馬飛, 黃海波, 丘學(xué)林, 張浩宇, 王強(qiáng), 李子正

1 中國(guó)科學(xué)院邊緣海與大洋地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南海海洋研究所，南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院，廣州 511458 2 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室(廣州)，廣州 511458 3 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049 4 海洋地質(zhì)調(diào)查研究所，福建省廈門地質(zhì)工程勘察院，福建廈門 361008 5 福建省地質(zhì)工程勘察院 自然資源部丘陵山地地質(zhì)災(zāi)害防治重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，福州 350002

0 引言

海洋地球物理勘探中，常使用海底地震儀(ocean bottom seismometer, OBS)和多道地震探測(cè)(MCS)相結(jié)合的方法獲得深部殼幔結(jié)構(gòu).其中，MCS探測(cè)約束淺部結(jié)構(gòu)，在探測(cè)海洋地區(qū)沉積層的厚度、查明地層層位信息、約束基底面的起伏形態(tài)等方面有著廣泛的應(yīng)用(丁巍偉和李家彪，2011；Zhu et al., 2012).OBS廣角折射和反射探測(cè)是獲取地球深部結(jié)構(gòu)的有力手段，既可以利用人工地震探測(cè)來研究海洋地殼和地幔頂部的速度結(jié)構(gòu)，也可利用天然地震觀測(cè)接收的遠(yuǎn)震和區(qū)域性地震的面波信號(hào)對(duì)巖石圈結(jié)構(gòu)進(jìn)行反演和進(jìn)行地震活動(dòng)性的研究(敖威等，2012；劉晨光等，2014；丘學(xué)林等，2011；阮愛國(guó)等，2012；吳振利等，2012).

準(zhǔn)確的初始模型是正演射線追蹤的基礎(chǔ)，也是獲得良好反演結(jié)果，提高反演分辨率的前提(劉漢奇等，2017).一個(gè)淺部地層控制較好的初始模型，可以減少正演模擬的用時(shí)，從而較快地得到一個(gè)最優(yōu)的地殼結(jié)構(gòu)模型.目前，已有許多采用MCS數(shù)據(jù)約束淺部結(jié)構(gòu)建立初始模型，結(jié)合OBS數(shù)據(jù)射線追蹤和走時(shí)反演的方式求取地層速度特征的工作(牛雄偉等，2014；Wang et al.,2006；Zhao et al.,2018; Zhu et al.,2018).然而，由于采集成本的限制以及作業(yè)區(qū)水深約束，部分OBS測(cè)線缺少同步采集的MCS數(shù)據(jù).另外，用于海上區(qū)域地質(zhì)調(diào)查的MCS探測(cè)多使用較短電纜，較小的偏移距會(huì)影響速度分析精度，處理得到的多道地震剖面不夠清晰、準(zhǔn)確(王筍等，2017)，導(dǎo)致走時(shí)模擬過程中建立的模型淺層不確定性較大，可能會(huì)對(duì)其深部結(jié)構(gòu)的模擬結(jié)果造成嚴(yán)重影響.因此，分析淺部成像精度對(duì)深部模擬結(jié)果的影響是評(píng)估地殼結(jié)構(gòu)結(jié)果合理性的重要前提.Majdański(2013)曾通過構(gòu)建地殼內(nèi)震相走時(shí)模擬的誤差公式，計(jì)算了廣角折射地震中地殼淺部結(jié)構(gòu)的擬合誤差對(duì)深部結(jié)構(gòu)的影響；陳金虎等(2016)通過理論模型測(cè)試評(píng)估了沉積層結(jié)構(gòu)失真度對(duì)下地殼高速層恢復(fù)精度的影響.然而，以上結(jié)果均缺乏實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的支持，地殼深部結(jié)構(gòu)模擬誤差的理論計(jì)算需要得到實(shí)際觀測(cè)結(jié)果的對(duì)比和驗(yàn)證.

