地球物理学报  2018, Vol. 61 Issue (1): 216-229   PDF    
来自海底高速层径向波的理论地震图研究
姚陈, 郝重涛     
中国地震局地质研究所, 地震动力学国家重点实验室, 北京 100029
摘要:本文利用各向异性反射率技术计算理论地震图,提出海底高速薄层会产生沿高速层水平传播的波(简称径向波),这种波在水层中作为P波,在固液界面激发下行横波,该均匀横波以临界角入射高速薄层,在层内作为超临界角的非均匀横波水平传播,再以临界角转换为上行传播的均匀横波,最终在固液界面上行透射转换为水层中P波.高速薄层传播的径向波不同于界面折射波,也不同于具有频散的面波和通道波.理论地震图的研究表明,径向波具有线性时距,能与海底强反射具有同等振幅水平;径向波有其振幅、时距位置和斜率这些观测记录参数,分别对应高速层的厚度、深度和近似的横波速度;径向波可以克服折射波解释中遇到的振幅强弱和高速层速度等困难.径向波可作为探测海底高速薄层的有力工具,对于研究高速层屏蔽、海底反射类型的多样性和相应的资料处理解释有重要意义.
关键词: 理论地震图      海底      高速层      径向波      传播机理     
A study of the synthetic seismograms for radial waves recorded at seafloor in the presence of a high-speed layer
YAO Chen, HAO ChongTao     
State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
Abstract: In this paper, we use the anisotropic reflectivity technique to calculate the theoretical seismogram. It is proposed that the high-speed thin layer of the seabed will produce the waves propagating horizontally inside the high-velocity layer named radial wave. This kind of wave propagates as P-wave in the water layer and stimulates the downward-spreading S-wave in the solid-liquid interface, then the homogeneous S-wave is incident into the high-speed thin layer at the critical angle, changing into the inhomogeneous S-wave which propagates horizontally inside the layer. This wave is then converted into the upward homogeneous S-wave at the critical angle, and finally turns into the P-wave through the solid-liquid interface in the water layer. The radial wave propagating in high speed thin layer is neither similar to the interface refracted wave nor to the surface wave and channel wave with frequency dispersion. The study of the theoretical seismogram shows that the radial wave has a linear time-distance curve and could have the same amplitude level as the strong reflection wave at the seabed. The radial wave has its own amplitude, time-distance position, slope and other observational parameters, which is controlled by the thickness, depth and the approximate S-wave velocity of the high-speed layer. The study of radial wave can overcome the difficulty of the amplitude intensity and the velocity of high-speed layer encountered in the interpretation of the refraction wave. Radial wave can be used as a powerful tool for detecting high-speed thin layers at seabed, which is of great significance for studying high-speed layer shielding, diversity of submarine reflection types and corresponding data processing.
Key words: Synthetic seismogram    Seafloor    High-speed layers    Radial wave    Mechanism    
0 引言

在墨西哥湾海底地震探测区,水压记录上出现强弱不同的沿水平径向传播的波.对比实际记录中出现的这种强弱不同的沿水平径向传播的波发现,其时距具有线性特征,并且于中等炮检距时出现在一次反射的前面,该波与水底一次强反射具有同等强度的振幅;类似多次波,径向传播的波也周期性出现,成为水压记录上的突出特征.这种波大部分出现在海底反射所在的炮检距范围外,记录信噪比高,在观测解释上独具优势.

通常将这种具有线性时距径向传播的波解释为高速碳酸盐岩层顶界面的折射P波,海底速度结构又使其伴随多次波出现(Taner,1997),但进一步的解释则出现矛盾,如图 1所示.

图 1 墨西哥湾水压记录中强弱不同的径向传播的波(据Taner, 1997) Fig. 1 Strong or weak radial waves on hydraulic records in Mexico gulf (from Taner, 1997)

按照高速层顶界面的折射P波来解释,折射波时距斜率相同即高速层速度相同,同样速度的高速层应产生振幅水平大致相同的折射P波.实际记录中这种径向传播波的斜率近似相同,振幅水平却差别很大,如图 1a1b所示.高速层界面是否有助于产生强振幅的折射波?为什么同样时距速度的折射波振幅会出现巨大差异?理论上一直无法给出解释.

我们注意到,我国不同海区的海底地震记录上同样出现与海底高速灰岩层有关的这种记录特征,表明上述理论困惑不是解释墨西哥湾海底反射地震遇到的特殊问题.

在速度建模中,通常主要利用折射波时距提供的速度,很少关注振幅解释;海底地震研究多基于简化的声波方程计算波场,全P波路径推动复杂海底构造的P波成像处理问题等等(Zhang et al., 2004; 胡中平等,2004吴志强,2009吴志强等,2014赵阳等,2016),但基于全P波路径解释来自高速层的折射波振幅及差异一直没有看到相应研究结果.

