郎玉泉

(中國(guó)煤炭地質(zhì)總局地球物理勘探研究院，河北 涿州　072750)

0　引言

在地震勘探中，地表?xiàng)l件簡(jiǎn)單地區(qū)的靜校正問(wèn)題已經(jīng)得到了很好的解決；但是對(duì)于地表?xiàng)l件復(fù)雜的區(qū)域，如山前、巖性突變區(qū)和黃土塬等地區(qū)，靜校正問(wèn)題依然十分突出。在地表?xiàng)l件復(fù)雜地區(qū)，傳統(tǒng)的微地震測(cè)井、淺層折射和小反射等低降速帶調(diào)查方法已很難滿足高精度靜校正的要求，靜校正問(wèn)題已嚴(yán)重影響地震資料速度分析及偏移成像質(zhì)量[1-2]。初到波旅行時(shí)層析反演表層速度是基于射線理論，利用地震波旅行時(shí)信息來(lái)反演地層速度，因其不受地表及近地表結(jié)構(gòu)變化的約束，是目前速度建模的一種準(zhǔn)確高效的方法，在國(guó)內(nèi)外已應(yīng)用于沙漠、山地、沼澤和海洋等復(fù)雜地區(qū)的靜校正工作[1-9]。本文通過(guò)三個(gè)實(shí)例介紹初至波層析速度反演方法及取得的效果。

1　基本原理

根據(jù)Fermat原理，地震波在地層中傳播時(shí)總是沿用時(shí)最短的路徑傳播。在均勻各向同性假設(shè)條件下，地震波由炮點(diǎn)到接收點(diǎn)的旅行時(shí)可以表示為[9]

(1)

其中，s為炮點(diǎn)，r為檢波點(diǎn)，t(s,r)為炮點(diǎn)到檢波點(diǎn)的射線路徑，s(x,y)為慢度(速度的倒數(shù))。在離散條件下，公式(1)可以變換為

(2)

其中，lj為射線在第j個(gè)網(wǎng)絡(luò)內(nèi)的射線長(zhǎng)度，sj為第j個(gè)網(wǎng)絡(luò)的慢度。將公式(2)寫成矩陣形式，有

T=LS

(3)

其中，T為炮檢點(diǎn)旅行時(shí)矩陣，L為射線路徑矩陣，S為慢度矩陣。

通過(guò)建立慢度矩陣的初始模型S′，可以追蹤射線路徑矩陣L和炮檢點(diǎn)旅行時(shí)矩陣T′。通過(guò)對(duì)比實(shí)際旅行時(shí)和正演旅行時(shí)，得到旅行時(shí)差ΔT。慢度矩陣修正量ΔS可表示為

ΔT=LΔS

(4)

用ΔS對(duì)S′進(jìn)行修正，通過(guò)多次迭代即可得到真實(shí)的慢度矩陣S，具體流程如圖1所示。

2　應(yīng)用實(shí)例

2.1　活斷層探測(cè)

隨著我國(guó)城市化進(jìn)程的加速，大量的城市、公路、鐵路和橋梁等基建項(xiàng)目上馬。由于表層構(gòu)造，特別是活斷層的存在，嚴(yán)重影響了相關(guān)工程項(xiàng)目的順利建設(shè)。以山西某工程為例，該區(qū)地形復(fù)雜，既有山前平地，又有高差較大的地形。對(duì)于埋藏較深、地表較平坦的活斷層探測(cè)來(lái)說(shuō)，常規(guī)的反射波地震勘探即可取得較好的效果，如圖3所示為該區(qū)DZ1測(cè)線地震剖面圖。該測(cè)線上存在一個(gè)斷距約300m的正斷層，從剖面圖上很容易地判別斷層落差、傾角和斷距等要素。但對(duì)于埋藏較淺或地表高程變化較劇烈的活斷層來(lái)說(shuō)，探測(cè)效果則不盡如人意，如圖4所示。此為與DZ1測(cè)線相鄰的DZ5線地震剖面，但由于資料品質(zhì)較差，反射波同相軸顯示不清楚，很難判斷是否存在斷層，更難判斷斷層的落差、傾角和斷距等要素信息。

因地層埋藏淺、地表高程變化大，導(dǎo)致反射波動(dòng)校拉伸較嚴(yán)重、校靜正問(wèn)題突出，常規(guī)處理難以取得較好效果。為了實(shí)現(xiàn)對(duì)DZ5線斷層所在位置和斷層信息的準(zhǔn)確探測(cè)，利用拾取的初至波時(shí)間進(jìn)行層析速度反演， 層析反演結(jié)果如圖4所示。圖中層速度為紅色的高速層顯示出明顯的錯(cuò)斷，斷層位置清晰，并且可以判斷出斷層的落差、傾角和斷距等要素信息。對(duì)于其淺部地層來(lái)說(shuō)，其速度明顯較低，符合第四系的特征。據(jù)此，可以推斷斷層形成年代早于第四紀(jì)。

