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热带海洋学报 >

2020 , Vol. 39 >Issue 1: 106 - 119

DOI: https://doi.org/10.11978/2019020

海洋地球物理学

滑行波震相对珠江口地区壳内低速层的约束作用

  • 杨碧峰 1, 2 ,
  • 熊成 1 ,
  • 曹敬贺 1 ,
  • 孙金龙 , 1 ,
  • 万奎元 1 ,
  • 夏少红 1
展开
  • 1. 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室(南海海洋研究所), 广东 广州 510301
  • 2. 中国科学院大学, 北京 100049
孙金龙, 男, 主要从事海洋构造地球物理研究。E-mail:

杨碧峰(1993—), 男, 湖南涟源市人, 硕士, 主要从事海洋地球物理研究。E-mail: yangbifeng16@mails.ucas.ac.cn

Copy editor: 孙淑杰

收稿日期: 2019-03-01

  要求修回日期: 2019-04-09

  网络出版日期: 2020-01-09

基金资助

国家自然科学基金(41576046)

国家自然科学基金(41506046)

版权

版权所有，未经授权，不得转载、摘编本刊文章，不得使用本刊的版式设计。
收起

Constrains of sliding wave phases on the low-velocity layer in the Pearl River Estuary

  • YANG Bifeng 1, 2 ,
  • XIONG Cheng 1 ,
  • CAO Jinghe 1 ,
  • SUN Jinlong , 1 ,
  • WAN Kuiyuan 1 ,
  • XIA Shaohong 1
Expand
  • 1. CAS Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, South China Sea Institute of Oceanology, Guangzhou 510301, China
  • 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
SUN Jinlong. E-mail:

Received date: 2019-03-01

  Request revised date: 2019-04-09

  Online published: 2020-01-09

Supported by

National Natural Science Foundation of China(41576046)

National Natural Science Foundation of China(41506046)

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Copyright reserved © 2020. Office of Acta Agronomica Sinica All articles published represent the opinions of the authors, and do not reflect the official policy of the Chinese Medical Association or the Editorial Board, unless this is clearly specified.
Fold

摘要

深入研究珠江口地区海陆过渡带壳内低速层的结构和构造特征对于理解板内地震的发震机理、孕震构造及该区域的地壳结构具有重要的地质地球物理意义。利用2015年珠江口区域海陆地震联测L2-ME测线上的19个地震台站(包括陆上台站14台, 海底地震仪5台)记录到的地震数据来探明该区域低速层的结构和构造特征。在常规震相的基础上, 加入了大量的滑行波震相(Ph)进行结构模型计算, Ph震相的增加使得地壳内部10~20km范围内的射线覆盖密度有了显著提高, 从而获得了L2-ME测线下方更为精确的地壳纵波速度结构模型。结果发现, 模型中测线下方13~18km深度范围内稳定连续展布的壳内低速层被清晰成像, 其内部速度稳定在5.7~6.0 km·s-1之间, 与上下层界面速度差分别为0.5km·s-1、0.4km·s-1, 低速特征明显。该低速层厚度由陆侧的3.5km左右降至海侧的1km, 呈现出向海侧逐渐减薄的趋势, 低速层底界面起伏变化较大且具有与莫霍面相似的起伏特征。

关键词： 珠江口; 滑行波; 壳内低速层; 地壳结构

本文引用格式

杨碧峰 , 熊成 , 曹敬贺 , 孙金龙 , 万奎元 , 夏少红 . 滑行波震相对珠江口地区壳内低速层的约束作用[J]. 热带海洋学报, 2020 , 39(1) : 106 -119 . DOI: 10.11978/2019020

