地球物理学报  2017, Vol. 60 Issue (4): 1479-1490   PDF    
南黄海OBS数据转换横波分析及其地质意义
赵维娜1,2,3, 张训华2,4, 孟祥君2,3,5, 吴志强2,3,5 , 祁江豪2,3,5, 郝天珧6, 郑彦鹏7     
1. 中国海洋大学海洋地球科学学院, 青岛 266100;
2. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室, 青岛 266071;
3. 青岛海洋地质研究所, 青岛 266071;
4. 南京地质调查中心, 南京 210016;
5. 国土资源部海洋油气资源与环境地质重点实验室, 青岛 266071;
6. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029;
7. 海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室, 国家海洋局第一海洋研究所, 青岛 266061
摘要: 多分量地震勘探在减小地球物理反演问题多解性的同时提供了更丰富的地下信息,可以从量化的意义上真正实现岩性勘探.由于地壳结构的复杂性及转换横波的特殊性,南黄海地壳结构研究中基本未涉及横波.本文使用南黄海OBS数据,在不同剖面上对比分析纵横波走时、视速度以及质点运动轨迹,基于纵波理论模型对转换横波震相进行射线追踪和走时试算,识别并拟合了来自不同地层的转换横波震相.研究表明,北部坳陷中主要发生了PPS转换,转换界面为陆相沉积层底界面.千里岩隆起区除了发生转换界面为陆相沉积底界面的PPS转换还有转换界面为海底的PSS转换.断层活动引起岩石破碎,高波速比特征的断层边界为胶莱盆地在海上部分的边界圈定再添证据.千里岩地区高速地层成分含有花岗岩,其纵横波速比为1.67~1.68;推测北部坳陷中的海相沉积北-南地层不同,依次为碳酸盐岩及砂岩两类地层.
关键词: 海底地震仪      转换横波      南黄海      VP/VS     
Analysis of converted shear-waves based on OBS data in the South Yellow Sea and its geological implications
ZHAO Wei-Na1,2,3, ZHANG Xun-Hua2,4, MENG Xiang-Jun2,3,5, WU Zhi-Qiang2,3,5, QI Jiang-Hao2,3,5, HAO Tian-Yao6, ZHENG Yan-Peng7     
1. College of Marine Geosciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China;
2. Laboratory for Marine Mineral Resources, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266071, China;
3. Qingdao Institute of Marine Geology, Qingdao 266071, China;
4. Nanjing Center, China Geological Survey, Nanjing 210016, China;
5. Key Laboratory of Marine Hydrocarbon Resource and Environmental Geology, Ministry of Land and Resources, Qingdao 266071, China;
6. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
7. Key Laboratory of Marine Sedimentology and Environmental Geology, First Institute of Oceanography, State Oceanic Administration, Qingdao 266061, China
Abstract: Multi-component seismic exploration can reduce the multi-solutions of geophysical inversion. Meanwhile it is able to reveal more abundant underground information. Multi-component seismic exploration can realize lithologic exploration from a quantitative perspective. S-waves are rarely involved in the study of crust structure in the South Yellow Sea (SYS) for the complexity of the crust structure and the particularity of converted shear waves. With analysis of travel time of OBS data from SYS, this work did ray tracing and fitting to apparent velocity and particle trajectory between P-component and inline component, the transformation phases from crust and sediments based on the known P-wave velocity model. The results show that only PPS mode, whose surface is the continental deposit bottom interface, appears in the North Depression (ND) of the SYS. Both PPS mode and PSS modes are present in the Qianliyan Uplift (QU) and have significant differences in velocity. High VP/VS ratios caused by rock breaking as a result of the fault activity are another piece of evidence regarding to the boundary of the Jiaolai Basin in the SYS. The high velocity layer in the QU mainly comprise metamorphic granite with probable rich silicon, whose ratios range from 1.67~1.68. The VP/VS ratios of the marine sedimentary layer display the characteristics of carbonate rock in the ND. However, the sediment beneath the continental deposit layer is most likely composed of sandstone in the southeast of the ND.
Key words: OBS      Converted S-wave      South Yellow Sea      VP/VS     
1 引言