圖2　地形平坦地區(qū)DZ1測(cè)線常規(guī)疊加地震剖面Figure 2　Landform flat area line DZ1 traditional stacked seismic section

圖3　地形復(fù)雜地區(qū)DZ5測(cè)線常規(guī)疊加地震剖面Figure 3　Landform complicated area line DZ5 traditional stacked seismic section

圖4　DZ5測(cè)線初至波層析速度反演速度剖面Figure 4　Line DZ5 preliminary wave tomographic velocity inversion velocity section

該實(shí)例表明，將常規(guī)反射波地震勘探與初至波速度層析反演相結(jié)合，可以明顯提高對(duì)淺層斷層等構(gòu)造的探測(cè)精度。

2.2　橫向速度突變探測(cè)

對(duì)于我國(guó)西部部分沙漠地區(qū)的地震勘探來(lái)說(shuō)，雖然表層基本水平或起伏很小，但下伏老地層頂界面起伏較大，造成表層速度橫向變化大、靜校正效果差。為此，以新疆哈密三塘湖地區(qū)實(shí)際資料為例，綜合應(yīng)用折射波靜校正和層析靜校正，以解決此類地區(qū)的靜校正問(wèn)題。

如圖5(a)所示，經(jīng)折射波靜校正后的地震剖面中間偏左位置處反射波凌亂、同相軸錯(cuò)斷(紅色圓圈范圍)，懷疑存在靜校正問(wèn)題。測(cè)量顯示本區(qū)域地形起伏較小，其靜校正問(wèn)題應(yīng)與地形無(wú)關(guān)。為了查明原因，利用初至波速度層析反演技術(shù)，獲得如圖6所示的表層速度分布圖。圖中顯示紅色圓圈范圍內(nèi)表層速度存在明顯的橫向突變，說(shuō)明此處高速基巖面起伏較大。鑒于這一發(fā)現(xiàn)，利用層析靜校正技術(shù)對(duì)實(shí)際資料進(jìn)行重新處理，獲得如圖5(b)所示的地震剖面。對(duì)比圖5(a)和圖5(b)，發(fā)現(xiàn)圖5(b)中紅色圓圈范圍內(nèi)的目的層反射波連續(xù)性明顯增強(qiáng)，基本解決了靜校正問(wèn)題。

因此，對(duì)于地表地形起伏較小但表層速度橫向變化較劇烈的地區(qū)，利用層析靜校正可以較好地解決靜校正問(wèn)題。

2.3　層析模型約束靜校正

淺層折射波初至含有豐富的長(zhǎng)波長(zhǎng)信息， 可以用來(lái)估計(jì)表層速度模型和計(jì)算靜校正量。但是，其前提假設(shè)表層模型是水平層狀。如果低降速帶速度或底界面橫向變化較快，假設(shè)前提不存在，折射波靜校正效果就很難今人滿意[6]。與折射波靜校正相比，層析反演靜校正由于沒(méi)有水平層狀表層模型的假設(shè)前提，在解決長(zhǎng)波長(zhǎng)靜校正時(shí)具有一定的優(yōu)勢(shì)。然而，由于地形或觀測(cè)系統(tǒng)的原因，層析反演時(shí)所追蹤的地震射線分布極不均勻，如圖7所示。圖中射線密度在地下界質(zhì)中的分布最高者達(dá)211條，最低的僅有0條。對(duì)于射線密度較低的區(qū)域，其反演的速度可靠性也低。因此，利用層析反演速度直接計(jì)算的長(zhǎng)波長(zhǎng)靜校正量，可能會(huì)導(dǎo)致射線密度較低區(qū)域靜校正量計(jì)算的誤差增大。為了提高這些區(qū)域的靜校正精度，本次以層析反演的速度分布為基礎(chǔ)，建立折射波靜校正的初始模型，再通過(guò)適當(dāng)處理，計(jì)算折射波靜校正量。

(a)是折射波靜校正后的地震剖面　　　　　　　(b)是層析靜校正后的地震剖面圖5　折射靜校正與層析靜校正疊加剖面對(duì)比圖Figure 5　Comparison of stacked sections from reflection statics and tomographic statics

圖6　初至波層析速度反演剖面圖Figure 6　Preliminary wave tomographic velocity inversion section

以瓦崗川二維測(cè)線靜校正為例，如圖8(a)所示， 瓦崗川地區(qū)的地表高程變化劇烈。為了提高折射波靜校正表層結(jié)構(gòu)模型的可靠性和準(zhǔn)確性，利用初至波層析反演獲得如圖8(b)所示的表層速度分布。由圖可知，研究區(qū)的低降速帶底界面不是一個(gè)水平或傾斜的界面，而是一個(gè)在橫向上有明顯變化的界面，如圖中黑色曲線所示。為了建立準(zhǔn)確的折射波靜校正模型，以如圖8(b)所示的表層速度分布為輸入，通過(guò)空間平滑，可以獲得如圖8(a)所示的研究區(qū)表層結(jié)構(gòu)圖。圖中，黑色曲線為層析反演速度推導(dǎo)出的降速層底界面，而紅色線為折射波分析建立的降速層底界面。

