川中深层—超深层多次波识别和压制技术——以高石梯—磨溪连片三维区为例

戴晓峰 徐右平 甘利灯 陈 骁 张 旋 杨 昊

(①中国石油勘探开发研究院，北京 100083；②中国石油西南油气田公司勘探开发研究院，四川成都 610046)

0 引言

近年来，CNPC在四川盆地中部安岳地区的震旦系—下古生界碳酸盐岩勘探中获得重大突破，发现了震旦系—寒武系万亿立方米级大气田[1-3]，展示了四川盆地古老地层天然气勘探的潜力。四川盆地天然气勘探已开始向深层、超深层拓展，震旦系油气藏之下的深层领域成为当前的研究热点。

地质学家研究川中地区地震剖面发现，川中深层具有多组平行层状地震反射结构，通过研究地层、构造、基底断裂等，提出了四川盆地在前震旦纪充填了巨厚沉积岩序列、在新元古代存在伸展构造、发育大量裂陷槽等多种猜想[4-6]。造成这种情况的原因是深层地质资料的匮乏、地震资料品质不高。川中地区前震旦系勘探程度不高，揭示前震旦系的钻井数量较少，缺少前震旦系的露头资料，远远满足不了深层地质研究的需求。现今主要依据地震资料研究前震旦系，但由于地层年代久、地层压力大、波阻抗差异小，导致地震波能量衰减大、有效信号能量弱，中、浅层存在的强反射界面容易掩盖深层有效的弱反射能量，大大降低了深层地震资料的信噪比，影响地震成像的真实性和可靠性，从而造成构造或地层假象，误导地质解释。因此，深层的地震资料的可靠性尤为重要。

为此，本文在详细分析川中深层地震资料特点的基础上，分析了深层的地震反射特征，认为川中深层寒武系和震旦系地震资料存在强多次波，超深层前震旦系的连续层状反射结构主要源于中、浅层强反射层产生的多次波，致使深层和超深层信噪比很低。基于深层多次波的认识，优化了多次波压制流程，采用针对性技术进行深层目标处理，通过多种技术组合压制多次波，显著提高了深层地震资料品质，为后续地质研究、油气勘探提供了基本的资料保障。

1 研究区概况

1.1 地质背景

四川盆地从震旦纪至中三叠世为克拉通盆地演化阶段，主体以海相碳酸盐岩台地沉积为主，接受了一套巨厚的海相沉积。从晚三叠世至新生代为前陆盆地发育阶段，主要接受了一套巨厚海、陆交互相沉积。川中地区位于龙泉山深断裂带与华莹山断裂之间，南北分别被米仓山—大巴山前缘褶皱带和川南低陡构造带所夹持，是扬子地台残留的稳定地块，面积大于60000km2(图1)。研究区在二级构造单元上属于川中低缓构造带，在中、新生代的多次构造运动中，川中地区一直相对较稳定、构造变形弱，整体表现为由西北向西南逐步抬升的斜坡，局部发育低幅度背斜[7]。

关于深层的定义，国际上尚没有统一的标准。普遍认可的深层划分依据是地层的实际埋深，但是对于埋深的标准，不同国家、不同机构、不同人的定义差别很大。如康竹林[8]提出中国的深层天然气一般指聚集在埋深超过3500m地层中的天然气。本文采用中国科学技术协会的定义：在中国西部地区将埋深为4500～6000m或古生界以下地层定义为深层，埋深大于6000m定义为超深层[9]。以川中中部高磨地区GS1井为例，该井寒武系埋深为4332.4～4954.5m，震旦系埋深为4954.5～5838.0m。按照上述标准，川中地区深层主要指下古生界寒武系及上元古界震旦系，在地震剖面上对应的时间为2.4～4.0s；超深层主要指前震旦系、南华系及以下地层。

图1 研究区位置图

1.2 地震、地质条件

随着近年对川中地区持续的勘探，采集了大量二维、三维地震资料。目前川中地区整体上已被二维地震资料所覆盖，地震资料控制面积达到40000km2。三维地震资料主要集中在川中中部，如安岳地区已形成大的高石梯—磨溪连片三维区(以下简称GM三维)，地震满覆盖面积达2800km2。研究区地表地势平缓，主要为浅丘平缓地貌，地势由西北向东南倾斜，海拔为200～550m。

