0 引言

“断层阴影”是指断层下方三角形区域内的地震资料成像畸变，在时间域地震剖面上通常表现为地震反射同相轴的“上拉”“下拉”以及由此引起的地震反射同相轴错断现象^[1-3]。“断层阴影”在多个盆地地震资料中存在^[4-8]，其主要成因为：上覆速度异常层的断失将导致断层下方地层速度的横向变化，进而引起时间域地震反射同相轴的形态突变^[9-10]。在地震资料解释过程中，容易将“断层阴影”解释为伴生断层或背斜，导致构造高点定位偏差和地层产状失真，直接影响了构造落实和圈闭评价的准确性。

断距、速度异常层的厚度和速度差异是控制阴影区地震反射同相轴畸变程度的三个主要因素，断层倾角影响“断层阴影”的分布范围^[5-7]。一般认为“断层阴影”在时间域地震资料中具有四个特征：①上覆地层存在速度异常层且被断层错断；②断层下方地震反射同相轴出现局部“上拉”“下拉”现象；③断层下方地震反射同相轴出现垂向错断或扭曲现象；④平面上，断层下盘出现与主断层几乎平行的断层^[7-8]。上述地震反射特征也常被用作“断层阴影”识别方法^{[7, 10]}，但是由于地震资料存在多解性^[11-14]，出现上述特征未必就是“断层阴影”，亦有可能是客观的地质构造。因此，如何有效识别“断层阴影”，仍是需要解决的问题。

在“断层阴影”识别基础上，需要对其校正以落实构造。孙维昭等^[7]分别从叠前和叠后资料两个角度提出了“断层阴影”校正方法。一般对于叠前地震资料有两类校正方法：①理论上叠前深度偏移成像方法是消除“断层阴影”的最佳方法^[15]。叠前深度偏移技术可以改善地震资料成像效果^[16-18]，其对速度敏感性较强，对速度模型的精度要求较高^[19-21]。因此，一些学者对叠前深度偏移技术进行了改进，通过网格层析速度反演技术^[16-17]改善了深层底劈构造成像效果，高精度各向异性叠前深度偏移处理^[18]解决了偏移归位问题。但以上改进方法对“断层阴影”的改善效果不明显。断层附近横向速度变化剧烈，导致断层下伏构造落实困难，白海军等^[22]通过双方位联合层析速度反演和各向异性叠前深度偏移为核心的双方位融合处理技术，有效消除了阴影带的构造畸变，但此方法仅适用于进行二次三维采集地震资料。②通过正演模拟获得畸变量散点数据，进而插值获得时间域网格校正量，直接对叠前时间域解释成果进行校正^{[5, 22]}。但通过拟合得到的构造畸变量散点数据准确性难以保证，准确的校正量计算公式难以获得。

对于叠后地震资料的校正方法是：建立速度场，将畸变的时间域地震资料转换为正常的深度域资料^{[3, 9]}。利用正常的深度域资料开展构造解释，消除“断层阴影”的影响，提高构造解释精度。这种方法适用于地层速度横向变化不大、井网密度高的区域。但是，实际研究区受井网密度约束，往往难以获得高精度速度场以及准确的深度域地震资料。

松辽盆地升平构造受嫩二段(嫩江组二段)低速层影响，叠后地震资料“断层阴影”现象较为普遍，严重影响了断层边部微幅度构造的识别和落实，制约了断层边部剩余油的挖潜。

为此，以松辽盆地升平构造为例，提出叠后地震资料“断层阴影”的识别与校正方法，准确刻画断层和落实构造形态，以期为断层边部井位部署提供技术支撑。

1 “断层阴影”识别方法

从升平构造葡萄花油层顶面沿层相干切片(图 1a)来看，断层特征较清晰。其中，有两条疑似断层(f1、f2)走向与邻近大断层平行，剖面上倾角近垂直，符合“断层阴影”产生的“伪断层”特征。但是，考虑到地震资料具有多解性，具有上述特征的不一定就是“伪断层”，如疑似断层f2，剖面“伪断层”的垂直错断特征并不是很明显，亦可以解释为上、下两条正断层。因此，需要结合更加可靠的手段识别“断层阴影”。为此，提出了正演模拟法、井震结合地层对比法和平均速度成图法三种“断层阴影”识别方法。

