東海陸架深地震震相與地殼結構特征*

趙俐紅，李一泉，劉欣悅，鄭彥鵬，趙強，劉凱，支鵬遙

1. 山東科技大學地球科學與工程學院，山東 青島 266590

2. 海洋地質資源湖北省重點實驗室/中國地質大學（武漢）海洋學院，湖北 武漢 430074

3. 自然資源部第一海洋研究所，山東 青島 266061

4. 青島海洋科學與技術試點國家實驗室，山東 青島 266237

從全球的板塊構造格局分析，東海位于歐亞板塊和菲律賓海板塊相互作用的交匯地帶，具有寬陸架、窄陸坡、深海溝特征的溝-弧-盆構造體系，是大陸地殼和大洋地殼的過渡地帶，也是板塊碰撞擠壓的活躍地區［1］。自中生代以來，受太平洋板塊的長期俯沖，以及菲律賓海板塊形成與擴張等活動影響［2-5］，在弧后地區形成了浙閩隆起、東海陸架盆地、沖繩海槽盆地、釣魚島隆褶帶和琉球島弧等地貌-構造單元。其中，東海陸架盆地經歷了區域裂陷、斷陷、坳陷、擠壓褶皺、沉降等演化階段，表現出NE 向隆-坳相間的構造形態，自西向東依次為西部坳陷、中部隆起和東部坳陷［6］。位于東部坳陷的西湖凹陷盆地覆蓋有巨厚的中、新生代沉積層，已發現眾多含油氣構造和油氣田，體現出其巨大的油氣潛力［7-8］。然而對盆地的原型、形成、演化缺少足夠的了解，影響了對含油氣盆地的進一步勘探和油氣成藏規律的認識［9-10］。因此，在東海海域開展深部結構探測對研究區域地質構造特征和探明油氣儲量意義重大。

東海地區目前已開展了大量的深部地球物理研究工作，且多數依靠重磁［11-14］、多道地震［15-16］和天然地震［17-19］方法。其中，何慧優等［13］利用重力數據反演得到東海陸架盆地莫霍面埋深26.0～28.5 km，中部低，北東和西南方向偏高，為典型的減薄陸殼；張訓華等［20］利用磁異常數據計算得到東海磁性基底埋深4～12 km，且廣泛存在中生界地層；高德章等［21］利用自東海陸架至菲律賓海的重磁震聯合測線，建立了反映沉積盆地、地殼宏觀結構、巖石圈厚度展布及火成巖分布等地質特征的綜合地質地球物理模型。李文蘭等［22］基于天然地震波形擬合得到了東海410 km 深度界面的速度結構，認為該界面之上存在低速異常，之下存在與太平洋板塊滯留有關的高速異常。胥頤等［23］基于天然地震P波層析成像認為東海陸架下方上地幔低速異常的分布與張裂盆地形成時期的地幔活動有關。前人的研究結果在一定程度內揭示了東海地區的整體地殼結構特征，但并未精確獲悉地殼結構的分層和深部構造信息，且存在探測數據覆蓋區域不均一、局部探測深度較淺的現象，因此針對深部地殼結構的精細化研究仍缺少大量的深部地球物理資料。

OBS（ocean bottom seismometer）探測是一種獲取地殼上地幔廣角反射/折射數據的深地震探測技術，相比多道地震該方法探測深度大，相比天然地震層析成像該方法可獲得精確的地殼結構信息，是目前有效認識海洋深部地殼結構的方法之一。我國在渤海［24-27］、黃海［28-30］、臺灣海峽［31-33］、南海［34-36］等海域已成功開展了大量的OBS 深地震探測工作，而東海地區OBS 探測主要集中在沖繩海槽及附近海域［37-40］。目前陸架盆地區有限的OBS 數據，尚無法幫助我們充分了解其深部構造特征。雖然，2015 年祁江豪等［41-42］在東海地區布設了一條OBS測線，獲取了東海陸架至琉球島弧不同構造單元的深部結構特征，認為自新生代以來由于太平洋板塊俯沖后撤導致東海弧后盆地呈構造遷移特征；2017 年陳赟等［43］在東海及鄰域開展了一條海陸聯測地震探測剖面，但仍存在許多覆蓋空白區域。為更好地厘清東海陸架地區詳細的地殼結構，闡明東海陸架地區不同構造單元的地殼伸展差異，本文擬通過對東海陸架地區最新開展的DP11B 測線的OBS 站位來自不同深度、不同屬性的地震波組進行相關對比分析，結合已有探測成果根據其運動學和動力學特征，識別其主要震相，進而開展射線追蹤和走時擬合，獲取其P 波速度結構模型，最終得到沿測線方向東海陸架區的地殼速度結構，從而為區域地質深部構造特征提供有益的數據補充。

