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中國東部海域海底地震探測 版權信息
- ISBN：9787030711236
- 條形碼：9787030711236 ; 978-7-03-071123-6
- 裝幀：一般膠版紙
- 冊數：暫無
- 重量：暫無
- 所屬分類：>
中國東部海域海底地震探測 本書特色
本書介紹了海底地震儀（OBS）深部地震探測的發展歷程和現狀以及我國東部海域深部地質研究存在的科學問題，
中國東部海域海底地震探測 內容簡介
本書介紹了海底地震儀（OBS）深部地震探測的發展歷程和現狀以及我國東部海域深部地質研究存在的科學問題，重點論述針對OBS深部地震探測的工作特點和技術難點，攻關研究形成了立體槍陣延遲激發震源設計、臺站數據凈化和速度反演等技術，提高了原始資料信噪比和反演精度。利用上述技術方法，在南黃海實施兩條OBS+地震臺站的海陸聯測地震測線，獲得了南黃海深部地質結構和深大斷裂分布，驗證了揚子與華北塊體在海區接觸關系的推測，厘定了揚子塊體在海區的分布范圍；通過東海陸架盆地-沖繩海槽OBS深部探測的實施，證實了洋陸過渡帶內深部上涌的軟流圈不斷向東帶動巖石圈進行幕式伸展拉張并引起弧后地區的構造遷移認為沖繩海槽南部地區地殼已經破裂，進入到海底擴張的初始階段，沖繩海槽南部已經出現了初始的洋殼。
中國東部海域海底地震探測 目錄
目錄
序
前言
**章 緒論 1
一、中國東部海域深部地質探測歷程 1
(一)南黃海 1
(二)東海 3
二、OBS深部地震探測技術發展歷程 4
(一)國際 5
(二)國內 6
三、關鍵科學與技術問題 7
四、主要進展和成果 8
第二章 區域地質背景 10
一、南黃海 10
二、東海 13
第三章 OBS資料采集技術 16
一、OBS結構與工作原理 16
(一)結構 16
(二)工作原理 18
二、地震波震源激發技術 19
(一)氣槍激發地震信號機理 19
(二)激發地震波特征分析 27
(三)大容量槍陣組合設計方法 30
(四)應用效果 44
第四章 數據處理技術 60
一、處理流程簡介 60
二、數據凈化處理 62
(一)特征分析 62
(二)組合凈化 67
(三)效果分析 77
三、信號增強技術 78
四、P、Z分量合并與波場分離處理 84
(一)壓力(P)和垂直(Z)分量接收機理 84
(二)P分量和Z分量合并方法 86
五、射線追蹤與走時計算 94
(一)模型離散 95
(二)走時計算 96
(三)波前擴展 98
(四)射線追蹤 99
六、層析成像速度建模技術 100
(一)OBS資料的地震斜率數據拾取 101
(二)反射波斜率層析成像 105
(三)初至波與反射波聯合斜率層析成像 117
七、多尺度走時層析成像反演技術 123
第五章 南黃海深部地震探測成果 128
一、資料采集 128
(一)LINE2013線 128
(二)LINE2016線 131
二、震相分布 133
(一)LINE2013線 134
(二)LINE2016線 142
三、速度模型構建 145
(一)初始模型構建 145
(二)多尺度層析縱波速度結構 148
(三)射線追蹤與走時擬合 153
四、全震相橫波速度結構 164
(一)水平分量極化 164
(二)震相識別 165
(三)轉換模式確定 166
(四)橫波速度結構與波速比 170
(五)結果評價 173
五、地質解釋 173
(一)南黃海上地殼巖性分析 173
(二)中朝、揚子塊體及蘇魯造山帶在海區的接觸關系 174
(三)朝鮮半島南部的構造歸屬及構造動力學機制 182
第六章 東海深部地震探測成果 187
