2021, Vol. 64
2. 中国石油化工股份有限公司, 石油物探技术研究院, 南京 211103;
3. 中国科学院南海生态环境工程创新研究院, 广州 510301;
4. 南方海洋科学与工程广东省实验室, 广州 511458;
5. 中国科学院大学, 北京 100049;
6. 福建省厦门地质工程勘察院, 厦门 361008
2. SINOPEC Geophysical Research Institute, Nanjing 211103, China;
3. Innovation Academy of South China Sea Ecology and Environmental Engineering, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China;
4. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory, Guangzhou 511458, China;
5. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
6. Fujian Xiamen Institute of Geological Engineering, Xiamen 361008, China
南海北部陆缘展布于华南大陆、南海海盆之间，是研究张裂-海底扩张过程的理想对象(Nissen et al., 1995).南海海盆的特殊属性已经被诸多地球物理探测所揭示.西沙地块位于南海北部边缘的西段，其西北侧隔琼东南盆地与海南岛相望，西沙海槽在北侧将其与珠江口盆地分离开，东南侧隔中沙海槽与中沙地块相邻，西南侧隔广乐隆起与印支半岛相邻.西沙地块的独特位置使其成为研究南海陆缘演化研究的重要切入点.南海西北陆缘具有更为宽阔的过渡带，其上分布着刚性地块(西沙、中沙地块)，是未分离完全的微地块(Péron-Pinvidic and Manatschal, 2010; Dubinin et al., 2018)，这是东北陆缘所不具备的特征.西沙地块伴随着南海陆缘的伸展从华南大陆漂移至现今的位置，其存在势必对陆缘演化产生影响，其深部地壳结构是研究南海陆缘演化的重要参考.西沙地块的广角地震数据OBS2013-3为我们了解西沙地块深部结构提供了机会(图 1).郭晓然等人利用该测线的纵波震相进行正演模拟，初步得到了测线下方的纵波速度结构(郭晓然等, 2016).
|
图 1 西沙海域海底地形与OBS2013-3测线位置图 黑色实线代表主动源OBS测线的放炮线；红色圆点标注OBS着底位置；红色三角形标注了琛航岛和永兴岛地震台. Fig. 1 Bathymetric and topographic map of Xisha area, showing location of OBS2013-3 The 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. |
纵(P)、横(S)波速比是较为灵敏地反映地壳矿物成分和化学组成的一种指标(Watanabe, 1993).根据室内实验结果，P、S波速比对于压强和温度的变化不敏感，而对石英和长石的含量(Christensen and Fountain, 1975; Kern, 1982)以及流体的存在(Nur and Simmons, 1969; Spencer and Nur, 1976)较为敏感，相比于单独的P波速度，P、S波速比能够提供对于地壳物质组成更为准确的约束(Christensen, 1996; Chevrot and Van Der Hilst, 2000)，有助于揭示沉积层岩石类型、推测地壳属性、陆缘共轭性的确定、地幔橄榄岩蛇纹石化的确认和判断流体在地下的存在，甚至可用于预测沉积层中天然气水合物的饱和度(张洁等, 2018).主动源海底地震仪(OBS)探测以大容量气枪阵为震源，将多分量OBS置于海底面，其记录的数据中蕴含了丰富的P、S波信息，可用以揭示P、S波速结构.Fowler较早在穿越北大西洋中脊37°N的海底地震仪测线上利用不同分量之间乘积组合的差异将转换S波震相与P波震相区分开(Fowler, 1976).White等人通过反射率法计算合成地震图，发现P波向S波的转换往往发生于地震波速在半个波长内发生了显著变化的区域，且不同类型的界面有着迥异的P-S波转换效率(White and Stephen, 1980).Bratt等人在11°20′ N的东太平洋海隆两条正交折射地震测线上也识别出了有效的转换S波震相，并通过视速度对洋壳的S波速度结构进行了估计(Bratt and Solomon, 1984).Mjelde等人在挪威北部Loften大陆架的OBS测线数据的分析中，首次对转换S波震相应用了射线追踪、走时拟合的方法，得到了测线下方的二维S波速度结构(Mjelde et al., 1992).此后，北大西洋陆缘的多条OBS测线都进行了转换S波的模拟工作(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).近十余年来，随着海底地震仪探测在中国南海的不断深入，也涌现出一批转换S波模拟的工作，大大促进了南海海域地壳结构、岩石物质属性的研究(赵明辉等, 2007; Zhao et al., 2010; 卫小冬等, 2010, 2011; Wei et al., 2015, 2017; Hou et al., 2019).我们通过提取OBS2013-3测线的转换S波数据，联合P波速度结构，可以进行S波速度结构的模拟，得到P、S波速比、泊松比的分布，有望形成对于西沙地块地壳物质组成的准确约束，完备地揭示其构造属性.本文主要介绍该测线的转换S波数据处理和震相分析、识别以及初步的走时拟合工作，并对OBS转换S波模拟的几个基础问题进行了探讨.
1 数据采集、转换S波数据处理2013年春季，中国科学院南海海研究所“实验2”考察船在西沙地块沿南海西北部陆缘的构造走向实施了一条广角地震探测剖面(图 1).震源采用6000立方英寸的Bolt气枪组合, 震源主频带为3~15 Hz.从测线东段到西段，一共激发了1203炮，放炮时间间隔为120 s或70 s，期间航速为5节左右，放炮时间以及位置分别被Bolt枪控计时器和GPS系统记录.此次探测使用了15台国产四分量OBS(郝天珧和游庆瑜, 2011)，台站间距为12或18 km，仪器全部成功回收.
