0 引 言

勘探的最终目标就是获得高成像质量的目的层，因此，可以基于前期勘探成果，从靶区实际地震测线的地震地质模型，采用地震波场正演模拟方法模拟不同观测系统下的炮集记录，然后，采用常规处理流程，获得不同观测系统下的目的层偏移成像效果，进而分析给定观测系统的合理性(蔡其新等，2003；秦广胜，2010).

陈浩林等(2010)对水深对OBC地震资料的影响做了分析和对策的制定，文中采用常规Patch观测系统，研究了宽、窄方位观测系统在近炮检距和远炮检距时覆盖次数的变化情况.栾锡武等(2007；2008)根据作者的亲身经历，综合其它文献，综述了海洋勘探方面的一些有效的地球物理技术方法.多次波一直是影响地震处理与解释的主要因素之一，马继涛等(2011)基于SRME理论预测OBC多次波，不需要地下介质的任何信息.OBC可以接收到横波信息，利用纵横波联合勘探可以得到更多关于岩石圈岩性、物性等介质属性方面的信息，有效提高地壳物质组成的约束性(卫小冬等，2011).

本文从靶区实际地震测线的地震地质模型进行波动方程正演模拟，分析给定观测系统下的波场特征，基于叠前深度偏移成像，分析给定观测系统的合理性(尹成等，2005；马义忠等，2008；李伟波等，2012).

1 靶区2D OBC地震波场特征分析

正演模拟所采用的网格化大小为水平和垂直方向均为5 m，观测系统参数为：炮深距离海底20~120 m，炮间距50 m，检波器沿海底布设，接收道数480道，道间距25 m，偏移距为0 m，最大炮检距6000 m，中间放炮，记录长度8.0 s，采样间隔0.002 s，分别采用海上实际震源子波模拟软件计算得到的最小相位子波模拟(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 实际最小相位子波及其频谱图 (a)实际最小相位子波(主频30 Hz)；(b)实际最小相位子波的频谱图. Fig. 1 Actual minimum phase wavelet and spectrograph (a)Actual minimum phase wavelet(30 Hz)；(b)Spectrograph.

所研究的测线从陆坡区到深水区(张功成等，2007；张功成等，2010；李列等，2013)，地质构造和地球物理场极为复杂(郝天珧等，2008；栾锡武等，2011)，早期曾进行过二维勘探.从图 2中可以看出，从陆坡区到深水区间有一个明显的陆海过渡带，对应了一条产状较陡的正断层.此外，在深水区，有很多规则不一的断裂构造，实际采集过程中，由于基岩与上覆地层速度差异很大，使得地震波能量分配不均，对采集资料有很重要的影响，断面下方，特别是下盘的深部，成像效果很差，信噪比低，几乎不能识别同相轴，因此，很有必要采取措施，针对这种目标改进观测系统，提高采集质量.

图 2

Fig. 2

图 2 靶区2D地震地质模型 (a)LineA测线网格化纵波速度模型；(b)LineC测线网格化纵波速度模型. Fig. 2 Target 2D seismic-geologic model (a)LineA grid of p-wave velocity model；(b)LineC grid of p-wave velocity.

图 3是在模型LineA剖面上的一炮记录，炮点位于水平位置8000 m处，激发深度距离海底70 m，显示出4炮记录，分别对应速度检波器观测的Z分量(a)、速度检波器观测的X分量(b)、经过波场分离后的P波分量(c)和经过波场分离后的SV波分量(d)(Riedel and Theilen， 2001；李昂等，2013).图上可以看出波场特征复杂，各类波型转换严重，而且受到海底界面上的滑行波影响(Fjellanger et al., 2006).

图 3

Fig. 3

图 3 模型LineA剖面上一炮记录 (a)质点速度Z分量；(b)质点速度X分量；(c)分离后的质点速度P波分量；(d)分离后的质点速度SV波分量.h-直达P波、i-海底折射P波(沿海底界面滑行)、j-转换折射波(沿海底界面滑行)、k-海底下一层反射波. Fig. 3 One shot gather of LineA (a)Z-component of particle velocity；(b)X-component of particle velocity；(c)P-wave component of particle velocity(d)SV-wave component of particle velocity.h-direct p wave、i-seabed refraction p wave；j-converted refraction、k-under the sea floor reflection.

