鄒志輝，周華偉，張建中

1中國海洋大學(xué)海洋地球科學(xué)學(xué)院，青島 266100

2德克薩斯理工大學(xué)地球科學(xué)系，拉伯克，德克薩斯，美國

3休斯頓大學(xué)地球與大氣科學(xué)系，休斯頓，德克薩斯，美國

1 引言

遠(yuǎn)震虛震源反射成像，或稱虛震源成像（Teleseismic Virtual－source Reflection or TVR，imaging），最初由Yu和Schuster提出（Yu and Schuster，2001）.此方法后被用于研究Moho面結(jié)構(gòu) （Li and Nábělek，1999；Tseng and Chen，2006；Tseng et al.，2009）和盆地結(jié)構(gòu)（Yang et al.，2012），又被稱為垂直接收函數(shù)（Langston and Hammer，2001；Yang et al.，2012）.常規(guī)的接收函數(shù)方法通過對單個地震臺長期積累的多分量地震數(shù)據(jù)進(jìn)行處理和疊加產(chǎn)生.與常規(guī)接收函數(shù)方法不同，虛震源成像方法對地震臺網(wǎng)中多個臺站的垂直分量地震數(shù)據(jù)進(jìn)行同時處理，也可以對單個地震事件資料進(jìn)行處理和分析（Tseng and Chen，2006；Tseng et al.，2009；Yang et al.，2012），使得短周期臨時臺網(wǎng)單分量數(shù)據(jù)的應(yīng)用變得更加靈活.目前，虛震源成像應(yīng)用于上地殼的成功實例較少，其主要原因包括缺乏對頻率響應(yīng)和成像剖面疊加等關(guān)鍵操作步驟的深入研究與測試.本研究的主要目的之一就是測試TVR方法對長江三峽庫首區(qū)上地殼結(jié)構(gòu)進(jìn)行遠(yuǎn)震成像的效果.

長江三峽地區(qū)位于中國湖北省西部與重慶市交界處，因三峽水利工程而聞名于世.根據(jù)區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造劃分，三峽位于揚(yáng)子板塊內(nèi)，北部與秦嶺—大別造山帶相鄰（Zhang et al.，2009）.三峽地區(qū)內(nèi)分布著侏羅紀(jì)秭歸盆地和一個花崗巖侵入體——黃陵背斜.黃陵背斜周緣具有相對完整的地質(zhì)露頭，對研究其西部四川盆地以及其東部江漢盆地的沉積作用和層序結(jié)構(gòu)、尋找有利的資源遠(yuǎn)景區(qū)具有重要意義（渠洪杰 等，2009；Vernhet and Reijmer，2010）.同時，黃陵背斜是研究揚(yáng)子板塊演化的窗口（熊成云等，2004），其內(nèi)部出露的花崗巖體為研究揚(yáng)子板塊及周邊地區(qū)的地殼及上地幔結(jié)構(gòu)和區(qū)域地質(zhì)演化提供了證據(jù)（Hu et al.，2006；沈傳波 等，2009；Hu et al.，2012）.因此，研究上地殼結(jié)構(gòu)對于揭示三峽地區(qū)不同地質(zhì)單元間的內(nèi)在關(guān)系、重構(gòu)地質(zhì)演化歷史具有重要的經(jīng)濟(jì)和科學(xué)意義.

三峽地區(qū)秭歸盆地周邊分布著高橋斷裂、新華斷裂和仙女山斷裂等活動斷層帶.三峽水庫蓄水后該區(qū)域微震發(fā)震頻率和震級明顯升高（夏金梧等，2008；廖武林等，2009），可能與這些活動斷裂的活動有關(guān).例如中國地震信息網(wǎng)報道的2008年秭歸4.1級地震和2013年巴東5.1級地震就分別發(fā)生在仙女山斷裂和高橋斷裂附近.研究三峽地區(qū)的上地殼結(jié)構(gòu)有助于分析這些斷裂的成因和深度，有益于評估該地地殼結(jié)構(gòu)的穩(wěn)定程度.