1 OBS探測與數據處理

2019 年7 月，自然資源部第一海洋研究所的“向陽紅01”號科學考察船，在東海陸架區域成功完成DP11B 廣角反射/折射深地震測線（圖1），旨在獲得深部地殼速度結構。該測線呈NW-SE 向，自西向東跨越浙閩隆起和東海陸架盆地次級構造，沿測線布放13 臺德國GeoPro 公司生產的SEDIS Ⅴ型短周期OBS，站位間隔20 km，OBS 采樣率為250 Hz，工作水深50～100 m，現場順利回收13臺，回收率100%，站位數據記錄完整率100%，大部分站位記錄數據質量良好，信噪比較高，深部結構信息豐富。人工震源采用4 支Bolt 1500 LL 型氣槍組成的平面槍陣，總容量6 000 cu. in，沉放深度8 m，工作壓力2 000 PSI，放炮間隔采用200 m 定距觸發方式，工作船速5 節左右，共激發有效炮1 428炮，炮線總長約250 km。

圖1 東海地區深地震測線分布圖Fig.1 Distribution map of deep seismic lines in the East China Sea

根據主動源OBS 數據處理流程，針對實測數據特點對原始數據處理如下：①炮點位置校正：氣槍陣列工作過程中的精確放炮時間由精密槍控觸發并記錄，而炮點位置為船載GPS 的位置，因此需將船載GPS 位置校正到氣槍陣列的中心位置（兩者相距40 m）；②OBS 站位內部時鐘漂移計算：OBS 投放海底后，其內部石英晶振受到工作環境中溫度和鹽度等因素影響會發生時間漂移，根據13 臺OBS 工作期內時鐘漂移統計情況，進行線性校正處理；③數據解編與截裁：以校正后炮點時間和位置文件為約束，將OBS 站位所有記錄的原始數據截裁為SEGY 格式的共接收點道集CRG（common receiver gather）數據文件，截裁過程中考慮OBS 內部時鐘漂移量；④數據頻譜分析：針對各站位的CGR 數據進行頻譜分析，確定深部地殼震相的優勢頻帶在3～12 Hz 之間；⑤折合剖面顯示：基于頻譜分析結果，對CRG 數據進行帶通濾波、增益（時窗設為1 s）等去噪處理，并進行可視化顯示，獲得單站位優良信噪比折合剖面，進一步進行深部震相識別和分析。

2 OBS震相特征

借鑒東海已有OBS 深地震測深剖面［41-42］和相鄰陸域人工地震測深成果［44］，通過對相鄰OBS 站位不同偏移距處地震波組進行比對分析，并根據其運動學和動力學特征識別到的主要震相包括：Ps、PsP、Pg、PcP和PmP。