图 4显示出在模型LineA剖面上的一炮的各分量的波场快照图，炮点位于水平位置8000 m处，激发深度距离海底70 m，显示的快照时间范围为100 ms到600 ms、步长为100 ms，分别对应速度检波器观测的Z分量a)、速度检波器观测的X分量(b)、经过波场分离后的P波分量(c)和经过波场分离后的SV波分量(d).对比可以看出，OBC观测到各类波的传播特征.

图 4

Fig. 4

图 4 模型LineA剖面各接收分量波场快照 (a)质点速度Z分量；(b)质点速度X分量；(c)分离后的质点速度P波分量；(d)分离后的质点速度SV波分量.a-直达P波、b-海底反射P波、t- 透过海底P波；d-海底折射P波(沿海底界面滑行)、r- 海底、c-转换透过波；f-转换折射波. Fig. 4 component snapshots of LineA (a)Z-component of particle velocity；(b)X-component of particle velocity；(c)P-wave component of particle velocity；(d)SV-wave component of particle velocity.h-direct p wave、b-seabed reflection p wave、t-seabed transmitted p wave；d-seabed refraction p wave、r-seabed、c- converted transmitted wave；f-converted refraction.

2 靶区3D OBC地震波场特征分析

对图 5三维显示的模型采用如图 6所示两个patch对应的观测系统进行波动方程正演模拟，图中红色点和绿色点为炮点，黑色点和粉色点为检波点.检波点(沿y方向)间隔为25 m，接收线间隔(沿x方向)为400 m，炮点(沿y方向)间隔为400 m，炮线间隔(沿x方向)为50 m，所使用的子波主频为20 Hz，记录长度为8 s，采样间隔为1 ms.

图 5

Fig. 5

图 5 靶区三维地质地震模型 Fig. 5 Target 3D geological seismic model

图 6

Fig. 6

图 6 两个patch对应的观测系统 (a)Patch1；(b)Patch2. Fig. 6 Two patches observing system (a)Pathc1；(b)Patch2.

图 7为patch1炮点(355550.00，2266387.50)处激发，OBC接收的水听器、分离后的纵波和转换横波分量炮集记录.图上可以看出波场特征复杂，各类波型转换严重，而且受到海底界面上的滑行波影响.炮集记录上存在直达P波、海底折射P波(沿海底界面滑行)、转换折射波(沿海底界面滑行)以及-海底下各层反射波.中深层存在断点绕射波以及侧面构造上的反射波.

图 7

Fig. 7

图 7 三维炮集记录 (a)水听器接收的炮集记录；(b)分离后的纵波炮集记录；(c)分离后的转换波炮集记录. Fig. 7 3D shot gather (a)Hydrophone gather；(b)p wave gather；(c)converted wave gather.

对LineA、LineC模拟的炮集记录进行炮域叠前深度偏移，如图 8所示，明显可以看出，浅层能得到较好的成像，而中深层断层得到较好的成像，断点清晰，但对于两条剖面左边以及中部，深层基底陡倾角没有得到较好的成像，说明排列长度应该加大.对比LineA和LineC可知，在LineC剖面上，深层存在火成岩位置处，火成岩下基底反射较弱，说明火成岩对下伏地层存在屏蔽影响，这也可以从图中显示出的LineA和LineC重叠剖面上可以看出，图中蓝色为火成岩反射，黄色为不存在火成岩时的基底反射，明显表现出火成岩下伏地层的弱反射特征.

图 8

Fig. 8

图 8 经过叠前深度偏移处理后的LineA剖面(黄色)和LineC剖面(蓝色)叠合对比显示 Fig. 8 Section of LineA and LineC after psdm

3.2 深层添加火成岩前后的转换波成像剖面对比

对添加有火成岩的LineC模拟的P-SV炮集记录进行炮域叠前深度偏移，图 9显示出经过叠前深度偏移后的时间剖面(上)和深度剖面(下)，对比图 8中显示的P波成像剖面，可以看出，转换波成像效果与纵波成像效果相当，浅层构造不复杂，能得到较好的成像，而中深层断层得到较好的成像，断点清晰，但对于两条剖面左边以及中部，深层基底陡倾角没有得到较好的成像.对比LineA和LineC可知，深层存在火成岩位置处，火成岩下基底反射较弱，说明火成岩对下伏地层存在屏蔽影响，图 9中蓝色为火成岩反射，黄色为不存在火成岩时的基底反射，明显表现出火成岩下伏地层的弱反射特征.对比相应的纵波成像剖面可知，火成岩下伏地层的转换波成像能量要比纵波成像能量稍强，主要是转换波频率相对低些的原因.