一、測線部署與資料采集 187
二、數據處理 188
三、震相分布 189
四、走時模擬 193
五、地質解釋 202
(一)二維速度結構模型分析 202
(二)新生代構造遷移 203
(三)沖繩海槽的地殼性質 206
參考文獻 210
序
前言
**章 緒論 1
一、中國東部海域深部地質探測歷程 1
(一)南黃海 1
(二)東海 3
二、OBS深部地震探測技術發展歷程 4
(一)國際 5
(二)國內 6
三、關鍵科學與技術問題 7
四、主要進展和成果 8
第二章 區域地質背景 10
一、南黃海 10
二、東海 13
第三章 OBS資料采集技術 16
一、OBS結構與工作原理 16
(一)結構 16
(二)工作原理 18
二、地震波震源激發技術 19
(一)氣槍激發地震信號機理 19
(二)激發地震波特征分析 27
(三)大容量槍陣組合設計方法 30
(四)應用效果 44
第四章 數據處理技術 60
一、處理流程簡介 60
二、數據凈化處理 62
(一)特征分析 62
(二)組合凈化 67
(三)效果分析 77
三、信號增強技術 78
四、P、Z分量合并與波場分離處理 84
(一)壓力(P)和垂直(Z)分量接收機理 84
(二)P分量和Z分量合并方法 86
五、射線追蹤與走時計算 94
(一)模型離散 95
(二)走時計算 96
(三)波前擴展 98
(四)射線追蹤 99
六、層析成像速度建模技術 100
(一)OBS資料的地震斜率數據拾取 101
(二)反射波斜率層析成像 105
(三)初至波與反射波聯合斜率層析成像 117
七、多尺度走時層析成像反演技術 123
第五章 南黃海深部地震探測成果 128
一、資料采集 128
(一)LINE2013線 128
(二)LINE2016線 131
二、震相分布 133
(一)LINE2013線 134
(二)LINE2016線 142
三、速度模型構建 145
(一)初始模型構建 145
(二)多尺度層析縱波速度結構 148
(三)射線追蹤與走時擬合 153
四、全震相橫波速度結構 164
(一)水平分量極化 164
(二)震相識別 165
(三)轉換模式確定 166
(四)橫波速度結構與波速比 170
(五)結果評價 173
五、地質解釋 173
(一)南黃海上地殼巖性分析 173
(二)中朝、揚子塊體及蘇魯造山帶在海區的接觸關系 174
(三)朝鮮半島南部的構造歸屬及構造動力學機制 182
第六章 東海深部地震探測成果 187
一、測線部署與資料采集 187
二、數據處理 188
三、震相分布 189
四、走時模擬 193
五、地質解釋 202
(一)二維速度結構模型分析 202
(二)新生代構造遷移 203
(三)沖繩海槽的地殼性質 206
參考文獻 210
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中國東部海域海底地震探測 節選
**章 緒論 《中國東部海域海底地震探測》是依托青島海洋科學與技術試點國家實驗室鰲山科技創新計劃項目(項目編號：2015ASKJ03-1)、“973”計劃項目“典型弧后盆地熱液活動及其成礦機理”之課題“構造地質過程及其對熱液活動的控制”(課題編號：2013CB429701)和國家自然科學基金國際(地區)合作交流項目“黃海及鄰區殼幔結構及深淺構造關系的綜合地球物理研究”(項目編號：41210005)取得的主要成果之一。