0 引言

用地震波“照亮”地球内部，对其结构、物质、状态和过程等进行研究一直是地震学家努力的方向。陈颙等(2007)提出建立地震信号发射台，开展4D地震学的研究，以获得地下介质随时间的变化特征，而气枪震源作为一种新型震源，具有重复性好等优点，它在4D地震学研究中的应用已取得很大进展。气枪由美国BOLT公司于1964年发明，通过在水下瞬间释放高压空气来激发地震波。随着专利保护的失效，气枪逐渐被应用于海洋石油勘探和海洋结构探测中(如丘学林等，2007)。近年来，中国地震局地球物理研究所联合多家单位将海中气枪震源引入作为陆地震源，开展了许多大容量气枪实验，如2006年上关湖水库(Chen et al，2008)、2009年马刨泉实验(Wang et al，2010)使研究团队掌握了在陆地水体中进行大容量气枪震源激发的各项技术(杨微等，2013)，并于2011年在云南省大理州宾川县大银甸水库建立了第1个气枪固定发射台(王彬等，2015)。为了开展更多的探索，如监测地震波波速状态的变化以及研究储气库对地下介质的影响等，2013年在新疆呼图壁建成第1个人工水体固定地震信号发射台(王宝善等，2013)。为了对青藏高原东北缘进行深入研究，2015年在甘肃省张掖市建立了第3个地震信号发射台。到目前为止，已形成了独特的观测系统和完善的数据处理流程。在以上实验中，气枪震源的优势频率均为3~5Hz，1次激发相当于0.5~0.9级地震，信号具有极高的重复性，叠加之后监测距离可达300km，甚至更远。

云南、新疆、甘肃等地的气枪震源均为单点固定激发。为了进行流动实验，探索气枪源在探测区域性地壳结构中的应用，在地学长江计划的支持下，我们于2015年10月在长江马鞍山-安庆段进行了流动气枪震源激发实验(简称安徽实验)，实验为研究该区域地球科学问题提供了丰富的观测资料。安徽地处华北块体、秦岭-大别造山带和扬子块体等3大地质构造单元，横跨郯庐断裂、六安断裂、襄樊广济断裂和江南断裂等深大断裂，地质构造复杂。近年来，围绕该区开展了许多工作，包括天然地震成像(徐佩芬等，2000；黄耘等，2011；顾勤平等，2016；Rawlinsion et al，2012)和主动源深地震测深工程(滕吉文等，1985；王椿镛等，1997；熊绍柏等，2000；刘福田等，2003；白志明等，2006；徐涛等，2014)等，已积累了丰富的地质与地球物理资料。然而，受限于观测台站分布和研究侧重点的不同，尤其在郯庐断裂南端(即3个构造单元交汇区)地壳浅部成像精度仍有待提高。天然地震少发，定位精度差，已有的层析成像或难以对中浅部进行成像，或多侧重于描绘较大范围的波速分布，成像分辨率均不高。用主动源进行深地震测深虽可较精确地描述沿测线的浅部速度，但对测线外的横向变化描述不足，很少能得到三维的速度结构。

气枪震源经济环保，覆盖范围广，可形成密集的激发观测网，与天然地震相比具有精确的激发时间和位置，可减少走时反演中的误差，相比于爆破震源又具有清晰的横波信号(Chen et al，2014)。为获取郯庐断裂带南端较为精细的地壳速度结构，我们利用安徽实验中采集到的固定台数据，对距气枪激发点300km范围内区域进行体波层析成像，取得了一些初步的结果。

1 数据采集及处理 1.1 数据采集

为探测郯庐断裂带南端的地壳速度结构，利用密集观测台阵获取秦岭-大别造山带与郯庐断裂带交叉部位的深部构造特征，探索长江中下游成矿带的范围、特征与形成机制，中国地震局联合多家单位于2015年10月10~20日在长江马鞍山-安庆段开展了气枪流动激发实验(安徽实验)，通过两岸300km以内的地震台站接收信号。其间共激发4845次，其中20个固定激发点激发2973炮，中间流动激发1872炮。接收系统包括周边109个固定地震台、中国地震局地球物理勘探中心和中国地质科学院布设的流动台阵(共700台流动地震仪，包括11条测线)、中国科学技术大学布设的庐江台阵和霍山台阵(共101套)以及福建省地震局沿江布设的20个流动台等。气枪固定激发点位置如图 1所示。

