渤海海峡不仅是渤海和黄海的自然地理分界，也是连接中国东部山东半岛和辽东半岛的海上通道.自晚更新世以来，渤海海峡经历了三次大规模的海侵事件，从而形成海、陆交互的浅层地质特征.海峡中的庙岛群岛由一系列岛屿构成，主要分布上元古界浅变质岩和新生代上第三系和第四系地层，砣矶岛和大黑山岛出露中生代燕山晚期侵入岩和新生代喜山期玄武岩(丁冬，1994).海峡附近的主要断裂为郯庐断裂带和张家口—蓬莱断裂带(图 1)，前者位于渤海海峡的西侧，可分为东、西两组断裂，呈北北东方向穿过渤海海域；后者由一系列断层构成，沿近东西方向穿过渤海海峡(Qi et al.，2008; Li et al.，2010; Huang et al.，2015; Zhu et al.，2015).地震资料表明，渤海海峡附近数次发生强烈地震，其中包括1548年长岛七级地震，最近一次为1969年渤海7.4级地震，震中位于张家口—蓬莱断裂带与郯庐断裂带的交汇处(Fu et al.，2004).现今的地震活动大都分布在海峡南部，海峡北部的地震活动较为稀少，没有大规模断层活动的迹象.

图 1

Fig. 1

图 1 渤海海峡及周边区域断裂体系分布图(Deng et al.，2003) 红线为主要断裂，白框区域为渤海海峡所在位置. Fig. 1 Fault systems in the Bohai Strait and surrounding areas(Deng et al.，2003) Red lines are major faults. White box denotes location of the Bohai Strait.

近些年来，针对渤海海峡跨海通道的安全性评价开展了一系列研究.例如，李坪等(2009)根据区域地质背景和强震发生断层进行了地震安全性评估，祁嘉翔等(2013)根据地震活动的时空分布特征分析了历史地震的影响，王志才等(2006)、陈晓辉等(2012)、尹燕欣等(2013)和赵铁虎等(2014)利用地震勘探资料分析了浅层结构和基底断裂的分布特征.在深部构造方面，渤海海域有两条海-陆地震联合观测剖面，其中一条近东西方向的剖面接近渤海海峡(Hao et al.，2013；Liu et al.，2015)，莱州湾有三条大地电磁测深剖面(胡惟等，2014).此外，环渤海地区还开展过一些宏观尺度的地震层析成像研究(李志伟等，2006；Zhang et al.，2007；胥颐等，2008，2009).然而，由于研究范围、剖面位置以及分辨尺度等方面的原因，上述资料难以展示渤海海峡深部构造的整体特征.尤其是张家口—蓬莱断裂带对渤海海峡的地壳结构产生了怎样的影响？海峡附近的地震活动与地壳结构存在怎样的联系？还有郯庐断裂带以及华北克拉通破坏的深部效应等，它们是否影响到跨海通道的地壳稳定性？鉴于以上关注的问题，本文利用环渤海地区的地震台站资料，通过体波层析成像方法反演了渤海海峡及周边区域的三维P波速度结构，期望为跨海通道的地壳稳定性研究提供依据.

地震数据来自河北、山东、辽宁三省共计286个观测台站(图 2).由于海域的范围较大并且缺少观测台站，只能通过周边陆地台站接收海域内部的地震信息.为了获取足够的地震数据，以渤海海峡为中心，将反演区域扩大至北纬35°—41.5°、东经117°—125°，涵盖了渤海、北黄海、南黄海北部及周边陆地，收集了上述区域内的地震P波到时(主要为直达波Pg和莫霍面折射波Pn).原则上要求每个地震至少具备6个以上的台站到时，平均走时残差小于±3.0 s.

