反射地震在冀中坳陷保定凹陷精细地质结构探测中的应用

张保卫，岳航羽，谢伟，房苏，徐昊，王凯

(1.中国地质调查局 地球物理调查中心，河北 廊坊 065000；
2.中国地质科学院 地球物理地球化学勘查研究所，河北 廊坊 065000；
3.国家现代地质勘查工程技术研究中心，河北 廊坊 065000)

冀中坳陷是渤海湾盆地内最西部的一个二级构造单元，东侧与沧县隆起相邻，在冀中坳陷内开展过大量的油气勘探和地热调查评价工作，积累了丰富的地质、地球物理和钻井资料。利用这些资料，前人对冀中坳陷内次级构造单元地质结构、古潜山构造成因类型、地层层序、沉积特征、演化历史、油气富集规律以及地热储层评价等问题进行了深入的研究，其中霸县凹陷、廊固凹陷、饶阳凹陷等为油气富集区；
牛驼镇凸起、容城凸起、廊固凹陷、高阳低凸起、深泽低凸起等为地热田富集区。保定凹陷与上述构造单元相比较，勘探程度相对较低，主要以二维地震勘探为主，目前没有开展过三维地震勘探工作，且至今未发现工业油气和地热资源。因此，近20年以来保定凹陷的油气勘探基本处于停滞状态[1-2]。

保定凹陷在冀中坳陷西缘的中部凹陷带内，处于渤海湾盆地边缘与太行山隆起的转换部位，在该凹陷内开展反射地震勘探工作，深入研究不同地层、断裂构造的地震波场特征，获取其深部精细地质结构和构造特征，并可为太行山山前断裂的发育特征、演化规律研究提供地球物理资料支撑，同时对保定凹陷内的油气勘探和热储调查评价等工作具有较强的借鉴意义。

1.1 构造特征

冀中坳陷位于渤海湾盆地西北部，是发育在华北克拉通之上的一个中、新生代断陷-坳陷盆地，作为渤海湾盆地的一个次级构造单元，它北依燕山隆起，南抵邢衡隆起，西邻太行山隆起，东至沧县隆起，呈NE—SW走向，面积约3.2×104km2(图1)。区域上，冀中坳陷被两条近EW向—NWW向变换带(即无极—衡水变换带和徐水—安新—文安变换带)又分割成南、中、北等3个区，可划分为12个凹陷、7个凸起、4个斜坡等基本构造单元，其中的牛驼—高阳—宁晋凸起中央隆起带夹持于两个凹陷带之间，其构造格局整体呈现出南北分区、东西分带的特征[3-5]。

图1 冀中坳陷构造单元划分

保定凹陷位于冀中坳陷西部凹陷带的中部，西侧以太行山山前断层为界与太行山相隔，处于渤海湾盆地与太行山隆起的转换部位，北与徐水凹陷相邻，东与高阳低凸起为界，东北部与容城凸起、牛北斜坡、牛驼镇凸起、霸县凹陷相接，南抵石家庄凹陷和无极藁城低凸起，为NE走向的箕状断陷[6-8]。

保定凹陷主要发育NE向、NEE向断裂，其中太行山山前断裂东、老河头西和老河头东断裂、高阳博野断裂等4条断裂控制了凹陷的基本地质结构(图1)。太行山山前断裂(F1)为一级控凹断裂，也是冀中坳陷西部边界断裂；
高阳博野断裂(F2)为控制保定凹陷东部边界的二级断裂；
老河头西断裂(F3)和老河头东断裂(F4)为凹陷内部的三级断裂，控制断槽带、断垒带的形成。受这些断裂控制，保定凹陷具有明显的东西分带、南北分区的构造格局[6,8]。

1.2 地层特征

冀中坳陷是在华北古地台基底之上发育起来的中-新生代沉积坳陷，区内主要为第四纪地层(Q)覆盖区，古近系(E)—新近系(N)发育是其主要特点。基底主要发育一套太古宇及古元古界(Ar+Pt1)变质岩，元古宇(Pt)，在华北地台基底上沉积的一套海相地层。自下而上，包括长城系(Ch)、蓟县系(Jx)及青白口系(Qb)，这套地层以碳酸盐岩为主。其中以雾迷山组最发育。下古生界，区内仅有寒武系(∈)及中、下奥陶统(O1—O2)，岩性以碳酸盐岩为主，区内分布范围较广。上古生界，主要发育石炭系—二叠系(C—P)。中生界普遍缺失。新生界，产生了一系列NE向断裂，并与早期发育的EW向断裂共同作用，奠定了冀中坳陷南北分区、东西分带的构造格局。古近纪早期地层均超覆在基岩之上，形成明显的角度不整合。新近纪，冀中坳陷以整体沉降为主，主要发育河流相的砂泥岩，第四系是以河流相为主的沉积层序[2,4,9]。

