M.Malinowski

引言

可控源地震学（CSS）是用于对地球内部成像的关键技术之一，可提供最高可能分辨率的地球模型并据此得出地质解释和结论。不同于使用天然地震记录的被动源地震，可控源地震学使用多种地震震源（爆破、可控震源法、气枪）基于弹性波的产生和传播来研究地壳和上地幔的构造。可控源地震学的探测范围可以从近地表（最上100m深度）到工业矿产资源勘探级别（深至10km），至深地壳和岩石层（50～100km）。

由可控源地震学数据分析得出的模型可用地下弹性／非弹性性质（特别是P波速度VP、S波速度VS和密度ρ）表示。将弹性地球模型分解为背景变量（即长波长）和短波长波动（通常被称作反射率，速度和密度的乘积，称为地震波阻抗），可得出可控源地震学的两个主要分支。第一个是广角反射／折射（WARR）法（有时也被称为深地震探测方法），可以提供有关全球构造的信息（该方法的近期历史回顾见Prodehl and Mooney，2012）。第二个是地震勘探的典型手段——所谓的近垂直入射反射法（NVI），它能提供高分辨率的地球反射系数图像。

虽然该模拟方法并不局限于上述两种方法，但我们更常用广角反射／折射数据进行模拟，而用近垂直入射反射法调查数据经处理和成像得到地球反射系数。

地壳规模的可控源地震学的目标重点是对不同地壳单元给出一般描述，大多基于的是其厚度和P波速度的差异。这些差异可追溯到其地球动力学意义，根据构造过程可得出导致地壳块体起源的推论。应用广角反射／折射类型探测的成功例子是研究大陆边缘的陆壳范围或追踪各个地体／微板块之间的边界。为解决此类地质问题的典型广角反射／折射测量由垂直分量接收器的布设组成，沿二维剖面间隔为1～5km，炮点间距20～30km（陆上），或海底传感器的间距为20～30km，炮点间距为100～500m（海上）。

广角反射／折射方法的最终目标是将弹性模型转化为岩石类型（岩性），为全面地质解释打下基础。然而，仅P波速度几乎无法区分不同岩性，尤其是对该方法典型地给出误差棒（0.1～0.2km／s）的情况（Christensen and Mooney，1995）。从诸如S波模拟或独立势场模拟得到的其他信息能对地壳岩性提供更多约束条件（如，通过泊松比，Christensen，1996）。而相应的衰减系数对地壳中的断裂和液体含量敏感。各向异性的测量结果也有助于识别不同构造类型和构造过程。得到多参数的地球模型仍然是一个挑战，主要是因为对数据采集和模拟方法都有了更高的要求（例如，用于研究S波的多分量检波器）。与仅基于P波的简单分析相比，多参数地球模型的计算费用更高而且更耗时。通常，基于P波的分析结果就足够好并保证快速出版，随后也被资助单位所赏识。然而，当广角反射／折射测量重点解决更局部的问题时，如自然灾害的发生等（例如孕震带和断层；活火山），利用其他地震数据（可能与其他地球物理探测所得的岩石属性相结合）得出的弹性／非弹性性质来确定地壳岩性和边界（例如，用Q值图表示地壳薄弱带和岩浆房）则非常有益。

本文旨在以广角反射／折射法为重点，对从可控源地震学数据中得出地球模型的一般方法进行综述。随后是对未来可控源地震学实验应用基于全波场方法和多参数反演的讨论，这不仅能促进地球模型的改进，且能更好地认识构造过程。

1 常用模拟方法的综述

大多数可控源地震学模拟方法都依赖于假设波动方程可用射线追踪方法近似求解（erveny，2001）。潜在的假设是物性改变的波长与地震波传播波长相当（或更长）。这意味着对以6 000m／s地壳平均速度传播100km的广角反射波的峰值频率（4Hz），可以确定第一菲涅尔带横向延伸尺度的异常，本例中大约是12km。这是对波传播特性不完美物理描述所带来的限制。射线追踪方法的优点在于它从几何光学得出，因而可以在几何意义上进行理解。例如，能将地震射线可视化，并把模型响应与记录剖面连系起来。

记录的地震事件既能用相位也能用振幅描述。在此基础上，我们可以将可控源地震学方法分为运动学（基于相位，如，走时）或动力学（基于振幅）两种。另外也可以在层析成像（即反演）和正演试错模拟方法之间进行区分。

