福建和台湾海峡地处欧亚大陆板块东南缘，东临太平洋板块，为全球构造岩浆活动最活跃的地区之一，是华南褶皱系和东南沿海褶皱系的一部分(任纪舜等，1990).从活动地块上看，福建和台湾海峡南部位于华南活动地块区内，是具有正常型地壳特征的华南活动地块和减薄型地壳特征的南海活动地块的交汇部位(张培震等，2003).受台湾—吕宋岛弧俯冲碰撞带的影响强烈，区内曾多次发生6级以上强震，是新构造活动较为强烈的地区.在地震构造上，主要受到北东向和北西向两组断裂控制，其中区内主要控震构造为四条规模大、延伸长的北东向断裂带，由内陆往海峡，依次为邵武—河源断裂、政和—海丰断裂、长乐—邵安断裂和滨海断裂(图 1)；特别是发育于台湾海峡西侧的滨海断裂是一条强活动断裂，它既是华南和南海活动地块的分界断裂，又是台湾海峡西侧最重要的控震构造和发震构造(徐辉龙等，2006).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域构造背景和三维海陆观测系统 黑色虚线框为研究区域，红色线为断层，蓝色实线为走航测线，蓝色三角为固定台站，绿色圆点为流动台站，橙色线为L1测线，红色三角为ST1/ST2/ST3观测站. Fig. 1 Tectonic setting and 3D sea-land observational system in the study area Black dashed box is the study area. Red lines denote faults. Blue lines denote ship sailed track. Blue triangles denote permanent seismic stations. Green dots denote temporary stations. Orange line denotes survey line L1. Red triangles denote stations ST1/ST2/ST3.

自20世纪70年代末以来，以地震部门和中国科学院为主的科研团队针对东南沿海地区实施了一批被动源和主动源地震测深试验与研究，在闽粤沿海等地相继完成了多条深地震测深探测剖面.李培等(2015)和蔡辉腾等(2016)利用2010—2012年开展的“福建地壳深部构造探测”项目中的二条宽角反射/折射深地震测深剖面资料进行处理解释，得到了福建陆域地壳上地幔顶部速度结构特征及深浅部构造关系.黄金莉等(2007)和Cai等(2015a, 2015b)对福建及台湾海峡开展过一些试验性的大尺度的地震层析成像工作.福建已有的深地震反射研究主要的研究区域以福建陆域为主.然而，由于研究范围、速度成像精度及分辨尺度等方面的原因，难以获取福建及台湾海峡地壳三维精细结构，尤其是滨海断裂的深部结构特征以及该区域的孕震环境的深部构造背景.华南和南海两个活动地块相互作用的深部效应以及对该区域地壳稳定性的影响如何？

鉴于以上科学认识和关注的问题，福建省地震局于2016年6月在福建及台湾海峡南部实施了三维海陆联测试验.本文利用此次试验的观测资料，提取P波走时数据，通过速度和界面三维联合成像方法建立了福建及台湾海峡南部三维P波地壳速度结构，以期为进一步研究该区的活动构造、地震分布与速度结构之间的关系提供科学依据.

本次试验采用加装了大容量气枪震源系统、导航系统和收放系统的“延平2号”科考船作为海上物探平台(姚道平等，2016)，其中震源系统由6杆Bolt 1500LL型气枪组成，气枪阵列采用两列枪阵方案，每列各3支气枪，枪阵组合间距6 m×6 m×8 m，枪阵沉放深度10 m，单枪容量为2000 in³(32.76 L)，枪阵总容量为12000 in³(196.56 L)，工作压力为2000 psi(13.8 MPa).海上气枪走航测线由6条NE向和7条NW向组成，测线总长约为1492 km，气枪平均激发间距300 m，共激发4649炮.

试验观测系统由福建固定台网(张红才等，2015)和100套短周期地震仪流动台站(李从庆等，2017)构成.气枪激发的地震信号主频为3~8 Hz，数据经过带通滤波后，基于单台接收测线气枪激发信号连续区大于30 km为可用台站的准则，标识出的可用台站如图 1所示，其中固定台64个，流动台54个.选取其中三个典型台站(图 1中ST1、ST2和ST3)接收L1测线气枪激发的地震信号，用折合速度6.0 km·s^-1绘制其记录截面图(图 2).

图 2

Fig. 2

图 2 测线L1的记录截面图及其相关震相(折合速度6.0 km·s-1) (a) ST1观测点；(b) ST2观测点；(c) ST3观测点. Fig. 2 Record section of line L1 and related phase (reduced travel time: 6.0 km·s-1) (a) Station ST1; (b) Station ST2; (c) Station ST3.

