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(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，山東 青島 266590

2. 海洋地質(zhì)資源湖北省重點實驗室/中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）海洋學(xué)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(xué)與技術(shù)試點國家實驗室，山東 青島 266237

從全球的板塊構(gòu)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(gòu)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(qū)［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(qū)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(gòu)造單元。其中，東海陸架盆地經(jīng)歷了區(qū)域裂陷、斷陷、坳陷、擠壓褶皺、沉降等演化階段，表現(xiàn)出NE 向隆-坳相間的構(gòu)造形態(tài)，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(fā)現(xiàn)眾多含油氣構(gòu)造和油氣田，體現(xiàn)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(guī)律的認(rèn)識［9-10］。因此，在東海海域開展深部結(jié)構(gòu)探測對研究區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造特征和探明油氣儲量意義重大。

東海地區(qū)目前已開展了大量的深部地球物理研究工作，且多數(shù)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(yōu)等［13］利用重力數(shù)據(jù)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(xùn)華等［20］利用磁異常數(shù)據(jù)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(lián)合測線，建立了反映沉積盆地、地殼宏觀結(jié)構(gòu)、巖石圈厚度展布及火成巖分布等地質(zhì)特征的綜合地質(zhì)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(jié)構(gòu)，認(rèn)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(guān)的高速異常。胥頤等［23］基于天然地震P波層析成像認(rèn)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?；顒佑嘘P(guān)。前人的研究結(jié)果在一定程度內(nèi)揭示了東海地區(qū)的整體地殼結(jié)構(gòu)特征，但并未精確獲悉地殼結(jié)構(gòu)的分層和深部構(gòu)造信息，且存在探測數(shù)據(jù)覆蓋區(qū)域不均一、局部探測深度較淺的現(xiàn)象，因此針對深部地殼結(jié)構(gòu)的精細(xì)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(shù)據(jù)的深地震探測技術(shù)，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(jié)構(gòu)信息，是目前有效認(rèn)識海洋深部地殼結(jié)構(gòu)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(qū)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(qū)有限的OBS 數(shù)據(jù)，尚無法幫助我們充分了解其深部構(gòu)造特征。雖然，2015 年祁江豪等［41-42］在東海地區(qū)布設(shè)了一條OBS測線，獲取了東海陸架至琉球島弧不同構(gòu)造單元的深部結(jié)構(gòu)特征，認(rèn)為自新生代以來由于太平洋板塊俯沖后撤導(dǎo)致東海弧后盆地呈構(gòu)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(lián)測地震探測剖面，但仍存在許多覆蓋空白區(qū)域。為更好地厘清東海陸架地區(qū)詳細(xì)的地殼結(jié)構(gòu)，闡明東海陸架地區(qū)不同構(gòu)造單元的地殼伸展差異，本文擬通過對東海陸架地區(qū)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(guān)對比分析，結(jié)合已有探測成果根據(jù)其運動學(xué)和動力學(xué)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(jié)構(gòu)模型，最終得到沿測線方向東海陸架區(qū)的地殼速度結(jié)構(gòu)，從而為區(qū)域地質(zhì)深部構(gòu)造特征提供有益的數(shù)據(jù)補充。

1 OBS探測與數(shù)據(jù)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(xué)考察船，在東海陸架區(qū)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(jié)構(gòu)。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(gòu)造，沿測線布放13 臺德國GeoPro 公司生產(chǎn)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(xiàn)場順利回收13臺，回收率100%，站位數(shù)據(jù)記錄完整率100%，大部分站位記錄數(shù)據(jù)質(zhì)量良好，信噪比較高，深部結(jié)構(gòu)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?cè)萘? 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(fā)方式，工作船速5 節(jié)左右，共激發(fā)有效炮1 428炮，炮線總長約250 km。

