㈠ 地球物理方法對海洋平台場址調查的應用與探討
馬勝中
（廣州海洋地質調查局 廣州 510760）
作者簡介：馬勝中，男，1968生，1990年畢業於中國地質大學（武漢），工程碩士，高級工程師，從事海洋環境地質、災害地質和綜合地質地球物理研究工作。E-mail：sz-m＠163.com。
摘要 海洋石油鑽井平台的安全就位和穩定施工，與井場區海底的工程地質條件密切相關。地球物理探測技術作為一門綜合性較強的科學技術，在海洋工程地質和海洋災害地質調查中有著不可替代的作用。實踐證明，採用測深、側掃聲吶掃描、淺地層剖面、單道地震、高解析度2D地震和海洋磁力測量等地球物理探測手段進行綜合調查，對鑽井平台場址周圍海域的地形變化和潛在地質災害因素，具有很好的揭示作用。
關鍵詞 平台場址調查 海洋地球物理探測 海洋地質災害
1 前言
隨著我國經濟的發展和戰略儲備的需要，我國原油勘探開發的重點由陸地逐漸轉向海域。我國近海海底蘊藏著豐富的礦產資源，現已探明石油資源量達246×108 t，天然氣15.79×1012m3，佔全國油氣總資源量的23％。然而在油氣開發中，屢屢遭到海洋地質災害的破壞，不均一的持力層多次造成渤海、珠江口盆地鑽井平台的傾斜和位移，使國家蒙受重大經濟損失。
鑽井平台場址災害調查在石油鑽井之前進行，既要探測諸如斷層、淺層氣地層情況以應對鑽井或採油時發生的井架倒塌、井噴、著火和溢油等災害，又要調查與鑽井平台基礎有關的土工問題，以避免事故和災害發生。據資料，1955～1980年間，美國每年發生鑽井船基礎嚴重破壞的事故3～4起，經濟損失和人員傷亡巨大。海洋結構物場地調查是確定影響固定式平台和海底管線等工程結構物的設計、布局、施工及安全操作的工程地質條件。1969年，卡米爾颶風襲擊密西西比河三角洲，引起海底大面積土體滑移，造成3個平台破壞，損失1億多美元［1］。可見，海洋石油鑽井平台場址調查研究在油井鑽探開發中有著重要的作用。我國海洋石油開發工作起步較晚，直到20世紀80年代初，我國才真正開始海洋工程地質勘察工作，近十年來，我們對石油鑽井平台場址調查研究做了許多實驗工作，隨著調查技術的不斷進步，研究正向深海挺進。
海洋平台的設計和建造需對平台場地進行包括海底地形地貌、海底表層、淺地層結構等內容的海洋工程地質勘察，從地貌、沉積物特徵和地質測年等方面，利用實測的和平台設計用的海洋水文資料以及場地內土的物理力學參數，對海底穩定性進行分析計算，並在分析研究的基礎上，進行場地的海底穩定性評價。
2 海洋常見災害地質類型
海洋常見的災害地質類型［2-5］如下：
活動斷層、地震和火山等。它們不僅可能對海底構築物造成直接破壞，而且地震可能誘發滑坡、濁流、沙土液化等其他災害。
滑坡、崩塌、濁流和泥流等，它們的活動可能對鑽井平台、海底管線構成直接破壞。
海底沙丘、海底沙波、潮流沙脊、沖刷槽、凹凸地和淺谷等，屬於地貌類型的災害，其分布和氣象水文條件有關。
淺層氣、泥底辟、軟弱夾層、可液化砂層等。它們呈承壓流體、塑性體狀態存在於第四紀淺地層中。當海底構築物基礎觸及這些地質體時，都有可能發生災害。
埋藏古河道、埋藏古湖沼、埋藏起伏基岩面、埋藏珊瑚礁等。它們一般是淺地層中的透鏡體，當鑽井平台樁腳插入不同地質體時，由於持力不均會導致平台歪斜，甚至傾覆。
3 地球物理方法對平台場址調查的應用和研究
3.1 海底地形地貌探測
海底地形地貌探測包括單波束測深、多波束測深和旁側聲吶等，是通過探測聲波在水下或岩土介質內的傳播特徵來研究岩土性質和完整性的一種物探方法，只是它們使用的聲波頻率和強度有差異，高頻能提高解析度，而低頻則能提高聲波的作用距離和穿透深度［6～9］，目前很多探測系統都採用雙頻或多頻探頭結構，提高儀器的探測能力。
3.1.1 單波束測深和多波束測深
單波束測深系統是利用其換能器從水面向海底發射一束聲脈沖，聲波傳到水底界面被反射，再回到換能器被接收，通過時間函數的轉換，形成一組時間離散的數字量系列，進行實時處理，而在記錄紙上直接顯示測線上連續起伏變化的海底剖面。反映了海底表面形態的凸凹性質、高差大小和延伸范圍（發育規模）。
多波束測深系統是一種由多個感測器組成的復雜系統，在測量斷面內可形成十幾個至上百個測點點條幅式測深數據，幾百個甚至上千個反向散射數據，能獲得較寬的海底掃幅和較高的測點密度，它具有全覆蓋、高精度、高密度和高效率的特點。測深資料反映了海底表面起伏變化、高差大小和延伸范圍，利用計算機處理和繪圖技術，可製成所測海區海底地形圖。
3.1.2 側掃聲吶掃描
側掃聲吶技術運用海底地物對入射聲波反向散射的原理來探測海底形態，能直觀地提供活動形態的聲成像。旁側聲吶是一種高解析度、多用途的水聲設備，在海洋測繪、海底目標探測（如探測沉入水底的船、飛機、導彈、魚雷及水雷等）、大陸架和海洋專屬經濟區劃界、海洋地質、海洋工程、港口建設及航道疏浚等方面有廣泛的應用。
側掃聲吶採用深拖型側掃聲吶系統，使用雙頻頻率100/500 kHz，量程100/200 m，拖體距離海底10～30 m，可以獲取海底表面的各種目標探測物，獲取的聲吶圖像質量較高，可以分辨出海底表面的管道和電纜，海底物體的高度可以根據物體的陰影來確定。幾種地球物理方法同步作業可以相互印證（圖1）。
圖1 側掃聲吶和單道地震剖面顯示的災害地質類型
3.2 中、淺地層探測
3.2.1 淺地層剖面測量
淺地層剖面測量系統是探測海底以下30 m內的淺層結構、海底沉積特徵和海底表層礦產分布的重要方法之一。淺地層剖面系統的發射頻率較低，一般在2.5～23 kHz之間，產生聲波的電脈沖能量較大，發射聲波具有較強的穿透力，能夠有效穿透海底數十米的地層［10～11］，地層解析度在8 cm以上。它可以提供調查船正下方地層的垂直剖面信息，它可以准確地反映出地層界面及可能存在的淺層氣、淺斷層和古河道等海底地質災害因素或其他物體（如管線）。淺地層剖面儀的穿透深度則因工作頻率和海底沉積物類型的不同而異。
淺地層剖面測量系統採用德國INNOMAR公司SES-96參量淺層剖面系統，外接涌浪補償系統，可輸出水深數據。採用發射功率18 kw，主頻100 kHz，差頻4～12 kHz，在平台場址調查中一般使用差頻8 kHz，探測到的地層解析度較高，淺海可以探測管道，可以與磁力探測相互驗證。
3.2.2 單道地震剖面測量
單道地震記錄系統由單道數據採集處理系統、震源系統、信號接收電纜、EPC記錄儀組成。主要用於了解海底以下200 m范圍內的中、淺地層結構、沉積特徵。
單道地震與油氣地震勘探技術具有相同的工作原理。單道地震探測採用的震源能量小、頻帶寬（幾十赫茲到幾千赫茲）、主頻高（幾百赫茲到上千赫茲），一般選用電火花和氣槍作為震源，能量從幾十焦耳到幾千焦耳，地層的穿透深度從幾十米到數百米。
海上最常用的震源有空氣槍和電火花二種，在平台場址調查中一般使用電火花震源，震源系統由震源控制箱、聲源裝置（電極、聲脈沖發生器）組成。
