莺歌海盆地OBC多分量地震虚反射和鸣震压制及其效果分析＊

郑红波 阎 贫 金 丹

（中国科学院边缘海地质重点实验室与南海海洋研究所）

1 问题的提出

莺歌海盆地泥底辟构造发育，由于受深部热流体和浅层气的共同影响，在常规纵波地震剖面上出现泥底辟构造引起的成像模糊带，使地下真实地层形状难以分辨，造成油气勘探和评价困难［1-5］。然而，由于多分量地震记录得到的横波剖面能够克服流体影响，可以使纵波剖面上的模糊带在横波剖面上获得清晰成像，并获得判断地层物性的泊松比参数，因此在解决复杂地区的地震勘探问题时具有单一纵波地震勘探不可替代的作用和优势。

海底电缆（Ocean Bottom Cable，缩写为 OBC）是一种新型的海上多分量地震勘探技术，也是一种混合海上和陆地地震数据采集作业系统［6-10］。由于海底电缆检波器组采用3个相互垂直的质点位移检波器和1个压敏检波器，能得到2个水平分量X和Y、1个垂直分量Z和1个压力分量P等4个分量的地震数据，因此不仅能记录反射的地震纵波，也能记录转换横波，通过对不同分量记录的数据进行处理，可以得到不同波场的地震剖面。

为了进一步研究莺歌海盆地的地质构造及含油气特征，1998年中国海洋石油总公司在该地区进行了海底电缆（OBC）多分量数据采集实验，得到了较高质量的OBC地震数据，但海上地震勘探中常见的虚反射及鸣震干扰在该地区的OBC资料中也表现得比较明显，大大影响了地震资料的信噪比和分辨率，因此压制OBC数据中这2种干扰波的问题亟待解决。

2 压制方法原理

2.1 虚反射压制

虚反射的主要特点是其极性与一次反射的极性相反。此外，虚反射比一次反射要延迟一段时间，延迟时间τ值大小与激发深度、接收深度以及海水速度有关。一般情况下，τ值都比较小，因而造成虚反射迭加在一次反射的后面，增大了地震子波的延续时间，降低了记录的分辨率。

传统的海上地震采集的地震数据中只有压力分量。目前国内外普遍采用的消除传统海上地震数据中虚反射的方法是在时间域及频率域实现［11］，主要有反褶积和F-K域滤波2种方法［12-13］，但是这2种方法都存在缺点。OBC资料中则包含了压力分量P和速度分量Z，且这2个分量一次波的极性相同，因此只须在同一检波点将压力分量和速度分量组合起来就能将虚反射消除，具体作法是在一定时窗内分别计算2道数据的平均振幅能量。设H（m）为压力分量P的平均振幅能量，G（m）为速度分量Z的平均振幅能量，即

所取时窗内的叠加系数c为压力分量和速度分量在该时窗内平均振幅的比值，所以用式（3）求得的比例系数再乘以速度分量就可以均衡速度分量与压力分量二者振幅的差异，而叠加道即为均衡过的速度分量与压力分量的相加，也即为消除虚反射后的新地震道，如下式所示：

根据公式编制了虚反射压制叠加程序，并应用于莺歌海盆地的OBC地震资料处理中。

2.2 鸣震压制

地震波在海水表层与海底表层这2个强反射界面之间来回振荡，形成了鸣震干扰。当海水深度较小时，鸣震周期较短，利用预测反褶积压制鸣震就能达到较好的效果；而当海水深度较大时，鸣震周期较长，预测反褶积无法有效压制海水鸣震。莺歌海盆地OBC地震数据水深在100m左右，海水深度较大，须采用其他方法进行鸣震压制。

当地下有效波传至海底时，一部分反射回地下，另一部分经海底透射至海水中，透射至海水中的上行波遇海面又反射回海底继续传播。设海底的反射系数为Kr，来自地下的地震有效反射为x（t），在海底以上的波场为透射波，透射系数T与海底反射系数Kr的关系［14］为

研究表明，根据海底有效波在压力检波器（水检）和位移检波器（陆检）中不同的接收特征，可以得到水检及陆检接收到的振幅归一化波场［15］，即

水检归一化波场为

陆检归一化波场为

在t=0处，每个响应因子的第一个脉冲为正并有单位振幅，这意味着反射波的压力和质点的运动速度是同相及恒等的，由水柱混响引起的剩余元素的幅度是海底反射系数Kr的函数，因此可以看做声波是从上面照射到海水与海底分界面上的；而t=0以后的压力分量与速度分量的极性相反，且二者幅度存在特定的比例关系［16］。根据此关系，将陆检记录乘以系数，然后再与水检记录进行混波叠加就可得到消除鸣震后的地震记录，即双检记录X（t）为

