2014, Vol. 29
2. 中国科学院大学, 北京 100049
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
0 引 言
地球内部地壳与上地幔的研究最早应追溯至1909年，南斯拉夫著名地球物理学家阿·莫霍洛维奇(A Mohorovioic)，他在天然地震观测中首先发现了一个震相，它是来自地震波速度由6.3 km/s跳到8.0 km/s的一个界面，即地壳的底部(称Moho界面).后来康拉德又发现了一个地震波速度由5.4 km/s跳到6.4 km/s的界面，即地壳的中间层界面(称为C界面).从此开启了研究地壳与上地幔结构的序幕！发展了人工源深部地震探测等一系列精确的深部地球物理探测理论、方法并取得了重大进展.人工源地震精确的深部探测研究通常是指用定量的地球物理方法对地壳和上地幔介质属性和结构进行探测，并可对地壳和上地幔的物性、结构和构造作出定量的解释.它是一项投资较大的基础研究工作，但却可取得人们不能直接观察和采集到的地球深部物质与结构的各种信息.依据高分辨率采集的数据体可以通过反演计算来了解和研究地壳和上地幔的速度结构、物质组成及物质的物理与化学性质以及热力学状态.这对深化认识地球本体、理解强烈地震孕育、发生和发展的深部介质和构造环境以及对金属矿产资源的控矿层位和结构均具有重要意义.常用的深部地球物理探测方法有深部地震宽角反射波法和折射波法、近垂直反射波法等人工源地震探测；天然地震探测为利用地震层析成像、转换波法或接收函数方法进行反演；大地电磁测深；重磁位场观测以及大地热流观测等(汤永安，2009)均可用于对壳、幔结构的研究.
在深部地球物理探测与研究中，利用地震波场效应乃是当今最为精确的方法.这是由于它不但能够通过地震波动传播的运动学和动力学特征来反演求解岩石圈的精细结构，包括详细分层，低速层和高速层的分辨，断裂体系组构与纵向和横向延伸，而且能够给出介质与结构的物理属性及其在纵向与横向的不均匀性和各向异性，并与大地构造格局相结合，以进行深层与浅层的耦合分析和地质解释.
利用地震波场研究地球内部构造的方法主要有两大类，即天然地震观测和人工源地震深部探测法.天然地震中的远地震观测是利用天然地震的远震记录研究大区域范围内地球内部构造的方法，而近地震观测则可较为详细地研究局部地区的结构和构造.人工源地震深部探测分为深部地震宽角反射/折射波法和近垂直反射波法(董树文，2012; 滕吉文，2004b).这两种人工源地震深部探测方法、数据采集和反演乃是当代国内外研究地球内部岩石圈结构的最精确的方法.然而至今它们二者的联合应用尚较少，但它确是研究壳、幔结构的必然轨迹.
1 人工源地震深部探测的特点
在地壳与上地幔的深部探测中，人工源地震深部探测所得结果的精度最高、且最为准确，天然地震和大地电磁测深的反演结果精度相差较大，究其原因主要为源函数等很多参数均为未知量，所以解的不唯一性就当必更强.然而，人工源地震深部探测的震源位于浅表层低速介质中，且其震源位置、爆炸时间、接收条件等均为精确已知，特别是人工源地震同时利 用上行波和下行波(图 1和2)，而在反演计算时又对来自不同深度的反射波震相、折射波震相出现的位置有一个比较清晰的认识，且可事先进行正演模拟计算走时，故所得结果的精度高、且探测成果准确(滕吉文，2010b; 滕吉文，2012).
 | 图 1 层状介质中地震反射波和折射波射线路径图(滕吉文，2012) Fig. 1 Map of seismic reflection and refraction ray paths in layered media(Teng J W，2012) |
 | 图 2 层状介质中地震波反射波和折射波(折射角=90°时)射线路径图(滕吉文，2012) Fig. 2 Diagram of seismic reflection and refraction(refraction angle=90°)ray path in layered media (Teng J W，2012) |
另外，地震反射波射线自激发源出发穿越不均匀介质、各向异性介质和各类岩相、构造变异介质时在波形，频谱和走时上均会有明显反映或变异.利用从震源出发向下传播的下行波和由下而上的上行波的全路径信息，即地震射线两次穿过相同的介质和结构，能够精确地给出地壳深处各层介质的速度和介质属性，并且可以同时利用来自同一界面的反射波和折射波波列进行互补和互证.人工源地震测深虽然在震相识别上也会存在着一些误差，但是，由于同时利用了多重相遇和多重追逐观测系统，特别对震相Pg、Pm和Pn波的分辨是可以准确、唯一的控制，且可以刻画壳、幔介质的层、块精细结构，求取地震波传播速度(包括各层的层速度和平均速度)、各层厚度、反射和折射界面的埋藏深度、反射和折射波的各类系数等参量(滕吉文，2012).
