影响地震信号可记录性的因素

在地震采集阶段，也就是地震信号自震源激发到被记录到磁带上的过程中，影响地震信号可记录性的因素主要包括以下几个方面。

（1）大地吸收衰减。大地对地震信号有吸收衰减作用。计算表明，低降速带对高频有效波的吸收尤为强烈。对于160Hz反射波而言，地表15m的吸收量相当于地下传播数千米的吸收量。在沙漠或者黄土塬地区，大地吸收更加明显。

（2）组合效应。检波器组合是野外采集阶段普遍采用的压制干扰波的方法之一。规则干扰波的视速度比较有规律，所以相对容易预测。组合对有效反射波的压制，则会因为不同地质构造、不同观测系统等因素而不同。如果仅仅考虑检波器组合效应因素，随着沿排列组合基距的减小，组合对反射波的压制量显著减小，会在一定程度上提高地震信号的可记录性，拓宽数据的有效频带。［2］

（3）组内高差。R.E.Sheriff曾经指出，相对高程的微小变化、埋置条件或表层速度的差异都极易产生数毫秒的时差，这就构成了一个高截滤波器。野外组合中的时差包括各检波器及可控震源各震点之间相对高程的不同而导致的时差。

（4）爆炸子波。对于震源激发的子波而言，子波的能量、频谱对于地震信号能否被有效记录到磁带数据中具有重要影响。合理选择震源子波，提高子波主频，可在一定程度上补偿大地吸收作用对高频信号的影响，提高有效波高频记录极限并改善记录的分辨率。

（5）检波器-大地耦合。在勘探地震学中，检波器与地表介质的耦合指检波器与大地组成的振动系统对大地质点实际振动的响应程度。耦合响应是一个低通滤波器，对于地震信号具有非常强的改造作用，进而可以影响地震信号的可记录性。

（6）噪声。除去信号自身的因素以外，噪声是另外一个影响地震信号可记录性的重要因素。噪声的振幅一旦超过信号，任何采集设备都难以发挥作用。因为检波器、地震仪只是忠实地记录大地的震动，并不能分辨其是信号还是干扰。对于陆上石油勘探而言，风吹草动引起的高频微震干扰太强，大大超过中深层反射的高频信号，是提高地震信号可记录性的一大矛盾。所以，施工地区的环境噪音，包括次生噪音的强度，是决定高频信号能否被记录下来的另一个重要因素。

对影响地震信号可记录性的因素作具体分析，可以为道距的选择提供依据。但是，对于不同震源、不同地区、不同检波器，地震信号的可记录性是不同的。毕竟，无论对于噪声还是信号而言，每个工区的每一炮、每个检波器都有其特殊性。实际情况肯定比以上因素复杂得多。所以，以下内容希望表达的是一种分析的方法，而非准确的结果。

（一）大地吸收衰减

地震波在地下介质中传播时，振幅随介质类型的不同、传播距离的增加呈现不同的特征，由于上覆介质对地震波的吸收衰减，地震波的频带及相位也会发生显著变化。

大地吸收是影响地震分辨率的最重要因素之一。李庆忠院士经过研究，提出了地层吸收Q值与纵波传播速度vp之间的经验公式：

式中，纵波速度vp单位为k m/s，进而可知衰减系数

以上经验公式可以大致说明吸收衰减的规律，但目的并不是由vp去推定岩石的具体物性参数Q，而是帮助我们理解大套地层吸收的总趋势。例如：① 潜水面以下，沉积岩的速度vp一般随埋深的增加由1　800m/s逐渐增加到5　000m/s，由公式4-4可以估计其Q值大致从40逐渐增加到500；②基岩内部vp一般为6　000～7　500m/s，其Q值为700～1　200；③地表低降速带中Q值变化很大，低速带vp从320～600m/s，其Q值约从1.2上升到4，降速带vp自700～1　500m/s，相应Q值为6～30。

在这个经验公式的基础上，根据工区内地层的vp层速度剖面，就可以建立一个大致符合实际的吸收衰减模型，从而为研究高频反射信息被衰减的程度提供依据。

为了方便问题的讨论，采用新生代盆地平均速度v随埋深H线性增加的公式v＝v0· （1＋H·α）（v0＝1.8km/s，α＝0.16，H单位为km）以及内插的方法可以得到一个典型地层的地质模型（表4-1）。

表4-1　新生界盆地地质模型数据

在水平叠加的时候，不同炮检距地震道接收到地震波的传播路径不同（图4-39），所以不能全部按照垂直的综合地层吸收量来计算水平叠加后的整个道集的平均吸收量，而应该根据不同炮检距检波点的吸收衰减量进行平均。经过计算可知，垂直的综合吸收衰减量与叠加后的综合吸收衰减量相差不大。其主要原因是反射波在浅层纵波速度小、吸收量大的地层中传播时，其入射角比较小，接近垂直传播。