這些項目總體研究周期為2012年至2017年，其主要目標是：針對我國南黃海、東海深部地質的關鍵科學問題和海底地震儀( ocean bottom seismograph， OBS)深部地震探測的關鍵技術難題，研發針對性的深部探測關鍵技術，實施 OBS深部地震探測，獲得南黃海、東海深部地震探測剖面，進而得到研究區殼幔結構特征，揭示火成巖、斷裂體系、沉積盆地和深部構造之間的相互關系，探討太平洋板塊俯沖的遠程構造效應等科學問題。 根據南黃海、東海 OBS深部地震探測的科學目標，上述三個項目針對 OBS深部地震勘探的技術難題，開展了 OBS資料采集與處理關鍵技術攻關研究工作，實施了南黃海海陸聯合深部地震探測和東海陸架盆地-沖繩海槽 OBS深部地震探測，獲得了地殼速度結構剖面，取得了對南黃海深部地質、揚子塊體與華北塊體結合帶在海區分布及接觸關系，以及沖繩海槽地殼性質與演化規律等新認識。 一、中國東部海域深部地質探測歷程 (一)南黃海 在本項目實施前，對南黃海的深部構造探測主要是采用重力、磁力探測和天然地震層析成像進行的。郝天珧等(2002，2003)分析了黃海地區的重力異常特征，利用布格重力異常數據反演計算出黃海地區的莫霍面深度在29km左右，仍屬于大陸地殼，得出黃海東部存在一個 N-S向的斷裂帶；地震層析成像顯示其為深達巖石圈的深大斷裂帶，該斷裂帶北部與山東半島五蓮-青島斷裂相連，南部與韓國濟州島南緣斷裂相連，構成中朝與揚子塊體的“ Z”字形拼合邊界。張訓華等(2008，2013)通過對南黃海海域重力、磁力資料反演處理得出莫霍面埋藏深度在28～33km變化，從海區向大陸，莫霍面深度呈階梯狀向下傾伏，但總體上等深線走向為 NE-NNE向，巖石圈厚度為80～100km。這一結論得到眾多專家學者的研究結果的支持( Zhang et al.，2007；楊金玉，2010)。吳健生等(2014)利用地震資料和重力資料反演的方法得出下揚子地區的莫霍面深度為30～33km，莫霍面深度起伏不大，說明地殼相對穩定，接近于均衡狀態。胥頤等(2008，2009)利用地震層析成像揭示出速度異常分布，認為南黃海東部和西部分屬不同的構造塊體，推測南黃海與朝鮮半島之間可能存在一個近南北方向的深斷裂——黃海東部斷裂。南黃海北部的千里巖隆起是蘇魯造山帶在海區的延伸，徐佩芬等(2000)通過地震層析成像結果，認為蘇魯造山帶的巖石層結構具有“鱷魚楔狀”速度結構特征，即華北地殼楔入揚子中地殼并覆蓋在揚子巖石層古俯沖帶之上，這種在碰撞帶深部存在的楔狀構造是具有普遍意義的(Xu et al.，2002)。 眾所周知，蘇魯超高壓變質帶是印支期揚子塊體向中朝塊體俯沖折返形成的。在陸上蘇魯地區，超高壓變質帶西以郯廬斷裂為界，東臨黃海，以北主要為華北塊體，以南則為揚子塊體。揚子與華北塊體于印支期發生碰撞拼貼，蘇魯造山帶為兩塊體碰撞形成的過渡帶，向海區延入千里巖隆起區。由于海區缺乏地質露頭和深部地震探測資料，對蘇魯造山帶向朝鮮半島延伸大致有兩類觀點。 1.蘇魯造山帶延伸至朝鮮半島，朝鮮半島分屬兩大塊體[圖1.1(a)] 以劉光鼎(1992)提出的蘇魯造山帶與臨津江帶相連為主要代表觀點，許多學者進行了不同方面的闡述。任紀舜(1999)提出了蘇膠-臨津江造山帶， Zhang(1997)認為過臨津江帶(IB)后經日本海繼續向北與中國東北地區延吉帶相連； Yin(1993)則認為經臨津江帶后向南延入沃川帶( OB)，與湖南剪切帶組成中朝-揚子的縫合； Chwae和 Choi(1999)提出蘇魯造山帶經臨津江后順揪哥嶺( Jooggaryeong)斷裂向南延伸至沃川帶；蔡乾忠(2002，2005)提出膠北造山帶-千里巖隆起-臨津江造山帶是中朝塊體與下揚子塊體的分界線。也有學者認為蘇魯造山帶與沃川帶相連，認為京畿地塊中近東西向延伸的洪城-奧德山帶為兩塊體碰撞帶在朝鮮半島的位置( Oh et al.