引 言

台湾海峡由于受台湾岛弧俯冲碰撞带的影响强烈，新构造活动较为强烈． 滨海断裂带分布于华南沿海30—50 m水深的浅海带，是福建沿海水下岸坡带与台湾中央盆地之间的边界断裂(黄昭，王善雄，2006)，亦是华南陆区正常型陆壳与海区减薄型陆壳的分界断裂，历史上沿该断裂带曾发生过多次M＞7的大地震(丁祥焕等，1999； 詹文欢等，2004)． 福建省遭受的地震影响主要来自台湾海峡西部的滨海断裂带和陆域具备M5—6地震发震能力的NE向构造带． 要对台湾海峡未来地震危险性作出有效评价，须对其深部孕震构造及震源区介质的动力学环境、 介质性质及深浅构造的关系进行研究．

人工地震测深高分辨折射法、 宽角反射/折射法和地震初至波层析成像技术均是研究地下基底精细结构和地壳深部基本结构特征、 介质物性状态、 深浅活动断层关系及其空间展布特征的有效地球物理方法(嘉世旭，刘昌铨，1995； 张先康等， 1995，2002； 王椿镛等， 1997，2000； 朱金芳等，2006)． 2010—2012年，福建省地震局在福建省陆域开展了8条剖面(4条纵向和4条横向)18炮的综合地震探测，初步探明了福建陆域地区的结晶基底、 壳内界面和莫霍面构造、 地壳上地幔速度结构以及主要断裂构造带的深部构造环境中国地震局地球物理勘探中心. 2014. 福建地区地壳结构探测研究与构建三维结构模型结题报告. ； 但与福建地区地震危险性息息相关的台湾海峡地壳结构资料和滨海断裂带深部构造属性仍为空白. 若要有效地建立福建—台湾海峡地壳结构的空间模型和地震活动的地球动力学模型，则必须采用新手段开展海陆过渡带及海峡深部构造的探测工作．

大容量气枪震源具有低频成分丰富、 信噪比高、 污染少、 高度可控、 传播距离远以及信号重复性好等优点，是开展深部探测的理想震源之一(陈颙，李宜晋，2007； 林建民等，2008； 赵明辉等，2008)． 利用海底地震仪和陆上流动地震仪接收地下界面反射或折射的地震波，可得到广角长炮检距的地震记录截面以进行深部地壳速度结构成像，进而研究地壳深部的速度结构和地质构造(丘学林等，2003； 赵明辉等，2004； 阮爱国等，2009)． 2013年，福建省地震局首次在台湾海峡开展海陆联合深地震探测试验，利用大容量气枪震源激发、 海陆同时接收信号的方法获得了一个广角深地震剖面HX9福建省地震局. 2014. 台湾海峡西部地壳深部结构探测2013年度报告. ．

本文拟利用二维射线追踪法反演HX9剖面的地壳二维速度结构和地壳界面形态，初步建立福建—台湾海峡地壳结构的空间模型，以期得到海陆过渡带及海峡深部的构造信息．

1.   大容量气枪震源特征

2013年福建省地震局与福建海洋研究所合作，通过加装震源系统、 导航系统和收放系统等，将“延平2号”科考船成功改造成一艘能满足在台湾海峡及毗邻海域开展海洋地球物理勘探与研究的海洋物探平台． 震源系统配置美国Bolt公司生产的大容量气枪，型号为1500 LL. 该型号气枪通过改进枪口面积和穿梭速度，显著提高了气枪的峰值输出、 信噪比及使用寿命(周宝华，刘威北，1998； 罗桂纯等，2006)． 一般气枪气室越大，激发的地震波能量越大、 频率越低． 该型号气枪气室容量达2000 in³，可输出效果良好的低频高峰波形，特别适用于深部结构的研究．

