东海陆架深地震震相与地壳结构特征*

赵俐红，李一泉，刘欣悦，郑彦鹏，赵强，刘凯，支鹏遥

1. 山东科技大学地球科学与工程学院，山东 青岛 266590

2. 海洋地质资源湖北省重点实验室/中国地质大学（武汉）海洋学院，湖北 武汉 430074

3. 自然资源部第一海洋研究所，山东 青岛 266061

4. 青岛海洋科学与技术试点国家实验室，山东 青岛 266237

从全球的板块构造格局分析，东海位于欧亚板块和菲律宾海板块相互作用的交汇地带，具有宽陆架、窄陆坡、深海沟特征的沟-弧-盆构造体系，是大陆地壳和大洋地壳的过渡地带，也是板块碰撞挤压的活跃地区［1］。自中生代以来，受太平洋板块的长期俯冲，以及菲律宾海板块形成与扩张等活动影响［2-5］，在弧后地区形成了浙闽隆起、东海陆架盆地、冲绳海槽盆地、钓鱼岛隆褶带和琉球岛弧等地貌-构造单元。其中，东海陆架盆地经历了区域裂陷、断陷、坳陷、挤压褶皱、沉降等演化阶段，表现出NE 向隆-坳相间的构造形态，自西向东依次为西部坳陷、中部隆起和东部坳陷［6］。位于东部坳陷的西湖凹陷盆地覆盖有巨厚的中、新生代沉积层，已发现众多含油气构造和油气田，体现出其巨大的油气潜力［7-8］。然而对盆地的原型、形成、演化缺少足够的了解，影响了对含油气盆地的进一步勘探和油气成藏规律的认识［9-10］。因此，在东海海域开展深部结构探测对研究区域地质构造特征和探明油气储量意义重大。

东海地区目前已开展了大量的深部地球物理研究工作，且多数依靠重磁［11-14］、多道地震［15-16］和天然地震［17-19］方法。其中，何慧优等［13］利用重力数据反演得到东海陆架盆地莫霍面埋深26.0～28.5 km，中部低，北东和西南方向偏高，为典型的减薄陆壳；张训华等［20］利用磁异常数据计算得到东海磁性基底埋深4～12 km，且广泛存在中生界地层；高德章等［21］利用自东海陆架至菲律宾海的重磁震联合测线，建立了反映沉积盆地、地壳宏观结构、岩石圈厚度展布及火成岩分布等地质特征的综合地质地球物理模型。李文兰等［22］基于天然地震波形拟合得到了东海410 km 深度界面的速度结构，认为该界面之上存在低速异常，之下存在与太平洋板块滞留有关的高速异常。胥颐等［23］基于天然地震P波层析成像认为东海陆架下方上地幔低速异常的分布与张裂盆地形成时期的地幔活动有关。前人的研究结果在一定程度内揭示了东海地区的整体地壳结构特征，但并未精确获悉地壳结构的分层和深部构造信息，且存在探测数据覆盖区域不均一、局部探测深度较浅的现象，因此针对深部地壳结构的精细化研究仍缺少大量的深部地球物理资料。

OBS（ocean bottom seismometer）探测是一种获取地壳上地幔广角反射/折射数据的深地震探测技术，相比多道地震该方法探测深度大，相比天然地震层析成像该方法可获得精确的地壳结构信息，是目前有效认识海洋深部地壳结构的方法之一。我国在渤海［24-27］、黄海［28-30］、台湾海峡［31-33］、南海［34-36］等海域已成功开展了大量的OBS 深地震探测工作，而东海地区OBS 探测主要集中在冲绳海槽及附近海域［37-40］。目前陆架盆地区有限的OBS 数据，尚无法帮助我们充分了解其深部构造特征。虽然，2015 年祁江豪等［41-42］在东海地区布设了一条OBS测线，获取了东海陆架至琉球岛弧不同构造单元的深部结构特征，认为自新生代以来由于太平洋板块俯冲后撤导致东海弧后盆地呈构造迁移特征；2017 年陈赟等［43］在东海及邻域开展了一条海陆联测地震探测剖面，但仍存在许多覆盖空白区域。为更好地厘清东海陆架地区详细的地壳结构，阐明东海陆架地区不同构造单元的地壳伸展差异，本文拟通过对东海陆架地区最新开展的DP11B 测线的OBS 站位来自不同深度、不同属性的地震波组进行相关对比分析，结合已有探测成果根据其运动学和动力学特征，识别其主要震相，进而开展射线追踪和走时拟合，获取其P 波速度结构模型，最终得到沿测线方向东海陆架区的地壳速度结构，从而为区域地质深部构造特征提供有益的数据补充。