OBS数据的预处理包括文件名时间记录解析、原始时序数据解编、裁截、仪器时间误差校正和位置校正等.对于OBS记录的原始数据，我们将其解编、转换为SAC格式的四分量数据，并根据导航文件和炮点数据将SAC格式数据裁截、拼接形成SEG-Y格式数据和SU格式数据，并在此基础上绘制折合时地震记录剖面，用于震相的识别和拾取.OBS内部时钟在投放和回收时进行了GPS对钟，获取的钟漂值用于线性时间校正.利用直达水波走时，以最小平方法和蒙特卡洛法，对海底地震仪进行了重定位(Du et al., 2018).通过使用Butterworth带通滤波(3~15 Hz), 地震数据的信噪比得到了提升，并使用自动增益来提升远偏移距、后至震相的振幅.
进行转换S波速度结构模拟的前提是获取转换S波震相.主动源OBS探测中，气枪阵在水中所激发的地震波(P波)向下传播，遇到海底面、沉积基底以及其他波阻抗界面，发生P-S波型转换，产生的转换S波经历了一系列的折射或反射后，最终被海底的OBS接收(图 2).本次探测所使用的OBS装配了三分量检波器和单分量水听器，仪器内装配有简易电子罗盘.转换S波震相是由三分量检波器中的X和Y水平分量记录，可以根据其质点运动轨迹来确认波型.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随机选定的，一般和测线方向斜交，我们需要将X和Y分量上的能量重新分配至沿炮-检方向(即径向(R))和垂直于炮-检方向(即切向(T))分量上(张莉等, 2016).R分量主要记录到的是SV波，而T分量则是SH波.假设地下介质以各向同性为主，OBS所记录到的S波震相均由P-SV转换主导，主要是SV波，SH波的能量较小.为了简化描述，本文后续不区分S波和SV波.水平分量坐标旋转的关键步骤之一就是极化角(θ)的求取.θ包含两部分：其一是OBS投放着底后，内置罗盘记录的反映X分量方向的方位角，称之为罗盘角(compass)；另一部分是炮-检方向与正东方向的夹角(α).θ可以表示为
|
(1) |
|
图 2 OBS主动源探测地震波P-S转换模式示意图 (a) 上行P波在沉积基底面透射时发生转换；(b) 上行P波在中地壳界面透射时产生转换；(c) 下行P波在Moho面反射时产生转换；(d) 下行P波在海底面透射时产生的转换. 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. |
当θ确定之后，即可利用式(2)完成水平分量旋转，其中，UR，UT分别表示径向和切向分量的波场值，UX，UY分别是水平分量X，Y的波场值.
|
(2) |
然而OBS内置罗盘记录的罗盘角受仪器自身磁场和海底复杂环境因素的影响，可能是不准确的，进而导致水平分量旋转难以将转换波能量充分归位至径向分量.因此，需要根据实测波形数据来对OBS的罗盘角进行校正(张莉等, 2016).我们采用能量扫描法对OBS2013-3测线各个台站的罗盘角校正值进行求取，并与仪器的记录值进行对比，发现了校正值与记录值一般都存在差异，且这一偏差的分布是相对随机的(表 1).我们使用校正后的罗盘角进一步求取极化角，对各个台站进行了水平分量旋转.相比于以其自身记录的罗盘角，使用校正后的罗盘角进行分量旋转，得到的径向分量记录转换波能量更为集中，震相振幅更强，有利于震相识别和走时拾取(图 3).
|
表 1 罗盘角记录值与校正值的对比 Table 1 Recorded and corrected values of compass angle in OBS |
|
图 3 罗盘角校正前后分量旋转效果对比(以OBS11台站径向分量为例) (a) 使用仪器记录罗盘角进行分量旋转所得径向分量地震记录；(b) 使用能量扫描法计算的罗盘角进行分量旋转所得径向分量地震记录. 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. |
我们以OBS06台站为例，从两方面来介绍水平分量旋转的效果.首先是径向分量与垂直分量地震记录剖面的对比(图 4).垂直分量地震剖面上，来自地下的各组P波震相清晰可见，我们可以基于视速度以及震相之间的位置关系对P波震相进行较好的识别.经旋转得到的径向分量剖面上的震相为OBS接收到的转换S波震相，是相应的P波震相在传播路径上发生了波型转换形成的，因此其到时整体更晚，视速度与P波震相相同或较慢，径向分量的能量也更强(赵明辉等, 2007).其次，OBS的三分量数据中，转换S波所引起的质点振动呈现出明显的水平偏振特征.相应时窗内的质点运动轨迹可以帮助我们确认震相的类型(张莉等, 2016).图 3显示了OBS06台站3185炮(对应偏移距19.91 km处)的垂直、水平分量折合地震剖面，以及震相对应时窗的质点振动轨迹.在2.3~3.0 s的时窗中，其质点运动轨迹显示了垂直偏振的特点，同时其垂直分量(Z)能量占主导，表明该震相属于P波.在3.5~4.0 s的时窗中，质点运动轨迹显示了水平偏振方式，同时其径向分量(R)占主导，表明其S波的属性.
|
图 4 OBS06台站第3158道(偏移距约20km)质点运动轨迹对比 (a、b) 分别是垂直分量、径向分量的共接收点道集地震记录剖面，折合速度为6.0 km·s-1，黑色加粗线段代表质点运动轨迹所选取的时窗(分别为2.3~3.0 s和3.5~4.0 s)；(c、d) 对应(a、b)所选取时窗的质点运动轨迹和三分量振幅对比，Z为垂直分量，R为径向分量，T为切向分量；三分量振幅对比图中，黑色线代表垂直分量，红色线代表径向分量，蓝色线代表切向分量. 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. |
我们对于各个台站的三分量数据进行了前述处理、分析，得到了径向分量的共接收点道集地震剖面.在此基础上，我们对转换S波震相进行识别、拾取.根据其转换模式的不同，我们将转换S波震相分为两类，一类是在向上传播的路径上发生P-S转换(PPS型)，另一类是在向下传播的路径上发生P-S转换(PSS型).对于PPS型震相，其在震源出射、向下传播、回折、向上传播并在转换界面发生转换之间是以P波形式传播的，透射过转换界面到被OBS接收之间，是以S波形式传播的(图 2a, b).对于PSS型震相，其在震源出射，向下传播，初次遇到转换界面就发生了P-S转换，此后到OBS之间的路径上是以S波形式进行传播(图 2d).因此，PSS型震相的到时相对于PPS型较晚，视速度也较低.
