2012, Vol. 55
2. 吉林大学仪器科学与电气工程学院,长春 130026;
3. 吉林大学地球科学学院,长春 130061;
4. 吉林大学地球科学与探测技术学院,长春 130026
, LIN Jun1,2, JIA Hai-Qing1,2, XU Xue-Chun3, GE Li-Hua1,2, HUANG Da-Nian4, CHEN Zu-Bin1,2, ZHANG Lin-Hang1,2
2. College of Instrument Science and Electrical Engineering,Jilin University,Changchun 130026,China;
3. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061,China;
4. College of Geo-Exploration Science and Technology,Jilin University,Changchun 130026,China
在深部矿产资源勘探领域，随着勘探深度增加，地震波衰减严重，深部地震数据信噪比急剧降低，如何提高数据信噪比，实现深部微弱地震信号有效检测，成为地震信号处理领域需要重点解决的问题.
地震数据集包含信号与噪声，地震数据处理的主要任务是找出信噪差异，从含噪数据中提取有效波.对于反射地震勘探，一次反射波为有效波;而噪声包括随机噪声和相干噪声.反射法噪声去除技术[1]有很多种，分别适用于不同信噪差异的地震数据.本文提出一种用于去噪的地震数据预处理方法———基于接收阵列的时域地震波束形成方法，当地震数据集中有效波与杂波干扰(噪声)方向不同时，通过从原始数据集中提取与目标层有效波同方向地震数据的方法，达到提高目的层地震数据信噪比的目的.
定向地震波思想最早源于雷达领域的波束形成(beamforming)理论.目前世界上先进的相控阵雷达在目标搜索､跟踪时均采用波束形成方法，该技术的使用保证了相控阵雷达具有极强的抗干扰性[2].波束形成的实现可在信号源或接收端进行，前者可激发定向波束，后者可在含有多方向信号的数据集中仅提取关注方向的地震波信号.
地震波由于具有波动的共性，地震波束形成的思想很早就被人们接受.但由于地震波在地下介质的传播较电磁波在空气介质的传播更加复杂，因此如何应用波束形成激发定向地震波(源端波束形成)或接收定向地震波(接收端波束形成)，一直是地震学领域在探索的问题.
在地震勘探领域，早在1956年，Bodine等[3]在美国专利局申请了一项有关地球物理发射器(Geophysicaltransducer，震源)的专利.该专利提出可产生方向性地震波的震源设计思想.这是最早的源端的地震波束形成方面的研究.1977年，Arnold[4]针对采用单频控制信号的震源，通过野外试验测试证明了定向地震波的存在.
最早进行接收端波束形成研究的是天然地震观测领域.1979年，Shen[5]等开始研究基于接收端的地震波束形成，他采用线性自适应波束形成方法，提取来自深部的微弱天然地震信号，研究结果表明该方法令数据信噪比得到明显改善，很多常规方法检测不到的微小地震信号被有效识别，Shen已将该方法应用于实时的天然地震信号检测过程.
近年，波束形成在各类地震学研究领域，包括天然地震远震观测､油田压裂以及二氧化碳封存和地热活动等引起的微地震检测和定位､噪声源检测[6-8]､地震反演､噪声压制､地震照明偏移成像等方面均发挥了重大作用.
在天然地震的远震观测方面，采用beamforming可有效实现常规地震方法难于实现的微弱地震监测.2011年，Selby[9]将beamforming用于天然地震的远震观测，不仅检测到来自数千公里外更多､更微弱的远震信号，同时指出beamforming具有压制相干噪声的能力.
在微地震检测方面，2009 年英国剑桥大学的Wang等[10]研究了采用多通道维纳滤波器，利用beamforming原理有效压制交通噪声､散乱的地滚波以及注水等噪声，实现微地震信号检测;2009年，Liang等[11]采用频率-波数域beamforming方法，大幅度提高信噪比，有效实现地表台站的微弱压裂信号检测;2010年Baig和Urbancic[12]采用beamforming方法，检测压裂产生的微地震信号，为进一步研究压裂的破裂机制提供了可靠依据.
在地震反演中，为提高反演可靠性，必须保证地震资料具有高的信噪比.因此当原始地震数据较差时，引入beamforming作为数据预处理手段改善地震数据质量.1995 年，Mao和Gubbins[13]采用优化beamforming方法，实现波形线性反演;2011 年，加拿大的Eaton 和Forouhideh[14]在微地震瞬时张量反演中，引入beamforming，保证了反演对数据精度的要求.
