“斷層陰影”識別與校正方法

摘要：地層錯斷往往引起速度橫向突變，導致在時間域地震資料中出現“斷層陰影”現象，影響地質解釋結果及圈閉評價等。為此，以松遼盆地升平構造為例，分析“斷層陰影”現象，提出了正演模擬法、井震結合地層對比法和平均速度成圖法三種識別方法；在此基礎上，針對“斷層陰影”，提出了高精度速度場校正和時間域層位校正兩種校正方法。結果表明，高精度速度場校正法可以實現數據體的校正，適應性更廣；時間域層位校正法可以實現層位的校正，具有快速、簡便的優勢。該方法對類似地區具有借鑒意義。

關鍵詞：“斷層陰影”識別，“斷層陰影”校正，地震正演模擬，高精度速度場校正，時間域層位校正，松遼盆地升平構造

中圖分類號：P631文獻標識碼：A DOI：10.13810/j.cnki.issn.1000?7210.2024.04.019

Identification and correction methods of fault shadow zone：A case study of Shengping tectonics in Songliao Basin

YU Jie1，WANG Jingyi2，ZHANG Zhiming2，LIU Xiaowen1，MU Lun3，4，LIU Zongbao1

（1.School of Earth Sciences，Northeast Petroleum University，Daqing，Heilongjiang 163318，China；2.Research Institute of Ex?ploration and Development，Daqing Oilfield of CNPC，Daqing，Heilongjiang 163300，China；3.International Explorationand Development Company，Petro China Daqing Oilfield Company Limited，Daqing，Heilongjiang 163514，China；4.Petro China Daqing Oilfield Tamzag Company Limited，Daqing，Heilongjiang 163514，China）

Abstract：Stratigraphic dislocations often cause lateral variations of velocity，resulting in the phenomenon of fault shadow zone in time?domain seismic data，which affects geological interpretation and trap evaluation.To this end，taking the Shengping tectonics in the Songliao Basin as an example，the phenomenon of fault shadow zone is analyzed，and three identification methods are proposed：forward modeling，well?seismic combined stratigraphic correlation，and average velocity mapping.Based on these analyses，two correction methods，namely，high?precision velocity field correction and time?domain horizon correction，are proposed for the fault shadow zone.The results indicate that the high?precision velocity field correction method effectively corrects the data volume and has broader adaptability，while the time?domain horizon correction method allows for quick and straightforward horizon corrections and provides valuable insights for similar areas.

Keywords：fault shadow zone identification，fault shadow zone correction，seismic forward modeling，high?preci?sion velocity field correction，time?domain horizon correction，Shengping tectonics in Songliao basin

于婕，王靜怡，張芝銘，等.“斷層陰影”識別與校正方法——以松遼盆地升平構造為例［J］.石油地球物理勘探，2024，59（4）：819-827.

YU Jie，WANG Jingyi，ZHANG Zhiming，et al.Identification and correction methods of fault shadow zone：A case study of Shengping tectonics in Songliao Basin［J］.Oil Geophysical Prospecting，2024，59（4）：819-827.

0引言

“斷層陰影”是指斷層下方三角形區域內的地震資料成像畸變，在時間域地震剖面上通常表現為地震反射同相軸的“上拉”“下拉”以及由此引起的地震反射同相軸錯斷現象[1?3]。“斷層陰影”在多個盆地地震資料中存在[4?8]，其主要成因為：上覆速度異常層的斷失將導致斷層下方地層速度的橫向變化，進而引起時間域地震反射同相軸的形態突變[9?10]。在地震資料解釋過程中，容易將“斷層陰影”解釋為伴生斷層或背斜，導致構造高點定位偏差和地層產狀失真，直接影響了構造落實和圈閉評價的準確性。

