利用远震P波接收函数研究中国福建地区地壳厚度和泊松比

李海艳， 蔡辉腾,2*， 金星， 姚华建， 李培，徐嘉隽,， 林琛， 任丛荣

1 福建省地震局， 福州 350003 2 南京大学地球科学与工程学院， 南京 210023 3 中国科学技术大学地球与空间科学学院， 合肥 230026

0 引言

中国大陆东南缘位于欧亚板块、太平洋板块、菲律宾海板块的交汇地带，受到菲律宾海板块与欧亚板块碰撞、挤压和台湾海峡的扩张影响，新构造运动强烈(任纪舜等，1990).本次研究关注的福建地区位于中国大陆东南前缘，自新元古代以来经历了一系列的地质构造运动(韦德光等，1997；Shu et al．，2011)，导致该区域分割成多个小而细碎的隆起、断陷盆地、小型平原等块体.中生代中晚期(燕山期)的古太平洋板块的俯冲使得这一区域由特提斯构造域转变为太平洋构造域(舒良树和周新民，2002)，同时导致了整个华夏块体遍布火成岩(Zhou et al．，2006)，新生代欧亚大陆与菲律宾海板块的会聚以及南海的扩张均对福建区域地体的构造和构成产生了很大的影响.在构造格架上，福建地区主要呈“东西分带、南北分块”，主要受到北东向和北西向两组断裂控制(图1).大致以政和—大浦断裂带(F2)为界，分隔成西侧的华夏地块(Ⅰ)和东侧的东南沿海中生代岩浆岩带(Ⅱ)；再分别以南平—宁化构造岩浆带及长乐—诏安断裂带为界，各划分为两个次级构造单元，即北武夷隆起区(Ⅰ-1)、南武夷晚古生代坳陷区(Ⅰ-2)、闽东火山断坳带(Ⅱ-1)和平潭—东山变质带(Ⅱ-2)(福建省地质调查研究院，2016).研究认为，政和—大埔断裂是走滑剪切断裂，伴随中新生代断陷盆岭构造(Huang，1978；Xu et al．，2007；舒良树和周新民，2002；张国伟等，2013；Li et al．，2014a).长乐—诏安断裂是岩浆活动带的东部界限，同时又是平潭—东山变质带的西部边界(Chen et al．，2002；Li et al．，2014b).

图1 研究区域地质构造(a)和台站分布(b)Ⅰ：华夏地块，Ⅱ：东南沿海中生代岩浆岩带，Ⅰ-1：北武夷隆起区，Ⅰ-2：南武夷晚古生代坳陷区，Ⅱ-1：闽东火山断坳带；Ⅱ-2：平潭—东山变质带；F1：邵武—河源断裂带，F2：政和—大浦断裂带，F3：长乐—诏安断裂带，F4：闽江断裂带，F5：沙县—南日岛断裂，F6：永安—晋江断裂带，F7：九龙江断裂带，F8：上杭—云霄断裂；三角形表示本文使用的台站，其中，蓝色三角形、灰色三角形分别为本文给出H-κ叠加结果的台站和没有给出H-κ叠加结果的台站；白色圆点表示收集的流动台站.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.

