地震资料中常常包含有各种各样的多次波, 其识别和压制方法一直受到地球物理工作者的广泛关注。由于地表和地下地层结构的变化, 造成多次波的周期、频率、振幅等复杂多变, 且常常与有效反射波相互干涉, 影响地震成像结果的可靠性, 为地震解释和地质认识带来困难和挑战^[1]。因此, 多次波通常被认为是地震数据中主要的噪声波场之一, 如何准确有效地识别多次波对于精细地震数据处理十分重要, 在这一领域许多学者已进行了较为深入的研究^[2-3]。地面地震资料中的多次波通常被归为噪声波场, 而VSP资料中的多次波具有全程可追踪、易于识别和压制处理等特点, 并且携带有大量有用的地震地质信息, 因此具有较高的研究与利用价值^[4]。VSP资料与地面地震资料的一个重要区别在于前者同时包含上行和下行波场, 其下行直达波可以用于提取地震子波和计算地层速度, 进而获得反褶积因子、衰减系数等地球物理参数^[5-6], 而下行多次波可以用于辅助地面地震多次波识别, 分析多次波的来源和传播过程, 进而可以用于评估多次波污染程度以及指导地面地震多次波压制等。目前, VSP下行多次波成像方法研究取得了较大进展^[7]。本文从VSP多次波产生的机理出发, 分析多次波的特征和分类方法, 并结合实际生产数据讨论VSP多次波在指导地面地震多次波识别、多次波污染分析、下行多次波成像、表层结构静校正量计算及表层Q因子评估等方面的应用效果。

通常地震波在传播过程中遇到地层界面后反射回地表被检波器接收, 地面地震勘探方法中, 我们利用接收的地震记录反演地下地质构造。当地震波在地下界面仅发生一次反射并向上传播时, 被称为一次反射地震波。目前绝大多数的地震勘探中, 都是利用一次反射地震波进行数据处理与解释分析。实际的地下地层情况非常复杂, 往往速度、密度、厚度、产状不同的多层介质共存, 地震波在传播过程中可能反复遇到强波阻抗界面, 形成复杂的多次反射地震波, 这类地震波通常被称为多次波。

VSP多次波与地面地震多次波的产生机理相同, 不同的是VSP检波器置于井中, 所记录的数据中包含了上行多次波和下行多次波等, 波场成分更为复杂。图 1展示了4种VSP波场一次波和多次波传播路径。其中, 图 1a为未发生多次反射情况下的下行一次波(直达波, 图中以虚线示意)和上行一次波的传播路径, 图 1b为下行多次波的传播路径, 图 1c为上行多次波的传播路径, 图 1d为层间上行多次波、层间下行多次波的传播路径。

图 1(Fig. 1)

图 1 VSP波场一次波和多次波传播路径 a上行一次波和下行一次波的传播路径; b下行多次波的传播路径; c上行多次波的传播路径; d层间上行多次波、层间下行多次波的传播路径

VSP多次波产生的基本条件是存在不少于2个波阻抗界面。由于地表与空气的分界面是一个良好的波阻抗界面, 理论上地层中只要存在一个地层界面就可能产生多次波。因此, 实际地震数据采集中只要地震波入射角不大于临界角度, 总会产生多次波。不同界面的反射系数大小决定了多次波的强弱, 较强的反射界面通常会伴随清晰可见的多次波现象。常见的强反射界面包括火成岩界面、煤层界面、基岩顶面、不整合面等。VSP资料中下行多次波被观测到的条件是检波器位于反射地层下方。需要指出的是, 地震波传播过程中所产生的多次波中, 仅少数能量较强的部分可被地震记录仪器记录, 后文中将进一步讨论这一问题。

VSP资料中的多次波和地面地震资料中的多次波既有相同点也有不同之处。相同点在于: 一是产生多次波的强反射界面相同, 二是在成像剖面或动校正后的剖面上多次波的双程时间相同, 三是多次波的重复规律和形态特征相同。不同点在于: 一是地面地震通常不产生下行波, 多次波的产生与传播路径不清晰, VSP资料中含有下行多次波, 波场全程可追踪; 二是VSP资料包含深度信息, 可以与测井、录井解释的地层深度和岩性信息直接对应。这两点重要的差异使得我们可以利用VSP独有的观测方式准确识别多次波, 进而指导地面地震识别以及压制多次波, 以提高地震资料处理成果的精度和可靠性, 并且有效降低地震资料的多解性。

