浅层结构不确定性对广角地震走时正演模拟结果的影响
——以西沙地块OBS2011-1测线为例

马飞, 黄海波, 丘学林, 张浩宇, 王强, 李子正

1 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室，南海海洋研究所，南海生态环境工程创新研究院，广州 511458 2 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州)，广州 511458 3 中国科学院大学, 北京 100049 4 海洋地质调查研究所，福建省厦门地质工程勘察院，福建厦门 361008 5 福建省地质工程勘察院 自然资源部丘陵山地地质灾害防治重点实验室，福州 350002

0 引言

海洋地球物理勘探中，常使用海底地震仪(ocean bottom seismometer, OBS)和多道地震探测(MCS)相结合的方法获得深部壳幔结构.其中，MCS探测约束浅部结构，在探测海洋地区沉积层的厚度、查明地层层位信息、约束基底面的起伏形态等方面有着广泛的应用(丁巍伟和李家彪，2011；Zhu et al., 2012).OBS广角折射和反射探测是获取地球深部结构的有力手段，既可以利用人工地震探测来研究海洋地壳和地幔顶部的速度结构，也可利用天然地震观测接收的远震和区域性地震的面波信号对岩石圈结构进行反演和进行地震活动性的研究(敖威等，2012；刘晨光等，2014；丘学林等，2011；阮爱国等，2012；吴振利等，2012).

准确的初始模型是正演射线追踪的基础，也是获得良好反演结果，提高反演分辨率的前提(刘汉奇等，2017).一个浅部地层控制较好的初始模型，可以减少正演模拟的用时，从而较快地得到一个最优的地壳结构模型.目前，已有许多采用MCS数据约束浅部结构建立初始模型，结合OBS数据射线追踪和走时反演的方式求取地层速度特征的工作(牛雄伟等，2014；Wang et al.,2006；Zhao et al.,2018; Zhu et al.,2018).然而，由于采集成本的限制以及作业区水深约束，部分OBS测线缺少同步采集的MCS数据.另外，用于海上区域地质调查的MCS探测多使用较短电缆，较小的偏移距会影响速度分析精度，处理得到的多道地震剖面不够清晰、准确(王笋等，2017)，导致走时模拟过程中建立的模型浅层不确定性较大，可能会对其深部结构的模拟结果造成严重影响.因此，分析浅部成像精度对深部模拟结果的影响是评估地壳结构结果合理性的重要前提.Majdański(2013)曾通过构建地壳内震相走时模拟的误差公式，计算了广角折射地震中地壳浅部结构的拟合误差对深部结构的影响；陈金虎等(2016)通过理论模型测试评估了沉积层结构失真度对下地壳高速层恢复精度的影响.然而，以上结果均缺乏实测数据的支持，地壳深部结构模拟误差的理论计算需要得到实际观测结果的对比和验证.

OBS2011-1是2011年“973”项目于西沙海区采集的OBS测线.前人已对该测线下方结构进行了正反演研究，并得到了P波速度模型(Huang et al.,2019).但测线北段因海况条件未同步采集MCS数据，因此，仅由OBS数据走时反演得到的模型浅层结构可能存在较大不确定性.2019年我们搭载国家基金委南海地球物理共享航次，在该区补充采集了多道地震测线MCS2019-3(图1).本研究从正演模拟出发，参考西沙海区已获得地壳结构(郭晓然等，2016；Huang et al.,2019)，使用RayInvr软件构建了P波速度结构理论模型和走时数据体.通过更改理论模型的浅部结构进行走时模拟，对初始模型中沉积层厚度与速度的不确定性对深部结构模拟结果的影响进行了深入分析.使用MCS2019-3测线数据约束浅部结构建立初始模型，对OBS2011-1测线中部分OBS台站拾取的P波震相进行走时模拟得到最终模型结果，并与前人得到的结果进行了对比.本研究为广角地震走时模拟中初始模型浅部结构的设定，浅层结构不确定性对深部结构影响的评估，以及通过试错法调整模型参数的过程提供了理论及实践参考，对于正确理解研究区下方的地质构造特征也具有重要意义.

