陳生昌 劉亞楠 李代光

(浙江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，浙江杭州 310027)

0 引言

隨著油氣勘探開發(fā)目標(biāo)由構(gòu)造型油氣藏轉(zhuǎn)化為巖性油氣藏、構(gòu)造巖性復(fù)合型油氣藏和非常規(guī)油氣藏，對(duì)地震數(shù)據(jù)反演成像技術(shù)的要求越來越高，不僅對(duì)地震數(shù)據(jù)全波形反演技術(shù)實(shí)用化的呼聲越來越強(qiáng)烈，而且要求以地下構(gòu)造成像為目標(biāo)的波動(dòng)方程偏移方法應(yīng)保幅、保真，還希望地震數(shù)據(jù)反演結(jié)果能直接反映地層的物性變化。

以獲取地下波阻抗空間變化的地層物性反演成像技術(shù)自20世紀(jì)70年代以來得到了很大的發(fā)展，如疊后地震波阻抗反演[1-6]、基于Zoeppritz方程及其近似的彈性阻抗反演[7-13]和全波形反演[14-16]。疊后波阻抗反演雖然具有計(jì)算效率高的優(yōu)勢(shì)，也是當(dāng)前生產(chǎn)中比較常用的技術(shù)，但由于地震數(shù)據(jù)水平疊加處理固有的不足，因此疊后波阻抗反演方法在復(fù)雜地區(qū)的應(yīng)用受到限制。基于Zoeppritz方程及其近似的AVO和AVA反演方法直接在疊前數(shù)據(jù)道集上進(jìn)行，可有效地利用地震振幅隨炮檢距或入射角變化的信息，能用于多種物性和巖性參數(shù)的反演。由于Zoeppritz方程是一種描述平面波入射到無窮大平界面的反射、透射和波型轉(zhuǎn)換的理論[17]，因此該方程對(duì)于實(shí)際地震勘探中常見的非平面波和非平界面可能會(huì)不適應(yīng)。利用基于物性參數(shù)(如波阻抗)的波動(dòng)方程全波形反演，數(shù)理嚴(yán)謹(jǐn)，可完整地利用地震波場(chǎng)的時(shí)空變化信息，但計(jì)算量大，對(duì)地震數(shù)據(jù)要求高(如要求數(shù)據(jù)有盡可能低的低頻信息和大炮檢距數(shù)據(jù))[18]，是油氣地震勘探近30年的研究熱點(diǎn)和亟待突破的技術(shù)。

給定一個(gè)具有地震波運(yùn)動(dòng)學(xué)特征準(zhǔn)確的地下介質(zhì)光滑模型，得到以地下反射率為模型參數(shù)的地震數(shù)據(jù)線性正演公式，地震偏移可視為一種有關(guān)地下反射率的線性反演[19-20]。Zhang等[21-22]基于真振幅逆時(shí)偏移提出了一種速度和波阻抗反演方法，并認(rèn)為角度域共成像點(diǎn)道集的小角度成像結(jié)果主要反映波阻抗的變化，大角度成像結(jié)果主要反映速度的變化，為利用波動(dòng)方程偏移實(shí)現(xiàn)地下波阻抗反演提供了思路。但是該方法所用的真振幅逆時(shí)偏移中的成像條件是源于Bleistein等[19，23]利用Kirchhoff近似導(dǎo)出的成像公式。而Kirchhoff近似中反射波與入射波間的關(guān)系僅適合平面波小于臨界角入射到無窮大平界面的特殊情況，而不適合實(shí)際地震勘探中常見的非平面波和非平界面。陳生昌等[24-26]曾利用推導(dǎo)出的反射波線性依賴于阻抗相對(duì)擾動(dòng)的反射波方程，開展了有關(guān)波阻抗相對(duì)變化成像、波阻抗擾動(dòng)的近似反演和最小二乘反演方法的初步研究，為利用反射地震數(shù)據(jù)進(jìn)行地層成像打下了基礎(chǔ)。

