地震正演技術(shù)在深反射地震剖面探測中的應(yīng)用

王光文,王海燕，李洪強(qiáng)，李文輝，龐永香

(1.中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所巖石圈中心，北京 100037;2.自然資源部 深地動力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100037;3.中國地質(zhì)科學(xué)院，北京 100037;4.中國石油集團(tuán)測井有限公司 天津分公司，天津 300280)

0 引言

反射地震探測技術(shù)是當(dāng)前地球物理勘探中較為重要的、有效的方法之一。在反射地震勘探中通常需要進(jìn)行地震波正演模擬來指導(dǎo)野外數(shù)據(jù)采集、約束數(shù)據(jù)處理、指導(dǎo)和驗(yàn)證解釋，尤其是存在某些特殊地質(zhì)結(jié)構(gòu)及地面干擾的情況下，地震資料的信噪比和分辨率相對較低，約束資料相對較少，使得地震剖面解釋和反演多解性問題突出[1-4]。開展地震波正演模擬研究可以減少多解性，獲得合理的地質(zhì)參數(shù)，其中以巖石物性參數(shù)為基礎(chǔ)的正演模擬所合成的地震記錄是研究地下地質(zhì)結(jié)構(gòu)的橋梁[5-8]?；谑头瓷涞卣鸺夹g(shù)發(fā)展起來的深反射地震剖面技術(shù)已被國際地學(xué)界公認(rèn)為是探測地殼上地幔結(jié)構(gòu)的高精技術(shù)[9-10]。近幾十年來，隨著國內(nèi)外深部探測計(jì)劃的實(shí)施，深反射地震剖面探測技術(shù)已經(jīng)非常成熟，但很少利用正演模擬來約束和指導(dǎo)深地震反射數(shù)據(jù)采集和處理解釋，而地震正演模擬技術(shù)在地震勘探中發(fā)揮著不可替代的重要作用[11-12]。通過射線追蹤及波動方程數(shù)值模擬，可以追蹤地震波在地下的傳播路徑，并且通過模型合成的記錄可以有效地將地震響應(yīng)和地質(zhì)構(gòu)造聯(lián)系起來，對地震數(shù)據(jù)處理與解釋起到至關(guān)重要的指導(dǎo)作用，使反射地震特征具有明確的地球物理意義及地質(zhì)意義，并且可以增強(qiáng)人們對地下地質(zhì)結(jié)構(gòu)的認(rèn)識。

本文以跨越四川盆地的深反射地震剖面為例，開展深反射地震剖面正演模擬研究。首先根據(jù)深反射地震剖面的解釋結(jié)果，參考區(qū)域地球物理資料并結(jié)合研究區(qū)速度結(jié)構(gòu)設(shè)置初始速度和密度，建立初始模型，再根據(jù)初始模型和深反射地震剖面的采集參數(shù)開展射線追蹤正演模擬與波動方程正演模擬，分別將模擬的單炮記錄與野外單炮記錄、自激自收剖面與偏移疊加剖面進(jìn)行對比分析，逐步迭代調(diào)整初始模型參數(shù)，使模型更加合理地反映地下構(gòu)造情況，最終確定合適的地質(zhì)模型，為驗(yàn)證和指導(dǎo)地質(zhì)解釋提供依據(jù)。同時(shí)，深度域地質(zhì)模型可以為深反射地震剖面構(gòu)造解釋提供深度信息，獲得相對準(zhǔn)確的地層厚度、地殼厚度和莫霍面埋深等，改善以往僅利用地殼平均速度6 km/s來估算地殼厚度和深度不準(zhǔn)的問題。