由于GM三维地震针对深层，且地表激发和接受条件较好，覆盖次数高，因此地震资料品质较高。图2为GM三维地震成果剖面。由图可见，整体信噪比相对较高，波组特征明显，横向连续性好。

图2 GM三维地震成果剖面

2 深层地震反射分析

2.1 超深层的穿层现象

综观GM三维地震成果剖面(图2)，Z2dn底界之下的超深层存在巨厚的连续、低角度席状地震反射外形，地震反射特征整体表现为强振幅、中—高频，横向连续性较好。超深层连续地震反射和中、浅层呈平行和亚平行关系，能够在较大范围内连续对比，在纵向局部可达5s，人们易将上述连续、低角度席状反射外形解释为裂陷槽沉积和沉积地层[4]。地震波传播理论无法解释这种超深层巨厚的连续、低角度席状地震强反射。根据地震波传播理论，随着地震波传播距离增加，受波前球面扩散、地震波反射和透射衰减以及地层吸收等因素的影响，深层—超深层的地震反射能量衰减大。因此，在通常情况下，深层—超深层应表现为有效反射能量弱、频率低、连续性差、信噪比低的反射特征。在三维地震剖面上超深层除了表现为巨厚的连续、低角度席状地震反射外形之外，还存在能量更强、分布范围小的高角度强能量反射。目前主要解释为断裂或沉积基底[5-6]。上述两组产状不同的反射同相轴相互干涉、相互错断，难以解释其地质成因。

GM三维地震成果剖面(图2)方框位置的局部放大(图3)更清楚地展现了两组产状不同的反射同相轴相互干涉、相互错断特征。可见，在超深层低角度近水平层状反射的背景下存在一个大型楔状地质异常体，该异常体的地震反射连续性较好、能量强。按照沉积学的观点，地质异常体为后期形成，在保持自身完整形态的同时，切割水平地层、破坏水平层状反射(图3中黑色箭头所示)。此外，在地震剖面上还出现多处水平地层切割地质异常体的现象，如图3中在地质体内部可连续追踪2.9s、3.0s和3.4s处的三组水平强反射(图中蓝色箭头所指)，严重破坏了地质异常体的连续性。两组产状不同的反射同相轴之间不合理的切割关系说明，二者之间必有一类为干扰噪声——地震假反射。

图3 GM三维地震成果剖面(图2)方框位置的局部放大

2.2 井震匹配效果差

测井资料具有较高的测量精度，能更准确地描述井眼周围地层的弹性性质[10]。因此，利用测井曲线地震正演评价和鉴别地震资料的品质和地震反射的真伪，其中制作测井合成记录为最简单的地震正演方法。首先由测井曲线计算地层反射系数，将反射系数与地震子波褶积得到测井合成记录，然后对实际井旁地震道进行时深标定和波组特征对比，实现地层界面和地震同相轴标定。理论上，在测井曲线质量好的情况下，测井合成记录和实际地震道的波组特征越相近，说明地震数据品质越高；反之，二者差异越大，说明噪声干扰越严重，甚至会出现有效波被噪声掩盖的情况。

表1 深层(-Z2dn时窗范围内)井震标定相关系数统计表

图4 GS6井深层一次波井震标定图

井震对比结果说明，深层存在强能量干扰，且干扰波能量大于有效波。干扰波一方面使有效波能量变弱，还可能同时掩盖有效弱反射，出现地震假反射，从而引起深层小层构造解释、储层预测和地质解释多解性，需要深入分析干扰波性质及其压制方法。

3 深层多次波识别

地面地震勘探中的多次波主要为层间多次波，层间多次波和一次波具有不同的传播规律，因此两者具有不同的物理特性。多次波通常具有较强的周期性、较低的视速度和主频等。根据多次波和一次波的差别，通常利用地震资料基于其速度和周期性特征识别多次波。如，速度谱存在低速能量团、CMP道集出现动校不足、随炮检距增大出现“同相轴下拉”现象、深层和浅层具有相似旅行时周期和构造形态等特征。

