[FL(2K2][YM5”BZ=570] 〖SM(L〗石 油 地 球 物 理 勘 探〖KG17〗2005年〓〖SM)〗 〖DM(L〗〓第40卷〓第5期〓〓〓〓〓〓〓〓〓陈浩林等：关于细分面元观测系统的讨论〖D M)〗〓〓（4）记录系统 〖JP4〗仪器类型：Sercel408ULS〓时间采样间隔：0.5ms〖JP〗〖JP2〗 图1绘制了两种二维常规面元观测系统，检波点距为50m，炮点距为100m，基本CDP点间隔为 25m。〖JP〗 〖FL)〗〖BG(!〗〖BHDWG45mm，WK126mmW〗 〖TPN1A，+45mm。126mm，BP〗〖〗〖TPN1B，+45mm。126mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图1〓二维常规面元观测系统图（注：图中炮点位置亦为检波点）〖HT〗〖HJ*4][HT6SS][ JZ]（a）单边激发；(b)中点激发〖HT〗〖HJ〗〖HJ*2/3〗〖HJ〗〖FL(2K2〗〓〓 由图1a所示单边激发的观测系统可以看出如下规律： （1）每个CDP点中的最小炮检距呈线性渐变，从左至右依次增大； （2）每4个CDP点为一组，循环出现（图中矩形框所标注）。 由图1b所示的中点激发的观测系统也可以看到类似的规律： 〖JP2〗（1）每个CDP点中的最小炮检距同样呈现线性渐变，从左到右依次增大直至最大， 然后又逐渐减小；〖JP〗 （2）同样每4个CDP点为一组，循环出现（图中矩形框所标注）。 那么，上述规律在实际资料中是否有所反映呢？不妨看一下按上述两种观测系统采集的实际 资料（图2）。 由图2可以清楚地看出最小炮检距变化遵循上述规律。据此，可以得到一个很重要的认识： 对于二维常规面元观测系统，其每个CDP点中的最小炮检距呈渐变规律，没有跳跃现象。 那么上述规律是否也适用于细分面元观测系统？现在具体观察一下细分面元后的情况(图3) 。 由图3a所示单边激发的观测系统可以看出如下规律：〖JP1〗 （1）如果为常规面元观测系统（CDP点间隔为12.5m），则每个CDP点中的最小炮检距应在图 中三角区所圈定的区域内呈线性渐变，从左至右依次增大，但采用细分方法，使得相邻CDP 点中的最小炮检距增加而“冲”出三角区，致使相邻CDP点的最小炮检距出现跳跃，且跳跃 的增量为一常数（图中菱形区所标注的部分）。增加的常量可由下面经验公式得出〖JP〗  〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗x=2(N-1)D〖JY〗（1）  式中：〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗x为炮检距增量；N为细分数；D为炮点距。由式（1）可以计算出 本例中的炮检距增量〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗x=2×(2-1)×75=150〖WTBZ〗m。 （2）CDP点中的最小炮检距以多个CDP点为一组，循环出现，循环的距离遵循下面的经验公 式  〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗L=N×D〖JY〗（2）  式中：〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗L为循环距离；N为细分数；D为炮点距。由式（2）可以计算出本 例中的循环距离〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗L=2×75=150〖WTBZ〗m。 〖FL)〗 〖TPN2，+44mm。124mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图2〓图1所对应的实际叠加剖面〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗（a）单边激发；(b)中 点激发〖HT〗〖HJ〗〖LM〗〖BG(!〗〖BHDWG54mm，WK128mmW〗 〖TPN3A，+53mm。128mm，BP〗〖〗〖TPN3B，+53mm。128mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图3〓二维细分面元观测系统图（检波点距为50m，炮点距为75m，细分后CDP点间隔为12.5m ）〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗（a）单边激发；(b)中点激发〖HT〗〖HJ〗〖HJ1〗 〖HJ〗〖FL(2K2〗〓〓 由图3b所示的中点激发的观测系统也可以得到类似的规律。区别在于相邻CDP点内的最小炮 检距从左至右先跳跃式增加，然后再跳跃式减小；炮检距增量的计算略有差异；循环距离计 算方法相同。 从上述常规面元与细分面元观测系统对比分析中，可以得到这样的认识：对于二维细分面元 观测系统，其相邻CDP点的最小炮检距呈跳跃式突变，而常规面元没有这种现象。 〖HTH〗〖STHZ〗2.2〓面元多分情况分析〖HT〗〖STBZ〗〖WTBZ〗 上面讲的细分面元观测系统为二分的情况，即将25m的CDP点细分成12.5m的CDP点，相邻CDP 的最小炮检距表现为跳跃性。如果继续多分，其结果又如何呢?是否会加剧对地震资料的影 响呢?为此，下面将对五分面元情况加以分析。 现将二维试验测线中采用的观测系统进行抽道、抽炮处理，可得到如下两种观测系统： （1）CDP点间隔5m（常规）〓道距50m，炮距10m，接收道数60道（单边）； （2）CDP点间隔5m（细分）〓道距50m，抽炮为90m炮距，接收道数60道（单边）。 细分前基本CDP点间隔为25m，采用观测系统（2），即实际为五分形式，也就是说将25m CDP 点间隔五分变成了5m CDP点间隔。两种二维观测系统见图4。对比分析图中两种观测系统， 可以认识到以下两点： （1）上图常规5m CDP点间隔的观测系统〓CDP点内的最小炮检距渐变，没有剧烈的跳跃现象 ，同时，每10个CDP点为一组，循环出现； （2）下图细分5m CDP点间隔的观测系统〓相邻CDP点内的最小炮检距出现剧烈的跳跃现象， 而炮检距增量可以由经验公式（1）计算得出 〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗x=2×［(5-1)×90］=720〖WTBZ〗m。 同时，最小炮检距以多个CDP点为一组依次循环，循环距离可由经验公式（2）计算得出 〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗L=5×90=450〖WTBZ〗m，即每90个CDP点为一组循环。 〖HJ1〗〖HJ〗 〖BG(!〗〖BHDWG56mm，WK80mmW〗 〖TPN4A，+55mm。80mm，BP〗〖〗〖TPN4B，+55mm。80mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗 〖ZK(〗图4〓〖WB〗二维常规与细分面元观测系统对比图（注：上图炮距〖HT〗〖HJ*4〗 〖HT5”SS〗〖DW〗为10m，未加炮点标记）[HJ]〖HT〗〖HJ*4]〖HT6SS〗 〖JZ〗上图：常规5m CDP点间隔；下图：细分5m CDP点间隔（五分）〖ZK)〗〖HT〗〖HJ〗 〖HJ1〗〖HJ〗〓〓〖JP1〗 下面考察一下实际资料是否存在上述规律。图5为两种观测系统所对应的浅层资料对比（注 ：细分面元观测系统由于其最小炮检距为90个CDP点一组循环，为了显示对比方便，处理时 每10个CDP点抽取一个显示，因此其循环面元数目为9个）。从对比情况看，最小炮检距大小 以及循环规律符合上面阐述的两点，同时更应引起重视的是，细分以后造成浅层地震资料呈 现跳跃性缺失，并且浅层成像也恶化了许多，这是由细分面元观测系统直接导致的结果。〖 JP〗 〖HTH〗〖STHZ〗2.3〓细分面元观测系统对中深层资料的影响〖HT〗〖STBZ〗 〖CM(20〗细分面元观测系统对浅层资料产生一定的影〖CM)〗〖FL)〗〖LM〗 〖TPN5，+45mm。130mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图5〓二维常规与细分面元观测系统所对应实际资料对比〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗 （a）常规5m CDP点间隔；（b）细分5m CDP点间隔（五分）〖HT〗〖HJ〗〖HJ1〗〖HJ〗 〖FL(2K2〗响，那么对于中深层资料会不会产生影响呢?下面再结合数据处理进行分析。 再将上述二维试验测线中采用的观测系统进行抽道、抽炮处理又可得到如下两种观测系统： （1）CDP点间隔5m（常规）〓抽道后道距为400m，炮距为10m，接收道数为7道（单边）， 覆盖次数为4次； （2）〖JP3〗CDP点间隔5m（细分）〓道距为50m，抽炮为90m炮距，接收道数为60道（单边 ），覆盖次数为4次。〖JP〗 将上述两种观测系统地震数据进行粗叠加处理，处理流程及参数完全相同。其处理结果见图 6。 通过图6所示两种剖面的对比可知，图6b所示的资料整体面貌较差、信噪比低、同相轴的连 续性差。由此可见，细分面元观测系统对中深层资料同样产生了严重影响。 细分面元观测系统对浅层、中深层资料都会产生严重影响，到底原因何在呢?我们重新分析 一下图4所揭示的内涵。由于相邻CDP点内的最小炮检距出现剧烈的跳跃，致使浅层资料 呈现强烈的“锯齿”状缺失，同时浅层成像也受到相应的影响；而中深层资料所受到的影响 主要是由于空间波场不连续［2］造成。对于常规面元观测系统，其相邻CDP点的最小 炮检距信息来自于同一炮点/相邻检波点对或同一检波点/相邻炮点对，其空间变化相对较小 ；而细分面元观测系统却不同，其相邻CDP点的最小炮检距信息来自于“邻近”炮点/“邻近 检波点对”，换句话说，相邻CDP点的地震信息来自于更大的空间范围，且空间变化加剧， 致使波场连续性［2］变差。图6所展示的资料为极浅海资料，地表条件相对简单 、统一，即便如此，细分面元观测系统也对资料产生如此大的影响。由此可想而知，如果地 表条件相对复杂，如过渡带地区有陆地、滩涂、水域，空间上激发、接收条件剧烈变化，则 细分面元观测系统对资料造成的影响将更为严重。 〖HTH〗〖STHZ〗2.4〓二维细分面元观测系统讨论小结〖HT〗〖STBZ〗 综上所述，对于二维细分面元观测系统可以小结如下： （1）常规面元、细分面元观测系统其最小炮检距存在较大的差别，细分面元总要大于常规 面元，其炮检距增量及循环距离遵循经验公式（1）和公式（2）； 〖FL)〗〖HJ0〗〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗 〖TPN6，+54mm。130mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图6〓二维常规与细分面元观测系统所对应实际资料对比〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗 （a）常规5m CDP点间隔；（b）细分5m CDP点间隔（五分）〖HT〗〖HJ〗〖HJ1〗〖HJ〗 [FL(2K2]〓〓（2）细分面元将会引起空间波场连续性［2］明显变差； （3）二维细分面元应该局限于二分即可，多分如 三分、五分必然造成空间波场不连续性加剧，严重影响叠前属性的反演［3］。 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗3〓三维细分面元观测系统分析〖HT〗〖STBZ〗〖JP2〗 下面将对三维细分面元观测系统进行分析与讨论，全部以4线4炮正交观测系统为基本模板。 4线4炮正交观测系统基本模板参数为：排列线距为100m，道间距为50m，炮排距为100m，炮 点距为50m。〖JP〗 〖HTH〗〖STHZ〗3.1〓细分面元观测系统与面元内最小炮检距空间展布〖HT〗〖STBZ〗 对于三维面元细分观测系统的分析较二维要复杂许多，需要从纵、横两个方向进行考虑。首 先在纵向上加以分析，一般常用的纵向面元细分方法主要有：①炮点细分，即纵向炮点距为 检波点距的非整数倍，以此细分面元；②奇偶细分，即相邻排列在纵向上错动半个道距来实 现细分面元。 图7为常规与细分面元观测系统模板对比图。图7b为常规面元基本模板,图中斜线表示相邻面 元最小炮检距信息，来自于同一炮点/相邻检波点对，而且呈现渐变规律，并与二维观测系 统图1中展示的规律大同小异。图7c为炮点细分面元模板（炮排距为75m，其他模板参数不变 ），图中斜线表示相邻面元的最小炮检距信息，来自于“邻近”炮点/“邻近检波点对”， 且炮检距出现一大一小的跳跃，并与二〖CM(22〗维观测系统(图2左图中)展示的规律大同小 异。〖CM)〗〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPN7，+47mm。80mm，BP〗〖HT5”SS〗 图7〓〖WB〗三维纵向细分面元观测系统模板对比图（图中星形点〖HT〗〖HJ*4〗〖DW〗 〖HT5”SS〗为炮点、菱形点为检波点、斜线为炮检距）〖HJ〗〖HT〗〖HJ*4]〖HT6SS〗 （a）4线4炮正交基本模板；(b)4线4炮正交模板最小炮检距分布示意图；(c)4线4炮炮点细 分模板最小炮检距分布示意图；(d) 4线4炮奇偶细分模板最小炮检距分布示意图〖HT〗〖HJ 〗〖HJ1〗〖HJ〗图7d 为奇偶细分面元（相邻排列纵向错动半个道距，其他 模板参数不变），图中斜线表示相邻面元的最小炮检距信息，来自于“邻近”炮点线/“邻 近检波点线对”。 上述两种细分面元观测系统使得相邻面元地震信息来自于更大的空间范围，且空间变化加剧 ，致使波场连续性变差，尤其以奇偶细分更甚。〖HTH〗〖STHZ〗3.2〓细分面元观测系统 与面元内最小炮检距方位角分布〖HT〗〖STBZ〗 上面根据几种观测系统示意图分析了相邻面元最小炮检距空间展布情况，以下再从最小炮检 距方位角角度分析其展布情况。 〖HJ1〗〖HJ〗〖BG(!〗〖BHDWG42mm，WK80mmW〗 〖TPN8A，+41mm。80mm，BP〗〖〗〖TPN8B，+41mm。80mm，BP〗[BG)W]〖HT5”SS〗 〖ZK(〗图8〓〖WB〗常规面元与纵向炮点细分面元观测系统的面元内最〖HT〗〖HJ*4〗〖 DW〗〖HT5”SS〗小炮检距方位角分布图〖HJ〗〖HT〗〖HJ*4〗〖JZ〗〖HT6SS〗 （a）4线4炮常规模板;(b)4线4炮纵向细分模板〖ZK)〗〖HT〗〖HJ〗〖HJ1〗〖HJ〗〓〓 〖JP1〗图8为常规面元与纵向炮点细分面元观测系统的面元内最小炮检距方位角分布图。由 常规情况下的最小炮检距方位角分布图（图8a）可看出如下规律：〖JP〗 （1）每16个面元为一组，或纵向上每4个面元为一组循环（图7中矩形框标注）； （2）每个循环中的方位角呈渐变规律，没有出现剧烈的跳跃现象（代表方位角的颜色渐变 ）。 由纵向炮点细分面元观测系统的面元内最小炮检距方位角分布（图8b）却可看出如下规律：  （1）每64个面元为一组，或纵向上每8个面元为一组循环（图中矩形框标注）； （2）每个循环中的方位角呈跳跃规律（代表方位角的颜色在色标柱上剧烈跳跃），也就是 说，相邻面元间的方位角出现剧烈变化。 以上对三维观测系统纵向细分情况进行了分析和讨论，而横向细分与纵向细分具有类似的规 律（这里不再利用图示赘述，只概括一下其规律）： （1）奇偶细分（炮点横向错动半个炮距）〓横向相邻面元的地震信息来自于相邻的炮排， 最小炮检距、方位角同样会出现跳跃变化； （2）排列细分（排列间距为炮距的非整数倍）〓横向相邻面元的地震信息来自于相邻的排 列，最小炮检距、方位角同样出现跳跃变化。 〖HTH〗〖STHZ〗3.3〓三维细分面元观测系统讨论小结〖HT〗〖STBZ〗 基于以上结果，综合纵向、横向细分来考察一下三维细分面元观测系统的规律，如图9所示 。从图中可以看出，三维纵、横向同时细分造成纵向与横向面元内最小炮检距的方位角出现 跳跃现象（即纵、横向的方位产生剧烈变化），致使相邻面元间的地震信息来自于不同的空 间范围，由此会造成波场连续性急剧变差。 〖FL)〗〖HJ0〗〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗 〖BG(!〗〖BHDWG43mm，WK130mmW〗 〖TPN9A，+43mm。130mm，BP〗〖〗〖TPN9B，+43mm。130mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图9〓三维细分面元观测系统及炮检距方位角分布〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗 （a）4线4炮三维细分面元模板;(b)炮检距方位角分布〖HT〗〖HJ〗〖HJ1*3〗〖HJ〗〖F L(2K2〗 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗4〓实例分析〖HT〗〖STBZ〗 通过上述对二维、三维细分面元观测系统的讨论，证实细分面元观测系统会造成相邻面元内 最小炮检距、方位角甚至空间波场出现剧烈的跳跃变化，细分数目越多，则跳跃性、突变性 越大，对资料的影响也越严重。