海底地震仪(OBS)广角地震探测作为研究海洋壳幔结构与构造特征的重要手段，在大陆边缘(Czuba et al.，2004；Ito et al.，2009；Lester et al.，2014；Mjelde et al.，2008)与洋中脊(Bohnhoff and Makris，2004；Minshull et al.，2006；Zhao et al.，2013)的研究中发挥了极其重要的作用.目前OBS广角地震探测主要使用初至的折射和反射震相来研究海底的壳幔结构，然而，在已获取的OBS地震记录剖面上，经常能够发现能量强、震相连续且传播距离较远的多次波震相，对于这些多次波至今仍缺乏充分的认识和应用(Jin and Wang，2012；Osen et al.，1999；Wang et al.，2012；Weglein，1999).事实上，多次波的应用是海洋探测的重要内容，消除多次波或利用多次波等问题是目前提高海洋地震探测能力的讨论主题之一.

多次波也是由和初至波相同的震源信号所产生，只是在媒介中有不同的传播路径(Dash et al.，2009).因此，多次波震相也是地壳真实结构的反映，而且在某种情况下包含了一些初至波所没有的结构信息(Berkhout and Verschuur，2006；Verschuur and Berkhout，2011).很多学者已经逐渐地意识到多次波的重要性(Dash et al.，2009；Xia et al.，2010；杨恺和郭朝斌，2012)，如果能够充分地利用丰富的多次波信号，将会弥补OBS站位间距大、初至波数量少等不足，对提高地壳内部结构的成像精度大有裨益.Meléndez(2014)用数值模拟方法对多次波的成因进行了探讨，指出在某些情况下多次波信号比初至波信号强，震相可追踪的偏移距大于初至波，并认为多次波提供了一些初至波没有的信息.杨恺和郭朝斌(2012)通过对陆上地震信号多次反射折射波的研究，确定了多次反射折射波具有先反射后折射的特征.Wang等(2012)在南海用OBS多次波数据对浅层成像范围进行了有效的改善.Grad(2012)利用水体多次波对北大西洋区域水体不同层 位速度进行了更精确的划分.Berkhout和Verschuur(2006)则把多次波转化成初至波来提高地壳结构的成像精度.Brown和Guitton(2005)提出一种初至波和多次波联合成像的方法，结合初至波和多次波的信息来提高地震信号的保真度.这些研究推动了多次波在地震成像中的应用，但是对于来自OBS广 角地震剖面上的多次波特征和在地壳结构成像中的应用，还缺乏详细的分析和研究.因此，为了弥补上述不足，并系统认识和充分挖掘OBS广角地震剖面上的多次波信息，本文选取了南海东北部台湾浅滩海域、北部珠江口海域以及西北次海盆等区域所布设的三条OBS广角地震探测测线(图 1)，对三条OBS地震剖面上的二次反射Pg震相进行了系统分析和研究，对比分析了初至Pg和二次反射Pg震相的波形和粒子运动轨迹特征，并计算二次反射Pg震相传播路径，通过成像结果对比分析了二次反射Pg震相对约束沉积层界面深度以及提高地壳成像精度上的作用.

图 1

Fig. 1

图 1 深地震测线及OBS站位分布图 黑色实心圆圈为本文所用OBS数据. Fig. 1 Map showing distribution of seismic survey lines and OBS stations Solid black circles represent OBS data used in this paper.

夏少红(2009)，Xia等(2010)对与地壳折射Pg震相近乎平行并紧随其后的一组震相分析后认为是多次反射Pg震相.在对大量OBS数据进行带通滤波(3~15 Hz)后发现，多次反射Pg震相普遍发育，尤其是二次反射Pg震相最引人注目(图 2).本文主要对典型的二次反射Pg震相进行分析.

图 2

Fig. 2

图 2 OBS综合地震记录剖面(折合速度6 km·s-1) (a)测线2012第10台站；(b)测线2006第11台站.“Pg”，“Secondary Pg”为实际观测震相(Pw：直达水波). Fig. 2 Seismic record section of OBS with reduced velocity of 6 km·s-1 (a)10th station of survey line 2012;(b)11th station of survey line 2006.“Pg” and “Secondary Pg” mark the observed seismic phase(Pw: direct wave).