针对解释海底地震记录出现的困惑,本文采用更符合实际记录情况的弹性波场(包括纵波、横波)而非纯P波的声波方程简化,用各向异性反射率法计算从炮点到接收点的矢量波场和曲面波前的理论地震图,相应研究特别注重海底高速薄层对海底波场的影响.

海底地震水层下固体介质纵、横波相互转换依然存在,相比陆地反射有其特殊性,而硬海底条件和碳酸岩高速层引起反射波场更多的复杂性.研究中发现,对于硬海底条件,海底高速薄层会产生一种沿水平层径向传播的波,这种波不是沿高速层顶界面滑行的折射P波,而是层内传播的非均匀横波,本文简称这种在有限厚度高速层内水平传播的波为径向波.但是径向波的性质是什么?是怎么产生的?传播机理和影响因素是什么?与高速层厚度是否有关?这些问题超出了以往地震学所能提供的认识,需要新的理论探索和解释.

按照我们探索和认识的过程,本文采取逐渐加层的方法,先分析固液界面波的透射和透射转换,说明高速层顶界面反射和折射波的类型,再进一步计算高速层产生的径向波,认识径向波的生成条件、特征及影响因素.对于伴随多次波的径向波,我们计算理论地震图并对比墨西哥湾的观测记录.本文最终揭示径向波的性质和传播机理,指出径向波的理论价值,并简要讨论其潜在的应用前景.

1 固液界面—标量场和矢量波场之间的转换面

相比陆地反射地震只涉及固体介质,海底反射地震则需要面对固体介质及其上面的水层.水层中只有P波,P波的振动方向和传播方向一致,相应的各种问题都可以简化为标量波场问题;水层下固体介质传播纵、横波,横波振动与传播方向正交,介质内界面上纵、横波相互转换,整体上要求作为矢量波场处理.水平层状各向同性介质为入射面内的二维矢量波场;水平层状各向异性介质为三维矢量波场,其随方位不同而变化.

固-液界面作为标量场和矢量波场之间的转换面(Yao et al., 1999),其各向同性和各向异性的具体表述如下:

(1) 当水下固体介质为各向同性时,水层下行入射P波在固-液界面反射回水层的为单一的反射P波,在固-液界面透射进入固体层的为下行透射P波和透射转换P-SV波.透射转换PS波的能量强弱主要取决于固-液界面的横波速度间断、密度间断和P波的入射角.水层下各向同性固体层介质的反射包括反射P波、反射转换PS波和其他类型的波,不同类型的波在固-液界面均向上透射转换为水层中的P波.

(2) 当水下固体介质为各向异性时,除水层内反射P波,在固-液界面下行透射qP波和透射转换准横波P-S1及P-S2波,经下面固体层介质的反射作用,这三类波都向上透射和透射转换为水层中的纯P波.

另外,对于固-液界面我们区分硬海底和软海底两种情况:

如果水层下的固体层固结较差,简称软海底,水层和下面软海底固体层之间的纵、横波速度间断和密度间断较弱,固-液界面纵波的透射强,透射转换弱,因此其介质条件类似陆地反射浅表松散沉积层的条件.

如果水层下的固体层固结较强,简称硬海底.硬海底固-液界面成为强烈的纵、横波速度和密度的间断面,固-液界面纵波的透射相对减弱,透射转换强,与软海底和多数陆地反射浅表松散介质条件大不相同.硬海底将大大改变海底反射整体波场的构成,也是水表多次波产生的重要条件.

作为标量场和矢量波场之间转换面的固-液界面和硬、软海底在解释海底反射时有重要地位.这些概念在下面将直接用于对径向波问题的阐述.

2 计算方法和速度模型 2.1 各向异性反射率法

各向异性反射率法是模拟水平层状各向异性介质中地震波激发和传播的重要方法,其核心是三维矢量波场曲面波前传播,通过对平面波矢量相传播的叠加(积分)得到曲面波前的群传播.

Crampin等(1977)提出三维矢量平面波解的各向异性传播矩阵方法,计算远场平面波理论地震图,讨论了上地幔各向异性引起横波的偏振异常.Booth and Crampin (1985)将各向同性矩阵迭代方法(Kennett and Kerry, 1979)扩展到各向异性传播矩阵,将地表位移解归结为地震波穿透层状介质所经历的界面反射、透射和各层的相位延迟,以此避免直接计算传播矩阵带来的数值损失问题,通过对地表位移解的水平慢度积分进一步实现了点源辐射的近场计算.