这一规律为细分面元观测系统“先天”的问题，也就是说， 只要采用细分方法，就必然存在这样的现象。由此还会引出“后天” 的问题，即对于观测 系统设计来讲，三维细分形式使得单个面元内炮检距及相关属性分布均匀增加了难度。下面 以图10展示的一个应用三维细分面元观测系统的实例加以说明。 〖FL)〗〖HJ0〗〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗〖BG(!〗〖BHDWG46mm，WK110mmW〗 〖TPN10A，+46mm。110mm，BP〗〖〗〖TPN10B，+46mm。110mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图10〓三维细分面元观测系统实例及炮检距方位角分布〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗 （a）三维细分面元观测系统模板示意；(b) 横向相邻面元炮检距及方位分布蜘蛛图〖HT〗 〖HJ〗〖HJ1*4〗〖HJ〗〖FL(2K2〗〓〓 图10a为三维细分面元观测系统模板示意图，纵向采用炮点细分方式，横向采用排列细分方 式。图10b为横向相邻面元炮检距及方位角分布蜘蛛图（面元间隔为12.5m），从中可以 看出，横向面元的属性包括最小炮检距、方位角呈跳跃性变化。这是由于细分面元观测系统 “先天”的问题所造成的，只要细分就会出现类似的现象。再看细分面元观测系统“后天 ”问题所带来的影响（图11）。从图11横向相邻近两个CMP道集资料对比可以看出：炮检距 分布存在跳跃式变化，右边的道集炮检距分布均匀性较好，而左边道集相对较差，炮检距分 布呈现阶梯状。这一现象就是由于细分面元观测系统“后天”问题造成的，由于采用细分方 法，从而导致面元内炮检距分布不均匀性加大，使得资料出现跳跃性变化。综合上述“先 天”与“后天”的双重问题来考察一下对实际地震资料所产生的影响，图12为横向相邻CMP 线叠加段资料对比结果。 从图12中黑白箭头所指示的资料可以看出，横向上资料品质出现了跳跃式变化，出现了类似 采集脚印的现象，不论是浅层资料（图12a）还是较深目的层资料（图12b），都表现出横向 上的变化规律。虽然通过进一步的叠后处理有可能消除这一现象，但如果需要进行叠前属性 反演，则这一问题就不容忽视了。〖HJ1〗〖HJ〗〖TPN11，+72mm。77mm，BP〗〖HT5”SS 〗〖JZ〗 图11〓横向相邻CMP道集资料对比〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPN12，+78mm。73mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图12〓横向相邻CMP线（间隔：12.5m）叠加段资料对比〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗 （a）2.0s以上资料;(b) 2.0s以下资料〖HT〗〖HJ〗〖LL〗 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗5〓结论与认识〖HT〗〖STBZ〗 以上通过对二维、三维细分面元观测系统的讨论，同时结合实际地震资料的考察，可以得出 以下几点结论与认识： （1）由于细分面元观测系统技术仍属专利保护期，使得我们对其研究与认识可能存在不足 ，具体应用中要注意使用的局限性，二维二分即可，三维四分即可，如果多分，对资料产生 的影响将会加剧； （2）细分面元观测系统的使用要考虑后续资料处理与解释、反演的需要，还要考虑表层空 间变化，如果后续要进行叠前属性反演，或者表层空间变化剧烈（如过渡带地区），则要慎 重使用； （3）在进行细分面元观测系统设计时，不仅要注意面元本身属性包括炮检距、方位角的均 匀分布，更为重要的是要考虑相邻面元间变化，注意采取相应的措施，如缩小排列线距、炮 排距等减小空间的变化； （4）细分的方法致使面元本身炮检距均匀分布难度增大，设计中要引起重视。 〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗〓〓 上述问题的分析过程中，得益于大港油田分公司物探总监熊金良的启发，同时从与东方公司 采集技术支持部王梅生的讨论中也获益匪浅，在此一并表示感谢! 〖HS2〗〖HT5”H〗〖JZ*2〗参考文献〖HT5”SS〗〖HJ*4〗 ［1］〓〖ZK(〗Andreas Cordsen等著；俞寿朋等译.陆上三维地震勘探的设计与施工.石油 地球物理勘探局,1996〖ZK)〗 ［2］〓〖ZK(〗Gijs J O V. 3D seismic survey design.〖WTBX〗 Presented at 72nd SEG Mtg, 2002〖ZK)〗〖WTBZ〗 ［3］〓〖ZK(〗Yilmaz O. Seismic Data Analysisprocessing, inversion, and interp retation of seismic data. 〖WTBX〗Presented at 71st SEG Mtg, 2001〖ZK)〗〖WTBX 〗 ［4］〓〖ZK(〗陈浩林,熊金良. 关于地震采集方法两个问题的探讨. 东部地区第十二次物 探技术研讨会, 2004〖ZK)〗 ［5］〓〖ZK(〗王梅生. 细分面元观测系统的面元属性及实例分析.石油地球物理勘探, 200 4(东部会议专刊)〖ZK)〗〖HT〗〖HJ〗〖HJ1〗〖HJ〗〖HT5K〗〖JY，2〗(本文编辑：张 亚中)〖HT〗〖HJ〗〖WT〗〖FL)〗〖LM〗 〖FL(2K2〗〖YM5”BZ=577〗 〖SM(L〗石 油 地 球 物 理 勘 探〖KG17〗2005年〓〖SM)〗 〖DM(L〗〓第40卷〓第5期〓〓〓〓〓〓〓〓〓曾正明：合成记录层位标定方法改进〖DM)〗 除小时间偏差，是以合成记录当前位置为中心，将合成记录向上和向下进行扫描。不论通过 任何扫描方式，均能准确求出合成地震记录移动长度，消除偏差，达到精确层位标定。  〖HTK〗2.2.1〓整体时间扫描法具体实现步骤〖HT〗 （1）在研究的目的层段内，确定合成记录与井旁地震道相关分析的时间范围为〖WTBX〗t 1、t2，若所制作的合成记录段的初始时间位置在T1、T2之间（见图1〖WTBZ〗a）， 将合成记录段起始点〖WTBX〗T1自动移动到相关分析时间范围内某位置TS上，TS与t 2位置相差一个子波长度L，即t2-TS=L。此时，合成记录段终止点T2变为TE（见 图1〖WTBZ〗b）。其整体移动的长度[WTBX]M为M=｜TS-T1｜，即M=｜t2-L-T1｜， 并计算出合成记录与井旁地震道相关系数γ0。 〖FL)〗 〖TPO1，+59mm。124mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图1〓整体时间扫描法图解〖HT〗〖HJ〗〖HJ1〗〖HJ〗〖FL(2K2〗〓〓 (2)以〖WTBX〗TS点为起点，按照一个地震采样〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗t为步长向上移动合成 记录。每移动一次，计算出合成记录与井旁地震道相关系数γn。当合成记录段终止点T E被自动移动到与t1位置相差一个子波长度L时，即移动次数N满足N≤〖SX(〗(TE-t1) -L〖〗〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗t〖SX)〗时，停止移动。从而，可得到一系列相关系数γn(n= 1,2,…，N)。 (3)通过比较这一系列相关系数γ0,γ1,γ2,…,γN的大小，求出其中最大相关系 数γ〖WTBX〗n〖WTBZ〗max及其对应的移动次数为〖WTBX〗n，由此可求出移动的长 度为n〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗t。最后把合成记录段起始点移动到〖WTBX〗TS-n〖WTBZ〗Δ〖 WTBX〗t的时间位置上，就是合成记录与井旁地震道达到最大相关时所要标定的位置(图1〖W TBZ〗c)。 〖HTK〗2.2.2〓局部时间扫描法具体实现步骤〖HT〗 （1）以合成记录当前时间位置为中心，自动按照一个地震采样〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗t为步长 向上和向下各移动合成记录M/2次，且M≤〖SX(〗L〖〗〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗t〖SX)〗。每移 动一次，计算出合成记录与井旁地震道相关系数γn，n=±1，±2，…，±M/2。 （2）通过比较这一系列相关系数γn(n=±1，±2，…，±M/2)的大小，求出其中最 大相关系数γ〖WTBX〗n〖WTBZ〗max，再与未移动合成记录前的相关系数〖WTBX〗γ 0比较，若γ〖WTBX〗n〖WTBZ〗max＞〖WTBX〗γ0，则将合成记录自动向上或向 下移动n〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗t时间长度，也就是合成记录与井旁地震道达到最大相关时所要 标定的位置；否则，不移动。 从上面可以看出，采用时间扫描能准确求出移动长度，消除偏差，达到精确标定。 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗3〓子波特性剖析及相位扫描方法〖HT〗〖STBZ〗 〖HTH〗〖STHZ〗3.1〓子波特性剖析〖HT〗〖STBZ〗〖JP1〗 制作合成记录所采用的子波通常是由理论公式计算产生的，如雷克子波；或在井旁地震道抽 取的零相位子波或最小相位子波；或用手工方法给定一常数相位子波。实际上，地震子波并 非一定是零相位子波或最小相位子波，也不能靠手工方法旋转相位找到与地震子波相匹配的 子波。图2是用零相位子波制作的合成记录标定图，合成记录与井旁地震道的相关系数为0.3 75。图3是用15°相位子波制作的合成记录标定图，合成记录与井旁地震道的相关系数为0.4 17。图2与图3的相关系数均不高，说明地震子波并非是零相位子波，即子波的相位直接影响 标定的精度。同时也说明虽然人为改变相位值后，合成记录与井旁地震道的相似性有所提高 ，但仍难以判断给定的相位是否最合适。因此为了判断子波的相位是否合理，必须有一个量 化标准。如果采用相位扫描方法，就可以用〖CM(22〗一个统一的量化标准判断出给定相位 的合理性，〖CM)〗〖JP〗 〖LM〗 〖TPO2，+68mm。38mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图2〓用零相位子波制作的合成记录标定图〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPO3，+68mm。36mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图3〓用15°相位子波制作的合成记录标定图〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗 求得与地震子波相匹配的子波，从而提高标定精度。 〖HTH〗〖STHZ〗3.2〓相位扫描法〖HT〗〖STBZ〗 相位扫描法就是按照一定相位步长来改变子波的相位，用改变相位后的子波制作的合成记录 与井旁地震道做相关分析，求出其与井旁地震道相关的相关系数，然后从中找到最大相关系 数所对应的相位的子波，就是所求的子波，同时也得到精确标定结果。其具体实现步骤如下 ： （1）用理论公式产生或在井旁地震道抽取的零相位子波制作合成记录，先用时间扫描法确 定合成记录与井旁地震道达到最大相关位置，其相关系数为〖WTBX〗γ0。这样，先消除 时间上的整体漂移。此时，如果其相关程度不是很高，认为是受子波相位的影响，就对子波 相位进行调整。 （2）从子波的频谱公式〖WTBX〗B(fm)=A(fm)〖WTBZ〗e〖WTBZ〗i〖WTBX〗Φ(f m)可知，其中振幅谱A(fm)由上面零相位子波的振幅谱来确定，而相位谱Φ(fm)则通 过相位扫描来确定。因此在第一步确定的基础上，假定子波相位为常数，给定相位扫描步长 为〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗Φ，让Φ(fm)分别取±〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗Φ，±2〖WTBZ〗Δ 〖WTBX〗Φ，…，±N〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗Φ，其中N≤〖SX(〗〖WTBZ〗π〖〗〖WTBZ〗 Δ〖WTBX〗Φ〖SX)〗。Φ(fm)每变化一个步长，由傅氏反变换计算出相对应的子波，再 用子波制作合成记录与井旁地震道做相关分析，求取其相关系数（注意：由于子波相位的变 化也会对所制作的合成记录造成时移，因此在求取其相关系数时，应先对每一子波所制作的 合成记录，做局部时间扫描。只有时移校正后所求出的相关系数才是准确的）。〖JP1〗这 样，可得到一系列由不同相位子波所制作的合成记录与井旁地震道的相关系数γn，n=±1 ，±2，…，±N。〖JP〗 （3）通过比较所求出的这一系列相关系数γn(n=±1，±2，…，±N)的大小，从中求出 最大相关系数γ〖WTBX〗n〖WTBZ〗max。若〖WTBX〗γ〖WTBX〗n〖WTBZ〗max ＞〖WTBX〗γ0，则γ〖WTBX〗n〖WTBZ〗max所对应的相位就是所求的最合适的子 波的相位，同时也求得其对应的合成记录与井旁地震道达到最大相关时所对应的位置，也就 是精确的标定位置；否则，则认为最合适的子波的相位就是零相位。通过上述方法，能准 确地求出与地震子波相匹配的子波和标定结果。 〖HS2*2/3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗4〓结论〖HT〗〖STBZ〗 （1）合成地震记录层位标定的方法有很多，本文只是针对目前合成记录层位标定中的精度 问题，提出从手工标定转向高精度的自动标定。 （2）〖JP1〗利用时间扫描法及相位扫描法进行层位标定的方法也只是理论上的一种分析， 还有待实际检验。〖JP〗 （3）随着计算机软件技术的发展和研究精度要求，合成记录层位标定的方法必然会从手工 转向自动化、智能化，上述两种方法无疑为这种转变提出了一种新的思路。 〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗〓〓 感谢范雅琳、岳伏生等专家对本文的指导。 〖HS1*2〗〖HT5”H〗〖JZ*2〗参考文献〖HT5”SS〗〖HJ*4〗 ［1］〓〖ZK(〗程乾生.信号数字处理的数学原理.北京：石油工业出版社，1979〖ZK)〗 ［2］〓〖ZK(〗刘道平.储层预测中准确的相位标定技术.石油物探，1997,36(增刊)〖ZK)〗 〖HT〗〖HJ〗〖WT〗〖HJ1〗〖HJ〗〖HT5K〗〖JY，2〗(本文编辑：张亚中) 〖HT〗〖HJ〗〖WT〗〖FL)〗〖LM〗 〖FL(2K2〗〖YM5”BZ=580] 〖SM(L〗石 油 地 球 物 理 勘 探〖KG17〗2005年〓〖SM)〗 〖DM(L〗〓第40卷〓第5期〓〓〓〓〓〓〓〓〓〓〓李云等：SWD地区隐蔽圈闭的识别〖DM) 〗油气藏。 SWD地区目的层段地震资料优势频率达45~55Hz，能分辨的地层最小厚度约为25m。实钻资料 显示，S1井钻遇的J1s2砂层厚度为60m，过井的地震资料可以分辨J1s2的两套砂体 ，实际地震剖面所反映的特征与地震、地质、测井综合分析结果完全一致，为该区隐蔽油气 藏勘探提供了较为可靠的资料依据。 〖HS3*4〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗3〓地震地质解释模式的建立〖HT〗〖STBZ〗 〖HTH〗〖STHZ〗3.1〓主要目的层层序地层划分〖HT〗〖STBZ〗 目的层段侏罗系—下白垩统的地震标志层自上而下有TK1 、TJ4、TJ3、 TJ2与TJ1，这些地震标志层对于层序界面或层序内部重要界面的识别有重要的 意义。应用以基准面为参照格架的层序地层学理论与研究方法，结合工区内现有的钻井资料 和地震资料，在侏罗系—下白垩统地层中识别出5个层序界面，自下而上为SB1、SB2、SB3、 SB4和SB5。 上述五个层序界面将目的层段划分为4个中期基准面旋回，从下至上分别命名为SQ1、SQ2、S Q3、SQ4和SQ5。在层序级次上大致相当于Vail等人的以不整合面为界的三级层序。其中SQ1 层序相当于侏罗系八道湾组的三段和二段；SQ2层序相当于侏罗系八道湾组的一段和J1s 3；SQ3层序相当于J1s2和J1s1；SQ4层序相当于侏罗系西山窑组。由此建立了本区 层序地层的格架（图2、图3）。在中长期旋回（相当三级层序）划分基础上，通过钻井资 料对该区主要含油层段侏罗系J1s2进行了精细层序划分，将分别属于SQ3和SQ2层序的J 1s2划分为三个中期和六个短期基准面旋回。三个中期〖CM(22〗基准面旋回由下至上分 别命名为MSQ1、MSQ2和〖CM)〗 〖HJ1*2〗〖HJ〗〖BG(!