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Journal of Tropical Oceanography >

2022 , Vol. 41 >Issue 5: 43 - 56

DOI: https://doi.org/10.11978/2021162

Marine Geophysics

Data processing and phase identification of OBS2019-2 in Nansha Block*

  • GUO Jian , 1, 2, 3, 4 ,
  • QIU Xuelin , 1, 2, 3, 4 ,
  • LI Zizheng 1, 2, 3, 4 ,
  • HUANG Haibo 1, 2, 3
Expand
  • 1. Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China
  • 2. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Guangzhou), Guangzhou 511458, China
  • 3. Innovation Academy of South China Sea Ecology and Environmental Engineering, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China
  • 4. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
QIU Xuelin. email:

Copy editor: YIN Bo

Received date: 2021-11-22

  Revised date: 2022-01-18

  Online published: 2022-01-19

Supported by

National Natural Science Foundation of China(42174110)

National Natural Science Foundation of China(42176081)

National Natural Science Foundation of China(41674092)

Key Special Project for Introduced Talents Team of Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Guangzhou)(GML2019ZD0204)

Fold

Abstract

The survey of OBS2019-2 line was carried out across the continent-ocean transition zone (COT) near the Liyuexi Trough of the Nansha Block. This work is critical as it is able to reveal the crustal structure and study rifting-breakup mechanism of the southern continental margin of the South China Sea (SCS). The data of OBS2019-2 is also important to make a comparative study of conjugate continental margin of SCS. Compared with the northern continental margin, there is fewer Ocean Bottom Seismometer (OBS) survey lines and deep crustal structure study in the southern continental margin of SCS. Therefore, more work needs to be done on OBS2019-2. This paper focuses on the data processing workflow of OBS2019-2, including UKOOA file preparation, data format conversion, position relocation, single station seismic record section drawing, etc. Then different kinds of deep seismic phases (e.g. Pg, PcP, PmP, Pn) are identified and traced. These seismic phases are subsequently verified by the travel-time calculation using Rayinvr software. The results of data processing show that deep seismic phases in the seismic record profiles are distinct. The farthest seismic phase could be continuously traced up to 120 km away. Seismic data of OBS2019-2 are of high quality, which can provide a solid foundation for subsequent velocity modeling and structural interpretation.

Key words： Nansha Block; ocean bottom seismometer (OBS); crustal structure; data processing; seismic phase identification

Cite this article

GUO Jian , QIU Xuelin , LI Zizheng , HUANG Haibo . Data processing and phase identification of OBS2019-2 in Nansha Block*[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2022 , 41(5) : 43 -56 . DOI: 10.11978/2021162

*感谢国家自然科学基金委共享航次(NORC2019-08)和“实验2”号全体船员及科考队员的共同努力。感谢两位审稿专家和编辑部老师提出的建设性意见。
南海地处三大板块的交汇处(欧亚板块、印-澳板块和菲律宾海板块), 面积约3.5×10-6km2, 是西太平洋最大的边缘海之一(Taylor et al, 1983; 汪品先, 2009; 郝天珧 等, 2011), 其主要由北部大陆边缘、中央海盆和南部大陆边缘3个主要的地貌构造单元组成(丘学林 等, 2012)。根据南海的地形地貌特征, 可以将南海深海盆分为西北次海盆、西南次海盆和东部次海盆(Ru et al, 1986; Briais et al, 1993; 姚伯初, 1996)。南沙地块曾属于华南大陆, 随着南海海底扩张的进行, 南沙地块逐渐与华南大陆分离向南移动(丘学林 等, 2011; 丁巍伟 等, 2011; Huang et al, 2019), 最终与婆罗洲地块碰撞(Fuller et al, 1999)。礼乐滩跟随南沙地块在新近纪与婆罗洲发生碰撞后停留在现今的位置(Taylor et al, 1980; Sun et al, 2009)。洋陆转换带是陆壳向洋壳转变的特殊区域(Mjelde et al, 2007), 包含着岩石圈张裂、破裂以及海底扩张过程的大量信息(Whitmarsh et al, 2001)。因此对洋陆转换带的研究将有利于我们深入了解南海海底的扩张过程。在南海北部陆缘, 已布设有大量的海底地震仪(ocean bottom seismometer, OBS)深地震测线(图1), 这些测线主要沿着垂直于北部陆缘构造走向方向分布, 少部分平行北部陆缘构造走向, 且集中在东沙群岛、西沙群岛和中沙群岛附近。通过对这些测线所在区域的深部结构进行研究, 对南海张裂破裂的过程也有了一定的认识(Zhao et al, 2010; 郭晓然 等, 2016; Wan et al, 2017; Liu et al, 2018, 2021; Huang et al, 2019; Hou et al, 2019; 黎雨晗 等, 2020; 王强 等, 2020; 马飞 等, 2021)。而南部陆缘的深地震探测测线相对较少(丘学林 等, 2012; Wei et al, 2020), 主要分布在南沙地块的中部, 且布设方向均垂直南部陆缘构造走向。因此有必要增加南部陆缘深地震测线的数量, 增加南海南北共轭陆缘的对比研究, 以深入了解南海的演化过程。
图1 南海区域地形及主要深地震测线位置[据丘学林等(2012)修改]

