次生干扰波的特点

长期以来，众多的科研人员为了克服地震勘探中的各种干扰波，进行了很多尝试与探索。次生干扰波是各种干扰波中最具有破坏性的一种，特别是在复杂地表地区，一直是影响地震资料质量的重要因素。次生干扰是震源激发后地震波在传播过程中遇到一定的客观条件而产生的次一级干扰，无论在空间上还是在频率域的分布方面都与有效波非常接近，严重地干扰了有效信号。尤其在地表复杂地区，强烈的次生干扰不仅降低了地震资料的信噪比，也降低了分辨率。近年来，随着油气勘探对地震技术要求的不断提高，高分辨率地震勘探、深层地震勘探的广泛应用和山地地震勘探的不断深入，次生干扰问题越来越受到广大地球物理工作者的重视，并且进行了一系列的研究，取得了一定的研究成果。

早在20世纪80年代初期，李庆忠院士就对各种次生干扰做了细致的分析研究，并且在文献［58］中对次生干扰的类型划分、复杂表现、压制方法结合大量试验、实例进行了论述，文中的观点和结论直到今天仍然对次生干扰的分析、研究起到很大的指导作用。

（一）次生干扰波的形成和分类

野外采集时，震源激发后，大地开始震动，引起地表每一个与大地耦合不良的部分产生对地的重新锤击，形成了所谓的次生干扰波（图4-1）。

图4-1　次生干扰产生原理示意图（据李庆忠）

图4-2（a）说明了垂直方向灵敏的检波器所易于接收的4种地震波。相反，直达纵波、折射横波以及PS反射转换波等到达地表检波器的时候，是接近水平方向横向振动的。因而不是垂直检波器易于接收的波。

图4-2（b）是次生干扰的分类及地下射线路径示意图。按次生波的传播速度可分为3类：次生面波（次生低速干扰）、次生折射波（及次生高速干扰）及次生反射波。最后一种波的强度一般很弱，可以忽略。但由强反射波所激发的多次反射，往往是不可忽略的。

图4-2　次生干扰的分类（据李庆忠）

激发次生干扰的原生波可以是面波、折射波或反射波。次生低速干扰可能在次生源附近还包括一部分次生的直达横波，到稍微远些的地方转为次生面波。因为面波的速度为横波速度的91%，所以它们比较难以分辨。

如果在平原地区，产生次生干扰的原因往往仅仅是地表的不均匀性，比如沟、坝等。这种次生干扰在记录上的影响不十分明显。沙漠与山地中诱发次生干扰的则是突出地表的沙丘与山头，它们随着大地振动产生不均衡的抖动，进而产生干扰波向四面八方来回传播。每一个沙丘、山头在振动时都会发出各自的噪声，仿佛组成了一曲无人指挥的沙漠大合唱、山头大合唱（图4-3）。沙漠、山地中产生的次生干扰波中对资料影响比较大的主要有两类：一类是低速的次生面波干扰，另一类是高速的次生折射波干扰。它们的视波长都很长，来自四面八方，可分布于全记录。［58］

图4-3　山地、沙漠中次生干扰波的传播

（二）次生干扰波与盒式干扰波调查

盒式干扰波调查（盒子波）是近年来国内外流行的一种噪声测试方法，最早由Palaz等人用于调查山地碳酸盐岩地区的干扰波。2004年，Carl J.Regone等在西得克萨斯地区也进行了这方面的研究。国内凌云等首次在西藏地区采用方形排列干扰波调查方法进行了实际数据分析和研究。詹世凡等对方法进行了改进。刘景彦等、王正军等、李代芳等以及吴长祥等分别在不同地区进行了盒式干扰波调查的研究和应用。

盒式干扰波调查的观测系统由一组沿测线的炮点和一个面积接收网组成，设计参数决定于噪声的速度和有效信号的瞬时频率范围。面积接收网能够形成一组不同衰减水平的组合方式，可以通过已知散射噪声的衰减水平和希望信号出现的水平来识别信噪比，并通过类似雷达分析的显示给出各种波的到达时间、水平传播速度、传播的方位角、瞬时频带宽度和振幅大小。用这些信息可设计出适当衰减水平的野外组合来压制散射噪声。［59］