广义上讲, 地震波在水平地层中传播的过程中, 地面或井中检波器所记录的任何反射次数多于1次的地震波场都是多次波。复杂的实际地层中, 多次波的传播路径非常复杂, 地震记录中的多次波特征也各不相同。通常根据多次波的形成原因, 将地面地震多次波划分为全程多次反射波﹑短程多次反射波﹑微屈多次反射波和虚反射等类型^[8]。对于VSP资料中的多次波, 除了根据多次波成因分类, 还可以根据反射界面类型、记录入射角方向等将其分类。

1) 根据多次波的形成原因分类时, VSP多次波与地面地震多次波分类方法相近, 可分为全程、短程、微屈多次波和虚反射等。其中, 全程多次波是指上行反射波返至地面后再次向下传播, 到达同一反射界面后再次发生一次或多次反射, 被浅部检波器记录到的上行多次波或深部检波器记录到的下行多次波; 短程多次波与全程多次波相对应, 指地震波下传过程中未达到原反射界面深度的多次波; 微屈多次波和虚反射虽来源于浅地层, 但不同深度的VSP检波器仍可以观测到, 且在共检波点道集中特征明显。

2) 根据反射界面的不同, 可以划分为自由界面多次波和层间反射多次波。自由界面多次波是指在自由界面至少一次向下或向上传播的地震波。VSP层间多次波是指地震波在传播过程中, 在两个反射界面间多次反射时所记录到的上行和下行多次波。其中存在一种特殊的情况, 即当检波器位于两个反射界面之间时, 可以记录到被两个界面所束缚、不会传出的层间多次波。

3) 根据井中检波器接收方向不同, 可以划分为下行多次波和上行多次波, 其中下行多次波是采用VSP观测方法得到的特有波场, 综合利用上、下行波场可以分析VSP多次波产生的原因、传播路径, 并指导多次波压制、多次波成像处理等。

利用地质模型进行正演模拟可以更好地分析VSP多次波特征, 将其与地面地震资料进行对比, 可以分析多次波形成机制, 识别产生多次波的地层界面, 为多次波压制处理提供依据^[9]。

建立水平层状地质模型, 并设计了一个容易产生多次波的浅地层界面, 为了使该界面所产生的多次波在地面和VSP波场中清晰可辨, 反复试验, 定义该地层界面厚度为75m、地层速度为1000m/s。图 2a为该模型及二维地震观测系统, 图 2b为该模型及零井源距VSP观测系统, 图 2中蓝色点代表地震波激发点位, 红色点代表接收点位。

图 2(Fig. 2)

图 2 水平层状地质模型二维地震观测系统(a)和零井源距VSP观测系统(b)

根据图 2所示的观测系统, 分别模拟得到了不含多次波和含有多次波的二维地震记录和VSP地震记录, 其中不含多次波和含多次波的地面地震模拟记录如图 3a和图 3b所示, 不含多次波和含多次波的VSP模拟记录如图 3c和图 3d所示。对比可知, 图 3b和图 3d中多次波均清晰可见、周期特征明显, 严重地干扰了一次反射波。

图 3(Fig. 3)

图 3 地面地震和VSP模拟地震记录 a不含多次波的地面地震模拟记录; b含多次波的地面地震模拟记录; c不含多次波的VSP模拟记录; d含多次波的VSP模拟记录

采用相同的处理参数, 对图 3中的正演模拟记录进行处理, 且处理流程均未包括反褶积处理步骤, 得到了如图 4所示的处理结果, 为便于对比分析, 4个剖面均选用双程时间剖面。其中, 图 4a为不含多次波的地面地震成像剖面, 图 4b为含多次波的地面地震成像剖面, 对比可知, 图 4b存在一些由多次波产生的地层界面“假象”, 与真实的地层信息混淆, 给地震资料解释带来困难。图 4c为不含多次波的VSP动校拉平剖面, 图 4d为含多次波的VSP动校拉平剖面, 因多次波产生的位置较深, 造成的影响比较直观, 故将图 4d与图 4b对比分析, 准确地识别出图 4b中的多次波成分, 用于指导多次波的压制处理。