黑色实线为深地震测线, 红色实线为本研究的OBS2019-2测线。该图基于国家测绘地理信息局标准地图服务网下载的审图号为GS(2016)1609的标准地图制作

Fig. 1 The bathymetric map and main deep seismic survey lines in the South China Sea (modified from Qiu et al, 2012). Black lines show the locations of deep seismic survey lines. Red line indicates the OBS2019-2 survey line

OBS数据处理是得到深部地壳结构模型的必要工作, 完整的处理流程包含多道数据处理、UKOOA文件制作、OBS数据格式转换、炮点和OBS位置校正、时钟漂移校正、震相识别与拾取、射线追踪、模型正反演等。在南海南部陆缘, 早期的OBS973-1和OBS973-2两条测线主要使用德国OBS, 少量国产OBS。后来的CFT-OBS2011测线, 使用国产OBS和法国OBS两种仪器, 而OBS2015的两条测线则主要使用国产OBS和少量德国OBS, 到近年来的OBS2019-2测线, 则全部使用国产OBS。这几条OBS测线数据处理过程大同小异, 在约束速度模型的浅部结构时, 丘学林等(2011)处理OBS973-1测线数据使用的是单道地震数据, 而阮爱国等(2011)处理OBS973-2测线数据和Wei等(2020)处理OBS2015-1测线数据使用的是多道地震数据。相比于单道地震剖面, 多道地震剖面显示的结构信息更清晰。射线追踪和正演模拟主要使用Rayinvr软件, 但在反演时, 牛雄伟等(2014)处理OBS973-2测线数据时使用了Jive3D软件, 阮爱国等(2011)处理OBS973-2测线数据时使用了WARRPI软件, 而Pichot等(2014)和汪俊等(2019)处理CFT-OBS2011测线数据及Wei等(2020)处理OBS2015-1测线数据时使用的是TOMO2D软件。对于速度模型的解释工作, 丘学林等(2011)使用正演模型, Pichot等(2014)使用反演模型, 而牛雄伟等(2014)和Wei等(2020)使用正反演模型相互对比研究。
本文处理南部陆缘OBS2019-2测线数据时主要使用中国科学院南海海洋研究所深部地球物理学科组编写的一套处理程序(赵明辉 等, 2004)。处理过程包含UKOOA文件制作、数据格式转换、炮点位置校正、OBS位置与时间校正、单道地震数据处理以及震相识别与拾取等。炮点位置校正使用平均航向法, OBS位置校正利用直达水波走时信息, 使用蒙特卡罗法与最小二乘法相结合的方法。震相拾取使用Zplot软件, 射线追踪使用Rayinvr软件。该套程序和软件在应用过程中不断完善成熟(丘学林 等, 2011; 王强 等, 2016; 张佳政 等, 2018; 张浩宇 等, 2019), 且已在南海OBS测线数据处理中得到了广泛应用(Wan et al, 2019; 王强 等, 2020; Li et al, 2021; Liu et al, 2021), 能为OBS2019-2测线数据的处理提供保证, 为后续工作打下坚实的基础。

1 海上数据采集

为揭示南海共轭陆缘洋陆转换带的地壳结构特征, 研究南海陆缘张裂-破裂机制, 2019年5月国家基金委共享航次计划通过中科院南海所的“实验2”号科考船, 在南海南部礼乐西海槽附近的陆坡-洋盆区布设了一条全长300km的OBS2019-2测线(图2), OBS投放间距约10km。同时沿着测线同步采集了单道地震数据(图3)。该数据能够较为清晰地反映海底和沉积基底的起伏形态, 为后面建立初始速度模型提供了浅部约束。
图2 南沙地块OBS2019-2测线位置与水深地形图

