• ISSN 2096-8957
  • CN 10-1702/P

浅谈地震剖面的假象识别

周华伟 邹志辉 李哲豪

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浅谈地震剖面的假象识别

Detecting artifacts in seismic profiles

    Corresponding author: Zou Zhihui, zouzhihui@ouc.edu.cn ;
  • CLC number: P315.3

  • 摘要: 假象识别是正确解释地震剖面的前提,也是描述地震成像保真度(精准度)的主要标准之一. 本文通过分析反射地震剖面实例,对几种常见的、易被误解的地震成像假象的特征进行了分类阐述,提出基于成因识别地震成像假象的思路. 从地震剖面成像过程来看,假象的成因包括信号误判、成像畸变和波速模型误差这三个主要因素. 许多不易被识别的假象起源于地震数据处理成像过程中对信号的误判,犹如“张冠李戴”;成像畸变假象的根源包括成像照明度、资料频宽和方法假设等方面的缺陷,造成抹痕等成像结果畸变假象;当地震波速度模型误差较大时,地震成像结果不仅会出现成像位置错误,还可能在波阻抗不连续点出现散射拖尾假象. 因此,衡量地震成像精准度的标准应包括成像结果的分辨率、位置准确度和假象识别三个要素. 这些要素相互影响,因此应该根据研究目标和实际情况,综合评判地震成像中假象的影响.
  • 图 1  对深海地震剖面一个较连续同相轴的两种解释. (a)反射波时间偏移剖面,显示洋底沉积层与大洋基底的分界面,和基底内一个同相轴(箭头所示). (b)该同相轴或被解释为断层,如红色虚线所示. (c)经分析,该同相轴是由洋底沉积层内多次波造成的假象,如图中沉积层的镜像投影所示

    Figure 1.  Two interpretations of a continuous reflector on a deep-sea seismic profile. (a) Time-migrated reflection profile shows the interface between ocean bottom sediments and basement, and a linear anomaly (denoted by arrows). (b) A plausible fault interpretation of the anomaly, denoted by a dash line. (c) Detailed analysis indicates the anomaly is an artifact from mistaking internal multiples in the sediments as primary reflections, as shown by the mirror projection of the sediments

    图 2  对比两个水平地震时间切片(Biondi, 2006). (a)三维地震成像切片;(b)二维地震成像切片. 在箭头所指处,三维成像剖面只显示一条河道;二维成像剖面则显示多条河道,因其误把二维测线侧向反射能量当成测线之下信号成像,造成假象

    Figure 2.  Two seismic time slices based on (Biondi, 2006): (a) 3D imaging; (b) 2D imaging. At the location marked by arrows, the 3D slice shows a single channel, while the 2D slice shows multiple channels, as they contain artifacts from miss-focused energy from laterally outside the 2D survey lines

    图 3  在美国加州圣安德烈斯断层(SAF,图中距离为0处垂直黑线)附近,两个VSP剖面上的抹痕假象. 资料由测井(粉红色虚线)中布设的32个检波器采集天然微震和地表人工震源而成. (a)根据4个微震和3个地表震源资料制作的偏移剖面. (b)根据7个微震和2个地表震源资料制作的偏移剖面。图中颜色表示纵波反射振幅,字母和黑线表示原作者解释的几个小断层。图中圆弧状彩色条带皆沿着以震源和检波器为焦点的双程等时线分布,因此我们认定这些断层反射图像含有大量抹痕假象(Chavarria et al., 2003

    Figure 3.  Along-isochron smearing artifacts on migrated P-wave profiles using VSP data acquired near the San Andres fault (SAF), at 0 km in distance on each profile. The data of microearthquakes and surface shots were acquired by 32 receivers placed in a vertical bore (pink dash line). (a) Migrated image of the data from 4 microearthquakes and 3 shots nearest to the well. (b) Migrated image of data from 7 microearthquakes and 2 shots that are near the well. Letters in these sections and dashed lines in (b) denote interpreted faults. Both cross sections show many colored arcs and stripes following the two-way traveltime isochrons with the sources and receivers as foci, leading to our conclusion that these fault images contain lots of smearing artifacts (Adapted © Chavarria et al. (2003), some rights reserved exclusive licensee AAAS. Distributed under CC BY-NC)

    图 4  空间混叠假象示意. (a)一个理论褶皱剖面(Zhou, 2014). (b)当垂向采样率不足时,在点圈所示剖面(a)高倾角薄层部位出现空间混叠假象,呈现与真实倾角方向反向排列的点状互层. (c)一条地震剖面实例,时间采样间隔1 ms. (d)当时间采样间隔粗化到6 ms时,剖面(c)中许多高倾角薄层部位出现空间混叠假象

    Figure 4.  Illustration of spatial aliasing. (a) A sketch profile of folded strata(Zhou, 2014). (b) After an insufficient vertical sampling of profile (a), spatial aliasing artifacts appear in three dashed ellipses, where the steeply dipping thin strata become spotty dipping lines of opposite dipping angles. (c) A field reflection profile of 1 ms in sample time interval. (d) After coarsening the sample time interval of profile (c) to 6 ms, spatial aliasing artifacts appear at many places of steeply dipping thin strata

    图 5  波速模型变化对一个模拟盐丘地震偏移剖面的影响(Lazarevic, 2004). (a)正确波速模型产生的剖面. (b)把正确波速模型降慢10%(乘以0.9)产生的剖面. (c)把正确波速模型提快10%(乘以1.1)产生的剖面

    Figure 5.  The impacts of velocity variation on migrated profiles of a synthetic salt model(Lazarevic, 2004). (a) Profile of the correct velocity model. (b) Profile of a slower velocity model (multiplied the model of (a) by 0.9). (c) Profile of a faster velocity model (multiplied the model of (a) by 1.1)