地壳厚度是描述莫霍面起伏变化、地壳结构、地壳增厚和减薄特征的重要参数，能为地壳变形机制模式的研究提供依据.前人已对福建地区地壳结构做了卓有成效的研究，如人工地震测深研究(廖其林等，1988，1990；熊绍柏等，1991；朱金芳等，2005，2006a，b；李培等，2015，2019；Kuo et al．，2015；蔡辉腾等，2015，2016；郭晓然等，2019)获得了福建地区若干条剖面的地壳速度结构.李细兵等(2019a)利用人工爆破地震P波到时数据，给出了福建一维P波速度模型；Zheng等(2013)利用天然地震获得的体波走时信息给出了福建及周边地区的三维地壳速度结构，揭示政和—大浦断裂带两侧存在明显的速度差异，漳州盆地和福州盆地呈现低速异常特征；福建沿海深部速度结构在南北区域差异较大(李祖宁等，2014)；Cai等(2015)基于爆破初至震相数据和天然地震初至震相数据给出了福建地区的地壳三维P波、S波结果，但其分辨率有限，也缺乏Moho面深度信息；金震等(2018)利用气枪激发地震波Pg和Pm走时信息构建了福建及台湾海峡南部的三维P波速度结构和Moho面几何形态，研究结果主要集中在福建与台湾海峡南部的海陆过渡带上，缺少陆域的Moho面深度信息.利用背景噪声层析成像研究福建及其邻区的地壳结构(李军等，2011；Zhou et al.，2012；张丽娜等，2018；Zhang et al.，2018)，给出了福建及其邻区的地壳剪切波速度结构，揭示了福建地区地壳剪切波速度存在横向不均匀性，政和—大浦断裂带下方中地壳存在低速条带.但是，上述这些研究由于数据或方法的限制，结果主要集中在几条测线上或者某些特定的局部区域内，虽然对地壳速度结构有较为深入认识，但该区域仍缺乏较为全面且分辨率较高的地壳厚度信息.

泊松比是描述岩石成分、地壳内部物质组成及物性状态差异的重要参数，而且地壳厚度与泊松比之间的关系可为地壳的构造演化过程提供重要的约束(Zandt and Ammon，1995；Christensen，1996；嵇少丞等，2009).目前利用远震接收函数已成为获取地壳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)，近年来，在福建地区也开展了一些利用接收函数方法获得台站下方的地壳厚度和泊松比研究工作(Ai et al．，2007；袁丽文和郑斯华，2009；黄晖等，2010；Li et al．，2013；He et al．，2014；叶卓等，2013，2014；黄海波等，2014；赵延娜等，2015，2017)，丰富了我们对福建地区Moho面形态、地壳物质组成等问题的认识.但受观测台站分布不均匀、稀疏及局部缺失等影响，对福建地区的地壳厚度和泊松比成像精度及分辨率不高.为了整体认识该地区的地壳厚度和泊松比，充分利用现有的观测台站和高质量的观测资料，有必要对不同探测方法获得的结果进行对比、分析及整合.

鉴于此，本文使用福建地震台网分布相对均匀的88个测震台4年(2014—2017年)的远震波形数据，利用P波接收函数H-κ叠加方法，获得测震台下方的地壳厚度和泊松比，并进一步整合前人流动观测结果，给出本地区高分辨率的地壳厚度和泊松比分布.在此基础上，结合区域地质、岩性、地球物理、地球化学等资料，分析其分布特征、与地质构造单元和断裂带的关系、地壳厚度与泊松比之间的关系，为研究该地区深部结构与构造特征、地壳物质组成及构造演化过程等提供约束.

1 数据与方法

1.1 数据

本文所用远震波形数据来源于布设在福建地区测震台网的88个测震台站，地震计型号包括CMG-3ESP、CMG-40T、BBVS-60、CTS-1E、FSS-3M以及FSS-3B，采样率100 Hz，台站间距约为2～53 km，平均台间距为27 km，较为均匀地覆盖整个福建地区(图1).研究选用2014—2017年震级5.5～7.5、震中距30°～90°范围内的856个远震事件，有效远震事件434个(图2)，这些事件具有较好的方位和震中距覆盖，这可以为获得稳定、可靠的研究结果提供高质量的数据保障.

图2 用于H-κ叠加的远震事件分布图(色标表示震级)Fig.2 Teleseismic event locations of H-κ stacking in this study(color code represents magnitude)

