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Journal of Tropical Oceanography >

2017 , Vol. 36 >Issue 5: 83 - 92

DOI: https://doi.org/10.11978/2016122

Orginal Article

Deep crustal structure revealed by ocean bottom seismic profile OBS2015-1 in southwestern Dongsha waters

  • LI Yaqing , 1, 2 ,
  • YAN Pin , 1 ,
  • WANG Yanlin 1 ,
  • ZHONG Guangjian 3
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
  • 3. Guangzhou Marine Geological Survey, Guangzhou 510760, China
Corresponding author: YAN Pin. E-mail:

Received date: 2016-11-23

  Request revised date: 2017-01-11

  Online published: 2017-09-22

Supported by

National Natural Science Foundation of China (91328205, 41376062)

Security Project of Marine Geology (GZH20110205)

Copyright

热带海洋学报编辑部
Fold

Abstract

To better understand deep reflectors in the multi-channel seismic profile D80 in the northern South China Sea, a coincident ocean bottom seismic survey line (OBS2015-1) with 15 OBSs was inversed. This OBS line extends ESE 300 km, from 800 m in the upper slope to 3760 m in the abyssal plain. OBS data processing includes position and time corrections, phase identification using Obstool software, and velocity inversion with FAST tomography software. The resultant velocity shows that Cenozoic strata has a velocity of 1.6-3.5 km·s-1 and a depth of 2 km. Mesozoic velocity is 3.5-5.5 km·s-1 with an average depth of 3 km. In the oceanic and continental transition zone (OCT), the sediment basement is greatly affected by Late Cenozoic magmatic activity. Obvious high velocity anomaly and isoline uplift (5 km) were detected in the upper crust of the upper slope, corresponding to chaotic reflection anticline structure in D80; and the overlying Late Cenozoic strata also presents as synchronous deformation, which may result from the Late Cenozoic magmatic intrusion. The crustal thickness decreases gradually from 23-20 km beneath the continental slope to 8 km in the oceanic basin. A high velocity (7.0-7.6 km·s-1) layer was seen in the lower crust, which changes from 5 km in the upper slope to 2 km in the ocean basin. Because of the Late Cenozoic magmatic activity in the continental slope and OCT, we interpret that the high crustal velocity layer originated from magmatic intrusion after the cession of seafloor spreading.

Key words： southwestern Dongsha Island waters; ocean bottom seismograph (OBS); velocity tomography; high velocity layer; magmatic intrusion

Cite this article

LI Yaqing , YAN Pin , WANG Yanlin , ZHONG Guangjian . Deep crustal structure revealed by ocean bottom seismic profile OBS2015-1 in southwestern Dongsha waters[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2017 , 36(5) : 83 -92 . DOI: 10.11978/2016122

