福建地处欧亚大陆东南缘，受菲律宾海板块与欧亚板块推挤以及台湾海峡扩展影响，新构造活动强烈(任纪舜等，1990).福建陆域地震活动主要受到北东向和北西向两组断裂控制.其中北东向长乐—诏安断裂是我国东南沿海大陆边缘的一条重要的断裂构造带，它不仅在中生代期间有过强烈的活动，在新生代时期仍十分活跃，它控制了两侧的地壳升降、火山活动以及新生代的盆地演化；北东向政和—海丰断裂位于福建陆域中部，地质学家认为是以左行为主兼具左右行的走滑剪切断裂及其伴随的中新生代断陷盆岭构造，其两侧由不同的地质构造单元构成(张国伟等，2013)；北东向邵武—河源断裂位于闽赣交界，是现代地貌分界线，两侧地貌呈明显差异，西北侧为武夷山主体山脉，东南侧为相对低缓的低山丘陵地带.北西向断裂主要有：闽江断裂，沙县—南日岛断裂，永安—晋江断裂，九龙江断裂和上杭—云霄断裂.这些北东向断裂与北西向断裂，形成了福建“东西分带，南北分块”的基本格局，控制着本区域“东强西弱，南强北弱”地震活动性(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 深地震测深测线位置和研究区主要断裂示意图 北东向断裂：①长乐—诏安; ②政和—海丰; ③邵武—河源. 北西向断裂：④闽江; ⑤沙县—南日岛; ⑥永安—晋江; ⑦九龙江; ⑧上杭—云霄. Fig. 1 Location map of survey lines of deep seismic sounding and main faults in research areas NE-oriented fault: ① Changle-Zhao′an; ② Zhenghe-Haifeng; ③ Shaowu-Heyuan. NW-oriented fault: ④ Min River; ⑤ Shaxian-Nanri Island; ⑥ Yong′an-Jinjiang; ⑦ Jiulong River; ⑧ Shanghang-Yunxiao.

福建地层具有较明显的各时代分区特性.北部及西北部以晚元古代变质岩地层为主，中部及西南部出露震旦纪至晚白垩世的浅变质岩、沉积岩及火山岩地层，政和—海丰断裂以东的福建东部地区，大面积晚侏罗-早白垩世陆相火山岩地层占主导地位(福建省地质矿产局，1985).

我国大陆东南缘(福建)具有特殊的构造环境和较频繁的强震活动，是研究陆缘动力学、强震孕育环境和监测未来强震危险区的理想场所.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(廖其林等，1988，1990；章惠芳，1988；范玉兰等，1990；熊绍柏等，1991；丘陶兴等，1991；邵学钟等，1993；王椿镛等，1995；袁学诚，1997；陈祥熊等，2005；Zhang et al.，2005，2008，2009；Zhu et al.，2005；朱金芳等，2006a，2006b；袁丽文和郑斯华，2009；黄晖等，2010；Huang et al.，2010；Zheng et al.，2013；黄海波等，2014).蔡辉腾等(2014)已就上述前人研究所取得的主要共识进行归纳总结： 1)东南沿海陆上由西向东地壳厚度逐渐变薄，从内陆约32 km到沿海28 km左右；沿海莫霍面深度由南到北呈波浪起伏形态，其深度变化主要受漳州热田地区、泉州盆地、福州盆地及其周边北西向断裂影响； 2)福建地区地壳速度结构大致可分为三层，即基底层、上地壳和下地壳； 3)东南沿海地区低速层主要分布在福州盆地、泉州盆地和漳州热田区，低速层方位与地震震中、地热异常区密切相关.这些成果对于研究东南沿海地区深部结构构造、孕震环境及区域地球动力学等问题提供了有力的地球物理佐证，但前人研究主要聚焦于沿海地区，内陆特别是福建中部地区深部探测研究工作有待进一步开展.

2012年6—8月实施的宁化—大田—惠安深地震测深测线位于福建中部，它有利于深入了解福建中部的地壳精细结构，并弥补了前人对该地区地壳结构认识的不足.本文介绍宁化—大田—惠安深地震测深剖面的观测和解释结果，建立二维地壳精细速度模型，并探讨其大地构造含义.