反演方法似乎是最直接的选择（见Rawlinson and Sambridge，2003的综述）。提取出记录波场中最明显的部分即初至波到时，解决反演问题来得到速度模型。最简单的形式是进行Herglotz－Wiechert反演得到一维速度模型（Aki and Richards，1981）。τ－p域向下延拓（Clayton and McMechan，1980）提供了另外一种不需要拾取初至波走时建立一维速度模型的方法。在二维或三维的情况下，初至波走时层析成像反演通常是快速获得地球模型所选择的方法。有两个常用的著名初至波层析成像（FAT）反演软件包 ［由Zelt（Zelt and Barton，1998）开发的FAST，另一个由Hole（1992）开发］。这两个软件包都是基于Vidale（1990）法求解二维或三维笛卡尔网格规则采样的短时距方程（见表1对此节描述的不同软件包的比较）。

正如Zelt等（2003）提倡的，合理地进行初至波层析成像可以提供最小结构的速度模型。因此，初至波层析成像的结果对检验更复杂方法的结果是至关重要的。初至波层析成像中呈现的结构，也应该在用其他方法得出的模型中呈现，包括利用续至波的方法。

广角反射／折射方法的一个重要方面是绘出壳—幔边界（即，莫霍面＝莫霍不连续面）的能力。扩展Zelt等（2003）的策略，由广角反射／折射数据两步就能得到最小结构模型：

表1 模拟广角反射／折射类测量数据使用的最流行软件包

1.初至波反演得到地壳和地幔的速度模型；

2.对莫霍面广角反射波PmP进行反演。

这种两步的策略已经成功应用于模拟大型三维测量的数据，即，CELEBRATION 2000实验（Malinowski et al，2008，2009）。该方法的优点是以反演中所用数据的相对客观性为基础。通常，初至走时形成了所记录波场中最明显的部分，并且PmP反射波是续至波中最强的事件。展现出来的另一个优点，如由Korenaga等（2000）提出的，是一些伪贝叶斯技术可以在速度和深度定位错误方面用来估计后验总体可信模型。第二步可以认为是仅对反射面（莫霍面）深度的反演也可是对地壳速度和反射面深度的联合反演。对后一种情况，应注意权衡这种解和速度—深度多解性的关系（见，Menke，2005）。如果可以，则可用对应的近垂直入射反射法数据进行反射面深度反演（Hobro et al，2003；Malinowski，2009；Agudelo et al，2009），以减小上述多解性。

从初至走时反演得到的速度模型构成了更复杂的正演试错模拟的起点。这项技术为使用解释人员在地震记录上识别出的后续震相（包括折射和反射）建立复杂多层的地球模型提供了可能。因此，这样的模拟过程有高度的客观性。它包括运动学（走时）和动力学（振幅）信息，使模型计算数据与记录数据更加符合。

由广角反射／折射数据建立多层速度模型最常用的软件包应该是由Zelt和Smith（1992）研制出的RAYINVR。除了正向模拟，它还有用拾取震相进行速度或边界深度反演的能力。随着球形地球射线追踪的拓展（Gorman，2002），RAYINVR已经被用于大偏移距地幔震相模拟（Nita et al，2012）。另一个常用的软件是SEIS83（Cˇervenýand Pšencik，1983）。与 RAYINVR 软件相比它采用了不同模型参数化方法（用三次样条插值代替线性插值），而且在计算复杂模型（孤立体，尖灭）时似乎显得更灵活。

图1 计算走时的观测记录剖面（上图）和对底图所示速度模型用SEIS83软件包正向试错射线追踪模拟ervenýand Pšencik，1983）计算的合成地震图（中图）。剖面CEL08来

尽管使用了软件，为了量化结果还应该提供拾取和模拟震相的统计，包括各自的走时残差均方根（见roda et al，2006）。射线覆盖图也建议提供。模型最重要的部分应始终给出数据图和叠加的计算走时。读者应该立即知道模型的哪部分相对于其他部分受约束更少。这应该成为从这种广角反射／折射数据正向试错模拟建立速度／构造模型中得出可靠解释的基础。然而这个方法还有较高的主观性。作为解释，图1和图2显示了在潘诺尼亚盆地中获取的CELEBRATION 2000CEL08剖面射线追踪正向模拟的结果。这两个模型似乎都对观测数据进行了很好的预测，但是它们有明显的不同，特别是对下部地壳构造（图2中厚的下部地壳对应图1中薄且速度更高的透镜体）。在这种情况下，