    图 6  在美国南加州一条南北地震剖面上对比三个针对莫霍面的研究。(a)平面图显示剖面位置、区内地震(粉色小点)、固定地震台(蓝色实三角)、LARSE反射地震剖面的检波器(黑三角形)和炮点(红圈)以及主要断层(浅蓝线)。(b)剖面图对比三个莫霍面研究结果:(1)层析成像莫霍面(黄虚线)基于彩色层所示天然地震走时层析P波速度模型(修改自Zhou et al., 2010);(2)反射莫霍面(浅蓝线)根据人工地震资料获得的反射地震剖面(修改自Fuis et al., 2007);(3)6个地点的接收函数莫霍面深度范围(修改自Zhu, 2002),由红蓝工字形符号表示。剖面上方5个蓝色框显示剖面所穿过主要断层的名称缩写:SMF为圣塔莫尼卡断层,SSF为圣塔苏珊娜断层,SGF为圣盖博瑞断层,SAF为圣安德烈斯断层,GF为咖劳克断层

    Figure 6.  Comparison between three independent studies of the Moho discontinuity on a south-to-north seismic profile in Southern California. (a) Map along the profile showing regional earthquakes (pink dots), permanent seismic stations (blue filled triangles), geophones (black open triangles) and shots (red open circles) of a LARSE reflection line, and major faults (light blue lines). (b) Profile view of the Moho discontinuity: (1) Tomography Moho (yellow dashed line) based on P-wave velocities using earthquake traveltime data(modified from Zhou et al., 2010); (2) PmP Moho (solid and dotted line in light blue color) based on reflection data(modified from Fuis et al., 2007); (3) Moho depth ranges at six locations (red bars with blue circles) based on receiver functions(modified from Zhu, 2002). Five box labels over the profile show acronyms of faults: Santa Monica (SMF), Santa Susana (SSF), San Gabriel (SGF), San Andreas (SAF), Garlock (GF)

  • [1]

    Billien M, Leveque J J, Trampert J. Global maps of Rayleigh wave attenuation for periods between 40 and 150 seconds[J]. Geophysical Research Letters, 2000, 27(22): 3619-3622. doi: 10.1029/2000GL011389
    [2]

    Biondi B L. 3D seismic imaging[M]. Society of Exploration Geophysicists, 2006.
    [3]

    Chavarria J A, Malin P, Catchings RD, et al. A look inside the San Andreas fault at Parkfield through vertical seismic profiling[J]. Science, 2003, 302(5651): 1746-1748. doi: 10.1126/science.1090711
    [4]

    Claerbout J F. Fundamentals of geophysical data processing: with applications to petroleum prospecting[M]. McGraw-Hill, 1976.
    [5]

    Devaney A J. Geophysical diffraction tomography[J]. IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing, 1984. 22(1): 3-13.
    [6]

    Dziewonski A M, Anderson D L. Preliminary reference earth model[J]. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 1981, 25(4): 297-356. doi: 10.1016/0031-9201(81)90046-7
    [7]

    Etgen J, Gray S H, Zhang Y. An overview of depth imaging in exploration geophysics[J]. Geophysics, 2009, 74(6): Wca5-Wca17. doi: 10.1190/1.3223188
    [8]

    Fuis G S, Kohler M D, Scherwath M, et al. A comparison between the transpressional plate boundaries of South Island, New Zealand, and southern California, USA: The Alpine and San Andreas fault systems[M]. Geophysical Monograph Series, 2007.
    [9]

    Gao R, Chen C, Wang H, et al. SINOPROBE deep reflection profile reveals a Neo-Proterozoic subduction zone beneath Sichuan Basin[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2016, 454:86-91. doi: 10.1016/j.jpgl.2016.08.030
    [10]

    Gardner G H F. Migration of seismic data[M]. Society of Exploration Geophysicists, 1985.
    [11]

    Kennett B L N, Engdahl E R. Traveltimes for global earthquake location and phase identification[J]. Geophysical Journal International, 1991, 105(2): 429-465. doi: 10.1111/j.1365-246X.1991.tb06724.x
    [12]

    Langston C A. Structure under Mount Rainier, Washington, inferred from teleseismic body waves[J]. Journal of Geophysical Research, 1979, 84(Nb9): 4749-4762. doi: 10.1029/JB084iB09p04749
    [13]

    Lazarevic I. Impact of Kirchhoff and wave equation prestack depth migrations in improving lateral resolution in a land data environment[D]. University of Houston, 2004.
    [14] 李庆忠.走向精确勘探的道路[M].北京: 石油工业出版社, 1993: 196

    Li Q Z. The way to precise exploration[M]. Beijing: Petroleum Industry Press, 1993: 196 (in Chinese).
    [15]

    Liu Y K, Liu X J, Osen A, et al. Least-squares reverse time migration using controlled-order multiple reflections[J]. Geophysics, 2016, 81(5): S347-S357. doi: 10.1190/geo2015-0479.1
    [16]

    Nolet G. Partitioned wave-form inversion and 2-dimensional structure under the network of autonomously recording seismographs[J]. Journal of Geophysical Research-Solid Earth and Planets, 1990, 95(B6): 8499-8512. doi: 10.1029/JB095iB06p08499
    [17]

    Savage M K, Park J, Todd H. Velocity and anisotropy structure at the Hikurangi subduction margin, New Zealand from receiver functions[J]. Geophysical Journal International, 2007, 168(3): 1034-1050. doi: 10.1111/j.1365-246X.2006.03086.x
    [18]

    Sheriff R E, Geldart L P. Exploration seismology[M]. Cambridge: Cambridge university press, 1995.
    [19]

    Wu R S, Toksöz M N. Diffraction tomography and multisource holography applied to seismic imaging[J]. Geophysics, 1987, 52(1): 11-25. doi: 10.1190/1.1442237
    [20]

    Xie X, Jin S, Wu R. Wave-equation-based seismic illumination analysis[J]. Geophysics, 2006, 71(5): S169-S177. doi: 10.1190/1.2227619
    [21]

    Youn O K, Zhou H. Depth imaging with multiples[J]. Geophysics, 2001, 66(1): 246-255. doi: 10.1190/1.1444901
    [22]

