中尺度渦影響下目的層地震成像的畸變與影響因素分析

姬莉莉，林 緬

中國(guó)科學(xué)院力學(xué)研究所環(huán)境力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100190

1 引 言

大量的地震資料分析表明，內(nèi)波、峰團(tuán)、中尺度渦等海洋中尺度現(xiàn)象都會(huì)反映在地震成像中[1-8］.在這些非均勻的、運(yùn)動(dòng)的水體內(nèi)部，各層海水之間由于溫度和鹽度的差異會(huì)產(chǎn)生波阻抗的差別.海水層間的這種波阻抗的差別會(huì)引起地震波多次反射，覆蓋了中深層地震數(shù)據(jù)，增大了從地震波場(chǎng)中提取有效波場(chǎng)的難度.同時(shí)，許多觀測(cè)還發(fā)現(xiàn)，超大深度的水體使得地震波到達(dá)目標(biāo)深度時(shí)能量嚴(yán)重衰減.這些現(xiàn)象充分說明，由于超大深度水體動(dòng)力環(huán)境的不穩(wěn)定性，加劇了地震波傳播的復(fù)雜性.因此，有必要從機(jī)理上研究海洋中尺度現(xiàn)象對(duì)地震波傳播的影響.

20世紀(jì)70年代以來，中尺度渦一直是物理海洋學(xué)家研究的重點(diǎn).中尺度渦在海洋中幾乎處處存在，根據(jù)旋轉(zhuǎn)方向的不同，可分為氣旋式和反氣旋式兩類：氣旋渦內(nèi)的海水做逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)運(yùn)動(dòng)，反氣旋渦做順時(shí)針旋轉(zhuǎn)運(yùn)動(dòng).研究表明中尺度渦會(huì)引起水聲場(chǎng)變化[9-14］.Parker[10］指出中尺度渦的存在可以使等溫線提升500m或更多，導(dǎo)致聲道軸抬高，特別是在上層水體，中尺度渦對(duì)聲信號(hào)有很明顯的干擾.近幾年，一門新興的學(xué)科——地震海洋學(xué)的研究表明，當(dāng)水中溫度在垂向上變化足夠大（每米變化幾百分之一度）時(shí)，會(huì)引起地震反射波速度的變化，就會(huì)在地震成像中看到它的反射層[15-17］.Krahmann指出[15］，由于水體中溫度的變化，反射波相位的變化能達(dá)到180°或更多.Holbrook等在處理地震數(shù)據(jù)時(shí)，發(fā)現(xiàn)了清晰的地中海旋渦的地震影像圖.從圖中可以看出，中尺度渦內(nèi)反射層密集，且結(jié)構(gòu)復(fù)雜.這些研究充分表明，中尺度渦的存在必然對(duì)目標(biāo)地層的成像造成一定的影響.因此從機(jī)理上研究中尺度渦影響下目標(biāo)地層成像的畸變是當(dāng)務(wù)之急.

一般情況下，在地球物理界通常采用波動(dòng)方程方法和射線追蹤方法處理地震成像問題.但是，波動(dòng)方程方法的計(jì)算耗時(shí)相當(dāng)長(zhǎng)，不太適應(yīng)討論機(jī)理問題；射線追蹤方法雖然在物理圖像的直觀理解上很吸引人，但是它建立在高頻近似的基礎(chǔ)之上.因此本文采用拋物方程（PE）方法[18-21］模擬低頻地震波傳播.與波動(dòng)方程方法相比，PE方法的優(yōu)勢(shì)在于計(jì)算速度更快，占用內(nèi)存很小；與射線方法相比，PE方法在計(jì)算低頻傳播問題時(shí)精度更高.

本文首先介紹旋渦模型和PE方法.之后，模擬自激自收的地震波場(chǎng)并分析中尺度渦群影響下目標(biāo)地層成像的畸變.最后研究渦強(qiáng)度對(duì)目標(biāo)地層成像的影響，從機(jī)理上分析了造成目標(biāo)地層成像畸變的原因.

2 計(jì)算方法

本文建立如圖1所示的物理模型.假設(shè)含有中尺度渦的海水層為非均勻介質(zhì)，海底有兩層均勻彈性介質(zhì).