图1 MCS2019-3与OBS2011-1测线区域位置图

1 RayInvr正演模拟原理及方法介绍

由于反射震相较少、覆盖程度低，在广角地震走时反演中，一般仅使用折射震相(譬如Fast)或加入Moho面反射震相(譬如Tomo2d)，从而忽略了沉积基底和地壳内界面的起伏信息.因此，目前的深部结构模拟策略一般是在反演模型基础上，继续利用正演方法对界面信息进行模拟，完善所获得的速度结构模型(Takahashi et al.,2008; Nishizawa et a1.,2014).RayInvr软件主要使用地震体波走时数据来正、反演速度结构.其中，正演模拟通过试错法不断更新模型中节点的速度和深度参数，以理论与观测走时之间的误差(均方根误差RMS和卡方值2)为评价指标，获得相应的不确定性参数及精度(Zelt and Smith, 1992).该方法将速度模型参数化为分层的不规则梯形，每个梯形块体的节点都含有速度信息和深度信息(图2).节点的数量和参数可以自由设定，从而能够模拟复杂的地下结构.块体内的速度场随深度及上下层边界呈线性变化.模型中任意网格内的速度值可由如下公式求得

图2 梯形网格内的速度分布

(1)

其中c1—c7表示内插系数,可通过节点速度v1—v4、斜边的斜率s1—s2和截距b1—b2来得到.

RayInvr使用的是打靶法射线追踪方法，在炮点激发位置给定一个出射角，使用带误差控制的四阶龙格-库塔法(Sheriff and Geldart, 1983)来求解零阶渐近线理论化后的偏微分格式射线方程，并得到相应的射线路径，其计算公式如下.

当射线路径接近水平时：

(2)

当射线路径接近垂直时：

(3)

边界条件：

x=x0，z=z0，θ=θ0,

(4)

当射线穿越某层的边界时，利用Snell定律便可求得入射角对应的出射角，从而得到完整的射线路径.

射线追踪过程中，用步长Δ来表示在x或z方向上的增量，沿射线路径上每一点的步长可由下式进行求解：

(5)

射线路径由一系列点组成，点的数量和间距主要由自定义常量α决定，通常取0.025～1之间，根据速度场的偏导数进行调整，以避免射线路径弯曲较小时不必要的小步长和弯曲较大时使用大步长可能造成的精度降低.

2 正演模拟结果和分析

南海北部陆缘已开展大量的OBS广角地震探测(丘学林等，2003；吴振利等，2008；阮爱国等，2009；Yan et al., 2001)，这些测线下方的速度结构大多通过射线追踪走时拟合来获得.在缺少高精度多道地震资料的情况下，广角地震走时模拟会根据同步采集的单道地震剖面来约束海底和沉积基底形态.然而，单道地震受分辨率限制仅能获得较为粗略的沉积层基底形态，但无法获得沉积层内的速度分布；在沉积层较薄的陆块或海盆区，OBS中可拾取的沉积层内折射和反射震相也非常有限；另外，通过参考区域地质资料和相邻测线的模型结果，所获得的沉积层厚度与速度可能与真实情况也有较大偏差.这种偏差会在走时拟合的过程中怎样体现？对模型的拟合结果会造成什么样的影响？如何约束这种偏差？针对这些问题我们构建了初始理论模型，并改变其沉积层厚度和速度进行走时拟合来定量分析浅层结构的不确定性对走时模拟结果的影响.

2.1 模型建立及理论震相

OBS2011-1穿过西沙岛礁区，该区具有较薄的沉积层和略有减薄的陆壳结构(敖威等，2012；郭晓然等，2016).根据已发表的OBS2011-1测线下方速度结构特点(Huang et al.,2019)，本研究建立了一个全长200 km，厚度24 km的理论模型(图3和图5a).为了简化问题，模型的各层都设定水平，由浅至深依次为：水层厚度1 km，P波速度1.5 km·s-1；沉积层厚度2 km，顶界面P波速度1.8 km·s-1，底界面3 km·s-1；上地壳厚度7 km，顶界面P波速度5.2 km·s-1，底界面6.4 km·s-1，下地壳厚度10 km，顶界面P波速度6.4 km·s-1，底界面6.9 km·s-1，莫霍面深度20km，顶界面P波速度8 km·s-1，速度随深度逐渐增加.