如英國的CSP1500震源系統，主要包括CSP1500震源控制箱、SQUID500型電極、SQUID2000型電極或AA200型BOOMER組成電火花震源，該震源的激發能量級別為100～1500J，而且重復激發所需的時間較短。法國的SIG800J震源系統，採用120或200極魚骨型電火花電極，能量輸出270J、540 J和800J。在平台調查中一般選擇250～800J的激發能量，激發間隔0.5 s（圖2）。荷蘭的GEO-SPARK 10kJ震源系統，GEO-SPARK2×800型電極能量輸出在100～10000 J之間，最大工作水深為4500 m，最大穿透深度為750 ms，可以滿足深水井場調查的需要。
我們選用法國的SIG16 4.8.12型和SIG16 12.12.34型水聽器，英國的AAE20單道信號接收電纜，荷蘭的GEO-Sense信號接收電纜，檢波器按0.15～1 m的間隔並聯組成，該接收電纜具有較高的靈敏度和較寬的頻率響應，適用於高頻反射信號的數據採集。
記錄儀器與以上震源和水聽器配套使用的是DELPHSEISMIC數據採集系統。該系統不僅可以主動控制震源每秒的激發次數，而且通過連接GPS導航系統，能夠時時記錄每一炮道的經緯度坐標，便於精確定位。該儀器的動態范圍90db，16位模數轉換，而且具有極高的采樣頻率，在與BOOMER震源配合使用時，其采樣率高達6000～10000 Hz，極高的采樣頻率更有利於高頻有效信號的接收。在海上單道地震數據採集過程中，可以通過控制測量船的速度來調整記錄道間的距離，船速越慢，道間距越小，地震波組的連續性越好。在震源每秒激發二次的情況下，測量船體以3.5節的速度航行，地震記錄道間的距離小於1 m，可見，該方法更適用於高精度的淺層地震勘探。
在資料處理流程中，採用有效的方法技術對數據進行信噪分離，削弱多次及繞射等干擾波的影響，可進一步提高單道地震記錄的信噪比和解析度，圖3（左）清楚顯示了淺層氣及其沿著斷層上升，紅色橢圓圈著的反射波為強振幅，反射同相軸反轉，具明顯的反相特徵；圖3（右）顯示了各種形態的埋藏古河道。
圖2 單道地震剖面
圖3 單道地震剖面顯示的淺層氣和埋藏古河道
3.3 高解析度2D多道地震剖面測量
高解析度2D地震資料的採集一般使用48道或96道多道地震電纜，為了避免虛反射對高頻成分的壓製作用，震源和檢波器電纜的沉放深度比較淺，一般震源的沉放深度3m，一般電纜的沉放深度4 m，地震震源一般是小容量GI氣槍震源或套筒槍組合震源，以保證產生高頻率的地震子波。這種方法採集到的地震資料頻帶可達20～350 Hz，比常規的地震採集資料的頻帶（20～50 Hz）要高得多，完全可以滿足識別薄層及地層結構的需要，提高了精度。
3.4 海洋磁力測量
磁法是利用地下岩礦石或者岩土介質之間的磁性差異所引起的磁場變化（磁異常）來尋找有用礦產，查明地下構造和解決其他地質問題的一種探測方法。磁力是解決工程地質調查中探測含磁性物體的有效手段。在各種調查中，我們使用GS880銫光泵磁力儀和SeaSPY海洋磁力儀，針對不同的研究目的分別採用不同的調查方法，均能獲得滿意的效果。它的優勢在於不僅能夠探測暴露於海底的磁性異常體，同時對於覆蓋於海底以下的磁性異常體也有效。
在調查中的應用，由於海底光纜路由海域存在著已經敷設過的海纜（包括海底通訊電纜、電力電纜和光纜等），經過歲月的變遷，這些海纜在海域中的坐標有了變化，有的是否還存在也不明確；另外，過去敷設海纜時的定位儀存在較大的誤差，為了探明光纜路由線交匯的海底電纜的精確位置，必須對光纜路由進行探測。在平台場址調查中，使用加拿大MarineMagnetics公司生產的SeaSPY海洋磁力儀進行勘察，結合旁側聲吶和淺地層剖面共同進行探測。圖4是淺地層剖面探測到的管道，當磁力儀探頭穿過電纜時測得的磁異常曲線，旁側聲吶掃描到的電纜和平台，磁異常的幅值一般可達幾十到上百nT。
圖4 淺層剖面、磁力和側掃聲吶探測到的管道、電纜和採油平台
4 結論與討論
平台場址地質調查的方法主要有兩種：一種為地球物理方法，另一種為地質取樣方法。目前地球物理方法應用得比較廣泛的是單波束測深或多波束測深、側掃聲吶、淺層剖面探測、單道地震、高解析度2D地震和磁力測量等，以上六種水下探測系統在高精度的定位系統的支持下配合使用，可使我們獲得平台場址內三維的工程地質條件，特別是危害工程建設的各種災害地質現象的形態、規模、位置及其發展趨勢等性質。其優點是比較經濟、快速，對各種地球物理勘探方法都有各自解決某一方面地質問題的能力，各有優勢和局限性。因此，在調查時要視調查的目的與要求，採用多種方法進行綜合調查，使各種方法優勢互補，以便取得最佳的成果。根據20多年來的實踐經驗，採用以高解析度地震為主的綜合淺層物探技術，同時在井位和預計拋錨位置進行2～3 m長的地質重力取樣和地質淺鑽，物探和地質取樣相互結合，是了解海洋地質災害因素、災害的類型以及海洋工程地質有關問題的行之有效的調查方法，它能夠既經濟又快捷地為業主提供資料。
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Marine Geophysical Survey Techniques and Their Applications to Well Site Survey
Ma Shengzhong
（Guangzhou Marine geological Survey，Guangzhou，510760）
Abstract：The safety of marine oil drilling platform is closely related to the submarine engineeringgeological conditions of the well site.Geophysical technique has an irreplaceable role in marineengineering and hazard geological survey.Practice proves that，using geophysical instruments in-cluding echo sounder，sidescan sonar，sub-bottom profiler，single-channel seismic，high resolu-tion 2D seismic and marine magnetometer etc.to carry out a comprehensive survey can efficientlyreveal the topography and potential geo-hazards of the well site area.
