面向地質(zhì)目標的地震偏移成像進展

曲英銘,李振春

(1.深層油氣全國重點實驗室(中國石油大學(華東)),山東青島266580;2.中國石油大學(華東)地球科學與技術(shù)學院地球物理系,山東青島266580)

近年來,地震勘探目標日趨復雜,勘探精度要求越來越高,為了得到高精度的地震成像剖面,需要發(fā)展能夠?qū)碗s介質(zhì)準確成像的高精度地震偏移成像算法[1]。偏移成像可在疊后進行也可在疊前進行,可在時間域進行也可以在深度域進行,其中,疊前深度偏移成像方法由于精度高于其它方法而得到廣泛關(guān)注。疊前深度偏移成像方法主要包括3類:①基于射線理論的偏移成像方法,如Kirchhoff偏移[2-3]和高斯束偏移[4-5]方法,此類方法簡便高效,主要考慮地震波的運動學特征,可靈活地處理起伏地表情況,但對復雜構(gòu)造成像的能力較弱[6];②基于單程波方程的偏移成像方法,單程波方程和偏移成像方法相較于基于射線理論的偏移方法具有更高的成像精度,但仍然存在成像傾角限制,且無法得到真實的振幅信息[7];③基于雙程波方程的逆時偏移成像方法,此類方法理論上無傾角限制,適用于速度縱橫向變化劇烈的地質(zhì)模型,是目前已知方法中精度最高的偏移方法,但此類方法對速度有較強的依賴性,且計算量和內(nèi)存需求相對較大[8]。

隨著三維高密度采集方法的發(fā)展與推廣應(yīng)用,由于計算成本和成像精度相互制約,故在地震成像時需要綜合考慮這兩個因素。地震偏移成像的發(fā)展趨勢是從疊后到疊前,從時間域到深度域,地下介質(zhì)從聲波介質(zhì)到彈性波介質(zhì),從各向同性介質(zhì)到各向異性介質(zhì),從無損介質(zhì)到耗散介質(zhì),成像精度的提高導致了計算成本直線上升。為了節(jié)約計算成本,地球物理學家提出了許多方法,包括優(yōu)化梯度,優(yōu)化差分系數(shù),優(yōu)化成像條件等[9-10]。在實際地震勘探中,需要針對性地對局部目標區(qū)域、層位或構(gòu)造進行成像,因而地球物理學家們將研究方向聚焦于局部目標的成像?？傮w而言,局部目標成像方法包括數(shù)據(jù)選擇類局部目標成像方法[11]和模型選擇類局部目標成像方法[12-13]兩大類。對于數(shù)據(jù)選擇類局部目標成像方法,使用針對目標區(qū)域的數(shù)據(jù)子集進行成像;對于模型選擇類局部目標成像方法,選擇模型的一小部分目標區(qū)域進行成像。

本文對面向地質(zhì)目標的數(shù)據(jù)選擇類和模型選擇類地震偏移成像方法進行了總結(jié)歸納,并對面向地質(zhì)目標的地震偏移成像方法未來發(fā)展趨勢進行了展望。