天然地震、数值模拟和电性结构仅可以给出大范围的宏观结构，特别是它只利用了上行波，精度当必比人工深地震差(图 3)，故其结果的大趋势性可以信赖，但解的不唯一性很强.人工源地震深部探测精度高，已知参数准确可靠，且在半个多世纪以来在油、气、煤能源实际勘探中，已为众多的深钻井和地球物理测井资料所证实(滕吉文，2009; 滕吉文，2012).人工源深部地震探测对地球深部精细结构的研究具有特殊意义，因为它具有很高的分辨率，这是其他任何地球物理方法与反演技术所无法比拟的(滕吉文，2004a).
 | 图 3 天然地震波动穿越地球内部的射线路径图(滕吉文，2012) (a)地震射线在地球内部的传播路径；(b)地表接收时的射线轨迹. Fig. 3 Map of the natural seismic way ray path through Earth’s interior(Teng J W，2012) (a)Seismic ray propagation path in the Earth’s interior;(b)Ray track in surface receiving. |
深部地震宽角反射和折射剖面探测称为深部地震测深(Deep Seismic Sounding)，是深部地壳与上地幔结构和构造研究的重要地球物理的探测方法之一.早在1948年前后前苏联著名地球物理学家世布尔采夫(ГамбурцевГ)首先提出了以地震折射波法探测地壳结构，并称之为ГС3，即DSS(ГамбурцевГ，1952).这之后相继在苏联和东欧各地进行了大量工作，取得了开创性的成就.由于地震折射波法要利用大炸药量和长距离观测，故到20世纪70年代前后才逐渐形成了在不太长的距离范围内以地震宽角反射为主体的反射、折射地震深部探测方法.我国较大规模地进行宽角反射、折射深部探测始于80年代初期，首先在青藏高原和四川攀西构造带揭开了序幕(Teng J W，1983; Teng J W，1985).60年代初，国际大地测量和地球物理联合会(IUGG)提出了全球性的上地幔计划，随后又相继提出了国际地球动力学计划和岩石圈计划，人工源深部地震探测作为研究地壳与上地幔结构及组成的重要方法而得到迅速发展.自70年代以来，我国地球科学界投入了较多的人力和物力、且较广泛地开展了以人工源地震深部探测为主导的深部地球物理工作.这一工作的主体集中在华北和青藏高原及其相邻地域.至今，已进行了130多条剖面的探测，在全国范围内探测长度总计已可达60000余公里.这些探测的目的涉及到与不同构造单元形成和演化过程有关的大地构造和地球动力学问题、强烈地震发生的深部介质与构造环境和地震成因问题及各种金属矿产资源和油气能源形成的深部构造背景和深层过程问题等，并涉及到成山、成盆、成岩、成矿、成灾和深化认识地球本体.此外，我国已完成了十多条地学大断面的编制工作，并进行了构造和大陆动力学的解释(滕吉文，2004b).
2.1 深地震宽角反射和折射剖面探测方法
深地震宽角反射和折射剖面探测多使用炸药震源，炸药量通常比深地震反射大10倍以上(吴宣志，1997)，除爆破外还有空气枪、可控震源等(王椿镛，1997).宽角反射和折射法的特点之一就是震源模型简单、即点源，爆炸能量和起爆时刻可以控制，时间精度高(千分之十秒到十五秒)，震源和接收点的位置及场地条件均为精确已知，因而对介质属性、速度和结构有较高的分辨率(滕吉文，2004b).
人工地震深部探测的剖面长度一般选取为地壳厚度的10倍，因此深部地震探测剖面在一般情况下需要长度为300 km左右，探测地幔顶部构造的剖面一般需要500~1500 km.通常采用观测点距为2~3 km，炮点距为50~80 km.在构造复杂的地区，为了取得地壳的细结构，观测点距可减小至0.5~2 km，而炮点距也相应减少至15~25 km(王椿镛，1997).