图 4(Fig. 4)

图 4 地面地震成像剖面和VSP动校拉平剖面 a不含多次波的地面地震成像剖面; b含多次波的地面地震成像剖面; c不含多次波的VSP动校拉平剖面; d含多次波的VSP动校拉平剖面

综合VSP和地面地震数据进行地震层位对比分析, 结果如图 5所示。其中, 图 5a为含多次波的地面地震成像剖面, 图 5b为含多次波的VSP动校拉平剖面, 图 5b左侧与图 5a的同相轴一一对应, 图 5b右侧黑色虚线表示VSP的初至位置, 产生于井筒附近, 该位置的上行波为一次反射波, 与图 5c中不含多次波的地面地震成像剖面同相轴一一对应。分析可知1, 4, 7号同相轴为地震一次反射波, 反映了真实的地层界面, 而2, 3, 5, 6, 8, 9号同相轴则为不同地层产生的多次波反射, 分析结果可以用于指导地面地震多次波的识别和压制。

图 5(Fig. 5)

图 5 VSP动校正剖面多次波分析结果 a含多次波的地面地震成像剖面; b含多次波的VSP动校拉平剖面; c不含多次波的地面地震成像剖面

地面地震中多次波识别方法通常包括: 根据多次波的速度特征在速度谱上识别多次波、根据区域研究经验在单炮道集上识别多次波、根据成像结果在时间剖面上识别多次波等^{[8, 10]}, 上述方法均为间接的多次波识别方法, 存在一定的不确定性, 因此研究如何利用VSP资料进行多次波识别十分重要。

1) VSP下行多次波识别。在VSP激发点或接收点道集中首先识别下行初至波, 进而根据道集中波场特征, 将所有与初至下行波性质相同、同相轴接近平行的波场判定为下行多次波。VSP下行多次波是分析多次波产生原因的关键, 也是多次波成像的基础数据。有学者将旅行时随着观测点深度增加而增大作为判别下行初至波和下行多次波的依据之一并不严谨。此外, 个别VSP资料中会出现横波转换为纵波的情况, 在这种情况下与初至相平行的下行波也不能定义为下行多次波。

2) VSP上行多次波识别。在VSP激发点道集中可以依据以下3个特征判别上行多次波, 一是多次波与对应的一次波视速度接近, 多次波的旅行时大于对应一次波的旅行时, 并表现出一定的周期规律; 二是上行一次波与初至波相交, 而多次波与初至波不相交, 这也是利用VSP资料直观判断多次波的一个重要标志; 三是多次波同相轴终止的深度位置通常指示着形成多次波的反射界面, 由此可判断多次波的产生深度, 将其与测井、岩性录井等深度域数据进行综合分析, 还可以得到多次波在各个界面上来回反射的传播过程。

3) VSP层间多次波识别。VSP层间多次波在激发点道集中更容易判断, 一是满足前面所述下行多次波和上行多次波的判别标准, 二是具有在两个深度界面之间反复传播的特征。需要指出的是, 在对国内外不同地区1000余口井的VSP资料进行多次波分析时发现, 清晰可见的层间多次波的案例较少, 塔里木盆地西南部、准噶尔盆地腹部、四川盆地等少数地区VSP资料中存在较严重的层间多次波现象。准噶尔盆地VSP资料中两套煤层之间的层间多次波如图 6所示, 可以看出, 纵波和横波地震记录中的多次波均表现出较强的层间反复传播现象, 其中一部分层间多次波突破了西山窑煤层继续向上传播。事实上, VSP资料中的层间多次波, 很大部分都不能突破限制界面到达地表, 换言之, 在地面地震采集过程中, 这些层间多次波仅有很小的一部分能被地面检波器记录。因此对于地面地震层间多次波的压制处理, 需要深入分析多次波的产生和约束条件并谨慎选择多次波压制方法。

图 6(Fig. 6)

