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2025 , Vol. 40 >Issue 2: 787 - 797

DOI: https://doi.org/10.6038/pg2025II0042

Optimization method of joint tomographic inversion of OBN data based on P-wave constraint

  • DaMing GE
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  • Sinopec Shengli Oilfield Geophysical Institute, Dongying 257022, China

Received date: 2024-05-23

  Online published: 2025-05-09

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Abstract

The Ocean Bottom Node (OBN) seismic exploration technology has gradually become an important technical means in offshore oil and gas exploration. It is not constrained by ocean bottom cables and can collect high fidelity and wide azimuth multi-component data, making it easy to study PS wave information. Making full use of the field data of seismic exploration and finely studying the joint inversion method of P-wave velocity and S-wave velocity is the key research direction in this field. However, due to the special observation mode of OBN technology, the problem of inconsistent elevation of shot-receiver points will occur in the processing, and the conventional migration imaging method will not be able to be used. In this paper, the wave equation datum correction method is combined with the conventional migration method, which can effectively solve the problem that the shot points and receiver points are not in the same datum. At the same time, in the process of velocity update, the PP and PS wave layer depth residual constraint is introduced into the P-wave and S-wave tomographic inversion to constrain the update of S-wave velocity, and realize the P-wave and S-wave joint tomographic velocity inversion method of multi-component data of ocean bottom nodes, which provides accurate velocity field for subsequent migration imaging processing.

Key words： Ocean Bottom Node (OBN); Tomographic velocity inversion; P-wave and S-wave; Angle gathers

Cite this article

DaMing GE . Optimization method of joint tomographic inversion of OBN data based on P-wave constraint[J]. Progress in Geophysics, 2025 , 40(2) : 787 -797 . DOI: 10.6038/pg2025II0042

0 引言

陆地常规勘探发展趋于成熟，近年来，随着国家“三深”探测战略的实施，海上油气勘探被不断重视，海洋油气勘探开发具有实际研究价值与长足的发展.多波多分量地震勘探在油气藏开发中有着很大的优越性，海上多波多分量地震在勘探效率、勘探成本均优于陆上多分量地震勘探(吴志强等，2021).近年来，海底节点OBN地震勘探技术，利用独特的炮检观测系统、四分量地震检波器，对多波资料进行勘探，推进了海上勘探的高质量发展.因而，OBN勘探技术逐渐成为海上油气勘探的核心技术.OBN技术采用四分量地震检波器接收多分量数据，便于研究PS波地震信息(吴志强等，2021).因此，充分运用OBN地震勘探野外数据，精细化研究纵横波速度联合反演方法是此领域的重点研究方向.
海上地震勘探方面，随着海底地震仪的研发与革新，OBN地震勘探技术得到了广泛的应用，解决了许多海上勘探开发的难题.早在1994年，Eivind Berg利用海底电缆地震(Ocean Bottom Cable，OBC)多分量数据，提出了一种“SUMIC”的方法，首次利用PS波在储层结构顶部识别出地堑构造，对储层构造进行了较为可靠的成像处理与解释(Berg et al., 1994).同年，使用海底水听器观察到大偏移距广角反射，并利用走时进行反演及AVO分析(Katzman et al., 1994).随后，刘建华(2000)研究了海底地震仪(Ocean Bottom Seismometer, OBS)广角反射地震方法，并在苏伊士湾进行了应用.Mienert等(2005)利用多组海底地震仪(OBS)在挪威中部深水气藏处进行了一系列研究.21世纪初期，由于OBS易受海浪或洋流等影响，CGG Veritas公司研发了海底节点地震勘探技术(OBN)，引来国内外多家大型油气公司的关注，并开启了研究工作.阮爱国等(2007)在OBS海底地震仪广泛使用的前提下，提出了OBS层析成像处理技术.其中，关于基准面校正处理起伏地表与海底节点OBN地震勘探问题相似，同时由于观测系统不同于陆地观测系统，将无法用常规偏移成像方法处理海上地震数据.Yilmaz和Lucas(1986)提出了一种“底层置换”思想，研究了CMP道集非双曲线时差校正方法，将地震记录延拓，利用不规则海底实际资料验证了所提“底层置换”方法的正确性.Berryhill(1979)利用波动方程方法将地震记录向上或向下延拓，将炮检参考面重新定义，用于消除起伏地表带来的影响，这样可为后续偏移算法提供方便.Grion等(2007)利用“镜面成像”的思想在OBS数据上得到了比常规方法更好的成像结果.随后，Clarke等(2006)成功在三维宽方位OBN地震数据上使用了“镜面成像”的方法，对盐下构造精准P波成像.岳玉波等(2019)提出了基于OBN数据的CRP道集的抽取技术，完善了基于OBN数据的叠加成像与速度分析流程.宋亮(2019)和闫凯鑫(2020)相继对OBN地震勘探叠前深度偏移以及后续的速度分析进行了系统的研究.
本文的主要研究内容是基于OBN数据的纵横波约束的层析速度反演方法.在多波多分量勘探理论的框架下，从纵横波传播机制入手，以弹性波叠前深度偏移为基础，将波动方程基准面校正方法与其结合，为层析反演提供角度域共成像点道集(ADCIGs)(下文简称为角道集)，利用其不易产生成像假象的优势进行速度分析.当速度参数不准时，通过研究角度域共成像点道集(ADCIGs)的变化趋势与偏移成像剖面深度误差，拾取道集走时残差，利用本文提出的纵横波约束的层析方法，反演出较为准确的纵横波速度场.