OBS2011-1是2011年“973”項(xiàng)目于西沙海區(qū)采集的OBS測(cè)線.前人已對(duì)該測(cè)線下方結(jié)構(gòu)進(jìn)行了正反演研究，并得到了P波速度模型(Huang et al.,2019).但測(cè)線北段因海況條件未同步采集MCS數(shù)據(jù)，因此，僅由OBS數(shù)據(jù)走時(shí)反演得到的模型淺層結(jié)構(gòu)可能存在較大不確定性.2019年我們搭載國(guó)家基金委南海地球物理共享航次，在該區(qū)補(bǔ)充采集了多道地震測(cè)線MCS2019-3(圖1).本研究從正演模擬出發(fā)，參考西沙海區(qū)已獲得地殼結(jié)構(gòu)(郭曉然等，2016；Huang et al.,2019)，使用RayInvr軟件構(gòu)建了P波速度結(jié)構(gòu)理論模型和走時(shí)數(shù)據(jù)體.通過更改理論模型的淺部結(jié)構(gòu)進(jìn)行走時(shí)模擬，對(duì)初始模型中沉積層厚度與速度的不確定性對(duì)深部結(jié)構(gòu)模擬結(jié)果的影響進(jìn)行了深入分析.使用MCS2019-3測(cè)線數(shù)據(jù)約束淺部結(jié)構(gòu)建立初始模型，對(duì)OBS2011-1測(cè)線中部分OBS臺(tái)站拾取的P波震相進(jìn)行走時(shí)模擬得到最終模型結(jié)果，并與前人得到的結(jié)果進(jìn)行了對(duì)比.本研究為廣角地震走時(shí)模擬中初始模型淺部結(jié)構(gòu)的設(shè)定，淺層結(jié)構(gòu)不確定性對(duì)深部結(jié)構(gòu)影響的評(píng)估，以及通過試錯(cuò)法調(diào)整模型參數(shù)的過程提供了理論及實(shí)踐參考，對(duì)于正確理解研究區(qū)下方的地質(zhì)構(gòu)造特征也具有重要意義.

圖1 MCS2019-3與OBS2011-1測(cè)線區(qū)域位置圖

1 RayInvr正演模擬原理及方法介紹

由于反射震相較少、覆蓋程度低，在廣角地震走時(shí)反演中，一般僅使用折射震相(譬如Fast)或加入Moho面反射震相(譬如Tomo2d)，從而忽略了沉積基底和地殼內(nèi)界面的起伏信息.因此，目前的深部結(jié)構(gòu)模擬策略一般是在反演模型基礎(chǔ)上，繼續(xù)利用正演方法對(duì)界面信息進(jìn)行模擬，完善所獲得的速度結(jié)構(gòu)模型(Takahashi et al.,2008; Nishizawa et a1.,2014).RayInvr軟件主要使用地震體波走時(shí)數(shù)據(jù)來正、反演速度結(jié)構(gòu).其中，正演模擬通過試錯(cuò)法不斷更新模型中節(jié)點(diǎn)的速度和深度參數(shù)，以理論與觀測(cè)走時(shí)之間的誤差(均方根誤差RMS和卡方值2)為評(píng)價(jià)指標(biāo)，獲得相應(yīng)的不確定性參數(shù)及精度(Zelt and Smith, 1992).該方法將速度模型參數(shù)化為分層的不規(guī)則梯形，每個(gè)梯形塊體的節(jié)點(diǎn)都含有速度信息和深度信息(圖2).節(jié)點(diǎn)的數(shù)量和參數(shù)可以自由設(shè)定，從而能夠模擬復(fù)雜的地下結(jié)構(gòu).塊體內(nèi)的速度場(chǎng)隨深度及上下層邊界呈線性變化.模型中任意網(wǎng)格內(nèi)的速度值可由如下公式求得

圖2 梯形網(wǎng)格內(nèi)的速度分布

(1)

其中c1—c7表示內(nèi)插系數(shù),可通過節(jié)點(diǎn)速度v1—v4、斜邊的斜率s1—s2和截距b1—b2來得到.

RayInvr使用的是打靶法射線追蹤方法，在炮點(diǎn)激發(fā)位置給定一個(gè)出射角，使用帶誤差控制的四階龍格-庫(kù)塔法(Sheriff and Geldart, 1983)來求解零階漸近線理論化后的偏微分格式射線方程，并得到相應(yīng)的射線路徑，其計(jì)算公式如下.

當(dāng)射線路徑接近水平時(shí)：

(2)

當(dāng)射線路徑接近垂直時(shí)：

(3)

邊界條件：

x=x0，z=z0，θ=θ0,

(4)

當(dāng)射線穿越某層的邊界時(shí)，利用Snell定律便可求得入射角對(duì)應(yīng)的出射角，從而得到完整的射線路徑.

射線追蹤過程中，用步長(zhǎng)Δ來表示在x或z方向上的增量，沿射線路徑上每一點(diǎn)的步長(zhǎng)可由下式進(jìn)行求解：

(5)

射線路徑由一系列點(diǎn)組成，點(diǎn)的數(shù)量和間距主要由自定義常量α決定，通常取0.025～1之間，根據(jù)速度場(chǎng)的偏導(dǎo)數(shù)進(jìn)行調(diào)整，以避免射線路徑彎曲較小時(shí)不必要的小步長(zhǎng)和彎曲較大時(shí)使用大步長(zhǎng)可能造成的精度降低.