1.2 P波接收函数提取

接收函数是基于等效震源假设，利用反褶积消除远震地震记录中震源和传播路径影响的，仅与接收台站下方地壳上地幔速度结构有关的远震响应(Langston，1979；Gurrola et al．，1995; Bostock，1998).本文首先对截取的原始三分量(Z、E和N)地震记录进行预处理(去平均值、去线性趋势、重采样到10 Hz和进行0.1～1.0 Hz的Butterworth带通滤波)，再以IASP91模型(Kennett and Engdahl，1991)计算的理论P波到时为基准向前截取30 s、向后截取120 s.其次，将Z、E和N三分量旋转到Z、R和T方向.然后，进行高斯滤波系数为2.5(拐角频率约为1.25 Hz)的时域迭代反褶积(Ligorría and Ammon，1999)提取P波接收函数，从856个远震事件(有效事件434)中提取了7万条接收函数.为了对提取的接收函数进行质量控制，本文先筛选出径向接收函数初至P波极性为正、振幅值小于0.8和拟合度大于60%的接收函数.再对筛选后的接收函数求相关系数，为了去除初至P波的影响，采取P波到时后1.9～20 s的数据计算每条接收函数与筛选后的接收函数集平均值的相关系数，删除相关系数小于0.5的接收函数，结合人工肉眼识别方法的多重挑选，最后留用7千多条高质量的接收函数用于H-κ叠加(Zhu and Kanamori，2000)计算台站下方的地壳厚度、平均波速比以及泊松比.图3是JOJA、NPDK、XMSM、SXFK、HAHF和PHSG台站(具体位置在图1中有标出)的径向接收函数，可见用于叠加的接收函数数量充足，震相清晰度和一致性较好，Ps震相大约都出现在3～4 s之间，与研究区的地震波传播特征相符合，且事件的后方位角覆盖和震中距分布合理.

1.3 H-κ叠加

H-κ叠加是通过对不同的地壳厚度(H)和波速比(κ)组合，给定地壳P波的平均速度(VP)计算理论的Ps、多次波(PpPs、PsPs+PpSs)的到时，根据理论到时在接收函数上取对应的振幅加权求和，极大值对应的地壳厚度和波速比即为H和κ的最佳估计.H-κ叠加过程中，参考前人研究结果(Ai et al．，2007；袁丽文和郑斯华，2009；黄晖等，2010；Li et al．，2013；He et al．，2014；叶卓等，2013，2014)，设定H搜索范围为25～40 km，间隔为0.1 km；κ搜索范围为1.5～2.0，间隔为0.01.李翠芹等(2014)基于理论计算、数值模型和实际资料研究表明：VP的变化对H-κ叠加结果中的H影响比较大，两者成正相关；对κ的影响较小，两者成负相关.VP对H的影响与地壳结构的复杂性也有关联，地壳结构越复杂，VP的变化对H的影响越大.VP偏离超过5%引起的相应的H变化超过5 km，κ的变化超过0.01，会引起结果的不可靠，甚至错误.学者们选取研究区的VP范围在6.1～6.3 km·s-1，相应地由VP的选择所引的结果差异值在2 km范围内，因此，研究区H-κ叠加结果受地壳VP的影响不大，在设定VP时，本文使用蔡辉腾等(2015)根据人工爆破的Pm震相走时建立的VP值(6.24 km·s-1)，并依据Ps、PpPs和PsPs+PpSs震相的可识别程度给叠加权重，震相的可识别度高其叠加权重大，反之，叠加权重小；使用的权重组合有：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.实际上不同加权值组合对H-κ叠加结果影响较小(危自根等，2016).图4为JOJA、NPDK、XMSM、SXFK、HAHF和PHSG台站H-κ叠加得到的地壳厚度与波速比，可见叠加能量团是唯一且收敛的，数据可靠性较高.

图3 JOJA、NPDK、XMSM、SXFK、HAHF和PHSG台站用于H-κ叠加的径向接收函数图中波形记录为参与叠加的按事件后方位角排列的径向接收函数，接收函数波形中的蓝点表示以台站叠加分析结果为地壳模型计算得到事件的震相(Ps、PpPs和PsPs+PpSs)到时； 波形图右侧的图中的黑点和紫点分别表示事件的后方位角和震中距(单位均为°)；台站名称及参与叠加的接收函数条数亦一同展示在图中.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.