圖1 物理模型Fig.1 Sketch of the physical model

2.1 旋渦模型

本文所用旋渦模型于1977年由Henrick等[11］提出，并經(jīng)過后人的發(fā)展，不斷完善[14，22］.假設(shè)海水深度為D，笛卡爾坐標(biāo)以維度φ為中心，x′軸正方向指向正東方，y′軸正方向指向正北方，z′軸從海平面垂直向下.Ω=7.27×10-5s-1是地球的角速度，旋渦中心位于坐標(biāo)原點(diǎn).ρ，p，c分別表示海水的密度，壓力和聲速.v=（u，v，w）表示海水流動(dòng)的速度，u，v，w 是其在x′，y′，z′軸上的分量.為方便求解，將上述坐標(biāo)系轉(zhuǎn)化到 （r′，θ′，z′）柱坐標(biāo)系下，其中r′表示到渦中心的水平距離，θ′表示和x′軸的夾角.無量綱參數(shù)見表1.

表1 旋渦模型中無量綱參數(shù)Table 1 Non-dimensional variables in the eddy model

設(shè)海水密度和壓力場(chǎng)分別由靜態(tài)和旋渦擾動(dòng)兩部分組成：

設(shè)靜態(tài)區(qū)域的密度和壓力只隨深度變化，可得

其中Jm為m階第一類Bessel函數(shù)；α為常數(shù)，根據(jù)實(shí)際情況而定；r⌒0和z⌒0為旋渦有效影響半徑和影響深度

ξ（n）=2nπ／ln（1+Bz0），n=1，2，3，… ，當(dāng)旋渦為暖（冷）渦時(shí)，k（n，m）式中取正（負(fù)）號(hào).

于是有：

利用Eckar公式[23］計(jì)算旋渦內(nèi)溫度和聲速：

其中，

這樣給定旋渦的有效影響半徑r0，有效影響深度z0，海水表面最大流速U0，海水表面聲速c0，海水表面密度ρ0，合適的常數(shù)A，B（由實(shí)測(cè)的溫鹽數(shù)據(jù)確定）以及旋轉(zhuǎn)方向，就可以確定旋渦的流速和聲速結(jié)構(gòu).下面將用此模型并結(jié)合實(shí)測(cè)的CTD數(shù)據(jù)模擬中尺度渦內(nèi)的聲速.

2.2 PE方法

拋物方程近似方法的基本假設(shè)為能量傳播的速度接近于一個(gè)參考速度——剪切波速度或壓縮波速度.基于此假設(shè)，將波動(dòng)方程中的橢圓算子分解為出射波和入射波，忽略后向散射的作用，用拋物算子代替橢圓算子.水中和地層中拋物方程的推導(dǎo)略有不同.在水中，聲波滿足的質(zhì)量守恒方程、歐拉方程和絕熱狀態(tài)方程，分別為

其中ρw是海水密度；vw是質(zhì)點(diǎn)速度；Pw為壓強(qiáng).

假設(shè)聲源為連續(xù)聲源，則聲壓滿足：Pw（r，θ，z，t）=pw（r，θ，z）e-ift，其中f 為頻率.

為求解方程（7）做如下假設(shè)：（a）中尺度渦引起的海水非均勻性為小擾動(dòng)，即pw=pw0+pw1，ρw=ρw0+ρw1，vw=vw0+vw1其中pw0，ρw0，vw0是靜水中的物理量，pw1，ρw1，vw1是擾動(dòng)量；（b）馬赫數(shù) M 為小量δ；（c）垂直方向和水平方向上的特征長(zhǎng)度之比為小量；（d）只考慮X軸方向的流速，Z軸方向的流速忽略不計(jì)；（e）流體密度、聲速和流速只是空間的函數(shù)，與時(shí)間無關(guān)；（f）忽略地震波的后向散射.

本文只考慮二維柱坐標(biāo)系（r，z）下的情況，其中r是距震源水平方向的距離，z為距離海平面的縱向深度.引入勢(shì)函數(shù)pw1=ψ（r，z）r-1／2eik0r，忽略高階小量，則方程（7）簡(jiǎn)化為

在均勻彈性介質(zhì)中，只考慮縱波的影響[24］.聲波滿足的控制方程如下：

其中，pei為彈性介質(zhì)的聲壓，ρei為彈性介質(zhì)密度，ki為波數(shù).這里下角標(biāo)i分別表示彈性介質(zhì)1和彈性介質(zhì)2.