为了增强震源的能量及穿透力，一般采用组合枪阵的方法提高震源的主脉冲峰-峰值及初泡比． “延平2号”科考船的震源系统枪阵由4支大容量气枪(单枪容量为2000 in³)和配套的传感器、 气枪控制器等组成，总容积达8000 in³，工作压力为13.8 MPa，枪阵平面尺寸为8 m×6 m，枪阵沉放深度为10 m． 图 1为该枪阵的模拟激发效果图，其主脉冲峰-峰值可达6.2 MPa·m，初泡比为4.5，主频在20 Hz以内，可输出效果良好、 传播方向均匀的低频高峰波形，是一种具有深穿透力的气枪枪阵组合． 对固定地震台站所接收数据的分析表明，该枪阵在海上激发的最远传播距离可达280 km，充分验证了“延平2号”大容量气枪震源系统探测地壳深部构造的能力．

图  1  8000 in³ Bolt气枪阵列震源特征 (a)远场子波；(b)子波频谱；(c)能量方向特性

Figure  1.  The source characteristics of 8000 in³ Bolt air-gun array (a)Far field wavelet；(b)Wavelet spectrum；(c)Energy direction features

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2.   海陆联测观测系统

2.1   仪器布设及参数设置

HX9测线起点位于福建晋江外海，走向为NW--SE向，从台湾海峡中线附近向福建陆域延伸，途经晋江—南安—安溪—漳平—永安，海陆测线总长约280 km，其中： 海域布置了20台由中国科学院地质与地球物理研究所研制的I4-C型海底地震仪，采样率为250 Hz，灵敏度为2000 V·s/m，频带为60 s—50 Hz，间距为2—4 km，测线长度为65 km，仪器回收率达100%； 陆域沿主测线布设90台PDS-2型数字地震仪和13台英国GURALP CMG40-TD型数字地震仪. 前者的采样率为200 Hz，灵敏度为120 V·s/m，频带为30 s—80 Hz； 后者的采样率为200 Hz，灵敏度为2000 V·s/m，频带为10 s—100 Hz，间距为2—4 km，长度为200 km.此外，陆域地震台网各类地震仪同时接收气枪所激发的信号．

2.2   气枪激发参数

震源船在导航系统引导下沿测线匀速行驶，航速大约为4节. 气枪震源通过导航系统控制以200 m等间距自动激发，导航定位精度可达亚米级，枪控授时精度达10^-5s，气枪激发同步误差小于1 ms． 台湾海峡水深较浅，作业范围水深为20—70 m，气枪沉放深度为10 m． 气枪枪阵沿HX9测线，从台湾海峡往福建大陆方向以200 m等间距激发295炮，折返后沿该测线往海峡方向以200 m等间距激发325炮，往返两次激发点交错排列，实际炮检距为100 m，激发长度达70 km(图 2)．

图  2  HX9测线布置示意图

Red triangles represent the fixed seismic stations，black circles represent the portable seismographs，yellow circles represent the ocean bottom seismographs

Figure  2.  Location map of the survey line HX9

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3.   数据处理与分析

3.1   数据前期处理

本次探测中，陆地和海底地震仪均获得了大量的气枪激发记录数据，为便于后期数据处理，对数据进行必要的前期处理，主要包括： ① 对3种仪器记录的不同格式数据利用不同的数据转换程序，将其统一转换成SAC格式的数据存储； ② 根据导航文件和炮时数据，截裁排列成标准SEG-Y格式的共接收点道集数据体； ③ 分析记录的频谱和环境噪音，确定有效信号的优势频带； ④ 选择合适的带通滤波器(3—12 Hz)，对数据进行滤波、 自动增益和速度折合等常规处理，以增强有效信号，形成单台共接收点记录剖面(阮爱国等，2011； 刘丽华等，2012； 吴振利等，2012)； ⑤ 由于海底地震仪在海底无法校正时间，仪器内部时钟产生的时间漂移导致与实际到时之间存在偏差，为能准确拾取震相，必须进行时钟校正. 本次探测仪器投放海底的时间短，钟差采用线性校正，对漂移的时差进行平均分配． 鉴于台湾海峡作业范围水深较浅(20—60 m)，且地形相对平坦，故未对海底地震仪沉放的位置进行校正．