1 研究區(qū)與深地震反射剖面概況

四川盆地位于青藏高原東部、是由擠壓作用所形成的沉積盆地之一，由于處在三大洋的結(jié)合部位(古亞洲洋、特提斯洋、太平洋)，周邊的構(gòu)造比較復(fù)雜[10,13-14]。四川盆地卷入了多期次和多邊界的構(gòu)造變形，是開展盆山耦合作用和深部構(gòu)造關(guān)系研究的理想實(shí)驗(yàn)室[10,15,16]，前人在此處做了很多研究工作。為揭示四川盆地的深部結(jié)構(gòu)，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所在Sionprobe-02項(xiàng)目資助下，完成了跨越四川盆地330 km的深反射地震剖面的數(shù)據(jù)采集與處理工作。王海燕等利用深地震反射剖面技術(shù)得到了四川盆地上地幔精細(xì)結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)了四川盆地下地殼向上地幔ES方向延伸的傾斜斷層，并結(jié)合地球化學(xué)同位素年齡，認(rèn)為是揚(yáng)子克拉通地臺西北緣新元古代俯沖的遺跡[10]?？盗x昌結(jié)合鉆井資料以及地質(zhì)資料，認(rèn)為四川盆地最古老的地層為中震旦系，并且在震旦系沉積地層之下有可能存在更加古老的地層[17]。張?jiān)罉虻日J(rèn)為四川盆地北緣和中緣發(fā)育的褶皺型構(gòu)造帶為中晚侏羅世，是燕山運(yùn)動時(shí)期陸內(nèi)造山作用所形成的,其動力學(xué)機(jī)制與東亞大陸周邊板塊匯聚碰撞密切相關(guān)，板塊之間相互碰撞產(chǎn)生的遠(yuǎn)程效應(yīng)引起了揚(yáng)子板塊周邊造山帶的再生復(fù)活, 使得四川盆地周緣(華鎣山附近)形成弧形褶皺帶，從而奠定了四川盆地的基本構(gòu)造形態(tài)[13]。這些研究讓我們對四川盆地的基本構(gòu)造形態(tài)有了一定的認(rèn)識。

為揭示四川盆地深部地殼結(jié)構(gòu)，研究盆山耦合作用和深部構(gòu)造關(guān)系，在Sinoprobe-02-01項(xiàng)目的資助下，完成了跨越四川盆地總長約330 km的深地震反射剖面(圖1)的采集與處理解釋工作。該段剖面在2008～2010年期間分三段完成了野外數(shù)據(jù)采集工作，為獲得不同深度地質(zhì)資料，震源采用不同藥量的炸藥進(jìn)行激發(fā)，具體采集參數(shù)如表1。

圖1 深地震反射剖面位置Fig.1 Location of deep seismic reflection profile

表1 跨越四川盆地深反射地震剖面數(shù)據(jù)采集參數(shù)

2 深反射地震正演

2.1 初始模型建立

2.1.1 層位模型建立

四川盆地上地殼覆蓋層大致可以劃分為中生界地層、古生界地層、前寒武系地層[17-19]，康義昌結(jié)合以往這個(gè)區(qū)域研究的地質(zhì)資料及沿剖面附近的鉆井，并利用本區(qū)域一條剖面的深反射信息，研究得出四川盆地震旦系以上的沉積蓋層主要可分為四層：侏羅—白堊系陸相紅層、三疊系海陸相過渡層、二疊系—三疊系海相上構(gòu)造層、志留系—中震旦統(tǒng)海相下構(gòu)造層，并且盆地中部沉積地層存在平行不整合，有部分地層缺失[17]。本文主要依據(jù)王海燕等根據(jù)深反射剖面建立的解釋模型[9-10]及康義昌對此區(qū)域的構(gòu)造解釋結(jié)果建立初始層位模型，將四川盆地上地殼分為3個(gè)層位，中下地殼為一個(gè)層位，上地殼的3個(gè)沉積層自WN向ES逐漸減薄；在四川盆地中部存在俯沖的莫霍面，測線ES方向存在褶皺帶。通過前人對四川盆地結(jié)構(gòu)解釋的研究，建立初始地質(zhì)模型(圖2)。