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

根據(jù)主動源OBS 數(shù)據(jù)處理流程，針對實測數(shù)據(jù)特點對原始數(shù)據(jù)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(fā)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(nèi)部時鐘漂移計算：OBS 投放海底后，其內(nèi)部石英晶振受到工作環(huán)境中溫度和鹽度等因素影響會發(fā)生時間漂移，根據(jù)13 臺OBS 工作期內(nèi)時鐘漂移統(tǒng)計情況，進行線性校正處理；③數(shù)據(jù)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(shù)據(jù)截裁為SEGY 格式的共接收點道集CRG（common receiver gather）數(shù)據(jù)文件，截裁過程中考慮OBS 內(nèi)部時鐘漂移量；④數(shù)據(jù)頻譜分析：針對各站位的CGR 數(shù)據(jù)進行頻譜分析，確定深部地殼震相的優(yōu)勢頻帶在3～12 Hz 之間；⑤折合剖面顯示：基于頻譜分析結(jié)果，對CRG 數(shù)據(jù)進行帶通濾波、增益（時窗設(shè)為1 s）等去噪處理，并進行可視化顯示，獲得單站位優(yōu)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(jù)其運動學(xué)和動力學(xué)特征識別到的主要震相包括：Ps、PsP、Pg、PcP和PmP。

Ps 為沉積層內(nèi)回折震相，以初至呈現(xiàn)在站位兩側(cè)近偏移距內(nèi)，能量強，視速度低。沿測線向海方向?qū)⒏髡疚唤凭嗾酆献邥r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(cè)浙閩隆起和海礁凸起內(nèi)各站位Ps 震相特征相似，均對稱分布在站位兩側(cè)4 km 偏移距內(nèi)，視速度1.7～3.4 km/s，折合走時0～1.4 s 內(nèi)，同時在折合走時1.1～1.6 s 范圍內(nèi)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(xiàn)為顯著雙曲對稱特點的優(yōu)勢續(xù)至波組，兩組震相的走時形態(tài)清晰地展示了東海陸架盆地中部隆起區(qū)沉積構(gòu)造特征，說明測線西側(cè)沉積層厚度相對均一。不同于測線西側(cè)各OBS 站位，測線東側(cè)站位的Ps 震相表現(xiàn)為明顯的非對稱性，以位于海礁凸起東側(cè)向西湖凹陷轉(zhuǎn)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(xiàn)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(cè)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(xì)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(cè)西湖凹陷內(nèi)沉積層明顯增厚。測線東西兩側(cè)各站位Ps 震相的走時形態(tài)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(nèi)不同構(gòu)造區(qū)域的沉積構(gòu)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(nèi)的回折震相，緊隨Ps 震相以初至出現(xiàn)，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(nèi)可連續(xù)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(guān)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(tài)基本上反映了海礁凸起處結(jié)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(xiàn)象在相鄰站位均有體現(xiàn)，推測為次級構(gòu)造單元的分界位置。站位東支可連續(xù)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(jié)晶基底逐漸增深，站位兩側(cè)Pg 震相的顯著非對稱性很好地體現(xiàn)了不同構(gòu)造區(qū)域的橫向非均勻結(jié)構(gòu)。

PcP 為上、下地殼界面反射震相，能量較強，表現(xiàn)出與Pg 震相呈相切趨勢的續(xù)至震相，在測線東側(cè)站位可有效識別。由圖4可知，該震相在站位西支出現(xiàn)在70～95 km 范圍內(nèi)，折合走時2.7～2.9 s，在站位東支30～45 km 范圍內(nèi)可連續(xù)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(gòu)造差異所導(dǎo)致的走時超前和滯后現(xiàn)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(xiàn)為振幅能量強、走時連續(xù)、易于識別的優(yōu)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(nèi)以強振幅續(xù)至震相出現(xiàn)，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(jié)構(gòu)。同時震相在站位兩支往往表現(xiàn)為走時形態(tài)非對稱特征，說明沿測線方向站位兩側(cè)地殼厚度存在顯著差異，深部地殼結(jié)構(gòu)存在明顯的橫向非均勻性。