图4-39　反射波传播路径示意图

采用表4-1地质模型中的数据，结合华北平原地区典型的低降速带厚度、速度（低速带：v0＝400m/s，h0＝2m；降速带：v1＝600m/s，h1＝3m；高速层：v2＝1　050m/s，h2＝15m），计算华北平原地区典型地层的吸收衰减情况（表4-2）

表4-2　华北平原地区典型吸收衰减

从表4-2可以看出，低降速带对有效波的吸收是最强烈的。计算可知，对于160Hz反射波来说，地表15m的吸收量相当于地下传播几千米的距离。

同理，可以计算新疆塔里木盆地沙漠地区各目的层的大地吸收衰减量。高大疏松的沙丘对地震波吸收强，能量衰减更为严重。

以沙丘曲线为基础，根据地面相对高速层顶界的延迟时间Δt与平均速度的关系，将每10ms划分为一层，可以计算出表层沙丘的吸收量（表4-3）。然后，假设表层沙丘的平均厚度为50m（Δt ＝90ms），仍然采用表4-1模型中的数据，可以计算该地区的典型吸收衰减情况（表4-4）。

表4-3　依据沙丘曲线每10ms分为一层计算沙丘的大地吸收量

表4-4　塔里木盆地沙漠地区典型地层的吸收衰减

续表

从表4-4可以看到，由于新疆沙漠地区巨厚沙丘低（降）速带的存在，使得同一目的层在新疆地区的衰减量接近华北地区衰减量的1.8～2.8倍（目的层越浅，差距越大）。可见表层低降速带的变化导致了大地吸收量的巨大变化（图4-40，以准噶尔某测线为例），进而使得高频信号在到达地面之前受到不同程度的衰减（图4-41，以塔中某工区的地震记录为例）。所以说，低降速带的厚度，在很大程度上决定了可以接收到的高频信号的范围。

图4-40　表层大地吸收随低降速带厚度的变化（准噶尔盆地）

图4-41　塔中地区不同沙丘厚度共检波点道集记录（据陈学强）

（二）沿排列方向的组合效应

地震信号记录的最大动态范围是有一定限制的，不同地区不同目的层有着不同的大地吸收量，所以对于不同地区、不同目的层就存在可以被仪器接收到的最高频率，称为“死亡频率”。所有超过死亡频率的信号，由于各种原因都不能够再被分辨出来。以华北平原地区（表4-4）为例，计算不同目的层可以接收到的最高频率（图4-42，假设最大动态范围-60dB）。从图4-42可见，只考虑大地吸收的因素，目的层T2能够被记录的最高频率是112Hz，最深目的层T6能够被记录的最高频率仅为76Hz。

图4-42　华北平原地区典型地层可以接收到的最高频率

检波器组合是目前普遍采用的压制干扰波的方法之一。因为规则干扰波的视速度是较为固定的，所以比较容易分析。组合对有效反射波的压制，则需要根据不同的地质模型、不同的观测系统等因素作具体的讨论。

反射波时距曲线与视速度、压制系数Φ计算公式：

式中，t——双程反射时（s）；

　x——炮检距（m）；

　v——平均速度（m/s）；

　H——界面深度（m）；

　θ——界面倾角（°）；

　v＊——视速度（m/s）；

　n——检波器个数；

　Δx——组内距（m）；

　ω——圆频率。

根据公式（4-7）、公式（4-8），可以画出表4-1模型中不同目的层的时距曲线图以及不同炮检距处的视速度、压制系数（图4-43）。然后针对某一组合基距、某一频率，将某一目的层反射双曲线上的不同炮检距的压制系数相加，并除以接收道数（切除后），可以看作完成了水平叠加，就得到了对应该目的层、该组合基距、该频率的有效波的水平叠加后的压制量。在此基础上，做出了不同组合基距、不同频率、不同倾角以及不同t0的反射波经过初至切除及水平叠加后的振幅衰减曲线（图4-44）。

图4-43　新生代盆地华北平原区典型时距曲线图

从图4-44看到，对于同一组合基距、不同t0目的层而言，浅层的压制量要远远大于深层；对于同一t0目的层而言，大组合基距的压制量要大于小的组合基距。如果只是从图4-44来考察组合基距对于反射波的压制，就会得出结论：随着组合基距的减小，组合对反射波的压制量显著地减小。以t0＝1s水平目的层为例，如果将组合基距由30m减小到10m，截止频率（0.707）会从60Hz提高到180Hz（如图4-44左图两个黑点所示），从而给人以错误的认识，认为在组合不跨道的情况下，减小道距会大大降低由组合导致的对反射波的压制，进而极大地提高目的层的主频。但是如果结合大地对反射波的吸收及组内高差等因素做综合考虑后，这种道距因素对有效波的影响就不占主要地位了。