1 OBS探测与数据处理

2019 年7 月，自然资源部第一海洋研究所的“向阳红01”号科学考察船，在东海陆架区域成功完成DP11B 广角反射/折射深地震测线（图1），旨在获得深部地壳速度结构。该测线呈NW-SE 向，自西向东跨越浙闽隆起和东海陆架盆地次级构造，沿测线布放13 台德国GeoPro 公司生产的SEDIS Ⅴ型短周期OBS，站位间隔20 km，OBS 采样率为250 Hz，工作水深50～100 m，现场顺利回收13台，回收率100%，站位数据记录完整率100%，大部分站位记录数据质量良好，信噪比较高，深部结构信息丰富。人工震源采用4 支Bolt 1500 LL 型气枪组成的平面枪阵，总容量6 000 cu. in，沉放深度8 m，工作压力2 000 PSI，放炮间隔采用200 m 定距触发方式，工作船速5 节左右，共激发有效炮1 428炮，炮线总长约250 km。

图1 东海地区深地震测线分布图Fig.1 Distribution map of deep seismic lines in the East China Sea

根据主动源OBS 数据处理流程，针对实测数据特点对原始数据处理如下：①炮点位置校正：气枪阵列工作过程中的精确放炮时间由精密枪控触发并记录，而炮点位置为船载GPS 的位置，因此需将船载GPS 位置校正到气枪阵列的中心位置（两者相距40 m）；②OBS 站位内部时钟漂移计算：OBS 投放海底后，其内部石英晶振受到工作环境中温度和盐度等因素影响会发生时间漂移，根据13 台OBS 工作期内时钟漂移统计情况，进行线性校正处理；③数据解编与截裁：以校正后炮点时间和位置文件为约束，将OBS 站位所有记录的原始数据截裁为SEGY 格式的共接收点道集CRG（common receiver gather）数据文件，截裁过程中考虑OBS 内部时钟漂移量；④数据频谱分析：针对各站位的CGR 数据进行频谱分析，确定深部地壳震相的优势频带在3～12 Hz 之间；⑤折合剖面显示：基于频谱分析结果，对CRG 数据进行带通滤波、增益（时窗设为1 s）等去噪处理，并进行可视化显示，获得单站位优良信噪比折合剖面，进一步进行深部震相识别和分析。

2 OBS震相特征

借鉴东海已有OBS 深地震测深剖面［41-42］和相邻陆域人工地震测深成果［44］，通过对相邻OBS 站位不同偏移距处地震波组进行比对分析，并根据其运动学和动力学特征识别到的主要震相包括：Ps、PsP、Pg、PcP和PmP。