〗〖BHDWG42mm，WK80mmW〗 〖TPP2A，+41mm。80mm，BP〗〖〗〖TPP2B，+41mm。80mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图2〓SWD地区侏罗系层序地层划分方案〖HT〗〖LL〗 〖TPP3，+89mm。80mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图3〓SWD地区高分辨层序地层划分图〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗 〖BG(!〗〖BHDWG74mm，WK80mmW〗 〖TPP4A，+73mm。80mm，BP〗〖〗〖TPP4B，+73mm。80mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图4〓S1井J1s2层序地层划分图〖HT〗〖HJ1*4〗〖HJ〗 MSQ3旋回（图4）。其中MSQ1和MSQ2旋回主要为扇三角洲前缘沉积，砂体 相对发育；MSQ3旋回砂 体发育，为主要含油气层段。从建立的J 1s2小层对比图来看，短期旋回有很好的可对比性，且含油层系的对比性较强。 〖HTH〗〖STHZ〗3.2〓精细层位标定〖HT〗〖STBZ〗 精细层位标定是建立井震关系的有效手段，它对高分辨率资料解释显得尤为重要。常用的层 位标定方法有：①通过特殊地质界面或层系的地震响应进行标定，主要利用区域不整合地质 界面、超高速或超低速地质层（如火成岩或煤层等）形成的独特反射特征来进行层位标定； ②利用已有的速度资料（主要是VSP测井资料）建立时—深对应关系；③利用声波和密度测 井资料制作准确的合成记录，从而建立精细的井—震关系，或利用声波、自然电位等测井资 料制作人工地震记录。 对S1和S2井的测井、VSP等资料采用提取井旁地震道子波进行层位标定，再将标定结果进行 对比分析，进一步确认层位，在此基础上，深入分析波组特征及地震资料平面变化特征，力 求为精细的三维构造解释提供可靠的基础。从S1等井的合成记录与过井地震剖面的对比可以 看出（图5），合成记录与实际地震记录吻合较好，不仅主要地震标志层与地质属性有很好 的对应关系，而且J1s内幕薄层的标定精度也很高。由分析区内探井的标定结果可知，总 体上J1s1和J1s12底为正波阻抗界面，合成记录为中—弱振幅的波峰，J1s1 2底一般为波谷，但在平面上有较大变化，这种认识对于本区J1s2的岩性解释有重要 意义。 〖FL)〗〖HJ0〗〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗 〖BG(!〗〖BHDWG84mm，WK126mmW〗 〖TPP5A，+84mm。126mm，BP〗〖〗〖TPP5B，+84mm。126mm，BP〗〖BG)W〗〖HT5”SS〗〖J Z〗 图5〓S1井地震地质特征〖HT〗〖HJ*4/5〗〖HJ〗〖FL(2K2〗 〖HTH〗〖STHZ〗3.3〓地震正、反演研究〖HT〗〖STBZ〗 在准确标定层位的基础上，通过地震模拟研究地质体的地震响应特征是建立解释模式、提高 隐蔽地质体识别能力的重要研究内容。根据该区目的层段的砂体组合特征和J1s内部的地 震反射特征制作了多种正演模型进行地震模拟，对砂体地震响应的研究结果表明，由于该区 各小层的砂岩厚度一般都小于〖WTBX〗λ/4（λ为地震波长），因此可选择多个能量类参数 组合来进行砂体预测，再结合测井和钻井资料就〖CM(22〗可以在剖面上对一些孤立的小砂 体进行识别，进而〖CM)〗 〖FL)〗〖HJ0〗〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗 〖BG(!〗〖BHDWG46mm，WK117mmW〗 〖TPP6A，+46mm。117mm，BP〗〖〗〖TPP6B，+46mm。117mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图6〓〖WTBZ〗SWD地区联井波阻抗剖面〖HT〗〖HJ*4/5〗〖HJ〗 〖FL(2K2〗 圈定其分布范围，获得较好的效果。〖WTBZ〗 地震反演是利用地震资料，以已知地质规律和 钻井、测井资料为约束，对地下岩层空间结构和物理性质进行成像(求解)的过程。广义的地 震反演包含 了地震数据处理和解释的整个内容。根据该区地震资料品质特征及测井数据的特 点，主要应用基于模型的波阻抗反演技术，进行隐蔽圈闭识别和储层预测。目前基于模型的 约束反演软件较多，如Strata、Parm、Jason、ISIS、BCI等，经过反复对比和分析，笔者选 用ISIS反演软件对SWD三维工区进行砂体预测。从过S1、S2等井的反演波阻抗剖面可以看到 （图6），区内平面上J1s2储层分布较稳定， J1s2又可细划为J1s12和J1s 22两个砂层组，J1s22砂层组下部的河道砂体单层厚度较大，在区域上发育稳定 ，几乎覆盖了整个工区。纵向上J1s2上覆的J1s1以泥岩为主，横向上区域分布稳 定，J1s12与J1s22砂层之间也有一套较稳定的泥岩隔层。上述反演结果为该区 的砂体解释和岩性圈闭的识别提供了有力的佐证。 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗4〓基于地震属性的沉积相研究与分析〖HT〗〖STBZ〗 研究沉积微相对预测岩性圈闭和储层发育的有利区带具有重要意义。通过钻井资料分析可以 得到对该区宏观沉积环境的认识。鉴于区内井点较少，难以利用井资料描述沉积微相的局部 差异，因此笔者依据凌云研究组的研究思路［4］，应用地震信息来研究地层沉积和 砂体的展布规律。〖JP1〗 准噶尔盆地在早侏罗世时期具有温暖潮湿的古气候环境，导致众多水系进入盆地，形成广泛 的三角洲堆积。中部1区块J1s2沉积时主要受北东、北西两大物源控制，SWD地区主要受 北西方向物源影响；J1s沉积早期(J1s3沉积时)为一个水进—水退的完整旋回，J 1s早期盆地开始沉降,SWD为半深湖—深湖〖CM(22〗相沉积,后期盆地抬升，三角洲沉积形成 的砂体相对〖CM)〗〖FL)〗〖HJ0〗〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗 〖BG(!〗〖BHDWG123mm，WK110mmW〗 〖TPP7A，+122mm。110mm，BP〗〖〗〖TPP7B，+122mm。110mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图7〓SWD地区三维J1s12振幅属性〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗 （a）J1s12下部振幅切片；（b）、（c）J1s12中部振幅切片； (d) J1s12上部振幅切片〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗〖FL(2K2〗 发育。J1s22时期为扇三角洲沉积，主要处于扇三角洲前 缘相带，发育前缘分支河道、河口坝、河道间三种沉积微相。通过应用高分辨率地震资料， 利用振幅、频率、相位、波形等地震属性进行岩性和沉积环境解释。 图7展示了SWD地区三维J1s12砂组地层体振幅切片。下部以弱振幅为主（图7a），工 区东部在弱振幅背景上发育有北东向的强振幅条带，延伸长，具曲流河形态，可能为早期河 道的反映；中部普遍为较强振幅相，反映了这一阶段砂体分布广泛，高振幅局部形态具扇形 、鸟足形特征(（图7b、图7c）；上部振幅相对变弱（图7d），仅北部较强。上述振幅切片 的平面及纵向变化特征与已钻结果具有很好的一致性，而频率、相位、波形等属性也反映了 相同或相似的现象。〖JP〗 在地震属性研究基础上，综合区域沉积相及单井相分析成果后认为：S1井区在J1s12 砂组沉积时处于三角洲—湖相沉积体系，亚相为三角洲前缘和浅湖，砂体为三角洲前缘水下 河道砂体和浅湖砂体；S2井区在J1s12砂组沉积时处于曲流河—三角洲沉积体系，亚 相为三角洲前缘，砂体主要为多期叠置的分支河道沉积砂体，其间夹河道间沉积（图8）。 对比S1、S2井沉积相可知， S1井砂体间隔层明显，S2井砂体间隔层不明显，S2井比S1井砂 岩更发育。 SWD地区主要勘探目的层为J1s12砂组，油气藏类型主要为岩性圈闭油气藏。由于砂体 及其间隔层薄且变化明显，探井少，为更合理地解释岩性圈闭，降低勘探风险，采用地震地 层体切片分析、谱分解分析及聚类分析等手段，并与传统的基于地震剖面的地震相分析相结 合，选择最敏感的属性体进行地震相刻画，同时结合单井微相分析和测井研究成果，实现地 震相向沉积相的转化。根据S1、S2单井相分析成果,综合地层体切片、谱分解、地震波形相 似体、特殊地震相的剖面等资料，利用波形相似体确定微相边界，进行了沉积相的划分。通 过沉积相研究，该区沉积主要受北东和北西两个方向物源控制，在该区北部首先形成向南推 进的三角洲砂体，然后向东转向形成S2块的扇形三角洲沉积体。这一认识与早期对该区的认 识有较大差异。早期认为S2井的物源主 要来自西北方向，倾角测井解释成果显示所测倾向 在J1s12砂组以西南方向为主，少数为西北方向，进一步验证了扇形三角洲砂体展布 方向；该区西部形成〖CM(22〗向东南方向展布的三角洲沉积体系；该区东部发育〖CM)〗 〖HJ*3〗〖HJ〗 〖BG(!〗〖BHDWG71mm，WK70mmW〗 〖TPP8A，+71mm。70mm，BP〗〖〗〖TPP8B，+71mm。70mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图8〓J1s12沉积相分析图〖HT〗〖HJ*2〗〖HJ〗 〖BG(!〗〖BHDWG64mm，WK70mmW〗 〖TPP9A，+64mm。70mm，BP〗〖〗〖TPP9B，+64mm。70mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图9〓沉积相分析图〖HT〗〖HJ*2〗〖HJ〗 物源为东北方向的河 流体系，河道特征较为明显，S1井区正处于该物源控制之下（图9）。 〖HS2*2〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗5〓岩性圈闭识别与描述〖HT〗〖STBZ〗 高分辨率地震时间剖面较直观地反映了地层界面特征，但同相轴个数与岩性界面个数并不对 应，连续性的程度也不反映砂岩厚度及其尖灭情况［5］。只有将地震时间剖面变为 波阻抗剖面才能较直观地反映岩性界面、地层厚度及岩性信息。在标定合理、地质模式准 确的基础上，通过采用ISIS反演方法获得了该区的三维绝对波阻抗数据体。对该波阻抗数据 体进行J1s2砂体识别和综合沉积微相分析，描述了J1s12砂体展布特征，发现了 多个岩性圈闭（图10），并重点刻画了S4块J1s12岩性圈闭。该圈闭在微相识别上为 扇三角洲沉积砂体，在谱〖HJ1〗〖HJ〗〖BG(!〗〖BHDWG73mm，WK70mmW〗 〖TPP10A，+73mm。70mm，BP〗〖BG)W〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图10〓SWD岩性圈闭分布图〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗 分解等数据体上显示具鸟足状特征；在常规地震剖面上，振幅有较明显的增强，在两侧有分 叉、中断等波形变化特征；在波阻抗剖面上表现为中—高阻抗值。经综合分析后认为，S4块 J1s12岩性圈闭落实，已为随后的钻探证实。〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗6〓结束语 〖HT〗〖STBZ〗 准噶尔盆地腹部J1s隐蔽圈闭储层薄、油气分布规律复杂，圈闭识别和评价极为困难，通 过对隐蔽圈闭发育特征等分析，在高分辨层序地层划分、精细层位标定和细致的构造分析基 础上，以地质规律为指导，应用地震属性分析技术研究地层沉积和砂体展布规律，结合测井 约束反演技术，识别和描述了该区的隐蔽圈闭，取得了较好的效果。 〖HS2〗〖HT5”H〗〖JZ*2〗参考文献〖HT5”SS〗〖HJ*4〗 ［1］〓〖ZK(〗陆基孟.地震勘探原理.东营：石油大学出版社，1993〖ZK)〗 ［2］〓〖ZK(〗张华军等.地质构造约束层速度模型在时深转换中的应用.石油物探，2003,4 2（4）〖ZK)〗 ［3］〓〖ZK(〗刘文岭等.多信息储层预测地震属性提取与有效性分析方法.石油物探，2002 ,41（1）〖ZK)〗 ［4］〓〖ZK(〗凌云研究组.基本地震属性在沉积环境解释中的应用研究.石油地球物理勘探 , 2003,38(6):642~653〖ZK)〗 ［5］〓〖ZK(〗李庆忠.走向精确勘探的道路.北京：石油工业出版社，1994〖ZK)〗〖HT〗 〖HJ1〗〖HJ〗〖HT5K〗〖JY，2〗(本文编辑：刘勇) 〖HT〗〖HJ〗〖WT〗〖FL)〗 〖CDF46〗〖HTK〗(上接第568页) 〖FL(2K2〗〖HT〗 〓〓（3）将层序底界面（特殊低位地质体底部）拉平，在三维可视化软件中可通过控制均 方根振幅体厚度，使得特殊低位地质体振幅透视特征与其周围振幅有明显不同，而且可以显 示出特殊低位地质体平面展布特征，其面积及分布位置和地震同相轴追踪的结果是一致的。  （4）为了进一步分析特殊低位地质体的可靠性以及储层预测的需要，利用测井约束反演能 将测井纵向分辨率高和地震横向连续好的优点结合，使得特殊低位地质体在平面上或是剖面 上所对应部位的波阻抗明显比周围大。 〖HS2〗〖HT5”H〗〖JZ*2〗参考文献〖HT5”SS〗〖HJ*4〗 ［〖QS〗1］〓〖ZK(〗Vail P R and Mitchum R M.Seismic stratigraphy and global cha nges in sea level,Part 1:overview.In：Payton C E ed,〖WTBX〗Seismic Stratigraphy Application to Hydrocarbon Exploration.AAPG Memoir,1977,26:51~212〖ZK)〗〖WTB Z〗 ［〖QS〗2］〓〖ZK(〗Aitken J F and Howell J A.High resolution sequence stratigra phy innovations,applications and future prospects.In：Howeell J A,Aitken J F,eds ，〖WTBX〗High Resolution Sequence Stratigrahpy Innovations and Applications.〖W TBZ〗Geological Society Special Publication,1996,104:1~9〖ZK)〗 ［〖QS〗3］〓〖ZK(〗Berg O R.Seismic detection and evaluation of delta and turbi nate sequences,their application to exploration for the subtle trap.〖WTBX〗AAPG ,1982,66(9):57~75〖ZK)〗〖WTBZ〗 ［〖QS〗4］〓〖ZK(〗林畅松等.高精度层序地层学和储层预测.地学前缘，2000，7（3）： 111~112〖ZK)〗 ［〖QS〗5］〓〖ZK(〗Brown L F et al.Sequence Stratigraphy in offshore South Afri can divergent basinan atlas on exploration for Cretaceous lowstand traps.〖WTB X〗AAPG Studies in Geology.〖WTBZ〗Tusa,Oklahoma,U.S.A,Published by AAPG,1995，4 1:1~182〖ZK)〗〖WTBZ〗 ［〖QS〗6］〓〖ZK(〗李思田等.断陷盆地隐蔽油藏预测及勘探的关键技术——高精度地震 探测基础上的层序地层学研究.地球科学——中国地质大学学报，2002，27（5）：592~597 〖ZK)〗 ［〖QS〗7］〓〖ZK(〗冯有良,李思田.东营凹陷沙三段层序低位域砂体沉积特征.地质论评, 2001,47(3):278~286〖ZK)〗 ［〖QS〗8］〓〖ZK(〗任建业等.断陷盆地构造坡折带形成机制及其对层序发育样式的控制. 地球科学——中国地质大学学报，2004，29（5）:596~602〖ZK)〗 ［〖QS〗9］〓〖ZK(〗胡受权等.泌阳断陷湖盆陡坡带陆相层序油气成藏类型及分布规律探 讨.河南石油,2001,15(2):7~10〖ZK)〗 ［10］〓〖ZK(〗蒋恕等.中国东部第三纪陆相断陷含油气盆地沉积模式构建.地球科学—— 中国地质大学学报，2003，28(增刊)：592~597〖ZK)〗〖HJ1〗〖HJ〗〖JY，2〗〖HT5K〗 (本文编辑：张亚中)〖HT〗〖HJ〗〖FL)〗 〖FL(2K2〗〖YM5”BZ=586〗 〖SM(L〗石 油 地 球 物 理 勘 探〖KG17〗2005年〓〖SM)〗 〖DM(L〗〓第40卷〓第5期〓〓〓〓〓〓〓〓姜秀娣等：利用不同角度域P波资料反演纵、 横波速度〖DM)〗线性反演算法，直接反演出该角度范围剖面每个点的纵、横波速度值，为 解释人员进行岩性及含油气性解释提供可靠的依据。