PKPdif波--内核低速层存在的地震学证据-论文
确定位小震资料反演伽师地震断层面
收稿日期 ； ／ ／ ２ ０ １ ２ １ ２ １ ９ ２ ０ １ ３ ０ ５ ２ ０ ． ｔ ｔ ｗ ｗ ｗ． ｒ ｏ ｅ ｏ ｈ ｓ ． ｃ ｎ ｐ ｐ ｇ ｐ ｙ 修回日期 投稿网址 ｈ 作者简介 杨超群， 男， 硕士研究生， 主要研究方向为计算地球物理． （ ： １ ９ ８ ８年生， Ｅ ｍ ａ ｉ ｌ ａ ｒ ｃ ｈ ｋ ｕ ｓ ｉ ｎ ａ ． ｃ ｏ ｍ） ｙ ｐ ＠
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第２ ８卷 第 ６期 页码： ） ２ ０ １ ３年 １ ２月（ ２ ８ ６ ５ ２ ８ ７ １
地 球 物 理 学 进 展
Ｐ Ｒ Ｏ Ｇ Ｒ Ｅ Ｓ Ｓ Ｉ Ｎ Ｇ Ｅ Ｏ Ｐ ＨＹ Ｓ Ｉ Ｃ Ｓ
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杨超群， 孟凡顺， 万永革． 采用精确定位小震资料反演伽师地震断层面． 地球物理学进展， ， （ ） ： ， ： ／ ２ ０ １ ３ ２ ８ ６ ２ ８ ６ ５ ２ ８ ７ １ ｄ ｏ ｉ １ ０ ． ６ ０ ３ ８ ２ ０ １ ３ ０ ６ ０ ７ ． ｐ ｇ ，Ｍ ，ＷＡ Ｙ Ａ Ｎ ＧＣ ｈ ａ ｏ ｕ ｎ Ｅ Ｎ ＧＦ ａ ｎ ｓ ｈ ｕ ｎ ＮＹ ｏ ｎ ｅ ． Ｃ ａ ｌ ｃ ｕ ｌ ａ ｔ ｉ ｎ ｈ ｅｐ ａ ｒ ａ ｍ ｅ ｔ ｅ ｒ ｓｏ ｆ ｆ ａ ｕ ｌ ｔｐ ｌ ａ ｎ ｅｆ ｏ ｒＪ ｉ ａ ｓ ｈ ｉ ｅ ａ ｒ ｔ ｈ ｕ ａ ｋ ｅｂ ｈ ｅ ｑ ｇ ｇ ｇｔ ｑ ｙｔ ） ， ， ： ， ： ／ 犘 狉 狅 狉 犲 狊 狊 犻 狀犌 犲 狅 犺 狊．（ ｉ ｎＣ ｈ ｉ ｎ ｅ ｓ ｅ ２ ０ １ ３ ２ ８（ ６） ２ ８ ６ ５ ２ ８ ７ １ ｄ ｏ ｉ １ ０ ． ６ ０ ３ ８ ｄ ａ ｔ ａｏ ｆｓ ｍ ａ ｌ ｌｅ ａ ｒ ｔ ｈ ｕ ａ ｋ ｅ ｓａ ｃ ｃ ｕ ｒ ａ ｔ ｅ ｌ ｏ ｃ ａ ｔ ｅ ｄ ． ｑ ｙｌ 犵 狆 狔 ２ ０ １ ３ ０ ６ ０ ７ ． ｐ ｇ
【word】超浅层三维地震记录的波型分析与识别
超浅层三维地震记录的波型分析与识别笫14卷Z期2002年6月中国煤田地质C0ALGE0L0GY0FCHINAV o1.14No.2June2002文章编号:1004—9177(2002)02—0062—03超浅层三维地震记录的波型分析与识别刘青雯,程建远,叶红星,张广忠(煤炭科学研究总院西安分院,西安710054)摘要:本文从对超浅层三维地震勘探的时距曲线进行了理论分析,并结合陕北某矿的实际地质情况,分别采用射线模型和波动方程模型进行了计算,指导对在该区开展的超浅层三维地震实际资料进行波型识别,取得了预期的效果.关键词:超浅层;时距曲线;射线模型;波型;三维地震勘探中图分类号:P631.41文献标识码:A1问题的提出目前,三维地震勘探技术已经成为主要的地质勘探手段,其应用领域逐渐从石油,煤炭,地矿系统扩展到工程勘察领域;而煤矿采区三维地震勘探,则呈现出向两个极端发展的趋势:即超深层(煤层埋深大于1000m)和超浅层(煤层埋深小于100～150m).这是因为作为我国煤炭工业主要能源基地的东部矿区,经过多年的高强度开采,浅部煤层己基本采完,正在以开采深度每10年增加100～250m (开滦,徐州,焦作等)的速度度向深部延伸E13;另一方面,随着国家西部大开发战略的实施,占全国能源资源总量43.7%的西部地区,将成为煤炭工业可持续发展的后备能源基地,而西部的神东,黄陵,哈密等矿区具有煤层厚度大,赋存浅等特点p3,不少地方煤层平均理深小于150m,属于三维地震勘探的超浅层范畴;同时,全国许多煤矿都受到开采浅部煤层的地方小煤窑及其采空区的威胁,利用三维地震技术进行老窑采空区探测,也是三维地震技术的一个重要方面.与中,深层三维地震勘探技术相比,超浅层三维地震勘探的技术难度更大,主要表现在:(1)由于目的层埋深浅,地震最大炮检距偏小,使得包括直达波,折射波,声波,面波等干扰波与目的层有效波发生严重的相互干涉,客观上造成了各种波型识别上的困难;(2)对于超浅层三维地震而言,非纵距的影响要比中,深层三维地震大,其时距曲线表现为各种波型时间接近的特点;(3)地震层状均匀介质的理论,对于中,深层勘作者简介:刘青雯(1967一),女,陕西汉中市人,工程师,现任《煤田地质与勘探》杂志物探专业编辑.收稿日期:200l—O8—29编辑:孙常长探几乎可以忽略浅部薄层的影响,而对于超浅层勘探来说,消除地表影响和低,降速带的影响,是一个主要的技术难点;(4)如何作好初至折射静校正和速度分析,是超浅层地震勘探的两个主要的技术关键.综上所述,开展超浅层三维地震相关技术的研究势在必行.2三维地震线束的理论时距曲线分析众所周知,二维水平地层,巨厚层状,均匀介质条件下(可以看作两层介质,一个分界面情况),按照地震波的运动学特征,直达波,折射波的时距曲线为直线,而反射波的理论时距曲线为双曲线.当炮检距趋于无穷大,则直达波近似为反射波的渐近线;折射波初至时间总是小于反射波时间,因而在反射波之前到达.对于二维条件下水平地层,多层层状均匀介质的理论时距曲线之间的关系,基本与上述结论类似.但是常规三维地震束状采集中,由于每一条接收线都属于非纵观测问题.在考虑非纵距y的情况下,常规二维地震条件的炮检距,可以采用三维非纵观测条件下新的炮检距来代替,即.+Y.,式中:为实际炮点投影到接收线后与检波点的炮检距.为此,在水平层状均匀介质条件下,三维地震接收线束上的直达波,折射波和反射波的理论时距曲线计算公式可以表示为:直达波方程t=(z+)/vo折射波方程(缅一2t):,2期刘青雯.等:超浅层三维地震记录的波型分析与识别63 反射波参数方程sint~‘…’=——.m式中:Po为第一层介质的速度,h和分别代表第i层介质的厚度与速度,P为射线参数,0k为第m一1层介质与第m层介质分界面上的临界角. 由此可以看出:对于三维非纵观测条件下,直达波,折射波和反射波的时距曲线理论上都是双曲线的形状.对于中深层勘探,当煤层埋深远远大于非纵距时,各条接收线上的时距曲线近似为二维情况;对于超浅层三维地震勘探,由于非纵距的影响不可忽视,故三维接收线束的时距曲线明显表现为双曲线形态.3超浅层三维地震时距曲线下面结合陕北菜矿超浅层三维地震勘探的实际地质情况,对超浅层三维地震各接收线束的时距曲线加以分析阐述.(1)地震地质模型的确定陕北某矿地表均被第四系松散层风积沙覆盖,以固定,半固定沙为主,地表的风积细沙厚度较大,可达10～20m,地表标高为1232.2～1312.8m,比高变化近90m;浅部松散层厚度大致为40～100m;主采煤层2煤层埋藏100～130m左右,厚度较为稳定.通过已有钻孔资料综合分析,同时采用浅层折射波法或微测井的方法在区内进行低速带调查,确定出该区的地震地质模型如下(图1).(2)理论时距曲线的射线分析该区属于超浅层三维地震区域(目的层埋深在100～130m左右),三维表层流沙Ho=15mV o=600m/s第四系松散层H.:50m¨=1800m/s侏罗系老地层//2=50m1/2=2800m/s2号煤层//3=5m1/3=2000m/s侏罗系老地层//4=100mV4=3200m/s图1超浅层三维地震地质模型地震野外采集的观测系统为6线3炮制,观测系统的主要参数为:接收道数l44道,接收线数6条(每条24道),偏移距0m,接收道距10m,接收线距20m,迭加次数l8次(横向3次,纵向6次),炮点距20m,炮线距40m,地面采样间隔10m×20m,CDP网格5m×10m,中点放炮,排列长度115m,最小非纵距10m,最大非纵距90m,最大炮检距t50m.对于图l所示的地质模型,利用三维地震非纵观测条件下的直达波,折射波和反射波时距曲线计算公式,计算出一个扩展排列(最大炮检距250m)和非纵距分别为10m,30m,50m,70m,90m的5条接收线上的时距曲线,分别如图2(1)一(5)和图2(6)所示.4实际资料对比分析图3是在该区沙漠地形条件下,通过炸药震源,井炮激发所获得的实际野外单炮记录.由于本区潜020406080100120_◆_直达波+浅层折射波—出一深层折射波—一基底反射波—一煤层反射波图2超浅层三维非纵观测的理论时距曲线罨黾瑚啪∞0中国煤田地质14卷水面深,目的层埋藏浅,地形起伏大,加上排列长度较短,客观上造成地震记录上面波,声波等规则干扰波比较发育,各种干扰波与有效波的干涉现象严重,各种波型难以识别,有效波信噪比低.为了便于对比分析,在扩展排列条件下,利用地震有限差分波动方程数学模型进行正演计算,并依据射线时间将其抽为非纵距分别为lOm,30m,50m,70m和90m的三维地震束状单炮模拟记录(如图4所示).通过分析可以看出:利用图4的地质模型所获得的波动方程仿真模拟记录上,直达波和来自不同层位的折射波,反射波,与图2相应的射线模型时距曲线是一致的;所不同的是:弹性波理论模拟记录上,面波干扰反映明显,与实际地震记录更为接近.同时,通过对理论模拟记录与实际观测记录的对比,认为图3超浅层地质模型的三维地震仿真模拟单炮记录实际记录在炮检距大于50m的接收道上,来自第一层的折射波超前于直达波到达而成为初至波;而在非纵距大于50m的接收线上,实际记录的第一个强相位是折射波而非反射波,这也为在该区利用三维初至折射静校正创造了条件.应该说明的是:理论模拟剖面与实际记录初至波曲率的差异是由于速度估算不准造成的.另外,由于该区地震地质条件非常复杂,野外三维地震单炮记录上干扰波比较发育,来自主要目的层的反射波只有在非纵距大于50m的接收线上才能够躲开面波和声波的干扰,而比较清楚的显现出来. 由此可以认为:今后在该区进行三维地震施工时,除了采取增加迭加次数等措施外,在野外采集时适当加大非纵距,在接收排列上拉开30～50m左右的偏移距,将会对提高原始资料的质量起到积极作用.结论(1)超浅层三维地震采集时,直达波,折射波,反射波在一定炮检距范阐会出现复杂的干涉,野外施图4超浅层三维地震的野外实际单炮记录工必须注意选择最佳观测窗口;(2)超浅层三维地震,在非纵距较大的接收线上,直达波时距曲线,折射波,声波,面波等干扰波的时距曲线,表现为双曲线形态,而反射波时距曲线也是双曲线,波型识别时必须从曲率上加以分析. (3)超浅层三维地震的复杂性和特殊性,建议在野外开展微测井,小折射,扩展排列观测的基础上,充分利用射线原理或地震数学模型等手段进行正演模拟,以指导多种波型的分析识别.本文在完成过程中,得到了煤炭科学研究总院西安分院田润泽,戚敬华,贾喜山的启发和帮助,在此表示衷心的感谢!参考文献:【1】李玉林,王成绪,王延福中国东部煤矿深部开采的地质灾害和对策【A】.世纪之交煤矿地质学术论文集【C】.西安:西安地图出版社,1999,351--353.12】郝玉策,等.中国西部的煤炭及煤系共伴生矿产资源【J】.煤田地质与勘探,2000,28(6):1—4.『31陆基孟,地震勘探原理『M1.北京:石油工,l出版社,1982. AnalysisandRecognitiononWaveModesof3DSeismicRecordinUltra-.shall owLayerLIUQing—wen.CHENGJian—yuan,YEHong—xing,ZHANGGuang—zh ong(Xi’anBranchofCCR,Xi’an710054,China)Abstract:Thetime—distanceculwesof3Dseismicprospectinginultra—shall owlayerisanalysedtheoreticallyinthepaper,andithas beencalculatedusedseparatelytheraymodelandwaveequationmodel,combin ewiththerealgeologicalconditionsofmineinNorth ShaanxiProvince.Theresulthasgivenaguidetorecognizewavemodesofthe3 Dseismicinformationsinultra—shallowlayerofthearea,andtheconclusionisexpected.Keywords:ultra——shallowlayer;time——distancecurves;raymodel;wav emodes;3Dseismicprospecting。
地震新技术在低级序断层识别中的应用
层对剩余油的富集起到了控制作用。研究四级及 以下断层 ， 对于胜 利油 田滚动勘 探开 发 ， 进一 步完