宁化—大田—惠安深地震测深测线西端始于福建宁化(东经116.702°，北纬26.413°)，往东南经永安、大田、永春、终于惠安(东经118.948°，北纬24.909°)，测线方位N135E°(图 1).从大地构造上看，该测线穿越了闽西南拗陷带北段，武夷戴云隆褶带及闽东火山断拗带，近垂直于北东向政和—海丰断裂、长乐—诏安断裂.本剖面资料有利于了解福建中部地区不同构造块体的速度结构特征及其差异，也有利于揭示政和—海丰断裂、长乐—诏安断裂深部构造特征.

沿测线在惠安、南安、大田、永安和宁化布设5个炮点(表 1)，用井下爆炸方式激发地震波场.炸药为地震探测专用震源药柱，药量从1995 kg到2583 kg不等.井下采用组合爆破，其中单井深度50~70 m.炮点间距50~100 km，用于保证波组的连续追踪、对比及对地下介质的多次覆盖和交叉采样(图 2).在测线上布设了160套PDS-1(2)型数字地震仪，同时接收爆破激发的地震波.接收点间距为1.5~2 km.为减轻人为和背景噪声的干扰，激发和接收工作均在凌晨时分进行.

图 2

Fig. 2

图 2 观测系统图及沿测线高程变化 Fig. 2 Layout chart and elevation along survey

表 1(Table 1)

表 1 测线炮点参数一览表 Table 1 Shot parameters of survey lines 炮点编号 桩号(km) 炮点坐标 药量(kg) 高程(m) 炮点位置 经度 纬度 SP21 11.51 116°49′27.60″ 26°23′43.31″ 2499 437 宁化县湖村镇 SP22 68.65 117°20′ 8.44″ 26° 9′47.64″ 2310 250 永安市大湖镇 SP23 130.42 117°41′39.25″ 25°42′39.48″ 1995 800 大田县上京镇 SP24 228.83 118°31′40.33″ 25°14′42.78″ 2583 350 南安市乐峰镇 SP25 280.00 118°59′ 1.85″ 25°2′30.06″ 1995 17 惠安市净峰镇

表 1 测线炮点参数一览表 Table 1Shot parameters of survey lines

根据图 2所示的观测系统，对沿剖面5次爆破获得的观测资料进行了处理和分析.在各炮用折合速度6.0 km·s^-1绘制的记录截面图(图 3)上，通过震相对比分析，识别出来自不同深度的5组P波震相：Pg、Pc、Pi、Pm和Pn.初至波Pg和来自Moho面的反射波Pm震相清楚，可直接辨认.另外，来自上地壳底界的反射波Pc和下地壳层内反射波Pi，其能量虽较弱，但仍可辨识.除此之外，作为上地幔顶部的折射波Pn，除了SP23外其余四炮记录中均可辨认.这些震相及其特征描述如下：

图 3

Fig. 3

图 3 沿测线5次爆破的记录截面图及其相关的震相(折合速度6.0 km·s-1) (a) 宁化炮(SP21)； (b)永安炮(SP22)； (c) 大田炮(SP23)；(d) 南安炮(SP24)； (e) 惠安炮(SP25).. Fig. 3 Seismic data from the five shots recorded along the profile (reduced travel time=6.0 km·s-1) (a) Shot Ninghua (SP21)； (b) Shot Yong′an (SP22)； (c) Shot Datian (SP23)；(d) Shot Nan′an (SP24)； (e) Shot Hui′an (SP25)..

初至波Pg是来自结晶基底的折射波(回折波)，大约在距炮点10 km之后该震相以清晰可靠的初至波被观测到，一般可追踪至100 km以远.SP21炮Pg波的折合时间在0.15~0.30 s之间，大约在40 km附近有一定的变化，总体上视速度比较稳定.在70 km以内Pg波震相初至清楚，随距离增加仍可以比较可靠地对比追踪，一直可追踪至110 km以远(图 3a)；SP22炮西支震相初至清楚，振幅强，可追踪至测线末端约65 km，东支可追踪至110 km(图 3b)；SP23炮东、西两支其震相特征和视速度显示出了明显的不同特点，其东侧到时相对滞后、震相弱、初至不清.其西侧到时则相对超前、视速度稳定，初至清楚(图 3c)；SP24炮西支其折合时间为0.15~0.40 s，大约在60 km附近其折合时间有一定的变化，该炮Pg波震相初至清楚，振幅强，震相可靠，一直可以被连续可靠地对比追踪至140 km(图 3d)；SP25炮西支的记录震相视速度比较稳定，在110 km以内Pg波震相初至清楚，震相可靠(图 3e).