Abstract

Exploring the structure and tectonic characteristics of the low-velocity layer (LVL) in a transition zone of the Pearl River Estuary (PRE) area has significant geological and geophysical implications for understanding the mechanism of intraplate earthquakes, seismogenic structure and crustal structure in this area. In this study, we use the data from 19 seismic stations (include 14 onshore seismic stations and five ocean bottom seismometers) along the L2-ME profile of the 2015 onshore-offshore deep seismic experiment in the PRE area to image structure features of the LVL. On the basis of the conventional seismic phase, a large number of sliding wave seismic phases are added to calculate the structural model. With the increase of Ph seismic phases, the ray coverage density within the range of 10-20 km was significantly increased, and a more accurate P-wave velocity structure model of the LVL and its above crustal structure along the L2-ME profile were obtained. The result shows the LVL is clearly imaged in the crust within the depth range of 13-18 km under the profile. The velocity in the LVL is roughly stable in the range of 5.7-6.0 km·s-1 and has an obvious low-velocity anomaly feature of 0.5 km·s-1 difference compared with its top layer and of 0.4 km·s-1 difference compared with its bottom layer. Its thickness decreases from 3.5 km on the land side to 1 km on the sea side, showing a trend of gradual thinning toward the sea side. The bottom boundary of the LVL has similar fluctuation characteristics to the Moho.

Key words： the Pearl River Estuary; sliding wave; low-velocity layer; crustal structure

珠江口区域属于华南地块东南沿海中段的构造断陷盆地, 主要发育有NE、NW和NEE走向的3组构造断裂带(林纪曾 等, 1980; 姚伯初, 1993; 张虎男 等, 1994; 魏柏林, 2001)。这些断裂带控制了珠江三角洲盆地和珠江口外盆地的发育并互相切割, 且具有多期活动的特点, 使得珠江口海域具备发生6级以上强震的构造条件(丁原章 等, 1998; 宋海斌 等, 2002; 陈冰 等, 2005; 曹敬贺, 2014)。一般认为板内地震的发育往往与断裂带或弱化带应力的积累和突然的剪切错动有关(王妙月, 1994), 而壳内低速层不仅是断裂活动的重要孕育场所, 且其本身就是地壳内的弱化层(姜本鸿 等, 1992); 此外, 壳内低速层对于震源深度有重要的控制作用, 地震往往发生在壳内低速层底界面以上(刘国栋 等, 1983; 胡小幸 等, 1989; 张景廉 等, 2008; 滕吉文 等, 2008), 特别是深大断裂与低速层的交汇部位往往是强震易发部(李秋生, 1998)。徐辉龙等(2012)曾提出珠江口区域的交错断裂与深部地壳低速过渡层的交接构造部位是深部孕震和发震的有利构造部位, 而壳内低速层在此区域分布十分广泛(尹周勋 等, 1999; 赵明辉 等, 2007; Zhao et al, 2013; 曹敬贺 等, 2014)(图1)。因此, 进一步探明珠江口区域壳内低速层的分布情况及其地质构造特征, 不仅对于理解板内地震的发震机理、孕震构造及地震预防具有重要意义, 而且对于深入认识该地区的地壳结构及动力学演化具有重要的地质地球物理意义。
图1 研究区位置及深地震探测测线分布图

黄色方框为研究区范围, 紫色为发现壳内低速层的测线, 红色为本次研究所用测线

Fig.1 Location map of the onshore-offshore deep seismic survey lines in South China and transition zone.

The yellow box is the study area, the purple line is the survey lines of the low-velocity layer, and the red line is the survey line used in this study

壳内低速层指在地壳中某一深度范围存在的一个介质层, 其层速度比人工地震方法记录到的Pg波速度(6.0~6.1km·s-1)小得多, 通常为5.5~5.9km·s-1 (李秋生, 1998), 位于下地壳时则可达6.1km·s-1。国内外地球科学家很早便注意到了壳内低速层(Gutenberg, 1951; Doyle et al, 1959; Mueller et al, 1966; 刘国栋 等, 1983; 孙武城 等, 1987), 在我国的川、藏、滇、贵、华北及华南等多个地区均发现了壳内低速层的存在(滕吉文, 2010; 李松林 等, 2011; Yang et al, 2012; 胥颐 等, 2013; Wang et al, 2013; Bao et al, 2015; Chen et al, 2016), 并且各个地区的低速层稳定连续展布。前人对低速层的认识主要是通过人工深地震测深资料或天然地震层析成像资料获得的(Beck et al, 2002; Beaumont et al, 2004; Li et al, 2006; Bai et al, 2010; 陈剑雄 等, 2011)。然而, 这些方法缺乏对于低速层进行直接约束和控制的震相, 使得对于低速层的深度、厚度等特征的约束精度相对较低。为此, 本研究在常用震相的基础上, 加入了大量的滑行波震相进行计算, 大大提高了对壳内低速层的约束, 获得了更高分辨率的二维地壳结构模型。