針對(duì)以上有關(guān)波阻抗或地層物性參數(shù)反演成像存在的問題和關(guān)于地震數(shù)據(jù)波動(dòng)方程偏移成像的認(rèn)識(shí)，以及對(duì)不同模型參數(shù)的地震數(shù)據(jù)正演公式會(huì)產(chǎn)生不同的反演目標(biāo)和反演算法的認(rèn)知[27]，本文基于波動(dòng)方程偏移的概念，利用用于地震數(shù)據(jù)偏移的光滑介質(zhì)模型，根據(jù)地震波傳播理論導(dǎo)出了基于地下反射體波阻抗相對(duì)擾動(dòng)的地震數(shù)據(jù)線性正演公式； 然后在此基礎(chǔ)上結(jié)合線性反演理論，研究利用地震數(shù)據(jù)對(duì)地下反射體的波阻抗相對(duì)擾動(dòng)的近似反演，構(gòu)建以波阻抗變化為主要目標(biāo)的地震數(shù)據(jù)地層成像方法。將提出的地震數(shù)據(jù)地層成像方法分別應(yīng)用于標(biāo)量波方程描述的地震數(shù)據(jù)和聲波方程描述的地震數(shù)據(jù)，均取得了理想的成像結(jié)果。

1 基于波阻抗相對(duì)擾動(dòng)的線性正演

在常規(guī)油氣地震勘探中，地表激發(fā)的地震波向地下傳播，當(dāng)?shù)卣鸩ㄓ龅椒蔷鶆蝮w或地層分界面時(shí)會(huì)產(chǎn)生散射或反射等次生波，再向上傳播到地表被檢波器接收。地震波在地下的傳播和散射(或反射)可用波動(dòng)方程描述，如變密度聲波方程

=s(t)δ(x-xs)

(1)

式中：u(x,t;xs)為壓力波場(chǎng)；ρ(x)為密度場(chǎng)；v(x)為速度場(chǎng)；s(t)為震源函數(shù)；x=(x,y,z),為空間坐標(biāo)；xs為震源位置。

式(1)中，波場(chǎng)u(x,t;xs)與右端震源項(xiàng)呈線性關(guān)系(震源項(xiàng)不包含波場(chǎng)u(x,t;xs))，與地下介質(zhì)密度ρ(x)和速度v(x)呈非線性關(guān)系，這種非線性關(guān)系可表示為

u=F(ρ,v)

(2)

式中F是關(guān)于ρ和v的非線性函數(shù)。將隨空間變化的密度ρ(x)和速度v(x)用背景模型和擾動(dòng)模型表示，即

(3)

式中：ρb(x)和vb(x)分別為介質(zhì)的背景密度和背景速度； Δρ(x)和Δv(x)分別為相對(duì)于背景密度和背景速度的擾動(dòng)。本文不僅要求ρb(x)和vb(x)光滑變化，還要求在背景密度和背景速度下地震波的運(yùn)動(dòng)學(xué)特征與真實(shí)介質(zhì)中地震波一致。

如果取式(1)中的密度和速度為背景密度和背景速度，有

=s(t)δ(x-xs)

(4)

式中ub(x,t;xs)為背景密度和背景速度下的壓力波場(chǎng)，也稱為背景波場(chǎng)。如果式(4)右端的震源函數(shù)s(t)為脈沖函數(shù)，則該方程對(duì)應(yīng)的解即為背景密度和背景速度下的Green函數(shù)g(x,t;xs)。利用背景波場(chǎng)ub(x,t;xs)和Green函數(shù)g(x,t;xs)，并根據(jù)Lippmann-Schwinger方程的級(jí)數(shù)展開式和一階Born近似，式(2)可近似為

u=ub+gpub

(5)

式中p為式(1)中的波動(dòng)算子與式(4)中的波動(dòng)算子之差，即

(6)

式(5)右端第二項(xiàng)稱為由速度和密度擾動(dòng)產(chǎn)生的一階Born近似擾動(dòng)波場(chǎng)，有

up=u-ub=gpub

(7)

與式(5)所對(duì)應(yīng)的波動(dòng)方程為

(8)

式中av和aρ分別為速度和密度的相對(duì)擾動(dòng)，即

(9)

由于ρb(x)和vb(x)的光滑性，ub(x,t;xs)不包含散射波和反射波，因此在地表觀測(cè)情況下，有ub(xr,t;xs)=0，其中xr為檢波點(diǎn)坐標(biāo)。對(duì)于式(7)中一階Born近似的擾動(dòng)波場(chǎng)，有

(10)

