边缘海和洋中脊地壳深部结构和岩石圈的研究主要方法是重力和地震，后者更为精细可靠.就地震方法而言，主要是人工源反射/折射探测和天然地震的层析成像.由于海盆中没有地震台站，天然地震层析成像主要依赖于面波，因而精度和分辨率较低.用海底地震仪(OBS)投放到海底进行连续观测是研究深海盆地壳和岩石圈结构的一个有效手段，一方面可以为后续3D层析成像积累数据，另一方面也可以直接利用单台的远震记录开展研究，如利用S波分裂技术反演岩石圈各向异性，或用接收函数方法反演地壳结构.近年来在南海海盆已开展了多次宽频带OBS天然地震观测，积累了一定的数据并取得了一些成果(Ruan et al.，2012; Liu et al.，2014).但是用OBS远震记录接收函数反演岩石圈结构的研究一直没有取得进展.文献查询表明，在国际上用OBS进行接收函数反演的工作也很少(Menke et al.，2005).原因可能是多方面的，如海底软泥、OBS镇重架高度、海底洋流等，会造成P波振幅、S波接收效果和信噪比等不同于陆地基岩上的观测，因而有必要进行深入研究.本文用3个国产I-4C型宽频带OBS台站于2010—2011年在南海西南次海盆获得的6个远震记录(图 1)，开展了接收函数反演研究，取得了成功.

图 1

Fig. 1

图 1 南海西南次海盆3D海底地震仪探测测线布置及地震事件的分布 Fig. 1 Layout of 3D seismic array of OBS at southwestern subbasin in the SCS and distribution of seismic events

I-4C型宽频带OBS为中国科学院地质与地球物理研究所研制(郝天珧和游庆瑜，2011)，其设计适应了国际上技术发展的趋势，采用的新技术有：可充式锂电池、蓝牙接口参数设置、USB读取数据和GPS通讯等.仪器舱内集成了姿控宽频带三分量地震计，频带60 s～50 Hz，另加一个水听器，罗经自动记录水平分量方位.记录器前放电路在信号输入端加配一阶无源LC低通抗混叠滤波器，采用极低噪声精密双运算放大器构成仪器放大电路，且有很高的抗干扰能力.A/D采用4阶Σ-Δ增量调制器，动 态范围>120 dB，数据容量16 G，整体功耗 < 0.3 W，内部时钟精度优于5×10^-8 s.数据采样时间间隔8 ms.地震计姿控部分采用步进电机将地震计调至水平位置，然后减速电机将地震计与舱球紧密压合，保证了地震计与舱球之间具有良好的耦合特性.脱钩部分，舱球外部采用四根钢缆拉索，将仪器舱球固定在沉耦架上，使仪器舱即使在倾斜的条件下也能与沉耦架保持较好的耦合状态.沉耦架装有5个柱状地脚，可以使其能够插入海底，保证仪器与海底耦合性能，特别是水平方向的耦合性能.

本文采用的远震记录OBS台站布设于西南次海盆残留扩张脊附近(水深～3580 m).该区域为海底扩张形成的小洋盆，向北东方向呈喇叭形张开.其中央是中南—长龙海山链及具有较厚沉积的裂谷，显示了慢速扩张洋脊的特征.磁异常条带显示海底扩张年代为23—16 Ma(Briais et al.，1993; Sun et al.，2009)，海山链分布显示了扩张后一定程度的岩浆活动.对海山区拖网采样获得的玄武岩样品的年代分析表明，海山的年龄为14—3.5 Ma(Yan et al.，2006; 王叶剑等，2009)，说明扩张停止后岩浆活动没有即时停止.信号分析表明，海底的水下波动按频率特性可以分为两种类型，一种是50 s左右的长波，另一种为频率较高的短波，后者可能是由于该型OBS底座较高引起的，在水听器分量上特别明显(刘宏扬等，2012).

接收函数方法是基于等效震源假设(Langston，1977)，通过在频率域引入水准量和高斯低通滤波函数分离出所谓的接收函数(Langston，1979)，可以有效求解台站下方深部地壳结构，并发展为广泛用于Moho面埋深估计、波速比计算、软流圈研究、各向异性反演和地球内部圈层结构研究等的方法(Zhu and Kanamori，2000；Liu and Niu，2012;田宝峰等，2008；许卫卫等，2011).有学者将改进后的接收函数方法应用于海岛上的宽频带地震仪远震事件来研究精细的地壳结构(Leahy and Park，2005)，但是在海盆的研究还很欠缺，虽然已经提出了这方面的构想(Menke et al.，2005).本文采用 Zhu和Kanamori(2000)提出的接收函数提取方法和Sambridge(1999a，1999b，2001)，Sambridge和Mosegaard(2002)提出的反演方法，应用于OBS远震记录的S波速度结构反演，具体做法如下.