姚陈(1989)讨论了水平层状各向异性介质三维波矢量平面波解的计算方法,用于包括远震PS波分裂和SKS分裂的研究(姚陈和郝重涛,2016).为解释地方震的横波分裂,姚陈进一步将各向异性位错源引入反射率法,通过慢度积分实现了点源矩张量曲面波前传播的理论地震图计算,同时给出位错源远场辐射配套技术(Yao et al., 1993a),这些已成功用于天然地震横波分裂的观测解释(Yao et al., 1993b; 姚陈等,1997).为研究陆地反射和海底反射各向异性,该三维矢量波场和曲面波前的各向异性反射率技术又得到相应发展(Yao et al., 1999, 2001姚陈,2015).

海底反射理论地震图计算有多种参数设置:例如各层的各向异性、水压记录或海底三分量计算、只计算一次反射或包括不同阶次的多次波、是否计入从震源到接收点的强直达波,以及是否包括震源鬼波和接收点鬼波等,均可以做各种选择.

各向同性理论地震图可作为各向异性理论地震图的特殊情况.本文先计算各向同性水平层状介质的水压记录的理论地震图,探讨高速层产生径向波;再计算水压记录和海底三分量的理论地震图,进一步评估高速层裂隙各向异性对径向波的影响.

一些情况下从震源到接收点的直达波在记录上很强,为突出解释径向波,模拟计算中略去直达波.既使只保留理论地震图上的一次反射水压记录,由于一些波在固液界面和之下的界面经历了多次转换,不同类型的波在时间上相互重叠使得各反射的性质辨认和特征解释很困难.为此我们采用反射时距(X-T)和振幅随炮检距变化(X-A)数值技术(Yao and Chen, 1999; Chen and Yao, 1999)计算并同时给出层状介质反射时距及振幅随炮检距的变化曲线.我们用增加层的方法计算理论地震图,这有助于将复杂问题分解开来加以认识.本文计算一次波的理论地震图分析讨论高速薄层产生的径向波;计算多次波的水压记录理论地震图对比径向波的观测记录.

2.2 海底模型

表 1所示,本文给出墨西哥湾海底简化的各向同性水平层状介质模型,即在500 m水层下面,在固结的沉积层下有一个高速薄层,高速薄层和水层之间的地层速度较低.参照此模型,改变高速薄层的速度、厚度和深度计算理论地震图,用于讨论径向波的产生条件、特征和影响因素.

表 1 各向同性水平层状介质海底模型 Table 1 The seafloor model of isotropic horizontal layer media

理论分析水压记录时,将水枪和检波器的深度均置于水面下10 m深度,设25 Hz主频的正弦子波为震源函数,最小炮检距为100 m,道间距125 m,记录道数24,采样率2 ms.这里设置较少记录道是为了在炮集记录上看清反射波的细致特征.

参照表 1中介质模型,我们将调整水层厚度和高速层的厚度,计算不同的炮集记录道数,便于理论地震图和墨西哥湾两个实际炮集观测记录的对比.

3 理论地震图计算结果及机理分析 3.1 高速层顶界面的反射和折射

图 2a为沉积层以上海底单界面模型的水压记录,其仅记录到来自水层底界面的强反射P波和折射P波.随着炮检距增大,反射P波的振幅由强到弱,进而极性反转,振幅又逐渐增大,随后减弱,极性反转的反射为广角反射.折射波先于水底反射波出现,但相比水底反射只有非常弱的振幅并在中间炮检距快速消失.

图 2 海底模型水压记录理论地震图及反射时距(X-T)和振幅随炮检距变化(X-A)曲线 (a)海底单界面模型;(b)包括高速层顶界面的双界面海底模型;(c) 图 2b图 2a相减的结果;(d)双层反射时距X-T曲线;(e)双层反射振幅随炮检距变化X-A曲线. Fig. 2 The synthetic seismogram of hydraulic records and X-T & X-A curve in the seafloor models (a) Single interface seabed model; (b) Two interface seabed model including the top of the high-speed layer; (c) The result of the difference between Fig. 2b and 2a; (d) and (e) X-T & X-A curves of two interface reflection.

图 2b给出包括高速层顶界面的双界面海底模型的水压记录,相比图 2a中单界面反射,记录上看到更多的波.该反射记录的突出特征是,在第10道左右中间炮检距范围,来自水层底和来自高速层顶界面的波相互强烈干涉.

为理解此干涉的原因,图 2c给出图 2b图 2a相减的结果.图 2c中,时间剖面上已没有水层底的反射波和折射波,按照波到达的时间顺序,依次有高速层顶界面的P波的折射波、反射波和反射转换PS波,下面还有S波的折射波及反射波,这里的S波来自固液界面P-S的下行透射转换.高速层顶界面的反射S波(PSSP,为水层内下行P波透射固液界面转换为下行S波,在高速顶界面反射为上行S波,再上行透射固液界面转换为水层中上行P波)具有强振幅,并与图 2b中水层底界面的强反射P波在中间炮检距强烈干涉,其他波的振幅相对较弱.

