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Journal of Tropical Oceanography >

2017 , Vol. 36 >Issue 5: 93 - 100

DOI: https://doi.org/10.11978/2016107

Orginal Article

The importance of seafloor topographic correction in identifying and picking seismic phases of OBS

  • WANG Jian , 1, 2 ,
  • ZHAO Minghui , 1 ,
  • ZHANG Jiazheng 1 ,
  • HE Enyuan 1, 2 ,
  • QIU Xuelin 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
Corresponding author: ZHAO Minghui. E-mail:

Received date: 2016-10-27

  Request revised date: 2016-11-28

  Online published: 2017-09-22

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Major Program of National Natural Science Foundation of China (91428204, 91028002)

Natural Science Foundation of China ( 41404050, 41176053, 41606064)

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热带海洋学报编辑部
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Abstract

Ocean bottom seismometer (OBS) survey is a preferred way to detect deep crustal structures beneath seafloor. It is important to identify and pick reflected/refracted seismic phases correctly in OBS seismic record sections to obtain deep seismic structures. When OBS instruments are deployed on rugged seafloor, the propagating characteristics of seismic phases from the deep lithosphere, such as Pg, PmP and Pn, can be affected by undulated topography. For example, along the seismic line A4M4 cutting across the Zhenbei and Huangyan seamounts in the East Sub-basin of the South China Sea, and along the line Y3Y4 crossing the mid-ocean ridge in the Southwest India Ridge, the highly-varied reliefs increase the difficulty to identify seismic phases in the OBS record sections. Topographic correction is done to eliminate the effects of seafloor topography before picking the travel times of seismic phases. Seismic phases can be identified accurately after the correction according to different apparent velocities and propagating patterns of seismic phases. The method of seafloor topographic correction contributes greatly to recognizing seismic phases and studying crustal structures in these rough terrains, and it can provide references and experiences for the identification of OBS seismic phases in other areas with complex topography.

Key words： ocean bottom seismometer (OBS); seafloor topography; identification of seismic phases; seismic record section

Cite this article

WANG Jian , ZHAO Minghui , ZHANG Jiazheng , HE Enyuan , QIU Xuelin . The importance of seafloor topographic correction in identifying and picking seismic phases of OBS[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2017 , 36(5) : 93 -100 . DOI: 10.11978/2016107

在众多的深部结构研究方法中, 海底地震仪深地震探测由于分辨率最高、应用范围最广, 在南海及大洋的深部结构与构造演化研究中占据着重要的地位。自20世纪60年代至今, 深地震探测方法在南海海域经历了声呐浮标探测(Ludwig et al, 1979; 李振五, 1984)、双船扩展剖面(expanding spread profile, ESP)(姚伯初 等, 1994; Nissen et al, 1995)及海底地震仪(ocean bottom seismometer, OBS)探测3个阶段(Qiu et al, 2003; 丘学林 等, 2012); 特别是到了20世纪90年代, 先进的OBS探测技术日益成熟, 在南海南、北陆缘积累了多条深地震探测剖面, 在南海海盆开拓性地开展了三维OBS探测试验(丘学林 等, 2012), 获得了大量数据质量好、深部信息多的地震资料, 经分析处理和计算模拟获得了许多新的认识(Zhang et al, 2016; He et al, 2016; Wang et al, 2016), 推进了整个南海在深部结构和构造演化方面的深入研究。
在深部速度结构研究中, 震相识别最为关键。只有OBS地震剖面中记录到的震相是客观真实的, 才能保证正、反演模拟结果的可靠性, 正确识别这些震相是获取深部速度结构最为重要的一环。首先, 我们基于大西洋典型洋壳模型(White et al, 1992), 假设一个海底为一平面, 构建一个层状结构理论模型(图1a); 然后, 利用RayInvr软件(Zelt et al, 1992)计算出地震剖面上各种震相的理论展布规律(图1b)。在图1b中, Pw为直达水波, 在时距曲线图上呈现为倒置的(下半支)双曲线形式; Ps和PsP分别为沉积层中的折射与反射震相; Pg和PgP为地壳内折射震相与反射震相; PmP为莫霍面反射震相, 也是以双曲线形式出现, 只是折合走时变换较大地改变了双曲线原本的面貌; Pn为上地幔顶部的折射震相, 呈现近似直线的走时曲线。
然而, 在实际工作中, 真实地壳的速度与界面信息并非像理论模型这般简单, 震相展布变得复杂, 震相走时的变化反映了地壳结构的变化特征。各个震相在实际传播过程中, 其速度是变化的, 在地震剖面上展布特征多样, 正确地识别震相更为重要。特别是在海底地形变化较大的地区, 震相展布特征变得更加复杂, 不能直观地反映海底以下地壳结构的真实情况, 对震相的判别造成困难。因此, 本文以2011年在南海东部次海盆实施的三维OBS探测(张莉 等, 2013)以及2010年在西南印度洋中脊(赵明辉 等, 2010)实施的三维OBS探测为例, 阐明通过海底地形校正, 消除海底地形起伏对震相的影响, 从而正确地识别震相, 为获得可靠的深部地壳结构打下坚实的基础。
Fig. 1 Theoretical seismic phases for a normal oceanic crust. (a) Normal oceanic crustal model and ray-tracing paths; (b) theoretical travel-time curves of seismic phases. The velocities of seawater, sediment, Layer 2, Layer 3, and upper mantle are set to 1.5, 2.4-3.0, 3.4-6.4, 6.6-7.0, 7.8-8.0 km·s-1, respectively. The thicknesses of seawater, sediment, Layer 2 and Layer 3 are of 3.0, 1.5, 2.5, 3.5 km, respectively. The reduced travel time = (absolute travel time - distance/reduced velocity)/s, and the reduced velocity is 6.0 km·s-1

