盆地沉積結構對地震波初至走時的影響

李佳欣，王赟，楊春

中國地質大學(北京)，地質過程與礦產資源國家重點實驗室，多波多分量研究組，北京 100083

0 引言

不論是被動源的天然地震，還是主動源的勘探地震，都受到震源、傳播介質以及觀測點處局部場地條件的影響(Aki and Richards，1980).其中，天然地震震源定位、震級的確定，尤其對于淺源地震，更是與傳播介質和場地效應密切相關(Anderson et al.，1986；Scrivner and Helmberger，1994；Abercrombie，1997)，盆地或局部沉積結構對地震波傳播運動學和動力學特征的影響不可忽略.為此，研究者對于場地效應產生的地面震動時頻畸變，從而影響評估地震風險，重要基礎設施的規劃和設計關注已久(Poceski，1969；Bravo and Sánchez-Sesma，1990)，分別從土層和局部地形兩個方面開展了大量的研究(Mossessian and Dravinski，1990；Azarbakht et al.，2014；張寧等，2017).其中，土層效應研究主要集中于軟弱沉積物性差異、互層結構和厚度以及基巖形態對地震波的放大作用(黃妍等，2007；張立，2012；Denolle et al.，2014；孫天為，2019).在一些山間小盆地和溝峽沖積扇中，淺層松散沉積所引發的場地效應可能與下伏沉積層(基巖)相互作用，疊加局部地形影響，產生更復雜的地震波畸變作用(Bard and Bouchon，1985；Kawase and Aki，1989；劉啟方，2021).

利用天然地震研究地球深部結構及其動力學過程是地震學的主要工作之一.在天然地震和地球深部動力學研究中，一般將上地殼分為兩個亞層，分別是上部的沉積層和下部的結晶基底(滕吉文等，2008，2014；任雋等，2012)；且對于大尺度的殼幔結構研究，一般假設這兩層介質為各向同性層或速度梯度遞增層(熊紹柏等，2002；張家茹等，1998；董治平和張元生，2007；滕吉文等，2014).隨著地震和深部動力學研究的深入，研究者很早就認識到上地殼沉積層的速度結構是研究深部構造的基礎，對殼幔深部震相的解釋具有重要意義(趙俊猛等，2003；滕吉文等，2014).Hauksson等(1987)通過地下兩個深度和地面共計三個水平梯度面上的三分量地震觀測，分析了近震在走時、波形、能量和頻譜上隨深度的遞減所呈現的變化規律，厘定了沉積結構和場地效應對地震波傳播的影響.王鳳賢等(1999)發現盆地內地震臺記錄的近震數據在確定發震時刻時存在滯后現象，具體表現為記錄地震的井下擺深度越大，滯后時間越小；臺站越靠近盆地中心，滯后時間越大；從而可能造成震源定位時深度偏大(劉淵源等，2011).此外，沉積盆地對震相波形的影響也會給地震定位帶來較大誤差(董一兵等，2018；Dong et al.，2018).Owens 等(1987)和薛光琦等(1999)認為地震PKP震相走時的變化主要歸因于Moho面的起伏，但沉積結構的影響不可忽略；張子琦等(2018)通過研究發現，當地震臺站位于沉積層上時，忽略低速沉積層會使莫霍面預測深度增大約2km；鄭德高和李志偉(2014)通過分析地震觀測數據，發現上地殼沉積層與結晶基底之間形成的多次波會影響到其他震相的識別，從而給深部殼幔結構的研究帶來困難.此外，沉積層的成層性表現出的彈性各向異性對地下結構研究和震源定位的影響也引起了行業的重視(Brittan et al.，1995).

由于沉積盆地內部相對穩定，很少產生大震級的地震，因此盆地內固定臺站較少，臺網分布也較為稀疏(孫天為，2019；王向騰等，2021)，這對地震定位十分不利.以2016年Oklahoma州的MW5.1地震為例，由于該地區臺站分布稀疏，不同學者得到的地震起始破裂深度定位結果差異可達3 km(Yeck et al.，2016；Goebel et al.，2017).此外，低頻的天然地震信號可能對尺度較小的沉積層速度結構不敏感(Nunziata et al.，2009)，但作為地震傳播的介質，盆地的影響對地震觀測不容忽視(Pratt，2003；Dong et al.，2018).近些年發展的背景噪聲成像(Campillo and Paul，2003)、H/V法(Agostini et al.，2015；謝曉峰等，2007；Vella et al.，2013；Langston et al.，2009；Civico et al.，2017)、井下觀測(Hauksson et al.，1987；Abercrombie，1997；Satoh，2006；Yamada and Horike，2007)以及雙差法(Zhang and Thurber，2003，2006)都說明了淺層速度結構研究的重要性(吳海波等，2018).尤其近些年盆地內中小震頻發，不論是討論這種地震產生的地應力異常天然背景還是壓裂誘發(Farahbod et al.，2015；陳秋玉，2021)，沉積盆地結構對淺源地震三參數反演的影響成為領域關注的熱點(Lomax and Savvaidis，2019).

