刘后平成都理工大学学报

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Jason反演技术在天然气水合物速度分析中的应用

梁劲1　王宏斌1，2　梁金强1

（1.广州海洋地质调查局 广州 510760；2.中国地质大学（北京）北京 100083）

第一作者简介：梁劲，男，1971年生，高级工程师，1995年毕业于成都理工学院信息工程与地球物理系应用地球物理专业，主要从事天然气水合物调查与研究工作。

摘要 本文采用Jason 反演技术对南海北部陆坡A 测线纵波速度进行计算，结合BSR、振幅空白带以及波形极性反转等多种水合物赋存信息的分析，对水合物成矿带的速度特征进行了综合研究，结果表明：低速背景中的高速异常，是天然气水合物赋存的重要特征；高速异常体一般呈平行于海底的带状分布；在高速异常的内部，速度也是不断变化的。一般在异常体的中心速度最高，由中心到边缘速度逐渐降低，反映在水合物矿带内部，水合物饱和度由矿体中心向边缘逐渐降低的特征。本文的研究成果进一步表明高精度速度分析不仅可以帮助寻找水合物矿点，还可以进一步判定水合物的富集层位。

关键词 Jason 反演技术 天然气水合物 速度分析

1 前言

天然气水合物是在低温、高压环境下，由水的冰晶格架及其间吸附的天然气分子组成的笼状结构化合物，广泛分布于海底和永久冻土带。温度和压力是天然气水合物形成和保存最重要的因素（王宏斌等，2004）。针对天然气水合物的野外调查及研究表明：高分辨率的地震勘探方法是天然气水合物调查评价中行之有效的方法。地震反演技术一直是地震勘探中的一项核心技术，其目的是用地震反射资料反推地下的波阻抗、速度、孔隙度等参数的分布，从而估算含天然气水合物层参数，预测天然气水合物分布状况，为天然气水合物勘探提供可靠的基础资料。常用的地震反演技术有Jason、Strata、Seislog和ISIS等，其中Jason反演技术在含天然气水合物层预测中因其分辨率高而得到广泛推崇，它主要由有井约束和无井约束两种方法组成（廖曦等，2002）。

速度异常是判断天然气水合物是否赋存的重要条件之一。结合BSR（Bottom Simulating Reflector）特征、波形极性特征、振幅特征以及AVO特征等目前已成为判断是否存在天然气水合物层主要手段（史斗等，1999）。大量的测试数据显示：水合物的速度与冰的速度较为接近，而比水高。与含水或含游离气沉积层相比，含水合物沉积层的密度降低，声波速率增大，含水合物层的地层速度往往比一般的地层速度高，含水合物沉积层的下部由于充填了水或气，而使水合物底界面出现速度负异常。因此，地层中速度反转是水合物赋存的一个地球物理标志。含水合物地层的声波速度与水合物的含量有关，水合物含量越高，其声波速度越高。从速度方面看，BSR是上覆高速的含水合物地层与下伏较低速的含水层或含气层之间的分界面。通常，海洋中浅层沉积层的地震纵波速度为1600～1800m/s，如果存在水合物，地震波速度将大幅提高，可达1850～2500m/s，如果水合物层下面为游离气层，则地震波速度可以骤减200～500m/s。因此，在速度剖面上，水合物层的层速度变化趋势呈典型的三段式，即上下小、中间大的异常特征（张光学等，2000）。西伯利亚麦索雅哈气田的资料表明，在原为含水砂层内形成水合物之后，其纵波的传播速度会从1850m/s提高到2700m/s；而在胶结砂岩层，这种速度会从3000m/s提高到3500m/s。深海钻探计划的570站位的测井结果表明，由含水砂岩层进入含水合物砂岩层时，密度由1.79g/cm3降低到1.19g/cm3，声波传播速度从1700m/s提高到3600m/s，且电导率剧烈下降。

Cascadia海域ODP889站位的VSP测井资料反映水合物底界为强烈的负速度界面，速度从水合物沉积物层的1900m/s陡降到含游离气层的1580m/s，由于VSP测井为地震测井，受钻井因素的影响较少，因此认为VSP测井真实地反映了水合物沉积层底界的速度变化（陈建文等，2004）。

国土资源部广州海洋地质调查局在2001～2004年在南海北部陆坡进行10000多公里的天然气水合物高分辨地震调查。本研究利用Jason反演技术，通过对南海北部陆坡区的地震速度资料的精细分析，在已圈定BSR分布范围的基础上研究陆坡区各沉积层的速度特征，最后对速度值与水合物的关系进行了分析和探讨。

2 方法原理

纯天然气水合物的密度（0.9g/cm3）和海水密度相近，而游离气的含量又十分有限，这就决定了产生BSR的波阻抗差主要由速度造成。速度反演技术的特点是在无井约束时，以地震解释的层位为控制，对所有的地震同相轴来进行外推内插来完成波阻抗反演，这样就克服了地震分辨率的限制，最佳的逼近了测井分辨率，同时又使反演结果保持了较好的横向连续性。速度反演技术的主要原理是：①通过最大的似然反褶积求得一个具有稀疏特性的反射系数系列；②通过最大的似然反演导出波阻抗；③通过波阻抗计算速度。该方法的主要优点是能获得宽频带的反射系数，是一种基于模型的反演，具有多种建模方法，对所建模型进行比较分析，并使地质模型更趋合理，反演结果更加真实可靠（郝银全等，2004）。

波阻抗反演方法的出发点是认为地下的反射系数是稀疏分布的，即地层反射系数由一系列叠加于高斯背景上的强轴组成。具体反演是从地震道中，根据稀疏的原则抽取反射系数，与子波褶积生成合成地震记录，利用合成地震记录与原始地震道的残差修改反射系数，得到新的反射系数序列，然后再求得波阻抗。其具体步骤是：

假设地层的反射系数是较大的反射界面的反射和具有高斯背景的小反射叠加组合而成的，根据这种假设导出一个最小的目标函数（安鸿伟等，2002）：

南海地质研究.2006

式中：R（K）为第一个采样点的反射系数，M为反射层数，L为采样总数，N为噪音变量的平方根，λ为给定反射系数的似然值。

最大的似然反演就是通过转换反射系数导出宽带波阻抗的过程。如果从最大的似然反褶积中求得的反射系数式R（t），则波阻抗：

Z（i）=z（i-1）×（1+R（i））/R（1-i） （2）

利用波阻抗和速度的关系式：

v=Z（i）/ρ （3）

即可得到速度值。其中，ρ为地层密度，可从区域测井资料结合该测线重力资料反演求取。

在上述过程中为了得到可靠的反射系数估算值，可以单独输入波阻抗信息作为约束条件，以求得最合理的速度模型。一方面，速度反演结果是一个宽频带的反射序列和波阻抗及速度数据，同时加入了低频分量，使反演结果更能正确反映速度变化规律；另一方面，它有多种质量控制方法，具体表现为监控子波的选取、同相轴的连续追踪、反演结果准确性的判断和提供多种交汇显示的相关性分析。所以利用速度反演可对地震剖面上任一相位进行速度反演，在每一个CDP点都可得到任一个同相轴速度数据，并利用二维的反射波的速度层析成像反演方法得到高度连续的速度剖面，如果地震测线足够密，还可利用三维速度反演得到速度体图像。