南黄海位于下扬子地区,历经了多期构造运动 (陈沪生等,1999郝天珧等,2003万天丰,2004姚永坚等,2008张训华等, 2013, 2014),地质面貌复杂 (王巍等,1999舒良树等,2005陈安定, 2001, 2010杨琦和陈红宇,2003黄松等,2010刘寅等,2014).20世纪60年代开始,南黄海海域开展了大量地震勘探工作,其研究经历了从浅部到深部,从认识到再认识的过程 (郑彦鹏等,2001邢涛等,2005张志珣等,2007).勘探前期在该海域获得的地震资料品质有限,能基本查清中新生代陆相沉积盆地的构造格局和地层分布,但对前中新生代海相残留盆地认识极少 (吴志强等,2015祁江豪,2015).2000年之后,随着大容量气枪震源和长排列拖缆的使用,南黄海地区获得了深达4.5 s的海相沉积层反射 (吴志强等,2014).但南黄海地区海上地震勘探集中在纵波方面,受海洋环境、记录技术以及苛刻的转换横波产生条件等方面的限制 (卫小冬等,2011),目前尚未有该地区地壳尺度上横波速度结构的认识.2013年海底地震仪 (OBS) 被成功应用到南黄海地震勘探中 (孟祥君等,2014吴志强等,2015祁江豪等,2015),OBS是一种将地震检波器直接布设在海底的地震记录仪器.在人工地震探测中,激发气枪与OBS是分离的,其观测系统具备了偏移距大、勘探深度深的优点,降低了海水层对地震信号的衰减作用,可以同时记录到纵波信号以及地下的转换横波信号 (阮爱国等,2004祁江豪,2015).

多分量地震勘探在减小地球物理反演问题多解性的同时揭示了更丰富的地下信息,可以从量化的意义上真正实现岩性勘探 (李慧杰等,2004).目前利用PS波在横向以及气云区的成像优势实现了对储层顶底及内部的正确成像 (Grechka et al., 2002),根据横波在穿过定向排列的裂隙时会产生分裂的特性进行天然裂隙检测 (Stewart et al., 2003),此外还通过分析转换波AVO特性以区分流体分界 (张广娟和胡天跃,2002) 等.Kodaira等 (1996)使用三分量OBS数据建立了挪威北部纵横波速度结构, 通过分析已有纵横波速度值,判断其下地壳为不同于蛇纹石化橄榄岩的基性片麻岩,这为张裂大陆边缘的热点假说提供了地震岩石学上的证据.Mjelde等 (2002)使用OBS多分量数据得到了Voring大陆边缘的地壳结构与泊松比剖面,阐述了其岩石学性质及现代应力场,详细指出该区属于大陆地壳,且沉积层以页岩为主.Tinivella和Accaino (2000)利用多道地震与OBS数据联合分析,得到不同地质构造的泊松比.李庆忠 (1992)多年的实际总结及Christensen (1996)系列实验研究,为地壳组成提供了速度与波速比相互关系的现代实验室数据库.近年来,OBS不断被应用于国内海洋深部地震探测,海洋岩石圈结构得到长足发展.在南海,根据多条OBS测线纵横波速度结构研究,加深了对其海域壳内高速层 (卫小冬等,2010)、低速层 (赵明辉等, 2006, 2007) 及滨海断裂带 (赵明辉等,2006徐辉龙等,2010) 等构造单元的认识.阮爱国等 (2007)开展了OBS数据层析处理,根据层速度、走时约束和波形方面的信息来研究海洋天然气水合物沉积,并给出通过移动炮点和站点来满足天然气水合物层析成像要求的建议.目前,常规地震方法对南黄海深部地层结构认识有限,仅依靠纵波信息已经不能满足人们对南黄海地层的深入认识,而纵横波速度比与速度的相对关系可以有效提高对地壳组成的约束性,减少反演结果的多解性.因此,在南黄海开展横波速度结构研究极为必要.

