2015, Vol. 30
鄂尔多斯盆地是我国第二大沉积盆地，蕴含丰富的煤、石油和天然气资源.在大地构造伊陕斜坡北部浅表层形成了众多的小型第四系河湖沉积盆地，沉积厚度在50～300 m，这些河湖沉积盆地面积不大，约几千平方公里，其地表相对平坦的地形地貌为地震勘探提供了良好的条件.但是，该沉积体却在观测长度6～7 km的地震单炮记录中形成了一种极强的干扰波，严重影响了地震勘探的单炮记录和叠加剖面质量，并且比其它类型干扰波的影响大，特点显明.
由于该区地质构造不发育，储层非均质性强，常规地球物理参数储层预测难度大(刘锐娥等，2002；邹新宁等，2006；高建虎等，2009；刘卫华等，2010)，反射波勘探是分辨率最高的勘探方法(杨文采等，2007;黄绪德等，2008)，同时又是该区主要的物探方法，采集方法的选择对记录的品质具有重要意义(高银波等，2006；王永卓等，2009；王西文等，2010；张春贺等，2011；刘凯等，2013；王正良等，2013)，浅层低降速层给采集资料质量和后续静校正工作带来一定困难(井西利等，2006；安西峰等，2010;李洪强等，2014；查文锋和于小磊，2014)，这种小型河湖沉积盆地面积大，沉积厚度大，基底倾角影响且位于浅表层，在地震勘探资料采集中产生了特征鲜明的强干扰波，影响了区内的资料品质.
因此，对该沉积盆地产生的干扰波的地球物理特征和形成机理的分析与研究具有很重要的现实意义，不仅能知道该干扰波产生的原因及特征，而且可以提高地震勘探采集资料的品质，并进一步为后续资料处理提供良好的理论参考，从而尽可能消减该干扰波的影响，最终提升该区地震勘探的技术水平，为油气评价提供更好的基础资料.
1 干扰波特征
在鄂尔多斯盆地伊陕斜坡北部沙漠区，随着地震勘探区域的不断扩大和勘探程度的持续深入，该区地震采集单炮记录上 出现一种能量极强的，频率范围特别宽的，时距曲线呈“线性”特征，传播速度约为1820m/s的干扰波.它的速度是声波速度(340 m/s)的5.35倍，形状呈“八”字形，和人的八字胡须相近似，故将该记录称为“八字胡”记录，如图 1所 示.
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图 1沉积河湖盆地单炮记录 Fig. 1 Single shot record of Seismic data in the sedimentary basin of Rivers and lakes(m) |
该干扰波不但影响资料采集质量，而且影响资料处理质量.从单炮记录看其严重屏蔽来自深层的弱有效反射信号(安绍鹏等，2010)，在该干扰波强相位之间，基本屏蔽掉所有的有效信号；同时，由于形成机理不明，导致在后续资料处理中很难被处理方法处理掉，从而影响剖面处理的效果.
2 小型河湖沉积盆地岩性及地球物理参数特征 2.1 小型河湖沉积盆地岩性及地球物理特征地质内因从根本上决定了不同地质条件下的测井信息响应特征，测井信息也可以揭示地质特征(李浩等，2007;李浩等，2008;匡朝阳等，2008;王瑞飞等，2008;李浩等，2009)，所以，测井资料和录井岩性可以揭示出小型河湖沉积盆地的一些特征.
这种具有“八字胡”形状的记录特征主要出现在古代河道和古代湖泊小型沉积盆地内；在接近河道或湖泊沉积盆地中心处设计微测井1，在靠近边缘处设计微测井2.从下表 2口微测井成果中可以看出，微测井1井深130 m，从上到下的岩性变化是干流沙，潮流沙，含水流沙，泥质流沙，湖底胶泥，没有出现砂岩高速层；微测井2井深120 m，从上到下的岩性变化是干流沙，潮流沙，泥质流沙，砂岩，在井深95 m处遇到砂岩高速层.
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表 1 研究区微测井1成果表 Table 1 Results table of micro logging calculation of study area |
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表 2 研究区微测井2成果表 Table 2 Results table of micro logging calculation of study area |
通过以上成果分析可知，根据岩性特征从上到下可分为四层，分别是湿流沙 、泥质流沙、湖底胶泥、砂岩；岩性特征基本决定岩性速度，相应地，地层速度特征也分为四层，分别为594 m/s，1386 m/s，1845 m/s，2122 m/s，2553 m/s.
小型河湖沉积盆地的四层岩性和速度特征主要是由于流沙粒度，含水量、含泥量及岩层胶结强度不同而形成的.其中，低速层主要是流沙层速度约600 m/s及湿流沙层的速度约1390 m/s；降速层的速度(尹喜玲等，2009；屈战海等，2010)主要是因为流沙中含水及含泥逐渐增多，弱胶结使得速度增加为1750～1900 m/s，符合孔隙流体的填充会使岩石纵波速度增加25%的一般规律(李爱兵等，1995；李琳等，2010；司文朋等，2013)，并且该速度特征在相对稳定的湖泊沉积相和河道沉积相区域内是较稳定的.这种速度和盆地基底强胶结砂岩层的高速层速度(2500 m/s)之间的速度差别约700 m/s，从而形成该区小型河湖沉积盆地成层的岩性及速度结构特征.