Key words：Well site survey Marine geophysical survey Submarine geo-hazards
㈡ 海洋重磁測量野外工作方法
王功祥 唐衛
第一作者簡介：王功祥，男，1971年出生，物探工程師，主要從事海洋重磁、地震及各種工程測量工作。
（廣州海洋地質調查局 廣州 510760）
摘要 海洋重磁測量在海洋調查中有著重要位置，有效控制野外資料採集是海洋重磁測量的關鍵一環。本文結合野外作業的實際情況，針對海洋重磁調查中的一些干擾效應進行了對比分析，以期提高海洋重磁調查野外資料採集的質量。
關鍵詞 海洋重磁測量 干擾分析 野外作業
1 海洋重力測量
海上重力測量不同於陸地重力測量，它必須在運動的狀態下，即所謂的動基座（如船）上進行。測量重力加速度的儀器的基座，對與地球連接的坐標系作相對運動。從本質上說，海洋重力儀可算作超高精度的加速度計，它測量的是瞬時重力加速度的一個分量。和任何加速度計一樣，海洋重力儀也可以在相對基座的某個嚴格規定了的方向上記錄加速度變化，這個方向就是儀器的測量靈敏軸。
1.1 海洋重力測量的主要干擾因素及其分析
1.1.1 水平干擾加速度
在水平面上測量的瞬時重力值可表示為G=g+x2/2g-Δа2/2g，其中x表示水平加速度，Δа表示瞬時垂線與真垂線的夾角，g表示重力真值。由上式可以看出水平加速度使重力增加x2/2g，而瞬時垂線與真垂線的夾角使重力減小Δа2/2g。為了得到重力真值，在平均測量中要引入加速度改正和傾斜改正Δg=-x2/2g+Δа2/2g。如果重力測量儀器安裝在周期比船搖晃周期小得多的常平架中，則常平架縱軸（常平架重心和相互垂直的旋轉軸交點的連線）將隨時跟蹤瞬時垂線方向。因此可以調整儀器，使其靈敏軸幾乎同瞬時垂線一致，這樣Δа即為常平架的定向誤差，採用陀螺穩定平台就是基於這個道理。海上試驗表明，對高達50Gal的加速度，由於穩定平台的周期（大於2分）比波浪周期（小於17秒）大得多，水平干擾加速度產生的誤差很小，仍可以達到1mGal的精度。
1.1.2 垂直干擾加速度
在海洋重力測量中，最大的問題是垂直加速度引起的。由於無法區分開重力加速度和垂直干擾加速度，於是在動基座上的重力測量值實際上是由兩部分組成：一部分是由重力本身引起的彈性系統變化；另一部分則是由垂直加速度作用而影響到重力儀讀數的值。但垂直加速度對重力儀主要是造成瞬間交變干擾，且幾乎按餘弦規律變化，具有周期性特點，若重力儀是線性系統，測量時垂直干擾加速度並不會造成系統誤差，這是其本身的平均值為零的緣故。在現代重力儀中都採用強阻尼措施而大大壓制了垂直干擾加速度，但這也使得在運動著的船上所測的重力異常產生幅度的減小，同時也會引起彈性系統對重力變化的反應有滯後現象，以至於對某些短時間變化的局部重力異常感應不出來，或者減小了數值。
1.1.3 厄特屋斯效應
裝在勻速航行船隻上的重力儀，其讀數除受基座干擾加速度影響外，還受厄特屋斯效應的影響，該效應同地球自轉引起的離心力有關，主要受船航速、航向影響。
1.2 野外操作及其注意事項
1.2.1 設備安裝
干擾加速度主要部分是由船上儀器安裝點的交變擺動的特徵所決定的。干擾加速度的優勢周期和幅度值取決於眾多因素：船型和排水量、儀器位置、波浪特徵、船航向和航區。對於特定的調查船及作業工區，其性能參數是無法改變的，因此儀器安裝位置及環境顯得尤為重要，一般要求將儀器安裝在船縱橫搖的中心點，越靠近艙底越好，且遠離熱源體和強電磁源（主要是由於重力儀內部安裝有用於強阻尼的永久磁鐵）。
1.2.2 碼頭准備
海洋重力儀的彈性系統均為金屬質構造，溫度發生變化，其熱脹冷縮現象顯著，因此保持感測器內部恆溫至關重要。一般來說廠家要求用戶每天24小時不間斷通電加溫，但實際上很難做到，原因是：在儀器長期處於閑置狀態時，長時間通電會導致一些指示燈燒毀，板件也會損壞，如KSS⁃31海洋重力儀控制單元ZE31的LP5.28 5V電源板曾經三次失效，所以只有在備航期間或航次間隔很短時才保持儀器的不間斷通電。啟動重力儀前究竟加溫時間多長，按實際至少是1～2天，時間太短儀器讀數不穩定，或頻繁死機，或無法正常啟動。有時候也有這種情況：儀器面板電流長時間不變化，表明內部溫度指示已達到恆溫數50℃，但實際上金屬質彈性系統並沒有達到均衡恆溫狀態。
當載體發生變化時，海洋重力儀必須做測試，包括平台拋物線測試、小球常數測試、延遲時間常數測試以及傾斜格值測試等，以確保整個系統通道的正常。
1.2.3 掉格現象
掉格是由彈性系統發生儒變或小球下掉所致，掉格現象往往瞬間發生，重力讀數突然增加或減小幾十或幾百個毫伽，在模擬記錄上會出現一條階躍曲線。掉格現象與船變速或偏航情形不同，前者加速度或擺位並無變化，後者則有相應的偏移。在儀器出現掉格時，應停止測量，立即回到掉格前的位置或回到碼頭基點進行重復觀測，以確保前期工作的可信性。
1.2.4 基點比對
基點的作用在於：控制重力測量點的觀測精度，避免誤差的積累；檢查重力儀在某一段工作時間內的零點漂移，確定零點漂移校正系數；推算工區重力測點的相對或絕對重力值。海洋測量時由於距離陸地路途遙遠，不可能經常性地往返基點測量，只能航段性地進行基點比對。為了控制零點線性漂移，海洋重力儀普遍採用了線性系統，即重力讀數變化嚴格正比於重力變化的彈性系統。調查船出航和返航均需比對基點，在基點比對時要記錄好各相關數據，包括重力感測器距基點的垂直、水平距離；調查船左、右舷距水面高度；碼頭距水面高程；儀器讀數及比對時間等。在實際比對基點時有幾個因素我們不得不考慮：基點周圍建築物群的變化；停靠或過往的附近船隻。所有這些干擾物體的相互引力影響，均會造成儀器相對讀數的降低。以廣州海洋地質調查局的海洋四號和探寶號為例，當兩艘大船靠在一起時，多次觀測表明兩船的引力影響導致重力讀數降低2～3毫伽。在海上作業時不可避免地遭遇台風影響，在外港避風時期，觀測收集各地港口、錨地的相對重力值或基點值，對於我們了解、控制儀器掉格情況也是很有幫助的。
圖1 海洋重力模擬記錄
Fig.1 Marine gravity simulation record
1.2.5 實時觀測
在海上工作期間，重力調查質量監控主要是通過模擬記錄來實現（如圖1），即觀察感測器在船運動姿態下感應的縱橫加速度，一般海況下縱橫加速度的變化表現在模擬記錄紙上基本上在以中心點1～2格的范圍內擺動；在惡劣海況下則有3～6格的變化。當船變速或偏航時，縱橫加速度或重力值均會發生變化；由於新型海洋重力儀均直接接入實時定位數據（包括點位、速度、航向），當導航信號不穩定時，重力顯示數據會發生急劇變化，因此將這些變化信息及時記載，對室內處理的幫助是很大的。一般來說，重力測量模擬記錄曲線比較平滑，南北向重力讀數變化大，東西向則較小；對曲線變化較大的地方應多加關注，如海山影響會導致重力數值降低，再如隆起或凹陷，由於剩餘質量的虧損或盈餘會導致重力讀數的減少或增加。在海上，養成與地震資料、水深資料或多波束資料對比觀察的良好習慣，對於提高我們海洋重磁觀測的質量控制不無裨益。另外，了解我國各海區區域相對重力場，對於控制重力測量的野外變數也很有幫助，以KSS⁃31型海洋重力儀為例，如東江口碼頭相對測量值為-1900毫伽左右；南海相對測量值為-1400～-1700毫伽；東海相對測量值為-800～-1000毫伽；黃海相對測量值為-500～-800毫伽左右。
