張浩宇, 丘學(xué)林, 王強(qiáng), 黃海波, 趙明輝,5

1 中國科學(xué)院邊緣海與大洋地質(zhì)重點實驗室， 南海海洋研究所， 廣州 510301 2 中國石油化工股份有限公司， 石油物探技術(shù)研究院， 南京 211103 3 中國科學(xué)院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院， 廣州 510301 4 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實驗室， 廣州 511458 5 中國科學(xué)院大學(xué)， 北京 100049 6 福建省廈門地質(zhì)工程勘察院， 廈門 361008

0 引言

南海北部陸緣展布于華南大陸、南海海盆之間，是研究張裂-海底擴(kuò)張過程的理想對象(Nissen et al., 1995).南海海盆的特殊屬性已經(jīng)被諸多地球物理探測所揭示.西沙地塊位于南海北部邊緣的西段，其西北側(cè)隔瓊東南盆地與海南島相望，西沙海槽在北側(cè)將其與珠江口盆地分離開，東南側(cè)隔中沙海槽與中沙地塊相鄰，西南側(cè)隔廣樂隆起與印支半島相鄰.西沙地塊的獨特位置使其成為研究南海陸緣演化研究的重要切入點.南海西北陸緣具有更為寬闊的過渡帶，其上分布著剛性地塊(西沙、中沙地塊)，是未分離完全的微地塊(Péron-Pinvidic and Manatschal, 2010; Dubinin et al., 2018)，這是東北陸緣所不具備的特征.西沙地塊伴隨著南海陸緣的伸展從華南大陸漂移至現(xiàn)今的位置，其存在勢必對陸緣演化產(chǎn)生影響，其深部地殼結(jié)構(gòu)是研究南海陸緣演化的重要參考.西沙地塊的廣角地震數(shù)據(jù)OBS2013-3為我們了解西沙地塊深部結(jié)構(gòu)提供了機(jī)會(圖1).郭曉然等人利用該測線的縱波震相進(jìn)行正演模擬，初步得到了測線下方的縱波速度結(jié)構(gòu)(郭曉然等, 2016).

縱(P)、橫(S)波速比是較為靈敏地反映地殼礦物成分和化學(xué)組成的一種指標(biāo)(Watanabe, 1993).根據(jù)室內(nèi)實驗結(jié)果，P、S波速比對于壓強(qiáng)和溫度的變化不敏感，而對石英和長石的含量(Christensen and Fountain, 1975; Kern, 1982)以及流體的存在(Nur and Simmons, 1969; Spencer and Nur, 1976)較為敏感，相比于單獨的P波速度，P、S波速比能夠提供對于地殼物質(zhì)組成更為準(zhǔn)確的約束(Christensen, 1996; Chevrot and Van Der Hilst, 2000)，有助于揭示沉積層巖石類型、推測地殼屬性、陸緣共軛性的確定、地幔橄欖巖蛇紋石化的確認(rèn)和判斷流體在地下的存在，甚至可用于預(yù)測沉積層中天然氣水合物的飽和度(張潔等, 2018).主動源海底地震儀(OBS)探測以大容量氣槍陣為震源，將多分量OBS置于海底面，其記錄的數(shù)據(jù)中蘊含了豐富的P、S波信息，可用以揭示P、S波速結(jié)構(gòu).Fowler較早在穿越北大西洋中脊37°N的海底地震儀測線上利用不同分量之間乘積組合的差異將轉(zhuǎn)換S波震相與P波震相區(qū)分開(Fowler, 1976).White等人通過反射率法計算合成地震圖，發(fā)現(xiàn)P波向S波的轉(zhuǎn)換往往發(fā)生于地震波速在半個波長內(nèi)發(fā)生了顯著變化的區(qū)域，且不同類型的界面有著迥異的P-S波轉(zhuǎn)換效率(White and Stephen, 1980).Bratt等人在11°20′ N的東太平洋海隆兩條正交折射地震測線上也識別出了有效的轉(zhuǎn)換S波震相，并通過視速度對洋殼的S波速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了估計(Bratt and Solomon, 1984).Mjelde等人在挪威北部Loften大陸架的OBS測線數(shù)據(jù)的分析中，首次對轉(zhuǎn)換S波震相應(yīng)用了射線追蹤、走時擬合的方法，得到了測線下方的二維S波速度結(jié)構(gòu)(Mjelde et al., 1992).此后，北大西洋陸緣的多條OBS測線都進(jìn)行了轉(zhuǎn)換S波的模擬工作(Mjelde et al., 1995, 2002, 2003, 2007; Digranes et al., 1996, 1998, 2003; Berg et al., 2001; Kandilarov et al., 2015; Kvarven et al., 2016).近十余年來，隨著海底地震儀探測在中國南海的不斷深入，也涌現(xiàn)出一批轉(zhuǎn)換S波模擬的工作，大大促進(jìn)了南海海域地殼結(jié)構(gòu)、巖石物質(zhì)屬性的研究(趙明輝等, 2007; Zhao et al., 2010; 衛(wèi)小冬等, 2010, 2011; Wei et al., 2015, 2017; Hou et al., 2019).我們通過提取OBS2013-3測線的轉(zhuǎn)換S波數(shù)據(jù)，聯(lián)合P波速度結(jié)構(gòu)，可以進(jìn)行S波速度結(jié)構(gòu)的模擬，得到P、S波速比、泊松比的分布，有望形成對于西沙地塊地殼物質(zhì)組成的準(zhǔn)確約束，完備地揭示其構(gòu)造屬性.本文主要介紹該測線的轉(zhuǎn)換S波數(shù)據(jù)處理和震相分析、識別以及初步的走時擬合工作，并對OBS轉(zhuǎn)換S波模擬的幾個基礎(chǔ)問題進(jìn)行了探討.