1 數(shù)據(jù)選擇類局部目標成像方法

1.1 棱柱波成像

棱柱波作為一種多次波,可分為兩種類型:第一種是地震波先在地下高陡構(gòu)造體的側(cè)翼發(fā)生反射,然后又在低傾角的反射界面上進行反射,最后傳播到地面被檢波器接收;第二種則是地震波先在低傾角的反射界面上進行第一次反射,然后在地下高陡構(gòu)造體側(cè)翼發(fā)生反射,最后傳播到地面被檢波器接收。這兩種不同類型的棱柱波是根據(jù)傳播路徑的不同進行分類的。棱柱波包含了豐富的地質(zhì)體信息,尤其是高陡構(gòu)造的信息,所以棱柱波逆時偏移可以在描述地下高陡構(gòu)造時發(fā)揮出巨大作用,可用于改善對高陡構(gòu)造的照明和成像效果[14-15]。棱柱波包含兩個反射點和3個反射路徑[16]。根據(jù)傳播算子的不同,棱柱波成像方法可分為基于克?；舴虻睦庵ǔ上穹椒╗17]、棱柱波逆時偏移成像方法[18-21]、棱柱波最小二乘逆時偏移成像方法[22]和棱柱波全波形反演方法[23-25]。單獨使用棱柱波進行成像會損失沉積層的成像精度,因此,通常利用棱柱波和一次反射波進行聯(lián)合成像[26]。因棱柱波包含3段反射路徑,故相較于常規(guī)一次反射波,棱柱波有著更長的反射路徑。在Q衰減比較嚴重的地區(qū),棱柱波衰減更為嚴重,因此,在棱柱波成像時,沿著棱柱波進行全路徑補償成像效果更佳[27]。

棱柱波逆時偏移成像包含如下步驟:①常規(guī)逆時偏移;②對震源波場進行Born近似下的線性正演;③對檢波點波場做Born近似下的線性正演;④對步驟②的波場與檢波點波場進行互相關(guān)成像;⑤對步驟③的波場與震源波場進行互相關(guān)成像;⑥將步驟④的成像結(jié)果和步驟⑤的成像結(jié)果相加。

從圖1中可以看到一次反射波、一階多次波、棱柱波和低頻噪聲,不難發(fā)現(xiàn)棱柱波能量較弱,在成像中淹沒于一次反射波成像中。圖2a為高陡鹽丘模型,圖2b和圖2c分別為基于該模型的常規(guī)逆時偏移成像結(jié)果和棱柱波逆時偏移成像結(jié)果。在常規(guī)逆時偏移成像結(jié)果中,高陡構(gòu)造成像能量非常弱,而在棱柱波逆時偏移成像結(jié)果中,高陡構(gòu)造得到了明顯改善,但沉積層構(gòu)造成像效果較差。因此,我們通常對兩者進行聯(lián)合成像或聯(lián)合解釋。圖3為實際地震數(shù)據(jù)棱柱波成像實例。其中,圖3a為實際工區(qū)速度模型,品質(zhì)因子Q采用李氏經(jīng)驗公式計算得到,圖3b為黏聲最小二乘逆時偏移成像結(jié)果,圖3c為黏聲棱柱波最小二乘逆時偏移成像結(jié)果,對比圖3b和圖3c可以看出,黏聲棱柱波最小二乘逆時偏移成像結(jié)果中高陡構(gòu)造得到了明顯改善(圖3c中藍色箭頭所示),便于后續(xù)的地震解釋。

圖1 逆時偏移中的一次反射波、一階多次波、棱柱波與低頻噪聲

圖2 高陡鹽丘模型(a)、常規(guī)逆時偏移(b)和棱柱波逆時偏移(c)成像結(jié)果

圖3 實際地震數(shù)據(jù)棱柱波成像實例

1.2 多次波成像

在常規(guī)偏移成像中,多次波通常被視為干擾波而被壓制,但與一次波相比,多次波有著更長的傳播路徑和更小的反射角度,因此多次波的橫向照明區(qū)域更加廣泛,縱向分辨率更高,可充分利用其特點進行成像。多次波成像模式大致包括4種:①將多次波轉(zhuǎn)換為準一次波后再進行偏移處理,這種多次波成像方法需要結(jié)合射線類方法[28-29]或者波動方程類方法[30-31];②將低階多次波作為震源實現(xiàn)高階多次波成像[32-33];③Marchenko成像[34-36];④最小二乘多次波成像,主要包括基于射線的最小二乘多次波偏移成像[37]和最小二乘多次波逆時偏移成像[38-42]。目前,多次波成像正在從表層多次波成像向?qū)娱g多次波成像發(fā)展[43]。