2 正演模擬結(jié)果和分析

南海北部陸緣已開展大量的OBS廣角地震探測(cè)(丘學(xué)林等，2003；吳振利等，2008；阮愛國(guó)等，2009；Yan et al., 2001)，這些測(cè)線下方的速度結(jié)構(gòu)大多通過射線追蹤走時(shí)擬合來獲得.在缺少高精度多道地震資料的情況下，廣角地震走時(shí)模擬會(huì)根據(jù)同步采集的單道地震剖面來約束海底和沉積基底形態(tài).然而，單道地震受分辨率限制僅能獲得較為粗略的沉積層基底形態(tài)，但無法獲得沉積層內(nèi)的速度分布；在沉積層較薄的陸塊或海盆區(qū)，OBS中可拾取的沉積層內(nèi)折射和反射震相也非常有限；另外，通過參考區(qū)域地質(zhì)資料和相鄰測(cè)線的模型結(jié)果，所獲得的沉積層厚度與速度可能與真實(shí)情況也有較大偏差.這種偏差會(huì)在走時(shí)擬合的過程中怎樣體現(xiàn)？對(duì)模型的擬合結(jié)果會(huì)造成什么樣的影響？如何約束這種偏差？針對(duì)這些問題我們構(gòu)建了初始理論模型，并改變其沉積層厚度和速度進(jìn)行走時(shí)擬合來定量分析淺層結(jié)構(gòu)的不確定性對(duì)走時(shí)模擬結(jié)果的影響.

2.1 模型建立及理論震相

OBS2011-1穿過西沙島礁區(qū)，該區(qū)具有較薄的沉積層和略有減薄的陸殼結(jié)構(gòu)(敖威等，2012；郭曉然等，2016).根據(jù)已發(fā)表的OBS2011-1測(cè)線下方速度結(jié)構(gòu)特點(diǎn)(Huang et al.,2019)，本研究建立了一個(gè)全長(zhǎng)200 km，厚度24 km的理論模型(圖3和圖5a).為了簡(jiǎn)化問題，模型的各層都設(shè)定水平，由淺至深依次為：水層厚度1 km，P波速度1.5 km·s-1；沉積層厚度2 km，頂界面P波速度1.8 km·s-1，底界面3 km·s-1；上地殼厚度7 km，頂界面P波速度5.2 km·s-1，底界面6.4 km·s-1，下地殼厚度10 km，頂界面P波速度6.4 km·s-1，底界面6.9 km·s-1，莫霍面深度20km，頂界面P波速度8 km·s-1，速度隨深度逐漸增加.

為了模擬只有單道地震約束沉積基底形態(tài)，且在沉積層較薄時(shí)OBS剖面中無法拾取相應(yīng)折射震相的一般情況.正演模擬測(cè)試使用RayInvr軟件計(jì)算得到以下震相在理想狀態(tài)下的展布形態(tài)(圖3).圖中Pdw為直達(dá)水波，呈左右對(duì)稱的雙曲線形態(tài)；PsP為沉積基底反射震相，形態(tài)與Pdw相似，由于沉積層速度較水層大，其形態(tài)較為平緩.PsP類似于單道地震中的基底反射震相，可對(duì)臺(tái)站下方的基底深度進(jìn)行粗略擬合；Pg為地殼內(nèi)部折射震相，在以6 km·s-1的速度折合時(shí)其起伏形態(tài)與基底面相似；PmP是莫霍面反射震相，形態(tài)與Pdw和PsP相似，由于地殼速度更大，其形態(tài)更加平緩；Pn為上地幔折射震相，一般在較大偏移距處出現(xiàn)，呈現(xiàn)為近似直線的走時(shí)形態(tài).因此，模型速度會(huì)影響反射震相的起伏形態(tài)，速度越大，反射震相雙曲線越平緩(圖4).

圖3 理論模型和理論震相走時(shí)展布圖

圖4 模型速度對(duì)反射震相形態(tài)的影響(以PsP震相為例)

2.2 沉積層厚度的不確定性對(duì)走時(shí)模擬結(jié)果的影響

建立兩個(gè)初始擾動(dòng)模型，沉積層厚度分別為1.7 km和2.5 km，其他參數(shù)與理論模型保持一致.使用理論模型計(jì)算得到的震相走時(shí)，對(duì)初始擾動(dòng)模型進(jìn)行正演模擬，在擬合過程中保持沉積層厚度不變.以減小理論與實(shí)際震相走時(shí)差異的RMS和2值為標(biāo)準(zhǔn)，通過試錯(cuò)法不斷調(diào)整初始模型各界面的速度與深度節(jié)點(diǎn)，過程中遵循由單個(gè)臺(tái)站到多個(gè)臺(tái)站、由淺至深、由簡(jiǎn)單到復(fù)雜的漸進(jìn)過程(丘學(xué)林等，2011)，最終得到沉積層厚度增厚(表1，圖5b)和減薄(表1，圖5c)情況下的擬合結(jié)果.