1 数据采集与处理

本论文以2015年珠江口地区海陆地震联测的L2-ME海陆联合测线作为研究对象, 测线总长约350km。所使用的数据包括14台陆上地震台站(0716、0729、0739、0741、0742、0755、0767、0768、0774、0776、0779、0786、0787、0789)以及海上靠近陆侧连续回收的5台海底地震仪(OBS41、OBS42、OBS43、OBS44、OBS45)的数据(图2)。船载震源系统由4支美国大容量BOLT气枪(1500in3, 1in3= 16.4cm3)组成, 总容量达6000in3, 放炮间隔80s, 船速在4.5~5节之间, 炮间距约200m, 整个作业期间共激发13589炮, 放炮总里程约2300km, 由Hypack导航系统精确记录炮点的位置信息(吕作勇 等, 2017; 熊成, 2018)。
图2 L2-ME测线及本次研究所用地震台站站位图

Fig. 2 Distribution of seismic stations along seismic line L2-ME

数据处理流程主要分为以下几个部分: 1)依托船载地震仪及班报记录, 整理导航数据, 制作包含所有有效震源时间、位置的UKOOA文件; 2)整理单道数据, 获得单道数据提供的水深及沉积基底面深度; 3)将陆上流动台站记录的原始二进制数据转换为ASCII编码的SAC数据; 4)依据UKOOA文件, 将各台站的SAC数据截取排列成SEGY数据; 5)利用SU软件集合包, 可视化读取SEGY数据并转换为SU格式数据, 通过滤波、增益等操作绘制每个台站的单台地震剖面图(赵明辉 等, 2004a; 张佳政 等, 2012); 6)根据GPS对钟获得的钟漂信息对海底地震仪记录的时间进行校正, 用直达水波的到时数据对海底地震仪的位置进行校正; 7)从单台地震记录剖面上辨别拾取各种震相及其走时数据, 尤其是对于滑行波震相的拾取。

2 震相拾取及滑行波震相(Ph)的特征

2.1 震相拾取

本次研究对14台陆上地震台站及5台海底地震仪的震相进行拾取, 清楚地辨别和拾取了沉积层折射震相(Ps)、上地壳折射震相(Pg1)、下地壳折射震相(Pg2)、莫霍面反射震相(PmP)等典型震相共6196个(表1)。其中Ps震相仅在OBS44和OBS45中拾得, 其偏移距较短, 一般小于15km。Pg1震相信号非常清晰连续, 在所有的OBS台站上均可清楚识别; 但由于上地壳折射波传播距离一般在150km以内, 陆上部分仅在靠近海侧的3台陆上地震台站中拾取到Pg1震相, 且其视速度由陆向海稍有下降, 认为这与沉积层向海侧的增厚有关。Pg2震相共拾取到时191个, 仅在相邻的0774和0776台站上拾取到, 其视速度稳定在6km·s-1左右, 一般出现在偏移距130~160km的范围内。PmP震相最为普遍, 在15个台站中均有拾得, 其震相走时连续, 振幅强, 视速度大, 具有一定的起伏, 非常容易判别拾取, 在拾取误差为100ms的情况下, 共拾得PmP震相2982个。图3以0774及OBS44台站为例展示了各类典型震相走时拾取情况。
表1 各典型震相拾取数量及拾取误差

Tab. 1 The number and pick error of different phases

震相 拾取数量 拾取误差/ms
Ps 63 50
Pg1 2960 80
Pg2 191 80
PmP 2982 100
合计 6196
图3 0774台站(a)及OBS44台站(b)的震相拾取

(T-D/6)为折合走时, 其中T为实际走时, D为偏移距的值, 折合速度为6km·s-1

Fig. 3 Pick-up of seismic phase of station 0774 (a) and station OBS44 (b).