三峽地區(qū)的早期地球物理研究有航磁、重力和地震調(diào)查（申重陽等，1990；王石任等，1992；陳學(xué)波，1994）.雖然航磁觀測研究了結(jié)晶基底的深度，但總體研究集中于中下地殼和上地幔結(jié)構(gòu).最近使用早期人工地震剖面的走時反演得到了三峽地區(qū)沿長江的二維地震P波速度結(jié)構(gòu)（Zhang et al.，2009）.隨著三峽地震臺網(wǎng)的建立，更多的地震數(shù)據(jù)積累使得三峽地區(qū)的三維速度結(jié)構(gòu)研究變得可能（廖武林等，2007；Li et al.，2009；Zhou et al.，2010；Mei et al.，2013）.雖然地震走時拾取的低精度、地震層析成像規(guī)則化和具體實施步驟的不同導(dǎo)致這些層析成像結(jié)果存在一定的差異，但層析成像得到的共識是：三峽地區(qū)上地殼6～10km的深度范圍存在較大的地震波速度梯度變化，而中、下地殼地震波速度梯度較小.在這種速度結(jié)構(gòu)中正演模擬時大多數(shù)直達(dá)地震波會沿較高速度梯度層的底界面?zhèn)鞑?，?dǎo)致在震中距較小的三峽地區(qū)地震速度層析成像對深度的探測能力受到了限制.解決此問題的一個有效手段是利用反射地震波成像.

迄今為止三峽地區(qū)還沒有一張可靠的反射地震疊加剖面.本研究于2011年6月在三峽地區(qū)布設(shè)一個高密度臨時臺網(wǎng)，用于監(jiān)測當(dāng)?shù)氐男≌?、微?收集到的數(shù)據(jù)用于對三峽地區(qū)進(jìn)行地震定位（Zou et al.，2014）和地殼、上地幔地震結(jié)構(gòu)研究（Zou et al.，2011），初步揭示了三峽地區(qū)特殊的地震活動特征和復(fù)雜的地殼結(jié)構(gòu).本文試圖以三峽地區(qū)為例介紹虛震源成像方法的原理和關(guān)鍵步驟，并以此揭示三峽地區(qū)上地殼地震反射結(jié)構(gòu)，再用正演模擬測試虛震源成像中的多地震事件疊加和地震頻率選取對成像效果的影響.

2 方法原理

虛震源成像與垂直分量接收函數(shù)方法的原理一致（Yu and Schuster，2001；Langston and Hammer，2001；Tseng and Chen，2006；Yang et al.，2012）.圖1給出了Moho面和地殼內(nèi)深度為d的反射界面虛震源成像的射線路徑.在遠(yuǎn)震波形到達(dá)地表自由界面后產(chǎn)生全反射，反射點被視作新的震源，稱之為“虛震源”（virtual source）.在反射點接收到的遠(yuǎn)震初至波被稱為震源子波，遠(yuǎn)震初至波到達(dá)地面前受到的擾動（例如地幔速度沿射線路徑的變化）均被包含在震源子波中.圖1中實線表示地震波從虛震源向地下傳播并被臺站下的界面反射，其反射波被地表檢波器接收.最終到達(dá)檢波器的信號（SPPdP）可以看做是反射前的地震信號（震源子波，S）與地殼反射結(jié)構(gòu)（即接收函數(shù)，RF）的卷積，如公式（1）所示：

圖1 虛震源成像射線路徑示意圖.帶箭頭的虛線和實線分別代表直達(dá)波和反射波射線路徑.PPmp和PPdp分別代表Moho面反射波和地殼內(nèi)深度為d的反射界面的反射波.沿地表三角代表臺站Fig.1 Raypaths of teleseismic crustal reflection waves.The dashed and solid lines represent the raypaths of direct and reflection waves，respectively.PPmp and PPdp denote the seismic waves reflected from the Moho and another interface at depth d，respectively.Triangles represent stations

其中，n代表隨機(jī)噪音.