1 數(shù)據(jù)采集、轉(zhuǎn)換S波數(shù)據(jù)處理

2013年春季，中國科學(xué)院南海海研究所“實驗2”考察船在西沙地塊沿南海西北部陸緣的構(gòu)造走向?qū)嵤┝艘粭l廣角地震探測剖面(圖1).震源采用6000立方英寸的Bolt氣槍組合, 震源主頻帶為3～15 Hz.從測線東段到西段，一共激發(fā)了1203炮，放炮時間間隔為120 s或70 s，期間航速為5節(jié)左右，放炮時間以及位置分別被Bolt槍控計時器和GPS系統(tǒng)記錄.此次探測使用了15臺國產(chǎn)四分量OBS(郝天珧和游慶瑜, 2011)，臺站間距為12或18 km，儀器全部成功回收.

圖1 西沙海域海底地形與OBS2013-3測線位置圖黑色實線代表主動源OBS測線的放炮線；紅色圓點標(biāo)注OBS著底位置；紅色三角形標(biāo)注了琛航島和永興島地震臺.Fig.1 Bathymetric and topographic map of Xisha area, showing location of OBS2013-3The black solid lines represent shots line of active-source OBS profile; The red dots denote the positions landed on the seafloor. The red triangles denote the seismic station at Chenhang island and Yongxing island.

OBS數(shù)據(jù)的預(yù)處理包括文件名時間記錄解析、原始時序數(shù)據(jù)解編、裁截、儀器時間誤差校正和位置校正等.對于OBS記錄的原始數(shù)據(jù)，我們將其解編、轉(zhuǎn)換為SAC格式的四分量數(shù)據(jù)，并根據(jù)導(dǎo)航文件和炮點數(shù)據(jù)將SAC格式數(shù)據(jù)裁截、拼接形成SEG-Y格式數(shù)據(jù)和SU格式數(shù)據(jù)，并在此基礎(chǔ)上繪制折合時地震記錄剖面，用于震相的識別和拾取.OBS內(nèi)部時鐘在投放和回收時進(jìn)行了GPS對鐘，獲取的鐘漂值用于線性時間校正.利用直達(dá)水波走時，以最小平方法和蒙特卡洛法，對海底地震儀進(jìn)行了重定位(Du et al., 2018).通過使用Butterworth帶通濾波(3～15 Hz),地震數(shù)據(jù)的信噪比得到了提升，并使用自動增益來提升遠(yuǎn)偏移距、后至震相的振幅.

進(jìn)行轉(zhuǎn)換S波速度結(jié)構(gòu)模擬的前提是獲取轉(zhuǎn)換S波震相.主動源OBS探測中，氣槍陣在水中所激發(fā)的地震波(P波)向下傳播，遇到海底面、沉積基底以及其他波阻抗界面，發(fā)生P-S波型轉(zhuǎn)換，產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換S波經(jīng)歷了一系列的折射或反射后，最終被海底的OBS接收(圖2).本次探測所使用的OBS裝配了三分量檢波器和單分量水聽器，儀器內(nèi)裝配有簡易電子羅盤.轉(zhuǎn)換S波震相是由三分量檢波器中的X和Y水平分量記錄，可以根據(jù)其質(zhì)點運動軌跡來確認(rèn)波型.由于OBS在海底的方位不固定，X和Y分量的方向是在水平面上隨機(jī)選定的，一般和測線方向斜交，我們需要將X和Y分量上的能量重新分配至沿炮-檢方向(即徑向(R))和垂直于炮-檢方向(即切向(T))分量上(張莉等, 2016).R分量主要記錄到的是SV波，而T分量則是SH波.假設(shè)地下介質(zhì)以各向同性為主，OBS所記錄到的S波震相均由P-SV轉(zhuǎn)換主導(dǎo)，主要是SV波，SH波的能量較小.為了簡化描述，本文后續(xù)不區(qū)分S波和SV波.水平分量坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)的關(guān)鍵步驟之一就是極化角(θ)的求取.θ包含兩部分：其一是OBS投放著底后，內(nèi)置羅盤記錄的反映X分量方向的方位角，稱之為羅盤角(compass)；另一部分是炮-檢方向與正東方向的夾角(α).θ可以表示為

圖2 OBS主動源探測地震波P-S轉(zhuǎn)換模式示意圖(a) 上行P波在沉積基底面透射時發(fā)生轉(zhuǎn)換； (b) 上行P波在中地殼界面透射時產(chǎn)生轉(zhuǎn)換； (c) 下行P波在Moho面反射時產(chǎn)生轉(zhuǎn)換； (d) 下行P波在海底面透射時產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換.Fig.2 Schematic diagrams of P-S wave conversion in active-source OBS prospecting(a) Conversion mode of up-going P-wave transmitted upon sedimentary basement; (b) Conversion mode of up-going P-wave transmitted upon mid-crustal interface; (c) Conversion mode of down-going P-wave reflected upon the Moho; (d) Conversion mode of down-going P-wave transmitted upon seafloor.

(1)

當(dāng)θ確定之后，即可利用式(2)完成水平分量旋轉(zhuǎn)，其中，UR，UT分別表示徑向和切向分量的波場值，UX，UY分別是水平分量X，Y的波場值.