图 9

Fig. 9

图 9 LineA剖面(黄色)和LineC剖面(蓝色)叠合对比显示(P-SV时间剖面) Fig. 9 Section of LineA and LineC(P-SV time Section)

4 靶区复杂3D模型给定观测系统下的偏移成像

对图 5三维显示的模型采用如图 6所示两个patch对应的观测系统进行波动方程正演模拟，采用炮域叠前深度偏移成像方法进行三维叠前深度偏移，并转换到时间域.

图 10显示出部分联络测线模型垂直切片及其对应的偏移成像剖面，成像剖面对应于模型剖面的里程范围：4662.5~9237.5 m，模型横坐标、深度坐标(纵坐标)单位都是m，测线分别为xline号为100、250、545、694、807、847.图 10c显示的是对应图 10a模型成像剖面，由于界面比较平缓，采用给定的观测系统采集的资料进行偏移成像后，深层成像质量较好.图 10d显示的是对应图 10b模型成像剖面，模型中有一段火成岩，虽然火成岩对下伏地层反射波有屏蔽作用，但由于所在位置处，构造比较平缓，所以下伏地层成像质量也较好.

图 10

Fig. 10

图 10 部分联络测线模型垂直切片及其对应的偏移成像剖面 Fig. 10 Vertical slice and Section of some xline

图 11显示出部分主测线模型垂直切片及其对应的偏移 成像剖面，成像剖面对应于模型剖面的里程范围：14000~25787.5 m. 测线分别为inline号为17、73、109、145、161.通过对比模型和对应的成像剖面可以看出，深层构造翼部的成像质量较差，能量较弱，尤其火成岩对应的陡坡带位置处(里程为18000 m和25500 m处)，下伏地层的成像质量较差，而火成岩对应的下伏平缓构造位置，成像质量较好，说明本次观测系统所采集到的较陡的位置处的反射信息较弱.同时，对比图 10所示的xline测线成像剖面可以看出，inline测线成像质量明显比较高，说明本观测系统的横向覆盖次数和炮检距大小需要加大.

图 11

Fig. 11

图 11 部分主测线模型垂直切片及其对应的偏移成像剖面 Fig. 11 Vertical slice and Section of some inline

5 结 论

目前海上地震采集系统以拖缆为主，相应的处理和解释技术都比较成熟，而海底电缆地震采集系统处于研究阶段.与拖缆采集相比，海底电缆接收的数据更复杂(包含转换波)，处理及解释技术都不成熟，本文从靶区的地质实际出发，采用2D及3D波动方程的方法进行模型正演，并对炮集记录进行偏移成像，以此来评价OBC观测系统的适用性.通过分析可得以下结论：

(1)基于炮集记录波场特征分析可知，水中激发，OBC接收的地震波场特征复杂，地震波类型很多，不仅有反射纵波，反射转换横波，而且有折射波，海底层的面波.

(2)合成记录的纵横波分离得到的纵波剖面(P波)和转换波剖面(P-SV波)，特征明显，复杂构造产生的断面反射纵波、反射转换横波、绕射波特征清晰；同时，在复杂构造引起的地震波能量散射严重.

(3)靶区给定的OBC观测系统正演模拟偏移成像结果表明，给定的观测系统下，复杂断层能得到较好的偏移成像，但复杂基底构造尤其凹陷部位，成像效果不理想.

(4)OBC记录的最大特点是可以接收到P-SV反射信息，建议采用有效的P-SV偏移成像算法研究靶区OBC观测到的P-SV对目标层成像效果，判断P-SV波成像能否弥补在复杂构造及火成岩部位下伏目标层较差的P波成像效果.