2 海洋磁力測量
2.1 海洋磁力測量的主要干擾因素及其分析
2.1.1 系統雜訊
該誤差與儀器本身固有特性有關，往往不可預測，是一個固定值。電子干擾在船上通常是一個很大的雜訊源，這要取決於儀器設備的安裝條件，尤其是接地，但也會隨著雜訊源的開啟和關閉而變化。
2.1.2 船磁方位效應
方位誤差是由船磁在感測器上的效應引起。在海洋環境中主要由兩個因素引起：一種是船的永久磁場。調查船處於地磁場環境中必然要被磁化，而且磁化後產生的附加磁矩特別強，因而呈現出很強的磁性，磁性一旦形成很難消失，這就組成了船的永久磁場；另一種是船上滲透性物質在地磁場作用下的感應磁場。隨著調查船所處的地磁場變化以及測量船相對地磁場的空間方位的變化，船磁也在不斷變化，這部分瞬時變化的附加磁場就組成了船磁的感應磁部分，感應磁場的方向與地磁場方向一致。在海上測量時，調查船航向的變化只是影響了船磁的感應磁部分。船的永久磁場是由船的固有磁矩產生的，因此大小應該一樣，但隨調查船的航向變化而改變方向。文獻指出：調查船的永久磁場是一個典型的餘弦曲線，感應磁場是一個典型的正弦曲線，而且感應場的影響要比永久磁場大得多。因此船磁的總體影響也應該是一個典型的正弦曲線，也就是我們在實際進行船磁方位試驗時通常見到的「W」形狀。
2.1.3 涌浪和感測器運動干擾
該誤差來源是一種動態環境：來自於海涌的磁性振盪以及拖曳系統中流體的不穩定性因素。海浪雜訊是由於海水中地磁場中的傳播媒介的周期性運動而引起的，這種效應在磁場中產生的周期性變化是很大的，通常10～20秒的周期性海浪運動會產生好幾個納特的磁場變化。但是通常海洋調查有和海浪同樣周期（4～11秒）的采樣率，而且系統雜訊水平也有半個納特，因此涌浪雜訊可能不被識別。另一種誤差源是由於拖曳系統中流體不穩定性引起的，導致了感測器旋轉周期的旋進信號進行周期性調諧，海洋調查對於感測器這種非穩定性因素造成的影響也很難從系統雜訊中分辨出來。
2.2 野外作業及其注意事項
2.2.1 電纜長度的確定
磁力拖曳電纜究竟施放多長目前並無理論上推導，一般經驗法則是：做總場調查時為2～3倍船長，做梯度測量時為3～5倍船長。2000年在南海做亞太光纜調查時，由於水深較淺，平均20m，為保證水面設備安全，我們做了如下試驗：奮斗四號船長85m，施放電纜為170m時，磁力數據非常紊亂；施放電纜為200m時，磁力數據稍好一點，但仍然有點亂；施放電纜為220m時，磁力數據比較平穩；2002年在租用20m小船做淺水物理調查時，當施放磁法電纜到50m時，磁力數據才穩定。這說明只有在拖曳電纜至少為2.5倍船長時，才能採集到正常的磁力數據。
2.2.2 甲板電纜鋪設
甲板電纜是拖曳電纜與磁力設備之間的連接電纜，盡管甲板電纜採用了屏蔽措施，但如果鋪設位置及走向不合適，就會對採集的數據造成影響，特別是在甲板強電磁場區，如架有高壓電纜、集束通訊通信電纜等地方，一定要盡量避開；如實在無法避開，最好使甲板電纜與干擾電纜呈垂直走向通過。野外實際對比觀測表明，如果甲板電纜鋪設不當，往往會有1～3納特的數值附加在正常磁力數據上，嚴重的會有7～8納特的干擾，甚至會造成磁力設備無法正常運轉。
2.2.3 海底日變站的設立
在高精度的海洋磁測中，地磁周日變化是一種嚴重干擾場，在南沙，由於距離海南地磁台太遠，交點均方差往往達到27納特以上，因此在工區附近建立海底日變站非常迫切且重要。海底日變站必須設立在地形平坦且地磁場相對平靜的地方，其結構如圖3所示。2004年廣州海洋地質調查局從加拿大引進一套SENTINEL陸地/海洋日變站觀測系統，5月海洋四號利用該日變數據繪制的船磁方位曲線非常理想，也就是說海底日變站的建立基本上剔除了野外磁力調查過程中的日變影響，如圖2所示。
圖2 南海東沙海域船磁方位曲線。左圖是日變改正之前的曲線，右圖是日變改正之後的曲線
Fig.2 Curve of shipˊs magnet orientation in dongsha south China sea.Left figure is the curve before time variety correction，right figure is the curve after time variety correction
圖3 地磁日變觀測錨系結構
Fig.3 Anchor system structure of geomagnetism time variety observation
2.2.4 船磁方位試驗
為了消除船體在地磁場磁化作用下產生的感應磁場影響，同時為了方便對不同航次相鄰測線的磁場進行水平調整，在作業工區必須做45°八方位定點偏向航行觀測。由於白天日變及電磁干擾較大，船磁方位試驗最好選在晚上或凌晨進行，試驗點應選擇在局部地磁場平靜的地方，試驗順序：0°→225°→90°→315°→180°→45°→270°→135°→0°→225°→90°→315°→180°→45°→270°→135°→0°。
試驗前要精確計算定位點距離磁力感測器位置，以方便偏距調整。試驗主要採集圓中心（如圖4所示）數據，因此在船進入中心點前一定要確保船航行在測線上並已走直，並且磁力電纜已拉直。
2.2.5 實時觀測
對於質子磁力儀，如G801、G821、SeaSPY等，在接收線圈內其感應訊號的電壓為V（t1）=CκpH0γpsin2θsin（γpT t1）e-A，其中θ為線圈軸線與地磁場T之間的夾角。當θ=45°時，訊號幅度只降低了一半，因此對於探頭定向只要求大致與T相垂直。但是，θ接近於零度，則是探頭的工作盲區。
光泵磁力儀運用電子躍遷和光泵泵激原理，採用感應靈敏元件和同步調諧迴路，其靈敏度比質子磁力儀更高。但其存在工作盲區，如圖5所示，當地磁場與感測器光泵中心軸線夾角為±15°時，感應不到信號，因此為了獲得工區各測線方向上的最大信號強度，必須實時調節感測器的角度。在我國海域通常在旋轉0°和傾斜0°情況下各測線方向一般能感應到有效信號。2005年海洋四號在執行南海中南部海域重磁測量時，發現磁力模擬記錄有周期性鋸齒狀出現，G880光泵磁力儀感應的信號只有400左右。該區域地磁傾角21°，由於測線的近南北、東西向展布，運行CSAZ演示程序後才知道，由於工作盲區的存在，使得在該區域感測器只能保持旋轉90°和傾斜0°姿態，調整後信號強度達到800以上，數據相當穩定。
圖4 船磁方位示意圖
Fig.4 Sketch map of shipˊs magnet orientation