为进一步理解图 2b,本文计算了双层反射的时距及振幅随炮检距的变化曲线,如图 2d2e分别给出各类反射的时距曲线(X-T)和振幅随炮检距变化曲线(X-A).

图 2e中,相比水层底界面反射P波(PP,为水层内下行P波在固液界面反射为水层中上行P波)蓝色曲线,高速层顶界面的反射P波(PPPP,为水层内下行P波透射固液界面为下行P波,在高速顶界面反射为上行P波,再上行透射固液界面为水层中上行P波)绿色曲线要弱得多,没有出现强振幅的广角反射.原因是从水层内下行入射P波在硬海底固液界面引起强上行反射P波和强下行透射转换S波,而下行和上行的透射P波都弱,这使得来自高速层顶界面全P波路径的反射振幅弱得多.

高速层顶界面反射转换PS波(紫色曲线)为PSPP(为水层内下行P波透射固液界面转换为下行S波,在高速顶界面反射转换为上行P波,再上行透射固液界面为水层中上行P波)和PPSP(为水层内下行P波透射固液界面为下行P波,在高速顶界面反射转换为上行S波,再上行透射固液界面转换为水层中上行P波)的叠加,从图 2d2eX-TX-A曲线可见,这两个波时间上完全重合,振幅随炮检距变化类似.这两个转换波都经历一次透射转换和一次反射转换所引起的振幅降低,又因为上述固液界面的下行和上行透射P波弱,整体效果均为弱振幅,而两类弱转换波叠加后仍是弱振幅,这与图 2b理论地震图只出现弱转换波是一致的.

类似水层底界面,高速层顶界面也是强速度间断面,而图 2b中P类和S类的折射波都很弱,这一问题我们将在下面详细讨论,同时进一步解释强速度间断面和弱折射的问题.

值得注意的是,高速层顶界面的反射S波(粉色曲线)的振幅能量与水层底界面的反射P波(蓝色曲线)的振幅水平相当,成为水层下高速层顶界面反射能量的主要部分.高速层顶界面反射S波在水层内为P波传播,在水层下具有全横波路径,其大振幅来自固液界面的强透射转换和高速层顶界面的强反射和广角反射,与两个界面的强横波速度间断有关.比较图 2e中高速层顶界面反射S波和水底反射P波的X-A曲线,前者的振幅随炮检距增加先增大而后降低,在中间炮检距范围,其大振幅与后者的弱振幅对应,略去弱能量的其他波,此振幅变化关系大致符合能量守恒原理.

图 2d中,高速层顶界面反射S波(粉色曲线)的时距速度高于水底反射P波(蓝色曲线)的时距速度,这两个反射时距曲线交叉,在8道和12道的中间炮检距范围以强振幅相互干涉(如图 2b),成为包括高速层顶界面反射的水压记录的突出特征.这里我们看到,由于硬海底界面的作用,高速层顶界面的P波反射、反射转换及折射相比水底反射要弱得多.

3.2 高速薄层的径向波

我们将模型扩展到包括50 m厚度的高速层(四层)海底模型,图 3a给出相应的理论地震图.对比图 2b图 3a,后者突出特征是出现强径向波.相比水底反射P波,径向波主频略低,整体振幅水平相当,但具有线性时距关系并延伸到远炮检距.径向波起始于水底反射P波和高速层顶界面反射S波的强干涉区,但相当部分在反射区外的远炮检距,没有任何其他波的干扰.

图 3(a, b, c) 不同横波速度、不同厚度的高速层径向波水压记录理论地震图 Fig. 3(a, b, c) The shear-wave velocity and thin layer thick effect on radial wave in synthetic hydraulic records

从上述分析可以知道,高速层顶界面的折射波很弱,在高速层底界面不可能产生折射波.

进一步要回答的问题是在高速层内水平传播的是纵波还是横波.一个简明的方法是,我们保持高速层纵波速度和密度不变,设零横波速度计算理论地震图,如图 3b所示.对比图 3a图 3b中径向波消失,而其他反射没有明显变化,此意味着径向波在高速层内是作为横波在传播.

既然是水平向传播的波不是界面波而是层间波,那么层厚度对径向波的影响成为要考察的问题.我们将高速层的厚度从50 m增加到200 m,如图 3c,理论地震图中的径向波消失,这表明高速厚层产生不了径向波,径向波是高速薄层存在的结果.

图 3d,对比硬海底条件(图 3d1),软海底条件(图 3d2)即降低水层下沉积层的横波速度(VS=0.5 km·s-1)则径向波消失.这表明硬海底是这里径向波生成的介质条件.固液界面下面介质的剪切模量是影响径向波强弱的重要因素.