1.3 地震地质条件

1.3.1 表层地震地质条件

冀中坳陷地处京、津腹地，跨越河北、北京、天津等省市，人口密集，工农业十分发达，受多年来地下水持续过量开采的影响，使得连续统一的华北平原地下水循环系统演变成局部以垂向运动为主的循环模式，从而形成了不同大小、不同范围的地下水漏斗。因此，低降速带厚度横向变化较大，区内西部表层砾石发育，激发条件差。固定井深激发时，难以保证统一且良好的激发岩性，从而影响了原始资料的能量频率，影响地震剖面的成像效果[10]。

1.3.2 深层地震地质条件

冀中坳陷位于渤海湾盆地的西部，深层地震地质条件复杂多变，主要目的层埋深较深，且地层破碎，小断层发育，成像困难，高频成分衰减严重，而且深层反射系数较小，反射信息量较少，制约了地震剖面信噪比和分辨率的提高[10]。

为研究测区深部精细地质构造特征，选用炸药震源在冀中坳陷保定凹陷北部和南部分别开展了高精度深反射地震调查工作，2条反射地震测线位置如图1所示。

数据采集前，进行了一系列的试验工作，选取最优化的反射地震采集参数，试验内容包括：表层速度调查、干扰波调查、井深、药量、仪器录制因素等。根据探测目标及试验结果，地震测线AA’选用以下地震数据采集参数：道间距20 m，偏移距10 m，炮间距120 m，接收道数1440道，对称排列、中间激发观测系统(14390-10-20-10-14390)，覆盖次数120次。地震测线BB’选用以下地震数据采集参数：道间距25 m，偏移距12.5 m，炮间距100 m，接收道数960道，对称排列、中间激发观测系统(11987.5-12.5-25-12.5-11987.5)，覆盖次数120次。

激发因素：激发震源选用炸药震源，为了增强有效波能量，压制干扰波，提高资料信噪比和分辨率，在测区内不同地表条件下开展了激发因素点试验，对试验记录进行处理和定量、定性分析后，确定了地震剖面采集的最佳井深和药量。即埋深相对较厚的平原区，宜采用井深40～44 m，且激发层均需位于潜水面以下激发，药量为16～18 kg；
河滩砾石区，宜采用井深28 m，药量不低于16 kg；
山前带(山地)区，宜采用井深40 m，药量不低于18 kg。

接收因素：地震仪器采用了法国的Sercel428XL有线遥测数字地震采集系统，仪器在数据采集过程中全频带接收，无陷波和滤波加载，采样率2 ms，记录长度为30 s。接收检波器采用30DX系列的12(6串2并)个自然频率为10 Hz的检波器串按正方形面积(组内距2 m)组合方式接收，并确保检波器与大地耦合良好，降低随机噪声，有效改善数据质量。

在反射地震探测数据采集工作完成以后，对采集到的反射地震数据进行了精细处理，处理软件为Omega地震数据处理系统，在测线西端受表层砾石层影响，激发获取的地震记录信噪比较低，本次地震数据处理在借鉴以往油气地震资料处理经验的基础上，充分分析研究区概况及表层地震地质条件，首先对原始资料进行分析，掌握了该反射地震资料的特点，重点进行静校正、叠前去噪、精细速度分析和偏移等处理。图2为保定凹陷反射地震高精度数据处理流程。

图2 反射地震高精度数据处理流程

3.1 静校正

获取精确的地震波场速度和高质量的叠加剖面，静校正是地震数据处理的关键因素。为了解决保定凹陷研究区内存在的静校正问题，特别是长波长静较正问题，根据对研究区内采集到的反射地震数据质量认识，通过分析叠加剖面后，采用高程静校正和层析静校正相结合的方法，并选用合适的替代速度和高程，对地震数据应用了静校正处理技术，如图3和图4分别是应用静校正前后的单炮记录对比和叠加剖面对比。