和水中類似，在均勻彈性介質(zhì)中也采用PE方法，忽略出射波的后散射作用并在柱坐標(biāo)系下求解.將方程（9）中的橢圓算子分解成出射波和入射波兩個(gè)因子的乘積.這里只考慮入射波，并將其做線性Taylor展開，去掉高階項(xiàng)，可得方程如下：

2.3 邊界處理

在海平面，假設(shè)海洋表面為釋壓面：

在交界面上，滿足聲壓連續(xù)和法向粒子運(yùn)動(dòng)速度連續(xù)，即：

這里zb1為水底面，zb2為彈性介質(zhì)1和彈性介質(zhì)2的交界面.

在底面，假設(shè)底面為完全剛性的，即：

其中，zb3為彈性介質(zhì)2的底面

初始條件：聲源采用廣義高斯聲源，即在r=0處：

其中，θ1為聲源開角的半寬度，θ2為波束相對(duì)水平面的傾角，zs為震源的深度.

3 中尺度渦群

實(shí)際海洋環(huán)境中，中尺度渦往往以多渦形式存在.這里以馬尾藻海西南部海域?qū)崪y(cè)的冷渦群（含三個(gè)冷渦）為例來考慮中尺度渦群對(duì)地震成像的影響.計(jì)算模型大小水平方向長(zhǎng)800km，縱向深6.0km.聲源放置深度為50m.模型仍分為三層：海水層，兩層均勻彈性介質(zhì).其中海水層的深度為5.0km.由于渦群的存在，海水層在橫向和縱向上都具有非均勻性.彈性介質(zhì)的厚度均為0.5km，彈性介質(zhì)1中縱波的速度為2km·s-1；彈性介質(zhì)2中縱波的速度為2.5km·s-1.將實(shí)測(cè)的溫鹽數(shù)據(jù)代入到旋渦模型中，可得含中尺度渦群時(shí)水中的聲速分布如圖2所示.可以看出，渦群的影響范圍主要集中在2200m以上，而且渦群內(nèi)聲速的非均勻性很強(qiáng).

3.1 渦群對(duì)地震波場(chǎng)的擾動(dòng)

為了研究中尺度渦群對(duì)目標(biāo)地層成像的影響，將PE方法和地震數(shù)值模擬方法相結(jié)合，模擬自激自收的地震波場(chǎng).之所以選擇模擬自激自收的情況，是因?yàn)樗梢员容^直觀的反映地層地貌，不用考慮偏移距帶來的影響.計(jì)算時(shí)在800km的海域放置80個(gè)聲源，間距為10km.這里重點(diǎn)分析中尺度渦群在低頻地震勘探中的影響，因此計(jì)算了三種低頻的情況：10、20Hz和30Hz.圖3為有渦群情況下不同頻率的地震波場(chǎng)圖.這里只給出了連續(xù)聲源條件下水中的地震波場(chǎng).

從圖3可以看出：地震波場(chǎng)受到的擾動(dòng)主要集中在海水的上半部分，并且渦內(nèi)的反射層密集，反射層的結(jié)構(gòu)復(fù)雜.這一點(diǎn)與圖2的速度模型是吻合的.就不同頻率而言，震源頻率越大，地震波場(chǎng)受到的擾動(dòng)越大.

圖2 有渦時(shí)海水中速度模型Fig.2 Sound-speed model in the sea with eddies

圖3 不同頻率的地震波場(chǎng)圖Fig.3 Seismic wave fields with different frequency

由此可見，渦內(nèi)部的非均勻性會(huì)導(dǎo)致地震波場(chǎng)受到擾動(dòng).也即是說，地震勘探中目標(biāo)地層的反射波會(huì)受到渦中反射層的干擾.渦內(nèi)部非均勻性越強(qiáng)，反射波受到的干擾越大；震源頻率越大，反射波受到的干擾越大.

3.2 渦群對(duì)目標(biāo)地層成像的影響

為了更好地觀察中尺度渦群對(duì)目標(biāo)地層成像的影響，將第二層彈性介質(zhì)改為臺(tái)階形，計(jì)算自激自收情況下檢波器接收到的聲壓.臺(tái)階的高度為250m.為了便于比較，將有渦和無渦時(shí)得到的臺(tái)階地層反射波的聲壓繪制在一張圖上（見圖4）.同樣考慮了上述三種頻率.為了便于定量地研究渦群對(duì)目標(biāo)地層成像的影響，這里引入地形畸變率的概念.所謂地形畸變率是指在自激自收情況下有渦時(shí)臺(tái)階地層反射波的聲壓幅值相對(duì)于沒有渦時(shí)聲壓幅值的變化率.這里需要指出的是地形畸變率都為正值，如果是負(fù)向變化則取絕對(duì)值.

