利用遠(yuǎn)震P波接收函數(shù)研究中國福建地區(qū)地殼厚度和泊松比

李海艷， 蔡輝騰,2*， 金星， 姚華建， 李培，徐嘉雋,， 林琛， 任叢榮

1 福建省地震局， 福州 350003 2 南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院， 南京 210023 3 中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院， 合肥 230026

0 引言

中國大陸東南緣位于歐亞板塊、太平洋板塊、菲律賓海板塊的交匯地帶，受到菲律賓海板塊與歐亞板塊碰撞、擠壓和臺灣海峽的擴(kuò)張影響，新構(gòu)造運(yùn)動強(qiáng)烈(任紀(jì)舜等，1990).本次研究關(guān)注的福建地區(qū)位于中國大陸東南前緣，自新元古代以來經(jīng)歷了一系列的地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動(韋德光等，1997；Shu et al．，2011)，導(dǎo)致該區(qū)域分割成多個小而細(xì)碎的隆起、斷陷盆地、小型平原等塊體.中生代中晚期(燕山期)的古太平洋板塊的俯沖使得這一區(qū)域由特提斯構(gòu)造域轉(zhuǎn)變?yōu)樘窖髽?gòu)造域(舒良樹和周新民，2002)，同時導(dǎo)致了整個華夏塊體遍布火成巖(Zhou et al．，2006)，新生代歐亞大陸與菲律賓海板塊的會聚以及南海的擴(kuò)張均對福建區(qū)域地體的構(gòu)造和構(gòu)成產(chǎn)生了很大的影響.在構(gòu)造格架上，福建地區(qū)主要呈“東西分帶、南北分塊”，主要受到北東向和北西向兩組斷裂控制(圖1).大致以政和—大浦?jǐn)嗔褞?F2)為界，分隔成西側(cè)的華夏地塊(Ⅰ)和東側(cè)的東南沿海中生代巖漿巖帶(Ⅱ)；再分別以南平—寧化構(gòu)造巖漿帶及長樂—詔安斷裂帶為界，各劃分為兩個次級構(gòu)造單元，即北武夷隆起區(qū)(Ⅰ-1)、南武夷晚古生代坳陷區(qū)(Ⅰ-2)、閩東火山斷坳帶(Ⅱ-1)和平潭—東山變質(zhì)帶(Ⅱ-2)(福建省地質(zhì)調(diào)查研究院，2016).研究認(rèn)為，政和—大埔斷裂是走滑剪切斷裂，伴隨中新生代斷陷盆嶺構(gòu)造(Huang，1978；Xu et al．，2007；舒良樹和周新民，2002；張國偉等，2013；Li et al．，2014a).長樂—詔安斷裂是巖漿活動帶的東部界限，同時又是平潭—東山變質(zhì)帶的西部邊界(Chen et al．，2002；Li et al．，2014b).

圖1 研究區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造(a)和臺站分布(b)Ⅰ：華夏地塊，Ⅱ：東南沿海中生代巖漿巖帶，Ⅰ-1：北武夷隆起區(qū)，Ⅰ-2：南武夷晚古生代坳陷區(qū)，Ⅱ-1：閩東火山斷坳帶；Ⅱ-2：平潭—東山變質(zhì)帶；F1：邵武—河源斷裂帶，F(xiàn)2：政和—大浦?jǐn)嗔褞?，F(xiàn)3：長樂—詔安斷裂帶，F(xiàn)4：閩江斷裂帶，F(xiàn)5：沙縣—南日島斷裂，F(xiàn)6：永安—晉江斷裂帶，F(xiàn)7：九龍江斷裂帶，F(xiàn)8：上杭—云霄斷裂；三角形表示本文使用的臺站，其中，藍(lán)色三角形、灰色三角形分別為本文給出H-κ疊加結(jié)果的臺站和沒有給出H-κ疊加結(jié)果的臺站；白色圓點表示收集的流動臺站.Fig.1 Tectonics and seismic stations used in the studyⅠ: Huaxia block, Ⅱ: Mesozoic Magmatic belt in the southeast coast of China, Ⅰ-1: North Wuyi Uplift zone, Ⅰ-2: South Wuyi Late Paleozoic Depression zone, Ⅱ-1: East Fujian Volcanic Fault Depression, Ⅱ-2: Pingtan-Dongshan Shear Structural Zone; F1: Shaowu-Heyuan fault zone, F2: Zhenghe-Dapu fault zone, F3: Changle-Zhao′An fault zone, F4: Minjiang fault zone, F5: Shaxian-Nanridao fault zone, F6:Yong′An-Jinjiang fault zone, F5: Jiulong River fault zone, F8: Shanghang-Yunxiao fault zone. Triangles represent stations in this study, in which blue triangles and gray triangles are the stations that give H -κ stacking results and those that do not. White dot represents the short-term portable stations.