1.西得克萨斯地区

图4-4　西得克萨斯盒子波观测系统示意图

西得克萨斯试验区位于美国得克萨斯州西部的Val Verde盆地，是阶地和峡谷地区，属于Edwards高原的一部分。地表主要是一些河流和山谷地区，上面覆盖了大面积的碳酸盐岩及碳酸盐岩砾石。从阶地到山谷底，岩石的物理性质变化很大，次生干扰十分发育。图4-4是盒式干扰波调查试验的观测系统示意图。从每一炮记录中抽出接收网中心的道组成地震记录（图4-5）。图中，每一道来自不同的激发点；数据应用了10～40Hz的滤波和1　000毫秒的AGC，在这个频带，野外组合可以忽略面波的影响。在632炮右侧为阶地，地表覆盖了大块的碳酸盐岩地层，而左侧是峡谷的砾石区，岩石的物理性质变化很大。可以看到在阶地上激发时有许多频散面波的同相轴，其中一些具有双曲线的特征，并且双曲线的极小点都不在t0点附近。因为这个反射比较平，说明这些同相轴都是侧面来的干扰。通过图4-6可以做进一步的分析。图4-6是对每一炮记录用接收网中阴影部分的元素沿排列方向和垂直排列方向做潜迅加权组合，得到图4-6（a）（in-line方向，盒子间距13m）、图4-6（b）（cross-line方向，盒子间距13m）。接收网中产生了两种组合类型（a）、（b）的输出道。其中，in-line组合使得与in-line反方向的散射波的同相轴被消除，同时直达面波的强度大大减弱，从而识别来自cross-line方向的散射噪声；cross-line组合则可以识别来自in-line的散射噪声以及直达面波等。可以看到在in-line组合中有很多看似是反射有效波的假的双曲线同相轴，其实是侧面来的干扰；而在cross-line组合中原先的双曲线变得很陡，说明它们是侧面干扰。在野外生产中，如果只顺着in-line方向组合，就会把侧面的双曲线同相轴的干扰全部接收到记录中。这些侧面干扰波的同相轴在叠加以后会变得非常杂乱，视速度很高。对于一个侧面干扰双曲线，可以砍掉它的两个翅膀，但中间部分是永远砍不掉的，因为它的视速度跟有效波的视速度几乎是一样的，它们把有效信号完全淹没了。所以，这类高速噪声一旦接收进来，就没有办法把它跟有效波分开，无法再把它排除出去，在处理过程中再也没有办法解决。这一点对二维测线来说就是无药可救的。今后如果能够做双曲线的拉东变换，可能会稍微有所帮助。

图4-5　对每一炮仅抽取接收网中的单元（通道85）合成的地震记录

图4-6　分别对每一炮接收网中按阴影部分做潜逊加权得到的记录

为了更清楚地观察干扰波的特点，还可以分别沿面积接收网的不同方向抽道集（图4-7）。

因为这个地区构造比较平，有效波的视速度接近无穷大，地下来的反射波应该是水平产状；所以在276m的距离中出现了较陡的同相轴，视速度肯定不会很高，应该都是干扰波。可以计算出它们的视速度都是在2　000m/s左右，与面波的速度相同（因为这个地区是石灰岩出露区，纵波速度一般在5　000～6　000m/s之间，所以该地区直达横波的速度大约为2　000m/s）。类似1.5～1.8s的水平同相轴才是有效波的影子。将图4-7中间一组的13个道合到一块，就组成了图4-6中第728炮的对应的一道，进一步证明了图4-6左上图中的大部分的双曲线是侧面的干扰。

另一种识别噪声同相轴的方法如图4-8所示，是用一种被称作雷达的交互图形分析程序做出来的。计算时每选定一炮，在一定的方位角内，对某一波至时间的同相轴使用简单的倾斜叠加可获得雷达图。它给出随方位角变化波的慢度（v-1）信息，显示的变化范围由选择最大慢度来确定。雷达图可以相对炮点显示随方位角变化的沿水平方向传播的速度，并可显示波的到达时间。希望的反射波同相轴（它们具有较高的水平速度）在每个显示的靠近中心处可以看见。

图4-7　分别在in-line方向和cross-line方向抽道集得到的记录

图4-8（a）分析的是300ms处的同相轴。显然，728炮300ms处主要是直达面波。图4-8（b）分析在800ms处的信息。除一个外，在这张显示图上的其他同相轴都出现在2　000m/s的速度上，但来自不同的方位角。因它们的水平传播速度全是2　000m/s，所以可以确定它们都是来自不同方向的散射面波。而位于显示中心的能量是一次反射波的能量［59］。