式中：Ω表示av和aρ的空間分布范圍； “*t”表示時(shí)間方向的褶積。利用分部積分法，式(10)可進(jìn)一步化簡(jiǎn)為[11]

(11)

對(duì)于非均勻體產(chǎn)生的擾動(dòng)波場(chǎng)，陳生昌等[20]根據(jù)非均勻體分布范圍Ω的尺寸與地震波長(zhǎng)之間的相對(duì)大小關(guān)系，把相對(duì)于地震波長(zhǎng)為小尺度的非均勻體產(chǎn)生的擾動(dòng)波場(chǎng)稱為散射波場(chǎng)，相應(yīng)的非均勻體稱為散射體； 而把相對(duì)于地震波長(zhǎng)為大尺度的非均勻體產(chǎn)生的擾動(dòng)波場(chǎng)稱為反射波場(chǎng)，相應(yīng)的非均勻體稱為反射體。為了得到基于反射體波阻抗擾動(dòng)的反射波場(chǎng)，根據(jù)文獻(xiàn)[26，28]，式(11)可表示為

(12)

式中：uR(xr,t;xs)為采集到的反射波場(chǎng)；σ為反射波傳播方向與入射波傳播方向間的反射開角；IR(x,σ)稱為波阻抗相對(duì)擾動(dòng)，有IR(x,σ)=av+aρ×(1+cosσ)。對(duì)于沿反射面法向的入射及其反射，有σ=0，則

IR(x,σ=0)=av+2aρ

(13)

式中：Ib(x)=vb(x)ρb(x)，為背景介質(zhì)波阻抗； ΔI(x)=Δ[v(x)ρ(x)]=ρ(x)Δv(x)+v(x)Δρ(x)，為波阻抗擾動(dòng)。式(12)即為基于波阻抗相對(duì)擾動(dòng)的地震反射波場(chǎng)線性正演表示，對(duì)應(yīng)的波動(dòng)方程為

(14)

在式(14)中，波場(chǎng)uR(x,t;xs)與右端源項(xiàng)成線性關(guān)系。

上述線性關(guān)系依賴于反射體波阻抗相對(duì)擾動(dòng)的地震反射波場(chǎng)表達(dá)式(式(12))和式(14)，是本文利用反射地震數(shù)據(jù)獲取地下波阻抗空間變化的地層成像方法的理論基礎(chǔ)。

2 波動(dòng)方程地層成像

地震數(shù)據(jù)的正演是地震數(shù)據(jù)反演的基礎(chǔ)。利用上述基于波阻抗相對(duì)擾動(dòng)的地震數(shù)據(jù)線性正演公式，結(jié)合線性反演理論，可構(gòu)建以波阻抗擾動(dòng)為目標(biāo)的地震數(shù)據(jù)地層成像方法。

式(12)兩邊對(duì)時(shí)間做Fourier變換，有

(15)

式中：上劃“～”表示在頻率域；ω表示圓頻率。令

(16)

則式(15)可寫為

(17)

將式(17)寫為矩陣形式，有

d=Lm

(18)

由式(18)中各個(gè)矩陣的數(shù)學(xué)物理性質(zhì)可知，求解式(18)中的m相當(dāng)于反演源(產(chǎn)生反射波場(chǎng)的虛源)[29]。根據(jù)線性最小二乘反演理論，式(18)的最小二乘解為

m=L-1d=(L*L)-1L*d

(19)

式中L-1、L*分別為傳播矩陣L的最小二乘逆和伴隨矩陣。在地震數(shù)據(jù)的反演中，特別是三維地震數(shù)據(jù)的反演中，矩陣L的規(guī)模通常非常大，(L*L)-1的計(jì)算在當(dāng)前的計(jì)算機(jī)條件下難以直接實(shí)現(xiàn)。因此，在地震數(shù)據(jù)的反演中通常把式(19)近似(即用L*代替L-1)為

ma=L*d

(20)

式中ma為m的近似結(jié)果。

式(20)相比于式(19)，不僅計(jì)算量大為減少，而且計(jì)算更穩(wěn)定。式(19)通常被稱為對(duì)m的最小二乘反演，式(20)為對(duì)m的近似反演或成像。地震數(shù)據(jù)的逆時(shí)偏移就是采用類似式(20)的運(yùn)算實(shí)現(xiàn)對(duì)地下反射率的成像。式(20)中L*對(duì)波場(chǎng)d的運(yùn)算表示波場(chǎng)d的伴隨傳播。這種波場(chǎng)的伴隨傳播，在地震數(shù)據(jù)的反演成像中，是通過波場(chǎng)的逆時(shí)傳播實(shí)現(xiàn)的[16]。