图1 典型洋壳模型的理论震相展布图
a. 典型洋壳模型及射线追踪路径; b. 地震剖面中震相的理论走时曲线。海水层、沉积层、洋壳层2、洋壳层3与上地幔的速度分别为1.5、2.4~3.0、3.4~6.4、6.6~7.0、7.8~8.0km·s-1。海水层、沉积层、洋壳层2、洋壳层3的厚度分别为3.0、1.5、2.5、3.5km。折合时间= (绝对走时-距离/折合速度)/s, 折合速度为6.0km·s-1

1 地形校正方法与原理

在地学各个领域均需利用地形校正, 以去除复杂地形对岩石圈物理性质探测的干扰, 如大地电磁测深(王绪本 等, 1999)、高密度电阻率探测(张玮 等, 2011)、遥感影像(Jiang et al, 2014)等, 应用十分广泛。而在地球物理深地震探测尤其是海洋地球物理探测方面, 由于地震波在水与岩石圈中传播的速度差别较大, 经过相同距离时两者时间差异明显, 故导致海底地形比较崎岖时起伏的地形会改变Pg、PmP、Pn等岩石圈内部震相的展布特征, 偏离理论走时曲线形态, 这增加了震相识别和拾取的难度。因此, 本文的地形校正是指消除海底地形对地震波在岩石圈中传播走时的影响, 以射线理论为基础, 将SEGY(society of exploration geophysicist)(Barry et al, 1975)记录道时间减去地震波在水层中传播的时间, 原理类似于将崎岖的海底展平并提升至海平面, 削除水层。
地形校正的具体做法如下。首先, 假设地震波在传播过程中穿过水层进入海底时为垂直入射, 计算出每一炮在水层中传播所用的时间(T0), 即该炮对应的水深除以水速(通常设定为常值1.5km·s-1)。我们知道, 海上导航文件包含着每一炮点对应的经纬度、放炮时间、航速、水深等信息, 是对OBS原始记录数据进行解编与截裁处理的重要依据(赵明辉 等, 2004)。接下来, 根据上面计算的T0时间对导航文件进行调整, 抹去每一炮T0时间对地震波走时的影响, 从而生成新的导航文件。然后使用新的导航文件对连续的SAC(seismic analysis code)格式(William et al, 1991)地震数据进行截裁, 生成新的、通用的SEGY文件, 以及利用可视化SU(seismic unix)软件(Cohen et al, 1995)形成地形校正之后的地震剖面。经过校正后的地震剖面, 其中的震相起伏变化基本反映了地震波在岩石圈内的真实传播情况, 因此, 可结合理论走时曲线和以往研究经验, 准确地识别和拾取震相。