3.1 中、浅层存在多个强反射界面

在地面地震勘探中，如果地下存在诸如基岩面、不整合面或其他强反射界面(火成岩、石膏层、盐岩和石灰岩等)，会产生能量很强的反射波。地震波在几个界面之间发生多次反射，或在一个薄层内发生多次反射时，可形成较强能量的层间多次波。也就是说，在上覆地层中的良好的反射界面是深层地震剖面上形成多次波的必要条件。当反射界面的反射系数较大时，一次反射波能量也较大，致使多次波也有足够的能量可以被识别。当反射界面的反射系数越大、界面越多，则形成的多次波能量越强、波组特征越复杂。

图5 GS1井测井层速度、反射系数和合成地震记录

3.2 全波反射系数正演

通过对比、分析含有和不含多次波的合成记录与实际地震数据，能够更好地分辨多次波。当实际地震数据中含有多次波时，不含多次波的合成记录与实际地震数据匹配较差；反之，含有多次波的合成记录和实际地震数据匹配更好。

反射率法是实现水平层状介质全波场正演模拟的一种有效方法[11]，相比其他正演算法，其理论基础正确，计算效率和精度均较高。本文采用反射率法进行正演模拟，将计算出的一次波 (不包含多次波)和全波(包含多次波)的反射系数与32Hz雷克子波褶积得到一次波合成记录和全波合成记录，图6为GS1井正演地震记录。由图可见，一次波合成记录和实际地震道在 2.1～2.4s的时间范围内匹配很差，而全波合成记录与实际地震记录更加吻合，相关系数为0.8。由此可以推断深层实际地震数据中包含较强能量的多次波。

图6 GS1井正演地震记录

3.3 速度谱存在低速异常

分析川中地震速度谱和CMP道集可知，超深层存在强能量多次波。地震波运动学规律表明：在一般情况下，地震波传播速度随深度增大而增大；相同时间位置的多次波的速度往往小于一次波，并且多次波速度随着时间增加而减小或者基本保持不变。因此，在速度谱上多次波能量团的速度一般较低，存在低速异常现象。根据多次波能量团在速度谱上的位置，可以粗略判断多次波的类型、强度。

图7为某CMP道集的速度谱。由图可见：①中、浅层(1.0～2.9s)的能量团聚焦好、能量集中；②随时间增加能量团呈“串珠状”分布，随深度增加速度逐步增大，在2.9s附近出现一个明显的速度反转，叠加速度由5000m/s降至约4200m/s；③在超深层(2.9～4.8s)出现大量低速能量团，叠加速度变化规律与中浅层(1.0～2.9s)基本相同，具有层间多次波的低速和周期性特征；④在3.0s以下基本没有形成有规律的一次波高速能量团，表明在深部一次波能量很弱，相对强能量的多次波完全掩盖了一次波。

图7 某CMP道集的速度谱

多次波除了在速度谱上表现为低速特征外，还有其他识别标志。在叠加剖面上，当地下反射界面倾角较小时，若在强反射界面下出现形态一致的同相轴且时间约为其对应一次波出现时间的倍数时，该组同相轴可能为全程多次反射波；若同相轴的形态、时间与反射界面之上的强反射具有很强的相关性，可能为层间多次波。由川中地区典型地震剖面(图2)可见，深层近水平层状反射和浅层强反射的特征和构造形态具有高度相关性。对比深层(3.5～4.0s)反射和浅层(奥陶系底)强反射可知，除了时间构造形态之外，两者具有极为相似的低频、强能量特征，并且这两组同相轴的振幅和频率平面属性十分相似，由此表明超深层存在强能量层间多次波。利用正演排除了AVO、转换波等影响因素后，笔者认为川中深层和超深层存在强能量多次波，造成深层井震标定效果差和超深层的地层假象。