在多次波逆時偏移成像的過程中,地表一次波被預測出的多次波代替,脈沖震源子波被虛擬點震源代替。將預測出的多次波逆時外推,再將同時含有一次波和多次波的地表炮記錄順時外推,然后采用互相關(guān)成像條件得到多次波成像結(jié)果。多次波的成像方法包括兩個步驟。

1) 多次波預測。通常采用預測反褶積、表層多次波消除方法和拉東變換等得到多次波。

2) 逆時偏移成像。雙程波動方程適應(yīng)于橫向速度變化劇烈的介質(zhì),只要震源波場中含有低階多次波場(一次波可以被看作零階多次波),將其順時外推,同時將接收波場中的該低階多次波在地下介質(zhì)中反射傳播產(chǎn)生的高階多次波逆時外推,結(jié)合成像條件,就可以實現(xiàn)多次波成像。

速度模型、單炮記錄及分離的一次波和各階多次波如圖4所示[44]。圖5為逆時偏移成像結(jié)果。其中,圖5a 為包含多次波的全波場數(shù)據(jù)逆時偏移結(jié)果,多次波引起的虛假串擾成像噪聲較為嚴重;圖5b為分離一次波的逆時偏移結(jié)果,多次波串擾成像噪聲得到了很好的壓制,成像結(jié)果清晰,且具有較高的信噪比;圖5c為分離多次波的逆時偏移結(jié)果,其成像范圍更廣,鹽丘側(cè)翼、鹽下等構(gòu)造得到了一定程度的改善[44]。圖6為某工區(qū)實際地震資料的多次波成像測試結(jié)果。圖6a為輸入的速度模型;圖6b 為常規(guī)逆時偏移成像結(jié)果,由于觀測系統(tǒng)的限制照明范圍有限,工區(qū)右側(cè)成像結(jié)果不佳(白色框所示);圖6c為多次波逆時偏移成像結(jié)果,多次波成像結(jié)果準確,照明范圍得到了拓寬[44]。

圖5 逆時偏移成像結(jié)果

圖6 某工區(qū)實際地震資料的多次波成像測試結(jié)果

1.3 繞射波成像

地震數(shù)據(jù)中繞射波包含了地下小尺度孔、縫、洞等地質(zhì)體信息。常規(guī)偏移成像可將繞射波收斂到產(chǎn)生它們的繞射點上,但因繞射波振幅通常遠小于反射波振幅,故繞射波的成像結(jié)果在成像剖面中難以識別[45]。因此,人們提出了對小尺度孔、縫、洞進行成像的繞射波成像方法。繞射波成像方法主要包括兩類:①直接對繞射目標成像,主要包括Kirchhoff法[46-47]、疊加法[45,48]、成像角度域法[49-50]、共散射角道集[51];②間接對繞射目標成像,主要包括共偏移距道集法[52]、共繞射點剖面法[53]、共炮集記錄法[46,54-55]、平面波記錄法[55]及其它道集法[56-58]。多級逆散射繞射波成像有助于繞射波進一步收斂。

圖7為巖溶洞窟模型的速度場、平面波道集及分離得到的繞射波[59],我們對生成的平面波道集進行逆時偏移成像測試。圖8a為基于圖7a模型的全波場成像結(jié)果,可以看出,雖然全波場成像對中、淺層的小傾角構(gòu)造具有良好的成像效果,但是因為地震波照明不均勻,造成深層的溶洞構(gòu)造和斷裂構(gòu)造未能得到良好的成像,因此從結(jié)果中可以看到明顯的偏移噪聲。圖8b 為繞射波成像結(jié)果,不難發(fā)現(xiàn)溶洞構(gòu)造和斷裂構(gòu)造的成像效果得到了明顯的改善,但是中、淺層小傾角構(gòu)造無法成像,且存在偏移噪聲和深層構(gòu)造成像能量弱等問題[59]。圖9為墨西哥灣實際地震資料的繞射波成像測試結(jié)果[60]。圖9a為常規(guī)逆時偏移成像結(jié)果,紅色虛線指示的斷層隱約可見;圖9b為繞射波場逆時偏移成像結(jié)果,反射波能量得到了有效壓制,繞射波能量得到了增強,斷層清晰可見[61]。