斷距、速度異常層的厚度和速度差異是控制陰影區地震反射同相軸畸變程度的三個主要因素，斷層傾角影響“斷層陰影”的分布范圍[5?7]。一般認為“斷層陰影”在時間域地震資料中具有四個特征：①上覆地層存在速度異常層且被斷層錯斷；②斷層下方地震反射同相軸出現局部“上拉”“下拉”現象；③斷層下方地震反射同相軸出現垂向錯斷或扭曲現象；④平面上，斷層下盤出現與主斷層幾乎平行的斷層[7?8]。上述地震反射特征也常被用作“斷層陰影”識別方法[7，10]，但是由于地震資料存在多解性[11?14]，出現上述特征未必就是“斷層陰影”，亦有可能是客觀的地質構造。因此，如何有效識別“斷層陰影”，仍是需要解決的問題。

在“斷層陰影”識別基礎上，需要對其校正以落實構造。孫維昭等[7]分別從疊前和疊后資料兩個角度提出了“斷層陰影”校正方法。一般對于疊前地震資料有兩類校正方法：①理論上疊前深度偏移成像方法是消除“斷層陰影”的最佳方法[15]。疊前深度偏移技術可以改善地震資料成像效果[16?18]，其對速度敏感性較強，對速度模型的精度要求較高[19?21]。因此，一些學者對疊前深度偏移技術進行了改進，通過網格層析速度反演技術[16?17]改善了深層底劈構造成像效果，高精度各向異性疊前深度偏移處理[18]解決了偏移歸位問題。但以上改進方法對“斷層陰影”的改善效果不明顯。斷層附近橫向速度變化劇烈，導致斷層下伏構造落實困難，白海軍等[22]通過雙方位聯合層析速度反演和各向異性疊前深度偏移為核心的雙方位融合處理技術，有效消除了陰影帶的構造畸變，但此方法僅適用于進行二次三維采集地震資料。②通過正演模擬獲得畸變量散點數據，進而插值獲得時間域網格校正量，直接對疊前時間域解釋成果進行校正[5，22]。但通過擬合得到的構造畸變量散點數據準確性難以保證，準確的校正量計算公式難以獲得。

對于疊后地震資料的校正方法是：建立速度場，將畸變的時間域地震資料轉換為正常的深度域資料[3，9]。利用正常的深度域資料開展構造解釋，消除“斷層陰影”的影響，提高構造解釋精度。這種方法適用于地層速度橫向變化不大、井網密度高的區域。但是，實際研究區受井網密度約束，往往難以獲得高精度速度場以及準確的深度域地震資料。

松遼盆地升平構造受嫩二段（嫩江組二段）低速層影響，疊后地震資料“斷層陰影”現象較為普遍，嚴重影響了斷層邊部微幅度構造的識別和落實，制約了斷層邊部剩余油的挖潛。

為此，以松遼盆地升平構造為例，提出疊后地震資料“斷層陰影”的識別與校正方法，準確刻畫斷層和落實構造形態，以期為斷層邊部井位部署提供技術支撐。

1“斷層陰影”識別方法

從升平構造葡萄花油層頂面沿層相干切片（圖1a）來看，斷層特征較清晰。其中，有兩條疑似斷層（f1、f2）走向與鄰近大斷層平行，剖面上傾角近垂直，符合“斷層陰影”產生的“偽斷層”特征。但是，考慮到地震資料具有多解性，具有上述特征的不一定就是“偽斷層”，如疑似斷層f2，剖面“偽斷層”的垂直錯斷特征并不是很明顯，亦可以解釋為上、下兩條正斷層。因此，需要結合更加可靠的手段識別“斷層陰影”。為此，提出了正演模擬法、井震結合地層對比法和平均速度成圖法三種“斷層陰影”識別方法。1.1正演模擬法

根據正演模擬法識別“斷層陰影”的流程為：①建立研究區地質模型；②根據實際地震資料主頻和地層速度對地質模型進行參數賦值；③將模擬結果與實際地震剖面特征進行對比，若吻合，則說明存在“斷層陰影”。

以疑似斷層f2為例，地震資料主頻為50 Hz，斷層傾角為48°。該斷層附近葡萄花油層厚度約為50 m，嫩二段低速層厚度約為200 m。考慮到地層速度的連續變化，以葡萄花油層頂為基準、間隔為50 m厚度設置地層單元，并根據斷層附近探井的聲波時差求取相應地層單元的實際速度，對模型進行賦值（圖2a）。