海上磁力質量的監控主要是通過在儀器面板上指示的信號強度以及模擬記錄（圖6）顯示的抖動度。各種類型的海洋磁力儀指示的信號強度的標准並不一致，對於質子磁力儀信號強度至少要求130；對於光泵磁力儀信號強度至少要求450。磁力數據的抖動度只能作為一種相對參考，如2004年我們在執行汕頭南澳島大橋路由調查中發現，磁力抖動基本在2～3納特之間，但儀器信號又很穩定，架設的日變站也無法正常工作，後來才知道整個南澳島及周邊區域基底出露的是磁性很強的玄武岩。野外觀測實際表明，磁力數據出現大的抖動（一般大於2納特）時，往往由如下幾個因素引起：通訊干擾、電焊焊弧，這是人為電磁波信號的擾動；探頭尾翼松動或脫落，或掛上漁網、漁標等雜物，導致拖魚無法控制平衡；過往船隻附加的船磁影響；甲板電纜鋪設不當導致的電磁干擾；磁暴，這是太陽黑子周期出現的徵兆，其影響是全球性的，災難性的，1997年在南沙作業時曾監控過一次，模擬記錄上顯示的是一條條急劇變化的平行線，持續時間約10個小時；地質背景場或斷裂破碎帶，2004年南澳島作業就是這種情況，在我國黃海、南中國海域，斷裂發育豐富，磁力模擬記錄上觀測到的急劇變化的平行線非常多，但與磁暴不同的是，這種現象往往持續時間很短；惡劣海況或雷電天氣也會造成磁力數據的跳變。
圖5 光泵磁力儀盲區示意圖
Fig.5 Sketch map of dead zone for optical pumping magnetometer
圖6 磁力模擬記錄
Fig.6 Marine magnetism simulation record
3 結論
重磁測量資料包含了豐富的信息，無論是地殼深部構造與地殼均衡狀態的研究，還是普查、勘探多種礦產資源，或是在水文、工程（乃至考古等）方面的應用等諸多地質任務，都有可能利用重磁資料來加以研究或解決。野外重磁資料採集的質量監控，其根本目的就是保證野外採集資料的真實性、可靠性，盡可能地防止無用的或無意義的信息疊加在有用的地質體信息之上，以方便室內資料的處理。
參考文獻及資料
海軍海洋測繪研究所.1990.海洋重力測量，92～95
羅孝寬，郭紹雍等.1990.應用地球物理教程.北京：地質出版社，209～210
GEOMETRICS，INC.1997.G⁃880 CESIUM MARINE MAGNETOMETER Operation Manual
The Field Employment Method of Marine Gravity ＆ Magnetism Survey
Wang Gongxiang Tang Wei
（Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，510760）
Abstract：The proction of marine gravity and magnet detection plays an important role of ma⁃rine survey.Itˊs a basilica factor about how to actually control data collection ring marine gravi⁃ty ＆ magnetism survey.This article devotes to satisfying the readers through contrastively analyzing some disturb effects ring marine gravity＆magnetism survey，simultaneity opening out depiction by use.
Key words：Marine gravity ＆ magnetism survey Disturb effects analysis Field employment
㈢ 時頻岩相分析——對頻率信息的進一步思考
張有江周祖翼陳煥疆
（同濟大學海洋地質與地球物理系，上海200092）
【摘要】地震反射系數序列的頻譜含豐富的岩性及沉積相信息，而由於受到地震子波的影響，這些信息很難直接檢測到。時頻岩相分析方法由時頻分析引申而來，它分離子波和反射系數序列頻譜的變化，利用功率譜的變化來確定不同地震序列的頻率成分差異，再利用這一差異分析反射系數序列結構以達到沉積學分析的目的，這也就是我們所說的旋迴分析。利用旋迴變化可進一步在平面上確定出地質構造層系的沉積相及沉積微相、岩性展布，從而成為一種高效的三維地震資料沉積學分析及儲層預測的輔助工具。文中通過ARMA功率譜的垂向變化分析識別出旋迴韻律，將旋迴結果與研究區內先驗的沉積相認識綜合得到沉積相的平面預測，並利用功率譜峰態特徵和時頻岩相剖面預測目的層段的儲層展布規律。
【關鍵詞】時頻分析；ARMA；功率譜；旋迴；沉積微相；儲層預測
Mail等人指出，對於砂泥岩地層，砂岩碎屑成分較粗，反映較強的水動力條件，沉積速率快，單層厚度大；泥岩屬細粒沉積，反映弱的水動力條件和緩慢的沉積過程，故單層厚度較小。對砂泥岩互層來說，砂岩段岩性成分相對單一，泥岩段岩性成分縱向分布很不均一，因此我們可以得出結論，砂泥岩互層韻律既是岩性韻律又是層厚度變化的韻律。層厚的縱向變化反映波阻抗曲線的變化，進而反映反射系數序列頻率成分的縱向變化；而這一變化無法從地震資料的時間域和頻率域上觀察出來，這使得我們不得不從波阻反演結果來研究與之並不明顯對應的岩性序列。時頻分析採用分時窗功率譜（頻譜）估計方法，得到功率譜隨傳播時的變化關系F（t，ω）。它反映地震序列頻率成分隨傳播時的變化關系，並間接反映了層的更迭頻度也即層厚的垂向分布。將功率譜分析結果和地質認識結合起來，就是時頻分析的基本內容。
1方法原理
時間序列S（t）功率譜密度函數（又稱功率譜、頻譜）的定義由下式給出：
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或：
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式中S（ω）是S（t）的付立葉變換，R（t）是S（t）的自相關函數，F（ω）就是序列S（t）的功率譜。
依據地震記錄與子波和反射系數積關系
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對應有
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而反射系數與波阻抗存在對應關系：
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令z（t）=z（t）-z（0），得：
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將（7）式代入（4）式，利用付氏變換變換微分特性，有：
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在地震信號處理解釋中認為子波隨傳播時變化梯度較小，這樣，我們選微小滑動的相鄰兩時窗，它們的功率譜之差為：