地殼厚度是描述莫霍面起伏變化、地殼結(jié)構(gòu)、地殼增厚和減薄特征的重要參數(shù)，能為地殼變形機(jī)制模式的研究提供依據(jù).前人已對福建地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)做了卓有成效的研究，如人工地震測深研究(廖其林等，1988，1990；熊紹柏等，1991；朱金芳等，2005，2006a，b；李培等，2015，2019；Kuo et al．，2015；蔡輝騰等，2015，2016；郭曉然等，2019)獲得了福建地區(qū)若干條剖面的地殼速度結(jié)構(gòu).李細(xì)兵等(2019a)利用人工爆破地震P波到時數(shù)據(jù)，給出了福建一維P波速度模型；Zheng等(2013)利用天然地震獲得的體波走時信息給出了福建及周邊地區(qū)的三維地殼速度結(jié)構(gòu)，揭示政和—大浦?jǐn)嗔褞蓚?cè)存在明顯的速度差異，漳州盆地和福州盆地呈現(xiàn)低速異常特征；福建沿海深部速度結(jié)構(gòu)在南北區(qū)域差異較大(李祖寧等，2014)；Cai等(2015)基于爆破初至震相數(shù)據(jù)和天然地震初至震相數(shù)據(jù)給出了福建地區(qū)的地殼三維P波、S波結(jié)果，但其分辨率有限，也缺乏Moho面深度信息；金震等(2018)利用氣槍激發(fā)地震波Pg和Pm走時信息構(gòu)建了福建及臺灣海峽南部的三維P波速度結(jié)構(gòu)和Moho面幾何形態(tài)，研究結(jié)果主要集中在福建與臺灣海峽南部的海陸過渡帶上，缺少陸域的Moho面深度信息.利用背景噪聲層析成像研究福建及其鄰區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)(李軍等，2011；Zhou et al.，2012；張麗娜等，2018；Zhang et al.，2018)，給出了福建及其鄰區(qū)的地殼剪切波速度結(jié)構(gòu)，揭示了福建地區(qū)地殼剪切波速度存在橫向不均勻性，政和—大浦?jǐn)嗔褞路街械貧ご嬖诘退贄l帶.但是，上述這些研究由于數(shù)據(jù)或方法的限制，結(jié)果主要集中在幾條測線上或者某些特定的局部區(qū)域內(nèi)，雖然對地殼速度結(jié)構(gòu)有較為深入認(rèn)識，但該區(qū)域仍缺乏較為全面且分辨率較高的地殼厚度信息.

泊松比是描述巖石成分、地殼內(nèi)部物質(zhì)組成及物性狀態(tài)差異的重要參數(shù)，而且地殼厚度與泊松比之間的關(guān)系可為地殼的構(gòu)造演化過程提供重要的約束(Zandt and Ammon，1995；Christensen，1996；嵇少丞等，2009).目前利用遠(yuǎn)震接收函數(shù)已成為獲取地殼厚度和泊松比最有效的方法之一(Zhu，2000；Yang et al．，2011；Chopra et al．，2014；Huang et al．，2014；Guo et al．，2015；Hu et al．，2015；Akpan et al．，2016)，近年來，在福建地區(qū)也開展了一些利用接收函數(shù)方法獲得臺站下方的地殼厚度和泊松比研究工作(Ai et al．，2007；袁麗文和鄭斯華，2009；黃暉等，2010；Li et al．，2013；He et al．，2014；葉卓等，2013，2014；黃海波等，2014；趙延娜等，2015，2017)，豐富了我們對福建地區(qū)Moho面形態(tài)、地殼物質(zhì)組成等問題的認(rèn)識.但受觀測臺站分布不均勻、稀疏及局部缺失等影響，對福建地區(qū)的地殼厚度和泊松比成像精度及分辨率不高.為了整體認(rèn)識該地區(qū)的地殼厚度和泊松比，充分利用現(xiàn)有的觀測臺站和高質(zhì)量的觀測資料，有必要對不同探測方法獲得的結(jié)果進(jìn)行對比、分析及整合.

鑒于此，本文使用福建地震臺網(wǎng)分布相對均勻的88個測震臺4年(2014—2017年)的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)，利用P波接收函數(shù)H-κ疊加方法，獲得測震臺下方的地殼厚度和泊松比，并進(jìn)一步整合前人流動觀測結(jié)果，給出本地區(qū)高分辨率的地殼厚度和泊松比分布.在此基礎(chǔ)上，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)、巖性、地球物理、地球化學(xué)等資料，分析其分布特征、與地質(zhì)構(gòu)造單元和斷裂帶的關(guān)系、地殼厚度與泊松比之間的關(guān)系，為研究該地區(qū)深部結(jié)構(gòu)與構(gòu)造特征、地殼物質(zhì)組成及構(gòu)造演化過程等提供約束.

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)

本文所用遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)來源于布設(shè)在福建地區(qū)測震臺網(wǎng)的88個測震臺站，地震計型號包括CMG-3ESP、CMG-40T、BBVS-60、CTS-1E、FSS-3M以及FSS-3B，采樣率100 Hz，臺站間距約為2～53 km，平均臺間距為27 km，較為均勻地覆蓋整個福建地區(qū)(圖1).研究選用2014—2017年震級5.5～7.5、震中距30°～90°范圍內(nèi)的856個遠(yuǎn)震事件，有效遠(yuǎn)震事件434個(圖2)，這些事件具有較好的方位和震中距覆蓋，這可以為獲得穩(wěn)定、可靠的研究結(jié)果提供高質(zhì)量的數(shù)據(jù)保障.