本文依托于南黄海OBS2013-SYS测线中31个有效OBS台站记录,以OBS29(位于南黄海北部坳陷) 与OBS06(位于千里岩隆起) 为例,经数据处理和分析,进行横波识别、射线追踪及震相确认等研究,推断并验证转换震相、转换模式及转换界面,揭示南黄海地区地层结构,为认识整个南黄海盆地形成演化提供信息.

2 OBS2013-SYS测线海底地震仪数据采集、处理及纵波模型 2.1 数据采集

2013年8月5日至8月13日,由中国地质调查局青岛海洋地质研究所、国家海洋局第一海洋研究所和中国科学院地质与地球物理研究所三家单位组成的科研队伍在渤海-山东半岛-南黄海布设了一条海陆联合深地震测线,本文数据源自海陆联合深地震测线的南黄海段--OBS2013-SYS,这也是南黄海地区布设的首条深地震测线,在二级构造单元上自NW-SE依次穿越了千里岩隆起区、北部坳陷和中部隆起 (图 1b).此次广角地震数据采集的震源采用了立体气枪枪阵延迟激发技术,从浅到深顺序激发,4个子阵沉放深度按其横向排列依次为13、9、7、11 m,激发延迟为1.5 ms.大容量气枪震源间距是125 m,共有效激发2501次,形成了312.5 km长的震源排列.OBS台站间距为6 km,共布设38个台站,采样间隔4 ms.

图 1 2013年南黄海深部地震探测线 (a) 南黄海位置图;(b) OBS2013-SYS位置图. Fig. 1 Deep seismic exploration line in the South Yellow Sea (SYS) in 2013 (a) Location of SYS; (b) Location of OBS2013-SYS.
2.2 数据处理

OBS水平分量的数据处理比纵波复杂,主要包含以下几步:

(a) 将原始记录解编,根据导航文件和炮时文件裁截数据,形成标准segy格式.

(b) 时间及位置校正.OBS存在时钟漂移 (支鹏遥,2012),本文使用的时钟校正方法是线性内插,在数据裁截的过程中将总体漂移平均分配到数据记录中.由于工区整体水深小于75 m,OBS投放回收点位置与其在海底着床位置比较接近,未做位置校正.

(c) 频谱分析.通过对共接收点道集数据分频扫描,分析有效地震信号所处的频带范围,以此确定带通滤波器的滤波频率为5-8-15-18 Hz.

(d) 水平分量极化.气枪震源在海水中激发,只有入射纵波可以穿越海水到达海底,OBS接收到的横波信息均由纵波在海底以下的主要间断面上转换产生,为SV型横波 (卫小冬等,2011).转换横波都是在源-检方向偏振的,也就是说inline分量将包含大部分的转换横波 (本文简称横波,S波) 能量.OBS投放之后是自由进入海底,不能保证其着床海底之后两个水平分量分别是平行和垂直于测线方向的.因此,需利用OBS记录的两个水平分量的方位角,把两个水平分量旋转为沿测线的inline分量 (H1) 和垂直测线的crossline分量 (H2).文中采用能量扫描方法求取极化角度 (张莉等,2016),能量扫描法即在方位角θ∈(0°~360°) 区间求取inline分量与crossline分量能量值,获得使inline分量能量最大、crossline分量能量最小的θ角,即可获得所求.

(e) 共站位点数据混道.随着偏移距的增大,地震波能量减弱,随机噪声的干扰对震相识别不利,尤其是在远偏移距处.本文利用相邻道波形的相关性,采用权重混道叠加方法提高信噪比.

(f) 震相拾取.震相拾取过程中,遵循地震波相位一致性及远偏移距拾取准确性最大化原则,从近偏移距开始由近及远拾取震相起跳时间.

