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南黄海多次波特征及压制方法研究 摘要 南黄海海水浅，海底多次波和层间多次波发育且与有效反射波混合在一起， 造成强能量多次波掩盖了能量较弱的前第三系反射波，使之真假难辨，给处理和 解释带来很大困难。对于该区地震资料，各种多次波并存的复杂情况，因此，必 须研究清楚该区产生各种多次波的原因，从源头抓起，搞清多次波的产生机理， 采用更好的方法压制顽固的多次波。 地震波场数值模拟是研究复杂地区地震资料采集、处理和解释的有效辅助手 段，可以有效地降低成本，产生巨大的经济效益。所谓正演数值模拟计算，就是 假设地下地质情况为已知，其中包括地质体的几何形态，地下介质的速度、密度， 应用地震波的运动学及动力学的基本原理，计算出所给地质模拟的地震响应。 结合工区已有的钻井资料和典型的地层地球物理特征来建立地质模型，进行 声波方程有限差分数值模拟，分析该区的鸣震、虚反射、层间多次以及其它类型 多次波的产生机制及其在时间、速度等属性上的表现特征，以便更好地对地震资 料进行处理和解释。 在正演模拟得到的单炮地震记录上可以看出，虚反射和鸣震迭加在一次有效 反射波的后部，增大了地震子波的延续时间，降低了地震记录的分辨率。 目前可用于生产的压制多次波的方法技术软件较多，但由于南黄海多次波的 特殊性，在实际资料处理中可能遇到的问题往往比理论假设要复杂的多，难以满 足方法本身所要求的条件，所以采用一种手段很难较好地压制各种类型的多次反 射波，并得到令人满意的压制效果。预测反褶积可以有效压制海底鸣震和虚反射。 通过f - k 变换、f p 变换以及拉东变换压制模型层间多次波和全称多次波的效 果对比可以发现，拉东变换压制多次波的效果最好，因此，对于实际地震资料的 处理，采取了预测反褶积和拉东变换相结合的方法，并获得了满意的效果。 关键词：南黄海；多次波；预测反褶积；f - k 变换；拉东变换 m u l t i p l ec h a r a c t e r i s t i c sa n dt h es u p r e s s i o nt e c h n o l o g yr e s e a r c h o ft h es o u t hy e l l o ws e a a b s t r a c t t h es e ab o t t o mm u l t i p l ea n di n t e r b e dm u l t i p l ef r o ms t r o n gr e f l e c t i o ni n t e r f a c e d e v e l o p e dg r e a t l yd u et os h a l l o ws o u t hy e l l o ws e a ，w h i c hc o m m i x e d 、访me f f e c t i v e w a v e ，r e s u l t i n gi ns t r o n ge n e r g ym u l t i p l ec o v e t i n gu pt h ew e a ke f f e c t i v ew a v eo f u p p e rt e r t i a r y , w h i c hc a u s eg r e a td i f f i c u l t i e so np r o c e s s i n ga n di n t e r p r e t a t i o no ft h e s e i s m i cd a t a w em u s ts t u d yc l e a r l yt h er e a s o n so ft h em u l t i p l e s ，a n dt a k eab e t t e r m e t h o dt os u p p r e s st h es t u b b o r nm u l t i p l e s s e i s m i cn u m e r i c a ls i m u l a t i o n si sa l le f f e c t i v ea i df o rs t u d y i n gs e i s m i cd a t aa c - q u i s i t i o n ，p r o c e s s i n ga n di n t e r p r e t a t i o n a n di s a l s oa ne f f e c t i v e w a yt or e d u c e c o s t s ，w h i c hr e s u l ti nh u g ee c o n m i cb e n e f i t s a s s u m i n gt h a tt h eg e o l o g i c a lc o n d i t i o n s u n d e r g r o u n d ，i n c l u d i n gt h eg e o m e t r yo fg e o l o g i c a lb o d