此法经理论模型试算和实际资料处理均 得到了合理的结果。 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗2〓方法原理〖HT〗〖STBZ〗 〖HTH〗〖STHZ〗2.1〓部分叠加资料纵、横波速度反演方法〖HT〗〖STBZ〗 反演的目标函数为［4］  〖WTHX〗f(〖WTBX〗V)=‖〖WTHX〗S-D‖→〖WTBZ〗min〖JY〗（1）  式中：〖WTBX〗V为纵波（或横波）速度；〖WTHX〗S=W*R为模型响应，其中W为子波，R为采 用[WTBZ]Aki和Richards近似公式计算的反射系数；〖WTHX〗D为实际地震记录。 对式（1）进行泰勒展开，即[HJ*5]  〖WTHX〗f(〖WTBX〗V0+〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗V0)〖WB〗=〖WTHX〗f(〖WTBX〗V0)+ 〖WTHX〗G(〖WTBX〗V0)〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗V0+〖DW〗+〖SX(〗1〖〗2〖SX)〗〖WTB Z〗Δ〖WTBX〗V0〖WTHX〗H(〖WTBX〗V0)〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗V0〖JY〗（2） [HJ] 式中：〖WTBX〗V0为纵、横波速度的初始猜测值，〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗V0为其修正量； 〖WTHX〗G(〖WTBX〗V0)=〖WTBZ〗Δ〖WTHX〗f(〖WTBX〗V0)称为〖WTHX〗f(〖WTBX〗V  0)在V0处的梯度；〖WTHX〗H(〖WTBX〗V0)=〖WTBZ〗Δ2〖WTHX〗f(〖WTBX〗V 0)称为〖WTHX〗f(〖WTBX〗V0)在V0处的海色矩阵；〖WTHX〗G(〖WTBX〗V0)和〖 WTHX〗H(〖WTBX〗V0)的每个元素分别为〖HJ*5] 〖WTBX〗gi=2(〖WTHX〗W*R-D)〖WTBZ〗T·〖JB((〗〖WTHX〗W*〖SX(〗〖WTBX〗〖W THX〗R〖〗〖WTBX〗Vi〖SX)〗〖JB))〗〖JY〗（3） 〖WTBX〗hij=〖SX(〗〖WTBX〗gi〖〗Vj〖SX)〗=2〖JB((〗〖WTHX〗W*〖SX (〗〖WTBX〗〖WTHX〗R〖〗〖WTBX〗Vj〖SX)〗〖JB))〗〖WTBZ〗T· 〖JB((〗〖WTHX〗W*〖SX(〗〖WTBX〗〖WTHX〗R〖〗〖WTBX〗Vi〖SX)〗〖JB))〗+ +2(〖WTHX〗W*R-D)〖WTBZ〗T·〖JB((〗〖WTHX〗W*〖SX(〗〖WTBX〗2〖WTHX〗R〖 〗〖WTBX〗ViVj〖SX)〗〖JB))〗〖JY〗(4)[HJ]式（3）、式（4）中i为时间 离散序号。有关〖WTHX〗G(〖WTBX〗V0)和〖WTHX〗H(〖WTBX〗V0)的每个元素中〖 SX(〗〖WTBX〗〖WTHX〗R〖〗〖WTBX〗Vi〖SX)〗和〖SX(〗〖WTBX〗2〖WTHX〗R 〖〗〖WTBX〗ViVj〖SX)〗的表达式详见文献［5］。 在〖WTHX〗H为对称正定矩阵情况下，目标函数的极小值存在，令式（2）对 〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗V0的一阶偏导数为零，即 〖SX(〗〖WTBX〗〖WTHX〗f(〖WTBX〗V0+〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗V0)〖〗〖WTBZ 〗Δ〖WTBX〗V0〖SX)〗=〖WTHX〗G(〖WTBX〗V0)+〖WTHX〗H(〖WTBX〗V0)〖WTBZ〗 Δ〖WTBX〗V0=0  则 〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗V0=-〖WTHX〗H-1(〖WTBX〗V0)〖WTHX〗G(〖WTBX〗V0)〖 JY〗（5）  令 V=〖WTBX〗V0+〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗V0  并将V作为新的初始猜测值，代入式（5）进行反演，直至‖〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗V0‖＜ε 时（ε为事先给定的一个正常数），即认为此时得到的V为最佳估计解。 〖HTH〗〖STHZ〗2.2〓零入射角纵、横波速度求取方法〖HT〗〖STBZ〗〖WTBZ〗 通过上述纵、横波速度反演方法，对每个角度范围的部分叠加剖面进行反演便可得到每个角 度范围的纵、横波反演速度，进而结合正演分析方法便可以进行岩性及含油气性的解释。但 是在地震资料的处理及解释过程中应用的往往是地震波零入射角的速度，因此本文根据地下 各向异性介质中地震波速度与入射角的关系，提出一种应用上述反演方法得到的各个角度范 围的纵、横波速度求取零入射角速度的方法。 在低频波假设下，薄互层介质等效于横向各向同性介质。为了便于对各向异性效应的处理， Thomsen对横向各向同性介质弹性参数进行了弱化处理［6］，试图用更少的参数来描 述介质的各向异性特征，并定义了〖WTBX〗ε、δ、γ三个参数；其中ε为描述〖WTBZ〗P 波的参数；〖WTBX〗ε、δ为描述〖WTBZ〗SV波各向异性程度的参数；〖WTBX〗γ为描述〖 WTBZ〗SH波各向异性程度的参数。借助〖WTBX〗ε、δ两个参数，弱横向各向异性介质中的 〖WTBZ〗qP波和qSV波的传播速度(相速度)可以表达为 〖WTBX〗V〖WTBZ〗qP(〖WTBX〗θ)=〖WTBX〗V〖WTBZ〗P0(1+〖WTBX〗δ〖W TBZ〗sin2〖WTBX〗θ〖WTBZ〗cos2〖WTBX〗θ+ε〖WTBZ〗sin4〖WTBX〗θ)〖JY〗 (6)〖WTBX〗V〖WTBZ〗qS(〖WTBX〗θ)=〖WTBX〗V〖WTBZ〗S0〖JB(［〗1+ 〖SX(〗〖WTBX〗V2〖WTBZ〗P0〖〗〖WTBX〗V2〖WTBZ〗S0〖SX)〗(〖WTB X〗ε-δ) 〖WTBZ〗sin2〖WTBX〗θ〖WTBZ〗cos2〖WTBX〗θ〖JB)］〗〖JY〗(7)  其中：〖WTBX〗V〖WTBZ〗P0、〖WTBX〗V〖WTBZ〗S0分别代表qP波和qS波在垂 直方向上的传播速度，即最终要求得的速度；〖WTBX〗V〖WTBZ〗qP(〖WTBX〗θ)为 应用部分叠加资料纵、横波反演方法得到的纵波在相应角度范围内的速度；〖WTBX〗V 〖WTBZ〗qS(〖WTBX〗θ)为反演得到的相应角度范围内的横波速度，θ为每个角度范围的 平均角度。 对于〖WTBZ〗qP波，可以得到如下方程  〖JB((〗 1〓〖WTBZ〗sin2〖WTBX〗θ1〖WTBZ〗cos2〖WTBX〗θ1〓〖WTBZ〗sin4〖WTBX 〗θ11〓〖WTBZ〗sin2〖WTBX〗θ2〖WTBZ〗cos2〖WTBX〗θ2〓〖WTBZ〗sin 4〖WTBX〗θ2…〓〓〓…〓〓〓… 1〓〖WTBZ〗sin2〖WTBX〗θn〖WTBZ〗cos2〖WTBX〗θn〓〖WTBZ〗sin4〖WTBX 〗θn〖JB))〗〖JB((〗〖WTBX〗V〖WTBZ〗P0〖WTBX〗V〖WTBZ〗P0〖WTB X〗δ〖WTBX〗V〖WTBZ〗P0〖WTBX〗ε〖JB))〗=〖JB((〗 〖WTBX〗V〖WTBZ〗qP(〖WTBX〗θ1) 〖WTBX〗V〖WTBZ〗qP(〖WTBX〗θ2) 〓… 〖WTBX〗V〖WTBZ〗qP(〖WTBX〗θn)〖JB))〗〖JY〗(8)  解这个方程就可以得到〖WTBX〗V〖WTBZ〗P0，同时可以解出〖WTBX〗ε和δ。 对于〖WTBZ〗qSV波，可以得到如下方程〖HJ1]  〖JB((〗 1〓〖WTBZ〗sin2〖WTBX〗θ1〖WTBZ〗cos2〖WTBX〗θ11〓〖WTBZ〗sin2〖WT BX〗θ2〖WTBZ〗cos2〖WTBX〗θ2 …〓〓〓… 1〓〖WTBZ〗sin2〖WTBX〗θn〖WTBZ〗cos2〖WTBX〗θn〖JB))〗 〖JB((〗〓〓〖WTBX〗V〖WTBZ〗S0〖SX(〗〖WTBX〗V2〖WTBZ〗P0(〖WTB X〗ε-δ)〖〗〖WTBX〗V〖WTBZ〗S0〖SX)〗〖JB))〗=[JB((] 〖WTBX〗V〖WTBZ〗qSV(〖WTBX〗θ1) 〖WTBX〗V〖WTBZ〗qSV(〖WTBX〗θ2)〓 … 〖WTBX〗V〖WTBZ〗qSV(〖WTBX〗θn)〖JB))〗〖JY〗(9) [HJ] 解这个方程就可以得到〖WTBX〗V〖WTBZ〗S0。如果是三维数据体，那么将得到整个 研究区域内的各向异性参数〖WTBX〗ε和δ，由此可以分析该区域内各向异性程度，甚至可 以作为分析断层和裂缝走向的又一重要依据。 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗3〓理论模型试算〖HT〗〖STBZ〗 为验证本文所述方法的正确性，设计了一个6层的各向异性地质模型，分别取0°~8°，8°~ 16°，16°~24°，24°~32°，32°~40°，40°~48°，48°~56°和56°~64°共8个角度 范围进行了叠加，并选取每个角度范围的中间角度值进行反演，得到相应角度范围的纵、横 波速度剖面，进而采用本文方法求得了零入射角的纵、横波速度。图1为每一层各个角度叠 加剖面反演得到的纵、横波速度值。从图1可以看出，由于受介质各向异性的影响，地震波 速度随入射角的变化没有简单的线性规律可循，各层的各向异性参数如表1所示。第一层的 各向异性参数为0，即为各向同性介质，每种方法计算的结果误差都较小。因为对于各向同 性介质，地震波速度不随入射角变化，可直接通过求平均值的方法确定。而对于各向异性介 质用本文方法计算的结果误差最小，线性拟合的误差最大，三次拟合的误差虽然相对较小， 但三次拟合的计算量大大增加(表2)。而本文方法只需求解一个超定方程组，可见本文方法 是部分叠加剖面纵、横波速度反演中求取零入射角速度的快速有效的方法。利用反演得到8 个角度范围的纵、横波速度，分别采用三次拟合、二次多项式拟合、线性拟合及本文方法计 算了零入射角的纵、横波速度，如表2所示。 〖FL)〗〖HJ0〗〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗 〖TPQ1，+105mm。155mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图1〓6层模型每一层各个角度范围部分叠加剖面的反演速度〖HT〗〖HJ1*4〗〖HJ〗 〖HT5”H〗〖JZ〗表1〓各向异性参数反演结果〖HT5”SS〗 〖BG(!〗〖BHDFG1*2/3，FK7，K7，K5。6F〗 〖〗〖〗层1〖〗层2〖〗层3〖〗层4〖〗层5〖〗层6 〖BHDG5，FK7，K37F〗各向异性参数〖WTBX〗ε〖〗〖ZB(〗〖BHDG1*2/3，K7，K5。6〗 理论值〖〗0〖〗0.65〖〗0.056〖〗0.356〖〗0.225〖〗0.156 〖BH〗反演值〖〗0.0028〖〗0.6541〖〗0.0583〖〗0.359〖〗0.2276〖〗0.1587 〖BH〗误差〖〗0.0028〖〗0.0041〖〗0.0017〖〗0.003〖〗0.0026〖〗0.0027 〖ZB)〗 〖BHDG5，FK7，K37F〗各向异性参数〖WTBX〗δ〖〗〖ZB(〗〖BHDG1*2/3，K7，K5。6F〗 理论值〖〗0〖〗0.25〖〗0.15〖〗0.24〖〗0.29〖〗-0.23 〖BH〗反演值〖〗0.0009〖〗0.2515〖〗0.155〖〗0.2412〖〗0.2917〖〗-0.228 〖BH〗误差〖〗0.0009〖〗0.0015〖〗0.005〖〗0.0012〖〗0.0017〖〗0.002〖ZB)〗〖BG) F〗〖HJ1〗〖HJ〗 〖HT5”H〗〖JZ〗表2〓本文方法与拟合方法求得的零入射角的速度(单位：〖WTBZ〗m/s)〖 HT5”SS〗〖HJ*4〗 〖BG(!〗〖BHDFG1*2，FK4，K8。6F〗〖〗层1〖〗层2〖〗层3〖〗层4〖〗层5〖〗层6 〖BHDG2*4，FK4，K4。12F〗〖〗纵波速度〖〗横波速度〖〗纵波速度〖〗横波速度〖〗纵 波速度〖〗横波速度〖〗纵波速度〖〗横波速度〖〗纵波速度〖〗横波速度〖〗纵波速度 〖〗横波速度 〖BHDG1*2，FK4，K4。12F〗理论值〖〗2345〖〗1200〖〗1960〖〗860〖〗2180〖〗1460〖 〗2040〖〗610〖〗2260〖〗1550〖〗2630〖〗1240 〖BH〗计算值〖〗2343〖〗1198〖〗1958〖〗859〖〗2177〖〗1458〖〗2038〖〗609〖〗22 58〖〗1548〖〗2627〖〗1239 〖BH〗误差〖〗2〖〗2〖〗2〖〗1〖〗3〖〗2〖〗2〖〗1〖〗2〖〗2〖〗3〖〗1 〖BH〗三次拟合〖〗2343〖〗1198〖〗1980〖〗951〖〗2194〖〗1443〖〗2062〖〗650〖〗 2291〖〗1538〖〗2594〖〗1351 〖BH〗误差〖〗2〖〗2〖〗20〖〗91〖〗14〖〗17〖〗22〖〗40〖〗31〖〗12〖〗36〖〗11 1 〖BH〗二次拟合〖〗2343〖〗1197〖〗2011〖〗710〖〗2158〖〗1482〖〗2052〖〗543〖〗 2241〖〗1565〖〗2707〖〗1060 〖BH〗误差〖〗2〖〗3〖〗51〖〗50〖〗22〖〗22〖〗12〖〗67〖〗19〖〗15〖〗77〖〗18 0 〖BH〗线性拟合〖〗2342〖〗1197〖〗1766〖〗754〖〗2141〖〗1475〖〗1916〖〗562〖〗 2154〖〗1560〖〗2608〖〗1113 〖BH〗误差〖〗3〖〗3〖〗194〖〗106〖〗39〖〗15〖〗124〖〗48〖〗106〖〗10〖〗22 〖〗127〖BG)F〗〖HT〗〖HJ0〗〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗〖FL(2K2〗 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗4〓应用实例〖HT〗〖STBZ〗 胜利油田永安镇地区泥岩表现为低速，砂岩表现为高速。图2展示了地震291测线310道~320 道5°~15°，15°~25°，25°~35°角度范围部分叠加剖面和水平叠加剖面的对比，从图中 可以看出：①部分叠加剖面的噪声水平较水平叠加剖面高；②不同角度的部分叠加剖面，同 相轴存在差异，刻画了反射特征的细节，使部分叠加剖面不仅保留了有关横波速度的信息， 还在一定程度上压制了噪声，适于做纵、横波速度反演。 〖FL)〗〖HJ0〗〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗 〖TPQ2，+62mm。140mm，BP〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图2〓5°~15°(a)、15°~25°(b)、25°~35°(c)角度范围部分叠加剖面与水平叠加剖面(d )〖HT〗〖HJ*2/3〗〖HJ〗〖TPQ3，+62mm。140mm，BP〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图3〓5°~15°(a)、15°~25°(b)、25°~35°(c)和0°(d)角度范围纵波反演速度〖HT〗 [LM] 〖TPQ4，+62mm。140mm，BP〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图4〓5°~15°(a)、15°~25°(b)、25°~35°(c)和0°(d)角度范围横波反演速度〖HT〗〖 HJ1〗〖HJ〗〖FL(2K2〗〓〓 图3和图4分别为对图2中各个角度叠加剖面反演得到的各个角度范围的纵波和横波速度剖面 。从图3、图4可以看出，由不同角度的部分叠加剖面反演得到的纵波和横波速度也存在差异 ，这主要是由于地下介质的各向异性造成的，在求取地震波零入射角的纵波和横波速度的同 时，可得到各向异性参数〖WTBX〗ε和δ(图5)，对于分析地下介质的各向异性程度具有一 定参考价值。 图6为地震291测线的一段水平叠加剖面，能量强的同相轴大致可以匹配，但是能量弱的同相 轴对比性并不好，有些地方还出现了极性反转，这是因为水平叠加剖面中损失了有关横波速 度的信息。〖WTBZ〗图7、图8分别为通过本文所述反演方法最终得到的纵波和横波零入射 角速度剖面。从图中测井曲线可以看出，该地区纵、横波速度的变化趋势大不相同。如果做 AVO分析或弹性阻抗反演，并假设纵〖CM(22〗横波速度比为一常数，得到的反演结果误差一 定很〖CM)〗 〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPQ5，+62mm。78mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗图5〓反演得到的各向异性参数〖WTBX〗ε 〖WTBZ〗(a)和〖WTBX〗δ〖WTBZ〗(b)〖HT〗 〖LL〗 〖TPQ6，+45mm。