在合理建立地質模型并確定模擬參數的基礎上，采用自激自收的方式進行正演模擬，結果如圖2b所示。斷層下盤三角區內出現了明顯的地震反射同相軸扭曲的成像畸變，“偽斷層”特征明顯。通過與實際地震剖面（圖2c）對比，二者具有較好的一致性，葡萄花油層頂反射同相軸具有相似的“壘—塹—壘—塹”的形態特征。這表明了疑似斷層f2是由低速帶錯斷產生的“斷層陰影”導致。

1.2井震結合地層對比法

利用鉆井資料，對比疑似“斷層陰影”區內、外同一地層的走勢。在鉆井分層和合成記錄標定均可靠的情況下，若鉆井分層與地震時間域層位走勢不一致，則必然說明兩口井位置處的地層平均速度存在異常。地層平均速度異常的原因主要有兩方面：一是地層巖性差異；二是構造差異（如剝蝕、“斷層陰影”等）。進一步結合地區地質特征，即可對“斷層陰影”現象進行識別。

同樣以研究區疑似斷層f2（圖3）為例，首先找出疑似“斷層陰影”區內、外的兩口井，即A1和A2井；然后觀測地層對比剖面（按照海拔深度對齊），兩口井分層清晰明確，A2井位于構造高部位，而在地震剖面上，A2井卻位于構造低部位。二者構造趨勢明顯不同，說明時間域地震剖面為速度異常造成的構造假象。進一步對本區地層巖性因素及特殊構造因素進行排除分析：本區目的層及以上地層均為陸相砂泥巖地層，無巖漿巖等可以在短距離內導致地層速度強烈差異的特殊巖性；亦無構造剝蝕現象。因此，該速度異常只能是“斷層陰影”造成。

1.3平均速度成圖法

根據“斷層陰影”的形成機理，地震反射基準面至目的層頂面的平均速度在陰影區出現突變、存在異常。對于上覆低速層錯斷、減薄所形成的“斷層陰影”，地震反射基準面（海拔120 m）至葡萄花油層頂面的平均速度將會異常增大；而對于上覆高速層被錯斷、減薄所形成的“斷層陰影”，地震反射基準面（海拔120 m）至葡萄花油層頂面的平均速度將會異常減小。因此利用地震反射基準面至目的層頂面的平均速度圖可識別“斷層陰影”。

由圖4a可見，在非“斷層陰影”區，海拔120 m至葡萄花油層頂面平均速度一般在2500 m/s左右，相鄰井之間速度變化較小，差值小于20 m/s，主要是由巖性因素造成的正常速度變化。但是，在疑似“斷層陰影”區平均速度為2570 m/s左右，速度差達到70 m/s，表現出速度異常（圖4a）。在剖面（圖4b）上也可以看出，位于陰影區內的A1井的速度整體高于陰影區外的A2井的速度。在排除異常巖性體及構造剝蝕等因素后，可以證明確實存在“斷層陰影”現象。進一步利用該方法結合“斷層陰影”的地震反射特征，可以實現陰影區范圍的刻畫。

1.4討論

盡管上述三種方法均可用于識別“斷層陰影”，但也存在不足之處。

正演模擬法的關鍵在于模型的合理設置以及地層速度的合理取值。模型設置不宜過于簡單，否則不具有代表性；地層速度取值不當也容易造成模擬結果的偏差。井震結合地層對比法則需要“斷層陰影”區內、外有可對比的鉆井資料，且由于地震資料的垂向分辨率有限，只有在分層偏差明顯（即“斷層陰影”明顯）的情況下才會有較好的識別效果。相對而言，平均速度成圖法是一種易于操作且較為敏銳的識別方法，可以識別小斷距下的“斷層陰影”，但需要“斷層陰影”區域外有一定數量的鉆井資料支撐才能實現。在實際工作過程中，可靈活運用這三種方法，相互結合，互相印證。

2“斷層陰影”校正方法

當疊后地震資料存在“斷層陰影”現象時，意味著疊前資料處理效果不佳，必須對其校正，以獲得真實的構造形態。為此，分別從速度場校正和時間域解釋結果校正兩種思路出發，提出了高精度速度場校正法和時間域層位校正法。