深地震宽角反射和折射剖面探测多使用追逐观测系统、相遇观测系统及其他更为复杂的交叉、叠合观测系统.使用两个爆炸点激发且均在同一方向地段进行接收的观测系统称为追逐观测系统，在接收排列两端设置炮点的观测系统为相遇观测系统.由许多追逐以及相遇观测系统可以组成一种新的多重系统，称为连续观测系统.在距离爆炸点一定范围内布置检波器进行接收，然后将爆炸点和检波器一起向前移动一定的距离，再进行接收的观测系统为跳跃系统.研究复杂地壳构造或横向不均匀性和速度各向异性时使用的观测系统为特殊观测系统(滕吉文，1984).
 | 图 4 沿丹凤-西安-彬县剖面的地震波场记录剖面(任隽，2012) (a)丹凤167.8 km炮；(b)蓝田253.1 km炮；(c)旬邑391.7 km炮. Fig. 4 Map for wave records along the shot points across the Danfeng-Xi’an-Binxian profile(Ren J，2012) (a)SP 167.8 km of Danfeng profile;(b)SP 253.1 km of Lantian profile;(c)SP 391.7 km of Xunyi profile. |
通常认为岩石圈由地壳和上地幔顶部物质组成，其中地壳和上地幔的分界面称为莫霍面(Moho)界面，在其临界角附近的宽角度反射波以Pm表示，上地幔顶部折射震相用Pn来表示(嘉世旭，2008).大陆地壳可以分为沉积岩层、“花岗岩层”和“玄武岩层”三部分，沉积岩层的下界面是结晶基底，其首波表示为Pg，且地壳中存在许多不连续界面的反射波以P1、P2、P3…Pj等表征.
地震记录中最容易识别的是初至波，它相应于地壳内部某一界面的首波.接收距离很近时，初至波多半是沉积层中的首波，其界面速度一般为5 km/s或更低.Pg的界面速度一般为6.0~6.2 km/s.由于各地区沉积岩层的速度和深度不同，Pg波开始出现的距离随地区而变化，可以自数km变化到数十km不等.Pn以初至波出现的距离通常自80~100 km开始，到300与400 km.大陆稳定地区的Pn波速度为8.1~8.3 km/s，构造和地震强烈活动地区的Pn速度有时可为7.7~7.8 km/s.莫霍面的反射波除在大洋中脊和深部物质与能量强烈交换地区外，一般都能清晰地记录到.根据理论计算，莫霍面的反射波在临界距离附近以及大于临界距离时，其能量很强.小于临界距离时，难于接收到清晰的莫霍面反射波.
图 4为沿丹凤-西安-彬县地震测深剖面的地震波场记录(任隽，2012).在地震波场记录图中可以识别出的P波波组震相有：Pg、P1、P2、P3、Pm、Pn共6组.在初至波中，Pg波在距炮点5~8 km之后已观测记录到，可追踪至40~90 km，视速度一般为5.75~6.2 km/s.Pn波一般在约160 km炮检距后，可以连续对比追踪，成为初至波，如图 4a与图 4c所示.P1，P2，P3波作为续至波分别为来自壳内部不同深度界面的反射波；其中P1波组较为连续，振幅变化较大，炮检距追踪区间为40~120 km，P2波在有些区段波组连续性较差，在局部地段显示出较强的振幅，在图 4c中距炮点40~70 km处有较明显的震相；P3波只在有些记录截面上部分段对比识别了该震相，一般在距炮点60 km以远可以对比追踪.Pm波波组连续，振幅能量强但变化大，大部分炮的记录截面上均能连续追踪对比，该波组在距炮点100 km前后以明显的强振幅出现，在图 4(a，b，c)中均有显现(任隽，2012).
深地震宽角反射和折射探测剖面是利用地震波传播过程中的运动学和动力学特征来分析壳、幔的速度结构以及确定壳、幔层位的划分(姚保华，2007).深地震测深的解释是在震相对比的基础上进行的，分为一维解释和二维解释(任隽，2012).
一维解释的主要目标是建立剖面的一维速度-深度模型(张先康，2003)，在不同剖面上给出的一维结构是研究区初始模型的基础，通常称为地震波场的运动学特征(滕吉文，1974).面对不同的震相信息，应用相适应的方法进行处理(嘉世旭，2006)，针对所拾取的折射波初至震相Psed、Pg走时数据，利用有限差分反演(Hole J A，1992; 滕吉文，2008)、“WH”反演(国家地震局科技监测司，1988)或“Zelt”反演等方法可得到剖面沉积盖层、结晶基底及上地壳顶部速度结构(王帅军，2007; 王帅军，2008;嘉世旭，2009).针对壳内反射波走时资料，利用“T2-X2”方法、“PLUCH”反演(Micheal B，1980)等计算方法求取地壳深部各层的平均速度、平均深度、单点反射深度和视速度等( 赵金仁，2006;任隽，2012).上地幔顶部的速度结构可以根据Pm震相的走时能量分布(即振幅特征)，并利用理论地震图的合成来确定(王有学，2005).张先康(2008)等人在青藏高原东北缘，完成了一条637 km的地震宽角反射/折射剖面，在地震资料一维解释中，根据识别的地壳震相，利用地震波走时正、反演和理论地震图计算等方法构建了沿剖面各炮的一维速度结构：图 5给出了马尔康-碌曲-古浪剖面的某炮一维走时拟合和理论地震图计算结果；图 6给出了由此得到的各炮一维速度结构和地壳平均速度.