虛震源成像利用反褶積將震源子波從地震記錄中剔除，然后重構(gòu)臺網(wǎng)下的地震反射結(jié)構(gòu).對于一個單獨的臺站，其接收到的第i個遠(yuǎn)震事件在頻率域反褶積得到垂直接收函數(shù)的操作可以用公式（2）表示：

其中，上標(biāo)F代表頻率域，下標(biāo)i表示第i個遠(yuǎn)震事件.隨機(jī)噪音中并不包含震源信息，因此反褶積后仍然是隨機(jī)噪音.我們可以將臺站接收到的所有地震事件的接收函數(shù)進(jìn)行疊加平均，如下面公式（3）所示：

其中，N是用于疊加的地震事件個數(shù).疊加平均將壓制隨機(jī)噪音，其效果隨著N值的增大而加強(qiáng)，最終得到此臺站下反映地殼真實結(jié)構(gòu)的接收函數(shù)RFF.

由于虛震源成像利用自由界面反射波成像，其成像中的負(fù)振幅極性表示界面下層地質(zhì)體為高速體，而正極性表示界面下層地質(zhì)體為低速體.歸納起來，虛震源成像有以下六個基本步驟：

（1）根據(jù)震中距和震源深度篩選地震事件.

（2）進(jìn)行濾波、道篩選等預(yù)處理.

（3）用互相關(guān)排齊各道數(shù)據(jù)，平均各道數(shù)據(jù)獲得震源子波.

（4）利用反褶積從各道中剔除震源子波影響，求取單道接收函數(shù).

（5）對接收函數(shù)做低通濾波.

（6）疊加不同地震事件的虛震源成像剖面，壓制噪音.

地震事件的選擇對虛震源成像至關(guān)重要.震中距一般選擇在在30°至80°的震中距范圍內(nèi)，以避免多次直達(dá)波和核幔邊界反射波（PcP）的干擾（Tseng and Chen，2006；Yang et al.，2012）.遠(yuǎn)震震源深度可以根據(jù)不同的需要進(jìn)行篩選，主要取決于研究的深度范圍.原則上遠(yuǎn)震震源深度要比虛震源成像研究的目標(biāo)體深，如此可避免震源地區(qū)自由界面反射波的影響.為了研究Moho面，Tseng和Chen選擇震源的深度大于100km （Tseng and Chen，2006）.然而，對于上地殼的反射界面，Yang等選擇的最淺地震在43km（Yang et al.，2012）.由于本文目標(biāo)界面淺于10km，所選擇的震源最淺為27km.

重構(gòu)震源信號是虛震源成像的關(guān)鍵一步.遠(yuǎn)震的直達(dá)波在臺站附近較小的研究區(qū)域可以被視作平面波，具有較一致的震源信號.然而，在地震波傳播至近地表時由于上地殼速度的橫向不均勻和地表起伏造成了散射和到時延遲等問題，這些問題造成了遠(yuǎn)震直達(dá)波在各個臺站具有不一致的波形和到時.排齊并平均各臺站的初至波信號可以消減波形不一致性，利于重構(gòu)震源信號（Li and Nábělek，1999；Langston and Hammer，2001；Tseng and Chen，2006；Yang et al.，2012）.下文將通過正演模擬評估重構(gòu)震源信號的效果.

3 三峽地區(qū)虛震源成像

3.1 臨時臺網(wǎng)布設(shè)與數(shù)據(jù)采集

三峽地區(qū)臨時臺網(wǎng)分布如圖2所示.圖中不同背景顏色區(qū)域表示不同地質(zhì)單元，其中秭歸盆地和黃陵背斜是此次采集所針對的目標(biāo)地質(zhì)體.臨時地震臺網(wǎng)布設(shè)時間是2011年6月初至7月初.臨時臺網(wǎng)共有43個臺站，主要布設(shè)在長江北岸，橫跨巴東、秭歸、興山和宜昌夷陵區(qū)四個縣市.地震儀選用的是TEXAN（RefTek 125A）和4.5Hz檢波器（GS11）組合.圖2中的青藍(lán)色實線所包含的29個臺站被抽出構(gòu)建二維剖面，臺站平均間隔為3km.測線覆蓋了黃陵背斜的西側(cè)，并橫跨秭歸盆地，以使地震反射剖面能夠反映秭歸盆地與四川盆地在上地殼的接觸關(guān)系.

此次采集共記錄到大約40個M5.5以上震級的地震（地震信息參考USGS地震事件列表）.根據(jù)上文列出的地震事件篩選條件共有4個地震事件符合虛震源成像要求，所選取地震事件的信息見表1.

