葉 卓，李秋生＊，高 銳，管 燁，賀日政，王海燕，盧占武，熊小松，李文輝

1 中國地質科學院地質研究所，北京 100037

2 中國地質科學院深部探測與地球動力學開放實驗室，北京 100037

1 引 言

中國大陸東南邊緣地處歐亞板塊和太平洋板塊的交匯區(qū)域，與地球上最年輕的洋－陸匯聚造山帶——臺灣造山帶隔海峽相望，被認為是板塊相互作用研究的最佳天然實驗室之一.

中國大陸東南邊緣在區(qū)域上屬于華南造山區(qū)的一部分，以廣泛出露中－新生代巖漿巖而著稱，其構造地貌受NE向和NW向的兩組斷裂控制，形成了“東西分帶，南北分塊”的基本格局（圖1）.

針對中生代大規(guī)模巖漿活動和伴隨成礦爆發(fā)的深部背景、現(xiàn)代洋陸相互作用等地球科學問題，研究區(qū)（南起南嶺，北至浙閩邊界）深部地球物理調(diào)查程度相對較高.在20世紀80年代末－90年代初即實施了人工爆破地震探測［1－5］；至少有兩條全球地學斷面通過［6－7］；21世紀以來，又針對沿海的漳州盆地和福州盆地地殼穩(wěn)定性和活斷層進行了人工爆破密集折射和反射剖面探測［8－9］，同時期還對過去折射和寬角反射地震資料進行了再研究［10－13］；特別是近年來不少學者利用固定臺站記錄數(shù)據(jù)開展遠震接收函數(shù)和層析成像等天然源地震探測研究［14－18］，獲得了臺站下方的地殼速度結構、泊松比分布以及410km和660km不連續(xù)面的基本信息.這些成果為本研究奠定了堅實的基礎.

然而本文作者注意到，前人的研究從部署上較多關注NW向上地質構造及地殼結構向海過渡的差異性，而對平行于區(qū)域構造走向（NE向）地殼結構變化注意不夠.實際上僅從已有的深部探測結果就已經(jīng)不難看出，華南地區(qū)的地殼結構并不具有典型的二維特征.Ai等［14］給出了福建省和臺灣地區(qū)地殼厚度及上地幔過渡帶的二維圖像，但因地震臺站間距較大，有待更密集的觀測進一步補充證實.

基于上述考慮，作為Sinoprobe寬頻地震觀測實驗的一項內(nèi)容，作者在中國大陸東南緣部署了3條NW向剖面和2條NE向剖面，它們構成對中國大陸東南緣以福建沿海為中心區(qū)的柵狀剖面覆蓋.本文報導先期兩條NE向剖面的遠震P波接收函數(shù)的初步結果.并結合本項目的NW向剖面和前人結果，試對中國大陸東南緣的深部動力學問題進行初步探討.

2 數(shù)據(jù)和方法

2.1 數(shù)據(jù)資料

2008年8月—2011年4月，本文作者在中國大陸東南沿海（福建）地區(qū)布設了20個寬頻地震流動臺，裝備了Reftek130數(shù)字采集器和Guralp CMG－3ESP（30sec to 50Hz）和 Guralp CMG －3T （120 sec to 50Hz）地震計，采用線性觀測系統(tǒng)（測線BB′），測線長度450km，采用連續(xù)記錄方式，采樣頻率50Hz，記錄周期達18個月，采集到原始連續(xù)記錄數(shù)據(jù)234GB；并于2011年4—5月，將沿海地區(qū)的20套儀器向北平移約150km，重新布設于閩中北部（測線AA′），測線長度280km，記錄周期至2012年9月底，采集到原始連續(xù)記錄數(shù)據(jù)160GB（圖1）.本文接收函數(shù)的波形數(shù)據(jù)主要來自內(nèi)陸剖面AA′，結果討論和結論綜合了兩條剖面的結果.

2.2 接收函數(shù)的提取

從地震目錄（來自USGS）中選取地震震級MS＞5.5，震中距范圍為30°～95°之間的地震，從原始記錄數(shù)據(jù)中截取P波前10s后100s的地震事件用于接收函數(shù)的計算.地震事件P波接收函數(shù)的計算采用時間域迭代反褶積方法［19－20］，采用2.5的 Gaussian濾波因子對接收函數(shù)進行濾波，然后對分離出的接收函數(shù)進行挑選，選取初動尖銳、Ps及其兩個多次波震相清晰、信噪比高的接收函數(shù).累計從測線AA′臺站得到了690個，從測線BB′臺站得到756個高質量的接收函數(shù)，涉及到地震事件245個，它們分布在研究區(qū)的東北、東南和南部（圖2）.

將測線AA′所有臺站所得690個原始接收函數(shù)進行Ps時差校正（moveout correction）［21］，參考慢度為p0＝6.4s／°，對應震中距67°，并按照入射到臺站的地震射線與測線走向線（N36.5°E）夾角（0～180°）由大到小的順序將每個臺站的接收函數(shù)進行排列，最后從南到北按臺站順序將測線AA′所有接收函數(shù)排列成圖3a.圖中，30s后的部分進行了0.03～0.2Hz的帶通濾波，并將振幅放大了三倍.