    Zheng S H, Sun X L, Song X D, et al. Surface wave tomography of China from ambient seismic noise correlation[J]. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2008, 9:Q05020.
    [23]

    Zhou H. How well can we resolve the deep seismic slab with seismic tomography[J]. Geophysical Research Letters, 1988, 15(12): 1425-1428. doi: 10.1029/GL015i012p01425
    [24]

    Zhou H. A high-resolution P wave model for the top 1200 km of the mantle[J]. Journal of Geophysical Research-Solid Earth, 1996. 101(B12): 27791-27810. doi: 10.1029/96JB02487
    [25]

    Zhou H. On the layering artifacts in seismic imageries[J]. Journal of Earth Science, 2011, 22(2): 182-194. doi: 10.1007/s12583-011-0171-z
    [26]

    Zhou H. Practical seismic data analysis[M]. Cambridge: Cambridge University Press, 2014.
    [27]

    Zhou H, Hu H, Zou Z, et al. Reverse time migration: A prospect of seismic imaging methodology[J]. Earth-Science Reviews, 2018, 179: 207-227. doi: 10.1016/j.earscirev.2018.02.008
    [28]

    Zhou H, Li L, Bjorklund T, et al. A comparative analysis of deformable layer tomography and cell tomography along the LARSE lines in southern California[J]. Geophysical Journal International, 2010, 180: 1200-1222. doi: 10.1111/j.1365-246X.2009.04472.x
    [29]

    Zhu L. Deformation in the lower crust and downward extent of the San Andreas Fault as revealed by teleseismic waveforms[J]. Earth, planets and space, 2002, 54(11): 1005-1010. doi: 10.1186/BF03353293
    [30]

    Zhu L, Kanamori H. Moho depth variation in southern California from teleseismic receiver functions[J]. Journal of Geophysical Research-Solid Earth, 2000, 105(B2): 2969-2980.
  • [1] C. SinghM. ShekarA. SinghR. K. Chadha张尧徐沁吕春来 . 根据Lg波Q值反演得到的Hi-CLIMB项目西藏剖面地震衰减特征. 地球与行星物理论评, 2012, 43(5): 12-19.
    [2] Utpal SaikiaS. S. RaiM. SubrahmanyamSatyajit DuttaSomasish BoseKajaljyoti BorahRishikesh Meena任家琪李艳娥 . 印度喀拉拉邦伊都基水库附近小震的精确定位和震源机制:地震成因的启示. 地球与行星物理论评, 2016, 47(3): 177-187. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201603001
    [3] E. KozlovskayaT. JanikJ. YliniemiG. KaratayevM. Grad薛彬阮爱国吕春来 . 由EUROBRIDGE'97地震剖面的P波与S波速度模型和重力数据得到的岩石层上部密度-速度关系. 地球与行星物理论评, 2012, 43(2): 33-48.
    [4] Yong ZhangRongjiang WangJochen ZschauYun-tai ChenStefano ParolaiTorsten Dahm郑绪君许月怡张勇吴何珍 . 基于高频GPS和强震资料的迭代反褶积与叠加方法对地震破裂过程的自动成像. 地球与行星物理论评, 2016, 47(6): 500-520. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201606004
    [5] C. Sens-SchönfelderU. Wegler刘国明吕春来 . 印尼默拉皮火山被动成像干涉测量与季节性的地震波速变化. 地球与行星物理论评, 2012, 43(6): 60-66.
    [6] Wenbin XuRishabh DuttaSigurjón Jónsson林吉焱吴何珍 . 用干涉合成孔径雷达数据和贝叶斯估计提高地震定位来识别活动断层:2004年沙特阿拉伯特布克地震序列. 地球与行星物理论评, 2017, 48(3): 204-217. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201703002
    [7] 裴顺平陈永顺郑宁宁徐沁吕春来许忠淮 . 地震波速度结构与2010年中国青海玉树MS7.1地震间的联系:来自余震层析成像的证据. 地球与行星物理论评, 2012, 43(6): 14-21.
    [8] Z. E. RossY. Ben-Zion高研李万金刘长生朱玉萍 . 断层带围陷波的自动识别算法. 地球与行星物理论评, 2017, 48(4): 349-366. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201704005
    [9] Haiyun WangSuyang Wang冯杨洋于常青吕春来 . 根据浅层剪切波速度剖面(深度<30m)估计VS(30)的新方法. 地球与行星物理论评, 2016, 47(1): 48-63. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201601004
    [10] A. LiuM. Yamada贾东旭吕春来 . 在预警系统中识别多重事件的贝叶斯方法. 地球与行星物理论评, 2014, 45(5-6): 20-33.
    [11] Q. WangX. D. SongJ. Y. Ren王晴宋晓东任建业 . 亚洲东部及边缘海地区背景噪声层析成像. 地球与行星物理论评, 2019, 50(3): 247-265. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201903004
    [12] P. PoliM. CampilloH. PedersenLAPNET Working Group李自芮赵仲和 . 基于环境噪声的地幔间断面体波成像研究. 地球与行星物理论评, 2018, 49(1): 53-57. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201801005
    [13] Helen A. JaniszewskiGeoffrey A. Abers王奥星阮爱国黄忠贤 . 卡斯凯迪亚孕震区板块界面成像:近海接收函数的新约束. 地球与行星物理论评, 2016, 47(3): 243-254. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201603006
    [14] Ross S. Stein李成赵爱华 . 话说地震. 地球与行星物理论评, 2015, 46(3): 253-261. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201503005
    [15] Weijia SunB. L. N. Kennett孙伟家朱玉萍 . 澳大利亚大陆上地幔顶部的速度结构:Pn走时层析成像. 地球与行星物理论评, 2017, 48(2): 150-168. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201702003
    [16] Y. YamamotoK. ObanaT. TakahashiA. NakanishiS. KodairaY. Kaneda陈萍韩同城吕春来 . 南海海槽西部俯冲带日向滩地区俯冲九州-帕劳洋脊的成像. 地球与行星物理论评, 2014, 45(1-2): 78-93.
    [17] X. LiuD. P. Zhao张晓曼赵小艳 . 利用地方震、远震走时和面波数据联合反演日本俯冲带P波和S波层析成像. 地球与行星物理论评, 2019, 50(1): 35-63. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201901003
    [18] William L. Ellsworth王博赵仲和 . 注水诱发地震. 地球与行星物理论评, 2016, 47(1): 22-35. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201601002
    [19] L. MengR. M. AllenJ. -P. Ampuero郑宁宁吕春来 . 地震台阵处理在地震预警中的应用. 地球与行星物理论评, 2016, 47(4): 282-294. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201604002
    [20] H. Tsubokawa李怡青伍国春 . 日本地震保险体系. 地球与行星物理论评, 2017, 48(6): 562-566. doi: 10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201706007
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出版历程
  • 收稿日期:  2020-06-25
  • 网络出版日期:  2020-08-17
  • 刊出日期:  2021-01-01