3.2 三峽地區(qū)虛震源成像與結(jié)果討論

經(jīng)過去除儀器響應(yīng)和0.3～2Hz帶通濾波后，表1中的地震事件2的地震記錄如圖3a所示.初步研究表明TEXAN與4.5Hz檢波器組合可以有效記錄0.3Hz的遠(yuǎn)震信息（Zou et al.，2010），因此實際數(shù)據(jù)被施加了最低頻率為0.3Hz的高通濾波.圖3a地震波形右側(cè)顯示了通過平均各道資料獲得的地震子波波形（黑色實線）與各道波形（灰色實線）的對比，平均獲得的子波波形明顯簡單于接收到的地震信號，表明近地表散射對地震子波有很明顯的改造.圖3b是表1中所有4個遠(yuǎn)震事件虛震源成像的疊加剖面.虛震源成像采用了時間域迭代反褶積（Ligorría and Ammon，1999）.為加強(qiáng)水平向地震反射的連續(xù)性和提高解釋的準(zhǔn)確性，反褶積結(jié)果經(jīng)過了1Hz高斯濾波，并對成像剖面做了三道平均，即將臨近的兩道數(shù)據(jù)與當(dāng)前道相加后除以3（Yang et al.，2012）.三峽地區(qū)上地殼的平均速度接近5.5km·s－1（Zhang et al.，2009；Zhou et al.，2010），鑒于本文研究的深度范圍小于10km，一維速度模型對成像結(jié)果的影響較小，因此本文采用5.5km·s－1將時間轉(zhuǎn)化為深度.鑒于三峽地區(qū)的速度橫向有比較明顯變化，進(jìn)一步的研究需要對成像剖面進(jìn)行偏移并使用二維地震速度模型，以獲得高精度反射地震剖面.

表1 地震事件參數(shù)（根據(jù)USGS地震資料制表）Table 1 Parameters of selected earthquakes（according to USGS earthquake catalog）

圖2 三峽臨時臺網(wǎng)分布.地質(zhì)構(gòu)造圖修改自程裕淇（2002）.圖中黑色圓點表示43個臨時臺站的位置；綠色方框包括了用于虛震源成像的29個臺站；黑色五角星表示測線計算距離的原點；紅線表示斷層；不同顏色區(qū)域標(biāo)識不同地質(zhì)年代的單元；粉色圓點表示主要城市Fig.2 Distribution of our 43temporary seismic stations（black circles）in the TG region.This geological map is modified after Cheng（2002）.The 29stations within the green rectangle are selected to construct the TVR profile.The distances to the stations，as being referenced in later sections，are with respect to the origin which is denoted by the star.The red curves with names denote major faults.Ages of major geologic units are shown in color.Major cities are labeled with pink dots

三峽地區(qū)處于四川盆地邊緣，GPS測量顯示四川盆地有東移的趨勢（Wang et al.，2001），上地殼的推覆構(gòu)造顯示此地區(qū)經(jīng)歷了強(qiáng)烈擠壓（Liu et al.，2012），因此解釋中參照了推覆體演化的實驗室模擬結(jié)果（Malavieille，2010）.根據(jù)與地質(zhì)模型的對比，圖3c顯示了對圖3b的解釋.解釋中使用的不同顏色的實線為不同地質(zhì)單元的底界面，虛線表示推測的界面延伸或者地質(zhì)體內(nèi)部結(jié)構(gòu).

圖3 三峽地區(qū)虛震源成像（a）上方是沿測線高程（單位：km），下方是事件2的地震數(shù)據(jù)，其右側(cè)小圖是數(shù)據(jù)的水平疊加；（b）四個地震虛震源成像結(jié)果的疊加；（c）對虛震源成像的解釋；（d）航磁反演得到的結(jié)晶基底深度（陳學(xué)波，1994）.GQF：高橋斷裂.XNSF：仙女山斷裂.紅色五角星代表2013年12月巴東5.1級地震在剖面中的投影位置（數(shù)據(jù)來源：中國地震信息網(wǎng)http：／／www.csi.ac.cn／）.Fig.3 TVR profile beneath the TG region（a）The upper curve shows the topography along the profile.Waveform data of Event 2.The instrument response was removed from the raw data and then a 0.3～2Hz band－pass filter was applied.A horizontal stack of the seismic traces is shown on the right.The gray background curves are the overlapped traces of all channels.（b）The stacked virtual source reflection profile of all four teleseismic events.（c）The same profile as that in panel（b）with interpretation of interfaces and major faults.（d）Interpreted basement geometry from inversion of aerial magnetic data（Chen X B，1994）.The names of the major city and the geological unit were labeled on top of（c）.GQF and XNSF represent Gaoqiao Fault and Xiannüshan Fault，respectively.Red star represents the projected location of the magnitude 5.1earthquake occurred in Badong in Dec.，2013（data according to http：／／www.csi.ac.cn／）