南海北部自中生代到新生代经历了从主动陆缘向被动陆缘转化, 晚中生代西太平洋板块向欧亚大陆俯冲, 在华南形成安第斯型火山弧, 新生代华南古陆裂解扩张, 形成被动大陆边缘(Taylor et al, 1983)。新生代裂谷拉张和海底扩张在南海北部形成一系列断陷盆地, 如珠江口盆地、台西南盆地、琼东南盆地及中生代残留的东沙盆地(郝沪军 等, 2001; Yan et al, 2014; 张莉 等, 2014; 邱燕 等, 2016)。东沙盆地包括东沙隆起、潮汕坳陷、南部隆起带及其附近水域(图1), 因其与东侧的台西南盆地和西侧珠江口盆地在水深地形及地壳结构的差异而命名(Yan et al, 2014)。东沙盆地陆坡破折角度宽缓, 莫霍面埋深约23~26km左右(Yan et al, 2001), 新生界薄, 中生界厚(郝沪军 等, 2001), 而相邻的台西南盆地和珠江口盆地则有较窄陆坡, 莫霍面埋深浅。台西南盆地莫霍面埋深约16~18km(Wang et al, 2006), 珠江口盆地西侧莫霍面埋深在14~21km(吴振利 等, 2011)。
根据岩浆量的规模和侵入或喷发时间, 被动大陆边缘划分为火山型和非火山型(White et al, 1989; Franke, 2013)。南海北部陆缘在破裂过程中岩浆量稀少(Yan et al, 2001; Reston, 2009), 且多道地震剖面未见向海侵斜反射结构(SDRs), 被划分为非火山型大陆边缘(Yan et al, 2001)。下地壳高速层在被动大陆边缘很常见, 一般认为活动大陆边缘的高速层有4种成因: 1)地幔蛇纹岩化(Boillot et al, 1987; Sawyer et al, 1994, Whitmarsh et al, 1998); 2)岩浆作用底侵或侵入(White et al, 1989; Mjelde et al, 2002); 3)古老的变质岩(Gernigon et al, 2004; Nirrengarten et al, 2014); 4)俯冲洋壳形成高速层(周蒂 等, 2006)。在东沙盆地及其附近已开展了大量深地震探测。双船地震探测(expanded spread profile, EPS)(Nissen et al, 1995)、海底地震探测(ocean bottom seismic, OBS)(Yan et al, 2001; Wang et al, 2006; Zhao et al, 2010)等都发现地壳下部存在高速层, 但对于高速层的分布和成因则有争议。OBS1993和OBS2001下地壳高速层薄, EPS-E和OBS2006-3下地壳高速层厚度超过10km, 且Nissen等(1995)认为高速层的形成主要是初始地壳结构的横向变化形成, 不排除岩浆底侵作用, 而Yan等(2001)认为下地壳高速层由南海扩张停止后岩浆侵入形成, Zhao等(2010)根据转换横波层析成像得出高速层的泊松比较低的结论, 也认为是南海扩张停止后岩浆侵入形成的。精细的深部地壳结构是解决上述争议的关键。
广州海洋地质调查局2006年利用“探宝”号在东沙群岛西南海域部署多道地震测线D80(图1b)。D80测线由480道(6km)电缆采集, 炮间距37.5m, 最小偏移距250m, 道间距12.5m, 80次覆盖, 记录时间12s。多道数据经过增益、滤波、速度分析、多次波压制等常规处理, 显示了丰富的深反射震相(图2a)。剖面中可识别清晰的中中新世晚期界面T2和新生界顶面Tg(Wu et al, 1994; 邵磊 等, 2007; Hao et al, 2009; Yan et al, 2014)(图2b、c), Tg界面以下至10s仍有清晰的深部反射(图2b)。但深反射是属于正常速度地壳还是有高速层地壳仍然不清楚, 故布设OBS2015-1测线, 通过获取速度信息, 深入了解深反射的地质意义。
本文介绍OBS2015-1数据的预处理、震相识别和层析成像结果, 通过OBS折射波走时反演南海北部东沙群岛西南OBS2015-1测线深部速度结构, 解释多道地震剖面的地壳结构。

1 数据采集

2015年7月, 中国科学院南海海洋研究所组织国家基金委南海北部地球物理共享航次利用“实验2”号科学考察船在东沙群岛西南海域沿多道地震测线D80从西北向东南布设OBS2015-1(图1b), 测线总长300km, 水深从800m的上陆坡增加到3760m的深海平原, 共投放OBS15台, 全部成功回收。OBS由中国科学院地质与地球物理研究所研发, 记录4个通道: 2个水平位移通道, 1个垂直位移通道和1个水听器压力通道。OBS平均间距约16.5km。震源采用3支Bolt气枪放炮, 总容量4500in3(73.74L)。炮间距在OBS15—OBS10之间为200m (80s), OBS10—OBS01之间为130m (50s)。除OBS08和OBS10采样间隔为10ms, 其余均为4ms。
Fig. 1 Location of geological background (a) and survey lines (b). Water depth units: m. The basin boundary is from Yan et al (2014), and the bathymetric data is from http: //www.ngdc.noaa.gov/mgg/bathymetry/relief.html

图1 区域地质图(a)和测线位置图(b)
盆地边界数据引自Yan等(2014), 水深数据来自http: //www.ngdc.noaa.gov/mgg/bathymetry/relief.html