3.2   震相分析

对HX9剖面获得的地震记录采用6 km/s的速度折合，并选择适当的频率范围进行滤波． 为准确拾取震相，不仅利用了共接收点记录和共炮点记录，且将多个台站记录拼接成全剖面记录，以增强对不同震相的判别． 对不同属性的波组，充分利用追逐记录特征和震相对比原则，综合考虑其动力学和运动学的不同特征，进行震相(波组)识别和对比(嘉世旭，刘昌铨，1995)．

HX9剖面识别到的陆域流动地震台站P波的主要震相有Pg，Pc，PmP和Pn． 各波组震相特征如下： ① Pg波，即基底折射波(迴折波)，在距炮点4—160 km范围内可以识别，其视速度一般在5.90—6.05 km/s之间； ② Pc波，即上地壳底界(上、 下地壳分界)反射波，其追踪区间在距炮点50—150 km左右，其视速度一般为6.03—6.19 km/s； ③ PmP波，即莫霍面反射波，该波组在距炮点60 km左右即可追踪，可以识别到距炮点205 km处，其视速度为6.22—6.36 km/s； ④ Pn波，即上地幔顶部的折射波，受地震波激发能量和背景噪声的制约，仅在部分记录截面上可被识别，该震相大约在炮检距145 km处后成为初至波，可追踪至距炮点225 km处，其视速度约为8.05 km/s．

图 3为HX9测线CRP9033号台站共接收点的地震记录截面图． 可以看出： Pg和PmP两个地震波组震相比较清晰、 稳定、 可靠，连续性较好，是该测段内的优势波组，可以进行连续的对比追踪； Pc震相相对较弱，连续性较差，其反映了地壳结构局部特征的差异．

图  3  HX9测线CRP9033号台站地震记录

Figure  3.  Seismic record from the station CRP9033 of the survey line HX9

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图 4为HX9测线OBS010台站的地震记录. 可以看出，识别到的海域记录中P波主要震相相对较少，主要为Pg震相． Pg波基本可连续追踪至距炮点70 km处，在各共接收点记录截面上的折合时间范围为 0.03—1.69 s．

图  4  HX9测线OBS010台站的地震记录(折合速度为6 km/s)

Figure  4.  Seismic record from the station OBS010 of the survey line HX9 with reduced velocity 6 km/s

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图 5为共炮点的地震观测记录折合截面图. 可以看出，陆地流动地震仪信噪比优于海底地震仪，接收效果良好，震相较为清晰可靠，且震相丰富，最远可追踪至220 km左右.

图  5  地震观测记录折合截面(折合速度为6 km/s)

Figure  5.  Reduced seismic record section with reduced velocity 6 km/s

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3.3   地壳速度结构模型的建立

为确保二维地壳速度结构模型建立的可靠性，本文采用先一维后二维循序渐进的方法，得到了沿HX9剖面的地壳二维速度结构和地壳界面形态．

3.3.1   一维地壳速度结构模型

根据不同震相的走时数据，进行一维垂向非均匀走时正演拟合，结果如图 6所示. 通过反复修改地壳速度结构模型，使理论计算走时与实际走时达到最佳拟合，从而得到对应的一维地壳速度结构模型． 利用HX9剖面各炮点的反射波走时资料，分别采用Pg波走时反演法(W-H法)、 反射波平均速度求取法以及反射波走时反演法求取地壳深部各层的平均速度、 平均深度、 单点反射深度和视速度等(张先康等，2008； 孟祥丽，2012； 任隽等，2012； 闫培等，2015)． 对不同方法求取的平均速度和深度相互进行对比验证，从而建立相对可靠的一维地壳速度结构初始模型．

图  6  一维走时正演拟合图

Figure  6.  1-D travel time forward fitting

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如图 7所示，各台站的一维地壳速度基本结构呈明显的分层结构，从上至下的几个速度间断面构成了该区域地壳速度结构的基本特征： ① 基底Pg折射波所反映的地壳表层(0.0—2.0 km)是一个速度随深度增加而增大的强梯度层，地表速度一般为4.55—4.8 km/s； ② Pc和PmP反射波反映的是地壳内部与底部的分界面，两个界面变化趋势基本一致，大致深度为16.0—17.5 km和28.0—29.5 km． 从不同台站各地震波组的速度结构和地壳界面的起伏情况可以大致反映出该区域的地壳速度结构特征，为构建二维地壳速度结构初始模型提供了必要的参考．