Ps 为沉积层内回折震相，以初至呈现在站位两侧近偏移距内，能量强，视速度低。沿测线向海方向将各站位近偏移距折合走时剖面（折合速度4.5 km/s）顺序排列如图2 所示，可知测线西侧浙闽隆起和海礁凸起内各站位Ps 震相特征相似，均对称分布在站位两侧4 km 偏移距内，视速度1.7～3.4 km/s，折合走时0～1.4 s 内，同时在折合走时1.1～1.6 s 范围内可识别到与Ps 震相呈相切趋势的沉积层底界面反射震相PsP，且表现为显著双曲对称特点的优势续至波组，两组震相的走时形态清晰地展示了东海陆架盆地中部隆起区沉积构造特征，说明测线西侧沉积层厚度相对均一。不同于测线西侧各OBS 站位，测线东侧站位的Ps 震相表现为明显的非对称性，以位于海礁凸起东侧向西湖凹陷转换处的DP11B-11（图2h）站位为例，站位西支Ps 震相折合走时0～1.7 s，东支折合走时0～2.1 s，且与之相切的PsP 震相也表现为明显的非对称双曲线特征，由此说明沉积层厚度沿测线向海方向逐渐增大，这种特征在测线东侧DP11B-12 站位（图3）尤为明显，同时基于视速度变化梯度可将Ps 震相细分为Ps1、Ps2，其中Ps1视 速 度1.7～3.4 km/s，Ps2视 速 度3.6～5.4 km/s，说明测线东侧西湖凹陷内沉积层明显增厚。测线东西两侧各站位Ps 震相的走时形态和视速度的差异性，说明沿测线方向沉积层厚度西薄东厚，进一步表明东海陆架盆地内不同构造区域的沉积构造差异。

图2 DP11B 测线OBS站位水听器分量折合剖面Fig.2 Seimic record section of hydrophone components of DP11B OBS stations

图3 DP11B-12站位射线追踪与走时模拟Fig.3 Ray tracing and travel time fitting of DP11B-12 station

Pg 为地壳内的回折震相，紧随Ps 震相以初至出现，能量较强。海礁凸起处各站位Pg 震相特征类似，以DP11B-10（图4）站位西支为例，其在5～105 km 范围内可连续识别追踪，视速度5.8～6.2 km/s，折合走时1.5～2.1 s，其与Ps 震相视速度的突变衔接关系表明海礁凸起处存在明显的隆升和沉积间断，而走时曲线形态基本上反映了海礁凸起处结晶基底起伏变化平缓特征，同时站位西支50 km 处存在缓台阶状曲线变化，该现象在相邻站位均有体现，推测为次级构造单元的分界位置。站位东支可连续识别至83 km 处，视速度5.6～6.2 km/s，折合走时1.6～3.2 s，说明沿测线向海结晶基底逐渐增深，站位两侧Pg 震相的显著非对称性很好地体现了不同构造区域的横向非均匀结构。

PcP 为上、下地壳界面反射震相，能量较强，表现出与Pg 震相呈相切趋势的续至震相，在测线东侧站位可有效识别。由图4可知，该震相在站位西支出现在70～95 km 范围内，折合走时2.7～2.9 s，在站位东支30～45 km 范围内可连续追踪，折合走时4.2～4.4 s，两支折合走时差异较大，推测是站位东、西构造差异所导致的走时超前和滞后现象。

图4 DP11B-10站位射线追踪与走时模拟Fig.4 Ray tracing and travel time fitting of DP11B-12 station

PmP为壳幔边界莫霍面（Moho）的反射震相，表现为振幅能量强、走时连续、易于识别的优势波组特征。由DP11B-12（图4）可知，该震相在站位西支70～145 km 范围内以强振幅续至震相出现，折合走时2.5～4.2 s，视速度8.0 km/s，且与Pg 震相呈相切趋势，反映了海礁凸起处壳幔边界结构。同时震相在站位两支往往表现为走时形态非对称特征，说明沿测线方向站位两侧地壳厚度存在显著差异，深部地壳结构存在明显的横向非均匀性。

根据站位所处构造单元和震相特征（表1）可将该条测线站位分为两类：一类（DP11B-10 至DP11B-14）位于陆架盆地东部凹陷内，站位处水深较深，深浅部震相丰富，地壳结构的不均匀性致使各站位震相东支较西支滞后；另一类站位（DP11B-2 至DP11B-9）位于浙闽隆起和陆架盆地中部隆起内，站位处水深较浅，浅部震相特征相似，深部震相单一，连续性相对前者较差。