圖1 寬頻流動臺站測線位置圖橘紅色倒三角表示2008年8月—2011年4月布設于福建沿海的臺站，紅色三角表示2011年5月—2012年9月布設于福建中北部地區(qū)的臺站；桃紅色小正方形表示本文用到的福建地震臺網(wǎng)25個固定臺站位置；AA′與BB′為疊加剖面位置；深紅色剖面L為爆炸地震測線［1］；黑粗線表示出露的主要斷裂：F1—政和－大埔斷裂帶，F(xiàn)2—長樂－詔安斷裂帶，F(xiàn)3—九龍江下游斷裂，F(xiàn)4—晉江斷裂，F(xiàn)5—興化灣斷裂，F(xiàn)6—閩江斷裂，F(xiàn)7—三都澳斷裂；左下角的紅色矩形框示意研究區(qū)位置.Fig.1 Topography map showing the locations of broadband seismic stations and profilesThe orange downward-pointing triangles mark the stations deployed along the coast of Fujian，operating from August 2008to April 2011 while the red triangles mark the stations deployed in the midland of Fujian，operating from May 2011to September 2012.The fuchsia squares denote the locations of 25permanent stations from Fujian seismic network.White lines AA′and BB′show the locations of two stacking profiles while the crimson line L is the explosive seismic profile［1］；Black bold lines denote the locations of main faults：F1—Zhenghe-DabuFault，F(xiàn)2—Changle-Zhao′an Fault，F(xiàn) 3—Jiulongjiang Fault，F(xiàn) 4—Jinjiang Fault，F(xiàn) 5—Xinghuawan Fault，F(xiàn) 6— Minjiang Fault，F(xiàn)7—Sandu Ao Fault.The study area is outlined with a red rectangular box in the lower left located insert map.

圖2 遠震事件分布圖（MS＞5.5，震中距30°～95°）Fig.2 Epicenter distribution of teleseismic events with MS＞5.5and epicentral distances of 30°～95°

圖3a中紅色為正振幅，表示向下的速度增加.由圖3可見，Moho震相處于3～4s之間，側向變化不大，但從Ps的多次波可以看出還是有一定的起伏.410km和660km間斷面震相亦清晰可見.挑選研究區(qū)東南方向，即90°～180°之間的地震事件相應的接收函數(shù)，進行Ps時差校正后，對每個臺站作疊加，得到每個臺站的一個平均接收函數(shù)道，并沿測線排列成圖3b，從圖中可以看到，Moho間斷面Pms震相較為平緩，從TANT臺到ZHAH臺略有抬升.對所有接收函數(shù)進行疊加得到圖3c（疊加剖面CC′位置示于下文圖7a），疊加窗根據(jù)530km深度處的射線穿入點進行劃分，疊加窗寬度為200km，沿測線步長50km，同樣，在疊加前對所有接收函數(shù)進行了Ps時差校正，并只選擇了疊加窗內(nèi)接收函數(shù)數(shù)量大于50的疊加結果.如圖可見，410km和660km震相均滯后于IASP91模型標準震相1.5～2.5s，且保持平緩，起伏幅度基本保持在1s以下.

圖3 原始接收函數(shù)時間剖面及疊加剖面（a）測線AA′原始接收函數(shù)排列，按入射到臺站的地震射線與測線走向線（N36.5°E）夾角（0～180°）由大到小順序將每個臺站的接收函數(shù)進行排列；（b）測線AA′按臺站順序（從西南到東北方向）的接收函數(shù)疊加結果，臺站名標在每條接收函數(shù)上方；（c）沿圖7a中的剖面CC′劃分疊加窗的接收函數(shù)疊加結果（按緯度排列），圖中虛線表示IASP91模型410km和660km震相到時，藍色實線標出了實際震相.Fig.3 Time domain section of the raw receiver functions and the stacked receiver function sections（a）Raw receiver functions for all stations along profile AA′，sorted by the angles（0～180°）made by each incident ray with the profile trending line（N36.5°E）from large to small for each station；（b）The stacked receiver functions of profile AA′for each station with the corresponding station name shown at the top.（c）Binning stacked receiver functions sorted by latitudes of the stacking bins along profile CC′in Fig.7a.The dash lines indicate the arrivals of the 410km and 660km phases predicted by the IASP91model while the blue solid lines approximately mark the observed arrivals.

2.3 資料處理方法

本文使用時間域迭代反褶積方法［19－20］實現(xiàn)接收函數(shù)的反褶積計算，此方法由Kikuchi［22］提出，并詳細描述了時間域迭代反褶積方法的數(shù)學原理.相對于頻率域反褶積方法，此方法的反褶積過程擺脫了水準值、時間域平滑和阻尼系數(shù)對接收函數(shù)的影響之間的復雜關系，這對接收函數(shù)的分析是有利的［19］.

本文采用H－κ自動搜索疊加方法［23］和共轉換點疊加偏移成像［24－25］來研究臺站下方的地殼厚度和泊松比以及獲得研究區(qū)地殼上地幔主要速度間斷面的成像.H－κ搜索方法利用P波接收函數(shù)的轉換震相及其多次波相對于P波初至的走時與地殼厚度及Vp／Vs波速比的關系，聯(lián)合使用Moho界面的Ps轉換震相和它的多次波震相（信號較強的有PpPs，PpSs＋PsPs），通過對不同的震相分配相應的權重，對接收函數(shù)的振幅進行疊加，搜索得到地殼厚度和Vp／Vs的最佳估計.

共轉換點疊加偏移方法（CCP）是將接收函數(shù)每個點的振幅都偏移到相應的地下轉換點（Piercing Point）的過程，首先通過設定背景速度模型確定了每個接收函數(shù)的射線路經(jīng)，進行入射角矯正和時深轉換后，接收函數(shù)每個點上的振幅被偏移到了深度域射線上造成此點振幅的相應P－S轉換點上，而這個振幅就表示了轉換點處的速度改變（波阻抗改變）.而后將整個剖面空間進行劃分，設定一定的長（沿測線方向）、寬（橫向垂直于測線方向）、高（深度方向），將剖面空間劃分成一個個小的疊加單元，疊加同一單元內(nèi)的振幅得到此疊加單元的一個平均振幅.通過這種方法，我們實現(xiàn)了沿測線方向，對測線下方的地球內(nèi)部結構的一個網(wǎng)格化的成像，能夠直觀地反映出地下各速度間斷面的分布及沿剖面變化情況.

