海底地震儀遠(yuǎn)震記錄接收函數(shù)反演
——以南海西南次海盆為例

胡昊, 阮愛國*, 游慶瑜, 李家彪, 郝天珧, 龍江平

1 國家海洋局第二海洋研究所， 杭州　310012 2 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所， 北京　100029

海底地震儀遠(yuǎn)震記錄接收函數(shù)反演

——以南海西南次海盆為例

胡昊1, 阮愛國1*, 游慶瑜2, 李家彪1, 郝天珧2, 龍江平1

1 國家海洋局第二海洋研究所， 杭州310012 2 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所， 北京100029

摘要由于海底環(huán)境和海底地震儀(OBS)結(jié)構(gòu)的特殊性，用OBS遠(yuǎn)震記錄進(jìn)行接收函數(shù)巖石圈反演研究因?yàn)榇嬖谝欢ǖ睦щy，所以還很少見.在深入分析問題的基礎(chǔ)上，以國產(chǎn)I-4C型寬頻帶OBS在南海西南次海盆記錄的天然地震為實(shí)例，我們將傅里葉變換和小波變換相結(jié)合以壓制海底地震儀記錄中的非平穩(wěn)干擾，獲得了信噪比較高、震相清晰的地震記錄，進(jìn)而成功開展了遠(yuǎn)震記錄的巖石圈結(jié)構(gòu)接收函數(shù)反演.主要結(jié)論是：(1)OBS接收函數(shù)的求取是可行的，關(guān)鍵是壓制非平穩(wěn)干擾.(2)西南次海盆的Moho面埋深為海底下10～12 km(地殼厚6～8 km)，沉積物厚度為1～2 km，淺部地殼存在低速區(qū)，與沉積物和海底擴(kuò)張停止后的巖漿噴發(fā)產(chǎn)生的巖石碎屑和裂隙有關(guān).(3)在擴(kuò)張脊中央Moho面上方6～12 km存在S波低速區(qū)，推測擴(kuò)張中心可能存在下地殼熔融或巖漿房，在17～30 km區(qū)間S波速度呈負(fù)梯度，我們認(rèn)為擴(kuò)張中心更深的地方存在熱物質(zhì)的供給.

關(guān)鍵詞海底地震儀； 接收函數(shù)； 南海西南次海盆； 洋殼S波速度； 巖石圈結(jié)構(gòu)

1引言

邊緣海和洋中脊地殼深部結(jié)構(gòu)和巖石圈的研究主要方法是重力和地震，后者更為精細(xì)可靠.就地震方法而言，主要是人工源反射/折射探測和天然地震的層析成像.由于海盆中沒有地震臺(tái)站，天然地震層析成像主要依賴于面波，因而精度和分辨率較低.用海底地震儀(OBS)投放到海底進(jìn)行連續(xù)觀測是研究深海盆地殼和巖石圈結(jié)構(gòu)的一個(gè)有效手段，一方面可以為后續(xù)3D層析成像積累數(shù)據(jù)，另一方面也可以直接利用單臺(tái)的遠(yuǎn)震記錄開展研究，如利用S波分裂技術(shù)反演巖石圈各向異性，或用接收函數(shù)方法反演地殼結(jié)構(gòu).近年來在南海海盆已開展了多次寬頻帶OBS天然地震觀測，積累了一定的數(shù)據(jù)并取得了一些成果(Ruan et al., 2012; Liu et al., 2014).但是用OBS遠(yuǎn)震記錄接收函數(shù)反演巖石圈結(jié)構(gòu)的研究一直沒有取得進(jìn)展.文獻(xiàn)查詢表明，在國際上用OBS進(jìn)行接收函數(shù)反演的工作也很少(Menke et al., 2005).原因可能是多方面的，如海底軟泥、OBS鎮(zhèn)重架高度、海底洋流等，會(huì)造成P波振幅、S波接收效果和信噪比等不同于陸地基巖上的觀測，因而有必要進(jìn)行深入研究.本文用3個(gè)國產(chǎn)I-4C型寬頻帶OBS臺(tái)站于2010—2011年在南海西南次海盆獲得的6個(gè)遠(yuǎn)震記錄(圖1)，開展了接收函數(shù)反演研究，取得了成功.

