2014, Vol. 29
2. 国家海洋局第二海洋研究所, 杭州 310012
2. The Second Institute of Oceanography, State Oceanic Administration, Hangzhou 310012, China
海底地震仪(Ocean Bottom Seismometer，简称OBS)直接与海底面接触，相对于多道地震的水面接收有很大的优点，一是可以观测到剪切波，常采用4分量拾震器，二是适用于广角地震探查获取更深的地壳结构信息，三是宽频带OBS还可以开展海底天然地震观测(游庆瑜等， 2003a，2003b；阮爱国等，2004).OBS应用十分广泛，常用于石油勘探(阮爱国等，2009)、洋中脊构造(牛雄伟等，2009;阮爱国等，2010；Zhao et al., 2012，2013)和边缘海大陆架调查(Yan et al., 2001；夏少红等，2008；阮爱国等， 2009，2011；丘学林等， 2011，2012； 赵明辉等，2011； 吴振利等， 2011，2012；卫小冬等， 2011a，2011b；吕川川等，2011)及天然地震观测(丘学林等，2006；黄海波等， 2011a，2011b；阮爱国等，2012)等.近年来在我国的应用也越来越多，在南海、黄海、西南印度洋、南北极开展了大量的实际调查与研究工作.这些调查中，既有进口设备也有国产的，既有宽频带OBS也有短周期的，既有人工震源探查也有天然地震观测，既有二维的也有三维的，因而在海上作业、数据处理和研究方法等方面情况比较复杂.为了规范作业、提高回收率和数据处理效率，保证结果的可靠性和精度，有必要对相关技术进行总结提高，为将来更好地开展工作提供参照.本文以实际工作为例(西南印度洋中脊人工源2D剖面)，系统地总结了OBS 地震观测的海上作业方法、数据处理技术和流程、建模正反演和模型评价方法.
1 海上作业
OBS的海上作业主要分5步：(1)测线设计和震源设计；(2)OBS参数设置；(3)OBS投放；(4)炸测作业和(5)OBS回收.
OBS记录一般要求同时获得海底反射、沉积层折射、地壳折射、莫霍面反射和上地幔折射等地震信号，因而要求炸测时间间隔较大，以防止前炮的后续震相被后炮的浅层震相所覆盖.实践中常采用炮间距150~300 m，航速 4~5 kn，相应的放炮时间间隔为80~120 s.OBS站位间距尽可能小些，一般不超过30 km.为了得到深部信息，要求枪阵容量大于5000立方英寸，工作压力120 kg/cm3.
OBS 投放前要进行充电、参数设置、密封和上浮系统测试.实践中设数据采样频率为100~500 Hz，其它参数包括开始记录时间、终止记录时间和自动上浮时间.自动上浮设置是在正常的声学释放系统由于各种原因失效时，采用的补救手段.另外，需要配置罗经用于确定OBS水平分量在海底的方位，配置闪光灯和旗子，以便在夜间和阳光强烈的条件下寻找在海面上漂浮的OBS.
OBS投放是根据事先设定的点位，利用GPS定位来进行，要求提前降低船速，投放时船速不得高于2 kn，使OBS以较小的水平速度平稳入水.同时要及时记录实际投放点的坐标(由于船在运动，投放点与设计点之间总是有偏差)，其重要性在于实际投放点对后面的回收意义重大，而且常作为数据处理的初始坐标.
OBS回收作业，正常情况下船开到投放点上风向1 km处，关闭船舶的螺旋桨和主机(防止螺旋桨搅住释放器探头和噪声对声学释放的干扰)，把声学释放器探头放入水中(保证深过船底)，发送声学释放命令.可以灵活设计回收路线，尽可能使每个站位有2次以上的回收机会.发现目标和打捞上船时要分别记录坐标，这有利于判断海流方向为后续工作中的目标搜索提供参考.
2 数据处理
OBS数据处理主要包括炮点位置和时间校正、OBS位置校正、OBS数据格式转换、OBS时钟漂移校正、增益恢复、滤波及预测反褶积(李湘云等，2007；王彦林等，2007；Oshida et al., 2008; 薛彬等，2008；夏常亮，2009；敖威等，2010；夏少红等，2011)，为了更准确的识别震相，有时还需要进行水深静校正(Xian et al., 1999).常用数据格式采用SEGY及SU格式文件，因为可处理这类格式的商用软件较多，方便使用.下面具体阐述(以西南印度洋中脊50°E附近OBS地震试验(Li and Chen， 2010；Zhao et al., 2013)的某测线为例).