根據(jù)圖8(a)所示的表層結(jié)構(gòu)模型，分別計(jì)算出靜校正量，再通過(guò)相同流程和參數(shù)處理獲得如圖9所示的地震剖面。對(duì)比發(fā)現(xiàn)利用層析模型約束的靜校正獲得的地震剖面，其目標(biāo)層信噪比和連續(xù)性較高，如圖中紅色圓圈所示；由此可見(jiàn)，利用初至波層速度反演建立的表層結(jié)構(gòu)模型進(jìn)行的靜校正，可以明顯提高復(fù)雜表層結(jié)構(gòu)地區(qū)靜校正效果。

3　結(jié)語(yǔ)

本次靜校正實(shí)例拓展了初至波層析速度反演技術(shù)的應(yīng)用領(lǐng)域，獲得如下幾點(diǎn)認(rèn)識(shí)：

(1)相對(duì)于小折射等傳統(tǒng)表層調(diào)查技術(shù)來(lái)說(shuō)，初至波層析速度反演可以獲得精度較高的表層速度分布；

(2)將常規(guī)反射波地震勘探與初至波速度層析反演相結(jié)合，可以明顯提高活斷層的探測(cè)精度和可靠性，是表層探測(cè)方法的一種新思路；

(3)在表層速度橫向變化較劇烈的沙漠地區(qū)，層析靜校正的效果明顯優(yōu)于折射波靜校正；

圖7　瓦崗川地區(qū)DZ1測(cè)線射線追蹤路徑圖Figure 7　Wagangchuan area line DZ1 ray tracing path

(a)地表結(jié)構(gòu)圖

(b)層析反演的近地表速度模型圖8　瓦崗川二維測(cè)線表層結(jié)構(gòu)及層析速度分布Figure 8　Wagangchuan 2D line near-surface configuration and tomographic velocity distributions

(a)常規(guī)折射靜校正后的地震剖面

(b)層析模型約束靜校正地震剖面圖9　不同靜校正方法獲得的地震剖面對(duì)比Figure 9　Comparison of seismic sections from different statics

(4)根據(jù)初至波層析速度反演獲得的速度分布建立的表層結(jié)構(gòu)模型，約束折射波靜校正量的計(jì)算，可以明顯提高復(fù)雜表層地區(qū)靜校正的效果。

參考文獻(xiàn):

[1]屈紹忠.初至反演近地表速度的建模方法分析與應(yīng)用[J].中國(guó)煤炭地質(zhì)，2013，25(5).

[2]文雪康，劉勝，李世瓊，等.層析法在黃土塬區(qū)近地表結(jié)構(gòu)調(diào)查中的應(yīng)用[J].物探與化探，2012，36(5).

[3]沈驥千.沙漠戈壁地區(qū)地震資料層析靜校正研究與應(yīng)用[J].中國(guó)煤炭地質(zhì)，2012，24(6).

[4]王志剛，劉志偉，王彥春，等.復(fù)雜近地表區(qū)綜合長(zhǎng)波長(zhǎng)靜校正方法[J].石油地球物理勘探，2014，(03).

[5]趙艷平，寧俊瑞，高鴻，等.層析反演靜校正技術(shù)在鄂爾多斯盆地中黃土塬區(qū)的應(yīng)用[J].中國(guó)煤炭地質(zhì)，2010，22(5).

[6]于豪.折射波靜校正與層析靜校正技術(shù)適用性分析[J].地球物理學(xué)進(jìn)展，2012，(06).

[7]胡自多，賀振華，王西文，等.無(wú)射線追蹤層析靜校正技術(shù)在黃土塬區(qū)的應(yīng)用[J].石油地球物理勘探，2010，(S1).

[8]李福中，邢國(guó)棟，白旭明，等.初至波層析反演靜校正方法研究[J].石油地球物理勘探，2000，(06).

[9]李德華，程怡，沈驥千，欒國(guó)庭，胡小鵬.初至層析靜校正在復(fù)雜山地三維地震勘探中的應(yīng)用[J].中國(guó)煤炭地質(zhì)，2008，20(6).

[10]戴盈磊，王亞會(huì).淺談高密度電法在隱伏斷裂探測(cè)中的應(yīng)用[J].防災(zāi)減災(zāi)學(xué)報(bào)，2012，28(4).

[11]王立會(huì)，梁久亮，彭劉亞.初至波層析成像技術(shù)在隱伏斷裂探測(cè)中的應(yīng)用[J].CT理論與應(yīng)用研究，2015，(01).