由于矩陣m中各個(gè)元素的組成不僅包含有x處待成像的波阻抗相對(duì)擾動(dòng)，還含有頻率域的二階導(dǎo)數(shù)和x處已知的背景波場(chǎng)以及背景密度與背景速度，因此需要從ma中消除背景波場(chǎng)、背景密度和背景速度，并處理好頻率域的二階導(dǎo)數(shù)運(yùn)算，才能得到x處波阻抗相對(duì)擾動(dòng)的成像結(jié)果。

根據(jù)上述的推導(dǎo)和論述，關(guān)于IR(x,σ)成像的計(jì)算步驟歸納如下：

(1)應(yīng)用式(3)計(jì)算背景波場(chǎng)ub(x,t;xs)；

(2)利用伴隨傳播對(duì)式(14)右端虛源項(xiàng)成像，即地表波場(chǎng)uR(xr,t;xs)的逆時(shí)傳播

(21)

(22)

式中Tmax為地震數(shù)據(jù)的記錄長(zhǎng)度。

上述波阻抗相對(duì)擾動(dòng)成像的計(jì)算步驟與地震數(shù)據(jù)逆時(shí)偏移基本相同，僅在第(3)步的成像公式存在差別。本文的成像公式(式(22))是根據(jù)本文的地震反射波場(chǎng)線性正演公式(式(12))和反射波動(dòng)方程(式(14))得到的。

為了得到反射開角σ域的成像結(jié)果IR(x,σ)，在應(yīng)用成像公式(式(22))之前，需要先對(duì)x處的波場(chǎng)uR(x,t;xs)和ub(x,t;xs)進(jìn)行角度分解[30-31]，得到角度域的波場(chǎng)uR(x,t,θR;xs)和ub(x,t,θI;xs)，其中θR為反射角(即z軸方向沿逆時(shí)針與反射波傳播方向間的夾角)，θI為入射角(即z軸方向沿逆時(shí)針與入射波傳播方向間的夾角)，有σ=π+θI-θR。IR(x,σ)可進(jìn)一步表示為

(23)

因此式(22)的成像公式在角度域可寫為

(24)

對(duì)于式(24)，如果σ比較小，則成像結(jié)果主要反映波阻抗的相對(duì)擾動(dòng)ΔI(x)/Ib(x)； 如果σ比較大，則成像結(jié)果主要反映速度的相對(duì)擾動(dòng)Δv(x)/vb(x)。利用角度域成像公式(式(24))得到的角度域共成像道集是進(jìn)一步物性和巖性分析、反演的基礎(chǔ)。

如果在成像過程中不考慮密度變化，僅考慮地下介質(zhì)的速度變化，則可用標(biāo)量波方程代替聲波方程描述地震波，即

(25)

對(duì)應(yīng)的地層性成像結(jié)果是地下介質(zhì)的速度相對(duì)擾動(dòng)av(x)，相應(yīng)的計(jì)算步驟為：

(1)計(jì)算背景波場(chǎng)ub(x,t;xs)

(26)

(2)地表反射波場(chǎng)uR(xr,t;xs)的逆時(shí)傳播

(27)

(3)速度相對(duì)擾動(dòng)av(x)的成像

(28)

由于標(biāo)量波方程中的波場(chǎng)是標(biāo)量，不涉及方向，因此利用標(biāo)量波波動(dòng)方程的物性成像方法只能得到角度域平均的速度相對(duì)擾動(dòng)，而不能得到類似于式(24)的角度域成像結(jié)果。