图4 H-κ叠加结果展示Fig.4 H-κ stacking result at some stations (JOJA、NPDK、XMSM、SXFK、HAHF、PHSG) in this study

图5 台站下方地壳厚度分布(a)、波速比分布(b)和泊松比分布(c)直方图Fig.5 Histogram distribution of crustal thickness (a), velocity ratio distribution (b) and Poisson′s ratio (c) beneath the stations

2 结果与分析

2.1 H-κ叠加结果

基于上述方法和步骤，本文对研究区88个台站的径向接收函数做H-κ叠加计算，求取台站下方的地壳厚度、波速比及泊松比.研究区下方的地壳厚度与泊松比统计结果如表1和图5所示(共80台)，其中由于受台站记录质量和数量、场地条件、地下结构等多种因素的影响，1个地震台由于提取的接收函数太少，无法判断所得结果的稳定性，故不采用；7个地震台站的接收函数波形过于凌乱或者太复杂以至于无法获得较为合理的结果，也未采用；这些台站具体位置在图1已标出.结果的统计表明：研究区地壳厚度范围为27.4～34.3 km，平均值31.4 km，误差为0.5～2.0 km，平均误差0.8 km；地壳波速比范围为1.64～1.85，平均值1.74，误差为0.02～0.07，平均误差0.04；泊松比范围为0.2～0.3，平均值0.25.各台的误差估算也表明本文计算结果可靠.

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

续表1

2.2 与前人研究结果对比分析

前人在研究区利用接收函数方法获得了少数台站下方的地壳厚度和泊松比，为了进一步分析本文结果与其他学者结果的可靠性和差异性，对同一台站的结果进行如下对比分析：(1)以本文的计算结果(地壳厚度、波速比)作为横坐标，其他学者结果作为纵坐标(图6)，分析可知：前人所得结果同本文结果的地壳厚度偏差大于2 km和波速比偏差大于0.08的台站分别有2个和4个，分别占对比所用数量的1.3%和2.6%.(2)对同一台站的前人的结果(Ai et al．，2007；黄晖等，2010；He et al.，2014；黄海波等，2014；赵延娜等，2017)进行汇总并求解平均值，结果显示(图7)：不同学者所得同一台站的具体量值上有差异，本文估算的波速比(κ)均在前人结果平均值的±0.08内；而地壳厚度(H)除有个别台站偏离前人结果的平均值较大外，其余均在前人结果平均值的±2 km内.由图3可见，本文偏差较大的台站(XMSM、PHSG和HAHF)用于叠加的接收函数数量充足，方位角覆盖和震中距分布也合理.XMSM台和HAHF台各震相特征清晰可识别且一致性好，各震相理论到时与实际到时吻合程度较高；PHSG台各震相特征清晰可识别，Ps震相理论到时与实际到时吻合程度高，多次反射波震相的理论到时与实际到时除后方位90°～300°地方存在微小偏差(约0.5 s)外，其他后方位的理论到时与实际到时吻合度高，这可能与其(具体位置见图8)位于沿海地壳厚度渐变的梯度带上有关.由图4可知，XMSM台、PHSG台和HAHF台的H-κ叠加能量团唯一且收敛.因此，我们认为本文结果是可信的.相比于前人研究(Ai et al．，2007；黄晖等，2010；He et al．，2014；叶卓等，2013，2014；黄海波等，2014；赵延娜等，2015，2017)，本文所使用的台站更加密集，横向分辨率更高，对区域地壳厚度横向变化刻画更加清晰.

图6 地壳厚度和波速比与前人接收函数结果一致性分析(a) 地壳厚度结果一致性分析，其中十字形、正三角、菱形、倒三角、正方形、正六边形分别表示本研究结果、Ai等(2007)、黄晖等(2010)、He等(2014)、Huang等(2014)和赵延娜等(2017)研究结果，其中蓝色实线表示本研究同前人结果完全一致，蓝色虚线内表示本研究同前人研究结果偏差不超过2 km; (b) 地壳波速比结果一致性分析，蓝色实线表示本研究同前人结果完全一致，蓝色虚线内表示本研究同前人研究结果偏差小于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.

图7 地壳厚度和波速比与前人接收函数结果对比图Fig.7 Comparison of crustal thickness and VP/VS with previous receiver function results

在与前人研究结果对比分析的基础上，本文基于以下三点考虑进行分析讨论：(1)本文大量不同震中距和方位地震数据的使用可以获得更稳定、可靠的研究结果；(2)采用主动源Pm震相得到的地壳平均P波速度较符合实际情况；(3)不同学者的研究结果相差不大.对于本文给出的80个可靠度较高的台站，采用本文的结果用于后面的分析和讨论，对于本文因接收函数质量问题或数量少等因素，未给出结果的台站(PTTC、FZCM)采用前人结果的平均值作为该台站的结果用于后面进一步的分析和讨论.