2.1高精度速度場校正法

疊后地震資料為時間域數據，速度的異常將導致時間域構造出現偏差。理論上只要獲得準確的速度場，通過時深轉換便可以獲得真實的構造形態。然而，實際上速度場一般是以井速度為基準、以層位為空間約束插值獲得，速度連續變化，不符合“斷層陰影”區速度橫向突變的特征；且若井位分布不均，則速度場精度也不夠。因此，為提高速度場精度，本文提出通過補充虛擬井的方式，對原始井插值速度場進行校正；再以獲得的高精度速度場對時間域數據進行時深轉換，實現“斷層陰影”的校正。

虛擬井速度的獲取思路是：采用地質條件相近的鄰井曲線和分層數據，對虛擬井處的地震反射同相軸進行合成記錄標定，從而獲取速度。

構建虛擬井及速度獲取原則為：①在陰影區邊界內、外兩側、缺少井控的位置布井；②對于構造平緩、地層厚度穩定、沉積環境相似地區，可直接采用鄰井的聲波時差曲線和鉆井分層數據；③若研究區地質條件復雜，解釋人員可以根據地質規律、結合經驗對虛擬井速度進行調整，應用效果可能不理想。

高精度速度場校正具體步驟如下：

（1）利用上述“斷層陰影”識別方法結合地震反射特征，落實陰影區的范圍；

（2）在適當的位置補充虛擬井；

（3）制作虛擬井合成地震記錄，初始速度與鄰井一致，聲波時差曲線也采用鄰井曲線；

（4）虛擬井的層位標定深度位置應與鄰井一致，但考慮到實際地層可能傾斜的情況，因此需要調整虛擬井合成地震記錄，使層位重新標定在實際地震反射同相軸的位置，此時虛擬井的速度才是真實地層的速度；

（5）以各井速度為基準，以時間域解釋層位為空間約束，得到有虛擬井參與的高精度速度場；

（6）利用高精度速度場對時間域地震數據進行時深轉換，得到準確的深度域地震數據。

以CC′剖面（圖4b）為例，A1井位于陰影區內，A2井位于陰影區外（圖4a），陰影區內地震反射同相軸具有明顯的“上拉”特征（圖5a左）。A1井的速度高于A2井（圖5 a中），且由于速度插值的原因，兩井之間的速度是均勻變化，而非在陰影邊界處突變；A2井外側的速度也按照速度插值趨勢降低，不符合同一層位速度相近的地質規律（圖5a中）。若采用該速度場進行時深轉換，獲得的深度域剖面也將失真（圖5 a右），“偽斷層”附近地震反射同相軸以及A2井外側的地震反射同相軸（箭頭所指位置）依然存在“上拉”現象。相對而言，按照上述方法在缺少井控區補充虛擬井X1、X2（圖5b左），所建立的高精度速度場沿反射同相軸均勻變化，并在陰影邊界處出現速度突變，符合實際地質規律（圖5 b中）。利用該速度場時深轉換可得到準確的深度域剖面（圖5 b右），“偽斷層”左右兩側地震反射同相軸（箭頭所指位置）走勢一致，不再出現“上拉”現象，符合實際地質規律。然而“偽斷層”所在的位置仍表現為同相軸不連續的特征，這實際上是成像處理造成的。同相軸是地震波的綜合響應，受調諧效應的影響，在成像時存在偏差。

2.2時間域層位校正法范圍。

時間域層位校正法是指在時間域地震剖面上，直接恢復斷層陰影區時間域構造畸變量，以獲得準確的時間域解釋層位。其關鍵在于時間域構造畸變量的求取，具體步驟如下：

（1）結合地震反射特征，識別并落實陰影區的

（2）求取時間域構造畸變量。根據“斷層陰影”的形成機理，反射同相軸的畸變主要是由于上覆異常速度層被錯斷、減薄甚至完全斷失，導致地震波在傳播過程中，速度發生突變，到達目的層所需要的時間也隨之突變。據此建立時間域構造畸變量