沿OBS2015-1测线同时采集了24道小排列多道数据, 最小偏移距为34m, 道间距为3.125m。采样间隔1ms。经增益、滤波等预处理以后抽取最远道第24道形成单道数据, 数据质量良好。经剪切处理与多道地震剖面D80测线拼接(图2)。单道剖面中双程旅行时6.8s附近可见清晰的反射同相轴(图2e), 解释为沉积基底。

2 OBS数据预处理

OBS数据预处理利用德州大学地球物理研究所(UTIG)的Obstool软件(Christeson, 1998), 主要流程包括格式转换、数据解编与剪裁、炮间距计算与观测系统定义、放炮时间校正、海底地震仪位置校正、OBS记录时间漂移校正、炮间距再计算与观测系统再定义、频率滤波与增益补偿等修饰处理。海底地震仪原始记录为按时序顺序存储的二进制数据集, 每个时刻有四道分量, 记录时间自投放出发至回收结束。OBS2015-1按每炮45s的记录长度进行裁剪, 将同一分量数据按放炮时间顺序归档, 形成各分量共同接收道集记录, 转换为通用的SEGY格式。将炮点与OBS投放点经纬度坐标信息转换为各炮点的偏移距, 建立起初始观测系统。由于海流等作用, OBS投放后其位置会发生漂移, OBS时钟也会因为入水后由于温度下降发生程度不同的时间漂移, 位置漂移和时间漂移会影响速度结构探测, 必须加以校正。直达水波Pw包含准确的炮点和OBS位置之间的信息, 用来校正OBS位置。理论上, 无漂移的OBS记录直达波走时曲线是以投放点为顶点的二维双曲线, 而有漂移的走时则呈现为偏离投放点的三维双曲线, 震相左右不对称(图3a)。通过漂移量的加入和修正, 校正后直达水波呈左右对称状态(图3b)。利用校正后的OBS位置重新定义观测系统。经过以上分析处理, 最终得到标准SEGY格式数据, 通过滤波、均衡、折合等处理后得到单个台站的单台记录剖面, 所有OBS剖面均以8km·s-1折合速度显示。OBS15无有效数据。
Fig. 2 Uninterpreted (a) and interpreted seismic profiles (b) along OBS2015-1. (c), (d) and (e) are partially enlarged details. Black dots denote the OBS stations

图2 沿OBS2015-1测线的未解释地震剖面(a)和解释地震剖面(b)
黑色点表示OBS位置。c、d、e为局部放大图

Fig. 3 Comparison of direct water phases (Pw) before (a) and after (b) correction of OBS09. The reduced velocity is 8km·s-1

图3 OBS09台站直达水波震相Pw校正前(a)、后(b)对比图
折合速度为8km·s-1

3 OBS震相拾取和评价

本文主要使用垂直位移通道进行层析成像。大部分OBS台站记录丰富的有效震相, 左右偏移距均可达100km以上。现以OBS05和OBS09为例讨论震相识别和拾取。OBS05台站位于水深3200m处, 以8km·s-1速度折合, 正向偏移距50~90km震相呈水平状态(图4), 表明此震相为莫霍面折射波Pn, 局部有莫霍面反射震相PmP。OBS09位于水深1900m处, 记录视速度为5.0km·s-1的中生界折射震相Ps3, 地壳折射震相Pg受埋藏海山影响初至变化大(图5), 在-40~-60km偏移距之间, 剖面上折射波震相基本水平, 表明视速度达到8.0km·s-1, 与莫霍面速度相当, 但考虑到莫霍面的深度在此处较深, 此震相应不可能是Pn, 推测此处应有较厚高速层存在或是地层存在倾角(图5)。因上一炮直达水波影响, OBS震相两侧有干扰(图4), 但对于震相拾取影响不大。
Fig. 4 (a) Seismic section of vertical component of OBS05 along profile OBS2015-1, and (b) the first refracted arrival time picking. The reduced velocity is 8km·s-1. The red dots denote direct water-wave phases Pw, the black dots denote refration phases within the crust Pg, the plum dots denote reflection phases from Moho PmP, and the dark blue dots denote refraction phases from mantle Pn