圖2 初始地質(zhì)模型Fig.2 Initial geological model

2.1.2 速度模型構(gòu)建

目前，研究四川盆地速度結(jié)構(gòu)的文章相當(dāng)多，研究程度也比較高，如：王椿鏞等利用寬角反射/折射地震剖面數(shù)據(jù)，得到四川盆地地殼平均速度為6.45 km/s，Pn波的速度在8.1～8.2 km/s之間，發(fā)現(xiàn)四川盆地地殼平均速度和地幔頂部的Pn波速度偏高[20]；嘉世旭等對反映不同構(gòu)造單元的震相記錄，特別是強(qiáng)震區(qū)復(fù)雜震相信息進(jìn)行詳細(xì)分析和模擬追蹤計(jì)算，得到龍門山中段褶皺造山帶及兩側(cè)的橫向不均勻地殼速度結(jié)構(gòu)(表2)，顯示了地殼速度隨深度穩(wěn)定增加的分層結(jié)構(gòu)特征[21]；李英康等利用深地震反射、寬頻地震以及大地電磁的探測結(jié)果，將四川盆地Moho面以上的地殼劃分為5個(gè)層位[22]，并經(jīng)過震相走時(shí)反演和SEIS88程序正演計(jì)算，得到了四川盆地二維地殼速度模型(表3)。我們根據(jù)以往的鉆井、區(qū)域地質(zhì)資料及地球物理特征，參考前人的研究成果，劃分研究區(qū)Moho面以上層位，并根據(jù)測線經(jīng)過的不同構(gòu)造位置，對每一層設(shè)定不同的速度值，建立初始速度模型(表4)。

表2 四川盆地地殼厚度—速度[21]

表3 四川盆地地殼速度結(jié)構(gòu)[22]

表4 初始速度模型層位速度

2.2 正演模擬

2.2.1 選取地震子波

正演模擬合成的地震記錄是地震資料和地質(zhì)解釋之間的橋梁，它對地質(zhì)層位準(zhǔn)確標(biāo)定起了重要的作用，而子波的選取是合成地震記錄的關(guān)鍵[23-24]。挑取不同構(gòu)造帶的野外單炮記錄進(jìn)行頻譜分析(圖3)，發(fā)現(xiàn)單炮頻率主要在5～30 Hz之間，主頻在10 Hz左右。依據(jù)原始數(shù)據(jù)的頻譜分析結(jié)果，在進(jìn)行正演模擬時(shí)，將地震子波的頻帶范圍以及主頻大小設(shè)置為與分析結(jié)果一致。對于一般脈沖地震震源(如炸藥震源)來說，其原始脈沖基本上是接近最小相位的，因此在模型中選取最小相位地震子波——雷克子波(圖4)，然后根據(jù)建立的初始地質(zhì)模型，按照模擬的地震道位置，通過模型中設(shè)定的速度和密度值，計(jì)算反射系數(shù)，最后利用雷克子波與反射系數(shù)褶積，合成最終的地震記錄[25-26]。

圖3 原始單炮頻譜分析Fig.3 Spectrum analysis of original single-shot

2.2.2 射線追蹤

射線追蹤法主要是依據(jù)地震波在高頻近似條件下其能量沿著射線軌跡傳播的原理，進(jìn)行模擬數(shù)據(jù)的合成，屬于幾何地震學(xué)方法[27-29]。本文依據(jù)建立的初始模型，使用實(shí)際地震剖面的采集參數(shù)(表1)，進(jìn)行自激自收和共炮點(diǎn)道集射線追蹤正演模擬。依據(jù)模型，選定所有的反射界面，模擬射線軌跡及計(jì)算射線走時(shí)，從射線追蹤模擬中(圖5)可以直觀地看出基于幾何地震學(xué)原理的射線軌跡，了解地震波在地下構(gòu)造傳播的特點(diǎn)及路徑。

a—真實(shí)時(shí)間;b—振幅譜;c—正交時(shí)間;d—相位譜a—real time;b—amplitude spectrum;c—quadrature time;d—phase spectrum圖4 子波頻譜Fig.4 Wavelet spectrum

a—自激自收記錄;b—共炮點(diǎn)道集記錄a—zero offset seismic record;b—common shot gather record圖5 射線追蹤路徑Fig.5 Ray tracing routing