红色点为数据处理成功的站位, 黑色点为数据异常的站位, 白色点为仪器丢失的站位, 图中数字表示OBS站位编号

Fig. 2 The bathymetry map and location of OBS2019-2 in the Nansha Block. Red markers are the stations with successful data processing. Black points are the stations with abnormal data. White dots are the positions of lost instruments. The numbers in the figure indicate the OBS station number

图3 同步采集的单道反射地震剖面及浅部地质解释

竖线表示OBS在剖面中的位置

Fig. 3 Single-channel seismic profile along OBS2019-2 and its shallow geological interpretations. The vertical lines indicate the OBS positions on the profile

OBS2019-2测线共投放了30台OBS, 成功回收了28台, 最终OBS22-L15和OBS26-H54丢失, 回收率93.3%。试验使用的海底地震仪均为自主研发的国产便携式短周期海底地震仪, 按仪器生产的批次分为多种版本。根据仪器版本的特点, 大部分仪器的采样率设为100Hz, 但A、B版仪器的采样率设为250Hz。在后面的数据处理过程中, 发现两台仪器(OBS16-L30和OBS21-K25)数据异常, 无法正常处理。
人工震源是由中国科学院南海海洋研究所提供的Bolt大容量气枪, 共4支, 总容量6000in3 (约98.32L)。气枪放炮间隔为80s或85s, 船速约为5节, 每炮的供气气压保持在13.3MPa左右, 共激发有效炮数1400炮。气枪信号的主频在4~8Hz, 该主频范围的信号具有衰减较慢, 传播距离更远的特点, 因此对深部结构的探究十分适用(丘学林 等, 2007; 赵明辉 等, 2008)。

2 数据处理

2.1 UKOOA文件的制作

UKOOA文件将时间序列连续分布的SAC格式数据按炮点时间和炮点位置裁截为按道排列的SEGY格式数据。出海获取的炮点数据包括Hypack文件和计时器文件, 前者记录了气枪放炮的精确位置, 后者记录了气枪放炮的精确时间, 把两者信息合并起来, 最后按照标准格式输出成UKOOA格式文件。

2.2 OBS原始数据处理转换

出海采集的OBS数据为原始的RAW格式数据,其数据文件名为其数据记录的起始时间, 以16进制格式显示。每个数据文件含有相同的最大采样点数, L、H版仪器为10485760个, A、B、D、S版仪器为10485888个。原始的RAW格式数据记录了SHX (水平分量1)、SHY (水平分量2)、SHZ (垂直分量)和HYD (水听器分量) 4个分量数据, 需要用RAW2SAC程序将其进行解编。SAC格式数据记录的是连续时间序列的地震信号, 在SAC软件中可以查看其记录的气枪信号的好坏。而我们研究深部地壳结构需要偏移距与地震波走时之间的关系, 因此还需要用SAC2Y程序将SAC格式数据按UKOOA文件裁截后转换为SEGY格式。在此期间, 同时进行OBS的时钟漂移校正等工作。然后利用SU软件, 将SEGY格式数据进行增益、滤波、可视化等处理得到单个台站垂直分量的综合地震剖面图。

2.3 炮点校正与OBS位置校正

2.3.1 炮点校正

炮点的校正工作包含两类: 炮点的位置校正与炮点的时间校正。由于试验中使用了精密的计时设备, 所以可以认为炮点时间相对准确而不用进行额外的校正处理(刘思青 等, 2017)。对于炮点的位置校正工作, 则包含震源位置校正和炮点相对位置校正两类。震源位置校正是由于差分全球定位系统(differential global position system, DGPS)记录的位置与气枪中心并不在同一个地方, 因此需要将DGPS记录到的位置校正到真实的气枪位置。“实验2”号科考船DGPS天线与气枪中心距离只有52m, 距离较小, 且作业期间海况良好, 因此震源位置校正使用平均航向法解决。即船载DGPS记录的炮点坐标分别加上震源与DGPS天线之间的距离在经纬度方向上的投影分量。炮点相对位置校正则是在震源位置校正后将放炮作业期间由于操舵误差使得不在同一条直线上的炮点全部拟合到同一条直线上。