浅谈地震剖面的假象识别

摘要: 假象识别是正确解释地震剖面的前提,也是描述地震成像保真度(精准度)的主要标准之一. 本文通过分析反射地震剖面实例,对几种常见的、易被误解的地震成像假象的特征进行了分类阐述,提出基于成因识别地震成像假象的思路. 从地震剖面成像过程来看,假象的成因包括信号误判、成像畸变和波速模型误差这三个主要因素. 许多不易被识别的假象起源于地震数据处理成像过程中对信号的误判,犹如“张冠李戴”;成像畸变假象的根源包括成像照明度、资料频宽和方法假设等方面的缺陷,造成抹痕等成像结果畸变假象;当地震波速度模型误差较大时,地震成像结果不仅会出现成像位置错误,还可能在波阻抗不连续点出现散射拖尾假象. 因此,衡量地震成像精准度的标准应包括成像结果的分辨率、位置准确度和假象识别三个要素. 这些要素相互影响,因此应该根据研究目标和实际情况,综合评判地震成像中假象的影响.

English Abstract

    • 本文介绍地震剖面上常见的、尤其是比较容易引起误解的假象,并分析其成因与识别方法. 地震剖面是人类在探索地球内部结构与物性过程中能够依赖的主要科学依据之一. 其有效性取决于地震剖面的精准度,包括假象识别问题. 这里讨论的假象又称图像伪影,可定义为地震剖面所显示的、不代表地下真实物性的虚假信息,以下我们称之为地震假象,或简称假象. 假象普遍存在于从野外实际观测资料获得的地震成像结果里(Zhou, 2011). 辨别一般地震成像假象,譬如成像畸变,并不困难. 但是有些假象酷似地质现象,因此很容易被错误解释为地质异常. 以下我们用以反射地震剖面(李庆忠,1993Sheriff and Geldart,1995; Zhou,2014)为主的几个实例,探讨假象问题. 希望本文的讨论对分析其他野外地震资料的成像结果也有一定借鉴意义. 

      地震成像的一个重要目的,就是从观测地震资料中提取能够体现地下介质状态和构造形态的地震图像,譬如地震剖面. 为了获得更好的地震图像,地球物理学家尝试了几乎所有能够获取的地震观测资料,包括地震层析成像所依据的地震体波(Devaney, 1984; Wu and Toksöz, 1987; Zhou, 1996)与地震面波(Nolet, 1990; Billien et al., 2000; Zheng, 2008)、构建壳幔接收函数剖面所使用的转换波(Langston, 1979; Zhu and Kanamori, 2000; Savage, 2007),以及反射地震剖面所依赖的反射波(Claerbout, 1976; Gardner, 1985; Etgen et al., 2009; Gao et al., 2016). 这些资料的多样性提高了地震成像的精度,但同时也扩大了噪声和假象的多样化. 因此,地质条件的复杂化和地震资料信噪比下降都会增加辨别信号“身份”的难度. 

      大多数地震成像方法包含三个主要内容:信号提取、目标投影和成像条件. 以石油勘探常用的反射地震剖面为例,其成像过程主要包括资料处理、波速建模和偏移成像等步骤. 从其任务来看,资料处理意在获取反射波信号并且压制噪声;波速建模即建立在地震信号频率范围内符合实际地质情况的参考波速模型;偏移成像则使用参考波速模型把地震信号投影归位到产生信号的地下目标位置. 经过以上成像过程获得的反射地震剖面,代表目标地质结构的反射地震波响应. 所以,从地震成像的角度探讨成因,假象主要是由信号误判、成像畸变以及波速模型误差这三个成因引起的. 当然还有其他产生假象的因素,譬如数据频宽狭窄、方法近似以及数据处理等方面的局限或误差. 通常情况下,成像畸变的程度依赖于资料所含地震波场对地下目标区的覆盖程度,称为照明度. 

      如上所述,假象识别是正确解释所有地震成像结果的前提. 以下,我们将使用实例,从成像信号误判、照明度不足和波速模型误差这三个方面介绍假象的形成机理,并讨论地震剖面精准度的评判. 

    • 在地震成像过程中,我们必须根据地震信号和目标的特性选取相匹配的成像方法. 如果信号与成像目标或方法不匹配,则信号不能被正确归位或者误把噪声拿来成像,犹如“张冠李戴”,产生的假象类似“海市蜃楼”. 不同地震成像方法可能运用正演、反演或扫描等不同方式来实现信号的投影成像. 无论用何种方法,误判成像信号将导致假象及错误解释. 尽管野外资料含有各种噪声,一般处理流程难以把所有噪声都彻底清除干净. 所以,在处理过程中未能被清除的噪声会存留在输入成像流程的资料中,可能被成像过程误判,形成假象.