地震数据中常常含有各种干扰，有些干扰表现为平稳的长周期、强振幅，或具有短周期、高频率特征的特点；而另一些则是无规律的非平稳信号，会对震相的判别带来困难.按照通常做法，将地震信号看作是平稳信号，经过常规的去均值、去线性趋势、波形尖灭和高通、低通或带通滤波器做傅里叶变换滤波处理后，我们发现OBS数据的信噪比仍不理想.因此，我们先通过傅里叶变换分别做高通、低通滤波和带通滤波以压制各种平稳干扰，然后再利用小波变换的时频分析特性，在小波域做阈值滤波以压制非平稳干扰.信号(或函数)f(t)∈L²(R)，它的连续小波变换定义为：

我们对实际采集的数据用软阈值方法(Donoho，1995)举一个例子，说明只用傅里叶变换做一维滤波和通过对数据做小波变换滤波的差别.图 2a是我们截取的一个事件未滤波的ZRT三分量波形，前后共延续150 s，图中可以看出，径向(红色波形)和切向(绿色波形)分量的低频噪声很强，特别是切向分量，几乎已经掩盖了有效信号，而垂向分量(蓝色波形)与两个水平分量一样，都含有许多高频噪声.图 2b是通过波形分析后做傅里叶一维滤波得到的信号，为了尽可能的保留有效信号，滤波器分别使用了高低通、带通和陷波器，经过不同滤波器的多种组合，滤波效果依然不太理想，从图中可以看出，傅里叶变换滤波后噪声减少的同时有效信号也受到了极大的损失，有的地方甚至连有效波极性都被破坏.进一 步，先采用傅里叶变换滤掉平稳干扰，后用一维小波 自适应阈值滤波方法滤掉非平稳干扰，结果如图 2c所示，相对于原始的记录(图 2a)，噪声压制效果十分显著，有效波的波形一致性也保存较好，其信噪比大大提高.

图 2

Fig. 2

图 2 s傅里叶变换滤波和小波变换滤波对比 红线为径向分量，绿线为切向分量，蓝线为垂向分量. (a) 原始ZRT三分量地震记录; (b) 傅里叶变换滤波后的结果; (c)傅里叶变换滤波联合小波变换处理的结果. Fig. 2 Comparison between Fourier transform filtering and wavelet transform filtering Red line is R component, green line is T component and blue line is Z component. (a) Original ZRT three components data; (b) Results of Fourier transform filtering; (c) Results of wavelet transform filtering.

从实际记录中提取接收函数的具体做法是，首先用OBS的罗经所记录的方位，将三分量地震记录通过旋转，得到径向分量、切向分量和垂直分量，然后将时间域信号转化为频率域信号，并用两水平分量除以垂直分量分离出接收函数(Langston，1979)：

为了保证接收函数计算的稳定，引入水准量(Zhu and Kanamori，2000)：

经上述方法我们从OBS实测数据中提取了接收函数(图 3).从中可以直观地分辨出P-s转换波震相，且P-s震相出现在直达P波后几秒之内，反映了洋壳相对较小的厚度.我们发现同一台站由各地震事件求取的接收函数有较好的一致性，但个别事件有较大差异(在后续反演中不予采用).其原因可能是各次远震的震源深度、路径、震级大小都不相同，且地震波到达台站时本身带有较大而复杂的随机噪声和路径的非均匀性，这个问题还有待于今后进一步研究.由于存在个别差异较大的接收函数，在反演过程中分别对单个接收函数和叠加后的接收函数做反演，然后筛选出其中接收函数拟合程度最高，相似性较高的反演模型作最后的结果.

图 3

Fig. 3

图 3 OBS台站的远震事件接收函数 Fig. 3 Teleseismic receiver functions extracted from station observations

为了能够克服线性反演的不足，非线性反演的方法被用来反演接收函数，如遗传算法(Shibutani et al.，1996)、模拟退火(Ingber，1989)、小波变换方法(吴庆举等，2003)、接收函数复谱比(刘启元和李顺成，1996)等.这些方法都是通过搜索最优模型来解决全局最优化.本文采用了 Sambridge等人提出的相邻算法(Sambridge，1999a，1999b，2001； Sambridge and Mosegaard，2002).该方法为非线性反演方法中的一种，其特点是优先选取数据拟合较好的区域内采样，得到一个模型集合，相对于一般的随机取样获得单一的最优模型，能够提高反演精度.本文采用的接收函数的反演软件为NA-Sampler，其中的正演微分理论地震图是基于Kennett(1979)提出的广义反射透射矩阵理论.为了验证反演结果，本文对反演结果的最佳模型用NA-Sampler提供的评价方法做正演拟合了接收函数，最后还采用了H-k叠加方法(Zhu and Kanamori，2000)，计算Moho面埋深和波速比(V_P/V_S)，对比反演所求的Moho面深度.