1 OBN数据基准面校正

对于常规陆上勘探观测面起伏的问题，通常可以使用静校正的方法解决.在实际资料的处理中，静校正的过程不可缺少.通过静校正的方法，可以将检波点校正到同一基准面上，但只是针对陆上勘探领域.若利用到海底节点(OBN)地震勘探数据上，由于海面与海底深度差距较大，会引起较大的误差，因此常规静校正方法将不再适用.经长期以来的研究与实践，波动方程基准面校正方法是一种快速且精度较高的基准面校正方法.此方法具有定义灵活、便于计算等优势，还可以将基准面设置在平面与曲面上，这样就可以为后续处理流程提供较为精确的地震数据.
海上资料存在炮点和检波点分别位于不同的水平基准面的问题，本文针对该问题对海底节点(OBN)洼陷模型做了一个简单的正演数值模拟测试，以研究OBN的观测方式给地震模拟记录带来的影响.
以下为模拟结果，图 1为OBN平层模型示意图，按照OBN观测方式进行正演模拟.设置海水深度800 m，海水速度为常速，检波器固定在海底，炮点移动.
图1 OBN平层模型P波、S波速度场设置

Fig 1 Setting of P-wave and S-wave velocity fields in OBN flat layer model

首先采用陆上采集观测方式，得到了图 2a、b所示为陆上平层模型地震记录，可以看出z分量主要记录PP波信息，PP波的能量比PS波的能量强，存在直达波与部分多次波信息，极性保持一致.相反，x分量主要记录PS波信息，PS波比PP波能量较强，地震记录两侧极性反转.再与图 2c、d进行对比.
图2 平层模型模拟地震记录

(a)z分量；(b)x分量；(c)z分量(OBN)；(d)x分量(OBN).

Fig 2 Simulating earthquake records using a flat model

(a) z component; (b) x component; (c) z component (OBN); (d) x component (OBN).

如图 2c、d所示为OBN观测方式下正演模拟地震记录.采用OBN采集方式后，由于炮检点不在同一水平基准面上，只含有海底两层的地震波反射信息，波形发生畸变，PP波、PS波形态发生变化，走时不同于陆地观测.
针对炮检位置不在同一基准面的问题，本文将利用波动方程基准面的校正方法.原理如下：利用单平方根延拓算子将震源与接收点校正到同一基准面.下面将简要分析对比两种基准面校正方法：图 3a为常规高程静校正过程中射线传播示意图.利用此方法，仅仅只是将地震在层间做垂直纵向传播假设，并没有考虑地震波横向传播情况.当海底存在剧烈横向变速且随着海底校正高程增加，图 3a中，此射线路径到达同一基准面后的误差将增大，将严重影响后续的处理.
图3 基准面校正射线路径示意图

(a)常规高程静校正；(b)波动方程基准面校正.

Fig 3 Schematic diagram of reference plane correction ray path

(a) Conventional elevation static correction; (b) Calibration of wave equation benchmark.

