宁化宁化大田惠安地壳构造与速度结构特征

宁化宁化大田惠安地壳构造与速度结构特征1福建地质环境福建位于欧亚大陆的东南端，受到菲律宾海板块和欧亚板块的挤压和台湾的扩张的影响，新的构造活动强烈（任纪顺等人，1990）福建的地震活动主要受到两个错误的控制一个是北部的长乐-昭安断裂，这是中国东南沿海大陆边缘的一个重要断裂构造带它不仅在中生代非常活跃，而且在明代也非常活跃它控制着两侧地壳的兴衰、火山活动和新生代盆地的发育北部郑和-海丰断裂位于福建中部地质上，这是中新世推裂带的构造，以左行为主，左行为辅，两侧结合不同的地质构造单元（张国伟等，2013）o邵武-河西河西河西河西河西河西河西河西河西河西河西河西河西河西河东河这些错误的西北-纵向断层和西北-纵向断层形成了福建“东西走向、南北划分”的基本格局，控制了该地区“东强西弱、南强北弱”的地震活动（图1）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,政和一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;王椿铺等，1995;袁学诚，1997;陈祥熊等,2005;Zhang etal.,2005,2008,2009;Zhu etal.,2005;朱金芳等，2006a,2006b;袁丽文和郑斯华，2009;黄晖等，2010;Huang etal.,2010;Zheng etal.,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32km到沿海28km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月实施的宁化一大田一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.本文介绍宁化一大田一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.2地震地震波场模拟宁化一大田一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一海丰断裂、长乐一诏安断裂.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，也有利于揭示政和一海丰断裂、长乐一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1995kg到2583kg不等.井下采用组合爆破,其中单井深度50~70nl.炮点间距50100km,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

1.52km.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.〜

3.sp23炮pc震相分析根据图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

6.0km•s初至波Pg是来自结晶基底的折射波（回折波），大约在距炮点10km之后该震相以清晰可靠的初至波被观测到，一般可追踪至lOOkni以远.SP21炮Pg波的折合时间在

0.

150.30s之间,大〜约在40km附近有一定的变化，总体上视速度比较稳定.在70km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110km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65km,东支可追踪至110km（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.

150.40s,〜大约在60km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140km（图3d）;SP25炮西支的记录震相视速度比较稳定,在110km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60~50kni,最远可追踪至180km.在局部地段Pc显示出较强的振幅，例如SP23炮东枝70~n0km;SP25炮的西支110^140km.SP

24、SP25炮的Pc连续性较好，自距炮点70km左右可以追踪至170km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飞.07km•spi波在震相之后ri.5s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SP21PC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60150km,最远可追踪对比距炮点150km.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65km至200km以远.SP

21、SP25两炮的记录,其追踪距离达到了230km.在SP2K 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~

6.30km•s4二维速度模型的构建

4.1维速度结构拟合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.

5.2地壳初至波层析成像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

0.5km的间距,反演网格则采用

1.0km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

0.0562s,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7km,在

4.0km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.

6.3rheny模型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 andPsencik,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.由图可看此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.5折射波pg、c界面反射波pc对比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、

5.30km•s

7.2反射波pm/moho界面由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080km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

2223.7km,东浅西深，界面形态比较平缓.界面上速度为

6.

216.23km•s〜

5.3上地幔顶部结构壳幔分界（莫霍面）是一级速度不连续面,界面上方速度值为

6.64飞.86km-s6剖面结构及地壳结构通过对宁化一大田一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

31.8km,东南侧地壳厚约

28.4km.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1617km左右,〜政和一海丰断裂以西下地壳厚度没有明显变化,政和一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.

906.20km-s〜F地壳以政和一海丰断裂为界,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.政和一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一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,进一步表明政和一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.在SP

21、SP

22、SP

24、SP25炮记录截面图上显示较清晰的折射波Pn波组.该波组在140^160km进入初至区，最远可追踪至270km.Pn波的视速度约为

8.02km-s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.

5.1上地壳结构。