表1 不同沉積層厚度模擬結(jié)果對(duì)比

結(jié)果顯示，初始模型中沉積層厚度比實(shí)際模型厚0.5 km時(shí)(2.5 km)，擬合獲得的沉積層速度整體增大(圖5b)：頂界面為1.9～2.1 km·s-1，底界面為3.3～3.8 km·s-1，速度在各臺(tái)站下方達(dá)到高峰值，上地殼速度增加0.1 km·s-1，康拉德面深度增加0.1 km，莫霍面深度增加0.27 km，約為沉積層厚度增加的一半，上地幔速度略有增加為8.05 km·s-1.總體來說，沉積層厚度的差異對(duì)淺部結(jié)構(gòu)影響較大，深部結(jié)構(gòu)影響較小.PsP震相常用于約束基底深度，但在速度與深度同時(shí)給定錯(cuò)誤時(shí)會(huì)出現(xiàn)假擬合情況，會(huì)導(dǎo)致擬合深部Pg，PmP和Pn震相時(shí)在臺(tái)站下方出現(xiàn)走時(shí)減小的起伏(圖6b).這是由于基底深度增大，擬合PsP震相時(shí)增加了臺(tái)站下方沉積層速度所致.在實(shí)際正演模擬過程中，如遇到Pg震相有小起伏現(xiàn)象，一般通過改變震相起伏所對(duì)應(yīng)偏移距處的基底面形態(tài)進(jìn)行擬合.針對(duì)上述小起伏現(xiàn)象進(jìn)行了該處理，結(jié)果顯示更改模型120 km處的基底面形態(tài)后，OBS01號(hào)臺(tái)站在該處的小起伏被消除，但會(huì)導(dǎo)致原本擬合較好的OBS06號(hào)臺(tái)站PsP震相和近偏移距Pg震相發(fā)生變形，兩個(gè)臺(tái)站的擬合結(jié)果相互沖突(圖7).因此，對(duì)于假擬合PsP震相產(chǎn)生的小起伏，不應(yīng)僅僅通過更改基底面形態(tài)消除，需尋找正確的沉積層速度與深度組合.沉積層厚度減薄0.3 km的擬合結(jié)果整體變化與增厚情況下相反，表現(xiàn)為沉積層速度整體減小，莫霍面埋深減小以及臺(tái)站下方出現(xiàn)走時(shí)增加的小起伏(圖5c和圖6a).結(jié)合兩種情況可知，擬合時(shí)若遇到射線走時(shí)發(fā)生小起伏現(xiàn)象，當(dāng)起伏比理論值快時(shí)可嘗試減少該處基底深度和沉積層速度；當(dāng)起伏比理論值慢時(shí)可嘗試增加該處基底深度和沉積層速度.并且，沉積層厚度變化越小，走時(shí)殘差與卡方值越小(表1)，模型擬合結(jié)果越接近理論值.

圖5 沉積層厚度不確定性影響測(cè)試圖

圖6 走時(shí)擬合結(jié)果中的小起伏

圖7 改變基底形態(tài)消除小起伏的不可行性

2.3 沉積層速度的不確定性對(duì)走時(shí)模擬結(jié)果的影響

建立初始模型，沉積層速度增加為頂界面1.9 km·s-1，底界面3.5 km·s-1，其他參數(shù)與理論模型保持一致，使用理論模型震相對(duì)初始模型進(jìn)行走時(shí)擬合.得到沉積層速度整體增大情況下的擬合結(jié)果.

首先進(jìn)行單臺(tái)站擬合，沉積層速度增大時(shí)，需要更改基底面形態(tài)來擬合PsP震相，可以得到表面上“較好”的擬合結(jié)果(圖8a)，但同時(shí)射線入射角發(fā)生變化，依據(jù)snell定律，結(jié)果中近偏移距Pg震相以及Pg1和Pg2交界附近的折射波震相無法被追蹤到.