圖2 用于H-κ疊加的遠(yuǎn)震事件分布圖(色標(biāo)表示震級)Fig.2 Teleseismic event locations of H-κ stacking in this study(color code represents magnitude)

1.2 P波接收函數(shù)提取

接收函數(shù)是基于等效震源假設(shè)，利用反褶積消除遠(yuǎn)震地震記錄中震源和傳播路徑影響的，僅與接收臺站下方地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)有關(guān)的遠(yuǎn)震響應(yīng)(Langston，1979；Gurrola et al．，1995; Bostock，1998).本文首先對截取的原始三分量(Z、E和N)地震記錄進(jìn)行預(yù)處理(去平均值、去線性趨勢、重采樣到10 Hz和進(jìn)行0.1～1.0 Hz的Butterworth帶通濾波)，再以IASP91模型(Kennett and Engdahl，1991)計算的理論P(yáng)波到時為基準(zhǔn)向前截取30 s、向后截取120 s.其次，將Z、E和N三分量旋轉(zhuǎn)到Z、R和T方向.然后，進(jìn)行高斯濾波系數(shù)為2.5(拐角頻率約為1.25 Hz)的時域迭代反褶積(Ligorría and Ammon，1999)提取P波接收函數(shù)，從856個遠(yuǎn)震事件(有效事件434)中提取了7萬條接收函數(shù).為了對提取的接收函數(shù)進(jìn)行質(zhì)量控制，本文先篩選出徑向接收函數(shù)初至P波極性為正、振幅值小于0.8和擬合度大于60%的接收函數(shù).再對篩選后的接收函數(shù)求相關(guān)系數(shù)，為了去除初至P波的影響，采取P波到時后1.9～20 s的數(shù)據(jù)計算每條接收函數(shù)與篩選后的接收函數(shù)集平均值的相關(guān)系數(shù)，刪除相關(guān)系數(shù)小于0.5的接收函數(shù)，結(jié)合人工肉眼識別方法的多重挑選，最后留用7千多條高質(zhì)量的接收函數(shù)用于H-κ疊加(Zhu and Kanamori，2000)計算臺站下方的地殼厚度、平均波速比以及泊松比.圖3是JOJA、NPDK、XMSM、SXFK、HAHF和PHSG臺站(具體位置在圖1中有標(biāo)出)的徑向接收函數(shù)，可見用于疊加的接收函數(shù)數(shù)量充足，震相清晰度和一致性較好，Ps震相大約都出現(xiàn)在3～4 s之間，與研究區(qū)的地震波傳播特征相符合，且事件的后方位角覆蓋和震中距分布合理.

1.3 H-κ疊加

H-κ疊加是通過對不同的地殼厚度(H)和波速比(κ)組合，給定地殼P波的平均速度(VP)計算理論的Ps、多次波(PpPs、PsPs+PpSs)的到時，根據(jù)理論到時在接收函數(shù)上取對應(yīng)的振幅加權(quán)求和，極大值對應(yīng)的地殼厚度和波速比即為H和κ的最佳估計.H-κ疊加過程中，參考前人研究結(jié)果(Ai et al．，2007；袁麗文和鄭斯華，2009；黃暉等，2010；Li et al．，2013；He et al．，2014；葉卓等，2013，2014)，設(shè)定H搜索范圍為25～40 km，間隔為0.1 km；κ搜索范圍為1.5～2.0，間隔為0.01.李翠芹等(2014)基于理論計算、數(shù)值模型和實際資料研究表明：VP的變化對H-κ疊加結(jié)果中的H影響比較大，兩者成正相關(guān)；對κ的影響較小，兩者成負(fù)相關(guān).VP對H的影響與地殼結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性也有關(guān)聯(lián)，地殼結(jié)構(gòu)越復(fù)雜，VP的變化對H的影響越大.VP偏離超過5%引起的相應(yīng)的H變化超過5 km，κ的變化超過0.01，會引起結(jié)果的不可靠，甚至錯誤.學(xué)者們選取研究區(qū)的VP范圍在6.1～6.3 km·s-1，相應(yīng)地由VP的選擇所引的結(jié)果差異值在2 km范圍內(nèi)，因此，研究區(qū)H-κ疊加結(jié)果受地殼VP的影響不大，在設(shè)定VP時，本文使用蔡輝騰等(2015)根據(jù)人工爆破的Pm震相走時建立的VP值(6.24 km·s-1)，并依據(jù)Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相的可識別程度給疊加權(quán)重，震相的可識別度高其疊加權(quán)重大，反之，疊加權(quán)重小；使用的權(quán)重組合有：0.6/0.3/0.1、0.3/0.6/0.1、0.5/0.3/0.2和0.7/0.2/0.1.實際上不同加權(quán)值組合對H-κ疊加結(jié)果影響較小(危自根等，2016).圖4為JOJA、NPDK、XMSM、SXFK、HAHF和PHSG臺站H-κ疊加得到的地殼厚度與波速比，可見疊加能量團(tuán)是唯一且收斂的，數(shù)據(jù)可靠性較高.

圖3 JOJA、NPDK、XMSM、SXFK、HAHF和PHSG臺站用于H-κ疊加的徑向接收函數(shù)圖中波形記錄為參與疊加的按事件后方位角排列的徑向接收函數(shù)，接收函數(shù)波形中的藍(lán)點表示以臺站疊加分析結(jié)果為地殼模型計算得到事件的震相(Ps、PpPs和PsPs+PpSs)到時； 波形圖右側(cè)的圖中的黑點和紫點分別表示事件的后方位角和震中距(單位均為°)；臺站名稱及參與疊加的接收函數(shù)條數(shù)亦一同展示在圖中.Fig.3 Radial receiver function for H-κ stacking at some stations (JOJA、NPDK、XMSM、SXFK、HAHF、PHSG)Waveforms of the radial receiving function show here are arranged by their events′ back azimuth. The blue points at each waveform indicates the theoretical position of phase Ps, PpPs and PsPs+ PpSs calculated with crustal model from their H-κ stacking analysis result. The black and purple points in the graph on the right side of the waveform diagram indicate the back azimuth (units are degrees) and epicenter distance of the event (units are degrees). The station name and the number of receiving functions used in H-κ stacking analysis are also shown in the figure.

