南海西沙地块位于西沙海槽与中沙海槽之间(图 1)，由一系列岛屿和暗礁组成，水深一般小于1000m，与中沙地块一起属于略有减薄的大陆型地壳^[1]，其形成与演化主要受南海的多期扩张活动影响.揭示其深部构造信息对于研究南海的构造演化以及板块作用具有十分重要的作用.目前主要采用海底地震仪(Ocean Bottom Seismometer，OBS)或声纳浮标接收海上气枪信号来对深部结构进行探测，该方法的主要优点是震源和接收点的流动性较强、可重复率高且探测的时间和空间可以人为控制^[2].然而，在西沙地块附近海区，人工地震测线并不多，且主要分布于地块东北部^{[3， 4]}(图 1)；另外，由于岛屿和浅水区无法进行气枪激发和海底地震仪的布设，因此难以直接获得其下方的地壳结构.近年来发展起来的接收函数方法利用远震体波研究台站下方地壳、上地幔结构，消除了发震过程、源区结构、射线路径以及仪器响应对波形的影响，适合于利用单台远震数据研究地下精细结构^{[5， 6]}，该方法已被广泛运用于不同地区地壳结构的研究中^[7～10].然而，西沙地块出露岛屿虽然较多，但普遍缺乏天然地震台站分布，这限制了该地区深部结构的天然地震研究^[11]，因此需要通过合理选址，架设更多的流动地震台站进行中、短期天然地震观测来弥补这一缺陷.利用记录到的天然地震数据进行接收函数研究，能够直接获得岛屿下方的地壳间断面和横波速度信息.另外，这些地震台站仍能同时接收海上的气枪信号，进一步约束了台站附近的地壳结构.这种人工地震与天然地震相结合的海陆联测方法，可以将海区和陆区的地壳结构联系起来一起研究^[12～14].

图 1

Fig. 1

图 1 西沙地块琛航台及海陆联测测线分布 圆圈为OBS台站，其中黑色圆圈为本文所用的ＯＢＳ，黑色倒三角为流动台站，箭头所指方向为放炮方向． Fig. 1 Location of CHH and onshore-offshore seismic experiment lines around Xisha Block Circles represent OBSs and black circles represent the OBSs chosen for studying in this paper. The black inverted triangles represent temporary earthquake stations. The arrows point to the shot direction.

本文初步处理和分析了2011年实施的两条海陆联测测线(OBS2011-1和OBS2011-2)的岛上流动台站和部分OBS数据(图 1)，结合西沙地块琛航岛的接收函数研究^[15]，对岛礁和测线下方的地壳结构进行了模拟，将得到的地壳结构模型与OBH1996-4剖面^[3]和OBS2006-2^[4]剖面进行了比较，讨论了西沙地块、西沙海槽以及南海海盆的构造契合关系.

西沙地块地区主要进行过两个流动台站(琛航台和石岛台)和一个国家固定地震台站(永兴台)的天然地震观测，这些台站记录到的远震波形为我们利用接收函数方法对该区的地壳结构进行研究提供了较为丰富的数据基础.其中，琛航台的流动地震观测开始于2008 年4 月，仪器采用RefTek130 数据采集器和GuralpCMG3T 宽频带地震计，采样率50Hz，记录为期一年，共记录到全球150多个地震事件，这些事件主要分布于环太平洋地震带和青藏高原地震带.

岛屿区天然地震观测受海浪拍打礁盘产生的噪声影响，不容易获得清晰的接收函数波形^[16]，另外由于海水层的影响，接收函数波形中还存在浅部构造的转换波干扰，因此在正、反演过程中还需对反演结果进行评估，以去除浅部假象^[17].琛航台记录到的较为清晰的远震事件有19个，震中距都在27°～90°之间.本文对这些远震波形进行了接收函数的提取和对比，初步选取4条信噪比较高、可见明显转换震相的接收函数波形(图 2，地震目录见表 1)初步进行了正、反演拟合.初始模型的建立主要参考前人对石岛台的接收函数研究结果^{[17， 18]}，模型由一系列2km厚的薄层组成，通过对各层的横波速度参数进行多项式扰动产生大量新的模型，然后利用这些模型对接收函数波形进行线性迭代反演^[5]，最后对反演结果进行筛选和分析，得到了台站下方的一维横波速度结构(图 3).结果表明：莫霍面埋深24～26km，上地壳顶部存在2km 厚的新生代低速沉积层，该层对应接收函数波形中直达P波到时的延迟^[19](图 3)，下地壳存在明显低速层，厚度达到12km 左右，横波速度只有3.5km/s，在莫霍面下方40km 深度存在另一速度层，该层下部也存在6km 左右的低速层.为了检验该模型的可信度，本文对该模型中的下地壳低速层和40km 处的界面及其下方的低速层结构进行了测试(图 4).通过对比可见，这两个模型参数能够很好地对应接收函数波形中的相应振幅，且特征比较明显，这表明本文获得的速度结构模型能够可靠地反映台站下方的真实地壳速度结构.