80mm，BP〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图6〓地震291测线水平叠加剖面〖HT〗〖HJ*4][HT6SS][ZK(] 图中井曲线为声波速度及通过计算得到的横波速度换算的合成地震记录（若该井没有横波时 差资料，可以通过岩石物理模型估算法估算横波速度；若测井资料不够齐全，可以通过拟合 该地区纵、横波速度的经验公式来计算横波速度，然后用岩石物理模型估算法进行局部校正 ）[ZK)]〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗〖JP1〗 大；而用本文的纵、横波速度反演方法却能得到更准确的解。从反演剖面上可以看出：在 井附近，反演结果与测井结果基本一致，只是反演结果的分辨率低于测井结果；与原始地震 剖面相比，反演结果的视分辨率有明显提高。通过纵、横波反演剖面的对比与分析，可以进 行含油气性解释。该井的1462~1477.9m井段(标定后为1351~1363ms)证实为含气储层，砂岩 中含气，使纵波速度降低，含气砂岩的纵波速度甚至略低于上、下泥岩的速度，而横波速度 不受含气的影响，两段砂岩的横波速度较上、下泥岩层的速度都高出很多（如图中测井曲线 所示）。从反演剖面中还可以看出，在井的附近确实存在上述含气特征，即纵波速度相对变 化不大，而横波速度相对有大幅增大，向两侧可外推到断层处。因此反演结果与测井结果相 吻合，可见本文所述反演方法能将纵向高分辨率的测井资料与横向高分辨率的地震资料更紧 密地结合在一起，有利于提高地震岩性及含油气性解释的可靠性。〖JP〗 〖FL)〗〖BG(!〗〖BHDWG55mm，WK110mmW〗 〖TPQ7A，+55mm。110mm，BP〗〖〗〖TPQ7B，+55mm。110mm，BP〗〖BG)W〗〖HT5”SS〗〖J Z〗 图7〓地震291测线纵波速度反演剖面〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗〖BG(!〗〖BHDWG55mm，WK110m mW〗 〖TPQ8A，+55mm。110mm，BP〗〖〗〖TPQ8B，+55mm。110mm，BP〗〖BG)W〗〖HT5”SS〗〖 JZ〗图8〓地震291测线横波速度反演剖面〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗[FL(2K2]〖HS3〗〖HT4XBS 〗〖STHZ〗5〓结论〖HT〗〖STBZ〗 地震资料部分角度道集叠加，对现有的全角度水平叠加方法进行了改进，既保留了原有的大 量信息，又比叠前地震剖面的信噪比高，而且通过部分叠加资料反演还能得到各个角度范围 的纵、横波速度值。本文提出的利用不同角度域P波资料反演纵、横波速度的方法，综合利 用不同角度范围的速度值可以求得零入射角的纵、横波速度值，进而求得纵、横波速度比及 泊松比，可为岩性及含油气性解释提供丰富的弹性参数信息，比叠后地震反演具有明显的优 越性，也比叠前反演的稳定性高。在计算零入射角纵、横波速度值的同时，还可以得到各向 异性参数〖WTBX〗ε和δ，可以作为分析地下介质各向异性程度的一个依据。〖WTBZ 〗 〖HS2〗〖HT5”H〗〖JZ*2〗参考文献〖HT5”SS〗〖HJ*4〗 ［1］〓〖ZK(〗Patrick C. Elastic impedance. 〖WTBX〗The Leading Edge,1999,18(4): 438~452〖ZK)〗〖WTBZ〗 ［2］〓〖ZK(〗马劲风.地震勘探中广义弹性阻抗的正反演.地球物理学报，2003，46(1)：1 18~124〖ZK)〗 ［3］〓〖ZK(〗倪逸.弹性波阻抗计算的一种新方法.石油地球物理勘探,2003,38(2):147~15 0,155〖ZK)〗［4］〓〖ZK(〗贺振华，黄德济.复杂油气藏地震波场特征方法理论及应用. 四川科学技术出版社，1999〖ZK)〗［5］〓〖ZK(〗孟宪军等. 叠前AVA广义非线性纵、横 波速度反演.石油地球物理勘探，2004, 39(6)：645~650〖ZK)〗 ［6］〓〖ZK(〗〖CM(71mm〗Thomsen. Weak elastic anisotropy.〖WTBX〗Geop hysics,〖CM)〗 1986, 51(10)：1954~1966〖ZK)〗〖WTBZ〗［7］〓〖ZK(〗任义庆 等．应用模拟退火法反演横波速度．石油地球物理勘探，1996，31(5)：677~684〖ZK)〗 ［8］〓〖ZK(〗姜亮等.地震道的非线性约束反演.石油地球物理勘探，2003，38(4)：435~4 38〖ZK)〗〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗〖HT5K〗〖JY，2〗(本文编辑：刘勇) 〖HT〗〖HJ〗〖WT〗〖FL)〗〖LM〗〖FL(2K2〗〖YM5”BZ=592〗 〖SM(L〗石 油 地 球 物 理 勘 探〖KG17〗2005年〓〖SM)〗 〖DM(L〗〓第40卷〓第5期〓〓〓〓〓〓〓〓〓张研等：松辽西斜坡超覆带油藏重力异常特 征〖DM)〗砂岩，具备良好的储盖组合条件。对于非自生自储的大型沉积斜坡来说，这样的 地质构造背景对油气的富集非常有利，可以形成各种类型岩性圈闭油气藏。〖JP〗 图1为该区1∶100000自由测网的重力一阶导数异常图。从图中可见钻遇油砂的普36井位于重 力高背景异常上的北东向低异常带。众所周知，一般情况下由背斜（或隆起）构造引起的高 背景异常可形成“区域”重力高，而在此背斜构造背景上形成的含油气部位（此处为油砂） 又可引起“局部”重力低。据此笔者认为，具有一定正向构造背景的岩性油气藏，其重力 一阶导数异常特征表现为“隆中凹”。从图1中还可以看到，在普36井东南方向的图9 井以 北还存在一个范围更大的相对重力低异常，也具有“隆中凹”的异常特征，其异常面积约为 8km2。该异常已得到了下列资料的初步证实。 〖HJ1〗〖HJ〗 〖BG(!〗〖BHDWG69mm，WK80mmW〗 〖TPR1A，+69mm。80mm，BP〗〖〗〖TPR1B，+69mm。80mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图1〓图牧吉油砂矿及邻区重力一阶导数异常图〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗〓〓 过普36井至普37井的自然电位资料表明，在普36井及普37井附近存在自然电位负异常。由于 测线未向东延伸，所以自然电位异常形态不完整。同样，北北东向自然电位测线向东北终止 于图9井，在图9井附近存在自然电位负异常，因测线未向东北方向延伸，该处自然电位异常 形态也不完整。另外，图9井以北的重力低异常南部边界的普37和图19两口井也相继钻遇油 砂，而且图9井见荧光显示。 图2为图牧吉油砂矿及邻区嫩一段（储层）沉积相图。从图中可见，普36、普37、图19和图9 井一带为砂体分布区。从普36井区的油砂矿及邻区姚家组二、三段（油气运移通道）沉积相 图（图3）可以看到，普37、图9井的北部有油气运移通道存在。综上所述，图9井以北出现 的“隆中凹”重力异常应当成为下一步进行勘探研究的重点区域。 〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPR2，+65mm。80mm，BP〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图2〓图牧吉油砂矿及邻区嫩一段沉积相图〖HT〗 〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPR3，+64mm。80mm，BP〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗图3〓图牧吉油砂矿及邻区姚家组二三段沉积相图〖HT〗[HJ1]〖HJ〗 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗3〓江37井区重力异常特征〖HT〗〖STBZ〗〖JP1〗 江37井区位于齐齐哈尔市泰来县，与内蒙古扎赉特旗相邻，其构造位置处于松辽盆地西部超 覆带富拉尔基—大兴阶地中段，基底为向东倾的平缓的斜坡，构造线大致呈近南北向平行分 布。在江37井区以北地区发育一个北东向的平缓鼻状构造，有利于油气富集,埋藏深度为580 ～600m，砂岩厚度为4～10m。〖JP〗 图牧吉油砂矿重力资料的“隆中凹”异常特征是否具有普遍意义？图4为江37井区1∶100000 自由测网的重力一阶导数异常图，从图中未见到这种异〖CM(22〗常特征。后来从大庆油田 研究院在该区新采集的〖CM)〗〖HJ1〗〖HJ〗〖BG(!〗〖BHDWG68mm，WK80mmW〗 〖TPR4A，+68mm。80mm，BP〗〖〗〖TPR4B，+68mm。80mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图4〓江37井区重力一阶导数异常图（低精度资料）〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗 〖BG(!〗〖BHDWG80mm，WK80mmW〗 〖TPR5A，+80mm。80mm，BP〗〖〗〖TPR5B，+80mm。80mm，BP〗〖BG)W〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 〖JP1〗图5〓江37井区重力剩余异常图（高精度资料，据大庆油田）〖JP〗〖HT〗 〖HJ1〗〖HJ〗 1∶25000高精度剩余重力异常（图5），发现这种特征是存在的。这说明由于油藏的埋藏 深度加深，老资料反映不出微弱的重力负异常，而高精度重力资料可以反映出这种变化。 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗4〓结论〖HT〗〖STBZ〗 根据以上对松辽西斜坡图牧吉及泰来地区的重力资料研究，可以得到以下初步认识： （1）在松辽西部斜坡的超覆带，重力一阶导数异常图上浅层油气藏可形成“隆中凹”的异 常特征，这种异常特征可以作为识别油气聚集部位的指示； （2）利用1∶100000自由测网重力资料，可以快速发现一批有一定规模且埋藏较浅的目标靶 区，针对这些目标应做自然电位采集工作，发现异常后可直接布设钻井进一步明确其含油气 性； （3）图9井以北的“隆中凹”重力异常得到了钻井、地质、自然电位等资料的初步证实，应 引起足够的重视； （4）江37井区的勘探试验表明，在含油气的有利区开展高精度大比例尺的重力勘探可望发 现更多和更深的油气勘探目标。〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗 〓〓大庆油田研究院李成立高级工程师提供了江37井区重力剩余异常图，在此表示谢意 。 〖HS2〗〖HT5”H〗〖JZ*2〗参考文献〖HT5”SS〗〖HJ*4〗［1］〓〖ZK(〗王家林等. 石 油重磁解释.北京：石油工业出版社，1991 〖ZK)〗 ［2］〓〖ZK(〗奎奥D ，普里托C著；曾华霖译.重力勘探应用.北京：石油工业出版社，198 5〖ZK)〗［3］〓〖ZK(〗王西文，I N米哈依诺夫.高精度重力勘探直接预测油气藏的方法 .石油地球物理勘探,1996,31(4):569～574 〖ZK)〗 ［4］〓〖ZK(〗王西文.用重力、地震资料联合反演直接预测油气藏的方法.石油地球物理勘 探,1997,32(2):221～228 〖ZK)〗［5］〓〖ZK(〗范振普，李光耀.高精度重力勘探在柴 达木盆地东部测区的应用.石油地球物理勘探，1997，32（2）：125～133，139〖ZK)〗 ［6］〓〖ZK(〗袁业培等.高精度重力探测油气藏的可能性.石油地球物理勘探，1995，30（ 1）：139～144〖ZK)〗［7］〓〖ZK(〗李盛汉等.重磁力及土壤磁化率测量在柴达木盆地 东部地区的应用效果. 石油地球物理勘探，1994，29（增刊2）：200～208〖ZK)〗 ［8］〓〖ZK(〗任俞等著编.非地震物化探油气勘探百例集.中国石油天然气总公司情报研究 所，1991〖ZK)〗 ［9］〓〖ZK(〗高瑞祺等著.松辽盆地油气田形成条件与分布规律.北京：石油工业出版社， 1997〖ZK)〗 〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗〖HT5K〗〖JY，2〗 （本文编辑：冯杏芝）〖HT〗〖HJ〗〖WT〗〖FL)〗〖LM〗 〖FL(2K2〗〖YM5”BZ=595〗 〖SM(L〗石 油 地 球 物 理 勘 探〖KG17〗2005年〓〖SM)〗 〖DM(L〗〓第40卷〓第5期〓〓〓〓〓〓〓〓〓王志刚等：井地电法三维物理模型试验〖DM) 〗40cm、直径为1.2cm的不锈钢管模拟金属套管。用绝缘板（一般尺寸为100cm×60cm×0.8c m）模拟油层，用紫铜板（一般尺寸为100cm×60cm×0.15cm）模拟水层，供电电源为45V乙 电池。为调节电压，在供电回路中串接可调电阻，供电电极设置在高阻板或低阻板上方和下 方，另一极在无穷远（或在套管附近）。在水面以研究目标为中心布设方阵测网，测网线距 为9.5cm，点距为6cm，布设测线13条，每条测线布设测点28个。图1为模拟装置示意图。 〖HJ1〗〖HJ〗〖TPS1，+55mm。78mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图1〓套管放置在异常体中央时装置示意图〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗3〓水槽模拟实验结果〖HT〗〖STBZ〗 〖HTH〗〖STHZ〗3.1〓单个低阻或高阻水平板模拟 〖HT〗〖STBZ〗图2为低阻水平板放置 在套管旁边时的模拟结果，图中虚线框为低阻板位置，放置在金属套管的右侧。试验时低阻 板埋深分别为4.0cm和7.0cm，供电电极入水深度分别为2.5cm,4cm和5.5cm。试验目的是模拟 井下注水、井下供电时，在水（地）面引起的电位异常。 从图2中可看出，在异常体远端上方地面存在基本对应的正电位异常，金属套管处出现负异 常，大致可以判断出低阻板的边界。当供电电极的深度小于低阻板时，异常幅度减小，特征 不明显，如深度为2.5cm时基本看不到低阻板的特征。当低阻板埋深增大到7.0cm时，只要供 电电极深度大于低阻板埋深，模拟结果就基本一致。 将套管移至低阻板中央，当低阻体的埋深为7.5cm、供电电极入水深度为12.5cm时，低 阻板两端出现电位正异常，中心出现负异常（图3）。 将上述低阻板换为高阻水平板，套管放置在水平板中央，高阻体埋深为3.5cm，供电电极入 水深度为3.5cm，模拟结果见图4。从图中可以看出，在异〖CM(22〗常体上方水面存在基本 对应的电位异常，虚线框为〖CM)〗〖HJ1〗〖HJ〗〖TPS2，+43mm。78mm，BP〗〖HT5”SS 〗〖JZ〗图2〓低阻水平板电位等值线图〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗〖WB〗套管放置 在异常体右侧，低阻体埋深为40cm，〖DW〗供电电极入水深度为55cm〖HT〗〖HJ1〗 〖HJ〗 〖TPS3，+63mm。78mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图3〓低阻水平板电位等值线图〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗〖WB〗套管放置在异常体 中央，低阻体埋深为75cm，〖DW〗供电电极入水深度为125cm〖HT〗〖HJ1*4〗〖HJ 〗 〖TPS4，+63mm。78mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图4〓高阻水平板电位等值线图〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗〖WB〗套管放置在异常体 中央，低阻体埋深为35cm，〖DW〗供电电极入水深度为35cm〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗 高阻板位置。将供电电极的深度变为5cm时的结果与3.5cm时基本一致。 上述模拟结果表明，若油田开发中利用井下电法寻找低阻水体或高阻油层，有可能获得良好 的效果。油田水相对围岩而言一般呈现为低阻电性体，在水体分布区的中央处供电，最大正 异常中心对应着异常体的边界；在水体分布区的边缘处供电，正异常最大等值线处对应着异 常体的远边界。通过在低阻异常体中央和边缘供电，可以大致圈定出低阻异常体的边界和延 展方向。该方法同样适用于高阻油层。 在油田开采初期进行井地电法测量可获得油田初始背景，开采数年后再进行井地电法测量还 可以了解采出体源于地下何处，即哪些地方尚未开采；如果开采后回灌地下水，则由高阻体 变为低阻体，异常更加明显，因此在注水开采中该方法将会有更好的效果。 〖HTH〗〖STHZ〗3.2〓横向组合体的模拟〖HT〗〖STBZ〗 在水平低阻板旁放置垂直高阻板，在低阻板中间设置钢套管并供电，低阻体埋深分别为3.5c m和4.0cm，供电电极入水深度分别为3.5cm，5.0cm和6.5cm， 模拟结果见图5。