Pc震相总体上较为连续，其追踪范围一般为60~50 km，最远可追踪至180 km.在局部地段Pc显示出较强的振幅，例如SP23炮东枝70~110 km；SP25炮的西支110~140 km.SP24、SP25炮的Pc连续性较好，自距炮点70 km左右可以追踪至170 km以远.在其他三炮的记录中该震相的振幅相对较弱，其追踪范围较短.利用Pc震相走时曲线，通过T2-X2方法得到的上地壳平均速度为5.97~6.07 km·s^-1.

Pi波在Pc震相之后1~1.5 s左右到达，它是来自下地壳内反射波.该波组能量较弱，在剖面的SP21炮东支、SP22炮东支、SP23炮西支、SP24炮西支的地震记录截面上可以识别出.其追踪区间一般为60~150 km，最远可追踪对比距炮点150 km.

Pm波为优势波组，在5炮记录中均清晰显示.该波组的特点是能量强、振幅稳定，连续对比追踪的距离远，可追踪范围从65 km至200 km以远.SP21、SP25两炮的记录，其追踪距离达到了230 km.在SP21、SP25炮和SP23炮东西两支的观测中，Pm波显示不同走时曲线特征，预示炮点两侧具有不同地壳结构.利用该震相走时曲线，通过T2-X2方法得到的地壳平均速度为6.12~6.30 km·s^-1.SP21炮在炮检距100~190 km接收段，Pi震相和Pm震相视速度突然减小，到时滞后，在同一接收段Pc走时无明显变化条件下可能暗示宁化—永安—大田段下地壳存在低速层，且该低速层位于上地壳底界与下地壳Pi波反射界面之间.

在SP21、SP22、SP24、SP25炮记录截面图上显示较清晰的折射波Pn波组.该波组在140~160 km进入初至区，最远可追踪至270 km.Pn波的视速度约为8.02 km·s^-1.

据对上述主要震相的分析，拾取了相应的走时数据，其中Pg、Pc、Pm、Pi、Pn震相数据分别有361、157、198、109、60个.通过试错法分别对5炮记录分左右支进行拟合，得到该剖面分段一维地壳结构模型，并计算其理论走时，初步检验一维速度模型合理性(图 4).一维速度深度模型将用于二维初始地壳结构模型的建立.

图 4

Fig. 4

图 4 与各炮点记录截面图(西、东分支)相应的一维速度模型及其走时拟合图 图中圆圈表示拾取的走时数据，直线表示一维模型理论走时. (a) SP21炮的东支；(b) SP25炮的西支； (c) SP22炮的西支；(d) SP22炮的东支；(e) SP23炮的西支；(f) SP23炮的东支；(g) SP24炮的西支. Fig. 4 The 1-D velocity model and computed travel-time data corresponding to shots recorded along the profile (west and east branches) Circles represent travel-time data picked; straight lines represent theoretical travel time of 1-D model. (a) East branch of Shot SP21；(b) West branch of Shot SP25； (c) West branch of Shot SP22； (d) East branch of Shot SP22； (e) West branch of Shot SP23； (f) East branch of Shot SP23； (g) West branch of Shot SP24.

地壳上部速度结构信息对于了解浅部地壳变形特征、断裂空间展布和基底形态具有重要意义.对基底折射波进行层析成像是获取地壳上部精细速度结构信息有效手段之一.为此，利用Hole有限差分走时层析成像算法(Hole，1992)对获得的361个基底折射波Pg震相走时数据进行成像.迭代计算过程中，正演网格采用0.5 km的间距，反演网格则采用1.0 km的网格间距.初始模型运用图 4中SP23炮西支浅部一维速度模型.经过35次迭代反演，走时均方根误差降至0.0562 s，接近拾取误差估计值，迭代收敛良好.