圖4 H-κ疊加結(jié)果展示Fig.4 H-κ stacking result at some stations (JOJA、NPDK、XMSM、SXFK、HAHF、PHSG) in this study

圖5 臺站下方地殼厚度分布(a)、波速比分布(b)和泊松比分布(c)直方圖Fig.5 Histogram distribution of crustal thickness (a), velocity ratio distribution (b) and Poisson′s ratio (c) beneath the stations

2 結(jié)果與分析

2.1 H-κ疊加結(jié)果

基于上述方法和步驟，本文對研究區(qū)88個臺站的徑向接收函數(shù)做H-κ疊加計算，求取臺站下方的地殼厚度、波速比及泊松比.研究區(qū)下方的地殼厚度與泊松比統(tǒng)計結(jié)果如表1和圖5所示(共80臺)，其中由于受臺站記錄質(zhì)量和數(shù)量、場地條件、地下結(jié)構(gòu)等多種因素的影響，1個地震臺由于提取的接收函數(shù)太少，無法判斷所得結(jié)果的穩(wěn)定性，故不采用；7個地震臺站的接收函數(shù)波形過于凌亂或者太復(fù)雜以至于無法獲得較為合理的結(jié)果，也未采用；這些臺站具體位置在圖1已標(biāo)出.結(jié)果的統(tǒng)計表明：研究區(qū)地殼厚度范圍為27.4～34.3 km，平均值31.4 km，誤差為0.5～2.0 km，平均誤差0.8 km；地殼波速比范圍為1.64～1.85，平均值1.74，誤差為0.02～0.07，平均誤差0.04；泊松比范圍為0.2～0.3，平均值0.25.各臺的誤差估算也表明本文計算結(jié)果可靠.

表1 臺站下方地殼厚度H、波速比κ及泊松比δTable 1 Crustal thickness H, velocity ratio κ and Poisson′s ratio δ beneath stations

續(xù)表1

2.2 與前人研究結(jié)果對比分析

前人在研究區(qū)利用接收函數(shù)方法獲得了少數(shù)臺站下方的地殼厚度和泊松比，為了進(jìn)一步分析本文結(jié)果與其他學(xué)者結(jié)果的可靠性和差異性，對同一臺站的結(jié)果進(jìn)行如下對比分析：(1)以本文的計算結(jié)果(地殼厚度、波速比)作為橫坐標(biāo)，其他學(xué)者結(jié)果作為縱坐標(biāo)(圖6)，分析可知：前人所得結(jié)果同本文結(jié)果的地殼厚度偏差大于2 km和波速比偏差大于0.08的臺站分別有2個和4個，分別占對比所用數(shù)量的1.3%和2.6%.(2)對同一臺站的前人的結(jié)果(Ai et al．，2007；黃暉等，2010；He et al.，2014；黃海波等，2014；趙延娜等，2017)進(jìn)行匯總并求解平均值，結(jié)果顯示(圖7)：不同學(xué)者所得同一臺站的具體量值上有差異，本文估算的波速比(κ)均在前人結(jié)果平均值的±0.08內(nèi)；而地殼厚度(H)除有個別臺站偏離前人結(jié)果的平均值較大外，其余均在前人結(jié)果平均值的±2 km內(nèi).由圖3可見，本文偏差較大的臺站(XMSM、PHSG和HAHF)用于疊加的接收函數(shù)數(shù)量充足，方位角覆蓋和震中距分布也合理.XMSM臺和HAHF臺各震相特征清晰可識別且一致性好，各震相理論到時與實際到時吻合程度較高；PHSG臺各震相特征清晰可識別，Ps震相理論到時與實際到時吻合程度高，多次反射波震相的理論到時與實際到時除后方位90°～300°地方存在微小偏差(約0.5 s)外，其他后方位的理論到時與實際到時吻合度高，這可能與其(具體位置見圖8)位于沿海地殼厚度漸變的梯度帶上有關(guān).由圖4可知，XMSM臺、PHSG臺和HAHF臺的H-κ疊加能量團(tuán)唯一且收斂.因此，我們認(rèn)為本文結(jié)果是可信的.相比于前人研究(Ai et al．，2007；黃暉等，2010；He et al．，2014；葉卓等，2013，2014；黃海波等，2014；趙延娜等，2015，2017)，本文所使用的臺站更加密集，橫向分辨率更高，對區(qū)域地殼厚度橫向變化刻畫更加清晰.

圖6 地殼厚度和波速比與前人接收函數(shù)結(jié)果一致性分析(a) 地殼厚度結(jié)果一致性分析，其中十字形、正三角、菱形、倒三角、正方形、正六邊形分別表示本研究結(jié)果、Ai等(2007)、黃暉等(2010)、He等(2014)、Huang等(2014)和趙延娜等(2017)研究結(jié)果，其中藍(lán)色實線表示本研究同前人結(jié)果完全一致，藍(lán)色虛線內(nèi)表示本研究同前人研究結(jié)果偏差不超過2 km; (b) 地殼波速比結(jié)果一致性分析，藍(lán)色實線表示本研究同前人結(jié)果完全一致，藍(lán)色虛線內(nèi)表示本研究同前人研究結(jié)果偏差小于0.08.Fig.6 Consistency analysis of crustal thickness and VP/VS ratio with previous receiver function results(a)Consistency analysis of crustal thickness results. The cruciforms, triangles, diamonds, inverted triangles, squares and hexagons represent the results from ours and Ai et al. (2007), Huang et al. (2010), He et al. (2014), Huang et al. (2014) and Zhao et al. (2017), respectively. The blue solid line indicates the same results between this study and others. The blue dashed lines indicate the region for variation less than 2 km. (b) Consistency analysis of VP/VS ratio results. The blue dashed lines indicate the region for variation less than 0.08.