3 地殼厚度和泊松比變化特征

參考前人的人工源地震探測結果［1－2，8－9］，將研究區(qū)地殼平均P波速度取為6.3km／s，地殼厚度H的范圍取為10～50km，P－S波速比Vp／Vs搜索范圍定為1.5～2.0，另外，根據(jù)所得接收函數(shù)的特征（圖4），Moho面的P－S轉換波Ps震相和它的兩個多次波震相PpPs，PpSs＋PsPs的疊加權系數(shù)被分別定為0.7，0.2和0.1.

圖4給出了兩個臺站（YUTN臺和TANT臺）的接收函數(shù)排列和H－κ疊加的結果，從圖中可以看到，Moho的Ps震相約出現(xiàn)在P波初至之后的3.5～4s之間，PpPs震相亦能清晰識別，H－κ疊加的結果顯示YUTN臺的地殼厚度為32.0km，地殼Vp／Vs值為1.73，TANT臺的地殼厚度為32.5km，地殼Vp／Vs值為1.69（圖4）.

對內(nèi)陸和沿海的兩條剖面所有臺站進行H－κ疊加掃描，獲得臺站下的地殼厚度H和泊松比σ，基于測線AA′和BB′的上述結果，結合25個固定臺站的H－κ疊加掃描結果繪制的圖5顯示，中國東南大陸緣的地殼依厚度大致可分為三個帶：第一帶位于閩西北，地殼厚度大于32km，武夷山位于此帶；第二個帶對應閩中南丘陵地帶，地殼厚度介于30～32km之間；第三帶大致對應沿海地帶，地殼厚度小于30km.地殼厚度從內(nèi)陸到沿海，沿NW－SE方向經(jīng)這三個厚度帶依次遞減，從33km以上減薄到29km以下，這反映地殼厚度從內(nèi)陸向沿海減薄的總體變化趨勢.

根據(jù)大陸地殼巖石性質與泊松比的關系的劃分［26－28］，隨著巖石中酸性成分的減少和鎂鐵質含量的增加，地殼巖石泊松比被劃分為低值（σ＜0.26）、中值（0.26≤σ＜0.28）、高值（0.28≤σ＜0.30）和超高值（σ≥0.30），基本對應著巖石成分酸性、中性到基性以及地殼巖石破裂而富含流體或者部分熔融.據(jù)本研究結果可看出，中國大陸東南緣主要分布中酸性巖石，沿海剖面BB′臺站泊松比平均值為0.265，內(nèi)陸剖面 AA′泊松比平均值為0.248，如圖所示，沿海地區(qū)泊松比明顯高于內(nèi)陸地區(qū).泊松比分布顯示的分帶特征比地殼厚度變化更為明顯.從沿側線AA′和BB′的泊松比變化剖面圖上可以看到，在斷裂帶的交匯區(qū)域，泊松比呈現(xiàn)相對的異常高值，如在漳州盆地（對應圖5中③），泊松比異常高值達到了0.284.

在圖5上，讀者不難看出，閩江斷裂可認為是福建中東部地殼厚度的一條重要分界線.以閩江為界，福建中東部地區(qū)被分為南北兩部分，南部地殼厚度普遍小于32km，北部地殼厚度普遍大于32km.32 km地殼厚度等值線勾勒出閩江河谷西南部和東北部兩個半封閉的局部地殼厚度區(qū)，西南部的區(qū)域地殼厚度小于32km，東北部區(qū)域地殼厚度在32km以上.

圖4 YUTN臺和QIAM臺的接收函數(shù)排列和H-κ疊加結果接收函數(shù)按后方位角（圖中紅點）排列，Moho的轉換波（Ps）和它的兩個多次波震相（PpPs，PpSs＋PsPs）用紅色虛線標出，黑色三角表示震中距分布；右圖為相應的H-κ疊加結果，五角星標出了最佳估計點.Fig.4 Receiver functions of stations YUTN and TANT，sorted by back azimuth（shown as red dots）The converted wave（Ps）from Moho and the multiple waves（PpPs，PpSs＋PsPs）are marked by red dashed lines.Black triangles denote the distribution of the epicentral distances.H-κstacking results for the two stations are shown on the right with the green stars denoting the best estimations.

據(jù)前人研究，閩江斷裂對福建地區(qū)的地震、地熱等 分布也有明顯的控制作用［2，29－30］，而我們從研究區(qū)的布格重力分布圖上亦可看出，沿閩江河谷的布格重力異常與南北兩側有明顯差異［31］，GPS和地殼形變測量結果也證明福建地區(qū)南北部的地殼現(xiàn)時運動和應變場存在顯著的分區(qū)差異，而且受NW向斷裂帶的控制［32］.這些地殼結構和物質組成的局部、次級的變化在區(qū)域地殼演化研究、礦產(chǎn)資源勘查和地震災害研究等方面具有潛在的重要意義.