i e s ，m e d i u ms p e e d ，d e n s i t yi s k n o w n ，a n da p p l y i n gt h ek i n e m a t i c sa n dt h ed y n a m i c so ft h es e i s m i cw a v e st oc a l c u - l a t et h es e i s m i cr e s p o n s eo ft h eg e o l o g i c a lm o d e l , w h i c hi sc a l l e df o r w a r dm o d e l i n g c a l c u l a t i o n u s i n gf i n i t e - d i f f e r e n c en u m e r i c a ls i m u l a t i o no fa c o u s t i cw a v et os i m u l a t et h e g e o l o g i c a lm o d e l ，w h i c hw a sb u i l tb yc o m b i n i n gw i t ht h ee x i s t i n gd r i l l i n gi n f o r m a t i o n a n dg e o p h y s i c a lc h a r a c t e r i s t i c so ft h et y p i c a lf o r m a t i o no ft h ew o r ka r e a f r o ma n a l y - s i st h ec h a r a c t e r i s t i c so ft h et i n g i n g ，g h o s t ，i n t e r b e dm u l t i p l e sa n do t h e r t y p e so fm u l t i - p i e so nt h es i m u l a t e ds e i s m o g r a m , w h i c hc a nh e l pu sd ob e t t e ro nt h es e i s m i cp r o c - e s s i n ga n di n t e r p r e t a t i o n f r o mt h es i n g l es h o tr e c o r do ft h ef o r w a r dm o d e l i n gs e i s m i cd a t a , w ec a ns e e r i n g i n ga n dg h o s tb e h i n dt h ep r i m a r yr e f l e c t i o n ，w h i c hi n c r e a s e ds e i s m i cw a v ed u r a t i o n ，r e d u c i n gt h er e s o l u t i o no fs e i s m i cr e c o r d s t h e r ea r em a n ys o f t w a r e sc a nb eu s e dt os u p p r e s st h e m u l t i p l e ，b u tb e c a u s eo ft h e c o m p l e x i t yo ft h es o u t hy e l l o ws e a ，s oi ti sv e r yd i f f i c u l tt oa t t e n u a t i o nm u l t i p l e sw i t h o n l yo n em e a n s p r e d i c t i v ed e c o n v o l u t i o nc a ne f f e c t i v e l ys u p p r e s sr i n g i n ga n d g h o s t t h r o u g hf - kt r a n s f o r m ，t - pt r a n s f o r ma n dr a d o nt r a n s f o r mt os u p p r e s s l o n gp a t hm u l t i p l ea n di n t e r b e dm u l t i p l e ，w ec a ns e er a d o nt r a n s f o r mr e c e i v e dt h e b e s tr e s u l t f o rt h ea c t u a ls e i s m i cd a t ap r o c e s s i n g ，w et a k ep r e d i c t i v ed e c o n v o l u t i o n a n dr a d o nt r a n s f o r mt o g e t h e rt os u p r e s st h es o u t hy e l l o ws e am u l t i p l e s ，a n do b t a i n e d s a t i s f a c t o r yr e s u l t s k e y w o r d ：s o u t hy e l l o ws e a ，m u l t i p l e ，p r e d i c t i v ed e c o n v o l u t i o n ，f k t r a n s f o r m ，r a d o nt r a n s f o r m 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 逵! 