2.3 纵波模型

由于OBS水平分量数据信噪比及分辨率都不及纵波信号,一般地,横波速度建模是基于二维纵波速度模型 (Mjelde et al., 2002; 赵明辉等,2007Zhao et al., 2010; 卫小冬等, 2011, 2012).本文所用的纵波速度模型来源于Rayinvr模拟 (Zelt and Smith, 1992; Zelt, 1999; 祁江豪, 2015).首先,以初至波层析结果及多道地震资料为约束,建立研究区域初始模型;然后,遵循从单台到多台、从浅层到深层的剥层原则,以模型理论计算的走时和观测走时之间的差异--RMS值和拟合程度--2值为模拟的衡量标准,基于初始模型利用试错法不断地修正速度结构,通过对所有台站进行射线追踪 (图 2b),使拟合的理论走时逐步逼近拾取的实际走时,获得最优二维地壳速度模型 (图 2a).射线追踪确认了7组纵波震相 (图 2b, 2c),分别为:千里岩隆起地区的折射震相 (Pb, 图 2c橙色),北部坳陷区海相沉积层的折射震相 (Ps02,图 2c黄色),北部坳陷区海相沉积层的反射震相 (PsP,图 2c大红色),地壳的折射震相 (Pg,图 2c绿色) 和反射震相 (PcP,图 2c紫色) 及来自莫霍面的反射震相PmP (图 2c蓝色) 和上地幔折射震相Pn (图 2c粉红色).最终以走时残差136 ms及卡方值2.515建立了具有7层结构的纵波模型 (图 2a),从浅部到深部依次为:海水层 (层1,1.5 km·s-1; 由于研究区水深不超过80 m,层1无法在40 km深度的速度模型中看到,但它是模型中必不可少一部分)、陆相沉积层 (层2,2.0~4.0 km·s-1)、高速推覆体 (层3,6.1~6.4 km·s-1)、海相沉积层 (层4,5.0~6.1 km·s-1)、上地壳 (层5,6.0~6.3 km·s-1)、下地壳 (层6,6.5~6.8 km·s-1) 及上地幔 (层7,8 km·s-1).

图 2 OBS2013-SYS测线纵波速度结构及震相拟合 (祁江豪,2015) (a) 纵波速度模型; (b) 射线覆盖; (c) 各纵波震相走时拟合图,彩色线代表各震相拾取走时,黑色线代表理论计算走时. Fig. 2 P-wave velocity structure and seismic phases fitting beneath the OBS2013-SYS (Qi, 2015) P-wave velocity structure (a), ray coverage of seismic phases (b) and travel-time fitting beneath the OBS2013-SYS line (c).Color lines and black lines in (c) represent the actual and theoretical travel time of seismic phases, respectively.
3 OBS2013测线海底地震仪记录中横波的识别

OBS记录到的横波主要有PPS和PSS两种模式 (Kodaira et al., 1996).PPS模式是纵波向上传播时,在OBS下方的间断面上转换为横波,PSS模式是纵波向下传播时,在气枪震源下方的间断面上转换为横波.PPS模式开始与纵波具有相同的路径,沿界面发生折射或反射,向上传播时才转为横波,因此,走时较快,视速度与其相对应的纵波震相接近,而PSS模式在震源下方的界面就转为横波,走时较慢,视速度明显小于纵波震相 (卫小冬等,2011).本文通过对纵横波震相的走时、视速度以及质点运动轨迹等三方面对比分析,在共接收点道集上初步识别转换横波震相,基于已有纵波理论模型试算,进一步确定转换横波的震相及转换模式.

3.1 纵波信号 (P) 与inline分量 (H1) 对比识别横波

由于z分量记录不佳,而水听器记录的是纵波引发水波压力变化的信息,文中所用台站使用水听器数据完全代替z分量.如图 3所示,P与H1两分量中共有3组震相对应.在P分量 (图 3a) 的左支,偏移距0~25 km、折合时间1~2.6 s,观测到一组来自沉积层的折射震相Ps02,对应inline分量 (图 3b) 偏移距0~25 km、折合时间2.3~4 s,也观测到与其视速度相当的清晰震相,走时慢1.3~1.4 s.在P左支,偏移距20~60 km、折合时间2.7~3 s,观测到一组来自地壳内的反射震相PcP,inline分量同一偏移距出现折合时间为4.1~4.3 s的震相,视速度相当,走时慢1.3~1.4 s.在P (图 3a) 右支,对应偏移距0~12 km、折合时间1~2 s,同样观测到Ps02,H1中对应出现在折合时间2.2~3.5 s之间,走时慢1.2 s.P右支偏移距12~22 km、折合时间2~2.3 s,观测到一组来自沉积层的反射PsP,对应的inline分量图上,折合时间3.5~3.8 s,同样观测到与其视速度相当的清晰震相,走时慢1.3 s.推测这些在径向分量上出现的走时较慢、但视速度接近或较低的震相就是转换横波震相.