，2006a，2006b)；近年來在京畿地塊(GM)西南發現洪城雜巖( Zhai et al.，2007)，使得越來越多的學者將蘇魯造山帶延伸至京畿地塊洪城地區；侯泉林等(2008)則提出自臨津江至沃川帶構成了一條較完整的中生代造山帶，為大別-蘇魯造山帶在朝鮮半島的東延。 圖1.1 黃海及毗鄰地區構造關系模式圖 (a)據劉光鼎，1992；郭興偉等，2014；(b)據郝天珧等，2003，2004 2.造山帶沒有延入朝鮮半島，朝鮮半島整體上屬中朝塊體[圖1.1(b)] 張文佑(1983，1986)認為揚子塊體陸域北界為嘉山-響水斷裂帶，海區為千里巖隆起南緣斷裂，結合帶在朝鮮半島西側海域內為斷層接觸；萬天豐(2004)認為黃海東緣斷裂與濟州島南緣斷裂及青島-五蓮-榮成斷裂組成中朝塊體和揚子塊體的“ Z”字形邊界；郝天珧等(2003，2004)依據黃海重磁反演和地震層析成像資料識別出朝鮮半島西側存在一條 NNE向大型右行走滑斷裂——黃海東緣斷裂帶，可能沿朝鮮半島西緣向南繞過濟州島，然后到日本方向；胥頤等(2008，2009)根據 P波速度各向異性特征認為黃海東緣斷裂為塊體縫合線； Chang和 Park(2001)認為縫合線為黃海中部北西向轉換斷裂；翟明國等(2007)推測朝鮮半島和中朝塊體在晚古生代之前屬于同一陸塊，并提出了揚子塊體與朝鮮半島的拆離-逆掩模式； Ishiwatari和 Tsujimori(2001)認為中朝與揚子的分界線一直延伸到臺灣以東的石垣島( Ishigaki)。 因此，實施海區的 OBS深部探測，對于厘定華北與揚子塊體在海區的接觸關系及碰撞結合帶的展布，意義重大。 (二)東海 為研究控制東海陸架盆地、沖繩海槽盆地等構造單元的形成演化的大地構造背景，我國與周邊國家及地區進行了大量的深部地質地球物理調查工作，主要采用多道地震、重力、磁力與 OBS探測等技術方法，進行了區域地質結構與深部地質特征的調查研究工作。其中，深部地質特征調查主要有：長江口—琉球海溝的地學斷面調查(圖1.2中的 A線)，長度725km的跨越東海陸架盆地、沖繩海槽、琉球海溝延伸到菲律賓海的地震-重力-磁力綜合探測測線(圖1.2中的 B線)，建立了反映沉積盆地和深部地殼宏觀結構、巖石圈厚度展布，以及火成巖分布等地質特征的2D綜合地質、地球物理模型(高德章等，2004，2006)；日本的巖石圈計劃、中國臺灣地區的 TAICRUST計劃等一系列調查研究計劃，在沖繩海槽及琉球海溝等海域完成多條 OBS深部地學探測剖面，揭示了沖繩海槽地殼的宏觀結構特征(尚魯寧等，2014)。 迄今為止，在我國東海地區仍有一些存在爭議的科學問題。其中，昀重要的就是西太平洋昀年輕的、具備高熱流和活躍構造運動的邊緣海盆地——沖繩海槽盆地的地殼屬性歸屬問題。針對這一正在經歷快速拉張減薄作用的弧后盆地，目前存在拉張型大陸地殼(周祖翼等，2001；高德章等，2004；Arai et al.，2017)、過渡型地殼(郝天珧等，2004，2006)、新生大洋地殼( Lee et al.，1980；Kimura et al.，1986；梁瑞才等，2001)等多種觀點。沖繩海槽地區地殼屬性的厘定是眾多海洋地質科學家關注的焦點，也是涉及中日海上劃界的重要地質論證資料。開展深部殼幔結構研究，揭示深部構造特征，是解決這一問題的理想手段，這需要大量高精度的深部地球物理資料的數據支持。 圖1.2 東海構造區劃圖(據尚魯寧等，2014) 陰影部分代表基底隆起，橙色粗虛線為琉球火山前鋒，紅色實線為主要的斷裂帶： MFB.宮古斷裂帶， YKFB.魚山-久米斷裂帶，ZKFB.舟山-國頭斷裂帶， TFB.