地震解释者应该决定哪个模型最具地质合理性。Grad等（2003）也提供了一个模拟主观性的很好例子，其中使用不同的模拟软件（SEIS83与RAYINVR）得出了截然不同的地壳模型。

作为最小构造模型和正向试错模拟的中间步骤，人们可以利用续至震相进行层析成像反演。然而，其应用由于需要精确识别震相而受到限制。当特定震相与特定模型层或界面不相关时就会引入较大的误差。为了克服这些限制，一些学者提倡在射线追踪模拟之前识别震相（如 Majdański et al，2006），但是与向前一步跳过试错模拟的多层层析成像这一想法存在某种矛盾。现有的多层层析成像软件包（Hobro et al，2003；Trinks et al，2005）因为正向解相当慢，所以效率不高，然而，正如Malinowski等（2009）指出，它们可用于大型三维广角反射／折射测量的模拟。

处理近垂直入射反射法数据所用方法很少用于解释广角反射／折射类的测量。正如Malinowski（2009）等证明，以广角反射为基础制成的反射率图完善了速度模型，并为地质解释提供了更多信息。已尝试对广角反射／折射数据进行叠加（Carbonell et al，1998；Malinowski，2009；Mereu，2000），并 运用叠前深度偏移（如，Holbrook et al，1992；Milkereit et al，1990；Pilipenko et al，1999）。这种方法受相对较大接收点／炮点间距的限制，容易导致空间虚假图像（Zelt et al，1998）。 就 如 Levander 等（2007）所述：“与惯用反射处理的情况一样，广角偏移的最大好处是除了已经在走时模拟中用到的初始相位外，还具有不需要对波场中各个到达波进行精确区分、拾取和模拟的情况下利用地震波场就能对波长规模的构造进行成像的能力”。然而，因为地震射线的传播距离长，这种偏移在很大程度上依赖于用来成像的速度模型。

2 迈向基于波动方程的模拟／反演

人们可问的一个基本问题是：基于射线的方法足以模拟广角反射／折射数据吗？答案并非直截了当。它依赖于我们对由广角反射／折射数据得到的模型的解译能力。地质学家们面对广角反射／折射数据得到的模型有时也会感到迷惑。在地表或近地表的地质观测中推断出的壳体和断层在这一模型中几乎很难被识别出来（如，圣十字山中的维索戈瑞和凯尔采单元，见Malinowski et al，2005）。这是因为不同年代和起源的地壳单元可能显示相同的岩石性质（而且仅靠P波速度不能对岩石类型做出很好的区分），其他精细尺度的特征，如近垂直的断层，就超出了广角反射／折射方法的分辨率范围。

地壳当然比我们对弹性波传播不完整表述得出的模型更加复杂多样。有时候，当与波长相关方法的分辨率低于基于射线方法的分辨率时，其属性可以描述为统计分形介质（如，Levander and Holliger，1992）。有为得到更多这种不均匀性质而提高地壳模型分辨率的可能性吗？答案是肯定的，但是需要更合适的波传播的物理性质（波动方程的数值解）和密集采样波场的记录。

自Tarantola（1984）的创始工作以来，发展了先进的速度模型构建工具，即全波形反演／层析成像（FWT）。全波形反演／层析成像将透射形成像和偏移形成像组合在一种算法中（见Virieux and Operto，2009的近期综述）。与基于射线的方法（如初至波层析成像）相比，它提供的成像分辨率得到了前所未有的提高。不论在石油和天然气行业或者是学术界、以及越来越多的应用时实数据的报告（如，Bleibinhaus etal，2007；Gao et al，2007；Jaiswal et al，2008；Kamei et al，2012；Malinowski et al，2011；Mali－nowski and Operto，2008；Operto et al，2006；Ravaut et al，2004），都对全波形反演／层析成像有浓厚兴趣。值得注意的是，Operto等（2006）已表明应用该方法从南海海槽（日本近海）密集（间距为1km）海底地震仪（OBS）观测中获得了地壳速度模型（尺寸为110×25km）。作者评估了应用全波形反演／层析成像方法的分辨率，得出的结论是，对相同数据集，其分辨率比初至波层析成像方法高10倍。