转换界面的判定是震相转换模式分析的基础性问题.由于海水不能传播S波，OBS探测震源(气枪)在海水中激发，仅产生P波波场，我们在OBS径向分量地震剖面上识别的S波震相都是不同地下界面发生的波型转换产生的.当P波非垂直入射波阻抗界面时会发生波型转换.此时，入射P波的能量会被转换至反射、透射P波和S波.一般来说，波型转换的形式取决于波阻抗差异和入射角大小.Zoeppritz方程定量地描述了波型转换的能量分配关系(Schoenberg and Protazio, 1992).设入射波为P波，该方程的具体形式如下：
|
(3) |
式中RPP，RPS，TPP，TPS分别是反射P波、S波和透射P波、S波的反射、透射系数.
|
α为P波入射角，β为转换S波的反射角，α′和β′为透射P波和S波的透射角，VP1，VS1，ρ1，VP2，VS2，ρ2分别为P波和S波在入射、透射介质中的速度以及介质的密度(刘福平等, 2012).P波速度结构模型和初始的波速比设置，能够提供待分析界面两侧的P波和S波速度参数，相应的密度参数则可根据经验公式转换而来(Christensen and Mooney, 1995; Hamilton, 1978).入射角的范围可取0~90°，以全面地反映不同入射角对应的转换效率.
结合实际的地质模型对上述方程进行求解，我们得到各类地震波的反射(RPP、RPS)、透射系数(TPP、TPS)，进而得以对不同地下界面的转换模式(图 2)进行探究.在本测线中，上行P波入射沉积基底的TPS整体较高, 在常见入射角范围内平均为0.22，产生的透射S波能量较强，对应在此处转换形成的PPS型震相能量是可观的，说明沉积基底是其较为有效的P-S转换界面(图 2a, 图 5a).上行P波在中地壳界面的TPS、RPS接近于零，说明该界面的P-S转换效率很低，指示了其产生的PPS型转换震相很弱(图 2b, 图 5b)，因此不应作为地壳内PPS型震相的P-S转换界面.Moho面能够对反射震相(PmP)产生一定程度(RPS系数平均为0.10)的P-S转换，形成PPmSm震相(图 2c, 图 5c).下行P波入射海底面的TPS较大，平均为0.12，形成的转换S波能量较强，对应较强的PSS型震相，说明海底面可以作为PSS型震相的高效转换界面(图 2d, 图 5d).因此，在本测线，我们将海底面、沉积基底作为主导的转换界面，而Moho面被当做次一级转换界面.
|
图 5 基于Zoeppritz方程计算的转换波反射、透射系数分布 RPP是P波的反射系数，RPS是S波反射系数，TPP是P波透射系数，TPS是S波透射系数；阴影区域标识了概率较高的入射角分布范围，虚线标识了临界角；相应的P-S转换示意图分别参见图 2(a, b, c, d). (a)上行P波入射沉积基底(界面2)的反射、透射系数分布, 界面2附近的物性参数：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波入射中地壳界面(界面3)的反射、透射系数分布，界面3附近的物性参数：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、透射系数分布，界面4附近的物性参数：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、透射系数分布，界面1附近的物性参数：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 equations RPP 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. |
我们以OBS11台站为例说明震相识别、拾取和初步的射线追踪(图 6, 图 7).在该台站的径向分量地震剖面上，我们识别并拾取了五组转换S波震相，他们分别是PPgSb震相、PPmSb震相、PPmSm震相、PSgSw震相和SmS震相.其中，PPgSb震相是P波向下穿过海水层、沉积层和地壳，并在地壳内回折，向上传播至沉积基底，转换为S波，继续向上传播，直到被OBS接收形成的.其分布范围较大，左半支可追踪至偏移距-105 km，右半支在约30~50 km之间出现缺失，最远可追踪至75 km；PPmSb震相是P波由震源向下传播，穿过海水层、沉积层和地壳，并在地壳底部的Moho面发生反射，回到沉积基底时，发生了波型转换形成的，其S波路径在沉积层内.其左半支更为发育，可由偏移距-60 km追踪至约-110 km；PPmSm震相则是Moho面反射波在Moho面发生P-S转换形成的，其与PPmSb形态接近，存在约4 s的到时延迟(图 6).PSgSw震相是地壳内折射波在向下的路径初次遇到海底这一高效转换界面就发生了转换，形成的PSS型转换S波震相，其视速度明显低于前述震相，在偏移距±30 km内可以清晰追踪；SmS是海底面产生的转换S波在Moho面发生反射形成的，在偏移距-70~-50 km范围内可连续追踪(图 7).由于PSgSw震相的视速度比常用折合速度(6.0 km·s-1)低很多，其同相轴向下追踪到地震图之外，为显示该震相更远偏移距的情况，选用3.5 km·s-1为折合速度重新作图，使得PSgSw震相大致成水平展布，而SmS震相在其下方出现并呈现向着远偏移距与其渐近的趋势(图 7).可以看到，左右两侧偏移距都能追踪到更远的PSgSw震相，左半支最远可以追踪到偏移距-130 km，这些远偏移距的PSgSw震相和较大走时的SmS震相，是约束下地壳S波速度结构的重要依据(图 7c).在这里，振幅较强，视速度较大的PPS型震相向上翘起，向上延伸到地震图之外.