2OBS設(shè)備和觀測環(huán)境

I-4C型寬頻帶OBS為中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所研制(郝天珧和游慶瑜，2011)，其設(shè)計(jì)適應(yīng)了國際上技術(shù)發(fā)展的趨勢，采用的新技術(shù)有：可充式鋰電池、藍(lán)牙接口參數(shù)設(shè)置、USB讀取數(shù)據(jù)和GPS通訊等.儀器艙內(nèi)集成了姿控寬頻帶三分量地震計(jì)，頻帶60 s～50 Hz，另加一個(gè)水聽器，羅經(jīng)自動(dòng)記錄水平分量方位.記錄器前放電路在信號輸入端加配一階無源LC低通抗混疊濾波器，采用極低噪聲精密雙運(yùn)算放大器構(gòu)成儀器放大電路，且有很高的抗干擾能力.A/D采用4階Σ-Δ增量調(diào)制器，動(dòng)態(tài)范圍>120 dB，數(shù)據(jù)容量16 G，整體功耗<0.3 W，內(nèi)部時(shí)鐘精度優(yōu)于5×10-8s.數(shù)據(jù)采樣時(shí)間間隔8 ms.地震計(jì)姿控部分采用步進(jìn)電機(jī)將地震計(jì)調(diào)至水平位置,然后減速電機(jī)將地震計(jì)與艙球緊密壓合,保證了地震計(jì)與艙球之間具有良好的耦合特性.脫鉤部分，艙球外部采用四根鋼纜拉索，將儀器艙球固定在沉耦架上，使儀器艙即使在傾斜的條件下也能與沉耦架保持較好的耦合狀態(tài).沉耦架裝有5個(gè)柱狀地腳，可以使其能夠插入海底，保證儀器與海底耦合性能，特別是水平方向的耦合性能.

圖1　南海西南次海盆3D海底地震儀探測測線布置及地震事件的分布Fig.1　Layout of 3D seismic array of OBS at southwestern subbasin in the SCS and distribution of seismic events

本文采用的遠(yuǎn)震記錄OBS臺(tái)站布設(shè)于西南次海盆殘留擴(kuò)張脊附近(水深～3580 m).該區(qū)域?yàn)楹５讛U(kuò)張形成的小洋盆，向北東方向呈喇叭形張開.其中央是中南—長龍海山鏈及具有較厚沉積的裂谷，顯示了慢速擴(kuò)張洋脊的特征.磁異常條帶顯示海底擴(kuò)張年代為23—16 Ma (Briais et al., 1993; Sun et al., 2009)，海山鏈分布顯示了擴(kuò)張后一定程度的巖漿活動(dòng).對海山區(qū)拖網(wǎng)采樣獲得的玄武巖樣品的年代分析表明，海山的年齡為14—3.5 Ma(Yan et al., 2006; 王葉劍等，2009)，說明擴(kuò)張停止后巖漿活動(dòng)沒有即時(shí)停止.信號分析表明，海底的水下波動(dòng)按頻率特性可以分為兩種類型，一種是50 s左右的長波，另一種為頻率較高的短波，后者可能是由于該型OBS底座較高引起的，在水聽器分量上特別明顯(劉宏揚(yáng)等，2012).

3方法

接收函數(shù)方法是基于等效震源假設(shè)(Langston，1977)，通過在頻率域引入水準(zhǔn)量和高斯低通濾波函數(shù)分離出所謂的接收函數(shù)(Langston，1979)，可以有效求解臺(tái)站下方深部地殼結(jié)構(gòu)，并發(fā)展為廣泛用于Moho面埋深估計(jì)、波速比計(jì)算、軟流圈研究、各向異性反演和地球內(nèi)部圈層結(jié)構(gòu)研究等的方法(Zhu and Kanamori，2000；Liu and Niu，2012;田寶峰等，2008；許衛(wèi)衛(wèi)等，2011).有學(xué)者將改進(jìn)后的接收函數(shù)方法應(yīng)用于海島上的寬頻帶地震儀遠(yuǎn)震事件來研究精細(xì)的地殼結(jié)構(gòu)(Leahy and Park，2005)，但是在海盆的研究還很欠缺，雖然已經(jīng)提出了這方面的構(gòu)想(Menke et al.，2005).本文采用 Zhu和Kanamori(2000)提出的接收函數(shù)提取方法和Sambridge(1999a，1999b,2001),Sambridge和Mosegaard(2002)提出的反演方法，應(yīng)用于OBS遠(yuǎn)震記錄的S波速度結(jié)構(gòu)反演，具體做法如下.

3.1數(shù)據(jù)處理

(1)其中a為尺度因子(又叫伸縮因子)，反映小波的頻率變化；b為平移因子(又叫時(shí)移因子)，反映小波在時(shí)窗中的位置.信號f(t)關(guān)于ψ(t)的連續(xù)小波變換，也就是f(t)與小波ψ(t)的內(nèi)積.連續(xù)小波變換定量地表示了信號與小波函數(shù)系中的每個(gè)小波相關(guān)或相近的程度.連續(xù)小波變換重構(gòu)公式(逆變換)為：

(2)

(3)

離散小波變換的逆變換則為：

(4)

該小波逆變換對所有f(t)必須滿足下述條件：

(5)