2.3 地壳厚度与泊松比结果整合

为了获得研究区更多、更精细的地壳厚度和泊松比分布，在本文研究获取的80个台站结果基础之上，收集研究区已有的短期流动台接收函数结果(黄晖等，2010；Li et al.，2013；赵延娜等，2015)，最终获得研究区迄今为止最为密集的117个台的地壳厚度和壳内泊松比结果.为直观显示研究区的地壳厚度和泊松比，采用曲面网格插值算法进行绘制福建地区地壳厚度分布图(图8)和泊松比分布图(图9).由于117个台站分布较为密集，插值结果清晰体现了研究区地壳结构及泊松比的变化特征.

图8 福建地区的地壳厚度分布三角形表示用于插值的台站(灰色：本文给出H-κ叠加结果的台站；白色：其他学者研究结果的台站)；Ⅰ-1：北武夷隆起区，Ⅰ-2：南武夷晚古生代坳陷区， Ⅱ-1：闽东火山断坳带； Ⅱ-2：平潭—东山变质带.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.

图9 福建地区的泊松比分布图Fig.9 Variation of Poisson′s ratio in the Fujian Province

福建区域地壳厚度的平均值为31.4 km，泊松比的平均值为0.25.地壳厚度总体从西北往东南具有减薄特征，地壳厚度具有小尺度横向变化.研究区地壳平均泊松比在0.20～0.30之间，空间分布上呈现较明显的横向不均性，整体上北部高于南部，沿海地区泊松比高于内陆地区.

为了更进一步证明本文结果的可靠性和合理性，本文将以上结果与地理位置相近的人工地震深地震测深结果进行了对比(图10)：李培等(2015)基于5次人工爆破数据给出的福建邵武—南平—平潭地震测深剖面下方莫霍面形态(图10b，FJ1蓝线)整体显示西深东浅，剖面的西北(WN)段地壳深部速度结构相比东南段(ES)复杂.蔡辉腾等(2016)基于5次人工爆破数据给出的宁化—大田—惠安地震测深剖面结果(图10b，FJ2蓝线)显示沿剖面地壳厚度由西向东逐渐减薄，其西北(WN)段地壳厚约31.8 km，东南(ES)段地壳厚约28.4 km.本文结果(图10b，红线)与两条人工测深剖面获得的地壳厚度变化趋势和数值整体上均具有较好的一致性，均由西北向东南呈现缓慢减薄，差值均在3 km之内(图10b，彩色线)，属于正常的误差之内，但地壳厚度与人工地震深地震测深结果相比偏小(FJ2)，且存在局部的小幅度起伏变化，主要体现在FJ1测线上，这种差异可能主要是接收函数方法和人工地震测深方法的差异所致：前者利用P和S波同时约束地壳的平均属性，其反映的是台站下方的地壳结构；而后者利用P进行约束，其反映的是长为300～350 km剖面的平均地壳结构，这两种方法结果存在差异性也在其他区域有所体现(李永华等，2009；张攀等，2014).相比于人工地震测深测线剖面结果，本文结果具有更全面、更均匀的空间分辨率.此外，本文研究结果揭示的福建及台湾海峡南部的陆海过渡带具有正常型华南活动地块与减薄型南海活动地块交汇特征，这与金震等(2018)基于福建及台湾海峡南部陆海联测试验记录到的走时数据，利用速度与界面联合成像方法给出结果相吻合.

图10 本研究所得地壳厚度同前人地震测深所得结果对比(a) 本文获得的地壳厚度分布和前人地震测深剖面观测系统位置图，其中测线FJ1来源李培等(2015)，测线FJ2来源蔡辉腾等(2016)，灰色三角形表示用于插值的台站； (b) 本文地壳厚度(红线)与地震测深FJ1和FJ2结果(蓝色)对比，图中的彩色线表示本文结果同前人结果的差值.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.