盆地沉積層往往呈層狀展布，且為細密的分層結構，其精細結構可通過測井數據獲取.但受限于成本及地質條件，在大多數地區其沉積層精細結構無法獲取.此時，沉積層的細密分層結構往往由等效的各向同性厚層替代(郭乃川等，2012).但這種替代帶來的誤差尚未有研究人員進行過深入分析，而這或許正是目前淺源地震深度定位不準的原因所在.此外，天然地震產生的低頻地震波在穿過由薄層組成的沉積層時會產生長波長效應，即沉積層會表現出視各向異性的性質，對地震波的運動學和動力學特征產生影響.本文選取塔中盆地沉積層作為研究對象，分析其在進行各向同性等效和長波長等效(VTI近似)后初至波產生的走時誤差，并討論了不同震源深度、不同震中距時不同等效方法的適用性條件.

1 理論基礎

1.1 沉積模型

不論在陸地還是海域，上地殼廣泛分布沉積盆地或克拉通(常子恒，2001).除了山前帶附近和盆地內部存在的局部地層傾斜或波狀起伏，在不考慮斷裂構造和微尺度割理、端理、裂縫隙影響時，這些沉積盆地大多數可用均勻各向同性水平層狀介質組成的互層結構近似.如圖1所示為我國最大的內陸克拉通盆地——塔里木盆地塔中某井的聲波、密度測井曲線和根據鉆孔取芯以及測井解釋獲得的巖性柱狀圖.顯然，不同巖性地層具有不同的速度和密度，且相互疊置形成了精細分層的層狀介質.在地震學研究領域，一般可以將之抽象為圖2b所示的水平層狀模型.

1.2 均勻各向同性等效

(1)

其中，

(2)

為各層厚度與總厚度之比.顯然，任意給定一個水平層狀介質模型，均存在一個等效的單層介質可與之近似，從而可以把具有4N個參數的復雜模型簡化為只需要四個參數表征的簡單模型，這是簡單的各向同性等效或稱ISO(isotropy)等效，其對應模型下文中簡稱ISO模型.

1.3 VTI近似

當層狀介質中傳播的地震波波長遠大于層厚時，層狀介質會呈現一定的各向異性特征.因此，Backus(1962)給出了VTI(transverse isotropy with a vertical symmetry，具有垂直對稱軸的橫向各向同性介質)近似公式；進一步利用Levin(1979)給出的層狀介質與VTI近似彈性參數的換算關系，以及Thomsen(1986)給出的三個各向異性參數定義，可將VTI近似表示為

(3)

其縱、橫波垂向速度為

(4)

其中，

圖1 塔中某井聲波、密度測井曲線與解釋井柱藍線為聲波時差曲線，紅線為密度曲線，最右側為鉆孔柱狀圖.Fig.1 Acoustic and density logging curves, interpretation well string of a well in TazhongThe blue line and the red line indicate the acoustic and density logging curves, respectively. On the far right is the boring log.

(5)

式中，Cij為近似介質的彈性系數，符號“〈〉”表示平均運算，vP、vS、ρ分別為層狀結構內單層的縱、橫波速度及密度.即利用兩個速度參數、密度和三個各向異性參數，即可將N個水平層疊置的互層結構表征為VTI介質(張中杰等，1990；王赟等，2018; 王赟和楊春，2019；李佳欣等，2021)，如圖2c所示；一般稱之為VTI近似，其對應模型下文中簡稱VTI模型.