我們對實(shí)際采集的數(shù)據(jù)用軟閾值方法(Donoho，1995)舉一個(gè)例子，說明只用傅里葉變換做一維濾波和通過對數(shù)據(jù)做小波變換濾波的差別.圖2a是我們截取的一個(gè)事件未濾波的ZRT三分量波形，前后共延續(xù)150s，圖中可以看出，徑向(紅色波形)和切向(綠色波形)分量的低頻噪聲很強(qiáng)，特別是切向分量，幾乎已經(jīng)掩蓋了有效信號，而垂向分量(藍(lán)色波形)與兩個(gè)水平分量一樣，都含有許多高頻噪聲.圖2b是通過波形分析后做傅里葉一維濾波得到的信號，為了盡可能的保留有效信號，濾波器分別使用了高低通、帶通和陷波器，經(jīng)過不同濾波器的多種組合，濾波效果依然不太理想，從圖中可以看出，傅里葉變換濾波后噪聲減少的同時(shí)有效信號也受到了極大的損失，有的地方甚至連有效波極性都被破壞.進(jìn)一步，先采用傅里葉變換濾掉平穩(wěn)干擾，后用一維小波自適應(yīng)閾值濾波方法濾掉非平穩(wěn)干擾，結(jié)果如圖2c所示，相對于原始的記錄(圖2a)，噪聲壓制效果十分顯著，有效波的波形一致性也保存較好,其信噪比大大提高.

圖2　傅里葉變換濾波和小波變換濾波對比紅線為徑向分量，綠線為切向分量，藍(lán)線為垂向分量. (a) 原始ZRT三分量地震記錄; (b) 傅里葉變換濾波后的結(jié)果;(c)傅里葉變換濾波聯(lián)合小波變換處理的結(jié)果.Fig.2　Comparison between Fourier transform filtering and wavelet transform filteringRed line is R component, green line is T component and blue line is Z component. (a) Original ZRT three components data；(b) Results of Fourier transform filtering; (c) Results of wavelet transform filtering.

3.2接收函數(shù)求取

從實(shí)際記錄中提取接收函數(shù)的具體做法是，首先用OBS的羅經(jīng)所記錄的方位，將三分量地震記錄通過旋轉(zhuǎn)，得到徑向分量、切向分量和垂直分量，然后將時(shí)間域信號轉(zhuǎn)化為頻率域信號，并用兩水平分量除以垂直分量分離出接收函數(shù)(Langston,1979)：

(6)

其中，Xr(ω)為徑向分量頻譜；Xt(ω)為切向分量頻譜；Xv(ω)為垂向分量頻譜；Rr(ω)為徑向接收函數(shù)頻譜；Rt(ω)為切向接收函數(shù)頻譜.

為了保證接收函數(shù)計(jì)算的穩(wěn)定，引入水準(zhǔn)量(Zhu and Kanamori，2000)：

(7)

經(jīng)上述方法我們從OBS實(shí)測數(shù)據(jù)中提取了接收函數(shù)(圖3).從中可以直觀地分辨出P-s轉(zhuǎn)換波震相，且P-s震相出現(xiàn)在直達(dá)P波后幾秒之內(nèi)，反映了洋殼相對較小的厚度.我們發(fā)現(xiàn)同一臺(tái)站由各地震事件求取的接收函數(shù)有較好的一致性，但個(gè)別事件有較大差異(在后續(xù)反演中不予采用).其原因可能是各次遠(yuǎn)震的震源深度、路徑、震級大小都不相同，且地震波到達(dá)臺(tái)站時(shí)本身帶有較大而復(fù)雜的隨機(jī)噪聲和路徑的非均勻性，這個(gè)問題還有待于今后進(jìn)一步研究.由于存在個(gè)別差異較大的接收函數(shù)，在反演過程中分別對單個(gè)接收函數(shù)和疊加后的接收函數(shù)做反演，然后篩選出其中接收函數(shù)擬合程度最高，相似性較高的反演模型作最后的結(jié)果.

圖3　OBS臺(tái)站的遠(yuǎn)震事件接收函數(shù)Fig.3　Teleseismic receiver functions extracted from station observations

3.3S波速度結(jié)構(gòu)反演

為了能夠克服線性反演的不足，非線性反演的方法被用來反演接收函數(shù)，如遺傳算法(Shibutani et al.,1996)、模擬退火(Ingber,1989)、小波變換方法(吳慶舉等，2003)、接收函數(shù)復(fù)譜比(劉啟元和李順成，1996)等.這些方法都是通過搜索最優(yōu)模型來解決全局最優(yōu)化.本文采用了Sambridge等人提出的相鄰算法(Sambridge，1999a，1999b，2001；Sambridge and Mosegaard，2002).該方法為非線性反演方法中的一種，其特點(diǎn)是優(yōu)先選取數(shù)據(jù)擬合較好的區(qū)域內(nèi)采樣，得到一個(gè)模型集合，相對于一般的隨機(jī)取樣獲得單一的最優(yōu)模型，能夠提高反演精度.本文采用的接收函數(shù)的反演軟件為NA-Sampler，其中的正演微分理論地震圖是基于Kennett(1979)提出的廣義反射透射矩陣?yán)碚?為了驗(yàn)證反演結(jié)果，本文對反演結(jié)果的最佳模型用NA-Sampler提供的評價(jià)方法做正演擬合了接收函數(shù)，最后還采用了H-k疊加方法(Zhu and Kanamori， 2000)，計(jì)算Moho面埋深和波速比(VP/VS)，對比反演所求的Moho面深度.

