2010, Vol. 53
地震海洋学是利用反射地震方法研究海水水体温盐结构的新方法, 它属于地球物理学和物理海洋学的交叉学科.不同深度处的海水由于温度、盐度等物性差异, 造成的波阻抗差异可以产生反射波, 通过反射地震方法可以获取海水的水体结构反射图像.自2003年Holbrook等在Science发表利用反射地震剖面研究温盐细结构的一篇论文[1]后, 一些国家的海洋地球物理学家和物理海洋学家开始在这一研究方向开展工作.Holbrook等[1]通过常规地震反射资料处理, 清晰地显示了海水水体中的结构剖面, 将反射剖面中东倾的楔形反射体解释为暖水(the North Atlantic Current)与冷水团(Labrador Current)的界线; Nandi等[2]在2004年利用常规地震反射剖面研究了挪威海的水体温盐细节结构, 在反射地震剖面中可以发现叠加剖面和温度分布具有很好的一致性, 叠加剖面显示的反射体类型和XBT/XCTD测量的水团结构相吻合; 目前国内也有学者开始关注利用反射地震剖面研究温盐细结构[3, 4], 但还处于起步阶段.本文利用地震海洋学方法对南海东北部海域海水水体结构进行了初步的解释, 并建立了合理的数值模型来说明该方法的可行性及应用范围.
不同深度海水由于温度和盐度的差异造成了波速和密度的差别, 这种差别可以产生反射波, 因此在反射地震叠加剖面上不同的反射层位就代表着海水中不同的密度、声速层, 进而反映的是温盐结构的变化, 因此可以通过反射层位的特征来解释海水的温盐结构的变化.内波是海水中常见的一种现象, 它是密度稳定层结的海洋水体内部的波动[5].其形成过程是:海水在垂直方向因温度、盐度等变化, 出现明显的密度分层后, 在气压变化、地震活动和船舶航行等外力扰动以及潮流和地形的作用下, 就可能在海水内部的分层界面上引起内波; 通常的内波, 振幅为几米至几十米, 波长近百米至几十千米, 周期几分钟至几十小时, 它是引起海水混合、形成细微结构的重要原因.在反射地震剖面上, 内波的发生会造成反射层位同相轴发生小的波动或者弯曲、变形.
2 研究背景南海是一个面积广阔的深水海盆, 也是一个半封闭性的边缘海, 它西面及北面与亚洲大陆相邻, 南及东南面有群岛环绕, 主要通过东北面的吕宋海峡与濒临的西北太平洋相沟通.
本文所研究区域位于南海东北部, 海水深度变化范围大, 从沿岸的几十米到最深的马尼拉海沟5377 m.海水表层温度基本上呈北冷南暖以及西冷东暖的分布态势, 等温线大体上与海岸平行, 呈东北-西南走向; 盐度分布则以北部盐度值较高, 向南盐度值逐渐降低.黑潮暖流带来太平洋高温高盐海水进人南海, 从而导致东北部盐度和密度大[6].
南海北部陆架陆坡海域是国际公认的内波高发地带, 该海域普遍存在内波现象[7]. 20世纪八九十年代国内外的石油公司在开发南海北部的石油资源时, 不仅现场观测了内波, 而且体会了内波对其设备和操作过程的影响.对于南海北部内波的发源地, 国内外很多学者认为是在巴士和巴林塘海峡或其中的某个局部区域.得出这样的结论主要有两方面的原因, 一方面在巴士和巴林塘海峡存在急剧变化的海底地形, 当来自太平洋的潮波或海流穿过海峡时, 潮流或海流受海峡内的地形影响会在层化的海水中激发出内潮波或内孤立波并向南海北部传播; 另一方面, 在南海北部海域的陆架陆坡的连接处地形变化剧烈, 且海水层化现象长年存在, 因此由内潮波的生成机制可知:潮流在这里受到变化剧烈地形的强迫或调制作用后, 会在层化的海水中产生扰动并最终发展成内潮波.