2.3.2 OBS位置校正

OBS投放到海水中后其运动状态会受到海流、温度、盐度、生物以及地形等因素的影响, 使得其着底的位置与投放位置并不重合。若使用不准确的OBS着底位置进行数据处理, 则会造成震相拾取不准确, 进而用震相来约束初始模型时使得建立的模型也不准确, 不能正确反映深部结构, 影响后期的研究工作。所以我们需要进行OBS位置校正, 确定OBS在海底的准确着底位置。OBS位置校正采用的是蒙特卡洛法和最小二乘法相结合的方法(张莉 等, 2013)。由于直达水波反映着OBS位置与炮点位置之间最简单准确的时间-距离信息(敖威 等, 2010), 因此我们可以通过拟合直达水波震相来确定OBS在海底的位置。位置校正过程中确定的时间校正量(t_adjust), 可以解决震相走时不准的问题, 包括闰秒问题, 使得在对应水深各震相的走时更准确。
可以用直达水波震相的对称性来直观判断位置校正的效果(敖威 等, 2010; 张莉 等, 2013; Du et al, 2018; 杨富东 等, 2020)。未进行位置校正之前, 由于OBS并不在实际接收地震信号的位置, 得到的直达水波震相是不对称的。而进行了位置校正后, 直达水波震相具有较强的对称性(图4)。
图4 OBS10台站直达水波震相位置校正前(a)和校正后(b)对比

折合速度为6.0km·s-1。图中红色点表示拾取的直达水波震相走时, 紫色虚线用于判断直达水波的对称性

Fig. 4 Contrast of direct water phases (Pdw) before and after the relocation of OBS10. The reduced velocity is 6.0 km·s-1. The red points show the trave-times of direct water phases we picked and the purple dashed lines are used to judge the symmetry of direct water phases

26台OBS的位置校正结果如表1所示。从校正结果来看, 得到的均方根(root mean square, RMS)值均在6ms以内, 说明校正结果比较可靠。对于时间校正量来说, 最大的达到了3s, 如果未进行时间校正, 将会拾取到错误的震相走时, 从而建立错误的速度结构模型。二维测线位置校正沿测线方向的漂移约束较强, 而沿垂直测线方向的漂移约束较弱, 误差较大。不过后续会把OBS位置投影到测线上, 因此垂直方向的漂移误差影响不大。
表1 OBS2019-2测线OBS位置校正结果

Tab. 1 OBS relocation results of OBS2019-2

站位
编号		 OBS
编号		 投放点位置 校正后位置 校正后
水深/m		 RMS/ms t_adjust/s
经度/E 纬度/N 经度/E 纬度/N
01 A37 115°05′35.48″ 12°49′05.95″ 115°05′40.02″ 12°49′06.31″ 4360 2.6 -3.033
02 L26 115°07′43.72″ 12°44′24.97″ 115°07′51.46″ 12°44′28.46″ 4361 1.3 -0.144
03 S11 115°09′51.84″ 12°39′43.92″ 115°09′46.73″ 12°39′40.97″ 4363 1.8 -0.117
04 L23 115°12′00.40″ 12°35′03.62″ 115°11′48.66″ 12°34′58.58″ 4358 3.4 -0.124
05 L85 115°14′07.84″ 12°30′21.82″ 115°14′09.71″ 12°30′20.84″ 4360 1.2 -1.157
06 B41 115°16′15.74″ 12°25′40.76″ 115°16′11.39″ 12°25′40.58″ 4357 1.4 -0.011
07 L54 115°18′23.54″ 12°20′59.68″ 115°18′19.80″ 12°20′59.53″ 4359 1.5 -0.144
08 L16 115°20′31.31″ 12°16′18.55″ 115°20′44.09″ 12°16′24.71″ 4357 1.9 -0.126
09 H56 115°22′38.96″ 12°11′37.43″ 115°22′24.17″ 12°11′32.75″ 4357 1.5 -0.108
10 L17 115°24′46.55″ 12°06′56.30″ 115°24′48.20″ 12°07′00.08″ 4359 1.9 -0.130
11 B29 115°26′54.06″ 12°02′15.14″ 115°26′31.38″ 12°02′07.55″ 4369 3.1 -2.928
12 L94 115°29′01.50″ 11°57′33.95″ 115°28′58.40″ 11°57′33.95″ 4326 0.7 -1.115
13 L96 115°31′08.87″ 11°52′52.75″ 115°31′09.48″ 11°52′54.84″ 4328 2.2 -0.111
14 L93 115°33′16.16″ 11°48′11.56″ 115°33′22.93″ 11°48′14.18″ 4321 1.7 -0.122
15 L35 115°35′23.39″ 11°43′30.32″ 115°35′12.37″ 11°43′25.46″ 4332 2.0 -0.028
17 B87 115°39′37.62″ 11°34′07.86″ 115°39′22.03″ 11°34′00.05″ 4070 2.3 -0.027
18 L70 115°41′45.31″ 11°29′27.67″ 115°41′31.38″ 11°29′21.12″ 3936 1.4 -0.115
19 L98 115°43′51.56″ 11°24′45.29″ 115°44′03.70″ 11°24′49.57″ 3104 3.3 -0.076
20 L95 115°45′58.43″ 11°20′03.98″ 115°45′38.92″ 11°19′55.81″ 2700 1.8 -0.093
23 B40 115°52′18.59″ 11°05′60.00″ 115°52′18.84″ 11°06′00.07″ 2142 4.2 0.039
24 L31 115°54′25.20″ 11°01′18.66″ 115°53′52.12″ 11°01′04.76″ 2675 5.2 -2.093
25 L64 115°56′31.70″ 10°56′37.28″ 115°56′36.89″ 10°56′40.06″ 2350 5.5 -0.099
27 D28 116°00′44.57″ 10°47′14.50″ 116°00′43.31″ 10°47′14.32″ 2114 3.1 -0.192
28 L89 116°02′50.89″ 12°49′05.95″ 116°02′50.82″ 10°42′33.16″ 2228 3.5 -1.893
29 H52 116°04′57.14″ 12°44′24.97″ 116°04′43.25″ 10°37′45.48″ 2103 2.1 0.068
30 L99 116°07′03.07″ 12°39′43.92″ 116°07′02.82″ 10°33′09.86″ 1794 3.9 0.054