善 注采井 网 ， 而寻 找 有 利 的剩余 油富 集 区 和提 从 高 开发效果 具有非 常重要 的意 义 。 在相邻 井地层 对 比 中 ， 除掉 因地 层剥 蚀 等 沉 积 特征原 因造成 的厚 度减 薄外 ， 出现 的地层 缺 失 现 象是断层 的反 映 。而 低 级序 断 层 ， 特别 是 四 级 以下 的断层 ， 之 间的落差 有 的仅 为几米 ， 它们 而 且 多数只有 少数井 钻遇 ， 层对 比难 于判别 ， 地 常规 地 震剖 面反映也 不 清 晰 ， 仅凭 个 别 井地 层 对 比和 常规地震 资料很难 确定 断层 的走 向 、 延伸长 度等 ，
摘
要
胜利 油 区断块油藏 主要 分布 于 东辛 和利 津等 ４ ４个油 田 ， 用储 量 占油 区储 量的 动
３ ．％ ， ３ ８ 年产 油量 占３ ．％ ， 油 区内 占有重要 的地 位 。 由于油 田开发 难 度越 来越 大， ２７ 在 对低 级 序 断层 的识 别和分析 成 为影 响 复 杂 断块 油 田开 发 的 重要 因素 。随 着 开发 地震 技 术 的 不 断发 展， 对这 类断层 的研 究成 为可能 ， 中从 多角度研 究 了几种 开发地 震技 术在低 级序 断层识 别和 文 分析研 究中的综合 应 用。通过 综合应 用地质 、 地震 、 井、 测 开发 动 态等 资料 ， 多方位地 判识低 序 级 断层 的存 在 ， 一步深 化低级 序 断层 对 剩余油分 布和 油 田开发 影 响的研 究。 进
收 稿 日期 ： ０ — ６ ２。 ２ ６ ０ — ８ ０
河北赞皇小震群震源断层分析
面 拟合 和 震 源 机 制 解 的分 析 ，研 究 ２ ０ １ ３年 赞 皇 震群 的构 造 背景 。
１ 研 究 方 法
１ ． １ 双差 定 位 方 法 双差 定 位法 （ ＨＹＰ ＯＤＤ） 在 相 对 定 位 方 法 中 应 用 较 广 ，通 过 对 一 定 空 间 范 围 内 地
２ ０
地
震
地
磁
观
测
与
研
究
３ ６ 卷
△ ｔ ｉ ｋ 一 ｔ ｉ ｋ 一 Ｓ ｋ ０ Ｘ｝ 一 Ｘｉ ＋８ ｔ 一￡ ｌ ｋ
其 中，Ａ ｔ 和 Ａ ｆ ｍ 分 别对 应地 震 ｉ 和 到 台站 ｋ的 到 时 （ 走时 ） 残差 ， 和 是 两个 震 源 位 置 矢量 ， 是 两个 震 源 连 线 中点 到 台站 ｋ 地 震 射 线 的慢 度 矢量 ，ｓ 和 ￡ 为 地震 在 台站 的到 时拾 取 误 差 。 １ ． ２ 断 层面 拟 合 方法 采 用模 拟退 火 全 局 搜 索 和 高斯 牛顿 局 部 搜 索 相 结 合方 法 （ 万 永革 等 ，２ ０ ０ ８ ） ，利 用 赞 皇震 群 重 新 定 位 结 果 ，求 解 断 层 面 走 向 、倾 角 、位 置 及误 差 估 计 ，应 用 华北 地 壳 应 力 场 参 数 ，计 算 断层 面 滑 动 角大 小 。
地震沉积学原理及研究进展
收稿日期：２０１６一０９—２５
２０１６年第１１、１２期
朱其等 地震沉积学原理及研究进展
１５５
研究。 地震沉积学主要包括地震岩性学和地震地貌学
两大分支。地震岩性学是将三维地震数据体转换为 测井岩性数据体，在岩性数据体中利用各井点岩性 测井（如ＧＲ、ＳＰ）以很小的允许误差与井旁道建立 关系，以确保储层段井数据与地震数据的最佳匹配 （曾洪流等，２０１１）［２］。地震地貌学是将地震数据进一 步转换为沉积相图。地震地貌学关键是在地震数据 中提取明确地质意义的多种属性，使反射界面的地 貌特征和沉积体系在地震属性平面图上直观成像
内容和研究方法仍然需要完善和提高，这对于勘探目的层分析和油藏开发精细描述都具有重要意义。
关键词：地震沉积学；地震沉积学原理；地震沉积学研究进展
号：１００６—７９８１（２０１６）１１、１２一０１５４一０４
地震沉积学是在沉积学、地震地层学、层序地 层学、地震储层预测技术等学科基础上发展起来的 边缘交叉学科；简单地讲，地震沉积学是应用地震信 息研究沉积岩及其形成过程的学科［１－４］。“地震沉积 学”问世要追溯到１９９８年，曾洪流，Ｈｅｎｒｙ，Ｒｉｏｌａ等 在（（ｇｅｏｐｈｙｓｉｃｓ》上发表利用地震资料制作切片的论 文，并首次使用了“地震沉积学”［１］。
IASPEI标准地震震相表
IASPEI标准地震震相表在与地震学界进行了大量的协商工作之后，《IASPEI标准地震震相表》由IASPEI震相命名工作组于2002年5月定稿，并得到了IASPEI地震观测与解释委员会(CoSOI)的认可，最终于2003年7月9日在扎幌由IASPEI正式表决通过。
IASPEI地震观测与解释委员会震相命名工作组成员有：∙R. D. Adams∙P. Bormann∙ E. R. Engdahl∙J. Havskov∙ B. N. L. Kennett∙J. Schweitzer∙ D. A. Storchak (组长)目录∙地壳震相∙地幔震相∙地核震相∙震源附近地表反射震相(深震震相)∙面波∙声学震相∙振幅测量震相∙未识别的到达地壳震相目录| 页顶Pg近距离处，来自上地壳内震源的上行P波，或射线底部到达上地壳的P波；更远距离处，还指由在整个地壳内多重P波反射形成的群速度约为5.8 km / s的到达。
Pb (另称为P*)来自下地壳内震源的上行P波，或其底部到达下地壳的P波。
Pn底部到达最上层地幔的任意P波，或来自最上层地幔内震源的上行P波。
PnPn Pn在自由表面处的反射波。
PgPg Pg在自由表面处的反射波。
PmP P波在莫霍面外侧的反射波。
PmP N PmP的多重自由表面反射波；N为正整数。
例如PmP2表示PmPPmP。
PmS P波在莫霍面外侧反射为S的波。
Sg近距离处，来自上地壳内震源的上行S波，或其底部到达上地壳的S波；更远距离处，还指由在整个地壳内多重S波反射及SV到P和(或) P到SV的转换波叠加而形成的到达。
Sb (另称为S*)来自下地壳内震源的上行S波，或其底部到达下地壳的S波。
Sn其底部到达最上层地幔的任意S波，或来自最上层地幔内震源的上行S波。
SnSn Sn在自由表面处的反射波。
SgSg Sg在自由表面处的反射波。
SmS S波在莫霍面外侧的反射波。
SmS N SmS的多重自由表面反射波；N为正整数。
PKPdif 波——内核低速层存在的地震学证据
·地震观测技术与地震资料应用研究·PKPdif波——内核低速层存在的地震学证据许健生1，2)徐小明1，2)隗永刚1，2)周建超1，2)1）中国地震局地球物理所北京地震台，北京 1000952）北京白家疃地球科学国家野外科学观测研究站，北京 100095通过对中国数字地震仪台网（CDSN）宽频带数字地震仪记录到的30个，震中距在119.4°～176.1°间，震源深度h＜120 km的极远震记录的分析，识别出了PKP波在内外核界面（ICB）上的衍射波PKPdif。
根据PKPdif的记录特征，对PKPdif波的成因和传播机理做了设想，设想在距地面约5156.1～5372.2 km的深度，即内外核界面下，有可能存在一个低速层。
该设想试图解释PKPdif波在震中距120°＜Δ＜150°左右间，在PKIKP波之前出现。
在震中距约150°左右间，与 PKIKP波同时到达。
在震中距Δ＞150°以后，在PKIKP波之后出现的观测结果。
该设想与Jefferys速度模型一致。
（1）资料。
所用资料全部来自CDSN台站在1993—2012年间的甚长周期（VLP）记录，地震参数取自美国地震学合作研究协会（IRIS）发布的地震目录，发震时间和地震记录图上标注的时间均为世界标准时。
目前CDSN台站记录到PKPdif波的震中距范围是119.4°～176.1°左右，震级范围为6.4～8.8，震源深度h＜120 km。
（2）结果。
在CDSN台站的宽频带数字化仪器的甚长周期（VLP）记录上，在震中距大于119.4°后，在PKIKP震相之前可识别出比较清晰地PKPdif震相。
该震相初动起始比较缓慢，长周期（十几秒～几十秒），小振幅。
随着震中距的增加，到时逐渐靠近PKIKP震相，振幅也逐渐增大，其波形特征与核幔界面的衍射波Pdif类似。
PKPdif波内核低速层存在的地震学证据
第４１卷㊀第１期２０１９年２月地㊀震㊀工㊀程㊀学㊀报C H I N A E A R T H Q U A K EE N G I N E E R I N GJ O U R N A LV o l ．４１㊀N o ．１F e b ．,２０１９㊀㊀收稿日期:２０１４Ｇ０８Ｇ２０㊀㊀基金项目:中国地震局地球物理研究所中央级公益性科研院所基本科研业务专项项目(D Q J B １３B １７);中国地震局专项０７１８２０４资助㊀㊀第一作者简介:许健生(１９５４Ｇ),男,甘肃武威人,研究员,曾从事地震观测和震相分析工作.E Ｇm a i l :１３５５２８１２３１６＠１６３．c o m .㊀㊀通信作者:隗永刚(１９７９－),男,北京人,工程师,从事地震观测和震相研究工作.E Ｇm a i l :w e i y o n g g a n g ＠c e a Ｇi g p．a c ．c n .许健生,徐小明,隗永刚,等．P K P d i f 波Ｇ内核低速层存在的地震学证据[J ]．地震工程学报,２０１９,４１(１):１３１Ｇ１３７．d o i :１０．３９６９/j．i s s n ．１０００－０８４４．２０１９．０１．１３１X UJ i a n s h e n g ,X U X i a o m i n g ,W E IY o n g g a n g ,e t a l ．P K P d i fW a v em a y I n d i c a t eE x i s t e n c e o f L o w Ｇv e l o c i t y L a ye r i nE a r t h s I n n e r C o r e [J ]．C h i n aE a r t h q u a k eE n g i n e e r i n g J o u r n a l ,２０１９,４１(１):１３１Ｇ１３７．d o i :１０．３９６９/j．i s s n ．１０００－０８４４．２０１９．０１．１３１P K P d i f 波Ｇ内核低速层存在的地震学证据许健生１,２,徐小明１,２,隗永刚１,２,周建超１,２,郭祥云３(１．中国地震局地球物理所北京地震台,北京１０００９５;２．北京白家疃地球科学国家野外科学观测研究站,北京１００００９５;３．中国地震局地球物理所,北京１０００９５)摘要:通过对中国数字地震仪台网(C D S N )１１个台１９９３ ２０１２年间３０个极远震记录的分析,识别出了P K P 波入射到内外核界面(I C B )上的衍射波P K P d i f 波.P K P d i f 波在震中距１２０ʎ左右时出现在P K I K P 波之前,在震中距１５０ʎ以后出现在P K I K P 波之后,是一个长周期波.为了解释P K P d i f 波超前于P K I K P 波的原因,设想在距地面约５１５６．１~５３７２．２k m 的深度,即内外核界面下有可能存在一个P K I K P 波的低速层(厚度约２１６．１k m ).该设想符合J e f f r e y s 速度模型,给出的P K P d i f 波在震中距１１９．４ʎ~１７６．１ʎ间的走时表填补了目前使用的«I A S P E I １９９１地震波走时表»的空白.讨论P K P d i f 波的运动学特征有助于对内外核界面物理性质的认识,有助于提高分析震相的水平和积累震相分析经验.关键词:P K P d i f 波;内核低速层;运动学特征;P K P d i f 波走时表中图分类号:P ３１５㊀㊀㊀㊀㊀㊀文献标志码:A㊀㊀㊀文章编号:１０００－０８４４(２０１９)０１－０１３１－０７D O I :１０．３９６９/j．i s s n ．１０００－０８４４．２０１９．０１．０１３１P K P d i fW a v em a y I n d i c a t eE x i s t e n c e o fL o w Ｇv e l o c i t y L a ye r i nE a r t h s I n n e rC o r e X UJ i a n s h e n g １,２,X U X i a o m i n g １,２,W E IY o n g g a n g １,２,Z HO UJ i a n c h a o １,２,G U O X i a n g yu n ３(１．B e i j i n g S e i s m i cS t a t i o no f I n s t i t u t e o f G e o p h y s i c s ,C h i n aE a r t h q u a k eA g e n c y ,B e i j i n g １０００９５,C h i n a ;２．