4 地殼與上地幔間斷面成像結果

4.1 地殼上地幔頂部CCP偏移疊加成像

利用已有的折射及寬角反射地震剖面［8－9］的地殼速度模型對IASP91地球速度模型［33］的地殼部分作相應修正，得到一個本地的一維速度結構模型，用于進行時深偏移.將疊加空間設置成沿測線方向2km，橫向垂直于測線方向寬度150km，深度方向0.5km的疊加單元.射線沿測線方向的疊加寬度由菲涅爾帶計算得到，菲涅爾帶的大小決定著對成像的平滑程度，隨著深度的增大，菲涅爾帶半徑增大，這實際等于應用了一個自地表到地下成錐狀的平滑窗.0～200km深度范圍的CCP疊加是沿圖1中的臺站剖面AA′和BB′進行的，結果如圖6a所示.人工源爆炸地震測深剖面L（圖1）來自于國家地震局1982和1985年在福州—泉州—汕頭地區(qū)的人工爆炸地震測深研究［1］，其剖面位置與剖面BB′位置相近，對剖面L地殼探測結果Moho深度進行采樣，并與BB′剖面的CCP偏移結果進行比較，另外將各臺站的H－κ疊加結果也投影到剖面BB′，對比如圖6b所示.

圖5 福建地區(qū)地殼厚度和泊松比分布圖（H-κ疊加結果）橘黃色圓圈表示各臺站相應的地殼泊松比大??；沿測線AA′和BB′的泊松比變化剖面圖繪于右側，圖中虛線矩形框指出了幾個σ相對高值異常區(qū)，其中：①對應晉江斷裂和政和－大埔斷裂帶交匯區(qū)域，②對應閩江斷裂和政和－大埔斷裂帶交匯區(qū)域，③對應九龍江斷裂和長樂—詔安斷裂帶的交匯區(qū)域，④對應閩江斷裂和長樂—詔安斷裂帶的交匯區(qū)域.Fig.5 The distribution of crustal thicknesses beneath Fujian region fromH-κstacking resultsPoisson′s ratios for the stations are marked on the map with orange filled circles.The sections of Poisson′s ratios along line AA′and BB′are plotted on the right side with 3dashed rectangular box outlining the relatively highσanomalies.Box ①：intersection area of Jinjiang Fault and Zhenghe-Dabu Fault；Box ②：intersection area of Minjiang Fault and Zhenghe-Dabu Fault；Box ③：intersection area of Jiulongjiang Fault and Changle-Zhao′an Fault；Box ④：intersection area of Minjiang Fault and Changle-Zhao′an Fault.

剖面AA′和BB′的CCP偏移疊加剖面圖顯示，沿兩條剖面下方的Moho界面都表現(xiàn)為連續(xù)而強烈的轉換震相正振幅，界面較為平緩，保持在30km左右深度水平上小幅變化，總體呈現(xiàn)為南淺北深趨勢.兩條剖面與閩江河谷相交處的Moho都出現(xiàn)了突變的跡象，在內(nèi)陸剖面 AA′（約26.4°N處）上，Moho轉換震相表現(xiàn)的斷裂特征并不太明顯，但從位于100km深度的多次波上可分辨其變化；沿海剖面BB′跨過閩江處（約26°N）和寧德三都澳（約26.7°N）的 Moho可見較明顯的下沉，下沉幅度約為3～4km.從BB′剖面的CCP偏移結果、H－κ疊加結果與前人的爆炸地震探測結果的比較（圖6b）可以發(fā)現(xiàn)，三者一致反映了沿海地區(qū)Moho深度南淺北深的變化趨勢，寬頻帶天然源地震探測結果與人工源地震探測結果基本保持一致（在24.5°位置寬頻地震臺站向內(nèi)陸偏離較遠，所以此處對比結果有偏差），且可發(fā)現(xiàn)晉江斷裂（25°N）到興化灣斷裂（25.5°N）之間，即泉州到莆田之間的 Moho界面較其兩側有較明顯的抬升［1］.

4.2 上地幔轉換帶CCP偏移疊加成像

兩條測線所有臺站所記錄的接收函數(shù)在上地幔410km和660km深度的穿入點（piercing points）在地表的投影位置分布如圖7a所示，它們沿北東向成帶狀分布，我們將上地幔深度的CCP疊加設置為穿入點分布最為密集的CC′剖面，平面研究區(qū)域如圖7a矩形框所示，疊加空間被設置為沿測線方向5km，橫向垂直于測線方向寬度200km，深度方向0.5km的疊加單元，穿過每個疊加單元的接收函數(shù)量如圖7b所示，除去邊緣部分外，大部分疊加單元內(nèi)的接收函數(shù)數(shù)量都大于30，可見數(shù)據(jù)的覆蓋密度是可靠的.在進行疊加之前，先用一個零相位Butterworth帶通濾波器對所有接收函數(shù)進行濾波，拐角頻率取為0.03～0.2Hz.

上地幔主要間斷面的CCP偏移疊加成像結果如圖7b所示，如圖可見，研究區(qū)的410km和660km都清晰地表現(xiàn)為強烈的正振幅震相界面，保持平緩而連續(xù)，未發(fā)現(xiàn)劇烈起伏和突變，其深度均大于IASP91全球標準模型的界面深度，其中410km界面深度在430km左右，660km界面深度在678km左右，但兩個界面間的上地幔轉換帶的厚度接近全球平均值250km（±5km）.520km間斷面是一個β相尖晶石到γ相尖晶石的相變面［34］，在圖中也能清晰地觀察到，深度為520km，但不連續(xù).