图 3d 硬、软海底的高速薄层径向波理论地震图 Fig. 3d Hard and soft seabed effect on radial wave in synthetic hydraulic records

海底高速层有不同深度,理论上需知道高速层深度对径向波的影响.对于表 1的海底模型,我们对比50 m厚度高速层深度分别为700 m和1000 m(四层)海底模型的理论地震图.如图 3e所示,水层底反射没有明显变化,但随高速层深度增大,径向波的整体位置下移.图 3e2中,径向波起始部分离开反射波的干扰,因此可以看到径向波出现的最小炮检距和时间随高速层深度的增加而增大.径向波出现的最小炮检距对应水层下横波入射高速薄层的临界角.

图 3e 不同深度的高速薄层径向波理论地震 Fig. 3e The thin layer depth effect on radial wave in synthetic hydraulic records

我们进一步考察高速层内纵、横波速度对径向波的影响.对比图 3f中f1(高速层VP=5.8 km·s-1, VS=3.4 km·s-1)、f2(高速层VP=5.0 km·s-1, VS=3.4 km·s-1)和f3(高速层VP=5.8 km·s-1, VS=3.0 km·s-1)的三个计算结果可见,有限改变高速层纵波速度对径向波的时距和振幅几乎没有影响;提高或降低高速层的横波速度相应会使径向波线性时距更平直或变陡,这意味着径向波在高速层内的传播速度直接依赖高速层的横波速度.实际上径向波时距速度略低于高速层的横波速度.对比图 3f1图 3f3,还看到高速层横波速度的少许变化对径向波其他特征影响很小.

图 3f 纵、横速度不同的高速薄层径向波理论地震图 Fig. 3f The thin layer P-wave and S-wave velocity effect on radial wave in synthetic hydraulic records

以上各模型均设定25赫兹主频的快速衰减的正弦子波为震源时间函数.改变震源时间函数正弦子波主频,如图 3g1—3g3主频分别为12 Hz、25 Hz和50 Hz时采用包括50 m厚度的高速层(四层)海底模型计算的水压记录,对比图 3g2可见,图 3g1中低频径向波振幅相对强,图 3g3中高频径向波振幅相对弱,但不同主频径向波的时距速度不变,这意味着径向波没有频散特征.从不同主频水压记录更容易看清,径向波的主频略低于反射波的主频.

图 3g 不同主频的高速薄层径向波理论地震图 Fig. 3g The different main frequency effect on radial wave in synthetic hydraulic records

我们进一步检视各向异性高速薄层对径向波的影响.设高速层内直立定向排列裂隙导致10%的各向异性,在测线相对裂隙取向45°方位我们计算了水压记录理论地震图.对比表明(如图 3h),各向异性高速薄层的径向波相比各向同性的没有可辨认的差别,表明水压记录径向波对高速薄层各向异性反应并不敏感.

图 3h 各向同性和各向异性的高速薄层径向波理论地震图 Fig. 3h The thin layer isotropic and anisotropic effect on radial wave in synthetic hydraulic records

对裂隙高速薄层模型,我们计算海底接收的三分量理论地震图.因海底接收减少了500 m水层内上行P波传播时间,包括径向波的所有反射时间提前.如图 3i所示,相比Z分量上的径向波,X分量(沿测线水平径向)同样记录到径向波且整体振幅水平与Z分量相当,Y分量上也出现径向波,但振幅弱得多,这表明海底三分量记录的径向波对高速薄层的各向异性仅有微弱的反应.

图 3i 海底各向异性三分量径向波理论地震图 Fig. 3i Anisotropy effect on radial wave in three-component synthetic seismogram
3.3 理论地震图和观测记录的对比

图 1a1b所示,墨西哥湾水压记录上出现强弱不同的径向波,它们伴随着多次波周期性地出现,与多次波一起成为反射记录的突出特征.模拟显示来自高速层的径向波,两个记录剖面上的振幅强弱在其各自的延伸范围内明显不同.不顾及更多的细节,从原始炮集记录总体特征出发,我们针对图 1a1b中的实际记录做出大致的海底速度分层预测如下:

首先,硬、软海底条件产生水压记录多次波特征大不相同,硬海底是产生水表多次波的重要条件,因此从多次波发育程度可以推断海底介质条件.图 1a1b中记录上水表多次波发育,我们推断水层下为硬海底而不是软海底.

其次,硬海底多次波周期性出现的时间间隔依赖水层厚度,从多次波周期时间可推知大致的水层厚度.

再者,估计海区内高速层厚度在横向上会有变化.大致确定硬海底的沉积层速度和厚度后,高速层厚度影响多次波的强弱和延伸范围.为此可从多次波的强弱和延伸范围估计高速层的厚度.