Ps 為沉積層內回折震相，以初至呈現在站位兩側近偏移距內，能量強，視速度低。沿測線向海方向將各站位近偏移距折合走時剖面（折合速度4.5 km/s）順序排列如圖2 所示，可知測線西側浙閩隆起和海礁凸起內各站位Ps 震相特征相似，均對稱分布在站位兩側4 km 偏移距內，視速度1.7～3.4 km/s，折合走時0～1.4 s 內，同時在折合走時1.1～1.6 s 范圍內可識別到與Ps 震相呈相切趨勢的沉積層底界面反射震相PsP，且表現為顯著雙曲對稱特點的優勢續至波組，兩組震相的走時形態清晰地展示了東海陸架盆地中部隆起區沉積構造特征，說明測線西側沉積層厚度相對均一。不同于測線西側各OBS 站位，測線東側站位的Ps 震相表現為明顯的非對稱性，以位于海礁凸起東側向西湖凹陷轉換處的DP11B-11（圖2h）站位為例，站位西支Ps 震相折合走時0～1.7 s，東支折合走時0～2.1 s，且與之相切的PsP 震相也表現為明顯的非對稱雙曲線特征，由此說明沉積層厚度沿測線向海方向逐漸增大，這種特征在測線東側DP11B-12 站位（圖3）尤為明顯，同時基于視速度變化梯度可將Ps 震相細分為Ps1、Ps2，其中Ps1視 速 度1.7～3.4 km/s，Ps2視 速 度3.6～5.4 km/s，說明測線東側西湖凹陷內沉積層明顯增厚。測線東西兩側各站位Ps 震相的走時形態和視速度的差異性，說明沿測線方向沉積層厚度西薄東厚，進一步表明東海陸架盆地內不同構造區域的沉積構造差異。

圖2 DP11B 測線OBS站位水聽器分量折合剖面Fig.2 Seimic record section of hydrophone components of DP11B OBS stations

圖3 DP11B-12站位射線追蹤與走時模擬Fig.3 Ray tracing and travel time fitting of DP11B-12 station

Pg 為地殼內的回折震相，緊隨Ps 震相以初至出現，能量較強。海礁凸起處各站位Pg 震相特征類似，以DP11B-10（圖4）站位西支為例，其在5～105 km 范圍內可連續識別追蹤，視速度5.8～6.2 km/s，折合走時1.5～2.1 s，其與Ps 震相視速度的突變銜接關系表明海礁凸起處存在明顯的隆升和沉積間斷，而走時曲線形態基本上反映了海礁凸起處結晶基底起伏變化平緩特征，同時站位西支50 km 處存在緩臺階狀曲線變化，該現象在相鄰站位均有體現，推測為次級構造單元的分界位置。站位東支可連續識別至83 km 處，視速度5.6～6.2 km/s，折合走時1.6～3.2 s，說明沿測線向海結晶基底逐漸增深，站位兩側Pg 震相的顯著非對稱性很好地體現了不同構造區域的橫向非均勻結構。

PcP 為上、下地殼界面反射震相，能量較強，表現出與Pg 震相呈相切趨勢的續至震相，在測線東側站位可有效識別。由圖4可知，該震相在站位西支出現在70～95 km 范圍內，折合走時2.7～2.9 s，在站位東支30～45 km 范圍內可連續追蹤，折合走時4.2～4.4 s，兩支折合走時差異較大，推測是站位東、西構造差異所導致的走時超前和滯后現象。

圖4 DP11B-10站位射線追蹤與走時模擬Fig.4 Ray tracing and travel time fitting of DP11B-12 station

PmP為殼幔邊界莫霍面（Moho）的反射震相，表現為振幅能量強、走時連續、易于識別的優勢波組特征。由DP11B-12（圖4）可知，該震相在站位西支70～145 km 范圍內以強振幅續至震相出現，折合走時2.5～4.2 s，視速度8.0 km/s，且與Pg 震相呈相切趨勢，反映了海礁凸起處殼幔邊界結構。同時震相在站位兩支往往表現為走時形態非對稱特征，說明沿測線方向站位兩側地殼厚度存在顯著差異，深部地殼結構存在明顯的橫向非均勻性。

根據站位所處構造單元和震相特征（表1）可將該條測線站位分為兩類：一類（DP11B-10 至DP11B-14）位于陸架盆地東部凹陷內，站位處水深較深，深淺部震相豐富，地殼結構的不均勻性致使各站位震相東支較西支滯后；另一類站位（DP11B-2 至DP11B-9）位于浙閩隆起和陸架盆地中部隆起內，站位處水深較淺，淺部震相特征相似，深部震相單一，連續性相對前者較差。