(T-D/6) is the reduced travel time, T is the value of time, D is the value of offset, and reduced velocity is 6 km·s-1

2.2 滑行波震相的识别及特征

除了上述所拾取的4种典型震相, 在多个陆上地震台站的剖面中还发现有一种视速度在6km·s-1左右的震相无法用上述震相对其进行拟合。这种震相具有清晰连续、偏移距大及振幅强等特点, 且大多分布在150~260km的偏移距范围内(图4), 这些特征表征地壳内部存在一个波阻抗强且速度变化明显的分界面。熊成(2018) 在对珠江口海陆地震联测L1测线陆上台站的地震剖面进行震相拾取中, 也发现了类似特征的震相(图4c), 作者对比了这种震相与其他典型震相的视速度、偏移距等特点, 并将这种未知震相解释为滑行波(slide wave)震相。滑行波有时也称为首波, 当下层介质的波速(V2)大于上层介质的波速(V1)且入射波以临界角入射的情况下, 透射波在第二层介质中会以V2的速度沿界面传播, 并最终不断折回到上层介质。
图4 本次研究中L2测线发现的未知震相(a、b)及 L1测线发现的未知震相(c) (熊成, 2018)

(T-D/6)为折合走时, 其中T为实际走时, D为偏移距的值, 折合速度为6km·s-1

Fig. 4 The unknown phase found in seismic line L2 (a, b) and in seismic line L1 (c, After Xiong (2018)).

(T-D/6) is the reduced travel time, T is the value of time, D is the value of offset, and reduced velocity is 6 km·s-1

根据前人对于华南大陆及南海北部深地震探测的研究成果(Yan et al, 2001; 阎贫 等, 2002; 邓阳凡 等, 2011; Cao et al, 2018; Zhang et al, 2018), 建立了珠江口地区沿L2-ME测线可靠的初始二维地壳结构模型(图5), 其中壳内低速层的存在与否及构造特征主要依据前人在珠江口海陆过渡带所做工作来确定(赵明辉 等, 2006; 曹敬贺 等, 2014; 熊成, 2018)。在初始地壳结构模型的基础上, 以L2测线上的0742台站为例来进一步说明这种未知震相的识别过程。
图5 L2-ME测线初始地壳结构模型

数字2~6代表不同层位, 右侧数字代表每一层位上下界面的纵波速度

Fig. 5 The initial crustal structure model of the onshore-offshore seismic line L2-ME.

The number 2-6 represent different layer and the right side digital represent P-wave velocity of upper and lower interface of each layer

图6所示未知震相的视速度稳定在6km·s-1左右, 偏移距较大, 达150~250km, 与Pg1、Pg2、PmP等典型震相在偏移距这一特征上相差巨大, 无法拟合, 而Pn震相理论上偏移距能到达200km, 但其视速度远大于6km·s-1, 因此也可以排除未知震相为Pn震相的可能性。根据滑行波产生的条件, 地球内部任何满足下层介质的地震波速度大于上层介质(V1<V2)的介质分界面都有可能产生滑行波, 结合初始模型可知沿测线下方由浅入深有可能出现3种滑行波震相, 即基底面滑行波震相、低速层底界面滑行波震相和莫霍面滑行波震相。从图7中可以发现基底面滑行波和莫霍面滑行波的理论震相都与未知震相在走时上相差较大, 而低速层底界面滑行波的理论震相与未知震相在走时及偏移距等特征上都基本吻合。综上, 可以初步认为这种与各典型震相无法拟合的稳定未知震相为壳内低速层底界面的滑行波震相, 但仍需对实际拾取的震相进行射线追踪与走时拟合才能做出最终判断。
图6 0742台站各典型震相与未知震相的理论走时对比

(T-D/6)为折合走时, 其中T为实际走时, D为偏移距的值, 折合速度为6km·s-1

Fig. 6 The contrast of typical seismic phase with unknown phase in calculated travel time of station 0742.

(T-D/6) is the reduced travel time, T is the value of time, D is the value of offset, and reduced velocity is 6 km·s-1

图7 0742台站可能产生的各类滑行波震相与未知震相的理论走时对比

(T-D/6)为折合走时, 其中T为实际走时, D为偏移距的值, 折合速度为6km·s-1

Fig. 7 The contrast of possible sliding wave phase with unknown phase in calculated travel time of station 0742.