圖8 沉積層速度不確定性影響測(cè)試圖

多臺(tái)站擬合的結(jié)果顯示(圖8b)，模型淺部結(jié)構(gòu)影響較大，深部影響較?。撼练e層厚度變化主要受PsP震相約束，整體增厚0.3～0.7 km，越靠近臺(tái)站下方厚度變化越??；上地殼速度增加0.25 km·s-1，康拉德面深度增加0.15 km，莫霍面埋深增加0.29 km.模型速度與深度變化結(jié)果與模擬沉積層厚度增加時(shí)大致相同，臺(tái)站下方同樣出現(xiàn)震相走時(shí)減小的起伏；與單臺(tái)站擬合對(duì)比可知OBS臺(tái)站間震相互相約束，間距過大會(huì)導(dǎo)致走時(shí)信息密度減少，降低剖面的橫向分辨率，可能會(huì)出現(xiàn)擬合結(jié)果“較好”的虛假構(gòu)造.

2.4 PsP震相在走時(shí)模擬中的重要性

由上述沉積層厚度與速度不確定性正演結(jié)果可知，由于受到PsP震相的約束，正演模型與實(shí)際模型的偏差可以得到有效反映.而實(shí)際情況中，PsP震相與直達(dá)水波Pdw震相形態(tài)相似，當(dāng)沉積層較薄時(shí)易被氣槍氣泡效應(yīng)產(chǎn)生的直達(dá)水波所覆蓋，不易識(shí)別.

為了評(píng)估PsP震相缺失時(shí)對(duì)擬合結(jié)果的影響，我們將理論模型正演得到的PsP震相去除，使用不同的沉積層厚度與速度組合對(duì)其余震相進(jìn)行走時(shí)擬合.得到的擬合結(jié)果參數(shù)中(表2)，各模型結(jié)果的走時(shí)殘差和卡方值都在很低的范圍，莫霍面深度變化約為沉積層厚度變化的一半；沉積層厚度為3 km的擬合結(jié)果顯示(圖9)，除了Pg1和Pg2交界附近的一小段折射震相和遠(yuǎn)端的Pn震相無法被追蹤到，其余震相都可以很完美的擬合，且不存在局部震相的小起伏現(xiàn)象.因此，在PsP震相缺失情況下，不同的沉積層厚度與速度組合都可以完成走時(shí)擬合，從而掩蓋了所獲模型與真實(shí)模型的差異.PsP震相是對(duì)沉積層厚度與速度組合的有效約束，對(duì)于降低擬合結(jié)果的多解性具有重要意義.

圖9 沉積層厚3km模型在缺失PsP震相下的擬合結(jié)果

表2 去除PsP震相后的擬合結(jié)果和模型變化

2.5 不同殼層厚度下的走時(shí)擬合結(jié)果

以上正演模擬均是以減薄型陸殼為理論模型，其沉積層厚度相對(duì)整個(gè)地殼厚度較小，而對(duì)于殼層較厚的陸殼和較薄的洋殼，得到的結(jié)論是否仍然成立？為了探討常規(guī)陸殼和洋殼下沉積層不確定性對(duì)深部結(jié)構(gòu)模擬的影響程度，將理論模型的地殼厚度分別變?yōu)?0 km和8 km，其他參數(shù)不變，得到典型陸殼和洋殼的理論模型，之后進(jìn)行沉積層增厚0.5 km的不確定性測(cè)試，得到不同殼層厚度下的擬合結(jié)果.

擬合結(jié)果參數(shù)中(表3)，由于各理論模型的淺部水層和沉積層厚度與速度分布相同，因此直達(dá)水波Pdw震相和沉積層反射波PsP震相的擬合參數(shù)相同.殼內(nèi)折射波Pg，莫霍面反射波PmP和上地幔折射波Pn的擬合參數(shù)變化不大，都可以很好的擬合.由擬合結(jié)果模型的主要變化(表4)可知，沉積層增厚0.5 km時(shí)，各模型的上地殼速度都有所增加，分別為典型陸殼的0.03 km·s-1，減薄型陸殼的0.1 km·s-1和洋殼的0.19 km·s-1，各模型莫霍面埋深也都有所增加，分別為陸殼的0.18 km，減薄陸殼的0.27 km和洋殼的0.32 km.因此，地殼厚度越薄，淺部沉積層的變化對(duì)于上地殼及深部結(jié)構(gòu)模擬的影響越大，對(duì)于大陸邊緣的常規(guī)陸殼，淺部沉積層結(jié)構(gòu)的不確定性對(duì)模擬深部結(jié)構(gòu)的影響很小，而對(duì)于地殼本就較薄的洋殼，若沉積層與實(shí)際偏差較大，則會(huì)對(duì)深部結(jié)構(gòu)的模擬結(jié)果造成較大影響.