 | 图 5 马尔康-碌曲-古浪剖面某炮一维走时拟合(a)、理论地震图(b)和记录界面图(c)(张先康，2008). Fig. 5 One-dimensional travel time fitting(a)，theoretical seismogram(b) and seismic section(c)of one shot point along Barkam-Luqu-Gulang profile(Zhang X K，2008). |
 | 图 6 马尔康-碌曲-古浪剖面一维地壳速度结构(张先康，2008) Fig. 6 Velocity-depth functions along Barkam-Luqu-Gulang seismic profile(Zhang X K，2008) |
二维壳、幔结构模型的建立是在获得的一维壳、幔模型的基础上，利用这些结构和有关参数建立二维壳、幔初始模型，再利用Cerveny V和Psenk(Cerveny V，1984)提出的射线追踪和理论地震图计算方法对各炮激发的地震波场记录进行识别、对比以及反射和折射震相的正演拟合，构建沿剖面辖区的地壳和上地幔的二维速度结构模型(嘉世旭，2006; 张先康，2008；滕吉文，2010a；任隽，2012).应用Seis83程序包对设计出的二维壳、幔速度结构进行非均匀介质中动力学射线追踪、走时拟合和理论地震图的计算，经过反复调整模型和处理计算，最终使理论走时、各波组的振幅等特征与实测资料的记录特征达到最佳的拟合度，即表明观测值与理论值基本相符(张先康，2003；嘉世旭，2008；王帅军，2008；嘉世旭，2009； 任隽，2012).图 7为利用Cerveny V和Psenk提出的射线追踪和理论地震图计算方法对阴山造山带某爆炸点地震波场记录中识别出的反射和折射震相进行正演拟合和对比分析的记录剖面(滕吉文，2010a).
 | 图 7 阴山造山带某爆炸点地震波场记录剖面 (滕吉文，2010a)(a1)波场记录剖面;(a2)理论地震图;(a3)理论与观测走时 拟合曲线;(a4)射线路径. Fig. 7 Map for wave records along the shot points across the Yinshanorogenic belt (a1)Profile of the wave records;(a2)Theoretical seismogram; (a3)Map for comparison of theoretical and observedtraveltime curves;(a4)Diagram of ray path. |
所谓理论地震图，是指在一定的震源和介质条件下，根据地震波的传播理论，计算在接收点上的位移或速度的时间序列.但应当指出，各种方法均考虑了在特定的条件与目标下一级计算上的简便，所以均包含了一定程度的近似.如今有关理论地震图的方法在国内外有很多人在进行研究或改进，并对当今已有的一维和二维速度结构的理论地震图计算方法，进行了系统阐述(王椿镛，1997; Chapman C H，1978).针对一维介质的合成地震图方法有很多，如反射率法(Fuchs K，1971)、广义射线法(Helmberger D V，1968)、全波理论(Richards P G，1973)、WKBJ方法(Chapman C H，1978)、高斯射线束方法(Cerveny V，1985)和褶积-波包法(全幼黎，1988)等.对于复杂的二维介质结构，运动方程的解析解一般是无法求得的.地震波场特征的研究主要有3种方法：(1)高频近似方法；(2)基于弹性动力学方程的直接数值解方法(如有限差分和有限单元方法)；(3)微扰法.微扰法是把物质的空间分布分解成与深度z有关的主要部分和依赖于z和x两个坐标的微扰部分(Aki K，1980).有限差分法(Alterman Z S，1968)和有限单元法(Smith W D，1975)是处理各种复杂结构通用的方法，除了它们的成本过高外，用这些计算方法得到的理论地震图大多都过于完全，以致有时如同实际资料那样难于解释.高频近似方法(如射线方法)则适合于计算高频地震体波的理论地震图，采文尼(Cerveny V，1977)等人对此进行了系统的阐述.在此基础上提出新的混合计算高斯射线体波理论地震图的方法(全幼黎，1988)，该方法在本质上为既要使用褶积法，又要使用波包法，故可以得到较高的计算速度和精度.