(T-D/6) is the reduced travel time, T is the value of time, D is the value of offset, and reduced velocity is 6 km·s-1

在陆上L2测线的0716、0729、0739、0741、0742、0755、0779、0789等8个地震台站的综合地震剖面中拾取未知震相走时共1790个, 并利用RAYINVR(Zelt et al, 1992)将其与建立的初始二维地壳结构模型进行射线追踪和走时拟合, 结果表明各个台站地震剖面中的未知震相都能与低速层底界面的滑行波理论震相较好拟合(表2)。图8、9给出了0729及0742台站具体的射线追踪与走时拟合情况。因此, 可以最终确定本次研究中所拾取到的未知震相即为壳内低速层底界面的滑行波震相, 将其命名为Ph, 其具有视速度在6 km·s-1左右、稳定连续、振幅强及偏移距大等特点, 在以后的震相判别及拾取中可以以此为依据对此类特殊速度间断面的滑行波震相进行拾取。
表2 陆上地震台站Ph震相拾取数量、走时拟合残差和卡方(χ2)值

Tab. 2 Number of travel times, Root Mean Square misfit and normalized χ2 of Ph phases for onshore seismic stations

地震台站 分量 拾取误差/ms Ph震相数 走时残差/s χ2
0716 垂直 80 216 0.094 1.378
0729 垂直 50 293 0.047 0.886
0739 垂直 50 159 0.059 1.406
0741 垂直 80 250 0.107 1.782
0742 垂直 50 351 0.051 1.040
0755 垂直 80 137 0.098 1.523
0779 垂直 80 133 0.083 1.088
0789 垂直 80 251 0.076 1.113
合计 1790
图8 0729台站地震记录剖面(a)、射线追踪(b)及走时拟合(c)

(T-D/6)为折合走时, 其中T为实际走时, D为偏移距的值, 折合速度为6km·s-1

Fig. 8 Seismic record section (a), ray-tracing (b) and travel time fits (c) of station 0729.

(T-D/6) is the reduced travel time, T is the value of time, D is the value of offset, and reduced velocity is 6 km·s-1

图9 0742台站地震记录剖面(a)、射线追踪(b)及走时拟合(c)

(T-D/6)为折合走时, 其中T为实际走时, D为偏移距的值, 折合速度为6km·s-1

Fig. 9 Seismic record section (a), ray-tracing (b) and travel time fits (c) of station 0742.

(T-D/6) is the reduced travel time, T is the value of time, D is the value of offset, and reduced velocity is 6 km·s-1

3 滑行波震相对壳内低速层及地壳结构的约束

3.1 滑行波震相对壳内低速层特征的约束

利用RAYINVR将8个陆上地震台站上拾取的1790个低速层底界面滑行波震相走时与建立的初始二维地壳结构模型进行拟合, 在滑行波拾取不确定度为80ms的情况下, 拟合残差(RMS)为84ms, 卡方值(χ2)为1.375, 拟合情况较好(图10)。从图中可以看出低速层底界面滑行波的射线依次通过基底面、低速层顶界面, 当以临界角入射到达低速层底界面时, 会产生滑行波并以下层介质的波速(6.4km·s-1)沿界面滑行传播, 并在传播一段距离后不断折回到上层介质, 最终被地表的地震台站所接收。在这个过程中, 滑行波基本贯穿了整个壳内低速层, 在沉积层和上地壳层的埋深及速度特征被Ps、Pg1震相和多道数据基本确定的情况下, 需要不断调整壳内低速层的顶底界面深度、厚度以及速度来拟合Ph震相, 特别是入射波刚到达低速层顶底界面处的深度以及底界面的起伏会对滑行波的走时产生较大影响。因此, 通过拟合低速层底界面滑行波震相, 可以较为精准地控制壳内低速层顶底界面的深度及速度等特征, 即控制低速层在地壳内部整体的展布情况。
图10 L2-ME测线壳内低速层底界面滑行波震相的射线追踪(a)及走时拟合(b)

(T-D/6)为折合走时, 其中T为实际走时, D为偏移距的值, 折合速度为6km·s-1

Fig. 10 Ray-tracing (a) and travel time fits (b) of the sliding wave phase of low-velocity layer in seismic line L2-ME.