图3 应用静校正前(a)后(b)的单炮记录对比

应用静校正前单炮记录上存在的“扭曲”现象得到显著改善，初至波变得光滑且连续，有效反射波保持连续、相位对应的关系(图3)；
叠加剖面上同相轴连续性变好，信噪比和纵向分辨率得到了很大程度地提高(图4)，有效地解决了研究区反射地震受地形起伏和表层低降速带对反射地震数据信噪比产生的影响。

3.2 叠前去噪

叠前噪声压制的效果直接影响反射地震最终的剖面叠加质量。通过分析研究区内地震记录上的噪声类型和特点发现，本研究区面波干扰较为严重，速度450～1 350 m/s，频率3～15 Hz，主要能量集中在15 Hz以内，频带范围与有效波特别是深层有效反射的频率相近；
且原始记录上线性干扰的能量也较强；
在低信噪比地区，由于施工环境以及激发、接收等方面的影响，在原始记录中存在着大量的诸如声波、尖脉冲、方波、野值等一些强能量干扰，另外部分炮集还存在50 Hz工业电干扰。

明确了研究区内原始地震记录干扰波类型，针对不同类型干扰波特点，在叠前道集上选择保真保幅的去噪方法来压制干扰波。首先，采用自适应面波衰减技术或区域滤波技术对面波进行衰减；
根据线性干扰波与有效波之间在视速度、位置和能量上的差异，在T-X域采用倾斜叠加的方法向前、向后线性预测确定线性干扰的视速度、分布范围及规律，将识别出的线性干扰从原始数据中减去，实现线性干扰的滤除；
其次，根据“多道识别，单道去噪”的思想，采用分频压制技术来衰减高能干扰，即在不同的频带内自动识别地震记录中存在的强能量干扰，确定出噪声出现的空间位置，采用时变、空变的方式予以压制。最后，利用单频噪声压制衰减技术，去除华北地区普遍存在的50 Hz工业电和各类随机噪声。

图5和图6分别是研究区叠前噪声压制前后的单炮记录对比和叠加剖面对比。可见，反射地震单炮记录上的不同类型噪声得到了有效压制，被噪声“淹没”的有效反射波清晰地显现出来，如图5b所示。叠加剖面整体信噪比和分辨率得到了显著提高，同时有效信号得到了很好的保护，如图6b所示。

图5 叠前噪声压制前(a)后(b)的单炮记录对比

图6 叠前噪声压制前(a)后(b)的叠加剖面局部对比

3.3 反褶积处理

反褶积处理的主要作用是压缩反射地震子波、拓宽频带、稳定波形，从而提高反射地震分辨率。为消除激发、接收条件不一致以及不同震源激发所造成的不同炮、不同道的主频和有效频带宽度的差异，采用反褶积方法来完成主频和有效频带宽度一致性处理。本研究区的反褶积处理以保护和提高资料信噪比为前提，尽量展宽有效波频带，提高分辨率，达到统一地震子波波形的目的。依次采用地表一致性反褶积、多道预测反褶积等反褶积方法。

根据研究区二维地震数据处理试验，结合地表条件和地下地质特点，首先进行了不同预测距的地表一致性预测反褶积处理试验。通过对不同反褶积预测距的叠加剖面进行对比，从信噪比、分辨率和波组特征3方面进行综合分析，保证研究区地震资料同相轴的连续性，同时兼顾立体勘探角度的浅、中、深层，最终采用的地表一致性预测反褶积的预测距为28，因子长度为180，白噪系数为0.1。

图7～9为研究区反射地震数据应用反褶积前后的单炮地震记录对比、频谱特征对比以及叠加剖面局部对比。从整体效果上看，经反褶积处理后，数据质量得到了较大幅度提高，单炮记录的波组特征更加清晰，如图7b所示，红色和绿色椭圆圈内的两组有效反射波同相轴连续性变好、频率明显提高，波组特征显著改善；
反射地震资料的主频明显提高，由13 Hz提升到了19 Hz，显著拓宽了有效波频带，由20～30 Hz的频带宽度拓宽到了10～60 Hz，如图8b所示；
叠加剖面的纵向分辨率也得到有效提高，如图9所示。

图7 反褶积处理前(a)后(b)单炮记录对比

图8 反褶积处理前(a)后(b)频谱分析对比

图9 反褶积处理前(a)后(b)叠加剖面局部对比

3.4 偏移处理

复杂构造地震资料成像一直是地震资料处理的难题。由于研究区地震资料信噪比较低、地下地质构造复杂、次级构造单元较多，因此确定合理的偏移方法、偏移速度场以及偏移参数较为关键。结合该区目标层陡倾角构造和效果，在其反射地震叠加速度场基础上优化初始偏移速度场，结合叠加剖面和地质效果进行分析后，再反复调整速度大小进行偏移，在构造形态可靠、断层清晰的基础上确定最终的偏移速度场。采用有限差分叠后时间偏移方法得到该区反射地震偏移前后的对比剖面，如图10所示。