由上述反投影反演算法求得的结果可靠性可用两个指标来衡量：即以走时残差的大小和地下射线覆盖交错的密集程度来表征.反演结果可靠区域的判定通常有两种常用的办法：一是射线覆盖、交叉密度分析，即认为对射线密集交叉的覆盖区域结果是最可靠的.在射线覆盖交叉稀疏区域，结果有一定的参考介质；无射线穿过或极少射线穿过的区域，仅是初始模型参数或先验知识，只有参考价值.第二个是checkboard检测板检测，根据初始模型离散化网格，以一定的扰动速度，设计高低速相间的检测板.按照实际观测系统参数，计算这种模型的理论走时，加上一定量的走时误差作为观测数据.然后从某一初始模型出发进行反演，能够或大致恢复检测板网格值的区域，即认为是反演结果可靠区域，另外若为射线密集交叉的覆盖区域也应是最可靠的.图 8采用的是以射线覆盖程度来确定结果可靠区域的方法，如图所示为沿延川-包头-满都拉剖面各波组成像射线覆盖密度分布，从图中可以看出：地壳内部的射线覆盖数十分密集，桩号100~700 km之间，地壳内部各界面走时拟合较好，射线覆盖交叉相对较为密集，其结果是可靠的.
 | 图 8 延川-包头-满都拉地壳与上地幔各波组成像射线覆盖密度分布(滕吉文，2010a) Fig. 8 Map showing distribution of density by ray coverage for the waves of crust and upper mantle along the Yanchuan-Baotou-M and ula profile(Teng J W，2010a) |
利用Cervny V和Psenk提出的射线追踪和理论地震图计算方法对各次爆炸激发的地震波场记录中识别出的反射和折射震相进行正演拟合和对比分析可得到沿剖面辖区的地壳与上地幔的二维速度结构(滕吉文，2010a).图 9为沿阴山造山带和鄂尔多斯盆地的地壳与上地幔的二维速度结构(滕吉文，2010a)，该图提供了辖区内丰富的速度信息.通过对图 9的分析可以得出鄂尔多斯块体北部地壳-上地幔由沉积建造与结晶基底、上地壳、下地壳和上地幔顶部四层正速度梯度层构成，沿剖面的地表速度结构和低速层亦可分辨，如图所示，一个“透镜状”低速体出现在R′ 2界面上部出现，其速度为6.2 km/s(滕吉文，2010a).
当地壳中存在高速夹层或者低速夹层等复杂构造时会增加解释的困难.因此，在获得地震记录图时，必须依据其运动学和动力学特征进行分析，在数据处理和对结果的研究上要反复推敲，并进行正反演计算，通过分析和综合判别，给出结果的科学解释(曾融生，1984).
2.3 小结
宽角反射和折射法所记录的直接来自深部介质的反射波组、在一些细节上要比反射法少得多，特别是当采用接收点稀，爆炸点少，覆盖次数低的观测系统时，所获信息量少，波组连续性亦较差，难以形成深部清晰结构图像.但是它的记录包含了丰富的速度信息，故能可靠地分辨低速层和高速夹层，这对构造活动区和地震活动区以及大陆动力学的研究是具有重要意义的.宽角反射和折射法通常采用三分量接收，同时获得纵波、横波信息.由其反演求取纵波、横波速度，以及由可能观测到的横波分裂现象，可用以研究介质的各向异性等物理参数，且可求取介质的速度结构，可为结果的构造解释提供较为丰富的资料.该方法成本为反射法的1/5~1/10，可在较差的地形条件下工作.为了弥补该方法分辨率的不足，近年来发展了高密度宽角反射/折射法，接收点距减小到200 m，炮点也加密，实行多次覆盖观测和数据处理，大大提高了方法的探测能力(吴宣志，1997).由于它可直接求取成层介质中的速度分布，故可以分辨壳、幔介质中的低速层和速度结构.
3 近垂直反射与深部异常体的认识
深部地震探测的近垂直反射方法又称深反射方法，它是将石油反射地震勘探方法的原理与技术用于深部地震探测而发展起来的.采用近垂直深反射方法探测研究地壳上地幔结构和构造问题，是地球科学研究的重要内容之一(刘保金，2012; 刘振东，2012; 李文辉，2012; 王海燕，2012).早在20世纪50年代末期，我国的地球物理科研人员就在青海柴达木盆地利用低频地震勘探仪进行了地壳深部构造的研究(曾融生，1960; 卢占武，2006).美国于1974年在康乃尔大学成立了“大陆反射剖面协会(The consortium for Continental Reflection Profiling，简称COCORP)”.该协会在1975年获得了鼓舞人心的实验性研究结果(Brown L D，1983)，表明深反射技术完全可以用以研究大陆基底或深部地壳结构.此后，以COCORP为代表的深反射地震计划在其他各国开始蓬勃发展起来，如英国的BIRPS、法国的ECORS、加拿大的LITHOPROBE和COCRUST、瑞士的NFPA、德国的DEKORP，欧洲EGT、澳大利亚的ACORP、中美合作的INDEPTH计划等.研究大陆地壳与上地幔结构和构造，特别是在复杂构造地带，地震反射深部探测为其提供了新的信息(Hauser E C，1987).地球科学家们利用地震深反射探测结果对造山带，裂谷带和板块缝合带等一些大地构造的基本问题进行了探讨，促进了全球地球科学的发展进程(滕吉文，2004b).