圖7 巖溶洞窟模型的速度場(a)、平面波道集(b)以及分離得到的繞射波(c)[59]

圖8 基于圖7a模型的平面波道集成像結(jié)果

圖9 墨西哥灣實際地震資料的繞射波成像測試結(jié)果[60]

為了改善繞射波成像效果,我們進一步研究了繞射波最小二乘逆時偏移方法[62]。不同于常規(guī)的最小二乘偏移方法,繞射波最小二乘偏移方法需要提取觀測數(shù)據(jù)中的繞射波場,再通過線性反演算法求解繞射波場的成像結(jié)果,最終完成對地下非均勻介質(zhì)的成像。選擇不同的加權(quán)函數(shù)對數(shù)據(jù)殘差中的反射波進行處理,能使最小二乘逆時偏移方法實現(xiàn)對不同目標體的高精度成像。當輸入波場只含有繞射波時,可以迭代更新算法來改善繞射波場的成像質(zhì)量。當輸入波場為全波場時,可以減小反射波的權(quán)重來突出繞射波場,進而提升小尺度非均勻構(gòu)造的成像效果。

1.4 回折波成像

在均勻介質(zhì)中,檢波點所接收到的直達波未經(jīng)過地下任何界面,沿著近地表直線傳播到地面的各個檢波點。但當?shù)卣鸩ǖ乃俣入S著深度線性增加時,地震波的傳播路徑是一條圓弧,在這種情況下,地震波也可能在不經(jīng)過任何地下界面的情況下直接傳播到檢波點,然后被接收,通常將這種“直達波”稱為回折波。

通常將回折波和折射波聯(lián)合使用,用于構(gòu)建近地表速度模型[63],也可以直接利用水平地表條件下的回折波走時方程建立近地表速度模型[64]。由于回折波可以提供長波長信息,因此,ALKHALIFAH等[65]發(fā)現(xiàn)使用全波形反演技術(shù)對回折波進行反演會提升各向異性參數(shù)的反演精度。XU等[66]提出利用因子化速度模型中回折波的殘余動校量來估計各向異性參數(shù)。STOVAS等[67]揭示了回折波成像對梯度和初始速度的高度依賴性。PENG等[68]提出了一種自動層析成像方法,該方法充分利用回折波進行速度和各向異性參數(shù)的預估。KOTSI等[69]將數(shù)據(jù)域全波形反演項中的回折波信息與成像域波形層析項中的反射波信息相結(jié)合進行波形反演。REN等[70]基于敏感核分解結(jié)果,提出了反射波與回折波聯(lián)合反演方法。

1.5 早至波成像

在實際地震資料處理中,早至波并非特指某一類型的波,早至波包含多種波的信息,如直達波、折射波、透射波等。非線性反演作為一種近地表高精度速度建模的理想方法,將早至波引入非線性反演,并基于全波形反演理論完成了早至波速度形反演(early-arrival waveform inversion,EWI)。早至波速度形反演基于波動理論,利用早至波的運動學和動力學信息對近地表速度進行反演,相較于全波形反演,早至波速度形反演減少了周波跳躍的影響。