圖4 有渦和無渦時(shí)臺(tái)階地層反射波聲壓幅值的對(duì)比Fig.4 Comparison of pressures caused by reflected wave of the step between through the eddy field and noeddy case for different frequencies

從圖4可以看出，沒有渦時(shí)檢波器接收到的聲壓完全反映了目標(biāo)地層的臺(tái)階結(jié)構(gòu)（虛線）.但當(dāng)有渦時(shí)得到的地層結(jié)構(gòu)就會(huì)發(fā)生彎曲，與實(shí)際不符，而且出現(xiàn)結(jié)構(gòu)畸變的區(qū)域基本上就和三個(gè)渦的分布大致一致.首先，就同一頻率而言，在有渦群的情況下，地形的畸變會(huì)出現(xiàn)三個(gè)大的峰值，這三個(gè)峰值的位置分別對(duì)應(yīng)于三個(gè)渦的中心.其次，由圖2可知渦群中各個(gè)渦之間的界限并不明顯，反映在地震成像中就是地形的崎嶇是連綿不斷的，不規(guī)則的.甚至于在第一個(gè)渦與第二個(gè)渦之間還會(huì)出現(xiàn)地形畸變的小的峰值.這說明由渦和渦之間的相互作用所產(chǎn)生的反射層對(duì)地震成像的影響也是不容忽略的.再者，就不同頻率而言，由于旋渦擾動(dòng)產(chǎn)生的結(jié)構(gòu)起伏隨著頻率的升高而變大.這一點(diǎn)和地震波場(chǎng)的計(jì)算是吻合的.

綜上所述，渦群對(duì)目標(biāo)地層成像會(huì)起到干擾作用，使得真實(shí)的地層結(jié)構(gòu)無法在地震成像中確切地反映.實(shí)際上這一點(diǎn)在地震海洋學(xué)中也有反映.Hunt等[25］分析紅海的低頻反射地震剖面時(shí)就發(fā)現(xiàn)，由于紅海熱鹽異常水體的存在，使得海底構(gòu)造在地震剖面中無法準(zhǔn)確確定.

3.3 不同深度渦群對(duì)目標(biāo)地層成像影響的比較

為了考慮不同海水深度情況下目標(biāo)地層成像的畸變，選取兩種水深：2500m和5000m，分別在10Hz、20Hz情況下計(jì)算臺(tái)階地層反射波的聲壓.

從圖5可以看出，深度為5000m的時(shí)候，目標(biāo)地層成像的畸變較大.例如：在第二個(gè)渦中心處，20Hz時(shí)2500m的地形畸變率為6.11%，5000m的地形畸變率為14.9%；10Hz時(shí)2500m的地形畸變率為0.43%，5000m的地形畸變率為3.4%.隨著深度的增加，目標(biāo)地層成像的畸變也增大.這說明，在地震勘探中，海水越深，旋渦的影響越是不可以忽略.

4 渦強(qiáng)度對(duì)目標(biāo)地層成像的影響

由以上計(jì)算結(jié)果可知，目標(biāo)地層成像的畸變隨渦強(qiáng)度的變化而變化，而且渦中心引起的地形畸變率最大，因此為了考察渦強(qiáng)度對(duì)目標(biāo)地層成像的影響，以南海恒春西南海域?qū)崪y(cè)的單個(gè)暖渦為例，計(jì)算渦中心處的最大地形畸變率.

計(jì)算模型如下：水平方向400km，縱向深2.64km.模型分為三層：海水層，兩層均勻彈性介質(zhì).其中海水層的深度為2.2km.渦的有效影響深度為1.6km，渦的中心位于200km處；假設(shè)地層為均勻彈性介質(zhì)，且第二層彈性介質(zhì)為臺(tái)階形，臺(tái)階高度為110m.震源的頻率都為25Hz.

根據(jù)渦強(qiáng)度的定義，考察旋渦最大流速U0和有效影響半徑r0兩個(gè)物理量.分別取最大流速為2.0、1.0、0.1、0.01m·s-1，有效影響半徑取50、75、100km、125、150、175km.圖6繪出了渦中心的聲速剖面和不同有效影響半徑r0下最大地形畸變率隨流速變化曲線.可以看出，暖渦使得聲道軸降低，而最大地形畸變率隨著流速的增大而增大.當(dāng)流速為從0.01m·s-1升至2.0m·s-1時(shí)，聲道軸降低了約300m，畸變率則從5.27×10-4升至0.29.這個(gè)結(jié)果表明，渦強(qiáng)度越大，聲速梯度越大，旋渦內(nèi)就越容易產(chǎn)生復(fù)雜的反射層，因此目標(biāo)地層成像的畸變也就越大.