通常情况下，多次波震相在传播过程中由于层间反射，其能量迅速衰减(erven，1966)，但是从OBS记录的地震剖面(图 2a)和地震波形(图 3)上看，二次反射Pg震相连续、清晰，振幅比较突出，与初至波振幅相当甚至强于初至波，推测其主要原因是二次反射Pg震相传播过程中在速度跳跃较大的界面发生反射(夏少红，2009).从图 2中可观察到，二次反射Pg震相特征非常明显且和初至Pg震相趋势基本一致，其视速度略小于初至震相.值得关注的是，图 2a中初至Pg震相在偏移距45 km处消失，而二次反射Pg震相可追踪到偏移距55 km左右，表明二次反射Pg震相可追踪偏移距在某些情况下比初至Pg震相远.

图 3

Fig. 3

图 3 测线OBS2012中OBS09(a)和OBS10(b)记录地震波形及拾取到的初至Pg与二次反射Pg震相 (a1)，(a2)分别为OBS09台接收到的第1301炮和1316炮波形数据；(b1)，(b2)分别为OBS10台接收到的第1264炮和1303炮波形数据. Fig. 3 Recorded seismic waveforms and picked up primary Pg and secondary Pg along seismic profile OBS2012. (a)Station OBS09.(b)Station OBS10 (a1)and(a2)are waveform data produced by the 1301th shot and 1316th shot of OBS09. (b1)and(b2)are waveform data produced by 1264th shot and 1303th shot of OBS10.

为了进一步认识二次反射Pg震相的特征，在OBS地震波形记录上也对其进行了识别并拾取了清晰的初至Pg和二次反射Pg到时.图 3显示了测线OBS2012中OBS09、OBS10两个不同地震台站所记录到的波形数据和拾取到的初至Pg和二次反射Pg震相的到时位置.从地震波形上识别两震相的过程中，首先用炮点时间、炮点偏移距以及震相的折合走时(本文折合速度取6 km·s^-1)计算其理论预测走时数据，然后在地震波形上找到其对应的位置并反复对比两震相地震波形特征以保证拾取的准确度.从图 3中发现二次反射Pg震相的最大振幅值明显比初至Pg震相大，到时滞后约1.5~2.5 s.这与在地震剖面(图 2a)上观测到的特征相吻合.

另外，通过旋转OBS记录到的方位角对OBS09和OBS10两个台站初至Pg震相和二次反射Pg震相的粒子运动轨迹也进行了对比分析.从初至Pg震相和二次反射Pg震相的粒子运动轨迹图(图 4)上，发现两震相粒子运动轨迹趋势相似，都表现为典型的纵波震相，表明二次反射Pg震相在波导层发生反射时并未发生大量的纵横波转换，其走时差 并非由走时较慢的横波决定(Amundsen and Reitan，1995；赵明辉等，2007). 值得注意的是，振幅最强的垂向分量中二次反射Pg震相(图 4a2，b2)和初至Pg震相(图 4a1，b1)振幅相当，甚至比前者更大.不同台站记录到的粒子运动轨迹也具有一些差别，OBS09台(图 4a)记录到的两震相各分量的震动能量比OBS10台(图 4b)大，这可能是不同台站 所处的水流环境噪声或下部地壳结构的不同造成的.

图 4

Fig. 4

图 4 测线OBS2012中OBS09和OBS10两台站记录到的初至Pg震相和二次反射Pg震相粒子运动轨迹图 (a1)，(a2)OBS09台站，截取时窗分别为2.7~3.1 s和4.8~5.2 s；(b1)，(b2)OBS10台站，截取时窗分别为3.1~3.5 s和5.4~5.8 s.其中黑色虚线代表垂向分量；黑色实线代表径向分量；灰色实线代表切向分量. Fig. 4 Particle motion traces of primary Pg and secondary Pg phase recorded by OBS09 and OBS10 seismic stations along profile OBS2012 (a1，a2)OBS09 station. Time windows are 2.7~3.1 s and 4.8~5.2 s，respectively.(b1，b2)OBS10 station. Time windows are 3.1~3.5 s and 5.4~5.8 s，respectively. Black dash line shows vertical component，black solid line for radial component and gray line represents tangential component.