1.2 固定台数据处理

根据20个固定激发点、109个固定地震台的资料对数据进行处理，即对于每一个固定激发点，将每个台站的原始波形按照激发时刻截取，截取长度为150s，按其最大振幅进行归一化后根据激发次数进行线性叠加，最终得到各固定激发点、各台站的线性叠加波形。

1.3 初至P波震相拾取

我们依次对20个固定激发点、109个固定台站的叠加波形进行初至P波震相拾取。考虑到震相拾取的精确性，首先在原始叠加波形上拾取震相，再以1~20、1~12、2~8、2~6Hz进行滤波修正。以第13个固定激发点(图 1)为例，图 2(a)为其2~8Hz滤波波形图，可看到非常清晰的Pg、Sg及部分转换震相等；图 2(b)为相应的2~8Hz折合剖面图，可看到Pn在约150km以后成为初至波，与Wang等(2000)的160km比较接近。通过选取高信噪比波形，我们最终得到清晰的335个初至P波震相数据，覆盖52个台站，射线路径如图 1所示。总体上，射线覆盖相对比较均匀，但沿长江两岸明显比周围更为密集。走时曲线和残差分布如图 3所示，其中残差大多分布在0s以上，表明研究区相对于理论速度模型整体呈现偏低速趋势。

2 体波层析成像初步结果

总体来说，安徽及邻区的地壳结构比较复杂，Li等(2014)、He等(2014)利用接收函数得到研究区(28°~34°N，115°~120°E)莫霍面深度分别为21.1~42.0、28.24~44.85km，横向变化相对较为复杂。Wang等(2000)利用深地震测深得到大别造山带东部的平均地壳厚度为35km，符合上、中、下3层地壳模式，且对应的平均速度分别为6.0±0.2、6.5±0.1、6.8±0.1km/s。安徽及邻区地壳结构基本特征显示(白志明等，2016)，华北地台和扬子地台的沉积层厚度变化较大，最深可达4~7km或更深，上地壳底界面为11~16km，中地壳底界面为21~27km，地壳厚度为30~36km。同时综合考虑顾庙元等(2016)采用的初始模型，我们最终将层析成像初始一维速度模型设为如图 4(a)所示，而图 4(b)为初至P波拾取震相与该初始模型的残差分布情况。总体来说，研究区速度在浅层较初始模型稍偏高，而在更深层稍偏低。

利用TOMOG3D程序(Zhao et al，1992、1994)，考虑到主动源具有精确的震源位置，故不进行震源重定位，仅反演P波速度结构。我们首先运用检测板测试的方法对数据进行分析，针对不同的网格划分模型，将相邻的格点分别赋以±4%的速度扰动，按照与真实数据同样的台站、事件来获得理论走时，并在理论走时中加入标准偏差为0.1s的随机误差以模拟噪声等的影响，最后通过层析成像反演求出速度扰动值，将其与输入的速度扰动值作对比，即可很直观地了解研究区域内分辨率的高低。

根据检测板测试结果，并综合考虑地震射线的密集程度，我们最终以0.5°×0.5°×5km将测区作网格式划分，其中沿长江两岸为射线覆盖最密集的区域。为充分利用震相资料，将格点最小射线路过数目设置为1，通过实验不同的反演阻尼参数来寻找最稳定可靠的成像结果(图 5)，最终我们将阻尼参数选定为3.5。同时，在反演过程中仅使用震中距小于200km的震相数据，并将初始速度模型下计算的走时与拾取走时的残差控制在2s以内，以减小拾取误差的影响。在1次迭代后，由三维模型计算得到的走时均方根残差为0.42679s。考虑到反演的线性问题，将成像结果中速度扰动>7%的设为7%，小于-7%的设为-7%，最终得到不同深度的P波速度成像结果。综合考虑我们的射线覆盖和检测板测试结果，在此只对15km深度大区域结构成像结果进行分析(图 6)。

