福建沿海地区位于华南陆块东南缘，华南陆块受印藏碰撞的影响往东南方向逃逸挤出，而菲律宾海板块往北西向快速俯冲，在此双重挤压下，研究区构造运动及地壳变形强烈，地震活动频繁(杨小秋等，2012)，是研究陆缘动力学、强震孕育环境的理想场所.研究区内已开展了大量地球物理探测研究工作，包括人工地震测深(廖其林等，1988；孙克忠等, 1991；熊绍柏等，1991；蔡辉腾等，2016)，远震接收函数(Ai et al., 2007; 黄晖等，2010)，重力探测地壳密度结构(朱思林等，1999；杨金玉等，2008)等等.这些成果为研究华南地块深部构造和区域动力学问题提供了有力的地球物理佐证，但大多受限于技术手段和历史原因，缺少台湾海峡西部的观测数据，因此难以获得由陆到海的清晰准确的深部构造形态，对福建沿海地区的深部构造解释造成了不利影响.长乐—南澳断裂带出露于闽粤沿海地区(图 1)，主要由平潭—南澳、三山—诏安及长乐—建设3条北东向次级断裂带组成(石建基和张守志，2010).对其构造属性长期以来有深断裂、中生代俯冲带、地体拼贴带等几种不同认识(Wang and Lu, 1997; 舒良树等，2000；王德滋和沈渭洲，2003；郑求根等，2005；吴根耀和矢野孝雄，2007; Wang and Shu, 2012)，这很大程度缘于上述地球物理结果差异性大、无法互相印证.例如Kuo等(2016)运用广角地震方法得到了福建—台湾的莫霍面形态，该模型中长乐—南澳断裂带深部Moho面开始显著抬升，下地壳底部波速增加，但这个部位由于缺少射线覆盖可靠性存疑；而杨金玉等(2008)视密度反演结果显示长乐—南澳断裂带两侧Moho面埋深无显著变化，在海岸线以东约20 km处下地壳视密度大幅增加，暗示下地壳发生了幔源物质底侵作用，但由于重力反演的多解性较强，该结果尚待进一步证实.

图 1

Fig. 1

图 1 福建省地质简图及长乐—南澳断裂带(F1, F2, F3) 展布位置 Fig. 1 Geological tectonic diagram of Fujian province and the location of Changle-Nan′ao fault zone (F1, F2, F3)

为深入研究长乐—南澳断裂带两侧的地壳结构特征和深部构造背景，本文首先介绍了横跨长乐—南澳断裂带的广角反射/折射剖面(HX-6) 和剖面重力资料的采集处理，由于观测系统缺陷和原始资料信噪比等问题，实际地震资料仅构成单边观测系统，因此单纯使用地震数据反演长乐—南澳断裂带的深部地壳结构有很强的不确定性，无法解答断裂带两侧地壳是厚度发生变化还是密度存在差异的科学问题.之后从地球物理联合反演的框架出发阐述了地震-重力顺序反演无法达到降低多解性的目的，走时拟合和重力异常拟合必须同步进行.假定研究区地壳上地幔顶部岩石波速和密度大致符合Nafe-Drake经验公式，使用重力数据对地震反演过程进行约束，得到了统一的连城—厦门—金门外海剖面地壳波速-密度模型，为研究长乐—南澳断裂带两侧地壳结构的差异提供了较为可靠的地球物理证据.