图 2

Fig. 2

图 2 琛航台接收到的远震事件 ‘30°’表示震中距，黑色圆圈为地震震源. Fig. 2 Teleseismic events recorded by CHH The dotted line labeled with 30° indicates the epicentral distance of the earthquakes. The black circles represent the seismic events.

表 1(Table 1)

表 1 琛航台接收函数分析地震目录 Table 1 Earthquake parameters for receiver function analysis of Chenhang station(CHH)

表 1 琛航台接收函数分析地震目录 Table 1 Earthquake parameters for receiver function analysis of Chenhang station(CHH)

图 3

Fig. 3

图 3 琛航台接收函数波形及拟合结果 (a)折线为1-D 横波速度模型；(b)实线为实际接收函数波形，虚线为理论波形. Fig. 3 Receiver function waves on CHH and the inversion result The broken line in left figure is 1-D share wave velocity model； The solid lines in right figure are observed receiver function waveforms and the dotted lines are theoretical waveform.

图 4

Fig. 4

图 4 琛航台地壳速度结构参数测试 模型中数字1,2指示主要的速度参数，不同颜色波形表示去除某速度参数后的理论接收函数波形，黑色表示实际接收函数波形，箭头所示为模型中速度参数对接收函数波形的影响，实心箭头表示正振幅，空心箭头表示负振幅. Fig. 4 Test forward modeling ofCHH crustal structure Red lines represent the inverting model and its receiver function waveform； Purple and green lines represent the model with Lower Velocity Layer removed and ts receiver function waveform； Arrows represent the rnfluence taken from lower velocity layer； Solid arrow indicates positive amplitude and the hollow one for negative.

通过琛航岛的天然地震观测，我们获得了该地区较为详细的地壳、上地幔一维速度结构，积累了岛屿区流动台站架设和数据处理方面的经验，获得了宝贵的第一手资料，为以后进行类似工作打下了坚实基础.然而，西沙群岛架设的流动台站仍相对较少，还不能满足该地区精细速度结构研究的需要，对于附近无岛屿露头的浅海或深海地区，还需要通过其他方法进行约束.

2011年4～6 月，我们在西沙群岛两侧实施了海陆联测和OBS探测相结合的深地震测线(图 1)，旨在将岛屿区和海区的地壳结构联系起来.本航次中，我们在琛航岛上的军用碉堡内架设了两台流动台站同时观测，以接收海上气枪信号，仪器采用EDAS-24IP数据采集器和FSS-3M 地震计，采样率100Hz.沿岛屿两侧向外共投放了40 台海底地震仪，两条测线总长为900km 左右，其中距琛航岛最近的OBS只有33km 左右，测线使用单道地震采集电缆同时记录海底反射信号.海上使用4 条大容量气枪震源放炮，在以往的海陆联测中，该震源的有效信号最远可以传播到250km 左右^[2]，地震射线覆盖区域较广，有利于约束台站和测线下方的地壳结构.

我们选取5台距离琛航岛较近的OBS 数据进行处理，这些仪器均为中国科学院地质与地球物理研究所自主生产^[20]，曾在南海和西南印度洋等区域的地震调查中表现出较好的回收率和数据质量^{[21， 22]}.本次投放的30台国产OBS全部回收，通过处理可见明显的折射和反射震相.数据处理包括导航文件整理、原始数据格式的转换、钟漂校正、信号的截取和排列、折合速度校正以及通过SU 软件进行增益、滤波等；通过拾取直达水波震相走时，对OBS的海底位置进行校正^[23]，最后建立初始模型对折射和反射震相进行正演拟合.

本文初步拾取了岛上地震台和海底地震仪记录到的直达水波震相Pdw、上地壳折射震相Pg1、下地壳折射震相Pg2、莫霍面反射震相PmP 和莫霍面折射震相Pn.通过正演拟合这些震相的走时，可以得到该地区地壳结构的横向变化总体特征.