2.2.3 共炮點(diǎn)道集記錄

深反射地震數(shù)據(jù)在處理過程中(靜校正、偏移)會人為設(shè)定一些速度值，如果先將自激自收合成的記錄與疊加剖面擬合對比，那么擬合出來的結(jié)果可能會存在一定誤差，而直接對比接收到的原始單炮記錄相對準(zhǔn)確。我們先擬合原始單炮記錄確定層位的速度值以及模型中層位的構(gòu)造關(guān)系。依據(jù)自激自收迭代修正建立的地質(zhì)模型及野外采集參數(shù)，分別在不同構(gòu)造位置(測線100 km、200 km和280 km處)依據(jù)射線追蹤合成模擬共炮點(diǎn)道集記錄，并將其與原始的單炮記錄進(jìn)行反射波到時(shí)對比分析(圖6)，依據(jù)對比結(jié)果，不斷迭代修正速度，使單炮中的反射波到時(shí)擬合較好為止。

在測線100 km處合成的共炮點(diǎn)道集記錄中(圖6a1、a2)，發(fā)現(xiàn)模擬單炮數(shù)據(jù)反射波(黑線)的到時(shí)偏大，調(diào)整速度大小以后，前3層(0～5.5 s)的反射波與實(shí)際單炮記錄擬合較好。此位置沉積層厚度較深，平均在14 km左右，較厚的沉積層使得反射波到時(shí)較大，Moho面反射出現(xiàn)在14 s左右。由于野外震源激發(fā)地震波向下傳播時(shí)吸收衰減嚴(yán)重，Moho面的反射較弱，在原始單炮記錄上很難發(fā)現(xiàn)，但通過數(shù)據(jù)模擬，可以得到Moho面在時(shí)間剖面上的反射同相軸。

在測線200 km處合成的共炮點(diǎn)道集記錄中，模擬數(shù)據(jù)第一層的反射波與原始數(shù)據(jù)的直達(dá)波疊加在一起，第二、三層的反射波到時(shí)比實(shí)際單炮數(shù)據(jù)偏小。調(diào)整模型中的速度結(jié)構(gòu)，不斷進(jìn)行迭代擬合，最終使得反射波到時(shí)一致(圖6b1、b2)。此位置還存在一些弱反射層，并且反射層的到時(shí)基本在5 s之內(nèi)，明顯比測線100 km處要小，這是由于此位置沉積層相對較薄所致。莫霍面反射在接近15 s的位置，比測線100 km處的到時(shí)偏大，可能是由于地殼到地幔存在傾斜反射層所致。

在測線280 km位置，由于位于華鎣山褶皺帶附近，地表起伏較大，地形相對復(fù)雜，射線追蹤無法到達(dá)某些層位，使得合成的單炮記錄中，反射波同相軸不能被連續(xù)追蹤到(圖6c1、c2)，并且Moho面位置反射不明顯。由于射線追蹤方法存在自身的弊端，在華鎣山褶皺帶，利用波動方程方法進(jìn)行正演模擬，此方法基本不會受到地形形態(tài)的影響，合成的記錄中可以追蹤到不同層位深度的反射層[30-33]。從合成的單炮記錄中可以發(fā)現(xiàn)(圖6d1、d2)，此位置沉積層較薄，并且由于層間距較小，使得單炮記錄中的淺層反射波到時(shí)相差無幾，層位擬合不夠好，因此需要調(diào)試速度大小，使層位擬合效果最佳。通過射線追蹤以及波動方程單炮正演模擬，確定測線不同構(gòu)造段位置的速度值，使擬合的速度接近地下真實(shí)速度值。