3 实现过程

3.1 初始模型的确立

在地质规律的指导下，利用地震和测井资料开展沉积特征分析和沉积旋回划分；建立岩石-电性关系，进行砂层组和单砂层对比；在地震剖面上提取各含油砂层组反射波属性，建立地震属与矿体的关系，实现地震-测井综合预测矿体平面分布厚度，开展层间矿体组外推预测；建立初始速度场；在地震属性约束下开展地震反演，反演层间小层矿体厚度。细分层反演层位的标定正确与否直接影响反演结果的精度。因此，在反演过程中对子波提取、能谱特点、信噪比、频谱及反射系数的研究至关重要（闫奎邦等，2004）。技术路线流程如图1所示：

3.2 初始速度场的获得

初始速度场的获得首先要对速度谱进行解释，速度谱的解释和取值是否合理，将直接影响均方根速度的计算精度。具体步骤如下：

1）速度谱的解释先从地质条件简单、反射层质量好、能量团强、干扰少的剖面段开始，绘制叠加速度-反射时间曲线，并逐渐向外扩展；

2）结合地震剖面的反射特征，判断速度极值点是否正确，并选择读取能量团最大的极值点。排除干扰波能量团，从而求得有效波的叠加速度；

3）对相邻速度谱进行比较，通过比较速度谱曲线的形状、相同反射层的速度极值等方法予以检查和修改。

4）每隔40个CDP拾取一组数据，利用地震剖面上的反射倾角数据对它们进行校正，便可得到均方根速度（梁劲等，2006）。

图1 速度反演技术线路流程图

Fig.1 The flow chart of the velocity inversion of technical route

3.3 子波的提取

子波提取时，要使能量集中于子波的主瓣，与地震子波形态吻合。如果所提子波近于零相位，则从波峰向两侧能量衰减较快，波峰两侧波形对称；在子波的能谱特征分析，要使能量都集中在地震波的主频范围内；有井资料时，要对井资料都作了子波与地震波自动关联质量控制。保证子波能谱与地震波能谱相吻合，是反演中较为重要的一方面，子波能谱的峰值与地震波主频的能谱峰值相吻合。首先了解合成记录与地震记录之间的偏差。通过合成记录与地震记录之间的偏差分析，对Jason反射系数偏差、能谱偏差进行进一步的校正，使合成记录与地震记录之间的偏差减小。然后通过反射系数与地震资料之间偏差分析，采取相应的手段校正，使地层与合成记录反射系数相吻合。再进行信噪比分析，使反演处理后的信噪比得到最大限度的提高。通过一系列质量控制手段，使各油层合成记录与地震记录的标定精度得到了较大的提高。

关于速度反演可信程度，不能完全由反演方法确定，关键在于获取地震记录的质量和反演前处理流程的振幅保真度。另一个影响因素是数值模拟结果应当是比较准确的，这与计算方法有关，也与子波拾取和地质构造模型有关。至于反演结果的灵敏度，主要由拟合误差值和收敛速度来判断。如果给定的初始模型正确，即与实际地质结构一致，则拟合的误差较小且收敛速度快。本文工作由于受实际情况限制，没有实际的测井资料验证，因此反演所得速度的准确性和精度会受到一定程度的影响。

4 速度剖面特征

运用多种特殊地震成像综合分析，是天然气水合物地震资料解释的关键技术。目前一般采用识别BSR、振幅空白带、波形极性反转、速度异常、波阻抗面貌和AVO等天然气水合物地震相应特征来综合分析沉积物中是否含有水合物。高精度的层速度分析可帮助判定水合物的富集层位，速度及振幅异常结构是水合物与下伏游离气共同作用形成的特殊影像，剖面上表现为“上隆下坳”结构，多层叠合构成一明显的垂向“亮斑”这一特殊成像结构在未变形的水合物盆地内较适用于寻找水合物矿点，并可据此定量估算水合物盆地内水合物的数量，分析BSR上下的详细速度结构，是水合物地震资料综合解释的重要手段（张光学等，2003）。

图2 南海北部陆坡测线A道积分剖面

Fig.2 Trace integration profile of the line A in north slope of the South China Sea

图2是南海北部陆坡测线A的地震反射道积分剖面，从图中可以看出，该剖面中部及右下角距海底大约350ms处出现一强振幅反射波，大致与海底反射波平行，与地层斜交，BSR特征明显。在波形极性方面，海底反射波和BSR都表现为成对出现的强振幅双峰波形特征，海底反射波表现为蓝红蓝特征，而BSR表现为红蓝红特征，这表明相对于海底，BSR显示出负极性反射同相轴，即所谓的极性反转（与海底反射相反）。反射波的极性是由反射界面的反射系数决定的，而反射系数则与界面两侧的波阻抗差有关。实际上，海底和BSR都是一个强波阻抗面，海底是海水和表层沉积物的分界面，上部为低速层，下部为相对高速层，反射系数为正值；BSR是含水合物层与下部地层（或含气层）的分界面，上部为高速层（水合物成矿带是相对高速体），下部为相对低速层（如含游离气，则速度更低），反射系数为负值，因此造成了BSR和海底反射波的极性相反现象（沙志彬等，2003）。图3是用速度反演法反演出来的纵波速度剖面，该速度剖面明显显示出一近似平行于海底的相对高速地质体，其位置恰好在BSR上方。高速地质体的纵波速度大约在2000～2400m/s，其上面的低速层的纵波速度大约在1500～1800m/s，而下面的低速层的纵波速度大约在1500～1900m/s，没有明显的游离气存在特征，但根据其高速地质体特征、BSR以及波形极性反转分析，可以认为南海北部陆坡测线A的相对高速地质体极可能是水合物成矿带。

图3 用速度反演法计算的南海北部陆坡测线A纵波速度剖面

Fig.3 P velocity profile of the line A in north slope of the South China Sea computed by velocity inversion