|
图 6 OBS11台站转换S波PPS型震相识别与射线追踪 (a) 径向分量共接收点道集地震记录剖面，折合速度为6.0 km·s-1; (b) 标注震相的径向分量共接收点道集地震记录剖面，折合速度为6.0 km·s-1; (c) 地壳模型与射线追踪路径，实线和虚线分别代表P、S波路径，不同的颜色对应于不同组震相；(d) 转换S波震相理论计算走时(黑色)和拾取走时(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. |
|
图 7 OBS11台站转换S波PSS型震相识别与射线追踪 (a) 径向分量共接收点道集地震记录剖面，折合速度为3.5 km·s-1; (b) 标注震相的径向分量共接收点道集地震记录剖面，折合速度为3.5 km·s-1; (c) 地壳模型与射线追踪路径，实线和虚线分别代表P、S波路径；(d) 转换S波理论计算走时(黑色)和拾取走时(彩色). Fig. 7 Identification and ray-tracing of PSS type converted S-wave seismic phases in OBS11 (a) Seismic record section of common receiver gather in radial component. The reduction velocity is 3.50 km·s-1; (b) Seismic record section of common receiver gather in radial component, labelled with identified seismic phases. The reduction velocity is 3.50 km·s-1; (c) The crustal structure model and ray path. The solid and dashed lines represent the 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. |
参考以往的研究(Zhao et al., 2010; Wei et al., 2015; 郭晓然等, 2016)，本文采用RAYINVR(Zelt and Smith, 1992)进行射线追踪走时正演模拟.在P波速度模型的基础上，通过赋予速度模型层、块单元泊松比来定义S波速度结构，并且在速度模型的深度界面上定义波型转换界面.在此基础上，以试错法调整模型的泊松比分布，进行转换波射线追踪，拟合观测震相(图 6c, d，图 7c, d).PPS型震相的S波路径在沉积基底以上，联合已知的P波速度模型，可以用来约束OBS下方沉积层的P、S波速比(Eccles et al., 2009).PSS型震相的S波路径主要在地壳内部，能够较好地约束地壳内的S波速度结构.我们首先使用PPS型震相对模型浅部沉积层的波速比结构进行模拟，随后加入PSS型震相，调整地壳的波速比结构.PPgSb和PPmSb震相主要控制台站下方沉积层的S波速度结构，而PPmSm、PSgSw和SmS震相在其基础上进一步对地壳内的S波速度结构形成约束.
结合转换模式分析和OBS11台站的震相识别情况，我们对测线的其他台站也进行了震相识别和拾取.震相拾取主要考虑的因素有震相的振幅强弱、视速度大小以及其几何形态.PPS震相在径向分量剖面上能量一般较强，与对应的P波震相在垂直分量剖面上的形态相似，视速度基本一致，只是在到时上存在整体的延迟.这一类震相是较容易识别的转换S波震相.我们识别到了3263个PPS震相(图 8a)，主要分为两组，其一是地壳内折射波(Pg)的转换震相PPgSb，转换界面为沉积基底.该震相在所有台站都被识别到，且可追踪至较远的偏移距，在部分台站的追踪范围超过100 km，其视速度与对应的P波震相视速度接近，并在模型115~160 km之间略有升高，平均的视速度达到5.80~5.90 km·s-1；其二是Moho面反射波(PmP)的转换震相PPmSb，其转换界面同样为沉积基底，这类震相可追踪的范围往往较小，一般不超过50 km.还有一种震相是前述反射波在Moho面转换形成的PPmSm震相，其形态特征与PPmSb震相类似，这类震相路径特殊(图 2c)，介于PPS和PSS型震相的定义之间.测线上PSS震相的能量相对于PPS震相较弱，其识别的难度稍大.由于其回折时的波型为S波，其视速度接近于相应地层的S波速度，其形态和到时也和对应的P波震相有着显著的差异.通过转换界面分析和射线追踪试算，我们在OBS2013-3测线上识别到了2297个PSS震相(图 8b).这些S波震相主要是地壳内折射波下行时在海底面转换形成的PSS型转换波PSgSw, 这一组震相的视速度平均为3.46 km·s-1，在模型的40~130 km范围内，视速度整体稍高，达到3.54 km·s-1. 同时，在部分台站还识别出了来自Moho面反射的PSS型震相SmS，该震相一般跟随着PSgSw震相在其下方出现.
|
图 8 OBS2013-3测线识别的主要转换S波震相 (a) PPS型转换S波震相；(b) PSS型转换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. |
根据识别的转换S波震相，我们以试错法进行射线追踪、走时拟合和模型调整的正演方式初步获取了OBS2013-3测线下方的地壳S波速度结构(图 9).模型在沉积层中分层显示了3.1, 2.2的波速比，相应的S波速度分别为0.42~0.71 km·s-1和1.10~2.39 km·s-1.上地壳的S波速度为2.91~3.76 km·s-1，下地壳的S波速度为3.77~4.08 km·s-1, 地壳内的波速比范围是1.72~1.79.
