2014, Vol. 29
2. 福建省地震局, 福州 350003
2. Earthquake Administration of Fujian Province, Fuzhou 350003, China
0 引 言
福建地区地处中国大陆东南缘，位于欧亚板块、太平洋板块、菲律宾板块交汇部位，受这三大板块漫长而复杂的动力作用，形成了现今复杂的区域地质构造和地球物理场，是现代构造运动的异常活动地区(曾融生等，1984).在大地构造单元上，福建位于武夷-戴云隆褶带，东临台湾海峡沉降带，武夷-戴云隆褶带包括闽东火山断拗带、闽西北隆起带和闽西南拗陷带(图 1).
 | 图 1 福建地区大地构造单元划分及深地震测深测线布设示意图 ①永平-宁德测线；②汕头-长乐测线；③云霄-安溪测线；④邵阳-泉州测线(宁化-泉州段)；⑤宁德-永春测线；⑥江田-鸿尾测线；⑦云霄-南安测线. Fig. 1 Schematic diagram of geotectonic unit division and deep seismic sounding survey line layout in Fujian area |
地壳上地幔作为强震的“天然温床”，探明其结构特征即地壳厚度、速度结构，特别是低速层的方位，对研究强震发生的深部构造背景和地球内部动力机制具有重要意义.由于在地震波场中走时信息相对于其他信息具有更高的精度和可靠性，且相对地容易和大量拾取，因此利用地震波走时来求取地震波速度分布的方法已广泛地应用于获得壳幔速度结构和地下岩石、矿物的多种物理特性的研究中.自20世纪70年代末以来，以地震部门和中科院为主的科研团队已经实施了大量的被动源和主动源地震测深资料用于揭示福建地区地壳上地幔结构(廖其林等，1988；章慧芳，1988；廖其林等，1990；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；Zhu et al., 2005；朱金芳等， 2005，2006a，2006b；Zhang et al., 2008；Zhang et al., 2009；袁丽文和郑斯华，2009；黄晖等，2010；Huang et al., 2010；Zhang et al., 2013；Zheng et al., 2013).本文在综合前人工作基础上，首先简述已开展地震探测工作概况，进而总结分析福建地区莫霍面深度变化及其分布特征、地壳上地幔速度结构特征和低速层分布状况.
1 福建地区已开展地壳上地幔地震探测工作概述
福建地区已开展的地震探测工作从运用方法的角度出发，可大致分为四种：深地震测深(深地震宽角反射/折射剖面)、深地震反射、宽频地震观测和地震层析成像.
1.1 深地震测深
深地震测深方法(DSS)即利用人工震源激发的地震波研究地壳上地幔结构，自1958-1960年中国科学院为在青海柴达木盆地寻找石油，首次将其运用于探测地壳深部构造背景(曾融生等，1961)，特别是上世纪八十年代几大优秀处理软件(SEIS81、SEIS83、SEIS88、MacRay、RAYINVR、ANRAY95等)(孙鹏远和赵文津，2001)出现后，深地震测深方法(DSS)俨然已成为地壳深部探测工作的主要手段.福建地区利用人工震源进行深部构造研究最早可以追溯到20世纪70年代后期，利用江西永平矿山爆破，在福建境内布设了武夷山至宁德剖面，但是由于爆破点仅一炮，无法构成相遇、追逐和多重完整的观测系统，故其解释结果略显粗糙(朱良保和宋仲和，1987).80年代中期，福建省地震局首次在本地区采用人工震源方式布设了一条主测线汕头-泉州-长乐(400 km)和4条次级测线，并设计了可追逐、相遇的较为完善观测系统，其解释结果表明福建沿海地区地壳结构可分为上地壳、中地壳、下地壳三层结构模型，其中泉州以南中地壳下部存在低速层(LVZ)，并初步判断低速层可能是由熔融或部分熔融物质组成，在漳州盆地下面还可能存在“岩浆囊”(廖其林等，1988).此后，为了探测福州地区地壳深部结构和预测地热资源远景，福建省地震局在福州盆地及其周边地区布设了宁德-永春主测线、洪濑-宁德测线、莲峰-福州(尚干)测线、南平-永泰-平潭非纵测线、宁德-古田-嵩口扇形测线(廖其林等，1990)；为了查明漳州热田地区深部背景，中国科学院地球物理研究所于1985-1986年区间在漳泉地区布设了云霄-安溪测线(熊绍柏等，1991)；1987年实施阿尔泰-台湾地学断面时，中国地质大学组织布设邵阳-泉州测线，其中福建境内为宁化-泉州段(袁学诚，1997).进入本世纪后，受中国地震局全国城市活动断层探测的试点与示范项目资助，同时为了探求孕震构造环境，福建省地震局在福州与漳州盆地完成了2条剖面(朱金芳等，2005；朱金芳等，2006b).图 1给出上述深地震测深主测线布设示意图.