为研究福建—台湾海峡西部地区的地壳结构，近年来福建省地震局进行了大量的深地震探测工作.2010年实施了与长乐—南澳断裂带大致垂直的同安—龙岩—瑞金(FJ-3) 探测剖面，长度约250 km；2014年利用气枪震源和海底地震仪将地震测深工作拓展到长乐—南澳断裂带东侧的海域，实施了西起连城，东至金门外海的宽角反射/折射剖面(HX-6).这两条剖面走向相近、位置大致重合，因此我们将其资料合并进行处理：陆上共布设吨级爆破炮点5个，流动地震仪测点距约2 km；海上布设了气枪激发点352个，炮点距200 m，海底地震仪21台，平均点距4.0 km(图 2a).探测剖面以厦门地震台(118.28°E, 24.65°N)为原点，方位角为129°，投影长度约370 km.原始资料品质较佳，经过去野值、带通滤波、预测反褶积处理后，信噪比和波形一致性有了较大提高，准确识别出了Pg、PmP、Pn震相.测线陆上部分有较完善的射线覆盖，但由于海底地震仪数据信噪较低，未检测到陆上爆破的地震信号(图 3a)，因此对长乐—南澳断裂带仅构成海上激发陆上接收的单边观测系统(图 2b).注意到共接收点气枪记录上的Pg、PmP等震相都出现了复杂的弯曲，不同台站记录上的激发点-走时滞后关系有很好的一致性，在拼接记录上表现为规则的震相错动(图 3b)，这是由于气枪激发线下方虽然水深变化平缓(20~50 m之间，见图 5a)，但高速顶面有较大起伏；而陆上台站大多设置在裸露的基岩上，表层问题相对简单.为避免将浅部模型误差带入深部模型解释形成构造假象，我们对气枪震源资料采用在震相易于识别的共接收点域拾取走时，然后抽取其中6个气枪点(间距10 km)的走时数据在炮域进行走时拟合的做法.

图 2

Fig. 2

图 2 (a)广角反射/折射剖面FJ-3和HX-6展布图; (b)观测系统图(黑色为FJ-3数据，蓝色为HX-6数据) Fig. 2 (a) Locations of two wide-angle reflection/refraction profiles: FJ-3 and HX-6; (b) Layout chart of FJ-3 (black lines) and HX-6 (blue lines)

图 3

Fig. 3

图 3 (a) HX-6剖面SP4爆破点记录；(b)气枪激发记录(由OBS-622、PDS-819、PDS-845、PDS-870、PDS-898拼接而成) Fig. 3 (a) Seismic record section of the explosive source (SP4); (b) Combined record section of air gun sources (merged from OBS-622, PDS-819, PDS-845, PDS-870 and PDS-898)

图 5

Fig. 5

图 5 剖面地形(a)、空间重力异常和布格重力异常(b)分布 Fig. 5 Distribution of topography(a), free air anomaly and Bouguer gravity anomaly(b) along the profile

福建省地震局2015年1月在与FJ-3、HX-6大致重合的位置实施了陆上重力剖面测量，从东往西施测，在投影长度约260 km的测线上取得165个测点数据.从福建及邻区大地水准面图(图 4)上可以看出，该剖面与研究区内主要深部构造走向大致垂直，符合二维测线的布设原则.全部有效重力测点的观测数据皆经过观测改正并进行统一平差处理，经过正常重力改正、大气改正、高度改正得到空间重力异常.国家海洋局第二海洋研究所的吴招才博士提供了部分台湾海峡的船测空间重力异常数据，在移去-恢复框架下利用Sandwell & Smith全球重力模型(Sandwell et al., 2014)插补得到HX-6线海域段的空间重力异常数据.为了获取剖面测点的布格重力异常值，对各测点的空间重力异常进行了完全布格改正，最后经过插值、低通滤波，整合得到总长约370 km、覆盖FJ-3、HX-6测线的布格重力异常数据.

图 4

Fig. 4

图 4 研究区大地水准面及重力剖面位置 Fig. 4 Regional geoid undulation and the location of the gravity profile

剖面空间重力异常和布格重力异常见图 5b，布格重力异常整体上呈现西北低东南高的趋势，由西向东可分为：瑞金—华安低重力异常区(桩号-260~-70 km，重力异常约-79 ~ -57 mGal)；华安—金门重力异常梯度带(桩号-70~30 km，重力异常从-60~17 mGal)；台湾海峡高重力异常区(桩号30~110 km，重力异常约-3~20 mGal).引人注目的是华安—金门重力异常梯度带大幅升高的布格重力异常，表明长乐—南澳断裂带两侧界面深度或物质密度有较大差异，在区域构造中具有重要地位.