3.1 近垂直反射探测方法
近垂直反射的地震波场在陆地上激发多采用炸药量约50 kg左右的炸药震源或可控震源，海域与湖上，即水上采用气枪组合，在相距震源0~10 km左右附近主要接收来自其正下方界面的反射波(吴宣志，1997).实践表明：爆炸震源和气枪激发地震波的穿透能力要比可控震源优越.但是可控震源又有着自身的优点，尽管每次机械振动的能量比较小，但是由于它的讯号可以无限重复，故利用计算机技术可以把多次接受的讯号叠加起来，从而提高信噪比，以获得足够强能量的深层反射波列.
近垂直反射的观测仪器设备为适当调整或改进了频带范围的通用石油地震勘探仪器设备.一般为120~240道，现今已发展到480道和1000道以上，乃至上万道的仪器装置，其道间距为25~100 m，排列长度约5~10 km(滕吉文，2004b)不等.
石油勘探中反射剖面的常规处理流程也可用于深地震反射资料的处理.深地震反射资料的数据处理多采用FOCUS地震反射处理系统，其数据处理流程和方法主要包括数据输入、解编、道编辑、折射静校正、真振幅恢复、地表一致性振幅补偿、地表一致性反褶积、速度分析、剩余静校正、动校正、叠加、叠后偏移和叠后剖面去噪等(卢占武，2009; 单玄龙，2009; 刘保金，2009a; 刘保金，2009b;酆少英，2011).
速度分析对获得良好的反射剖面图像至关重要(渥·伊尔马滋著，1994).只有精确知道了地震波的速度值，才能正确归位、成像，并确定产生反射层的界面埋深、地层倾角和它们的空间位置(方盛明，2009).通常为利用速度扫描或速度谱等速度分析以获得叠加速度，而地震反射不能给出介质的层速度和平均速度，故限制了这一方法对地壳介质中低速层的识别和进行速度结构分析及介质属性解释.显然，如果同一剖面存在在区段上同时进行深地震宽角反射和折射剖面的探测，则可求得介质的速度结构，并进行速度分层、分块，那么对反射来讲，则可以利用其作为相应界面深度上的叠加速度，并得到可靠的叠加剖面
(刘保金，2009b;刘保金，2012).
在常规处理流程中，偏移和叠加是非常重要的.偏移把反射体置于空间的正确位置上.叠加采用从不同角度多次照明子界面的反射区域并对不同路径长度作校正之后的观测进行求和来改善信噪比.常规的数据处理流程在偏移之前作叠加.对未作叠加的数据作偏移(即叠前偏移)是一个更为恰当的过程，但它需要多两个量级的计算和数据处理.这对用于科学研究的深地震反射剖面是值得尝试的.Claerbout(1985)提出，在倾角大于30°时，需要叠前偏移来改善深部构造成像效果，而Warner(1987)则指出，常规记录系统得到的低信噪比信号水平、深部反射波场的不完全记录，以及由近表面特征产生的波场畸变等原因对反射事件成像的细节会造成更大的影响.在两种不同的意见同时存在的情况下，偏移的效果往往取决于具体的构造和探测的场地条件，因此，特定的偏移处理试验是有必要的(王椿镛，1994).
图 10为银川断陷盆地深地震反射剖面解释结果图(方盛明，2009).当近垂直反射记录经过常规数据处理后，得到了CMP叠加时间剖面.利用速度分析并结合该区的深地震宽角反射和折射探测的速度结构，得到了剖面上的平均速度，进而求取了时间剖面上相应的深度值，得到的剖面解释结果如图 10所示(方盛明，2009).
3.2 近垂直反射的资料解释
深地震反射剖面是一种较高精度的、对地壳和上地幔中的反射界面形态、深部构造背景和深浅构造关系进行探测的一种地球物理勘探方法(姚保华，2007)，了解常见的地震反射类型与特征是近垂直反射资料解释工作的基础.常见的地震反射类型根据其特征主要分为四种类型.分别是地震的透明体、亮点、绕射特征和反射特征.