图 3 OBS29台站震相识别及走时试算 (a) 水听器折合时间-道数剖面; (b) inline分量折合时间-道数剖面; (c) 走时拟合,蓝色代表拾取的PPS02震相折合走时,紫色代表拾取的PPSs震相折合走时,橙色代表拾取的PPSc震相折合走时,黑色代表相应理论拟合震相的折合走时; (d) 射线追踪,虚线表示横波路径,实线表示纵波路径,蓝色代表PPS02理论拟合射线路径,紫色代表PPSs理论拟合射线路径,橙色代表PPSc理论拟合射线路径 (e-l) 第2217道 ((a)(b) 中红线) 的典型震相质点运动轨迹,H1:inline分量,H2:crossline分量,P:水听器分量. Fig. 3 Seismic phases recognizing and fitting from OBS29 Hydrophone (a) and inline horizontal (b) component seismic record sections from OBS29; (c) Travel-time simulation; (d) Ray tracing. Color lines and black lines in (c) represent the actual and theoretical travel time of seismic phases, respectively. The solid lines and broken lines in (d) stand for ray paths of P-waves and S-waves in theory, respectively. Plot (e) to (l) show three-component particle trajectories in the vertical and inline component section in the 2217th trace (red line in the (a) and (b)). The arrival times has been reduced with a velocity of 6.0 km·s-1. H1, H2 and P is inline horizontal, crossline horizontal and hydrophone component, respectively.
3.2 质点运动轨迹识别转换横波

通过分析同一时间H1、H2及P上质点的运动轨迹,可以判断该时刻质点的振动方向,进而得出其运动性质是横波或是纵波占主导.选取OBS29台站中炮号为2217的三分量数据 (图 3a3b中红线),图 3e-3h中显示是纵波折合时间2~2.252 s时间段的质点运动轨迹图, 可以看出纵波P能量最大,H1次之,H2最小,说明该时间段质点运动以纵波为主.图 3j-3n显示H1分量折合时间3.564~3.748 s时间段质点运动图,很明显H1分量能量最大,H2与P较小,即以横波振动为主,说明该震相是横波震相.

3.3 转换模式确定

利用已经拟合好的P波速度模型 (图 2a) 作为横波初始模型,保持模型界面不变,进行了转换横波射线追踪和走时模拟.横波速度建模与纵波类似,使用Rayinvr模拟、计算各震相的理论走时曲线,并将计算的理论走时与实际观测的走时进行对比 (图 3d图 4d),直至找到最优化模型 (卫小冬等,2012).图 3c图 3d图 4c图 4d分别是OBS29与OBS06两个台站拟合情况.具体如下:

图 4 OBS06台站震相识别及走时试算 (a) 水听器折合时间-道数剖面;(b) inline分量折合时间-道数剖面;(c) 走时拟合,红色代表拾取的PPSb震相折合走时,绿色代表拾取的PSSb震相折合走时,黑色代表相应理论拟合震相的折合走时;(d) 射线追踪,虚线表示横波路径,实线表示纵波路径;红色代表PPSb理论拟合射线路径,绿色代表PSSb理论拟合射线路径 (d′) 射线追踪放大图;色标与 (d) 一致. Fig. 4 Seismic phases recognizing and fitting from OBS06 Hydrophone (a) and inline horizontal (b) component seismic record sections from OBS06; (c) Travel-time simulation; (d and d′) Ray tracing. Color lines and black lines in (c) represent the actual and theoretical travel time of seismic phases, respectively. The solid lines and broken lines in (d and d′) stand for ray paths of P-waves and S-waves in theory, respectively.

(1) PPS02:地震波以纵波路径经过海水层及层2,在层4顶界面发生折射 (路径为图 3d中蓝色实线),出射时发生纵横波转换,以横波形式在层2中传播并被位于海底的OBS29台站接收 (纵波路径为图 3d中蓝色实线,横波路径为图 3d中蓝色虚线);此震相路径与纵波Ps02震相路径对应.