圖3c解釋結(jié)果中，測線東南部的地震反射結(jié)構(gòu)明顯比西北部的結(jié)構(gòu)簡單.圖2中測線經(jīng)過的地表地質(zhì)結(jié)構(gòu)顯示，測線東南部是黃陵背斜，侵入體可能在上地殼比較連續(xù)，因此具有較簡單的結(jié)構(gòu).而測線西北段位于四川盆地東緣，具有不同時期的沉積層，在經(jīng)歷四川盆地東移的擠壓后其構(gòu)造可能變得更加復(fù)雜.對比測線與地表地質(zhì)單元分布（圖2），圖3c中的青色實線與秭歸盆地的地表位置相對應(yīng)，本文推測青色實線可能表示秭歸盆地的底界面，這與層析成像反演得到的淺層低速沉積盆地的底界面較一致（Zhang et al.，2009；Zhou et al.，2010）.四川盆地東緣在三峽地區(qū)表現(xiàn)為大面積的碳酸鹽巖沉積.不同于四川盆地，秭歸盆地內(nèi)為侏羅紀(jì)的陸源碎屑沉積（渠洪杰等，2009），本文推測秭歸盆地的底界面是陸源沉積與碳酸鹽沉積的交界面.綠色實線處于四川盆地下方，有可能是四川盆地東緣內(nèi)的一套沉積層的底面.綠色界面在測線西北部、巴東西側(cè)存在強(qiáng)烈褶皺，這可能是四川盆地東移時上地殼受擠壓形成的背斜構(gòu)造.這個構(gòu)造與其南部的古生界露頭和地表線性褶皺帶相對應(yīng)（圖2），褶皺帶的位置恰與其上部地表的高橋斷裂帶線性對應(yīng).本文推測此褶皺帶有可能貫穿至地表，產(chǎn)生高橋斷裂帶.如果假設(shè)被驗證，那么高橋斷裂帶很有可能達(dá)到5km深的界面或者穿透此界面向更深處延伸.高橋斷裂在三峽水庫蓄水后小地震活動頻率上升較明顯，很可能與此褶皺帶的活動有關(guān).圖3c中紅色五角星代表2013年12月16日發(fā)生的5.1級地震（坐標(biāo)31.1°E，110.4°N，深度5km，數(shù)據(jù)來源：中國地震信息網(wǎng)）.在成像剖面上的投影位置表明此地震恰處于褶皺帶中，因此推測此地震與褶皺帶在背景應(yīng)力場作用下的活動有關(guān).由于未知此地震的震源機(jī)制，本文并不嘗試解釋此地震與高橋斷裂的關(guān)系.結(jié)合進(jìn)一步的地震震源機(jī)制研究和高精度地震定位將有可能建立高橋斷裂帶附近的地震與本文發(fā)現(xiàn)的高橋斷裂下部褶皺之間的關(guān)系.

圖3c中的紅色實線和虛線解釋為四川盆地的下底面，正極性代表的低速帶有可能是四川盆地受構(gòu)造運動控制向東擠壓、平移過程中在其下層及基巖（藍(lán)色實線）中形成的滑脫破碎帶.四川盆地的底界面在測線西北部的深度大約為6.5km，這與四川盆地東部的地震反射剖面得到的6km基本一致（Liu et al.，2012），也與本地區(qū)層析成像在6.5km深度的高速度梯度對應(yīng)（Li et al.，2009；Mei et al.，2013）.在秭歸盆地下部，圖3c中解釋的紅線亦與圖3d中航磁反演得到的結(jié)晶基底的深度相對應(yīng)，但測線西北部的成像結(jié)果與航磁反演結(jié)果不一致.這種不一致可能是不同巖層巖性變化和褶皺作用的綜合結(jié)果.圖3c中黃色虛線標(biāo)出了兩套正極性反射界面，由于正極性代表速度在反射界面出現(xiàn)反轉(zhuǎn)，因此推測黃陵背斜下部可能存在兩個低速層，但由于黃陵背斜位于測線的邊緣，黃陵背斜并未被測線完全覆蓋，其成像結(jié)果的解釋還需要更多數(shù)據(jù)來印證和解釋.

