西沙群岛发育在南海西北部大陆坡之上，位于印支板块、华南板块和南海的交汇处，北邻西沙海槽，东部是西北次海盆，东南为中沙海槽和中沙群岛，南面是西南次海盆，西面与中建海台相望.西沙群岛与中沙群岛均属于正常的大陆型地壳^[1]，古近纪末期从华南大陆裂离至现今位置^[2].该区的形成与发展主要受断裂构造的控制，与南海海盆的多期扩张活动有关，记录了南海演化历史的重要信息.因此，了解该区地壳和上地幔结构对研究南海动力学及演化作用具有十分重要的意义.

自20世纪70年代以来，前人对西沙群岛地质构造、珊瑚礁以及其他问题进行过较为详细的研究，并在西沙群岛以及邻近地区开展过大量钻井、重力和人工地震探测等方面的地球物理调查^{[3， 4]}，取得了一些浅层构造信息.在深部构造研究方面，仅在邻近地区进行过基于气枪震源的深地震探测^{[5， 6]}和少量天然地震研究^{[7， 8]}.由于南海西北部海域缺少地震台站分布，使得利用天然地震进行深部构造研究受到限制^{[9， 10]}.因此在西沙群岛布设地震台进行天然地震观测，能够在一定程度上弥补南海西北部地震数据的不足.本文提取了西沙琛航岛和永兴岛地震台的远震P 波接收函数，通过正、反演相结合的方法获得了台站下方的一维横波速度模型，分析并讨论了西沙群岛下方地壳横波速度结构的分布特征，同时运用H-κ 叠加法获得了该地区的平均地壳厚度和泊松比.

琛航岛位于西沙群岛永乐环礁的东南部(图 1)，我们于2008年4月在该岛建立了一个流动地震台站，进行为期一年的连续观测.仪器采用RefTek 130数据采集器和Guralp CMG 3T 宽频带地震计，采样率为50sps.永兴岛位于琛航岛东北80km处(图 1)，是西沙群岛中最大的岛屿，岛上建有固定地震观测台站，仪器采用CTS-1地震计，采样率100sps, 该台站自2001年运行至今记录了大量地震事件.

图 1

Fig. 1

图 1 西沙群岛琛航台与永兴台分布图 黑色三角代表地震台站 Fig. 1 Location of Chenhang (CHH) and Yongxing (YXN) stations in Xisha Islands The black triangles represent earthquake stations.

本文搜集了震中距在27°~90°范围内的57 个远震波形，其中琛航台19个，永兴台38个，这些波形具有较高的信噪比，在垂向和径向分量上都能看到明显的P波初动，震级一般大于6.0级.图 2为地震事件的震中分布，可以看出，这些事件主要分布于环太平洋地震带和喜马拉雅-印尼地震带，方位角集中于25°~50°、110°~140°以及280°~350°三个范围之内.

图 2

Fig. 2

图 2 琛航台与永兴台记录到的远震事件 十字和圆圈分别代表琛航台和永兴台记录到的地震事件.图中数字30°和90°代表震中距，黑色三角为地震台站. Fig. 2 Earthquake events recorded by CHH and YXN stations he dotted circles labeled with 30° and 90° indicate tht epicentral distance of the earthquakes. The black trianglt represents earthquake station.

远震波形受到震源时间函数、仪器响应、传播路径以及台站下方介质的共同影响，使得利用远震体波资料研究地球内部结构变得异常复杂.接收函数方法将三分量地震记录的垂向分量与水平分量进行反褶积，从而消除了这些影响因素，分离出了台站下方主要速度间断面对入射体波的响应，该方法已被广泛运用于不同地区的地壳结构研究中，取得了许多重要成果^[11~14].本文采用Ammon等人改进后的等效震源法^{[15， 16]}提取接收函数波形，该方法保留了垂向与径向分量的绝对振幅比，有利于约束台站附近的浅层速度结构.通过选取不同参数，采用高斯滤波因子为1.5，相当于0.7 Hz的低通滤波器，水准量取0.1~0.001范围进行试验，水准量的取值主要依据接收函数波形的稳定性以及平均函数特征(Average Function, 垂向分量与其自身进行反褶积，理想结果为一窄带高斯曲线)进行选择，不同接收函数波形具有不同的水准量.