2 地形校正在南海东部次海盆OBS探测中的应用

2011年5—6月, 中国科学院南海海洋研究所、国家海洋局第二海洋研究所、广东省地震局、广州海洋地质调查局等合作单位, 在南海东部次海盆残留扩张脊处实施了大规模的三维OBS探测实验(图2)。OBS台阵覆盖了珍贝-黄岩海山链, 实验中共投放42台OBS, 实验最终获得了39个有效台站的实测地震数据; 震源系统是由4支大容量气枪组成的枪阵, 总容量98.3dm3, 放炮时间间隔为120s, 激发有效炮点8252个, 放炮测线长度累计2500km。原始数据经过格式转换、钟漂校正、炮点位置校正、OBS位置校正等一系列初步处理(张莉 等, 2013), 获得了各个OBS台站的综合地震记录剖面。
Fig. 2 Bathymetric map of the East Sub-basin of the South China Sea and locations of OBSs. The gray circles indicate OBS stations; the thin white lines represent air-gun shooting tracks, and the bold white line represents seismic line A4M4

图2 南海东部次海盆海底地形及OBS位置
灰色圆圈表示OBS台站, 白色细线为放炮轨迹, 白色粗线为A4M4测线

主剖面A4M4测线由西向东穿过珍贝海山与黄岩海山, 沿该测线的海底地形起伏很大(图3), 由海山顶部水深约720m变化到海盆底部约4200m。部分OBS布设在海山之上, 大容量气枪激发的地震波通过海山才能被OBS接收。这里选取A4M4测线中OBS05和OBS31台站为例展示地形校正效果。
Fig. 3 Bathymetry depth along the seismic line A4M4 in the East Sub-basin of the South China Sea

图3 南海东部次海盆沿A4M4测线的水深

OBS05台站位于两个海山之间的平坦海底(图2、3), 由于受到两侧海山影响, 震相的视速度变化很大, 在右半支偏移距=15~26km及左半支偏移距= -19~ -17km处, 达到9.0km·s-1(图4a中方框所示); 如果仅根据视速度与图1中的理论震相判断, 可能是来自莫霍面的折射震相Pn。然而, 经过地形校正后(图4b), 偏移距=15~26km及偏移距= -19~-17km处的震相, 视速度接近于6km·s-1, 推断是来自地壳内的折射震相Pg。这在射线追踪与走时模拟(图4c、d)中得到了很好验证。
Fig. 4 Seismic record sections before and after topographic correction, ray-tracing and travel-times fitting for Station OBS05 along Profile A4M4. (a) The original seismic record section. Red line is the travel time of seismic wave passing through seawater, corresponding to the vertical ordinate on the right side; (b) seismic record section after topographic correction; (c) observed travel times (colored vertical error bars associated with uncertainties) compared to calculated travel times (black dots); (d) crust structure model and ray-tracing simulation, where different colored rays are comparable to the different colored travel times in (c). The reduced travel time = (absolute travel time - offset/reduced velocity)/s, and the reduced velocity is 6.0 km·s-1

图4 A4M4剖面中OBS05台站地形校正前后地震记录剖面及射线追踪与走时模拟
a. 原始地震记录剖面, 红线为地震波在海水中传播走时, 对应右侧的纵坐标; b. 地形校正后的地震记录剖面; c. 实测走时(彩色竖线, 竖线长度表示走时不确定性的大小)和理论走时(黑色圆点)对比; d. 纵波速度结构模型和射线追踪, 不同震相射线的颜色与 (c) 中震相走时的颜色对应。折合时间=(绝对走时-偏移距/折合速度)/s, 折合速度为6.0km·s-1

OBS31台站位于黄岩海山旁边的山峰坡上(图2、3), 接收了沿A4M4剖面穿过了两个海山的放炮信号, 受到海山地形的干扰, 震相的视速度变化剧烈, 无法凭借视速度来正确判断震相。未做地形校正前, 由于射线穿过黄岩海山, 根本无法识别出具有双曲线特征的PmP震相(图5a); 但是经过地形校正后, 很好地确认了PmP震相(图5b), 并通过简单的模型射线追踪进行了再次确认, PmP震相很好地确定了黄岩海山下方的莫霍界面(图5c、d)。
Fig. 5 Seismic record sections before and after topographic correction, ray-tracing and travel-times fitting for Station OBS31 along Profile A4M4. Legends are the same as those in Fig. 4