翅遗查墓丝盏噩挂别芭明的：奎拦亘窒2 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：苏非签字日期：弘1 年f 月罗日 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：酶一准 导师签字： 签字日期：山1 年月9 日 学位论文作者毕业后去向： 工作单位： 通讯地址： 卜易 签字日期。叩年月夕日 电话： 邮编 南黄海多次波特征及压制方法研究 1前言 1 1 课题来源 本课题来源于“十一五国家高新技术研究发展计划( 8 6 3 计划)“海洋油 气资源勘探开发技术 专题中的“浅海地震资料特殊干扰波形成机制与剔除方法 研究( 2 0 0 9 从0 9 2 3 3 9 ) 。 1 2 研究目的及意义 南黄海海水浅，海底多次波和层间多次波发育且与有效反射波混合在一起， 造成强能量多次波掩盖了能量较弱的前第三系反射波，使之真假难辨，给处理和 解释带来很大困难1 一。 对于该区地震资料，各种多次波并存的复杂情况，为此，必须研究清楚该区 产生各种多次波的原因，从源头抓起，搞清多次波的产生机理，采用更好的方法 压制顽固的多次波。结合工区已有的钻井资料和地层地球物理特征来建立地质模 型，进行声波方程数值模拟，分析该区的鸣震、虚反射、层间多次波以及其它类 型多次波的产生机制及其在时间、速度等属性上的表现特征，以便更好地对地震 资料进行处理和解释。 通过已知的地层速度，精确计算模型的均方根速度。把均方根速度用于f k 变换、f p 变换以及拉东变换压制模型地震资料多次波的处理中去，选取压制多 次波效果最好的一种方法，并把该方法运用于实际地震资料的处理中去，以期获 得最佳处理效果。 1 3 国内外研究现状 地震波场数值模拟是研究复杂地区地震资料采集、处理和解释的有效辅助手 段，地震波场数值模拟的主要方法包括两大类，即波动方程法和几何射线法。波 动方程数值模拟方法实质上是求解地震波波动方程，因此模拟的地震波场包含了 南黄海多次波特征及压制方法研究 地震波传播的所有信息，但其计算速度相对于几何射线法要慢。几何射线法也就 是射线追踪法，属于几何地震学方法，由于它将地震波波动理论简化为射线理论， 主要考虑的是地震波传播的运动学特征，缺少地震波的动力学信息，因此该方法 计算速度快。因为波动方程模拟包含了丰富的波动信息，为研究地震波的传播机 理和复杂地层的解释提供了更多的佐证，所以波动方程数值模拟方法一直在地震 模拟中占有重要地位【3 】。 波动方程的数值模拟方法主要有：有限元法( f e ) 、有限差分法( f d ) 、傅立叶 变换法、边界元法( b e ) 、谱元法( s e m ) 、广义屏等方法，但这些方法都各具优缺 点，这些方法的优缺点如表卜1 所示【3 5 】。 表i - i 波动方程数值算法对照表 名称 优点 缺陷 有限元法处理地表起伏问题强计算量大，计算效率低 傅氏变换法 运算速度快 难应付横向变速 谱元法处理边界灵活计算量大，计算效率低 边界元法表征问题准确，适应各种边界问题构造的方程系非常大，计算量大 广义屏法运算速度快介质速度变化小和入射角小 普通有限差分法运算速度快，实现简单频散严重，难应付起伏地表问题 高阶有限差分法精度高，运算速度较快，实现简单难应付起伏地表问题 有限差分法是一种最常用的正演模拟方法，现已比较成熟，正向提高精度的 方向发展。1 9 7 0 年，a l t e r m a n 【6 等首先将有限差分法应用于地震波动方程模拟中， 之后，a l f o r d f 7 】等研究了有限差分法的精度，v i r i e u x l 8 】提出了稳定的二阶( 空间 和时间) 弹性波有限差分格式，它适用于任何泊松比的介质。l e v a n d e r 将 v i r i e u x g , g 的方法推广到空间四阶、时间二阶的情况。c r a s e 1 0 1 则发展了精度可 达任意阶的高阶交错网格法，但其计算量和内存要求比低阶有限差分法大幅度增 加。m a g n i e r l l l 】等提出了最小网格有限差分法，它能压制非最小网格的人为现象。 周家纪和贺振华1 1 2 l 用大网格快速差分算法模拟地震波的传播，其空间网格可以 取得很大，达到每最短波长只需3 个网格点，大大缩短了计算时间，等等。 