采用正、反演相结合的方法对台站下方一维速度结构进行模拟，反演采用时间域线性反演方法^[16].首先，根据本区周边的研究成果建立初始模型.模型分为若干2km 厚的细层，各层内的横波速度作为未知参数，纵波速度主要依据先验的波速比值进行计算(本文取V_p/V_s 为1.75)，通过对初始模型进行多项式扰动产生大量新的初始模型，以避免反演结果对初始模型的依赖；其次，利用这些初始模型进行反演计算，通过不断减小理论波形与实际波形之间的差异，获得一系列地壳速度反演模型，反演过程中加入光滑因子以避免模型参数的强烈跳跃；最后，筛选出稳定收敛、拟合程度较高的反演模型做进一步研究.

利用正演方法对反演模型中的主要参数进行评估和测试.首先对筛选后的反演模型取平均值，作为最终的一维横波速度模型；然后根据周边的研究成果以及正演波形与实际波形的差别评估模型中主要参数的可靠性及其对接收函数波形的影响程度，最终得到既符合实际地质背景又能较好地拟合实际接收函数波形的横波速度模型.另外，理论上水平分层且各向同性介质的接收函数切向分量能量应为零，因此对于切向分量较强的接收函数，我们尽量拟合径向分量中最大的振幅和到时特征，从而减小地壳结构横向变化对台站下方一维速度结构的影响.

为了提高接收函数波形的信噪比，我们根据远震事件的方位角和震中距对相关程度较高的波形进行了叠加处理，利用这些叠加波形的反演结果对某些方位角范围内噪声较大的接收函数波形进行正演拟合.

图 3a为琛航台接收函数波形的径向和切向分量.径向分量中最清楚的能量为直达P波，到时0.6s左右，这种延迟主要是由上地壳顶部的低速层引起的^{[17， 18]}；直达P 波之后出现一系列正、负极性的Ps转换波及其多次波震相，并且来自相似方位的接收函数波形具有较强的相关性.图 3 给出了来自于莫霍界面的各个理论震相.

图 3

Fig. 3

图 3 琛航台（a)和永兴台（b)的接收函数波形 BaZ:事件后方位角（°）；Pp:直达P波；Pms莫霍界面上的转换波；PpPms和PpSms + PsPms:转换波的多次震相. Fig. 3 Reciever functions for (a) CHH and (b) YXN stations Baz: back azimuths of the events； Pp ： direct P wave； Pms ： converted wave from Mo ho；PpPms and PpSms + PsPms ： multiple phases of the converted wave.

用于叠加的接收函数波形其方位角为31°~45°和297°~312°(图 4，地震目录见表 1)，基本位于西沙群岛北部和东北部，根据震中距的不同，叠加得到两条接收函数波形Stack01_CHH 和Stack02_CHH；通过对这些接收函数波形进行反演拟合，我们得到大量能够很好地拟合实际接收函数波形的一维横波速度模型；对模型进行筛选并取平均值后得到最终的横波速度模型(图 5).我们对模型中的主要速度参数进行了测试(图 5)，结果表明:琛航岛顶部的横波速度为2.0km/s, 厚度只有2km, 该层导致了直达P波“视振幅"的延迟；2~8km 深度范围的横波速度从3.3km/s变化到3.6km/s, 表现为一速度梯度带；8~14km 的横波速度为4.0~4.3km/s；14km下方的横波速度降低至3.8~3.9km/s, 该低速层主要用于拟合直达P 波之后的负极性以及紧随Ps转换波到达的负、正极性震相(图 5 中箭头所示)；26~28km 深度范围为一速度梯度带，横波速度从4.1km/s变化到4.8km/s.