图中大虚线 框为低阻板位置，小虚线框为高阻板位置。从图中可以看出，在异常体上方水面存在对应的 电位异常，低阻板中间（金属套管位置）位置出现负异常，在低阻板边缘位置出现正异常， 干扰体的左侧出现负异常。据此可以判断出低阻板的边界。当供电电极入水深度为5.0cm时 与深度为3.5cm时的模拟结果基本一致。 将供电套管移至低阻板和高阻板之间并供电，〖HJ1〗〖HJ〗〖TPS5，+62mm。78mm，BP〗 〖HT5”SS〗〖JZ〗 图5〓水平低阻板旁放置垂直高阻板时的电位等值线图〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗〖 WB 〗套管放置在低阻板中间位置，低阻体埋深为35cm，〖DW〗供电电极入水深度为35cm 〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗低阻体埋深为40cm，供电电极入水深度分别为40cm和65cm， 模 拟结果见图6，图中大虚线框为低阻板位置，小虚线框为高阻板位置。从图中可以看出，在 异常体上方水面存在对应的电位异常，低阻板右端位置出现正异常，可以明显显示出低阻板 的边界。且供电电极的入水深度为6.5cm时的模拟结果与深度为4.0cm时结果基本一致。 〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPS6，+45mm。79mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图6〓低阻板和高阻板并排放置时电位等值线图〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗〖WB〗套 管放置在低阻板与高阻板的 中间，低阻体〖DW〗埋深为40cm，供电电极入水深度为40cm〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗 〓〓上述模拟结果表明，当所研究的油层或水层等异常体旁侧存在高阻干扰体时，通过在异 常体中央和边缘充电可以确定出异常体的边界和延伸方向，旁侧高阻干扰体对圈定油水边界 几乎没有影响。也就是说，井地电法在油田注水开发中，对于井旁油水等不同岩性组合体有 一定的横向分辨率。 〖HTH〗〖STHZ〗3.3〓纵向组合体的模拟〖HT〗〖STBZ〗沿铅垂方向上、下分别放置水平 低阻板和水平高阻板，低阻板在上，高阻板在下。低阻板尺寸为70cm×60cm×0.2cm，高阻 板尺寸为100cm×60cm×0.8cm，套管放置在异常体中央，供电正电极分别放置在水平高 阻板的上方和下方。此项研究的目的是通过两次测量的差值消除上方低阻板的影响。图 7是高阻板埋深为14.0cm，低阻板埋深为7.0cm，供电电极埋深分别为13cm和18cm时两 次测 量相减的电位等值线图。图中虚线框部分为高阻板位置，异常所在位置与高阻板位置一致， 说明由此法可以明显确定出高阻板的边界。 图8是将图7中低阻板的几何尺寸增大到与高阻板一样大，且取高阻板埋深为14.0cm、低阻板 埋深为7.0cm、供电电极埋深分别为9.5cm和19.5cm时的模拟结果，图中虚线框为高阻板位置 。从图中可以看出，在异常体上方水面存在对应的电位异常，而且异常很明显，且电位等值 线与板体形状、位置基本〖LL〗 〖TPS7，+62mm。78mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图7〓〖WB〗沿铅垂方向上、下分别放置水平低阻板〖HJ*4]〖DW〗和高阻板时的电位等值 线图〖HT〗 〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPS8，+62mm。78mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图8〓〖WB〗将图7中低阻板尺寸增大到和高阻板[HJ*4]〖DW〗一样尺寸时的电位等值线图 〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗 一致，说明此法可以很明显地确定出高阻板的边界。〖JP1〗 上述模拟结果表明，井地电法不仅在油水界面探测中具有重要意义，而且能够比较有效地消 除目标油气藏上方电性不均匀的影响，特别是对于上、下几套油水层同时存在，且层与层之 间存在一定距离时，利用井地电法有可能分别划分出不同储层的分布范围。〖JP〗〖LL〗 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗4〓结束语〖HT〗〖STBZ〗 由于受测量环境影响，上述水槽模拟研究获得的异常形态不太规则，而且受水槽大小深度的 影响，虽然对模型深度变化方面的研究还不太完整，但其基本规律应该是比较清楚的。该实 验表明，井地工作方式的直流电法可用于油田开发和注水开采中的监测或寻找剩余油气水的 分布。 要指出的是，这里的水槽模拟只是直流电法，与目前东方地球物理公司正在开展的方法还有 很大差别，后者是研究井下交变方波电流激发地面电磁场规律，具有更高的分辨率和探测效 果。 通过上述研究可知，开展井地电法研究对油田开发开采，指导生产井网部署，提高开发效益 ，具有实际应用价值。 〖HS2〗〖HT5”H〗〖JZ*2〗参考文献〖HT5”SS〗〖HJ*4〗 ［1］〓〖ZK(〗 何展翔,贺振华等.非地震技术在油田开发中的应用综述.石油地球物理勘探 ，2001，36(增刊)：1~4〖ZK)〗 ［2］〓〖ZK(〗何展翔.大功率井—地电法油藏边界预测技术及效果.石油勘探与开发，2004 ，31(5)：74~76〖ZK)〗 ［3］〓〖ZK(〗Keissuke Ushijima等著；尹朝洪译.利用4D电测技术的油藏监测.石油物探 译丛，2000，（3）〖ZK)〗 ［4］〓〖ZK(〗裘慰庭等.俄罗斯地球物理勘探前沿技术文集. 1992 〖ZK)〗 ［5］〓〖ZK(〗张天伦，张伯林.消除直流电阻率三极梯度法中各种干扰的实验研究.石油地 球物理勘探，1995，30（1）：100～110〖ZK)〗 ［6］〓〖ZK(〗张天伦，张伯林，聂荔.用三极梯度法确定复合型油气藏各单层的边界位置. 西南石油学院学报，1997，19（1）〖ZK)〗 ［7］〓〖ZK(〗张天伦，张伯林，聂荔.用地—井工作方式的三极梯度法寻找小块油气藏.石 油地球物理勘探，1997，32（4）：520～531〖ZK)〗 ［8］〓〖ZK(〗张天伦，张伯林.计算视电阻率梯度异常的井旁参照法.石油地球物理勘探， 1995，30（3）：392～399〖ZK)〗 〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗〖HT5K〗〖JY，2〗 （本文编辑：冯杏芝）〖HT〗〖HJ〗〖WT〗[FL)]〖HJ0〗〖HT7”〗〖HT〗〖HJ 〗 〖JZ〗〖FK(H0148。40〗〖HT1K〗〖JZ(〗石油物探工作者的得力帮手 ——〖HT0”XK〗《石油地球物理勘探》〖JZ)〗〖FK)〗〖HT〗〖HJ〗〖W T〗 〖LM〗〖FL(2K2〗〖YM5”BZ=599〗 〖SM(L〗石 油 地 球 物 理 勘 探〖KG17〗2005年〓〖SM)〗 〖DM(L〗〓第40卷〓第5期〓〓〓〓〓〓张凤旭等：基于余弦变换的密度界面重力异 常正反演研究〖DM)〗〖HJ*5]〖WTBX〗X〖WTBZ〗c(〖WTBX〗k)=〖SX(〗2〖〗N〖SX)〗 ∑〖DD(〗N-1〖〗k=0 〖DD)〗c(k)〖WTBX〗X〖WTBZ〗c(〖WTBX〗k)〖WTBZ〗cos〖SX(〗(2〖WTBX〗n+1)k〖WTB Z〗π〖〗2〖WTBX〗N〖SX)〗〖JY〗（1〖WTBZ〗b）〖HJ〗 其中：〖WTBX〗k，n=0，1，2，…，N-1； 〖WTBX〗 c(k)=〖JB(｛〗1/〖KG-*2/5]〖KF(〗2〖KF)〗〓k=01〓〓〓〖KG*4]k≠0〖JB)〗 〓〓仿照一维离散余弦变换，对于二维数据序列〖JB(｛〗〖WTBX〗x(i,j)，i=0,1，…，N- 1；j=0,1，…，M-1〖JB)｝〗，其二维离散余弦变换（〖WTBZ〗2DDCT）和二维离散逆变 换（2DIDCT）定义为  〖WTBX〗X〖WTBZ〗c〖WTBX〗(m,n)=c(m,n)[JB＜2［]∑〖DD(〗N-1〖〗i=0〖DD)〗∑〖D D(〗M-1〖〗j=0〖DD)〗x(i,j)××〖WTBZ〗cos〖SX(〗(2〖WTBX〗i+1)m〖WTBZ〗π〖〗 2〖WTBX〗N〖SX)〗〖WTBZ〗cos〖SX(〗(2〖WTBX〗j+1)n〖WTBZ〗π〖〗2〖WTBX〗M〖SX) 〗[JB＞2］]〖JY〗（2〖WTBZ〗a）〖WTBX〗 x(i,j)=[SX(]2[]NM[SX)][JB＜2［]∑〖DD(〗N-1〖〗m=0〖DD)〗∑〖DD(〗M-1〖〗n=0〖DD )〗c(m,n)X〖WTBZ〗c(〖WTBX〗m,n)××〖WTBZ〗cos〖SX(〗(2〖WTBX〗i+1)m〖WTBZ 〗π〖〗2〖WTBX〗N〖SX)〗〖WTBZ〗cos〖SX(〗(2〖WTBX〗j+1)n〖WTBZ〗π〖〗2〖WTBX 〗M〖SX)〗[JB＞2］]〖JY〗（2〖WTBZ〗b）  式中：〖WTBX〗m,i=0,1，…，N-1；n,j=0,1，…，M-1；  c(m,n)=〖JB(｛〗1/〖KG-*2/5]〖KF(〗2〖KF)〗〓m=0,n=01〓〓〓〖KG*5〗其他〖JB)〗 〓〓〖JP1〗 通过以上分析可知，如果〖WTBX〗x(n)是实数，那么它的〖WTBZ〗DCT也是实数；而对傅里 叶变换，若〖WTBX〗x(n)是实数，其〖WTBZ〗DFT一般为复数，因此DCT避免了复数运算。〖 JP〗 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗3〓常密度单界面正演公式的理论推导〖HT〗〖STBZ〗 〖HTH〗〖STHZ〗3.1〓二维常密度单界面正演公式理论推导〖HT〗〖STBZ〗 如果地质体的形状和埋藏深度沿水平方向均无变化，而且沿该方向有一定延伸，此时的地质 体可视为二度地质体，因此其密度界面正、反演问题可采用一维余弦变换模式计算。 如图1所示，设直角坐标系为〖WTBX〗x o z，z轴垂直向下，x轴垂直于二度体走向；地下有 物质界面A，界面上部密度为ρ0，下部密度为ρ1；A面下某面积元〖WTBZ〗d〖WTBX〗s 的位置为Q，〖WTBZ〗d〖WTBX〗s=〖WTBZ〗d〖WTBX〗ξ〖WTBZ〗d〖WTBX〗ζ。 〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPT1，+35mm。74mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图1〓二维常密度单界面断面图〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗 〓〓〖WTBZ〗 利用重力公式，很容易得到二度体面积元〖WTBZ〗d〖WTBX〗s在P(x,0)点的重力异常，对其 积分，则得到整个常密度单界面A在P(x,0)〖WTBZ〗点所产生的异常为〖HJ*4〗  〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗g(x)=2Gρ〖DD(〗〖〗s〖DD)〗〖SX(〗 ζ〖〗(x-ξ)2+ζ2〖S X)〗〖WTBZ〗d〖WTBX〗ξ〖WTBZ〗d〖WTBX〗ζ〖JY〗（3） 〖HJ〗 式中：〖WTBX〗ρ=ρ0-ρ1为剩余密度；〖WTBX〗s为常密度界面的总面积；G为万有引 力常数。对其实施余弦变换〖HJ*4〗 〖FC(〗 〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗G〖WTBZ〗c(〖WTBX〗u)〖〗=2Gρ∫+∞-∞〖JB(［ 〗〖DD(〗〖〗s〖DD)〗〖SX(〗 ζ〖〗(x-ξ)2+ζ2〖SX)〗〖WTBZ〗d〖WTBX〗ξ〖 WTBZ〗d〖WTBX〗ζ〖JB)］〗〖WTBZ〗cos(2π〖WTBX〗ux)〖WTBZ〗d〖WTBX〗x〖〗=2G ρ〖DD(〗〖〗s〖DD)〗ζ〖WTBZ〗d〖WTBX〗ξ〖WTBZ〗d〖WTBX〗ζ∫+∞- ∞〖SX(〗〖WTBZ〗cos(2π〖WTBX〗ux)〖〗(x-ξ)2+ζ2〖SX)〗〖WTBZ〗d〖WTBX〗 x〖FH〗（4）〖FC)〗 〖HJ〗 式中〖WTBX〗u为x方向圆波数。令〖HJ*4〗 y=x-ξ〖HJ〗 则有〖HJ*4〗 x=y+ξ〖WTBZ〗d〖WTBX〗x=〖WTBZ〗d〖WTBX〗y〖HJ〗 将它们带入式（4），并令〖HJ*4〗 p(u)=∫+∞-∞〖SX(〗〖WTBZ〗cos2π〖WTBX〗u(y+ξ)〖〗y2+ζ2[ SX)]〖WTBZ〗d〖WTBX〗x 〖HJ〗利用三角函数的积化和差公式，同时考虑被积函数的奇偶性，得〖HJ*4〗 〖WTBX〗p(u)=[SX(]2〖WTBZ〗cos(2π〖WTBX〗uξ)[]ζ〖SX)〗∫+∞0〖S X(〗〖WTBZ〗cos2π〖WTBX〗uy〖〗1+〖JB((〗〖SX(〗y〖〗ζ〖SX)〗〖JB))〗2 〖SX)〗〖WTBZ〗d〖JB((〗〖SX(〗〖WTBX〗y〖〗ζ〖SX)〗〖JB))〗 〖HJ〗 又由于〖HJ*4〗  ∫+∞0〖SX(〗〖WTBZ〗cos(〖WTBX〗ax)〖〗1+x2〖SX)〗〖WTBZ〗d〖WT BX〗x=〖JB(｛〗〖WTBZ〗〖SX(〗π〖〗2〖SX)〗〖WTBZ〗e〖WTBX〗-a〓a＞0 〖WTBZ〗〖SX(〗π〖〗2〖SX)〗〖WTBZ〗e〖WTBX〗a〖KG1*2]a＜0〖JB)〗〖HJ〗 所以有〖HJ*4〗  〖WTBX〗p(u)=〖WTBZ〗π〖SX(〗〖WTBZ〗cos(2π〖WTBX〗uξ)〖〗ζ〖SX)〗〖WTBZ〗e -2〖WTBZ〗π｜〖WTBX〗u｜ζ〖JY〗（5） 〖HJ〗〓〓 设密度界面〖WTBX〗A的平均深度为h，相对于h的A界面起伏深度为〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ )，〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ)在ζ=h以上取负值，h以下取正值（图1），于是式（5）中 关 于ζ的积分上、下限变为h+〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ)和h，同时将式（5）代入式（4） ，得〖HJ*4〗  〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗G〖WTBZ〗c(〖WTBX〗u)=2〖WTBZ〗π〖WTBX〗Gρ∫+∞- ∞〖WTBZ〗cos(2π〖WTBX〗uξ)〖WTBZ〗d〖WTBX〗ξ∫h+〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ )h〖WTBZ〗 e-2〖WTBZ〗π｜〖WTBX〗u｜ζ〖WTBZ〗d〖WTBX〗ζ[JY]（6） 〖JP2〗〖HJ〗将〖WTBZ〗e-2〖WTBZ〗π｜〖WTBX〗u｜ζ在ζ=h处用泰勒级数 展开，并对ζ积分，有〖JP〗 〖HJ*4〗 ∫h+〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ)h〖WTBZ〗e-2〖WTBZ〗π｜〖WTBX〗u｜ζ〖 WTBZ〗d〖WTBX〗ζ〓〓=〖WTBZ〗e-2〖WTBZ〗π｜〖WTBX〗u｜h∫h+〖WTBZ 〗Δ〖WTBX〗h(ξ)h∑〖DD(〗∞〖〗n=0〖DD)〗〖SX(〗〖JB(［〗-2〖WTBZ〗π〖WTB X〗u(ζ-h)[JB)］〗n〖〗n!〖SX)〗〖WTBZ〗d〖WTBX〗ζ〓〓=〖WTBZ〗e-2〖WTB Z〗π｜〖WTBX〗u｜h∑〖DD(〗∞〖〗n=1〖DD)〗〖SX(〗(-2〖WTBZ〗π〖WTBX〗u) n-1〖〗n!〖SX)〗〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗hn(ξ)〖JY〗（7）〖HJ〗 将式（7）带入式（6），得〖HJ*4〗 〖FC(〗 〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗G〖WTBZ〗c(〖WTBX〗u)=2〖WTBZ〗π〖WTBX〗Gρ〖WTBZ〗e-2 〖WTBZ〗π｜〖WTBX〗u｜h××〖〗∑〖DD(〗∞〖〗n=1〖DD)〗〖JB(［〗〖SX(〗(-2 〖WTBZ〗π〖WTBX〗u)n-1〖〗n!〖SX)〗∫∞-∞〖WTBZ〗Δ 〖WTBX〗hn (ξ)〖WTBZ〗cos(2π〖WTBX〗uξ)〖WTBZ〗d〖WTBX〗ξ〖JB)］〗 〖〗=2〖WTBZ〗π〖WTBX〗Gρ〖WTBZ〗e-2〖WTBZ〗π｜〖WTBX〗u｜h∑〖DD(〗 ∞〖〗n=1〖DD)〗〖SX(〗(-2〖WTBZ〗π〖WTBX〗u)n-1〖〗n!〖SX)〗C［〖WTBZ〗 Δ〖WTBX〗hn(ξ)］〖FH〗（8）〖FC)〗 〖HJ〗 式中C［〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗hn(ξ)］表示〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗hn(ξ)的余弦变换。