震相识别前本文选取琛航台记录到的5炮原始波形进行噪声分析，图 5(a～c)分别为未滤波信号、带通滤波4～10Hz信号以及带通滤波4～8 Hz信号，滤波前气枪信号完全湮没在背景噪声中，而4～10Hz的带通滤波效果并不显着，4～8 Hz频率范围内方见明显气枪初至信号，可见琛航岛地震记录主要受10Hz左右的高频噪声影响，在处理过程中需要进行适当滤波.图 6(a，b)为琛航台记录到的OBS2011-1测线上的气枪信号及拾取的震相，带通滤波4～8Hz，可以看到琛航台记录到的震相经滤波后较为清晰，最远可达140km 左右，其中65～90km段的地震记录噪声水平变强，无法确认Pg和PmP震相的形态，该段的海上工作适逢3支气枪作业，因此有效信号的能量变低，降低了信噪比；图 6(c，d)为OBS2011-2 测线的气枪信号，可见清晰且连续的Pg和PmP震相，且噪声水平比较均匀，这与该段海上作业中4条气枪正常工作有关.

图 5

Fig. 5

图 5 琛航台的原始记录及滤波结果 (a)原始记录；（b)4〜10 IIZ带通滤波；（c)4〜8 112带通滤波.箭头处为炮点时间. Fig. 5 HH original records and the filtered results (a)Original record; (b)4〜10 Hz band-pass fltered record; ( c)4〜8 Hz band-pass filtered record. The arrows label the shot times.

图 6

Fig. 6

图 6 琛航台的地震记录剖面及震相识别 (a,b) OBS2011-1测线气枪信号;（c,d)OBS2011-2测线气枪信号;箭头所指为放炮方向，原点为琛航岛所在位置;Pg1:上地壳折射波，Pg2:下地壳折射波，PrnP:莫霍面反射波. Fig. 6 CHH record sections and the phase identifications (a，b) Airgun signal from profile of OBS2011-1 ；(c, d) Airgun signal from profile of OBS2011-2 ；The arrows point to the shot direction,the original point locates at CHH. Pgl ： refracted wave rn upper crust； Pg2： refracted wave m lower crust； PmP： reflected wave from Moho.

图 7(a，b)为分布于OBS2011-1 测线上的OBS15记录到的气枪信号和拾取震相.该OBS 台站的折射和反射震相都较为清晰和连续，追踪距离一般在100km 以外，表现出复杂的形态，反映了该区的沉积基底变化.

图 7

Fig. 7

图 7 OBS15地震记录剖面及震相识别（Pdw:直达水波） Fig. 7 OBS15 record section and the phase identification(Pdw:direct wave)

本文主要依据琛航台的接收函数研究结果、OBH1996-4测线和OBS2006-2 测线的射线追踪结果建立初始模型，水深数据主要根据单道地震剖面中的海底反射波走时进行约束.由于琛航岛两侧测线基本在同一条线上(图 1)，因此可以建立一条横穿琛航岛的地壳结构模型，并将5台OBS和琛航岛流动台站投影到模型相应位置.

震相走时模拟采用Zelt等^[24]提供的RAYINVR软件进行二维射线追踪，通过不断调整各层速度和界面起伏，使得理论走时与实际走时不断接近，最终确定测线下方的二维地壳结构.图 8 为正演拟合所产生的地震射线的分布以及走时拟合情况，可以看出除模型两端外，本文所用震相的地震射线基本覆盖整个模型，惟在琛航岛下方没有约束.图 9为最后得到的模型，空白处为射线未覆盖区域，为有助于对比，我们将琛航岛下方的一维速度模型也表示在模型中，该模型弥补了台站下方无射线覆盖的缺陷，其间断面分布与二维地壳结构模型相吻合.

图 8

Fig. 8

图 8 射线分布（a)及走时拟合（b) 红色线为Pdw，绿色线为Pg，蓝色线为PmP，粉红线为Pn震相；下图为走时拟合情况，黑线为理论走时. Fig. 8 Seismic rays coverage (a) and forwarding of travel time (b) Red lines represent Pdw, green lines represent Pg, blue lines represent PmP, pink lines represent Pn. The Ower figure indicates the travel time fit, in which black lines represent theoretical travel time.

图 9

Fig. 9

图 9 射线追踪最终模型 黑色倒三角为琛航台，红色圆圈为OBS位置，琛航台附近黑色折线为接收函数反演模型. Fig. 9 Final model obtained by ray-tracing simulation Black inverted triangle represents CIIH while red circles represent the locations of OBSs. Black broken line near CIIH indicates the inverse model from receiver function.

二维纵波速度模型中琛航岛两侧附近地壳结构基本对称，岛屿附近顶部存在2～3km 厚的沉积层，且向两侧逐渐变厚，速度只有3.2km/s；两侧的海底火山普遍发育；莫霍面埋深在琛航岛下方为24～26km，沿岛屿向外逐渐变浅；下地壳未见明显低速层.