B e i j i n g B a i j i a t u a nE a r t hS c i e n c eS t a t eG e o p h y s i c a lO b s e r v a t o r y ,B e i j i n g １０００９５,C h i n a ;３．I n s t i t u t e o f G e o p h y s i c s ,C E A ,B e i j i n g １００００９５,C h i n a )A b s t r a c t :I n t h i s s t u d y ,w ea n a l y z e d t h e r e c o r d so f ３０e a r t h qu a k e s r e c o r d e d f r o m１１s t a t i o n s i n t h eC h i n aD i g i t a l S e i s m o g r a p h i cN e t w o r k (C D S N )d u r i n g １９９３－２０１２．W e c o u l do b s e r v e aP K P Ｇd i f p h a s e a t t h e e pi c e n t r a l d i s t a n c e f r o ma b o u t １２０ʎ．T h e t r a v e l Ｇt i m e o f aP K P d i fw a v ew a s s h o r Ｇt e r t h a n t h a t o f aP K I K Pw a v e i n t h e e p i c e n t r a l d i s t a n c e r a n g e o f １２０ʎt o １５０ʎ,b u t l o n g e r f o r e p i Ｇc e n t r a l d i s t a n c e s o fm o r e t h a n１５０ʎ．W e r e ga r d e dP K P d i fw a v e s a sd i f f r a c t e dP K P w a v e sw i t ha l o n gp e r i o da t t h e i n n e rc o r eb o u n d a r y ．W ed i sc u s s e dt h ec a u s ea nd p r o p a g a t i o n me c h a n i s m of P K P d i fw a v e s a n d p r o p o s e da na s s u m p t i o n ,i nag r e e m e n tw i th t h e J e f f r e ysm o d e l t h a t a l o w Ｇv e Ｇl o c i t y l a y e r o f aP K I K Pw a v ee x i s t s a t ad e p t hr a n g eo f５１５６．１－５３７２．２k m u n d e r t h eE a r t h＇s s u r f a c e．W e s u g g e s t e d t h ek i n e m a t i c c h a r a c t e r i s t i c so f t h eP K P d i fw a v e s r e c o r d e db y t h eC D S N s t a t i o n s．W ed e f i n e d t h e r e l a t i o n s h i p b e t w e e n t h eP K P d i f t r a v e lＧt i m e a n d t h e e p i c e n t r a l d i s t a n c e, w h i c h f i l l e d t h e g a p i n t h e c u r r e n t＂I A S P E I１９９１S e i s m o l o g i c a lT a b l e s＂．W e c o n s t r u c t e d a t r a v e lＧt i m e t a b l e o f P K P d i fw a v e sw i t h i na ne p i c e n t r a l r a n g e o f１１９．４ʎt o１７６．１ʎ．W e a l s od i s c u s s e d t h e k i n e m a t i c c h a r a c t e r i s t i c s o f P K P d i fw a v e s t o b e t t e r u n d e r s t a n d t h e p h y s i c a l p r o p e r t i e s o f t h e I C B, i m p r o v e p h a s e i d e n t i f i c a t i o n,a n d a c c u m u l a t e a n a l y t i c a l e x p e r i e n c e r e g a r d i n g t h e s e i s m i c p h a s e．K e y w o r d s:P K P d i fw a v e;l o wＧv e l o c i t y l a y e r i n E a r t h s i n n e rc o r e;k i n e m a t i cc h a r a c t e r i s t i c s;t r a v e lＧt i m e t a b l e o f P K P d i fw a v e０㊀引言１９３４年古登堡等[１]观测到了一种先于P＇(P K P)波数秒到达的前驱波,称它为 衍射的P＇波(d i f f r a c t e dP＇) ,并发现: 它们与P波的衍射波非常不同,P波衍射波的振幅随震中距离的增加逐渐衰减.而P＇波衍射波的振幅,随震中距的增加而逐渐增强 .但古登堡和里克特没有给出衍射波P＇的成因和传播机理,只把它称作 未知震相(u n i d e n t iＧf i e d p h a s e s) .１９５８年布伦等[２]在１９５４年比基尼(B i k i n i)岛上四个氢弹爆炸的地震记录图上,观测到了震中距在１３７ʎ~１４２ʎ间P K I K P波的前驱波,认为该前驱波是P K P波在内外核界面上的衍射波并把它作为内核存在的又一证据.１９６４年美国地震学家伯尔特[３]在基律纳(K i r u n a)等地震台的短周期地震记录图上也识别出了P K I K P波前的短周期波(T ʈ１s),把它标记为P K H K P波,认为它是P K P波进入内外核过渡层内的折射波,并给出了P K H K P 波在震中距１２４．７ʎ~１５６．６ʎ间的走时与P K I K P波的走时差值(P K I K PＧP K H K P)为２１~－１０s.２００２年由I A S P E I实践委员会组织,德国地震学家彼得 鲍曼[４]给出震中距１５３ʎ~１５９ʎ间P K P波在内核界面上的衍射波P K P d i f波的典型记录图例,由该图例可见P K P d i f波在１５３ʎ~１５９ʎ间比P K P波后到达.２００９年沈旭章等[５]在兰州C T B T O地震台阵的记录上识别出了震中距１２５ʎ~１４３ʎ间P K I K P波的前驱波,给出了该前驱波与P K I K P波的走时差值为１３．４５~２．７２s,把它解释为来自 青藏高原东部及附近地区地幔底部散射体的散射波 .本文通过对C D S N台站１９９３ ２０１２年宽频带数字化仪器记录到的３０个震中距在１１９．４ʎ~１７６．１ʎ间㊁震源深度h＜２００k m的极远震记录的分析结果认为:P K P d i f波可能是P K P波入射到内外核界面(I C B)上的衍射波.在震中距１２０ʎ＜Δ＜１５０ʎ时P K P d i f波在P K I K P波前出现;在震中距约１５０ʎ时两波同时出现;在震中距Δ＞１５０ʎ时P K P d i f波在P K I K P波后出现.据P K P d i f波的记录特征,对该波的成因和传播机理做了推测,认为如果设想在距地面下约５１５６．１~５３７２．２k m的深度,即内外核界面下存在一个低速层,才可以很好地解释P K P d i f波的记录特征.该设想符合J e f f e r y s速度模型.１㊀资料中国数字地震仪台网(C D S N)于１９８７年１０月２２日开始正式运行.C D S N台站的位置如图１所示,台站情况如表１所列.图１㊀C D S N台站位置和震中分布图F i g．１㊀D i s t r i b u t i o no f e a r t h q u a k e e p i c e n t e r s a n dl o c a t i o no fC D S Ns t a t i o n s㊀㊀本文所用资料全部来自C D S N台站宽频带数字化仪器在１９９３ ２０１２年间的甚长周期(V L P)记录,地震参数取自美国地震学合作研究协会(I R I S)发布的地震目录,发震时间和地震记录图上标注的时间均为世界标准时.所用地震目录和资料使用情况如表２所列.２３１㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀地㊀震㊀工㊀程㊀学㊀报㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀２０１９年表１㊀C D S N台站信息和观测数据情况T a b l e１㊀I n f o r m a t i o no fC D S Ns t a t i o n s a n do b s e r v a t i o nd a t a台站名称台站代码高程/m观测室条件地质基础地震计型号所用资料起止时间记录到P K P d i f个数北京台B J T１９８山洞石灰岩S T SＧ１/G SＧ１３１９９３ ２０１２年１１恩施台E N H４８７地表石灰岩S T SＧ１/S T SＧ２１９９３ ２０１２年１５昆明台KM I１９５２山洞石灰岩S T SＧ１/S T SＧ２１９９６ ２０１２年１５琼中台Q I Z２３０地表花岗岩S T SＧ２２００１ ２０１２年１０佘山台S S E１５山洞安山岩S T SＧ１/S T SＧ２１９９７ ２０１２年８乌鲁木齐台WMQ９０１地下６m沙岩S T SＧ１/S T SＧ２１９９８ ２００８年６海拉尔台H I A６１０山洞安山岩S T SＧ１/G SＧ１３１９９８ ２０１０年４牡丹江台M D J２５０山洞花岗岩S T SＧ１/S T SＧ２１９９８ ２０１０年５拉萨台L S A３７８９山洞花岗岩S T SＧ１/S T SＧ２１９９３ ２０１２年２２西安台X A N６３０山洞花岗岩S T SＧ１/S T SＧ２１９９６ ２０１２年１０兰州台L Z H１５５２地表红沙岩S T SＧ１１９９３ １９９６年２表２㊀地震目录T a b l e２㊀T h e c a t a l o g u e o f e a r t h q u k e s序号日期发震时刻(GM T)纬度/(ʎ)经度/(ʎ)深度/k m震级/M记录到P K P d i f台站个数震中距范围/(ʎ)震中位置１１９９３Ｇ０９Ｇ０３１２３５００．２＋１４．５２－９２．７１２６．５６．８２１１９．４~１２７．３墨西哥近海２１９９３Ｇ０９Ｇ１０１９１２５４．６＋１４．７２－９２．６５３４．１７．２２１３０．４~１３５．７墨西哥近海３１９９６Ｇ０３Ｇ０３１４５５１１．８＋１１．６６－８６．８６３３．０６．６１１３８．８尼加拉瓜近海４１９９６Ｇ０７Ｇ１５２１２３３４．０－１７．６０－１００．９７１８．３６．８２１３１．６~１３１．７墨西哥格雷罗５１９９６Ｇ１１Ｇ１２１６５９４４．０－１５．０５－７５．６６３３．０７．７４１５３．０~１６１．０秘鲁６１９９７Ｇ０７Ｇ０９１９２４１３．１＋１０．６０－６３．４９１９．９７．０１１３５．０委内瑞拉近海７１９９７Ｇ１０Ｇ１５０１０３３３．４－３０．８９－７１．１４５８．０７．１３１６４．７~１７２．１智利８１９９７Ｇ１０Ｇ２８０６１５１７．３－４．３７－７６．６８１１２．０７．２６１３３．１~１５０．０秘鲁北部９１９９８Ｇ０１Ｇ３０１２１６０８．６－２３．８４－７０．１６４２．０７．１５１５３．１~１６３．０智利１０１９９９Ｇ０６Ｇ１５２０４２０５．９＋１８．３９－９７．４４７０．０７．０２１３１．５~１３２．５墨西哥中部１１１９９９Ｇ０９Ｇ３０１６３１１５．６＋１６．０６－９６．９３６０．