在层析成像反演中，为研究其稳定性和可靠性，我们另将格点最小射线路过数目分别设置为3、1，阻尼参数对应取为3.5、5.0。同时，考虑到Pn波在150km左右成为初至波(图 2)，为检验震相拾取精度的影响，我们对震中距150、300km(最小射线路过数目设为1，阻尼参数设为3.5，残差同样控制在2s以内)的成像结果也进行了对比分析。图 7给出了在这些情况下15km深度对应的P波速度扰动成像结果，均与图 6(a)的结果很相似。图 7(a)除在寿县-定远断裂东部(射线数目为4，周围为2) 与图 6(a)有少许不同外，其余区域均完全一致；与图 7(b)对比可见，阻尼参数比最小射线路过数目对结果的影响更大，这也说明15km深度整体的射线覆盖比较好。图 7(d)震中距300km的结果与200km的几乎完全一致，而图 7(c)震中距150km的结果虽然相对较差，但是已经刻画出了成像的大致轮廓。考虑到约150km以后初至波变为Pn震相，不同震中距范围成像的区别主要是上地幔顶部射线覆盖的不同，故在理论上上地幔顶部成像结果差异较大，而15km深度时差异本就应该不大，但对有射线覆盖的台站下方还是存在稍许影响，从15km深度射线覆盖来说，最小射线路过数目还是有较大程度的增加。对于上地幔顶部的成像结果，由于射线覆盖不太好，成像结果也不稳定，还需要后续更多数据的支持和检验。总之，以上这些差别主要集中在研究区外围，这些区域正是射线覆盖相对较差的区域，因此在射线覆盖较好的情况下，在一定阻尼参数取值范围内均能得到很稳定可靠的结果。

在选取最佳节点间距进行检测板测试时，我们还对深度不均匀划分情况进行了试验，将研究区域在水平方向按0.5°×0.5°，深度以3km为间隔设置网格。进行检测板分辨率测试时赋以±4%的速度扰动，并加入0.1s的随机噪声。反演时将格点最小射线路过数目均设为1，阻尼参数设为3.5，得到各自深度上的检测板分辨率测试结果及P波速度扰动成像结果。总体来说，15km深度的成像结果与之前非常一致，且从深度12km就开始出现类似于15km的趋势，稳定性很好。

3 讨论

中下地壳的近震层析成像结果一般比上地壳差，浅层一般又受震源和台站分布的影响较大，而采用初至P波(利用部分Pn波数据)可进一步增加射线在中下地壳的覆盖范围，提高对整个地壳成像的分辨能力。在射线路径分布相对不是特别理想的情况下，我们通过试验不同的反演参数仍得到了稳定而可靠的P波速度结构，覆盖区在15km深度相对于初始模型表现为整体稍偏低速，而且成像结果显示出大区域高、低速异常区的清晰轮廓，即从研究区中心向外整体呈现出低-超低-低-高的分布特征，该特征与地质构造背景相关，具有显著的横向不均匀性。

徐佩芬等(2000)利用区域和远震P波震相对大别-苏鲁碰撞造山带进行地震层析成像研究，得到了该区域岩石圈的三维速度结构。将其上地壳成像结果与我们的15km深度结果比较后发现，高、低速异常均有很好的对应，整体分布较为相似，尤其沿31°N纬度线附近几乎一致。而在茅山东侧断裂南部的低速区有比较明显的差异，我们的异常更大，范围更广，这可能是由射线覆盖相对较差、在对成像结果进行插值时所引起的，关于其具体成因，我们将在以后作更为细致深入的研究；同时，在扬子块体的江南造山带上，我们的结果却显示为高速异常，具体原因将在下面作详细讨论。张杰等(2005)根据徐佩芬等(2000)的成像结果，按郯庐断裂和合肥与南京中间的低速带将安徽划分为皖东北、东大别山和皖东南等3个速度结构区，进而分析中强地震活动性，研究认为大于6级的地震在上地壳大多分布在高速区与低速区的交界地带或分布在高速区，低速内的地震活动相对较少。而我们的15km深度成像结果也是对其结果的验证，1970~2016年震源深度小于20km、震级大于4.0的地震均分布在高速区边界、低速区边界和大别造山带的高速区内(图 6(a))。