地震波在地下岩层中传播，当遇到强波阻抗界面时，则产生强能量的反射波， 2 南黄海多次波特征及压制方法研究 反射波返回到地面或海面时，因后者也是良好的波阻抗界面，所以反射波再次反 射，向下传播，如此往返就形成了多次反射波，简称多次波。多次波可分为全程 多次波、短程多次波、微屈多次波、虚反射i l 引。 海底鸣震，即海底多次波，又称为交混回响。地震波在海底与水面这两个强 反射界面之间来回传播，在地震道上形成连续震动。海底鸣震是海上地震最主要、 最常见也是对地震资料质量影响最严重的干扰波之一，常常使深层的反射完全淹 没在鸣震之中。 在进行海上地震勘探时，一般需要将震源和接收器均置于海水面以下一定的 深度上。由于海水与空气的接触面是一个良好的反射面，因此，接收电缆除了接 收到通常的反射波外，还将接收到与海水面的反射作用相关联的伴随波，通常称 为虚反射( 鬼波) 。虚反射的存在会造成地震记录的低频响应，降低地震剖面的分 辨率，有时甚至会产生假的同相轴，给地震地质解释造成困难，因此，要获得高 分辨率的地震剖面，就必须在地震信息处理时设法消除虚反射的影响【1 4 1 。 用于压制多次波的方法可被分为两大类【b 2 2 】：一类是基于有效波和多次波之 间差异的滤波方法；另一类是基于波动方程的预测减去法，通过波动方程模拟波 场或反演地震数据来预测多次波，然后把它从原始地震数据中减去。 首先是滤波方法，这类方法是利用多次波和有效波之间的差异。在特殊的变 换域，这些差异会变得很明显，因此可以通过各种变换技术把有效波和多次波分 离开，进而滤除多次波。目前，滤波方法利用的主要差异特征是：周期性和可分 离性。对于周期性，假设多次波具有周期性而有效波没有周期性；对于可分离性， 假设经过一些特殊变换之后，在新的域，有效波和多次波可以被明显地分离开， 通过人工切除的方法来消除多次波。当上述假设不能很好满足时，这些方法就不 能获得好的效果。例如，随着偏移距的增加，多次波会越来越缺乏周期性；某些 情况下，有效波也可能具有周期性，但多次波和有效波会出现重叠现象。因此， 在应用滤波方法时，应该注意以下问题： ( 1 ) 当假设条件不能满足时，多次波就不能完全被消除，甚至可能损伤有效 波。 ( 2 ) 不能用一维的方法来解决二维、三维地震数据中的多次波问题。多维的 方法只能从多维波动理论推导而得。但滤波方法通常比波动方程多次波压制方法 南黄海多次波特征及压制方法研究 经济、实用；当该方法有效时，常被作为首选。 其次是基于波动方程的预测减去法，目前，主要有四种不同的波动方程多次 波压制方法：( 1 ) 波场延拓法；( 2 ) 反馈迭代法；( 3 ) 逆散射级数法：( 4 ) 恒定内插 法。波场延拓法是用波场外推来模拟多次波；而反馈迭代法和逆散射级数法是通 过叠前反演来预测多次波。也可以认为：波场外推法是模型驱动的，而反馈环和 反散射级数法是数据驱动的。 1 4 研究内容 本文研究了南黄海多次波特征及其压制方法，主要研究内容有： ( 1 ) 通过对已有资料的分析，系统研究南黄海地质、地球物理特征。 ( 2 ) 对各种压制多次波方法进行系统学习，总结各种压制多次波方法的优 缺点。 ( 3 ) 通过已有地层物性参数，建立地质模型，声波方程数值模拟地震记录， 分析模拟地震记录上的鸣震、虚反射以及全程多次波和层间多次波的波场特征。 ( 4 ) 模型地震资料的处理。预测反褶积可以有效压制鸣震和虚反射，反复 试验反褶积算子长度和预测步长，来获得最佳压制效果。分别运用f k 变换， f p 变换，抛物线拉东变换三种压制多次波方法对模型资料进行处理，选取压 制多次波效果最好的一种方法。 ( 5 ) 实际资料处理。通过模型地震资料的处理，选取压制多次波效果最好 的方法流程，处理实际地震资料。 1 5 技术路线 根据本文的研究目的和研究内容，采用了一下技术路线： ( 1 ) 建立水平地质模型，分析鸣震和虚反射以及其它类型多次波的波场特 征。 ( 2 ) 预测反褶积处理模型地震资料。 ( 3 ) f k 变换，f p 变换，抛物线拉东变换三种压制多次波方法处理模 型地震资料。 4 南黄海多次波特征及压制方法研究 ( 4 ) 通过模型资料的处理，选取压制多次波效果最好的一种方法流程处理 实际地震资料。 图1 - 1 为所采取技术路线的流程图。 建立水平地质模型 分析鸣震、虚反射以及其 它类型多次波的波场特征 预测反褶积压制海底鸣震 f k 变换 压制多次波 1 6 主要创新点 f p 变换 压制多次波 拉东变换压 制多次波 对比上述多次波压制方法， 选取压制效果最好的一种方 法，处理实际地震资料 图1 - 1 南黄海多次波压制技术路线流程图 通过已有的南黄海地层物性参数，建立地质模型，数值模拟地震记录，分析 模拟地震记录上的鸣震、虚反射以及全程多次波和层间多次波的波场特征。运用 多种压制多次波方法对模型地震记录进行处理。选取对模型地震记录处理效果最 好的一种方法流程，并把它应用于实际地震资料处理中去。 南黄海多次波特征驶j * 制方n 研究 2南黄海地质及地球物理特征 南黄海位于我国江苏省和山东省以东、朝鲜半岛之西，南界以长江口至韩国 济州岛一线与东海为邻，北界沿山东半岛成山角到朝鲜白翎岛一线与北黄海相 接，总面积多达3 0 x 1 0 4 枷2 。