式(3)、式(21)、式(22)和式(24)表示以波阻抗相對(duì)擾動(dòng)為目標(biāo)的地震數(shù)據(jù)地層成像方法，式(26)～式(28)為以速度相對(duì)擾動(dòng)為目標(biāo)的地震數(shù)據(jù)地層成像方法。本文的地震數(shù)據(jù)地層成像方法雖然是以地震數(shù)據(jù)線性表示為基礎(chǔ)，但實(shí)現(xiàn)過程與波動(dòng)方程逆時(shí)偏移一致，都需波場(chǎng)外推和成像。如果不進(jìn)行波場(chǎng)角度分解的角度域成像，則地層成像方法的計(jì)算量與逆時(shí)偏移基本相當(dāng)。此外，本文的地層成像方法對(duì)背景模型的要求與逆時(shí)偏移也是相同的，即要求有一個(gè)空間光滑變化的背景模型，背景模型的地震波運(yùn)動(dòng)學(xué)特征與真實(shí)模型一致。

基于上述認(rèn)識(shí)，將本文提出的方法稱為基于波動(dòng)方程偏移的地震數(shù)據(jù)地層成像方法。

3 數(shù)值試驗(yàn)

為了驗(yàn)證本文的地層成像方法的正確性和有效性，對(duì)兩個(gè)模型的合成數(shù)據(jù)進(jìn)行試驗(yàn)。由于方法的計(jì)算步驟和計(jì)算公式以及對(duì)模型的要求與逆時(shí)偏移相同，因此主要驗(yàn)證方法的正確性。

3.1 標(biāo)量波動(dòng)方程的速度相對(duì)擾動(dòng)成像

假定地下介質(zhì)的密度為常數(shù)，僅考慮地下介質(zhì)的速度變化，使用標(biāo)量波動(dòng)方程描述地震波的傳播。圖1為用于合成地震數(shù)據(jù)的速度模型，是部分Sig-sbee2A模型。模型尺寸為3km×3km，網(wǎng)格間距為15m。應(yīng)用波動(dòng)方程有限差分方法合成地震數(shù)據(jù)，震源為主頻20Hz的Ricker子波，炮間距為30m，共101炮； 道間距為15m，每炮有201道。圖2為圖1經(jīng)過平滑、用于速度相對(duì)擾動(dòng)成像的背景速度模型，圖3為由圖1和圖2得到的速度相對(duì)擾動(dòng)的理論模型。

圖1 Sigsbee2A部分速度模型

圖2 Sigsbee2A背景速度模型

利用本文提出的標(biāo)量波地震數(shù)據(jù)地層性成像方法，對(duì)合成地震數(shù)據(jù)進(jìn)行速度相對(duì)擾動(dòng)的地層成像(圖4)。對(duì)比圖4與圖3可見，圖4的地層成像結(jié)果準(zhǔn)確地反映了圖3的速度相對(duì)擾動(dòng)變化。由于模型邊部的地震波照明能量不足，致使模型邊部的成效果較差。為了與模型理論值進(jìn)行仔細(xì)對(duì)比，提取圖3和圖4中x=1500m處的單道曲線，如圖5所示，可見，成像結(jié)果中的速度相對(duì)擾動(dòng)與模型的理論速度相對(duì)擾動(dòng)具有較高的一致性。由此可知，本文提出的速度相對(duì)擾動(dòng)成像方法可以有效地實(shí)現(xiàn)對(duì)地層速度擾動(dòng)的成像。

圖3 Sigsbee2A模型理論速度相對(duì)擾動(dòng)

圖4 Sigsbee2A模型的速度相對(duì)擾動(dòng)成像結(jié)果

圖5 Sigsbee2A模型速度擾動(dòng)成像結(jié)果(紅)與理論值(藍(lán))的單道對(duì)比

3.2 聲波方程的聲阻抗相對(duì)擾動(dòng)成像

同時(shí)考慮地下介質(zhì)的密度和速度變化，使用聲波方程描述地震波的傳播。圖6和圖7分別為用于合成地震數(shù)據(jù)的隨機(jī)層狀速度和密度模型，尺寸是3000m×1500m，兩個(gè)方向的網(wǎng)格間距均為10m。應(yīng)用波動(dòng)方程有限差分方法合成地震數(shù)據(jù)，震源是主頻為20Hz的Ricker子波，炮間距為20m，共151炮； 道間距為10m，每炮有301道。圖8和圖9分別為用于地層成像的光滑背景速度模型和光滑背景密度模型。

圖6 隨機(jī)層狀速度模型

圖7 隨機(jī)層狀密度模型

圖8 隨機(jī)層狀模型的背景速度

圖9 隨機(jī)層狀模型的背景密度

根據(jù)給定的速度、密度模型和背景模型可計(jì)算得到波阻抗相對(duì)擾動(dòng)理論模型(圖10)和速度相對(duì)擾動(dòng)理論模型(圖11)。