為驗證虛震源成像的可靠性，我們將解釋的反射界面投影到地震層析成像反演得到的速度剖面（Zhou et al.，2010），如圖4所示.對比表明，本文解釋的秭歸盆地與地震層析成像的結(jié)果較一致，但層析成像剖面并無法給出本文解釋的5km深的反射界面.這可能是由于層析成像的臺站數(shù)較少、地震－臺站間偏移距較小和近地表高速度梯度有關(guān).進(jìn)一步提高速度結(jié)構(gòu)精度將有助于對三峽地區(qū)的上地殼結(jié)構(gòu)作進(jìn)一步的解釋.

4 虛震源成像的正演測試

4.1 正演模型與合成地震數(shù)據(jù)

本文根據(jù)實際數(shù)據(jù)的虛震源成像結(jié)果（圖3和圖4）建立了簡化的速度模型（如圖5所示），以彈性波正演模擬測試虛震源成像對不同界面傾角、界面垂直間距和界面速度跳變的響應(yīng)，用于測試虛震源成像的效果和分辨率.模型中近地表60～80km距離范圍的深藍(lán)色區(qū)域代表秭歸盆地，速度為5km·s－1.近地表20～70km距離范圍的淺藍(lán)色區(qū)域表示低速的沉積層，速度為5.5km·s－1.紅色背景速度為6.2km·s－1.圖3c中解釋的由紅色和黃色虛、實線代表的低速層在建立的模型中由嵌入的速度擾動為5%的兩套低速層代表，厚度均選擇為0.8km.選擇的速度和深度主要用于測試虛震源成像的分辨率和對低速界面的敏感度.地震數(shù)據(jù)通過虛譜法彈性波數(shù)值模擬（Kosloff et al.，1984）算得，并在進(jìn)行虛震源成像前加入了10%的白噪.正演模擬的輸入地震波是平面波，時間子波采用主頻2Hz的Ricker子波.按照背景速度6.2km·s－1計算，2Hz地震波波長為3.1km，0.8km接近于1／4波長，因此本文測試虛震源成像對厚度為1／4波長的低速層的分辨能力.平面波的傳播方向由事件2和事件3的射線參數(shù)（根據(jù)IASP91模型算得）來控制.

圖6對比了2Hz理論震源信號與重構(gòu)的震源信號.由圖6可見，平均直達(dá)波求取的震源信號與理論震源信號吻合較好.

4.2 合成數(shù)據(jù)的虛震源成像

圖4 解釋界面與層析成像剖面結(jié)果對比.黑色實線和虛線代表基于虛震源成像剖面解釋的底層界面.剖面上部標(biāo)出了主要地質(zhì)單元、斷層和城市Fig.4 Comparison of some interpreted reflectors（solid and dashed lines in black color）and the tomographic velocity on the profile.Major geologic units，faults and cities are labeled above the profile

圖5 縱波速度模型.色標(biāo)代表地震波速度值（單位：km·s－1）Fig.5 P－wave velocity model.Colour bar shows the velocity scale（unit：km·s－1）

圖6 重構(gòu)地震子波紅色粗虛線為輸入地震子波，背景的黑色粗實線為重構(gòu)的地震子波；細(xì)實線代表臺站記錄到的地震初至波.平均得到的地震子波振幅被平移了0.5，以體現(xiàn)平均地震波的效果.Fig.6 Constructed source wavelet by averaging all traceslack and red－dashed curves，respectively，represent the recovered and the true source wavelets；the relative amplitudes are shifted by 0.5for clarity.The thin color lines centered at 0are overlapping display of all the data traces.