2.前南斯拉夫地区

另一个例子是1989年在南斯拉夫完成的。地表主要是喀斯特灰岩，野外排列如图4-9所示。图形中每堆中放12个斜拉的检波器，采用19×19＝361的接收网，边长18×30＝540m；震源为可控震源，施工时排列不动，移动炮点。对每一炮，接收网中的361个元素被单独记录了下来。接收网中的每个元素在in-line和cross-line方向为30m间隔。

图4-8　西得克萨斯地区盒子波雷达显示图

图4-9　前南斯拉夫盒子波观测系统

从每炮抽取接收网中心的一道，得到共接收点道集（图4-10，10～40Hz滤波，该频段对噪声的波长没有多大的影响）。采用d＝30m间隔的野外组合，可记录这一地区所有波长的噪声。所以，在这张记录上存在各种各样非常复杂的噪声，看不到任何有效的信号。图4-11是在第175炮的1　850ms处做的雷达分析。从图中可以清楚看到噪声的分布，并可看出主要能量是声速为2　000m/s的面波，还可以看到各种各样的首波。在图的中央部分，可以清楚看到一次反射波的能量。

图4-10　前南斯拉夫地区中心道接收记录

图4-11　前南斯拉夫地区盒子波雷达显示图

从雷达分析得到的噪声速度信息，可以决定适当长度的野外组合来压制面波和首波。

图4-12与图4-13分别是用9×9、17×17切比雪夫加权面积组合接收的结果。两个图中在组合之前应用了10～40Hz时间域滤波和1　000ms自动增益，而后又做了一次1　000ms自动增益。从图4-12看到，面波得到了很大的衰减，但是大多数首波没能得到压制，原来被散射噪声淹没的反射波现在可以分辨出来了。从图4-13中看出，17×17的接收网同时衰减了面波和首波，数据质量比衰减面波前有了很大改善。［59］

图4-12　9×9切比雪夫加权面积组合接收记录

图4-13　17×17切比雪夫加权面积组合接收记录

（三）次生干扰波的频率谱、视波长谱、视速度谱及时距分布情况

图4-14表示低频检波器接收到的各种地震波谱的情况，纵坐标定性表示各种波出现的强度。由图可见，次生高速干扰及次生低速干扰在频率域中往往是和反射有效波分不开的，所以使用频率滤波只能滤去原生干扰而滤不去次生干扰。在波数域和视频率域中，次生低速干扰可以分开，而高速次生干扰仍然和反射波难分难解。在视波长100m附近，视速度5　000m/s附近，可以说有一个高速干扰和其他干扰波的分界，但不很明显。

图4-14也绘出了时间域内各种波的分布情况。次生高速干扰（橄榄形表示）及次生低速干扰（小圆圈表示），几乎占据了初至后的全部记录。这说明，次生干扰既不能用切除方法去除，也无法通过调整偏移距加以避开。可见次生干扰比原生干扰更难对付［58］。

（四）次生干扰波十分强烈的几类地区

次生干扰波主要是由复杂的近地表结构产生的。复杂地区表层结构的复杂性不仅体现在不同地表类型表层结构构成方面的巨大差异，如低速层＋高速层（双层结构），低速层＋降速层＋高速层（多层结构），表层厚度和速度呈连续介质性质（非层状结构）等多种结构类型，还表现在表层低降速带的厚度与速度及下伏高速层的层速度在空间上的剧烈变化的非稳定性和巨大的结构分异性。结合复杂地区地表特点，可以划分出具有代表性的6种表层结构类型。

图4-14　低频检波器接收时各种地震波的频率谱、视波长谱以及视速度谱（据李庆忠）

1.山地

山地的准确定义是海拔500m以上、峰峦起伏、坡度陡峭的地区。山地多位于构造积压和隆升幅度强烈的地带。基岩出露区的山地垂向上表层结构类型可以划分为3类：第一类，低速层＋降速层＋高速层（三层结构），抗风化性很弱的细粒结构的碎屑岩出露区（含砂泥岩、砂岩、泥岩等）或胶结较致密的第四系砾石山体；第二类，低速带（基岩表面风化碎石层或地形低洼处的薄层浮土）＋高速层（双层结构），为抗风化性较弱的基性岩体、粗碎屑岩及喀斯特岩溶塌陷地带；第三类，几乎无风化层，仅存高速层的单层结构形式（相当于岩石速度，岩石直接裸露于地表，为抗风化强的致密中性-酸性岩浆岩体、变质岩和碳酸盐岩、硅质胶结的碎屑岩等）。