当压力记录x⌒（t）与质点的垂直运动地震记录x—（t）之间不存在相移和时差时，叠加系数成为一个标量值。实际双检波器在设计时对压力和质点垂直运动速度这2种数据间的相移与时差已给予充分考虑，因此得到准确的双检记录关键在于求取海底反射系数。之前大部分求取反射系数的方法都比较繁琐，计算量大且难以实现，尤其是在海底反射系数变化比较大时更难实现。因此，需要寻找一种快速有效的求取海底反射系数的方法。

设X（t）为有限时间长度的一级鸣震地震道记录，rxx（）是X（t）的自相关函数，r1为海底反射系数，根据一级鸣震记录的数学模型［17］，可得到海底反射系数公式［18］为

式（9）中：n为自相关算子的长度，τ为步长。在莺歌海盆地OBC地震资料处理中，采用的算法是对每一道取不同的n、τ值循环计算，求得不同的反射系数值，再求其平均值即为该道最终的海底反射系数；然后根据式（8）编写程序，将OBC数据中的压力分量P与速度分量Z进行叠加，完成鸣震干扰的压制。

3 压制效果分析

莺歌海盆地OBC数据测线经过区域水深约100m，海底平坦。采集系统为Nessie 4COBC，电缆长3 000m且完全沉放海底，四分量检波器接收；气枪震源深度10m，记录长度10s，采样间隔2ms；道间距和炮点距均为25m，滚动放炮，最大偏移距7 000m，最小偏移距约10m［19］。由于震源距离海水面有一定深度且电缆沉放深度约100m，因此OBC资料中虚反射干扰、海底鸣震现象比较严重。

3.1 虚反射压制效果

由于气枪震源深度为10m，地震波在水中的传播速度取1 500m／s，因此虚反射延迟时间为13ms，在地震剖面上不会单独形成同相轴，它会和地震子波叠加在一起影响有效波的分辨率。图1为莺歌海盆地OBC资料某炮记录中其中一道的压力分量、速度分量和叠加分量放大波形，可以看出通过双检叠加消除了虚反射对有效波的影响，压缩了子波的延续时间，增加了地震记录的分辨率。

从单个地震道的频谱上也可看出，双检叠加后消除了虚反射的陷频影响，在低频部分表现得尤为明显，多个陷频在双检叠加后消失，如图2所示。图3为该地区某测线虚反射压制前后的叠加剖面局部放大对比图，可以看出虚反射压制后整个剖面的分辨率得到了提高。

图1 莺歌海盆地某炮记录中压力分量、速度分量与叠加道的单道对比记录

3.2 鸣震压制效果

3.2.1 海底反射系数计算

利用上文中求取海底反射系数的公式计算得到的莺歌海盆地某测线海底反射系数的统计结果如图4所示。当自相关步长取120～160之间，自相关步长为35时效果较好，求得的海底反射系数较稳定，其平均值为0.38；当自相关步长增加时，参与自相关计算的数据范围不再包括传播路径经过海底的反射信息，因而求得的反射系数偏差较大。最终可以取较为稳定的部分所计算得到的海底反射系数供下一步计算所用。

图4 莺歌海盆地某测线海底反射系数计算结果统计图

3.2.2 鸣震压制效果

利用上文求出的海底反射系数可以得到相应的叠加系数，进而利用叠加系数对压力分量和质点运动速度分量进行混波叠加即可得到双检叠加记录。图5为莺歌海盆地某炮记录双检叠加前后效果对比，可以看出双检叠加后的单炮记录中鸣震干扰得到明显压制，使有效波得以更清晰的显现。对比该地区某炮记录双检叠加前后频谱（图6），也可以看出叠加后的记录频谱范围得以拓宽，获得了更多的高频信息。

图7为该地区某测线鸣震压制前后叠加剖面局部放大对比图，可以看出在经过双检叠加后鸣震效应得到了部分压制，剖面的分辨率也得到了提高。

图8为该地区某测线压制虚反射和鸣震干扰前后的叠加剖面局部放大对比图，可以看出压制这2种干扰后的剖面分辨率有所提高，使真实的地层反射波同相轴显示更清晰。

图7 莺歌海盆地某测线鸣震压制前后叠加剖面局部放大对比

图8 莺歌海盆地某测线虚反射和鸣震干扰压制前后的叠加剖面局部放大对比

4 结束语

通过对莺歌海盆地二维OBC地震资料的虚反射及鸣震压制处理，发现多分量OBC地震数据与传统的海上多道地震数据虚反射与鸣震压制方法在原理上的不同。本文方法正是主要利用OBC资料中压力分量与速度分量有效波极性相同、干扰波极性相反的特点，所以压制效果比传统方法要好，大大提高了有效反射波的分辨率，为该地区后续高精度偏移成像和解释工作奠定了基础。

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