通过震相对比分析，识别出具有普遍意义的3组P波震相：Pg、Pm和Pn.Pg波为上地壳回折波，反映上地壳内基底结构的主要波组，该波组震相清晰、可靠，一般可追踪距离为20~110 km左右；Pm波为莫霍面的反射波，一般在距炮点60 km以远能被清晰可靠识别，其波组的能量强、振幅稳定，可连续对比追踪到距炮点210 km以远；Pn波为上地幔顶部的回折波，一般150 km左右进入初至区，最远可追踪至250 km.

考虑到能清晰且连续长度超过30 km记录到Pn波组的台站仅8个，且震相数据仅2082个，数量偏少故不在此次研究范围内.图 3给出了最后筛选出来的Pg、Pm震相走时分布图，其中Pg震相12883个，Pm震相74723个.

图 3

Fig. 3

图 3 参与反演的Pg、Pm震相走时分布图 Fig. 3 Travel time distribution of Pg and Pm phases involved in inversion

本文模型参数化使用的是三维网格化方式.依据气枪激发测线、观测台站的分布情况(图 1)，研究区水平范围取为115.5°E—120.5°E、22.5°N—26.5°N；考虑到观测台站高程均小于0.8 km，气枪激发测线所处的水深均不大于50 m，故构建初始模型时可以忽略高程和水层的影响，深度范围取-40~0 km.反演中采用速度和界面联合反演的方法，模型分两层，即地壳和上地幔；模型水平向速度网格和界面网格均为0.25°×0.25°，垂直方向间距为5.5 km(图 4a)，模型网格点初始速度值(图 4b)参考Cai等(2015b)根据人工爆破记录反演给出的福建陆域一维P波模型；两个界面分别为地表面和中间界面(Moho面)，其中Moho面初始深度设为30.05 km.

图 4

Fig. 4

图 4 三维初始模型 (a)网格划分; (b)速度模型. Fig. 4 3D initial model (a) Grid generation; (b) Initial velocity model.

本文所用层析成像方法的正演计算使用快速波前追踪(Fast Marching Method，FMM)算法(Sethian，1996)，反演计算使用的是子空间算法(Oldenburg et al.，1993)，FMM算法是通过窄带扩展和程函方程的迎风有限差分算法在三维非均匀介质中追踪初至波前，界面上运用惠更斯原理，具有计算高效、无条件稳定等优点.其中，有限差分格式可表示为(Rawlinson and Sambridge, 2003)：

(1)

式(1)中，T为走时，(i, j, k)是球坐标系下(γ, θ, φ)的网格变量，a, b, c, d, e, f分别为六个差分算子的阶数.

反演过程为在正则化条件约束下，不断调整模型的参数，使得模拟值与观测值之间的差异最小，即求解目标函数最小的过程.其中目标函数表示为(Rawlinson et al.，2006)：

(2)

式(2)中，g(m)为模拟走时数据，d_obs为观测数据，C_d为数据协方差矩阵，m为反演模型，m₀为初值模型，C_m为模型协方差数据，D_n为模型的n阶偏导数，ε为阻尼因子，η为平滑因子.其中，阻尼系数和平滑系数控制着数据拟合与模型正则化之间的折衷关系.

反演计算主要是基于Pg和Pm走时数据以及初始模型，采用上述正反演方法，利用不同的控制参数进行对比计算，如阻尼系数、平滑系数、走时残差、卡方值和迭代次数等.原则上选取走时残差均方根较小、卡方值(χ²)接近1、速度分布符合宏观构造特征的解作为最终解.经过计算比较，最后选取阻尼因子为5、平滑因子为1作为最优控制参数.经过6次迭代后，走时残差的方差从0.16 s²降到0.02 s²，共降低了87.5%，如图 5所示，相应的走时残差的均方根(RMS)从401.42 ms降到160.12 ms，χ²从7.16降到1.14，反映了反演后模型对走时数据拟合程度适中.图 6为反演前后的走时残差分布直方图，由图可知，走时残差整体向负的方向偏移，说明初始速度模型整体偏快，反演后模型的理论走时与观测值拟合较好，说明反演后的模型能较好地解释观测数据，通过演算不同的初始模型，发现反演结果较低程度上依赖初始模型.图 7为6次迭代后的Pg和Pm震相射线在三维模型中的空间分布，据图分析可见，射线分布具有比较均匀的方位角覆盖范围，射线在福建和台湾海峡南部特别是海陆过渡带地壳中具有较高的分布密度.