由图3可见，水合物成矿带内部速度是变化的，表明水合物分布不均匀，呈平行于海底的带状分布，中心速度最高，由中心到边缘速度逐渐降低。海底以下有3个近似平行海底的低速和高速带：①海底与高速体之间的相对低速带，为水饱和带；②水合物成矿带；③水合物成矿带下的低速带。水合物成矿带下面的低速带在速度剖面上没有明显的低速特征，由此推断水合物成矿带下可能不含游离气，或者是气体的饱和度很低。

5 结论

水合物的生成除了需要一定的温度和压力条件外，还需要大量的碳氢气体和充足的水。这就需要地层具有较高的孔隙度和渗透率。未固结沉积岩的孔隙度很高，渗透率大，具备水合物生成的物理条件。具备这种特征的未固结沉积岩的地震波速度较低，而含水合物地层的地震波速度增大。这就形成了水合物成矿带作为低速背景中的高速地质体特征。另外，水合物的生成受温度和压力控制，一般情况，等温面和等压面近似平行于海底，因此低速背景中近似平行于海底的相对高速地质体是水合物成矿带的特征（刘学伟等，2003）。

通过对南海北部陆坡A测线纵波速度的计算，并且结合BSR和振幅空白带识别以及波形极性反转等多种特殊地震成像进行综合分析，我们可以进一步了解水合物成矿带的速度特征：揭示水合物成矿带的高速异常一般呈平行于海底的带状分布，在高速异常的内部，速度也是不断变化的，一般在异常体的中心速度最高，由中心到边缘速度逐渐降低，该现象反映在水合物矿带内部，水合物分布并不均匀，水合物饱和度由矿体中心向边缘逐渐降低。分析BSR上下的详细速度结构，是水合物地震资料综合解释的重要手段。高精度速度分析可帮助判定水合物的富集层位，较适用于寻找水合物矿点，并可据此估算水合物资源量。

参考文献

安鸿伟，李正文，李仁甫，等.2002.稀疏脉冲波阻抗反演在XY油田开发中的应用.石油物探，41（1）：56～60

陈建文，闫桂京，吴志强，等.2004.天然气水合物的地球物理识别标志.海洋地质动态，6：9～12

郝银全，潘懋，李忠权.多井约束反演技术在油气储层预测中的应用.成都理工大学学报，31（3）：297～300

梁劲，王宏斌，郭依群.2006.南海北部陆坡天然气水合物的地震速度研究［J］.现代地质，20（1）：123～129

廖曦，马波，沈浩，等.2002.应用Jason软件进行砂体及含气性预测.天然气勘探与开发，25（3）：34～42

刘学伟，李敏锋，张聿文，等.2005.天然气水合物地震响应研究——中国南海HD152测线应用实例.现代地质，19（1）：33～38

沙志彬，杨木壮，梁金强，等.的反射波特征及其对天然气水合物识别的应用.南海地质研究，15（1）：55～61

史斗，郑军卫.1999.世界天然气水合物研究开发现状和前景.地球科学进展，14：330～339

王宏斌，梁劲，龚跃华，等.2005.基于天然气水合物地震数据计算南海北部陆坡海底热流.现代地质，19（1）：67～73

闫奎邦，李冬梅，吴小泉.反演技术在岩性识别中的应用.石油物探，43（1）：54～58

张光学，黄永样，陈邦彦，主编.2003.海域天然气水合物地震学.北京：海洋出版社

张光学，文鹏飞.2000.南海甲烷水合物的地震特征研究，首届广东青年科学家论坛论文集，中国科学技术出版社

The Application of Jason Inversion Technology in Velocity Analysis of Gas hydrate

Liang Jin1　Wang Hongbin1，2　Liang Jinqiang1

（hou Marine Geological Survey，Guangzhou， University of Geosciences（Beijing），Beijing，100083）

Abstract：The P velocity of A seismic profile in the north slope of the South China Sea were calculated by Jason inversion velocity characterostic of the gas hydrate bed was researched in detail based on the calculated result and the information of gas hydrate existing including BSR，amplitude blanking and polarity reversion of the ch shows that：The abnormity of higher velocity in the background of lower velocity is an important characteristic of gas hydrate existing；The abnormity of higher velocity which distribute as a belt usually parallel to the seafloor；The velocity changes gradually at the inner of the abnormity of higher velocity with the highest velocity at the center of the abnormity whereas the lowest velocity at the margin of it，which suggests that the saturation of gas hydrate decreases gradually from the center to the result that mentioned above suggest that high resolution velocity analysis not only help to search the hydrate spot but also help to estimate the rich layer of gas hydrate.

Key Words：Jason Inversion Technology Gas hydrate Velocity Analysis

第章 川东北元坝地区上二叠统长兴组台缘礁滩体生长特征及控制因素分析

陆永潮1 付孝悦2 邢凤存3,4 陈雷1 马义权1 王超1

1.中国地质大学资源学院，湖北武汉 430074；2.中石化南方勘探分公司，四川成都 610041；3.油气藏地质及开发工程国家重点实验室（成都理工大学），四川成都 610059；4.成都理工大学沉积地质研究院，四川成都 610059

摘要 元坝气田是中国继普光气田之后在四川盆地发现的又一大型礁滩岩性气藏，其储层主要发育于长兴组的台缘生物礁滩相，但是目前对于元坝长兴组生物礁滩体研究甚少。本章在井震结合的基础上，对元坝地区长兴组台缘生物礁滩体的生长发育及其控制因素进行了研究，研究结果表明，元坝地区长兴组台缘生物礁滩体内部发育5期相互叠置的高频生长单元，同时在平面上生物礁滩体具有向西北方向迁移的特征。元坝地区长兴组台缘生物礁滩体的发育受控于海平面变化、季风、洋流以及潮汐作用，其中短周期的海平面变化控制了生物礁滩体内部相互叠置的高频生长单元；季风及洋流控制了生物礁、滩体的北西向迁移；而潮汐作用直接导致了一系列垂直于礁滩体的潮汐水道的发育。

关键词 生物礁滩体 台地边缘 上二叠统长兴组 元坝地区

1 引言

元坝气田位于四川省广元、南充和巴中市境内，是继发现中国最大海相整装气田普光气田之后，在四川盆地发现的又一个千亿立方米储量的大型岩性气藏。第一期探明天然气地质储量1592.53×108m3，其气藏埋深为6240～6950m，为国内埋深最大的海相气田。主要储层为长兴组—飞仙关组的礁滩相储层。

元坝地区的勘探始于2001年，2003年以来已经采集了200k m的2-D地震数据和2280k m2的3-D地震数据，2007年元坝1井试获日产天然气50.3×104m3。目前元坝地区17口已完钻测试的海相探井中有16口井在海相储层试获工业气流，其中7井9层试获日产天然气超百万立方米，这预示着元坝地区台地边缘礁滩带油气勘探具有巨大的潜力和客观远景。