通过微测井地层的主频分析看出湿流沙主频低，为120 Hz，含泥流沙主频在湖中心为320 Hz，在湖边缘区只有160 Hz，河湖沉积盆地的基底砂岩主频也是320 Hz.这种地层地震波主频的不同，不仅会造成在其中激发时激发子波的不同，而且决定了地震波在其中传播主频的不同.
2.3 小型河湖沉积盆地沉积演化特点在鄂尔多斯盆地伊陕斜坡北部沙漠区，这种小型河湖相沉积盆地是在白垩系砖红色砂岩基底上形成的，白垩系砂岩层经过长时间的风化剥蚀，形成了古河道和古洼地，成就了盆地的基底.由于第四纪早期雨水较多时，流水形成河流及汇水洼地形式的湖盆.在整个第四纪，湖盆在生长及消亡过程中不断接受陆相河湖沉积，在后期气候变化及地貌变迁、流水缓慢过程中及后期的沙漠化作用下逐渐沉积形成现今的面貌.
这种沉积体的基底是白垩系红砂岩，然后上面是浅水河湖沉积的灰绿色含沙软胶泥，其后随着湖水变浅、盆地萎缩含沙量增多形成含泥沙，随着盆地的持续萎缩，水体越浅，河流携沙量相对增强，沉积体含沙量越多，含泥量越少，随着注水河流减退形成浅水沼泽，附近的流沙在西北向风力搬运下沉积形成含水流沙，随着流沙的不断堆积形成湿流沙、潮湿流沙及干流沙，最终形成现今的第四纪小型河湖沉积盆地.
这种小型河湖沉积盆地中的古河床型盆底坡度较大，湖泊型盆底坡度相对较小，岩性的胶结度、压实性从下向上依次减弱，由于厚度不大，时间短，压实不是很好，湖泥成岩性差，湖泥以上地层均未成岩，属于典型的第四纪沉积物.河湖沉积盆地内岩层基本呈水平产状，密度从上向下以次增大，速度也是依次增高，二者之积的波阻抗也依次增强。
所以，该小型河湖沉积盆地岩性结构清晰，速度结构明确，波阻抗界面分明，均具有成层特征，层内呈弱继变特征，为反射波提供了良好的反射界面.
3 干扰波频谱特性 3.1 频率特征通过对单炮记录进行分频扫描，频率档依次为30～60 Hz，40～80 Hz，50～100 Hz，70～140 Hz，100～200 Hz，扫描结果，如图 2.
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图 2分频扫描单炮记录 Fig. 2 Frequency scanning single shot record of seismic data of study area |
从以上分频扫描记录中可以发现，这种干扰波频率范围非常宽，从低频到高频(30～200 Hz)范围内均存在，强烈的影响了单炮记录右半部及左上半部的质量.
同时，随着扫描频率的增加，干扰波的相对能量明显高于有效信号和其它干扰波成分.从100～200 Hz的扫描单炮记录上看，当有效波的频率成分消失之后，这种干扰波的频率及其能量的优势越发凸现出来，根据微测井成果揭示的岩性动力学参数在300 Hz附近，可知该干扰波频率范围应在0～300 Hz.
而且，该干扰波频散缓慢.随着波传播距离的增加，在远离炮点的时间上，这种干扰波的主频是朝向低频方向移动的，变化缓慢，反应了这种波受地层吸收很小，波在其中传播时是很稳定的.
3.2 频谱特征在进行频谱分析时，视窗分别选定在近道(视窗1)、中间道(视窗2)和远道(视窗3)，如图 3、图 4所示.
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图 3 频谱分析时窗 Fig. 3 Spectrum analysis window |
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图 4 频谱分析图 Fig. 4 Spectrum analysis diagram |
通过以上三个不同炮检距干扰波视窗的频谱分析得出：近道频带最宽，能量强，主频在50 Hz，中间道频带较宽，能量稍减，主频在70 Hz，远道频带变窄，能量强，主频在20 Hz，能量变化小，频带逐次变窄，主频先升后降.所以，这种干扰波同样具有地震波的频散特性，和折射波相比，它的衰减相对缓慢，能量下降缓慢，影响大于折射波.
4 相位特性为了进一步研究该干扰波的相位特点，对某一记录上该干扰波同一段进行不同的频率段30～60 Hz、40～80 Hz、50～100 Hz、70～140 Hz、100～200 Hz扫描，得出5张记录，在两个红色线条之间的是“八字胡”干扰波，发现其有不同的相位特性(图 5).