表3 陸殼，減薄型陸殼和洋殼沉積層厚度不確定性擬合結(jié)果

表4 陸殼，減薄型陸殼和洋殼沉積層厚度不確定模型變化

2.6 擬合結(jié)果對(duì)傾斜界面的適用性測(cè)試

為了簡(jiǎn)化問題，突出結(jié)果差異，以上正演模型的各層都設(shè)定為水平，而實(shí)際數(shù)據(jù)常存在傾斜界面，上述正演模擬得到的結(jié)論是否仍然適用？為此進(jìn)行了起伏基底模型的沉積層厚度不確定性測(cè)試.共設(shè)5個(gè)OBS臺(tái)站，將模型沉積層整體增厚0.5 km進(jìn)行擬合，得到的結(jié)果(圖10)與水平界面模擬的主要區(qū)別為：起伏基底情況下，橫向上沉積層厚度不同，整體增加0.5 km后，較厚的沉積層部分?jǐn)M合結(jié)果速度變化較小(是因?yàn)?.5 km的變化量與本身的厚度占比較小)，較薄的部分?jǐn)M合結(jié)果速度變化較大(是因?yàn)?.5 km的變化量與本身的厚度占比較大).該差異不會(huì)對(duì)小起伏現(xiàn)象以及PsP缺失下的擬合結(jié)果產(chǎn)生影響，正演得到的主要結(jié)論對(duì)實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的應(yīng)用仍然是可行的.

圖10 起伏界面下的沉積層厚度不確定性擬合結(jié)果

3 實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)走時(shí)擬合與結(jié)果分析

本研究所用資料包括MCS和OBS人工地震探測(cè)數(shù)據(jù).其中，MCS2019-3多道測(cè)線使用8道電纜，道間距為12.5 m，采樣率2 ms，數(shù)據(jù)記錄的時(shí)間長(zhǎng)度為15 s，震源與OBS相同，全長(zhǎng)161.3 km；OBS2011-1測(cè)線共投放了20臺(tái)四分量海底地震儀，投放間隔約10～20 km，成功回收19臺(tái)，其中一臺(tái)未記錄到有效數(shù)據(jù).測(cè)線采用四支Bolt氣槍組成的氣槍陣列作為震源，槍陣總?cè)萘繛?000 in3，放炮間隔300 m，測(cè)線全長(zhǎng)約500 km.前人對(duì)于該測(cè)線數(shù)據(jù)的處理和模擬已獲得P波速度結(jié)構(gòu)(表5，圖13b)(Huang et al.,2019)，但其北段因沒有同步采集MCS數(shù)據(jù)，模型淺部可能有較大不確定性，MCS2019-3測(cè)線補(bǔ)充了該段缺少的數(shù)據(jù).

為了對(duì)上述沉積層不確定分析以及OBS2011-1的正演模擬結(jié)果進(jìn)行檢驗(yàn)，本研究在利用MCS2019-3測(cè)線數(shù)據(jù)約束初始模型淺部結(jié)構(gòu)的情況下，利用OBS2011-1測(cè)線部分臺(tái)站拾取的P波走時(shí)進(jìn)行射線追蹤正演模擬，并與前人結(jié)果進(jìn)行了對(duì)比分析，以探討淺層結(jié)構(gòu)不確定性對(duì)走時(shí)模擬結(jié)果的影響.

3.1 初始模型建立與射線追蹤

采用地震處理軟件SU(Seismic Unix, Stockwell, 1999)對(duì)MCS2019-3測(cè)線數(shù)據(jù)進(jìn)行讀入、道編輯(剔除壞道)、簡(jiǎn)單疊加、自動(dòng)增益、維納濾波、帶通濾波處理(趙明輝等，2004)，最后得到良好的地震剖面.根據(jù)多道地震剖面拾取海底反射波和基底反射波(圖11)，參考前人對(duì)該區(qū)域的速度結(jié)構(gòu)研究進(jìn)行時(shí)深轉(zhuǎn)換獲得初始地層模型(Qiu et al., 2001; 郭曉然等，2016; Huang et al.,2019)，其淺部結(jié)構(gòu)被很好的約束.