地震的透明性是指尺度与地震波长相当或更大的反射极少的“透明”状态，它多出现在上地壳和上地幔中，常与反射下地壳构成双层地壳模型.反射透明区的存在表明深部的该地质体尚缺少足够的各向异性，因而可能是较为均匀的岩体，如花岗岩体、橄榄岩体等，也可能是波阻抗差分布范围很小的各向异性岩层.因此使得它们不容易在反射剖面上显示出来.
亮点指中地壳深度处存在异常强的反射体，这表明该地质体具有异常强的波阻抗差.目前所发现的这类亮点主要位于裂谷区.因此，现多认为它是一个深部的薄岩浆席、岩浆房或流体的填充带等.当然也有可能是由于复杂反射界面与相邻地带波长局部叠加效应所致，如走时曲线的叠置与成环交错现象等.
绕射波场特征指通过克拉通地区的反射剖面中在不少地区的地震记录图上常出现规则的弧形反射的特征，即绕射，它反映出地震波能量在此空间内发生散失.所有这些地区均有太古宙或元古代的地壳，同时地壳较厚，Moho界面反射性较弱，但在欧洲的一些年轻地壳去也见到类似现象.关于绕射波场的构造意义十分清晰，如在破碎带确定断裂的边界场具有重要意义.
反射特征是深反射地震中出现最多的一种特征，它表现为一定规模、倾角不等的各向异性地质体的存在.目前研究较多的是下地壳的反射性，它较为水平，对若干倾角较大的反射构造也有论述.总体来看，水平反射面代表伸展构造，倾斜反射面代表挤压构造.水平反射层主要存在于下地壳，多与透明的上地壳相伴出现.这种层纹状下地壳可能与拉伸事件有关，构成伸展构造面，或为与伸展有关的岩浆板底垫托侵入体.同时年轻的伸展构造区之下水平状Moho界面反射性的存在，则表明Moho界面也是新生事件的产物.缓倾反射带的反射层呈近于水平状，常与地表断层相连，多代表深部地壳中的大型拆离构造.陡倾反射带的反射层不呈水平状或低角度状，而是呈陡倾斜状；有的为穿透深度较大的陡倾斜反射带.一般认为，这种特征表征着地壳中的大型韧性剪切带或板块的主碰撞缝合线(滕吉文，2004b).
地球物理学家们用近垂直反射这一探测手段成功地解决了关于造山带、裂谷带和板块裂缝带的研究中的一些大地构造基本问题，因而它是全球地球科学研究中的一大进展(王椿镛，1994).地震深反射观测使得科学家们在区域地壳和上地幔精细结构构划上有一些新的认识，如：
(1)发现许多原来推断的超壳断裂并不存在.许多地表地质和钻孔控制的重要断裂带向下延伸且倾角变缓，消失于大规模的滑脱带中.
(2)在阿巴拉契、科迪勒拉、海西、加里东等古生代造山带，反射波探测反映了造山带的复杂构造格局，如南阿巴拉契亚的薄皮构造、新英格兰的阿巴拉契和格勒维尔造山带的厚皮构造、海西的变形构造等.另外，穿越阿尔卑斯造山带的深地震反射剖面，详细描绘了欧洲伊比利亚板块与非洲板块碰撞形成的复杂格局.
(3)证实了新生代造山带地区地壳加厚和存在山根.在大多数加里东、海西造山带下面Moho界面近于水平，却没有发现山根.例如在西藏高原南部的喜马拉雅造山带地区，就没有发现岩石圈中存在山根，然而山脉却仍在升起.
(4)在许多地区，下地壳表现为近水平密集的片状反射带.这一构造格局与上地壳中反映盖层构造和基地构造的反射带以及无反射的中地壳和岩石圈地幔形成鲜明对比.
(5)地震活动地区地壳结构中存在浅层推覆断裂和深部正断层以及其震源交汇的空间状态，通常在震中地带Moho界面反射能量弱，这可能与应力积累过程中介质破裂或介质物理属性变化的原因.
(6)在西欧加里东构造带及其他一些造山带和克拉通地区观测到岩石圈地幔中存在强反射，且延伸数十乃至百公里以上.在中国东部的华北平原和西部的青藏高原不仅在岩石圈地幔内反射能量很强，呈层状上地幔结构，而且地幔低速层埋藏亦浅.
(7)在一些拉张构造或挤压构造地区，中、下地壳中出现近水平延伸数十至上百公里的强反射或透镜状近水平反射波组，广角反射和折射确定它们是高速体.在中国西北地区的景泰地区、柴达木盆地、华北平原等地在中下地壳中均存在能量较强的高速夹层反射波(滕吉文，2004b; 吴宣志，1997).在下地壳中的这类高速透镜状反射组体与壳、幔混合物的存在相关.