我们于2010年12月至2011年3月在南海西南次海盆已停止扩张的中脊开展了OBS人工震源和被动源同步观测试验(图 1)(Ruan et al.，2012).由于所选取的地震事件条件较为苛刻，因此本文所挑选出的事件为其中的3台国产I-4C型宽频带 OBS记录到的6次大于M_S7.0的地震，所选取的地震事件其记录具有较高的信噪比，震中距为30°～63°左右.OBS台站信息和地震目录分别列于表 1和表 2.

表 1(Table 1)

表 1 OBS台站参数及记录时段 Table 1 Coordinates and recording time periods of OBS stations 站编号 OBS06 OBS34 OBS35 纬度(°) 13.44 13.12 13.06 经度(°) 114.60 114.95 114.87 罗经 Φ(°) 218.50 128.00 31.50 记录日期 2010-12-10 2010-12-10 2010-12-10 记录时间 13：02：15 12：49：47 12：38：01 截止日期 2011-03-20 2011-02-05 2011-03-14 截止时间 18：02：39 19：40：48 16：51：17 注： 第一水平分量方位角 X= Φ-60°，第二水平分量方位角 Y= Φ+30°.时间为格林尼治时(GMT).

表 1 OBS台站参数及记录时段 Table 1 Coordinates and recording time periods of OBS stations

表 2(Table 2)

表 2 所选MS7.0以上的地震目录 Table 2 Catalogue of earthquakes (MS≥7.0) selected 编号 发震日期(年-月-日) 发震时间(GMT) 纬度(°) 经度(°) 深度km 震级( M S) 1 2010-12-21 17：19：40.66 26.90 143.70 14 7.4 2 2010-12-25 13：16：37.00 -19.70 167.95 16 7.3 3 2011-01-13 16：16：41.54 -20.63 168.47 9 7.0 4 2011-01-18 20：23：23.51 28.78 63.94 68 7.2 5 2011-03-09 02：45：20.33 38.44 142.84 32 7.3 6 2011-03-11 05：46：24.12 38.30 142.37 29 9.0 注： GMT指格林尼治标准时间，地震目录由美国USGS网站发布.

表 2 所选MS7.0以上的地震目录 Table 2 Catalogue of earthquakes (MS≥7.0) selected

经上述数据处理、接收函数提取和反演等，我们得到了3个OBS台站的S波速度结构(海底之下)如图 4所示.结果表明，浅部1～2 km为低速层，OBS06台站下方低速区厚度相对其他两个台站较薄，这个台站离扩张中轴最近.我们认为浅部低速层为沉积物和海底扩张停止后岩浆喷发形成的岩石碎屑共同组成，但难以进一步细分.前人的研究表明，西南次海盆中部沿长龙海山两侧其沉积物厚度变化范围为0.5～1 km，向西北和东南方向逐渐递增至2～2.5 km(姚伯初，1998)；反射地震剖面揭示扩张脊上发育较厚的沉积物(Gao et al.，2009)，这与我们的结果一致.在11～12 km处各台站均含有一个速度不连续面，S波速度突然增加，可以认为是Moho面.与本次试验同步开展的OBS广角地震射线追踪反演(P波)确定的Moho面深度(从海面向下)为10 km 左右(张洁，2013).在本文研究区附近Pichot等(2014)对另一条OBS测线的反演(P波)指出Moho面深度为10 km左右.显然，我们得到的S波莫霍面深度与他人得到的P波莫霍面深 度不一致，前者比后者要深3 km左右.这是十分重 要的发现，可以从两方面解释，一是莫霍面不是简单的一个界面而是有一定厚度的层(Coleman，1977)；二是S波相对于P波对于熔融或高温更为敏感.

图 4

Fig. 4

图 4 相邻算法生成最佳的1000个S波速度模型密度图 灰色影区为低密度区域，S波速度可信度较低，黄色影区次之，绿色影区最好.红色实线为最佳速度模型；白色实线为平均速度；蓝色实线为波速比.(a)、(b)和(c)分别为OBS06、OBS34和OBS35台站下方S波速度模型. Fig. 4 Density diagram of the best 1000 S velocity models generated by the NA code The gray area shows low density and low reliability, yellow area has a better fitting, and green area has the best result. The red solid line is the best S-wave velocity curve. The white solid line is the average S-wave velocity curve. The blue solid line represents VP/VS ratio. Models (a), (b) and (c) are stations OBS06, OBS34 and OBS35, respectively.