基于表 1简化的包括硬海底沉积层和高速层的速度模型,我们依据两个炮集记录多次波的周期确定水层深度,改变高速层厚度计算理论地震图并与观测记录比较,理论炮集取各自的最小炮检距,道间距和道数,以便于视觉对比,包括多次波的计算结果,如图 4a5a所示.为便于对比,我们将图 1a1b又分别放于4b和5b,图中还标示了相对应的径向波.

图 4 高速薄层弱径向波理论地震图与实际记录对比 Fig. 4 Synthetics and actual hydraulic records for weak radial wave from high-speed thin layer
图 5 高速薄层强径向波理论地震图与实际记录对比 Fig. 5 Synthetics and actual hydraulic records for strong radial wave from high-speed thin layer

与实际记录4b和5b对比,尽管忽略原始记录和海底速度结构的细节,但是我们在理论地震图 4a5a上看到多次波及伴随的振幅强、弱差别非常大的径向波,这些突出特征与实际水压记录到的类似.

图 4a的理论地震图中,水层厚度为500 m,高速层深度和厚度分别为650 m和150 m,最小炮检距200 m,道间距100 m,45道(单边最大炮检距4700 m),其上多次波和伴随的弱径向波大致与实际记录对应.

图 5a的理论地震图中,水层厚度为150 m,高速层深度和厚度分别为350 m和50 m,最小炮检距300 m,道间距15 m,150道(单边最大炮检距2550 m),其上多次波和伴随的强径向波也与观测记录类似.

用理论地震图解释观测记录,不同的水层厚度主要用来解释水底反射时间和多次波的重复周期时间,不影响径向波的强弱.这里将图 5b4b实际记录到的强径向波和弱径向波分别归结为50 m和150 m海底高速层的厚度,即高速层引起径向波,高速层厚度的不同导致径向波强弱的巨大差异,尽管它们的时距速度相同.

综上所述,我们将墨西哥湾水压记录上出现径向波及振幅强弱归结为墨西哥湾海底高速层厚度的横向变化,理论地震图和实际观测的一致性检验了这一推断.

3.4 径向波传播的几何图像和传播机理

基于矢量波场,本文采用反射率法计算曲面波前得到来自高速薄层的径向波,通过改变海底模型讨论了径向波传播特征的影响因素.以下我们先归纳不同海底模型的计算结果揭示径向波的传播机理,从传播机理进一步解释径向波特征,进而对比其他类型波,特别是折射波,从而确认径向波的性质.

针对以上各种模型的水压记录理论地震图结果,其特征归纳如下:1)硬海底产生纵波到横波的强转换,也是产生径向波的重要条件,软海底纵波到横波的转换减弱,径向波随之消失;2)高速层是生成径向波的必要条件;3)高速层的横波速度为零时径向波消失,径向波的时距速度对应层内横波速度,与纵波速度无关,因此高速层内传播的是横波而不是纵波;4)径向波的时距速度与海底反射主频没有直接关系,径向波没有频散现象;5)高速薄层能产生强径向波,当高速层层厚度增大时则径向波消失,即径向波强弱与高速层厚度呈反比关系;6)径向波的位置依赖高速薄层所在深度;7)径向波的时距表明其沿水平层传播;8)径向波起始位置对应高速层以上入射横波的临界角;9)径向波伴随水表多次波周期性出现.

从这些规律性认识,我们进一步揭示水压记录径向波的传播机理是:水层中P波在固液界面激发下行横波,该均匀横波以临界角入射高速薄层,在层内作为超临界角的非均匀横波水平传播,再以临界角转换为上行传播的均匀横波,最终在固液界面上行透射转换为水层中P波.如图 6所示,我们给出了从震源到接收点径向波传播的几何示意图.

图 6 高速薄层径向波产生机理示意图 Fig. 6 Mechanism of radial waves at seafloors in the presence of a thin high velocity layer

硬海底成为产生径向波的一个重要条件.径向波经历了纵、横波的多次转换,固液界面可视为多次转换中的横波源.软海底水层下沉积层的纵、横波速度和密度低,固液界面上纵、横波相互转换能力随之降低,水层中下行P波透射固液界面不能产生足够能量的下行横波,转换为高速层内非均匀波的能量也弱,非均匀波再转换为上行横波,其透射转换为水层中P波也弱,这些使得径向波减弱甚至消失.硬海底水层下介质纵、横波速度高、密度大,在纵、横波的多次转换中硬海底成为强横波源,其保证了径向波在水层下作为全横波的传播能有足够的能量.