OBS广角地震中二次反射Pg震相首先由一次层间反射然后经上地壳折射到达接收点.为了确定其反射层，本文首先建立了理论的速度结构模型(图 5)，用RAYINVR射线追踪方法(Zelt and Smith，1992)对二次反射Pg震相的射线路径进行模拟.设 置理论模型偏移距200 km附近水深为1.5 km，速度为1.5 km·s^-1；沉积层为3 km，速度为3 km·s^-1. 模拟结果发现由于反射层的不同可出现三种不同传播路径：(1)以自由界面和海底面为界发生上下反射，反射层为海水层(图 5a)；(2)以自由界面和基底面为界发生上下反射，反射层为海水层和沉积层(图 5b)；(3)以海底面和基底面为界发生上下反射，反射层为单一的沉积层(图 5c).

图 5

Fig. 5

图 5 初至Pg震相和二次反射Pg震相射线追踪、理论走时(折合速度6 km·s-1) (a)反射层为海水层;(b)反射层为海水层和沉积层;(c)反射层为沉积层. “Pg”，“Secondary Pg”为计算走时. Fig. 5 Ray-tracing and calculated travel time of primary Pg and secondary Pg phases with reduced velocity of 6 km·s-1. Reflective layers(a)，(b)，and(c)are water，water and sediment，and sediment，respectively. “Pg” and “Secondary Pg” mark the calculated travel time.

从图 5可以看到，初至Pg和二次反射Pg震相走时具有大致相似的趋势，两者的走时差主要取决于二次反射Pg震相发生的反射层厚度.比较图 5a，5b，5c初至Pg和二次反射Pg走时差，可发现由于二次反射Pg震相传播过程中反射层的不同使得三者走时差大小存在明显的差异.

夏少红(2009)根据在地震剖面上观察到的二次反射Pg震相的视速度和振幅特征，通过定性分析认为反射层为沉积层.为了进一步确定二次反射Pg震相的实际传播路径，本文选取南海东北部台湾浅滩海域获得的OBS2012-09台站数据进行计算分析，对OBS2012-09台站的初至Pg震相以及二次反射Pg震相的三种可能传播路径分别进行走时拟合(图 6).根据数据的信噪比设定初至Pg震相的拾取走时不确定度为50 ms，二次反射Pg震相拾取走时不确定度为80 ms.由于OBS2012-09记录到的初至Pg和二次Pg震相较清楚且台站所处位置附近水层和沉积层具有明显变化，使得上述三种不同理论射线路径会产生较明显的走时差.

图 6

Fig. 6

图 6 OBS2012-09台站地震剖面初至Pg震相和二次反射Pg震相的射线追踪和走时拟合(折合速度为6 km·s-1) (a)折合地震剖面;(b)(c)(d)射线路径反射界面与图 5(b)(a)(c)的理论模拟分别对应.黑色虚线为模型理论计算走时；绿色为初至Pg震相实际观测走时；棕色为二次反射Pg震相实际观测走时. Fig. 6 Primary Pg phases′ and secondary Pg phases′ ray-tracing and traveltime fits of OBS09 station along seismic profile OBS2012 with reduced velocity 6 km·s-1 (a)Reduced seismic section;(b)，(c)and(d)Reflective interfaces corresponding to theoretical simulations in Fig. 5. Black dashed lines show theoretical traveltime. Green and brown dashed lines show observed traveltime of primary Pg phases and secondary Pg phases，respectively.

实测OBS2012-09数据的拟合结果(图 6)显示，(1)当反射层为水层和沉积层，图 6b显示计算得到的二次反射Pg震相走时明显大于实际观测走时.特别在偏移距35~50 km之间，随着水深的变大，二次反射Pg震相计算走时逐渐偏离其观测走时.拟合结果走时均方根残差RMS值为0.384 s，χ²值为14.921.(2)当二次反射Pg震相反射层为单一水层，图 6c显示其计算走时远小于实际观测走时，在偏移距15~30 km之间，由于水深较浅(＜100 m)，二次反射Pg震相的走时主要由沉积层决定，所以其走时几乎等于初至Pg震相走时.拟合结果走时均方根残差RMS值为1.387 s，χ²值为193.264.(3)当反射层为单一沉积层时，图 6d显示二次反射Pg震相计算走时和观测走时吻合得较好.拟合结果走时均方根残差RMS值为0.108 s，χ²值为1.786(详见表 1).