为了模拟只有单道地震约束沉积基底形态，且在沉积层较薄时OBS剖面中无法拾取相应折射震相的一般情况.正演模拟测试使用RayInvr软件计算得到以下震相在理想状态下的展布形态(图3).图中Pdw为直达水波，呈左右对称的双曲线形态；PsP为沉积基底反射震相，形态与Pdw相似，由于沉积层速度较水层大，其形态较为平缓.PsP类似于单道地震中的基底反射震相，可对台站下方的基底深度进行粗略拟合；Pg为地壳内部折射震相，在以6 km·s-1的速度折合时其起伏形态与基底面相似；PmP是莫霍面反射震相，形态与Pdw和PsP相似，由于地壳速度更大，其形态更加平缓；Pn为上地幔折射震相，一般在较大偏移距处出现，呈现为近似直线的走时形态.因此，模型速度会影响反射震相的起伏形态，速度越大，反射震相双曲线越平缓(图4).

图3 理论模型和理论震相走时展布图

图4 模型速度对反射震相形态的影响(以PsP震相为例)

2.2 沉积层厚度的不确定性对走时模拟结果的影响

建立两个初始扰动模型，沉积层厚度分别为1.7 km和2.5 km，其他参数与理论模型保持一致.使用理论模型计算得到的震相走时，对初始扰动模型进行正演模拟，在拟合过程中保持沉积层厚度不变.以减小理论与实际震相走时差异的RMS和2值为标准，通过试错法不断调整初始模型各界面的速度与深度节点，过程中遵循由单个台站到多个台站、由浅至深、由简单到复杂的渐进过程(丘学林等，2011)，最终得到沉积层厚度增厚(表1，图5b)和减薄(表1，图5c)情况下的拟合结果.

表1 不同沉积层厚度模拟结果对比

结果显示，初始模型中沉积层厚度比实际模型厚0.5 km时(2.5 km)，拟合获得的沉积层速度整体增大(图5b)：顶界面为1.9～2.1 km·s-1，底界面为3.3～3.8 km·s-1，速度在各台站下方达到高峰值，上地壳速度增加0.1 km·s-1，康拉德面深度增加0.1 km，莫霍面深度增加0.27 km，约为沉积层厚度增加的一半，上地幔速度略有增加为8.05 km·s-1.总体来说，沉积层厚度的差异对浅部结构影响较大，深部结构影响较小.PsP震相常用于约束基底深度，但在速度与深度同时给定错误时会出现假拟合情况，会导致拟合深部Pg，PmP和Pn震相时在台站下方出现走时减小的起伏(图6b).这是由于基底深度增大，拟合PsP震相时增加了台站下方沉积层速度所致.在实际正演模拟过程中，如遇到Pg震相有小起伏现象，一般通过改变震相起伏所对应偏移距处的基底面形态进行拟合.针对上述小起伏现象进行了该处理，结果显示更改模型120 km处的基底面形态后，OBS01号台站在该处的小起伏被消除，但会导致原本拟合较好的OBS06号台站PsP震相和近偏移距Pg震相发生变形，两个台站的拟合结果相互冲突(图7).因此，对于假拟合PsP震相产生的小起伏，不应仅仅通过更改基底面形态消除，需寻找正确的沉积层速度与深度组合.沉积层厚度减薄0.3 km的拟合结果整体变化与增厚情况下相反，表现为沉积层速度整体减小，莫霍面埋深减小以及台站下方出现走时增加的小起伏(图5c和图6a).结合两种情况可知，拟合时若遇到射线走时发生小起伏现象，当起伏比理论值快时可尝试减少该处基底深度和沉积层速度；当起伏比理论值慢时可尝试增加该处基底深度和沉积层速度.并且，沉积层厚度变化越小，走时残差与卡方值越小(表1)，模型拟合结果越接近理论值.

图5 沉积层厚度不确定性影响测试图

图6 走时拟合结果中的小起伏

图7 改变基底形态消除小起伏的不可行性

2.3 沉积层速度的不确定性对走时模拟结果的影响

建立初始模型，沉积层速度增加为顶界面1.9 km·s-1，底界面3.5 km·s-1，其他参数与理论模型保持一致，使用理论模型震相对初始模型进行走时拟合.得到沉积层速度整体增大情况下的拟合结果.

首先进行单台站拟合，沉积层速度增大时，需要更改基底面形态来拟合PsP震相，可以得到表面上“较好”的拟合结果(图8a)，但同时射线入射角发生变化，依据snell定律，结果中近偏移距Pg震相以及Pg1和Pg2交界附近的折射波震相无法被追踪到.