4 多次波压制方法

目前有多种压制多次波的方法，总体分为两类：滤波法和基于波动方程预测方法[12-16]。滤波法大都利用多次波的两个主要特性区分有效波和多次波：一是基于多次波周期性的特点，通过预测方法压制多次波，如预测反褶积、τ-p域反褶积等；二是基于多次波可分离的特点，通过数学变换压制多次波，如FK变换、τ-p变换、Radon变换等，利用在某数据域中多次波与一次波的不同特征(不同的分布位置)分离多次波和一次波，并保留一次波成分，再反变换回时间—空间域，达到多次波压制的目的。滤波法效率高且计算成本低，但精度不高，不适用于一次波和多次波特征差别不明显的情况。波动方程预测法是将预测到的多次波通过自适应相减从地震记录中减去达到压制多次波的目的，其中数据驱动类的预测相减法对地下先验信息要求少，常用的方法包括SRME(地表相关多次波压制法)、波场延拓法、逆散射级数法等。波动方程预测法的假设条件较少，能够适用复杂地质条件的多次波压制，但是在实际应用中对地震资料品质要求高，存在近炮检距数据缺失与自适应相减损害有效信号等问题[17]，在地面地震多次波压制中难以取得好的效果。因此，针对地面地震资料和层间多次波的特点，滤波法较实用。

4.1 多次波压制思路

压制多次波的方法有很多种，但每一种方法均有其优势和局限性。通常某种多次波压制方法只能对某种特定多次波具有压制作用，并且很多方法仅适用于某一阶段的数据。川中Z2dn多次波周期性不明显、多次波和一次波速度差异小，可分离性低，在实际处理中单一方法不能完全有效地衰减层间多次波，会残留较强的多次波。因此，针对川中深层和超深层多次波特征和压制难点，采用叠前和叠后联合、不同方法组合压制多次波的思路，逐步、有效衰减层间多次波。图8为川中深层多次波压制处理流程，关键处理技术包括：①在叠前CMP道集上采用Radon变换适度压制特征较为明显的多次波，以不损伤有效波为原则。目的是减小多次波对有效波速度拾取的影响，提高速度拾取精度。②完成叠前时间偏移(PSTM)处理之后，在CRP道集上进行高精度剩余速度分析，利用Radon变换逐步压制多次波。③采用优势炮检距叠加处理技术提高深层资料信噪比。Radon变换利用多次波和一次波的速度差异压制多次波，通常多次波在不同炮检距上具有不同的时差，即炮检距越小，多次波和一次波的时差随之变小，Radon变换压制多次波的能力也逐渐变弱。因此，经过Radon变换后近炮检距地震道中还存在强能量的多次波；同时远炮检距地震道往往也存在道集未拉平、噪声干扰大的问题。为此，选取合理的炮检距范围，采用优势炮检距叠加处理技术实现高信噪比地震道叠加，减小多次波的干扰。④叠后采用F-X域滤波方法识别和压制深层残留多次波。由于多次波和一次波差异小，经过步骤①～③后，部分叠加地震剖面上仍残留较强能量的多次波，因此还需要在叠后数据体上压制残留多次波。利用处理、解释一体化的思路对引起深层多次波的中、浅层强反射层进行构造解释，并沿层提取地震频谱信息，从而对深层目的层利用F-X域滤波方法识别和压制残留多次波。

图8 川中深层多次波压制处理流程

4.2 高分辨抛物线Radon变换压制多次波

采用高分辨率抛物线Radon变换以达到更好的多次波压制效果。在CMP道集上，经过一次波速度动校正后，由于校正不足，多次波会存在一定的剩余时差，其时距曲线更接近于抛物线。因此，采用抛物线Radon变换能更好地分离一次波和多次波[18]。由于川中地区产生多次波的原因较复杂，深层多次波与一次波的速度差异较小并在速度谱上“混叠”，很难找到明确的分界。因此，利用Radon变换压制多次波的效果取决于能否准确建立一次波速度场。采取以下措施提高一次波速度拾取精度：首先，提高速度分析密度。速度分析网格尺寸由500m×500m加密到250m×250m，以避免大网格插值造成的横向速度不准的问题。其次，通过井震标定确定一次波反射标志层，利用标志层层控的方法沿层拾取一次波速度点；通过纵向上多个标志层的约束，有效拾取一次波速度，同时更好地保持速度纵向变化趋势。

图9 Radon变换压制多次波前(a)、后(b)速度谱(左)和道集(右)