６７．５３１２７．４~１３４．８墨西哥格雷罗１２２００１Ｇ０６Ｇ２３２０３３１４．１－１６．３０－７３．５６３３．０８．４６１５４．８~１７５．７秘鲁１３２００３Ｇ０１Ｇ２１０２４６４７．７＋１３．６３－９０．７７２４．０６．５２１３２．２~１３６．９危地马拉近海１４２００３Ｇ０１Ｇ２２０２０６３４．６＋１８．７７－１０４．１０２４．０７．４２１２９．６~１２９．８墨西哥近海１５２００３Ｇ０５Ｇ１４０６０３３５．８＋１８．２７－５８．６３４１．５６．６２１３０．４~１４１．２大西洋北１６２００３Ｇ０６Ｇ２０１３３０４１．５－３０．６２－７１．５４３３．０６．８３１５８．２~１６５．１智利１７２００４Ｇ１０Ｇ０９２１２６５３．６＋１１．４２－８６．６７３５．０６．９５１２４．６~１３５．７尼加拉瓜近海１８２００７Ｇ０６Ｇ１３１９２９４０．１＋１３．５５－９０．６２２３．０６．５４１３２．３~１４１．９危地马拉近海１９２００７Ｇ０８Ｇ１５２３４０５７．８－１３．３９－７６．６０３９．０８．０１０１４１．７~１７１．６秘鲁近海２０２００７Ｇ０９Ｇ１００１４９１４．２＋２．９８－７７．９７３１．０６．８４１３５．３~１５２．０哥伦比亚西海岸２１２００７Ｇ１１Ｇ１５１５０５５８．３－２２．７４－７０．０８２６．０６．６１０１５２．４~１７６．１智利２２２００８Ｇ０２Ｇ１２１２５０１８．４＋１６．３６－９４．３０８３．０６．４２１３３．９~１３５．６墨西哥格雷罗２３２００８Ｇ０２Ｇ２３１５５７１９．８－５７．３３－２３．４２１０．０６．７１１４０．５南桑威奇群岛２４２００８Ｇ０６Ｇ３００６１７４４．８－５８．２２－２２．１０１９．０６．９３１３５．７~１４７．９南桑威奇群岛２５２００８Ｇ１０Ｇ１６１９４１２５．７＋１４．４２－９２．３６２４．０６．６４１３０．８~１４０．２墨西哥近海２６２０１０Ｇ０２Ｇ２７０６３４１１．５－３６．１５－７２．９３２２．９８．８８１６０．９~１７３．８智利２７２０１２Ｇ０３Ｇ２０１８０２４７．４＋１６．４９－９８．２３２０．０７．４１１３３．２墨西哥近海２８２０１２Ｇ０８Ｇ２７０４３７１９．４＋１２．１４－８８．５９２８．０７．４５１３１．２~１４４．１中美洲近海２９２０１２Ｇ０９Ｇ０５１４４２０７．８＋１０．０９－８５．３２３５．０７．６６１２６．３~１４４．１哥斯达黎加３０２０１２Ｇ１１Ｇ０７１６３５４６．９＋１３．９９－９１．９０２４．０７．３５１２８．３~１４０．８危地马拉近海㊀㊀由表２可见,目前C D S N台站记录到P K P d i f 波的震中距范围是１１９．４ʎ~１７６．１ʎ左右,该表中给出的震中距均为I R I S的测定结果.震级范围为６．４~８．８级,震源深度h＜１２０k m.震中主要分布在墨西哥㊁秘鲁和智利等地区,震中分布见图１.２㊀P K P d i f波的运动学和记录特征２．１㊀P K P d i f波的运动学特征本文用表２中的数据给出了震源深度h＜１２０k m,震中距在１１９．４ʎ~１７６．１ʎ间P K P d i f波的运动学３３１第４１卷第１期㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀许健生,等:P K P d i f波Ｇ内核低速层存在的地震学证据㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀特征和走时表(表３).表３㊀P K P d i f 波走时表T a b l e ３㊀T r a v e l Ｇt i m e t a b l e o fP K P d i fw a v e震中距/(ʎ)P K P d i f 走时(h ＜１００k m )震中距/(ʎ)P K P d i f 走时(h ＜１００k m )１１８１７m i n５４．６s １５０１９m i n４５．７s １２０１８m i n０１．１s １５２１９m i n５２．４s １２２１８m i n０８．８s １５４１９m i n５９．１s １２４１８m i n１６．０s １５６２０m i n０５．７s １２６１８m i n２３．０s １５８２０m i n１２．３s １２８１８m i n３０．１s １６０２０m i n１８．９s １３０１８m i n３７．１s １６２２０m i n２５．４s １３２１８m i n４４．１s １６４２０m i n３１．９s １３４１８m i n５１．１s １６６２０m i n３８．４s １３６１８m i n５８．０s １６８２０m i n４４．８s １３８１９m i n０５．２s １７０２０m i n５１．２s １４０１９m i n１１．８s １７２２０m i n５７．６s １４２１９m i n１８．７s １７４２１m i n０３．９s １４４１９m i n２５．５s １７６２１m i n１０．２s １４６１９m i n３２．３s１７８２１m i n１６．５s㊀㊀(１)图２给出了P K P d i f 波的走时曲线(虚线,h＜１２０k m ),P K P d i f 波的走时与震中距之间的拟合关系为:T P K P d i f ＝３．３５６Δ＋６８１．４㊀(h ＜１２０k m )㊀(１)图２㊀P K P d i f 波走时与震中距的关系F i g．２㊀R e l a t i o nb e t w e e n t h e t r a v e l t i m e o fP K P d i f w a v e a n de pi c e n t e r d i s t a n c e 由图２可见,P K P d i f 波的走时曲线与«I A S ＧP E I １９９１地震波走时表»给出的P K I K P 波的走时曲线在１５０ʎ左右相交,可见在震中距１５０ʎ左右时P K ＧP d i f 波和P K I K P 波同时到达.(２)由图３可见,在震中距１１９．４ʎ~１５０ʎ间P K P d i f 震相是P K I K P 震相的前驱震相,超前的时间范围是４７．３~０s ;在震中距１１９．４ʎ~１５０ʎ间随着震中距增大,P K P d i f 震相与P K I K P 震相之间的时差越来越小,在震中距１５０ʎ左右时为０;在震中距大于１５０ʎ后,P K P d i f 震相是P K I K P 震相的续至震相;随着震中距增大,P K P d i f 震相与P K I K P 震相之间的时差越来越大;在震中距等于１７６．１ʎ,P K P d i f 震相在P K I K P 震相之后－５８．４s .P K P d i f震相与P K I K P 震相的到时差与震中距之间的拟合关系为:ΔT P K P d i f －P K I K P ＝－１．８９８Δ＋２８１．７３６㊀(h ＜１２０k m )(２)图３㊀P K P d i f －P K I K P 到时差与震中距的关系F i g．３㊀R e l a t i o nb e t w e e na r r i v a l t i m e d i f f e r e n c e o fP K P d i f －P K I K Pa n de pi c e n t e r d i s t a n c e ㊀㊀(３)由图４可见,在震中距１１９．４ʎ~１７６．１ʎ间,P K P d i f 震相是P d i f 震相的续至震相,P K P d i f 震相与P d i f 震相的到时差值范围是２m ４２．２s ~１m３６．７s 左右.随着震中距增大,其差值逐渐减小.P K P d i f 震相与P d i f 震相的时差与震中距之间的拟合关系为:图４㊀P K P d i f －P d i f 到时差与震中距的关系F i g．４㊀R e l a t i o nb e t w e e na r r i v a l t i m e d i f f e r e n c e o fP K P d i f －P d i f a n de pi c e n t e r d i s t a n c e ４３１㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀地㊀震㊀工㊀程㊀学㊀报㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀２０１９年ΔT P K P d i f－P d i f＝－１．２６３Δ＋３２１．８７０㊀(h＜１２０k m)(３)式(１)~(３)式中T的单位为s,Δ的单位为(ʎ).由于震源深度大于１２０k m的地震数据较少,本文未涉及,等积累更多的资料后再作研究.２．２㊀P K P d i f波的记录特征在C D S N台站的宽频带数字化仪器的甚长周期(V L P)记录上,在震中距大于１１９．４ʎ后,在P K I K P震相之前可识别出比较清晰的P K P d i f震相.该震相初动起始比较缓慢,长周期(十几秒~几十秒),小振幅.随着震中距的增加,到时逐渐靠近P K I K P震相,振幅也逐渐增大,其波形特征与P d i f 震相类似.与续至的P K I K P震相[初动起始尖锐,短周期(几秒~十几秒),大振幅],有着截然不同的波形特征.由图５(a)可见,在震中距１３３．１ʎ时P K P d i f震相超前于P K I K P震相约３７．３s.由图５(g)可见,在震中距大于１５０ʎ以后,随震中距的增加P K P d i f震相逐渐落后于P K I K P震相.由图５(l)可见,在震中距１７３．８ʎ时P K P d i f震相落后于P K I K P震相－５１．９s.目前C D S N台站观测到P K P d i f震相最远的距离为１７６．１ʎ,此时,P K I K P－P K P d i f＝－５８．４s .注:图(a)~(h)是１９９７年１０月２８日O:０６时１５分１７．３秒h＝１１２．０k m㊀M S＝７．２S４．３５ʎW７６．６８ʎ秘鲁北部地震,图(i)~(l)是２０１０年２月２７日O:０６时３４分１１．５秒h＝２２．９k m M S＝８．８S３５．８ʎW７２．７ʎ智利地震图５㊀P K P d i f震相在C D S N台的典型记录F i g．５㊀T y p i c a l r e c o r d s o fP K P d i f p h a s e a tC D S Ns t a t i o n s ５３１第４１卷第１期㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀许健生,等:P K P d i f波Ｇ内核低速层存在的地震学证据㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀３㊀P K P d i f波的运动机理本文根据P K P d i f震相在震距１２０ʎ左右时出现,波形与P d i f震相类似,具有缓起始㊁长周期的记录特征,参照P d i f波的运动机理,设想P K P d i f波可能是P K P波入射到内外核界面上后产生的衍射波.为了解释P K P d i f波的运动机理,参照J e f f e r y s模型,设想在距地面约５１５６．１~５３７２．２k m的深度范围内有可能存在一个低速层.在震中距大于１２０ʎ左右后, P K I K P波进入该低速层后速度会突然下降(有别于J e f f e r y s模型的逐步下降),此时在内外核界面上的衍射波P K P d i f速度(１１．０９１４k m/s)大于进入低速层内的P K I K P波速度,致使P K P d i f波超前于P K I K P波.随着震中距增加,P K I K P波在低速层内经历了由下降到恢复的过程.在震中距约１５０ʎ左右时,在P K I K P波穿越低速层时,P K I K P波回升到了与P K PＧd i f波相同的速度,此时P K P d i f波与P K I K P波同时到达观测台站.在震中距大于１５０ʎ以后,穿越低速层后的P K I K P波速度大于在内外核界面上衍射的P KＧP d i f波速度,因此P K P d i f震相开始落后于P K I K P震相到达.图６是本文设想的震中距在１２０ʎ㊁１５０ʎ左右时和１５０ʎ后的P K P d i f和P K I K P波的射线路径和低速层位置以及速度结构示意图.根据地震波射线本多夫(B e n n d o r f)定律,在震中距约１２０ʎ左右时,P K P波射线最低点处(i＝９０ʎ)的射线参数为:p＝r s i n iv＝r pv(r p)此时P K P波射线最低点距地面的深度约为５１５６．１k m(r p＝１２１４．９k m).据I A S P E I１９９１速度模型[４],该深度正是内外核界面的深度,此时P KＧP d i f波的射线路径如图６(a)所示.