國內(nèi)外學者對早至波形反演進行了大量的研究。胡光輝等[71-72]將早至波與初至走時層析相結(jié)合,充分利用了早至波的運動學信息和動力學信息,并將走時層析得到的速度模型作為早至波全波形反演的輸入信息。我們利用陸上三維實際地震資料證明了利用早至波信息可以反演出高波數(shù)信息成分。SHENG等[73]將早至波作為波形層析的對象,將預測值與觀測值的誤差作為目標泛函。LIU等[74]提出了一個新的工作流程來反演地震數(shù)據(jù)中復雜的早至波,該工作流程包括兩個部分:全旅行時間反演(full traveltime inversion,FTI)和早至波形反演。波場相位是早至波形反演中的重要因素之一,SHRAGGE[75]提出利用黎曼波場延拓方法計算波場相位。ZHOU等[76]將反射波形反演和早至波形反演聯(lián)合起來應(yīng)用于遠偏移距數(shù)據(jù)的反演,并以此構(gòu)建大尺度范圍的速度模型。

圖10為BP模型中淺層部分反演得到的結(jié)果。輸入的初始速度場如圖10b所示,早至波形反演速度場如圖10c所示。可以看出圖10c與圖10a中的真實速度場幾乎一致,在橫向速度變化強的低速體附近二者也高度吻合。

圖10 BP模型中淺層部分反演得到的結(jié)果

2 模型選擇類局部目標成像方法

2.1 地震干涉法觀測面沉降

地震干涉法的原理最早由CLAERBOUT[78]提出,后來不斷被地球物理學家發(fā)展推廣,由于兩個檢波點中的一個被假設(shè)成了震源點,因此該方法也叫虛擬源法。

地震干涉技術(shù)是對兩個炮記錄進行互相關(guān)或反褶積得到新炮記錄的處理方法。以互相關(guān)為例,其原理是對炮記錄G(x,A)的任意一點A與另一個炮記錄G(x,B)的任意一點B進行運算,遍歷炮記錄G(x,A)的其余所有點,得到新的炮記錄G(B,A),該炮記錄相當于B點激發(fā),A點接收的炮記錄,具體公式如下:

(1)

式中:Im表示取虛部;i表示虛部單位;k表示頻率;S0表示校準面;*表示取共軛;G表示格林函數(shù);x表示檢波點。

AMUNDSEN[79]將基于反褶積原理的地震干涉技術(shù)與多維反褶積技術(shù)應(yīng)用于海底節(jié)點數(shù)據(jù)。GUO等[80]提出了基于觀測面沉降的地質(zhì)目標導向波形反演方法,將觀測面沉降至目標體區(qū)域上方,再將基于互相關(guān)原理的地震干涉技術(shù)與最小二乘逆時偏移技術(shù)相結(jié)合,最后提出了最小二乘重校準與最小二乘逆時偏移聯(lián)合反演技術(shù)。該技術(shù)按照人為選定的基準面將全模型拆分為上覆模型和下伏模型,推導出同時更新上覆反射系數(shù)模型和虛擬炮記錄的目標泛函表達式及相應(yīng)的梯度、伴隨算子[81]。LI等[82]利用深度神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)學習反演模型與井數(shù)據(jù)之間的數(shù)學關(guān)系,將人工智能技術(shù)與基于地質(zhì)目標導向的波形反演技術(shù)相結(jié)合。

對水平層狀模型進行基于互相關(guān)的地震干涉研究,結(jié)果如圖11所示,圖11a、圖11e和圖11f中的紅線為選取的校準面,地震干涉的目的是將原本在地表的震源點和檢波點都下移至選取的校準面上,以避免上覆介質(zhì)對目的層的影響。圖11a為鹽丘速度模型,圖11b 為地表激發(fā)、地表接收的炮記錄,圖11c為地表激發(fā)、校準面接收的炮記錄,圖11d為利用重校準得到的虛擬炮記錄,圖11e為平滑速度場,圖11f為根據(jù)重校準虛擬炮記錄得到的目標區(qū)域逆時偏移結(jié)果。