精细沉积建模是地震沉积学研究的基础，尤其是其可以在高精度等时框架中动态地恢复沉积体系的三维空间展布及其演化，是现代沉积学研究的主要方向。由于地表露头对于识别高频旋回界面和高频层序单元的时空展布具有得天独厚的优势，并可动态地分析沉积体系随时间的变化规律，取代了过去在单个时间段内所进行的静态的沉积模式或相模式分析的做法，因此所建立的露头沉积模型可客观地表征地下沉积储层的分布。本章在借鉴塔里木盆地奥陶系台缘礁滩体系（焦养泉、荣辉和王瑞等，2011）和川东北长兴组生物礁露头精细建模的基础上（Wu LQ、Jiao YQ and Rong H et al.，2012）（图1，图2），结合现代礁滩体的平面分布模型（图3），通过精细的井-震标定等方法，对元坝地区长兴组生物礁滩体的沉积特征和微相构成进行精细刻画。

图1 塔里木盆地巴楚地区一间房组生物礁滩体露头建模（据焦养泉、荣辉和王瑞等，2011）

图2 川东北开县红花、满月甘泉长兴组生物礁滩体露头建模（据Wu LQ、Jiao YQ and Rong H et al.，2012）

图3 现代大堡礁礁滩体微相类型及组合（据Google earth 卫星照片，2013）

2 区域地质背景

2.1 沉积环境及沉积相

元坝地区位于九龙山背斜、池溪凹陷和苍溪-巴中低缓构造带三者之间的交界处，其构造总体平缓，区内构造变形弱。长兴组沉积期，整个川东北地区以开阔台地相、台缘礁滩相、台缘斜坡相和陆棚相沉积为主（图4a）。

元坝地区位于开江-梁平陆棚的西侧，整体表现为宽缓的低角度缓坡台缘，台缘上生物礁滩发育，呈“之”字形展布，构成复杂镶边的台地边缘（图4b）。上二叠统长兴组沉积时期，在川东北地区整体下沉的背景下，元坝地区古地理面貌出现分化，东北部下沉速度快，沉降幅度大，成为深水区，沉积了一套硅质岩；而西南部地区沉降幅度小，为碳酸盐台地沉积环境，在台地与陆棚之间发育了台地边缘礁滩体及斜坡，长兴期末发生大规模海退，导致碳酸盐台地环境演变为台地蒸发岩环境，沉积了泥晶白云岩及泥质白云岩，台地边缘礁滩体高地貌区成为暴露浅滩，沉积了鲕粒灰岩（马永生、牟传龙和郭旭升等，2006）。

自从普光大气田发现以后，大量学者对川东北以及元坝地区开展了研究，对于该地区的沉积相类型及其特征有了比较详细的认识（段金宝、黄仁春和程胜辉等，2008；程锦翔、谭钦银和郭彤楼等，2010；陈宗清，2008）。在本章中，根据前人的研究，同时结合岩心、测井、露头等资料数据对元坝地区长兴组的沉积相类型及其特征进行了研究。总体来看，元坝地区长兴组沉积时期主要发育了开阔台地相、台地边缘生物礁滩体相、台地边缘斜坡相以及陆棚相。

图4 川东北上二叠统长兴组沉积相（a）（据Ma YS、Mou CL and Tan QY et al.，2007；陈宗清，2008，有修改）；研究区上二叠统长兴组生物礁滩体的3D图像（b）

2.2 地层与层序地层

Wang BJ、Bao C and Lou Z et al.（1989）对四川盆地的地层进行了详细的研究，在整个元坝地区地层从前寒武一直到三叠纪均有发育（图5a），其中海相碳酸盐岩地层主要发育于二叠纪和三叠纪，而二叠纪以礁灰岩为主，由于该时期川东北地区经历了多期的变形及成岩作用，导致该时期的生物礁滩储层尤为发育。

元坝地区的长兴组下部以灰岩和生屑灰岩为主，主要为生屑滩沉积，上部则以生物礁滩灰岩为主，沉积相主要为台地边缘生物礁滩相，长兴组沉积末期，由于海退作用，导致生物礁滩体暴露，形成白云质生屑灰岩以及白云岩，其为长兴组内最重要的储层（图5b）。因此总体来看，元坝地区长兴组具有上礁下滩、礁滩共生的特点。

对于元坝地区长兴组的层序地层学研究，目前研究甚少，郭彤楼（2011），王国茹、郭彤楼和付孝悦（2011）对元坝地区长兴组进行了层序地层学研究，将其划分为两个Ⅲ级层序，每个层序识别出海侵体系域和高位体系域，并在每个体系域内划分了高频层序，同时确定了海平面变化曲线。本章对长兴组的层序划分方案与其一致，将长兴组划分为两个层序——SQP2c h1和SQP2c h2，同时结合小波变换对高频进行了更进一步的划分。其中SQP2ch1的海侵体系域可划分出1个准层序组和2个准层序，高位体系域可划分出1个准层序组和3个准层序；SQP2c h2的海侵体系域则可划分出2个准层序组和4个准层序；高位体系域可划分出3个准层序组和4个准层序（图5b）。SQP2ch1中以发育生屑滩为主，SQP2c h2则以发育生物礁滩为主，长兴组层序的总体特征为下部层序成滩，上部层序成礁。

图5 四川盆地地层综合柱状图（a）和川东北元坝地区YB27井长兴组层序地层分析图（b）（据Zhao WZ、Xu CC and Wang TS et al.，2011，有修改）

3 数据和方法

3.1 数据

本次研究区主要为元坝地区的元坝2井区，所用的数据包括218k m2的三维地震数据，地震工区内以及邻区普光气田的13口井的数字测井资料（有10口井位于工区内）以及3口井的岩心和镜下薄片。

3.2 方法

在本次研究中，对每口井都进行了层序划分，由于本次研究主要借助于地震剖面分析，因此界面的识别和标定对于本次研究至关重要，因此井震标定显得尤为关键，本文中利用Landmark软件进行合成记录，通过声波测井（速度的测量）和地震子波来生成合成记录。通过合成记录严格将井与地震进行匹配，赋予地震剖面的反射轴具体的地质意义，同时建立了元坝地区长兴组台缘礁滩体地质——地球物理响应模板（图6），在此基础上通过地震剖面分析以及地震属性提取对研究区内长兴组生物礁滩体的生长发育进行深入而准确的研究。