同理,在震中距约１５０ʎ左右时,P K I K P波射线最低点距地面的深度约为５３７２．２k m,C D S N台站的实际观测表明:此时P K P d i f波与P K I K P波几乎同时到达,P K P d i f波的射线路径如图６(b)所示.目前,C D S N台站观测到的P K P d i f震相最远距离为１７６．１ʎ,此时P K P d i f波的射线路径如图６(c)所示.关于内外核界面上的速度结构曾有多种模型[７],这些模型彼此有联系,也有区别.目前采用较多的是J e f f e r y s和I A S P E I１９９１模型[８Ｇ１０].由图６可见,J e f f e r y s模型和I A S P E I１９９１模型关于内外核界面上的速度结构截然相反.J e f f e r y s模型是速度先逐步下降,然后突然上升.J e f f e r y s认为:在内核图６㊀P K P d i f波的射线路径和速度结构示意图F i g．６㊀R a yp a t h s a n dv e l o c i t y s t r u c t u r e o fP K P d i fw a v e 周边存在一个１５０k m厚的低速层[１１].G e o r g eL C h o y[１２]根据波形模拟方法指出:在内外核界面上存在低速梯度带,它们的厚度分别为２００~３００k m和４００k m左右.４㊀问题讨论(１)关于P K P d i f波是否是P K H K P波和散射波的问题:由图２可见,伯尔特[３]根据基律纳(K i r u n a)等地６３１㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀地㊀震㊀工㊀程㊀学㊀报㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀２０１９年震台的记录给出的P K H K P波在震中距１２４．７ʎ~１５６．５ʎ间的走时曲线(绿线)与该距离段上的P K P d i f 波的走时曲线(虚线)有较大差别.而且C D S N台站观测到的P K P d i f波是甚长周期仪器(V L P)上的记录,而伯尔特给出的P K H K P波是贝尼奥夫(B e n i o f f)短周期仪器上的记录.两者在波形㊁周期和与P K I K P波的到时差都有明显不同.因此C D S N台站观测到的长周期P K P d i f波与伯尔特给出的短周期P K H K P波是两种不同类型的波.同样沈旭章等[５]用的兰州C T B T O地震台阵的资料是０．８~２．０H z的B u t t e r w o r t h带通滤波器滤波之后的信号,也是短周期信号,与本文讨论的P K P d i f波也不是同一个波.(２)关于P K P d i f波超前于P K I K P波的机理解释:参照J e f f e r y s速度模型和P d i f波的机理解释[６],本文提出在距地面约５１５６．１~５３７２．２k m的深度范围内有可能存在一个低速层的设想,是为了解释震中距大于１２０ʎ左右后P K P d i f震相超前于P K I K P震相的观测事实.因为只有设想P K I K P波进入该低速层后速度突然下降,才能合理解释P K I K P震相落后于P K P d i f震相的原因.设想在低速层内,随着深度增加,P K I K P波速度又逐渐回升到了与P K P d i f波相同的速度,才能解释在震中距１５０ʎ左右时,P K P d i f波与P K I K P波同时到达的现象.设想在震中距大于１５０ʎ以后,P K I K P波的速度大于P K P d i f波,才可以解释P K P d i f波落后于P K I K P波的原因.(３)关于有些地震观测不到P K P d i f波的问题:实际观测表明:在震中距１１９．４ʎ~１７６．１ʎ间,对同样震级㊁同样震源深度㊁同样震中距的地震,并不是全都能观测到P K P d i f震相.１９９３ ２０１２年间C D S N台站共记录到约１００多个可分析处理的极远震,但P K P d i f震相记录较好㊁能做分析处理的地震只有３０个,不到１/３.其原因可能是内外核界面凹凸不平,P K P d i f波沿内外核界面传播时使得P K PＧd i f波的能量随凹凸不平的界面而 聚焦 或 发散 .当P K P d i f波能量被 聚焦 时,P K P d i f波的能量将被放大,使得震级较小㊁震中距较远的地震也能观测到很清楚的P K P d i f波.同样,凹凸不平的界面也能使P K P d i f波能量被 发散 ,导致震级较大㊁震中距较近的地震却观测不到P K P d i f波.５㊀结论通过对１９９３ ２０１２年C D S N台站记录到的P K P d i f波运动学特征的研究,并参照P d i f波的传播机理和J e f f e r y s速度模型可以得出以下结论:(１)P K P d i f波可能是P K P波入射到内外核界面(I C B)上的衍射波,在C D S N台站的观测范围是１１９．４ʎ~１７６．１ʎ.(２)在距地面约５１５６．１~５３７２．２k m的深度,即内外核界面下,可能存在一个低速层,厚度约２１６．１k m.(３)本文给出的P K P d i f波走时表填补了目前使用的«I A S P E I１９９１地震波走时表»的空白,为震中距在１１９．４ʎ~１７６．１ʎ间的P K P d i f波的分析和解释提供了参考依据.㊀㊀致谢:本文中数据处理和震相标注均由黑龙江省地震局和跃时高级工程师提供的«C D S N地震台站分析软件»完成,在成文过程中和吴庆举研究员做过多次有益的讨论,在此一并致谢.参考文献(R e f e r e n c e s)[１]㊀G U T E N B U R G B,R I C H T E R CF．O nS e i s m i c W a v e s:Ⅰ[J]．G e r l a n d sB e i t rG e o p h y s i k,１９３４,４３:５６Ｇ１３３．[２]㊀B U L L E N K E,B U R K EＧG A F F N E Y T N．D i f f r a c t e dS e i s m i c W a v e s n e a r t h eP K PC u s t i c[J]．G e o p h y s J I n t,１９５８:９Ｇ１７．[３]㊀B O L T B A．T h eV e l o c i t y o fS e i s m i c W a v e sn e a r t h eE a r t h sC e n t e r[J]．B S S A,１９６４,５４(１):１９１Ｇ２０８．[４]㊀P E T E R B o r m a n．N e w M a n u a lo fS e i s m o l o g i c a lO b s e r v a t o r y P r a c t i c e(C h i n e s e)[M]．B e i j i n g:S e i s m o l o g i c a l P r e s s,２００６．[５]㊀沈旭章,周蕙兰．用P K I K P的前驱震相探测青藏高原东部地幔底部的散射体[J]．科学通报,２００９,５４(２４):３８４４Ｇ３８５１．S H E N X u z h a n g,Z H O U H u i l a n．L o c a t i n g S e i s m i cS c a t t e r sa t t h eM a n t l eB e n e a t hE a s t e r nT i b e tw i t hP K I K PP r e c u r s o r s[J]．C h i n e s eS c i B u l l,２００９,５４(２４):３８４４Ｇ３８５１．[６]㊀许健生,隗永刚,张淑珍,等．P d i f波在中国C D S N台站的运动学特征[J]．地震工程学报,２０１３．３５(３):６１０Ｇ６１７．X UJ i a n s h e n g,W E IY o n gＧg a n g,Z H A N G S h u z h e n．T h eK i n eＧm a t i c a lC h a r a c t e r i s t i c so fP d i fＧw a v e sa tC D S N S t a t i o n s[J]．C h i n aE a r t h q u a k eE n g i n e e r i n g J o u r n a l,２０１３．３５(３):６１０Ｇ６１７．[７]㊀S O N G X i a o d o n g,H E L M B E R G E RD o n V．V e l o c i t y S t r u c t u r e n e a r t h e I n n e rC o r eB o u n d a r y f r o m W a v e f o r m M o d e l i n g[J]．JG R,１９９２,９７(B５):６５７３Ｇ６５８６．[８]㊀J E F F R E Y S．T h eT i m e s o f t h eC o r eW a v e s[J]．M o nN o tRA s t r S o cG e o p h y s,１９３９(S u p p l４):５９４Ｇ６１５．[９]㊀J E F F R E Y S H,B U L L E N K E．S e i s m o l o g i c a lT a b l e s[Z]．B r i tA s s o cA d cS c i,１９４０．[１０]㊀K E N N E T TBL N．I A S P E I１９９１S e i s m o l o g i c a lT a b l e s(C h iＧn e s e)[M]．B e i j i n g:S e i s m o l o g i c a l P r e s s,１９９３:１０８Ｇ１３０．[１１]㊀P I E T R OC a l o i．S e i s m i c W a v e s f r o mt h eO u t e ra n dt h e I n n e rC o r e[J]．G e o p h s J,１９６１,４:１３９Ｇ１５０．[１２]㊀G E O R G E L C h o y．T h eS t r u c t u r eo f t h e I n n e rC o r eI n f e r r e df r o mS h o r tＧp e r i o da n dB r o a d b a n dG D S ND a t a[J]．GGRA s t rS o c,１９８３,７２:１Ｇ２１．７３１第４１卷第１期㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀许健生,等:P K P d i f波Ｇ内核低速层存在的地震学证据㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀。
底辟模糊区地震资料处理关键技术
底辟模糊区地震资料处理关键技术丘斌煌;晏红艳;李三福;但志伟;刘金朋;王用军【摘要】底劈构造在地震剖面上主要表现为模糊区,会给解释工作造成一定的困难,需要在资料处理中进行针对性的技术攻关.本文在详细分析底辟模糊区地震资料特点的基础上,针对崎岖海底强绕射多次波干扰,浅部气层吸收造成高频成分缺失,复杂断裂结构造成成像差等问题,提出了一项行之有效的数据处理对策.经实例证明,通过采用高保真LIFT技术衰减噪音,3DSRME、高精度Radon变换、以及LIFT等技术压制多次波,多域相干加强、优势信号增强等提高信噪比,高精度地震速度建模以及各向异性叠前深度偏移等关键处理技术,很好地压制了复杂的强绕射多次波,极大地提高了底辟模糊区地震资料的信噪比,地震剖面的成像质量得到显著提高,为后续对底劈带内的进一步研究提供了更加可靠的地震资料.【期刊名称】《工程地球物理学报》【年(卷),期】2014(011)006【总页数】8页(P824-831)【关键词】底劈模糊区;多次波;地震数据处理;各向异性;叠前深度偏移【作者】丘斌煌;晏红艳;李三福;但志伟;刘金朋;王用军【作者单位】成都理工大学地球物理学院,四川成都610059;中海油能源发展股份有限公司工程技术分公司物探技术研究所,广东湛江524057;中海油能源发展股份有限公司工程技术分公司物探技术研究所,广东湛江524057;中海油能源发展股份有限公司工程技术分公司物探技术研究所,广东湛江524057;中海油能源发展股份有限公司工程技术分公司物探技术研究所,广东湛江524057;中海油能源发展股份有限公司工程技术分公司物探技术研究所,广东湛江524057;中海油能源发展股份有限公司工程技术分公司物探技术研究所,广东湛江524057【正文语种】中文【中图分类】P631.4底辟构造主要有流体底劈和泥底辟两种类型。