表 1(Table 1)

表 1 二次反射Pg震相不同反射层走时残差和卡方值 Table 1 RMS misfits and normalized χ2 of secondary Pg phases for different reflective layers 反射层 走时残差(s) 卡方值 水层和沉积层 0.384 14.921 单一水层 1.387 193.264 单一沉积层 0.108 1.786

表 1 二次反射Pg震相不同反射层走时残差和卡方值 Table 1 RMS misfits and normalized χ2 of secondary Pg phases for different reflective layers

为了确定结果的可靠性，下面将利用以上得到 的计算结果对测线OBS2010(曹敬贺等，2014)和OBS2006(敖威等，2012)台站记录震相质量较好的 OBS2010-03、OBS2010-04和OBS2006-01、OBS2006-05(图 1)四个台站分别进行二次反射Pg震相的走时拟合(图 7，8，9，10).在OBS2010-03台站左半支，由于沉积层较薄，二次反射Pg震相和初至Pg震相走时差较小，使得两震相相互干扰，没有进行二次反射Pg震相的拟合.除此之外其他台站震相清晰，其中初至Pg震相是前人拟合结果，本文主要以前人速度模型为基础对二次反射Pg震相进行走时拟 合.表 2给出了四个台站最终拟合结果，除OBS2010-04 台站数据左侧二次反射Pg震相记录质量相对较差，拟合结果χ²值(3.071)较大之外，OBS2010-03，OBS2006-01，OBS2006-05三个台站拟合结果的χ² 值都比较接近标准值1.0，说明拟合结果较好.四台OBS二次反射Pg震相拟合结果表明，走时拟合计算得到的二次反射Pg震相传播路径是可信的.另外，可以注意到，无论是水深小于100 m的浅水区(图 7、图 8)还是水深超过2000 m的深水区(图 9、图 10)，两震相观测走时和计算走时拟合得都很好，而且OBS2010和OBS2006两条测线下方地壳结构具有明显的不同，说明在OBS广角地震中二

图 7

Fig. 7

图 7 OBS2010-03台站的计算模型、初至Pg震相及二次反射Pg震相射线追踪(a)和走时拟合(b).(c)为(a)在模型中的位置 Fig. 7 The calculation model，ray-tracing(a)and traveltime fits(b)of OBS03 along the OBS2010 seismic profile. Descriptions are same as Fig. 6.(c)Model position of(a)

图 8

Fig. 8

图 8 OBS2010-04台站的计算模型、初至Pg震相及二次反射Pg震相射线追踪(a)和走时拟合(b).(c)为(a)在模型中的位置 Fig. 8 The calculation model，ray-tracing(a)and traveltime fits(b)of OBS04 along the OBS2010 seismic profile. Descriptions are same as Fig. 6.(c)Model position of(a)

图 9

Fig. 9

图 9 OBS2006-01台站的计算模型、初至Pg震相及二次反射Pg震相射线追踪(a)和走时拟合(b).(c)为(a)在模型中的位置 Fig. 9 The calculation model，ray-tracing(a)and traveltime fits(b)of OBS01 along the OBS2006 seismic profile. Descriptions are same as Fig. 6.(c)Model position of(a)

图 10

Fig. 10

图 10 OBS2006-05台站的计算模型、初至Pg震相及二次反射Pg震相射线追踪(a)和走时拟合(b).(c)为(b)在模型中的位置 Fig. 10 The calculation model，ray-tracing(a)and traveltime fits(b)of OBS05 along the OBS2006 seismic profile. Descriptions are same as Fig. 6.(c)Model position of(a)

表 2(Table 2)

表 2 各台站二次反射Pg震相的走时个数、残差和卡方值 Table 2 Number of traveltimes，RMS misfit between calculated and picked travel times，and normalized χ2 for secondary Pg phases 站位名 水深(km) 震相 震相走时个数 走时残差(s) 卡方值 OBS2010-03 0.07 Secondary Pg 206 0.084 1.463 OBS2010-04 0.09 Secondary Pg 312 0.140 3.071 OBS2006-01 3.45 Secondary Pg 211 0.067 1.340 OBS2006-05 2.45 Secondary Pg 349 0.043 1.229

表 2 各台站二次反射Pg震相的走时个数、残差和卡方值 Table 2 Number of traveltimes，RMS misfit between calculated and picked travel times，and normalized χ2 for secondary Pg phases