通常地震波速向下是逐渐增加的，但是在我们获得的1D速度模型中出现了新的现象.OBS06台站下方6～12 km(Moho面以上)有一S波低速区，而其他两个台站没有此现象.前面已经提到OBS06最靠近扩张脊中轴(裂谷)，该处应该是岩浆上涌的地方，所以我们有理由认为这个低速区反映了扩张中心可能存在下地壳熔融或岩浆房.张健和施小斌(2008)的热力学结构数值模拟表明，在8～12 km深度范围，应变速率发生了较大的改变，暗示此深度洋壳相对软弱，构造变形大.张洁(2013)的P波速度模型指出，可能存在拆离断层和熔融的共同作用.

另一个值得关注的现象是OBS06和OBS34两个台站的下方17~30 km之间，S波速度呈缓慢下降趋势，而OBS35台站在26 km以下S波急剧下降，我们认为该S波负梯度区可能是由于在扩张中心更深的地方存在热物质的供给.前人的研究也表明，南海的岩浆活动主要发生在海底扩张停止后，海山的年龄较为年轻(14—3.5 Ma)(Yan et al.，2006;王叶剑等，2009)；调查还显示西南次海盆为高热流区，大地热流值为100～150 mW·m^-2(陈雪和林进峰，1997；Zhang et al.，2001).因此，我们认为在当前的构造和应力环境下，虽然海底扩张停止了，但不排除上地幔熔融存在的可能性.这是一个值得进一步研究的问题，对于认识西南次海盆现今的深部状态有重要意义.

对于我们求得的一维S波速度模型，通过NA-Sampler提供的评价方法对其中的最佳模型做评估.拟合中使用的高斯因子为5.0，水准量为0.001，所得到的拟合对比如图 5所示.可以发现，图 4中三个反演出来的模型拟合出的接收函数(蓝色实线)都能较好地与实测接收函数(红色实线)震相对应，特别是对于较早到达的P波，Ps波和其他多次波震相都能基本对应，而较晚到达的一些多次波也能有所对应，该结果证明我们求得的模型是比较可靠的.

图 5

Fig. 5

图 5 实测接收函数和拟合接收函数对比 红线为实测接收函数，蓝线为拟合接收函数.(a)、(b)和(c)分别为OBS06、OBS34和OBS35台站接收函数对比. Fig. 5 Comparison between observed receiver function and predicted receiver function Red solid line is observed receiver function and blue solid line is predicted receiver function. (a),(b) and (c) are results of OBS06,OBS34 and OBS35, respectively.

由于Moho面上多次波发育，并且由P-s转换震相到时估计的Moho面深度对波速比(V_P/V_S)的变化相当敏感，因此可以利用多次波走时与深度的关系，采用H-k叠加方法(Zhu and Kanamori，2000)进一步检验上述反演确定的Moho面深度(图 6).在7～25 km深度和波速比1.5～2.0的范围内通过网格搜索叠加，所用叠加权重分别为0.7、0.2和0.1(黄海波等，2011).结果表明，OBS06、OBS34和OBS35三个台站下方的Moho面深度分别为 12.5 km、10 km和12.5 km，波速比分别为1.85、 1.69和1.77，说明获得的1D速度模型是稳定的.进一步可以由下面的波速比和泊松比的关系计算泊松比，计算结果显示OBS06、OBS34和OBS35三个 台站的泊松比分别为：0.2936、0.2306和0.2656左右.

图 6

Fig. 6

图 6 H-k叠加检验结果 (a) OBS06台站； (b) OBS34台站； (c) OBS35台站.各图所标的H点为搜索叠加最佳Moho面深度；k点对应的坐标为最佳波速比. Fig. 6 Testing results of H-k stack procedure (a) OBS06; (b) OBS34; (c) OBS35. Horizontal coordinate of point H represents the preferred Moho depth, and vertical coordinate of point k represents the corresponding best VP/VS ratio.

本文将傅里叶变换和小波变换相结合，压制海底地震仪记录中的非平稳干扰，获得了信噪比较高、震相清晰的地震记录.进而开展了远震记录的岩石圈结构接收函数反演.主要结论如下：

(1)OBS接收函数的求取是可行的，关键是压制非平稳干扰.

(2)西南次海盆的S波确定的Moho面埋深为海底下10～12 km(地壳厚6～8 km)，大于人工源P波反演结果3 km.沉积厚度1～2 km，浅部地壳存在低速区，与沉积物和海底扩张停止后的岩浆喷发产生的岩石碎屑和裂隙有关.

(3)在扩张脊中心Moho面上方6～12 km存在S波低速区，推测扩张中心可能存在下地壳熔融或岩浆房.在17～30 km区间S波速度呈负梯度，我们认为扩张中心更深的地方存在热物质的供给，虽然海底扩张停止了，但不排除上地幔熔融存在的可能性.