海底地形平坦，水深线呈南北向分布，1 2 4 。e 以西 的水深小于8 0 m ；在1 2 4 0 1 2 5 。e 之间有一近南北向水槽，水深大于1 0 0 m 。 凹2 - 1 南黄海地质构造特征削 削2 - 1 中国东部与朝鲜牛岛大地构造对应划分图( 据蒙乾忠，2 0 0 2 ，修改) 秦岭人别山造山带，胶北造山带， 临津江造山带，沃川造山带 鲁两地块2 一胶东地块3 一狼林地块4 一“畿地块5 岭南地块，6 华北地块 南黄海多次波特征及压制方法研究 从区域地质构造上看，南黄海盆地位于扬子地台的东部，北以千里岩一刘公 岛隆起区与北黄海盆地( 位于华北地台上) 邻接，南部则通过闽浙隆起区与东海 盆地为邻，西侧是苏北盆地和连云港隆起，东面是朝鲜半岛上的前中生代构造带。 据印支构造变形后的地质特点、沉积分布和盆地类型，南黄海划分为三隆两坳， 由北往南为千里岩隆起、北部坳陷、中部隆起、南部坳陷及勿南沙隆起区】， 如图2 - i 。 2 1 南黄海地质构造特征 南黄海是横亘于中国东部4 大构造单元( 华北地台、秦岭一大别造山带、扬 子地台、华南褶皱带) 向海区的延伸，经历了古生代被动边缘、中生代北部前陆 变形、改造及伸展和南部裂陷、早新生代断坳和晚新生代区域沉降4 个大的发展 阶段，每个阶段发育不同的构造组合样式。 晚三叠世以前，南黄海为稳定沉降，发育以碳酸盐岩、海陆交互相碎屑岩为主 的巨厚海相地层。晚三叠世末，随着扬子板块与华北板块的碰撞与拼贴，结束了自 早古生代以来海相盆地的沉积历史。印支运动使南黄海整体上升为陆，构成上下 两套完全不同的构造体系。这一时期近s n 向的强烈挤压和扭动作用重塑了南黄 海海相沉积的原始地质面貌，形成一系列n e 、n e e 向挤压褶皱、压性断块和冲断 构造、反转构造等基底构造样式。其后，中、古生界地层遭受大规模的剥蚀夷平， 随着郯庐断裂的左旋走滑，库拉板块不断朝n w 方向俯冲消减，岩石圈逐渐从剪切 破裂向张扭性裂陷转变，n e 、n e e 向张性正断层产生并切割该套地层，在南黄海形 成断阶带或潜山构造、张性断块、继承性或披覆性穹隆构造等基底构造样式。 晚白垩世，受环太平洋构造域的影响，南黄海的演化进入全新的地史时期，地 壳处于伸展状态，区域应力场转为拉张。在剥蚀夷平的基础上，伸展构造的发生除 继承性和新生的正断层外，部分追踪或迁就原有的逆断层面，上盘下滑为同生正 断层，形成断陷。 古近纪，南黄海拉张伸展作用继续增强，断层活动显著，对沉积起到主导的控 制作用，以箕状断陷为特征，沉积范围不断拓宽。始新世末，受郯庐断裂平移走滑 和太平洋板块向欧亚板块俯冲方向改变的共同影响，吴堡运动主要表现以断块升 降为主，伴有局部挤压活动，造成两盆地抬升而遭受不同程度的剥蚀。同时，部分 7 南黄海多次波特征及压制方法研究 地段产生单条冲断系负反转构造、盖层滑脱型褶皱构造、滚动背斜构造等反转和 伸展构造样式。渐新世末，由于太平洋板块向n w w 俯冲作用的加剧，区域应力场性 质发生改变，三垛运动表现为n e e - s w w 的强烈挤压和剪切走滑，两盆地从整体沉 降阶段到迅速上升，结束箕状断陷的发展历史。该时期也是构造圈闭的主要发育 期1 2 4 - 2 7 。 2 2 南黄海地球物理特征 2 2 1 重力场特征 南黄海的重力场特征包括空间重力异常特征和布格重力异常特征。 南黄海空间重力异常呈现正负异常交错镶嵌分布，其间为重力梯度带，尤其 北部更为明显。异常值在- 1 0 2 0 m g a l 之间变化，异常走向以n e 向和n e e 向为 主导，偏东部有e w 方向的异常分布幽，2 纠。 布格重力异常，南黄海地区整个海区以正重力异常为主，部分地区有负异常 存在。在海区的西部由北向南，异常高值区与低值区相间分布，异常梯度带介于 其间。异常走向总体为n e 向和e w 向，特别是n e 向异常最为突出，异常的连 贯性较好，异常值在- 5 - - - 2 0m g a l 范围内起伏变化。海区的东部与南部分布有n w 向的异常| 又 2 9 , 3 0 1 。 2 2 2 磁力场特征 黄海区磁场表现为局部夹杂正磁场团块的大面积负异常，与苏鲁辽和朝鲜半 岛磁场具有明显的连续性【3 l 】。 南黄海北部盆地以五莲一青岛一线明显的线性磁异常为界，将华北与扬子块 体分隔开来，负磁场背景上的线性正磁异常标志着块体结合带的存在。南黄海中 部隆起及南缘的勿南沙隆起在磁场上均表现为n e e 向宽缓的负异常。其中勿南沙 负异常值较高。负异常向西与苏北地区负异常连成一体，向东可延伸至朝鲜半岛 3 h o 南黄海区负异常是由无磁或弱磁性的基岩的元古界基底层引起的，勿南沙较 强的宽缓负异常表明该带为弱磁或无磁的浅变质岩组成的基岩坳陷带。南黄海 南黄海多次波特征及压制方法研究 南、北坳陷区的磁异常显示形状、走向不定的团块状正异常绕坳陷腹部作环状分 布的特征，陈建锋等认为南黄海地区是上地幔低速层的隆起区，低速层的项部深 约6 0k m ，与一般为1 0 0k m 的深度相比形成明显反差。