圖11 對鹽丘模型進行基于互相關(guān)的地震干涉成像結(jié)果

2.2 面向地質(zhì)目標的共聚焦點成像方法

基于共聚焦點(common focus point,CFP)理論的成像技術(shù)無需準確的上覆速度信息就可以自動推導從地表到成像目標區(qū)域的格林函數(shù)[83]。利用聚焦算子可以得到目標導向的疊前角度域共成像點道集,進而可以進行振幅隨方位角變化分析。LIU等[83]將CFP成像技術(shù)應(yīng)用于時移野外地震數(shù)據(jù),獲得了準確的4D目標導向地震疊加成像結(jié)果。而后,LIU等[84]進一步研究了基于CFP的轉(zhuǎn)換波建模技術(shù)和成像方法。

在CFP理論中,不同模式的地震波均可以用向下傳播、反射、向上傳播WRW來描述。一次反射波表示為[83]:

P(z0,z0)=D(z0)W(z0,zm)R(zm,zm)·
W(zm,z0)S(z0)

(2)

式中:P(z0,z0)表示震源點和檢波點都在z=z0處的疊前反射數(shù)據(jù),括號里前面的坐標描述的是震源深度,后面的坐標描述的是檢波點深度;S(z0)和D(z0)分別表示在地表的震源點和檢波點;W(zm,z0)表示從地表z0傳播到地下深度zm的地震波;W(z0,zm)表示從地下深度zm傳播到地表z0的地震波;R(zm,zm)表示下行波與上行波的轉(zhuǎn)化矩陣,包含了目標點與角度相關(guān)的反射屬性。

在CFP理論中,成像被定義為將地震波映射到地下反射點的過程,也被稱為共聚焦成像。分別沿著震源點和檢波點的坐標依次進行兩次空間求和,這個以目標為導向的過程被稱為雙重聚焦成像[85]。兩個聚焦步驟是依次進行的,在每個地下網(wǎng)格點上,先在激發(fā)中聚焦然后在接收中聚焦,反過來亦可:

P(zm,z0)=F*(zm,z0)P(z0,z0)=
R(zm,zm)W(zm,z0)S(z0)

(3)

F*(zm,z0)D(z0)W(z0,zm)=I

(4)

利用(3)式中的逆時聚焦算子F*(zm,z0)對地下網(wǎng)格點的采集數(shù)據(jù)進行聚焦檢測,得到z0處激發(fā)、zm處接收的地震數(shù)據(jù)P(zm,z0)。在(4)式中,I是單位矩陣,這意味著每個共炮點道集在聚焦檢測后被轉(zhuǎn)化為一個單道炮記錄,也就是將每一道置于震源處。然后進行激發(fā)聚焦,應(yīng)用聚焦算子F(z0,zm)后,共聚焦點道集被轉(zhuǎn)換為地震圖像。如(5)式和(6)式所示:

P(zm,zm)=P(zm,z0)F(z0,zm)=R(zm,zm)

(5)

W(zm,z0)S(z0)F(z0,zm)=I

(6)

式中:P(zm,zm)為zm處激發(fā)、zm處接收的地震數(shù)據(jù)。利用共聚焦點的轉(zhuǎn)換波成像方法對Marmousi Ⅱ模型局部區(qū)域的模型進行試算,得到的疊前時間偏移成像結(jié)果如圖12所示[84]。圖12c和圖12f分別為得到的P波成像和S波成像結(jié)果。對比可知,P波成像結(jié)果與S波成像結(jié)果基本一致,但P波成像結(jié)果的垂直分辨率明顯更高。

圖12 Marmousi Ⅱ模型局部區(qū)域的模型與疊前時間偏移成像結(jié)果[84]

2.3 局部目標成像法

局部目標成像方法僅對目標區(qū)域進行成像,該類方法近些年來得到了快速發(fā)展,此類方法主要包括染色算法、戴森方程成像法、面向地質(zhì)目標的時移地震波形反演方法等。