图  7  各台站一维地壳速度结构模型

Figure  7.  1-D crustal velocity structure model of different stations

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3.3.2   二维地壳速度结构模型

在获得的一维地壳速度结构模型的基础上，综合考虑研究区域内已有的地质构造资料、 浅部地震勘探成果、 Pg波反演结果和实际观测资料等(丁祥焕等，1999； 朱金芳等，2006)，构建剖面的二维地壳速度结构初始模型． 基于HX9剖面获得的大量观测资料，利用RAYINVR程序包(Zelt，Ellis，1988； Zelt，Smith，1992)进行射线追踪、 走时拟合计算和最小二乘阻尼反演，经过反复调整模型和处理计算等(丘学林等，2003； 刘丽华等，2012)，最终得到HX9剖面的二维地壳速度结构．

图 8为HX9剖面的射线追踪和走时拟合图． 可以看出，主要震相拟合得较好. 图 9为HX9剖面的射线覆盖示意图． 射线覆盖的疏密反映了所建立的二维剖面的精度和分辨率. 从反映深部结构的深部震相来看，海陆过渡带下方有较多的射线覆盖，而离海岸更远的海峡地区因深部射线覆盖很少，较难得到可靠的海峡深部构造信息． 沿HX9剖面自东向西总体能探测到距海岸20 km的海峡地区至海陆过渡带，以及内陆晋江、 南安、 安溪、 漳平等地区，深部探测有效范围可达170 km．

图  8  HX9剖面射线追踪图(a)和走时拟合图(b). 不同颜色代表不同层位

Figure  8.  The ray-tracing(a)and travel time fitting(b)of the profile HX9. The different colours represent different layers

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图  9  HX9剖面射线密度分布图

Figure  9.  The ray density distribution of the profile HX9

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图 10给出了HX9剖面的二维地壳速度结构． 可以看出，地壳内存在的C界面将地壳划分为上、 下地壳两层结构．

图  10  HX9剖面二维地壳速度结构

Figure  10.  The 2-D crustal velocity structure of the profile HX9

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1)上地壳是由C界面之上的地层所构成． Pg和Pc两个地震波组又将上地壳细分为两层． 第一层由基底Pg折射波(迴折波)所确定，由一个较强的速度梯度层组成，在陆域地表面速度为4.55—5.15 km/s，厚度变化范围约为0.5—1.6 km； 海域浅部速度为1.95—3.10 km/s，厚度变化范围约为1.6—2.8 km. 该层的速度和深度从陆域向海域呈现了明显的横向变化，在海陆交界地带尤为明显． 第二层由基底顶面(速度等深线密集带的底界)向下延伸至C界面之间的地层所构成． C界面在不同区域的形态具有一定的起伏变化，整体呈东南浅、 西北深的变化趋势，界面形态变化比较平缓，其深度变化范围为15.3—17.0 km，在剖面的东端其界面形态呈略显抬升的趋势，层内速度为5.92—6.25 km/s． 自地表至上地壳底部，其速度为随深度增加而增大的正速度梯度结构，上层为强梯度层，下层为弱梯度层． C界面之上速度为6.18—6.25 km/s，其下速度为6.25—6.38 km/s，界面的速度跳跃差为0.08—0.16 km/s．

2)下地壳是由C界面和莫霍面之间的地层所构成. 层内基本为匀速层结构. 自C界面至莫霍面之间大约13 km左右厚的地层内，速度为随深度增加而增大的正速度梯度结构，下地壳的上部梯度弱、 下部梯度较强，速度为6.25—6.97 km/s. 下地壳内呈现出剖面西段速度低、 东段速度高的特点． HX9剖面的莫霍面总体上呈现东浅西深的微倾斜变化趋势，在剖面东南部沿海附近的莫霍面深度为27.4 km左右，向北西方向莫霍面逐渐加深至31.6 km左右．