表1 OBS折合剖面震相识别表Table 1 Seismic phase identification of the OBS reducing time profile

3 射线追踪与走时拟合

在震相识别和相关性分析的基础上，参考同步采集的多道地震剖面、区域内综合地球物理资料和已有OBS 剖面成果构建初始模型，并利用RayInvr软件包［45］进行射线追踪和理论走时正演计算，根据观测走时与理论走时的拟合程度调整初始模型，并遵循从单台到多台、先浅层后深层、由简单到复杂的基本原则，最终获取测线下方拟合程度最佳的二维速度结构模型。

通过正演拟合得到的地壳结构模型（图5a）可以分为5 层：第1 层为速度1.5 km/s 的海水层，厚度很薄；第2层为上沉积层，沿测线向海方向逐渐增厚，纵向上速度随深度增加由1.7 km/s增加到2.3～3.4 km/s，横向上速度相对稳定；第3 层为下沉积层，该速度层主要分布在测线东侧西湖凹陷内，速度由顶部的3.6 km/s 向下增加到底部的5.4 km/s，而测线西侧为3.4 ～3.6 km/s 的沉积薄层甚至缺失；第4层为上地壳层，速度在5.6～6.2 km/s之间变化；第5 层为下地壳层，速度为6.3 ～6.9 km/s。由于沿测线水深太浅且变化不大，因此在模拟过程中假定海底面恒定且未考虑直达水波；沉积基底面形态起伏变化主要参考多道地震剖面，鉴于多道剖面双程走时时深转换的误差和多解性，在拟合过程中，依据站位近偏距处Pg 震相的到时及Pg 震相与Ps 震相的转换关系，对该界面的深度进行了局部调整；上下地壳分界面，是一个较弱的速度间断面，界面上下速度差仅为0.1 km/s，在模型中部和东侧局部地段出现且由PcP 震相确定；下地壳底界面为莫霍面，其深度和形态主要基于PmP震相约束。

走时拟合过程中共拾取震相11 778 个，参与拟合11 421 个，最终模型走时拟合的均方根残差为0.063 s，单站位以DP11B-10 和DP11B-12（图3～图4）为例，可以看出大部分震相走时吻合很好。从图5（b）的射线密度分布图可以看出，地震射线基本覆盖整个模型，且模型东侧射线密度高于西侧，地壳上部优于地壳下部；总体而言，大部分区域有9～46 次射线覆盖，部分区域射线覆盖次数超过65次，因此模型结果具有较好的分辨率，可以有效约束深浅部结构，结果可靠。

图5 DP11B测线正演结果Fig.5 Result of the DP11B travel time forward using the code RayInvr

4 结果与讨论

模型顶部为中、新生代沉积层，沉积层厚度由浙闽隆起向南东至西湖凹陷增厚，沉积基底埋深总体表现为东南深西北浅，西湖凹陷处埋深最大为9.0 km。据沉积层回折震相速度变化特征可将沉积层分为两层，其中上沉积层为新生代沉积，厚度在浙闽隆起处最薄约1.5 km，沿测线向海呈逐渐加厚趋势，尤以进入西湖凹陷，增厚趋势明显，最厚处可达3.5 km；下沉积层在东海陆架盆地西湖凹陷处最厚，约5.5 km，向海礁凸起处减薄甚至消失，其形态类似于箕状构造，推测与东海陆架区广泛发育的箕状断陷盆地有关。该沉积层在海礁凸起西侧和浙闽隆起处明显变薄甚至缺失。同时在模型55 km 和110 km 处沉积基底存在明显下凹趋势，推测为东海陆架次级构造单元边界的特征表现。从沉积基底起伏可知东海陆架盆地存在明显的“东西分带”差异特征，而沉积层厚度和速度在纵向和横向上均表现为明显的非均匀性，说明沉积基底界面埋深和结构性质与中新生代沉积和构造活动密切相关。