圖10 隨機(jī)層狀模型的理論波阻抗相對(duì)擾動(dòng)

圖11 隨機(jī)層狀模型的理論速度相對(duì)擾動(dòng)

圖12 隨機(jī)層狀模型角度域平均波阻抗相對(duì)擾動(dòng)成像結(jié)果

圖13 隨機(jī)層狀模型角度域平均的波阻抗相對(duì)擾動(dòng)成像結(jié)果(紅色)與理論波阻抗相對(duì)擾動(dòng)(藍(lán)色)的單道對(duì)比

圖14 隨機(jī)層狀模型x=1500m處的角度域共成像點(diǎn)道集

圖15 隨機(jī)層狀模型x=1500m處σ/2=0°對(duì)應(yīng)的波阻抗相對(duì)擾動(dòng)成像結(jié)果(紅色)與理論波阻抗相對(duì)擾動(dòng)(藍(lán)色)的單道對(duì)比

圖16 隨機(jī)層狀模型x=1500m處σ/2=50°對(duì)應(yīng)的波阻抗相對(duì)擾動(dòng)成像結(jié)果(紅色)與理論速度相對(duì)擾動(dòng)(藍(lán)色)的單道對(duì)比

由上述數(shù)值實(shí)驗(yàn)結(jié)果可知，本文提出的波阻抗相對(duì)擾動(dòng)成像方法可以有效地實(shí)現(xiàn)對(duì)地層波阻抗擾動(dòng)的成像，得到的角度域平均成像結(jié)果和角度域共成像點(diǎn)道集不同角度的成像結(jié)果可作為地層波阻抗相對(duì)擾動(dòng)或速度相對(duì)擾動(dòng)的估計(jì)。本文的地層成像方法只需地震波運(yùn)動(dòng)學(xué)特征準(zhǔn)確的地下介質(zhì)光滑模型，就能具有與逆時(shí)偏移方法一樣的實(shí)用性。

4 結(jié)論與討論

通過引入具有地震波運(yùn)動(dòng)學(xué)特征準(zhǔn)確的地下介質(zhì)光滑模型，波動(dòng)方程偏移是一種基于地震波傳播理論的地震數(shù)據(jù)線性反演，其目標(biāo)是對(duì)地層分界面反射率的成像。本文根據(jù)地震數(shù)據(jù)波動(dòng)方程偏移成像的思想，利用用于偏移的地下介質(zhì)光滑模型，推導(dǎo)了基于地下地層波阻抗相對(duì)擾動(dòng)的地震數(shù)據(jù)線性正演公式，結(jié)合線性反演理論，構(gòu)建了面向地層波阻抗相對(duì)擾動(dòng)的地震數(shù)據(jù)地層成像方法。如果在成像中不對(duì)波場(chǎng)進(jìn)行角度分解，地層成像方法對(duì)于常規(guī)小炮檢距觀測(cè)系統(tǒng)的反射地震數(shù)據(jù)可以快捷地獲取角度域平均的地層成像結(jié)果。如果在成像中對(duì)波場(chǎng)進(jìn)行角度分解，地層成像方法雖然可以得到角度域共成像點(diǎn)道集和不同角度的地層成像結(jié)果，但計(jì)算量大增，尤其是三維地震數(shù)據(jù)的地層成像。波阻抗相對(duì)擾動(dòng)的角度域共成像點(diǎn)道集可為發(fā)展精細(xì)的物性巖性分析、反演奠定基礎(chǔ)。地層成像方法的數(shù)值試驗(yàn)結(jié)果表明，標(biāo)量波方程對(duì)應(yīng)的速度相對(duì)擾動(dòng)成像和聲波方程對(duì)應(yīng)的波阻抗相對(duì)擾動(dòng)成像均取得了理想的效果。

本文的地層成像具有與逆時(shí)偏移相同的計(jì)算步驟和相當(dāng)?shù)挠?jì)算量，適用于逆時(shí)偏移的地震數(shù)據(jù)同樣適用于本文提出的地層成像方法，因此本文的地層成像方法對(duì)于實(shí)際地震資料具有與逆時(shí)偏移一樣的實(shí)用性。