1.2 深地震反射
深地震反射法因其观测点密集、利用多次覆盖技术压制干扰能力强、具有较高分辨率，是刻画地壳上地幔精细结构最有效手段.深地震反射方法的提出和运用比深地震测深早，但在福建地区，直到本世纪初才开始开展深地震反射工作，即为了提高福州盆地和泉州盆地发震危险性的认识，福建省地震局在上述两个盆地内及周边地区完成了2条深地震反射剖面(朱金芳等， 2006a，2006b)，其中福州盆地测线与图 1中江田-鸿尾深地震测深测线东段重合，泉州盆地测线布设均位于盆地内.
1.3 宽频地震观测
近年来，伴随着数字化观测技术的高速发展，大量宽频带地震台站的建设以及高质量数字地震记录的积累，宽频带地震观测方法已被广泛运用于研究地震观测台站下方地壳上地幔结构，研究结果层出不穷，特别是接收函数已然成为研究地壳上地幔结构的一种简易高效的方法.
最早以福建地区为研究范围，开展宽频带地震观测方法研究的是袁丽文和郑斯华(2009)基于福建省“九五”数字地震遥测台网中8个宽频带台站1999年至2007年间126个远震波形资料，应用接收函数方法获得这些台站下方的S波速度结构及莫霍界面深度的分布情况.此后，黄晖等(2010)利用区内布置的12个宽频带数字地震流动台站和8个固定台站9个月间远震数据，首先运用H-k搜索叠加方法得到研究区的平均地壳厚度与纵横波速度比，而后运用接收函数反演研究区地壳上地幔S波速度结构.二者研究区台站分布图见图 1，其中福州台和龙岩台重合.
1.4 地震层析成像
地震层析成像为地球物理深部探测领域最为重要的方法之一(田有等，2009)，自20世纪70年代中后期，开始应用于地壳上地幔速度结构研究(Aki and Lee， 1976；Aki et al., 1977；Dziewonski et al., 1977).30多年来，随着计算机技术、地震观测技术的不断进步和人们对地球内部结构的不断深入探索，其理论和应用都取得了长足的发展.关于福建地区区域地震层析成像结果，迄今为止只有黄金莉等(2007)运用1990-2006年福建-台湾海峡-台湾7108个地震50807条P波 到时数据，采用地震层析成像方法确定了福建-台湾地区地壳三维P波速度结构，得到该区深部结构的一些新的认识.
2 福建地区地壳上地幔速度结构研究主要成果
通过上述在福建地区布设的7条深地震测深剖面和2条深地震反射剖面，8个固定台站和12个流动台站的宽频带地震观测以及福建-台湾海峡-台湾地震层析成像结果，对福建地区莫霍面深度及其变化、P波速度结构和地壳内低速层等地球物理问题有了许多基础性认识.
2.1 莫霍面深度及其变化
莫霍面是地壳与地幔的分界面，莫霍面深度表征地壳厚度，是描述地壳上地幔结构及其演变的重要参数.图 2给出福建地区已有研究结果莫霍面深部图，其成图原则：对测深剖面按照10~20 km进行采样，宽频带地震观测直接采样其对应台站结果.
 | 图 2 福建地区莫霍面深度图 ①：长乐-诏安断裂带；②政和-大埔断裂带；③邵武-河源断裂带；④闽江断裂带；⑤沙县-南日岛断裂带；⑥晋江断裂带；⑦九龙江断裂带；⑧上杭-云霄断裂带. Fig. 2 Moho depth in Fujian area |
由图 2可知，受福建地区构造背景和地震活动性东强西弱、南强北弱的影响，前人研究主要聚焦于福建沿海一带和厦门-漳州-龙岩一线.
深地震测深和接收函数结果均显示福建地区莫霍深度存在明显的东西向和南北向差异.福建大陆从西往东，地壳厚度逐渐变薄，从内陆约32 km到沿海28 km左右，但在三大北东向断裂带(图 3中长乐-诏安断裂带；政和-大埔断裂带；邵武-河源断裂带)处，地壳厚度存在一定程度的突跳.其中汕头-长乐DSS剖面(图 1测线2)揭示长乐-诏安断裂带东部是莫霍面隆起区，而西部下沉，江田-鸿尾折射/反射剖面(图 1测线6)揭示该断裂带是切割上下地壳分界面和莫霍面的高倾角深断裂，由此可判断该断裂带为超壳断裂带；而位于华南造山带内部的政和-大埔断裂带和邵武-河源断裂带，穿过这两条断裂带的两条测深剖面(图 1测线1、测线4)，因其分辨率较低，无法判断这两条断裂带错断深度，但还是可以定性的认为断裂带两侧莫霍面深度均存在较为明显变化.