1.1 正演模拟法

根据正演模拟法识别“断层阴影”的流程为：①建立研究区地质模型；②根据实际地震资料主频和地层速度对地质模型进行参数赋值；③将模拟结果与实际地震剖面特征进行对比，若吻合，则说明存在“断层阴影”。

以疑似断层f2为例，地震资料主频为50 Hz，断层倾角为48°。该断层附近葡萄花油层厚度约为50 m，嫩二段低速层厚度约为200 m。考虑到地层速度的连续变化，以葡萄花油层顶为基准、间隔为50 m厚度设置地层单元，并根据断层附近探井的声波时差求取相应地层单元的实际速度，对模型进行赋值(图 2a)。

在合理建立地质模型并确定模拟参数的基础上，采用自激自收的方式进行正演模拟，结果如图 2b所示。断层下盘三角区内出现了明显的地震反射同相轴扭曲的成像畸变，“伪断层”特征明显。通过与实际地震剖面(图 2c) 对比，二者具有较好的一致性，葡萄花油层顶反射同相轴具有相似的“垒—堑—垒—堑”的形态特征。这表明了疑似断层f2是由低速带错断产生的“断层阴影”导致。

1.2 井震结合地层对比法

利用钻井资料，对比疑似“断层阴影”区内、外同一地层的走势。在钻井分层和合成记录标定均可靠的情况下，若钻井分层与地震时间域层位走势不一致，则必然说明两口井位置处的地层平均速度存在异常。地层平均速度异常的原因主要有两方面：一是地层岩性差异；二是构造差异(如剥蚀、“断层阴影”等)。进一步结合地区地质特征，即可对“断层阴影”现象进行识别。

同样以研究区疑似断层f2(图 3)为例，首先找出疑似“断层阴影”区内、外的两口井，即A1和A2井；然后观测地层对比剖面(按照海拔深度对齐)，两口井分层清晰明确，A2井位于构造高部位，而在地震剖面上，A2井却位于构造低部位。二者构造趋势明显不同，说明时间域地震剖面为速度异常造成的构造假象。进一步对本区地层岩性因素及特殊构造因素进行排除分析：本区目的层及以上地层均为陆相砂泥岩地层，无岩浆岩等可以在短距离内导致地层速度强烈差异的特殊岩性；亦无构造剥蚀现象。因此，该速度异常只能是“断层阴影”造成。

1.3 平均速度成图法

根据“断层阴影”的形成机理，地震反射基准面至目的层顶面的平均速度在阴影区出现突变、存在异常。对于上覆低速层错断、减薄所形成的“断层阴影”，地震反射基准面(海拔120 m)至葡萄花油层顶面的平均速度将会异常增大；而对于上覆高速层被错断、减薄所形成的“断层阴影”，地震反射基准面(海拔120 m)至葡萄花油层顶面的平均速度将会异常减小。因此利用地震反射基准面至目的层顶面的平均速度图可识别“断层阴影”。

由图 4a可见，在非“断层阴影”区，海拔120 m至葡萄花油层顶面平均速度一般在2500 m/s左右，相邻井之间速度变化较小，差值小于20 m/s，主要是由岩性因素造成的正常速度变化。但是，在疑似“断层阴影”区平均速度为2570 m/s左右，速度差达到70 m/s，表现出速度异常(图 4a)。在剖面(图 4b) 上也可以看出，位于阴影区内的A1井的速度整体高于阴影区外的A2井的速度。在排除异常岩性体及构造剥蚀等因素后，可以证明确实存在“断层阴影”现象。进一步利用该方法结合“断层阴影”的地震反射特征，可以实现阴影区范围的刻画。

1.4 讨论

尽管上述三种方法均可用于识别“断层阴影”，但也存在不足之处。

正演模拟法的关键在于模型的合理设置以及地层速度的合理取值。模型设置不宜过于简单，否则不具有代表性；地层速度取值不当也容易造成模拟结果的偏差。井震结合地层对比法则需要“断层阴影”区内、外有可对比的钻井资料，且由于地震资料的垂向分辨率有限，只有在分层偏差明显(即“断层阴影”明显)的情况下才会有较好的识别效果。相对而言，平均速度成图法是一种易于操作且较为敏锐的识别方法，可以识别小断距下的“断层阴影”，但需要“断层阴影”区域外有一定数量的钻井资料支撑才能实现。在实际工作过程中，可灵活运用这三种方法，相互结合，互相印证。