(2)

然而OBS內(nèi)置羅盤記錄的羅盤角受儀器自身磁場和海底復(fù)雜環(huán)境因素的影響，可能是不準(zhǔn)確的，進(jìn)而導(dǎo)致水平分量旋轉(zhuǎn)難以將轉(zhuǎn)換波能量充分歸位至徑向分量.因此，需要根據(jù)實測波形數(shù)據(jù)來對OBS的羅盤角進(jìn)行校正(張莉等, 2016).我們采用能量掃描法對OBS2013-3測線各個臺站的羅盤角校正值進(jìn)行求取，并與儀器的記錄值進(jìn)行對比，發(fā)現(xiàn)了校正值與記錄值一般都存在差異，且這一偏差的分布是相對隨機(jī)的(表1).我們使用校正后的羅盤角進(jìn)一步求取極化角，對各個臺站進(jìn)行了水平分量旋轉(zhuǎn).相比于以其自身記錄的羅盤角，使用校正后的羅盤角進(jìn)行分量旋轉(zhuǎn)，得到的徑向分量記錄轉(zhuǎn)換波能量更為集中，震相振幅更強(qiáng)，有利于震相識別和走時拾取(圖3).

表1 羅盤角記錄值與校正值的對比Table 1 Recorded and corrected values of compass angle in OBS

我們以O(shè)BS06臺站為例，從兩方面來介紹水平分量旋轉(zhuǎn)的效果.首先是徑向分量與垂直分量地震記錄剖面的對比(圖4).垂直分量地震剖面上，來自地下的各組P波震相清晰可見，我們可以基于視速度以及震相之間的位置關(guān)系對P波震相進(jìn)行較好的識別.經(jīng)旋轉(zhuǎn)得到的徑向分量剖面上的震相為OBS接收到的轉(zhuǎn)換S波震相，是相應(yīng)的P波震相在傳播路徑上發(fā)生了波型轉(zhuǎn)換形成的，因此其到時整體更晚，視速度與P波震相相同或較慢，徑向分量的能量也更強(qiáng)(趙明輝等, 2007).其次，OBS的三分量數(shù)據(jù)中，轉(zhuǎn)換S波所引起的質(zhì)點振動呈現(xiàn)出明顯的水平偏振特征.相應(yīng)時窗內(nèi)的質(zhì)點運動軌跡可以幫助我們確認(rèn)震相的類型(張莉等, 2016).圖3顯示了OBS06臺站3185炮(對應(yīng)偏移距19.91 km處)的垂直、水平分量折合地震剖面，以及震相對應(yīng)時窗的質(zhì)點振動軌跡.在2.3～3.0 s的時窗中，其質(zhì)點運動軌跡顯示了垂直偏振的特點，同時其垂直分量(Z)能量占主導(dǎo)，表明該震相屬于P波.在3.5～4.0 s的時窗中，質(zhì)點運動軌跡顯示了水平偏振方式，同時其徑向分量(R)占主導(dǎo)，表明其S波的屬性.

圖3 羅盤角校正前后分量旋轉(zhuǎn)效果對比(以O(shè)BS11臺站徑向分量為例)(a) 使用儀器記錄羅盤角進(jìn)行分量旋轉(zhuǎn)所得徑向分量地震記錄； (b) 使用能量掃描法計算的羅盤角進(jìn)行分量旋轉(zhuǎn)所得徑向分量地震記錄.Fig.3 Comparison between component rotations using recorded and calculated compass angle (take the radial component of OBS11 as an example)(a) Seismic record of radial component rotated using recorded compass angle; (b) Seismic record of radial component rotated using compass angle calculated by energy scanning method.

圖4 OBS06臺站第3158道(偏移距約20km)質(zhì)點運動軌跡對比(a、b) 分別是垂直分量、徑向分量的共接收點道集地震記錄剖面，折合速度為6.0 km·s-1，黑色加粗線段代表質(zhì)點運動軌跡所選取的時窗(分別為2.3～3.0 s和3.5～4.0 s)；(c、d) 對應(yīng)(a、b)所選取時窗的質(zhì)點運動軌跡和三分量振幅對比，Z為垂直分量，R為徑向分量，T為切向分量；三分量振幅對比圖中，黑色線代表垂直分量，紅色線代表徑向分量，藍(lán)色線代表切向分量.Fig.4 Particle motion comparison of seismic trace 3158 in OBS06(a,b) are common receiver gather seismic record sections of vertical and radial component, respectively, the reduction velocity is 6.0 km·s-1, the black bold lines represent the time windows of particle motion comparison (2.3～3.0 s and 3.5～4.0 s, respectively); (c,d) correspond to the particle motion and three components amplitude comparison of the selected time windows in (a, b). Z, R and T mark vertical, radial and traverse component, respectively. The black, red and blue line represents the vertical, radial and traverse components in three components amplitude comparison.

2 轉(zhuǎn)換模式分析、震相識別

我們對于各個臺站的三分量數(shù)據(jù)進(jìn)行了前述處理、分析，得到了徑向分量的共接收點道集地震剖面.在此基礎(chǔ)上，我們對轉(zhuǎn)換S波震相進(jìn)行識別、拾取.根據(jù)其轉(zhuǎn)換模式的不同，我們將轉(zhuǎn)換S波震相分為兩類，一類是在向上傳播的路徑上發(fā)生P-S轉(zhuǎn)換(PPS型)，另一類是在向下傳播的路徑上發(fā)生P-S轉(zhuǎn)換(PSS型).對于PPS型震相，其在震源出射、向下傳播、回折、向上傳播并在轉(zhuǎn)換界面發(fā)生轉(zhuǎn)換之間是以P波形式傳播的，透射過轉(zhuǎn)換界面到被OBS接收之間，是以S波形式傳播的(圖2a,b).對于PSS型震相，其在震源出射，向下傳播，初次遇到轉(zhuǎn)換界面就發(fā)生了P-S轉(zhuǎn)換，此后到OBS之間的路徑上是以S波形式進(jìn)行傳播(圖2d).因此，PSS型震相的到時相對于PPS型較晚，視速度也較低.