综上所述，本文得到的结果可信度较高，与相同方法和不同方法给出的结果均有较高的一致性，且较前人更精细.因此，在此基础上进行进一步的分析和讨论.

3 讨论

3.1 地壳厚度

福建地区地壳厚度(图8)范围为27.4～34.3 km，厚度差约为6.9 km，平均值为31.4 km.与中国大陆地壳平均厚度37 km相比(Chen et al．，2010)，研究区整体地壳厚度较薄，且具有自西北向东南减薄的趋势.这与该区域具有由大陆地壳向大洋地壳过渡的地壳上地幔速度结构特征相一致(金震等，2018；Zhang et al.，2018；李细兵等，2019b)；也符合华南东部沿海地区地壳厚度变化特征(Ai et al．，2007；Li et al.，2013)，这也进一步印证了研究区地壳经历了拉伸减薄.从板块构造环境角度分析，印度板块朝北东方向推挤青藏高原，青藏高原强烈变形并向远程传递应力，太平洋板块沿北西向俯冲于欧亚大陆之下，同时欧亚大陆板块则是沿着马尼拉海沟俯冲到菲律宾海板块的下方(Zheng et al.，2013)，在这样的动力学环境下，华南地块有进一步俯冲于菲律宾海板块的可能，即向南东方向运动，从而岩石圈整体伸展，地壳厚度整体减薄.福建位于华南地块的东南缘，自元古代超大陆裂解以来，华南地块经历了由不同时期不同的大陆板块不断的碰撞拼接，其间又发生裂解，到早中生代早期华南地区的各个陆块才又拼合形成统一的整体(Mao et al.，2014).由于华南地块与周边的华北板块、菲律宾海板块、太平洋板块等不断地发生相互作用，华南地区内部的地质作用非常强烈.古生代末期古特提斯洋壳消失和中生代时期太平洋板块的俯冲都对华南地质产生了深远的影响(Zheng et al.，2013).自中生代以来不断被改造，岩浆变质作用强烈.而晚中生代开始的大陆边缘裂解，区域的挤压构造转变为拉张作用.南海的扩张以及新生代晚期欧亚大陆与菲律宾海板块的碰撞都影响了华南地区的结构演化和地质构造.福建地区地壳减薄与该区域中生代以来遭受的伸展作用有关(Li，2000；Wan and Zhao，2012；张岳桥等，2012).

研究区地壳厚度(图8)具有明显条带和块状特征，地壳厚度分布与地壳主要深大断裂的分布有一定相关性.北东向政和—大浦断裂带(图1的F2)东侧的东南沿海中生代岩浆岩带(图1中的Ⅱ)内的地壳厚度具有“条带状由厚变薄”的特征：大致沿着北东向长乐—诏安断裂带(图1的F3)有1～2 km的北东向地壳厚度梯度带，莫霍面向东抬升；该断裂两侧明显的地壳厚度差进一步验证了前人对其的研究结果：长乐—诏安断裂为超壳断裂，同时是构造分界线(Chen et al．，2002；Li et al．，2014b).政和—大浦断裂带(图1的F2)西侧的南武夷晚古生代坳陷区(图1中的Ⅰ-2)的地壳厚度相对较薄且相对变化不大，普遍在31 km～32 km，与该区域的地质构造单元有较好的对应关系.北武夷隆起区(图1中的Ⅰ-1)的地壳厚度有明显小尺度特征，其远离政和—大浦断裂带的区域地壳厚度相对较厚，地壳厚度均大于32 km；值得关注的是：紧邻政和—大浦断裂带存在局部的建瓯—南平—沙县条状减薄现象，由图3和图4可知，该区域的建瓯建安(JOJA)、南平东坑(NPDK)和沙县富口(SXFK)3个台站可用的接收函数数量充足，Ps震相均出现在3～4 s之间，与区域的地震波传播特征相吻合；台站JOJA和NPDK的转换波(Ps)和多次反射波(PpPs、PsPs+PpSs)的震相特征均清晰可识别，各震相理论到时与实际到时吻合程度较高；台站SXFK除了PsPs+PpSs震相外，Ps震相和PpPs震相特征清晰可识别，理论到时与实际到时吻合程度较高.接收函数后方位角覆盖和地震震中距分布也合理，其H-κ叠加能量团唯一且收敛(图4)，数据可信度较高.因此，我们认为这个局部的“条状减薄”细节可信度高.