图 5

Fig. 5

图 5 反演的卡方值(χ2)、残差均方根(RMS)与迭代次数曲线 Fig. 5 Trade-off curves of the chi square value (χ2), the root mean square (RMS) and iteration number

图 6

Fig. 6

图 6 反演前后的走时残差直方图 (a)反演前; (b)反演后. Fig. 6 Histograms of travel time residuals before (a) and after (b) inversion

图 7

Fig. 7

图 7 Pg和Pm射线在模型中的分布 Fig. 7 Distribution of Pg and Pm rays in the model

据检测板测试原理(Humphreys and Clayton, 1988)，网格点速度扰动值取±0.4 km·s^-1，Moho面网格点深度扰动值取±4 km，速度和界面异常体尺度分别设计为0.25°×0.25°、0.5°×0.5°、0.75°×0.75°，并进行组合分别测算，对比分析后采用了速度和界面异常体尺度均为0.5°×0.5°的方案，图 8和图 9分别为Moho面模型和不同深度检测板恢复图.图 8和图 9表明：①利用现有的数据和异常体尺度，福建和台湾海峡南部地壳内部大多数速度格点都获得了较好的分辨；②随着深度加深，有效区域面积逐渐减小，模型恢复程度有所降低，符合Pm震相射线物理性质；③Moho面深度恢复较好区域主要位于台湾海峡西侧，平行海岸线100 km左右的区域内，可以有效覆盖滨海断裂带台湾海峡中南段.

图 8

Fig. 8

图 8 检测板Moho面模型的恢复图像 (a)检测板模型; (b)恢复模型. Fig. 8 Checkerboard test of Moho depth model (a) Board model; (b) Recovery model.

图 9

Fig. 9

图 9 检测板速度模型水平剖面的恢复图像 (A)检测板模型; (B)恢复模型. Fig. 9 Checkerboard test of wave velocity along horizontal slice (A) Board model; (B) Recovery model.

地震层析成像提供了研究区域地壳不同深度的P波速度和莫霍面深度分布，考虑到数据分布和分辨率测试结果，本文将着重分析海陆过渡带及台湾海峡南部地壳的速度结构和莫霍界面形态.

图 10为不同深度处的P波速度分布图，6 km深度处的成像结果主要揭示了上地壳上部的构造特征.滨海断裂西侧海陆过渡带为高速异常，速度一般在6.1~6.3 km·s^-1，漳州盆地及闽粤交界的沿海地区出现小范围的低速异常，速度一般为5.8~5.9 km·s^-1，这体现了盆地沉积层的分布特性.上部地壳结构整体上表现为较强的横向非均匀性，可能与福建南部沿海地区中生代岩浆的频繁活动并形成大量的出露太古代、元古代和印支—燕山期火山岩及岩浆侵入岩相关，这些古老的地层和固结的侵入岩一般波速偏高(Fountain et al.，1992; Rutter et al.，1999;张友南和孙君秀，1999).滨海断裂东侧海峡地区速度一般在5.8~5.9 km·s^-1，反映海峡结晶基底平均深度约5~6 km，说明台湾海峡沉积盆地和前第三纪基底厚度较大.以漳州—高雄断裂为界，海峡速度异常呈现南低北高的格局，台湾海峡澎湖隆起区表现为局部的高速异常.

图 10

Fig. 10

图 10 不同深度水平剖面P波速度分布 红色线为断层，蓝色圆圈表示地震. Fig. 10 P-wave velocity distribution on horizontal slices at depths 6~26 km Red lines denote faults. Blue circles denote earthquakes.

14 km深度的海峡地区速度一般在5.9~6.1 km·s^-1，18 km深度的海峡地区速度一般在6.2~6.4 km·s^-1，漳州海外局部地区速度达到6.7~6.8 km·s^-1.从速度特征上看，海峡大部分地区上下地壳分界面深度位于18 km左右，漳州海外局部地区上地壳厚度约16 km左右，呈现隆起状态，该隆起地区位置与漳州海外新生代火山岩带位置较为一致，在地质构造上属欧亚板块东缘裂陷带，可能与岛弧后拉张构造有关.14 km和18 km深度速度结构总体特征显示，高速异常近南北走向，主要沿着海岸线分布，以滨海断裂为界，西侧海陆过渡带呈高速特性，东侧台湾海峡呈低速特性.