图 6 准噶尔盆地VSP资料纵波地震记录(a)和横波地震记录(b)中两套煤层之间的层间多次波

将上述VSP多次波识别方法应用于VSP模拟数据, 不仅较容易地识别出下行多次波和上行多次波, 还可以通过上、下行多次波的交点连线(图 7中的黑色虚线)指示出发生反射的地层界面深度。识别结果对于实际地震资料处理具有指导意义。

图 7(Fig. 7)

图 7 VSP模拟数据的全波场(a)及上行波场(b)多次波识别结果

图 8中的实际VSP数据来自准噶尔盆地, 采集井位于多次波最发育的盆地腹部地区, 利用可控震源在沙漠地表激发采集得到实际VSP数据。首先采用与图 7中模拟数据相同的方法, 对VSP波场中下行多次波和强反射界面产生的上行多次波进行识别, 结果如图 8a所示, 波场中最强的下行多次波相距初至波约150ms, 结合区域表层调查研究结果可知, 该下行多次波来自于沙漠表层下的高速顶面。波场中煤层上行一次波所产生的多次波以150ms为周期, 且在煤层界面深度与下行多次波首尾相接, 据此, 可判断该上行多次波的产生是浅表层和强煤层共同作用的结果, 较深层的煤层为上行多次波提供了反射界面, 而上行多次波的根源在于较浅的高速层顶面。

图 8(Fig. 8)

图 8 准噶尔盆地某实际VSP数据的动校拉平波场(a)及去除下行波的动校拉平波场(b)

VSP多次波因包含大量有用信息, 利用价值高且应用范围广泛, 具体如下: 利用VSP波场上行和下行波特征识别多次波并通过波场对比指导地面地震多次波压制、利用下行一次和下行多次波计算污染系数并对多次波影响程度进行分析、采用井控速度建模或速度谱投影约束方法进行井控多次波压制处理、开展自由表面的多次波延拓成像、结合多种波场进行钻前深度预测^[11]、表层结构静校正量计算和表层Q因子评估等。

地面地震资料中多次波的识别较为困难, 特别是火山岩层或煤层发育地区的层间多次波和海洋地震中的自由表层多次波等的识别和压制处理尤其困难。常规地面地震多次波压制方法利用速度谱、单炮道集及时间剖面识别多次波, 存在一定的不确定性。VSP方法采用井中观测记录数据的方式, 在多次波的识别方面有着天然的优势, 可以用于指导地面地震多次波的识别, 追踪确定多次波产生层位、传播路径、对有效波场的干扰程度等。利用VSP资料指导地面地震多次波识别通常采用两种方法: 一是利用VSP波场识别叠前地震单炮记录上的多次波, 指导地面地震数据处理进行有针对性的压制, 提高处理成果资料的品质; 二是利用VSP波场识别叠后地震剖面上的多次波, 指导精细的地震数据地质构造和储层岩性解释, 避免造成地震地质假象。

利用塔里木盆地西南部地区VSP数据指导地面地震多次波识别, 结果如图 9所示。图 9中VSP数据和地面地震数据均经过双程时差校正对齐, 其中地面地震CDP 1300的位置为井筒所在位置, 对比可知该位置多次波极其发育, 地面地震上难以识别的多次波可以利用VSP波场明确的指示出来。图 9a和图 9b中2300ms位置的红色箭头指示了一次反射波, 下方蓝色箭头指示了多次波; 图 9a中2890ms位置红色箭头指示了一次反射波, 下方两个蓝色箭头指示了多次波, 在图 9b上表现为相位不稳定的一个复合多次波; 图 9a中3100ms以下红色箭头指示了一系列强度较弱且具有明显反射特征的有效反射波, 造成上述差异的原因通常是多方面的, 包括: 地面地震随深度增加而产生的振幅和频率衰减、上覆地层的屏蔽作用、浅地层多次波的干涉等。图 9a中2950ms位置绿色箭头还指示了一个典型的层间多次波特征, 由于上覆地层的屏蔽作用, 该多次波未上传至地表, 因此未对地面地震的多次波识别产生影响。

图 9(Fig. 9)

图 9 塔里木盆地西南部地区VSP数据(a)和地面地震多次波识别结果(b)