15km深度的成像结果明显与该区的地表地质构造相关，低速对应坳陷区，高速对应山地或隆起。合肥盆地及长江中下游成矿带显示出低速特征，而大别造山带和扬子块体的江南造山带均显示高速特征。

大别造山带下方地壳结构相当复杂，存在较强的不均匀性，成像结果显示，在秦岭-大别造山带具有显著的高速异常，与其右侧低速异常一并勾勒出了郯庐断裂带的大致轮廓。这均归因于其特殊的构造坏境，早在印支-早燕山期，北部的华北克拉通和南部的扬子克拉通发生碰撞，形成了近EW走向的秦岭-大别造山带和EN-SW走向的郯庐断裂，在碰撞过程中地壳物质进行深俯冲和折返，形成了大别-苏鲁高压与超高压变质带(Wang，2006；Zhang et al，2009)，显著的高速异常很可能就与这些深部超高压变质岩相对应。欧阳龙斌等(2015)得到的大别造山带8km深度处的有效剪切波速度结果与我们的结果很一致，而其18km深度的成像显示最东端有部分低速异常，同时具有很大的正径向各向异性，我们的结果在此处虽有此趋势，但不太明显。关于这些异常和深度差异问题我们将在以后更精细的研究中作更深入的讨论。

我们的成像结果显示，扬子块体的江南造山带为高速异常区，与徐佩芬等(2000)得到的上地壳速度结构有些差异，但欧阳龙斌等(2015)的8km深度有效剪切波速度结果显示，该区为高速异常，在18、28km深度的中下地壳才有低速异常趋势。关于江南造山带的形成和演化一直就存在不同的认识，王自强等(2012)认为江南造山带变质基底的形成和演化是Rodinia超大陆裂解后的不同陆块(如扬子陆块、华夏陆块等)的大陆边缘沉积，经830~780Ma晋宁运动碰撞造山，进而构成新元古代中-晚期扬子古陆新的增生大陆边缘。而在晋宁期碰撞造山时期，经历了早期初始强烈碰撞、挤压变形-松弛拉张、不同规模裂陷盆地或裂谷火山-碎屑沉积-终期再碰撞的演化过程。高速和低速异常的争议很可能与这些复杂的造山运动相关，徐先兵等(2015)也更为详细地介绍了从新元古代到早中生代多期构造作用的特征。

长江中下游成矿带拥有众多的金属矿产资源，是中国东部重要的油气资源基地，该成矿带西起江汉盆地东缘的鄂东南，东达太湖东岸和苏北盆地，北与秦岭-大别造山带及合肥盆地相连，南沿阳新-常州断裂带分布。成像结果显示，该区域均为低速展布，尤其在九瑞、安庆、庐枞、铜陵和宁芜一带异常最为强烈，这些低速可能是由燕山期强烈的构造-岩浆-成矿活动所致。崔彬(1995)认为从早至晚、由深至浅由构造演化而产生的沉积建造演化序列与岩浆演化序列在空间上相互叠加，形成了不同矿化种类、矿床类型的组合，从而形成了九瑞地区铜金矿系列模式。欧阳龙斌等(2015)发现安庆-贵池矿集区之间表现出较大的正径向各向异性。覃永军(2010)认为庐枞盆地燕山期因岩石圈的大规模拆沉减薄形成了大规模的金属矿产，为其岩浆-成矿动力学模式。铜陵在构造上位于扬子克拉通与前陆的过渡地带，上、下地壳的拆离为岩浆侵入创造了空间条件，使该矿集区下形成巨型穹隆状基岩，且其下方莫霍面深度极其复杂，也表明了构造岩浆活动的复杂性(吕庆田等，2003)。而宁芜盆地整体即为发育成的继承性火山岩断陷盆地。关于长江中下游区域的构造背景和深部动力机制，李曙光(2001)认为，华北与扬子陆块深部岩石圈的缝合线在中侏罗世华北陆块向南俯冲作用下南移至长江中下游一带，而缝合线的引张引发了该区域地幔上隆、大规模岩浆事件以及相关的铜铁成矿作用。