而图 3b为波动方程基准面校正方法的射线传播示意图.选择上方任意基准面后，利用波动方程基准面校正法对射线汇聚点进行校正.射线路径为对此点的校正过程的覆盖区域.可以看出：通过波动方程基准面校正方法的射线示意路径可以达到校正观测面的要求.通过波动方程的校正方法可以将此点的波场延拓到了准确的位置，且将横向传播情况考虑在内，符合地震波在介质之间的传播规律，射线传播路径更为接近真实海底情况.相比静校正方法，此方法更能有效解决OBN地震观测方式带来的观测面起伏问题，并考虑海底速度剧烈变化问题.
现对图 2的OBN观测方式下的地震模拟记录进行波动方程基准面校正，图 4为校正后的地震记录.可以看出，将检波点上移校正到与炮点同一基准面后，地震记录被校正到了同一水平基准面上，主要反射波的形态、极性与之前保持一致，地震波传播时间准确.说明本文所使用的波动方程基准面校正方法具有一定的有效性与正确性.
图4 平层模型校正记录

(a)z分量; (b)x分量.

Fig 4 Calibration record of flat model

(a) z component; (b) x component.

2 OBN数据偏移成像方法

通过上一节的研究，若进行OBN数据叠前深度偏移处理，必须要解决基准面校正问题，而利用波动方程基准面校正法，在延拓过程中的射线路径更接近波的实际传播路线，相比其他方法，具有一定的优势.而结合叠前深度偏移算法，波动方程基准面校正法可以更好的处理数据.“波场上延”偏移法，是以上节介绍的方法为基础，其主要流程为：将基准面设置在观测面之上的某一水平面，之后利用波动方程算子将OBN地震数据校正到新的基准面上.在此之后，校正后的数据就可以直接利用常规偏移进行处理.
本文利用相移法讲解波场上延的实现流程，将波动方程相移应用到波场上延方法中：
$\tilde{P}(x, z, \omega)=\tilde{P}(x, z-\Delta z, \omega) \mathrm{e}^{\mathrm{i} k_z \Delta z}, $
式中，$ k_z=\left(\frac{\omega^2}{c^2}-k_x^2\right)^{\frac{1}{2}}$，再从起伏海底开始向上进行波场延拓，式(1)可改写为：
$\begin{aligned}\tilde{P}(x, z, \omega)= & \sum[\tilde{P}(x, z-\Delta z, \omega)+{\left.\tilde{P}_{\text {in }}(x, z-\Delta z, \omega) \mathrm{e}^{\mathrm{i} k_z \Delta z}\right]}, \end{aligned}$
式中，$ \tilde{P}(x, z, \omega)$为横纵坐标(x, z)处的波场值.式(2)为延拓波场值与(x, z)处的观测波场值总和.
如图 5所示，其“波场上延”成像方法流程可总结为：
图5 波场上延-偏移成像方法

Fig 5 Wavefield upward extension migration imaging method

(1) 提取原始地震记录，速度模型网格化处理；
(2) 标定海平面或上方某一高度为基准面；
(3) 从海底由下至上进行向上波场延拓，对每一次波场延拓进行判断，是否存在新的延拓波场，如果存在则进行计算存储，反之将继续进行校正；
(4) 当波场向上延拓到所定基准面，利用常规偏移算法向下进行偏移延拓；
(5) 继续偏移流程.
通过以上的路线即可对海底节点(OBN)数据进行偏移成像，可为后续层析方法做好准备.

3 OBN数据纵横波联合层析反演方法

地震波在传播过程中是一种弹性矢量波，其中的纵横波是耦合的(石星辰等，2024；柳世光等，2024)，在此前提下，如何建立准确的纵横波约束关系是速度建模的关键.根据Stork(1992)所建立的层析方程：
$\boldsymbol{L}_{\mathrm{p}} \Delta \boldsymbol{s}_{\mathrm{p}}=\Delta \boldsymbol{t}_{\mathrm{pp}}, $
$\Delta \boldsymbol{t}_{\mathrm{pp}}=2 \boldsymbol{s}_{\mathrm{p}} \Delta z_{\mathrm{pp}} \cos \alpha \cos \beta .$
以上层析方程是在PP波假设基础上推导而来，进一步，将其拓展到PS波(秦宁，2013)假设上，有：
$\boldsymbol{L}_{\mathrm{s}} \Delta \boldsymbol{s}_{\mathrm{s}}=2 \Delta \boldsymbol{t}_{\mathrm{ps}}-\Delta \boldsymbol{t}_{\mathrm{pp}}, $
$\Delta \boldsymbol{t}_{\mathrm{ps}}=\left(1+\frac{\sin \beta}{\sin \theta}\right) \boldsymbol{s}_{\mathrm{p}} \Delta z_{\mathrm{ps}} \cos \alpha \cos \beta, $
其中，L表示灵敏度矩阵，其内元素表示每条射线在网格内路径长度；Δs与Δt分别表示模型数据与观测数据的慢度差向量与走时残差向量；s表示慢度，Δz表示深度残差，即速度扰动前后所引起的界面深度的变化；β与α分别表示入(反)射角和地层倾角.
从式(3)、(5)不难看出：在本文纵横波约束速度更新过程中，纵波偏移速度建模不会受横波速度的约束，但横波速度偏移速度建模受纵波、横波速度二者约束，若不能将二者约束，将得不到较好的PS波成像结果.如图 6所示，其中黑色偏移成像同相轴为此时不准确的PS成像层位深度，PP波的对应层位的成像深度由红色层位表示(较为准确的)，此时PS波存在成像误差为Δz.
图6 纵横波层位深度误差示意图