图4 OBS05台站记录(a)和拾取初至(b)图
折合速度为8km·s-1。红点为直达水波Pw, 黑点为地壳折射波Pg, 梅红色点表示莫霍面反射波PmP, 深蓝色点表示地幔折射波Pn

Fig. 5 (a) Seismic section of vertical component of OBS09 along profile OBS2015-1, and (b) the first refracted arrival time picking. The reduced velocity is 8km·s-1. The red dots denote direct water-wave phases Pw, the blue dots denote refraction phases from Mesozoic strata Ps3, and the black dots denote refration phases within the crust Pg

图5 OBS09台站记录(a)和拾取初至(b)图
折合速度为8km·s-1。其中红点为直达水波Pw, 蓝点为中生代沉积层折射波Ps3, 黑点为地壳折射波Pg

由于肉眼识别震相存在偏差, 进行走时拾取时应考虑走时不确定性。对于近炮检距, 初至波一般清晰易辨, 走时不确定性较小, 随着偏移距增大, 波散现象逐渐增加, 信噪比降低, 初至波拾取误差增大, 走时不确定性随着信噪比的减少而逐渐增大。在近偏移距(<30km)走时不确定性设为40ms, 中偏移距(30~100km)走时不确定性设为60ms, 远偏移距(>100km)走时不确定性设为100ms。

4 速度成像反演原理

OBS初至波走时反演一般分为两类。一类是以层状结构速度模型为基础, 考虑跨越界面的反透射效应和层间传播效应, 通过射线传播理论(Červený et al, 1977)计算走时, 在拟合走时的过程中, 主观调整层厚度和速度, 这类方法称为走时模拟反演, 如SEIS81(Červený et al, 1977)、RAYINVR(Zelt et al, 1992)等。其主要的优点是可以识别不同层位的震相; 但由于需要主观设定初始层状速度模型、判断走时误差以对模型做出修改, 主观性较强, 且手动调整模型比较耗时。另一类是将地质模型进行数学网格划分, 并在每个网格单元上预先赋以初始速度值, 通过对射线途径网格路径的追踪和走时计算, 建立并求解沿各条射线的观测-模拟时差与各网格单元的慢度扰动方程, 迭代更新每个射线经过的网格单元来实现反演, 称为速度层析成像反演。该方法原则上不需要对初始模型做出主观假设, 也不需要主观决定速度模型的更新, 原理上更为客观, 如FAST Tomography (Zelt et al, 1998)。本文采用后者。
反演原理如下: 设d为长为N的观测走时数据矢量, m为长度为M的反演速度模型矢量, 则模型与数据可以表达为:
其中: g是反演速度模型m对应观测走时d的映射。由于g通常是非线性函数, 需要将非线性反演问题转化成线性问题。若观测走时数据为dobs, 对于一个参数化的初始速度模型m0, 将g在m0处泰勒展开, 则有:
其中: g′是g在初始模型m0处的偏导数, Δm是需要求解参数。若走时不确定性可以有效度量(走时拾取误差), 则目标函数可表达为:
其中: , 是数据残差矢量; Cd是数据协方差矩阵, 它的元素是每个走时不确定的平方, 作用是降低较大不确定值的走时权重。
反演通常是欠定问题或欠定和超定问题, 因此目标函数应当加入正则化项, 对模型的光滑度和平滑度进行额外限制, 降低解的非唯一性。本文使用的FAST tomography软件(Zelt et al, 1998)使用最小二乘正交分解法(LSQR)作为求解的目标函数。目标函数为:
其中: Ch和Cv分别是水平和垂向上的二阶空间偏导数矩阵, 衡量模型水平和垂向上平滑度。λ是数据拟合与模型平滑度协调因子(阻尼因子),Sz是垂向与水平向平滑度权重因子。λ和Sz是正则化过程中引入的模型平滑度约束条件, 控制模型的走时拟合程度与平滑度。