图8 沉积层速度不确定性影响测试图

多台站拟合的结果显示(图8b)，模型浅部结构影响较大，深部影响较小：沉积层厚度变化主要受PsP震相约束，整体增厚0.3～0.7 km，越靠近台站下方厚度变化越小；上地壳速度增加0.25 km·s-1，康拉德面深度增加0.15 km，莫霍面埋深增加0.29 km.模型速度与深度变化结果与模拟沉积层厚度增加时大致相同，台站下方同样出现震相走时减小的起伏；与单台站拟合对比可知OBS台站间震相互相约束，间距过大会导致走时信息密度减少，降低剖面的横向分辨率，可能会出现拟合结果“较好”的虚假构造.

2.4 PsP震相在走时模拟中的重要性

由上述沉积层厚度与速度不确定性正演结果可知，由于受到PsP震相的约束，正演模型与实际模型的偏差可以得到有效反映.而实际情况中，PsP震相与直达水波Pdw震相形态相似，当沉积层较薄时易被气枪气泡效应产生的直达水波所覆盖，不易识别.

为了评估PsP震相缺失时对拟合结果的影响，我们将理论模型正演得到的PsP震相去除，使用不同的沉积层厚度与速度组合对其余震相进行走时拟合.得到的拟合结果参数中(表2)，各模型结果的走时残差和卡方值都在很低的范围，莫霍面深度变化约为沉积层厚度变化的一半；沉积层厚度为3 km的拟合结果显示(图9)，除了Pg1和Pg2交界附近的一小段折射震相和远端的Pn震相无法被追踪到，其余震相都可以很完美的拟合，且不存在局部震相的小起伏现象.因此，在PsP震相缺失情况下，不同的沉积层厚度与速度组合都可以完成走时拟合，从而掩盖了所获模型与真实模型的差异.PsP震相是对沉积层厚度与速度组合的有效约束，对于降低拟合结果的多解性具有重要意义.

图9 沉积层厚3km模型在缺失PsP震相下的拟合结果

表2 去除PsP震相后的拟合结果和模型变化

2.5 不同壳层厚度下的走时拟合结果

以上正演模拟均是以减薄型陆壳为理论模型，其沉积层厚度相对整个地壳厚度较小，而对于壳层较厚的陆壳和较薄的洋壳，得到的结论是否仍然成立？为了探讨常规陆壳和洋壳下沉积层不确定性对深部结构模拟的影响程度，将理论模型的地壳厚度分别变为40 km和8 km，其他参数不变，得到典型陆壳和洋壳的理论模型，之后进行沉积层增厚0.5 km的不确定性测试，得到不同壳层厚度下的拟合结果.

拟合结果参数中(表3)，由于各理论模型的浅部水层和沉积层厚度与速度分布相同，因此直达水波Pdw震相和沉积层反射波PsP震相的拟合参数相同.壳内折射波Pg，莫霍面反射波PmP和上地幔折射波Pn的拟合参数变化不大，都可以很好的拟合.由拟合结果模型的主要变化(表4)可知，沉积层增厚0.5 km时，各模型的上地壳速度都有所增加，分别为典型陆壳的0.03 km·s-1，减薄型陆壳的0.1 km·s-1和洋壳的0.19 km·s-1，各模型莫霍面埋深也都有所增加，分别为陆壳的0.18 km，减薄陆壳的0.27 km和洋壳的0.32 km.因此，地壳厚度越薄，浅部沉积层的变化对于上地壳及深部结构模拟的影响越大，对于大陆边缘的常规陆壳，浅部沉积层结构的不确定性对模拟深部结构的影响很小，而对于地壳本就较薄的洋壳，若沉积层与实际偏差较大，则会对深部结构的模拟结果造成较大影响.

表3 陆壳，减薄型陆壳和洋壳沉积层厚度不确定性拟合结果

表4 陆壳，减薄型陆壳和洋壳沉积层厚度不确定模型变化

2.6 拟合结果对倾斜界面的适用性测试

为了简化问题，突出结果差异，以上正演模型的各层都设定为水平，而实际数据常存在倾斜界面，上述正演模拟得到的结论是否仍然适用？为此进行了起伏基底模型的沉积层厚度不确定性测试.共设5个OBS台站，将模型沉积层整体增厚0.5 km进行拟合，得到的结果(图10)与水平界面模拟的主要区别为：起伏基底情况下，横向上沉积层厚度不同，整体增加0.5 km后，较厚的沉积层部分拟合结果速度变化较小(是因为0.5 km的变化量与本身的厚度占比较小)，较薄的部分拟合结果速度变化较大(是因为0.5 km的变化量与本身的厚度占比较大).该差异不会对小起伏现象以及PsP缺失下的拟合结果产生影响，正演得到的主要结论对实测数据的应用仍然是可行的.