(T-D/6) is the reduced travel time, T is the value of time, D is the value of offset, and reduced velocity is 6 km·s-1

最终, 我们确定了珠江口区域海陆过渡带L2-ME测线下壳内低速层的存在。低速层顶界面埋深在15km左右, 无明显起伏; 底界面起伏明显, 埋深由陆侧的18km逐渐抬升至海侧的16km, 且在海陆过渡带有明显向上隆升的过程, 这可能与过渡带处莫霍面的隆起有关; 低速层的厚度由陆侧的3.5km左右降至海侧的1km, 具有向海侧逐渐减薄甚至尖灭的趋势。低速层顶部速度约5.7km·s-1, 与上层介质速度差达0.5km·s-1; 底部速度约6.0km·s-1, 与下层介质速度差约0.4km·s-1, 顶底界面处的速度差都较大, 低速特征明显。本次研究所确定的低速层的特征与前人在华南大陆及沿海地区所确定的壳内低速层特征相似, 可以推断壳内低速层在华南大陆及沿海地区展布稳定且广泛。

3.2 滑行波震相对地壳结构精度的提高

在以往关于珠江口海陆过渡带地区的二维地壳结构研究中, 大多数作者通过Ps、Pg、PmP、Pn等常见震相来约束地壳结构的特征(赵明辉 等, 2004b; Wang et al, 2006; Zhang et al, 2007; Xia et al, 2010; Lv et al, 2018)。通常情况下, 用Ps、Pg1震相来约束沉积层及上地壳的速度分布及厚度等特征, 用Pg2震相来约束下地壳的速度特征, 而PmP、Pn震相主要用来约束莫霍面的起伏变化情况。这种方法的不足之处在于, 在地壳近30km的深度范围内缺少更为精细的约束, 没有其他震相来直接约束地壳中可能存在的速度间断面或其他特殊构造体。而本次研究中所识别确定的低速层底界面滑行波震相填补了这一空白, 其可以直接约束地壳10~20km深度范围内低速层的展布特征。图11表明, 当在拟合中增加低速层底界面滑行波震相后, 15~20km深度范围内的射线密度显著提高, 尤其是低速层底界面的射线覆盖率。因此, Ph震相不仅能很好地约束低速层的各项特征, 还有助于提高地壳结构的精度。
图11 不含(a)和包含(b)Ph震相时的射线覆盖密度分布及两者射线覆盖密度差(c)

Fig. 11 Distribution of ray coverage density including Ph phases (b) or not (a), and the difference of ray coverage density between the two (c)

本次研究拟合19个台站(14台陆上台站, 5台OBS)共7986个震相来得到L2-ME测线最优的二维地壳结构模型, 拟合走时残差(RMS)为92ms, 卡方值(χ2)为1.314, 拟合程度较好(图12)。二维地壳结构模型中除了包含壳内低速层这个明显特征外, 还有两个主要特征: 1)陆上基底面埋深较薄, 基本在0.5km左右, 但在海陆过渡带有一个突然增厚的过程, 由陆侧的0.7km左右突然增至海侧的3.5km, 通过与前人的研究对比(夏少红 等, 2008, 2011; 徐辉龙 等, 2010), 认为这与珠江口海区NE—SW向的滨海断裂带有关。2)莫霍面的埋深变化非常明显, 在海陆过渡带有一个抬升的过程, 由北西陆侧的30km抬升至南东海侧的22km左右, 表征华南大陆正常型陆壳向海区减薄型陆壳过渡。
图12 L2-ME测线纵波速度结构模型(a)、射线追踪(b)及走时拟合(c)

图b中射线抽稀比为5, 图c中(T-D/6)为折合走时, 其中T为实际走时, D为偏移距的值, 折合速度为6km·s-1

Fig. 12 P-wave velocity structure model (a), ray-tracing (b) and travel time fits (c) of seismic line L2-ME.