剖面地壳上部速度结构初至波层析成像结果和射线分布如图 5所示.其中射线最大穿透深度约为7 km，在4.0 km至地表的区域射线分布比较密集，模型大部分区域射线数达到5以上且基本均匀分布，最大的射线数约60，反演结果可靠.

图 5

Fig. 5

图 5 (a)上地壳浅部的初至波层析成像结果；(b)层析成像射线数分布图 Fig. 5 (a) Tomography results of first arrival in the shallow upper crust; (b) Ray distributions of tomography

在对各炮点观测走时一维速度结构拟合和上地壳初至波层析成像结果基础上，并考虑实际震相特征和前人在周边区域深地震测深探测成果，设计剖面二维地壳结构初始模型.使用SEIS83程序(Cerveny，1979;Cerveny and Psencik，1984)对单炮观测资料的深地震测深震相走时和振幅进行正演拟合.在对初始二维模型修改过程中，采用“剥皮法”自浅而深依次对上地壳、中地壳、下地壳逐步调整模型的速度与界面深度，反复进行理论走时计算，使模型的理论走时计算结果与实测走时近乎一致，最终在一定的误差范围内取得合理的速度模型(图 6).图 7、图 8、图 9分别为SP21炮、SP22炮、SP25炮相应的射线路径、走时拟合及理论地震图.由图可看出，基于二维速度模型计算得到的理论走时、各波组振幅特征与观测记录特征均达到较佳的拟合.

图 6

Fig. 6

图 6 宁化—大田—惠安深地震测深剖面二维地壳P波速度结构 Fig. 6 The 2-D crust P-wave velocity structure of deep seismic sounding profiles beneath Ninghua-Datian-Hui′an

图 7

Fig. 7

图 7 剖面SP21炮理论地震图(a)、走时拟合(b)与射线追踪(c) Fig. 7 Theoretical earthquake of Shot SP21 (a), computed travel time data (b) and shot ray diagram (c)

图 8

Fig. 8

图 8 剖面SP22炮理论地震图(a)、走时拟合(b)与射线追踪(c) Fig. 8 Theoretical earthquake of Shot SP22 (a), computed travel time data (b) and shot ray diagram (c)

图 9

Fig. 9

图 9 剖面SP25炮理论地震图(a)、走时拟合(b)与射线追踪(c) Fig. 9 Theoretical earthquake of Shot SP25 (a), computed travel time data (b) and shot ray diagram (c)

通过对探测剖面折射、反射波组震相识别、模拟，得到了沿剖面的地壳速度分布与壳内界面的几何形态(图 5、图 6).本文将地壳划分为两层结构即上地壳和下地壳，以Pc反射波所确定的C界面为上下地壳的分界，以Pm反射波所确定的M界面为壳幔分界.

上地壳指的是自地表向下至C界面之上的层位，它受到由基底折射波Pg及C界面反射波Pc两个地震波组信息的约束.上地壳上部由基底折射波Pg所确定的，它由两个较强的速度梯度层组成，上层顶面(地表面)速度为4.90~5.30 km·s^-1，下部速度5.35~5.55 km·s^-1，厚度约为1.0 km；下层速度在5.70~5.85 km·s^-1之间变化，厚度约为0.6~2.0 km.上地壳中下部由基底顶面(速度等深线密集带的底界)向下至C界面之间的层位.剖面C界面在整体范围上呈现东南浅、西北深的变化趋势，界面形态平缓，没有明显起伏变化，其深度变化范围为16.0~17.0 km，在剖面的东端其界面形态略显抬升的趋势；该层内的速度为5.90~6.20 km·s^-1.总体而言，上地壳结构中，自地表至上地壳底部其速度随深度增加而增加，上层为强梯度层，下部为弱梯度层.C界面上方速度为6.16~6.29 km·s^-1，C界面下方速度为6.28~6.49 km·s^-1，界面的速度跳跃差为0.10~0.20 km·s^-1.