圖7是正演數(shù)據(jù)的遠(yuǎn)震虛震源成像結(jié)果.圖7a和7b分別模擬了表1中事件2和事件3的虛震源成像結(jié)果.圖7c是兩個事件虛震源成像的疊加平均.正演結(jié)果顯示，由于噪音的干擾，使用單獨地震事件的虛震源成像剖面中反射界面不夠連續(xù).將不同事件的成像剖面疊加后，界面的成像效果明顯改善.由圖7c可見，第一層界面在65～80km距離范圍處的成像不夠清晰，這與實際數(shù)據(jù)成像的圖3d中的紅色虛線所在區(qū)域相對應(yīng)，表明虛震源成像對此范圍內(nèi)接近地表的傾斜界面成像能力有限.為進(jìn)一步完善成像效果，需要更多不同震中距的遠(yuǎn)震事件的疊加.在圖7c中，低速層的上、下界面也得到了較好成像，這表明2Hz的遠(yuǎn)震波形可以被用作分辨0.8km厚的低速層.因此圖3c中實際數(shù)據(jù)成像的黃陵背斜內(nèi)部的反射結(jié)構(gòu)很有可能是真實的反射結(jié)構(gòu).如果輔以黃陵背斜東部數(shù)據(jù)，這些反射結(jié)構(gòu)的地質(zhì)含義可能會更加明顯.

4.3 虛震源成像與地震頻率的關(guān)系

虛震源成像的效果與選取的地震子波的長度直接相關(guān)（Yang et al.，2012）.控制地震子波長度的因素很多，通常震級越高震源子波的長度越長，地震波頻率越低（Clinton and Heaton，2002）.因此本文利用正演模擬測試了地震子波頻率對虛震源成像效果的影響.圖8顯示了利用不同主頻地震子波正演后獲得的虛震源成像剖面，震源平面波選用表1中地震事件2的射線參數(shù).為單獨測試震源主頻對虛震源成像的影響，輸入數(shù)據(jù)沒有加噪音.

圖8中從上至下分別采用了2Hz，0.8Hz，和0.2Hz的震源子波.虛震源成像的結(jié)果表明，2Hz子波的成像分辨率最高，成像的位置和振幅極性都與真實模型基本符合.成像位置的差異主要是由于采用了速度5.5km·s－1將時間轉(zhuǎn)換為深度，而其深部的速度均大于5.5km·s－1所致.隨著地震子波頻率的降低，成像界面的位置開始發(fā)生位移，并且反褶積也產(chǎn)生了更多噪音.圖8c顯示，使用0.2Hz頻率震源子波時虛震源成像無法獲得上地殼淺于10km的反射結(jié)構(gòu).造成成像效果隨頻率降低而變差的一個原因可能是由于低頻沒有足夠的分辨率對淺部界面成像.為顯示不同頻率的分辨率，本文使用2Hz、0.8Hz和0.2Hz地震子波測試了不同頻率情況下時間域迭代反褶積對具有4km和8km深的兩個界面的一維模型的成像效果，如圖9所示.結(jié)果顯示，2Hz和8Hz可以較好地成像反射界面，然而0.2Hz卻無法對兩個界面成像，并會在兩個界面之間產(chǎn)生虛假成像.

圖8 地震頻率對虛震源成像效果的影響震源子波頻率分別為 （a）2Hz；（b）0.8Hz；（c）0.2Hz.Fig.8 Influence of central frequency of source wavelet on the TVR imaging Central frequency of the source wavelets are（a）2Hz；（b）0.8Hz；（c）0.2Hz.