径向波强弱直接依赖高速层厚度也可得到进一步解释.海底存在高速层是下行横波转换为非均匀波的必要条件.界面上非均匀波的一个重要性质是其振幅随着离开界面的距离呈指数衰减(Aki and Richards, 1980).这里层内传播的非均匀横波的振幅随着与顶、底界面的距离以指数方式衰减.对于这种高速层双界面之间传播的波,增加层厚度非均匀横波的强度减弱,径向波也弱,适当降低层厚度非均匀横波强,径向波也强,这成为径向波强弱直接依赖高速层厚度的原因.所谓径向波强弱是参照水底反射的能量强弱.水层底反射在水压记录上容易识别和追踪.软海底条件水层底反射弱,硬海底条件水层底反射强,这两者会相差很大.强径向波通常指相比整体反射有相当的振幅.

径向波无频散但其振幅却依赖反射主频.高速薄层也是就横波波长而言.如本文高速层横波速度3400 m·s-1,横波主频25 Hz,波长为136 m,150 m厚高速层和50 m高速薄层分别导致图 4a图 5a中弱、强不同的径向波.径向波振幅大小与横波主频成反比或与波长成正比.横波主频降低,波长增大,与高速薄层厚度增大是等效的,反之亦然.

高速薄层内非均匀横波能够传播很远的距离,这使得炮集记录反射区外的大炮检距也能观测到径向波.

研究结果还表明,高速层深度影响径向波在反射记录上的位置,高速层厚度影响径向波振幅强弱,高速层的横波速度影响径向波斜率,位置、斜率和强弱可成为炮集径向波的三个特征参数,对于CMP道集也有类似结果.

3.5 径向波和其他类型波及折射波的对比分析

同样是水平传播,水平层状介质中传播的面波和通道波的速度均具有频散特性,这源自层顶、底界面的全反射导致这两类波沿界面水平传播.而径向波是高速薄层内水平传播的非均匀波,未经历界面全反射,故无频散特性,这是径向波相比面波和通道波在传播机制上的本质差别.

前述理论地震图研究表明,来自硬海底和高速层顶界面均出现折射波,包括水层下全横波路径的折射波.这些折射波的振幅弱延续炮检距范围小,远不及径向波的延续范围,这需要给出进一步的解释.

众所周知,速度随深度增加介质的内界面上会产生折射波.地震勘探教材对折射波时距有大量讨论,但关于折射波振幅的影响因素则少有论述.地震勘探所述折射波在天然地震中称作首波,这两者都经历以临界角入射界面而后平行界面滑行,传播机理完全一样,故可基于首波理论讨论折射波的时距和振幅.

设水平界面的上面低速介质的密度和速度分别为ρ1α1,下面高速介质的密度和速度分别为ρ2α2z为地表水平测线炮点到界面的距离,r为炮检距,A为入射P波的振幅,ω为角频率,L为折射波在界面上的滑行距离,θc入射界面的临界角,频率域首波的振幅可近似表达式为(Aki and Richards, 1980)

(1)

其中相位因子中的时间项为

(2)

(2) 式为时距表达式,与地震勘探教材讨论给出的一致.

对于(1)式,稍远炮检距rL,则1/r1/2L3/2≈1/r2,折射波的振幅按照r-2的关系衰减,相比反射波的振幅按照r-1衰减,折射波比反射波延伸的炮检距要近得多.这就解释了理论地震图水层底界面折射波和高速层顶界面纵、横波的两种折射波都弱且局限在近炮检距的原因,同时也解释了为什么在大炮检距处能够观测到径向波却记录不到折射波.因此,延伸炮检距范围不同是径向波和折射波二者的一个重要差别.

(1) 式还表明界面两侧速度和密度差异对折射波振幅的影响.显然,当α2α1ρ2ρ1时,1-α12/α22→0,则AhA,折射波振幅强,这可以解释陆地反射经常能看到来自浅部沉积层(速度-密度间断弱)的强折射波.

当增大界面两侧的速度-密度间断,即令α2α1及(或)ρ2ρ1时,(1)式表明折射波振幅不是增大而是降低,这就解释了硬海底和高速层顶界面只能产生弱折射纵波的原因.将上式中纵波速度改为横波速度,则有横波折射波振幅和时距的近似表达式,据此解释了高速层顶界面也只能产生弱的折射横波.

从观测解释上讲,径向波同相轴斜率对应其时距速度,水压记录上的径向波具有线性时距,很容易被误解为折射波,如果用折射P波来解释径向波会遇到哪些困难,我们就墨西哥湾的水压记录做进一步的简要讨论.

首先,若将径向波的时距速度解释为折射波的P波速度,由于不同炮集径向波时距速度相同,所得到的高速层P波速度相同,那么以此解释不同炮集径向波振幅存在巨大差异必然困难.

其次,炮集记录上径向波的时距速度接近高速层内的横波速度,若作为P波折射波解释是高速层的P波速度,那么这时墨西哥湾高速层的P波速度不再是5.8 km·s-1而会低于3.4 km·s-1,给出错误的海底速度模型,进而影响整体反射记录的处理解释.