圖2 水平層狀介質模型(Layer模型)與對應的ISO等效模型、VTI近似模型(a) ISO模型； (b) Layer模型； (c) VTI模型. vPi、vSi、ρi、hi分別表示Layer模型中第i層的縱、橫波速度、密度和厚度，N表示互層數量；分別表示ISO模型的縱、橫波速度和密度；分別表示VTI模型的縱、橫波垂向速度和密度；ε、γ、δ分別表示VTI模型的Thomsen參數.Fig.2 Horizontal layered model and corresponding isotropic equivalent model, VTI approximate model(a) ISO Model; (b) Layer Model; (c) VTI Model. The velocity of P-wave and S-wave, density, thickness in Layer Model are represented by vPi, vSi, ρi and hi, respectively. The velocity of P-wave and S-wave, densityin ISO Model are represented by VP, VS and respectively. Thevertical velocity of P-wave and S-wave, density in VTI Model are represented by VP0, VS0 and respectively. Thethomsen parameters in VTI Model are represented by ε, γ, and δ, respectively.

2 建模與模擬

2.1 建模

塔里木盆地的Moho面深度在40～50 km之間，地震多發生在周緣的天山造山帶與西昆侖盆山結合部西南緣和西北緣，以構造帶、中上地殼淺源地震為主，鮮有下地殼和軟流圈的地震，且頻次最高值出現在20 km深度左右(Zhao et al.，2003；雷顯權等，2012；李濤和王宗秀，2005)；盆地內活動斷裂或隱伏斷裂誘發地震數量較少，震源深度一般為5～6 km(徐錫偉等，2006).此時，沉積盆地細密分層結構對地震波速度的影響至關重要，進而影響震源深度的定位.由測井數據得到的沉積盆地速度結構，是彈性波在一定頻率下所反映的結果，具有尺度效應，即測井數據的采樣間隔會影響沉積盆地的速度結構.以我國最大的內陸盆地——塔里木盆地為例，對塔中某井的速度和密度曲線(原始數據采樣間隔5 m)以不同間隔(以10 m、50 m、100 m為例)進行平均(式(1))重采樣，得到不同間隔的重采樣測井曲線如圖3所示.

圖3 塔中某井縱、橫波速度與密度的重采樣曲線(a) 縱波速度； (b) 橫波速度； (c) 密度.Fig.3 Resampling curves of P- and S-wave velocities and density well logging in Tazhong oilfield(a) P-wavevelocitiy; (b) S-wave velocity; (c) Density.

重采樣后可得到總厚度不變，單層厚度(采樣間隔)變化的等厚度水平層狀模型.將其速度模型和密度模型進行整體ISO等效和VTI近似，計算得到不同采樣間隔對應的ISO和VTI等效參數，如圖4和圖5所示.對于ISO等效模型，由于其等效計算方法與重采樣的平均方法相同，采樣間隔的變化對等效縱、橫波速度和等效密度無影響(圖4).對于VTI近似模型，其縱、橫波垂向速度在500 m采樣間隔內呈緩慢增大的趨勢，即采樣間隔的變化對近似得到的速度影響較小，相對于原始測井數據采樣間隔不超過1%；采樣間隔超500 m后，近似速度呈快速增大的趨勢，即單層厚度過大會導致近似速度偏大.這說明采用上述平均方法進行重采樣，當得到的水平層狀模型中單層厚度控制在500 m以內時，進行VTI近似得到的速度較原始測井數據變化較小；但單層厚度較大時，近似速度的偏離較大(圖5).對于VTI近似得到的Thomsen參數，ε在500 m采樣間隔內基本無變化，相對于原始測井數據采樣間隔不超過5%；γ和δ呈向零值靠近的趨勢，但在采樣間隔300～500 m范圍內趨于不變，相對于原始測井數據采樣間隔分別不超過24%和36%.即單層厚度在500 m以內時，層厚對ε基本無影響，但對γ和δ影響相對較大.當采樣間隔超過500 m時，ε、γ和δ均呈快速向零值靠近的趨勢，如圖6所示.可見測井數據不同采樣間隔對ISO模型的等效速度和密度無影響；但對VTI模型，屬強各向異性介質，采樣間隔增大除對等效密度無影響外，等效速度逐漸增大，各向異性參數向0趨近.

圖4 各向同性等效縱、橫速度和密度隨采樣間隔(深度域)的變化(a) 縱波速度； (b) 橫波速度； (c) 密度.Fig.4 Variation of isotropic equivalent P-wave, S-wave velocity and density with sampling interval (depth domain)(a) P-wavevelocitiy; (b) S-wave velocity; (c) Density.