以上该地区上地壳成像结果显示速度结构横向有较大的变化，地壳中存在局部低速异常现象，特别是漳州地区和台湾海峡南部是低速异常最明显的两个区域，从上地壳上部一直延续到上地壳底部18 km处，是华南地块一个重要地质现象(邓阳凡等，2011).

26 km深度成像结果主要揭示了下地壳构造特征，其速度结构显示：以滨海断裂为界，西侧海陆过渡带呈低速特性，速度一般在6.5~6.6 km·s^-1，东侧海峡呈高速特性，速度一般在6.6~6.8 km·s^-1，高速区向北扩张.漳州盆地呈高速异常，速度约为6.9~7.0 km·s^-1，闽粤交界的南澳地区呈局部低速异常，速度约6.5 km·s^-1，该结果与Cai等(2015a)基于天然地震和人工爆破数据给出的地壳速度结果较为一致.

综合分析不同深度处的速度分布可以发现，华南活动地块与南海活动地块交汇部位的速度结构存在显著差异.在上地壳内，速度整体上变化较小，但在华南地块的两组断裂(政和—海丰断裂、上杭—云霄断裂)交汇区存在明显的大规模的低速异常；在下地壳，漳州盆地出现局部的高速异常，漳州海外出现局部低速异常.总体而言，台湾海峡南部的滨海断裂两侧的高低速特征在地壳的深浅层呈现截然相反的特征，闽粤交界南澳地区在地壳速度结构中整体呈低速异常.

莫霍面(Moho)是地壳与地幔的分界面，其深度表征了地壳厚度，也是描述地壳上地幔结构及其演变的重要参数.图 11是反演获得的研究区域的Moho面深度分布图，由图可知，研究区域Moho面深度范围为28~33 km，最深处位于漳州盆地，最浅处位于闽粤交界处.总体上，研究区内Moho面深度30 km等深线位置与张培震等(2003)给出的正常型地壳华南活动地块与减薄型南海活动地块分界线较为吻合，反映了本地区地壳厚度主要受活动地块控制.从图 11还可以看出，Moho面深度平行于漳州—高雄断裂处显示为一条减薄带，可能暗示着该断裂切割至Moho面.

图 11

Fig. 11

图 11 反演获得的Moho面深度分布图 Fig. 11 Depth distribution of Moho obtained by inversion

为进一步揭示海陆过渡带及台湾海峡地区地下介质横向P波速度变化特征，平行于海峡方向给出了两条北西向剖面(图 12)的二维速度结构(图 13、图 14).并且将距剖面约30 km范围内的地震投影在剖面相应深度上.图 13所示的1-1剖面位于台湾海峡滨海断裂带上，由南往北分别穿过黄岗水—台湾峡谷断裂(桩号50 km)和漳州—高雄断裂(桩号175 km).图 13为剖面1-1的P波速度成像结果，依据图 13c、13d的该垂直剖面检测板结果可以看出，二维速度结构剖面中段(桩号25~300 km)检测板恢复效果较好.由图 13b反演结果可知：①黄岗水—台湾峡谷断裂所在位置的地壳中上部P波速度变化剧烈，现今小震活动持续不断，据速度结构分布可推测该断裂不仅是控制了基底速度结构和地壳中浅部分布格局，也影响到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，可能是闽粤交接处地震活动的动力来源；②漳州—高雄断裂所在处的两侧存在较明显的速度差异，地壳上部存在高速异常，地壳下部存在低速异常，结合Moho面深度分析结果，推测漳州—高雄断裂可能为一条深大超壳断裂，且在形成和演化过程中对其东侧澎湖隆起构造产生了重要影响.

图 12

Fig. 12

图 12 剖面的位置分布 蓝色圆圈为2008—2016年的地震.F1：滨海断裂；F2：黄岗水—台湾峡谷断裂；F3：漳州—高雄断裂. Fig. 12 Position distribution of profiles Blue circles denote 2008—2016 earthquakes. F1: Binhai fault; F2: Huanggang-Taiwan Valley fault; F3: Zhangzhou-Kaohsiung fault.

图 13

Fig. 13

图 13 1-1垂直剖面的P波速度 (a)高程；(b)速度结构；(c)检测板测试模型；(d)检测板恢复模型. Fig. 13 Vertical slice of P-wave velocity along profile 1-1 (a) Elevation; (b) Velocity structure; (c) Checkerboard test model; (d) Checkerboard recovery model.