为了更好地表征区域地震多次波的发育程度, 提出将VSP下行初至波和第一下行续至波振幅的比值作为多次波污染系数, 再结合目标地层有效反射波的特点, 评估探区的多次波影响情况, 为地面地震多次波主动预防和识别提供指导, 该方法在实际地震数据采集和处理中取得了一定的应用效果。利用该方法对印度尼西亚苏门答腊岛某探区的多次波污染情况进行分析, 结果如图 10所示。在以往的地面地震数据分析中, 发现该探区发育较强的地震多次波, 多次波的分布范围和发育强度缺乏精细分析的结果。为解决这一问题, 我们设计了井地联合地震采集方案, 利用VSP资料计算该区的多次波污染系数, 并与激发点高程图进行对比, 不难发现该区的多次波发育程度与激发点高程呈负相关关系, 即高程越小的区域地震数据多次波污染越严重, 反之高程越大的区域多次波污染越轻微, 特别是当激发点高程大于20m时, 污染系数降至0.3以下。区域地表调查结果表明, 该地区属热带雨林气候, 地表高程为0~80m, 激发井深为30m, 地表低洼地区土壤湿润, 含水量极大, 较高的表层速度可能是造成这些区域自由表面多次波发育的主要原因。

图 10(Fig. 10)

图 10 某探区多次波污染情况(a)与激发点高程(b)对比结果

零井源距VSP资料可以用于精确计算中、深层的地层吸收因子Q^[12-13], 而基于3D或Walkaway VSP数据的多次波的分析结果可用于计算静校正量和表层Q因子, 进而指导地面地震数据、VSP数据的静校正处理和Q补偿处理。静校正量的计算相对简单, 主要依靠VSP下行初至波和多次波的时间差反演得到, 应用VSP下行多次波可以估算出近地表的速度模型^[14], 用于计算静校正量, 为VSP数据处理和地面地震处理提供支持。在静校正量计算的基础上, 对初至波和多次波提取的振幅谱进行比较, 进而计算得到表层Q^[15]。图 11为准噶尔盆地东部地区表层Q计算结果, 从平面分布来看, 绝大部分地区Q值为^{[2, 10]}, 说明该区表层吸收偏强, 特别是与地表调查高度相关的河道冲积等地区表层吸收更强烈(图 11红色区域)。

图 11(Fig. 11)

图 11 准噶尔盆地东部地区表层Q计算结果

作为地面和井中地震的常规研究方法, 上行反射波场成像特别是VSP反射波成像具有分辨率高、观测视角独特等优点, 在复杂构造研究中得到了广泛的应用^[16], 但受到观测系统的影响, 其探测的横向范围有限。近年来, 多次波成像逐渐成为VSP数据处理领域研究的热点。利用VSP多次波不仅可以得到井旁复杂构造的成像, 并且成像探测范围大, 与常规反射波成像方法可以形成良好的互补^[17]。VSP多次波成像是对VSP数据的深化利用, 可以有效拓宽观测系统的照明区域和应用领域。其中, 比较有代表性的方法是李建国等^[18]提出的应用于复杂构造地区的Walkaway VSP自由表面多次波延拓成像方法, 该方法应用效果理想。从图 12可以看出, 多次波延拓成像的范围更大、构造特征更清晰、与地质模型吻合更好。随着高精度井中地震需求的增加, 多次波成像已经成为VSP技术重要的发展方向^[19-20]。

图 12(Fig. 12)

图 12 地质模型数据(a)、VSP上行波场(b)和多次波延拓(c)成像

地面地震数据处理常用预测反褶积、Radon变换滤波、SRME和预测减去方法等进行多次波压制^[21-24], 对于相对较难处理的层间多次波则采用正演模拟和叠后压制等处理方法^[25-27]。近年来, 基于VSP数据的井地联合方式在多个处理环节中得到应用, 包括井约束速度和各向异性参与提取、振幅和频率参数提取与补偿等^[28-30]。目前, 采用井地联合方式进行多次波压制, 已形成基于VSP波场分析的多次波压制、VSP井控模型的多次波压制、VSP井群速度约束的多次波压制、井地联合采集数据反褶积压制、井控建模多次波压制和统计学自适应多次波压制等方法, 以下为4种方法的应用实例。