图6 元坝地区长兴组台地边缘生物礁滩体微相的地质和地球物理特征

4 研究结果

4.1 生物礁滩体生长发育特征

生物礁滩体独特的古地貌、结构、构造以及岩石学特征决定了来自生物礁滩体的多种地震反射参数，如振幅、能量、频率、连续性等都会与围岩不同，使得生物礁滩体的地震反射结构特征具有一定的特殊性。

通过穿越YB27井的地震剖面可以看出：礁滩体主要发育于长兴组上部层序SQP2ch2内，长兴组的下伏地层（吴家坪组顶界面）表现为强振幅反射，为碳酸盐台地反射，其为生物礁滩体的发育提供了稳定的基底；生物礁滩体呈明显的丘状，顶部显示出强振幅反射特征；生物礁滩体的两翼可见明显的上超现象；生物礁滩体形态不对称，生物礁滩体向海的一侧坡度陡，而向陆一侧，生物礁滩体坡度较缓。SQP2ch2生物礁滩体内部可以划分成5个高频旋回，反映了生物礁滩体经历了5期生长过程，其中前两期表现为向台地退积，后三期为生物礁滩体的主体发育期，表现为向海进积（图7）。

通过一系列横切过YB27井一支北西向的地震剖面分析可见，SQP2c h2内生物礁滩体的发育同样具有早期向台地退积后期向海进积的特征（图8）。而从横切过Y B204井—YB2井的地震剖面也可看出SQP2ch2内的生物礁滩体发育具有多期旋回，早期向台地退积，后期向海进积（图9）。

通过北西向顺台缘方向过生物礁滩体的地震剖面可以看出，研究区的生物礁滩体发育表现出不断向西北方向迁移的特征，其中过Y B27井的一支北西向的生物礁滩体可识别出6期不断迁移的生物礁滩体（图10），而过YB204—YB2井一支北西向的生物礁滩体则可识别出4期不断向西北方向迁移的生物礁滩体（图10）。

图7 元坝地区长兴组生物礁滩体地震特征和等时地层分析图

TWT=双向旅行时间，位置显示在图4中

4.2 生物礁滩体平面展布特征

沉积微相平面刻画是有效储层预测的基础，但是由于生物礁滩体期次多，相变快，钻孔少，因此在平面上对生物礁滩体的微相进行精细刻画具有很大难度。基于此，不同学者针对生物礁滩体的特征进行了各种尝试，其中包括属性提取、分频处理、小波变换、多形分析等手段，以期能够准确地刻画出生物礁滩体各微相的平面展布特征。

本研究中，通过多种技术手段对比认为，地震均方根振幅属性对各沉积微相的空间构成有较好的响应性，因此，在经过优选之后，将均方根振幅属性提取和分析技术作为刻画生物礁滩体微相空间展布的主要手段。

在属性分析基础上，结合钻孔定位、地质分析，对生物礁滩体空间展布进行了综合刻画，认为长兴组台缘带生物礁滩体空间分布具有明显差异性。在元坝地区，由西部向东和东北方向依次发育开阔台地、台缘礁滩体以及台缘斜坡，并可体现出台缘生物礁滩体内部沉积微相精细构成特点。生物礁滩体总体呈指状向西北方向延伸，礁核、礁前滩以及礁后滩明显，如YB27井所处的礁核部位；区内生屑滩发育，主要位于生物礁的周围，且总体表现出迎浪面窄背浪面宽的特点。滩间以滩间海沉积为主，开阔台地内广泛发育台内生屑滩（图11）。

图8 横切过YB27井一支北西向的生物礁滩体地震剖面分析图

4.3 沉积模式

通过对点（井）、线（地震剖面）、面（地震属性）、体（古地貌）的分析，笔者提出了元坝地区长兴组台缘礁滩体的发育模式（图12）。长兴组沉积时期，元坝地区整体发育了一复杂镶边型的台缘礁滩体，生物礁滩体的发育总体呈北西向条带状展布，具有向西北方向迁移的特征，该特征是在季风、洋流的共同作用下形成的；而在垂直于台缘方向上，由于海平面的变换导致生物礁滩体内部发育了多期叠置的高频旋回，其中早期向台地退积，晚期向海进积。

5 讨论

对于川东北以及元坝地区生物礁滩体，马永生、郭彤楼和付孝悦等（2002），马永生、牟传龙和郭彤楼等（2005），马永生、牟传龙和郭旭升等（2006），Ma YS、Zhang SC and Guo TL et al.（2008），段金宝、黄仁春和程胜辉等（2008），蔡希源（2011）等均对其沉积特征、演化过程进行了详细的研究，但是均未对长兴组生物礁滩体的内部生长、发育以及控制因素进行研究。

图9 横切过YB204—YB2井呈北西向展布的生物礁滩体地震剖面分析图

图10 元坝地区西北向过YB27井一支生物礁滩体的地震剖面解释图（a），元坝地区西北向过YB204—YB2井一支生物礁滩体的地震剖面解释图（b）

该剖面为瞬时相位剖面，TWT=双程旅行时间，位置显示于图4B

图11 地震均方根振幅对台缘生物礁滩体各微相的显示图

基于元坝地区长兴组生物礁滩体地质-地球物理响应模板可知，黄色区域主要代表生物礁滩体的礁核主体部位，红色区域代表生物礁的礁前和礁后滩发育区，绿色部分反映生物礁的边缘部分，主要是礁前和礁后滩的边缘薄层部位，蓝色略带绿色区域为滩间海沉积，纯蓝色区域则主要为台缘斜坡部位，斜坡内部的蓝绿色部位可能为礁前滑塌

图12 元坝地区长兴组复杂镶边型台缘礁滩体形成模式图

5.1 海平面变化对生物礁滩体生长的影响作用

不同周期的海平面变化是控制碳酸盐沉积的主要控制因素（Christopher G、Kendall SC and Schlager W，1981 ；Sarg JF，1988 ；Handford CR and Loucks RG，1993）。短周期海平面变化的记录常保存于台地顶部和盆地区域的沉积旋回中（Droxler AW、Schlager W and Jourdan A，1983；Loucks RG and Sullivan PA，1987），而长周期的海平面变化通常通过地震波识别出的沉积层序反映出来（Sarg JF，1988；Handford CR and Loucks RG，1993）。

前人的研究已经证明研究区生物礁滩体的形成总体是在海侵环境下形成的，即长周期的海平面变化是相对上升的（牟传龙、谭钦银和余谦等，2004）。但是在研究区，对于短周期海平面变化对生物礁滩体形成的影响至今未有研究，而在本次研究中，通过对单个生物礁滩体内部结构进行精细解剖发现：研究区长兴组生物礁滩体的形成具有5个高频旋回（图5），其对应了5期短周期的海平面，其中早期的2期退积生物礁滩体生长对应于2期短周期的海平面上升过程，晚期的3期进积生物礁滩体生长对应了3期短周期的海平面下降过程。