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可見，功率譜差值反映兩記錄反射系數序列頻譜的差值，而反射系數頻譜的變化受地質反射層更迭的頻度即層厚的影響。在地震剖面上，這種影響是無法識別出的。這樣，我們就可以利用功率譜來研究地震序列的地質屬性，這就是時頻分析的基本出發點。
在功率譜求取方面，我們設計了ARMA模型譜估計法。ARMA的數學模型為：
式中s為信號序列，ak為k階自回歸系數，bk為k階滑動平均系數，ek為k階滑動平均誤差。（10）式的付立葉變換為：
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令序列en為自噪序列，en～Wn（0，σ2），其自相關函數為：
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則S（t）的功率譜為：
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令
則
故
由付氏變換理論得：
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由此可得：
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式中R（i）為自回歸系數ak的自相關函數。這樣我們就可以使用BURG法、MARPLE法等最大熵法計算出自回歸系數ak和方差，再由（18）式計算出滑動平均序列譜，代回（13）式便可以得到序列S（t）的功率譜F（ω）。
ARMA法保留了最大熵法的高解析度，同時使用自回歸系數的自相關約束來削弱干擾的影響，可在較小時窗內准確估計功率譜。計算表明，ARMA法既有較高的靈敏度又具相當的抗噪能力，是一種有效的時間序列譜估計方法。
2地震資料時頻岩相分析方法
從（9）式可以看出，具有相同子波函數的地震記錄功率譜變化能反映出反射系數序列頻譜的變化，亦可反映出波阻抗頻譜的變化（圖1）。垂向上看，由深至淺功率高頻成分減少則反映極性反轉次數變小、反射系數頻譜由高頻向低頻過渡，進而反映出層厚逐漸加大，屬逆旋迴。從沉積角度來說，沉積的單層厚度受水動力條件控制。在近物源處，水動力作用強，屬高能環境，沉積物以顆粒較粗的砂岩為主，堆積快，單層厚度大，可以與漏斗型測井相相對應，可判別為三角洲前緣沉積；而在遠物源或遠岸端（深湖、半深湖、封閉湖灣等環境），水動力作用弱，沉積物以粘土質成分為主，屬泥、頁岩，沉積緩慢，單層厚度小。把時頻旋迴與沉積旋迴結合起來，由深至淺功率高頻成分減少與漏斗型測井相相對應，可作為判別三角洲前緣沉積的依據；反之，則反映水進的正旋迴過程，是河流相沉積的典型特點。這樣，就可以根據功率譜垂向變化的平面展布清晰地勾繪出沉積相（沉積體系）的平面展布圖（圖2）。
圖1剖面上的時頻響應
圖2時頻沉積相預測平面圖
功率譜頻率成分變化的平面分布所表現的旋迴特徵既適用於大套地層沉積相變化研究，也適用於沉積微相研究。在1-2相位的時窗內作時頻分析後統計正、逆旋迴所佔比重，結合沉積相分析結果，在不同的相帶內可確定出河口壩、灘壩、點砂壩，濁積砂等有利微相儲層，從而為儲層預測提供豐富的直觀信息。
功率譜隨傳播時的變化在垂直剖面的分布也有助於我們迅速劃分沉積等時面。由於地震反射層是岩性界面，它往往是穿時的，所以我們利用地震剖面尤其是高解析度剖面劃分等時面往往存在很大風險。而時頻響應反映的是旋迴韻律的變化，是等時的，在剖面上很容易利用其橫向形態特徵准確劃分等時面。
圖3時頻岩相與井、井旁道對比
功率譜特徵的另一應用是薄層分析。由於薄層厚度與頻譜峰值頻率、峰值頻率之差存在對應關系，平面上可利用沿層主頻變化及功率譜峰值頻率間隔來確定薄層厚度。
另外，由（7）式，令上下兩相鄰時窗功率譜最大互相關最大，則：
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式中τ為滑動頻率。可以得到：
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可見，滑動頻率可代表真實反射系數，它消除了子波的影響。
對τ剖面做波阻抗處理，我們稱之為時頻岩相剖面。由於它不需要井約束，且解析度高（較原剖面提高1倍以上），可廣泛應用於儲層預測（圖3）。
3應用實例
南翼山地區隨著南10井鑽遇
此外，利用時頻岩相分析技術，對南10井
通過對全區T4-T5相位之間的綜合分析，共發現4個砂岩異常體，由此編制
4結論
ARMA法保留了最大熵法的高解析度，同時使用自回歸系數的自相關約束來削弱干擾的影響，是一種有效的時間序列譜估計方法。
它將旋迴結果與研究區內先驗的沉積相認識綜合，得到沉積相和沉積微相的平面展布；使用功率譜峰態特徵進行薄層厚度預測；利用時頻岩相分析方法進行儲層預測。該理論新穎，在實際分析中取得了良好的效果，具有較高的推廣使用價值。
參考文獻
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[6]Partyka G.Interpretational applications of spectral decomposition in reservoir characterization[J].The Leading Edge,1999,18（30:353～360.
㈣ 時頻分析的主要方法
時頻分析
時頻分析（jtfa）即時頻聯合域分析（joint
time-frequency
analysis）的簡稱，作為分析時變非平穩信號的有力工具，
成為現代信號處理研究的一個熱點，它作為一種新興的信號處理方法，近年來受到越來越多的重視。時頻分析方法提供了時間域與
頻率域的聯合分布信息，清楚地描述了信號頻率隨時間變化的關系。
時頻分析的基本思想是：設計時間和頻率的聯合函數，用它
同時描述信號在不同時間和頻率的能量密度或強度。時間和頻率的這種聯合函數簡稱為時頻分布。利用時頻分布來分析信號，能在
每一時間指示出信號在瞬時頻率串附近的能量聚集情況，並且能夠進行時頻濾波和時變信號綜合。
信號時頻分析的重要性
（1）時間和頻率是描述信號的兩個最重要的物理量。
（2）信號的時域和頻域之間具有緊密的聯系。
時頻分析的主要方法
（1）窗口傅立葉變換（gabor變換）；
（2）連續小波變換；
㈤ 地震沉積學分析技術
地震沉積學是近年來新興學科，它是一門在地質模型指導下利用地震信息和技術研究有關沉積體的三維構成及其形成過程的學科。其研究基於三維地震、環境分析、露頭、岩心聯合反饋，識別沉積單元的三維幾何形態、內部構成和沉積過程，是繼地震地層學、層序地層學之後出現的一門新的邊緣交叉學科。曾洪流等（1998）在對墨西哥灣北部中新世地層Tiger淺灘地區高頻層序研究中，首次提出了地震沉積學是利用地震資料來研究沉積體三維構成及其形成過程的一門學科；Schlager（2000）、Eberli、Masaferro和Sarg（2004）等進一步完善了地震沉積學概念；2005年2月，在美國休斯頓召開了地震沉積學國際會議，2006、2007年國際沉積學大會，地震沉積學都是會議的主要議題之一。繼地震地層學、層序地層學之後，地震沉積學作為一門新的學科越來越受到人們的關注。