      这些“张冠李戴”式误判造成的假象很容易被错误解释为地下地质现象. 图1展示一个海底反射资料时间偏移剖面. 在图1a所示未经解释的剖面上,可以清楚看到大洋基底(剖面左端走时4.25 s处)与其上覆沉积层,以及基底岩石内部一个较连续的同相轴,如图中两个箭头所示. 基底内这个同相轴是否显示了断层的存在(如图1b),是研究者关心的一个关键问题. 经分析,推断该异常是一个假象,由于把洋底沉积层内的二次反射波当成一次反射信号成像而造成. 海底沉积层的顶端和底端一般都具有强反射系数,在这个实例中还具有很强的横向连续性,因此易于生成横向连续的层间多次波. 图1c时间剖面上显示的阴影部分,恰好是沉积层轮廓的镜像投影,说明这个同相轴由沉积层内多次波造成. 反射多次波假象的一个特性是在时间偏移剖面上多次重复. 因此要充分研究、利用各种有助于识别假象的特性,提高成像质量. 

      图  1  对深海地震剖面一个较连续同相轴的两种解释. (a)反射波时间偏移剖面,显示洋底沉积层与大洋基底的分界面,和基底内一个同相轴(箭头所示). (b)该同相轴或被解释为断层,如红色虚线所示. (c)经分析,该同相轴是由洋底沉积层内多次波造成的假象,如图中沉积层的镜像投影所示

      Figure 1.  Two interpretations of a continuous reflector on a deep-sea seismic profile. (a) Time-migrated reflection profile shows the interface between ocean bottom sediments and basement, and a linear anomaly (denoted by arrows). (b) A plausible fault interpretation of the anomaly, denoted by a dash line. (c) Detailed analysis indicates the anomaly is an artifact from mistaking internal multiples in the sediments as primary reflections, as shown by the mirror projection of the sediments

      造成以上多次波假象的一个重要原因是,大多数地震偏移方法假设首次反射波为反射地震剖面的唯一信号(Zhou, 2014). 根据该假设,消除多次波以及其他非首次反射波能量以及噪声这一艰巨任务全部交给前期数据处理来承担. 可是,把野外资料里非首次反射波能量以及噪声完全清除是一个难以完成的任务. 因此,所有野外反射地震剖面几乎都含有用非首次反射波能量或噪声成像造成的假象,只是多寡而已. 当然,以上首次反射波信号假设大大地简化了处理成像工作的技术困难和计算量,成就了多年来高效率的工业地震反射剖面的大量成功运用. 直至近年来,才出现一批使用多次波成像的研究工(Youn and Zhou, 2001; Liu et al., 2016; Zhou et al., 2018). 

      另一种常见“张冠李戴”式地震成像假象,起因于二维地震剖面在成像过程中通常假设输入信号全都是来自测线正下方的地球结构反射波或折射波,也就是说,可以忽略资料中来自测线两侧的能量. 可是实际上,二维测线两侧任何一个地下反射点,譬如倾斜地层、地层尖灭或者拐点,都可能形成侧向反射. 总之,我们无法避免来自测线两侧的反射、绕射、噪声等能量,因为地震资料所含能量可能来自任何方向. 由此看来,每个二维地震剖面都可能含有由错用“侧向能量”造成的假象. 例如,图2对比了同一地区的三维地震成像和二维地震成像所得到的两个水平切片(Biondi, 2006). 图2a三维地震成像结果没有采用忽略测向能量假设. 图2b二维地震成像结果的输入资料为一系列沿着每个固定Y值从左到右的二维测线记录,而这些二维测线的成像都忽略了侧向反射能量的存在. 对比两图在白色箭头处的结果,三维成像剖面显示一条河道,而二维成像剖面则显示多条河道. 图2b多出的河道应该是二维测线误把侧向反射能量当成测线内信号成像而造成的假象. 值得警惕的是,图2b所呈现的多河道交汇图形,很容易被错误解释为平缓地区由于河道牛轭弯曲横向平移而产生的一个辫状河道系统.

      图  2  对比两个水平地震时间切片(Biondi, 2006). (a)三维地震成像切片;(b)二维地震成像切片. 在箭头所指处,三维成像剖面只显示一条河道;二维成像剖面则显示多条河道,因其误把二维测线侧向反射能量当成测线之下信号成像,造成假象

      Figure 2.  Two seismic time slices based on (Biondi, 2006): (a) 3D imaging; (b) 2D imaging. At the location marked by arrows, the 3D slice shows a single channel, while the 2D slice shows multiple channels, as they contain artifacts from miss-focused energy from laterally outside the 2D survey lines

      其实除了反射波之外,使用其他地震资料所取得的二维地震剖面,譬如二维回折波层析成像结果,也可能含有因为忽略“侧向能量”而产生的假象. 消除这种“侧向能量”假象的最佳办法就是三维资料采集加上三维成像,这也正是三维地震勘探优于二维地震勘探的根本原因. 即便在只有二维资料,或者在三维资料覆盖程度不足(譬如多数天然地震资料)的情况下,在地震成像方法中仍然允许模型可以有三维变化(即不做二维假设),也有助于减少“侧向能量”产生的假象. 

    • 我们在“引言”和上一节都提到,在地震资料对目标覆盖程度不足处可能会产生假象. 当然,地震成像方法只能够在经地震波探测、有资料覆盖的部位得到成像结果. 因此,大多数地震探测方法的成像条件要求对目标有充足的资料覆盖程度,称之为照明度(Zhou, 2014; Xie et al., 2006). 照明度包括地震资料对成像目标的覆盖次数和覆盖角度范围两个方面. 覆盖次数高有助于提高信噪比;覆盖角度广而均匀则可减少成像结果的形变. 由于地震波的传播路径随着波速变化而改变,即使震源和台站分布规则而密集,对一些复杂目标也可能存在照明度不均匀之处,即“阴影区”. 考虑到野外资料照明度不足这一常见现象,许多地震成像方法试图对照明度不均匀部位进行补偿. 可惜这些补偿的程度有限,而且往往由于在关键成像部位的照明度不足,导致成像结果扭曲或者更严重的假象. 可以说,照明度不足的常态化造成了地震成像结果变形的常态化. 