多项研究成果表明，beamforming 具有显著的压制一致性噪声能力.1987年，Raz[15]在地震数据预处理中尝试引入高斯波束，实现频率域beamforming，仿真合成结果证明压制噪声效果明显;1998年，Hu和White[16]的研究结果显示利用自适应beamforming方法消除多次波效果好于Randon 变换，有益于提高资料信噪比;?zbek[17]提出在频率-波数域利用维纳滤波器实现beamforming，通过移动时窗，保护目标信号压制地滚波;2008年，Panea和Drijkoningen[18]研究了利用最小波形失真(MVDR)准则设计优化beamforming方法，压制面波和地滚波，提高目标地震信号的信噪比.
由上述研究结果，波束形成方法在压制噪声､提高微弱地震信号检测能力方面表现出巨大的优势.本文基于接收端波束形成原理，提出“基于接收阵列的时域地震波束形成方法"(Time-domain Seismic Beam-forming Basedon Receiver Array，TSBBRA)，将波束形成应用于反射地震勘探，期望达到提高关注目的层地震资料信噪比的作用.如果选取深部目的层，通过改善深层数据信噪比，可达到增大勘探深度的目的，本方法为深部微弱地震信号检测提供一种新思路.相关内容未见国内外研究报道.
2 基于接收阵列的时域地震波束形成原理地震波束形成，是指通过延时､叠加原理，激发或采集定向地震波的方法.在天然地震观测中，由于震源不可控，地震波束形成只能在接收端实现;而在地震勘探中，地震波束形成可在震源端或接收端实现.震源端波束形成，是一种阵列震源技术，通过精确控制各震源起震时间，激发定向地震波的方法，该方法又称为相控震源(Phased-Array Vibrator System，PAVS)方法.
2.1 相控震源原理相控震源[19-26]由多个单震源及一个能对各震源提供延时或相位控制的电控系统组成.相控的含义是控制阵列震源各单元的起震时间或相位，以实现激发定向地震波.
相控震源工作时，多个震动单元以等间距d排成一行，并与检波器阵列共线.由于各单元空间位置的差异，各震源激发的地震波信号经目标地层反射后到达检波器的波程不等，即存在波程差.相控震源通过控制相邻震源的信号相位，使各单元输出信号保持恒定的相位差，通过相位差补偿波程差，使得各震源激发的地震波信号经反射后在检波器上同相叠加，信号最强，从而最大限度地提高接收信号的信噪比.由于相控震源可以使目标层反射波方向信号明显加强，因此相控震源技术是一种定向地震波激发技术，相控震源激发定向地震波的原理､仿真及在地震勘探中的有效性见相关文献[19-26].
2.2 基于接收阵列的时域地震波束形成原理相控震源地震勘探的观测系统设计与常规可控震源地震方法完全相同，相控震源阵列的中心称为源点(炮点).图 1a为3单元相控震源地震采集示意图，左侧为相控震源系统，右侧为检波器阵列，在图 1中仅示意性画出1 道检波器，该检波器位置记为e.相控震源工作时各单元的控制信号类型相同，但起震时间不同，其中左侧第1个单元首先工作，延时τ 后第2个单元开始工作，再延时τ第3个震源工作…3个单元工作时刻依次记为-τ，0，τ，延时参数的引入使得相控震源各单元控制信号存在相位差.各震动单元所在位置从左至右依次标记为a，b和c.相控震源地震波场相当于每个震动单元激发的球面地震波场在地下半空间叠加，理论､仿真及实际数据结果[19-26]表明，相控震源能激发定向波场，其波场形态示意图如图 2.由图 2可知，相控震源波场是同一时间､不同空间位置的多个震源产生的球面波场叠加的结果，从检波器接收的数据中能够直接观察到波场的方向性.
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图 1 相控震源激发信号与TSBBRA信号的等效性 (a)相控震源；（b) 丁SBBRA. Fig. 1 Equalization relation of signals from TSBBRA and PA VS (a) PAYS；b) TSBBRA. |
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图 2 常规单震源、相控震源产生的地震波场 (a)常规单震源地震产生的球面波场；(b)相控震源地震产生的平面波场. Fig. 2 Seismic wave field from a single source and PA VS (a) Spherical wave from a single source；(b ) Plane wave from PA VS. |
从波场叠加角度看，我们也可通过如下方式，获得与相控震源波场相似的定向地震波场.首先采用单可控震源进行地震数据采集，起始炮点为a，炮点距设为相控震源系统的震源间距d，则前三个炮点位置分别为a，b，c，与炮点为b的单炮相控震源各震动单元位置一致.对3 炮单震源记录分别引入-τ，0，τ延时，则其对应波场与相控源的3个震动单元波场完全一致，将三个波场叠加，即等效于相控震源定向波场.