圖5 VTI近似垂向縱、橫波速度和密度隨采樣間隔(深度域)的變化(a) 縱波垂向速度； (b) 橫波垂向速度； (c) 密度.Fig.5 Variation of VTI approximate vertical velocity of P-wave, S-wave and density with sampling interval (depth domain)(a) Vertical velocitiy of P-wave; (b) Vertical velocity of S-wave; (c) Density.

圖6 VTI近似各向異性參數隨采樣間隔(深度域)的變化Fig.6 Variation of VTI approximate anisotropic parameters with sampling interval (depth domain)

為簡化問題，以地震地質綜合解釋建立的模型作為塔里木盆地沉積層的典型模型(Lomax and Savvaidis，2019)，如圖7所示.其中，沉積層內單層厚度各不相同(300～530 m)，可視為圖3測井曲線的特例.設模型長度100 km，深度12 km，沉積層厚度6.24 km，介質參數見圖8，以討論中淺源地震為主.假設震源和觀測臺站均位于盆地中，在模型左側布設震源，震源深度范圍3～12 km，間隔為1 km(圖7).為模擬不同深度的天然地震，將沉積層內地震視為淺源地震，震源深度3～6 km；將沉積層下結晶基巖內的地震視為中源地震，震源深度7～12 km.震源頻率取1 Hz，此時沉積層內任一單層厚度滿足薄層條件(λi/di>4).圖8為圖7模型對應的縱、橫波速度和密度測井曲線，它是在參照地質分層的基礎上，由原始測井曲線非等間隔重采樣獲得，沉積層下的上地殼厚層介質參數參考張家茹等(1998)的結果.

圖7 塔中盆地沉積層一維模型紅色三角形為不同深度震源.Fig.7 1-D model of sedimentary layer in Tazhong basinThe red triangles represent the sources in different depths.

圖8 塔中盆地沉積層對應速度、密度模型(a) 速度模型； (b) 密度模型.Fig.8 The velocity model and density model for the sedimentary layer of Tazhong basin(a) Velocity model; (b) Density model.

在沉積層內單層滿足薄層條件的基礎上，根據不同的震源深度分別對其進行ISO等效和利用Backus等效理論進行VTI近似，得到對應的等效速度和各向異性參數(圖9).對于ISO等效和VTI近似模型，當震源位于沉積層內(<6.24 km)時，上覆介質模型參數隨震源深度增大而變化；當震源位于沉積層下(>6.24 km)時，上覆介質模型參數不再變化.

圖9 ISO模型和VTI模型在不同震源深度時對應的等效速度及各向異性參數(a) ISO模型和VTI模型的等效速度； (b) VTI模型的各向異性參數. VP-ISO、VS-ISO和VP-VTI、VS-VTI分別表示塔中一維模型對應的ISO模型和VTI模型的等效縱、橫波速度；VP-ISOlog、VS-ISOlog和VP-VTIlog、VS-VTIlog分別表示塔中測井數據對應的ISO模型和VTI模型的等效縱、橫波速度；ε、γ、δ和εlog、γlog、δlog分別表示塔中一維模型和塔中測井數據對應的VTI模型的Thomsen參數.Fig.9 The equivalent velocity and anisotropy parameters of ISO and VTI model for different depths of sources(a) Equivalent velocities of ISO Model and VTI Model; (b) Anisotropy parameters of VTI Model. VP-ISO, VS-ISO, and VP-VTI, VS-VTI represent the equivalent P-wave and S-wave velocities for the ISO and VTI models corresponding to the 1D model in Tazhong, respectively. VP-ISOlog, VS-ISOlog and VP-VTIlog, VS-VTIlog represent the equivalent P-wave and S-wave velocities for the ISO and VTI models corresponding to the logging data in Tazhong, respectively. ε, γ, δ and εlogging, γlogging, δlogging represent the thomsen parameters for the VTI models corresponding to the 1D model and the logging data in Tazhong, respectively.

2.2 模擬

以Layer模型及對應的ISO模型和VTI模型為正演模型，進行有限差分波場模擬，從而得到三個模型中震源深度不同時不同震中距觀測的地震波初至走時.將Layer模型作為參考模型，研究近似的ISO模型和VTI模型對地震波走時產生的影響.ISO模型和VTI模型相對于Layer模型的走時相對誤差(下文稱誤差)為

(6)

(7)

其中，tLayer、tISO和tVTI分別為對應模型的走時.數值模擬得到兩種模型假設產生的誤差如圖10和圖11所示.