理論上高頻地震子波具有短的子波周期，因此具有較高的分辨率.但利用高頻成像時必須考慮地震速度隨深度平緩過度的速度界面和背景噪音.如果地震波速度在地質(zhì)界面附件是平緩過渡，而非突然間斷，那么在界面處高頻地震波不會產(chǎn)生強(qiáng)的反射能量，而低頻地震波則有可能產(chǎn)生一定的反射能量.另外，高頻噪音對地震記錄的影響也較為明顯.圖10給出了秭歸盆地中心的一個臺站背景噪音與地震事件記錄的頻譜對比.頻譜對比顯示，背景噪音在3Hz以上占據(jù)了地震記錄的頻譜，導(dǎo)致遠(yuǎn)震記錄的信噪比較低.我們推測，這種信噪比關(guān)系一方面是由于人為活動和背景的水系活動產(chǎn)生的高頻噪音比較嚴(yán)重，另一方面也與遠(yuǎn)震的高頻信號損失嚴(yán)重有關(guān).初步的研究表明，反褶積對信噪比要求比較高（與德克薩斯理工大學(xué)Harold Gurrola的個人交流），因此在三峽實際數(shù)據(jù)成像前需要將高于2Hz的地震數(shù)據(jù)頻率濾掉以提高信噪比.對于其他相似地區(qū)以上頻率篩選標(biāo)準(zhǔn)分析也應(yīng)當(dāng)適用.

5 結(jié)論

本文介紹了虛震源成像的基本原理和步驟，并將此方法應(yīng)用到三峽地區(qū)，利用四個遠(yuǎn)震的反射地震波資料建立了一條近東西向的三峽地區(qū)上地殼反射地震剖面.通過與地表地質(zhì)單元的對比，在深度剖面上解釋了秭歸盆地和四川盆地的底界面接觸關(guān)系.發(fā)現(xiàn)秭歸盆地沉積層西薄東厚，最大厚度2.6km；剖面之下四川盆地基底從西側(cè)巴東縣的6.5km深度向東逐漸變淺，直至在黃陵背斜西側(cè)出露于地表.虛震源成像剖面還顯示四川盆地基底面附近可能存在一個低速層；作者推測此低速層對應(yīng)于層析成像中的速度梯度突變帶，是四川盆地受構(gòu)造運動?xùn)|移過程中在其下層及結(jié)晶基巖中形成的破碎帶.該假設(shè)需要更多的地質(zhì)和地球物理數(shù)據(jù)來驗證.

圖9 不同頻率地震子波對反褶積成像分辨率的影響（a）—（c）顯示了一維速度模型的合成地震數(shù)據(jù)（藍(lán)線）和地震子波（紅線）；（d）—（f）對比了真實模型及相應(yīng)的反褶積成像結(jié)果，其中藍(lán)線為真實模型，紅線為成像結(jié)果.Fig.9 The influence of frequency content of source wavelet on resolution（a）—（c）show source wavelet（red）and the synthetic reflection data（blue）for the 1－D velocity model.（d）—（f）compare the deconvolution results（red lines）with the true model（blue lines）.

圖10 （a）三峽庫區(qū)秭歸盆地中一臺站的地震記錄.地震事件為表1中的事件3.灰色虛線為選擇的背景噪音與地震信號的分界.振幅為最大振幅歸一化后的相對振幅.（b）振幅譜對比.Spectrum－1代表包含地震事件的地震記錄（圖版a中400～800s）的傅里葉振幅譜；Spectrum－2代表不包含地震事件的背景噪音（圖版a中0～400s）的傅里葉振幅譜.垂直虛線代表3Hz的位置Fig.10 （a）Seismic record of a station in the middle of the Zigui Basin.The earthquake is Event 3in Table 1.The gray dashed line indicates the time we divide the background noise and the seismic record of earthquakes.The amplitude has been normalized by dividing its maximum amplitude.（b）Spectral comparison of the data in panel（a）.Spectrum－1represents the Fourier spectrum of the seismic events（400～800s）in panel（a）.Spectrum－2represents the Fourier amplitude spectrum of the background noise（0～400s）in panel（a）.The vertical dashed line shows the location of 3Hz

正演模擬結(jié)果證實了利用遠(yuǎn)震在臺網(wǎng)下方的界面反射波資料進(jìn)行殼幔結(jié)構(gòu)成像的可行性.結(jié)果顯示，通過疊加不同遠(yuǎn)震的虛震源成像可以明顯改善成像剖面的質(zhì)量.對地震波頻率與虛震源成像效果的分析表明，上地殼虛震源成像需要選擇特定頻率的地震子波，震源頻率過低不利于上地殼成像.

致謝感謝德克薩斯理工大學(xué)（Texas Tech University）的Harold Gurrola副教授在本文完成中的積極協(xié)助與討論.感謝兩位審稿人提出的寶貴意見.

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