图10 起伏界面下的沉积层厚度不确定性拟合结果

3 实测数据走时拟合与结果分析

本研究所用资料包括MCS和OBS人工地震探测数据.其中，MCS2019-3多道测线使用8道电缆，道间距为12.5 m，采样率2 ms，数据记录的时间长度为15 s，震源与OBS相同，全长161.3 km；OBS2011-1测线共投放了20台四分量海底地震仪，投放间隔约10～20 km，成功回收19台，其中一台未记录到有效数据.测线采用四支Bolt气枪组成的气枪阵列作为震源，枪阵总容量为6000 in3，放炮间隔300 m，测线全长约500 km.前人对于该测线数据的处理和模拟已获得P波速度结构(表5，图13b)(Huang et al.,2019)，但其北段因没有同步采集MCS数据，模型浅部可能有较大不确定性，MCS2019-3测线补充了该段缺少的数据.

为了对上述沉积层不确定分析以及OBS2011-1的正演模拟结果进行检验，本研究在利用MCS2019-3测线数据约束初始模型浅部结构的情况下，利用OBS2011-1测线部分台站拾取的P波走时进行射线追踪正演模拟，并与前人结果进行了对比分析，以探讨浅层结构不确定性对走时模拟结果的影响.

3.1 初始模型建立与射线追踪

采用地震处理软件SU(Seismic Unix, Stockwell, 1999)对MCS2019-3测线数据进行读入、道编辑(剔除坏道)、简单叠加、自动增益、维纳滤波、带通滤波处理(赵明辉等，2004)，最后得到良好的地震剖面.根据多道地震剖面拾取海底反射波和基底反射波(图11)，参考前人对该区域的速度结构研究进行时深转换获得初始地层模型(Qiu et al., 2001; 郭晓然等，2016; Huang et al.,2019)，其浅部结构被很好的约束.

图11 MCS2019-3测线地震剖面图

OBS2011-1测线数据质量良好，选取OBS14、OBS15、OBS16、OBS17、OBS18、OBS20台站记录剖面拾取的震相进行正演模拟(表5，图12).台站记录到了清楚的Pg、PcP、PmP和Pn震相，而沉积层折射震相Ps与反射震相PsP仅能少量识别.在初始地层模型的基础上进行射线追踪拟合，不断试错调整模型中的速度和深度节点使各震相的卡方值在尽可能接近1的情况下，均方根走时残差达到最小，最终获得了测线下方的速度结构模型(表5，图13a).

图12 本文所用的OBS2011-1测线台站震相射线追踪(a)和走时拟合(b)

拟合结果参数显示(表5)，本文震相的追踪点数，以及部分震相的走时残差与卡方值相对Huang et al.(2019)较差，这是由于多道数据约束浅部结构后为拟合过程添加了新的约束条件，拟合过程中可调整的模型参数相对苛刻，因此误差值相对较大，但是却能反应更为真实的地下信息.

表5 OBS2011-1测线正演模型参数对比

3.2 模型对比分析

模型结果对比显示(图13)：多道地震数据很好的约束了模型浅部结构，且这种约束在横向上具有连续性，海底和基底界面的形态得到了较好控制，可以避免虚假构造，提高各震相拟合的准确度；模型沉积层厚度整体变薄(图14a)，由界面加权平均计算得到的沉积层顶部速度由2.06 km·s-1减少到1.83 km·s-1，底界面速度由平均3.89 km·s-1减少到3.83 km·s-1，上地壳速度由5.24～5.46 km·s-1变化为4.9～5.4 km·s-1，康拉德面在射线覆盖区的平均深度由11.27 km减小为10.99 km，界面速度不变均为顶部6.3 km·s-1，底部6.4 km·s-1，下地壳整体速度变化较小，莫霍面埋深略有减小(图14b).

图13 OBS2011-1测线最终P波速度结构模型

图14 模型基底面(a)和莫霍面(b)深度对比

模型的射线覆盖对比显示(图15a，图15b)，两模型覆盖密集的区域基本相同，在各台站下方的基底界面、康拉德面40～135 km范围以及莫霍面50～120 km范围内均有良好的射线覆盖程度.将两模型的射线覆盖密度做差显示(图15c)，浅部结构上的差异对于模型整体射线覆盖程度的影响不大，图中差异较大区域是由于射线路径不同所致.