轉(zhuǎn)換界面的判定是震相轉(zhuǎn)換模式分析的基礎(chǔ)性問題.由于海水不能傳播S波，OBS探測震源(氣槍)在海水中激發(fā)，僅產(chǎn)生P波波場，我們在OBS徑向分量地震剖面上識別的S波震相都是不同地下界面發(fā)生的波型轉(zhuǎn)換產(chǎn)生的.當(dāng)P波非垂直入射波阻抗界面時會發(fā)生波型轉(zhuǎn)換.此時，入射P波的能量會被轉(zhuǎn)換至反射、透射P波和S波.一般來說，波型轉(zhuǎn)換的形式取決于波阻抗差異和入射角大小.Zoeppritz方程定量地描述了波型轉(zhuǎn)換的能量分配關(guān)系(Schoenberg and Protazio, 1992).設(shè)入射波為P波，該方程的具體形式如下：

(3)

式中RPP，RPS，TPP，TPS分別是反射P波、S波和透射P波、S波的反射、透射系數(shù).

a11=sinα，a12=cosβ，a13=-sinα′，a14=cosβ′，

a21=cosα，a22=-sinβ，a23=cosα′，a24=sinβ′，

α為P波入射角，β為轉(zhuǎn)換S波的反射角，α′和β′為透射P波和S波的透射角，VP1，VS1，ρ1，VP2，VS2，ρ2分別為P波和S波在入射、透射介質(zhì)中的速度以及介質(zhì)的密度(劉福平等, 2012).P波速度結(jié)構(gòu)模型和初始的波速比設(shè)置，能夠提供待分析界面兩側(cè)的P波和S波速度參數(shù)，相應(yīng)的密度參數(shù)則可根據(jù)經(jīng)驗公式轉(zhuǎn)換而來(Christensen and Mooney, 1995; Hamilton, 1978).入射角的范圍可取0～90°，以全面地反映不同入射角對應(yīng)的轉(zhuǎn)換效率.

結(jié)合實際的地質(zhì)模型對上述方程進(jìn)行求解，我們得到各類地震波的反射(RPP、RPS)、透射系數(shù)(TPP、TPS)，進(jìn)而得以對不同地下界面的轉(zhuǎn)換模式(圖2)進(jìn)行探究.在本測線中，上行P波入射沉積基底的TPS整體較高, 在常見入射角范圍內(nèi)平均為0.22，產(chǎn)生的透射S波能量較強(qiáng)，對應(yīng)在此處轉(zhuǎn)換形成的PPS型震相能量是可觀的，說明沉積基底是其較為有效的P-S轉(zhuǎn)換界面(圖2a, 圖5a).上行P波在中地殼界面的TPS、RPS接近于零，說明該界面的P-S轉(zhuǎn)換效率很低，指示了其產(chǎn)生的PPS型轉(zhuǎn)換震相很弱(圖2b, 圖5b)，因此不應(yīng)作為地殼內(nèi)PPS型震相的P-S轉(zhuǎn)換界面.Moho面能夠?qū)Ψ瓷湔鹣?PmP)產(chǎn)生一定程度(RPS系數(shù)平均為0.10)的P-S轉(zhuǎn)換，形成PPmSm震相(圖2c, 圖5c).下行P波入射海底面的TPS較大，平均為0.12，形成的轉(zhuǎn)換S波能量較強(qiáng)，對應(yīng)較強(qiáng)的PSS型震相，說明海底面可以作為PSS型震相的高效轉(zhuǎn)換界面(圖2d, 圖5d).因此，在本測線，我們將海底面、沉積基底作為主導(dǎo)的轉(zhuǎn)換界面，而Moho面被當(dāng)做次一級轉(zhuǎn)換界面.

圖5 基于Zoeppritz方程計算的轉(zhuǎn)換波反射、透射系數(shù)分布RPP是P波的反射系數(shù)，RPS是S波反射系數(shù)，TPP是P波透射系數(shù)，TPS是S波透射系數(shù)；陰影區(qū)域標(biāo)識了概率較高的入射角分布范圍，虛線標(biāo)識了臨界角；相應(yīng)的P-S轉(zhuǎn)換示意圖分別參見圖2(a,b,c,d). (a)上行P波入射沉積基底(界面2)的反射、透射系數(shù)分布, 界面2附近的物性參數(shù)：VP下=5.4 km·s-1，VS下=3.07 km·s-1，ρ下=2.7 g·cm-3，VP上=4.0 km·s-1，VS上=1.78 km·s-1，ρ上=2.3 g·cm-3; (b) 上行P波入射中地殼界面(界面3)的反射、透射系數(shù)分布，界面3附近的物性參數(shù)：VP下=6.5 km·s-1，VS下=3.65 km·s-1，ρ下=2.8 g·cm-3，VP上=6.4 km·s-1，VS上=3.64 km·s-1，ρ上=2.7 g·cm-3; (c) 下行P波入射Moho面(界面4)的反射、透射系數(shù)分布，界面4附近的物性參數(shù)：VP上=6.9 km·s-1，VS上=3.88 km·s-1，ρ上=2.8 g·cm-3，VP下=7.9 km·s-1，VS下=4.39 km·s-1，ρ下=3.3 g·cm-3; (d) 下行P波入射海底面(界面1)的反射、透射系數(shù)分布，界面1附近的物性參數(shù)：VP上=1.5 km·s-1，VS上=0.0 km·s-1，ρ上=1.03 g·cm3，VP下=1.8 km·s-1，VS下=0.67 km·s-1，ρ下=2.1 g·cm-3.Fig.5 Plots on amplitude coefficients of reflective and transmissive converted waves based on Zoeppritz equationsRPP represents P-wave reflection coefficients, RPS represents S-wave transmission coefficients. RPP, RPS, TPP and TPS represent P-wave reflection coefficients, converted S-wave reflection coefficients, P-wave transmission coefficients and converted S-wave transmission coefficients, respectively. The shaded zones mark the highly probable range of incident angles, the dashed lines mark the critical angles. Corresponding P-S conversion schematic diagrams refer to Fig.2(a,b,c,d). (a) Reflection and transmission coefficients of up-going P-wave upon sedimentary basement (interface 2), the property parameters near the interface are: VP-down=5.4 km·s-1，VS-down=3.07 km·s-1，ρdown=2.7 g·cm-3，VP-up=4.0 km·s-1，VS-up=1.78 km·s-1，ρup=2.3 g·cm-3; (b) Reflection and transmission coefficients of up-going P-wave upon mid-crustal interface (interface 3), the property parameters near the interface are: VP-down=6.5 km·s-1，VS-down=3.65 km·s-1，ρdown=2.8 g·cm-3，VP-up=6.4 km·s-1，VS-up=3.64 km·s-1，ρup=2.7 g·cm-3; (c) Reflection and transmission coefficients of down-going P-wave upon the Moho (interface 4), the property parameters near the interface are: VP-up=6.9 km·s-1，VS-up=3.88 km·s-1，ρup=2.8g·cm-3，Vp-down=7.9 km·s-1，VS-down=4.39 km·s-1，ρdown=3.3g·cm-3; (d) Reflection and transmission coefficients of down-going P-wave upon seafloor (interface 1), the property parameters near the interface are: VP-up=1.5 km·s-1，VS-up=0.0 km·s-1，ρup=1.03g·cm-3，VP-down=1.8 km·s-1，VS-down=0.67 km·s-1，ρdown=2.1g·cm-3.