根据上述原理，我们以公式形式说明基于检波器阵列的定向地震波信号与相控震源信号的等效性.
从图 1a取出相控震源地震记录中位于e点的接收信号，记为p(t).另从上述3炮原始单震源记录中抽取e点处接收信号，依次记为s1(t)，s2(t)，s3(t)，分别做-τ，0，τ 延时，得到
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(1) |
对延时后的信号叠加，得到
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(2) |
由上述针对图 1的波场一致性分析可知，不考虑噪声情况下，有
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(3) |
公式(1)､(2)和(3)描述了如何通过延时､叠加的方法，从3炮常规单震源记录集中得到1 炮定向地震波记录的方法，这是基于接收阵列的时域地震波束形成方法(TSBBRA)的核心过程.
2.3 相控震源与 TSBBRA 的关系由图 1可知，相控震源波场是同一时间､空间位置不同的多个震源产生的球面波场叠加结果，其结果形成了定向波场，野外观测数据能够直接反映波场方向性;TSBBRA 方法对应的波场是将不同时刻采集的空间位置不同的多个无方向波场(来自多个单炮记录)延时､叠加在一起，该波场是人工波场，也同样是方向性波场，虽不能在野外直接观测，但在TSBBRA 数据预处理后可以得到方向性数据.
3 基于接收阵列的时域地震波束形成方法针对地震记录集，采用基于接收阵列的时域地震波束形成方法生成定向地震波，数据流程图如图 3.
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图 3 TSBBRA方法生成定向地震波数据流程图 Fig. 3 Flow chart to generate directional seismic data by TSBBRA |
包括2个核心处理过程，即单炮记录分组､定向地震记录生成.
(1) 单炮记录分组
设一条测线上，采用反射地震方法采集得到的原始单炮记录记为U= {R1，R2，…，Ri，…，Rn}，其中i为测线上炮点顺序号，Ri为第i个炮点对应的单炮记录，n为数据集内单炮地震记录个数.设TSBBRA 方法的基数为m，m的含义为采用m炮原始数据生成1炮定向地震数据，m一般取值为大于2的奇数，物理意义上对应于延时叠加次数.对单炮记录分组，第1个分组包括 {R1，R2，...，Rm } ，共m个记录，中间记录的序号为$\frac{m+1}{2}$;第2个分组包括{ R2，R3，...，Rm+1}，中间记录的序号为$1+\frac{m+1}{2}$;第3 个分组包括{ R3，R4，...，Rm+2 }，中间记录的序号为2$2+\frac{m+1}{2}$;以此类推，第n-m+1个分组包括{Rn-m+1，Rn-m+2 ，...，Rn}，中间记录序号为n-$\frac{m-1}{2}$.每一个单炮记录分组作为一个子集Uw，其中w为中间记录序号.
(2) 定向地震记录生成
针对包含m个相邻单炮记录的地震记录子集Uw，可采用延时､叠加方法生成1炮定向地震记录，称为第w炮定向地震记录.由于每个单炮记录都是记录时间t的函数，不妨记Uw= {Rb(t)，Rb+1(t)，...，Rw(t)，Rw+1(t)，...，Rg(t)}，b为该分组记录起始炮记录编号，f为该分组记录最后1炮记录编号.对Uw内相邻单炮记录引入等间隔延时τ，然后将延时后的多炮记录叠加在一起，即
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(4) |
Sw(t)即为采用TSBBRA 方法得到的第w炮定向地震波记录，根据波束形成原理[19-26]，τ 可用于控制地震波方向.
4 波场方向性分析 4.1 方向图由基于接收阵列的时域地震波束形成原理可知，不考虑环境噪声，其形成的地震波场与相控震源是相同的.根据已有研究结果[19]，均匀介质条件下地震波场方向性可由方向因子
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(5) |
表示，其中k为自由空间波数，d为原始地震记录中炮点距，$\varphi $ 为地下任一观测点方向的轴向夹角，f为地震波主频，τ 为TSBBRA 方法引入的延时参数.当m=7，d=2m，f=100 Hz，v=900m/s，应用公式(5)可绘制方向图，如图 4.图 4a和4b主波束方向分别为90°，60°，对应τ=0ms和τ=1.1ms.该方向图是由理论计算得到，我们也称之为理论方向图.
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图 4 TSBBRA方法对应的等效地震波场方向性（均勻介质条件） Fig. 4 Directivity of seismic waves after TSBBRA pre-processing (homogenous media) |
复杂介质条件下，TSBBRA 方法形成的波场变得复杂.由斯奈尔定律，在层状介质模型下，随着介质速度变化，定向地震波在穿过不同介质时，传播方向将发生偏折，但仍存在方向性;连续介质模型下，主波束方向会弯曲.但是，下行波与反射波仍然具有方向性，虽然方向与在首层介质相比已发生了改变.