本文所研究的反射地震测线位于南海东北部的台西南海域, 测线位置如图 1所示, 测线经东北部陆坡穿过吕宋海峡进人西太平洋.广州海洋地质调查局的"探宝"号采集船承担了本次的地震数据采集任务, 数据采集时间为2001年8月.地震采集参数为:震源为4个Sleeve气枪枪阵, 总容量为3000 in3, 压力2000PSI; 放炮间距50 m; 电缆为240道的数字拖缆, 道间距12.5 m, 最小炮检距250 m, 最大跑检距3237.5 m; 记录长度10 s, 采样率2 ms, 叠加次数30次.
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图 1 L973-6地震测线位置图(等高线为海水深度, 单位为m; a, b, c为测线位置) Fig. 1 The location of MCS survey line L973-6 |
海水水体反射的地震数据处理与针对地质目标调查的常规地震数据处理流程类似, 但处理重点和参数较为不同, 目标针对水体部分, 主要流程包括振幅恢复、去直达波干扰、带通滤波、速度分析、叠加、偏移等流程, 通过对L9736测线的水体反射地震数据的处理, 获取了该测线上的海水声速结构, 通过与该海域的CTD站位测量获得的声速相比, 可以发现反射波叠加速度谱获得的速度与海洋学的测量结果趋势一致, 但也存在细节差异[8].并最终获得了该测线的海水水体反射结构图像.
图 2~4所示是测线上a、b、c段的海水反射地震剖面, 从剖面中可以看出, 上层反射波振幅较强, 1 s以下的反射波振幅微弱, 1.5 s以下则基本上分辨不出有效反射了.而反射层位所对应的应该是温盐结构发生变化的地方, 它反映的是上部水体温盐结构变化快, 下部水体的温盐结变化小.该海域夏季海水的温跃层一般集中在150 m以内, 但在反射剖面上由于资料的缺失该层无法反映出来.从三段剖面图都可以发现上部的反射层位连续, 没有明显的异常, 可以看出该时刻此海域上层海水温盐结构比较稳定.
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图 2 L973-6测线a段所示海水水体反射地震剖面(方框指示了波动明显的层位，下同） Fig. 2 Stacked seismic profile of water column on part a of survey line L973-6 |
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图 3 L9736测线b段所示海水水体反射地震剖面 Fig. 3 Stacked seismic profile of water column on part b of survey line L973-6 |
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图 4 L973-6测线c段所示海水水体反射地震剖面 Fig. 4 Stacked seismic profile of water column on part c of survey line L973-6 |
在图 2~4剖面中大部分反射层都存在着层位的轻微波动现象, 范围非常广.如方框所示为这种波动现象非常明显的区域, 波长一般都达数公里, 其中波长最大达12 km, 振幅达100多米.根据前人的研究发现:吕宋海峡在夏季有中、深层水的交换, 造成水体的不稳定, 并且由于此海域地形变化大, 当潮流或海流穿过海峡时, 潮流或海流受急剧地形的影响会在层化海水中形成内波, 从而造成此海域是海洋内波产生的高发地带.因此我们解释这些轻微的波动为内波扰动.图 4中黑色虚线以下空白区域是由于在地震数据处理过程中切除了海底以下的地层数据造成的.
从图 2~4所示的a、b、c三段反射地震剖面中可以发现, 在0.2 s以内的浅表层几乎看不到有效反射, 造成这种现象的原因是由于海水直达波及气泡效应对地震资料的干扰使得浅层处理效果较差; 而在1.5 s以下由于反射波在深层海水中振幅较弱、信噪比较低, 加之深部水体的结构较为稳定, 所以也没有明显的反射层位和结构.