      迄今为止,许多地震成像结果没有经过严格的照明度分析. 在照明度不足产生的变形假象中,最常见者当属抹痕(smearing)假象. 在层析成像结果里,抹痕假象表现为成像异常沿着地震射线或者地震波传播路径的拉伸痕迹. 在基尔霍夫(Kirchhoff)偏移剖面上,抹痕假象表现为反射成像异常沿着等时面形成的拉伸痕迹,见图3

      图  3  在美国加州圣安德烈斯断层(SAF,图中距离为0处垂直黑线)附近,两个VSP剖面上的抹痕假象. 资料由测井(粉红色虚线)中布设的32个检波器采集天然微震和地表人工震源而成. (a)根据4个微震和3个地表震源资料制作的偏移剖面. (b)根据7个微震和2个地表震源资料制作的偏移剖面。图中颜色表示纵波反射振幅,字母和黑线表示原作者解释的几个小断层。图中圆弧状彩色条带皆沿着以震源和检波器为焦点的双程等时线分布,因此我们认定这些断层反射图像含有大量抹痕假象(Chavarria et al., 2003

      Figure 3.  Along-isochron smearing artifacts on migrated P-wave profiles using VSP data acquired near the San Andres fault (SAF), at 0 km in distance on each profile. The data of microearthquakes and surface shots were acquired by 32 receivers placed in a vertical bore (pink dash line). (a) Migrated image of the data from 4 microearthquakes and 3 shots nearest to the well. (b) Migrated image of data from 7 microearthquakes and 2 shots that are near the well. Letters in these sections and dashed lines in (b) denote interpreted faults. Both cross sections show many colored arcs and stripes following the two-way traveltime isochrons with the sources and receivers as foci, leading to our conclusion that these fault images contain lots of smearing artifacts (Adapted © Chavarria et al. (2003), some rights reserved exclusive licensee AAAS. Distributed under CC BY-NC)

      图3所显示根据美国加州中部一套垂直地震剖面(VSP)反射纵波资料得到的两个偏移成像剖面上,有非常明显的抹痕假象. 这项研究(Chavarria et al., 2003)是当年为首次穿过圣安德烈斯断层(SAF)的重大钻探计划而进行的一项前期准备工作,目的是探明钻探井位附近的断层分布. 采用在一口直井里布设的32个检波器采集周围天然微震以及地表人工震源获得的VSP资料. 由于VSP数据空间角度照明度不足,有效成像区域被限制在检波器附近一小块空间,即“VSP成像走廊(corridor)”(Youn and Zhou, 2001)之内. 但是,图3用黑线和字母所标明由原作者解释的几个断层,有许多部分处于“VSP成像走廊”之外. 尤其是图中许多圆弧状黄色和红色条带,基本都沿着以震源和检波器为焦点的等时线分布. 可见,该图所示断层的地震反射图像中含有大量抹痕假象.

      以上所述地震成像照明度不足可以被视为空间采样率不足的表现. 如果地震成像的输出地震道采样率不足,则会造成空间混叠假象,又称混频假象,见图4. 如图4bd所示,当沿着垂直方向(深度轴或时间轴方向)采样率不足时,每一个倾斜层都会被离散为不连续点的组合,发生点状化. 倾角愈大或厚度愈薄处则点状化愈剧烈. 倾斜互层的点状化在剖面上呈现出与真实倾斜方向对称而相反的倾斜地层,即空间混叠假象. 这种假象在叠前和叠后资料中都可能出现. 因为地震偏移会加大倾斜层的倾角,所以必须在输出过程中保证足够的采样率以杜绝这种混叠假象.

      图  4  空间混叠假象示意. (a)一个理论褶皱剖面(Zhou, 2014). (b)当垂向采样率不足时,在点圈所示剖面(a)高倾角薄层部位出现空间混叠假象,呈现与真实倾角方向反向排列的点状互层. (c)一条地震剖面实例,时间采样间隔1 ms. (d)当时间采样间隔粗化到6 ms时,剖面(c)中许多高倾角薄层部位出现空间混叠假象

      Figure 4.  Illustration of spatial aliasing. (a) A sketch profile of folded strata(Zhou, 2014). (b) After an insufficient vertical sampling of profile (a), spatial aliasing artifacts appear in three dashed ellipses, where the steeply dipping thin strata become spotty dipping lines of opposite dipping angles. (c) A field reflection profile of 1 ms in sample time interval. (d) After coarsening the sample time interval of profile (c) to 6 ms, spatial aliasing artifacts appear at many places of steeply dipping thin strata

    • 建立符合地质状况的地震波传播速度模型是许多地震成像方法追求的目标之一. 由于地震反射边界和地震散射点都属于波速变化异常,石油勘探所依赖的反射地震学历来把地震成像工作划分为两个互补的数据分析流程(Zhou, 2014):其一是波速建模,追求在空间呈长周期变化的地震波速度场分布模型;其二是偏移成像,追求在空间呈短周期变化的地震反射结构. 波速建模需要使用已知反射界面产生的反射波来协助提高波速模型精度,而偏移成像则需要使用足够准确的参考波速模型. 在实践中,常常循环交互使用这两个互补的流程,逐步提高波速模型和反射结构的成像精度. 

      当波速模型不准确时,使用反射波或转换波资料的地震成像,例如地震偏移和接收函数方法,都可能产生成像结果的错位假象. 这种假象表现在目标异常成像结果的位置错动与变形两个方面. 从反射地震剖面的成像过程来看,因为每一条地震记录是到达检波点处地震波的幅值随时间变化的函数,所以成像方法必须根据波速模型推导出与记录资料上每一点相对应的地下目标位置. 因此,波速模型的精度决定了地震剖面所反映成像位置的准确程度. 由此可见,波速建模是控制许多种类地震成像结果的位置误差与假象程度的一个重要环节. 