2 “断层阴影”校正方法

当叠后地震资料存在“断层阴影”现象时，意味着叠前资料处理效果不佳，必须对其校正，以获得真实的构造形态。为此，分别从速度场校正和时间域解释结果校正两种思路出发，提出了高精度速度场校正法和时间域层位校正法。

2.1 高精度速度场校正法

叠后地震资料为时间域数据，速度的异常将导致时间域构造出现偏差。理论上只要获得准确的速度场，通过时深转换便可以获得真实的构造形态。然而，实际上速度场一般是以井速度为基准、以层位为空间约束插值获得，速度连续变化，不符合“断层阴影”区速度横向突变的特征；且若井位分布不均，则速度场精度也不够。因此，为提高速度场精度，本文提出通过补充虚拟井的方式，对原始井插值速度场进行校正；再以获得的高精度速度场对时间域数据进行时深转换，实现“断层阴影”的校正。

虚拟井速度的获取思路是：采用地质条件相近的邻井曲线和分层数据，对虚拟井处的地震反射同相轴进行合成记录标定，从而获取速度。

构建虚拟井及速度获取原则为：①在阴影区边界内、外两侧、缺少井控的位置布井；②对于构造平缓、地层厚度稳定、沉积环境相似地区，可直接采用邻井的声波时差曲线和钻井分层数据；③若研究区地质条件复杂，解释人员可以根据地质规律、结合经验对虚拟井速度进行调整，应用效果可能不理想。

高精度速度场校正具体步骤如下：

(1) 利用上述“断层阴影”识别方法结合地震反射特征，落实阴影区的范围；

(2) 在适当的位置补充虚拟井；

(3) 制作虚拟井合成地震记录，初始速度与邻井一致，声波时差曲线也采用邻井曲线；

(4) 虚拟井的层位标定深度位置应与邻井一致，但考虑到实际地层可能倾斜的情况，因此需要调整虚拟井合成地震记录, 使层位重新标定在实际地震反射同相轴的位置，此时虚拟井的速度才是真实地层的速度；

(5) 以各井速度为基准，以时间域解释层位为空间约束，得到有虚拟井参与的高精度速度场；

(6) 利用高精度速度场对时间域地震数据进行时深转换，得到准确的深度域地震数据。

以CC′剖面(图 4b)为例，A1井位于阴影区内，A2井位于阴影区外(图 4a)，阴影区内地震反射同相轴具有明显的“上拉”特征(图 5a 左)。A1井的速度高于A2井(图 5a 中)，且由于速度插值的原因，两井之间的速度是均匀变化，而非在阴影边界处突变；A2井外侧的速度也按照速度插值趋势降低，不符合同一层位速度相近的地质规律(图 5a 中)。若采用该速度场进行时深转换，获得的深度域剖面也将失真(图 5a 右)，“伪断层”附近地震反射同相轴以及A2井外侧的地震反射同相轴(箭头所指位置)依然存在“上拉”现象。相对而言，按照上述方法在缺少井控区补充虚拟井X1、X2(图 5b 左)，所建立的高精度速度场沿反射同相轴均匀变化，并在阴影边界处出现速度突变，符合实际地质规律(图 5b 中)。利用该速度场时深转换可得到准确的深度域剖面(图 5 b 右)，“伪断层”左右两侧地震反射同相轴(箭头所指位置)走势一致，不再出现“上拉”现象，符合实际地质规律。然而“伪断层”所在的位置仍表现为同相轴不连续的特征，这实际上是成像处理造成的。同相轴是地震波的综合响应，受调谐效应的影响，在成像时存在偏差。