图 2

Fig. 2

图 2 渤海及周边地区地震台站分布图 Fig. 2 Seismic stations in Bohai Sea and surrounding areas

数据的构成分为几个部分：1978—1997年的P波到时来自早期地震台站的观测报告，包括2637个地震和25768个P波到时，单个地震的最大记录数为39个台站.1999—2003年的数据来自中国地震台网年报，共有120个地震和1912个P波到时，单个地震的最大记录数为35个台站.这些数据经过多次使用已经进行过误差校正，大部分P波到时的走时残差较小，能够达到数据筛选的要求.考虑到近年来环渤海地区的地震台站数量有所增加，除了上述数据之外，另外补充了河北地震台网2009—2013年、山东地震台网 2010—2014年以及辽宁地震台网2009—2014年的数据.经过挑选后在反演区域内一共获得了6062个地震的63723个P波到时，图 3a为地震的震中分布图.

图 3

Fig. 3

图 3 去丛集化处理前(a)和处理后(b)的地震震中分布 Fig. 3 Distribution of earthquake epicenters around Bohai Sea，(a)Before de-clustering，(b)After de-clustering

反演区域内的地震分布很不均匀，华北盆地的地震主要分布在1976年唐山7.8级地震的震中周围以及京津塘一带，辽东半岛的地震大多分布在1975年海城7.3级地震的震中周围，渤海内部的地震主要分布在南部海域，渤海北部及辽东湾海域的地震较为稀少，其余地区的地震活动相对分散.为了避免震源过于集中导致射线路径重复，反演前对震源进行了去丛集化处理.基本思想是将一个三维球体包围的全部地震视为一个震群，从该震群中挑选出一个台站到时最多的地震，舍弃其余台站到时较少的地震.三维球体的半径可根据实际情况而定，各震源球体的空间距离不得小于球体的半径，依次对每个地震为中心的震群球体进行类似的计算.经过反复比较，最终确定的震源球体半径为8 km，一共选出892个地震和12094个P波到时.去丛集化处理后，反演区域内的地震数量大为减少，但是震中分布得到明显改善，更加趋于合理(图 3b).

初始模型包括了地壳和上地幔(图 4)，地壳分为五层，界面深度和速度值参考了地震测深资料，主要是渤海海域海-陆地震联合观测剖面(Hao et al.，2013；Liu et al.，2015).渤海平均水深为18 m，北黄海平均水深40 m(赵铁虎等，2014)，考虑到反演使用的地震台站均位于陆地，震源则在水层之下，故在构建参考模型时可以忽略水层的影响.其中3 km深度的界面反映地壳浅部和中、新生代沉积层的速度变化，13 km深度的界面反映结晶基底附近的速度变化，22 km深度的界面位于地壳中部，相当于上地壳和下地壳的分界，32 km深度的界面代表莫霍面的平均深度，另外增加了一个28 km深度的界面，以便约束地壳底部的速度变化.上地幔分为三层，界面深度和速度值参考了各向同性地球模型AK135(Kennett et al.，1995)，其中50 km和77.5 km深度的界面反映上地幔顶部的速度结构，120 km为初始模型的底界面.

图 4

Fig. 4

图 4 P波速度模型(虚线为初始速度模型，实线为优化后的速度模型) Fig. 4 P-wave velocity models(Dashed line is initial model. Solid line is optimized model)

根据初始模型计算的理论走时与观测走时之间往往存在一定的偏差，为了逼近真实的地壳结构，需要调整初始模型中的界面速度，提高理论走时和观测走时的拟合程度.这一过程可以通过迭代反演逐步实现.首先利用初始模型进行反演，然后统计输出结果中各个水平界面网格节点的平均速度值，重新构建新的一维速度模型，并将其作为下一次反演的输入模型.经过若干次迭代反演，待观测走时与理论走时趋于一致时，可将最后一次的输入模型视为最优模型，即反演参考模型.图 4表明，与初始模型相比，优化后的模型地壳浅部速度有所增加，而地壳中、下部和上地幔的速度明显降低.主要原因是初始模型参考了渤海湾盆地的海－陆地震联合观测剖面，而反演使用的台站大都位于海域周边基岩条件较好的陆地.一般情况下，盆地沉积层的速度明显低于基岩区的速度，这是优化后的模型中地壳浅部速度有所增加的主要原因，而地壳中、下部和上地幔速度的降低很可能与华北地区普遍发育的壳内低速层和岩石圈减薄有关.图 5表明，优化后的速度模型走时残差明显减小且分布更加合理，故将其作为反演参考模型.