圖11 MCS2019-3測(cè)線地震剖面圖

OBS2011-1測(cè)線數(shù)據(jù)質(zhì)量良好，選取OBS14、OBS15、OBS16、OBS17、OBS18、OBS20臺(tái)站記錄剖面拾取的震相進(jìn)行正演模擬(表5，圖12).臺(tái)站記錄到了清楚的Pg、PcP、PmP和Pn震相，而沉積層折射震相Ps與反射震相PsP僅能少量識(shí)別.在初始地層模型的基礎(chǔ)上進(jìn)行射線追蹤擬合，不斷試錯(cuò)調(diào)整模型中的速度和深度節(jié)點(diǎn)使各震相的卡方值在盡可能接近1的情況下，均方根走時(shí)殘差達(dá)到最小，最終獲得了測(cè)線下方的速度結(jié)構(gòu)模型(表5，圖13a).

圖12 本文所用的OBS2011-1測(cè)線臺(tái)站震相射線追蹤(a)和走時(shí)擬合(b)

擬合結(jié)果參數(shù)顯示(表5)，本文震相的追蹤點(diǎn)數(shù)，以及部分震相的走時(shí)殘差與卡方值相對(duì)Huang et al.(2019)較差，這是由于多道數(shù)據(jù)約束淺部結(jié)構(gòu)后為擬合過程添加了新的約束條件，擬合過程中可調(diào)整的模型參數(shù)相對(duì)苛刻，因此誤差值相對(duì)較大，但是卻能反應(yīng)更為真實(shí)的地下信息.

表5 OBS2011-1測(cè)線正演模型參數(shù)對(duì)比

3.2 模型對(duì)比分析

模型結(jié)果對(duì)比顯示(圖13)：多道地震數(shù)據(jù)很好的約束了模型淺部結(jié)構(gòu)，且這種約束在橫向上具有連續(xù)性，海底和基底界面的形態(tài)得到了較好控制，可以避免虛假構(gòu)造，提高各震相擬合的準(zhǔn)確度；模型沉積層厚度整體變薄(圖14a)，由界面加權(quán)平均計(jì)算得到的沉積層頂部速度由2.06 km·s-1減少到1.83 km·s-1，底界面速度由平均3.89 km·s-1減少到3.83 km·s-1，上地殼速度由5.24～5.46 km·s-1變化為4.9～5.4 km·s-1，康拉德面在射線覆蓋區(qū)的平均深度由11.27 km減小為10.99 km，界面速度不變均為頂部6.3 km·s-1，底部6.4 km·s-1，下地殼整體速度變化較小，莫霍面埋深略有減小(圖14b).

圖13 OBS2011-1測(cè)線最終P波速度結(jié)構(gòu)模型

圖14 模型基底面(a)和莫霍面(b)深度對(duì)比

模型的射線覆蓋對(duì)比顯示(圖15a，圖15b)，兩模型覆蓋密集的區(qū)域基本相同，在各臺(tái)站下方的基底界面、康拉德面40～135 km范圍以及莫霍面50～120 km范圍內(nèi)均有良好的射線覆蓋程度.將兩模型的射線覆蓋密度做差顯示(圖15c)，淺部結(jié)構(gòu)上的差異對(duì)于模型整體射線覆蓋程度的影響不大，圖中差異較大區(qū)域是由于射線路徑不同所致.

圖15 模型射線密度分布對(duì)比

兩個(gè)模型的速度偏差圖顯示(圖16)，上地殼速度變化明顯，在射線覆蓋較密集的30～40 km、70～90 km、120～130 km處有明顯的沉積層減薄伴隨著上地殼速度減小的現(xiàn)象；由于19號(hào)臺(tái)站的丟失，在50～60 km處，射線覆蓋程度較低，出現(xiàn)了沉積層厚度減小，上地殼速度反而增加的情況，不確定性較高；下地殼速度變化很小，表現(xiàn)為整體微弱的增強(qiáng)，主要是康拉德面埋深變淺，速度向深部逐漸增加的結(jié)果.

圖16 模型速度偏差圖

實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)比結(jié)果與理論計(jì)算結(jié)果一致，由于走時(shí)擬合過程遵循由淺入深原則，當(dāng)淺部沉積層整體變薄時(shí)，擬合淺部震相走時(shí)就需要增加沉積層和上地殼速度，淺部深度與速度的變化對(duì)深部射線走時(shí)影響相互抵消，因此模型深部結(jié)構(gòu)的變化較??；但當(dāng)臺(tái)站間距過大或有臺(tái)站數(shù)據(jù)缺失時(shí)，淺部震相如約束不足，調(diào)整模型時(shí)可能無法確保速度與深度的平衡，會(huì)對(duì)該區(qū)域接收到的PmP、Pn等深部射線走時(shí)產(chǎn)生影響，進(jìn)而會(huì)降低所約束模型的準(zhǔn)確度.