前人基于深地震测深的方法(Cai et al．，2015；Kuo et al．，2015；李培等，2015，2019)和利用背景噪声层析成像方法(Zhang et al．，2018)得到的速度结构也显示政和—大浦断裂带两侧具有明显的速度差异.本文的研究结果进一步揭示政和—大埔断裂切割地壳的深度大于30 km，推测其属于超壳断裂.导致地壳厚度存在差异的原因可能是由于两侧地块经历了不同的地质年代，分属不同年代的地层.政和—大浦断裂带西侧的华夏地块，属于武夷—云开褶皱带(Huang，1978)经历了加里东运动时期(Chen and Jahn，1998；Wang et al．，2017)、印支阶段(王培宗等，1993；Xu et al．，2007)和早燕山期运动时期(Li，2000)三个时期的构造变形；其东侧属于东南沿海褶皱带(Huang，1978)，其构造变形主要受到晚燕山期运动控制(Zhou et al．，2006)，燕山期古太平洋板块的俯冲和后撤(Li and Li，2007；Li et al．，2014a)也可能是该区域自西向东“由厚变薄”的原因.

北西向闽江断裂(图1的F4)东段两侧的地壳厚度也存在较明显的差异，其以北的莫霍面深度较浅，以南的莫霍面深度较深，这也进一步验证了闽江断裂是超壳断裂(王培宗等，1993；叶卓等，2014).北西向九龙江断裂(图1的F7)两侧的地壳厚度在漳州附近存在南北差异，人工地震测深结果(熊绍柏等，1991)也证实了这一现象的存在.福建东南沿海闽粤交界及邻区地壳厚度减薄，与正常型华南活动地块与减薄型南海活动地块交汇致使地壳厚度减薄有关(张培震等，2003)，可能受太平洋板块俯冲、碰撞和南海活动地块的扩张影响.

3.2 地壳平均泊松比

地壳平均泊松比可以反映地壳矿物组成和成分，富含长英质的地壳有着较低泊松比，富含铁镁质地壳有着较高泊松比，高孔隙度和流体或熔体(部分熔融)的存在也能使岩石泊松比提高(Zandt and Ammon，1995；Christensen，1996).地壳泊松比的低值(σ≤0.26)、中值(0.26<σ≤0.28)、高值(0.28<σ≤0.30)和超高值(σ>0.3)所对应的岩石成分分别为长英质酸性岩、中性岩、铁镁质基性岩和超基性岩(Ji et al.，2009；徐强等，2009).

研究区地壳泊松比(图9)平均值为0.25，与前人研究(Ji et al.，2009；Guo et al.，2018)给出的华夏地块泊松比平均值不到0.26的结果相吻合.研究区泊松比具有横向不均性，北部整体偏高，南部整体较低，沿海地区泊松比明显高于内陆地区(基本上小于0.26)，根据地壳岩石与泊松比的关系，我们推测内陆地区地壳组成以长英质岩石为主，这与区内主要分布印支期及早燕山期石英含量较高的花岗岩特征一致(Zhou and Li，2000；张岳桥等，2009).