2.1 炮点时间和位置校正
用GPS对放炮时间进行控制，使用精确到毫秒的精密计时器，与震源直接相联，如果有困难，可以将多余的OBS或陆地地震仪(带GPS接收器)安置在船上，记录放炮产生的甲板振动脉冲.
由于各种原因，航迹(炮点位置)相对设计测线总会产生一定的偏差(一般为几米到十几米)，直接影响震相走时的拾取.校正方法是将船上GPS所记录的位置校正到实际的枪阵震源中心位置(熬威等，2010)：
2.2 OBS位置校正
自由落体投放的OBS下落速度较小(约1 m/s)，受海流的影响，其在海底的实际落点位置会偏离设计点，这种偏离现象对OBS记录剖面后中偏移距较小的震相(如直达水波)的拾取有非常大的影响(如图 1a为未做任何校正的地震记录)，当水深较大时偏移可能更大.因此对OBS的位置进行校正是必要的(如图 1c，位置校正前的地震记录；图 1d，位置校正后的地震记录).3D地震试验与2D地震试验采用不同的校正方法.
 | 图 1 西南印度洋中脊OBS探测12号站位实测地震记录 折合速度为6 km/s. 其中，(a)为未做任何处理的地震记录；(b)使用带通滤波后的地震记录；(c)滤波后再增益的地震记录； (d)在图 1c的基础上，时间和位置校正后的地震记录；(e)为在图 1d的基础上，预测反褶积处理后的地震记录； (f)为在图 1d的基础上，水深静校正后的地震记录. Fig. 1 A seismic record example of No.12 station in the Southwest Indian Ridge(SWIR)OBS experiment. The reduced velocity is 6 km/s.(a)The raw data;(b)After a b and pass filter;(c)Added gain;(d)Added offset and time drift corrections;(e)Added prediction error filter; (f)Processing with a shot depth correction after Figure 1d. |
当有交叉放炮测线经过OBS上方时，通常可以得到较准确的OBS位置(夏常亮，2009；敖威等；2010；夏少红等，2011).方法是用读取所有站位OBS数据垂直分量中与该站位位置最近的5炮(或更多)的初至波走时，精确到毫秒，并进行时间漂移和滤波延迟校正(后述)，然后减去校正后的放炮时间，差值即为直达水波的单程走时.迭代方法方程为
其中，d为OBS站位的水深(由水深量测插值确定)，待定OBS坐标为(x，y)，水中地震波速度v取1.5 km/s，ti、xi、yi(i=1，2，3，4，5)为炮点处初至波走时和坐标，
2.2.2 2D工区的OBS位置校正
与3D不同，对于2D试验，首先用最小二乘法将所有炮点归一到同一直线上形成剖面.OBS初始平面坐标由投放点的坐标确定，深度由水深测量确定.然后将其投影到上述炮点测线，得到局部化坐标以及偏离实际点的误差(薛彬等，2008).在此基础上计算小偏移距附近的直达水波的理论走时曲线并与实测记录相拟合，对OBS位置进行人工微调.
2.3 OBS时钟漂移校正
OBS投放前其记录器参数设置使用GPS授时，回收后立即再次用GPS对时，确定总的时钟漂移量(薛彬等，2008).一般认为时间漂移是线性的，因而可以由工作起始时间、终止时间和总漂移量，计算出OBS每个记录道(对应一个炮点)的时间漂移.实际工作表明时间漂移的校正量约为几个到十几个毫秒.然后对地震记录剖面进行校正，这个过程中可再次对OBS位置进行微调.经过上述OBS位置和时间的校正，小偏移距附近海底面反射震相的形态得到了较好改善(图 2d).