图 5

Fig. 5

图 5 初始模型(a)和优化后的模型(b)的走时残差分布 Fig. 5 Residuals of travel times on initial model(a)and optimized model(b)

走时计算采用三维射线追踪(Zhao et al.，1992; Koketsu and Sekine，1998).模型进行离散化时，水平方向沿着经度和纬度采用等间距的网格划分，垂直方向以水平层状界面作为网格面，每层界面的网格节点赋予参考模型中相应深度的速度值，通过三维线性插值计算网格空间内任一点的速度.除了台站高程校正之外，走时计算还考虑了莫霍面深度的变化，资料来自中国海陆1∶500万莫霍面深度分布图(郝天珧等，2014).其中黄海海域的莫霍面平均深度为30 km，渤海海域的莫霍面平均深度为31 km，总体上反演区域内的莫霍面变化较为平缓，深度由海域向西北方向逐渐增加.

反演采用线性化的阻尼最小二乘法(Paige and Saunders，1982)，利用不同的控制参数进行对比计算，如残差大小、震源去丛集化的三维球体半径、阻尼因子、平滑因子等.原则上选取均方根误差较小、速度分布符合宏观构造特征的解作为最终解.分析表明，经过数次迭代后走时残差的均方根误差很快减小，其中第二次迭代后减小最快.在随后的迭代过程中，虽然走时残差的均方根误差仍在减小，但减小的幅度越来越小.第五次迭代后，走时残差的均方根误差不再发生明显的变化，反演后的速度模型也趋于稳定.经过比较，最后选取了P波走时残差小于3 s、震源去丛集化的三维球体半径为8 km、阻尼因子为20、平滑因子为10、第5次迭代的解作为最终结果.

分辨估计采用通常的Checkerboard方法，将参考模型各网格节点赋予正负相间、幅度为±5%速度扰动值，添加与真实数据相近的高斯噪音作为初始模型，然后根据实际的震源位置和台站分布计算地震波在模型中的传播时间，生成供分辨测试的“理论观测数据”.其次采用与反演相同的方法求解，通过比较输出模型与输入模型的相似程度评估反演的分辨能力和结果的可靠性.该方法的优势是可以利用LSQR方法求解，计算方法简捷方便，便于检验不同的理论模型、选择合理的网格划分尺度.在进行分辨测试的过程中，先后设计了不同网格尺度的Checkerboard模型(如0.25°×0.25°、0.5°×0.5°、0.75°×0.75°等)，比较后采用了0.5°×0.5°的网格划分.图 6表明，利用现有的数据分布和网格尺度，地壳内部大多数网格节点都获得了较好的分辨，覆盖范围包括了渤海海峡及周边海域、辽东半岛和山东半岛.另外，由于使用了大量的Pn波到时，上地幔顶部50 km深度也获得了较好的分辨.随着深度的增加，进入上地幔深部的射线数量逐渐较少，分辨也有所降低.与以往涵盖渤海海域的层析成像研究相比(李志伟等，2006；Zhang et al.，2007；胥颐等，2009)，虽然它们的水平方向网格划分尺度大致相同，但是本文结果对地壳和上地幔结构的分辨得到明显改善，这与近些年来地震数据的增加以及合理的优化处理有一定的联系.

图 6

Fig. 6

图 6 Checkerboard 模型的恢复图像 网格尺度0.5°×0.5°，小图左上角为深度. Fig. 6 Recovery images for checkerboard models Grid size is 0.5°×0.5°. Numeral on upper left is depth.