根據(jù)站位所處構(gòu)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(nèi)，站位處水深較深，深淺部震相豐富，地殼結(jié)構(gòu)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(nèi)，站位處水深較淺，淺部震相特征相似，深部震相單一，連續(xù)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(guān)性分析的基礎(chǔ)上，參考同步采集的多道地震剖面、區(qū)域內(nèi)綜合地球物理資料和已有OBS 剖面成果構(gòu)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(jù)觀測走時與理論走時的擬合程度調(diào)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(fù)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(jié)構(gòu)模型。

通過正演擬合得到的地殼結(jié)構(gòu)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?。坏?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(wěn)定；第3 層為下沉積層，該速度層主要分布在測線東側(cè)西湖凹陷內(nèi)，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(cè)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(dá)水波；沉積基底面形態(tài)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(zhuǎn)換的誤差和多解性，在擬合過程中，依據(jù)站位近偏距處Pg 震相的到時及Pg 震相與Ps 震相的轉(zhuǎn)換關(guān)系，對該界面的深度進行了局部調(diào)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(cè)局部地段出現(xiàn)且由PcP 震相確定；下地殼底界面為莫霍面，其深度和形態(tài)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(cè)射線密度高于西側(cè)，地殼上部優(yōu)于地殼下部；總體而言，大部分區(qū)域有9～46 次射線覆蓋，部分區(qū)域射線覆蓋次數(shù)超過65次，因此模型結(jié)果具有較好的分辨率，可以有效約束深淺部結(jié)構(gòu)，結(jié)果可靠。

圖5 DP11B測線正演結(jié)果Fig.5 Result of the DP11B travel time forward using the code RayInvr

4 結(jié)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(xiàn)為東南深西北淺，西湖凹陷處埋深最大為9.0 km。據(jù)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(dá)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(tài)類似于箕狀構(gòu)造，推測與東海陸架區(qū)廣泛發(fā)育的箕狀斷陷盆地有關(guān)。該沉積層在海礁凸起西側(cè)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(gòu)造單元邊界的特征表現(xiàn)。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(xiàn)為明顯的非均勻性，說明沉積基底界面埋深和結(jié)構(gòu)性質(zhì)與中新生代沉積和構(gòu)造活動密切相關(guān)。

模型下部為深部地殼層，其中上地殼層對應(yīng)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(nèi)，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(guān)系。何慧優(yōu)［46］利用重力數(shù)據(jù)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(jié)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(qū)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(guī)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(jié)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(nèi)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(nèi)全地殼厚度由凹陷西北側(cè)與海礁凸起交界處的約24.5 km 減薄至17.5 km。假設(shè)東海地區(qū)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(xiàn)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(guān)系。周志遠(yuǎn)等［48］利用地震資料揭示的莫霍面深度值來約束重力數(shù)據(jù)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(qū)拉張因子在1～3間變化。與本文模型結(jié)果相比，莫霍面埋深和全地殼厚度相差均小于1.0 km，結(jié)果較為一致。本模型表明東海陸架盆地區(qū)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(zhì)，且東海陸架區(qū)東部較西部經(jīng)歷了更加強烈的地殼拉伸減薄。

5 結(jié) 論

本文通過對東海陸架地區(qū)最新開展的DP11B測線的13 臺OBS 深地震數(shù)據(jù)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(qū)的地殼速度結(jié)構(gòu)模型，結(jié)合前人研究成果，進行對比分析，得到以下3點結(jié)論。

1）東海陸架區(qū)沉積基底埋深為1.5～9.0 km，總體表現(xiàn)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(wěn)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(guān)系。

2）東海陸架區(qū)上、下地殼均為正的速度梯度帶，地殼底部未發(fā)現(xiàn)大規(guī)模橫向高速速度擾動，巖漿底侵和地幔上涌活動不發(fā)育。

3）東海陸架區(qū)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(guān)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(qū)為減薄的陸殼，且東部地殼拉伸減薄程度較西部劇烈。