3 建立初始速度模型

初始速度模型是进行射线追踪验证震相识别准确性的必要条件。建立初始模型时, 需要综合区域地质情况、邻近测线地壳结构剖面以及本测线的单道反射地震剖面。OBS973-2的地壳结构剖面中(图5a)沉积层的速度为1.8~4.0km·s-1, 上地壳的速度为5.5~6.4km·s-1, 下地壳的速度为6.6~7.1km·s-1, 上地幔顶部的速度为8.0~8.2km·s-1。层2和层3分界面的深度在7~9km之间, 礼乐滩上下地壳分界面深度在10~12km, 地壳厚度从洋盆区的4~8km增加到陆壳区20km; 莫霍面深度从洋盆区8km增加到陆壳区的23km。OBS973-1的地壳结构剖面中(图5b)沉积层速度2.5~4.0km·s-1 (局部4.5km·s-1), 上地壳速度为5.0~6.3km·s-1, 下地壳速度为6.4~6.9km·s-1, 上地幔速度顶部为8.0~8.1km·s-1, 30km处为8.2km·s-1。层2和层3分界面深度在8km左右, 上下地壳分界面深度9~13km。地壳厚度从洋盆区的5~6km增加到陆壳区的20km; 莫霍面深度从洋盆区11km增加到陆壳区24km。CFT-OBS2011的地壳结构剖面中(图5c)沉积层速度为1.6~5.5km·s-1, 上地壳的速度为5.7~6.4km·s-1, 下地壳速度为6.5~7.0km·s-1, 上地幔顶部的速度为8.0km·s-1。层2和层3的分界面深度为8km, 上下地壳分界面的深度为9~15km, 莫霍面深度从洋盆区的10km增加到陆壳区的20km。
图5 OBS2019-2邻近测线的地壳结构剖面

a. OBS973-2测线的地壳结构剖面[据阮爱国等(2011)]; b. OBS973-1测线的地壳结构剖面[据丘学林等(2011)]; c. CFT-OBS2011测线南沙地块区域的地壳结构剖面[据Pichot等(2014)]

Fig. 5 The cross-section of crustal structure adjacent to the OBS2019-2. (a) The crustal structure profile of OBS973-2 (Ruan et al, 2011); (b) The crustal structure profile of OBS973-1 (Qiu et al, 2011); (c) The crustal structure profile of CFT-OBS2011 in the Nansha Block (Pichot et al, 2014)

因此, 建立OBS2019-2测线的速度结构模型时, 海底和基底界面由本测线的单道地震剖面(图3)拾取的走时经过时深转换得到。海底面深度在洋盆区4.3~4.4km, 陆壳区1.2~4.1km; 基底面深度在洋盆区4.8~6.1km, 陆壳区1.8~5.6km。模型从上往下分为海水层、沉积层、上地壳、下地壳和上地幔共5层。海水层的速度为1.5km·s-1, 沉积层的速度为1.8~4.0km·s-1, 上地壳速度4.5~6.4km·s-1, 下地壳速度6.5~6.9km·s-1, 上地幔顶部的速度为8.0km·s-1。层2和层3分界面的深度8km, 上下地壳分界面深度9~12km, 莫霍面深度从洋盆区的12km增加到陆壳区的22km。模型0~170km之间属洋壳区, 地壳厚度约6km, 而170~300km之间属减薄陆壳区, 地壳厚度10~18km。