圖10 ISO模型和VTI模型的走時相對誤差(a) 震源位于沉積層內； (b) 震源位于沉積層下.Fig.10 Relative error oftraveltime for ISO Model and VTI Model(a) The sources are located within the sediments; (b) The sources are located below the sediments.

圖11 走時相對誤差二維分布圖(a)、(b) 分別為震源位于沉積層內的ISO模型、VTI模型； (c)、(d) 分別為震源位于沉積層下的ISO模型、VTI模型； (e)、(f) 分別為震源位于沉積層內和沉積層下的ISO模型和VTI模型走時相對誤差之差.Fig.11 2-D distribution diagram for relative errors of traveltime(a), (b) are the ISO model and VTI model when the sources are located within the sediments, respectively. (c), (d) are the ISO model and VTI model when the sources are located below the sediments, respectively. (e), (f) are the difference of relative errors of traveltime for VTI Model and ISO Model. The black line indicates the 0 contour line.

在圖10中，對于沉積層內地震，ISO等效和VTI近似的誤差隨震中距均呈增大趨勢.ISO等效的誤差在0震中距時為0，即地震波垂向傳播時ISO等效無誤差；在震中距10 km以內，誤差不超過10%；在震中距100 km時最大接近60%.VTI近似的誤差在0震中距時為5%左右，震源越深誤差越大；在震中距增大過程中，VTI近似的誤差增速顯著小于ISO等效，且快速趨于穩定；100 km震中距誤差約45%.震源越深，兩種近似方法的誤差均越大，但VTI近似的精度優于ISO等效，如3 km震源可提高4%的精度，6 km震源可提高15%.對于沉積層下地震，ISO和VTI近似的總體誤差均小于10%，表現了較好的精度；但VTI近似精度不如ISO等效，推測為THOMSEN弱各向異性近似產生的速度誤差(李磊，2008).

在圖11中，當震源位于沉積層內時，誤差的極大值出現在右上角的大震中距、大震源深度區域；極小值存在一定的區別，即ISO模型出現在左側0震中距處，震源深度對其基本無影響，而VTI模型出現在左下角的0震中距、小震源深度區域(圖11(a，b)).當震源位于沉積層下時，兩模型的誤差呈現出更為復雜的變化規律.在小震中距(ISO模型的10 km，VTI模型的5 km)、小震源深度時，出現誤差的極大值.ISO模型的誤差極小值出現在0震中距處，而VTI模型的極小值出現在大震中距處(圖11(c，d)).

3 分析與討論

3.1 分析

通過模擬結果可以發現，震源與沉積層的位置關系對走時的影響極大.位于沉積層內的淺源地震，在震中距100 km范圍內，進行各向同性等效的誤差在給定震源深度情況下可達25%～60%.由此可見，在淺源地震時，對細密分層的沉積層進行各向同性等效，震中距的增大會帶來巨大的誤差.而在沉積盆地地區不論是固定臺站還是流動臺陣，其分布較為稀疏，很難真正接近震中位置，從而造成淺源地震的深度定位產生較大誤差(王向騰等，2021).若考慮低頻地震波在層狀介質傳播時產生的長波長效應，將細密分層的層狀介質進行VTI近似后，其誤差極大值為20%～45%，相較于ISO等效可降低5%～15%.位于沉積層下的中深源地震，在震中距100 km范圍內，進行ISO等效的走時相對誤差在5%以內，而進行VTI近似的誤差相對較大，但仍不超過8%.因此，中深源地震時，相對于VTI近似而言各向同性等效是一種更簡單且精度較好的等效方法.

為更清晰觀察兩種等效方法在不同震源深度和震中距情況下的優劣，將兩者誤差作差得到圖11(e，f).當震源位于沉積層內，零值線(黑線)左側為正值區，即該區域ISO模型誤差更小，右側為負值區，即VTI模型誤差更小.零值線位于震中距5～10 km附近，隨震源深度變化不大.當震源位于沉積層下，VTI模型與ISO模型誤差的差值始終保持為正，即ISO模型的誤差總是較小.