2003年，可控源地震学委员会（CCSS，现更名为国际地震学、地球内部构造物理学协会和地壳构造与地震岩石层成像工作组）组织了一次 “盲测”研讨会，会议期间与会者展示了根据会前分配的（未知）地球模型（如图3a）所产生的合成黏弹性数据的模拟结果（Zelt et al，2005）。Brenders和Pratt（2007a）用声波频率域的全波形反演／层析成像模拟了这些数据。他们能用相当少的数据（初至波走时开始2s的窗口）和范围仅0～7Hz的频率，得出了非常近似于真实情况（图3c）的速度模型，清楚地说明了全波形反演／层析成像的优点远多于基于射线的方法（见图3b）。他们也研究了恢复模型质量对测量参数（接收器／炮点间距）取值的依赖性。结果是，在接收器间隔取值Δx＝0.9km和炮点间隔取值Δs＝7.5km时，模型的质量足够高（Brenders and Pratt，2007b）。

除了反演，基于全波场的正向模拟也能用于解释广角反射／折射数据。用射线理论计算合成地震图的一个缺点是不能处理特殊波现象，如绕射。对射线追踪所得模型进行后验全波形模拟，可作为模拟方法有效性的验证，并作为检测可能过度解释的工具。一维模拟运用了所谓的反射率方法（Fuchs and Müller，1971），被证明是能在各种情形下探测下地壳和莫霍面小尺度分层的非常稳健工具 （如，Jensen et al，2002）。roda（2010）给出了二维全波场模拟的好例子，用有限差分模拟来解释一些观测到的或来自连续反射界面或来自次波长绕射层的地幔震相。有限差分法也可以用来对大偏移距的近垂直入射反射法数据（单炮集）进行模拟，以确定莫霍面的精细构造（Oueity and Clowes，2010）。

3 未来展望

可控源地震学的未来与记录技术的进步和布设包括宽频MEMS型三分量检波器的大量记录台站（特别是陆上）密切相关。海洋方面由于需要布设密集的海底地震仪（OBS）台网，所以存在更多挑战。从这一点上看，广角反射／折射测量的未来将取决于社会支持和维护大型仪器库（如美国的IRIS PASSCAL）的能力，并在短期内注意允许对仪器的资助和选购。与工业合作也很重要，应尽可能将驮背式实验与工业地震项目一道进行组织，这样能减少成本（主要是资料费用支出）。然而，大部分陆上地震勘探都使用在信号穿透深度上有限制的可控震源技术。由于有严格的环境保护条例，如今几乎不可能使用大爆破来产生地震波。因此，将主动激发尽可能与爆破或者被动接收微震或者采石场爆破（如，Yliniemi et al，2004）相结合，可以在特定区域提供高性价比的解决方案。现代地震台站能有更长的部署时间和连续记录，因此，促进了增加资料数量的干涉测量法（Brown et al，2010）。

图3 基于2003CCSS“盲测”的P波速度模型（Zelt et al，2005）：（a）原始模型（从45到160m网格采样），（b）用初至波层析成像方法得出的模型，（c）用频率域声波全波形反演／层析成像方法在频率为0.8～7Hz获得的模型（Brenders and Pratt，2007a）。速度模型由Brenders提供。详情和这些速度模型产生的合成地震图见Brenders和Pratt（2007a）。该图的彩色版仅在电子版中显示

就模拟方法而言，未来与计算资料的增加密切相关，更多的计算资料能在正向模拟／反演过程中将有限频率的影响结合起来从而使模型分辨率提高。方法论面临的最重要挑战不仅在于提供P波或者S波速度模型的能力，还在于提供一些其他重要参数的能力，如各向异性、密度和衰减系数的量值。从数据采集方面看，由于需要布设三分量检波器，建立多参数地球模型也是一个挑战，但是另一方面它允许使用尽量多的记录数据。正如引言中所述，重点解决更具体问题如自然灾害的发生（例如，孕震带、断层和活火山等）对广角反射／折射测量显得至关重要。还应记住广角反射／折射方法的最终目标是将弹性地球模型转化为岩性，这在地质解释中更有意义。在这方面，仅基于P波速度进行解释将受到实际情况的限制，即许多岩石类型可以表现出相同的地震波速，特别是在不考虑压力和温度校正时（Christensen and Mooney，1995）。