4 震相识别与射线追踪

将校正后的OBS位置投影到炮点拟合的直线上得到OBS在测线上的位置坐标, 将该位置坐标替换OBS投放点的坐标, 再次使用SAC2Y程序, 将SAC数据转为SEGY数据。然后利用SU软件对数据进行增益、滤波等处理, 最后可视化得到OBS位置校正后单个台站的综合地震记录剖面(赵明辉 等, 2004; 郭晓然 等, 2016), 在此基础上, 开展震相识别、震相拾取和后续的射线追踪和走时计算。
下面以OBS11、OBS14、OBS17和OBS23台站垂直分量为例, 介绍震相识别、射线追踪和震相拟合的情况。射线追踪和走时试算显示(图6c、7c、8c、9c), Pg震相是到达上地壳或下地壳, 折射返回地面的地震波(青色), PmP震相则是向下碰到莫霍面反射回来的地震波(深蓝色), 而Pn震相是穿过莫霍面, 在上地幔顶部折射返回的地震波(浅蓝色)。
图6 OBS11台站垂直分量的震相识别与射线追踪

a. 垂直分量综合地震记录剖面与震相识别(折合速度为6.0km·s-1); b. 震相走时拟合情况(黑色细线表示理论计算走时, 彩色粗线表示实际拾取走时); c. 初始纵波速度模型与射线追踪

Fig. 6 Seismic phase identification and the travel-time ray tracing in the vertical component of seismic record of OBS11. (a) The seismic record profile and the seismic phase identification (the reduced velocity is 6.0 km·s-1); (b) Travel-time fitting (the black thin lines show the calculated travel-times and the thick colored lines show the picked travel-times); (c) The initial model of P-wave and ray-tracing of the seismic phases

OBS11位于洋盆区, 水深4369m, 使用老版仪器(B29), 从垂直分量的综合地震记录剖面中(图6a), 可以识别到Pdw、PsP、Pg、PcP、PmP、Pn等震相。Pg震相在台站两侧可以从偏移距5km左右连续追踪到40km以上。台站左侧Pg震相起伏较剧烈, 和单道地震剖面中基底起伏较为剧烈的位置相对应, 折合走时在3.0~3.8s之间。其视速度在震相上升区域(-10~-15km、-18~-27km、-35~-45km)大于6km·s-1, 折合走时明显减小; 在震相下降的区域(-15~-18km、-27~-35km)其视速度小于6km·s-1, 折合走时明显增大。台站右侧Pg震相起伏较为平缓,表明基底起伏也较为平缓, 视速度约为6km·s-1, 折合走时在3.0~3.5s之间。PmP震相在台站左侧可以从-15km连续追踪到-30km以上, 其视速度从9km·s-1降为6km·s-1, 折合走时从4.2s减小到3.5s; 台站右侧可以从10km左右连续追踪到60km, 其视速度约为8km·s-1, 折合走时在2.6~4.3s之间。Pn震相可以从台站左侧-35km左右追踪到-70km以上, 折合走时从3.5s降到1.8s, 在台站右侧可以从40km左右追踪到75km以上, 折合走时从3.2s降到1.2s, 左右两侧的视速度约为8.5km·s-1。台站右侧6~10km范围内可以追踪到少量的PcP震相, 折合走时在3.6~3.8s之间, 左侧未发现该震相。在-2~2km小范围内还可以识别到少量的PsP震相, 其最大折合走时约为3.6s。
OBS14台站仍处于洋盆, 但靠近陆坡交界的地方, 在整条测线的中部位置, 距离测线左端约135km, 其水深为4321m, 使用的是新版仪器(L93)。从该台站的综合地震记录剖面中(图7a)可以初步识别到Pdw、PsP、Pg、PmP和Pn震相。Pg震相在台站两侧大致对称分布, 左侧在-5~-30km范围内可以被追踪到, 其视速度约为6km·s-1, 折合走时在3.2~3.9s之间; 右侧可以从9km连续追踪到60km以上, 折合速度大于6km·s-1, 折合走时在1.8~3.8s之间。Pn震相在台站左侧可以从-55km追踪到-75km以上, 折合走时从2.5s减小到1.6s; 而台站右侧震相不太清晰。PmP震相在台站左侧可以从-20km追踪到-30km, 折合走时从4.1s减小到3.5s, 视速度约为8km·s-1; 台站右侧可以从30km追踪到55km, 其视速度约为 8.5km·s-1, 折合走时从3.8s减小到2.2s。在偏移距-5~3km范围内还可以简单识别到少量的PsP震相, 其拾取的最大折合走时约为3.6s。左右两侧Ps震相发育不是很明显。
图7 OBS14台站垂直分量综合地震记录剖面与震相识别