The dilution ratio of ray in (b) is 5. (T-D/6) is the reduced travel time, T is the value of time, D is the value of offset, and reduced velocity is 6 km·s-1

4 地震剖面中出现滑行波震相的条件探讨

根据斯奈尔定律及滑行波产生的条件: 若在地球内部上下两个空间中存在波速不同的介质, 且下层介质的地震波速度大于上层介质(V1<V2), 那么当地震波的入射角以临界角(sinθ=V1/V2)入射时, 折射角会达到90°, 于是会形成沿下层高速界面以V2速度传播, 并最终不断回折到地表的滑行波。理论上, 滑行波可以约束地球内部任何满足上述条件的介质分界面或者特殊构造体。从图13的模拟中可以看到,无论介质分界面的速度差在0.1、0.3、0.5或1km·s-1, 只要速度分界面稳定存在, 就会产生滑行波。但在前人进行深地震物理探测的过程中, 很少有发现并拾取到滑行波震相来约束地壳结构的情况, 国内对于滑行波的研究也大多集中在声波测井及石油地球物理勘探等领域(李占咸 等, 1992; 李新胜 等, 2007; 隋志强, 2008)。
图13 各不同速度间断面产生的理论滑行波的射线路径及走时

数字1~5代表不同层位, 左侧数字代表每一层位上下界面的纵波速度; (T-D/6)为折合走时, 其中T为实际走时, D为偏移距的值, 折合速度为6km·s-1

Fig. 13 Ray-tracing and travel time of theoretical sliding wave phase on different velocity discontinuity surfaces.

The number 1~5 represent different layer and the left side digital represent P-wave velocity of upper and lower interface of each layer. (T-D/6) is the reduced travel time, T is the value of time, D is the value of offset, and reduced velocity is 6 km·s-1

虽然滑行波产生的条件已经明确, 但由于地球内部复杂的构造状况, 我们还无法准确地了解实际情况下滑行波会在什么条件下被地震台站所记录。但根据本次研究中滑行波的拾取特征及台站分布情况, 我们可以认为在珠江口地区海陆过渡带, 当至少满足如下基本条件时, 才有可能在地震剖面中出现明显的滑行波震相: 1)地震台站与放炮点之间的最短距离大于120km; 2)壳内速度分界面上下层最小速度差大于0.3km·s-1。

5 结论

通过射线追踪、走时模拟等方法, 对2015年珠江口地区海陆地震联测L2-ME测线上14台陆上地震台站及5台海底地震仪(OBS)的数据进行分析处理, 主要获得了以下结论。
1) 在8个陆上地震台站上拾取了壳内低速层底界面滑行波震相(Ph)走时共1790个, 此震相具有视速度在6km·s-1左右、震相展布稳定且连续、偏移距较大等特点, 在今后研究中可以此为基础对本类震相进行拾取。
2) 利用Ph震相约束控制了L2-ME测线下方约13~18km深度范围内连续稳定展布的低速层, 其厚度由陆侧的3.5km左右降至海侧的1km, 具有向海逐渐减薄、尖灭的趋势, 其底界面起伏变化情况被滑行波严格控制且具有与莫霍面相似的起伏特征; 低速层内部速度稳定在5.7~6.0km·s-1之间, 与上下层界面速度差分别为0.5、0.4km·s-1, 总的来说, 低速层的各项特征与前人在此区域发现的低速层特征大致相当。
3) Ph震相的增加提高了沿测线二维地壳结构模型的精度。结果显示, 研究区沉积层的速度从顶部的1.8km·s-1增加到底部的4.6~4.7km·s-1, 其厚度变化非常明显, 陆上基底埋深基本在 0.5km 以内, 向海突然增厚到4.5km, 这与此区域NE—SW向的滨海断裂带有关; 莫霍面埋深自NW陆侧的30km抬升至SE海侧的22km, 表征华南大陆正常型陆壳向海区减薄型陆壳过渡。
本文确定了低速层底界面滑行波震相的存在, 并用其成功约束了珠江口区域测线下方稳定展布的壳内低速层, 同时探讨了滑行波震相产生的基本条件及其对于地壳结构成像的作用。目前, 由于对地壳内部滑行波震相的观测及记录较少, 还无法准确知道滑行波在何种条件下才能被地震台站所记录, 这仍需进一步的研究。如何辨别并利用各类滑行波震相并综合其他典型震相来准确地约束地壳内部的特殊构造体和速度间断面, 将成为未来地震成像的发展方向之一。

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