吐噶喇斷裂帶。紫線為沖繩海槽中央地塹： YoG.與那國地塹，YaG.八重山地塹， SG.先島地塹，KG.慶良間地塹，AG.粟國地塹，IG.伊平屋地塹。 A與 B為重力、磁力、地震聯合探測剖面(據高德章等，2004)。OBS2015：2015年 OBS探測測線 二、OBS深部地震探測技術發展歷程 地震波(縱波、橫波)在傳播介質中非法線入射情況下，在速度、密度發生改變的分界面上會發生反射情況，同時也會出現傳播方向改變的透射現象和地震波性質的轉換。當非法線入射的地震波為縱波時，在物性界面處可形成反射縱波、透射縱波，以及反射橫波、透射橫波；同理，當傾斜入射的地震波為橫波時，也會形成上述四種類型的地震波。由 Zoeppritz方程的計算分析可知，非法線入射的地震波隨入射角的變化，反射波與透射波的能量發生改變：當入射角等于臨界角時，在產生折射波的同時，透射波能量急劇下降，反射波能量急劇增大；當入射角大于臨界角時，則發生大能量的廣角反射。 在海洋深部地震探測中，深部地層速度高、密度大，界面波阻抗差異小，造成小入射角地震反射能量弱，而廣角地震[ wide angle (aperture)reflection and refraction profiling， WARRP]勘探利用廣角反射能量大的特點，可以獲得深達莫霍面的地震反射信號。但是，廣角地震需要大能量激發和大排列接收的特殊觀測系統，拖纜地震勘探受地震船的拖曳能力限制，無法實現對深部地層的廣角地震勘探。因此，能夠實現與地震船分離的獨立接收地震波的裝備——OBS應運而生。 (一)國際 OBS問世于1960年，是當時美國為確定地下核試驗的位置而研制的( Richards，1960)。由于其具有不受調查船束縛的獨立布放、自主記錄的特點，問世后得到世界各國海洋科技工作者的重視。隨著 OBS技術的發展和制造成本的下降，以及海洋地球科學發展的急切需求，以 OBS為技術手段的海洋地震觀測系統被廣泛應用于天然地震觀測及人工震源深部地質調查中(夏少紅等，2016)，成為地球物理儀器與探測技術發展中的一個新的研究點，在海洋科學的研究中發揮著重要作用。從20世紀70年代開始，美國、日本及歐洲一些發達國家相繼投入了大量的人力、物力研發 OBS裝備和技術，并將其作為一種常規的調查手段應用于海洋科學研究中。美國率先應用 Texas儀器公司生產的 OBS監測千島群島到堪察加近海海域天然地震，同年蘇聯莫斯科大學也研制了 OBS，在印度洋進行了觀測試驗，得出了印度洋中央海嶺的微震主要發生在兩條平行峽谷里的重要結論(Kasahara and Harvey，1977；盧振恒，1999)。從20世紀80年代開始，利用大容量氣槍陣列震源+OBS的廣角/折射地震探測方法，在印度洋( Trey et al.，1999)、南極洲羅斯海域(Charvis and Operto，1999)、日本海溝( Miura et al.，2005)、地中海( Bohnhoff et al.，2001；Drakatos et al.，2005；Sachpazi et al.，2007；Martinez et al.，2008；Davide et al.，2009)、挪威海(Breivik et al.，2003)等許多具有重大地質意義的海域進行過海洋深地震探測實驗，獲得了一系列研究成果(阮愛國等，2004；吳振利等，2008；夏少紅等，2016；劉訓矩等，2019)。 到目前為止，利用 OBS深部地震探測技術開展了多個深部地殼探測計劃，比較著名的有臺灣
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