5 反演过程

根据反射地震剖面建立水深数据, 参考多道地震剖面深部反射大致估算莫霍面深度(因反演结果与初始模型关系不大, 故此时莫霍面深度可以不准确)。模型分为3个界面: 水平面、海底和莫霍面。海水速度设为1.5km·s-1, 海底以下至莫霍面速度从1.6km·s-1线性增加至8.0km·s-1。莫霍面以下速度缓慢线性增加, 增量为每公里10m·s-1(图6)。模型大小300km×35km。按0.25km×0.25km的单元将模型划分成1200×140个网格。为减少反演速度点个数, 反演网格设置为0.33km×0.5km, 共900×70个网格。
Fig. 6 The initial velocity-depth model of FAST tomography. The black dots denote the OBS stations

图6 FAST tomography初始速度-深度模型
黑色点表示OBS位置

以初始速度-深度模型为基础, 按射线传播理论(Červený et al, 1977)进行射线追踪, 计算OBS落点和各炮点之间的射线, 获得模拟走时(图7a, 红色), 并与拾取初至波走时(图7a, 黑色)进行对比, 以残差函数为逼近目标, 不断拟合最终达到最优结果(图7c)。此时反演参数Sz=2, 反演27次,卡方值 χ2= 2.3, λ=0.09。FAST tomography反演浅部射线覆盖率高, 走时拟合好, 只有深部某些走时未拟合好, 走时偏差的均方根值(RMS)为43ms。
Fig. 7 Results from FAST tomography. (a) Time fitting: the black dots denote observed times and the red dots represent calculated travel time. (b) A ray path diagram. (c) The velocity model result: constant values in the profile denote velocity. The black dots in (c) denote the OBS locations. The reduced velocity is 8km·s-1

图7 FAST tomography层析成像结果
a. 旅行时拟合图; b. 射线路径图; c. 反演速度模型。黑点表示观测折合旅行时, 红点表示27次反演的理论折合旅行时, 数字表示速度值。折合速度为8km·s-1

6 反演结果与分析

根据水深变化和莫霍面埋深将OBS2015-1测线划分为上陆坡(OBS14—OBS11, 水深800~1500m, 莫霍面埋深约23km)、下陆坡(OBS11—OBS07, 水深1500~2500m, 莫霍面埋深22~20km左右)、洋陆过渡带(OBS07—OBS04, 水深2500~3500m, 主要特点莫霍面迅速减薄, 沉积基底起伏较大)和洋盆区(OBS04—OBS01, 水深>3500m, 沉积基底和莫霍面厚度稳定)。
由于FAST tomography反演没有地层的概念, 故将速度梯度急剧变化的地方解释为地层界面。速度结构垂向剖面见图8。在x=50km的垂向速度剖面中3.5km·s-1处有速度斜率变化(图8a中点A1), 其余地方均未发现3.5km·s-1的斜率变化。可能因为炮间距大, 水深较深, 部分台站未识别出明显的沉积层折射波。新生代沉积层未固结, 速度低。郝沪军 等(2001)指出中生界速度与其上覆的第三系有一个较大的速度差(1.5~2.0km·s-1), 而吕修亚等(2009)指出第三系速度基本都在2.0~3.0km·s-1, 故将1.6~3.5km·s-1速度等值线解释为新生代沉积。整个剖面速度急剧变化位置在深度5km左右, 速度转折点为5.5km·s-1 (图8a、b、c中点B1、B2、B3)。 郝沪军等(2001)研究潮汕坳陷中生界的海相地层时发现, 中生界层速度从4km·s-1增大到5km·s-1, 故此我们将5.5km·s-1的速度突变界面解释为中生界基底。综上, 我们将1.6~3.5km·s-1速度等值线解释为新生代沉积层, 3.5~5.5km·s-1解释为中生代沉积层, 6.4km·s-1速度等值线解释为上地壳和下地壳的分界, 7.0~7.6km·s-1解释为高速层, 7.6km·s-1以上解释为地幔。将洋壳分为3层: 大洋层1速度为1.5~3.5km·s-1, 大洋层2速度为3.5~6.5km·s-1, 大洋层3速度为6.5~7.0km·s-1(图9)。
Fig. 8 Vertical velocity profiles. (a) x=50km, (b) x=60km, (c) x=100km, and (d) x=180km. A1 represents the velocity mutation point of Cenozoic strata while B1, B2 and B3 are velocity mutation points of Mesozoic strata