其中，流体底辟构造是油气幕式成藏的一种特殊类型，它不同于传统的粒间渗透模式，可构成烃源岩垂向幕式排烃[1]。
基于系统辨识提高地震资料分辨率
基于系统辨识提高地震资料分辨率2010年4月油气地球物理PETROLEUMGEOP]YSICS第8卷第2期技术?方法?基于系统辨识提高地震资料分辨率刘浩杰王延光韩文功孟宪军孔庆丰胜利油田分公司物探研究院摘要:提高地面地震资料垂向分辨率是地球物理领域研究的难点和热点.本文提出了利用测井资料提高地面地震资料分辨率的新方法.通过地层对地震波吸收的线性系统假定,首先建立了地面地震信息与声波测井信息相互联系的理论模型,然后基于系统辨识技术估计地层对地震波吸收的系统特性,进而对地面地震资料进行补偿性高频恢复.对不同分辨率的正演模拟资料和实际地面地震资料的处理结果表明,该技术在保持原地震资料主要特征不变的条件下,主频为代表的优势频带提高约10-20Hz,频带拓宽约10Hz,有效提高了地震资料的垂向分辨率.关键词:地震资料分辨率;系统辨识;测井;地震;高频恢复1引言地面地震资料所面临的一个重要问题就是其分辨率不高,不能够准确表征其中的细微地层信息,因此,提高其分辨率一直是国内外研究的热点和难点【】】.常用的提高分辨率技术包括反褶积嘶口信号域的各种变换[31等.这些方法都是利用地震资料本身的信息,通过信号域能量的重新分配,拓宽地震资料的频带.测井,井间地震,VSP和地面地震等不同类别的地球物理技术可以对地下同一目标地质体进行不同尺度性质的反映刚,通过它们之间的联合作用提高地震资料的分辨率是一个新的研究方向.Chopra 等利用井中不同深度处所得到的VSP信息,研究地震波的幅,频衰减,对地震资料中衰减的高频信息进行恢复圈;曾锐等利用从井间地震中提取得到的宽频带子波,对地面地震资料进行子波反褶积[61.这些方法在一定程度上都能够提高地面地震资料的分辨率,但井中地震资料只在个别地区特定的井位置处存在,对于整个区域地震资料分辨率的提高很难准确实现,并且也缺乏应用的普遍性.声波测井资料在井位置处具有最高的分辨率和最大程度的分辨可靠性,由其得到的反射系数序列可以认为是地震子波为单位脉冲响应条件下的地震记录,而且测井资料在几乎所有的区域都大量存在.另外,由于地层介质的滞弹性和非均质性,地震波在地层中的传播要经历吸收作用,这种吸收作用与信号的频率有关,即地层对高频信号的吸收作用要远远大于对低频信号作用的结果.理解,估计, 补偿地震波的这种吸收作用对于提高地震资料的分辨率至关重要.因此,探讨测井和地面地震资料联合作用的方式及实现方法,估计地层对地震波的吸收特性,提高地面地震资料分辨率具有重要的理论和实践意义.本文首先介绍了系统辨识的原理,提出了测井和地震联合应用的理论模型,进而研究了系统辨识在井震联合提高分辨率方面的具体实现,最后对其结果进行了分析.2系统辨识原理所谓系统辨识,就是根据系统的输入,输出数据来估计它的数学模型171.系统辨识有3个基本要素:数据,模型结构和误差准则.在单位采样间隔下,假定输入信号为(n),n:l,2,…,n,输出信号为Y(n),n=l,2,…,n,则输入输出关系,即线性非移变系统的时域参数基本模型描述为y(n)=H(g)(凡)+(凡)=日(q)(凡)+G(q)e(n)(1)式中:g为移动算子;日(g)是系统的传递函数;秽(n)为不可预测干扰;e(n)为方差为A的白噪音,(n)收稿日期:2010.O1.21作者简介:刘浩杰,男,高级工程师届悃f究员,2005年获中科院博士学位.现在胜利油田物探研究院从事油藏综合地球物理领域研究.联系电话:(0546)8792232,E-mail:liu_***************,通讯地址:(257022)山东省东营市北一路210号物探研究院油藏地球物理室.油气地球物理2010年4月可以进一步表述为噪音系统G(q)对白噪音滤波后的结果.常用的描述系统特性的参数模型为ARX模型.该模型通过设定合理的分子和分母参数,把日,G描述为以口变量的函数器,G(q)=(2)其中A(g)=1+口l.q+…+q,B(q)=61+62'q+…+6,|占.qnb+l—l一一1式中:,A分别为延迟算子g的多项式;na,nb为多项式阶数;nk为滞后阶数.则式(1)转变为如下形式(g)y(n):(q)(一nIi})+e(It)(3)y(n)+口l'y(n-1)+…+am'y(n-na)=61(一,)+62'(n-nk-1)+ (4)+6'(n-nk-nb+1)+(It)针对系统描述模型式(4),模型预测误差可由下式计算e()=G'(g)【,,(n)一H(q)'(凡)](5)因此,利用最小均方误差准则通过使e(It)最小,估计多项式日,G未知参数的值.合理选择系统模型的结构参数(即:0,nb,nk的值)是系统辨识的关键之一,但是没有绝对方法确定合适的参数.对于给定的数据系列,可通过对同一模型不同结构参数时的误差参数的比较,确定误差参数最小时的模型为最佳模型或最佳模型结构参数.适合于单输入输出系统的误差参数为最小描述长度(MDL).系统辨识在本质上即是利用输入,输出数据对系统特征函数的最优化求解.3测井,地震联合建模由于地层对地震波高频部分的吸收,地面地震的叠加剖面对地下目标的垂向分辨率较低,具体表现为所得到的地震子波频带窄,主频较低.声波测井资料通过直接测量井位置处地层垂向的速度,得到其垂向剖面细微和精确的层位信息,由其所得到的反射系数剖面可以认为是地震子波为脉冲响应条件下的地震记录,其频域几乎是全频带的.因此, 同一地质体的测井资料和地面地震资料之间有着内在的联系.针对地下同一个地质目标,即同一个地层反射系数序列r(n),给定没有经过高频衰减的地震子波采样序列为(n),经高频衰减后的地震子波采样序列为(It),则基于褶积模型的低高,分辨率记录s(n),s,(It)分别为^(n)r(n)=s^()(6))r()(n)(7)地层对地震波的高频衰减相当于特定的地层系统对地震波的滤波.假定地层吸收系统的单位脉冲响应为(n),则低分辨率地震子波可以认为是高分辨率地震子波经过地层吸收系统作用后的结果(n)=(n),Ica(n)(8)经过简单推导,可得高分辨率资料和低分辨率资料相互之间联系的理论模型加h(n)a(it){r(n)=sj(n)(9)s^(n)$(n)=sz(n)(10)即:低分辨率资料可认为是高分辨率资料经过地层吸收系统后的输出,问题转化为估计地层吸收系统的系统响应.分别以测井反射系数序列为高分辨率输入参数,以井位置处地面地震叠加信号为低分辨率输出参数,就可以利用系统辨识技术估计对应地层吸收系统的特征函数(凡),进而求取该吸收系统的逆响应,并作用于地面地震资料,即可补偿其减弱的高频信息,提高其垂向分辨率.地层对地震波吸收的线性系统假定,是地层信息垂向变化的整体抽象概括,这使得地层吸收系统特性对地层的横向变化敏感性不强.而且,系统辨识的参数建模,也在很大程度上减小了地层横向变化及噪声因素对地层吸收系统特性的影响.上述两方面的原因使得各个井位置处的地层吸收系统响应在一定距离范围内是相对稳定的.因此,对于整个三维工区而言,首先需要根据各个井的反射系数信息和对应的地面地震记录,估计各井位置处地层第8卷第2期刘浩杰:基于系统辨识提高地震资料分辨率吸收系统的响应,然后进行距离加权的三维空间外推,得到三维空间任一地震道记录处的地层吸收系统响应,从而对三维空间的地震数据体进行补偿性高频恢复,提高其分辨率.4测井,地面地震联合提高分辨率实现4.1系统辨识结构参数的确定系统辨识首先要确定ARX模型的结构参数,即:na,nb,的值.对于给定井位置处的目标地质体,只有一个输入数据系列(即地面地震数据),和对应的输出数据系列(即测井反射系数数据),只能用估计模型的参数进行系统的验证.因此,比较适宜用MDL参数对模型的结构参数进行评判.针对胜利油田永新区域的22口测井数据,从地面地震数据中选取各个井位置附近的地震道记录,分别作为一个输入—输出数据系列.这样,每个井的反射系数信息,其对应的地面地震记录以及所对应位置地层的吸收系统函数,构成了系统辨识的基本要素,共构成22个系统模型.对这22个系统的ARX模型,分别计算阶数M,nb,nk在1～l0范围内的误差参数MDL,从中选择各误差参数最小的值为各个系统的最佳结构参数.计算结果见如图1.籁媳蚂系统索引图1测井一地震ARX模型的结构参数对各个系统的最优结构参数求取平均值,即可确定基于ARX模型的测井一地面地震系统辨识系统的最佳结构参数为:ha=8,nb=l,n//=0.4.2精细正演模拟资料的高频恢复以两井的真实声波时差曲线和分层信息为基础,结合地质构造信息,通过平行插值建立了接近于真实情况的精细地质模型,进行了不同尺度分辨率(40Hz,60Hz,80Hz)的正演模拟.以不同分辨尺度的正演合成剖面为低频输入信息,以两井的反射系数曲线为高频输出信息,以所确定的结构参数为ARX模型结构参数,就可实现测井一地面地震系统的辨识,补偿低频剖面的高频信息,提高其垂向分辨率.图2,图3分别为不同分辨率正演模拟剖面(40Hz,60Hz)的高频恢复结果比较.从以上不同分辨率精细正演模型的高频恢复前后的比较分析中,可以得到高频恢复后剖面的如下特征:剖面地层产状及主要构造信息保持不变; 视分辨率得到明显提高;以主频为中心的优势频带提高约20Hz;一些弱化的层位信息得到加强,缺失的相关层位信息得到了显现,而且都与精细正演模型高频剖面或者反射系数剖面相一致.这表明了测井,地震联合提高分辨率的可靠性.拯褂一-151015∞25303505010015020025O频率(Hz)(a)原始地震剖面(40Hz)艇诲一50一l005,0,5202s3035o501oo1S0200250频率(Hz)(b)高频恢复后地震剖面图2精细正演模型40Hz剖面高频恢复结果油气地球物理2010年4月DPI×50l00150200250频率(Hz)(a)原始地震剖面(60Hz)PI×.050100l5020o250频率(Hz)(b)高频恢复后地震剖面图3精细正演模型60Hz剖面高频恢复结果4-3实际地震资料的高频恢复利用上述方法对胜利油田永新地区实际地震资料进行了提高分辨率处理.图4为两井连线剖面分辨率提高的比较分析,图5为Line607线剖面高频恢复前后比较.从实际资料分辨率提高前后的比较分析中,可以得到和精细正演模型联合提高分辨率相同的结论,即:通过和测井资料的联合,使地震资料在保持原地震资料主要特征不变的条件下,以主频为代表的优势频带提高约1020Hz,频带拓宽约10Hz,有效提高了地震资料的垂向分辨率.(a)原始地震剖面(b)高频恢复后地震剖面图4井对1连线剖面高频恢复前后比较(a)原始地震数据(主频为30Hz,频带为8-80Hz)(b)高频恢复后地震数据(主频为50Hz,频带为8~90Hz)图5Line607线剖面高频恢复前后比较第8卷第2期刘浩杰:基于系统辨识提高地震资料分辨率?5? 5结论通过地层对地震波吸收的线性系统假定,基于系统辨识技术,利用测井,地面地震资料的联合应用得到了地层对地震波的吸收特性,进而对三维空间的地震数据进行了补偿性高频恢复,有效提高了其垂向分辨率.本文所提出的方法在实现形式上类似于常规的子波反褶积方法,但两者在实现思想,实现方式等方面存在较大不同.本方法旨在通过测井,地面地震等多尺度资料的联合应用,利用现代信号处理领域的系统辨识技术估计地层吸收特性,因此所得到的地层吸收系统响应(或者反褶积算子)具有确定性和鲁棒性.参考文献【l】杨云岭,韩文功.胜利油田高分辨率地震勘探方法与实践.北京:石油工业出版社,2002【2】刘喜武,刘洪.地震盲反褶积综述.地球物理学进展,2003,18 (2)【3】陆文凯,丁文龙等.基于信号子空间分解的三维地震资料高分辨率处理方法.地球物理,2005,48(4):896-~901[4】刘浩杰,王延光,何惺华.多尺度地球物理资料速度分析.油气地球物理,2006,4(4)【5】Chopra,S.,Alexeev,V.,etc.,High—frequencyrestorationof surfaceseismicdata,TheLeadingEdge,2003【6】曾锐,刘洪,陈世军等.柯西约束盲反褶积技术在井间地震的应用.地球物理学进展.2004,19(1):166-q72【7】王秀蜂,卢桂章.系统建模与辨识.