图 5给出利用波动方程数值模拟得到的水平层状介质条件下的地震波场方向性，介质模型为5 层水平介质，从地表至地下各层速度分别为2000，2400，2800，3200，3600m/s.
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图 5 TSBBRA方法对应的定向地震波场方向性(层状介质条件) Fig. 5 Directivity of seismic waves after TSBBRA pre-processing(layered media) |
合理设计延时参数，可接收来自目标层的定向地震波数据，理论上信噪比可提高到0.707m~m倍[2]，其中m为TSBBRA 方法的基数.
5 相控震源与TSBBRA 方法地震记录比较在长春郊区，我们采用3 单元相控震源及TSBBRA 方法做了单炮记录比较，其中延时参数为0.802ms，时间剖面比较见图 6.由图 6 可知，相控震源与TSBBRA 结果一致，相控震源信噪比稍低于TSBBRA 方法，主要是由于相控单元各震动单元的非一致性引起.本实例说明了TSBBRA 方法应用于地震勘探的有效性.
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图 6 相控震源（a)及TSBBRA方法（b)单炮记录比较 Fig. 6 Comparison of records from (a) PAYS and (b) TSBBRA |
在吉林某油页岩矿区，采用TSSBRA 方法处理了可控震源地震勘探数据.
(1) 测区概况
测区位于松辽盆地.根据松辽盆地中生代构造演化，结合基底性质和盖层的区域地质特征，盆地划分为七个一级构造单元，即西部斜坡区､西南隆起区､坳陷区､东南隆起区､中央坳陷区､东北隆起区和北部倾没区.我们研究的区域位于南部隆起区.
该区域发育地层为第三系和上白垩统[27]，上白垩统地层包括青山口组､姚家组､嫩江组､四方台组､明水组.嫩江组和青山口组发育油页岩.
(2) 可控震源参数
震源采用电磁驱动可控震源PHVS-500，采集过程的峰值输出力为400 N，震源采用线性调频控制信号，升频扫描，扫描信号带宽35~150 Hz，扫描时间12s.信号检测采用相关检测技术.
(3) 观测系统参数
采用单边放炮､等偏移距地震数据采集，炮点距2m，偏移距为30 m，有效记录道69 道，道间距2m，采样率1kHz.
(4) TSBBRA 参数
针对实际采集的70炮原始地震记录，采用基于接收阵列的时域地震波束形成方法，分别进行了数据预处理.TSBBRA 处理过程中，令m=3，9，27，τ=0，1ms分别生成3元､9元､27元定向地震记录.
(5) 数据处理过程
对原始数据以及经TSBBRA 方法预处理后的定向地震波数据，执行相同的数据处理过程:包括自动增益控制(AGC)､动校正(NMO)､水平叠加等.
(6) 结果
对应原始数据以及经TSBBRA 方法预处理后的定向地震波数据得到如图 7 所示的一组地震剖面，其中横轴为CDP点号.
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图 7 地震剖面对比 (a)原始单震源时间剖面;TSBBRA 预处理后的时间剖面:(b)m=3,τ=0ms;(c)m=3,τ=1ms;(d)m=9,τ=0ms;(e)m=9,τ=1ms;(f)m=27,τ=0ms;(g)m=27,τ=1ms. Fig. 7 Comparison of seismic profiles with and without TSBBRA pre-processing (a)Raw data;After TSBBRA pre-processing:(b)m=3,τ=0ms;(c)m=3,τ=1ms;(d)m=9,τ=0ms;(e)m=9,τ=1ms;(f)m=27,τ=0ms;(g)m=27,τ=1ms. |
对于TSBBRA 方法处理的地震剖面，延时参数τ 的变化会改变地震波方向，从而突出不同层位的反射波信号.总的来说，对应于0ms延时，深部数据质量改善，类似于组合震源效果;对应于1ms延时，浅部数据信噪比明显改善，而深部数据质量变差，即由于定向地震波方向变化引起了数据质量变化.
针对原始可控震源数据，由图 7a可以看到，在时间剖面上只能看到0~200 ms的信息，90 ms反射层位清晰，120ms､160ms､190ms处浅层地震波信号不够连续，这是由于震源输出力弱，反射地震波信噪比较低所致.