图 4

Fig. 4

图 4 琛航台和永兴台接收函数波形叠加结果 虚线为叠加后的接收函数波形上限与下限，虚线间的实线为叠加后的接收函数波形， 图中给出了方位角范围CBaz)和地震慢度（Slowness). Fig. 4 Stacked receiver function waveforms recorded by CHH and YXN Dotted lines are the upper and lower range of the receiver funtion waveforms，solid line in the middle of the dotted lines are stacked receiver function waveform.

图 5

Fig. 5

图 5 琛航台地壳结构反演及模型测试 绿色和红色线条分别表示反演模型和平均模型及其理论接收函数波形，蓝色线条为去除低速层后的模型及其 理论接收函数波形.实心箭头表示正振幅，空心箭头表示负振幅.模型中的短划线为初始模型的分布范围. Fig. 5 Inversion results of CHH s crustal structure and test Green and red lines represent inverting and mean models and their theoretical receiver function waveforms, blue lines represent the model without lower velocity layer (LVL) and its receiver function waveform. Solid arrow rndicates positive amplitude and the hollow for negative. The short segment lines are the ranges of the initial models.

表 1(Table 1)

表 1 琛航台和永兴台接收函数分析地震目录 Table 1 Earthquake parameters for receiver function analysis

表 1 琛航台和永兴台接收函数分析地震目录 Table 1 Earthquake parameters for receiver function analysis

永兴台接收函数波形在三个方位内的分布较为均匀，相关性也较高(图 3b)，因此我们对各方位内噪声较小的接收函数波形也进行了叠加处理(各事件的地震目录见表 1，图 4).叠加结果显示来自不同方位的接收函数波形存在一定程度的差异，这种差异往往归因于地壳速度结构的横向不均一性，因此需要对这些波形进行分别反演以揭示其分布特征.我们反演拟合了叠加波形Stack02_YXN、Stack03_YXN 和Stack04_YXN(图 4)，由于在110°~136°方位范围内，Stack01_YXN 较Stack02_YXN 波形的相关程度低，因此仅将其用于验证Stack02_YXN波形的反演结果(图 6).反演结果显示:永兴台得到的地壳速度结构与琛航台基本相似，模型顶部2km厚的低速层和14km 处横波速度的降低情况都比较明显，这些特征在不同方位的反演模型中存在一定的差异.参考琛航台处理方法，我们对永兴台接收函数波形的反演结果也进行了筛选和平均，得到了不同方位的一维横波速度模型(图 6)

图 6

Fig. 6

图 6 永兴台地壳速度结构 Fig. 6 Inversion results of YXN s crustal structure

图 7a中黑色实线为琛航台和永兴台的反演模型，红色实线为石岛台的接收函数正演模型^[7].可以看出，反演模型顶部的低速层和速度梯度带与正演模型顶部的沉积层和上地壳一致；8~14km 深度范围内的横波速度明显高于正演模型的下地壳正常值，其下方相对较低的横波速度值则更接近于下地壳；26~28km 处的速度梯度带与正演模型的莫霍面吻合很好；28~80km 范围内的横波速度值起伏较大，这是由过度拟合接收函数波形中的散射能量和噪声信号引起的.

图 7

Fig. 7

图 7 修改后的平均模型及拟合情况 (a)石岛台正演模型（红色实线）和本文得到的反演平均模型（黑色实线）；b〜c)，（e〜丨）修改后的平均模型拟合情况（蓝色实线），黑色实线代表反演平均模型；（d)石岛台正演模型（红色实线）和修改后的平均模型（黑色实线）. Fig. 7 Adjusted inverting models and its fitting situation (a) Forwarding model of Shidao station (red line) and mean models in this article (black lines) ； (b〜c)，（e〜f) Adjusted inverting models and its fitting situation (blue lines) ； (d) Forwarding model of Shidao station (red line) and adjusted models (black lines).