2.黄土塬表层结构

一般认为黄土塬系内陆干燥气候条件下的风力成因，主要成分系第四系亚黏土、亚砂土、亚粉砂、亚细砂等，砂粒为石英成分。当黄土塬地区的黄土具有明显的分层性时，其表层结构一般为三层结构，横向表层参数变化范围大。当黄土层中夹多套砾石层或盐碱层时，或平面上出现不同的岩性交替时，表层结构将变得更加复杂化；很多地方的黄土层的速度-深度呈连续介质性质，即速度随深度出现连续递增的特点。

3.沙漠区表层结构

沙漠是极为干燥炎热气候下典型风成作用的产物，由第四系风成砂粒和尘土组成。多分布于较大的盆地的中心部位。沙漠区表层结构可以划分为双层和三层结构。实际上，地面沙层的低降速带速度即使在同一盆地不同位置或者位于同一沙丘的高处和低洼处都存在较大差异（如位于塔中大沙漠区某地的洼地低速层速度为550～650m/s，厚度薄；沙丘顶部低速层速度370～450m/s，厚度大；两者时差为12～47ms）但同一盆地内沙层下伏高速层（基岩）速度相对较稳定。

4.山前带

山前带总体上以地形相对较低、地形起伏较小并由山体靠近盆地的一侧向盆地内的方向逐渐过渡为特征。山前带以发育第四系洪积或冲积戈壁砾石扇体最为常见，局部可见戈壁沙滩（与物源性质和山体发育部位有关）或戈壁盐碱滩（地表强蒸发），复合洪积扇体是山前带的主要物质单元。山前戈壁砾石区的表层结构也可以划分为双层或者三层式两种结构。由于山前戈壁区主要堆积物是第四系洪积扇体，因此该区的低降速带厚度具有从扇根部分（山麓向盆内方向）向扇中到扇端逐渐变薄的总体趋势。

5.农田、沼泽、滩地、水陆交替带表层结构

该区域多位于盆地边缘与山前带之间的过渡带及河湖冲积平原等。该类区域的表层为沉积物偏细、结构较疏松的风化沙土层，故低速带速度一般较低，厚度较薄；但下伏降速层和厚度主要受所处的构造位置和沉积环境等诸多因素的控制。由于地史时期垂向上许多大小迥异的扇体不断地叠加、镶嵌和横向游移，导致下伏岩性岩相（含砂砾石层、砂质砾石层、砂土质砾石层、卵石层或基岩等）和堆积厚度变化巨大，厚薄不定与地表岩性并非一致，某些地区的近地表低降速带速度和厚度可能会变得相当复杂。

6.冲沟与河道区表层结构

冲沟和河道为山区（也包括黄土塬、山前带及冲积平原等）所特有的地貌单元，是流水侵蚀、搬运和堆积的主要场所。一般来说，冲沟内的结构松散，沉积物大多属异物源，系第四系临时堆积所致，成分极其复杂。由于沟内沉积物总是处在一个过路沉积又随时被搬运侵蚀的变动状态，因此低速带速度和厚度值相对较小，降速带厚度随冲沟规模和侵蚀强度（包括构造抬升幅度）有关；但致密岩石区的冲沟内仅为近源很薄的松散岩块集合体，表层低速带速度较高，且直接下伏高速层（双层结构）。河道内的堆积物性质依其位置而定，如分布于河床内侧，多形成较大的砾石滩或滚石滩，其低速带速度和厚度相对较大；而处在河流的边心滩位置则多为细粒砂泥沉积，低速带速度相对较小，但河道分布区的降速带厚度和速度与河流发育年龄、所处流段和构造位置相关，变化较大。若河流分布在古老的洪积扇体上，降速带厚度会明显增大。［60］