由C界面至M界面之间的层位为下地壳.除Pc震相外，它的结构与壳内反射波Pi和Moho界面反射波Pm有关.在剖面西段的0~80 km桩号区段，其下地壳内由Ci界面将下地壳分为上下两层.Ci界面深度为22~23.7 km，东浅西深，界面形态比较平缓.界面上速度为6.21~6.23 km·s^-1，界面下速度为6.41~6.43 km·s^-1，C界面与Ci界面之间存在速度为6.20 km·s^-1 的低速异常.它是根据Pi震相的走时和振幅特征所确定的.在Ci界面之下大约8 km厚的地层内呈现上部速度梯度小、下部速度梯度大的速度结构特征，速度为6.41~6.67 km·s^-1.剖面的东段180~280 km桩号区段，下地壳内的Ci界面不明显，自C界面至Moho界面之间大约13 km左右厚的地层内速度是随深度增加而增加的速度梯度层结构，上部梯度弱、下部梯度较强，速度为6.36~6.86 km·s^-1.宁化—大田—惠安剖面的下地壳的特点是在剖面西段速度偏低、东段速度较高.剖面的M界面起伏变化不明显，总体上呈东浅西深的变化趋势.在剖面东南部沿海附近M界面深度为28.4 km，向北西方向逐渐加深至31.8 km.

壳幔分界(莫霍面)是一级速度不连续面，界面上方速度值为6.64~6.86 km·s^-1、界面下方速度值为8.01~8.03 km·s^-1，速度跳跃值达1.17~1.37 km·s^-1.从穿透到上地幔顶部的Pn波的特征可看出，沿剖面上地幔顶部为一个较弱的速度梯度层，其速度在横向上没有较明显的变化.

通过对宁化—大田—惠安宽角深地震测深剖面的探测数据进行综合分析解释和研究，得到了该条剖面界面形态、地壳深部结构特征(图 6).沿剖面二维速度结构显示，地壳厚度由西北向东南缓慢减薄，其西北侧地壳厚约31.8 km，东南侧地壳厚约28.4 km.这一观测结果与已有的人工地震测深(袁学诚，1997；廖其林等，1990)和接收函数研究(袁丽文和郑斯华，2009；黄晖等，2010；黄海波等，2014)结果相一致.该剖面结果还显示，上地壳的厚度变化不大，厚度在16~17 km左右，政和—海丰断裂以西下地壳厚度没有明显变化，政和—海丰断裂以东下地壳厚度缓慢减薄.二维速度结果表明沿剖面莫霍面向沿海逐渐抬升变化趋势，熊小松等(2009)通过对华南地区的深地震探测研究的总结和梳理，认为该现象可能反映了进入濒太平洋构造域以来该区域所遭受的岩石圈减薄现象，并在假设Niu(2005)提出了中生代大洋板块俯冲脱水，上覆大陆岩石圈地幔楔因水化而熔融减薄的模式是正确的情况下，华南的大陆岩石圈地幔可能也经历了古老岩石圈地幔向年轻大洋岩石圈地幔的转型(徐夕生，2008).

剖面浅层速度(图 5)总体较高，呈东部高中西部低的特点.其中惠安附近的高速度体对应地表燕山期花岗岩出露区，中部侏罗纪火山岩分布区沉积盖层较厚且速度等值线较密集，意味着该区是时代较新的中-新生代沉积.剖面上地壳层内速度为5.90~6.20 km·s^-1，自地表至上地壳底部其速度具有正速度梯度结构.

下地壳以政和—海丰断裂为界，东西两段具有明显不同的P波速度结构，呈西段速度偏低、东段速度较高特性，且西段在上下地壳分界面下方存在一个低速层.政和—海丰断裂为闽东燕山断拗带与闽西北隆起带及闽西南拗陷带的分区界线.在燕山活动时期，福建陆域东部地区发生强烈断拗，西部地区相对隆起，形成两个面貌迥然不同的构造和地貌单元.剖面P波速度结构这种截然不同现象初步判断是因政和—海丰断裂形成时所带来的地层结构强烈变化引起的.结合黄海波等(2014)远震接收函数研究结果，进一步表明政和—海丰断裂是一条切割至下地壳底部的深大断裂，是不同断块构造单元的分界.