图8 垂向速度剖面图
a. x=50km; b. x=60km; c. x=100km; d. x=180km。A1表示新生界速度突变点, B1、B2、B3表示中生界速度突变点

Fig. 9 Geological model of FAST tomography

图9 FAST tomography层析成像反演速度的地质结构模型

从多道地震剖面D80(图2)可看出新生代沉积层以角度不整合披覆于中生界之上。多道剖面中生界顶面Tg清晰可见, Tg界面以上构造层为高频、强振幅、连续平行反射, Tg界面以下构造与上构造层呈角度不整合、中低频、中低振幅、中低连续性反射(图2b)。新生代沉积层速度1.6~3.5km·s-1, 厚度大约2km。从陆坡到海盆新生界变化平缓, 仅在洋陆过渡带处基底有起伏(图2d)。速度剖面显示此处埋藏海山速度比围岩高(图8d), 解释为新生代岩浆活动形成的火山侵入。中生界速度3.5~5.5km·s-1, 深度分布变化较大, 下陆坡中生代沉积层反射震相清晰, 平均厚度约5km(图7c)。
速度剖面显示地壳在上陆坡处存在约5km向上凸起的高速异常体(图9中50~80km), 多道地震剖面(图2c)显示此处存在背斜构造, 且地层同相轴连续性较差, 反射杂乱, 因背斜构造上覆Tg和T2界面发生同步隆起变形(图2c), 推断此背斜构造是南海扩张停止以后岩浆侵入造成。
在上陆坡和下陆坡, 莫霍面深部反射同相轴连续且双程旅行时在9~10s左右(图2b), 与速度剖面的莫霍面深度基本对应(图9)。在洋陆过渡带因岩浆侵入, 多道地震剖面深部未见莫霍面反射。
地壳下部存在7.0~7.6km·s-1高速层, 高速层由陆坡的5km左右递减至海盆的2km。东沙钻井未钻遇前寒武的古生界地层(郝沪军 等, 2001; 邵磊 等, 2007), 因此不能排除高速层有高变质岩成分的可能。此处莫霍面厚度约25km左右, 表明扩张期间拉张因子较小(姚伯初 等, 1995), 不太可能产生蛇纹岩化的地幔。此处属于俯冲带作用的远程效应区, 故高速层也不是俯冲带引起(Yan et al, 2014)。南海北部扩张期间岩浆量少, 被划分为贫岩型大陆边缘(Yan et al, 2001), 故扩张时期岩浆侵入可能性不大。因上陆坡有新生代晚期岩浆侵入, 洋陆过渡带处存在新生代晚期火山喷发, 我们推测下地壳高速层主要由新生代晚期岩浆活动侵入形成。

7 结论

本文以OBS2015-1测线层析成像速度结构为基础, 结合多道地震剖面D80分析, 得出以下结论:
1) 研究区新生代沉积层速度1.6~3.5km·s-1, 厚度变化均匀, 平均约2km; 中生代沉积层速度3.5~5.5km·s-1, 平均厚度5km。洋陆过渡带受新生代晚期岩浆活动影响, 沉积基底起伏较大。地壳厚度由陆坡23~20km经洋陆过渡带减薄至洋盆的8km。
2) 在上陆坡处地壳存在约5km的向上凸起, 多道地震剖面此处显示有背斜构造且上覆Tg和T2地层也表现同步变形, 推测此凸起是海底扩张以后岩浆侵入形成。
3) 地壳下部存在速度7.0~7.6km·s-1的高速层, 高速层厚从陆坡到海盆呈递减趋势, 主要是由新生代晚期海底扩张以后岩浆侵入形成。

The authors have declared that no competing interests exist.

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