2.4 增益恢复、滤波及预测反褶积
对所有站位的OBS地震记录，可使用软件包Seismic Unix(SU)(Cohen and Stockwell， 1995)进行必要的处理.如最小相位带通滤波(图 1b)，增益恢复处理(图 1c)等.滤波要根据气枪主频进行(赵明辉等，2008)，可以使用F-K滤波消除紧随直达波的干扰波，噪声干扰严重时可采用一致性滤 波(Milkereit and Spencer， 1989)，还可采用预测反褶积压制多次波(图 1e)便于识别沉积层和上下地壳分界面的反射震相. 2.5 水深静校正
OBS地震记录是以共接收点记录的折合时间剖面的形式来表达，常用的折合速度为6.0 km/s或8.0 km/s，前者用于突出地壳内折射波Pg，后者用于突出上地幔顶层内折射波Pn.但当地形变化较大时，对震相识别造成一定影响.为此，可以采用水深静校正处理，从每道记录的时间轴上减去水层内垂直走时.图 1f给出了水深静校正之后的地震记录，该OBS位于地形隆起处，海底面起伏高差达2000 m，可以看出校正后Pg的视速度接近真实，利于震相识别.通常水深静校正用于震相识别，震相拾取仍使用先前的地震记录.
3 建模与反演
参考研究区历史地震剖面、水深数据等资料，用网格法建立初始模型，用试错法正演手动修改各层的速度和分界面变化等模型参数.固定界面，以全局走时误差为目标函数，采用阻尼最小二乘法，由浅到深，逐层反演速度，得到最优化速度模型.最终模型可分为最佳网格参数和最简洁结构模型、最少参数或结构优先模型、最佳网格参数和结构优先模型以及最少参数或最简洁结构模型(Zelt and Smith， 1992；Zelt and Forsyth， 1994; Zelt，1999)等4种.举例如下.
测线初始模型分为4层(图 2a)，分别为海水层(层内速度为1.5 km/s)，2 km厚的上地壳(洋壳层2，顶面速度2.4 km/s，底面速度6.4 km/s)，4 km厚的下地壳(洋壳层3，顶面速度6.4 km/s，底面速度7.0 km/s)和上地幔(顶面速度7.8 km/s，底面速度8.2 km/s).上述分层和速度参考了多波束水深数据、标准洋壳模型(Kennett，1982；White et al., 1992)和SWIR 66°E及57°E处的P波速度模型(Minshull and White， 1996;Muller et al., 1997，1999，2000；Minshull et al., 2006).网格划分方法是，各层网格节点水平间距为5 km.垂直方向上，除海水层外，设定层内速 度为线性变化，由顶面与底面的速度差和厚度，自动确定网格划分.层内不设速度间断面.采用走时模拟和反演方法来构 建速度模型，使用软件为RayInvr(Zelt and Smith， 1992).在初始模型基础上，通过上述反演方法得到最终速度模型(图 2b).
 | 图 2 西南印度洋中脊50°E地震试验某测线地震速度剖面 (a)为初始模型，(b)为最终模型.小正方形代表界面节点；小三角形代表层内的速度节点，白色表示反演时节点值不变， 蓝色表示反演时节点值改变. Fig. 2 An example of velocity model in SWIR OBS experiment (a)initial model;(b)final model. White square represents interface control point. White triangle reperesents consant velocity control point，blue triangle represents variable velocity control point when inversion. |
由于模型参数存在非唯一性和不确定性，模型评价主要分为两种：模型间接评价和模型直接评价(Zelt，1999).
4.1 模型间接评价技术
模型间接评价主要评价模型的分辨率和模型参数的不确定性，是最简单的模型评价方法，用统计图表来表达.
(1)用表格给出模型统计分析结果(表 1)，包括震相拾取数、模型可以约束的震相数及其百分比、每种震相的RMS(root mean square)走时拟合误差和chi-square、所有走时的RMS与chi-square(Zelt and Smith， 1992).
(2)画出每一条射线和每一震相的计算走时图，同时将其与拾取的震相对比(图 3).
 | 图 3 举例测线的 OBS12站位射线追踪(a)和走时拟合结果(b).震相说明见表 1，图 3b中，黑色圆圈为理论走时，彩色竖条为拾取走时，其颜色与射线颜色一致，竖条高度为拾取走时误差的2倍(Zelt and Smith， 1992). Fig. 3 (a)a simulation of ray-tracing，(c)the fitting of the calculated travel time to the observed. The names of the phases are explained in the table 1. In Figure 3b，black dots represent the theoretical travel time， and the colored vertical bars represent the observed travel time in the same color of rays. The size of the vertical bars indicates twice the uncertainty(Zelt and Smith， 1992). |
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表 1 测线的误差分析 Table 1 Error analysis of the example profile |
(3)画出最终速度模型图的同时计算并给出射线密度分布图(图 4).