径向波是海底高速薄层产生的波,不同于经典地震学已理论阐述的界面折射波、低速层内通道波、面波和具有双曲时距的广角反射波,而是为解释海底地震而提出的不同传播机理的沿水平径向传播的波,其关系到硬、软海底条件和海底高速层深度和厚度等介质条件,涉及到海底介质条件纵、横波的相互转换,即便水压记录也要顾及到水层下纵、横波传播和相互转换问题,计入各向异性并不能改变该问题的实质.

4 讨论

我国不同海区一些反射记录上出现径向波但水表多次波不发育(如图 7).图 7a水压记录上出现弱径向波,下面的中间记录道出现反射空白,两侧反射速度低.图 7b伴随径向波出现的记录特征是强反射集中在上部.作为折射P波解释,其时距速度偏低,进一步解释伴随反射特征会遇到困难.作为径向波来解释,其时距速度对应层内水平传播的横波速度,表示存在高速层,需考虑包括超高速灰岩层的速度建模和高速层屏蔽等一系列问题,这也是反射资料处理和深部成像必需顾及的问题.

图 7 我国不同海区的径向波 Fig. 7 Radial wave on hydraulic records in different China sea area

从我国不同海区的海底地震记录看,无论水压记录还是海底三分量,包括二维地震和三维地震,来自高速层的径向传播的波均已被记录到,有些延伸范围达到近万米炮检距.

我们开展的进一步研究表明,存在三种类型的径向波,分别简称SS类径向波、PP类径向波和PS类径向波,三者的共性为水层内传播P波而高速层内传播非均匀横波,差别在于水层底和高速层顶界面之间上行波和下行波的类型不同(姚陈,2015).SS类径向波符合本文所述墨西哥湾海底条件,在水层下为全横波路径.PP类径向波为高速层顶界面之上传播均为P波,符合软海底或者超高速灰岩层的介质条件.在水层底和高速层顶界面之间,炮点一侧和接收点一侧分别为P波和S波则为PS类径向波.三种类型的径向波的提出大大扩展了径向波观测解释所适用的介质条件,这些问题超出本文的论述范围,我们将在其他文章中作进一步讨论.

通常高速薄层顶、底界面的反射叠加在一起,难以分开.从叠加速度(均方根速度)分离出高速层的速度很不现实,利用反射和反射叠加成像探测高速层极为困难;解释为折射波无法得到高速层厚度;利用径向波获取高速层厚度信息成为克服这一难题的重要途径.解释折射波振幅(无自动增益控制的)以约束高速层速度是进一步要解决的问题.

无论作为折射波还是径向波解释,提高时距速度测量精度都是重要问题.作为折射波解释,一些地区碳酸岩高速层速度较为离散(约4.5~7 km·s-1范围)(李庆忠,1992陈沪生等,1999; 吴志强,2009),这可能与单边时距速度测量有关.从炮集双边接收记录看,除水平高速层,小角度的倾斜层也能产生径向传播的波,取炮集双边接收的时距速度可进一步提高速度精度,为折射波还是径向波解释积累认识.

我国不同海区径向波的时距速度高于墨西哥湾,可以用灰岩高速薄层来解释.海底灰岩高速层的分布涉及到海底沉积史,生烃和油气圈闭等重大新课题的研究.

5 结论

本文基于矢量波场和曲面波前传播,利用各向异性反射率技术计算理论地震图,提出硬海底条件下,海底高速薄层产生沿高速层水平传播的波,其中硬海底产生纵波到横波的强转换,以横波的临界角进入高速层作为非均匀横波水平传播,其后作为均匀横波返回水底,透射转换为P波到达接收点,本文简称径向波.径向波在记录上的位置对应高速层深度,没有频散现象,类似折射波具有线性时距,时距速度对应高速层的横波速度,振幅强弱与高速层厚度呈反比关系.径向波伴随水表多次波周期性出现.基于这些理论认识,我们用水压记录理论地震图解释了来自墨西哥湾高速层时距速度相同但振幅差异大观测记录,认为振幅差异大主要来自高速层厚度横向上的变化.

应用理论和观测一致表明,具有线性时距的径向波能与海底强反射具有同等振幅水平.径向波有其振幅、时距位置和斜率这些观测记录参数,分别对应高速层的厚度、深度和近似的横波速度.径向波可以克服折射波解释中遇到的振幅强弱和高速层速度等困难.作为探测海底高速薄层的工具,径向波对于研究高速层屏蔽、海底反射类型的多样性和相应的资料处理解释有重要意义.

致谢

感谢审稿专家对文章提出的宝贵修改意见和建议.

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