图 7b和7c中，90ms､120ms处浅层地震波信号连续，m=3信噪比明显好于图 7a原始数据.图 7b为0ms延时剖面，在CDP 点187~200范围内，明显看到300~350ms处较深层位的反射波信号;对于图 7c1ms延时剖面，在90ms､120ms处，定向地震波数据连续性较好，170ms处能清楚看到一层连续的反射波信号.图 7c较图 7b和7a，浅层反射波信噪比分辨率更高.
图 7d和7e中，m=9对应的定向地震波数据信噪比好于m=3 情况，在500 ms以内，可以看到更多层位信噪比较高的连续地震波.图 7e延时1 ms数据与图 7d延时0ms数据相比，浅层信号的信噪比､分辨率都进一步改善.
图 7f和7g表明，m=27 对应的定向地震波数据在0ms､1ms条件下有较大差异.对于图 7g，采用1ms延时，150 ms以内信号信噪比好于单震源数据及m=3，9时的定向地震波数据;对于图 7f，采用0ms延时，90 ms､120 ms处反射层信号不如单震源及3､9炮定向地震波数据，280，350ms处反射数据信噪比优于单震源数据，1000 ms以内能观测到更多的反射波数据.在垂向分辨率方面，27 元效果不如3､9元情况，原因在于TSBBRA 本质上是一种叠加方法，叠加次数增多会导致分辨率降低.
由此可见，延时参数变化，地震波能量在介质内分布呈方向性不均匀特点.要想在目的层获得较高数据质量，需进一步结合正演研究，实现波束形成参数的优化设计.
(7) 地震剖面初步解释
根据已有的松辽盆地南部地质资料[27]，在松辽盆地，存在两个重要的反射层:T2和T1反射层.T2反射波组是青山口组底部的反射，在二维地震剖面上具有2个或3个反射波组;T1反射层是嫩江组与姚家组的分界，由2个彼此平行､连续性好的反射层构成，在横向上分布比较稳定，可以与T2波组相对比.T1下部反射波对应于姚三段上部及嫩一段下部地层，上部反射波对应于暗色泥岩､油页岩.上述剖面在160ms，280ms附近的波组与已有资料的T1､T2层位的认识一致.
7 TSBBRA 方法对反射波信噪比影响的定量分析尽管对实际地震数据进行准确的信噪比检测比较困难，但通过以单震源地震数据为参照，估算同一测区用其它方法如TSBBRA 对地震数据信噪比改善能力是可行的.方法如下:设单震源反射波信号幅度为s1，其中噪声n1;TSBBRA 方法反射波信号幅度为s2，其中噪声n2;对信噪比改善的估计依据及方法与相控震源地震信号信噪比估算方法相似[19, 23]，简述如下:
由信噪比定义，单震源剖面中目的层反射波信噪比为
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(6) |
TSBBRA 方法得到的剖面中相同目的层反射波信噪比为
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(7) |
由公式(6)和(7)，假定同一测区噪声水平稳定，即n1 ≈n2，则信噪比改善
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(8) |
根据公式(8)，对图 7b—7g各剖面反射波地震数据信噪比改善进行估算.与单震源相比，采用TSBBRA方法，1ms延时条件下，对90ms处反射信号，m= 3，9，27 时，信噪比分别改善了3.38dB，5.21dB，5.13dB;对120ms处反射信号，信噪比分别改善了9.30dB，17.17dB，35.92dB.由于深部数据信噪比太低，信噪比估算误差大，这里不进行量化估计.
8 结论与讨论结合上面研究结果可知，采用基于接收阵列的时域地震波束形成方法，能够改善地震资料信噪比.延时参数不同，波束方向随之改变，目的层数据信噪比也随之变化.合理设置延时参数，接收来自目标层的定向地震波信号，对提高数据质量具有显著效果.
当延时参数为0 ms时，地震波方向垂直向下，采用TSBBRA 方法可明显提高深部资料信噪比，进而达到提高勘探深度的目的;而对于中浅层目标，延时参数为0ms时，会降低目的层信噪比，并产生反射波“模糊"现象，降低分辨率.延时参数为1ms，浅层反射波信号(150ms以内数据)质量明显改善.针对不同反射层位，最佳延时时间在0~1ms之间.
由上述TSBBRA 方法处理结果可知，TSBBRA方法既可用于提高目的层地震数据信噪比，也可针对常规地震数据集，通过信噪比的改善，获得更大的探测深度.在深部矿产资源勘探中，可采用TSBBRA方法实现更大的探测深度.
当然，复杂介质条件下，针对目标层的延时参数优化设计方法有待进一步深入研究，本文暂不讨论.需要指出的是TSBBRA 方法延时参数优化设计问题，对实现深部矿区高精度地震勘探具有重要意义.
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