3.2 討論

建模的尺度效應：本研究是根據天然地震和深部動力學研究的長波長特征，對塔中某井具有細密分層的層狀介質進行了簡單的各向同性等效和VTI厚層近似.圖7所示層狀模型實際上只是對一維測井數據進行分層的特例，在此基礎上對其進行ISO等效和VTI近似.該建模方法綜合了地質及測井數據，將明顯的物性突變面作為地層分界面.但其等效速度、密度和各向異性參數與精確的測井數據建模得到的結果存在一定的差異(圖9).根據測井數據得到的不同震源深度的等效速度均較圖7層狀模型更大，各向異性參數中ε和γ較圖7層狀模型更小，δ在中源地震時基本相同.由此可以發現，建模方法不同，其對應的等效介質參數會改變，即存在一定的尺度效應，從而影響地震波的傳播.按照廣義Backus平均等效理論(Kumar，2013)，該建模方法依賴于剖分尺度，領域已有足夠多的研究討論過類似問題(Hsu and Schoenberg，1988；Kerner，1992；Imhof，2003；Liner and Fei，2006；曹丹平，2015).因此，本文的數模結果只具有一般性的指導意義，走時誤差具體數值會依賴模型的不同而存在差異.

波場的尺度效應：實際沉積層結構是極其復雜的，縱向上存在厚度、阻抗差異不同的變化，表現為隨機互層介質的特點.對于這種介質的地震波傳播研究，針對不同頻率的子波，地震波的動力學和運動學特征也會呈現頻率依賴性(White and Angona，1954；Levin，1979；Daley and Hron，1982；Helbig，1984；Melia and Carlson，1984；Lyakhovitskiy，1984；Roganov and Stovas，2012，2014；Stovas and Roganov, 2010; Stovas and Ursin, 2007; Stovas et al.，2013).如圖12所示，本研究中，假設ISO等效和VTI近似分別滿足左半支的短波長厚層和右半支長波長薄層的條件，對于復雜的、中間過渡帶的干涉與散射問題(O′Doherty and Anstey，1971；Schoenberger and Levin，1974；Marion et al.，1994；Tang and Burns，1992)未予討論.

圖12 物理模擬和數值模擬對比(Marion et al.，1994)(a) 物理實驗； (b) 數值模擬.Fig.12 The contrast of physical simulation and numerical simulation (Marion et al., 1994)(a) The physical experiments; (b) The numerical simulations.

弱各向異性假設：本研究對水平層狀介質進行長波長各向異性等效時，假設各向異性強度較弱，滿足Thomsen理論條件；但實際上，對于淺源地震，不同剖分建模方式存在各向異性強度超過10%，突破弱各向異性假設的問題；此時Thomsen理論給出的相速度誤差問題已有討論(李磊，2008)，本文不再贅述.

本文模擬分析的前提是震源與觀測臺站均位于盆地中，對于盆地臺緣地震，盆地中觀測，或盆地中地震，臺緣接收的情況，盆地的沉積結構對走時誤差的影響可能會弱化.

4 結論

上地殼淺部的沉積層由于其厚度相對較薄，其對地震波的影響在研究大尺度的殼幔結構時往往易被忽略.此外，在對淺源地震的震源深度進行定位時，不同的研究人員會給出相差極大的定位結果，這與地震臺站在地表分布不均、在地下分布缺失是密不可分的.但是，地震定位時使用模型的精度與準確度也是至關重要的.雖然測井數據可以給出高精度的地層信息，但對于大尺度的殼幔結構而言，過于細密的分層是不必要的，且會帶來巨大的計算量.因此，分析剖分尺度的影響，有利于在精確度和效率之間找到合適的平衡點.

通過分析塔里木盆地的精細水平層狀沉積層模型，并進行各向同性等效和VTI近似兩種簡化，得到了對沉積層進行簡化后帶來的影響.一是震源所處的位置不同，即震源位于沉積內(淺源)和震源位于沉積層下(中深源)時，對沉積層進行簡化后產生的走時誤差呈現完全不同的變化規律.二是淺源地震進行簡化后，在小震中距時走時誤差較小，但在大震中距時誤差很大，這會對殼幔結構研究和震源深度定位產生極大影響.三是深源地震進行簡化后，產生的誤差均較小，尤其是各向同性等效的走時誤差可控制在5%以內，即深源地震時將沉積層簡化為均一的各向同性層是合理的.

致謝感謝鈕鳳林教授對本文提出的修改意見，感謝兩位審稿人提出的建設性意見和建議.感謝中石油為本文提供的塔里木測井曲線.