4 分析与讨论在物理海洋学的研究中发现, 海水的表层水(0~300 m)是发生温盐变化最为明显的区域.但在本次的反射地震剖面上发现在0.2 s (~150 m)以上的表层几乎看不到有效反射, 经过对原始海水水体反射地震数据的分析, 可以确认产生这一现象的根本原因是气枪震源在激发时所形成的气泡脉冲.气枪激发所产生的气泡脉冲振幅非常大、延续时间长, 以至于浅层海水水体的有效反射完全被淹没在这些强大的气泡效应中.Nakamura等[9]在利用地震海洋学方法研究日本东部海域某测线进行物理海洋与反射地震联合测量时, 分别采用了三种不同大小容量的气枪震源(20 L、9L和3.4 L)经处理后发现, 20L的气枪产生能量较大的地震信号, 可以显示较小的波阻抗变化, 但是大振幅的气泡脉冲降低了浅层数据的信噪比; 3.4L的气枪产生能量较小地震信号, 有助于研究被气泡脉冲干扰的浅层海水温盐结构的细节.在本文中L973-6测线地震数据采集的震源为4个Sleeve气枪枪阵, 总容量为3000in3 (约49L)震源产生的地震信号能量大, 因此产生的地震信号气泡脉冲干扰严重, 不利于研究浅层海水水体反射; 并且导致地震子波的的频率较低, 不利于分辨率的提高.因此, 在地震海洋学的研究中, 为了获取高质量的原始地震数据, 震源的选择和观测系统的设计非常关键, 一般宜采用小容量的协调组合气枪阵、GI气枪阵等震源以削弱气泡脉冲能量对浅层水体反射的影响; 采用长排列、小道距的方式增加覆盖次数以提高资料的信噪比; 并且在海况较好的时候组织施工以降低整个资料的背景噪音, 从而达到提高原始数据质量的目的.
在海水水体反射地震记录中, 除了直达波、气泡效应、突发尖脉冲等各类常规干扰外, 还应考虑海底多次波的持续效应.由于海底多次波的速度与海水水体速度相差不大, 水体吸收衰减慢, 可能形成规则干扰, 对海水的有效波的识别非常不利, 因此在处理过程中必须考虑到海底多次波对水体反射资料的影响.另外, 除了海底多次波, 当地层中存在由于速度变化大造成强反射地层界面时, 地质层位的长程多次波也可能形成干扰.为此我们设计了下面的模型(图 5)来比较反射地震资料中有效水体反射与多次波的振幅, 从而进一步分析多次波对水体反射波的影响程度.
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图 5 海底多次波、地层长程多次波与水体反射波示意图 Fig. 5 Diagram of sea bottom multiple, long path multiple and reflection of sea water mass |
假设正常船速(5节), 放炮空间间隔50 m, 时间间隔约为17 s.另设两个水深不同的海区模型, 海面到海底的双程反射时间分别为2s、6s (分别为1500 m、4500 m的水深模型), 数据记录长度为12 s, 则炮集记录中的1.0 s处可以记录到上一炮的海底多次波, 此多次波在海面和海底之间分别经过了9次和3次反射, 设此时它们的振幅分别为A1、A'1, 假设在1.0 s处刚好存在一个水体的有效反射记录, 它的振幅为A2; 弹性波在介质中传播振幅的衰减主要受波前扩散、介质吸收及透射损失等能量损耗因素的影响.设炮点的起始振幅为A0=1.0×104, 海底层的反射系数为R1, 设从海面到1.0 s处有4个海水水体反射层, 反射系数分别为R21、R22、R23、R24; 地震气枪激发的声波在海水的吸收系数α为4.4384× 10-6, 声波在海水的平均速度为V0=1500 m/s.
假设地层长程多次波从海面到强反射地层的双程反射时间分别为3s、6s, 其中从海底到强反射地层的双程反射时间都为1s (分别为1500 m、3750 m水深模型), 则炮集记录中的1.0 s处可以记录到上一炮的长程多次波, 此多次波在海面与地层之间分别经过了6次和3次反射, 设此时它们的振幅分别为B1、B'1, 强反射地层的反射系数为只R2, 其他参数与图 5模型中的一致.