戴森方程原本是凝聚態(tài)物理學中的概念,用于描述材料中的電子波,MOURA等[86]將其引入到地球物理學中,用于描述復雜介質(zhì)中的聲波運動,并命名為修補格林函數(shù)。該方程可以實現(xiàn)格林函數(shù)之間的相乘,也就是波場值之間的拼接。SILVA等[87]詳細描述了戴森方程,推導了格林函數(shù),將其應(yīng)用于頻率域九點差分算法中。在頻率域中,將目標區(qū)域與背景區(qū)域的格林函數(shù)相乘,得到全模型的格林函數(shù),將其應(yīng)用于反演成像,計算成本將大幅度減少,因為背景區(qū)域的格林函數(shù)只需計算一次。

染色算法是在現(xiàn)有的成像結(jié)果中選出想要單獨成像的目標體或者目標區(qū)域,將其作為復數(shù)速度模型的虛部速度輸入(這一過程稱之為染色),在復數(shù)域求解波動方程可以得到染色體的逆時偏移結(jié)果[88-90]。針對染色算法中實數(shù)波場和虛數(shù)波場的振幅值不在一個量級的問題,提出了廣義染色算法[91-92]。近些年,染色算法被引入到逆時偏移[93]和全波形反演[94]等領(lǐng)域。

時移地震作為動態(tài)儲層監(jiān)測和評估儲層產(chǎn)量變化的工具,可以應(yīng)用于時移全波形反演。ABUBAKAR等[95]對時移地震資料進行了非線性反演;RAKNES等[96]利用多分量地震數(shù)據(jù)進行三維彈性波時移全波形反演。全波形反演計算量巨大,但時移地震關(guān)注的目標區(qū)域僅為動態(tài)變化的儲層區(qū)域,因此,HUANG[97]利用高斯束格林函數(shù)的積分方程實現(xiàn)了面向地質(zhì)目標的時移地震全波形反演。

圖13a為鹽丘模型,圖13a中紅框所示的區(qū)域為染色區(qū)域,圖13b為全局成像結(jié)果,圖13c為紅框區(qū)域染色成像結(jié)果,可以看出,鹽下染色區(qū)域的地質(zhì)目標成像結(jié)果得到了明顯的改善。

圖13 鹽丘模型(a)、全局成像(b)及染色成像(c)結(jié)果

2.4 聲彈耦合波場成像法

WILLEMSEN等[98]在彈性波形反演中提出了局部彈性算子和聲彈耦合交錯網(wǎng)格,在目標體內(nèi)使用彈性波介質(zhì),在目標體外使用聲波介質(zhì),對目標體進行局部彈性介質(zhì)運算。上述網(wǎng)格通常應(yīng)用于深海環(huán)境OBC/OBN數(shù)據(jù)的模擬[99-102]、逆時偏移[103]、最小二乘逆時偏移[104]及波形反演[105-106]。地震波在上覆海水中以聲波形式傳播,當傳播至海底后,以縱波和轉(zhuǎn)換橫波形式繼續(xù)傳播。聲彈耦合波場成像方法在海水中使用聲波方程,在海底以下介質(zhì)中使用彈性/黏彈介質(zhì)波動方程,該方法的核心是保證聲波方程中聲壓和彈性方程中應(yīng)力的連續(xù)性[100]。在海水和海底的交界處采用控制方程確保聲波方程中的聲壓傳遞給彈性波方程中的應(yīng)力?？刂品匠虨?

(7)

式中:P為聲壓場,α和β分別為x方向和z方向的法向余弦方向,α=cosθ,β=sinθ,其中,θ表示海底界面法向方向與海底界面切線的夾角。

在過渡區(qū)域采用仿真型有限差分避免交錯網(wǎng)格的插值誤差和同位中奇偶失聯(lián)引起的高頻振蕩現(xiàn)象,提高了模擬精度且減小了算法的復雜度。

圖14 起伏海底速度模型

圖15 起伏海底速度模型的1000ms正向延拓波場快照[107]