广角反射/折射地震方法是目前岩石圈结构研究的重要方法，但由于广角地震方法固有的非唯一性，加之实际应用中常遇到的观测系统受限制、原始资料信噪比低、地表的复杂性等问题，多解性问题较为严重.以HX-6剖面为例，实际有效地震数据对于长乐—南澳断裂带仅构成单边观测系统，无法分辨Pn震相的视速度增加(图 6c)是由于上地幔顶部波速的增加(图 6a)抑或Moho面的倾角(图 6b)，即无法确定长乐—南澳断裂带两侧地壳结构是厚度发生变化还是有横向速度差异.因此要得到对断裂带下方地壳结构的正确认识，就必须利用其他地球物理方法对广角地震反演过程进行约束以降低多解性.

图 6

Fig. 6

图 6 (a)速度模型1；(b)速度模型2；(c)折射波走时；(d)一致的波速-密度关系；(e)散布较大的波速-密度关系；(f)由(d)转换的模型重力异常；(g)由(e)转换的模型重力异常. Fig. 6 (a) Velocity model 1; (b) Velocity model 2; (c) Refractive travel times based on the above two models; (d) A good correspondence between the Vp and density; (e) Significant scattering of relationship between the Vp and density; (f) Gravity anomalies of the two models converted in the relationship shown in (d); (g) Gravity anomalies of the two models converted in the relationship shown in (e).

由于岩石地震波速和密度之间的相关性，地震-重力联合反演自20世纪90年代以来就是重要的发展方向，但以往地震-重力综合研究多采用所谓“顺序反演”做法：先处理解释地震测深数据，然后将波速模型转换为密度模型，再修改这个密度模型使其符合重力观测值，但这种做法存在明显的悖论：初始密度模型由一个波速密度经验公式转换而来，但输出密度模型无法通过这个波速密度公式变换回与地震观测值相符的速度模型；即从地震反演的角度讲，“顺序反演”结果不再符合地震观测值；从联合反演的角度来看，“顺序反演”使模型的部分区域偏离波速密度公式，却没有给出相应的地质解释.应当特别注意的是：若允许岩石的波速和密度有较大的散布(图 6e)，则不同的速度模型可以有相同的重力异常特征(图 6g)，即地震-重力联合反演降低多解性(图 6f)的前提是波速和密度有严格的映射关系(图 6d)，而“顺序反演”实质上破坏了这个前提，无法达到降低反演多解性的目的.因此只有从岩石波速-密度的相关性出发，同步拟合地震走时和重力异常，才能有效降低反演的多解性、提高速度场的准确性，从而对地下构造有更为准确和全面的认识.

以完善的邻区陆域走时信息反演得到的一维地壳结构模型(李培等，2015；闫培等，2015)为基础，参考初至波层析得到的沉积层模型建立二维地壳结构反演的初始模型.其中纵波波速-岩石密度的转换以纵波波速5.0 km·s^-1为界，将地层分为沉积岩和结晶岩石，沉积岩采用Gardner公式(Gardner, 1974)，根据东海陆架盆地的测井资料作了调整(高德章，1995)；因目前尚无研究区内深部岩石样本物性测试报告，结晶岩石采用改进的Nafe-Drake公式(Brocher, 2005)：

地震射线追踪和重力模拟使用Macray程序包(Luetgert, 1988, 1992)，在用试射法进行射线追踪拟合的同时，将波速模型转换为密度模型，并计算模型的重力异常，用试错法反复修改，同时对地震走时和重力异常进行拟合，最终输出了一个统一的二维地壳结构(地震波速和岩石密度)模型.HX-6剖面实现了地震射线对长乐—南澳断裂带下方地壳结构的良好覆盖，在各个共炮点道集的地震走时得到很好拟合的同时(图 7a)，输出模型的重力异常计算值体现了异常观测值的全部低频特征，均方差约为1.7 mGal，达到了拟合地壳岩石密度变化的重力效应的研究目的(图 7b).