相较于图10a所示的未偏移叠加剖面，图10b所示的偏移后叠加剖面各目标层波组之间的接触关系更加明朗，如绿色和蓝色椭圆圈内波形所示，绕射波、断面波收敛较好，倾斜地层的波场归位更准确，剖面整体的反射地震同向轴更加聚焦、连续，且构造上规模较大的断层清晰可辨，规模较小的断层、断块也较为明显。因此，在偏移剖面上构造形态得到了更真实可靠的呈现。

图10 偏移处理前(a)后(b)叠加剖面局部对比

4.1 构造特征

保定凹陷整体构造走向为NE向，两条地震测线均垂直构造走向部署，从图11和图12两条反射地震解释剖面看出，冀中坳陷的次级构造单元由西向东为太行山隆起、保定凹陷和高阳低凸起。保定凹陷内主要发育NE向、NNE向两组断裂，太行山山前断裂、老龙头西断裂、老龙头东断裂和高阳博野断裂这4条断裂控制了保定凹陷的基本构造格架和地质结构。其中，太行山山前断裂为一级控凹断裂，也是保定凹陷西部边界断裂；
高阳博野断裂为二级断裂，是保定凹陷东部边界断裂、高阳低凸起西部边界断裂；
老龙头西断裂和老龙头东断裂为保定凹陷内部的三级断裂，控制凹陷内断槽带、断垒带的形成。受这些断裂控制，保定凹陷整体表现为不对称的双断结构且具有明显的东西分带、南北分区的构造格局，从两条地震剖面形态看，老龙头西、东两条NE走向的断裂将保定凹陷分为中央洼槽带、东部断垒和东部地堑的构造格局，其中中央洼槽带自南而北依次为保南洼槽和保北洼槽，如图11和图12所示[11-14]。

图11 AA’反射地震解释剖面

图12 BB’反射地震解释剖面

4.2 地层特征

保定凹陷自下而上依次发育太古宇和古元古界地层(Ar+Pt1)，中元古界长城系地层(Ch)、蓟县系地层(Jx)，古近系孔店组地层(Ek)、沙河街组四段(Es4)、沙河街组三段(Es3)、沙河街组二段(Es2)、沙河街组一段地层(Es1)、东营组地层(Ed)，新近系馆陶组地层(Ng)、明化镇组地层(Nm)，第四系平原组地层(Qp)。古生界地层普遍缺失，局部发育少量由白垩系组成的中生界地层[15-16]。

根据保定凹陷内两条地震剖面的反射特征，结合区域地质背景，在研究区地震反射剖面上可清晰识别出两个区域性的不整合面，如图11所示。分别是新近系馆陶组地层不整合于古近系东营组、沙河街组沙一段、沙河街组沙二段之上；
古近系孔店组、沙河街组沙四段角度不整合于蓟县系雾迷山组之上，两个不整合面附近地层产状发生了明显变化。依据以上两个不整合面的特征，可将保定凹陷划分为3个构造层，分别是太古宇—古元古界、长城系和蓟县系组成的中元古界结晶基底构造层，古近系断陷构造层和新近系—第四系凹陷构造层。

结晶基底构造层在多次构造运动中顶部遭受了较为严重的剥蚀作用，因此在其内部呈现断裂和褶皱较发育的构造特征；
断陷区构造层主要是古近系发育的沉积地层，保定凹陷南部的局部地区发育有中生界白垩系地层(图12)。其顶部沙河街组沙一段地层—东营组地层在构造演化过程中遭受不同程度的剥蚀，因此断陷区构造层在地震剖面上呈背斜形态，靠近边界控制断层一侧的地层明显上翘；
凹陷期构造层包含新近系和第四系地层，分布范围较广，除西部边缘外，几乎整个保定凹陷都被新近系及第四系地层覆盖，在地震剖面上，新近系和第四系地层产状较为平缓，呈现出近水平或较缓向东倾斜的特征。从保定凹陷中心到边缘逐渐变薄，区域内地层厚度变化较小[17-19]。