北京:电子工业出版社, 2004Improvingthesoismicdataresolutionbasedon systemdiscriminationLIUHao-jie(GeophysicalResearchInstituteofShengli OilfieldBranchCo.,Dongying257022,China)Abstract:Improvingseismicdataverticalresolutionfor surfaceisisdifficultandthehotspotofresearchin geophysicalfield.Inthepaper,anewmethodforimproving surfaceseismicdataresolutionbyusingloggingdataisprovided.Ontheassumptionthattheabsorptionofseismic waveforstratumappearslinearsystem,thetheoreticalmodel combiningsurfaceseismicinformationandacousticlogging informationisfirstlybuilt,thenthesystemcharacteristicsof seismicwaveabsorptionforstratumareestimatedbysystemdiscriminationtechniqueSOastohavethe compensativehighfrequencyrecoveryofsurface seismicdata.Theprocessingresultsofdifferentresolutions fromforwardmodelingdataandactualsurfaceseismicdata areshownthatintheconditionofthesamemain characteristicsoforiginalseismicdata,thetechniquecan improvegreatlytheseismicdataverticalresolution, especially,10-20Hzofthedominantfrequencybandcanbe improved,and10Hzoffrequencybandcanbedeveloped. Keywords:seismicdataresolution,systemdiscrimination, logging,seismicandhighfrequencyrecovery(编辑:吴龙丽)。
复杂山地低信噪比地震资料处理方法研究
复杂山地低信噪比地震资料处理方法研究地震探测是一种常用的地球物理勘探方法，它可以对地下结构进行成像，为资源勘探、地质灾害预测等提供了可靠的数据支持。
然而，在复杂山地、低信噪比环境下进行地震勘探，由于地形复杂、介质变化大、信号衰减快等因素，使得资料采集和处理变得尤为困难。
因此，本文探讨了适用于复杂山地低信噪比地震资料处理的方法，以期为地震勘探提供更为可靠、高效的技术手段。
一、处理流程复杂山地低信噪比地震资料处理流程一般包括预处理、成像和解释三个步骤。
具体来说，预处理包括数据去噪、静校正、风化层去除等；成像会根据实际情况选用相应的成像方法；解释则应结合地质背景进行。
1.1 预处理预处理是地震资料处理的重要环节，它主要包括以下步骤：（1）数据去噪。
在实际勘探中，信噪比较低的地震资料比较普遍。
为了避免信号与噪声混淆，需要对数据进行去噪处理。
去噪的方法有很多种，其中比较常用的是小波去噪技术，它能够有效提高信噪比。
（2）静校正。
由于山地地形复杂，地下介质存在非均匀性，地震波在传播过程中会受到静校正的干扰。
为了确保成像质量，需要对静校正进行修正。
（3）风化层去除。
风化层是地表以下一定厚度的松散土层，是地震波传播的主要阻碍因素之一。
为了更好地获取地下信息，需要对风化层进行去除，以使获得的数据更加精准。
1.2 成像成像是地震资料处理的核心步骤之一，它主要包括叠加法、偏移成像和逆时偏移等方法。
（1）叠加法。
叠加法是一种较为简单的成像方法，它是将每个地震记录剖面叠加在一起，得到一个总体的地震记录剖面。
叠加法适用于介质变化缓慢的情况下。
（2）偏移成像。
偏移成像是一种常用的成像方法，它可以对复杂地形和介质变化较大的区域进行有效成像，尤其适用于断层成像。
偏移成像模型普遍采用双程波动方程，能够综合考虑地下反射界和界面波的作用。
（3）逆时偏移。
逆时偏移是目前为止最为先进的成像方法，它采用了地震学中的正演理论和反演方法，能够较好地处理复杂地形和介质变化大的情况。
测井资料与地震属性关系研究综述
北京大学学报(自然科学版),第41卷,第1期,2005年1月Acta Scientiarum NaturaliumUniversitatis Pekinensis ,V ol.41,N o.1(Jan.2005)述 评R eview 1)中石油CAPC 物探重点实验室开放基金资助项目(G PK L0403)收稿日期:2003212230;修回日期:2004204202测井资料与地震属性关系研究综述1)卢宝坤 史 (北京大学地球与空间科学学院,北京,100871)摘 要 测井资料和地震资料是地震勘探中两种最重要的资料,由于地震波的频散,使合成地震记录与地面地震记录不能完全匹配,因此使用之前必须对二者进行频率校正;地震资料在测井资料约束下可以进行反演,以求取地下波阻抗,主要有两种方法:基于褶积模型的波阻抗反演方法和基于波动方程的波阻抗反演方法;可以用多属性变换由地震资料预测测井信息。
上述3种方法是目前研究测井资料与地震属性关系的主要方法。
关键词 测井资料;地震资料;地震属性;多属性中图分类号 P 631141 测井资料与地震资料的匹配地震勘探中,地震资料和测井资料是两种最重要的资料,地震资料的分辨率较低,但它却具有范围广、横向连续性好的特点。
而勘探区中的测井数据能提供井位处的地层层位的变化情况,并且具有岩性信息,但只反映地层模型坐标系中某一点的纵向变化情况。
因此必须将二者结合起来,各取所长,用测井资料弥补地震资料分辨率低的缺陷,也可以用地震资料预测井位,为油区勘探和开采服务。
目前,利用地震资料进行油气藏的描述和监控是地震勘探技术的主要任务,而实现这一过程,合理运用测井资料具有十分重要的作用。
但由于地面地震与声波测井方法的不同,使测井资料与地面地震资料不能完全匹配,直接表现是测井资料制作的合成地震记录与实际地震道存在差异,一个重要原因是不同频率的波的传播速度存在频散现象。
目前实际应用的声波测井中心频率一般为20kH z ,高于地震波频率。
常见地震勘探参考文献
常见地震勘探参考文献常见地震勘探参考文献汇总1] [美]R·E·谢里夫，[加]L·P·吉尔达特，勘探地震学（第二版），北京：石油工业出版社，1999[2] 陆基孟，地震勘探原理，北京：石油大学出版社，1993[3] 邹才能，张颖，油气勘探开发实用地震新技术，北京：石油工业出版社，2002[4] 王妙月等，勘探地球物理学，北京：地震出版社，2003[5] 何汉漪，海上高分辨率地震技术及其应用，北京：地质出版社，2001[6] 常子恒主编，石油勘探开发技术，北京：石油工业出版社，2001[7] 史诃，地球物理学基础，北京：北京大学出版社，2002[8] 田在艺，薛超，流体宝藏—石油和天然气，北京：石油工业出版社，2002[9] 沈平平，刘明新等，石油勘探开发中的数学问题，北京：科学出版社，2002[10] 毛宁波，地震技术在石油勘探开发中的应用及其新进展，自然杂志，1999 （6 ）[11] 毛宁波，戴塔根等，医学数字成像与地震数字成像新进展及其相互渗透，生命科学研究－2003年中国博士后生命科学学术研讨会暨院士论坛，北京：科学出版社，2003[12] 中国海洋石油物探编写组，中国海洋石油物探，北京：地质出版社，2001[13] 杨友法，何樵登等，海洋地震勘探，长春：吉林科学技术出版社，1997[14] OZ yilmaz ，Seismic data analysis ，USA ：Society ofexploration geophysicists ，2001[15] 李心太，地球物理方法综合应用与结实，武汉：中国地质大学出版社，2003[16] 刘天佑，应用地球物理数据采集与处理，武汉：中国地质大学出版社，2004[17] 张胜业，潘玉玲，应用地球物理学原理，武汉：中国地质大学出版社，2004[18] 孙传友，潘正良，地震勘探原理仪器原理，东营：中国石油大学出版社，1996[19] 李振春，张军华，地震数据处理方法，东营：石油大学出版社，2004[20] 牟永光，陈小宏，李国发，刘洋，王守东，地震数据处理方法，北京：石油工业出版社，2007[21] 韩文功，印兴耀，王兴谋，李振春，刘洪文，地震技术新进展（上），东营：中国石油大学出版社，2006[22] 韩文功，印兴耀，王兴谋，李振春，刘洪文，地震技术新进展（下），东营：中国石油大学出版社，2006[23] 袁子龙，狄帮让，肖忠祥，地震勘探仪器原理，北京：石油工业出版社，2006[24] 史謌，地球物理学基础，北京：北京大学出版社，2002[25] 姚姚，地震波场与地质勘探，北京：地质出版社，2006[26] 张玉芬，反射波地质勘探原理和资料解释，北京，地质出版社，2007[27] 顾功叙，地球物理勘探基础，北京：地质出版社，1990[28] 聂荔，周洁玲，地震勘探原理和构造解释方法，北京：石油工业出版社，2002[29] 何樵登，韩立国，朱建伟，王德利，地震波理论，长春：吉林大学出版社，2005[30] 孙成禹，地震波理论与方法，东营：中国石油大学出版，2007[31] 周绪文，反射波地震勘探方法，北京：石油工业出版社，1989[32] 董敏煜，地震勘探，东营：中国石油大学出版社，2000[33] 李录明，李正文，地震勘探原理、方法和解释，北京：地质出版社，2007[34] 李庆忠，走向精确勘探的道路，北京：石油工业出版社，1994。
薄互层地震成像中高分辨率处理方法
薄互层地震成像中高分辨率处理方法刘志伟;王彦春;赵会欣;刘学清【期刊名称】《地球物理学报》【年(卷),期】2013(056)004【摘要】地震子波在叠前时间偏移前、偏移过程中以及偏移后具有不同特性和非稳态性,使得基于子波压缩原理的反褶积和基于绕射叠加原理的叠前时间偏移不能有效地提高薄互层地震分辨率.本文基于叠前时间偏移前后以及偏移过程中地震子波频率特性的分析,联合三种高分辨率处理方法对薄互层进行成像,即偏移前CMP 道集应用反Q滤波补偿高频衰减、偏移过程中应用最优加权Kirchhoff叠前时间偏移降低高频损失、偏移后在CRP道集上应用子波调谐反褶积拓展频带.数值分析和实例证明,本文采用的三种高分辨率处理方法是必要的,对刻画薄互层厚度与边界能够取得好的效果,利于后续的岩性储层预测与AVO/AVP/AVA反演.【总页数】10页(P1350-1359)【作者】刘志伟;王彦春;赵会欣;刘学清【作者单位】中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院,北京100083;教育部地球探测重点实验室,北京 100083;中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院,北京100083;教育部地球探测重点实验室,北京 100083;中国石油集团东方地球物理公司,河北涿州 072751;中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院,北京100083;教育部地球探测重点实验室,北京 100083【正文语种】中文【中图分类】P631【相关文献】1.碳酸盐岩溶洞模型地震成像分辨率研究 [J], 杨勤勇2.通过地震成像分辨率研究近地表复杂介质散射对成像质量的影响 [J], 陈波;宁宏晓;谢小碧3.川西地区地壳三维速度结构环境噪声高分辨率地震成像研究 [J], 李昱4.复合火山构造的高分辨率岸上地震成像：意大利武尔卡诺岛例子 [J], P．P．G．BruIlo;A．Castiello;邵玉平（译）;吕春来（校）5.松辽盆地三肇凹陷扶余油层叠置砂体高分辨率地震成像技术及其应用 [J], 陈树民; 裴江云; 赵忠华; 王金伟因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
薄层地震响应分析及识别技术
薄层地震响应分析及识别技术
李勤学;付雷;张向君;庞跃武;田晓冬
【期刊名称】《世界地质》
【年(卷),期】1999(018)004
【摘要】对薄层地震响应的振幅，频谱等特征进行了详细的分析，并分析了影响该地震的应波形特征的因素。
同时，利用积分能谱技术对其进行处理，可以识别出薄层的厚度变化及透镜体的存在。
实际应用表明，该项技术较常规的时频分析方法有更高的分辨能力。
【总页数】5页(P91-95)
【作者】李勤学;付雷;张向君;庞跃武;田晓冬
【作者单位】大庆石油管理局物探公司;大庆石油管理局物探公司
【正文语种】中文