地震沉積學是基於高精度地震資料、現代沉積環境和露頭古沉積環境模式的聯合反饋以識別沉積單元的三維幾何形態、內部結構和沉積過程。精細沉積建模是地震沉積學研究的基礎，尤其在高精度等時框架中動態地恢復沉積體系的三維空間展布及其演化，是當今沉積學研究的主要方向。高精度層序地層學方法幫助解決儲集體在多重控制因素下的演化，具動態建模的意義。首先，高精度層序地層學提供了建立精細的等時格架和分層手段，為儲層建模提供了一個高解析度的等時地層框架。運用高精度層序地層學方法，沉積體系分析是隨著時間的變化而進行的動態分析，不僅可以揭示沉積體系的內部構成要素的基本特徵（Lamers和Carmichael，1999）、古地形和地貌變化（Smallwood和Gill，2003；Morgan，2004），還可以揭示各種沉積體系在等時格架中的空間分布和隨時間的遷移變化規律（Long等，2004；Cartwright 和Huuse，2005）。這些動態的概念模式對儲集體的展布及其儲集物性提供了更好的預測。此外，由於層序識別解析度的提高，對儲集相帶劃分也日益精細。
總體說來，地震沉積學是在高解析度地震資料支持下對典型沉積體進行精細刻畫的過程，目的是更為精細的、更為精確的描述沉積體三維空間展布。因此，地震沉積學應用體現在對高級別層序界面、高頻單元、高精度沉積體的識別和刻畫。
（一）高級別界面的識別技術——構築地質體界面
1.多元參數精細標定
多元標定是地震沉積學研究的基礎，其目的是為儲集砂體的精細解釋提供標准格架，所用關鍵技術是多元標定技術。其實質是將地質、測井、鑽井等多種信息與高品質三維地震剖面結合，實現「點-線」的統一。
2.相位轉換
在地震數據體中，零相位數據體在地震解釋中具有子波的對稱性、主瓣中心（最大振幅）與反射界面一致以及較高的解析度等優點，但這些優點只有在海底、主要不整合面、厚層塊狀砂岩頂面等單一反射界面情況下才能體現出來。而且，零相位地震數據中岩性地層與地震相位間不存在必然的對應關系。尤其是存在許多薄地層互層時，要建立地震數據和岩性測井曲線間的聯系很困難。常用的方法主要是90°相位轉換，但是，在特殊的地區相位角的轉換度數要根據目的層位高頻層序界面對應的地震相位角來決定。
(二）高頻單元劃分技術——構築地質體序次
1.分頻技術
研究表明，低頻地震資料中的反射同相軸更多地反映岩性界面信息，而高頻資料中的同相軸更多地反映時間界面信息。基於這一認識，採用分頻解釋的方法，針對不同的地質目的使用不同頻段的地震數據。地震沉積學中使用的分頻解釋是基於地震資料的頻率成分控制了地震反射同相軸的傾角和內部反射結構這一原理。一般而言，地震子波的頻率越高，相應的地震資料與測井信息就吻合得越好，此為分頻解釋的基本依據。因此，運用分頻解釋技術是地震沉積學對地震頻率控制同相軸傾角和內部反射結構這一認識的一個反映。
2.時頻三原色技術
地震資料中連續的頻率變化本身蘊含了豐富的地質信息，不同級別的地質層序體對應著地震剖面上的不同頻率特徵，僅採用分頻解釋方法還不能將這類信息充分利用起來，而時頻分析方法恰好彌補了這一缺陷。時頻分析即頻率時間掃描，它通過快速傅里葉變換將時間域的地震記錄轉化到頻率域，利用時頻分析技術按不同頻率進行掃描分析可以識別出由大到小的各級層序體，從而得到一些地震剖面上沒有的信息。由於縱向上頻率變化的方向性代表了岩性粗細的變化，所以時頻分析不但可以用於地層層序解釋，還可以用於劃分沉積旋迴和推斷水體變化規律及沉積環境變化。因此在地震沉積學的研究中，分頻解釋與時頻分析技術應結合起來使用。
（三）高精度沉積體系精細刻畫技術——構築地質體空間配置關系
1.測井約束反演技術
測井約束反演技術在地震儲層預測和砂體描述中是不可缺少的技術，在砂岩岩性油藏描述中發揮了非常重要的作用。地球物理學家李慶忠院士曾指出「波阻抗反演是高解析度地震資料處理的最終表達形式」。目前，測井約束反演處理已經成為處理常規目標的一種手段。這項技術在實際應用中涉及測井曲線校正及歸一化處理、合成地震記錄與地震子波提取、建立低頻模型等相關方法。
2.地層屬性分析技術
地震屬性是從地震數據中推導出來的幾何學、運動學、動力學、統計學特徵的具體（特殊）測量值。儲層物性和充填在其中的流體性質的空間變化，會造成地震反射速度、振幅、頻率等的相應變化。當目標地區的地震地質確定的情況下，只要儲層或流體性質變化的特徵參數達到某一相應的限度，地震剖面就會有表現為波形、能量、頻率、相位等一系列基於幾何學、運動學、動力學的地震屬性的明顯的變化。盡管目前研究人員尚無法找到地震屬性與地質目標間一一對應的成因聯系，但通過大量油氣勘探實踐和經驗的統計結果表明，井點處的儲層性質與地震屬性之間往往存在某種線性或非線性統計關系。據此可以推斷，在某一特定的范圍內，井之間儲層性質和地震屬性也同樣符合這種統計關系，這也是利用地震屬性進行儲層預測的前提條件。該技術目前已廣泛應用於地震構造解釋、地層分析、油藏特徵描述以及油藏動態檢測等各個領域，在油氣勘探與開發中所發揮的作用越來越大。目前常用的屬性有振幅屬性（波阻抗、反射系數、速度、吸收）和相位屬性，同時近年來還發展了相干分析結束、頻譜分解技術、AVO技術和波阻抗反演技術。在實際操作過程中，一般遵循「建立地震解釋和屬性分析的工區→進行層位解釋和閉合→依據研究任務篩選和提取相關的地震屬性→地震屬性優化」流程。
3.地層切片分析技術
通過三維地震的水平成像（即時間切片）可以產生高解析度的沉積相圖像。常用的切片類型包括時間切片和沿層切片。時間切片是沿某一固定地震旅行時對地震數據體進行切片顯示，切片方向是沿垂直於時間軸的方向，它切過的不是一個具有地質意義的層面；沿層切片是沿著或平行於地震層位進行切片，它更傾向於具有地球物理意義。
要注意的是，切片和屬性分析必須要具有地質含義，不但可最大限度地識別並刻畫沉積砂體的時空分布，且可證實砂體的物源方向。
（四）典型沉積體地震沉積學研究實踐
利用前文所述的地震沉積學方法技術，對東營凹陷發育的東營-永安鎮三角洲進行解剖，嘗試從更精細的角度刻畫儲集體空間展布形態。在前文的地層格架構建過程中，沙河街組三段中亞段識別出9個進積單元（圖3-14），10個層序界面（2個三級層序界面，8個4級層序界面）。
圖3-14 東營三角洲進積體刻畫剖面圖
在研究過程中，發現東營三角洲區受多物源影響（濰北凸起物源、青坨子凸起物源、北部物源），斷層多且交互影響，如果採用傳統的沉積學研究手段，很難將多個方向的物源體系解剖清楚，在實際操作中採用分區統計、精細解釋手段，對不同的物源區進行單獨解剖和分析，闡明各物源區的變化特徵；屬性分塊時盡量避開斷層復雜區域；同時利用分頻技術、時頻三原色技術、小波變換、地層切片技術、地震正演等地球物理方法，建立不同層位地震反射特徵平面變化與沉積環境之間的關系。