(2) PPSs:地震波以纵波路径经过海水层、层2及层4,在层4底界面发生反射 (纵波路径为图 3d中紫色实线),上行经过层4与层2分界面时发生纵横波转换,以横波形式在沉积层2中传播并被位于海底的OBS29台站接收 (横波路径为图 3d中紫色虚线);此震相路径与纵波PsP震相路径对应.

(3) PPSc:地震波以纵波路径穿过海水层、层2、层4以及层5,在层5底界面发生反射 (纵波路径为图 3d中橙色实线),上行经过层4与层2分界面时发生纵横波转换,以横波形式在层2中传播并被位于海底的OBS29台站接收 (横波路径为图 3d中橙色虚线);此震相路径与纵波PcP震相对应.

(4) PPSb:地震波以纵波路径经过海水层及层2,在层3顶界面发生折射 (纵波路径为图 4dd′中红色实线),出射时发生纵横波转换,以横波形式在层2中传播并被位于海底的OBS06台站接收 (横波路径为图 4dd′中红色虚线);此震相路径与纵波Pb震相路径对应.

(5) PSSb:地震波以纵波形式经过海水层,在海底发生纵横波转换以横波形式在层2中传播,在层3顶界面发生折射 (路径为图 4dd′中绿色虚线),出射时继续以横波形式在层2中传播并被位于海底的OBS06台站接收 (路径为图 4dd′中绿色虚线);此震相路径与纵波Pb震相路径对应.

位于北部坳陷的OBS29台站,在其H1分量共接收点道集 (图 3) 中识别的震相均为PPS转换模式.OBS06台站位于千里岩隆起区,H1分量上识别的走时慢且视速度接近P波的震相 (图 4),为PPS转换模式;除此之外还在该台站上观测到比PPS模式走时较慢、视速度也明显小的震相,是PSS型转换横波震相.

在OBS29与OBS06台站横波速度走时拟合中,大多数转换横波震相的2都小于或者接近1.建立横波结构模型过程中,依据数据质量的好坏,拾取震相的不确定性在70~180 ms之间,具体参数见表 1.

表 1 OBS29和OBS06台站转换横波震相的拟合参数 Table 1 Fitting parameters and conversion features of OBS29 and OBS06
4 结果与讨论

在OBS29台站中,识别出三组转换波震相--北部坳陷海相沉积层的折射震相 (PPS02),海相沉积层反射震相 (PPSs),地壳的反射震相 (PPSc)--共同约束其下方地层 (层2) 的横波速度 (图 3).根据射线路径 (图 3c) 看出,该站位纵波转换为横波均发生在OBS29下方陆相沉积层 (层3) 底界面,为典型的PPS转换模式.经过对OBS29台站所记录到的转换横波信息进行走时拟合,我们得到了该站位下方陆相沉积层的横波速度 (图 5c):横波顶速为0.5 km·s-1,底速是1.7 km·s-1.而陆相沉积层顶界纵波速度为1.7 km·s-1,底界为3.5 km·s-1(图 5a),OBS29台站下方陆相沉积地层 (层2) 顶部具有高达3.4的波速比,随着深度增加,在陆相沉积地层底部波速比下降为2.06.高的波速比在沉积层中非常常见,在挪威西南部的Sognefjord,曾经获得过4~10的波速比 (Iwasaki et al., 1994).层2上方高波速比主要归因于低的横波速度,浅层较小压力导致地层欠压实及弱岩化作用,随着压实作用增强,波速比逐渐降低.其他层位横波速度及波速比由其他OBS台站约束得到,本文未作拟合过程陈述.在层4中,OBS29西北方向与东南方向具有明显不同的横波速度,西北侧的横波速度从2.5 km·s-1增加到2.7 km·s-1,而东南侧均高于3 km·s-1VP/VS西北侧值明显高于东南侧值.根据纵波速度与VP/VS值关系 (李庆忠,1992Kodaira et al., 1996) 分析,其西北侧地层呈现碳酸盐岩特征,而东南侧为砂岩特征,推测层4可能存在一个分界线 (图 5c中黑色点线),即在OBS29位置是层4中碳酸盐岩及砂岩两类地层的分界.