圖7 地殼厚度和波速比與前人接收函數(shù)結(jié)果對比圖Fig.7 Comparison of crustal thickness and VP/VS with previous receiver function results

在與前人研究結(jié)果對比分析的基礎(chǔ)上，本文基于以下三點考慮進(jìn)行分析討論：(1)本文大量不同震中距和方位地震數(shù)據(jù)的使用可以獲得更穩(wěn)定、可靠的研究結(jié)果；(2)采用主動源Pm震相得到的地殼平均P波速度較符合實際情況；(3)不同學(xué)者的研究結(jié)果相差不大.對于本文給出的80個可靠度較高的臺站，采用本文的結(jié)果用于后面的分析和討論，對于本文因接收函數(shù)質(zhì)量問題或數(shù)量少等因素，未給出結(jié)果的臺站(PTTC、FZCM)采用前人結(jié)果的平均值作為該臺站的結(jié)果用于后面進(jìn)一步的分析和討論.

2.3 地殼厚度與泊松比結(jié)果整合

為了獲得研究區(qū)更多、更精細(xì)的地殼厚度和泊松比分布，在本文研究獲取的80個臺站結(jié)果基礎(chǔ)之上，收集研究區(qū)已有的短期流動臺接收函數(shù)結(jié)果(黃暉等，2010；Li et al.，2013；趙延娜等，2015)，最終獲得研究區(qū)迄今為止最為密集的117個臺的地殼厚度和殼內(nèi)泊松比結(jié)果.為直觀顯示研究區(qū)的地殼厚度和泊松比，采用曲面網(wǎng)格插值算法進(jìn)行繪制福建地區(qū)地殼厚度分布圖(圖8)和泊松比分布圖(圖9).由于117個臺站分布較為密集，插值結(jié)果清晰體現(xiàn)了研究區(qū)地殼結(jié)構(gòu)及泊松比的變化特征.

圖8 福建地區(qū)的地殼厚度分布三角形表示用于插值的臺站(灰色：本文給出H-κ疊加結(jié)果的臺站；白色：其他學(xué)者研究結(jié)果的臺站)；Ⅰ-1：北武夷隆起區(qū)，Ⅰ-2：南武夷晚古生代坳陷區(qū)， Ⅱ-1：閩東火山斷坳帶； Ⅱ-2：平潭—東山變質(zhì)帶.Fig.8 Variation of crustal thickness in the Fujian ProvinceThe triangle represents the station used for interpolation in the study (grey triangles represents the stations where the results of H-κ stacking in this study; white ones represent results of other scholars); Ⅰ-1: North Wuyi Uplift zone, Ⅰ-2: South Wuyi Late Paleozoic Depression zone, Ⅱ-1: East Fujian Volcanic Fault Depression, Ⅱ-2: Pingtan-Dongshan Shear Structural Zone.

圖9 福建地區(qū)的泊松比分布圖Fig.9 Variation of Poisson′s ratio in the Fujian Province

福建區(qū)域地殼厚度的平均值為31.4 km，泊松比的平均值為0.25.地殼厚度總體從西北往東南具有減薄特征，地殼厚度具有小尺度橫向變化.研究區(qū)地殼平均泊松比在0.20～0.30之間，空間分布上呈現(xiàn)較明顯的橫向不均性，整體上北部高于南部，沿海地區(qū)泊松比高于內(nèi)陸地區(qū).

為了更進(jìn)一步證明本文結(jié)果的可靠性和合理性，本文將以上結(jié)果與地理位置相近的人工地震深地震測深結(jié)果進(jìn)行了對比(圖10)：李培等(2015)基于5次人工爆破數(shù)據(jù)給出的福建邵武—南平—平潭地震測深剖面下方莫霍面形態(tài)(圖10b，F(xiàn)J1藍(lán)線)整體顯示西深東淺，剖面的西北(WN)段地殼深部速度結(jié)構(gòu)相比東南段(ES)復(fù)雜.蔡輝騰等(2016)基于5次人工爆破數(shù)據(jù)給出的寧化—大田—惠安地震測深剖面結(jié)果(圖10b，F(xiàn)J2藍(lán)線)顯示沿剖面地殼厚度由西向東逐漸減薄，其西北(WN)段地殼厚約31.8 km，東南(ES)段地殼厚約28.4 km.本文結(jié)果(圖10b，紅線)與兩條人工測深剖面獲得的地殼厚度變化趨勢和數(shù)值整體上均具有較好的一致性，均由西北向東南呈現(xiàn)緩慢減薄，差值均在3 km之內(nèi)(圖10b，彩色線)，屬于正常的誤差之內(nèi)，但地殼厚度與人工地震深地震測深結(jié)果相比偏小(FJ2)，且存在局部的小幅度起伏變化，主要體現(xiàn)在FJ1測線上，這種差異可能主要是接收函數(shù)方法和人工地震測深方法的差異所致：前者利用P和S波同時約束地殼的平均屬性，其反映的是臺站下方的地殼結(jié)構(gòu)；而后者利用P進(jìn)行約束，其反映的是長為300～350 km剖面的平均地殼結(jié)構(gòu)，這兩種方法結(jié)果存在差異性也在其他區(qū)域有所體現(xiàn)(李永華等，2009；張攀等，2014).相比于人工地震測深測線剖面結(jié)果，本文結(jié)果具有更全面、更均勻的空間分辨率.此外，本文研究結(jié)果揭示的福建及臺灣海峽南部的陸海過渡帶具有正常型華南活動地塊與減薄型南?；顒拥貕K交匯特征，這與金震等(2018)基于福建及臺灣海峽南部陸海聯(lián)測試驗記錄到的走時數(shù)據(jù)，利用速度與界面聯(lián)合成像方法給出結(jié)果相吻合.