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图 5 不同滤波档干扰波特征 Fig. 5 Character of interference wave by different band-pass filter |
由于受地表条件和低降速带的影响，近地表风化程度的不同和岩石特性的差异、潜水面深浅的变化等客观因素的制约，野外采集中不可避免的使反射波振幅在空间上发生较大的畸变，激发能量和激发子波也随之产生严重的空间变化，引起最终成像储层反射地震属性信息的变化(凌云等，2005;陈新荣等，2009)．从干扰波五个不同的滤波档记录上看出，干扰波相位较稳定，最强的相位波瓣基本位于中部，但是，最强相位的时间位置有变化.以第270道为例，在50～100 Hz档及之前档有2～3个弱相位，接下来是3个强相位，最强相位在920 ms向910 ms微弱移动; 在50～100 Hz档之后，强相位之后有3～4个中强相位及3～4个弱相位，最强的相位上升到870 ms.这些表明强相位主瓣随着频率升高向时间的小方向移动，而且高频子波比低频子波时间短，反映其速度高于低频子波的.
通过干扰波频率档、速度分析，得出由于沉积环境的变化，沉积体的几何形状，导致“八字胡”干扰波的速度在1550～1850 m/s之间变化.
5 干扰波时距曲线方程通过小型河湖沉积盆地剖面特征，建立近地表地质结构模型，运用地震波运动学理论，求取小型河湖沉积盆地中产生的近似“线性”的干扰波时距曲线方程.
假设河湖沉积盆地的径宽是8 km，深度120 m，可以用下面的图形来示意测线经过沉积盆地的剖面图，见图 6.
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图 6河湖沉积盆地剖面模型 Fig. 6 Sedimentary basin of rivers and lakes profile model |
假设在O点激发，在距离炮点X接收，从上面的沉积盆地径宽8000 m和深度为120 m，沉积体中的地震波速度是v.通过几何计算得出湖底和水平面之间的夹角是arctan(120/4000)=arctan0.03≈1.7183°，设这个角度是β，见图 7.
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图 7河湖沉积盆地计算反射波时距曲线示意图 Fig. 7 Rivers and lakes sedimentary basin calculated reflection wave time-distance curve diagram |
于是，根据余弦公式可以计算出该沉积盆地近地表结构的反射波时距曲线方程.
OO*是利用虚震源原理来计算长度的，在已知河湖沉积盆地的盆地中心埋深是120 m，并且知道湖底和水平面之间的夹角是β=1.7183°时，利用勾股定理来计算O点到沉积盆地底部的垂线之间的距离.最后，假设在距离激发点O有一个任意的接收点是x，这个接收点到激发点的距离是X.利用余弦定理和几何地震学原理，就能计算地震波传播到任意接收点的波前所经过的距离，再用传播经过的路程除以速度v，这样就得到了任意接收点的地震波的到达时间.公式为
其中，t为地震波的旅行时间，Y为地震波的旅行路程，X为炮检距，v为地震波的速度，β为沉积盆地基底与水平地面的夹角.
从公式可以看出，小型河湖沉积盆地中产生的干扰波同相轴是二次曲线，并不是视觉的一次线性曲线，这就是在资料处理中使用FK-Filter效果不明显的原因，所以，它的曲线特征的确定可以为资料处理环节提供理论参考.
6 结 论通过对鄂尔多斯盆地伊陕斜坡浅表层沙漠区第四纪小型河湖沉积盆地产生的强干扰波特征及形成机理分析研究，确定了该干扰波对地震单炮记录的影响，干扰波特征是该区第四纪陆相小型河湖沉积相对地震波的反应.通过研究得出以下认识.
(1)通过对小型河湖沉积盆地单炮记录分析发现该种干扰波，频率高、相位强，延续时间长，影响排列长度大，屏蔽掉有效波，严重影响记录的大部分有效信号，形状呈“八字胡”.
(2)通过对其中微测井成果分析，确定其岩性从上到下依次为干流沙、潮湿流沙、含水流沙，含泥流沙，湖底胶泥，红色砂岩，对应密度依次递增，其对应岩性速度依次成阶梯递增，形成成层状岩性及层状速度结构特征.
(3)小型河湖沉积盆地为陆相河湖沉积，随着沉积体由深至浅，依次沉积灰绿色河湖底胶泥，灰绿色含泥沙，黄色含泥沙，黄色含水流沙，潮湿流沙及干流沙，沉积盆地基底为砂岩层，该沉积相由于含泥量、含水量、含沙量和胶结程度的相对变化决定了其沉积岩性和地球物理特征.
(4)该干扰波频谱在0~300 Hz，以某单炮记录第720道为例，高频主瓣在870 ms，中低频主瓣在920 ms；该干扰波近道主频在50 Hz，中道主频在65 Hz，远道主频在20 Hz；波速度约1650 m/s.
(5)通过对该沉积体进行地质建模，根据地震波运动理论进行计算，得出该干扰波曲线特征为二次曲线.
为了进一步对小型河湖盆地中产生的干扰波分析研究，还需要对其进行更多的理论模型计算，方能更深入的了解其特征和对后续工序及最终成果的影响方式及程度.
致 谢 感谢审稿老师在百忙之中审阅本稿件，同时感谢编辑老师的指导及工作.
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