4數(shù)據(jù)

我們于2010年12月至2011年3月在南海西南次海盆已停止擴(kuò)張的中脊開展了OBS人工震源和被動(dòng)源同步觀測試驗(yàn)(圖1)(Ruan et al., 2012).由于所選取的地震事件條件較為苛刻，因此本文所挑選出的事件為其中的3臺(tái)國產(chǎn)I-4C型寬頻帶OBS記錄到的6次大于MS7.0的地震，所選取的地震事件其記錄具有較高的信噪比，震中距為30°～63°左右.OBS臺(tái)站信息和地震目錄分別列于表1和表2.

5結(jié)果及討論

5.1西南次海盆S波速度結(jié)構(gòu)

經(jīng)上述數(shù)據(jù)處理、接收函數(shù)提取和反演等，我們得到了3個(gè)OBS臺(tái)站的S波速度結(jié)構(gòu)(海底之下)如圖4所示.結(jié)果表明，淺部1～2 km為低速層，OBS06臺(tái)站下方低速區(qū)厚度相對其他兩個(gè)臺(tái)站較薄，這個(gè)臺(tái)站離擴(kuò)張中軸最近.我們認(rèn)為淺部低速層為沉積物和海底擴(kuò)張停止后巖漿噴發(fā)形成的巖石碎屑共同組成，但難以進(jìn)一步細(xì)分.前人的研究表明，西南次海盆中部沿長龍海山兩側(cè)其沉積物厚度變化范圍為0.5～1 km，向西北和東南方向逐漸遞增至2～2.5 km(姚伯初，1998)；反射地震剖面揭示擴(kuò)張脊上發(fā)育較厚的沉積物(Gao et al.，2009)，這與我們的結(jié)果一致.在11～12 km處各臺(tái)站均含有一個(gè)速度不連續(xù)面，S波速度突然增加，可以認(rèn)為是Moho面.與本次試驗(yàn)同步開展的OBS廣角地震射線追蹤反演(P波)確定的Moho面深度(從海面向下)為10 km 左右(張潔，2013).在本文研究區(qū)附近Pichot等(2014)對另一條OBS測線的反演(P波)指出Moho面深度為10 km左右.顯然，我們得到的S波莫霍面深度與他人得到的P波莫霍面深度不一致，前者比后者要深3 km左右.這是十分重要的發(fā)現(xiàn)，可以從兩方面解釋，一是莫霍面不是簡單的一個(gè)界面而是有一定厚度的層(Coleman, 1977)；二是S波相對于P波對于熔融或高溫更為敏感.

表1　OBS臺(tái)站參數(shù)及記錄時(shí)段

注：第一水平分量方位角X=φ-60°，第二水平分量方位角Y=φ+30°.時(shí)間為格林尼治時(shí)(GMT).

表2　所選MS7.0以上的地震目錄

注： GMT指格林尼治標(biāo)準(zhǔn)時(shí)間，地震目錄由美國USGS網(wǎng)站發(fā)布.

通常地震波速向下是逐漸增加的，但是在我們獲得的1D速度模型中出現(xiàn)了新的現(xiàn)象.OBS06臺(tái)站下方6～12 km(Moho面以上)有一S波低速區(qū)，而其他兩個(gè)臺(tái)站沒有此現(xiàn)象.前面已經(jīng)提到OBS06最靠近擴(kuò)張脊中軸(裂谷)，該處應(yīng)該是巖漿上涌的地方，所以我們有理由認(rèn)為這個(gè)低速區(qū)反映了擴(kuò)張中心可能存在下地殼熔融或巖漿房.張健和施小斌(2008)的熱力學(xué)結(jié)構(gòu)數(shù)值模擬表明，在8～12 km深度范圍，應(yīng)變速率發(fā)生了較大的改變，暗示此深度洋殼相對軟弱，構(gòu)造變形大.張潔(2013)的P波速度模型指出，可能存在拆離斷層和熔融的共同作用.