我們以O(shè)BS11臺站為例說明震相識別、拾取和初步的射線追蹤(圖6, 圖7).在該臺站的徑向分量地震剖面上，我們識別并拾取了五組轉(zhuǎn)換S波震相，他們分別是PPgSb震相、PPmSb震相、PPmSm震相、PSgSw震相和SmS震相.其中，PPgSb震相是P波向下穿過海水層、沉積層和地殼，并在地殼內(nèi)回折，向上傳播至沉積基底，轉(zhuǎn)換為S波，繼續(xù)向上傳播，直到被OBS接收形成的.其分布范圍較大，左半支可追蹤至偏移距-105 km，右半支在約30～50 km之間出現(xiàn)缺失，最遠(yuǎn)可追蹤至75 km；PPmSb震相是P波由震源向下傳播，穿過海水層、沉積層和地殼，并在地殼底部的Moho面發(fā)生反射，回到沉積基底時，發(fā)生了波型轉(zhuǎn)換形成的，其S波路徑在沉積層內(nèi).其左半支更為發(fā)育，可由偏移距-60 km追蹤至約-110 km；PPmSm震相則是Moho面反射波在Moho面發(fā)生P-S轉(zhuǎn)換形成的，其與PPmSb形態(tài)接近，存在約4 s的到時延遲(圖6).PSgSw震相是地殼內(nèi)折射波在向下的路徑初次遇到海底這一高效轉(zhuǎn)換界面就發(fā)生了轉(zhuǎn)換，形成的PSS型轉(zhuǎn)換S波震相，其視速度明顯低于前述震相，在偏移距±30 km內(nèi)可以清晰追蹤；SmS是海底面產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換S波在Moho面發(fā)生反射形成的，在偏移距-70～-50 km范圍內(nèi)可連續(xù)追蹤(圖7).由于PSgSw震相的視速度比常用折合速度(6.0 km·s-1)低很多，其同相軸向下追蹤到地震圖之外，為顯示該震相更遠(yuǎn)偏移距的情況，選用3.5 km·s-1為折合速度重新作圖，使得PSgSw震相大致成水平展布，而SmS震相在其下方出現(xiàn)并呈現(xiàn)向著遠(yuǎn)偏移距與其漸近的趨勢(圖7).可以看到，左右兩側(cè)偏移距都能追蹤到更遠(yuǎn)的PSgSw震相，左半支最遠(yuǎn)可以追蹤到偏移距-130 km，這些遠(yuǎn)偏移距的PSgSw震相和較大走時的SmS震相，是約束下地殼S波速度結(jié)構(gòu)的重要依據(jù)(圖7c).在這里，振幅較強(qiáng)，視速度較大的PPS型震相向上翹起，向上延伸到地震圖之外.

參考以往的研究(Zhao et al., 2010; Wei et al., 2015; 郭曉然等, 2016)，本文采用RAYINVR(Zelt and Smith, 1992)進(jìn)行射線追蹤走時正演模擬.在P波速度模型的基礎(chǔ)上，通過賦予速度模型層、塊單元泊松比來定義S波速度結(jié)構(gòu)，并且在速度模型的深度界面上定義波型轉(zhuǎn)換界面.在此基礎(chǔ)上，以試錯法調(diào)整模型的泊松比分布，進(jìn)行轉(zhuǎn)換波射線追蹤，擬合觀測震相(圖6c,d，圖7c,d).PPS型震相的S波路徑在沉積基底以上，聯(lián)合已知的P波速度模型，可以用來約束OBS下方沉積層的P、S波速比(Eccles et al., 2009).PSS型震相的S波路徑主要在地殼內(nèi)部，能夠較好地約束地殼內(nèi)的S波速度結(jié)構(gòu).我們首先使用PPS型震相對模型淺部沉積層的波速比結(jié)構(gòu)進(jìn)行模擬，隨后加入PSS型震相，調(diào)整地殼的波速比結(jié)構(gòu).PPgSb和PPmSb震相主要控制臺站下方沉積層的S波速度結(jié)構(gòu)，而PPmSm、PSgSw和SmS震相在其基礎(chǔ)上進(jìn)一步對地殼內(nèi)的S波速度結(jié)構(gòu)形成約束.