大量的实测地震剖面显示，有较为明显的沉积层折射震相(Ps)但很难识别出沉积层反射震相(PsP)，若沉积层较薄时折射震相(Ps)也较难识别，使得不能准确获得沉积层界面，给模型正演带来困难.然而，二次反射Pg震相传播路径的特殊性对沉积层界面的约束开辟了一个新的途径.特别是缺少多道地震的情况下，二次反射Pg震相是控制沉积层界面的有效手段.为了证明二次反射Pg震相对沉积层界面的约束能力，我们设置理论模型用RAYINVR方法对沉积层底界面进行正反演计算.设模型长度为100 km，OBS间距20 km，放炮间距为200 m，Pg震相和二次反射Pg震相可追踪偏移距为20 km，沉积层底界面起伏如图 11a.用Pg震相和二次反射Pg震相两组数据正反演结果分别为 图 11b和图 11c.图 11d给出了两组数据的恢复误差，运用二次反射Pg震相数据反演的界面深度误差基本在-0.1到+0.1之间，而Pg震相数据反演结果误差较大，说明Pg震相对沉积层界面控制较差，而二次反射Pg震相对沉积层界面有很好的控制作用.图 12b是OBS2010-01台站数据正演过程中二次反射Pg震相对沉积层的控制.

图 11

Fig. 11

图 11 沉积层界面深度反演恢复结果 (a)初始模型；(b)利用Pg震相数据恢复结果；(c)利用二次反射Pg震相恢复结果；(d)恢复误差分布，绿色实心圆表示用二次反射Pg震相恢复后界面节点深度误差，红色实心圆为Pg震相恢复误差. Fig. 11 Reconstructed interface depths of sedimentary strata from inversion (a)Initial model;(b)Inversion result using Pg phase data;(c)Inversion result using secondary Pg phase data;(d)Distribution of inversion errors. Green solid circles show recovery error of node depth of secondary Pg phases，red show recovery error of node depth of Pg phases.

图 12

Fig. 12

图 12 (a)二次反射Pg震相在地壳结构中的传播路径示意图；(b)OBS2010-01台站二次反射Pg震相射线追踪和走时拟合 Fig. 12 (a)Schematic diagram of secondary Pg phase′s propagation path; (b)Secondary Pg phase ray-tracing and traveltime fits of OBS2010-01 station

(1)

式中Re(Restoration errors)为恢复误差，D_or为初始界面节点深度，D_re为恢复后界面节点深度.

为了分析二次反射Pg震相使用前后成像分辨率(尤其是对沉积层的成像分辨率)的差异性，利用 图 11理论模型，设置初至Pg震相偏移距20~40 km，共1100个，对二次反射Pg震相个数分别设置为初至Pg震相的70%和100%.为了方便比较成像精度，在模型中只设置沉积层和上地壳两层，速度分别为3 km·s^-1和6 km·s^-1.采用检测板测试方法(checkerboard test)(Zhao et al.，1992)分析三组数据对地壳结构成像精度的差异，一组只包括Pg震相的走时数据，第二组加入Pg震相70%数量的二 次反射Pg震相，第三组加入相等数量的二次反射Pg震相.设置模型每个网格的横向大小为10 km，相邻节点上的速度扰动值为0.5 km·s^-1和-0.5 km·s^-1(图 13a).成像结果(图 13b，13c，13d)显示三组数据对速度异常的恢复能力有明显的差异，在模型中除了边界处由于射线覆盖程度大大降低，使得成像精度较差外，其他加入二次反射Pg震相后的模型成像分辨率(图 13c，13d)明显优于单独利用Pg震相的模型成像分辨率(图 13b).尤其是对沉积层的成像精度具有明显的改善作用.为更直观比较三者的差异，在此引入恢复偏离度

图 13

Fig. 13

图 13 Checkerboard分辨率测试结果 (a)理论速度扰动模型；(b)使用初至Pg震相反演后测试输出模型；(c)加入70%二次反射Pg震相反演后测试输出模型；(d)加入相等数量二次反射Pg震相反演后测试输出模型.Rd为偏离度，彩色矩形表示各速度节点恢复偏离的程度，偏离度大于15%用黑色表示. Fig. 13 Checkerboard test results of resolution of the model (a)Synthetic velocity perturbation model;(b)Calculated velocity perturbation model using only initial Pg phase;(c)Calculated velocity perturbation model adding 70% secondary Pg phase;(d)Calculated velocity perturbation model adding an equal amount of secondary Pg phase. Rd shows the deviation degree. Color rectangles show the recovery level of velocity node deviation. Black show the level is greater than 15%.