图 7为水平方向P波速度分布图，深度为3～50 km，图幅范围与反演区域相比有所缩小，以便突出反映渤海海峡及周边区域的深部构造特征.为了展示地震、断层与速度结构的关系，在每个深度的速度层面上叠加了断裂和相应深度的地震震中.渤海海峡及周边区域的速度分布十分明显，在3 km深度上，P波速度在5.4～6.2 km·s^-1之间，渤海海峡以低速为主，北部的低速区涵盖了渤海、北黄海和辽东半岛部分地区，渤海湾、莱州湾、山东半岛及北黄海南部为高速区.在13 km深度上，P波速度在5.8～6.6 km·s^-1之间，渤海海峡北部出现局部高速区，辽东半岛、北黄海、渤海海峡西侧及莱州湾为低速区，辽东湾至渤海湾均为高速区.22 km深度上的P波速度为5.8～6.7 km·s^-1之间，辽东湾、渤海湾、莱州湾以及渤海海峡多为高速区，北黄海、辽东半岛、渤海海峡西侧为低速区.28 km深度上的P波速度为6.2～7.0 km·s^-1，辽东湾至渤海湾以及蓬莱附近海域为高速区，辽东半岛、北黄海、渤海海峡北部以及西侧海域为低速区.32 km深度上的P波速度为6.6～7.8 km·s^-1，渤海海峡北部、辽东半岛南端以及邻近海域为低速区，渤海海峡南部、山东半岛北部海域以及渤海南部为高速区，辽东湾、渤海湾、莱州湾多为低速区.50 km深度上的P波速度为6.8～8.0 km·s^-1，渤海海峡和郯庐断裂带附近多为相互平行的速度异常，海峡东侧从辽东半岛经北黄海至辽东半岛烟台一带为低速区，海峡西侧从辽东半岛南端经渤海至山东半岛龙口一带为高速区，沿着郯庐断裂带从辽东湾至莱州湾为低速区.

图 7

Fig. 7

图 7 3~50 km深度的水平方向速度分布 Fig. 7 Velocity variations on horizontal slices at depths 3~50 km

图 8为层析成像速度剖面，其中剖面AA′沿着渤海海峡中线，剖面BB′和CC′沿纬度方向分别穿过渤海海峡的北部和南部.为了便于对比，将剖面附近宽约30 km范围内的地震投影在相应的深度上.在AA′剖面上，海峡北部地壳浅层速度偏低，地壳中、下部速度较高，地壳底部存在低速薄层，由渤海海峡向辽东半岛方向延伸，上地幔顶部速度偏低.海峡南部的庙岛群岛及张家口—蓬莱断裂带下方速度较低，以地壳深部的低速层较为突出，上地幔顶部速度较高，壳幔边界清晰，横向变化平缓.在BB′剖面上，渤海海峡的壳内高速特征十分清晰，两侧区域地壳平均速度较低.北黄海一侧的低速区范围较广，上地幔顶部有低速层；渤海一侧的低速区范围较为狭窄，上地幔顶部速度较高.剖面附近的地震大都位于北黄海和海峡西侧的低速区内，以后者居多，渤海海峡的高速体内很少有发生.在CC′剖面上，庙岛群岛两侧速度结构明显不同，东侧北黄海地壳上部速度较低，地壳下部速度较高，地壳底部有高速薄层，上地幔顶部存在低速区.西侧渤海海域的地壳结构以低速特征为主，低速区分布范围较大，由庙岛群岛西侧向渤海方向伸展抬升，上地幔顶部速度较高，壳幔边界十分清晰.

图 8

Fig. 8

图 8 穿过渤海海峡的层析成像速度剖面 剖面中的白色圆点为地震，黑色虚线为莫霍面，剖面位置见右上图. Fig. 8 Tomographic velocity profiles across the Bohai Strait White dots are earthquakes. Location of profile is showing on upper right.

上述速度结构反映了渤海海峡及周边区域多期次构造变动的结果，主要特征与当前的地震分布和断裂活动存在一定的联系，以下将分几个区域进行讨论.