圖6 （a）測線AA′和BB′的CCP疊加剖面圖（0～200km），紅色和黑色表示正振幅（表示速度向下增加），藍色和綠色表示負振幅（表示速度向下減?。}江斷裂、晉江斷裂和三都澳斷裂的位置在圖中用箭頭標出；（b）CCP偏移結果（紅色×表示來自Moho的Ps轉換震相的最大振幅點）、H－κ疊加結果（藍色三角）與人工源地震探測結果（黑實線）所得Moho深度的比較，各臺站的H－κ疊加結果被投影到BB′剖面，人工源地震剖面位置見圖1Fig.6 （a）CCP migrated receiver function stacking images（0～200km）along profiles AA′and BB′.Reddish black colors indicate positive（velocity increasing downwards）and bluish green colors negative（velocity decreasing downwards）signals.Locations of Minjiang Fault，Jinjiang Fault and Ningde Sanduao Fault are denoted with little arrows on the top of the images.（b）Comparison of Moho depth from CCP migration（red“×”s indicate the tops of the Ps converted phases from the Moho），H－κstacking（blue triangles）and explosive seismic profile（black bold line）.H－κstacking results of each station are projected to the profile BB′.See Fig.1for the explosive profile

5 結果討論

5.1 中國大陸東南緣地殼減薄及泊松比分布

本研究兩條平行海岸線剖面的H－κ疊加掃描結果，在空間上與前人垂直海岸線剖面的結果［14－17］相協(xié)調(diào).新的數(shù)據(jù)和對比分析結果進一步證實華南地區(qū)地殼厚度從內(nèi)陸到沿海呈線性減薄，并在此基礎上進一步揭示了地殼在平行海岸線方向（近平行區(qū)域構造走向）的局部起伏和分塊特征.為深入理解中國大陸東南緣的動力學和成礦背景提供了新的深部信息.中國大陸東南緣地殼厚度的分布，與中國大陸東南緣所處的板塊構造環(huán)境有關，在現(xiàn)今板塊構造動力體制下，臺灣海峽及中國大陸東南緣總體處于弧后伸展環(huán)境，地幔上隆，大陸邊緣處于“自由”邊界，地殼“蠕散”作用使其緩慢減?。?5］.

地殼泊松比在垂直大陸邊緣方向的分帶性前人已有論述［14，16］，本文的結果以更為密集的觀測補充提供了新的特征，在沿海和內(nèi)陸兩條剖面上揭示了泊松比在NE向變化的細節(jié).沿海剖面BB′臺站泊松比平均值為0.265，明顯高于內(nèi)陸地區(qū)（0.248），泊松比分布的分帶特征比地殼厚度變化更為明顯.

地殼泊松比大小依賴于地殼巖石的石英質含量變化，而巖漿巖的石英質含量與其源區(qū)深度密切相關，源區(qū)深度越大石英含量越低.華南地區(qū)的地殼結構定型于燕山運動.燕山期多期次巖漿侵入和火山活動（時代逐漸變新）對地殼的添加，改變了地殼的物質組成.早燕山期（180～142Ma）形成的大量的過鋁質花崗巖（石英質含量高）主要分布于內(nèi)陸一側，而晚燕山期（142～67Ma）形成的高鉀鈣堿性花崗巖更為廣泛地分布在沿海地帶.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（從內(nèi)陸到沿海，巖漿活動時代依次從老到新）.而沿海地帶的顯著高泊松比，可能是深部的鐵鎂質巖漿的底侵作用的結果［36－37］.

圖7 （a）穿入點分布圖.紅點和藍點分別表示P波接收函數(shù)在410km和660km深度處的穿入點位置，虛線矩形框表示CCP疊加所涉及的范圍，疊加剖面CC′處于矩形框的中線位置；（b）沿剖面CC′的上地幔轉換帶偏移疊加成像圖（300～700km）.黑色實線為IASP91模型410km和660km深度線；上圖中的紅色和藍色點曲線分別代表410km和660km深度處穿過每個疊加單元的接收函數(shù)數(shù)量（RF number）Fig.7 （a）Piercing points of P－receiver functions at 410km （red dots）and 660km （blue dots）.The dashed rectangular box outlines the area of piercing points involved in the CCP stacking，with a stacking profile CC′located in the center of the box.（b）Migrated image of mantle transition zone （300～700km）along profile CC′.410km and 660km discontinuities from IASP91model are marked with black solid lines on the image.The red and blue dots on the top denote the number of receiver functions（RF number）passing through each bin at 410km and 660km

地殼泊松比相對異常高值區(qū)與斷裂帶的交匯區(qū)域具有很好的對應關系，人工源地震研究結果亦證實了這一點［1］.用 Wan等［38］的觀點可以解釋為什么地殼泊松比異常高值區(qū)與斷裂帶的交匯區(qū)域具有的對應關系.Wan等認為，構造斷裂－圈層滑脫與洋陸過渡型巖石圈的存在是造成中國東部巖漿起源的主要原因，構造巖漿活動主要發(fā)生在區(qū)域性的深大斷裂與巖石圈各界面的的交切帶附近，斷層切割深度的不同造成了不同類型的巖漿活動，而且區(qū)域性的主干斷裂很容易成為巖漿上侵或噴出的通道，更多的基性巖漿物質上侵到殼內(nèi)并在斷裂帶附近富集，造成了斷裂帶的交匯區(qū)域地殼泊松比值的異常高.

5.2 中國東南大陸邊緣地殼結構的側向變化

中國大陸東南緣福建沿海地區(qū)的構造地貌由NE向和NW向2組斷裂控制，NE向斷裂帶有政和—大埔斷裂帶、長樂—詔安斷裂帶和濱海斷裂帶；NW向主要有韓江斷裂、九龍江斷裂、晉江斷裂、興化灣斷裂和閩江斷裂等［39］.

前人在中國大陸東南邊緣地區(qū)所開展的人工源或天然源的地震探測剖面，多數(shù)垂直于NE向構造布置，較少針對NW向構造開展研究，僅有廖其林等利用人工源地震［1－2］和邵學鐘等［29］利用天然地震轉換波對中國大陸東南邊緣地殼結構進行了初步研究，其反映晉江、閩江斷裂在深部可能延伸較大，而且平行區(qū)域構造走向地殼結構也存在較大差異.結合已有NW向剖面研究結果［14－17］，本文兩條寬頻地震接收函數(shù)剖面進一步證實，在中國大陸東南緣地區(qū)，平行區(qū)域構造走向的地殼結構不均勻性可能并不亞于垂直構造走向的變化.