|
图 9 OBS2013-3测线下方的S波速度结构 黄色圆点标注了OBS在测线上的位置. Fig. 9 Shear-wave velocity structure beneath OBS2013-3 The yellow circles denote the position of OBSs on the line. |
本次测线的PSS型震相在近偏移距较为清晰，可连续追踪，在远偏移距断续出现，可参考视速度等特征进行识别(图 8b).转换S波模拟中，PPS型和PSS型震相共同约束了模型S波速度结构.同时，两者各有侧重，PPS型震相约束了转换界面之上的S波速度结构，而转换界面之下的结构主要取决于PSS型震相.PSS震相由震源向下传播遇到转换界面时发生了P-S转换，以S波的形式在地壳内传播，其走时最为直接和有效地约束了地壳的S波速度结构，它的视速度反映了地壳中射线路径回折点的S波速度.由于PSS震相在大部分传播路径上都是S波，而S波本身就是P-S波型转换得到的，能量低于P波，在经历较长的传播路径之后，其振幅会进一步衰减.因此，地震剖面上的转换S波震相往往以PPS型为多数，PSS型震相的种类和数量较少，很多实测剖面都显示了此类问题(Eccles et al., 2009; Zhao et al., 2010, 2017; 卫小冬等, 2011; Kashubin et al., 2017)，我们需要充分挖掘地震剖面上远偏移距的PSS型震相，形成对地壳深部S波速度结构的良好约束.
在早期的OBS数据处理和横波结构研究中，有学者使用原始罗盘角进行水平分量旋转，效果不是很好，震相比较模糊(Zhao et al., 2010；卫小冬等, 2010, 2011).近年来学者多使用能量扫描法求取极化角并据此进行分量旋转，能够将两个水平分量上的能量更好地集中在径向分量上，从而有助于获得更为清晰的PSS震相(张莉等, 2016; Wei et al., 2017; Hou et al., 2019).本文通过使用能量扫描法计算得到的罗盘角进行分量旋转，有效地提升了PSS型震相的能量，有助于陆壳内部PSS型震相在远偏移距的识别.
OBS转换S波数据的分析和处理中，转换界面的确定是一个重要问题.一般来说，地震波入射波阻抗差异较大的界面会产生波型转换，但是不同波阻抗界面的P-S转换效率存在差异.如果选取了实际上难以发生相应P-S转换的界面，那么针对相关震相的射线追踪、走时拟合和泊松比调整方向则与真实情况大相径庭.因此，在转换S波模拟中，我们需要以定量的形式分析各个深度界面产生各种波的振幅大小，明确界面产生的转换波能量分布特点，从而充分考虑在各界面发生波型转换的可行性.在本文中，通过求解Zoeppritz方程并进行分析，我们认为中地壳界面是一个低效的P-S转换界面，无法产生足够能量的转换S波以继续传播至海底的OBS并被记录到，这也符合从速度结构模型得到的直观结论.在后续的射线追踪、走时拟合中，中地壳界面则不会被作为P-S转换界面.在前人的部分工作中(Zhao et al., 2010, 2017; Wei et al., 2015, 2017; Hou et al., 2019)，将中地壳界面也作为P-S转化界面的做法是值得商榷的.而P-S转换效率较高的海底面、基底和Moho面则会被作为可行的转换界面参与各组震相的转换模式判定和射线追踪、走时拟合.
转换S波震相的识别和初步的射线追踪部分参考了郭晓然等人的P波速度结构模型.这一模型由海水层、沉积层、上地壳、下地壳和上地幔五层组成.模型显示沉积层速度为2.2~3.2 km·s-1，厚度为0.8~3.0 km，上地壳顶部速度为5.0~5.5 km·s-1，下地壳底部速度为6.9 km·s-1，上地幔顶部的厚度为8.0 km·s-1, 平均的地壳厚度为23 km(郭晓然等, 2016).通过转换S波走时的初步模拟，我们发现该P波速度模型可能需要进一步的完善.比如，需要对沉积层进行分层并设置不同的泊松比来更好地拟合PPS型震相，这样的设定也更加接近于真实的地质情况.并且，西沙琛航岛和永兴岛的接收函数研究反映了接近0.8的上、下地壳厚度比(黄海波等, 2011)，OBS2011-1测线西沙地块部分的上、下地壳比约为0.9(Huang et al., 2019), 然而，本文参考的P波速度结构模型上、下地壳厚度比接近0.5.射线追踪和走时拟合需要重新考量这一模型的合理性.基于调整后的P波速度模型，我们在OBS11台站进行了转换S波射线追踪和走时拟合，效果较好(图 6c, d, 图 7c, d).
转换S波速度结构模拟中，以试错法进行射线追踪、走时拟合和模型调整的正演方式有着独特优势.与相近走时和偏移距的P波震相相比，转换S波震相往往较难识别(Fowler, 1976)，这是转换波的固有属性.试错法射线追踪正演有利于充分发掘各类转换震相，能够帮助我们更好地从地震剖面中识别潜在的转换S波震相.目前，常用的广角地震数据反演软件如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)都难以利用转换S波震相直接对地下的S波速度(或波速比)结构进行反演.转换界面的不一致性成为转换S波走时反演的障碍.一些学者提出了变通办法，比如，Fujie等人的走时反演程序中，可以选取某一界面作为恒定的转换界面，使用PPS和PSS震相分别反演该界面之上和之下的S波速度结构(Fujie et al., 2003)；Grevemeyer等人在超慢速扩张脊区域的OBS测线研究中，假定海底为唯一的转换界面，转换波在地下介质的传播路径上均为S波，这样一来，可以使用传统的P波反演方法来获取海底面之下的S波速度结构(Grevemeyer et al., 2018).但是，在更为普遍的情况下，形成各组转换S波震相的转换界面并不唯一.此时，试错法射线追踪正演模拟就成为了主要的选择.它以P波速度结构为基础，通过引入泊松比和转换界面，对传播路径进行准确分段，能够同时模拟多组不同转换类型和转换界面的转换S波震相.正是由于这些独特的优势，试错法射线追踪正演成为了目前最常见的转换S波速度结构模拟方法.然而，这一方法也存在着一些问题.使用这一方法，我们需要根据走时拟合情况手动地对相关区域的泊松比进行逐次调整，以取得较好的射线追踪和走时拟合效果.该过程会在参数选取和调整方面引入一定的偶然性，难以实现对模型空间的遍历以确保取得最优解.同时，我们用于射线追踪的RAYINVR程序通过在速度模型的梯形单元块体中设置波速比来定义S波速度结构，这些单元块体是由P波速度结构中的深度和速度节点组成的，相邻单元块体波速比的差异会导致S波速度出现横向上的不连续.这种由模型参数化引入的速度间断降低了模型的真实性，不利于构造解释.这两方面问题都是值得我们注意并着力解决的.