模型下部为深部地壳层，其中上地壳层对应第四速度层，厚度由北西向南东整体明显减薄，最薄处位于西湖凹陷内，约5.0 km，整体埋深约13～14.5 km，沿测线方向呈缓慢抬升的趋势，界面起伏变化较沉积基底明显变缓；下地壳层由上地壳底界面和莫霍界面组成，厚度约为13～14 km，莫霍面在浙闽隆起处埋深为28.5 km，沿测线方向缓慢抬升至27.5 km，至海礁凸起处增深至28.5 km，之后向西湖凹陷处抬升至约27.0 km，莫霍面起伏呈缓慢变化的凸-凹-凸的特征，与沉积基底面总体呈似镜像关系。何慧优［46］利用重力数据反演获得中国东海陆架盆地莫霍面深度范围为28.5～26.0 km，与本模型结果基本一致。测线下方下地壳层速度为6.3～6.8 km/s，局部地区6.9 km/s，未见明显的下地壳高速异常体，推测DP11B 测线下方并无大规模的岩浆底侵和地幔上涌活动。

用莫霍面深度减去水深和沉积层厚度，即可求出全地壳厚度。结果显示沿测线向海方向，全地壳厚度整体由北西向南东减薄，局部存在增厚趋势，其中浙闽隆起全地壳厚度约27.0 km；海礁凸起内全地壳厚度约26.0～27.0 km，存在先减薄后增厚的趋势；西湖凹陷内全地壳厚度由凹陷西北侧与海礁凸起交界处的约24.5 km 减薄至17.5 km。假设东海地区初始地壳厚度为32.0 km，基于拉张因子计算公式β=t0/twc，其中t0为初始地壳厚度，twc为现今地壳厚度［47］，计算得出浙闽隆起处β为1.2，东海陆架盆地西部β在1.2 左右平缓变化，西湖凹陷β由1.3 向南东方向急剧增大至1.8，可见β沿测线方向有逐渐增大的趋势，且与沉积厚度分布呈反镜像关系。周志远等［48］利用地震资料揭示的莫霍面深度值来约束重力数据反演成像得到东海陆架盆地莫霍面深度在25～28 km 间平缓变化，全地壳厚度为14.0～26.0 km，东海地区拉张因子在1～3间变化。与本文模型结果相比，莫霍面埋深和全地壳厚度相差均小于1.0 km，结果较为一致。本模型表明东海陆架盆地区DP11B 测线下莫霍面埋深27.0～28.5 km，拉张因子在1.2～1.8之间变化，为有所减薄的陆壳性质，且东海陆架区东部较西部经历了更加强烈的地壳拉伸减薄。

5 结 论

本文通过对东海陆架地区最新开展的DP11B测线的13 台OBS 深地震数据的地震波组分析、震相识别和正演建模，获得了沿测线方向东海陆架区的地壳速度结构模型，结合前人研究成果，进行对比分析，得到以下3点结论。

1）东海陆架区沉积基底埋深为1.5～9.0 km，总体表现为东深西浅；上地壳厚度由北西向南东明显减薄，界面埋深为13.0～14.5 km；下地壳厚度较稳定，为13.0～14.0 km；莫霍面埋深为27.0～28.5 km，界面起伏呈缓慢变化的凸-凹-凸特征，并与沉积基底面呈似镜像关系。

2）东海陆架区上、下地壳均为正的速度梯度带，地壳底部未发现大规模横向高速速度扰动，岩浆底侵和地幔上涌活动不发育。

3）东海陆架区DP11B 测线下方全地壳厚度约17.5～27.0 km，与沉积基底面呈反镜像关系，地壳拉张因子介于1.2～1.8之间，其中西湖凹陷处最大，说明东海陆架区为减薄的陆壳，且东部地壳拉伸减薄程度较西部剧烈。