不同台基的地震台站接收海上气枪信号的能力差别较大^[25].与陆上地震台站的基岩不同，西沙地块岛屿区主要发育破碎珊瑚礁体，在这些地区架设台站时无法找到较好的台基岩石，而本次海陆联测中的岛上流动台站架设在碉堡内，该碉堡埋深2 m左右，这在某种程度上提高了台站接收较远地震信号的能力和地震数据的信噪比，为拾取丰富的深部震相打下了基础.在以往的海陆联测试验中，陆上台站经3～15 Hz(气枪优势频率)滤波后均可见明显气枪信号^[26]，而琛航台的人工地震记录需要去除10Hz以上高频噪声影响，琛航岛的珊瑚礁沉积对这些高频噪声还具有一定的放大作用，使得岛屿区流动台站的地震记录受波浪拍打礁盘影响更为严重.一般来说，转换界面埋深为30km时，其P-S转换点的横向距离约为10km，该范围内远震P 波会在海底产生多次反射，干扰了P-S 转换波在接收函数波形中的响应，使得正、反演模拟结果难免包含不同程度的假象，较难反映真实的地壳结构信息.通过对相邻台站记录到的同一远震波形进行对比或对大量接收函数波形进行叠加则能够有效地提高反演结果的可靠性，因此在该区架设更多的流动台站进行更长时间的天然地震观测显得更加重要.

琛航岛下方地壳速度结构与石岛台^{[17， 18]}下方结构基本一致.石岛位于琛航岛东北80km 处，属于已固结的老灰沙岛，台基测试较好，曾与2001年9月架设有流动地震台站进行为期12 个月的天然地震记录^[11].利用接收函数方法处理的结果表明：石岛顶部存在2km 左右的低速沉积层，存在下地壳低速层，莫霍面埋深28km 左右.由于该台站可用的接收函数波形较少，因此波形中的震相只能获得较粗略的地壳速度结构，而琛航台记录到了丰富的远震记录，能够得到更为细致的地壳速度结构.

OBH1996-4测线的研究结果显示：西沙海槽两侧具有对称的地壳结构，张裂前可能属于同一块体^[3]；西沙海槽的基底地壳受拉张作用已减薄至接近洋壳，西沙地块的地壳结构为略有减薄的陆壳.本研究获得的琛航岛下方及其两侧的地壳结构进一步表明，西沙地块的地壳结构在南海北部拉张背景作用下表现出不同程度的减薄特征.地壳厚度在岛屿下方达到最大(图 8)，向外逐渐减薄，其NW 侧沉积基底在110～170km 段(水深大于1500m，见图 1)埋深最深，说明该段的基底地壳受拉张减薄作用最为强烈，可能具有与西沙海槽类似的裂谷特征，属于海槽在该地区的自然延伸.OBS2011-1 测线因穿过西沙地块、中沙海槽，与西南次海盆相接，推测其具有OBS2006-2 所表现出的由陆壳向洋壳转换的特征^[4]，该推论还需要通过处理更多的OBS数据进行验证.

模拟得到的二维速度模型中未见明显下地壳低速层，这与琛航岛下方横波速度结构差别较大.这种现象一方面跟本文所用台站数据和震相信息较少，难以反映该低速特征有关，另一方面是因为接收函数方法主要反映台站下方的横波速度结构信息，S波的振动方向与地壳岩石的水平各向异性方向一致，更容易受到壳内物质的韧性流变特性影响，而P波振动对该特性响应较弱，使得利用纵波走时拟合得到的速度结构难以反映其低速性质.因此需要选取其他台站接收到的震相数据，通过对转换横波走时进行拾取和拟合来研究该区的二维横波速度结构^[27]，进而得到深部的岩石学性质.

在岛屿区进行流动台站与OBS 相结合的海陆联测能够有效地约束台站及岛屿附近浅水区下方的地壳结构信息.本次海陆联测探测使用国产OBS接收海上气枪信号，其记录到的来自深部的反射和折射震相相当丰富；通过对震相走时进行正演拟合得到了测线下方的地壳结构，表明西沙地块受拉张作用影响，地壳厚度减薄至26km 左右，其NW 向受拉张最为强烈，表现出与西沙海槽相似的裂谷特征，岛礁下方存在横波速度较低的下地壳，表明西沙地块下地壳物质可能受到深部地幔热活动和区域拉张应力作用的影响，产生水平各项异性排列.

西沙群岛的形成与演化受到南海海盆的多期扩张、印支地块地幔物质的东南向流动以及深部热活动的影响，包含了许多该地区构造运动和板块作用的重要信息.将人工地震探测同天然地震观测相结合，能够更准确地揭示西沙地块下方的地壳、上地幔速度结构，为研究西沙地块及附近地区的演化和相互关系提供数据基础.

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；海陆联测的顺利完成得益于南海海洋研究所“实验2号”考察船所有成员的共同努力；远震数据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.对以上单位和人员表示由衷感谢.