4 结论通过处理和分析横切西沙地块的主动源海底地震仪测线OBS2013-3的转换S波数据，本文获取了以下几点结论和认识：
(1) 通过求解Zoeppritz方程，从定量的角度判别了本测线的地震波P-S转换界面.对于PPS型震相而言，沉积基底是有效的转换界面；中地壳界面的转换效率很低，不应作为地壳内部的转换界面；Moho面可以作为一般的转换界面；对于PSS型震相，海底面是高效的转换界面.
(2) OBS2013-3测线的转换S波数据质量较好，主要识别出了PPgSb、PPmSb、PPmSm、PSgSw和SmS等一系列转换S波震相，最大偏移距达到130 km.这些震相能够很好地约束测线下方的S波速度结构.通过射线追踪和走时模拟，对来自地壳和Moho面的转换S波震相进行了初步的拟合.
(3) 在转换S波震相的识别中，我们要注意远偏移距PSS型震相的挖掘.在转换模式和界面的判断中，求解Zoeppritz方程能得到转换波的能量分配关系，为我们的判别提供了定量化工具，应当得到充分的应用.基于RAYINVR的射线追踪正演模拟在转换S波速度结构模拟中有独特优势，但是在模型调整和结果表示方面存在缺陷，有待进一步完善.
OBS2013-3测线的转换S波震相分析、识别以及后续的S波速度结构模拟，有望提供西沙地块首个二维地壳泊松比剖面，帮助厘清刚性地块的物质组成和构造属性，进而深化理解其对于南海陆缘张裂演化的响应和影响.
致谢 感谢国家基金委共享航次计划(航次编号：NORC2013-08)；感谢航次首席孙金龙、船长林怡香，以及全体科调队员和船员的辛勤付出；卫小冬副研究员在成文过程中提供了帮助；庞新明博士在数据处理方面给予了指导；部分图件的绘制使用了GMT软件(Wessel and Smith, 1995)，在此一并致谢.感谢三位匿名专家的审稿意见和建议.
Berg E, Amundsen L, Morton A, et al. 2001. Three-component OBS-data processing for lithology and fluid prediction in the mid-Norway margin, NE Atlantic. Earth, Planets and Space, 53(2): 75-89. DOI:10.1186/BF03352365 |
Bratt S R, Solomon S C. 1984. Compressional and shear wave structure of the East Pacific Rise at 11 20'N-Constraints from three-component ocean bottom seismometer data. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 89(B7): 6095-6110. DOI:10.1029/JB089iB07p06095 |
Chevrot S, Van Der Hilst R D. 2000. The Poisson ratio of the Australian crust: geological and geophysical implications. Earth and Planetary Science Letters, 183(1-2): 121-132. DOI:10.1016/S0012-821X(00)00264-8 |
Christensen N I, Fountain D M. 1975. Constitution of the lower continental crust based on experimental studies of seismic velocities in granulite. GSA Bulletin, 86(2): 227-236. DOI:10.1130/0016-7606(1975)86<227:COTLCC>2.0.CO;2 |
Christensen N I, Mooney W D. 1995. Seismic velocity structure and composition of the continental-crust-a global view. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 100(B6): 9761-9788. DOI:10.1029/95JB00259 |
Christensen N I. 1996. Poisson's ratio and crustal seismology. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 101(B2): 3139-3156. DOI:10.1029/95JB03446 |
Digranes P, Mjelde R, Kodaira S, et al. 1996. Modelling shear waves in OBS data from the Vøring basin (northern Norway) by 2-D ray-tracing. Pure and Applied Geophysics, 147(4): 611-629. DOI:10.1007/BF01089694 |
Digranes P, Mjelde R, Kodaira S, et al. 1998. A regional shear-wave velocity model in the central Vøring basin, N. Norway, using three-component ocean bottom seismographs. Tectonophysics, 293(3-4): 157-174. DOI:10.1016/S0040-1951(98)00093-6 |
Digranes P, Mjelde R, Kodaira S, et al. 2003. Regional and semi-regional modelling of wide-angle shear waves in OBS data from the Vøring Basin, N. Norway-a comparison. Earth, Planets and Space, 55(2): 65-81. DOI:10.1186/BF03351734 |
Du F, Zhang J Z, Yang F D, et al. 2018. Combination of least square and monte carlo methods for OBS relocation in 3D seismic survey near bashi channel. Marine Geodesy, 41(5): 494-515. DOI:10.1080/01490419.2018.1479993 |
Dubinin E P, Grokholsky A L, Makushkina A I. 2018. Physical modeling of the formation conditions of microcontinents and continental marginal plateaus. Izvestiya, Physics of the Solid Earth, 54(1): 66-78. DOI:10.1134/S1069351318010056 |
Eccles J D, White R S, Christie P A F. 2009. Identification and inversion of converted shear waves: case studies from the European North Atlantic continental margins. Geophysical Journal International, 179(1): 381-400. DOI:10.1111/j.1365-246X.2009.04290.x |
Fowler C M R. 1976. Crustal structure of the Mid-Atlantic Ridge crest at 37 N. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 47(3): 459-491. DOI:10.1111/j.1365-246X.1976.tb07097.x |
Fujie G, Mochizuki K, Kasahara J. 2003. New traveltime and raypath computation methods for reflection and PS-converted waves using a regular-grid. BUTSURI-TANSA (Geophysical Exploration), 56(5): 357-368. |
Grevemeyer I, Hayman N W, Peirce C, et al. 2018. Episodic magmatism and serpentinized mantle exhumation at an ultraslow-spreading centre. Nature Geoscience, 11(6): 444-448. DOI:10.1038/s41561-018-0124-6 |
Guo X R, Zhao M H, Huang H B, et al. 2016. Crustal structure of Xisha Block and its tectonic attributes. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 59(4): 1414-1425. DOI:10.6038/cjg20160422 |
Hamilton E L. 1978. Sound velocity-density relations in sea-floor sediments and rocks. The Journal of the Acoustical Society of America, 63(2): 366-377. DOI:10.1121/1.381747 |