盆地内的环形分布正异 常可能是由地幔物质上涌或火山岩喷发引起的，因为岩浆侵入和火山喷发一般呈 环状分布，形成的岩浆岩和变质岩一般呈磁正异常【2 9 】。 2 2 3 岩石地球物理特征 南黄海新生界地层速度一般为1 8 0 0 4 5 0 0y $ ( 随深度增加而增加) ，中生 界碎屑岩地层速度一般为3 5 0 0 5 0 0 0 m $ ，砂、泥岩地层存在1 0 0 6 0 0 m s 的速 度差，能形成较好的反射1 3 2 1 。 表2 - i 北部坳陷和勿南沙隆起区地层地球物理特征和构造层划分表 岩石密度层速度 地震 地层岩性 ( g c m 3 )( m s ) 反射系数 波组 海水 1 0 5 1 5 0 0 n 疏松碎屑岩 2 0 - 2 1 517 0 0 2 5 0 0 0 3 左右 一0 2 1 0 2 3 一一t 2 一 e 碎屑岩2 2 2 3 52 8 0 0 - 3 5 0 0 一o 1 8 0 2 0 一 一t 7 一 k j 碎屑岩2 4 5 2 5 24 0 0 0 4 5 0 0 一0 1 7 一o 1 9 一 一t 8 一 t 灰岩 2 7 2 2 7 45 7 0 0 - 6 2 0 0 一0 2 0 0 2 2 - - 一t 9 - 上部碎屑岩 2 4 3 - 2 4 73 8 0 0 - 4 3 0 0 p 和煤系地层 下部碳酸岩 2 6 8 2 7 06 2 0 0 一0 2 2 0 2 4 - - 一t 1 0 c 碳酸岩 2 6 5 *5 7 0 0 6 7 0 0 一一 0 1 i t 1 广 d 砂岩、灰岩 2 5 5 - 2 6 5 * 3 8 0 0 - 5 3 0 0 1 0 1 i 一一 一t 1 2 一 一 o 2 t 1 3 一 s 泥岩为主2 4 1 2 5 0 *4 0 0 0 4 2 0 0 o 1 一t 1 4 一 0 碳酸盐岩 2 7 0 - 2 7 2 *5 4 0 0 - 6 2 0 0 一一 1 0 1 i 一一_ 。t g 。 碳酸岩为主 2 7 8 *5 6 0 0 - 6 9 0 0 碎屑岩 在南黄海南部坳陷和勿南沙隆起区已有6 口井钻遇碳酸岩地层，钻遇的地层 有三叠系、二叠系和石炭系灰岩；地层赋存的深度为1 4 0 0 m - 3 5 0 0 m 。v s p 测井 资料和声波测井资料表明，灰岩速度为6 1 0 0 m s 左右，由于泥质含量的不同， 其速度在横向和纵向上是有变化的【3 2 1 。 南黄海存在五、乃、五、瓦、乃、磊、巧、疋地震反射层，其中互、瓦为 强反射层，表2 1 、2 2 、2 3 是南黄海地球物理特征和构造层划分表。由于 地震波的穿透能力的限制，在地震剖面上还难以看到南部坳陷和勿南沙隆起区疋 9 南黄海多次波特征及压制方法研究 以下的地震反射波组1 1 1 。 表2 - 2 南部坳陷中、新生代地层地球物理特征和构造层划分表 地 岩石密度 层速度平均磁化率地震 层 岩性反射系数 ( g c m 3 ) ( m s ) ( 1 0 5 s i ) 波组 海水 1 0 51 5 0 0 n 疏松碎屑岩2 0 2 1 5 17 0 0 - 2 5 0 03 1 4 - 0 3 左右一一 0 2 l 一0 2 3 一t 2 一 e碎屑岩2 2 2 3 52 8 0 0 - 3 5 0 01 2 5 6 5 3 0 1 8 一o 2 0 - t 7 - - k碎屑岩2 4 5 2 5 24 0 0 0 - 4 5 0 01 6 3 - 1 0 9 3 j碎屑岩 2 5 64 2 0 0 - 4 7 0 01 8 9 5 0 3 o 1 7 0 1 9 一 一t 8 一 碳酸岩或变 o 2 0 一0 2 2 - - 一t 9 一 h n2 6 以上 5 0 0 0 以上 质岩 表2 - 3 中部隆起地层地球物理特征和构造层划分表 岩石密度层速度地震 地层岩性反射系数 ( g c m 3 ) ( m s )波组 海水 1 0 51 5 0 0 n 疏松碎屑岩 2 1 5 - 2 3 51 9 0 0 2 5 0 0 0 3 左右一 e 大部分缺失 0 5 一t 2 一 k j t 缺失 p c 碳酸岩 2 6 5 *5 7 0 0 - 6 7 0 0 1 0 1 i 一t 1 2 一 d砂岩、灰岩2 5 5 2 6 5 *3 8 0 0 5 3 0 0 0 2 一t 1 3 一 s 泥岩为主 2 4 1 2 5 0 *4 0 0 0 4 2 0 0 0 1 一t 1 4 一 0 碳酸盐岩2 7 0 - 2 7 2 *5 4 0 0 - 6 2 0 0 j 0 1j - t 9 1 碳酸岩为主 2 7 8 *5 6 0 0 - 6 9 0 0 碎屑岩 键兰：石炭纪以上地层的岩石速度、密度主要以南黄海钻井的测井资料为主，以下地层 岩石的速度、密度和平均磁化率主要以孙肇才的板内形变与晚期成藏一文中的“下扬子 盆地地球物理参数表”为主并参考了c 1 2 - 1 - 1 井和典型的岩石物性参数略作修改而成，表中 的地震波组划分与实际解释略有不同。表2 - 1 ，2 - 2 ，2 - 3 数据来自青岛海地所吴志强。 