对地震波场进行真实的传播／反演需要有数学上严谨、符合物理规律并且足够灵活性的模型。这样的模型要包括吸收和频散效应及其他能更好描述地下情况的弹性参数，如密度、衰减和剪切波速。估计吸收或频散和弹性参数可能是获得地下物理状态信息，如岩性、流体含量、裂隙网络的一个方法。然而，从地震数据中提取这些参数仍然非常具有挑战性。人们已经做了很多尝试，在全波形反演／层析成像方法中使用黏弹性（即，包括吸收和频散效应的声学近似值）波动方程并转化成岩石品质因子Q（衰减系数的倒数），但是对实际数据的应用主要集中在跨孔实验。近年，Malinowski等（2011）证明了全波形反演／层析成像方法重建沉积盆地中衰减模型的能力。这是为了得到高分辨率Q值模型，将全波形反演／层析成像应用于地表地震数据的成功案例之一。在台站布设几何形状恰当的情况下，就应能从地壳尺度的数据中导出Q值模型。此外，基于射线的衰减层析成像（如，White and Clowes，1994；Nowack and Matheney，1997）也可用来确定地壳的Q值。还可以从广角反射／折射实验记录的面波中得出近地表的Q值（Malinowski，2005）。

最后，全波形反演／层析成像方法应该用来提取整套的弹性参数（包括S波速度）。虽然已经提出了基于弹性波动方程的全波形反演／层析成像算法（Brossier et al，2009；Gélis et al，2007；Shipp and Singh，2002），但弹性反演仍然存在正演问题计算量大和波动复杂（如P波到S波的转换）的问题，这就增加了反演中的非线性因素。

大部分从广角反射／折射数据中得出的模型都会假设各向同性，即使有很多迹象表明这一假设无效（例，Malinowski et al，2008）。只有少数利用广角反射／折射数据进行各向异性估计的例子发表（如见，Bleibinhaus and Gebrande，2006；oda，2006）。其原因主要与数据采集相关：缺少多分量记录和三维宽方位测量。比较深反射数据（对垂直波传播敏感）和广角反射／折射数据（对水平波传播敏感），就能知道为什么各向异性如此重要（Jones et al，1996）。

当前的计算资源也应该能使三维走时层析成像中的有限频率敏感度内核应用到广角反射／折射数据。Gautier等（2008）已证实了将有限频率层析成像应用到当地地震数据，通过提供三维复杂速度结构的高分辨率图像，包括层边界锐化，提高了地壳层析图形的质量。虽然全波形三维层析成像利用谱元法和宽带地震记录（Tape et al，2009，2010）已用于建立区域三维模型，但至今尚未证实它是否适用一般仅用垂直分量检波器记录的广角反射／折射数据。

最后人们应该注意，从可控源地震学导出的模型最终应依据组成和岩性来解释。这种过程不仅涉及到岩芯样品的实验室测量（这是对深部地壳和地幔的限制），而且涉及不同地球物理测量结果的结合。Kozlovskaya等（2004）给出了一个结合方法的很好例子，其中用重力数据和P波及S波速度模型对广角反射／折射剖面的岩性进行约束。我们还远未基于不同地球物理数据集的联合反演构建起地壳模型，但当前的计算资源能够实现对满足所有测量，如重力、电磁和地震（如Roberts et al，2012）的合理模型空间进行统计选择。

4 结论

可控源地震学目前是且将来仍然是关于岩石层精细构造的主要信息来源。然而，在对模型做地质解释之前了解地震方法的局限性是很重要的。因此，极其重要的是，研究者们在每一步模拟过程中要对结果进行质量控制，而且更重要的是在加入更复杂的结构之前，他们要从简单的、最小的结构模型开始。随着地震数据采集方法的进步，已经能够采集到能使用全波形层析成像反演的地壳尺度数据。全波形反演／层析成像给模拟带来了高客观性，并使空间分辨率有明显的提高，因此可能不再需要正向试错射线追踪模拟了。遗憾的是，密集地震数据的采集成本（尤其是震源方面）和缺少足够数量的记录台站阻碍了全波形反演／层析成像式地壳规模测量的设计。设计和采集广角反射／折射数据来回答一般研究问题（如，研究区内有大陆或洋壳吗？）的实用方法，当然将在很长时间内比用先进的模拟／成像方法对广角反射／折射数据进行优化进而获得高分辨率地壳图像的方法有用。知道弹性参数转化为实际岩石性质方面存在的局限性，也应鼓励研究人员超越简单的P波模拟，去建立基于地震数据或受其他地球物理场约束的多参数地球模型。