圖10 本研究所得地殼厚度同前人地震測深所得結(jié)果對比(a) 本文獲得的地殼厚度分布和前人地震測深剖面觀測系統(tǒng)位置圖，其中測線FJ1來源李培等(2015)，測線FJ2來源蔡輝騰等(2016)，灰色三角形表示用于插值的臺站； (b) 本文地殼厚度(紅線)與地震測深FJ1和FJ2結(jié)果(藍(lán)色)對比，圖中的彩色線表示本文結(jié)果同前人結(jié)果的差值.Fig.10 Comparison of crustal thickness with previous seismic sounding profiles results(a) The crustal thickness results obtained in this paper and the position of seismic sounding profile observation system. the location distribution of profile FJ1 and FJ2 are from Li Pei et al. (2015) and Cai HuiTeng et al. (2016) respectively. the gray triangle represents the station used for interpolation; (b) The red line is the result of this paper; the blue line is the result of seismic sounding, and the colored line shows the difference between the results of this article and others.

綜上所述，本文得到的結(jié)果可信度較高，與相同方法和不同方法給出的結(jié)果均有較高的一致性，且較前人更精細(xì).因此，在此基礎(chǔ)上進(jìn)行進(jìn)一步的分析和討論.

3 討論

3.1 地殼厚度

福建地區(qū)地殼厚度(圖8)范圍為27.4～34.3 km，厚度差約為6.9 km，平均值為31.4 km.與中國大陸地殼平均厚度37 km相比(Chen et al．，2010)，研究區(qū)整體地殼厚度較薄，且具有自西北向東南減薄的趨勢.這與該區(qū)域具有由大陸地殼向大洋地殼過渡的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)特征相一致(金震等，2018；Zhang et al.，2018；李細(xì)兵等，2019b)；也符合華南東部沿海地區(qū)地殼厚度變化特征(Ai et al．，2007；Li et al.，2013)，這也進(jìn)一步印證了研究區(qū)地殼經(jīng)歷了拉伸減薄.從板塊構(gòu)造環(huán)境角度分析，印度板塊朝北東方向推擠青藏高原，青藏高原強(qiáng)烈變形并向遠(yuǎn)程傳遞應(yīng)力，太平洋板塊沿北西向俯沖于歐亞大陸之下，同時歐亞大陸板塊則是沿著馬尼拉海溝俯沖到菲律賓海板塊的下方(Zheng et al.，2013)，在這樣的動力學(xué)環(huán)境下，華南地塊有進(jìn)一步俯沖于菲律賓海板塊的可能，即向南東方向運(yùn)動，從而巖石圈整體伸展，地殼厚度整體減薄.福建位于華南地塊的東南緣，自元古代超大陸裂解以來，華南地塊經(jīng)歷了由不同時期不同的大陸板塊不斷的碰撞拼接，其間又發(fā)生裂解，到早中生代早期華南地區(qū)的各個陸塊才又拼合形成統(tǒng)一的整體(Mao et al.，2014).由于華南地塊與周邊的華北板塊、菲律賓海板塊、太平洋板塊等不斷地發(fā)生相互作用，華南地區(qū)內(nèi)部的地質(zhì)作用非常強(qiáng)烈.古生代末期古特提斯洋殼消失和中生代時期太平洋板塊的俯沖都對華南地質(zhì)產(chǎn)生了深遠(yuǎn)的影響(Zheng et al.，2013).自中生代以來不斷被改造，巖漿變質(zhì)作用強(qiáng)烈.而晚中生代開始的大陸邊緣裂解，區(qū)域的擠壓構(gòu)造轉(zhuǎn)變?yōu)槔瓘堊饔?南海的擴(kuò)張以及新生代晚期歐亞大陸與菲律賓海板塊的碰撞都影響了華南地區(qū)的結(jié)構(gòu)演化和地質(zhì)構(gòu)造.福建地區(qū)地殼減薄與該區(qū)域中生代以來遭受的伸展作用有關(guān)(Li，2000；Wan and Zhao，2012；張岳橋等，2012).

