤均一致的前提下，采用基于纯“时间识别模 4 5 i 十频率异的多次被h 别 式”的多次波衰减对多次波进行追踪压制处理，由此得到的部分叠前偏移时i 白j 剖 面示例如图3 一1 2 。通过比较可知：采用基于“时问频率识别模式”的多次波衰 减可在压制多次波的同时较好地保持有效信号的基本特征，而仅采用“时间识别 模式”可能在压制多次波的同时损伤有效信号。图31 3 显示的是炮号为3 2 0 的 原始炮集记录由其可看到在原始资料上存在着明显的多次波( 例如右边的近道 位置) ，而由追踪分析可知，图中标定为有效波的同相轴即为形成圈3 - 1 1 中倾斜 断面的有效信号。图31 4 和图31 5 分别给出了采用基于“时日j 频率识别模式” 和纯“时问识别模式”的多次波衰减压制多次波后的同一炮号的炮集记录。比较 可知：基于这两种识别模式的处理均能对多次波有明显压制，但采用“时间一频 率识别模式”能较好地保留倾斜断面的同相轴，而仅采用“时间识别模式”则明 显损伤了这一有效信号。 图3 - 1 l 在“时间一频率识别模式”下雎制多次波后的部分偏移剖面 基十频率差异的多放故识别 图31 2 在“时间识别模式”下压制多次波后的部分偏移剖面 图3 一1 3 原始炮集记录示例( 炮号：3 2 0 ) 墒于频半差异的多攻被识刷 图31 4 在“时问频率识别模式”下压制多次波后的炮集示例( 炮弓：3 2 0 图31 5 在“时| 1 i j 谚 别模式一f j 玉制多次波后的炮集示例( 炮号：3 2 0 ) 基于频率差异的多次波识别 4 结论与建议 ( 1 ) 海水鸣震等多次波的存在，可能会严重影响地震资料的处理与解释效 果，如何有效地压制多次波是地震勘探尤其是海洋地震勘探中的一个非常重要的 研究课题。而要想压制好多次波，首先需要精确地识别多次波，也只有准确地区 分多次波和一次波才可能有效地压制多次波。 ( 2 ) 判断多次波压制好坏的准则是在对多次波进行剔除的同时能否突出有 效信号。传统的多次波压制方法，无论是利用多次波周期性的压制方法还是视速 度滤波类方法，本质上均是通过“时间识别模式”来辨别多次波。当地下地质情 况比较复杂时，多次波与一次波往往混杂在一起，则仅通过“时间识别模式”难 以正确判别多次波，因而基于该模式的多次波衰减在压制多次波的同时存在明显 损伤有效信号的可能性。 ( 3 ) 由于大地的吸收作用，地震波的主频将随着传播时间的增大而向低频 方向移动。本文根据一次波和多次波的传播所经介质品质因子的不同，推导证明 了海水鸣震的主频变化速率可明显低于地震有效信号的主频变化速率，此结论表 明在中深部的地震记录中同一时间段上海水鸣震的主频可显著高于一次波的主 频。 ( 4 ) 本文根据粘弹性理论进行的模拟分析的结果进一步表明：( a ) 一次波的 主频随传播时间的增大逐步降低，而即使为高阶海水鸣震，其主频仍与海底一次 波的主频相近；( b ) 多次波的主频一般位于一次波主频连线的右方，即高于同一 时间段一次波的主频；( c ) 类似白噪的环境噪音一般不会严重影响时频分析的结 果；( d ) 一般而言，同一时间段的一次波与多次波在频谱上均存在差异。这种差 异性可作为识别一次波和多次波的频率依据。 ( 5 ) 本文在理论证明和模拟分析结果的基础上，提出了将传播时间和相应 主频范围结合起来进行多次波判别的“时间一频率识别模式，并在炮集域进行了 两种类型的多次波的压制实验。实际资料的处理结果表明：在多次波与一次波混 杂的复杂区域，基于“时间一频率识别模式 的多次波衰减可在压制多次波的同 时较好地保持有效信号的基本特征。 ( 6 ) 采用“时间一频率识别模式”辨别多次波是以多次波与一次波的主频存 在较明显的差异为前提的。因而从理论上讲，该方法最适合于中深部的鸣震多次 4 9 基于频率差异的多次波识别 波的判别。对于与一次波的主频差异较小的层间多次波的识别与剔除，将是一个 特别值得探讨的问题。 ( 7 ) 对于噪音( 特别是除多次波之外的其它相干噪音) 比较严重的地震记 录，采用小时窗频谱分析可能会存在主频求取不准的问题。在其它相干干扰比较 严重的情况下，如何能够精确地求取小时窗信号的主频将是今后的一个重要的研 究方向。 ( 8 ) 由于小时窗频谱分析是一个非常费时的计算过程，因此采用“时间一频 率识别模式”来进行多次波的判别将会比传统的“时间识别模式 显著增加额外 的计算量。显然，如何提高采用“时间一频率识别模式 判别多次波的方法技术 的计算效率将是今后的另一项研究任务。 ( 9 ) 本文的多次波识别与压制的处理实验仅是在炮集域实现的。从理论上 讲，“时间一频率识别模式 完全可以应用于其它域( 例如c m p 域) 的多次波判 别。如何将这一模式用于其它域进而改进多次波的压制方法和技术将是今后的系 列研究课题。 参考文献 【1 】r o b i n s o n , e a p r e d i c t i v ed e c o m p o s i t i o no fs e i s m i ct r a c e s g e o p h y s i c s ，19 5 7 ，2 2 ( 4 ) ： 7 6 7 - - 7 7 8 【2 】p e a c o c k , k lt r e i t e l ，s p r e d i c t i v ed e c o n v