【中图分类】P631.4
【相关文献】
1.谱反演宽频处理技术在河道薄层砂体识别中的应用 [J], 成德安
2.利用薄层地震响应预测油气 [J], 刘殊
3.薄层反射率反演技术在地震解释中的应用——以塔里木盆地先巴扎地区石炭系小海子组薄储层识别为例 [J], 廖茂辉朱定;陈松
4.各向异性衰减薄层地震响应特征研究 [J], 杨春颖;杨春;陈双全;李向阳;王赟
5.薄层分类及其地震响应分析\r——以大港油田两个应用研究为例 [J], 马跃华;周宗良;李振永;曹国明;吴丽颖;张会卿
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井间地震初至波分析
3 000 m/s ,3 100 m/s ,3 200 m/s ,3 300 m/s。图 3a 和图 3b 分别为模型 2 的初至波 射线路径 和初 至时
距曲线。由图 3a 可以看出 ,离 炮点 较远的 L1 层接
收到的仍为 透射 波 ;由 于 速 度 差 异 的 增 大 ,L2 层、 L3 层 和 L4 层 接 收 到的 初 至 波 均 为来 自 L4 和 L5 反射界面的折射波 ,比模型 1 接收到 的折 射波 范围
0 引言
初至波层析 成像 是 井间 地 震 技 术 的重 要 组 成 部分 ,它 需 要 精 确 拾 取 井 间 地 震 记 录 的 初 至 时 间[1 2] 。在野外采集 的 井 间 地震 记 录 上 ,距 离 炮 点 深度最近的接 收 点 深度 上 接收 到 的地 震 记录 初 至 往往不清晰 ,不易拾取。李庆 忠形象 地将 在垂 直方 向上接收点与 激 发 点距 离 小于 井 间距 的 接收 区 称 为“牛角尖”区 ,认为在该 区地震波 场极为 复杂 ,“射 线理论已经不再适用 ,初至 也无法 准确拾 取” ,并指 出井间地震今 后 的 出路 在 于将 接 收段 布 置在 炮 点 上方或下方 ,在 垂 直 距离 上 应 错 开 一个 井 间 距[3] 。
lim ( H -
x1 → H
x1 )
1 tanβ
=
lim ( H -
x1 → H
x1 ) ·
1
- G2 sin2 Gsinα
α
=
lim ( H -
x1 → H
x1 )·
G2
1 sin2
α-
1
=
0
2 水平层状介质井间地震初至波
水平层状 介质 条 件 下的 初 至 波 比单 一 反 射 界 面条件下的 初 至 波更 为 复杂 ,在水 平 层 状 条件 下 , 初至波除了可能来自直达 波外 ,还有 可能来 自上 界 面或下界面 的 折射 波、来 自 不 同界 面 的 透射 波、多 次透射波、多次 反 射 波 以及 各 种 转 换 波等[5 6] 。 为 了分析井间地震记录初至 波的特 点 ,设计了 4 个 水 平层状介质模型 ,用基于旅行 时插值 的射线 追踪 方 法分别计算每 个模型初至波的传播 路径和走时。 对于 每 一 模 型 ,观 测 井 段 位 于 1 500 ～ 1 675 m 之 间 ,由 7 个厚度 均为 25 m 的水 平 层 L1 ～ L7 组成 ,
低信噪比地震资料处理中的精细速度分析方法
低信噪比地震资料处理中的精细速度分析方法魏晋平;刘永华;王万合;聂爱兰【摘要】为了提高低信噪比资料速度分析的精度,得到中深层可靠的速度信息.针对关中地区深部隐伏断裂构造调查的地质目标,在二维地震勘探的基础上,对低信噪比地震资料采用“优选道集速度分析、动校正、F-K滤波、反动校正、高密度精细速度分析”的技术流程,使得速度谱中能量团聚集,不仅提高了低信噪比地震资料速度分析的精度,而且达到了提高信噪比的效果,进而获得了较高品质的中深层速度场信息与成像剖面资料.%In order to improve the velocity analysis precision of the low SNR seismic data and to get reliably velocity information,on the basis of 2D seismic prospecting,the technical process of "preferred gathers velocity analysis,NMO correction,F-K filtering,InvNMO correction,high density fine velocity analysis" was used to investigate the geological targets of deep concealed faulted structures in Guanzhong area for seismic data with low signal-to-noise ratio,which makes the velocity spectrum energy group gathered.It can not only effectively improve the precision of velocity analysis of seismic data with low signal-to-noise ratio,but also suppress the noise.And then the medium and deep velocity field information with high quality and imaging profile data were got.【期刊名称】《煤田地质与勘探》【年(卷),期】2018(046)001【总页数】5页(P154-158)【关键词】低信噪比;速度分析;动校正;F-K滤波;反动校正【作者】魏晋平;刘永华;王万合;聂爱兰【作者单位】长安大学地质工程与测绘学院,陕西西安710054;长安大学地质工程与测绘学院,陕西西安710054;中煤科工集团西安研究院有限公司,陕西西安710077;中煤科工集团西安研究院有限公司,陕西西安710077【正文语种】中文【中图分类】P631地震叠加速度是地震叠加偏移成像的重要参数之一，叠加速度的准确与否，直接影响到对地下地质构造、岩性的准确认识[1-2]。
南海南部深水区低品质地震资料处理关键技术
南海南部深水区低品质地震资料处理关键技术张治忠;谢岚;陈华;覃殿明;何秋寒;赵明;常坤【摘要】中国南海南部深水区勘探前景广阔,但地震资料极其稀少且品质低.针对中国南海南部深水某区块原始地震资料采集于20世纪70年代、无导航文本、海底记录时间不确定、缺道严重及电缆短的品质限制,造成该区仅有的纸质成果剖面上多次波严重、信噪比低、地层构造形态模糊问题,探索出一套适合于工区地震资料处理的关键技术:采用导航重构技术解决无导航文本问题;采用自相关海底拾取技术解决海底记录不确定问题;采用限频F-K域插值技术解决缺道问题;采用组合法压制多次波技术解决因电缆短多次波难压制问题.最后处理效果表明关键技术的应用使该区地震资料处理取得了预期效果.这些技术成果不仅为我国南海南部深水的油气勘探提供较可靠的地震资料,同时为类似低品质地震资料的处理提供了可借鉴的思路和技术.【期刊名称】《物探与化探》【年(卷),期】2019(043)003【总页数】8页(P576-583)【关键词】南海;深水勘探;低品质地震资料;导航;插值【作者】张治忠;谢岚;陈华;覃殿明;何秋寒;赵明;常坤【作者单位】中海油田服务股份有限公司湛江分公司,广东湛江524057;中海油田服务股份有限公司油田技术事业部资料解释中心,河北燕郊 056001;中海油田服务股份有限公司湛江分公司,广东湛江524057;中海油田服务股份有限公司湛江分公司,广东湛江524057;中海石油(中国)有限公司湛江分公司,广东湛江 524057;中海油田服务股份有限公司湛江分公司,广东湛江524057;中海油田服务股份有限公司湛江分公司,广东湛江524057【正文语种】中文【中图分类】P631.40 引言从近十年我国海洋石油勘探的趋势来看[1]，随着近海勘探程度逐步提高，大型油气田发现的难度越来越大，对国家油气储量增长贡献势头必将有所减缓。
然而南海南部深水区油气资源蕴藏量大，其资源占有量相当于全国海洋所含油气总量的一半，约为南海北部海域油气总量的3倍[2]。
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·地震观测技术与地震资料应用研究·
PKPdif波——内核低速层存在的地震学证据
许健生1，2)徐小明1，2)隗永刚1，2)周建超1，2)
1）中国地震局地球物理所北京地震台，北京 100095
2）北京白家疃地球科学国家野外科学观测研究站，北京 100095
通过对中国数字地震仪台网（CDSN）宽频带数字地震仪记录到的30个，震中距在119.4°～176.1°间，震源深度h＜120 km的极远震记录的分析，识别出了PKP波在内外核界面（ICB）上的衍射波PKPdif。
根据PKPdif的记录特征，对PKPdif波的成因和传播机理做了设想，设想在距地面约5156.1～5372.2 km的深度，即内外核界面下，有可能存在一个低速层。
该设想试图解释PKPdif波在震中距120°＜Δ＜150°左右间，在PKIKP波之前出现。
在震中距约150°左右间，与 PKIKP波同时到达。
在震中距Δ＞150°以后，在PKIKP 波之后出现的观测结果。
该设想与Jefferys速度模型一致。
（1）资料。
所用资料全部来自CDSN台站在1993—2012年间的甚长周期（VLP）记录，地震参数取自美国地震学合作研究协会（IRIS）发布的地震目录，发震时间和地震记录图上标注的时间均为世界标准时。
目前CDSN台站记录到PKPdif波的震中距范围是119.4°～176.1°左右，震级范围为6.4～8.8，震源深度h＜120 km。
（2）结果。
在CDSN台站的宽频带数字化仪器的甚长周期（VLP）记录上，在震中距大于119.4°后，在PKIKP震相之前可识别出比较清晰地PKPdif震相。
该震相初动起始比较缓慢，长周期（十几秒～几十秒），小振幅。
随着震中距的增加，到时逐渐靠近PKIKP震相，振幅也逐渐增大，其波形特征与核幔界面的衍射波Pdif类似。
与续至的PKIKP震相初动起始尖锐，短周期（几秒～十几秒），大振幅，有着截然不同的波形特征（图略）。
根据资料给出PKPdif波的走时曲线（图略）和走时关系：
T PKPdif=3.356Δ+681.4 （h＜120 km）
式中T的单位为s；Δ的单位为°。
PKPdif波的走时曲线与《IASPEI1991地震波走时表》给出的PKIKP波的走时曲线在150°左右相交，说明在震中距150°左右时PKPdif波和PKIKP波同时到达。
在震中距大于150°后，PKPdif震相是PKIKP震相的续至震相。
随着震中距增大，PKPdif震相与PKIKP震相之间的时差越来越大。
在震中距等于176.1°时， PKPdif 震相落后于PKIKP震相-58.4 s。
（3）讨论。
关于PKPdif波是否是PKHKP波和散射波的问题。
从走时曲线图可见，伯尔特根据基律纳（Kiruna）等地震台的记录给出的PKHKP波在震中距124.7°～156.5°间的走时曲线与该距离段上的PKPdif 波的走时曲线有较大差别。
而且CDSN台站观测到的PKPdif波是甚长周期仪器（VLP）上的记录，而伯尔特给出的PKHKP波是贝尼奥夫（Benioff）短周期仪器上的记录。
两者在波形、周期和与PKIKP波的到时差方面都有明显不同。
因此，CDSN台站观测到的长周期PKPdif波与伯尔特给出的短周期PKHKP波是两个不同的波。
同样，沈旭章等人（2009）用的兰州CTBTO地震台阵的资料是0.8～2.0 Hz的Butterworth 带通滤波器滤波之后的信号，也是短周期信号，与本文讨论的PKPdif波也不是同一个波。
关于 PKPdif波超前于PKIKP波的解释，参照Jefferys速度模型和Pdif波的传播机理，本文设想在距地面约5156.1～5372.2 km的深度范围内有可能存在一个低速层是为了解释在震中距大于120°左右后，PKPdif震相超前于PKIKP震相的观测事实。
因为只有设想PKIKP波进入该低速层内后速度突然下降，才能合理解释PKIKP 震相落后于PKPdif 震相的原因。
设想在低速层内，随着深度增加，PKIKP波速度又逐渐回升到了与PKPdif 波相同的速度，才能解释在震中距150°左右时，PKPdif波与PKIKP波同时到达的原因。
设想在震中距大于150°以后，即PKIKP波穿过低速层后，PKIKP波速度大于PKPdif波的速度，才可以解释PKPdif波落后于PKIKP波的原因。
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