5.2 季风、洋流对生物礁滩体生长的影响

虽然通过海平面的变化可以解释生物礁滩体内部生物礁滩高频周期内的生物礁滩生长叠置关系，但是在本次研究中，元坝地区长兴组生物礁滩体在平面上为一复杂镶边型生物礁滩体（图4b，图5，图11），其特殊的展布特征明显不能用海平面的变化来进行解释。

季风的变化不但在很大程度上影响着搬运到盆地区域的沉积物数量，同时也影响台地内沉积物的进积方向（Hine AC and Neumann AC，1977 ；Steven LB、Randal D and Kissling DM et al.，2004）。在单信风的影响下，沉积物会沿着背风方向伸展，而迎风的一面岸外搬运量很小。上二叠统长兴组沉积时期，川东北地区为特提斯海的一部分，Parrish JT and Doyle JA（1984）、Parrish JT（1993）、Ziegler AM、Hulver ML and Rowley DB（1997）、Mutti MM（1995）、颜佳新、刘本培和张海清（1999）、颜佳新和赵坤（2002）通过研究发现，晚二叠世该地区存在来自东南向的季风，在该季风的影响下在元坝所处的川东北地区发育一支从南部过来沿顺时针方向的洋流（图12）。而通过前面研究发现，研究区内长兴组沉积时期，生物礁滩体向海一侧明显较向台地一侧陡，Stenven LB、Randal D and Kissling DM et al.（2004）研究认为，导致生物礁滩体不对称结构形成的主要原因是生物礁滩体向海一侧受风浪或洋流影响所致。元坝地区生物礁滩体总体为向北西方向进积，因此，可以大致判定导致其向北西方向迁移的主要因素为洋流和季风共同作用所致（图12）。

5.3 潮汐作用对生物礁滩体发育的影响

目前对于潮汐对生物礁滩体生长的影响的研究甚少，但是潮汐对于生物礁滩体生长具有影响作用是毋庸置疑的。在本次研究中通过长兴组生物礁滩体三维古地貌图（图4b）和元坝地区长兴组沉积相展布图（图5）可以发现，在靠近台缘斜坡的一支北西向的生物礁滩体中存在一系列垂直于生物礁滩体的沟槽，其很有可能为受潮汐作用影响而形成的潮道。同时在研究中发现，在川东北地区长兴组沉积时期确实存在证据证明潮汐水道存在。其中岩心和镜下观察发现：宏观上可在岩心上见到潮汐层理构造（图13a），镜下可见生物碎屑颗粒的长轴具有定向性，而且其具有一定的分选和磨圆度（图13b），这说明其明显受到潮汐的作用。

图13 潮汐水道存在证据，a为Pg2井岩心，发育潮汐层理构造，该井为元坝邻区普光气田的井；b为YB27井镜下照片，碎屑颗粒的长轴具有定向性，具有一定分选磨圆性

6 结论

本章在前人研究的基础上，结合地震、岩心、地震属性等资料对川东北元坝地区长兴组台缘礁滩体生长发育及其受控因素进行了研究，主要取得了如下结论：

1）通过地震剖面精细解剖确定了垂直于台缘方向（北东方向），生物礁滩体的生长具有早期向台地退积、晚期向海进积的多期叠置特征；顺台缘方向（北西方向）长兴组生物礁滩体的生长具有不断向北西向迁移的特征。

2）提出了元坝地区长兴组台缘礁滩体的发育模式。

3）通过分析发现，短旋回的海平面变化控制了生物礁滩体内部相互叠置的高频生长单元；季风及洋流控制了元坝地区长兴组生物礁滩体的北西向迁移；潮汐对长兴组生物礁滩体的形成也具有一定影响，其作用导致了一系列垂直于礁滩体的潮汐水道的发育。

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基于碳酸盐岩储层横波分裂的定量研究

李 娜 李振春 黄建平 田 坤 孔 雪 刘玉金

（中国石油大学（华东）地球科学与技术学院，青岛 266555）

基金项目：国家973课题（编号2011CB202402），石油大学创新基金（编号27R1001046A）及（Y090104）

作者简介：李娜，女，在读博士研究生，现从事地震波正演模拟研究。Email：lina19202＠。

摘 要：横波分裂是识别波传播介质的各向异性的中重要标志，快慢横波的分裂时差和快横波的偏振方 向是评价横波分裂的两个主要参数。在含定向平行排列的各向异性介质中，横波分裂时差及快横波的偏振方 向能反映裂隙的密度、宽度、体积、走向及介质的性质等裂缝信息。为检测定向裂隙介质中横波分裂的方位 属性特征，分析分裂时差随极化角及Thomsen弱各向异性参数的变化规律，本文采用交错网格高阶有限差分法，PML吸收边界法，得到VTI介质绕x轴逆时针旋转不同角度时的三分量记录，研究得到如下主要结论：(1)从能量角 度，极化角为45°时，分裂的快慢横波能量对比最强，是观测横波分裂的最佳角度；(2)同时对单道波形进行对比，定量分析，得到分裂时差随qP波各向异性强度参数ε的增大而减小，随qS波各向异性强度参数γ的增大而增大，随连接纵横波速度的过渡性参数δ的增大而增大；(3)同等强度下，qS波各向异性强度参数γ对横波分裂时差的影 响最大，δ的影响最小。快横波速度只由γ决定，由此可通过快横波速度判断γ的取值范围，而qP波速度由ε决 定，故可通过qP波速度判断ε的取值范围。并且，当ε与δ数值相近时，横波分裂时差随角度没有明显变化趋势，反之，横波分裂时差随极化角度变化呈递增或递减趋势，进而，对表征横波分裂的分裂时差有了深入认识。

关键词：横波分裂；各向异性；VTI介质；分裂时差

The Quantity Study of The Shear-wave Splitting for The Carbonate Karst Reservoir

Li Na，Li Zhenchun，Huang Jianping，Tian Kun，Kong Xue，Liu Yujin

（School of Geoscience of China University of Petroleum（East China），Qingdao 266555，China）

Abstract：The most diagnostic effect of anisotropy is shear-wave splitting，routine measurements of shear-wave splitting are the delay time between fast and slow wave and the polarization of the fast shear two measurements of shear-wave splitting in stress-aligned seismic anisotropy reflect the density，width，size，strike of the cracks and the property of the anisotropy detect the azimuthal attributes in stress-aligned cracks and analyze the rules of the time delay changes with polarization angle and the anisotropic parameters，this paper gets three-component records when VTI media is rotated to different angles in anti clockwise direction，using staggered-grid high-order finite difference with PML absorbing layer research results shows the following conclusions：（1）From the point view of energy，the fast and slow shear wave are both have strong energy when polarization angle goes to 45°，so we can make it the best angle to observe shear-splitting；（2）At the same time，through comparative analysis between single-waveform and qualitative research，we get that the delay time decreases with increasing εthat characterizing the qP anisotropy intensity，increases with increasing γ that characterizing the qS wave anisotropy intensity and increases with increasing δ that related the velocity of qP wave and qS wave；（3）At the same intensity，γ has the biggest influence on the delay time and δ has the velocity of the fast shear wave is controlled by γ only，so we can measure γ through the velocity of the fast shear wave，The velocity of the qP wave is controlled by ε only，so we can measure ε throughthe velocity of the qP 's more，the delay time has no noticeable shift when εsand δ have low difference in value，otherwise，the delay time shows increase or decrease of these help us have deep insight into the time delay of shear-wave splitting.