渤海海峡的主要特征是北部和南部的地壳结构差异.在构造方面，渤海海峡属于胶辽隆起的一部分，庙岛群岛不仅分布有古老的元古界地层，还出露了中、新生代的岩浆侵入岩(丁冬，1994)，老铁山水道和北砣矶水道基岩已出露海底，其他地区的基岩最大埋深仅300多米(尹燕欣等，2013；赵铁虎等，2014).由于海峡北部没有大规模的断层活动，历史上未发生过中、强地震，现今小震活动也很稀少，因此古老基岩的抬升以及未受断层破坏、结构相对完整应该是这一地区地壳平均速度较高的主要原因，也与较弱的地震活动相吻合.值得关注的是地壳底部向辽东半岛延伸的低速薄层，它分隔了地壳内部的高速块体和上地幔.辽东半岛的海城地区于1975年发生过7.3级地震，震源区附近小震活动持续不断，营口、瓦房店附近的地震活动也很频繁.如果这一低速薄层是客观存在的，它有可能成为地壳和上地幔之间的滑脱层，对于减弱海峡北部地壳结构的稳定性将产生一定的影响.当然，鉴于层析成像的分辨尺度较大，还需开展更加细致的工作加以确认.

与海峡北部相比，海峡南部地壳平均速度明显偏低，特别是地壳深部出现了低速层.由于张家口—蓬莱断裂带通过于此，而该断裂全新世以来的构造活动较强，不仅切割深度较大，还可能存在岩浆侵入作用，流体活动以及温度升高都会改变地壳结构的速度特征.此外，长岛附近历史上曾发生过七级地震，至今这一区域小震活动仍很频繁，地震烈度等级也比较高，这些因素都不可避免地影响到海峡南部地壳结构的稳定性.

张家口—蓬莱断裂带是穿过渤海海域的一条重要构造带，其东南段(又称蓬莱—威海断裂带)主要由六条断层组成，宽度达到18 km，从长岛和大竹岛之间穿过渤海海峡(王志才等，2006).在地壳深部，该断裂带的低速特征十分明显(图 8)，可从海峡南部和渤海海域一直追踪至华北盆地的西部边缘(聂文英等，1998；Hao et al.，2013；Liu et al.，2015；胥颐等，2016).另外该断裂带的壳幔边界也不是一个简单的界面，而是由2～3个薄层组成厚度达到6～9 km的过渡带，被认为是壳幔物质交换产生的结果(赖晓玲等，2004).由于壳内低速层往往与温度升高引起的矿物脱水和流体活动有关，因此张家口—蓬莱断裂带下方的低速层很可能是华北克拉通岩石圈伸展过程中发生的底侵作用所致，与中、新生代的多期次岩浆活动有着密切的联系.在地震活动性方面，渤海海峡及附近区域的大部分地震都分布在张家口—蓬莱断裂带附近，其中包括数次七级地震(Fu et al.，2004)，正是这些破坏性地震的发生提高了渤海海峡地震烈度的设防标准(彭艳菊等，2012；祁嘉翔等，2013).由此可见，张家口—蓬莱断裂带不仅控制了地壳浅部及基底断裂的分布格局，也影响到了地壳深部的构造变动，持续不断的构造活动表明该断裂至今具有较强的地震危险性.特别该断裂向东穿过了渤海海峡，应当引起高度重视.

郯庐断裂带在渤海海域内可分为东、西两个分支，其中东支断裂邻近渤海海峡.尽管层析成像的分辨不足以区分两支断裂的构造细节，但仍可看出该断裂东、西两侧的速度差异：西侧多为高速区，东侧与渤海海峡之间直至莱州湾为低速区，这一构造差异与地球物理场和地震测深资料大体相符.在渤海海域，郯庐断裂带是布格重力异常的分界，东侧为负异常，西侧为正异常，重力异常的分布与速度结构的差异十分类似(姜迪迪等，2013).在海-陆地震联合观测剖面上(Hao et al.，2013; Liu et al.，2015)，郯庐断裂带地壳中、上部的速度结构横向变化不大，但是断裂西侧地壳下部至莫霍面之间存在高速体，断裂东侧的速度却相对偏低.莱州湾的大地电磁测深资料证实，郯庐断裂带东支断裂下方存在深达数十公里的低阻带，而西支断裂的地壳中、下部则为高阻带(胡惟等，2014).由此看来，渤海海域内郯庐断裂带东、西两侧的构造差异是客观存在的.一般而言，断裂带下方的低阻带或低速区往往是壳内易于变形的塑性层或软弱带，目前渤海南部和莱州湾一带断层发育，地震活动频繁，海峡西侧贯穿地壳的低速区应该与郯庐断裂带东支断裂的构造活动有关.