图 5 OBS29附近区域下方速度结构及VP/VS (a) 纵波速度 (km·s-1);(b) 横波速度 (km·s-1);(c) VP/VS比. Fig. 5 Velocity structures and VP/VS ratios beneath OBS29 and adjacent regions P-wave velocity (km·s-1) and S-wave velocity (km·s-1) are shown in (a) and (b), respectively. (c) VP/VS ratios.

在OBS06台站中,有两组震相,PPSb及PSSb,约束其相关地层的横波速度 (图 4).射线路径 (图 4c) 表明,该站位纵横波转换分为PPS及PSS两种模式,转换界面分别为OBS下方高速层 (层3) 顶界及炮点下方海底.PSS转换模式比PPS对横波具有更广范围的约束作用,OBS06站位控制了千里岩隆起地区横向距离约50 km的陆相沉积层及其下方高速层的横波速度 (图 4d图 6).此区域陆相沉积层纵、横波速度均高于坳陷区域,但纵横波速比具有相似特征:上界面具有较高波速比,随深度增加波速比逐渐降低.这种现象也归因于浅层压力较小造成的地层欠压实及弱岩化作用.但坳陷中陆相沉积顶界面相对于千里岩隆起区陆相沉积顶界面是一个小的速度间断面,推断这是未在坳陷中发现PSS转换震相的原因.陆相沉积层下方的高速层 (层3) 横波速度整体分布在3.7~3.75 km·s-1之间,纵横波速比为1.67~1.68,纵波速度为6.2~6.3 km·s-1,结合千里岩岛露头及不同岩性纵横波相关关系 (李庆忠,1992) 推断,此处是由花岗岩组成,反映了卷入苏鲁造山带中的大陆地壳成分.另外在OBS06台站下方,两个地层的波速比明显高于两侧,以F标记.根据前人研究,断层活动会引起岩石破碎,而岩石孔隙增加引起横波速度降低 (Mjelde et al., 2002; 尹帅等,2015),出现高波速比现象.结合前人分析 (侯方辉等,2012),推断F是胶莱盆地在海上部分的边界,且为断层边界.根据目前纵、横波速度及VP/VS值,层3下界面均未有异常现象,推断断层F活动深度未至埋深4 km处.

图 6 千里岩隆起区速度结构及VP/VS (a和a′) 纵波速度 (km·s-1);(b和b′) 横波速度 (km·s-1);(c和c′) VP/VS比. Fig. 6 Velocity structures and VP/VS ratios of Qianliyan Uplift P-wave velocity (km·s-1) and S-wave velocity (km·s-1) are shown in (a and a′) and (b and b′), respectively. (c) and (c′) VP/VS ratios.
5 结论

通过对南黄海OBS2013-SYS测线上OBS数据处理,对比分析了纵横波走时、视速度以及质点运动轨迹.在已有纵波理论模型基础之上对转换横波进行射线追踪和走时试算,识别并拟合了PPSs、PPSc及PSSb等几组转换震相.

(1) 北部坳陷中主要发生了PPS转换,转换界面为陆相沉积层底界面.千里岩隆起区除了发生转换界面为陆相沉积底界面的PPS转换还有转换界面为海底的PSS转换.对比千里岩隆起及北部坳陷,坳陷中海底介质速度及VP/VS未达到满足发生明显PSS转换的条件或地层具有对横波强衰减的特征.

(2) 海底附近,未压实地层具有高波速比特征.断层活动造成岩石破碎,岩石孔隙增加引起横波速度降低,呈现高波速比现象,以此推断胶莱盆地在海上部分的断层边界,且断层活动深度未达到埋深4 km.

(3) 千里岩地区高速地层纵横波速比为1.67~1.68,其组成成分可能是花岗岩,反映了卷入苏鲁造山带中的大陆地壳成分;推测OBS29位置是海相沉积层中碳酸盐岩及砂岩两类地层的分界.

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