Fig 6 Schematic diagram of depth error of longitudinal and transverse wave layers

由图 6可知，PP波成像层位深度，可由式(7)表示：
$\frac{z_i}{v_{\mathrm{p}}}+\frac{z_i}{v_{\mathrm{s} i}}=\frac{z_{\mathrm{c}}}{v_{\mathrm{p}}}+\frac{z_{\mathrm{c}}}{v_{\mathrm{sc}}}, $
式中，zc为纵波成像的层间深度(被认定较为准确的层位)；zi为横波成像的层间深度；vp为当前层更新后的准确纵波速度；vsi为横波初始偏移速度(较为不准确的速度)；vsc为该层位准确的横波速度.可以定义该层纵横波深度误差为Δz：
$\Delta z=z_{\mathrm{c}}-z_i, $
PP波偏移成像剖面与PS波偏移成像剖面所对应的主要层位成像深度通过计算可得Δz.
将式(7)、(8)化简可得：
$v_{\mathrm{sc}}=z_{\mathrm{c}} /\left(\frac{z_i}{v_{\mathrm{s} i}}-\frac{\Delta z}{v_{\mathrm{p}}}\right), $
此时，经过精确拾取层位，并计算PP波和PS波偏移成像剖面的层位深度差值，通过式(9)可以得到基于纵横波约束的横波速度，利用更新约束后的S波速度经过偏移成像，以缩小PP波和PS波偏移剖面的成像深度误差，进而满足PP波偏移成像剖面与PS波偏移成像剖面层位深度一致性原则.

4 模型与实际资料测试

下面将利用OBN观测方式对胜利极浅海等效模型(图 7)进行试算，来验证本发明方法的适用性.该模型的横向采样点为801，纵向采样点为802，横纵向采样间隔都为5 m，横向坐标范围为0~4005 m，纵向坐标范围为0~4010 m.采用全接收的方式，接收点为801.在海平面移动放炮，以纵向20 m深度层作为海底等间隔放置检波器，以OBN观测方式进行正演模拟获得地震记录.通过对真实速度场作平滑处理，并对P波S波速度场作90%衰减得到P波与S波的初始速度场，初始速度场信息如图 8所示.通过对初始的速度模型进行层析速度反演，进行三次层析后，得到更新后的速度场信息.层析速度场信息如图 9所示，从图中可以看出，层析速度分析之后P波与S波的速度场与真实速度场相比，可以辨认出基本的构造形态，符合预期的要求.
图7 胜利极浅海等效模型真实速度场

(a) P波真实速度场; (b) S波真实速度场.

Fig 7 Real velocity field of the equivalent model of Shengli shallow sea

(a) P-wave real velocity field; (b) S-wave real velocity field.

图8 胜利极浅海等效模型初始速度场

(a)P波初始速度场; (b)S波初始速度场.

Fig 8 Initial velocity field of the equivalent model in the Shengli shallow sea

(a) P-wave initial velocity field; (b) S-wave initial velocity field.

图9 胜利极浅海等效模型层析速度场

(a)P波一次层析速度场; (b)S波一次层析速度场; (c)P波三次层析速度场; (d)S波三次层析速度场.

Fig 9 Layered velocity field of the equivalent model of Shengli shallow sea

(a) P-wave first-order tomographic velocity field; (b) S-wave first-order tomographic velocity field; (c) P-wave third-order tomographic velocity field; (d) S-wave third-order tomographic velocity field.