华北地区受“克拉通破坏”影响，地幔上涌导致岩石圈减薄(Zhu et al.，2012).曾有观点认为渤海湾很可能存在一个潜在的、尚在发展中的地幔热柱(藤吉文等，1997)，而渤海则是克拉通破坏最严重的地区，成为岩石圈拉伸减薄的中心(Hou and Hari，2014).对比反演前后的速度模型(图 4)，可以看出地壳深部和上地幔的速度明显低于初始模型中的参考值.层析成像研究表明，渤海海域从80 km深度出现低速异常，至120 km深度与华北地区的低速异常连为一体，这一现象被认为与裂谷拉张和地幔上涌引起的热流活动有关(李志伟等，2006；Zhang et al.，2007).由于温度是影响地震波速度变化的主要因素之一，而上述深度已经超出了华北地区岩石圈的底界面(Zhu et al.，2012)，因此渤海海域很可能与华北盆地一样受到克拉通破坏暨地幔上涌的影响.根据地震测深资料(Chen et al.，2006；Jia et al.，2014)，鲁西地区郯庐断裂带下方莫霍面发生断错、岩石圈明显减薄，软流圈上隆.在渤海海域内，郯庐断裂带的莫霍面也存在断错的痕迹(Hao et al.，2013; Liu et al.，2015)，因而上地幔顶部沿断裂带分布的低速异常应该是深部热流向上侵入的通道.至于渤海海峡附近上地幔的低速异常，由于这一区域并未发现深大断裂的踪迹，可能仅仅属于软流圈抬升或热流活动的局部变化所致.

利用层析成像方法研究了渤海海峡及周边地区的地壳和上地幔结构，为跨海通道的地壳稳定性评价提供了深部依据，取得主要认识如下：

(1) 渤海海峡北部和南部的地壳结构存在差异：北部平均速度较高，结构较为完整，受构造变动的影响不大，与现今较弱的地震活动相吻合，地壳底部至莫霍面之间存在低速薄层，有可能成为地壳和上地幔之间的滑脱带.海峡南部平均速度偏低，地壳深部存在低速层，附近区域地震活动持续不断，受张家口—蓬莱断裂带的构造活动影响较大.

(2) 在渤海海峡，张家口—蓬莱断裂带的低速特征十分明显，估计为中、新生代的多期次岩浆活动所致，与华北克拉通破坏及岩石圈伸展过程中的底侵作用有关.该断裂不仅控制了地壳浅部基底断裂的格局，也影响到地壳深部的构造变动，持续不断的地震活动表明至今仍具较强的危险性，应当引起高度的重视.

(3) 在渤海南部，郯庐断裂带东、西两侧速度结构明显不同，西侧地壳平均速度较高，结构较为稳定；东侧海域直至莱州湾一带速度偏低，这一差异反映了该断裂东、西分支不同的构造特征.东支断裂毗邻渤海海峡，这一地区断层发育，地震活动频繁，对海峡西侧的地壳结构产生了一定的影响.

(4) 受华北克拉通破坏及地幔上涌的影响，渤海地区地壳深部和上地幔速度偏低，与华北地区普遍发育的壳内低速层以及与软流圈抬升存在一定的联系.热流物质沿郯庐断裂带向上侵入，在上地幔顶部形成低速异常，渤海海峡及附近区域也受到地幔热流活动的影响.