〖W TBZ〗 式（8）就是二维常密度单界面重力异常余弦变换谱正演公式，其正变换部分采用式(1a)求 出。对该式做离散余弦反变换，即利用式（1b）便可计算出空间域重力异常值。 〖HTH〗〖STHZ〗3.2〓三维常密度单界面正演公式〖HT〗〖STBZ〗〖WTBX〗 如图2所示，设直角坐标系为oxyz，z轴垂直向下；观测面为z=0的水平平面；计算点位置为 P(x,y,0)；地下有单密度分界面A，其平均深度为h，相对于h的界面A起伏深度为〖WTBZ 〗Δ〖WTBX〗h(ξ,η)，若〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ，η) 位于界面A以上时取负值，反之取正值；界面A以上地质体密度为 ρ0，其下为ρ1；A面下某体积元〖WTBZ〗d〖WTBX〗v的位置为Q，〖WTBZ〗d〖WTBX〗v =〖WTBZ〗d〖WTBX〗ξ〖WTBZ〗d〖WTBX〗η〖WTBZ〗d〖WTBX〗ζ。 〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPT2，+32mm。78mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图2〓三维常密度单界面示意图〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗〓〓 为得到三维常密度单界面正演公式，首先对体积元〖WTBZ〗d〖WTBX〗v在P(x,y,0)点所产生 的重力异常进行积分，得到整个单密度分界面的三维重力异常，然后对其实施二维余弦变换 ，便可推导出如下三维常密度单界面正演余弦谱公式（其推导过程略）〖HJ*5〗 〓 〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗G〖WTBZ〗c(u，v)=-2〖WTBZ〗π〖WTBX〗Gρ〖WTBZ〗e-2〖WTB Z〗π〖W TBX〗fh×〓〓×∑〖DD(〗∞〖〗n=1〖DD)〗〖SX(〗(-2〖WTBZ〗π〖WTBX〗f)n- 1〖〗n!〖SX)〗C［〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗hn(ξ,η)］〖JY〗（9） 〖HJ〗 式中：ρ=ρ0-ρ1为剩余密度；u，v为x，y方向的波数；f=[KF(]u2+v2[KF)]为径 向波数。〖WTBZ〗 式（9）即为三维常密度单界面重力异常余弦变换谱正演公式。利用式（2b）对该式做离散 余弦反变换可计算出空间域重力异常。〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗4〓常密度单界面余弦变 换法反演〖HT〗〖STBZ〗 如果常密度单界面剩余密度〖WTBX〗ρ和平均深度h为已知，则可利用式（8）、式（9） 分别反演二维和三维常密度单界面深度。将式（8）两边同时除以2〖WTBZ〗π〖WTBX〗G ρ〖WTBZ〗e-2〖WTBZ〗π｜〖WTBX〗u｜h，式（9）两边除以2〖WTBZ〗π〖WTBX〗G ρ〖WTBZ〗e-2〖WTBZ〗π〖WTBX〗fh，然后把式(8)、式（9）右端分出n=1项 ，便得到计算二维、三维常密度单界面深度的反演迭代方程式，分别为 C［〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ)］=〖SX(〗〖WTBZ〗e2〖WTBZ〗π｜〖WTBX〗u｜h 〖〗2〖WTBZ〗π〖WTBX〗Gρ〖SX)〗〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗G〖WTBZ〗c(u)-〓〓〓〓-∑ 〖DD(〗 ∞〖〗n=2〖DD)〗C［〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗hn(ξ)］〖SX(〗(-2〖WTBZ〗π〖WTBX〗u) n-1〖〗n!〖SX)〗〓〓〓〓〖JY〗（10）  C［〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ，η)］=〖SX(〗〖WTBZ〗e2〖WTBZ〗π〖WTBX〗fh〖〗 2〖WTB Z〗π〖WTBX〗Gρ〖SX)〗〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗G〖WTBZ〗c(u，v)-〓〓-∑〖DD(〗∞〖 〗n=2〖DD )〗C［〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗hn(ξ,η)］〖SX(〗(-2〖WTBZ〗π〖WTBX〗f)n-1〖〗 n!〖SX)〗〓〓〖JY〗（11） 〓〓 其迭代反演过程为：①由式（10）、式（11）右端第一项得到〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ)、 〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ，η)的一阶近似余弦谱，反变换得其一阶近似值；②将〖WTBZ〗 Δ〖WTBX〗h(ξ)、〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ，η)的一阶近似值代入式（10）、式（11）右 端第二项求和式，计算出它们的校正谱，从一阶近似余弦谱中减去校正谱，反变换得新的〖 WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ)、〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ，η)；③重复步骤②，直到取得〖WTBZ 〗Δ〖WTBX〗h(ξ)、〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ，η)的高精度反演结果；④将反演的高精度 〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ)、〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗h(ξ，η)加上平均深度h，就得到了最后 的计算结果。 为了克服反演过程中的不稳定性，需要采用频率域“正则化稳定因子”压制迭代反演方程式 中余弦谱的高频成分。本文在一维、二维余弦变换法界面反演中采用的“正则化稳定因子” 分别为  W(u)=[SX(]1[]1+2.75〖WTBZ〗e〖WTBX〗β(u-u0)λx[SX)]〖JY〗(12) W(u,v)=[SX(]1[]1+2.75〖WTBZ〗e〖WTBX〗β(f-f0)λx[SX)]〖JY〗(13)  其中：u、v为x，y方向波数；u0为需要被压制的x方向波数；f0为被压制的最小径向波 数，f0=[KF(]u20+v20〖KF)〗；u0、f0根据实际异常情况选定；β的选择区 间为［2，7］；λx=M〖WTBZ〗Δ〖WTBX〗x为计算区沿x方向长度，M为线数，〖WTBZ〗Δ 〖WTBX〗x为线距。 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗5〓模型计算及反演精度对比分析〖HT〗〖STBZ〗〖WTBZ〗 为了探讨利用余弦变换研究密度界面正、反演的有效性以及精度问题，分别利用PO法和余弦 变换法反演了常密度单界面模型的界面深度并进行了精度对比分析。两种方法均采用式（12 ）的“正则化稳定因子”。〖WTBX〗特别指出的是：模型实验表明当两种方法迭代反演方 程式的求和项数n不小于5、迭代次数不小于3时，就能满足计算精度的要求。考虑到反演方 法的精度对比分析问题，本文在两种方法的反演迭代计算中均取n=6、迭代次数等于3。 〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPT3，+44mm。77mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图3〓二维规则不连续单界面模型反演深度对比分析图〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗 〖WB〗曲线①为规则界面模型；曲线②为〖WTBZ〗PO法反演的界面；〖DW〗曲线③为余弦 变换法反演的界面〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗〓〓〖WTBZ〗 图3中曲线①为中间呈梯形凸起、两侧为水平的密度分界面模型，其顶深为2km，顶宽为32km ，底宽为36km，两侧底深为3km，剩余密度为0.50g/cm3。为讨论两种方法反演的可靠 性和反演精度的同一性，反演界面深度的重力异常均采用规则地质体模型公式计算模型①的 重力异常，平均深度均为〖WTBX〗h=2.90〖WTBZ〗km。曲线②、曲线③分别为PO法、余弦变 换法反演的界面深度。从图中可以看出，曲线②、曲线③的顶端和两侧与模型拟合较好。曲 线②的中心最高点和两侧最低点的误差分别-0.041km(中心)、-0.053km(左侧)和-0.051km( 右侧)，它们的计算点相对于模型深度的百分比误差为-2.05%，-1.77%和-1.70%，反演 深度 计算点的均方差为0.025km；曲线③的中心最高点和两侧最低点误差分别为-0.022km，0 .014km和0.015km，相对模型深度的百分比误差分别为-1.10%，0.47%和0.50%，计算点 均方差为0.021km；后者的均方差比前者降低了0.004km。 上述分析说明余弦变换法反演界面深度的精度比PO法高。 由于界面异常反演的多解性，致使二维规则界面模型角点处反演的界面深度误差较大（图3 ），因此不能充分估计两种方法的精度量化问题。为此设计了如下光滑的不规则二维界面模 型（图4），对两种方法的反演精度做进一步分析。 图4给出了二维常密度单界面深度反演结果，〖LL〗 〖TPT4，+40mm。78mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图4〓二维连续单界面模型深度反演对比分析图〖HT〗〖HJ*4〗〖HT6SS〗〖JZ〗曲线①为 理论模型；曲线②为PO法；曲线③为余弦变换法〖HT〗〖HJ1〗〖HJ〗其 中曲线①为理论模型。反演曲线②、曲线③的模型参数分别选取：剩余密度为0.50g/cm3 ；界面模型平均深度为2.0km。从图中可见，利用PO法和余弦变换法反演的深度结果曲线② 、曲线③对应理论模型曲线①埋藏最浅处和最深处误差较大，且最深处误差更大。曲线②的 最大误差为-0.148km，相对该点模型深度的百分比误差为-4.97%，计算点均方差为0.013km ；曲线③的最大误差为-0.041km，百分比误差为-1.37%，均方差为0.003km。后者均方差下 降了0.010km。 模型反演精度实验分析说明，余弦变换法极大地提高了界面异常反演精度，与PO法相比，精 度提高了3倍多。这在图4中表现非常明显。 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗5〓应用实例〖HT〗〖STBZ〗 虎林盆地位于黑龙江省东部，该盆地被第四系广泛覆盖，面积约为6500km2，是大庆油田 东带油气勘探的重点地区之一。 采用三维常密度单界面异常余弦反演公式（11）反演黑龙江虎林盆地基底深度，结果见图5 。 从该盆地的密度资料看，第三系盖层密度平均值为2.20g/cm3，元古代结晶基底的密 度 平均值为2.70g/cm3。现取界面反演的剩余密度为0.5 g/cm3，平均深度为1.85 km，异常值选用该盆地区域重力异常资料。 结合文献［11］等资料，利用四条NE向或NEE向深大断裂将盆地划分为五个条带状凹陷和隆 起区，由南到北依次为兴凯湖隆起、兴凯湖（东林子）凹陷、虎林中央隆起、虎林河凹陷 和迎春隆起（东侧隆起区）。 根据以往已知资料所进行的区域构造单元划分与图5基本吻合。兴凯湖隆起平均深度为1.35k m；兴凯湖（东林子）凹陷平均深度为1.78km，最深处埋深为2.32km；虎林中央隆起地层序 列简单，其中火石山古老的地层大面积出露，平均深度为0.84km；虎林河凹陷地层序列 完整，平均深度为2.15km，最深处埋深为2.63km；迎春隆起平均深度为1.08km。 〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPT5，+89mm。77mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 〖JP3〗图5〓虎林盆地结晶基底深度等值线图（等深线距为0.15km）〖JP〗〖HT〗〖HJ1〗 〖HJ〗 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗6〓结论〖HT〗〖STBZ〗 重磁异常数据处理的精度问题，一直是重磁工作者探讨和研究的重要课题。本文为提高密度 分界 面重力异常正、反演的精度问题提出了余弦变换研究密度界面正反演重力异常方法。模型实 验和精度〖LL〗对比分析证实，利用余弦变换法反演界面深度的精 度优于PO法。由于离散余弦变换仅需实数运算，所 以在存储量和复杂性上要比傅里叶变换更经济、有效。该方法的提出为深入研究地质构造、 地层划分以及寻找油气田等提供了新的思路。 〖HS2〗〖HT5”H〗〖JZ*2〗参考文献〖HT5”SS〗〖HJ*4〗 ［〖QS1〗1］〓〖ZK(〗〖CM(71mm〗Parker R L. The rapid calculation 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勘探是可以突破1/4波长地震分辨力极限的”［8］。事实上，〖WTBZ〗Sheriff也曾 有过类似的提法［9］。Widess在地震分辨力定量研究中，率先将噪声的影响与分辨 力结合起来［1］；随后，“噪声作为影响地震分辨力的主要因素之一”这一观点已 经深入人心，并被人们普遍接受［10，11］。长期以来，笔者对前人关于地震分辨力 极限问题的认识持有不同的看法，希望能与从事地震分辨力研究的专家学者共同探讨。 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗2〓地震分辨力定义及评价准则〖HT〗〖STBZ〗 所谓分辨力一般是指分离两个十分靠近的物体的能力，通常用距离来表示。当两个物体间的 距离大于某一特定距离时这两个物体可以被区分，而小于该特定距离时就难以辨认出是两个 物体，则这个特定的距离就可用于表示分辨力［10］。在地震勘探中，人们往往更关 心垂直分辨力，即地震波可以区分地层顶、底界面的最小厚度间隔。〖WTBX〗 尽管分辨力的概念已经清楚了，但如同确定人的视力必须建立一个标准视力测试表和测试方 法一样，要客观地描述地震资料的分辨力，就必须首先确立一个分辨力的评价准则。只有这 样才能更好地判定或者评价地震分辨力的大小或高低。考虑到地震子波脉冲均具有一定的延 续长度，因此从严格意义上讲，垂直分辨力应当用地震子波脉冲的时间延续度来定义［ 2，12］。当用波长表示时，垂直分辨力为n个半波长（n为地震脉冲的周期数），这是地 震勘探早期所采用的分辨力定义，李庆忠院士将其称之为严格的分辨力定义［11］。 然而，实际情况是可分辨的条件并不一定要求两个地震子波彼此没有重叠，在有重叠的情况 下地层顶、底有时还是可以区分的，为此一些学者提出了不同的分辨力准则。 瑞利准则是根据光学成像原理给出的光学分辨力定义。地震勘探中沿用了该准则，并定义两 个子波的到达时间差大于或等于子波的半个视周期，则两个子波可分辨，否则是不可分辨的 。这半个视周期是子波主极值与相邻次极值的时间间隔［10］。〖WTBZ〗 针对零相位雷克子波对单一楔状地质模型的地震响应特点，Ricker认为［4］，当两 个子波的到达时间差大于或等于子波主极值两侧的两个最大陡度点的时间间距时，这两个子 波是可分辨的，此即雷克准则。这一时间间距相当于雷克子波一阶时间导数中两个异号极值 点的间距，约为子波主周期的1/2.3。相比之下，瑞利分辨力相当于雷克子波一阶时间导数 中两个过零点的间距或雷克子波二阶时间导数中两个负极大值点的间距，约为子波主周期的 一半。当用零相位雷克子波波长〖WTBX〗λ来表示时，瑞利准则所给出的垂直分辨力为λ/4 ，而雷克准则为λ/4.6，两者的差别并不大。〖WTBZ〗 Widess准则认为［5］，两个极性相反的子波到达时间差小于1/4周期，反射波波形非 常接近于子波时间导数，此时极值位置不能反映时间间隔的变化，但复合波振幅与时间间隔 近似成正比，因此将〖WTBX〗λ/8定义为垂直分辨力。〖WTBZ〗 Farr把从反射地震剖面上能检测出薄层的条件作为薄层可检测性分辨力定义，认为薄层形成 的复合反射振幅与组成该薄层的单一界面的反射振幅相等时，该薄层可分辨［6］。 进一步，借助于Widess给出的薄层复合反射振幅的近似表达式，确定垂直分辨力为〖WTBX〗 λ/12。 到目前为止，地震勘探中较流行且被大多数人及教科书普遍接受的准则为瑞利准则，即垂直 分辨力为λ/4，这并非完全是偶然的，而是一种客观必然的选择。