表1 OBS折合剖面震相識別表Table 1 Seismic phase identification of the OBS reducing time profile

3 射線追蹤與走時擬合

在震相識別和相關性分析的基礎上，參考同步采集的多道地震剖面、區域內綜合地球物理資料和已有OBS 剖面成果構建初始模型，并利用RayInvr軟件包［45］進行射線追蹤和理論走時正演計算，根據觀測走時與理論走時的擬合程度調整初始模型，并遵循從單臺到多臺、先淺層后深層、由簡單到復雜的基本原則，最終獲取測線下方擬合程度最佳的二維速度結構模型。

通過正演擬合得到的地殼結構模型（圖5a）可以分為5 層：第1 層為速度1.5 km/s 的海水層，厚度很薄；第2層為上沉積層，沿測線向海方向逐漸增厚，縱向上速度隨深度增加由1.7 km/s增加到2.3～3.4 km/s，橫向上速度相對穩定；第3 層為下沉積層，該速度層主要分布在測線東側西湖凹陷內，速度由頂部的3.6 km/s 向下增加到底部的5.4 km/s，而測線西側為3.4 ～3.6 km/s 的沉積薄層甚至缺失；第4層為上地殼層，速度在5.6～6.2 km/s之間變化；第5 層為下地殼層，速度為6.3 ～6.9 km/s。由于沿測線水深太淺且變化不大，因此在模擬過程中假定海底面恒定且未考慮直達水波；沉積基底面形態起伏變化主要參考多道地震剖面，鑒于多道剖面雙程走時時深轉換的誤差和多解性，在擬合過程中，依據站位近偏距處Pg 震相的到時及Pg 震相與Ps 震相的轉換關系，對該界面的深度進行了局部調整；上下地殼分界面，是一個較弱的速度間斷面，界面上下速度差僅為0.1 km/s，在模型中部和東側局部地段出現且由PcP 震相確定；下地殼底界面為莫霍面，其深度和形態主要基于PmP震相約束。

走時擬合過程中共拾取震相11 778 個，參與擬合11 421 個，最終模型走時擬合的均方根殘差為0.063 s，單站位以DP11B-10 和DP11B-12（圖3～圖4）為例，可以看出大部分震相走時吻合很好。從圖5（b）的射線密度分布圖可以看出，地震射線基本覆蓋整個模型，且模型東側射線密度高于西側，地殼上部優于地殼下部；總體而言，大部分區域有9～46 次射線覆蓋，部分區域射線覆蓋次數超過65次，因此模型結果具有較好的分辨率，可以有效約束深淺部結構，結果可靠。

圖5 DP11B測線正演結果Fig.5 Result of the DP11B travel time forward using the code RayInvr

4 結果與討論

模型頂部為中、新生代沉積層，沉積層厚度由浙閩隆起向南東至西湖凹陷增厚，沉積基底埋深總體表現為東南深西北淺，西湖凹陷處埋深最大為9.0 km。據沉積層回折震相速度變化特征可將沉積層分為兩層，其中上沉積層為新生代沉積，厚度在浙閩隆起處最薄約1.5 km，沿測線向海呈逐漸加厚趨勢，尤以進入西湖凹陷，增厚趨勢明顯，最厚處可達3.5 km；下沉積層在東海陸架盆地西湖凹陷處最厚，約5.5 km，向海礁凸起處減薄甚至消失，其形態類似于箕狀構造，推測與東海陸架區廣泛發育的箕狀斷陷盆地有關。該沉積層在海礁凸起西側和浙閩隆起處明顯變薄甚至缺失。同時在模型55 km 和110 km 處沉積基底存在明顯下凹趨勢，推測為東海陸架次級構造單元邊界的特征表現。從沉積基底起伏可知東海陸架盆地存在明顯的“東西分帶”差異特征，而沉積層厚度和速度在縱向和橫向上均表現為明顯的非均勻性，說明沉積基底界面埋深和結構性質與中新生代沉積和構造活動密切相關。