图 7

Fig. 7

图 7 (a) 5060号气枪点地震走时拟合图；(b)剖面重力异常拟合图 Fig. 7 (a) The fitting curves of the air gun source No.5060 between calculated and observed travel times; (b) Gravity fitting along HX-6 profile

地震-重力联合反演结果(图 8a)显示，长乐—南澳断裂带两侧的地壳分层结构和上地幔波速-密度无较大差异，地壳分为2层：上地壳顶部速度约为5.90 km·s^-1，底部速度约为6.20 km·s^-1；下地壳顶部速度约为6.25~6.29 km·s^-1，底部速度约为6.70~6.75 km·s^-1；壳幔分界的Moho面是一个速度跳跃较大的一级不连续面，界面下方速度约为7.9 km·s^-1，上地幔顶部垂向上有一较小的速度梯度，横向上速度没有较明显的变化；壳幔密度差约为0.40 g·cm^-3.Moho面埋深在长乐—南澳断裂带下方逐渐由西侧的约31 km平缓抬升至东侧即漳浦外海的约29 km，结晶基底面埋深由西侧的近似为0下降至东侧的约1 km，即长乐—南澳断裂带两侧地壳厚度有大约3 km的变化.因此我们倾向于认为长乐—南澳断裂带是华南地块正常型陆壳和台湾海峡减薄型陆壳的分界，可能是一条大型陆内剪切带而非地体拼接带.本结果对该区深部构造环境和地球动力学研究有参考意义.

图 8

Fig. 8

图 8 (a)长乐—南澳断裂带两侧地壳上地幔速度-密度结构图，图中标注数值和括号内数值分别为纵波波速(km·s-1)和密度(g·cm-3)；(b)长乐—南澳断裂带下方地震射线分布图 Fig. 8 (a) The crust and upper mantle structure across the Changle-Nan′ao fault zone, the numbers denote the values of VP (km·s-1), and the numbers in brackets represent the values of density (g·cm-3); (b) The ray coverage beneath the Changle-Nan′ao fault zone

利用气枪震源进行海陆联合深地震探测是目前研究大陆边缘地壳精细结构的一种非常有效的方法(丘学林等，2003)，近年来在南海北部等区域开展的海陆联测工作获得了许多有意义的成果(赵明辉等，2004).但对于海陆过渡带下方的地质目标，由于陆上难以布设大当量震源, 且海底地震仪信噪比普遍较低，实际地震资料往往仅构成单边观测系统，加上近地表低速带对走时曲线的扭曲等因素，单纯使用地震数据进行速度反演多解性较为严重；若能使用研究区的重力资料对地震反演过程进行约束，则可大幅压缩解空间降低多解性，并提高速度场的准确性和横向分辨率，从而对地下构造有更为准确和全面的认识.应当注意地震-重力联合反演的基础是波速-密度有良好的对应关系，因此应同时计算模型的地震波场和重力场，同时对地震走时和重力异常进行拟合，得出一个统一的波速-密度模型.

长乐—南澳断裂带位于海陆过渡带，难以获得完备的地球物理观测数据.本文运用地震-重力联合反演的方法，有效解决了单边观测系统速度反演的强多解性问题；其中地震走时在共炮点道集上进行拟合，避免了海域沉积层模型误差造成深部构造假象的问题.反演得到了较为可靠、具有较高分辨率的深部地壳速度与密度结构模型，结果显示研究区地壳分层结构和上地幔波速-密度无较大变化，壳幔密度差约为0.4 g·cm^-3，长乐—南澳断裂带两侧地壳厚度差异约为3 km；从而推断长乐—南澳断裂带是华南地块正常型陆壳和台湾海峡减薄型陆壳的分界，具有重要的构造意义.

该模型是基于研究区内深部岩石物理性质大致符合Nafe-Drake公式的假设，若发现地壳内存在大量富钙岩石或孔隙流体，造成波速-密度关系有较大散布时，该模型须作进一步调整.另外，近地表低速带对地震走时的影响是一个较为复杂、难以精确求解的问题，低速带模型误差可能造成深部构造假象，因此，地壳速度结构的准确度有赖于更高精度的沉积层速度结构模型.

国家海洋局第二海洋研究所的吴招才博士提供了部分台湾海峡的船测空间重力异常数据，中国地震局地球物理研究所的楼海研究员对陆上重力资料的解释给出了宝贵意见，两位匿名审稿专家的建设性意见大大提高了文章质量，在此一并致谢.