Hao T Y, You Q Y. 2011. Progress of homemade OBS and its application on ocean bottom structure survey. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 54(12): 3352-3361. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2011.12.033 |
Hobro J W D, Singh S, Minshull T A. 2003. Three-dimensional tomographic inversion of combined reflection and refraction seismic traveltime data. Geophysical Journal International, 152(1): 79-93. DOI:10.1046/j.1365-246X.2003.01822.x |
Hou W A, Li C-F, Wan X L, et al. 2019. Crustal S-wave velocity structure across the northeastern South China Sea continental margin: implications for lithology and mantle exhumation. Earth Planet. Phys., 3(4): 314-329. DOI:10.26464/epp2019033 |
Huang H B, Qiu X L, Xu Y, et al. 2011. Crustal structure beneath the Xisha Islands of the South China Sea simulated by the teleseismic receiver function method. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 54(11): 2788-2798. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2011.11.009 |
Huang H B, Qiu X L, Pichot T, et al. 2019. Seismic structure of the northwestern margin of the South China Sea: implication for asymmetric continental extension. Geophysical Journal International, 218(2): 1246-1261. DOI:10.1093/gji/ggz219 |
Kandilarov A, Mjelde R, Flueh E, et al. 2015. Vp/Vs-ratios and anisotropy on the northern Jan Mayen Ridge, North Atlantic, determined from ocean bottom seismic data. Polar Science, 9(3): 293-310. DOI:10.1016/j.polar.2015.06.001 |
Kashubin S N, Petrov O V, Rybalka A V, et al. 2017. Earth's crust model of the South-Okhotsk Basin by wide-angle OBS data. Tectonophysics, 710-711: 37-55. DOI:10.1016/j.tecto.2016.11.021 |
Kern H. 1982. Elastic-wave velocity in crustal and mantle rocks at high pressure and temperature: the role of the high-low quartz transition and of dehydration reactions. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 29(1): 12-23. DOI:10.1016/0031-9201(82)90133-9 |
Korenaga J, Holbrook W S, Kent G M, et al. 2000. Crustal structure of the southeast Greenland margin from joint refraction and reflection seismic tomography. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 105(B9): 21591-21614. DOI:10.1029/2000JB900188 |
Kvarven T, Mjelde R, Hjelstuen B O, et al. 2016. Crustal composition of the Møre Margin and compilation of a conjugate Atlantic margin transect. Tectonophysics, 666: 144-157. DOI:10.1016/j.tecto.2015.11.002 |
Liu F P, Meng X J, Xiao J Q, et al. 2012. Applying accurate gradients of seismic wave reflection coefficients (SWRC) to the inversion of seismic wave velocities. Science China Earth Sciences, 55(12): 1953-1960. DOI:10.1007/s11430-012-4488-y |
Mjelde R, Sellevoll M A, Shimamura H, et al. 1992. A crustal study off Lofoten, N. Norway, by use of 3-component ocean bottom seismographs. Tectonophysics, 212(3-4): 269-288. DOI:10.1016/0040-1951(92)90295-H |
Mjelde R, Sellevoll M A, Shimamura H, et al. 1995. S-wave anisotropy off Lofoten, Norway, indicative of fluids in the lower continental crust?. Geophysical Journal International, 120(1): 87-96. DOI:10.1111/j.1365-246X.1995.tb05912.x |
Mjelde R, Timenes T, Shimamura H, et al. 2002. Acquisition, processing and analysis of densely sampled P- and S-wave OBS-data on the mid-Norwegian margin, NE Atlantic. Earth, Planets and Space, 54(12): e1219-e1236. DOI:10.1186/BF03352451 |
Mjelde R, Raum T, Digranes P, et al. 2003. Vp/VS ratio along the Vøring Margin, NE Atlantic, derived from OBS data: implications on lithology and stress field. Tectonophysics, 369(3-4): 175-197. DOI:10.1016/S0040-1951(03)00198-7 |
Mjelde R, Eckhoff I, Solbakken S, et al. 2007. Gravity and S-wave modelling across the Jan Mayen Ridge, North Atlantic; implications for crustal lithology. Marine Geophysical Researches, 28(1): 27-41. DOI:10.1007/s11001-006-9012-3 |
Nissen S S, Hayes D E, Yao B C, et al. 1995. Gravity, heat flow, and seismic constraints on the processes of crustal extension: Northern margin of the South China Sea. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 100(B11): 22447-22483. DOI:10.1029/95JB01868 |
Nur A, Simmons G. 1969. Effect of saturation on velocity in low porosity rocks. Earth and Planetary Science Letters, 7(2): 183-193. DOI:10.1016/0012-821X(69)90035-1 |
Péron-Pinvidic G, Manatschal G. 2010. From microcontinents to extensional allochthons: Witnesses of how continents rift and break apart. Petroleum Geoscience, 16(3): 189-197. DOI:10.1144/1354-079309-903 |