我们的成像结果暂时只能得到郯庐断裂带南端可靠的较大轮廓速度信息，由于数据信噪比低，能够拾取的精确震相相对较少，台站利用率尚不高，射线覆盖较差，因此只能作为体波层析成像的初步结果。在后续的研究中，我们将发展强噪声背景下微弱信号提取的新理论和新技术，使用更多的台站(包括流动台)，利用更多的直达波、反射波和折射波震相(Zhao et al，2005)，以期得到更为密集的射线分布和更为深部的速度信息。同时，研究气枪源和背景噪声源联合反演方法，利用面波反演得到的波速结构作为体波走时成像的初始模型，并考虑莫霍面起伏的影响以增强反演的稳定性。受气枪源位置的影响，长江沿岸的射线较周围明显密集得多，考虑到射线分布不均匀的问题，我们将根据小波变换进行模型参数化，利用小波层析成像以得到更好的结果。另外，TOMOG3D程序(Zhao et al，1992、1994) 在使用远偏移距时，初至波震相通常为Pn震相，所以需要给定准确的莫霍面深度信息，在以后的成像研究中将对比使用基于程函方程数值解的初至波成像方法(赵烽帆等，2014a、2014b)。图 8给出了中国地震局地球物理勘探中心布设的流动台位置，以第3个固定激发点、L4测线为例给出了线性叠加波形图，由图 8可见，各震相均有明显的信号分布。下一步我们将利用这些流动测线进行体波层析成像的研究，并做出速度剖面图与以往的深地震测深结果进行对比分析。

4 结论

气枪震源经济环保，可形成密集的激发观测网，具有精确的激发时间、位置和清晰的横波信号(Chen et al，2014)。利用气枪源数据进行体波层析成像时可减少走时反演中的震源误差，又可充分利用直达波及后续震相。

为获取郯庐断裂带南端较为精细的地壳速度结构，在“地学长江计划”的支持下，我们利用安徽实验中固定台数据进行体波层析成像。其中，不同的反演参数和震中距均显示出相似的速度结构，具有极强的稳定性和可靠性，验证了利用流动气枪震源进行体波层析成像的可行性，效果甚佳，并得到了P波速度结构的一些初步结果：① 利用大容量气枪震源可进行三维体波层析成像；② 15km深度的成像结果显示出大区域高、低速异常区的清晰轮廓，即从研究区中心向外整体呈现低-超低-低-高的分布特征，该特征与地质构造背景相关，具有显著的横向不均匀性；③ 秦岭-大别造山带显示出高速异常，与其深部超高压变质岩相对应，而长江中下游地区整体呈现低速异常，与其特殊的成矿背景相对应。

本文作为体波层析成像的初步研究结果，对进一步获取郯庐地震带南端更为精细的地壳波速和深大断裂结构，探究其作用模式和形成机制具有一定的意义。

致谢: 感谢中国地震局地球物理研究所国家数字测震台网数据备份中心(doi：10.7914/SN/CB)(郑秀芬等，2009)、中国地震局地球物理勘探中心、安徽省地震局、福建省地震局等单位的大力支持，感谢大量工作者为开展安徽实验和采集数据所付出的艰辛努力。感谢赵大鹏老师为本文提供层析成像TOMOG3D程序(Zhao et al，1992、1994)。感谢两位审稿专家提出的宝贵意见。本文图件采用GMT(Wessel et al，2013)软件包绘制。