NE向布設的兩條接收函數(shù)剖面CCP偏移疊加圖像揭示，在地殼從內(nèi)陸向沿海總體減薄的背景上，沿大陸海岸線方向，Moho面也有較明顯起伏和錯斷.自南西向北東跨過晉江斷裂有小幅的起伏變化，且晉江斷裂到興化灣斷裂之間的Moho界面較其兩側有較明顯的抬升，跨過閩江斷裂和三都澳斷裂，Moho有3～4km快速下沉和產(chǎn)狀變化（圖6）.這些結果與前人的人工源地震探測結果保持一致.

閩江斷裂構成閩中東部地區(qū)的地殼厚度的一條重要分界線，以其為界，以南地殼厚度普遍小于32km，以北地殼厚度普遍大于32km.研究資料顯示，閩江等NW向斷裂是一組較新的、活動性強烈的左旋張性斷裂，幾乎切割錯斷了其他所有方向的斷裂，對福建沿海地區(qū)的地震、地熱等地殼內(nèi)部活動起著明顯的控制作用［2，29－30］.上述 NW 向斷裂的地震活動性（強度）向南遞增，強震一般發(fā)生在NE向和 NW 向斷裂交會的部位［39－40］.

對比剖面AA′和BB′，發(fā)現(xiàn) Moho界面在BB′（沿海剖面）受閩江斷裂等NW向斷裂的影響較AA′（內(nèi)陸剖面）更明顯，這似乎表明，這些NW向斷裂與更新世晚期以來活動增強的濱海斷裂關系更密切.閩江斷裂等NW向斷裂深切Moho界面對中國大陸東南緣的深部動力學研究是一個重要信息，它表明NW向斷裂在該區(qū)現(xiàn)今板塊動力學體系中也扮演著重要角色.

中國大陸東南緣，現(xiàn)今構造應力場主要受菲律賓海板塊與歐亞板塊碰撞俯沖機制控制，由于菲律賓海板塊與歐亞板塊碰撞俯沖的形式以臺灣花蓮為節(jié)點由伸展轉換為擠壓，作者認為可能是逆時針的張扭作用導致了中國大陸東南西緣自南西而北東的地殼厚度增大及閩江、晉江等不同規(guī)模的NW向轉換斷層的發(fā)育.

5.3 中國大陸東南緣上地幔轉換帶特征

410km和660km速度間斷面分別是α橄欖石到β相尖晶石的相變面和γ相尖晶石到鈣鈦礦＋鎂質方鐵礦的相變面，Clapeyron斜率在兩個相變面的變化決定了，上地幔轉換帶厚度的大小取決于轉換帶內(nèi)溫度的高低［41］.中國大陸東南緣（包括臺灣海峽）上地幔主要速度間斷面410km和660km在橫向上未發(fā)現(xiàn)明顯突變或起伏，與Ai等先前的結果一致［14］.雖然兩個界面的絕對深度略大于IASP91全球標準模型的界面深度，但上地幔轉換帶厚度與全球平均值保持一致，暗示了此區(qū)上地幔轉換帶溫度保持正常狀態(tài)，進一步表明，無論在橫向上和還是縱向上，中國大陸東南緣和臺灣海峽地區(qū)的上地幔轉換帶都未受到歐亞大陸板塊與菲律賓板塊碰撞的明顯影響.

6 結 論

綜上所述，得到如下結論：

（1）野外采集和初步處理結果表明，寬頻帶地震觀測用以探測中國大陸東南沿海巖漿巖出露區(qū)殼幔結構是有效的方法.

（2）中國大陸東南緣（福建地區(qū)）地殼厚度從內(nèi)陸到沿海大致呈線性減薄，從閩西北山區(qū)的33km減薄到沿海一帶的不足29km，符合大陸地殼向大洋地殼過渡的一般特征；沿剖面地殼厚度向北東方向略有增大，主要與各地段所處板塊動力環(huán)境有關.地殼泊松比向海岸線方向增加趨勢與前新生代地殼演化過程有關.沿海地帶泊松比異常高可能是來自深部的鐵鎂質巖漿的底侵作用的結果.沿剖面的地殼泊松比相對高值區(qū)與斷裂帶的交匯區(qū)域具有很好的對應關系.區(qū)域性的主干斷裂很容易成為巖漿上侵或噴出的通道，更多的基性物質自斷裂交匯區(qū)深部添加到地殼，造成了該處地殼泊松比值異常高.

（3）閩江斷裂等NW向斷裂深切 Moho界面，將中國大陸東南緣自南而北劃分出不同的地殼塊體，表明NW向斷裂在中國大陸東南緣的現(xiàn)今深部動力學體系中也扮演著重要角色.閩江等NW向斷裂對研究區(qū)的地震、地熱、地殼應變等因素有著重要的控制作用，應引起足夠重視.目前亟待查明閩江等斷裂向臺灣海峽內(nèi)部延伸的狀態(tài)，以便更好理解菲律賓板塊與歐亞板塊碰撞如何向中國大陸東南緣過渡和傳遞.

（4）本次觀測結果表明，在中國大陸東南緣從內(nèi)陸到沿海250km范圍的條帶狀區(qū)域內(nèi)，未見上地幔410km和660km間斷面有可辨別的突變或起伏，其絕對深度略大于IASP91模型，但上地幔轉換帶厚度與全球平均值保持一致，暗示了研究區(qū)上地幔轉換帶溫度處于正常狀態(tài).可知中國大陸東南緣和臺灣海峽下方的上地幔轉換帶未受到歐亞大陸板塊與菲律賓板塊碰撞的明顯影響.