2.5 成像域最小二乘偏移

通常最小二乘偏移在數(shù)據(jù)域下求解。但數(shù)據(jù)域最小二乘偏移需要大量的迭代才能得到較好的數(shù)值解。成像域最小二乘偏移通過海森矩陣的逆H-1作用于I,得到近似反射系數(shù)的成像結(jié)果m,即m=H-1I。成像域最小二乘偏移相比于數(shù)據(jù)域最小二乘偏移更容易實現(xiàn)面向地質(zhì)目標的成像,但海森矩陣元素個數(shù)是成像點數(shù)的平方,對海森矩陣求逆的計算量巨大,且難以實現(xiàn)。因此,需要對海森矩陣進行近似。目前最常用的是借助光學成像系統(tǒng)的點擴散函數(shù),利用成像系統(tǒng)對點光源的響應(yīng)來近似Hessian矩陣,將點擴散函數(shù)逆作用于偏移成像結(jié)果,再進行去模糊化處理得到清晰的成像結(jié)果[108-113]。

對圖13a所示的鹽丘模型進行基于點擴散函數(shù)成像域最小二乘逆時偏移,結(jié)果如圖17所示。其中圖17a為點擴散函數(shù),采用點擴散函數(shù)對逆時偏移成像結(jié)果(圖13b)進行去模糊化處理,得到的基于點擴散函數(shù)成像域最小二乘逆時偏移成像結(jié)果如圖17b所示,可以看出,分辨率、振幅均衡性及中、深層能量得到了明顯提升。

圖17 鹽丘模型成像結(jié)果

3 總結(jié)與展望

本文綜述了面向地質(zhì)目標的成像方法,包括數(shù)據(jù)選擇類和模型選擇類的局部目標成像方法。數(shù)據(jù)選擇類的局部目標成像方法選取不同的地震特征波對地下目標構(gòu)造進行成像,主要包括利用棱柱波改善高陡構(gòu)造成像精度,利用多次波改善鹽下構(gòu)造成像、拓展成像范圍,利用繞射波改善小尺度孔縫洞構(gòu)造成像精度,利用回折波、早至波對近地表結(jié)構(gòu)進行成像與建模。模型選擇類地質(zhì)目標成像方法選取局部地質(zhì)目標進行精細成像,主要包括地震干涉法,該方法通過將觀測面沉降至目標層上方減弱了近地表區(qū)域的影響,提高了偏移效率;面向地質(zhì)目標的CFP成像方法、局部目標成像法等通過構(gòu)建不同的格林函數(shù)將成像位置聚焦至目的層的目標區(qū)域;聲彈耦合波場延拓法對不同區(qū)域采用不同波動方程,對目標區(qū)域使用彈性波方程進行多波成像;成像域最小二乘偏移方法利用面向地質(zhì)目標的Hessian近似矩陣,改善目標區(qū)域的成像精度。面向地質(zhì)目標的成像以改善目的層地質(zhì)目標區(qū)域成像精度為出發(fā)點,相較于全局成像方法,具有計算量小且精度高的特點,在此情況下,不對背景區(qū)域進行成像可能導致成像精度的下降。

未來,面向地質(zhì)目標成像的發(fā)展趨勢包括:①將由面向地質(zhì)目標成像的偏移成像向面向地質(zhì)目標成像的反演成像發(fā)展;②從簡單聲波介質(zhì)向黏介質(zhì)、各向異性介質(zhì)等復雜介質(zhì)發(fā)展;③由單一波動方程成像向面向地質(zhì)目標的多個波動方程成像發(fā)展,從單一偏移算子向多個偏移算子發(fā)展,在背景區(qū)域使用聲波方程、快速偏移算子,在目標區(qū)域使用更復雜、更準確的波動方程和偏移算子;④數(shù)據(jù)選擇與模型選擇方法合二為一,即對地震數(shù)據(jù)中的不同波形進行分離選取,同時選定目標區(qū)域進行成像;⑤利用人工智能技術(shù),針對不同的目標區(qū)域智能選取特征波,實現(xiàn)地震“靶向”成像。