福建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.漳州热田地区测深剖面(图 1测线2、测线3、测线7)表明其处于一个地壳厚度突变带上，从漳州往南，莫霍面上隆，地壳厚度减薄到28~29 km，往北莫霍面下倾，加厚到32 km；泉州盆地深地震反射剖面(图 8)显示盆地内及其周边地莫霍面深度为29.5~31.0 km；宁德-永春DSS剖面(图 1测线5)则揭示福州盆地为一莫霍面隆起区，江田-鸿尾折射/反射剖面(图 1测线6)结果表明福州盆地地壳厚度为31~33 km，但在盆地中部微微隆起.
 | 图 3 地壳速度结构四种模型 (a)华南地区；(b)泉州-汕头；(c)泉州-长乐；(d)福建地区. Fig. 3 Four models of crust velocity structure |
综上地震探测结果，福建地区莫霍面深度介于28~33 km之间，由西向东具有逐渐抬升的趋势，沿海地区出现四个局部隆起区，即诏安隆起、漳州-厦门隆起、泉州隆起和福州局部隆起.
2.2 P波速度结构
福建地区最早可供使用的地壳P波速度结构模型是1988年公布《华南地区近震走时表》(范玉兰等，1990)，根据华南(广东、广西、福建、江西、湖南)五省天然地震和部分人工爆破观测资料反演得到的两层地壳模型，而后廖其林(廖其林等，1988)根据汕头-泉州-长乐深地震测深剖面给出适用于汕头-泉州地区和泉州-长乐地区的三层地壳模型，近期陈祥熊等(2005)为进一步开展本地区地震层析成像，对前人研究结果进行分析和比较后，给出了福建地区综合一维平均地壳速度结构模型.上述四种地壳速度结构模型详见表 1和图 3.
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表 1 地壳速度结构四种模型 Table 1 Four models of crust velocity structure |
大量研究结果表明(Huang and Zhao， 2004；齐诚等，2006；Lei et al., 2008)，低速层与发震构造及地热田分布具有较强的相关性，因此探明福建地区低速层分布情况一直是本地区深地震测深工作主要目的之一.图 4给出福建地区已有探测成果中低速层分布图，图中低速层分布区是根据层析成像结果(黄金莉等，2007)推断得出的.
 | 图 4 福建地区低速层分布图 Fig. 4 Distribution of low-velocity layer in Fujian area |
据图 4可得，已探明的福建沿海低速层主要分布在福州盆地、泉州盆地和漳州热田区，沿海低速层埋深约10.0~15.0 km，伴随着向内陆纵深，低速层逐渐变深，永春一带已达15~20 km左右.地震层析成像结果也表明，福建地区低速体主要位于福州盆地和漳州至龙岩永定地带，其中以福州为起点往西南方向的地壳速度结构除1 km以上的浅层外，在1~10 km的上、中地壳明显存在一个低速层，该低速层可能是福州盆地高地热异常的显示，其位置和走向与福州盆地的高地热异常区吻合；而漳州西南方向直至广东的汕头地区，有深达20 km的低速区，漳州往西北方向到龙岩的永定及整个漳州地区，地壳3~20 km处有大范围的低速区，这可能是漳州以南直至粤东北的高地热异常的反映.与福州盆地相比，漳州盆地下的低速区延伸更深更广.
图 4还给出福建陆上中强震(震级大于等于4.7级)震中分布，从图上可以看出，除了因福建地区西南部无测深剖面且地震层析成像在这里分辨率较低，无法给出确切的低速层方位外，在沿海地区还是有较好的对应关系，这也进一步验证了低速层与发震构造有密切关系.
3 结 语
经过近三十年的艰苦工作，针对福建地区地壳上地幔速度结构所开展的深地震测深和宽频带地震观测工作均取得了长足的进步，这些工作对于研究福建地区深部结构构造、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.取得的主要共识有：
(1)福建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.基底层层厚约为2.8~3.8 km，P波速度约为5.5~6.1 km·s-1；上地壳层厚约为14.0~15.5 km，P波速度约为5.86~6.20 km·s-1；下地壳层厚约为11.0~12.3 km，P波速度约为6.8~7.2 km·s-1；莫霍面顶部P波速度约为7.85~8.10 km·s-1.
(3)福建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.
诚然，前人工作区域主要分布于福建沿海地区，研究范围还不够广.接收函数反演结果虽能给出较深S波波速结构，但是仅局限于点上；深地震测深剖面虽能给出较为精细结果，但仅局限于线性测线上；地震层析成像虽能给出三维结果，但因仅采用天然地震数据，射线数量有限且分布不均，导致研究成果分辨率较低.换句话说，要想较全面认识福建地区地壳上地幔速度结构，仍有许多工作等待我们进一步开展，譬如通过人工爆破填补天然地震中射线分布空白范围，采取速度与界面联合反演的方式给出高分辨率的三维结果等等.
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