擬合圖6中地形畸變率的各條曲線，發(fā)現(xiàn)最大地形畸變率ΔDmax與旋渦的有效影響半徑r0和最大流速U0存在如下的定量關(guān)系：

其中r0的單位為：百千米.那么，對(duì)于給定r0和U0的旋渦，就可以確定最大地形畸變率.需要注意的是，這個(gè)公式僅適用于前面所給出的實(shí)測(cè)單渦且震源頻率為25Hz的情況.為了和一般意義上的渦強(qiáng)度相區(qū)別，這里定義r0U0為旋渦的有效渦強(qiáng)度，用γ表示（單位：100km·m·s-1）.

5 畸變機(jī)理分析

以第4節(jié)中的單渦模型為例分析造成目標(biāo)地層成像畸變的機(jī)理.選取渦的有效影響半徑為150km，最大流速分別為1.0、0.1、0.01m·s-1，即旋渦的有效渦強(qiáng)度γ分別為1.5，0.15、0.015.考慮200km區(qū)域之內(nèi)的地形畸變率（半個(gè)旋渦的范圍）.根據(jù)地形畸變率的大小，分三個(gè)區(qū)間討論（60～70km，80～90km，100～200km）.對(duì)于同一渦強(qiáng)度而言，在相同區(qū)間內(nèi)，地形畸變率的大小差別不大，因此就取各個(gè)區(qū)間內(nèi)的平均地形畸變率來討論問題（這里所謂平均地形畸變率是指該區(qū)間地形畸變率的平均值）.表2給出了不同區(qū)間平均畸變率隨有效渦強(qiáng)度的變化.

表2 不同有效渦強(qiáng)度情況下平均地形畸變率Table 2 The average distorted rate for different effective intensity of eddies

很明顯，對(duì)于同一有效渦強(qiáng)度而言，不同區(qū)間的地形畸變率差別較大.為了解釋畸變機(jī)理，給出了最大流速為1.0m·s-1（即有效渦強(qiáng)度為1.5）時(shí)溫度差的等值線圖（見圖7a），這里所說的溫度差是指在同一地點(diǎn)有渦和沒有渦時(shí)溫度的差值，即旋渦引起的溫度擾動(dòng)值.由于所用模型是暖渦，所以溫度差都為正值，如果為冷渦，則取兩者之差的絕對(duì)值，以保證溫度差為正.可以看出，在水深小于1000m時(shí)，4個(gè)區(qū)間的溫度差相差近一個(gè)量級(jí)，與相應(yīng)的平均地形畸變率相對(duì)應(yīng).從不同有效渦強(qiáng)度的角度來看（見圖7b），這里僅比較1000m水深范圍內(nèi)最大流速為1.0m·s-1（虛線）和0.01m·s-1（實(shí)線）的溫度差.在100～200km的區(qū)間內(nèi)，最大流速1.0m·s-1和0.01m·s-1之間的溫度差值相差了兩個(gè)量級(jí)，正好與表2中的平均地形畸變率相對(duì)應(yīng).再者，最大流速為1.0m·s-1時(shí)小于60km的區(qū)間（見圖7（a））和最大流速為0.01m·s-1時(shí)小于100km的區(qū)間（見圖7b）溫度差都小于0.01°，而由表2可知這些區(qū)域的平均地形畸變率都小于10-4.地震海洋學(xué)的研究表明，水層中溫度變化小于百分之一度時(shí)，在地震圖像中就看不到它的反射層，也就是說，此時(shí)水層對(duì)地震波的反射可以忽略.我們的計(jì)算結(jié)果恰好驗(yàn)證了這一結(jié)論.

以上研究表明，中尺度渦所帶來的溫度變化是造成地震成像畸變的一個(gè)重要因素.同理，可認(rèn)為中尺度渦對(duì)目標(biāo)地層成像的影響在一定程度上可以由溫度差來確定.至于中尺度渦其他參數(shù)的影響還有待進(jìn)一步的研究.