研究區(qū)地殼厚度(圖8)具有明顯條帶和塊狀特征，地殼厚度分布與地殼主要深大斷裂的分布有一定相關(guān)性.北東向政和—大浦?jǐn)嗔褞?圖1的F2)東側(cè)的東南沿海中生代巖漿巖帶(圖1中的Ⅱ)內(nèi)的地殼厚度具有“條帶狀由厚變薄”的特征：大致沿著北東向長樂—詔安斷裂帶(圖1的F3)有1～2 km的北東向地殼厚度梯度帶，莫霍面向東抬升；該斷裂兩側(cè)明顯的地殼厚度差進(jìn)一步驗證了前人對其的研究結(jié)果：長樂—詔安斷裂為超殼斷裂，同時是構(gòu)造分界線(Chen et al．，2002；Li et al．，2014b).政和—大浦?jǐn)嗔褞?圖1的F2)西側(cè)的南武夷晚古生代坳陷區(qū)(圖1中的Ⅰ-2)的地殼厚度相對較薄且相對變化不大，普遍在31 km～32 km，與該區(qū)域的地質(zhì)構(gòu)造單元有較好的對應(yīng)關(guān)系.北武夷隆起區(qū)(圖1中的Ⅰ-1)的地殼厚度有明顯小尺度特征，其遠(yuǎn)離政和—大浦?jǐn)嗔褞У膮^(qū)域地殼厚度相對較厚，地殼厚度均大于32 km；值得關(guān)注的是：緊鄰政和—大浦?jǐn)嗔褞Т嬖诰植康慕óT—南平—沙縣條狀減薄現(xiàn)象，由圖3和圖4可知，該區(qū)域的建甌建安(JOJA)、南平東坑(NPDK)和沙縣富口(SXFK)3個臺站可用的接收函數(shù)數(shù)量充足，Ps震相均出現(xiàn)在3～4 s之間，與區(qū)域的地震波傳播特征相吻合；臺站JOJA和NPDK的轉(zhuǎn)換波(Ps)和多次反射波(PpPs、PsPs+PpSs)的震相特征均清晰可識別，各震相理論到時與實際到時吻合程度較高；臺站SXFK除了PsPs+PpSs震相外，Ps震相和PpPs震相特征清晰可識別，理論到時與實際到時吻合程度較高.接收函數(shù)后方位角覆蓋和地震震中距分布也合理，其H-κ疊加能量團(tuán)唯一且收斂(圖4)，數(shù)據(jù)可信度較高.因此，我們認(rèn)為這個局部的“條狀減薄”細(xì)節(jié)可信度高.

前人基于深地震測深的方法(Cai et al．，2015；Kuo et al．，2015；李培等，2015，2019)和利用背景噪聲層析成像方法(Zhang et al．，2018)得到的速度結(jié)構(gòu)也顯示政和—大浦?jǐn)嗔褞蓚?cè)具有明顯的速度差異.本文的研究結(jié)果進(jìn)一步揭示政和—大埔斷裂切割地殼的深度大于30 km，推測其屬于超殼斷裂.導(dǎo)致地殼厚度存在差異的原因可能是由于兩側(cè)地塊經(jīng)歷了不同的地質(zhì)年代，分屬不同年代的地層.政和—大浦?jǐn)嗔褞鱾?cè)的華夏地塊，屬于武夷—云開褶皺帶(Huang，1978)經(jīng)歷了加里東運(yùn)動時期(Chen and Jahn，1998；Wang et al．，2017)、印支階段(王培宗等，1993；Xu et al．，2007)和早燕山期運(yùn)動時期(Li，2000)三個時期的構(gòu)造變形；其東側(cè)屬于東南沿海褶皺帶(Huang，1978)，其構(gòu)造變形主要受到晚燕山期運(yùn)動控制(Zhou et al．，2006)，燕山期古太平洋板塊的俯沖和后撤(Li and Li，2007；Li et al．，2014a)也可能是該區(qū)域自西向東“由厚變薄”的原因.

北西向閩江斷裂(圖1的F4)東段兩側(cè)的地殼厚度也存在較明顯的差異，其以北的莫霍面深度較淺，以南的莫霍面深度較深，這也進(jìn)一步驗證了閩江斷裂是超殼斷裂(王培宗等，1993；葉卓等，2014).北西向九龍江斷裂(圖1的F7)兩側(cè)的地殼厚度在漳州附近存在南北差異，人工地震測深結(jié)果(熊紹柏等，1991)也證實了這一現(xiàn)象的存在.福建東南沿海閩粵交界及鄰區(qū)地殼厚度減薄，與正常型華南活動地塊與減薄型南海活動地塊交匯致使地殼厚度減薄有關(guān)(張培震等，2003)，可能受太平洋板塊俯沖、碰撞和南海活動地塊的擴(kuò)張影響.

3.2 地殼平均泊松比

地殼平均泊松比可以反映地殼礦物組成和成分，富含長英質(zhì)的地殼有著較低泊松比，富含鐵鎂質(zhì)地殼有著較高泊松比，高孔隙度和流體或熔體(部分熔融)的存在也能使巖石泊松比提高(Zandt and Ammon，1995；Christensen，1996).地殼泊松比的低值(σ≤0.26)、中值(0.26<σ≤0.28)、高值(0.28<σ≤0.30)和超高值(σ>0.3)所對應(yīng)的巖石成分分別為長英質(zhì)酸性巖、中性巖、鐵鎂質(zhì)基性巖和超基性巖(Ji et al.，2009；徐強(qiáng)等，2009).

研究區(qū)地殼泊松比(圖9)平均值為0.25，與前人研究(Ji et al.，2009；Guo et al.，2018)給出的華夏地塊泊松比平均值不到0.26的結(jié)果相吻合.研究區(qū)泊松比具有橫向不均性，北部整體偏高，南部整體較低，沿海地區(qū)泊松比明顯高于內(nèi)陸地區(qū)(基本上小于0.26)，根據(jù)地殼巖石與泊松比的關(guān)系，我們推測內(nèi)陸地區(qū)地殼組成以長英質(zhì)巖石為主，這與區(qū)內(nèi)主要分布印支期及早燕山期石英含量較高的花崗巖特征一致(Zhou and Li，2000；張岳橋等，2009).