3)上地幔顶部的基本结构为： 表征壳幔分界的莫霍面是一个非常明显的一级速度不连续界面，HX9剖面莫霍面上的速度为6.75—6.97 km/s、 莫霍面下的速度为8.00—8.07 km/s，速度跳跃变化值达1.02—1.29 km/s． 从穿透到上地幔顶部的Pn波特征可以看出，沿剖面上地幔顶部为一个较弱的速度梯度层，其速度在横向上没有较明显的变化．

本文依据地壳内的两个速度间断面(C界面和莫霍面)将该区域地壳划分为上地壳和下地壳，再由Pg迴折波将上地壳细分为两层，该结果与2010—2012年福建陆域深部构造探测成果中国地震局地球物理勘探中心. 2014. 福建地区地壳结构探测研究与构建三维结构模型结题报告.一致，也与前人在本地区开展地震测深得到的3层(上、 中、 下)地壳模型结果(廖其林等，1988； 章惠芳，1988)一致． 二维地壳速度结构显示，沿测线的地壳界面形态总体起伏不大，陆域上、 下地壳的厚度和变化趋势均相似，从陆域到海域表现为减薄陆壳的特征，莫霍面陆域埋深为31.6 km左右，向福建东南沿海逐渐减薄至27.4 km，该结果与曾融生等(1995)研究结果一致．

4.   讨论与结论

台湾海峡海陆联测是首次应用大容量气枪震源在该地区开展的宽角折射/反射深地震探测试验，采用“延平2号”震源船搭载的8000 in³大容量气枪枪阵在台湾海峡沿测线走航密集激发、 陆域和海域布设的流动地震仪同时接收的方式，采集来自地壳深部的高质量地震记录． 在通过震相分析及走时拟合获得的探测剖面一维地壳速度结构模型的基础上，构建剖面的二维地壳速度结构初始模型，通过射线追踪和走时拟合等方法进一步得到地壳二维速度结构和地壳界面形态． 主要结论如下： 1)上地壳由Pg和Pc两个地震波组细分为两层，自地表至上地壳底部，其速度为随深度增加而增大的正速度梯度结构，上层为强梯度层，下层为弱梯度层． C界面整体呈东南浅、 西北深的变化趋势，界面形态变化比较平缓． 速度和深度从陆域向海域呈现出明显的横向变化，在海陆交界地带尤为明显．

2)在下地壳自C界面至莫霍面之间大约13 km左右厚的地层内，速度为正速度梯度结构，上部梯度弱、 下部梯度较强； 在HX9剖面西段速度低，东段速度高，莫霍面总体上呈现东浅西深的微倾斜变化趋势．

3)莫霍面之上的速度为6.75—6.97 km/s、 其下速度为8.00—8.07 km/s． 从穿透到上地幔顶部的Pn波特征可以看出，沿HX9剖面上地幔顶部为一个较弱的速度梯度层，其速度在横向上没有较明显的变化．

本次试验充分验证了“延平2号”大容量气枪震源在深部探测研究中的适用性，填补了台湾海峡海陆过渡带深部结构探测资料的空白，对未来有效地建立福建—台湾海峡地壳结构的空间模型和地震活动的地球动力学模型，绘制跨越台湾海峡闽台地区三维地壳结构图，以及提高台湾海峡地震的定位精度等均具有重要意义． 本次HX9测线海陆联测属于实验性探测研究，仅在海域开展大容量气枪震源激发，并未在陆地设置炮点，因此无法构成地震测深相遇观测系统. 此外，针对探测震源船气枪激发测线长度不足，导致海底地震仪接收到的来自台湾海峡深部构造信息不足等问题，将在今后的观测系统设计及处理方法上进行改进和完善．

中国地震局地球物理勘探中心张先康研究员、 中国地震局地震预测研究所郑斯华研究员及中国地震局地球物理研究所王椿镛研究员在剖面资料处理、 解释等方面给予了指导和帮助，文中部分图件使用GMT绘图软件(Wessel，Smith，1995)绘制，作者在此一并表示感谢．