以上地表类型中，有的地区的次生干扰波比较弱，原生的面波与折射波表现比较强，成为主要的干扰波。这些干扰波往往会使得记录面貌变得非常差，但经过处理后，仍然可以得到比较好的剖面。但是在次生干扰非常严重的工区，比如6种地表类型中的（1）～（4），在野外单张记录上非但看不到一根有效反射波的同相轴，甚至连常见的完整的面波与折射波都看不到，这正是次生干扰波非常严重的表现，也是最危险的。这主要是因为次生干扰在记录中往往具有双曲线特征，并且常以随机噪声带的复杂形式出现。在很多低信噪比地区，希望的反射信号常被这些随机噪声所掩盖。它们都是多次反射加折射、多次折射加反射形成的。这是山区及沙漠中最常见、也最难克服的波，视波长可以达到150～250m，常规组合很难解决这类问题。图4-15是广西山区碳酸盐岩出露区的典型原始记录。右图是平坦区的记录，可以看到几组反射波；而左图山体部分记录除了面波的强的尖顶外，几乎一个有效波都看不到。在一些次生干扰非常严重的地区，甚至在水平叠加剖面中都可以清楚地看到强烈的次生干扰波（图4-16）。

图4-15　山地勘探中的次生干扰波

图4-16　沙漠中次生干扰非常严重的水平叠加剖面

（五）“统计效应”与“室内处理”很难消除次生干扰波

文献［3］中将“随机干扰波”分为3类：①地面微震，如风吹草动和人为因素引起的无规则振动等，这类干扰在激发前就存在；②仪器接收或者处理过程中的噪音；③激发所产生的不规则干扰，包括由于介质的不均匀性造成的弹性波的散射以及任意方向来的、相位变化毫无规律的波的叠加等。这一分类将次生干扰波归为随机干扰波，使得人觉得次生干扰波出现的规律性很差，是随机出现的；但是，李庆忠院士认为，次生干扰波的产生是有一定规律的，只是由于干扰源分布的随机性、多个次生干扰波相互干涉以及采用沿in-line直线检波器组合（或在cross-line方向拉开很小的面积组合）无法压制次生干扰波才导致了次生干扰波在监视记录上的看似的无规律、随机性。如果使用合理的检波器组合压制侧面次生干扰，监视记录上这种随机性的干扰将大大减少。所以，次生干扰的随机性是从表现上来讲的，并且是由于我们一贯采用的in-line直线组合的情况下的一种表现，并不具有真正的随机特征。

文献［3］中关于检波器组合可以压制随机干扰、提高信噪比的结论是：当组内各检波器之间的距离大于该地区随机干扰的相干半径时，用n个检波器组合后，信噪比增大倍。这很容易使得人们认为，只要使用足够多的检波器就可以很好的压制包括次生干扰波在内的随机干扰波。但是，事实证明，次生干扰波是不能通过组合的统计效应得以有效衰减的，压制干扰波，还要通过组合的方向效应加以解决。

次生干扰的复杂性在于以下几点。①次生干扰可以分布于全记录，无法躲开，也不能切除。②它与有效反射波几乎有相同的频带范围，无法用频率滤波滤去。③次生低速干扰常常表现为随机性，而克服随机干扰一般采用统计方法，但统计方法克服干扰的本领是有限的。④次生干扰可以从四面八方传到排列，因此在记录上的视速度非常高，最高可以接近无穷大。侧面次生高速干扰有时与反射有效波十分相像，真假难分。⑤有些次生高速干扰甚至在叠加时会得到加强。⑥由于次生高速干扰的视速度普遍高于折射初至波的速度，因此它与反射有效波在视速度域及视波长域总是难分难解。

图4-17　in-line组合与室内去噪对不同传播方向干扰波压制效果的比较

可以简要用图4-17来总结一下in-line组合分别对沿in-line方向、cross-line方向传播的干扰波在炮集上的不同压制效果。从图4-17中看到，in-line方向的干扰在经过野外inline组合、室内去噪后，基本上可以得以消除；但是cross-line的次生干扰在记录上多数表现为双曲线，浅层的窄而陡，深层的宽广平缓。因为检波器组合是沿in-line方向组合的，cross-line方向的干扰波视速度往往很大甚至接近无穷大，组合时差非常小。这种干扰波一旦进入到记录中来，即使在室内处理后，也无法根本消除双曲线的顶部，最后即使经过室内去噪后得到的也是一片强能量的假的短同相轴，在水平叠加剖面上有时会让人误以为是有效波。