1 0 南黄海多次波特征及压制方法研究 3多次波特征及典型压制技术 地震波在地下岩层中传播，当遇到强波阻抗界面时，则产生强能量的反射波， 反射波返回到地面或海面时，因后者也是良好的波阻抗界面，所以反射波再次反 射，向下传播，如此往返就形成了多次反射波，简称多次波【3 3 1 。 多次波问题是海洋地震勘探中最突出的问题之一，多次波的存在，影响地震 成像的真实性和可靠性。近年来，多次波衰减这一地震资料处理中的老问题，随 着油气勘探的深入、计算机能力的提高和处理方法的发展，重新引起了人们的注 意。1 9 9 7 年s e g 年会上，就多次波衰减问题进行了专题讨论会，重新引起了人 们的注意。1 9 9 7 、1 9 9 8 两年的s e g 年会的文摘中，有关多次波压制的文章数目 也较以往有明显增加；1 9 9 9 年1 月和2 0 0 5 年3 月的“t h el e a d i n ge d g e 刊登 讨论了多次波问题的专栏，都反映了石油物探界对多次波问题的关注【1 6 1 。 3 1 多次波特征与识别 3 1 1 多次波的产生与类型 产生多次波需要有良好的反射界面。当反射界面的反射系数比较小时，一次 反射波的能量比较小，经过多次反射后多次波的能量就很微弱了。只有在反射系 数比较大的反射界面上发生的多次波才比较强，才有足够的强度以识别出它的同 相轴，属于这种类型的界面有玄武岩等喷发岩的界面、新老地层物性差异较大的 界面、低速带底面或海底和其它强反射界面( 如石膏层、盐岩、石灰岩等) 【1 3 1 。 多次波的类型一般分为下面几种【1 3 】，如图3 - 1 所示。 ( 1 ) 全程多次波在某一深层界面发生反射的波在地面又发生反射，向下在 同一界面发生反射，来回多次。又简称多次波。 ( 2 ) 短程多次波地震波从某一深部界面反射回来，再在地面向下反射，然 后又在某一个较浅的界面发生反射。又称局部多次波。 ( 3 ) 微屈多次波在几个界面上发生多次反射，多次反射的路径是不对称的； 或在一个薄层内受到多次反射。 南黄海多次波特征及压制方法研究 ( 4 ) 虚反射进行井中爆炸激发时，激发能量的一部分向上传播，遇到地面 再反射向下。这个波称为虚反射，它与直接由激发点向下传播的地震波相差一个 延迟时间f ，f 等于波从井底到地面的双程传播时间。 ( b ) 激发 ( c ) 【a ) 图3 - 1 多次波的类型 ( a ) 为全程多次波；( b ) 为短程多次波；( c ) 为微屈多次波；( d ) 为虚反射 基于多次波发生下行反射的位置，可以把多次波分为两大类：自由界面多 次波和内部多次波。所谓自由界面多次波，或可预测的自由界面多次波，或与自 由界面有关的多次波，或表层多次波，是指至少在自由界面发生一次下行反射所 形成的波，如图3 - i 中的a 、b 、d 所示。层间多次波，是指所有下行反射发生在 除自由界面以外的其它反射界面( 水底或和水底以下的反射界面) 的波，如图 3 1 中的c 所示f 3 4 1 。 3 1 2 多次波时距曲线 ( 1 ) 倾斜界面下的共炮点一次反射波时距曲线 设有图3 - 2 所示的介质结构：界面倾角是秒，激发点o 到界面的法向深度是 h ，界面以上介质是均匀的，波速是v 。坐标系的原点在激发点0 ，x 轴正向与界 面的上倾方向一致。 1 2 南黄海多次波特征及压制方法研究 经过一定的数学推导可以得到倾斜界面的共炮点反射波时距曲线方程： f = 古乒丽面 ( 3 - 1 ) 式中负号表示反射界面r 的上倾方向与x 轴的正方向一致。如果反射界面r 的上倾方向与x 轴的正方向相反，则取正号。 x 图3 2 倾斜界面f 的共炮点一次反射波时距曲线 式( 3 - 1 ) 经过一定的数学变换后可得： 7 t 2 一丁( x - x ) 2 ：l ( 3 2 ) 式中：x - - - 2 h os i n 0 4 厅2 4 办2s i n 20i 舻、rl( 3 3 ) 6 ：4 h 2 - 4 h 2s i n 2 0i 把式( 3 2 ) 与几种标准的二次曲线方程比较可知，它所代表的是一条双曲 线。这表明平面界面、覆盖介质为均匀介质情况下的共炮点反射波时距曲线是一 条双曲线。 南黄海多次波特征及压制方法研究 ( 2 ) 倾斜界面下的共炮点两次反射波时距曲线 如图3 - 3 所示的两次全程反射波的时距曲线方程为： r 刊1 i x 2 焉s i n 228霹h2t 4 x h s i n 22 0 4 ， ， i o一 五 一l 图3 - 3 倾斜界面两次全程多次波不慈图 式( 3 4 ) 也是一条双曲线。比较分析式( 3 - 4 ) 和式( 3 1 ) 可以得出全程 二次反射波与一次反射波之间的两个主要关系： 在激发点0 观测到的全程两次反射波的垂直时间为： ：呈生：2 h s i n 2 0 ：2 s i n t 9 c o s o f n ( 3 5 ) l n = 一= 一= 一l n ou ” yy s i n 0s i n 矽 ” 所以= 2 t oc o s 0 式( 3 - 5 ) 表明，全程二次反射波的垂直时间t ：是同一界面一次反射波t 。的 2 c o s 0 倍。当界面倾角较小时，c o s 8 l ，这时可近似有t o 2 t o 。 