上述實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)比結(jié)果顯示，使用不同的淺部結(jié)構(gòu)都可以在誤差允許的范圍內(nèi)較好的擬合深部震相，而實(shí)際中地下只可能有一種真實(shí)結(jié)構(gòu)，因此淺部結(jié)構(gòu)不確定性導(dǎo)致的模型結(jié)果差異會(huì)對(duì)后續(xù)的解釋造成相應(yīng)影響.沉積層速度的差異對(duì)于劃分地層，巖性解釋具有重要作用，基底起伏差異對(duì)于基底斷裂解釋具有重要作用.地殼中的模型差異主要體現(xiàn)在地殼頂部速度的變化，這對(duì)于地殼速度結(jié)構(gòu)解釋中，根據(jù)速度橫向變化來討論巖漿侵入或基底斷裂延伸等也具有重要作用.因此，在實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)擬合時(shí)應(yīng)盡可能多的搜集區(qū)域資料對(duì)淺部結(jié)構(gòu)進(jìn)行約束，從而得到更接近真實(shí)情況的模擬結(jié)果.

3.3 擬合結(jié)果的局限性

由于本文實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)OBS剖面中只能識(shí)別到很少的Ps震相，因此只對(duì)基底面形態(tài)有很好的約束，缺少對(duì)速度-深度權(quán)衡的約束，模擬結(jié)果更多體現(xiàn)的是淺部結(jié)構(gòu)變化時(shí)對(duì)擬合結(jié)果帶來的影響.

本文使用的實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)是西沙地塊的地殼結(jié)構(gòu)，屬于減薄型陸殼(丘學(xué)林等，2006)，其沉積層與整個(gè)地殼相比厚度很薄，淺層結(jié)構(gòu)的不確定性對(duì)深部的影響較小.但是，對(duì)于地殼厚度較小的洋盆地區(qū)，淺部沉積層的厚度和速度結(jié)構(gòu)變化對(duì)整個(gè)殼層都具有較大影響，其不確定性結(jié)果還需進(jìn)一步研究討論.另外，在沉積層較厚的海域(如沉積盆地、海槽等)，OBS剖面中往往可以拾取一定偏移距范圍內(nèi)的沉積層折射震相，利用該震相所獲淺層結(jié)構(gòu)的不確定性對(duì)深部結(jié)構(gòu)模擬結(jié)果的影響如何，也是我們下一步需要研究和探討的問題.

4 結(jié)論

利用RayInvr軟件對(duì)理論和實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行射線追蹤和走時(shí)模擬，對(duì)OBS數(shù)據(jù)正演模擬過程中，淺部結(jié)構(gòu)不確定性對(duì)深部結(jié)構(gòu)擬合結(jié)果的影響進(jìn)行了分析，并詳細(xì)對(duì)比了實(shí)測(cè)多道數(shù)據(jù)約束前后的正演模擬結(jié)果，獲得以下幾點(diǎn)認(rèn)識(shí)：

(1)沉積層厚度及速度不確定性對(duì)走時(shí)模擬結(jié)果的淺部結(jié)構(gòu)影響較大，深部結(jié)構(gòu)影響較小.

(2)PsP震相是淺層速度-深度組合的重要約束，其缺失時(shí)會(huì)增加模型的不確定性.實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)模擬結(jié)果對(duì)比和理論走時(shí)模擬中，莫霍面埋深的變化約為沉積層厚度變化的一半.

(3)使用錯(cuò)誤的速度-深度組合擬合PsP震相，會(huì)使臺(tái)站下方Pg，PmP，Pn等震相走時(shí)出現(xiàn)小起伏現(xiàn)象，走時(shí)提前對(duì)應(yīng)沉積層速度與厚度偏大，走時(shí)延后對(duì)應(yīng)沉積層速度與厚度偏小.

(4)廣角地震正演模擬中，使用不同的淺部模型都能在誤差范圍內(nèi)擬合OBS震相，使用多道地震數(shù)據(jù)可以有效約束模型淺部界面形態(tài)，減少結(jié)果的多解性，提高各震相的擬合準(zhǔn)確度.

致謝本研究得到中國(guó)科學(xué)院青年創(chuàng)新促進(jìn)會(huì)的資助，本研究的MCS數(shù)據(jù)采集得到國(guó)家自然科學(xué)基金委員會(huì)共享航次計(jì)劃(航次編號(hào)：NORC2019-08)的資助，該航次由中國(guó)科學(xué)院南海海洋研究所“實(shí)驗(yàn)2號(hào)”科考船實(shí)施，在此表示致謝.文中部分圖件使用了GMT繪圖軟件(Wessel and Smith, 1995).