其原因在于：①λ/4恰好 处在地层顶、底反射波发生振幅调谐的位置，同时也近似为地层顶、底反射时间可分辨与不 可分辨的分界线，而且其在地震剖面中的反映较其他准则更明显、更容易识别；②其他准则 受反射界面极性影响较大，适用性受到限制，而瑞利准则基本不受反射界面极性的影响，具 有普遍适用性；③瑞利准则基本迎合了人们试图定义一个“可分辨极限”的心理要求。 〖HS(3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗3〓〖WB〗地震分辨力不同于地震地质〖DW〗解释能力〖HS) 〗〖HT〗〖STBZ〗〖WTBZ〗〓〓 地震资料是利用地震波照射地下地质体所形成的客观影像，是地下地质现象的客观反映。地 震资料所能反映或揭示地下地质现象的能力从根本上决定于地震资料的分辨力，但人们最终 从已有的地震资料中能够了解和确定多少地质细节却取决于地震地质解释能力，即研究者对 地震反射波所包含地质含义的认知和解析能力。事实上，自地震分辨力准则确立伊始，许多 研究者就将地震分辨力与地震地质解释能力混为一谈。针对同一个地震记录，不同的研究者 总是试图利用地震波波形及振幅变化等信息来揭示或解释地震记录反映地质细节的极限能力 ，并将其定义为“分辨力”。这种“分辨力”定义反映地质细节的极限能力的差别，并不反 映地震资料实际分辨力的差别，而是反映不同研究者地质解释能力的差别。很明显，不同研 究者对于可分辨和不可分辨的个体认知能力或标准是不同的。因此不能说Widess所定义的分 辨力“极限”突破了瑞利分辨力“极限”，只能说对同一地震记录Widess定义显示了更高的 地质解释能力。这好比人们在评价眼睛视力好坏需要建立一个标准视力表的过程中，陷入了 人的眼睛究竟能看多远的争论一样。也许这个比喻不很恰当，但透过这个比喻可以清楚地发 现，有关分辨力极限争论的根源在于大家对于可分辨的标准不一致，这样一来自然就会出现 “仁者见仁”、“智者见智”的结果。所以，关于垂直分辨力极限的争论实际上是可分辨标 准的争论。 从前文分辨力的定义中可以看出，定义本身就已经决定了它是一个描述极限（最小距离）的 概念，但习惯上人们总是喜欢在“分辨力”之后再加上“极限”二字，这实际上也是研究者 主观上追求最大地质解释能力的一种体现。〖WTBX〗 笔者认为，分辨力定义的核心是“可分辨准则”的确立，只有建立在同一可分辨准则下的分 辨力讨论才是有意义的。而分辨力准则一旦确立，分辨力的定义就是惟一的。目前，瑞利准 则的确立只是为人们提供一个评价地震资料分辨力的客观标准，但绝不表示地震地质解释能 力的终结，更不意味着厚度小于λ/4的薄层完全不可识别，瑞利准则的作用类似于一个标准 “视力表”。对于不同的地震资料，只要利用这一“标准”进行衡量就可以确定分辨力的高 低。因此笔者认为，诸如文献［8］和文献［9］中关于“可以突破传统λ/4分辨力极限”的 提法是不恰当的，因为其混淆了分辨力与地震地质解释能力两者的概念。能够从确定的地震 记录中揭示微小的地质细节，并不表示地震分辨力的突破，仅仅意味着地震地质解释能力的 提高。事实上，从地震分辨力准则建立伊始，研究者试图将分辨力定义为能够同时承担分辨 力评价标准和地震地质解释极限能力双重任务的一个量，实际情况显然事与愿违。这也是造 成目前众多研究者对地震分辨力和地震地质解释能力两者概念混淆的原因所在。 从瑞利准则不难看出，地震分辨力决定于地震子波的波长，波长一定则分辨力一定，子波压 缩波长减小，则分辨能力增大，可分辨的地层厚度减小，理想的分辨力是子波波长为零，即 地震子波为δ函数。因此，地震分辨力的极限应当是零。就实际地震记录而言，由于地层 吸收衰减使得地震子波分辨地下地质体的能力总是有限的，也就是说，地震分辨力是有限的 ，要达到极限是不可能的。但通过采用各种技术手段进行子波压缩、频谱拓宽等特殊处理， 是可以提高或者改善现有地震资料的分辨力的，但这种提高或改善也是有限的，其所能够达 到的最佳分辨状态才是现有技术条件下真正意义上的地震分辨力。显然，地震分辨力的提高 是以子波的不断改进为前提的。换言之，地震分辨力反映的是地震资料的一种客观实在。对 于确定的地震子波，地震资料的分辨力应当是确定的，是不以观测者或解释者的主观意志为 转移的。只要子波没有发生改变，地震资料的分辨力就不会发生改变，而且对于确定的分辨 力准则，地震资料的分辨力也应当是惟一确定的。 地震地质解释能力的极限，即众多研究者习惯上理解的“地震分辨力极限”，是指在确定的 子波波长条件下（意味着地震分辨力已确定），利用现有地震资料信息能够推断、揭示地质 细节的极限能力（或地质体的空间极限尺度）。显然，能揭示空间尺度无限趋近于零（但不 为零）的地质体同样是其追求的理想最终目标。实际上地震地质解释所能推断出的最小厚度 可能会大于或小于λ/4，这除了与地震记录本身分辨力有关外，在很大程度上还与地震记录 的噪声水平、解释人员的解释能力（掌握相关知识的能力及解释方法、手段的选择能力）以 及各种可供选用的辅助资料的完善程度等有关。从根本上讲，地震地质解释能力的提高是通 过不断修改可分辨与不可分辨的判别标准为前提的，如当利用时间属性不可分辨的情形下， 换用振幅信息或其他属性信息进行地质体的推断和识别。一般来说，借助于先进的技术，人 们总是可以不断拓展和提高解释能力的，特别是在目前地震资料分辨力有限、提高地震分辨 力十分困难的条件下，提高地震地质解释能力是深化认识地质细节的根本出路。 综上所述，地震分辨力是反映地震子波区分两个十分靠近地质体能力的客观实在，是由地震 子波本身的性质决定的，对于确定的地震资料，地震分辨力是确定的。地震地质解释能力则 具有很大的主观性、相对性和不确定性。图1以调谐曲线示意图的形式简单地展示了两者的 差异。 〖HJ1〗〖HJ〗 〖TPU1，+52mm。78mm，BP〗〖HT5”SS〗〖JZ〗 图1〓地震分辨力与地震地质解释能力的含义（V=2500〖WTBZ〗m/s）〖HT〗〖HJ1〗〖HJ 〗 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗4〓地震分辨力〖WTBX〗λ/〖STBZ〗4准则的作用和意义〖HT〗 〖STBZ〗 笔者认为，地震分辨力λ/4准则确立的作用和意义，主要表现在它不仅为地震分辨力的评价 提供了一个较为客观统一的标准，而且也为地震薄层和厚层概念的划分提供了一个清楚的分 界点。由于地震分辨力λ/4准则是建立在地震剖面时间可分辨的前提下的，因此从时间可分 辨的角度而言，该准则蕴涵了 “可分辨极限”的涵义，这或许是长期以来研究者一直将其 称为“地震分辨力极限”的原因所在。但“极限”二字的内涵是有条件的，脱离了前提条件 来应用这一定义必然会造成曲解和混淆。确切地讲，地震分辨力并不是一个绝对界限，只是 一个特征显著性的分界点，因而将其视为地震解释推断地质细节的终结点是错误的。这一准 则的确立从来就没有否定小于λ/4的薄层完全不可分辨，而仅仅说明时间不可分辨。20世纪 70年代中后期人们就普遍利用振幅信息、三瞬信息、积分能谱等地震属性预测薄层厚度，其 中也不乏许多成功的事例［11］。随着勘探技术的进步，解释手段的改进，分析能力 的增强，薄层解释精度也在不断提高。凌云研究组的研究成果说明了这一点［7，8］ 。若因此认为“地震勘探可突破λ/4的分辨力极限”或者说“地震分辨力可小于λ/4 ”，甚至有人认为“垂向分辨力为λ/4的说法已经不实用了”等等，都是对地震分辨力概 念和准则的曲解，是将λ/4地震分辨力极限绝对化的表现。事实上，所有这些成功的薄层解 释实例均只能说明在地震资料分辨力一定的情况下，应用地震属性的空间变化是可以解释小 于λ/4的薄层变化的，仅此而已。它们是地震地质解释推断能力提高的表现，而不是地震分 辨力提高的结果。〖JP1〗 造成上述理解偏差的根本原因在于人们的主观意识中过多地强调了λ/4地震分辨力的“极限 ”内涵，并将其绝对化，而忽略了其作为分辨力大小评价的功能。同时，有意无意地在转换 可分辨与不可分辨的判别标准，并将不同判别标准下的结果放在一起来讨论，必然会做出不 恰当的认识和判断。此外，地震分辨力是一种客观实在，而对于薄层顶、底界面的识别或薄 层厚度的确定则是一种主观行为。对于厚度小于λ/4的薄层的地质解释能力的大小，虽然与 地震资料本身的分辨力有关，但更多地则取决于剖面的信噪比、保真度以及解释者所用方法 、手段的优劣和解释人员自身解释水平的高低等。因此，在分辨力概念和准则的实际应用中 ，应当更多地关注其评价功能而不是固执地将其作为一个绝对极限来理解和对待。〖JP〗 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗5〓地震分辨力与噪声无关〖HT〗〖STBZ〗〖WTBZ〗 早在1982年，Widess在地震分辨力定量研究中，就曾将噪声和地震分辨力放在一起来讨论， 并给出了一个定量计算公式。目前，在地震勘探中人们普遍接受了这一观点，认为信噪比是 分辨力的基础，分辨力是由信噪比决定的［10，11］。笔者认为，这样处理表面上似 乎很合情理，但本质上仍然是对地震分辨力和地震地质解释能力的一种混淆，不能反映地震 分辨力的实质。 首先，在地震资料野外观测系统设计和地震资料质量评价中，研究者习惯上均采用瑞利准则 来研究分辨力，而很少有人考虑噪声对分辨力的影响。特别是在地震资料质量评价中，分辨 力和信噪比总是同时存在的，并不会由于通常认为“信噪比决定分辨力”而舍弃其中之一。 这从一个侧面表明，现实中人们对分辨力和信噪比一直是作为两个彼此平等独立的地震评价 参数来对待的。在讲分辨力时往往更多地强调地震波区分最小地质体的能力，即地震子波的 主频、带宽、相位等特性，而信噪比则单独用来评价噪声对地震记录的影响。也就是说，人 们只在理论研究中将二者联系在了一起，实际应用中又常常将二者分割开来，因此从实际应 用的观点出发，将噪声排除在分辨力定义之外应当是合理的。〖WTBX〗 其次，在分辨力定义以及分辨力准则的确立过程中均未将噪声考虑在内。λ/4分辨力准则是 建立在理想的无噪声的条件下，并假定地震子波为零相位雷克子波（全频带）的前提下得出 的。也就是说，在分辨力准则创立之初，就明确地将噪声排除在外。人们之所以认为噪声决 定分辨力主要是由于在有噪声存在的剖面中比没有噪声存在的情况下更加难以解释或识别地 质细节。这实际上反映了地质解释能力的大小，而不是地震子波本身分辨力大小的体现。也 就是说，将噪声与分辨力联系起来，仅仅是一种主观愿望的体现，而不是客观必然。如果说 这种联系是允许的，那么在影响地震分辨力的因素中是否还应当包括诸如地震资料显示方式 、手段、地震解释人员解释水平的优劣等因素呢？由此可以设想，是否一个没有噪声的地震 剖面对于一个瞎子而言，地震分辨力不存在呢？很显然，这是不现实的、也是不客观的。在 〖WTBZ〗Widess（1982）关于地震系统分辨力定量描述的研究中，其根本目的是试图建立一 个全面评价地震系统特征分辨能力的参数，而不是传统意义上的分辨率概念［8］。 这或许正是为什么在其论文中不采用习惯上常用的“resolution”一词，而换用“resolvin g power”的缘故。此外，其公式推导首先是在假定地震记录不含噪声的情形下进行的，所 得到的分辨率公式可以说是建立在另一个不同的可分辨准则——能量可分辨基础上的定量描 述方法。在此基础上，假定噪声服从高斯随机分布，从而将信噪比概念引入到了分辨率公式 中。在形式上，这个公式很完美，似乎能够很好地反映出噪声对分辨率的影响，而实际上， 该公式忽略了这样一个事实：如果可以计算信噪比，说明信号和噪声是可以分离的，自然也 就可以获得理想的无噪声记录，并由此来讨论分辨率。显然，分辨率估算问题又回到了起点 。含有信噪比的分辨率计算公式也因此而显得多余了。无独有偶，对于李庆忠院士所提出的 视觉分辨率概念［11］，笔者认为也存在类似的问题。 再者，除了地震学外，在其他有关学科中，分辨力的定义和分辨力准则的确立都是在没有任 何外界干扰背景的情况下做出的，因为只有这样才能更好地体现分辨力的内在本质。对于相 同的两个地质模型，采用相同的地震子波可以得到两个具有相同分辨力的合成记录，将其中 之一加入一定量的噪声，这是否表明含有噪声的记录分辨力就低呢？笔者认为不是。因为噪 声的存在只是使得地震地质解释的客观环境或者说背景发生了变化，进而降低了地震地质解 释的能力。这好比将同一剖面采用黑白和彩色显示，结果可能会得出不同的解释结论一样， 我们不能笼统地说彩色剖面比黑白剖面具有更高的分辨力或相反。因为这只是显示方式不同 对解释人员的色彩分辨能力造成不同的影响而已。从根本上讲，所有这些偏差均是由于人们 在有意无意间改变了可分辨的准则引起的，或者说，这是不同“可分辨”判别条件下的产物 ，其与前述分辨力极限的争论属于同一性质。笔者做一个也许不恰当的类比，众所周知，人 的视力是由其眼球的光学结构决定的，对于一个正常视力为15的人，能说晴天和雾天这个 人的视力不同吗？笔者认为不能。因为变化的是环境，而不是眼球本身，这种环境的变化通 常用大气能见度来描述，也就是说是大气能见度的降低影响了人的正常视物，而不能说视力 降低了。同样的道理，噪声的存在只是影响了人们对地震剖面所反映的地质特征的分析推断 能力，这种影响程度可以通过信噪比来判定，而不应当将其与分辨力混为一谈。 诚然，一个充满噪声的地震剖面可能会因为难于解释而失去地震地质解释能力或者利用价值 ，但决不会因此而失去地震分辨力。正如笔者在前面的论述中指出的那样，地震分辨力是 客观存在的，从地震勘探野外采集活动结束的那一刻起，地震子波的分辨力就已经被确定 ，并不会因为记录中所包含噪声的强弱程度而改变，也不会因为显示方式或者解释对象的不 同而增减。因此笔者认为将噪声排除在分辨力定义之外，更容易突出分辨力的本质，而且也 避免了分辨力和信噪比在地震资料质量评价中的重复定义，使得两个概念的物理含义会更加 清楚。这对于地震资料处理和高分辨力勘探的理解具有积极的指导意义。因为要提高地震分 辨力就必须要改善地震子波本身的特性——即压缩子波、提高主频、扩展有效频带宽度、实 现零相位化等。因此分辨力和信噪比是两个独立的概念，是决定地震资料质量好坏的两个重 要指标。信噪比可衡量噪声水平的强弱，信噪比不包含在分辨力定义中。 最后，为了更加清楚直观地理解分辨力、地震地质解释能力和信噪比的关系，表1将其与视 力进行简单的类比，尽管两者并不具有内在的可比性，但具有形式上的相似性。虽然这种比 较不够严谨，但却非常有助于各种概念细微差别的区分和理解。 〖FL)〗〖HJ0〗〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗 〖HT5”H〗〖JZ〗表1〓分辨力与视力的简单类比〖HT5”SS〗 〖BG(!〗〖BHDFG3，FK3，K3，K6。2，K6，K9，K6，K8F〗 名称〖〗评价准则〖〗准则成立的条件〖〗改进方法〖〗应用能力〖〗影响因素〖〗 定性或定量描述方法〖〗改进方法 〖BHDG6，FK3，K3，K6ZQ，K6ZQ，K6ZQ，K9ZQ，K6ZQ，K8ZQF〗 视力〖〗视力表〖〗〖WB〗正常照明；〖DW〗2m距离；〖DW〗眼睛〖〗配镜（改变了眼 睛的 光学结构）〖〗〖WB〗辨识物体〖DW〗的能力〖〗〖WB〗光照，空气质量等〖DW〗外部 因素；〖DW〗眼睛；距离〖〗〖HJ*4〗〖WB〗照明度、能〖DW〗见度等；〖DW〗视力 ；〖DW〗距离远、近〖〗〖HJ*4]改善影响因素中各项，如在暗的背景下，增加照明度 等〖HJ〗〖BH〗 分辨力〖〗〖WTBX〗λ/4〖〗〖HJ*4]无噪声；全频带；零相位雷克子波〖HJ〗〖〗 〖WB〗反褶积等〖DW〗压缩子波〖DW〗的方法〖〗 〖WB〗地震地质〖DW〗解释能力〖〗〖HJ*4]〖WB〗干扰；〖DW〗地震子波；〖DW〗 解释 者的经验〖HJ〗〖〗〖HJ*4〗〖WB〗信噪比；〖DW〗分辨力；〖DW〗经验多少；〖 DW〗手段等〖HJ〗〖〗〖HJ*4]去噪，提高分辨力，增加经验，采用更好的显示方法等〖HJ 〗 〖BHDG1*2，FK18，K29F〗 建立了一种衡量或评价标准〖〗反映了评价标准的实际应用和相互关系〖BG)F〗 〖HJ0〗〖HT7”〗〖HT〗〖HJ〗[FL(2K2] 〖HS3〗〖HT4XBS〗〖STHZ〗6〓结论〖HT〗〖STBZ〗〖WTBZ〗 （1）在地震勘探研究和应用中，将目前普遍采用的以绝对值表示分辨能力的概念称为分辨 力（resolving power），将以相对值表示分辨能力的概念统称为分辨率（resolution）。 不仅迎合了人们的习惯认识，还保留了地震勘探中习惯以绝对值大小描述分辨能力的做法， 使概念更清楚，理解更方便，应用更明确。 （2） 地震分辨力是地震数据的一种客观存在，它只决定于地震子波的特性，与地震剖面中 是否存在噪声无关。 （3） 提高地震分辨力必须改善地震子波本身的特性，如子波压缩、提高主频、扩展有效频 带宽度、实现零相位化等。 （4） 提高地震资料的信噪比只能提高地质解释能力，不能从根本上改变地震分辨力。 （5） 在地震分辨力一定的条件下，利用特殊的技术可以解释地层厚度小于〖WTBX〗λ/4的 薄层的变化，但这并不意味着地震分辨力的提高，仅仅说明地震地质解释能力的增强。 〖HS2〗〖HT5”H〗〖JZ*2〗参考文献〖HT5”SS〗〖HJ*4〗〖WTBZ〗 ［〖QS1〗1］〓〖ZK(〗Widess M B.Quantifying resolution power of seismic 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