      有些成像工作,譬如为协助钻探工程所开展的地震成像,绝不允许成像结果存在较大的位置误差. 对另外一些成像工作来讲,成像结果发生错位也许并不是很严重的问题. 尽管如此,当波速模型有较大误差时,不仅成像结果会错位,还可能产生一些假象. 图5展示了一个关于波速模型误差效应的模拟成像研究(Lazarevic, 2004),利用相同的数据和深度偏移成像方法,对比了三个不同波速模型所产生的盐丘反射剖面. 与图5a所示使用正确波速模型产生的标准剖面相比,其余两个使用存在一些误差的波速模型得到的剖面除了结果位置误差之外,还都出现能量发散不清的现象. 具体来看,在使用偏低波速模型(图5b)时,成像目标趋于向浅部回缩,并且在主要波阻抗不连续点产生向下方弯曲的散射拖尾(diffraction tails),俗称“苦笑(frown)”假象. 相反,在使用偏高波速模型(图5c)时,成像目标趋于往深处拉伸,并且常常在主要波阻抗不连续点产生向上翘的散射拖尾,俗称“微笑(smile)”假象. 在勘探地球物理界,成像不聚焦、苦笑与微笑都是常见的波速误差表征. 

      图  5  波速模型变化对一个模拟盐丘地震偏移剖面的影响(Lazarevic, 2004). (a)正确波速模型产生的剖面. (b)把正确波速模型降慢10%(乘以0.9)产生的剖面. (c)把正确波速模型提快10%(乘以1.1)产生的剖面

      Figure 5.  The impacts of velocity variation on migrated profiles of a synthetic salt model(Lazarevic, 2004). (a) Profile of the correct velocity model. (b) Profile of a slower velocity model (multiplied the model of (a) by 0.9). (c) Profile of a faster velocity model (multiplied the model of (a) by 1.1)

    • 地震剖面的精准度涵盖了地震图像的分辨率,及其所反映异常体的位置、形状和地震反射能量等方面的准确程度. 精准度应该由准确度和精度组合而成. 对于地震图像来说,准确度包括成像结果的位置正确程度和形状正确程度,而精度指分辨率. 因此,尽管评判地震剖面精准度的标准可能随着成像目标而改变,在实践中仍然可以用普遍存在的要素来衡量图像精准度. 其中最重要的三个要素暨衡量标准是:成像结果的分辨率、位置准确度和假象识别. 需要强调的是,单靠衡量一个要素作为质量标准往往是不够的,甚至在特定情况下是危险的. 比方说,如果图像含有高分辨率的假象、或高分辨率真实异常体存在严重的位置错误或者变形,都可能导致错误解释,造成重大损失. 以石油勘探为例,造成许多失败的干井事例的原因之一就是未能充分地识别地震成像的位错和假象. 从成因来看,地震剖面精准度的三个要素互有联系,我们必须根据具体工作目标以及资源条件来酌情评判. 

      至于评判标准,当然最好是找到直接证据,譬如有钻探岩芯、测井资料、地质槽探等证据. 所以在勘探地球物理中,测井资料与地震剖面的结合工作处于非常关键的地位. 一个好的井震结合结果对于地震剖面解释来讲,就是“点石为金”!可惜在大多数实际工作中,我们无法拿到像测井资料这样的直接证据. 这时候,必须争取挖掘出尽量多的间接证据,用来验证成像精准度. 使用间接证据的最佳方法应该是针对同一目标,比较分析由相互独立的人员使用不同类型的资料和方法得到的结果.

      下面是一个用互相独立的资料和方法验证同一成像目标的实例,对比美国南加州一条剖面上三个探测莫霍面深度分布的研究结果(图6). 莫霍面作为地壳和上地幔的分界面,是地球内部几个最重要的物性界面之一. 因为莫霍面是一个波速和密度的不连续面,所以在地表激发后,地震波在穿过莫霍面后第一次达到上地幔波速值,这也是在全球范围都可以观测到莫霍面折射波、反射波(PmP)或转换波的原因. 全球层状波速模型显示莫霍面下方(Dziewonski and Anderson, 1981; Kennett and Engdahl, 1991),即上地幔顶部的P波速度约为8 km/s. 图6b所显示的层析波速剖面依赖该地区天然地震走时资料制成(Zhou et al., 2010). 其中7.5 km/s这一波速层非常薄,因为它恰恰处于莫霍面之上. 我们解释这个薄层与其下8 km/s波速层之间的分界线为“层析莫霍面”. 此外,图6b还显示了两个基于莫霍面反射波和转换波的研究结果. 前者是根据人工反射地震剖面解释的PmP波“反射莫霍面”(Fuis et al., 2007);后者是在6个台站位置获得的接收函数莫霍面深度范围(Zhu, 2002).

      图  6  在美国南加州一条南北地震剖面上对比三个针对莫霍面的研究。(a)平面图显示剖面位置、区内地震(粉色小点)、固定地震台(蓝色实三角)、LARSE反射地震剖面的检波器(黑三角形)和炮点(红圈)以及主要断层(浅蓝线)。(b)剖面图对比三个莫霍面研究结果:(1)层析成像莫霍面(黄虚线)基于彩色层所示天然地震走时层析P波速度模型(修改自Zhou et al., 2010);(2)反射莫霍面(浅蓝线)根据人工地震资料获得的反射地震剖面(修改自Fuis et al., 2007);(3)6个地点的接收函数莫霍面深度范围(修改自Zhu, 2002),由红蓝工字形符号表示。剖面上方5个蓝色框显示剖面所穿过主要断层的名称缩写:SMF为圣塔莫尼卡断层,SSF为圣塔苏珊娜断层,SGF为圣盖博瑞断层,SAF为圣安德烈斯断层,GF为咖劳克断层

      Figure 6.  Comparison between three independent studies of the Moho discontinuity on a south-to-north seismic profile in Southern California. (a) Map along the profile showing regional earthquakes (pink dots), permanent seismic stations (blue filled triangles), geophones (black open triangles) and shots (red open circles) of a LARSE reflection line, and major faults (light blue lines). (b) Profile view of the Moho discontinuity: (1) Tomography Moho (yellow dashed line) based on P-wave velocities using earthquake traveltime data(modified from Zhou et al., 2010); (2) PmP Moho (solid and dotted line in light blue color) based on reflection data(modified from Fuis et al., 2007); (3) Moho depth ranges at six locations (red bars with blue circles) based on receiver functions(modified from Zhu, 2002). Five box labels over the profile show acronyms of faults: Santa Monica (SMF), Santa Susana (SSF), San Gabriel (SGF), San Andreas (SAF), Garlock (GF)