图15 模型射线密度分布对比

两个模型的速度偏差图显示(图16)，上地壳速度变化明显，在射线覆盖较密集的30～40 km、70～90 km、120～130 km处有明显的沉积层减薄伴随着上地壳速度减小的现象；由于19号台站的丢失，在50～60 km处，射线覆盖程度较低，出现了沉积层厚度减小，上地壳速度反而增加的情况，不确定性较高；下地壳速度变化很小，表现为整体微弱的增强，主要是康拉德面埋深变浅，速度向深部逐渐增加的结果.

图16 模型速度偏差图

实测数据对比结果与理论计算结果一致，由于走时拟合过程遵循由浅入深原则，当浅部沉积层整体变薄时，拟合浅部震相走时就需要增加沉积层和上地壳速度，浅部深度与速度的变化对深部射线走时影响相互抵消，因此模型深部结构的变化较小；但当台站间距过大或有台站数据缺失时，浅部震相如约束不足，调整模型时可能无法确保速度与深度的平衡，会对该区域接收到的PmP、Pn等深部射线走时产生影响，进而会降低所约束模型的准确度.

上述实测数据对比结果显示，使用不同的浅部结构都可以在误差允许的范围内较好的拟合深部震相，而实际中地下只可能有一种真实结构，因此浅部结构不确定性导致的模型结果差异会对后续的解释造成相应影响.沉积层速度的差异对于划分地层，岩性解释具有重要作用，基底起伏差异对于基底断裂解释具有重要作用.地壳中的模型差异主要体现在地壳顶部速度的变化，这对于地壳速度结构解释中，根据速度横向变化来讨论岩浆侵入或基底断裂延伸等也具有重要作用.因此，在实测数据拟合时应尽可能多的搜集区域资料对浅部结构进行约束，从而得到更接近真实情况的模拟结果.

3.3 拟合结果的局限性

由于本文实测数据OBS剖面中只能识别到很少的Ps震相，因此只对基底面形态有很好的约束，缺少对速度-深度权衡的约束，模拟结果更多体现的是浅部结构变化时对拟合结果带来的影响.

本文使用的实测数据是西沙地块的地壳结构，属于减薄型陆壳(丘学林等，2006)，其沉积层与整个地壳相比厚度很薄，浅层结构的不确定性对深部的影响较小.但是，对于地壳厚度较小的洋盆地区，浅部沉积层的厚度和速度结构变化对整个壳层都具有较大影响，其不确定性结果还需进一步研究讨论.另外，在沉积层较厚的海域(如沉积盆地、海槽等)，OBS剖面中往往可以拾取一定偏移距范围内的沉积层折射震相，利用该震相所获浅层结构的不确定性对深部结构模拟结果的影响如何，也是我们下一步需要研究和探讨的问题.

4 结论

利用RayInvr软件对理论和实测数据进行射线追踪和走时模拟，对OBS数据正演模拟过程中，浅部结构不确定性对深部结构拟合结果的影响进行了分析，并详细对比了实测多道数据约束前后的正演模拟结果，获得以下几点认识：

(1)沉积层厚度及速度不确定性对走时模拟结果的浅部结构影响较大，深部结构影响较小.

(2)PsP震相是浅层速度-深度组合的重要约束，其缺失时会增加模型的不确定性.实测数据模拟结果对比和理论走时模拟中，莫霍面埋深的变化约为沉积层厚度变化的一半.

(3)使用错误的速度-深度组合拟合PsP震相，会使台站下方Pg，PmP，Pn等震相走时出现小起伏现象，走时提前对应沉积层速度与厚度偏大，走时延后对应沉积层速度与厚度偏小.

(4)广角地震正演模拟中，使用不同的浅部模型都能在误差范围内拟合OBS震相，使用多道地震数据可以有效约束模型浅部界面形态，减少结果的多解性，提高各震相的拟合准确度.

致谢本研究得到中国科学院青年创新促进会的资助，本研究的MCS数据采集得到国家自然科学基金委员会共享航次计划(航次编号：NORC2019-08)的资助，该航次由中国科学院南海海洋研究所“实验2号”科考船实施，在此表示致谢.文中部分图件使用了GMT绘图软件(Wessel and Smith, 1995).