图5 A4M4剖面中OBS31台站地形校正前后地震记录剖面及射线追踪与走时模拟
图例与图4相同

3 地形校正在西南印度洋中脊OBS探测中的应用

西南印度洋中脊是超慢速扩张洋中脊的代表, 是研究岩浆活动、构造运动、热液循环等相互关系的最佳场所。在2007年环球航次中首次在研究区(37°50°S)发现了热液喷口, 2010年围绕热液喷口开展了洋中脊OBS三维地震调查(图6)。此次实验获得的地震数据质量良好, 有高信噪比和清晰的震相(赵明辉 等, 2010)。横穿洋中脊段28的Y3Y4剖面的水深变化很大(图7), 由洋中脊南部的平均水深1920m变化到北部的平均水深2650m, 高差达到近730m; 海底地形变化导致震相走时变化较大, 在Y3Y4剖面中4个OBS台站(OBS02、OBS06、OBS10、OBS13)记录的地震剖面中有明显体现(Zhang et al, 2013)。由于Y3Y4测线的海底地形变化十分复杂, OBS台站记录的地震剖面上震相展布特征不明显, 仅仅根据震相的视速度来识别不同的Pg、PmP和Pn震相遇到很大困难。此处以OBS02台站来举例说明(图8), 该台站位于洋中脊中央裂谷, 地形校正之前, 在偏移距7~13km震相的视速度大于8km·s-1(图8a中方框所示), 凭经验判断可能是来自莫霍面的反射震相, 或是上地幔折射震相。然而, 经过地形校正之后, 偏移距7~13km的震相, 其视速度为6.0km·s-1左右(图8b), 是地壳内的折射震相Pg, 后经射线追踪与走时模拟, 进一步验证Pg震相解释是合理的(图8c、d)。
Fig. 6 Bathymetric map of the Southwest India Ridge and locations of OBSs. The gray circles indicate OBS stations; the thin white lines represent air-gun shooting tracks, and the bold white line represents seismic line Y3Y4

图6 西南印度洋中脊海底地形及OBS位置
灰色圆圈表示OBS台站, 白色细线为放炮轨迹, 白色粗线为Y3Y4测线

Fig. 7 Bathymetry depth along the seismic line Y3Y4 in the Southwest India Ridge

图7 西南印度洋中脊沿Y3Y4测线的水深

Fig. 8 Seismic record sections before and after topographic correction, ray-tracing and travel-times fitting for Station OBS02 along Profile Y3Y4. Legends are the same as those in Fig. 4

图8 Y3Y4剖面中OBS02台站地形校正前后地震记录剖面及射线追踪与走时模拟(Zhang et al, 2013)
图例与图4相同

4 结论与认识

剧烈起伏的海底地形环境下, OBS综合地震记录剖面中震相走时比较复杂, 采用地形校正方法校正后, 再与典型正常洋壳的理论震相走时进行对比分析, 是正确识别震相的一种行之有效的方法。
在南海东部次海盆OBS深地震探测中(图2), A4M4测线中OBS05和OBS31台站的综合地震剖面, 震相的视速度变化复杂, 经过地形校正后, 很好地确认了Pg和PmP震相(图4、5), 约束了珍贝、黄岩海山下方的山根, 为获得东部次海盆珍贝海山与黄岩海山下部的地壳速度结构(He et al, 2016; Wang et al, 2016), 打下了坚实基础。
在西南印度洋中脊OBS深地震探测中(图6), Y3Y4测线由北向南近垂直于扩张脊, 水深变化较大, 测线上的OBS地震记录剖面经过地形校正后, 确定了Pg和PmP震相, 为扩张脊下方的洋壳厚度提供了约束(图8), 为说明Moho面在扩张脊处就已经形成提供了有力证据(Zhang et al, 2013)。
地形校正方法的成功运用, 将不断地推动OBS深地震探测技术的向前发展。当遇到震相识别有困难时, 希望地形校正方法能够提供一些经验与指导, 共同为海底地形复杂地区的深部速度结构研究添砖加瓦。

The authors have declared that no competing interests exist.

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