Key words：shear-wave splitting；anisotropy；VTI media；time delay

1 引言

地球介质的各向异性是普遍存在的。研究地震波在各向异性介质中的传播规律与成像方法是地震学 和勘探地震学研究领域的前沿课题。实际地球介质引起地震各向异性的因素很多、成因很复杂。许多地 球物理学家和地震学家通过对地震波在地球介质中的传播现象进行观测，对地震波在各向异性介质中的 传播规律和形成机理方面做了大量的研究工作［1～10］，认识到地球介质存在各向异性；而横波分裂是诊 断各向异性最有效的方法［4］。综合起来，地下岩石的地震各向异性成因主要来源于三个方面：固有各 向异性、裂隙诱导各向异性和长波长各向异性。

裂缝诱导各向异性的机制十分复杂，由于受到应力场的作用，岩石中形成择优取向排列的裂缝、裂 隙和孔隙，这些裂缝、裂隙或孔隙可能充满气体或流体等充填物，地震波在裂隙岩石中的传播相当于在 均匀弹性各向异性固体中的传播。通过理论与实验室研究证实，地壳中大多数岩石中存在定向排列的流 体充填的裂隙，可广泛引起横波分裂。

随着西部裂缝性碳酸盐岩储层逐步成为石油勘探的重点，基于各向异性的正演模拟方法最近也得到 了长足的发展。Byun（1984）、Tanimoto（1987）、Chapman（1989）等研究了基于Cerveny（1972）的 射线理论，以波动方程的高频近似为前提的射线追踪技术；Mora（1989）、Tsingas等（1990）、Igel等（1995）研究了利用有限差分方法进行各向异性介质地震波正演模拟问题；Kosloff（1989）、Carcione等（1992）研究了伪谱法地震波场正演。在国内，何樵登教授等人采用有限差分法、有限元法、傅里叶变 换法等对各向异性的正演问题进行了的研究［1；牛滨华（1994、1995、1998）利用有限元方法研究了 EDA介质中的地震波场、横波分裂现象和P波各向异性；阴可（1998）、董良国（1999）等在各向异性 弹性波的物理模拟方面做了深入的研究。

图1 波在各向同性与各向异性中传播时的三维图解比较[1]

对横波分裂的研究，裴正林［16］利用交错网格高阶有限差分 法研究了层状各向异性介质的横波分裂现象；吴松翰等［20］设计 了含垂直定向裂隙的各向异性介质物流模型，研究了分裂横波的 传播速度和传播时间与裂隙方位的关系。郭桂红等［9］利用伪谱法 分析研究了横波分裂时差、偏振方向与裂隙密度及方位的关系。

所谓横波分裂，是指横波在各向异性介质中，沿不同方向 的射线路径会分裂成两个偏振方向垂直，速度不同的波，快横 波的偏振与裂隙走向一致，慢横波的偏振方向平行于裂隙的排 列方向。快慢横波的分裂时差是表征横波分裂的主要参数之一。

本文从能量角度研究了分裂时差随极化角度的变化规律，同时，通过改变Thomsen弱各向异性参数建立不同的模型，得 到单道波形并从中拾取快、慢横波的峰值时刻进行对比，得到 横波分裂时差与Thomsen参数的关系。

2 TTI介质二维三分量弹性波动方程

x，y为水平方向（平行于地表），z方向为垂直方向，沿深度走向。具有垂直方向对称轴的VTI（横向各向异性）介质绕x轴旋转得到TTI介质（称为极化各向异性），TTI介质的对称轴与坐标轴z轴 的夹角称为极化角。

观测横波分裂现象随极化角的变化需要旋转观测坐标系，但是利用常规二维弹性波数值模拟方法旋 转后仍然无法观测到，这是因为VTI介质模拟的裂隙走向是平行于y方向的，快横波的偏振方向与裂隙 走向一致；因此，本文采用二维三分量的方法，增加了y方向对x，z的偏导，更真实的模拟空间波场。二维三分量用到三维各向异性弹性常数张量矩阵中除了第二行与第二列以外的全部弹性参数，考虑了影 响横波各向异性强度的弹性常数c66，更精确的反映横波分裂现象。

设速度向量为v＝（vx，vy，vz）′，体力向量为f＝（fx，fy，fz）′，应力向量为（σxx，σzz，σyz，σxz，σxy）′，ρ 为介质密度， ，于是，TTI介质二维三分量应力-速度弹性波方程可以表示为

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式中，cij表示空间微分算子和弹性常数矩阵Cx中的元素，求取方法如下。三维VTI介质弹性常数矩 阵为

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绕x轴逆时针旋转θ°坐标变换矩阵为

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则旋转后的弹性常数张量矩阵表达式为

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3 模型试算

定量观测极化角0°～90°变化对横波分裂时差及能量的影响。均匀横向各向异性模型参数（方位角 90°）：ρ＝1000kg/m3。

网格点数300×300，网格大小dx＝dz＝10m，震源主频20Hz，x方向横波震源，震源位置（150，150），接收线：z＝110水平网格线。

3.1 不同模型下横波分裂时差随极化角度变化研究

（1）Thomsen参数：vp＝2449.49m/s，vs＝1414.214m/s，ε＝1/3，δ＝0.166875，γ＝0.25

图2～图4为VTI介质绕x轴逆时旋转20°，45°，70°时，在x，y，z分量的炮记录和500ms波场快照。

图2 炮记录（旋转20°）；上：x分量；下左：y分量；下右：z分量

图3 炮记录（旋转70°）；左：x分量；中：y分量；右：z分量

从图2～图4可以看出；(1)当震源偏振方向与介质的对称轴存在一定夹角时，就会产生横波分裂现 象，从波场快照中沿裂隙方向可以明显看到快横波（qS1波）；(2)从炮记录可以看出能量的强弱变化： x，z分量随着极化角从0°到90°变化，快横波逐渐增强，慢横波（qS2波）逐渐减弱，所以45°左右是 观测横波分裂的最佳角度，快慢横波能量相当；(3)另外，从炮记录中还可以看到，每个角度的横波分 裂时差相差不大，没有明显增大或减小的现象。