另一個(gè)值得關(guān)注的現(xiàn)象是OBS06和OBS34兩個(gè)臺(tái)站的下方17～30 km之間，S波速度呈緩慢下降趨勢，而OBS35臺(tái)站在26 km以下S波急劇下降，我們認(rèn)為該S波負(fù)梯度區(qū)可能是由于在擴(kuò)張中心更深的地方存在熱物質(zhì)的供給.前人的研究也表明，南海的巖漿活動(dòng)主要發(fā)生在海底擴(kuò)張停止后，海山的年齡較為年輕(14—3.5 Ma)(Yan et al.,2006;王葉劍等，2009)；調(diào)查還顯示西南次海盆為高熱流區(qū)，大地?zé)崃髦禐?00～150 mW·m-2(陳雪和林進(jìn)峰，1997；Zhang et al., 2001).因此，我們認(rèn)為在當(dāng)前的構(gòu)造和應(yīng)力環(huán)境下，雖然海底擴(kuò)張停止了，但不排除上地幔熔融存在的可能性.這是一個(gè)值得進(jìn)一步研究的問題，對于認(rèn)識西南次海盆現(xiàn)今的深部狀態(tài)有重要意義.

5.2模型評估及H-k疊加對模型檢驗(yàn)

對于我們求得的一維S波速度模型，通過NA-Sampler提供的評價(jià)方法對其中的最佳模型做評估.擬合中使用的高斯因子為5.0，水準(zhǔn)量為0.001，所得到的擬合對比如圖5所示.可以發(fā)現(xiàn)，圖4中三個(gè)反演出來的模型擬合出的接收函數(shù)(藍(lán)色實(shí)線)都能較好地與實(shí)測接收函數(shù)(紅色實(shí)線)震相對應(yīng)，特別是對于較早到達(dá)的P波，Ps波和其他多次波震相都能基本對應(yīng)，而較晚到達(dá)的一些多次波也能有所對應(yīng)，該結(jié)果證明我們求得的模型是比較可靠的.

由于Moho面上多次波發(fā)育，并且由P-s轉(zhuǎn)換震相到時(shí)估計(jì)的Moho面深度對波速比(VP/VS)的變化相當(dāng)敏感，因此可以利用多次波走時(shí)與深度的關(guān)系，采用H-k疊加方法(Zhu and Kanamori,2000)進(jìn)一步檢驗(yàn)上述反演確定的Moho面深度(圖6).在7～25 km深度和波速比1.5～2.0的范圍內(nèi)通過網(wǎng)格搜索疊加，所用疊加權(quán)重分別為0.7、0.2和0.1(黃海波等，2011).結(jié)果表明，OBS06、OBS34和OBS35三個(gè)臺(tái)站下方的Moho面深度分別為12.5 km、10 km和12.5 km，波速比分別為1.85、1.69和1.77，說明獲得的1D速度模型是穩(wěn)定的.進(jìn)一步可以由下面的波速比和泊松比的關(guān)系計(jì)算泊松比，計(jì)算結(jié)果顯示OBS06、OBS34和OBS35三個(gè)臺(tái)站的泊松比分別為：0.2936、0.2306和0.2656左右.

圖4　相鄰算法生成最佳的1000個(gè)S波速度模型密度圖灰色影區(qū)為低密度區(qū)域，S波速度可信度較低，黃色影區(qū)次之，綠色影區(qū)最好.紅色實(shí)線為最佳速度模型；白色實(shí)線為平均速度；藍(lán)色實(shí)線為波速比.(a)、(b)和(c)分別為OBS06、OBS34和OBS35臺(tái)站下方S波速度模型.Fig.4　Density diagram of the best 1000 S velocity models generated by the NA codeThe gray area shows low density and low reliability, yellow area has a better fitting, and green area has the best result. The red solid line is the best S-wave velocity curve. The white solid line is the average S-wave velocity curve. The blue solid line represents VP/VS ratio. Models (a), (b) and (c) are stations OBS06, OBS34 and OBS35, respectively.

圖5　實(shí)測接收函數(shù)和擬合接收函數(shù)對比紅線為實(shí)測接收函數(shù)，藍(lán)線為擬合接收函數(shù).(a)、(b)和(c)分別為OBS06、OBS34和OBS35臺(tái)站接收函數(shù)對比.Fig.5　Comparison between observed receiver function and predicted receiver functionRed solid line is observed receiver function and blue solid line is predicted receiver function. (a),(b) and (c) are results of OBS06,OBS34 and OBS35, respectively.

圖6　H-k疊加檢驗(yàn)結(jié)果(a) OBS06臺(tái)站； (b) OBS34臺(tái)站； (c) OBS35臺(tái)站.各圖所標(biāo)的H點(diǎn)為搜索疊加最佳Moho面深度；k點(diǎn)對應(yīng)的坐標(biāo)為最佳波速比.Fig.6　Testing results of H-k stack procedure (a) OBS06； (b) OBS34； (c) OBS35. Horizontal coordinate of point H represents the preferred Moho depth, and vertical coordinate of point k represents the corresponding best VP/VS ratio.

(8)

其中σ表示地殼的泊松比，k為波速比(VP/VS).

6結(jié)論

本文將傅里葉變換和小波變換相結(jié)合，壓制海底地震儀記錄中的非平穩(wěn)干擾，獲得了信噪比較高、震相清晰的地震記錄.進(jìn)而開展了遠(yuǎn)震記錄的巖石圈結(jié)構(gòu)接收函數(shù)反演.主要結(jié)論如下：

(1) OBS接收函數(shù)的求取是可行的，關(guān)鍵是壓制非平穩(wěn)干擾.