模型下部為深部地殼層，其中上地殼層對應第四速度層，厚度由北西向南東整體明顯減薄，最薄處位于西湖凹陷內，約5.0 km，整體埋深約13～14.5 km，沿測線方向呈緩慢抬升的趨勢，界面起伏變化較沉積基底明顯變緩；下地殼層由上地殼底界面和莫霍界面組成，厚度約為13～14 km，莫霍面在浙閩隆起處埋深為28.5 km，沿測線方向緩慢抬升至27.5 km，至海礁凸起處增深至28.5 km，之后向西湖凹陷處抬升至約27.0 km，莫霍面起伏呈緩慢變化的凸-凹-凸的特征，與沉積基底面總體呈似鏡像關系。何慧優［46］利用重力數據反演獲得中國東海陸架盆地莫霍面深度范圍為28.5～26.0 km，與本模型結果基本一致。測線下方下地殼層速度為6.3～6.8 km/s，局部地區6.9 km/s，未見明顯的下地殼高速異常體，推測DP11B 測線下方并無大規模的巖漿底侵和地幔上涌活動。

用莫霍面深度減去水深和沉積層厚度，即可求出全地殼厚度。結果顯示沿測線向海方向，全地殼厚度整體由北西向南東減薄，局部存在增厚趨勢，其中浙閩隆起全地殼厚度約27.0 km；海礁凸起內全地殼厚度約26.0～27.0 km，存在先減薄后增厚的趨勢；西湖凹陷內全地殼厚度由凹陷西北側與海礁凸起交界處的約24.5 km 減薄至17.5 km。假設東海地區初始地殼厚度為32.0 km，基于拉張因子計算公式β=t0/twc，其中t0為初始地殼厚度，twc為現今地殼厚度［47］，計算得出浙閩隆起處β為1.2，東海陸架盆地西部β在1.2 左右平緩變化，西湖凹陷β由1.3 向南東方向急劇增大至1.8，可見β沿測線方向有逐漸增大的趨勢，且與沉積厚度分布呈反鏡像關系。周志遠等［48］利用地震資料揭示的莫霍面深度值來約束重力數據反演成像得到東海陸架盆地莫霍面深度在25～28 km 間平緩變化，全地殼厚度為14.0～26.0 km，東海地區拉張因子在1～3間變化。與本文模型結果相比，莫霍面埋深和全地殼厚度相差均小于1.0 km，結果較為一致。本模型表明東海陸架盆地區DP11B 測線下莫霍面埋深27.0～28.5 km，拉張因子在1.2～1.8之間變化，為有所減薄的陸殼性質，且東海陸架區東部較西部經歷了更加強烈的地殼拉伸減薄。

5 結 論

本文通過對東海陸架地區最新開展的DP11B測線的13 臺OBS 深地震數據的地震波組分析、震相識別和正演建模，獲得了沿測線方向東海陸架區的地殼速度結構模型，結合前人研究成果，進行對比分析，得到以下3點結論。

1）東海陸架區沉積基底埋深為1.5～9.0 km，總體表現為東深西淺；上地殼厚度由北西向南東明顯減薄，界面埋深為13.0～14.5 km；下地殼厚度較穩定，為13.0～14.0 km；莫霍面埋深為27.0～28.5 km，界面起伏呈緩慢變化的凸-凹-凸特征，并與沉積基底面呈似鏡像關系。

2）東海陸架區上、下地殼均為正的速度梯度帶，地殼底部未發現大規模橫向高速速度擾動，巖漿底侵和地幔上涌活動不發育。

3）東海陸架區DP11B 測線下方全地殼厚度約17.5～27.0 km，與沉積基底面呈反鏡像關系，地殼拉張因子介于1.2～1.8之間，其中西湖凹陷處最大，說明東海陸架區為減薄的陸殼，且東部地殼拉伸減薄程度較西部劇烈。