4.3 构造演化

4.3.1 结晶基底形成

保定凹陷是受太行山山前断裂控制的新生代断陷凹陷，其形成经历了长期复杂的构造演化过程。于燕山运动晚期,太行山急剧上升,形成以太古宇、中、新元古界为沉积结晶基底断陷凹陷。保定地区下降成为凹陷,保定凹陷东北部与霸县凹陷相接的淀北洼槽继续下沉,高阳—博野一带及南部的无极—藁城地区继续上隆成为低凸起,至此保定凹陷的基底轮廓基本定型。在中生代以来，受印支运动和燕山运动的影响，中元古界和太古宇—古元古界地层在太行山断裂作用下开始向SE拉张，断裂下盘抬升形成太行山隆起并遭受剥蚀，残留太古宇—中上元古界地层，形成了新生代断陷凹陷的基底(图11)。其中，在保定凹陷西南部，靠近断层的上盘地层受断层面上陡下缓变化的影响调节变形为背斜，背斜的NW翼和断层面围限为山前凹陷并沉积了巨厚的中生代地层，与下伏中元古界呈不整合接触，根据前人研究资料推测主要为白垩系[8](图12)。

4.3.2 古近系断陷期

新生代以来，保定凹陷进入伸展断陷期，古近纪早期—中期，随着太行山断裂的持续拉张，断裂上盘后侧(背斜的SE翼)逐渐发育系列相向正断层，形成断垒构造(东部断垒)，西南部的中生代地层则卷入该背斜和下伏地层进入统一演化阶段，并成为物源区，推测为早期的无极—刘村凸起的一部分(图1)。

以东部断垒为界，其西北侧太行山断裂带继续快速沉降发育为中央洼槽带并沉积了向东部断垒高地超覆的孔店组—沙四段地层，东南侧则逐渐发育为东部地堑并与高阳低凸为断层接触关系，地形略高于中央洼槽带，其形成时间和接受沉积时期晚于中央洼槽带，沉积作用也相对较弱；
太行山山前断裂活动减弱后，区域凹陷内发育系列次级断层，沉积了沙三段—沙二段地层，短线活动进一步减弱，盆地进入断陷活动末期，沉积了沙一段—东营组地层(图11)。凹陷区域保南凹槽和东部地堑经过了沙三段晚期—沙二期以及东营期中晚期的阶段性沉积和抬升，成为剥蚀区，缺失沙二段—沙一段和东营组地层，沙三段地层残留极薄，东部地堑虽遭受了一定的剥蚀，但由于地势相对较低，仍保留了沙河街组和东营组部分地层，并向东部断垒和高阳低凸逐渐超覆减薄，直至部分地层尖灭，东部地堑和高阳低凸地层受断裂持续活动影响呈不同程度的错断(图12)。

4.3.3 新近系—第四系凹陷期

新近系和第四系则是在该区再次整体沉降的基础上沉积而成，继承了早期地形的特点，在构造运动逐渐减弱的趋势下，形成了西薄东厚的单斜地层，并覆盖了整个研究区，与下覆地层为角度不整合接触，由于早期构造运动的影响，下覆地层时代在空间上变化较大(图11，图12)。

1)冀中坳陷区开展反射地震勘探，为了取得高信噪比的原始地震记录，需根据表层岩性的变化，分别在山前带(山地区)、河滩砾石区、平原区开展激发因素试验和表层速度调查。其中，需要特别注意的是，平原区一定要在潜水面下激发，避开浅水屏蔽层，这样原始记录信噪比会大幅提高。

2)针对保定凹陷区内山前带、河滩砾石区地震数据深层信号弱、干扰因素复杂等问题，应用高精度成像的关键处理技术和手段，重点从静校正、叠前噪声压制、反褶积和偏移叠加等几个方面，在保幅、保真的原则下，逐步提高反射地震资料的信噪比和分辨率，能够有效地从复杂的反射地震波场中识别深部地层界面、构造等地质信息。

3)两条地震剖面均横跨3个构造单元，分别是太行山隆起、保定凹陷和高阳低凸起。从地震剖面形态看，验证了保定凹陷东西分带、南北分区的构造格局，并根据凹陷内部三级断裂将保定凹陷分为中央洼槽带、东部断垒和东部地堑的构造格局。保定凹陷南部受石家庄凹陷的影响，古近纪地层相比凹陷北部逐渐变浅，经历古近系断陷期构造演化后，凹陷内古近纪地层呈现西高东低、南高北低的态势。

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