由琛航台的反演模型测试可知，反演平均模型中高、低速层相间的速度分布确实反映了接收函数波形中的相应震相，其中低速层的速度值更接近于正常下地壳的横波速度值，而其顶部则表现为高速异常.然而，阮爱国等人^[8]对石岛台的接收函数反演结果却表明，石岛下方中地壳的横波速度值均接近正常值，而其下地壳表现为低速层分布，这种高、低速层相间的速度分布与本文得到的反演结果有所不同.本文对琛航台和永兴台的反演平均模型进行了修改，减小其高速层的速度值使其接近下地壳正常值，而相应地降低其下方的横波速度，使其形成与石岛台反演模型相似的高、低速层分布(图 7b~7c，图 7e~7f)，同时将莫霍面下方的横波速度设为稳定值.这些模型的正演模拟结果显示，这种高、低速层分布也可以较好地拟合接收函数波形中的主要震相，只是拟合程度有所降低.本文结合前人对西沙海槽的研究成果^[5]以及石岛台的正、反演结果，根据修改后的平均模型给出了西沙群岛下方的横波速度分布特征(图 8):西沙群岛顶部沉积了2km 厚的新生代低速沉积层，横波速度2.0~2.3km/s；上地壳厚度为10km, 其横波速度呈梯度变化，由3.4km/s增加到3.8km/s；下地壳为一明显低速层，厚度达到12km, 平均横波速度只有3.5km/s；莫霍面埋深26~28km, 也表现为一速度梯度带，横波速度从3.8km/s变化到4.6km/s左右；莫霍面下方横波速度保持稳定，在50km 处可能存在速度间断，需要进一步确认.

图 8

Fig. 8

图 8 西沙群岛地壳的横波速度模型 点划线为修改后平均模型的分布范围，短划线为西沙群岛 地壳的横波速度模型，实线为石岛台的正演模型. Fig. 8 Shear wave velocity model under Xisha Islands ot line represents the range of the adjusted inverting models, short segment line represents the shear wave velocity model under Xisha Islands, solid line represents the forwarding model of Shidao station.

泊松比是了解地球内部物质构成的一个非常重要的参数，通过泊松比的变化可以揭示岩石组分的变化.利用琛航台和永兴台记录到的接收函数波形，我们还对台站下方的泊松比和平均地壳厚度进行了研究.研究主要采用Zhu^[19]提出的H-k 叠加法，该方法通过对平均地壳厚度和纵、横波速度比进行搜索，能够同时获得台站下方的平均地壳厚度和波速比，进而得到泊松比分布.对于顶部存在明显低速层的地区，还需要事先对该层进行估计以消除其影响，得到更为真实的结果^[20].

在本文的H-k 叠加搜索过程中，台站下方平均纵波速度设为6.4km/s, 波速比范围设为1.5~2.0，地壳平均厚度取20~35km, 台站顶部低速沉积层对叠加结果的影响，已根据前面得到的一维横波速度模型进行了消除，叠加结果如图 9所示，两台站平均地壳厚度为26.7km, 波速比为1.87~1.95左右(泊松比0.30~0.32)，地壳厚度与反演得到的一维横波速度模型相当吻合，表明该叠加结果相对可靠.

图 9

Fig. 9

图 9 琛航台和永兴台的H-k叠加结果虚线椭圆表示叠加结果的可信范围. Fig. 9 Results of the H-k stack on CHH and YXN station Dotted ellipsoid represents the confidence range

西沙群岛的地壳厚度为26~28km, 证实该地区为略有减薄的大陆型地壳，地壳顶部以及下地壳存在明显低速层；琛航台和永兴台得到的一维横波速度模型之间存在与方位有关的差异，体现了地壳深部界面起伏和速度分布的横向不均一性，但也可能是由于接收函数波形中包含了高频噪声的影响.