沿海零星分布的局部高泊松比區(qū)(高于0.28)，主要集中在羅源—福州周邊地區(qū)和同安—漳州周邊地區(qū).地殼熱流在這些地區(qū)為異常高值(Hu et al．，2000)，其中福州和漳州區(qū)域熱流值均遠(yuǎn)高于正常區(qū)，福州地區(qū)高達(dá)200 mW·m-2(王培宗等，1993；袁玉松等，2006)；該地區(qū)溫泉出露也較多(熊紹柏等，1991).我們推測地殼泊松比從內(nèi)陸到沿海增加趨勢與華南地區(qū)中生代以來的地殼演化過程有關(guān)，沿海地區(qū)瀕臨西太平洋，受古太平洋板塊俯沖/后撤影響(Li and Li，2007；Zheng et al.，2013)，地幔楔部分熔融產(chǎn)生上涌的玄武巖漿并底侵在下地殼，其帶來的高熱使中、下地殼的火成變質(zhì)巖部分熔融.高泊松比區(qū)福州、同安和漳州位于北東向和北西向主干斷裂帶的交匯區(qū)域(圖9)，斷裂交匯處巖石松散破碎，易成為巖漿上侵或噴出的通道，基性巖漿物質(zhì)沿上侵到殼內(nèi)并在斷裂帶附近聚集，使地殼巖石中鎂鐵成分明顯增加從而導(dǎo)致泊松比升高.沿海地區(qū)廣泛分布的晚燕山期高鉀鈣堿型花崗巖暗示其來源于軟流圈鐵鎂質(zhì)巖漿物質(zhì)的底侵作用(Zhou and Li，2000；Zhou et al.，2006)；沿海分布的鎂鐵質(zhì)巖墻群(董傳萬等，2010；He and Xu，2012)、花崗巖中鎂鐵質(zhì)微粒包體(Wong et al.，2009)也表明其中、下地殼中有更多的幔源物質(zhì)聚集.

3.3 地殼厚度與泊松比關(guān)系

地殼厚度與泊松比之間的關(guān)系能為大陸地殼的構(gòu)造演化過程提供重要的約束，如反映地殼的演變形式是拉伸減薄還是碰撞增厚，有無地幔物質(zhì)交換等(Ji et al．，2009；嵇少丞等，2009).福建地區(qū)的地殼厚度與泊松比的相關(guān)性(圖11)顯示：泊松比與地殼厚度呈負(fù)相關(guān)，即泊松比隨著地殼厚度減少而增大.我們推測在地殼伸展背景下，古太平洋板塊俯沖華南大陸，由于巖漿底侵作用，大量幔源物質(zhì)進(jìn)入地殼，使地殼巖石中鎂鐵成分明顯增加從而導(dǎo)致泊松比升高，在造成莫霍面抬升的同時提高了泊松比(Zandt and Ammon，1995；Dong et al.，2020).

圖11 地殼厚度與泊松比的相關(guān)性紅色圓圈表示H-κ疊加結(jié)果；藍(lán)色線表示地殼厚度與泊松比的擬合線.Fig.11 Correlation of crustal thickness with Poisson′s ratioRed circles denote H-κ stacking result; Blue line denote the fitting line between the crustal thickness and Poisson′s ratio.

4 結(jié)論

本文基于密集臺站記錄到的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)，提取P波接收函數(shù)進(jìn)行H-κ疊加計算，并與該地區(qū)已有的研究結(jié)果進(jìn)行對比、分析及整合，最終獲得了研究區(qū)117個觀測臺站下方的地殼厚度和泊松比，揭示了中國福建地區(qū)地殼厚度和泊松比變化特征.研究結(jié)果可歸納為以下幾點：

(1)研究區(qū)整體地殼厚度較薄，在27.4～34.3 km之間，地殼厚度總體上變化不大(厚度差6.9 km)，平均值為31.4 km.地殼厚度整體上具有自西北往東南減薄特征，這與該區(qū)域中生代以來遭受的伸展作用有關(guān).地殼厚度具有明顯條帶和塊狀特征，與地殼主要深大斷裂的分布有一定相關(guān)性.值得關(guān)注的是：北武夷隆起區(qū)內(nèi)緊鄰政和—大浦?jǐn)嗔褞Ц浇幸痪植康臈l狀(建甌—南平—沙縣)減薄現(xiàn)象.這一局部特征在以往的低分辨率圖像中是很難獲知的，本文以更為密集的臺站結(jié)果進(jìn)一步驗證了研究區(qū)具有由陸殼向洋殼逐漸減薄的過渡特征，并進(jìn)一步揭示了地殼新的局部起伏.這也意味著福建地區(qū)從內(nèi)陸到沿海并非線性減薄，存在小尺度橫向非均勻性.

(2)研究區(qū)地殼平均泊松比范圍為0.20～0.30，平均值0.25，北部整體偏高，南部偏低，沿海地區(qū)泊松比高于內(nèi)陸地區(qū)，泊松比分布特征與區(qū)域地殼物質(zhì)組成和礦物含量相關(guān).沿海的高泊松比區(qū)與斷裂帶的交匯區(qū)域有很好的對應(yīng)關(guān)系，與該區(qū)域熱流值偏高、溫泉分布較廣泛的現(xiàn)象也比較一致.推測這一現(xiàn)象與沿海地區(qū)具有較高熱流值，以及受古太平洋板塊俯沖/后撤影響，幔源物質(zhì)底侵過程有關(guān).

(3)地殼厚度與泊松比成負(fù)相關(guān)，表明泊松比隨著地殼厚度減少而增大.推測在地殼伸展背景下，古太平洋板塊俯沖華南大陸，由于巖漿底侵作用，幔源物質(zhì)進(jìn)入地殼，使地殼巖石中鎂鐵成分明顯增加從而導(dǎo)致泊松比升高，在造成莫霍面抬升的同時提高了泊松比.

致謝感謝福建省地震局監(jiān)測中心提供本文所要數(shù)據(jù).文中圖件利用Generic Mapping Tools(GMT)繪制，在此表示感謝.衷心感謝各位專家及編輯在審稿過程中對本文提出的建設(shè)性意見.