则海底多次波的振幅表达式为:
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地层长程多次波的振幅表达式为:
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水体有效反射波振幅表达式为:
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先考虑海底多次波, 此时t1=17 s、t2=1.0 s, 根据卢博等[10]对南海北部海区海底沉积物声速与密度资料的调查, 海底沉积物的声速范围为1497~1595 m/s, 其对应的密度范围为1.48×103~2.02×103 kg/m3, 可以算出海底的反射系数范围为0.1856~0.3587, 此时取R1=0. 3587;根据Tsuji[11]等在文章中提供的海水密度、速度资料, 我们建立了5层层状海水水体模型, 模型各参数见表 1.
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表 1 层状海水水体模型参数 Table 1 The parameter of layered sea-water mass model |
再考虑地层长程多次波, 根据郝沪军等[12]对南海北部潮汕凹陷构造带的研究, 中生界地层顶界面为一强反射地层界面, 界面以上速度为180.~2500 m/s, 界面以下速度为2500~4500 m/s, 根据Ludwig等[13]文中引用的密度与速度的关系式可以算出其界面上密度为1.75×103~2.11×103 kg/m3, 界面以下的密度为2.35×103~2.37×103 kg/m3, 从而算出中生界地层顶界面的反射系数范围为0.3381~0.4785, 此时取R2=0.4785.
则可计算出海底多次波的振幅A1=3.4432× 10-5, A'1=1.616×10-2; 地层长程多次波的振幅B1=1.8395×10-3, B'1=2.5381×10-2; 水体反射振幅A2=2.0845×10-2, A1/A2=1.65×10-3, A'1/A2=0.78, B1/A2=0.09, B'1/A2=2.67.
由于此模型及各参数的设置均参考实测数据, 可以认为此结果能代表实际情况, 由此可以看出, 当海水深度较浅时, 与海水水体有效反射相比, 海底多次波对水体有效反射的影响可以忽略不计, 地层的长程多次波对水体反射波的影响也比较小; 当海水深度较大时, 海底多次波和地层长程多次波都会对水体有效反射造成干扰, 这种干扰会使本来就很微弱的水体有效反射信息被多次波覆盖, 从而影响海水水体结构的成像.
5 结论本文通过对南海东北部的L973-6测线的地震海洋学研究, 可以得出以下结论:
(1)从南海L973-6测线的海水水体反射地震剖面看, 南海东北部上层海水水体结构较为稳定, 但中、深层海水中内波非常发育.
(2)利用地震海洋学进行研究的前提是原始海水水体反射地震数据的质量必须高; 为了获取高质量的反射地震数据, 在震源的选择和观测系统的设计上需采用小容量协调组合气枪震源、小道距、长排列数字地震拖缆, 并且在海况较好的时候施工作业.
(3)当海水深度不大的时候, 海底多次波与地层长程多次波对海水水体有效反射波的影响很小, 可以忽略不计; 当海水深度较大的时候, 海底多次波和地层长程多次波都会对海水水体结构的成像形成较大的干扰, 不利于海水水体结构的成像.
目前国外学者在地震海洋学上的研究都是反射地震方法与常规物理海洋观测手段相结合, 这样有利于两种方法在测量结果上的相互补充以及对比验证.因此建议国内的地球物理学家与物理海洋学家联合起来在南海做一次真正意义上的联合测量, 为国内的地震海洋学的发展提供方向和依据.
致谢感谢美国Wyoming大学Holbrook教授及中国科学院地质与地球物理研究所宋海斌研究员在地震海洋学上给予的指点和帮助; 感谢中国科学院南海海洋研究所物理海洋研究室尚晓东老师等在物理海洋学上的指点; 感谢"探宝号"地震船全体成员为本次研究所提供的数据.
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