图 14

Fig. 14

图 14 2-2垂直剖面的P波速度 (a)高程；(b)速度结构；(c)检测板测试模型；(d)检测板恢复模型. Fig. 14 Vertical slice of P-wave velocity along profile 2-2 (a) Elevation; (b) Velocity structure; (c) Checkerboard test model; (d) Checkerboard recovery model.

图 12所示的2-2剖面位于海陆过渡带附近，由南往北分别穿过上杭—诏安断裂(约120 km)和九龙江断裂(约175~200 km).图 14为剖面2-2的P波速度成像结果，依据图 14c、图 14d的该垂直剖面检测板测试结果可以看出，二维速度结构剖面前、中段(桩号50~275 km)检测板恢复效果较好.由图 14b反演结果可知，以九龙江断裂带为界，北部地壳结构较为简单，南部地壳结构较为复杂，零星地震主要分布于速度结构变化较为剧烈的部位.

从地震活动性来看，滨海断裂带是东南沿海一条重要构造带，自有历史记载以来，滨海断裂带及其附近区域曾发生过3次7级以上地震以及多次6级地震，这些地震都是浅源地震，深度在5~20 km.前人研究认为，地震的孕育与其周围介质性质密切相关，地震多发生在高速与低速的过渡带上(齐诚等，2006；Chen et al.，2014)，高低速过渡区可能源于流变边界的应力集中(Artyushkov，1973；Zhang et al.，2009)，地震的发生可能与震源下方的下地壳及上地幔最上部的结构有密切的联系(Salah and Zhao, 2003).台湾海峡南部中上地壳地震活动性较为频繁，可能是由于下地壳在上地幔热作用下易于流动，驱动脆性上地壳块体运动和变形，在断层闭锁部分积累应变，导致浅源地震发生.根据剖面附近四次历史大地震(图 12)、高低速异常体以及滨海断裂带的空间位置关系，认为台湾海峡中强地震更易于发生在高低速异常过渡带且有深大断裂穿过的地区；闽粤陆海过渡带地区中上地壳地震活动性较为频繁，沿长乐—诏安断裂和滨海断裂地震呈带分布，这一特征可能与此地广泛发育的断层和华南与南海活动地块相互作用有关.推测是由于菲律宾海板块向欧亚板块的俯冲挤压，使下地壳在上地幔热作用下易于流动，驱动脆性上地壳块体运动和变形，在断层闭锁部分积累应变，处于闽粤沿海的第四纪断裂带、特别是滨海断裂的构造运动而引发地震.

利用层析成像方法研究了福建和台湾海峡南部地壳结构，取得主要认识如下：

(1) 三维层析成像结果揭示了福建及台湾海峡南部地区地壳三维速度结构存在明显的横向不均匀性.滨海断裂带两侧速度结构复杂，随深度呈现明显的分段特征，其两侧的速度在地壳的上部和下部呈现高低速截然相反的特征，闽粤交界南澳地区在地壳速度结构中整体呈低速异常.滨海断裂带东西两侧地壳厚度存在明显差异，东侧台湾海峡南部莫霍面的深度约30 km，西侧海陆过渡带莫霍面的深度约29~30 km，西侧内陆莫霍面的深度逐渐加深最大到33 km.滨海断裂带附近的下地壳分布有较大范围的低速异常，表明该断裂是切割至Moho面的深大断裂，具有活动地块边界的特征.

(2) 华南地块的两组断裂交汇区南部的上地壳在深度18 km处存在大规模的低速异常，漳州盆地附近的下地壳存在局部的高速异常，闽粤交接部位地壳速度整体偏低，莫霍面深度约27 km，地壳厚度明显减薄，表明研究区速度的横向变化较大，闽粤交接部位为华南和南海两个活动地块交汇部位，地壳厚度变化剧烈，构造活动强烈.

(3) 层析成像结果显示，研究区历史大震及中强地震主要发生在高低速异常过渡带且有深大断裂穿过的地区.闽粤海陆过渡带地区中上地壳地震活动性较为频繁，这一特征可能与此地广泛发育的断层和华南与南海活动地块相互作用有关.推测是由于下地壳在上地幔热作用下易于流动，驱动脆性上地壳块体运动和变形，在断层闭锁部分积累应变，导致浅源地震发生.

感谢参与福建及台湾海峡地壳深部构造海陆联测试验的全体工作人员对文章的指导和帮助.文中图件采用Generic Maping Tools(GMT)制图，在此表示感谢.