由渦模型中的公式（1）和公式（4）可得：

圖7 海水中溫度差的等值線圖（a）最大流速為1.0m·s-1；（b）最大流速為1.0m·s-1（虛線）和0.01m·s-1（實(shí)線）對(duì)比圖.Fig.7 Temperature perturbation contours in water（a）The maximum current 1.0m／s；（b）Comparison of temperature perturbation contours between the maximum current 1.0（dashed lines）and 0.01m／s（solid lines）.

那么由公式（5）和（17）可得，溫度差與渦有效半徑r0和最大流速U0有關(guān).圖8給出了不同r0情況下最大溫度差值ΔTmax隨U0的變化曲線.可以看出，對(duì)于同一r0而言，當(dāng)U0較小時(shí)，ΔTmax和U0近似呈線性關(guān)系；隨著U0的增大，這種線性關(guān)系被破壞，擬合后發(fā)現(xiàn)ΔTmax與γ之間存在以下關(guān)系：

比較（16）式和（18）式，可以推導(dǎo)出目標(biāo)地層成像的最大地形畸變率滿足：

其中d1（f），d2（f），d3（f）是震源頻率f 的函數(shù)，d1（f）是100量級(jí)，d2（f）是10-2量級(jí)，d3（f）是10-3量級(jí).當(dāng)γ≤0.1時(shí)，ΔDmax幾乎完全由ΔTmax決定，γ的高級(jí)項(xiàng)可以忽略不計(jì).

由（19）式和（18）式可得：當(dāng)有效渦強(qiáng)度較小時(shí)，線性項(xiàng)居于主導(dǎo)地位，地震成像的失真率隨有效渦強(qiáng)度變化比較緩慢；當(dāng)有效渦強(qiáng)度較大時(shí)，高階項(xiàng)漸漸居于主導(dǎo)地位，地震成像的失真率隨有效渦強(qiáng)度的變化較快.特別地，當(dāng)ΔTmax小于0.01°時(shí)，有ΔDmax＜10-4，旋渦對(duì)目標(biāo)地層成像的影響可以忽略不計(jì)，這和地震海洋學(xué)的研究結(jié)果吻合.結(jié)合（18）式可得，當(dāng)γ＜10-2時(shí)，旋渦對(duì)地震成像不再有影響.

分析可知，溫度差是決定地形畸變率的關(guān)鍵參數(shù).那么這一結(jié)論能否用來解釋前面2.4節(jié)提出的水深與地形畸變率的關(guān)系呢？為此將深度無量綱化.圖9給出的是渦群中第一個(gè)渦在水深2500m和5000m時(shí)的溫度差等值線圖.由圖中可以看出，水深5000m時(shí)最大溫度差比2500m時(shí)的大了約0.5°，并且5000m時(shí)溫度差的梯度也較大.由此證明，渦對(duì)地震成像的影響確實(shí)隨水深增加而增加.

圖8 溫度差的最大值與U0的關(guān)系Fig.8 Maximum temperature perturbation change as a function of U0

6 結(jié) 論

本文研究充分表明，中尺度渦對(duì)深海地震成像的影響是不可以忽略的，在處理深海地震勘探資料時(shí)必須考慮水體的非均勻性，以提高地震成像精度.

與以往的地震數(shù)值模擬不同，本文將含有中尺度渦的海水層視為非均勻運(yùn)動(dòng)水體，并將PE方法與地震數(shù)值模擬方法相結(jié)合，討論了震源頻率較低時(shí)中尺度渦對(duì)目標(biāo)地層成像的影響.主要結(jié)論如下：

（1）中尺度渦群內(nèi)的速度有很強(qiáng)的非均勻性，這種非均勻性對(duì)地震波傳播產(chǎn)生干擾，從而使目標(biāo)地層的成像發(fā)生畸變.特別地，渦與渦之間的相互作用會(huì)產(chǎn)生復(fù)雜反射層，從而加劇了目標(biāo)地層成像的畸變.

圖9 2500m和5000m海深時(shí)溫度差的等值線圖Fig.9 Comparison of temperature perturbation contours between the water depth of 2500mand 5000m

（2）基于文中所給的南海暖渦，得到了有效渦強(qiáng)度、溫度差與最大地形畸變率的定量關(guān)系（19）式，這個(gè)關(guān)系式揭示了溫度差在地形畸變率中占有重要地位.當(dāng)有ΔTmax≤0.01°時(shí)，旋渦對(duì)地震成像不再有影響.

（3）中尺度渦引起的溫度差隨著海水深度的增加而增大，從而導(dǎo)致地震成像畸變率也越大.

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