2.2 时间域层位校正法

时间域层位校正法是指在时间域地震剖面上，直接恢复断层阴影区时间域构造畸变量，以获得准确的时间域解释层位。其关键在于时间域构造畸变量的求取，具体步骤如下：

(1) 结合地震反射特征，识别并落实阴影区的范围。

(2) 求取时间域构造畸变量。根据“断层阴影”的形成机理，反射同相轴的畸变主要是由于上覆异常速度层被错断、减薄甚至完全断失，导致地震波在传播过程中，速度发生突变，到达目的层所需要的时间也随之突变。据此建立时间域构造畸变量

$ \mathrm{\Delta }t=2\left(\frac{d}{{v}_{1}}-\frac{d}{{v}_{2}}\right) $

(1)

式中：Δt是时间域畸变量，为双程时间；d是速度异常层的断失厚度；v₁是低速层速度；v₂是低速层邻近的正常地层的速度。其中，d可以由地震资料解释结果结合钻井数据获得。若异常层被完全错断，则断失厚度即为地层厚度；若异常层被部分错断，则断失厚度即为垂直断距。v₁和v₂由钻井声波时差曲线求取。

(3) 根据式(1)结果，将阴影区的解释层位根据畸变量进行调整，使断层阴影区的层位和正常地层的层位趋势一致。

(4) 修改阴影区内钻井合成记录标定的位置，使合成地震记录的分层与校正后的解释层位进行匹配，获得与正常地层一致的地震波旅行时和速度，建立速度场。

(5) 利用该速度场对校正后的时间域解释层位进行时深转换，获得真实的深度域层位。

以CC′剖面(图 4b)为例，在明确阴影区范围的基础上，首先，计算畸变量。其中，葡萄花油层上覆层嫩江组二段(简称嫩二段）低速层速度v₁为2700 m/s，低速层邻近正常地层的速度v₂为3030 m/s，嫩二段没有完全断失，因此断失厚度d即为断距，取值为50 m。将上述数据代入式(1)，得到畸变量为4.03 ms。然后，进行时间域层位解释，其中非阴影区按照反射同相轴追踪、解释，阴影区则按照畸变量对解释层位进行校正，获得校正后的时间域层位(图 6a)。再以校正后层位为基准，修改阴影区内钻井合成记录，从而获得与校正后层位相匹配的速度。此时，阴影区内、外速度基本一致(图 6b)。最后，对校正后的时间域层位进行时深转换，得到真实的深度域层位(图 6c)。需要说明的是，本方法仅对时间域层位进行校正，所建立的速度场与校正后层位相匹配，从而能够获得真实的深度域层位。

2.3 讨论

上述两种校正方法思路和效果不尽相同，且具有不同的适用条件。高精度速度场校正法通过对速度校正，可以获得准确的深度域地震数据体和解释成果。其关键在于虚拟井的合理补充与虚拟井速度的获取，虚拟井补充不足或者速度不准确都将影响速度场的精度，进而无法得到可靠的结果。因此，该方法适用于构造平缓、地层厚度稳定、沉积环境相似的情况。相对而言，时间域层位校正法直接对时间域解释成果进行校正，操作简单，在各种复杂地质条件下均可应用。该方法可以获得准确的时间域和深度域解释成果，且二者具有良好的一致性；但不能获得准确的深度域地震数据体，且不是沿地震反射同相轴解释，因而仅适用于进行构造分析，如编绘构造图、构造演化剖面等。若要进行地震储层预测研究，仍需沿地震反射同相轴解释层位。

3 结论

(1)“断层阴影”在时间域地震资料中虽然具有特殊的变形特征，但是由于地震资料具有多解性，仍需有效的识别方法加以证实。正演模拟法与井震结合地层对比法适用于畸变量较大的“断层阴影”识别，相对而言，平均速度成图法更加敏感。三种方法各有优劣，在实际工作中可综合应用。

(2) 在落实“断层阴影”范围的基础上，针对叠后地震资料，高精度速度场校正法和时间域层位校正法不失为两种有效的“断层阴影”校正方法。高精度速度场校正法采用补充虚拟井的方式，可以获得准确的深度域地震数据体和解释成果，但只有在构造平缓、地层厚度稳定、沉积环境相似的地质条件下应用效果较好；时间域层位校正法基于“断层阴影”畸变量的准确计算，操作方便，可以获得准确的时间域和深度域的解释成果，可在各种地质条件下应用，但不能获得准确的深度域地震数据体，不适用于地震储层预测方面的研究。