(2) 西南次海盆的S波確定的Moho面埋深為海底下10～12 km(地殼厚6～8 km)，大于人工源P波反演結(jié)果3 km.沉積厚度1～2 km，淺部地殼存在低速區(qū)，與沉積物和海底擴(kuò)張停止后的巖漿噴發(fā)產(chǎn)生的巖石碎屑和裂隙有關(guān).

(3)在擴(kuò)張脊中心Moho面上方6～12 km存在S波低速區(qū)，推測擴(kuò)張中心可能存在下地殼熔融或巖漿房.在17～30 km區(qū)間S波速度呈負(fù)梯度，我們認(rèn)為擴(kuò)張中心更深的地方存在熱物質(zhì)的供給，雖然海底擴(kuò)張停止了，但不排除上地幔熔融存在的可能性.

致謝參加2010—2011年西南次海盆OBS海上作業(yè)還有國家海洋局第二海洋研究所的吳振利、董崇志、牛雄偉、衛(wèi)小冬，中國科學(xué)院南海海洋研究所的朱俊江、黃海波及臺(tái)灣海洋大學(xué)的梁進(jìn)維、王亮鈞、邱懋翔、徐位豐.所用調(diào)查船為上海海洋石油局第一海洋地質(zhì)調(diào)查大隊(duì)“奮斗7號”、“勘407”及中國科學(xué)院南海海洋研究所的“實(shí)驗(yàn)2號”.部分圖件的繪制使用了GMT (Wessel and Smith, 1995)；接收函數(shù)求取使用Lupei Zhu所提供的代碼(Zhu and Kanamori, 2000)；接收函數(shù)反演使用NA-sampler(Sambridge，1999a，1999b，2001；Sambridge and Mosegaard，2002; Shibutani et al.,1996).

References

Briais A, Patriat P, Tapponnier P. 1993. Updated interpretation of magnetic anomalies and seafloor spreading stages in the South China Sea: Implications for the tertiary tectonics of Southeast Asia.J.Geophys.Res., 98(B4): 6299-6328.

Chen X, Lin J F. 1997. The preliminary analysis about thickness and crustal age of the central basin of the South China Sea.ActaOceanologicaSinica(in Chinese), 19(2): 71-84.

Coleman R G. 1977. Ophiolites: Ancient Oceanic Lithosphere? New York: Springer-Verlag.

Donoho D L. 1995. De-noising by soft-thresholding.IEEETransactionsonInformationTheory, 41(3): 613-627.

Gao H F, Zhou D, Qiu Y. 2009. Relationship between formation of Zhongyebei basin and spreading of southwest subbasin, South China Sea.JournalofEarthScience, 20(1): 66-76.

Hao T Y, You Q Y. 2011. Progress of homemade OBS and its application on ocean bottom structure survey.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 54(12): 3352-3361, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.12.033.

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.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 54(11): 2788-2798, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.11.009.

Ingber L. 1989. Very fast simulated re-annealing.MathematicalandComputerModelling, 12(8): 967-973.

Kennett B L N. 1979. Theoretical reflection seismograms for elastic media.GeophysicalProspecting, 27(2): 301-321.

Langston C A. 1977. The effect of planar dipping structure on source and receiver responses for constant ray parameter.BulletinoftheSeismologicalSocietyofAmerica, 67(4): 1029-1050.

Langston C A. 1979. Structure under Mount Rainier, Washington, inferred from teleseismic body waves.J.Geophys.Res., 84(B9): 4749-4762.

Leahy G M, Park J. 2005. Hunting for oceanic island Moho.Geophys.J.Int., 160(3): 1020-1026.

Liu C G, Hua Q F, Pei Y L, et al. 2014. Passive-source ocean bottom seismograph (OBS) array experiment in South China Sea and data quality analyses.ChineseScienceBulletin, 59(33): 4524-4535.

Liu H F, Niu F L. 2012. Estimating crustal seismic anisotropy with a joint analysis of radial and transverse receiver function data.Geophys.J.Int., 188(1): 144-164.

Liu H Y, Niu X W, Ruan A G, et al. 2012. Analysis of seismic signals of ocean bottom seismometer.JournalofTropicalOceanography(in Chinese), 31(3): 90-96.

Liu Q Y, Kind R, Li S C. 1996. Maximal likelihood estimation and nonlinear inversion of the complex receiver function spectrum ratio.ChineseJ.Geophys. (ActaGeophysicaSinica) (in Chinese), 39(4): 500-511. Menke W, Levin V, Webb S. 2005. Receiver Function Analysis of OBS data: possibilities and drawbacks.∥ AGU Fall Meeting Abstracts. AGU.