等效界面的倾角为： 0 = 2 0 ( 3 - 6 ) 也就是说，全程二次反射波的等效界面的倾角0 等于一次反射界面倾角目的 二倍。 ( 3 ) 利用上面讨论全程二次反射波时距曲线方程的思路，可以推广到全程 m 次反射波，得到的时距曲线方程为： ，= 甜1 2 s s i n i n 2 。m 矽oh 2 s i s n i n 2m 矽o ( 3 7 ) 同样有等效界面的深度为： 瓦= 厅等 ( 3 _ 8 ) 1 4 南黄海多次波特征及压制方法研究 等效界面倾角为： 0 = m o 两种反射波i 鬟j t o 时间关系为： 盘：s i n m o t o l s i n 0 当口很小时，近似有： 气m m t o l ( 3 - 9 ) ( 3 - 1 0 ) ( 3 - 1 1 ) 需要指出的是，在界面倾斜时多次波的次数m 不是任意的。因为等效界面的 倾角m 0 不能大于9 0 。例如当0 = 1 0 。时，多次反射次数只能小于九次。这是从运 动学的角度来说的。从动力学的角度考虑，次数也不可能太多，因为在多次反射 过程中，能量会逐渐减弱【1 3 】。 通过以上对多次波时距曲线的讨论，可以得出以下结论： 在震源。点观测到的全程1 1 1 次反射波的垂直时间。是同一界面一次反射 波时间f 0 的m 倍，这是一个常用的识别近于水平界面多次波的重要标志。 等效界面的倾角0 = m o ，全程m 次反射波的等效界面的倾角口等于一次 反射界面倾角口的m 倍，这也称为倾角标志。 全程m 次反射波的时距曲线与相同时间的一次反射波时距曲线相比，曲 线要弯曲些。 3 1 3 多次波识别方法 多次波的识别是指对被处理的地震记录运用合理有效的分析手段，认识并掌 握数据中多次波的类型和性质。多次波的识别是压制多次波处理流程的基础性工 作【3 5 】。 多次波一般周期性较强，地震响应总和一次反射波相关，但是其物理特性又 和一次反射波不同。多次波的识别正是利用了这种特性【3 6 1 。 通过对炮集记录和叠加( 或偏移) 剖面的波场分析，我们可以得出判断多次 波存在的主要依据：是否存在较强的能够产生多次波反射的界面。当地下反 南黄海多次波特征及压制方法研究 射界面倾角较小时，在炮集记录上零偏移距处二次反射波出现的时间约为其对应 一次反射波出现时间的两倍，并且其视速度较相同时间的一次波要低。对于倾 斜地层，在叠加( 或偏移) 剖面上二次反射波同相轴的倾角约为其一次反射波的 两倍；无论是短程多次波还是长程多次波，其极性总是负、正相间出现，这点 不但对认识多次波非常重要，而且还可以帮助认识多次波的周期长度，使我们能 够正确地选取预测反褶积的算子长度和预测距离。 通过以上分析，可以通过以下方法判断地震资料中的多次波。 ( 1 ) 利用单炮记录识别多次波。在单炮记录上，查看可疑波组的视速度是 否较相同时间位置的一次波要低得多。同时还要查看该波组是不是更浅的某个强 波组时间的倍数；观察两个波组中对应同相轴的相位是否交替反极性。我们还必 须注意的是由于偏移距，地震仪器延时以及其它因素的影响，一阶全程多次波的 时间不一定像水平地层那样恰恰是一次反射波时间的两倍。 ( 2 ) 利用最小偏移距剖面识别多次波。最小偏移距剖面是抽取每个炮集记 录的最近道所形成的一个一次叠加剖面( 近似于自激自收剖面) ，在最小偏移距 剖面上可以初步判断多次波的分布情况。 ( 3 ) 运用强反射层的叠加速度获得初步叠加剖面识别多次波。 ( 4 ) 利用速度谱识别多次波，在深层较低速度的能量团往往是多次波的表 现。 3 2 多次波压制方法 压制多次波方法可分为两大类：滤波方法和预测相减法【1 5 之2 1 。滤波方法是基 于信号分析处理的方法，利用一次波和多次波特征或性质的差异将它们分离开 来；预测相减法，是基于波动方程的方法，在对地震记录进行模拟或反演的基础 上预测出多次波，并从记录中将预测出的多次波减去。 3 2 1 滤波方法 滤波方法是利用一次波和多次波之间的周期性、速度等差异，在不同变换域 中用滤波的方法滤掉多次波，以达到压制多次波的目的，如表3 1 所示。预测反 褶积根据多次波的周期性和一次波的非周期性衰减海上鸣震等具有周期性的多 1 6 南黄海多次波特征及压制方法研究 次波。f k 滤波和拉东变换根据多次波和一次波的视速度差异，地震数据在其变 换域中被分离开，直接在变换域中切除多次波，通常要求有足够的视速度差异( 一 般为2 0 d b ) 才能有效去除多次波，否则可能会在去除多次波时衰减掉一些一次波 能量。共中心点叠加利用一次波和多次波之间的动校差异( 速度) ，通过一次波的 同相叠加和多次波的非同相叠加压制掉一些多次波。对于近偏移距和零偏移距的 数据，预测反褶积能取得较好的效果，大偏移距数据多次波的周期性不能得到保 证。f k 变换、拉东变换和共中心点叠加对于远偏移距数据效果会比较好，近偏 移距去除多次波比较困难。利用一次波和多次波在c m p 叠加剖面上的倾角差异， 通过倾斜叠加可以衰减掉与倾斜界面有关的多次波。聚束域滤波方法根据一次波 和多次波的动校正量、振幅及相位随偏移距变化( m v o 、a v o 及