岛礁区接收函数波形受浅层结构的影响较为明显，主要表现为直达P 波到时的延迟，浅部沉积层还会产生一系列散射及多次波能量，降低波形的信噪比，对同一方位范围内的接收函数波形进行叠加处理可以有效地降低这些干扰的影响，使反演结果更加稳定.尽管如此，反演结果由于受到浅层结构和噪声的影响仍然存在较强的非唯一性，需要参考周边资料予以甄别才能获得更为合理的速度模型.钻井资料表明^{[21， 22]}，中新世以来西沙群岛发育了上千米的珊瑚礁碳酸盐沉积层，该层的横波速度很低，这与接收函数反演得到的地壳顶部低速沉积层相对应.

壳内低速层在不同的构造单元，特别是活动构造单元中分布较为广泛^[23~25]，在构造上主要表现为中下地壳的韧性剪切带^{[26， 27]}，但是不同成因的低速层之间存在明显差异.华南大陆以及南海北部海陆过渡带都分布有壳内低速层^{[28， 29]}，这些低速层往往与区域构造活动有关，并且对应较高的地热流；西沙-中沙地区构造特征与南海北部陆坡相似，普遍发育北东向断裂构造.研究表明^{[30， 31]}，西沙群岛目前处于裂解阶段，属于一个正在发育或活化的伸展构造.根据南海热流探测可知^[32]，该区属于中等偏高热流地区(平均热流约为70mW·m²)，热流变结构具脆性-韧性-脆性-韧性4 层结构，下地壳表现为韧性，其底界埋深为26km 左右^[33]，这与本文得到的下地壳低速层的分布相当吻合.另外，高异常泊松比预示着地壳岩石可能存在部分熔融、破碎带(孔隙度高、存在流体)或蛇纹岩化的断裂带等^[34]，该地区的地壳泊松比值大于0.3，与下地壳韧性流变构造和深部热活动有着密切联系.

据此推断，西沙群岛的下地壳低速层可能与深部韧性流变构造有关:组成韧性剪切带的岩石通常表现出水平分布的各向异性，因此当远震地震波近垂直穿过平行构造面理时，横波传播速度变慢，根据本文得到的速度值进行计算可知，这种变化达到9%左右.阮爱国等^[8]利用远震SKS 波分裂法分析了石岛台下方的各向异性，研究表明石岛台下方快波偏振方向为N94°E，由此推断西沙地区地壳下方的地幔流方向为近东西向微偏南.这一结论提供了该地区上地幔物质的各向异性信息，然而限于垂向分辨率的制约，仍然无法判断横波分裂的深度范围^[35]，因此对于下地壳的各向异性还需要利用其他方法做进一步的研究.

本文利用西沙群岛地震台站的天然地震资料提取接收函数，获得了琛航台和永兴台下方的地壳横波速度结构，弥补了南海西北部天然地震观测的不足，为研究该地区深部构造提供了重要依据.西沙群岛属于减薄型大陆地壳，莫霍面埋深26~28km；上地壳顶部发育了巨厚的碳酸盐沉积，下地壳存在明显低速层，与地幔深部热活动引起的韧性流变构造和岩石矿物定向排列产生的各向异性有关.

由于西沙群岛天然地震观测台站较少，因此利用接收函数方法只能获得部分岛礁下方的地壳速度结构.为了对该区的深部结构进行更深入的研究，还需要结合其他地球物理方法，如人工地震海陆联测、海底地震观测等，从而将岛礁区和浅水区的地壳结构联系起来.

琛航岛流动地震观测得到海军南海舰队榆林基地和西沙水警区的大力支持，永兴岛固定地震台站数据及地震参数来自于中国地震台网中心(CENC)，部分参数参考美国地震学研究联合会(IRIS)发布的地震目录，在此表示感谢.