圖6 OBS11臺站轉(zhuǎn)換S波PPS型震相識別與射線追蹤(a) 徑向分量共接收點道集地震記錄剖面，折合速度為6.0 km·s-1; (b) 標(biāo)注震相的徑向分量共接收點道集地震記錄剖面，折合速度為6.0 km·s-1; (c) 地殼模型與射線追蹤路徑，實線和虛線分別代表P、S波路徑，不同的顏色對應(yīng)于不同組震相； (d) 轉(zhuǎn)換S波震相理論計算走時(黑色)和拾取走時(彩色).Fig.6 Identification and ray-tracing of PPS type converted S-wave seismic phases in OBS11(a) Seismic record section of common receiver gather in radial component. The reduction velocity is 6.00 km·s-1; (b) Seismic record section of common receiver gather in radial component, labelled with identified seismic phases. The reduction velocity is 6.00 km·s-1; (c) The crustal structure model and traced ray path. The solid and dashed lines represent the ray path of P- and S-wave, respectively. Different colors correspond to different groups of seismic phases; (d) The theoretical (black) and picked (colored) travel-time of converted S-wave seismic phases.

結(jié)合轉(zhuǎn)換模式分析和OBS11臺站的震相識別情況，我們對測線的其他臺站也進(jìn)行了震相識別和拾取.震相拾取主要考慮的因素有震相的振幅強(qiáng)弱、視速度大小以及其幾何形態(tài).PPS震相在徑向分量剖面上能量一般較強(qiáng)，與對應(yīng)的P波震相在垂直分量剖面上的形態(tài)相似，視速度基本一致，只是在到時上存在整體的延遲.這一類震相是較容易識別的轉(zhuǎn)換S波震相.我們識別到了3263個PPS震相(圖8a)，主要分為兩組，其一是地殼內(nèi)折射波(Pg)的轉(zhuǎn)換震相PPgSb，轉(zhuǎn)換界面為沉積基底.該震相在所有臺站都被識別到，且可追蹤至較遠(yuǎn)的偏移距，在部分臺站的追蹤范圍超過100 km，其視速度與對應(yīng)的P波震相視速度接近，并在模型115～160 km之間略有升高，平均的視速度達(dá)到5.80～5.90 km·s-1；其二是Moho面反射波(PmP)的轉(zhuǎn)換震相PPmSb，其轉(zhuǎn)換界面同樣為沉積基底，這類震相可追蹤的范圍往往較小，一般不超過50 km.還有一種震相是前述反射波在Moho面轉(zhuǎn)換形成的PPmSm震相，其形態(tài)特征與PPmSb震相類似，這類震相路徑特殊(圖2c)，介于PPS和PSS型震相的定義之間.測線上PSS震相的能量相對于PPS震相較弱，其識別的難度稍大.由于其回折時的波型為S波，其視速度接近于相應(yīng)地層的S波速度，其形態(tài)和到時也和對應(yīng)的P波震相有著顯著的差異.通過轉(zhuǎn)換界面分析和射線追蹤試算，我們在OBS2013-3測線上識別到了2297個PSS震相(圖8b).這些S波震相主要是地殼內(nèi)折射波下行時在海底面轉(zhuǎn)換形成的PSS型轉(zhuǎn)換波PSgSw, 這一組震相的視速度平均為3.46 km·s-1，在模型的40～130 km范圍內(nèi)，視速度整體稍高，達(dá)到3.54 km·s-1. 同時，在部分臺站還識別出了來自Moho面反射的PSS型震相SmS，該震相一般跟隨著PSgSw震相在其下方出現(xiàn).

圖8 OBS2013-3測線識別的主要轉(zhuǎn)換S波震相(a) PPS型轉(zhuǎn)換S波震相；(b) PSS型轉(zhuǎn)換S波震相.Fig.8 Main converted S-wave seismic phases identified in OBS2013-3(a) PPS type converted S-wave seismic phases; (b) PSS type converted S-wave seismic phases.

根據(jù)識別的轉(zhuǎn)換S波震相，我們以試錯法進(jìn)行射線追蹤、走時擬合和模型調(diào)整的正演方式初步獲取了OBS2013-3測線下方的地殼S波速度結(jié)構(gòu)(圖9).模型在沉積層中分層顯示了3.1, 2.2的波速比，相應(yīng)的S波速度分別為0.42～0.71 km·s-1和1.10～2.39 km·s-1.上地殼的S波速度為2.91～3.76 km·s-1，下地殼的S波速度為3.77～4.08 km·s-1, 地殼內(nèi)的波速比范圍是1.72～1.79.

圖9 OBS2013-3測線下方的S波速度結(jié)構(gòu)黃色圓點標(biāo)注了OBS在測線上的位置.Fig.9 Shear-wave velocity structure beneath OBS2013-3The yellow circles denote the position of OBSs on the line.