      图6中三个相互独立的莫霍面研究结果具有较高的一致性,说明它们的成像结果精准度较高;或反过来看,不确定程度较低. 从不确定程度来看,层析莫霍面和反射莫霍面在该剖面上深度差别最大处约有6 km上下. 该剖面上的探测结果显示了几个非常有意思的地质现象. 例如,平面图(图6a)所显示地震震中最密集处在美国圣弗尔南多(San Fernando, SF)盆地一带,处于剖面所显示中下地壳一个7 km/s波速层的隆起或高波速部位(Zhou et al., 2010). 再例如,虽然从板块理论上讲该地区板块边界位于圣安德烈斯断层(SAF),但从地壳厚度变化来看,处于剖面左边暨南端的圣塔莫尼卡断层(SMF)才是地壳厚度变化最大的板块边界. 在这个剖面(图6b)上,圣塔莫尼卡断层以南地壳厚度约为25 km,属于洋陆交界区地壳厚度;由此向北,地壳厚度在35 km上下变化,属于陆相地壳厚度. 在这条剖面上,圣安德烈斯断层正处于这个陆相地壳厚度区的最薄点,靠近这个约100 km宽变形带的北侧. 

    • 综上所述,假象普遍存在于从野外观测资料获得的反射地震剖面和其他地震图像中. 这些假象的表现形式各异,不仅可能由于用错信号或受噪声影响而在成像结果上产生虚假异常,真实信号产生的异常体图像也可能由于照明度缺陷或波速模型误差而发生变形或错位. 虽然多数地震成像假象容易被识别,有些假象因为貌似地质现象而容易被误判. 因此,假象识别是解释地下地震探测图像的前提,也是描述地震成像精准度的主要因素之一. 从地震成像过程来看,假象的主要成因包括信号误判、成像畸变以及波速模型误差. 其他因素,譬如受数据处理和成像方法的近似假设限制,或者操作局限甚至误差,都可能造成假象. 如果地震数据频宽太窄,不仅会降低分辨率,还可能在每个同相轴两侧引发谐振轴假象. 

      地震图像的精准度(保真度)由其成像结果的正确度与分辨率共同刻画. 这里正确度主要指成像目标位置和形状的正确度. 因此我们认为,衡量地震图像精准度应考虑成像目标的分辨率、位置准确度和假象强度三方面因素;由于它们相互影响,我们应根据具体工作目标和资源条件来分析评判. 考虑在以往壳幔探测和资源勘探工作中对地震成像质量的研究多集中在分辨率和位置准确度上(李庆忠,1993Zhou,1988),作者希望通过本文引起大家对假象识别的重视. 

      评判真伪是科学研究的主旋律. 地球科学作为一门基于观测的探索型科学,其发展进程似乎由一系列、多层次的“盲人摸象”过程交织而成. 从现代科学所运用的假设设定与验证过程的角度来看,假象识别就是验证假设的一个具体实施过程. 可见,提高假象识别能力对于地震成像,以及所有科学探测手段来讲,都具有深远的意义. 从学科发展的角度来看,假象引起的错误解释亦是阻碍科学发展的一个常见的问题. 人们常说每一位科学家的成功都是站在巨人的肩膀上实现的,其原因是科学的发展依赖于对认识真理的逐渐积累. 可以说,能否有效地辨别观测结果的真伪,譬如评估地震剖面的假象和精准度,关系到地球物理学与地球科学的发展. 

      我们应采取何种措施来提高对地震假象和图像精准度的评估能力呢?一方面,要在解释地震探测结果之前,评估其假象和精准度. 在缺少直接证据的时候,验证假象绝非易事. 我们在上一节简单介绍了几个使用直接证据和间接证据验证假象的实例. 运用间接证据的一个有效的方式,是对比分析针对同一成像目标由不同人员采用不同资料和方法独立完成的研究结果之间的差异. 另一方面,必须让所有地震图像解释者注意假象的成因和辨别方法. 为了更加科学地运用地震成像探测方法,我们应该建立一些实际可行的精准度评判准则,譬如一些简单的经验法则(rule of thumb). 这些经验法则依应用领域的不同而有一定差异,以石油勘探为例,高科技企业往往更重视关键技术最佳使用的经验法则. 尽管本文讨论的实例多数来自反射地震剖面,我们希望在这里的讨论可以增进对地震假象识别的认识,也为其他以实际地震资料为基础开展的地学研究工作提供一些借鉴. 

    • 假象识别是开展地震探测解释工作所必备的能力之一. 本文通过实例简单介绍了几种常见地震剖面假象的特征、形成机理和识别方法. 从地震剖面的成像角度来看,其假象有三类主要成因:信号误判、成像畸变以及波速模型误差. 第一类由信号“张冠李戴”式误判造成的假象比较难以被识别,必须从信号判别和方法局限等方面仔细验证. 第二类成像畸变假象,譬如抹痕以及其他成像结果的变形,起源于成像照明度、资料分辨率和方法假设等各方面的局限. 这一类假象可通过分析照明度和方法假设来识别. 第三类假象由地震波速度模型误差造成. 速度模型误差不仅可能错动成像位置,还可能在波阻抗不连续点产生散射拖尾假象. 其他假象成因包括数据处理与成像方法不足,操作误差等. 假象识别与分辨率和位置准确度一起,组成了描述地震图像精准度最重要的三个衡量标准. 为了减少地震剖面假象的影响,我们应该建立实用的成像精准度评估标准、并在地震探测数据处理与解释过程中总结和应用最佳经验法则.

      致谢

      作者感谢美国休斯顿大学胡浩、窝聿凯、丁印帅对有关问题的讨论. 中国海洋大学孔玲芝校对了本文初稿的排版. 

参考文献 (30)

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