（References）

［1］廖其林，王振明，王屏路等.福州—泉州—汕頭地區(qū)地殼結構的爆炸地震研究.地球物理學報，1988，31（3）：270－280.Liao Q L，Wang Z M，Wang P L，et al.Explosion seismic study of the crustal structure in Fuzhou－Quanzhou－Shantou region.Chinese J.Geophys.（in Chinese），1988，31（3）：270－280.

［2］廖其林，王振明，丘陶興等.福州盆地及其周圍地區(qū)地殼深部結構與構造的初步研究.地球物理學報，1990，33（2）：163－173.Liao Q L，Wang Z M，Qiu T X，et al.Preliminary research of the crustal structure in Fuzhou basin and its adjacent area.Chinese J.Geophys.（in Chinese），1990，33（2）：163－173.

［3］章慧芳.中國東南沿海地區(qū)泉汕爆破深地震測深資料的再解釋.中國地震，1988，4（2）：96－105.Zhang H F.Explanation for data of DSS profiles at Quan－Shan area in the coast of Southeast China.Earthquake Research in China （in Chinese），1988，4（2）：96－105.

［4］丘陶興，廖其林，王振明等.福建沿海地區(qū)地殼S波速度結構和泊松比分布特征.華南地震，1991，11（2）：23－30.Qiu T X，Liao Q L，Wang Z M，et al.The S wave velocity structure and Poisson′s ratio distribution characteristic in Fujian coastal area.South China Journal of Seismology （in Chinese），1991，11（2）：23－30.

［5］熊紹柏，金東敏，孫克忠等.福建漳州地熱田及其鄰近地區(qū)的地殼深部構造特征.地球物理學報，1991，34（1）：55－63.Xiong S B，Jin D M，Sun K Z，et al.Some characteristics of deep structure of the Zhangzhou geothermal field and it′s neighbourhood in the Fujian Province.Chinese J.Geophys.（in Chinese），1991，34（1）：55－63.

［6］袁學誠.阿爾泰—臺灣地學斷面論文集.武漢：中國地質大學出版社，1997.Yuan X C.Memoirs of the Geoscience Transection for the Continental Lithosphere Beneath Altay－Taiwan，China （in Chinese）.Wuhan：China University of Geosciences Press，1997.

［7］王椿鏞，林中洋，陳學波.青海門源—福建寧德地學斷面綜合地球物理研究.地球物理學報，1995，38（5）：590－598.Wang C Y，Lin Z Y，Chen X B.Comprehensive study of geophysics on geoscience transect from Menyuan，Qinghai Province，to Ningde，F(xiàn)ujian Province，China.Chinese J.Geophys.（in Chinese），1995，38（5）：590－598.

［8］Zhu J F，Xu X W，Zhang X K，et al.Joint exploration of crustal structure in Fuzhou basin and its vicinities by deep seismic reflection and high－resolution refraction as well as wide－angle reflection／refraction.Science in China （Ser.D：Earth Sciences），2005，48（7）：925－938.

［9］Zhu J F，F(xiàn)ang S M，Zhang X K，et al.Exploration and research of deep crustal structures in the Zhangzhou basin and its vicinity.Earthquake Research in China，2006，20（4）：412－425.

［10］Zhang Z J，Badal J，Li Y K，et al.Crust－upper mantle seismic velocity structure across Southeastern China.Tectonophysics，2005，395（1－2）：137－157.

［11］Zhang Z J，Zhang X，Badal J.Composition of the crust beneath southeastern China derived from an integrated geophysical data set.Journal of Geophysical Research，2008，113（B4）：B04417，doi：10.1029／2006JB004503.

［12］Zhang Z J，Teng J W，Badal J，et al.Construction of regional and local seismic anisotropic structures from wideangle seismic data：crustal deformation in the southeast of China.Journal of Seismology，2009，13（2）：241－252.

［13］Zhang Z J，Xu T，Zhao B，et al.Systematic variations in seismic velocity and reflection in the crust of Cathaysia：New constraints on intraplate orogeny in the South China continent.Gondwana Research，2012，doi：10.1016／j.gr.2012.05.018.

［14］Ai Y S，Cheng Q F，Zeng F，et al.The crust and upper mantle structure beneath southeastern China.Earth and Planetary Science Letters，2007，260（3－4）：549－563.

［15］袁麗文，鄭斯華.用遠震接收函數(shù)反演福建地區(qū)寬頻帶臺站下方莫霍界面深度.華南地震，2009，29（3）：85－97.Yuan L W，Zheng S H.Moho depths beneath broad－band stations in Fujian area inversed by teleseismic receiver Function.South China Journal of Seismology （in Chinese），2009，29（3）：85－97.

［16］黃暉，米寧，徐鳴潔等.福建地區(qū)地殼上地幔S波速度結構與泊松比.高校地質學報，2010，16（4）：465－474.Huang H，Mi N，Xu M J，et al.S－wave velocity structures of the crust and uppermost mantle，and Poisson′s ratios in Fujian Province.Geological Journal of China Universities（in Chinese），2010，16（4）：465－474.

［17］Huang Z C，Wang L S，Zhao D P，et al.Upper mantle structure and dynamics beneath Southeast China.Physics of the Earth and Planetary Interiors，2010，182（3－4）：161－169.

［18］Zheng H W，Gao R，Li T D，et al.Collisional tectonics between the Eurasian and Philippine Sea plates from tomography evidences in Southeast China.Tectonophysics，2013.