 | 图 4 所举例测线最终模型的地壳速度结构(a)和射线密度分布图(b) 剖面长52 km，共205炮，2台OBS数据可用.红色三角为OBS站位，其顶上数字为OBS编号.图中黑细线为速度等值线，等值线间隔为0.4 km/s，黑色粗实线为海底面和Moho，其中由PmP震相控制的区域用红点标示.黑色虚线为 洋壳层2与层3分界面，其中P2P震相控制区域用红点标示.射线密度分布图的统计网格为：0.2 km×0.1 km. Fig. 4 The final velocity model(a) and the ray density distribution(b)of the example profile The length of the profiles was 52km and two stations of data were used. Numbered red triangles represent the OBS stations. Thin black lines represent the isotopic contour of the velocity with an interval of 0.4 km/s. Solid black lines represent the seabed and the Moho discontinuity. On the Moho discontinuity，the red colored portion was constrained by the PmP. The dashed black line represents the interface between oceanic layers 2 and 3. And in Figure 4b，the size of the statistic network is: 0.2 km×0.1 km. |
(4)用扰动方法进行模型分辨率测试(图 5). 这个方法比射线密度图更好，因为同一角度或同一方向的射线密度大并不能代表较高的分辨率，不同方向和偏移距的较少的射线也能有较高的分辨率.另外常用的技术还有检测板分析(Xia et al., 2010)等.
 | 图 5 分辨率测试 参数值范围为0~1，与每个网格中的射线覆盖有关，大于0.5意味着模型参数可信，其值越大代表模型参数越可信 (Zelt and Smith， 1992；Muller et al., 1997). Fig. 5 Resolution contours for the seismic model The parameter between 0 and 1，affected by the ray coverage sampling each node，values greater than 0.5 are considered well resolved and reliable(Zelt and Smith， 1992；Muller et al., 1997). |
直接模型评价主要是通过改变模型参数来检验模型的唯一性(Zelt，1999)，其操作较为复杂和耗时.主要有三种方法：
(1)单一参数不确定性测试：手动修改某一参数，然后进行射线追踪拟合，使用F-test来检验模型是否相同，如果模型不同，当前改变量则为该模型参数的不确定性.
(2)多参数不确定性测试：手动修改多个参数，然后进行射线追踪拟合，原理同单参数不确定性测试，本文使用测线的多参数不确定性测试见表 2.
(3)通用模型评价：在合理的范围内系统的改变任一模型参数，再做反演，判断对模型的影响.如改变震相的不确定性，速度和深度节点，目标函数或线性系统的射线出射偏移距参数，或模型网格节点或层数等，可以判断模型的唯一性和检验初始模型对最终模型的影响.
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表 2 速度模型的层速度和界面不确定性分析 (Zelt，1999；Muller et al., 1997) Table 2 The uncertainties of interfaces and velocities of the final model (Zelt，1999；Muller et al., 1997) |
本文根据多年实际经验，以西南印度洋中脊一条实测OBS广角地震剖面为例，系统地介绍和总结了OBS数据采集处理建模反演和模型评价的流程和方法，为以后更好地开展相关工作提供参考.主要结论如下：
(1)海上作业前要精心设计测线和工作程序，重点是震源参数和记录参数.OBS回收成功率是关键问题，工作要到位细致，特别要在投放前进行必要的测试.
(2)OBS数据处理主要包括炮点的时间和位置校正、OBS的位置校正、OBS数据格式转换、OBS时钟漂移校正、增益恢复、滤波及预测反褶积处理，如果地形起伏大，还需进行水深静校正.
(3)震相识别是建模和反演的又一关键.除了从折合速度剖面上直接人工识别外，要结合正演模拟反过来验证与拾取.
(4)参考研究区历史资料，特别是地震和水深资料建立初始模型，用网格化方法对初始模型参数化，用射线追踪正演和试错法确定速度模型和地壳结构的基本轮廓，然后固定界面，对速度分布逐层进行自动反演.如是3D资料，最好先进行2D建模，然后再进行3D层析成像自动反演.
(5)用多种手段进行模型评价是非常必要的，得到模型的不确定性和分辨率，保证可靠性和唯一性.
致 谢 本文得到了国家重点基础研究计划(2012CB417301)和国家自然科学基金(41176046、41176053，91228205)的资助.数据处理使用了SU软件包(Cohen and Stockwell， 1995)；地震结构反演使用了软件RayInvr(Zelt and Smith， 1992)；部分图件使用了GMT绘图软件(Wessel and Smith， 1995).
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