a. 垂直分量综合地震记录剖面与震相识别(折合速度为6.0km·s-1); b. 震相走时拟合情况(黑色细线表示理论计算走时, 彩色粗线表示实际拾取走时); c. 初始纵波速度模型与射线追踪

Fig. 7 Vertical component of the seismic record in OBS14 and the seismic phase identification. (a) The seismic record profile and the seismic phase identification (the reduced velocity is 6.0 km·s-1); (b) Travel-time fitting (the black thin lines show the calculated travel-times and the thick colored lines show the picked travel-times); (c) The initial model of P-wave and ray-tracing of the seismic phases

OBS17台站使用的是老版仪器(B87), 位于陆坡上, 水深为4070m, 距离测线左端164km。单道地震剖面(图3)显示, 其左侧海底上升较为平缓, 但右侧海底急剧上升, Pg震相的变化趋势也能反映这个现象。从OBS17台站垂直分量的综合地震记录剖面中(图8a)可以识别到Pdw、Pg、PmP和Pn震相。Pg震相在台站左侧可以从-5km一直连续追踪到-60km左右, 视速度约为6km·s-1, 折合走时在2.8~3.5s之间。在-12km处震相有个小隆起, 隆起左侧-12~-15km范围内 Pg震相视速度小于6km·s-1, 其折合走时明显增大; 而在隆起右侧-10~-12km范围内Pg震相的视速度要大于6km·s-1, 其折合走时明显减小; 台站右侧Pg震相可以从2km追踪到100km以上, 折合走时呈明显上升的趋势, 从3.3s减小到1.5s。右侧Pg震相的起伏较大, 反映了沉积基地的起伏也较大。在震相上升区域(8~25km、28~33km、45~60km、70~100km) Pg震相的视速度大于6km·s-1, 折合走时明显减小; 而在震相下降区域(25~28km、33~40km、60~65km)视速度小于6km·s-1, 折合走时明显增大; 其他震相较平缓的区域视速度约为6km·s-1。PmP震相在台站左侧可以从-20km追踪到-50km, 追踪部分的视速度约为8.5km·s-1, 折合走时在3.0~4.0s之间; 台站右侧能从20km追踪到55km, 其视速度约为8km·s-1, 折合走时在2.0~3.5s之间。Pn震相可以从台站左侧-40km一直连续追踪到-70km以上, 其视速度约为8km·s-1, 折合走时从3.2s减小到1.8s; 而右侧Pn震相不太发育。PsP震相较为模糊, 在-1.0~1.5km范围内能识别到少量的震相。
图8 OBS17台站垂直分量综合地震记录剖面与震相识别

a. 垂直分量综合地震记录剖面与震相识别(折合速度为6.0km·s-1); b. 震相走时拟合情况(黑色细线表示理论计算走时, 彩色粗线表示实际拾取走时); c. 初始纵波速度模型与射线追踪

Fig. 8 Vertical component of the seismic record in OBS17 and the seismic phase identification. (a) The seismic record profile and the seismic phase identification (the reduced velocity is 6.0 km·s-1); (b) Travel-time fitting (the black thin lines show the calculated travel-times and the thick colored lines show the picked travel-times); (c) The initial model of P-wave and ray-tracing of the seismic phases

OBS23台站位于陆块上, 距离测线左端220km, 水深为2142m, 使用的也是老版仪器(B40), 震相延伸范围较广。其垂直分量综合地震记录剖面(图9a)中可以识别出Pdw、Pg、PmP和Pn震相。Pg震相左右两侧不对称, 折合走时在1.5~3.0s之间。左侧可从-5km连续追踪到-60km以上, 右侧起伏较大且延伸更远, 可从2km左右追踪到测线末端。Pg震相较为平缓的区域(-60~-40km、10~30km)视速度约为6km·s-1; 震相上升区域(-25~-10km、50~60km、70~78km)折合走时明显减小, 视速度大于6km·s-1; 震相下降区域(-40~-32km、-10~-5km、5~20km、60~70km)折合走时明显增大, 视速度小于6km·s-1。PmP震相在台站左侧可以从-40km追踪到-70km, 视速度约8km·s-1, 折合走时在3.0~4.0s之间; 右侧可从25km追踪到70km以上, 视速度从8.5km·s-1降至6km·s-1, 折合走时在2.0~5.0s之间。该台站PmP出现的偏移距明显大于OBS11、OBS14和OBS17台站PmP出现的偏移距, 反映了这里地壳厚度有所增大。Pn震相出现在台站左侧, 其视速度约为8km·s-1, 可以从-60km追踪到-110km, 折合走时在1.0~3.0s之间。地震剖面图右侧因测线结束, 更远的震相无法记录到。
图9 OBS23台站垂直分量综合地震记录剖面与震相识别