Schoenberg M, Protazio J D S. 1992. "Zoeppritz" rationalized and generalized to anisotropy. Journal of Seismic Exploration, 1(2): 125-144. |
Spencer J W, Nur A M. 1976. The effects of pressure, temperature, and pore water on velocities in westerly granite. Journal of Geophysical Research, 81(5): 899-904. DOI:10.1029/JB081i005p00899 |
Van Avendonk H J, Shillington D J, Holbrook W S, et al. 2004. Inferring crustal structure in the Aleutian island Arc from a sparse wide-angle seismic data set. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 5(8): 8008. DOI:10.1029/2003GC000664 |
Watanabe T. 1993. Effects of water and melt on seismic velocities and their application to characterization of seismic reflectors. Geophysical Research Letters, 20(24): 2933-2936. DOI:10.1029/93GL03170 |
Wei X D, Zhao M H, Ruan A G, et al. 2010. Identification and application of shear waves along the profile OBS2006-3 in the mid-northern South China Sea. Journal of Tropical Oceanography (in Chinese), 29(5): 72-80. |
Wei X D, Zhao M H, Ruan A G, et al. 2011. Crustal structure of shear waves and its tectonic significance in the mid-northern continental margin of the South China Sea. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 54(12): 3150-3160. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2011.12.015 |
Wei X D, Ruan A G, Zhao M H, et al. 2015. Shear wave velocity structure of Reed Bank, southern continental margin of the South China Sea. Tectonophysics, 644-645: 151-160. DOI:10.1016/j.tecto.2015.01.006 |
Wei X D, Ruan A G, Li J B, et al. 2017. S-wave velocity structure and tectonic implications of the northwestern sub-basin and Macclesfield of the South China Sea. Marine Geophysical Research, 38(1-2): 125-136. DOI:10.1007/s11001-016-9288-x |
Wessel P, Smith W H F. 1995. New version of the generic mapping tools. Eos, Transactions American Geophysical Union, 76(33): 329. |
White R S, Stephen R A. 1980. Compressional to shear wave conversion in oceanic crust. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 63(2): 547-565. DOI:10.1111/j.1365-246X.1980.tb02637.x |
Zelt C A, Smith R B. 1992. Seismic traveltime inversion for 2-D crustal velocity structure. Geophysical Journal International, 108(1): 16-34. DOI:10.1111/j.1365-246X.1992.tb00836.x |
Zelt C A, Barton P J. 1998. Three-dimensional seismic refraction tomography: A comparison of two methods applied to data from the Faeroe Basin. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 103(B4): 7187-7210. DOI:10.1029/97JB03536 |
Zhang J, Li J B, Ruan A G, et al. 2018. Application of converted S-waves from the active-source Ocean Bottom Seismometer experiment. Earth Science, 43(10): 3778-3791. |
Zhang L, Zhao M H, Qiu X L, et al. 2016. Recent progress of converted shear-wave phase identification in Nansha Block using Ocean Bottom Seismometers data. Journal of Tropical Oceanography (in Chinese), 35(1): 61-71. |
Zhao M H, Qiu X L, Xia S H, et al. 2010. Seismic structure in the northeastern South China Sea: S-wave velocity and VP/VS ratios derived from three-component OBS data. Tectonophysics, 480(1-4): 183-197. DOI:10.1016/j.tecto.2009.10.004 |
Zhao W N, Zhang X H, Meng X J, et al. 2017. S-wave velocity structures and Vp/Vs ratios beneath the South Yellow Sea from ocean bottom seismograph data. Journal of Applied Geophysics, 139: 211-222. DOI:10.1016/j.jappgeo.2017.02.015 |
Zhao M H, Qiu X L, Xia S H, et al. 2010. Identification and analysis of shear waves recorded by three-component OBSs in the northeastern South China Sea. Progress in Natrual Science, 17(11): 1516-1523. |
郭晓然, 赵明辉, 黄海波, 等. 2016. 西沙地块地壳结构及其构造属性. 地球物理学报, 59(4): 1414-1425. DOI:10.6038/cjg20160422 |
郝天珧, 游庆瑜. 2011. 国产海底地震仪研制现状及其在海底结构探测中的应用. 地球物理学报, 54(12): 3352-3361. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2011.12.033 |
黄海波, 丘学林, 胥颐, 等. 2011. 利用远震接收函数方法研究南海西沙群岛下方地壳结构. 地球物理学报, 54(11): 2788-2798. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2011.11.009 |
刘福平, 孟宪军, 肖加奇, 等. 2012. 基于Zoeppritz偏导方程实现地震波速度的多角度反演. 中国科学: 地球科学, 42(10): 1609-1616. |
卫小冬, 赵明辉, 阮爱国, 等. 2010. 南海中北部OBS2006-3地震剖面中横波的识别与应用. 热带海洋学报, 29(5): 72-80. |
卫小冬, 赵明辉, 阮爱国, 等. 2011. 南海中北部陆缘横波速度结构及其构造意义. 地球物理学报, 54(12): 3150-3160. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2011.12.015 |
张洁, 李家彪, 阮爱国, 等. 2018. 海底地震仪(OBS)主动源转换横波的应用. 地球科学, 43(10): 3778-3791. |
张莉, 赵明辉, 丘学林, 等. 2016. 南沙地块海底地震仪转换横波震相识别最新进展. 热带海洋学报, 35(1): 61-71. |
赵明辉, 丘学林, 夏少红, 等. 2007. 南海东北部三分量海底地震仪记录中横波的识别和分析. 自然科学进展, 17(11): 1516-1523. |