3 討論

本次測線的PSS型震相在近偏移距較為清晰，可連續(xù)追蹤，在遠(yuǎn)偏移距斷續(xù)出現(xiàn)，可參考視速度等特征進(jìn)行識別(圖8b).轉(zhuǎn)換S波模擬中，PPS型和PSS型震相共同約束了模型S波速度結(jié)構(gòu).同時，兩者各有側(cè)重，PPS型震相約束了轉(zhuǎn)換界面之上的S波速度結(jié)構(gòu)，而轉(zhuǎn)換界面之下的結(jié)構(gòu)主要取決于PSS型震相.PSS震相由震源向下傳播遇到轉(zhuǎn)換界面時發(fā)生了P-S轉(zhuǎn)換，以S波的形式在地殼內(nèi)傳播，其走時最為直接和有效地約束了地殼的S波速度結(jié)構(gòu)，它的視速度反映了地殼中射線路徑回折點的S波速度.由于PSS震相在大部分傳播路徑上都是S波，而S波本身就是P-S波型轉(zhuǎn)換得到的，能量低于P波，在經(jīng)歷較長的傳播路徑之后，其振幅會進(jìn)一步衰減.因此，地震剖面上的轉(zhuǎn)換S波震相往往以PPS型為多數(shù)，PSS型震相的種類和數(shù)量較少，很多實測剖面都顯示了此類問題(Eccles et al., 2009; Zhao et al., 2010, 2017; 衛(wèi)小冬等, 2011; Kashubin et al., 2017)，我們需要充分挖掘地震剖面上遠(yuǎn)偏移距的PSS型震相，形成對地殼深部S波速度結(jié)構(gòu)的良好約束.

在早期的OBS數(shù)據(jù)處理和橫波結(jié)構(gòu)研究中，有學(xué)者使用原始羅盤角進(jìn)行水平分量旋轉(zhuǎn)，效果不是很好，震相比較模糊(Zhao et al., 2010；衛(wèi)小冬等, 2010, 2011).近年來學(xué)者多使用能量掃描法求取極化角并據(jù)此進(jìn)行分量旋轉(zhuǎn)，能夠?qū)蓚€水平分量上的能量更好地集中在徑向分量上，從而有助于獲得更為清晰的PSS震相(張莉等, 2016; Wei et al., 2017; Hou et al., 2019).本文通過使用能量掃描法計算得到的羅盤角進(jìn)行分量旋轉(zhuǎn)，有效地提升了PSS型震相的能量，有助于陸殼內(nèi)部PSS型震相在遠(yuǎn)偏移距的識別.

OBS轉(zhuǎn)換S波數(shù)據(jù)的分析和處理中，轉(zhuǎn)換界面的確定是一個重要問題.一般來說，地震波入射波阻抗差異較大的界面會產(chǎn)生波型轉(zhuǎn)換，但是不同波阻抗界面的P-S轉(zhuǎn)換效率存在差異.如果選取了實際上難以發(fā)生相應(yīng)P-S轉(zhuǎn)換的界面，那么針對相關(guān)震相的射線追蹤、走時擬合和泊松比調(diào)整方向則與真實情況大相徑庭.因此，在轉(zhuǎn)換S波模擬中，我們需要以定量的形式分析各個深度界面產(chǎn)生各種波的振幅大小，明確界面產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波能量分布特點，從而充分考慮在各界面發(fā)生波型轉(zhuǎn)換的可行性.在本文中，通過求解Zoeppritz方程并進(jìn)行分析，我們認(rèn)為中地殼界面是一個低效的P-S轉(zhuǎn)換界面，無法產(chǎn)生足夠能量的轉(zhuǎn)換S波以繼續(xù)傳播至海底的OBS并被記錄到，這也符合從速度結(jié)構(gòu)模型得到的直觀結(jié)論.在后續(xù)的射線追蹤、走時擬合中，中地殼界面則不會被作為P-S轉(zhuǎn)換界面.在前人的部分工作中(Zhao et al., 2010, 2017; Wei et al., 2015, 2017; Hou et al., 2019)，將中地殼界面也作為P-S轉(zhuǎn)化界面的做法是值得商榷的.而P-S轉(zhuǎn)換效率較高的海底面、基底和Moho面則會被作為可行的轉(zhuǎn)換界面參與各組震相的轉(zhuǎn)換模式判定和射線追蹤、走時擬合.

轉(zhuǎn)換S波震相的識別和初步的射線追蹤部分參考了郭曉然等人的P波速度結(jié)構(gòu)模型.這一模型由海水層、沉積層、上地殼、下地殼和上地幔五層組成.模型顯示沉積層速度為2.2～3.2 km·s-1，厚度為0.8～3.0 km，上地殼頂部速度為5.0～5.5 km·s-1，下地殼底部速度為6.9 km·s-1，上地幔頂部的厚度為8.0 km·s-1, 平均的地殼厚度為23 km(郭曉然等, 2016).通過轉(zhuǎn)換S波走時的初步模擬，我們發(fā)現(xiàn)該P波速度模型可能需要進(jìn)一步的完善.比如，需要對沉積層進(jìn)行分層并設(shè)置不同的泊松比來更好地擬合PPS型震相，這樣的設(shè)定也更加接近于真實的地質(zhì)情況.并且，西沙琛航島和永興島的接收函數(shù)研究反映了接近0.8的上、下地殼厚度比(黃海波等, 2011)，OBS2011-1測線西沙地塊部分的上、下地殼比約為0.9(Huang et al., 2019) , 然而，本文參考的P波速度結(jié)構(gòu)模型上、下地殼厚度比接近0.5.射線追蹤和走時擬合需要重新考量這一模型的合理性.基于調(diào)整后的P波速度模型，我們在OBS11臺站進(jìn)行了轉(zhuǎn)換S波射線追蹤和走時擬合，效果較好(圖6c,d, 圖7c,d).