图 10a为初始速度场对应的PP波偏移剖面，图 10b为初始速度场对应的PS波偏移剖面，图 10c为初始速度场对应的PP波偏移角道集，图 10d为初始速度场对应的PS波偏移角道集，可以看出由于初始速度的不准确导致成像质量不佳，角道集向上弯曲.图 10a初始PP波偏移剖面某些地方出现了画弧现象，且绕射波没有收敛.图 10b初始PS波偏移剖面，出现了假轴，存在成像假象.将层析更新后的速度场再进行偏移得到的偏移剖面和角道集，如图 11所示，可以看出成像效果得到改善，PP波成像结果、PS波成像结果中反射波得到了准确归位.层析后偏移结果在层位一致性和能量聚焦上都有显著改善，角度道集拉平效果均良好.
图10 胜利极浅海等效模型初始偏移剖面及角道集

(a)等效模型初始PP波剖面；(b)等效模型初始PS波剖面；(c)PP波角道集; (d)PS波角道集.

Fig 10 Initial offset profile and angular channel set of the equivalent model in the Shengli shallow sea

(a) Equivalent model initial PP wave profile; (b) Equivalent model initial PS wave profile; (c) PP wave angle gathers; (d) PS wave angle gathers.

图11 胜利极浅海等效模型层析偏移剖面及角道集

(a)等效模型层析PP波剖面; (b)等效模型层析PS波剖面; (c) PP波角道集; (d) PS波角道集.

Fig 11 Layered migration profile and angular channel set of the equivalent model of Shengli shallow sea

(a) Equivalent model tomographic PP wave profile; (b) Equivalent model tomography PS wave profile; (c) PP wave angle gathers; (d) PS wave angle gathers.

下面将对某工区一条实际二维测线进行测试.实际工区共526炮，炮间隔25 m，sx范围为643600~656775；每炮有264道接收，道间隔50 m，gx范围为643630~656787.实际工区OBN资料为三分量数据(X、Y、Z分量)，对其进行初步去噪处理，初始纵横波速度场如图 12所示，通过对初始的速度模型进行层析速度反演，进行三次层析后，得到更新后的速度场信息，如图 13所示.
图12 某工区初始速度场

(a)P波初始速度场; (b)S波初始速度场.

Fig 12 Initial velocity field of a certain work area

(a) P-wave initial velocity field; (b) S-wave initial velocity field.

图13 某工区层析速度场

(a)P波层析速度场; (b)S波层析速度场.

Fig 13 Tomography velocity field in a certain work area

(a) P-wave tomography velocity field; (b) S-wave tomographic velocity field.

图 14a、c为初始速度场对应的PP波、PS波偏移剖面，图 14b、d为层析速度场对应的PP波、PS波偏移剖面.将两图进行对比可以发现，速度场进行层析后偏移剖面质量得到了很大的改善，同相轴连续性增强，能量更加集中，浅中层的成像效果改善明显.
图14 实际资料偏移剖面

(a) PP波初始剖面; (b) PP波层析剖面; (c) PS波初始剖面; (d) PS波层析剖面.

Fig 14 Actual data offset profile

(a) PP wave initial profile; (b) PP wave tomography profile; (c) Initial profile of PS wave; (d) PS wave tomography profile.

图 15a、c为初始速度场对应的PP波、PS波偏移角道集，图 15b、d为层析速度场对应的PP波、PS波偏移角道集.将两图进行对比可以发现，速度场进行层析后偏移角道集得到了明显的拉平，证明了方法的有效性.
图15 实际资料偏移角道集

(a)PP波初始角道集; (b)PP波层析角道集; (c)PS波初始角道集; (d)PS波层析角道集.

Fig 15 Actual data offset angle gathers

(a) PP wave initial angular gathers; (b) PP wave tomography angle gathers; (c) Initial angular gathers of PS waves; (d) PS wave tomography angle gathers.

5 结论

(1) 针对海底节点(OBN)技术采集的地震数据，本文利用“波场上延-偏移成像”方法，有效解决了OBN数据炮检不在同一水平基准面的问题.
(2) 针对速度的不准确建模，导致多波偏移剖面目的层深度不一致的情况，本文提出判别纵横波速度场准确性的准则，并研发出一种纵横波约束层析的方法，使其满足深度一致性的要求，并能够对横波速度场进行约束更新.通过对二维模型与海上OBN实际资料测试，验证了本文方法的适用性.试算结果表明，本文研究方法能够为后续多波多分量地震勘探处理工作提供准确的纵横波速度场.

感谢审稿专家提出的修改意见和编辑部的大力支持！

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