沿海零星分布的局部高泊松比区(高于0.28)，主要集中在罗源—福州周边地区和同安—漳州周边地区.地壳热流在这些地区为异常高值(Hu et al．，2000)，其中福州和漳州区域热流值均远高于正常区，福州地区高达200 mW·m-2(王培宗等，1993；袁玉松等，2006)；该地区温泉出露也较多(熊绍柏等，1991).我们推测地壳泊松比从内陆到沿海增加趋势与华南地区中生代以来的地壳演化过程有关，沿海地区濒临西太平洋，受古太平洋板块俯冲/后撤影响(Li and Li，2007；Zheng et al.，2013)，地幔楔部分熔融产生上涌的玄武岩浆并底侵在下地壳，其带来的高热使中、下地壳的火成变质岩部分熔融.高泊松比区福州、同安和漳州位于北东向和北西向主干断裂带的交汇区域(图9)，断裂交汇处岩石松散破碎，易成为岩浆上侵或喷出的通道，基性岩浆物质沿上侵到壳内并在断裂带附近聚集，使地壳岩石中镁铁成分明显增加从而导致泊松比升高.沿海地区广泛分布的晚燕山期高钾钙碱型花岗岩暗示其来源于软流圈铁镁质岩浆物质的底侵作用(Zhou and Li，2000；Zhou et al.，2006)；沿海分布的镁铁质岩墙群(董传万等，2010；He and Xu，2012)、花岗岩中镁铁质微粒包体(Wong et al.，2009)也表明其中、下地壳中有更多的幔源物质聚集.

3.3 地壳厚度与泊松比关系

地壳厚度与泊松比之间的关系能为大陆地壳的构造演化过程提供重要的约束，如反映地壳的演变形式是拉伸减薄还是碰撞增厚，有无地幔物质交换等(Ji et al．，2009；嵇少丞等，2009).福建地区的地壳厚度与泊松比的相关性(图11)显示：泊松比与地壳厚度呈负相关，即泊松比随着地壳厚度减少而增大.我们推测在地壳伸展背景下，古太平洋板块俯冲华南大陆，由于岩浆底侵作用，大量幔源物质进入地壳，使地壳岩石中镁铁成分明显增加从而导致泊松比升高，在造成莫霍面抬升的同时提高了泊松比(Zandt and Ammon，1995；Dong et al.，2020).

图11 地壳厚度与泊松比的相关性红色圆圈表示H-κ叠加结果；蓝色线表示地壳厚度与泊松比的拟合线.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 结论

本文基于密集台站记录到的远震波形数据，提取P波接收函数进行H-κ叠加计算，并与该地区已有的研究结果进行对比、分析及整合，最终获得了研究区117个观测台站下方的地壳厚度和泊松比，揭示了中国福建地区地壳厚度和泊松比变化特征.研究结果可归纳为以下几点：

(1)研究区整体地壳厚度较薄，在27.4～34.3 km之间，地壳厚度总体上变化不大(厚度差6.9 km)，平均值为31.4 km.地壳厚度整体上具有自西北往东南减薄特征，这与该区域中生代以来遭受的伸展作用有关.地壳厚度具有明显条带和块状特征，与地壳主要深大断裂的分布有一定相关性.值得关注的是：北武夷隆起区内紧邻政和—大浦断裂带附近有一局部的条状(建瓯—南平—沙县)减薄现象.这一局部特征在以往的低分辨率图像中是很难获知的，本文以更为密集的台站结果进一步验证了研究区具有由陆壳向洋壳逐渐减薄的过渡特征，并进一步揭示了地壳新的局部起伏.这也意味着福建地区从内陆到沿海并非线性减薄，存在小尺度横向非均匀性.

(2)研究区地壳平均泊松比范围为0.20～0.30，平均值0.25，北部整体偏高，南部偏低，沿海地区泊松比高于内陆地区，泊松比分布特征与区域地壳物质组成和矿物含量相关.沿海的高泊松比区与断裂带的交汇区域有很好的对应关系，与该区域热流值偏高、温泉分布较广泛的现象也比较一致.推测这一现象与沿海地区具有较高热流值，以及受古太平洋板块俯冲/后撤影响，幔源物质底侵过程有关.

(3)地壳厚度与泊松比成负相关，表明泊松比随着地壳厚度减少而增大.推测在地壳伸展背景下，古太平洋板块俯冲华南大陆，由于岩浆底侵作用，幔源物质进入地壳，使地壳岩石中镁铁成分明显增加从而导致泊松比升高，在造成莫霍面抬升的同时提高了泊松比.

致谢感谢福建省地震局监测中心提供本文所要数据.文中图件利用Generic Mapping Tools(GMT)绘制，在此表示感谢.衷心感谢各位专家及编辑在审稿过程中对本文提出的建设性意见.