Pichot T, Delescluse M, Chamot-Rooke N, et al. 2014. Deep crustal structure of the conjugate margins of the SW South China Sea from wide-angle refraction seismic data.MarineandPetroleumGeology, 58: 627-643.

Ruan A G, Li J B, Lee C S, et al. 2012. Passive seismic experiment and ScS wave splitting in the southwestern subbasin of South China Sea.ChineseScienceBulletin, 57(25): 3381-3390.

Sambridge M. 1999a. Geophysical inversion with a neighbourhood algorithm—I. Searching a parameter space.Geophys.J.Int., 138(2): 479-494.

Sambridge M. 1999b. Geophysical inversion with a neighbourhood algorithm—II. Appraising the ensemble.Geophys.J.Int., 138(3): 727-746.

Sambridge M. 2001. Finding acceptable models in nonlinear inverse problems using a neighbourhood algorithm.InverseProblems, 17(3): 387-403. Sambridge M, Mosegaard K. 2002. Monte Carlo methods in geophysical inverse problems.ReviewsofGeophysics, 40(3): 3-1-3-29. Shibutani T, Sambridge M, Kennett B. 1996. Genetic algorithm inversion for receiver functions with application to crust and uppermost mantle structure beneath eastern Australia.GeophysicalResearchLetters, 23(14): 1829-1832.Sun Z, Zhou D, Wu S M, et al. 2009. Patterns and dynamics of rifting on passive continental margin from shelf to slope of the Northern South China Sea: evidence from 3D analogue modeling.JournalofEarthScience, 20(1): 136-146.

Tian B F, Li J, Wang W M, et al. 2008. Crust anisotropy of Taihangshan mountain range in north China inferred from receiver functions.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 51(5): 1459-1467.

Wang Y J, Han X Q, Luo Z H, et al. 2009. Late Miocene magmatism and evolution of Zhenbei-Huangyan Seamount in the South China Sea: evidence from petrochemistry and chronology.ActaOceanologicaSinica(in Chinese), 31(4): 93-102.

Wessel P, Smith W H F. 1995. New version of the Generic Mapping Tools released.EOSTrans.AGU, 76(29): 329.

Wu Q J, Tian X B, Zhang N L, et al. 2003. Inversion of receiver function by wavelet transformation.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 25(6): 601-607.

Xu W W, Zheng T Y, Zhao L. 2011. Mantle dynamics of the reactivating North China Craton: Constraints from the topographies of the 410 km and 660 km discontinuities.Sci.ChinaEarthSci., 54(6): 881-887.

Yan P, Deng H, Liu H L, et al. 2006. The temporal and spatial distribution of volcanism in the South China Sea region.JournalofAsianEarthSciences, 27(5): 647-659.

Yao B C. 1998. The discussion about seafloor spreading age of the South China Sea basin.GeologicalResearchofSouthChinaSea(in Chinese), 10: 23-33.

Zhang J, Xiong L P, Wang J Y. 2001. The characteristics and mechanism of geodynamic evolution of the South China Sea.ChineseJ.Geophys.(in Chinese), 44(5): 602-610.

Zhang J, Shi X B. 2008. Numerical simulation of the lithospheric thermo-rheological structures and their rifting dynamics in the South China Sea. ∥ Li J B. Evolution of China′s Marginal Seas and Its Effect of Natural Resources (in Chinese). Beijing: China Ocean Press, 283-299.

Zhang J. 2013. The OBS seismic exploration and crustal velocity structure of the SW South China Sea [Master′s thesis] (in Chinese). Hangzhou: The Second Institute of Oceanography, SOA.

Zhu L P, Kanamori H. 2000. Moho depth variation in southern California from teleseismic receiver functions.J.Geophys.Res., 105(B2): 2969-2980.

附中文參考文獻(xiàn)

陳雪, 林進(jìn)峰. 1997. 南海中央海盆巖石圈厚度和地殼年代的初步分析. 海洋學(xué)報(bào), 19(2): 71-84.

郝天珧, 游慶瑜. 2011. 國產(chǎn)海底地震儀研制現(xiàn)狀其及在海底結(jié)構(gòu)探測中的應(yīng)用. 地球物理學(xué)報(bào), 54(12): 3352-3361, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.12.033.

黃海波, 丘學(xué)林, 胥頤等. 2011. 利用遠(yuǎn)震接收函數(shù)方法研究南海西沙群島下方地殼結(jié)構(gòu). 地球物理學(xué)報(bào), 54(11): 2788-2798, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.11.009.

劉宏揚(yáng), 牛雄偉, 阮愛國等. 2012. 海底地震儀實(shí)測信號特性分析. 熱帶海洋學(xué)報(bào), 31(3): 90-96.

劉啟元, Kind R, 李順成. 1996. 接收函數(shù)復(fù)譜比的最大或然性估計(jì)及非線性反演. 地球物理學(xué)報(bào), 39(4): 502-511.