a. 垂直分量综合地震记录剖面与震相识别(折合速度为6.0km·s-1); b. 震相走时拟合情况(黑色细线表示理论计算走时, 彩色粗线表示实际拾取走时); c. 初始纵波速度模型与射线追踪

Fig. 9 Vertical component of the seismic record in OBS23 and the seismic phase identification. (a) The seismic record profile and the seismic phase identification (the reduced velocity is 6.0 km·s-1); (b) Travel-time fitting (the black thin lines show the calculated travel-times and the thick colored lines show the picked travel-times); (c) The initial model of P-wave and ray-tracing of the seismic phases

4个台站的震相拟合图(图6b、7b、8b、9b)显示实测到时与理论计算吻合的良好, 说明之前的震相识别是正确的。此外, 从以上4个综合地震记录剖面中可以发现, 洋盆区OBS11和OBS14台站的Pg震相延伸距离相较于陆壳区的OBS17和OBS23台站的Pg震相延伸距离较短。通过对整条测线所有台站的综合震相记录剖面进行对比也发现有此规律, 洋盆区的Pg震相追踪距离较短, 大部分台站的追踪距离在20~ 40km之间; 而陆壳区的Pg震相延伸距离较长, 大部分台站都大于60km。这可能是由于洋盆区沉积基底深度较深、地壳厚度较薄, 导致Pg震相延伸不远; 而陆壳区上下地壳厚度增大, 且沉积基底深度较浅, Pg震相具有更好的发育条件, 尤其是下地壳的增厚, 使得下地壳内的折射震相Pg能延伸到更远的距离。此外, 在对比震相清晰程度时发现, 无论在洋盆区还是在陆壳区, 老版仪器(A、B型)相比于新版仪器(L、H型), 其震相清晰度较高, 延伸连续性较好。

5 结语

本研究通过对OBS2019-2测线数据进行了初步的数据处理和震相识别, 表明了OBS2019-2测线获得的数据质量良好, 测线的布设与试验很成功。可以将测线分为两部分, 0~170km为洋壳区, 地壳厚度在6km左右, 莫霍面深度在12km左右; 170~ 300km为减薄陆壳区, 地壳厚度在10~18km, 莫霍面深度在13~22km。通过单道反射地震剖面可以发现, 洋盆内海底较为平缓, 但基底参差不齐, 起伏较大; 陆块和陆坡上海底和基底的起伏都很剧烈。通过建立初步的速度模型, 利用Rayinvr软件对OBS11、OBS14、OBS17和OBS23 4个台站进行了走时试算, 进一步确认了震相识别的正确性。OBS23台站的PmP震相出现的偏移距更大, 说明该台站下面的地壳厚度要显著大于前面OBS11、OBS14和OBS17台站下面的地壳厚度, 且莫霍面深度更大。Pg震相在折合速度为6km·s-1时, 可以反映沉积基底的起伏变化。因此可以通过Pg震相的起伏情况与单道地震剖面基底的起伏情况进行相互验证, 并共同约束初始模型的基底界面。此外, 由于洋盆区地壳厚度比陆壳区地壳厚度要薄, 因此洋盆区的Pg震相延伸距离相较于陆壳区更短。通过直达水波走时确定时间校正量(t_adjust)来调整震相走时, 可以减小闰秒及仪器误差带来的影响。相较于新版仪器(L、H型), 老版仪器(A、B型)的震相清晰度要更高些, 因此可以对比探讨新版和老版仪器的设计差异, 让新仪器记录到的震相清晰度能够提高。
下一步将基于建立的速度模型, 综合所有台站的震相信息, 对模型进行调整, 完成速度结构的正反演工作, 并进行模型分辨率和可信度分析, 最终得到礼乐西海槽附近洋陆转换带下的速度结构模型, 进一步研究南海南部陆缘张裂-破裂等科学问题。

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