1.關鍵層序界面的識別
利用區域層序地層分析中合成記錄建立的速度場，精確標定了研究層位的兩個關鍵界面——T4、T6。T4、T6是沙河街組三段中亞段的頂、底界面，也是一個三級層序的頂、底界面。T4界面在東營凹陷西北部表現為連續性好的強振幅反射特徵，向東逐漸演變為連續性差的弱振幅反射，表現出「北強南弱、西強東弱、整體上移」的特徵；T6界面由於油頁岩的大面積出現，在整個工區內都非常穩定，表現出連續性好的強振幅反射，至東—東南部，接近物源供給區，為一系列進積反射的底界面，界面之上下超特徵明顯。
2.高頻單元識別與劃分
（1）常規地震剖面識別方法。常規地震剖面中，四級層序界面用內部強軸反射特徵、頂底接觸關系、上下結構差異、內部進積結構等4個原則進行四級層序界面的識別。常規變面積剖面中，強軸的出現意味著波阻抗差異的增大，而在三角洲進積區，則可能意味著上下進積期次岩性上的差異性，分布較穩定的強軸可將進積體劃分為多個單元（圖3-15）。
圖3-15 利用穩定的強反射同相軸進行進積單元的劃分
（2）分頻技術在四級層序界面識別中的應用。地震分頻技術是一種基於頻譜分析的地震成像方法，可揭示地層的縱向整體變化規律、沉積相帶的空間演變模式，並能描繪與分析儲集層厚度分布，定量檢測單砂體級別的薄互層砂體。
東營凹陷內的東部疊前三維工區的主頻為20Hz，帶寬為10～40Hz，在研究中將原始剖面進一步細化為10Hz、20Hz、30Hz和40Hz的剖面（圖3-16），對比發現：低頻剖面中，地震同相軸數量減少，三級層序界面（如T1，T2，T3等）強振幅、連續性好的特徵被進一步地凸顯出來，且每一期進積單元的頂底界面處頂超和下超特徵清晰；高頻剖面中，地震同相軸與原始剖面相比增多，對於界面的識別具有干擾的作用。
在分頻的基礎上，利用10Hz剖面進行沙三中層序內部進積單元的識別和劃分，通過與原始剖面對比研究發現，10Hz的分頻結果，能濾去弱軸、短軸的干擾影響，界面連續，內部進積特徵清晰，可將東營三角洲砂體進積形態完美地刻畫出來（圖3-17）。
圖3-16 原始剖面、分頻剖面與時頻三原色剖面的對比（T1842測線）
如前所述，高頻剖面（如40Hz剖面）中地震反射同相軸數量增多，則意味著地震剖面的解析度得到「相應的增強」。本次研究中，通過對40Hz剖面進積單元的同相軸劃分與單井岩性、鑽井資料及測井的對比，發現三者對應關系良好，因此認為東營三角洲進積主體區域可運用40Hz高頻剖面進行高頻層序的劃分（圖3-18）。
（3）時頻三原色技術在四級層序界面識別中的應用。為了有效利用地震頻率信息，合理顯示每個樣點的優勢頻率，研究中使用Geoscope軟體中的RGB模塊，分別用紅、綠、藍3種顏色，表示低、中、高分頻信息，然後按照小波分頻能量比較結果做色彩疊加顯示，時頻三原色剖面中三角洲進積特徵也非常清晰。
從時頻三原色剖面中發現：斷層的形態更加清晰，地震同相軸形態清晰，一些特殊的地質現象凸現出來，如T4界面處的下切河道、呈波狀反射特徵富含油的濁積體以及T6界面的油頁岩等特徵均可明顯地觀察到。
3.基於屬性分析技術的沉積體刻畫
由於東營凹陷中央受北部物源、東營三角洲物源和永安鎮三角洲物源的共同影響，整體屬性提取效果較差，因此，研究工作需要分區進行，分別提取各物源影響范圍內的地震屬性並進行分析（圖3-19），以期獲得比較可信的沉積信息。通過對圈定的范圍內提取的屬性對比，發現總均方根振幅（Total ABS Amplitude）屬性對該區域的沉積環境具有良好的對應性。下面將以第4套進積單元（Z4）為例進行說明。
圖3-17 利用低頻剖面（10Hz）進行進積單元的劃分（T1842測線）
圖3-18 利用高頻剖面（40Hz）進行高頻層序的劃分（T1842測線）
圖3-19 東營三角洲沉積區內2個區塊屬性提取
1）東營三角洲屬性特徵分析
在該區層間總均方根振幅屬性圖上能夠清晰地識別出東營三角洲前緣范圍（主進積區）（圖3-20）。沿三角洲進積方向可進一步劃分出三角洲平原區和三角洲前緣區（圖3-20）。在三角洲前緣的前端，存在一些范圍不大的異常體（圖3-21），通過對比鑽井資料（圖3-22），認為這些異常體均為濁積體。
圖3-20 東營三角洲區沙三中第4套進積單元東營三角洲三角洲平原與前緣的劃分
圖3-21 東營三角洲區沙三中第4套進積單元濁積體平面范圍
圖3-22 沙三中第4套進積單元濁積體鑽井特徵
左邊為官116井，右邊為史128井
此外，通過其他屬性特徵在三角洲前緣中可識別出一套異常體，初步認為該異常體為三角洲前緣水下分流河道。通過將水下分流河道的平面位置與第4套進積體的時間厚度圖相疊加，平面范圍位於時間厚度60ms左右，因此，研究人員選擇沿第4套進積體頂界面向下開50ms時窗的方式進行屬性提取，這樣，就能將水下分流河道特徵更加清晰地刻畫出來。鑽井的岩性和測井曲線特徵也進一步證實該區域為三角洲前緣水下分流河道。在以上分析的基礎上，建立東營三角洲區屬性綜合劃分和沉積相平面分布圖（圖3-23）。
2）永安鎮三角洲屬性特徵分析
利用層間 Total ABS Amplitude屬性圖能夠清晰地識別出永安鎮三角洲范圍，從其剖面特徵上可以看出其差別，向南表現出高角度進積-加積特徵，向西進積特徵明顯（圖3-24）。
永安鎮三角洲主體進積區在地震剖面和鑽井上都可進一步劃分為4個進積單元。在進積體內部等比例內插了3個界面，劃分出4個進積單元分別提取平面屬性，這樣可以清晰的觀察三角洲朵體遷移特徵（圖3-25）。在以上分析的基礎上，即可獲得永安鎮三角洲區屬性綜合劃分和沉積相平面分布圖（圖3-26）。
3）區域沉積體系拼接
在單獨分析了東營三角洲區和永安鎮三角洲區各自的沉積相平面展布後，需要將不同區塊的沉積體拼接在一起，構成一個完整的區域沉積格局。利用反演剖面作為紐帶，鏈接起各區塊的沉積體。
圖3-23 東營三角洲區屬性綜合劃分和沉積相平面分布圖
圖3-24 沙三中第4套進積單元永安鎮三角洲區屬性（層間Total ABS Amplitude）及剖面特徵
研究中採用測井約束反演技術。目前，測井約束反演處理已經成為處理常規目標的一種手段，它綜合應用測井資料在垂向上的分辨力和地震資料在橫向上的連續性以及所包含的豐富的岩性和物性信息，研究儲層特徵的空間變化，描述儲層的分布特徵。東營三角洲區存在大量灰質泥岩，由於灰質泥岩的聲波速度與砂岩的聲波速度十分接近，導致常規流程的反演結果無法區分開灰質泥岩和砂岩層段。因此研究中利用自然電位曲線代替聲波曲線，利用初始模型產生的低頻數據體和約束稀疏脈沖反演產生的高頻數據體代替波阻抗類型數據體進行約束稀疏脈沖反演。研究過程中選取三條反演剖面（EW3，NS1，NS2）建立假三維立體圖，反演結果顯示第4套進積體與沉積平面圖的沉積相非常吻合（圖3-27，圖3-28）。
利用本次研究所得反演剖面，將自不同物源區的沉積相圖拼接起來，得到最終的東營凹陷區域上的沉積體系展布圖（圖3-28）。