田寶峰, 李娟, 王衛(wèi)民等. 2008. 華北太行山區(qū)地殼各向異性的接收函數(shù)證據(jù). 地球物理學(xué)報(bào), 51(5): 1459-1467.

王葉劍, 韓喜球, 羅照華等. 2009. 晚中新世南海珍貝-黃巖海山巖漿活動(dòng)及其演化: 巖石地球化學(xué)和年代學(xué)證據(jù). 海洋學(xué)報(bào), 31(4): 93-102.

吳慶舉, 田小波, 張乃鈴等. 2003. 用小波變換方法反演接收函數(shù).地震學(xué)報(bào), 25(6): 601-607.

許衛(wèi)衛(wèi), 鄭天愉, 趙亮. 2011. 華北地區(qū)410 km間斷面和660 km間斷面結(jié)構(gòu)——克拉通活化的地幔動(dòng)力學(xué)狀態(tài)探測. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 41(5): 678-685.

姚伯初. 1998. 南海海盆海底擴(kuò)張年代之探討. 南海地質(zhì)研究, 10: 23-33.

張健, 熊亮萍, 汪集旸. 2001. 南海深部地球動(dòng)力學(xué)特征及其演化機(jī)制. 地球物理學(xué)報(bào), 44(5):602-610.

張健, 施小斌. 2008. 南海巖石圈熱-流變結(jié)構(gòu)及其張裂動(dòng)力學(xué)過程的數(shù)值模擬. ∥ 李家彪. 中國邊緣海形成演化與資源效應(yīng). 北京: 海洋出版社, 283-299.

張潔. 2013. 南海西南次海盆海底地震探測及其地殼速度結(jié)構(gòu)[碩士論文]. 杭州: 國家海洋局第二海洋研究所.

(本文編輯何燕)

Using OBS teleseismic receiver functions to invert lithospheric structure —A case study of the southwestern subbasin in the South China Sea

HU Hao1, RUAN Ai-Guo1*, YOU Qing-Yu2, LI Jia-Biao1, HAO Tian-Yao2, LONG Jiang-Ping1

1TheSecondInstituteofOceanography,StateOceanicAdministration,Hangzhou310012,China2InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China

AbstractDue to the particular seafloor environment and special outer mechanical structure of the ocean bottom seismometer (OBS), there are some problems which have not been solved in the lithospheric structure inversion using OBS teleseismic receiver functions. Based on the analysis of these problems, we combined the Fourier transform and wavelet analysis to suppress the non-stationary noise to obtain a better signal-to-noise ratio and clearer seismic phases recorded by the OBSs at the southwestern subbasin in the South China Sea (SCS). The equipment is broadband OBS of I-4C type produced by the Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences. We then inverted the lithospheric structure by applying receiver functions to the teleseismic data recorded at the southwestern subbasin of the SCS successfully. The results show that it is feasible to use receiver functions for the inversion of lithosphere structure based on the passive observation data by OBS, in which the key is to suppress the non-stationary noise. The Moho depth in the southwestern subbasin of the SCS is 10～12 km with crust thickness of 6～8 km. The shallow crust is a low velocity layer with sediment thickness 1～2 km which consists of sediment and volcanic clastic breccia produced by magma eruption after spreading cessation. In the spreading axis center there is a low S-wave velocity zone at the depth of 6 km to 12 km above Moho. We interpreted it as the result of partial melting of the lower crust or the presence of a magma chamber. In the same area at the depth of 17 km to 30 km the vertical S-wave velocity gradient is negative. We interpreted it as the result of hot magma supply upward in the mantle.

KeywordsOcean bottom seismograph; Receiver functions; Southwestern subbasin in the SCS; S-wave velocity structure of oceanic crust; Lithosphere structure

基金項(xiàng)目國家基金委重大研究計(jì)劃重點(diǎn)支持項(xiàng)目(91028006，91228205)和國家自然科學(xué)基金(41576037)資助.

作者簡介胡昊，男，1990年生，在讀碩士研究生，研究方向:海洋地質(zhì)科學(xué)研究. E-mail：hhshiyi@163.com *通訊作者阮愛國，男，研究員，主要從事海底深部構(gòu)造研究. E-mail：ruanag@163.com

doi:10.6038/cjg20160423 中圖分類號P738

收稿日期2015-01-28，2015-06-09收修定稿

胡昊, 阮愛國, 游慶瑜等. 2016. 海底地震儀遠(yuǎn)震記錄接收函數(shù)反演——以南海西南次海盆為例.地球物理學(xué)報(bào)，59(4):1426-1434,doi:10.6038/cjg20160423.

Hu H, Ruan A G, You Q Y, et al. 2016. Using OBS teleseismic receiver functions to invert lithospheric structure—A case study of the southwestern subbasin in the South China Sea.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(4):1426-1434,doi:10.6038/cjg20160423.