(2)

式中Rd(Restoration deviation)为恢复偏离度，V_re为恢复后节点速度，V_or为恢复前节点速度.计算结果显示加入二次反射Pg震相后的节点速度恢复结果偏离度明显小于加入之前(图 13).

以珠江口海域OBS2010测线(图 1)为例，用实际OBS和炮点位置以及拾取到的初至P波(包括Pg和PmP)震相2433个，二次反射Pg震相1849个，对下部地壳结构进行成像分辨率测试.设置每个网格的横向大小为10 km，相邻节点上的速度扰动值为0.3 km·s^-1和-0.3 km·s^-1(图 14a).成像结果与理论模型成像结果相似(图 14)，发现加入二次反射Pg震相后(图 14c)沉积层成像分辨率较未加入(图 14b)的成像分辨率有明显的提高，而且对上地壳成像也有一定程度的改善作用.综上，二次反射Pg震相在约束沉积层界面深度以及在地震成像精度中都发挥重要的作用.

图 14

Fig. 14

图 14 测线OBS2010地壳结构模型Checkerboard测试结果 (a)理论输入速度扰动模型；(b)使用初至P波震相(Pg和PmP)反演后测试输出模型； (c)加入二次反射Pg震相反演后测试输出模型；(d)OBS2010测线位置.实线为模型反演部分. Fig. 14 Checkerboard test results of the model of survey line OBS2010 (a)Synthetic velocity perturbation model;(b)Calculated velocity perturbation model using Pg and PmP phases;(c)Calculated velocity perturbation model adding secondary Pg phase;(d)Location of survey line OBS2010. Solid line shows inversion section of model.

本文对初至Pg震相的二次反射Pg震相特征做了初步探讨，在初至Pg震相后方识别了二次反射Pg震相的地震波形，并对两者粒子运动轨迹特征做了对比分析，发现二次反射Pg震相波形变化特征和初至Pg震相相似.为了分析二次反射Pg震相在地壳结构中的应用，本文重点对其可能的传播路径做了详细的对比计算分析.OBS实测数据拟合结果(图 6)以及前人模型对传播路径的验证可以判断 二次反射Pg震相主要来自沉积层的反射(图 12a). 同时我们注意到，本文所选用的测线位置地壳结构及OBS站位水深都存在明显的差异，各台站所接收到的二次反射Pg震相的形态和信号强弱也有明显的不同(图 6，7，8，9，10).然而，结果显示二次反射Pg震相都主要来自于沉积层的反射，因此可以推断本文所得到的二次反射Pg震相传播路径在OBS广角地震探测中是普遍适用的.

二次反射Pg震相对地壳成像主要有两方面的作用：首先，其传播过程中在沉积层之间的反射能有效约束沉积基底面深度，弥补了沉积层反射震相不足或沉积层较薄时折射震相难识别的缺陷.另外，二次反射Pg震相射线传播路径相比初至Pg震相多一次折射前的沉积层间上下反射，使得沉积层的射线覆盖密度是只有初至Pg震相时的3倍(图 5)，同时从图 7，8，9，10实测OBS台站射线追踪可以看到，不但在沉积层有明显的射线增加，在上地壳也有少量射线的增加.这就大大增加了正演的约束力度，同时由于射线密度的增加，使得反演结果更加可靠(Operto et al.，2006；Wong et al.，2012).从二次反射Pg震相对地壳成像精度效果(图 11，13，14)可知，二次反射Pg震相大大提高了沉积层和上地壳的成像精度，对速度扰动恢复能力显著提高，有助于我们获得更精细的速度异常结构.

相信在未来的地震成像发展中，丰富的多次波Pg震相为沉积层中速度异常的精确获取也为资源的定位打下基础.事实上，从绝大多数实测的OBS地震记录数据中都可发现较引人注目的多次波现象，不仅Pg震相的多次波发育，Ps震相甚至PmP震相都有多次波的发育，如何利用这些多次波信息来探测和获取地壳内部精细结构是目前地震成像的发展方向之一.

本研究得到2012年国家自然科学基金委共享航次的资助，感谢“实验2号”全体船员所付出的努力，感谢中国科学院地质与地球物理研究所在OBS方面给予的大力支持，文章写作过程中得到丘学林研究员、赵明辉研究员的指导和建议，敖威提供了OBS2006测线的相关数据，在此一并致谢.