2.2.4 自激自收地震記錄

通過射線追蹤及波動方程合成的炮集記錄與原始單炮對比分析，對每層的速度進(jìn)行了初步迭代修正，得到較為合適的速度模型，但是由于原始單炮記錄中很難找到Moho面反射層，使得Moho面上下層位的速度值存在不準(zhǔn)確性。因此，我們依據(jù)共炮點(diǎn)集修正以后的模型，再次利用野外采集參數(shù)(表1)，采取逐層迭代修正的方法，進(jìn)行自激自收合成地震記錄與偏移疊加剖面到時(shí)信息對比分析，并反復(fù)修正模型中各層位的深度、速度等參數(shù)(表5)，直至合成的地震記錄中層位的到時(shí)與疊加剖面中的到時(shí)可以基本吻合為止。從偏移疊加剖面(圖7)可以看出，淺層反射波同相軸主要分為3層，并且在SE方向淺層褶皺帶同相軸明顯；Moho面反射清晰，在140～220 km處存在俯沖Moho，俯沖同相軸可以連續(xù)追蹤。逐層迭代擬合時(shí)，主要對比擬合了3個(gè)淺層反射同相軸、褶皺帶的反射同相軸、Moho面反射同相軸、俯沖Moho反射同相軸位置。

底圖—原始單炮記錄；覆蓋圖—模擬單炮記錄；a1、a2—100km處射線追蹤模擬單炮記錄修正前、后對比；b1、b2—200km處射線追蹤模擬單炮記錄修正前、后對比；c1、c2—280km處射線追蹤模擬單炮記錄修正前、后對比；d1、d2—280km處波動方程正演模擬單炮記錄修正前、后對比 base map—original single shot record；overlay map—simulate single shot record；a1、a2—100km comparison of ray tracing forward simulation before and after single shot correction；b1、b2—200km comparison of ray tracing forward simulation before and after single shot correction；c1、c2—280km comparison of ray tracing forward simulation before and after single shot correction；d1、d2—280km comparison of wave equation forward modeling before and after single shot correction圖6 共炮點(diǎn)道集記錄對比Fig.6 Comparison of common shot point gather records

圖7 偏移疊加剖面(據(jù)文獻(xiàn)[10]修編)Fig.7 Migration stack profile(revised according to reference [10])

表5 正演模擬層位迭代速度

通過擬合對比，第一層(圖8a1、a2)自激自收合成的地震記錄與疊加剖面在測線NW方向華鎣山褶皺帶位置有一定的差別，模擬數(shù)據(jù)第一層的到時(shí)(雙程走時(shí))比疊加剖面偏大，并且測線中部的位置，模擬數(shù)據(jù)反射波到時(shí)偏小。反復(fù)修正速度值及反射層位深度關(guān)系，使第一層模擬數(shù)據(jù)與深反射疊加剖面擬合較好為止。依據(jù)第一層修正的方法，依次將模型第二、第三層、第四層進(jìn)行迭代修正(圖8b1、b2、c1、c2、d1、d2)，直至合成的地震記錄和疊加剖面層位的到時(shí)擬合好為止。Moho面(圖8d1、d2)經(jīng)第一次速度迭代，發(fā)現(xiàn)到時(shí)在俯沖帶的位置擬合得不好，俯沖帶的同相軸與其東側(cè)Moho面的夾角偏小，并且東部Moho面的到時(shí)偏小。調(diào)整模型中俯沖角度，減小模型中東部上地幔的速度，經(jīng)過多次迭代修正，使模擬數(shù)據(jù)和疊加剖面在俯沖的位置迭代擬合好。通過合成好的自激自收疊加剖面可以看出，俯沖帶大約在測線180 km處向下俯沖，到19 s左右時(shí)消失，俯沖的到時(shí)大約在14～20 s之間。經(jīng)過逐層速度迭代，得到最終的地質(zhì)模型(圖9)，模型中的速度值也更加接近地下真實(shí)速度。