Δt=2-（1）

式中：Δt是時間域畸變量，為雙程時間；d是速度異常層的斷失厚度；v1是低速層速度；v2是低速層鄰近的正常地層的速度。其中，d可以由地震資料解釋結果結合鉆井數據獲得。若異常層被完全錯斷，則斷失厚度即為地層厚度；若異常層被部分錯斷，則斷失厚度即為垂直斷距。v1和v2由鉆井聲波時差曲線求取。

（3）根據式（1）結果，將陰影區的解釋層位根據畸變量進行調整，使斷層陰影區的層位和正常地層的層位趨勢一致。

（4）修改陰影區內鉆井合成記錄標定的位置，使合成地震記錄的分層與校正后的解釋層位進行匹配，獲得與正常地層一致的地震波旅行時和速度，建立速度場。

（5）利用該速度場對校正后的時間域解釋層位進行時深轉換，獲得真實的深度域層位。

以CC′剖面（圖4b）為例，在明確陰影區范圍的基礎上，首先，計算畸變量。其中，葡萄花油層上覆層嫩江組二段（簡稱嫩二段）低速層速度v1為2700 m/s，低速層鄰近正常地層的速度v2為3030m/s，嫩二段沒有完全斷失，因此斷失厚度d即為斷距，取值為50 m。將上述數據代入式（1），得到畸變量為4.03 ms。然后，進行時間域層位解釋，其中非陰影區按照反射同相軸追蹤、解釋，陰影區則按照畸變量對解釋層位進行校正，獲得校正后的時間域層位（圖6a）。再以校正后層位為基準，修改陰影區內鉆井合成記錄，從而獲得與校正后層位相匹配的速度。此時，陰影區內、外速度基本一致（圖6b）。最后，對校正后的時間域層位進行時深轉換，得到真實的深度域層位（圖6c）。需要說明的是，本方法僅對時間域層位進行校正，所建立的速度場與校正后層位相匹配，從而能夠獲得真實的深度域層位。

2.3討論

上述兩種校正方法思路和效果不盡相同，且具有不同的適用條件。高精度速度場校正法通過對速度校正，可以獲得準確的深度域地震數據體和解釋成果。其關鍵在于虛擬井的合理補充與虛擬井速度的獲取，虛擬井補充不足或者速度不準確都將影響速度場的精度，進而無法得到可靠的結果。因此，該方法適用于構造平緩、地層厚度穩定、沉積環境相似的情況。相對而言，時間域層位校正法直接對時間域解釋成果進行校正，操作簡單，在各種復雜地質條件下均可應用。該方法可以獲得準確的時間域和深度域解釋成果，且二者具有良好的一致性；但不能獲得準確的深度域地震數據體，且不是沿地震反射同相軸解釋，因而僅適用于進行構造分析，如編繪構造圖、構造演化剖面等。若要進行地震儲層預測研究，仍需沿地震反射同相軸解釋層位。

3結論

（1）“斷層陰影”在時間域地震資料中雖然具有特殊的變形特征，但是由于地震資料具有多解性，仍需有效的識別方法加以證實。正演模擬法與井震結合地層對比法適用于畸變量較大的“斷層陰影”識別，相對而言，平均速度成圖法更加敏感。三種方法各有優劣，在實際工作中可綜合應用。

（2）在落實“斷層陰影”范圍的基礎上，針對疊后地震資料，高精度速度場校正法和時間域層位校正法不失為兩種有效的“斷層陰影”校正方法。高精度速度場校正法采用補充虛擬井的方式，可以獲得準確的深度域地震數據體和解釋成果，但只有在構造平緩、地層厚度穩定、沉積環境相似的地質條件下應用效果較好；時間域層位校正法基于“斷層陰影”畸變量的準確計算，操作方便，可以獲得準確的時間域和深度域的解釋成果，可在各種地質條件下應用，但不能獲得準確的深度域地震數據體，不適用于地震儲層預測方面的研究。

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（本文編輯：謝結來）

作者簡介

于婕碩士研究生，1998年生；2021年獲東北林業大學計算機科學與技術專業學士學位；現在東北石油大學攻讀地質資源與地質工程專業學術碩士學位；目前主要從事油區構造解析、儲層預測研究。