图 13展示了VSP井群速度约束多次波压制方法应用实例, 图 13a为利用地面地震单独统计速度(左图)和各向异性参数η(中图)得到的动校正剖面(右图)。图 13b为利用VSP约束下的速度(左图)和各向异性参数(中图)得到的动校正剖面(右图), 对比图 13a和图 13b可见, 利用VSP约束下的速度得到的动校正剖面更好, 主要是由于其速度计算更加直接、准确, 利用多偏移距VSP资料还可以较为精确地计算地层各向异性参数。将上述计算结果应用于地面地震处理, 可以有效降低多次波对速度拾取和各向异性计算的影响, 进而提升速度建模精度和偏移成像质量, 获得理想的应用效果^[31]。该方法适用于VSP采集密度较大的地区, 利用VSP井群对速度进行约束提升了处理成果的可靠性。

图 13(Fig. 13)

图 13 VSP井群速度约束多次波压制方法应用实例 a地面地震单独速度统计; b VSP约束下的速度统计

图 14展示了井控建模多次波压制方法的应用实例, 将VSP井筒位置速度与地面地震构造格架相结合, 建立了可靠的速度模型, 再通过模型正演得到地面地震成像剖面, 可用于指导实际地震剖面的多次波识别和压制处理。该方法利用VSP速度建立了相对完整、准确的薄层地质模型, 有利于分析复杂干涉条件下的多次波发育情况。将基于VSP的地震地质导向方法(包含井控建模多次波压制方法)应用于塔里木盆地的多次波压制, 得到了良好的压制效果^[32]。

图 14(Fig. 14)

图 14 井控建模多次波压制方法的应用实例 a VSP井筒位置速度; b井地联合速度模型; c模型正演得到的地面地震剖面; d实际地震剖面

井地联合采集数据反褶积压制方法中利用VSP多次波与初至波制作多次波压制因子的过程如图 15所示。图 15a为与地面地震相同炮点位置采集的VSP资料, 经过波场分离后得到如图 15b所示的下行波场, 再经过初至排齐、叠加和时移处理, 得到如图 15c所示的多次波压制因子, 最后利用图 15d中反褶积后的下行波场进行多次波压制的质量控制。在某些井地联合采集的观测方式中, 可以直接应用该因子进行多次波压制处理^[33], 得到可靠的多次波压制结果并且改善了子波形态。

图 15(Fig. 15)

图 15 井地联合采集数据反褶积压制方法中利用VSP多次波与初至波制作多次波压制因子的过程 a与地面地震相同炮点位置采集的VSP资料; b经过波场分离后的下行波场; c多次波压制因子; d反褶积后的下行波场

另外, 在一些地层条件较好的地区, 探索提出了一种自适应多次波压制方法。该方法利用VSP多次波的波组特征清晰、传播路径明确的特点, 采用统计学方法提取多次波检测因子, 将多次波检测因子应用于被检测的地震波场, 通过自适应的滑动扫描, 标记出井中地震剖面或地面地震剖面中的多次波成分, 并以不同的显示方式加以区分表征, 结果如图 16所示。该方法在鄂尔多斯盆地、吐哈盆地、准噶尔盆地等地层相对较平、多次波较发育的地区的试验中取得了一定的效果。

图 16(Fig. 16)

图 16 自适应多次波压制方法应用于VSP资料(a)和地面地震资料(b)得到的多次波识别结果

本文从实际VSP资料中的多次波现象出发, 深入讨论了VSP多次波的产生原因、数据特征, 并综述了VSP多次波的应用领域, 得出如下结论。

1) VSP多次波和地面地震多次波产生和传播原理相同, 但VSP多次波类别更多样, 具有全程可追踪、易于识别等特点, 对于地震波传播规律分析、地震资料处理方法研究等具有重要的指导意义。

2) VSP多次波应用于地面地震多次波识别、多次波污染程度分析、表层Q因子评估、多次波成像、井地联合多次波压制处理等方面, 为区域地震资料处理与地质研究提供了支持。

随着复杂构造地区和海上VSP资料采集的增多, 预计VSP多次波成像将有着更大的发展和应用空间; 对于井地联合多次波压制方法, 目前仍需要分别应用于VSP和地面地震资料, 两者真正的联合应用是下一步重点研究方向。