圖9 四川盆地最終地質(zhì)模型Fig.9 Final geological model of Sichuan Basin

3 討論

本文以深地震反射剖面構(gòu)造解釋結(jié)果為基礎(chǔ)，參考區(qū)域地球物理資料并結(jié)合研究區(qū)的速度結(jié)構(gòu)設(shè)置初始速度和密度，建立初始模型；然后根據(jù)初始模型開展射線追蹤正演模擬及波動方程模擬，通過對模擬的單炮記錄與野外單炮記錄、正演的自激自收剖面與疊加剖面進(jìn)行對比分析，逐步迭代反復(fù)調(diào)整物性參數(shù)，使得在疊加剖面和單炮記錄上的擬合結(jié)果均達(dá)到最佳，從而確定了最終的、相對合適的地質(zhì)模型。根據(jù)該地質(zhì)模型，驗(yàn)證了深反射地震剖面的構(gòu)造解釋的合理性，并為地質(zhì)解釋提供了約束。

深度域地質(zhì)模型為深反射地震剖面構(gòu)造解釋提供了深度信息：在龍門山前，沉積層最厚，為14 km，向東南逐漸減薄，在華鎣山前達(dá)到最薄約6 km，華鎣山褶皺帶沉積層的厚度為5～6 km；莫霍面埋深約為42～44 km，盆地中部(120～200 km范圍內(nèi))存在ES傾向的反射波組，傾角約30°，認(rèn)為是揚(yáng)子板塊西北緣新元古代古俯沖的遺跡，俯沖深度達(dá)到約60 km。

經(jīng)過反復(fù)修正得到的地質(zhì)模型和地震剖面構(gòu)造解釋的結(jié)果存在差異，地質(zhì)模型顯示古俯沖的角度比實(shí)際地震剖面上顯示的角度偏大，這可能是由于數(shù)據(jù)處理過程中偏移處理時(shí)所用的偏移速度偏小，導(dǎo)致成像深度變淺，使得俯沖的角度比實(shí)際的偏小。正演模型的提出對數(shù)據(jù)處理過程中參數(shù)的設(shè)定以及解釋模型的合理性具有指導(dǎo)意義。

4 結(jié)論

1)射線追蹤和波動方程理論建立的正演模型能很好地將地震模型與地質(zhì)模型聯(lián)系起來，使地震響應(yīng)既具有明確的地質(zhì)意義，又具有地球物理意義，可為深反射地震剖面結(jié)果的解釋提供一定的指導(dǎo)及約束。

2)根據(jù)正演模擬結(jié)果，揭示出揚(yáng)子板塊西北緣新元古代俯沖的角度在30°左右，比深反射地震數(shù)據(jù)的解釋模型俯沖角度要大，這可能是在深反射處理過程中，做偏移處理時(shí)，給定的偏移速度過小導(dǎo)致同相軸上彎，使得偏移疊加剖面傾斜界面反射波同相軸比實(shí)際界面角度偏小。通過正演模擬可以對數(shù)據(jù)處理過程中參數(shù)設(shè)定的合理性進(jìn)行約束。

3)深度域地質(zhì)模型為深地震反射剖面解釋提供了相對準(zhǔn)確的深度信息，比利用地殼平均速度 6 km/s 估算的厚度和埋深更合理。

致謝 :中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)所李秋生研究員、盧占武研究員在文章寫作構(gòu)架中給予了諸多啟發(fā)，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)所巖石圈中心寒如冰、吳慶宇博士在文章的寫作過程中給予了很多專業(yè)技術(shù)上的支持，并且在模型建立中給出了寶貴建議，在此表示由衷的感謝。