［19］Ligorria J P，Ammon C J.Iterative deconvolution and receiver－function estimation.Bulletin of the Seismological Society of America，1999，89（5）：1395－1400.

［20］Zhu L P.Lateral variation of the Tibetan lithospheric structure inferred from teleseismic waveforms.／／Chen Y T，Teng J W，Kan R J，et al eds.Advancements in Seismology and Physics of the Earth Interior in China. Beijing：Seismological Press，2004：295－310.

［21］Yuan X H，Ni J，Kind R，et al.Lithospheric and upper mantle structure of southern Tibet from a seismological passive source experiment.Journal of Geophysical Research，1997，102（B12）：27491－27500.

［22］Kikuchi M，Kanamori H.Inversion of complex body waves.Bulletin of the Seismological Society of America，1982，72（2）：491－506.

［23］Zhu L P，Kanamori H.Moho depth variation in southern California from teleseismic receiver functions.Journal of Geophysical Research，2000，105（B2）：2969－2980.

［24］Zhu L P.Crustal structure across the San Andreas Fault，southern California from teleseismic converted waves.Earth and Planetary Science Letters，2000，179（1）：183－190.

［25］Zhu L P.Deformation in the lower crust and downward extent of the San Andreas Fault as revealed by teleseismic waveforms.Earth Planets Space，2002，54（11）：1005－1010.

［26］Ji S C，Wang Q，Salisbury M H.Composition and tectonic evolution of the Chinese continental crust constrained by Poisson＇s ratio.Tectonophysics，2009，463（1－4）：15－30.

［27］嵇少丞，王茜，楊文采.華北克拉通泊松比與地殼厚度的關系及其大地構造意義.地質學報，2009，83（3）：324－330.Ji S C，Wang Q，Yang W C.Correlation between crustal thickness and Poisson′s ratio in the North China Craton and its implication for lithospheric thinning.Acta Geologica Sinica （in Chinese），2009，83（3）：324－330.

［28］楊文采，瞿辰，于長青.華北東部地區(qū)地殼泊松比異常及其成因.地學前緣，2011，18（3）：13－21.Yang W C，Qu C，Yu C Q.High Poisson′s ratio anomalies in the crust of the eastern part of North China and its origin.Earth Science Frontiers （in Chinese），2011，18（3）：13－21.

［29］邵學鐘，顧忠華，張家茹.福州地區(qū)地殼結構的地震轉換波測深研究.地震地質，1993，15（2）：174－180.Shao X Z，Gu Z H，Zhang J R.Investigation of crust structure in Fuzhou area by means of converted waves of earthquakes.Seismology and Geology （in Chinese），1993，15（2）：174－180.

［30］陳宗基，孔祥儒，劉云龍.福建地熱地球物理研究.北京：中國科學技術出版社，1992.Chen Z J，Kong X R，Liu Y L.The Studies on Geothermal Geophysics in Fujian Province（in Chinese）.Beijing：Science＆ Technology Press of China，1992.

［31］張季生，高銳，李秋生等.臺灣海峽及鄰區(qū)地球物理特征及地殼密度結構.地質論評，2008，54（5）：694－698.Zhang J S，Gao R，Li Q S，et al.Geophysical characteristic and density structure of crust in Taiwan Strait and neighboring area.Geological Review （in Chinese），2008，54（5）：694－698.

［32］周碩愚，吳云，施順英等.中國大陸東南邊緣?，F(xiàn)時地殼運動與地震動力學綜合研究.地殼形變與地震，2001，21（1）：1－14.Zhou S Y，Wu Y，Shi S Y，et al.Integrated research on current crustal movement and earthquake dynamics in marginal sea，Southeast of China continent.Crustal Deformation and Earthquake（in Chinese），2001，21（1）：1－14.

［33］Kennett B L N，Engdahl E R.Traveltimes for global earthquake location and phase identification.Geophysical Journal International，1991，105（2）：429－465.

［34］Shearer P M.Transition zone velocity gradients and the 520 km discontinuity.Journal of Geophysical Research，1996，101（B2）：3053－3066.

［35］Li Q S，Gao R，Wu F T，et al.New observation results of the crust and upper mantle seismic structure in the southeastern China using teleseismic receiver functions.Tectonophysics，2013.

［36］Zhou X M，Li W X.Origin of Late Mesozoic igneous rocks in Southeastern China：implications for lithosphere subduction and underplating of mafic magmas.Tectonophysics，2000，326（3－4）：269－287.

［37］Zhou X M，Sun T，Shen W Z，et al.Petrogenesis of Mesozoic granitoids and volcanic rocks in South China：A response to tectonic evolution.Episodes，2006，29（1）：26－33.

［38］Wan T F，Zhao Q L.The genesis of tectono－magmatism in eastern China.Science in China Earth Sciences，2012，55（3）：347－354.

［39］張路，曲國勝，朱金芳等.福建沿海盆地第四紀構造運動模式與動力學環(huán)境.地質通報，2007，26（3）：275－288.Zhang L，Qu G S，Zhu J F，et al.Model of Quaternary tectonic movement and dynamic setting of basins along the coast of Fujian，China.Geological Bulletin of China （in Chinese），2007，26（3）：275－288.

［40］張虎男.福建長樂—詔安斷裂帶的新構造運動.地質學報，1987，（3）：231－239.Zhang H N.Characteristics of the neotectonic movement of the Changle－Zhao′an Fault belt in Fujian.Acta Geologica Sinica （in Chinese），1987，（3）：231－239.

［41］Bina C R，Helffrich G R.Phase transition Clapeyron slopes and transition zone seismic discontinuity topography.Journal of Geophysical Research，1994，99（B8）：15853－15860.