3.3 近垂直反射与反射波地震勘探的异同点
深地震反射方法发展了石油地震勘探发展中的反射地震数据采集和数据处理技术.观测仪器设备则为将通用的石油地震勘探仪器设备改造或调整它的频率响应以适用于深部低频信息的记录.数据处理采用反射地震探测数据处理的相关软件包，但需要进行相应的调整或变化.
但是这些技术在应用到深部探测时也遇到一些新问题.首先，结晶基底以下，探测目标的波阻抗差不大，反射系数小，加上远距离传播发生几何扩散、衰减和散射，能量很弱.其次，深反射剖面常常跨越丘陵或山区，高程变化大，地表地震地质条件复杂，静校正量大且精度低.同时，反射波法对壳、幔内部成层介质的速度难以确定、不能精确归位，影响叠加、偏移、时深转换和成像等处理的效果.最后，由于施工条件限制，人文噪声大，可控震源和检波器与地面耦合不好等原因，数据的质量不好.缺线缺炮和测线弯曲等降低了覆盖次数.
改善数据质量的首要措施是提高激发能量，压制噪声.因此在采集数据时需要增大爆炸震源药量、采用多台大吨位可控震源车组合并增加垂向叠加次数等措施以提高信噪比.同时缩小震中和接收器的间距，并提高覆盖次数.在数据处理上，主要是采用滤波等手段压制干扰，提高速度分析精度和静校正精度.同时开发针对性的特殊处理方法(吴宣志，1997;滕吉文，2004b).
这里正要提出的是，特别是在双程走时图上难于进行波场分离和分辨情况下，在复杂构造与岩相变异情况下，特别是对多次反射波；部分多次反射波；混合多次反射波；断层面侧面波；断层与不规则几何体的次级震源绕射波的识别等和能量不足、信号低弱的情况下，往往会造成不良的解释结果和地质认识.
4 二者的对比与联合应用
深部地震折射和宽角反射剖面探测覆盖次数低，波组连续性较差，难以形成深部精细的结构图像.但是它的记录包含了丰富的速度信息，且可以可靠地分辨低速层和高速夹层与分辨多次波和层间复导波等类型.
深地震反射探测覆盖次数高，反射波组连续性好，可获得包括地壳细结构和莫霍面在内的地下界面的图像，但是包含的速度信息少，波场难以分离，故难以确定可靠的速度和相应的界面深度和成像，更难以分辨低速层或高速夹层(吴宣志，1997).
因此，合理的做法是将二者结合起来，即首先实施宽角反射和折射法探测，在弄清地下总体速度层、块结构的基础上，在特异结构地段布置少量深地震反射剖面以大炸药量激发波场，以获取能量足够强的可靠细结构信息.另外，在反射法施工时，在距离数十到200~300 km范围内，用高性能的地震仪接收反射炮点激发的波动，应增加一定数量的大炸药量的大炮，以达同时获得宽角反射和折射波场信息，这二者互补，即可为近垂直反射提供速度数据，又可扩大探测范围和深度，并记录到横波信息.近垂直反射得到的界面位置和形态反过来又为宽角反射/折射资料解释提供细结构的约束.因此，在今后的地壳与上地幔探测中，应强化地震宽角反射/折射与反射波法联合观测，创立联合观测系统和反演系统，以取得地下深处更为逼近的介质属性、结构和地质构造的解释结果(吴宣志，1997；滕吉文，2004b).
5 结 语
本文较系统地综述了人工源深部地震探测的发展历程、方法原理、野外采集和室内处理解释等相关问题，分析了人工源深部地震探测与壳、幔结构的关系及其对异常体的分辨.人工源深部地震探测对地球深部精细结构的研究具有特殊意义，其所得结果的精度最高、且最为准确，这是其他任何地球物理方法与反演技术所无法比拟的.深部地震宽角反射和折射测深可以提供精确的壳、幔速度结构与构造轮廓，深地震反射探测则可以详细描绘地壳构造的形态细节.在今后的发展中，应强化与创立联合观测系统，将当必有益于厘定地壳与上地幔精细结构与深层过程和地球动力学响应.
图 9 阴山造山带和鄂尔多斯盆地高精度地壳与上地幔二维P波分层速度结构分布剖面(滕吉文，2010a)
Fig. 9 Map of cross section of 2D fine layered velocity structure for P-waves
in the crust and upper mantle along the Ordos basin and Yinshan Mt(Teng J W，2010a)
图 10 银川断陷盆地深地震反射剖面解释结果图(方盛明，2009)
Fig. 10 Interpretation results of deep seismic reflection profile across the Yinchuan faulted basin(Fang S M，2009)
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