轉(zhuǎn)換S波速度結(jié)構(gòu)模擬中，以試錯法進(jìn)行射線追蹤、走時擬合和模型調(diào)整的正演方式有著獨特優(yōu)勢.與相近走時和偏移距的P波震相相比，轉(zhuǎn)換S波震相往往較難識別(Fowler, 1976)，這是轉(zhuǎn)換波的固有屬性.試錯法射線追蹤正演有利于充分發(fā)掘各類轉(zhuǎn)換震相，能夠幫助我們更好地從地震剖面中識別潛在的轉(zhuǎn)換S波震相.目前，常用的廣角地震數(shù)據(jù)反演軟件如TOMO2D(Korenaga et al., 2000)、FAST(Zelt and Barton, 1998)、JIVE3D(Hobro et al., 2003)和Van Avendonk等人提出的反演方法(Van Avendonk et al., 2004)都難以利用轉(zhuǎn)換S波震相直接對地下的S波速度(或波速比)結(jié)構(gòu)進(jìn)行反演.轉(zhuǎn)換界面的不一致性成為轉(zhuǎn)換S波走時反演的障礙.一些學(xué)者提出了變通辦法，比如，F(xiàn)ujie等人的走時反演程序中，可以選取某一界面作為恒定的轉(zhuǎn)換界面，使用PPS和PSS震相分別反演該界面之上和之下的S波速度結(jié)構(gòu)(Fujie et al., 2003)；Grevemeyer等人在超慢速擴(kuò)張脊區(qū)域的OBS測線研究中，假定海底為唯一的轉(zhuǎn)換界面，轉(zhuǎn)換波在地下介質(zhì)的傳播路徑上均為S波，這樣一來，可以使用傳統(tǒng)的P波反演方法來獲取海底面之下的S波速度結(jié)構(gòu)(Grevemeyer et al., 2018).但是，在更為普遍的情況下，形成各組轉(zhuǎn)換S波震相的轉(zhuǎn)換界面并不唯一.此時，試錯法射線追蹤正演模擬就成為了主要的選擇.它以P波速度結(jié)構(gòu)為基礎(chǔ)，通過引入泊松比和轉(zhuǎn)換界面，對傳播路徑進(jìn)行準(zhǔn)確分段，能夠同時模擬多組不同轉(zhuǎn)換類型和轉(zhuǎn)換界面的轉(zhuǎn)換S波震相.正是由于這些獨特的優(yōu)勢，試錯法射線追蹤正演成為了目前最常見的轉(zhuǎn)換S波速度結(jié)構(gòu)模擬方法.然而，這一方法也存在著一些問題.使用這一方法，我們需要根據(jù)走時擬合情況手動地對相關(guān)區(qū)域的泊松比進(jìn)行逐次調(diào)整，以取得較好的射線追蹤和走時擬合效果.該過程會在參數(shù)選取和調(diào)整方面引入一定的偶然性，難以實現(xiàn)對模型空間的遍歷以確保取得最優(yōu)解.同時，我們用于射線追蹤的RAYINVR程序通過在速度模型的梯形單元塊體中設(shè)置波速比來定義S波速度結(jié)構(gòu)，這些單元塊體是由P波速度結(jié)構(gòu)中的深度和速度節(jié)點組成的，相鄰單元塊體波速比的差異會導(dǎo)致S波速度出現(xiàn)橫向上的不連續(xù).這種由模型參數(shù)化引入的速度間斷降低了模型的真實性，不利于構(gòu)造解釋.這兩方面問題都是值得我們注意并著力解決的.

4 結(jié)論

通過處理和分析橫切西沙地塊的主動源海底地震儀測線OBS2013-3的轉(zhuǎn)換S波數(shù)據(jù)，本文獲取了以下幾點結(jié)論和認(rèn)識：

(1) 通過求解Zoeppritz方程，從定量的角度判別了本測線的地震波P-S轉(zhuǎn)換界面.對于PPS型震相而言，沉積基底是有效的轉(zhuǎn)換界面；中地殼界面的轉(zhuǎn)換效率很低，不應(yīng)作為地殼內(nèi)部的轉(zhuǎn)換界面；Moho面可以作為一般的轉(zhuǎn)換界面；對于PSS型震相，海底面是高效的轉(zhuǎn)換界面.

(2) OBS2013-3測線的轉(zhuǎn)換S波數(shù)據(jù)質(zhì)量較好，主要識別出了PPgSb、PPmSb、PPmSm、PSgSw和SmS等一系列轉(zhuǎn)換S波震相，最大偏移距達(dá)到130 km.這些震相能夠很好地約束測線下方的S波速度結(jié)構(gòu).通過射線追蹤和走時模擬，對來自地殼和Moho面的轉(zhuǎn)換S波震相進(jìn)行了初步的擬合.

(3) 在轉(zhuǎn)換S波震相的識別中，我們要注意遠(yuǎn)偏移距PSS型震相的挖掘.在轉(zhuǎn)換模式和界面的判斷中，求解Zoeppritz方程能得到轉(zhuǎn)換波的能量分配關(guān)系，為我們的判別提供了定量化工具，應(yīng)當(dāng)?shù)玫匠浞值膽?yīng)用.基于RAYINVR的射線追蹤正演模擬在轉(zhuǎn)換S波速度結(jié)構(gòu)模擬中有獨特優(yōu)勢，但是在模型調(diào)整和結(jié)果表示方面存在缺陷，有待進(jìn)一步完善.

OBS2013-3測線的轉(zhuǎn)換S波震相分析、識別以及后續(xù)的S波速度結(jié)構(gòu)模擬，有望提供西沙地塊首個二維地殼泊松比剖面，幫助厘清剛性地塊的物質(zhì)組成和構(gòu)造屬性，進(jìn)而深化理解其對于南海陸緣張裂演化的響應(yīng)和影響.

致謝感謝國家基金委共享航次計劃(航次編號：NORC2013-08)；感謝航次首席孫金龍、船長林怡香，以及全體科調(diào)隊員和船員的辛勤付出；衛(wèi)小冬副研究員在成文過程中提供了幫助；龐新明博士在數(shù)據(jù)處理方面給予了指導(dǎo)；部分圖件的繪制使用了GMT軟件(Wessel and Smith, 1995)，在此一并致謝.感謝三位匿名專家的審稿意見和建議.