图4-44　华北平原地区水平目的层不同组合基距（0～30m）对反射波的压制曲线

因为计算时采用雷克子波，并且考虑了反射双曲线上的视速度变化、各道水平叠加的统计效果以及浅层切除后道数减少等因素，所以结果与采用简谐波进行计算有所不同，曲线出现小抖动

（三）组内高差

R.E.Sheriff指出，相对高程的微小变化、埋置条件或表层速度的差异都极易产生数毫秒的时差，这就构成了一个高截滤波器（图4-45）。野外组合中的时差包括各检波器及可控震源各震点之间相对高程的不同而导致的时差。

图4-45　组合检波各检波器之间时差的滤波效应［据R.E.Sheriff，曲线是指不同标准偏差（以毫秒计）］

假设由于高差引起的组内时差也大致为一个服从正态分布概率的情况，这种正态分布的概率函数有如下公式：

式中，PN——误差概率；

　x——组合高差导致的时差（ms）；

　σ——组内时差均方根值（ms，σ2为方差）；

　μ——组内时差的平均值。

当均值μ为零，且方差σ2为1时，称为标准正态分布，有公式：

其形态如图4-46（b）。当x＝0时，概率的峰值为1/≈0.3989；x＝±1就是代表典型均方根误差大小的地方。

根据图4-46可知，如果静校正均方根误差趋近于零，其正态分布曲线将压缩成一个尖锐的冲激函数δ（t），那么，对于接收反射波就没有滤波作用了。而现在图4-46（a）或4-46 （b）就相当于时间域的一种滤波算子，它具有高频的压制作用。标准正态分布的公式4-10的振幅谱可以表达为式4-11：

将静校正误差为±1ms的情况作频谱分析，其结果如图4-47所示。显然，高频受到了压制，即142Hz的振幅下降了-3dB，而186Hz下降到-6dB（即一半）。

图4-46　正态分布与标准正态分布（据李庆忠）

图4-47　正态分布的静校正误差对高频信息的压制作用（均方根误差为±1ms，据李庆忠）

根据这个经验公式计算可知：

（1）当野外井口τ值不准、有±3ms的均方差时，62Hz有效波振幅下降一半。

（2）野外组合道内时差为±2ms时，93Hz有效波振幅下降一半。

高频信号振幅下降会使高频端的信噪比相对下降。更为严重的是，静校正误差实际上造成了一种滤波作用。这种滤波算子是非零相位的，它会造成各叠加道子波的相位特性不一致，即子波的波形不一致，使水平叠加后不能实现同相叠加。

采用不同的子波，同时由程序随机产生一系列均值为0的、高斯分布的、随机的静校正时差量，将其作为静校正值；并据其移动子波后叠加，可以用来研究其波形变化以及振幅变化，结果见图4-48。图4-48为一个衰减余弦子波与一个雷克子波在不同均方根静校时差比值情况下的波形图（每个波形叠加100次）。将这100个随机时差的均方根值与子波视周期求一个比值，成为静校时差比值RS。图中RS由上向下逐渐增加，最上面是子波原始波形。在下半部时差比值大于0.25的情况下，可以看出明显的畸变，零相位子波变得左右不对称。此时，主峰的相对振幅已衰减50%以下（对于脉冲子波叠加振幅永远不会等于零）。

因此，也可以用以下经验公式表达高截频值：

图4-48　静校正引起的波形畸变（据李庆忠）

图4-49　组内时差对高频信息的压制作用

从图4-48可以判断：静校正误差如果使振幅下降50%以上，则其子波波形也已经发生畸变。［44］

可以采用两种方法对组内高差进行统计：①用每个检波点的高程与低速带的速度v0进行理论推算；②近似地用静校正量作为组内时差。经过计算，两种方法的计算结果基本一致。华北平原地区的均方根组内时差在0.4～1ms之间，新疆大沙漠地区中则可以达到5ms甚至更大。

因为公式（4-11）的振幅谱可以表达组内时差对高频信息的压制作用，所以可以作出华北平原地区组内时差（假设均方根值0.6ms）以及新疆沙漠地区组内时差（假设均方根值5ms）对高频信息的压制曲线（图4-49）。由图4-49可见，如果把0.5（-6dB）作为截频点的话，组内时差就构成了截频分别为312Hz（±0.6ms）和37Hz（±5ms）的高截滤波器。

（四）爆炸子波与检波器-大地耦合

对于具体的井炮与检波器而言，可以用图4-50中所示曲线来表示其振幅谱。二者对地震信号的影响因具体井炮所激发的子波以及不同检波器埋置条件的差异而不同。

图4-50　耦合效应与爆炸子波的振幅谱

（五）噪声

图4-51调查了济阳坳陷东营某地区信号与噪声强度的相对态势。当然，图4-51只是调查了环境噪声，不包含次生噪声（次生噪声很难量化表达）。同时，该地区的环境噪声显然比山地、沙漠、山前等复杂地表地区要小得多。

图4-51　东营某地区信号、噪声以及检波器动态范围影响示意图