4.3 F-X滤波压制残余多次波

由于多次波和一次波的速度有一定重叠，因此在经过叠前Radon变换压制多次波后，在Z2dn仍然残留较强能量的多次波，此时需要在叠加地震数据上进一步有效地衰减层间多次波，提高地震资料的可靠性。由于深层Z2dn层间多次波往往源于浅层的某个或几个强反射界面，因此深层层间多次波和浅层强反射之间具有一定的内在相关性，表现出相似的振幅、频率和时间特性。基于这种相似性，可以采用一种处理和解释相结合的层间多次压制方法，在已知的一次波和多次波时窗范围内，采用F-X域最小平方滤波预测和压制多次波。该方法假设在一定空间范围内浅层强反射和深层多次波频谱特征相似，当地震道数足够多时，可以用谱矩阵的主要特征向量描述多次波。通过分析浅层强反射和深层多次波的F-X域谱矩阵特征向量，设计滤波器使浅层谱和深层谱的差最小。该方法的F-X域滤波算子为

式中：F(f)为压制多次波的滤波器；I为单位矩阵；“+”代表共轭转置；Vj(f)为F-X域谱矩阵的特征向量；k为所取特征向量个数，取值由最小平方法确定。

图10为F-X滤波压制多次波前、后的纯波剖面。由图可见：压制多次波后剖面整体品质明显提高，尤其是很好地消除了深层水平层状、强能量多次波(图10左方框处)，剖面信噪比明显提高(图10右)，减弱了Z2dn内部局部残留的多次波(图10左黄色箭头处)，提高了地震剖面横向能量一致性，反映了Z2dn内部厚层碳酸盐岩地层不连续、弱振幅的反射特征(图10右)。

图10 F-X滤波压制多次波前(左)、后(右)的纯波剖面

5 深层多次波压制效果

与以往地震剖面对比，经过深层多次波压制处理后的地震剖面品质明显提高，解决了深层井震匹配效果差、超深层两组地震反射相互穿层的问题。

5.1 深层井震一致性提高

首先，通过井震标定对比，衡量最终多次波压制效果。如果测井合成记录与经多次波压制处理后的实际地震道具有更好的相似性，说明地震数据中残留的多次波成分少。

图11 GS1井老(左)、新(右)地震数据井震标定对比 PI为纵波阻抗

利用经多次波压制处理后的地震资料再次对研究区10口井的井数据进行井震标定。经多次波压制处理后提高了井震相似性，深层平均相关系数由0.56提高到0.75(表1)，多次波压制技术改善了地震资料品质。

5.2 超深层地震成像更为合理

经过多次波压制处理，大部分近水平强能量多次波被消除，提高了AnZ地震成像品质。图12为GM三维多次波压制处理后地震剖面。由图可见：①与以往地震剖面(图2)相比，主体由近水平强能量连续地震强反射结构变为弱振幅不连续或者近杂乱的反射结构(图12)，这是由于深层地层年代久、埋深大、压力大，地层波阻抗普遍较高且差异小，不易形成较大的波阻抗界面所致。②高倾角的强能量反射连续性变好、成像更为清楚，明显改善了以往老剖面中水平反射和高倾角反射相互“穿层”现象(图2)。根据超深层强能量高倾角地震反射的波组特征、外部形态，初步推测为火山岩，与四川盆地新元古代前震旦纪发生的多期强烈岩浆活动的地质认识相一致，进一步说明深层多次波压制取得了较好的地质效果。

图12 GM三维多次波压制处理后地震剖面

6 结束语

川中地区中、浅层存在多个低速泥岩/高速碳酸盐岩的区域强反射界面，造成川中深层和超深层地震资料发育多次波。川中地区多次波能量强、分布范围广，掩盖了实际地层的有效反射波，造成深层寒武系和震旦系井震标定效果差、储层预测困难。超深层巨厚的连续、低角度席状地震强反射外形在地震速度谱上具有明显的低速特点，这是由多次波形成的构造和地层假象。利用层控速度建模、高分辨抛物线Radon变换、F-X域滤波等叠前和叠后关键技术组合压制多次波，经多次波压制后井震一致性大幅提高，超深层地层结构特征更清晰。