图5为抽取x ＝250网格线的单道波形，得出快慢横波峰值时刻，定量观测横波分裂时差。

可以看出除了0°及90°，随着极化角的增大，快横波初至减小，而慢横波初至增大，使得横波分裂 时差增大，时差变化了39ms，呈递增趋势；由单道记录可以看出，qP波初至随极化角增大而减小。

图4 旋转45°时炮记录（上）和波场快照（下，t＝500ms）；左：x分量；中：y分量；右：z分量

图5

（2）Thomsen参数：vp＝2449.49m/s，vs＝1414.214m/s，ε＝0.1，δ＝0.2，γ＝0.25

从炮记录和500ms炮记录可以看出，依然在极化45°左右时快慢横波的能量对比最强。

由图6可见，快慢横波初至均减小，分裂时差总体呈减小趋势，变化最大为6ms，相对上个模型小 了很多，这是因为，虽然横波各向异性强度参数未变，但是联系纵、横波的参数变了，由此影响到横波 的分裂时差；从单道波形上可以明显观测到，由于qP波各向异性强度参数变小，其初至随角度的变化 幅度减小。

（3）Thomsen参数：vp＝2449.49m/s，vs＝1414.214m/s，ε＝0.05，δ＝0.2，γ＝0.25

由图7可见，随着角度增大，分裂时差逐渐减小；由于γ未变，所以快横波的变化趋势同图5（a），6（a）一样；而慢横波峰值时刻随极化角改变减少的多；另外由单道记录可知，qP波初至随角 度增大而减小。

图6

图7

对比图5（b），6（b）及7（b）可知，快横波初至由γ决定，γ不变时，快横波峰值时刻的变化 基本不变；qP波初至由ε决定，慢横波初至由ε，δ共同决定，其初至随极化角度的变化取决于ε，δ 的大小；当两参数数值接近时，慢横波初至变化缓慢；而两参数相差大时，慢横波初至变化明显，随角 度递增或递减，进而影响分裂时差的变化趋势；因此，分裂时差随极化角度的变化趋势可以测定ε，δ 的大小关系，同时，由快横波的初至或峰值时刻可以判断γ的范围。

3.2 极化角为45°时观测ε，γ，δ三个参数变化对横波分裂时差的影响。

Thomsen参数：ρ＝1000kg/m3，vp＝2450m/s，vs＝1414m/s，ε＝ 1/3，δ＝ 1/6，γ＝0.25。

ε，γ分别单独由0变化到0.3，δ在-0.3～0.3内变化，观察横波分裂时差随各参数的变化趋势。

由图8可见，ε增大，横波分裂时差减小，总幅度为38ms；ε的变化基本未影响快横波的初至，但 是慢横波的初至逐渐减小。另外，由单道波形图可以看出，qP波的初至也逐渐减小，变化较慢横波大，这验证了ε为表征qP波各向异性强度参数。

由图9可见，随着δ的增大，分裂时差增大，0.3ms内增大的幅度为13ms，相对于ε对分裂时差的 影响，δ对分裂时差的影响小了很多；另外，从单道波形可以看到，δ主要影响慢横波，快慢横波初至 均增大而qP波初至减小，但是qP波与快横波的初至变化都很小，在3ms内。

图8

图9

由图10看出，随着γ增大，分裂时差增大，0.3ms内分裂时差的变化达到138ms；另外，从单道上 可以看出，γ的变化对快横波影响较大，慢横波初至变化很小；其对qP波没有影响，没有引起qP波初 至的变化。

图10

图11为ε，δ，γ在同等强度（都为0.1）下，分别与横波分裂时差的关系曲线。

图11 同等强度下ε，δ，γ与横波分裂时差的关系

由上图可以发现，在同等强度下，γ对分裂时差的影响最大，这是因为γ代表横波各向异性强度，而分裂时差随ε，δ的变化比较平缓。

4 结论

本文通过二维三分量交错网格高阶有限差分法，对横向各向异性介质不同极化角度下横波分裂时差 的研究，得到如下几点主要认识：(1)ε增大，横波分裂时差减小；qP波与横波的初至均减小，并且ε 只影响qP波与慢横波的初至，对快横波的影响很小，其峰值时刻的变动范围在2ms以内；(2)δ增大，横波分裂时差增大；慢横波初至增大，δ只影响慢横波初至，对qP波和快横波的影响很小，其峰值时 刻的变动范围在3ms以内；(3)γ增大，横波分裂时差增大；快横波初至均增大，且γ只影响快横波初 至，qP波不受影响；同时结合(1)、(2)可知，快横波也只受γ的影响，由此，可以通过快横波的速度来 判断γ，同时，qP波只由ε控制，故可通过qP波的速度判断ε的取值范围，最后由qP波与慢横波速 度确定δ的取值范围；(4)由图11可知，同等强度下，γ对横波分裂时差的影响最大，而ε，δ对其影响 较平缓，当两者数值接近时，分裂时差随极化角变化较小，可能没有递增或递减的现象；当两者数值差 别较大时，随极化角改变剧烈的对分裂时差起主导作用，影响分裂时差的变化趋势，ε使得分裂时差随 角度减小，而δ使其增大；(5)从能量角度，45°左右时观测到的快慢横波的能量对比最强，是研究横波 分裂的最佳角度；x，z分量快慢横波的能量随角度变化呈现一定的规律变化，0°时只观测到相当于慢横 波的波，90°时只观测到相当于快横波的波，因在0°与90°时横波不分裂，两个波的速度相同，称为SV 波，SH波。

Crampin［3～5］经过多年理论研究与实践证明，方位各向异性是广泛存在的，常与裂缝有关且伴有横 波分裂现象。对于碳酸盐岩地区，裂缝与渗透率以及油气的聚集和运移密切相关，因此，利用横波分裂 研究碳酸盐岩裂缝具有重要意义。但由于地下裂隙发育层位的厚度通常较小，快慢横波往往混叠在一 起，由此，提取分裂时差与裂隙方位成为难点。本文仅讨论了均匀各向异性介质下分裂时差与裂隙方位 的关系，对于更为复杂的裂隙介质还需要结合能量比法、波形特征最相似法、最小熵旋转法［11］等多种 方法来确定分裂时差，以取得更好的研究效果。

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