趙延娜 段永紅 鄒長橋 魏運浩邱 勇 林吉焱 李學民

1） 中國北京100081中國地震局地球物理研究所 2） 中國鄭州450002中國地震局地球物理勘探中心

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江西九江—福建寧化接收函數(shù)剖面研究

1） 中國北京100081中國地震局地球物理研究所 2） 中國鄭州450002中國地震局地球物理勘探中心

江西九江—福建寧化剖面沿NW--SE方向穿過華南大陸東部的揚子地塊和華夏地塊兩個地質(zhì)單元． 通過收集沿該剖面布設的35個流動寬頻帶地震臺站2012—2014年記錄的遠震波形資料， 采用P波接收函數(shù)H-k掃描疊加和CCP疊加兩種方法， 對該剖面下方的地殼厚度和泊松比分布進行了研究． 結果表明： 沿剖面地殼厚度為29—33 km， 揚子地塊東南邊緣與華夏地塊的莫霍形態(tài)差異明顯， 萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂北側的萍樂凹陷帶深部存在明顯的莫霍面上隆現(xiàn)象， 為研究區(qū)域中地殼最薄處； 研究區(qū)大部分臺站下方的泊松比值相對較低， 介于0.21—0.24之間， 萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂兩側泊松比值稍高， 可達0.26， 表明不同構造單元地殼深部巖石組成存在差異； 萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂可作為江紹拼合帶的自然西延， 是揚子地塊與華夏地塊在贛北地區(qū)的拼合界線， 推測其深部的物質(zhì)組成有相似之處．

接收函數(shù) 華南大陸東部H-k掃描疊加 共轉換點疊加 地殼厚度 泊松比

引言

華南大陸東部地處歐亞板塊、 太平洋板塊和印度洋板塊交界處的舌狀突出部位， 包括福建、 江西、 浙江和廣東4省. 其主體由揚子地塊和華夏地塊構成， 兩地塊經(jīng)歷了聚合—裂解—再聚合的復雜構造演化模式（舒良樹， 2012）. 其殼幔間的相互作用具有異常的深部過程， 是歐亞大陸東部邊緣構造框架極其重要的一部分（張國偉等， 2013）． 對該地區(qū)殼幔結構的研究將為華南大陸東部的構造形態(tài)及其構造演化特征提供基礎性資料．

早在20世紀80—90年代， 研究人員就已利用人工地震的方法對華南大陸東部進行了大量探測． 例如： 門源—寧德地學大斷面穿過了華南大陸腹地贛閩地區(qū)， 其中由國家地震局組織布設的信陽—永平—寧德地學剖面， 給出了沿剖面的地殼厚度變化和速度變化（林中洋等， 1990）; 結合與該剖面近垂直相交形成“十字”形的贛州—永平—杭州剖面給出了江西上饒地區(qū)的莫霍面形態(tài)（熊小松等， 2009）； 福建省地震局在福州盆地及其周圍地區(qū)完成了5條地震測深剖面， 研究了該地區(qū)地殼結構的初步特征（廖其林等， 1987， 1988， 1990）． 在“十五”活斷層探測項目中， 中國地震局地球物理勘探中心先后在泉州、 福州和漳州等地區(qū)開展了活斷層探測工作， 其中漳州的寬角折射剖面的研究（朱金芳等， 2006）以及福州盆地的寬角反射/折射與深地震反射聯(lián)合剖面的探測研究（朱金芳等， 2005）， 給出了該地區(qū)較為精細的地殼結構特征．

21世紀以來， 隨著數(shù)字化觀測技術及寬頻帶流動地震臺站數(shù)量的迅速發(fā)展， 寬頻帶地震觀測方法被廣泛應用． 其中， 接收函數(shù)法逐漸成為研究地震觀測臺陣下方地殼和上地幔結構的一種簡易高效的方法. 該方法也被用來研究華南大陸東部的深部結構特征． 例如： 楊中書等（2010）利用接收函數(shù)法得到了江西省13個固定臺站下方的地殼厚度和泊松比； Ai等（2007）和葉卓等（2013）先后研究了中國大陸東南緣地殼及上地幔過渡帶的結構及其變化特征； Huang等（2010）利用地震層析成像法得到了華南大陸東部地區(qū)的上地幔結構，

并分析了其動力學特征； He等（2013）利用接收函數(shù)法在華南大陸完成了NW--SE向4個剖面， 給出了華南大陸地區(qū)的地殼厚度和泊松比， 并討論了揚子地塊與華夏地塊的拼合界線． 綜上， 前人在華南大陸東部及沿海地區(qū)開展的大量地震測深工作以及天然地震探測研究， 獲得了沿海地區(qū)較為詳盡且豐富的地殼和上地幔結構信息． 但由于深地震測深技術條件的限制以及寬頻帶觀測所使用的固定臺站間距太大， 故對華南大陸東部腹地贛閩地區(qū)的地殼精細結構仍缺乏深入研究， 有待更密集的觀測進行補充證實．

本文研究區(qū)域位于華南大陸東部江西省境內(nèi)（25.7°N—30°N、 114°E—118.5°E）， 揚子地塊與華夏地塊在此匯聚． 該研究區(qū)大部分位于華南復合陸內(nèi)造山區(qū)內(nèi)， 地質(zhì)構造較為復雜． 本文采用P波接收函數(shù)H-k掃描疊加法和共轉換點（common coversion point， 簡寫為CCP）疊加法獲取研究區(qū)的地殼厚度及泊松比， 據(jù)此分析該區(qū)域莫霍面形態(tài)和泊松比變化特征， 并探討揚子地塊與華夏地塊拼合帶的構造特征．

1 方法

1.1 接收函數(shù)H-k掃描疊加法

接收函數(shù)中包含了直達P波、 Ps波和多次反射波（PpPs， PpSs+PsPs）等震相信息. 根據(jù)直達P波與后至震相的到時差與莫霍面深度H的關系（式（1））， 給定一個地殼平均速度vP， 即可估計出H和k（k=vP/vS）：

（1）

式中，tPs和tPpPs和tPpSs+PsPs分別為Ps, PpPs和PpSs+PsPs震相與直達P波的到時差，p為射線參數(shù)． 由于接收函數(shù)對P波速度并不敏感， 而是強烈地依賴于S波速度或vP/vS， 因此Zhu和Kanamori（2000）提出用H-k格點搜索和疊加方法來直接獲取地殼厚度H和速度比k．H-k域內(nèi)疊加函數(shù)S（H，k）定義為

S（H，k）=ω1r（tPs）+ω2r（tPpPs）-ω3r（tPpSs+PsPs）,

（2）

（3）

來估計地殼的泊松比． 研究表明， 泊松比的變化在一定程度上反映了地殼（特別是下地殼）中鐵鎂質(zhì)及長英質(zhì)的含量（Zandt， Ammon， 1995）． 對于下地殼巖石而言， 當泊松比σ<0.26（vP/vS<1.75）時代表地殼巖石由酸性成分組成; 0.26≤σ<0.28（1.75≤vP/vS<1.81）時代表地殼巖石由中性成分組成;σ≥0.28（vP/vS≥1.81）時代表地殼巖石由基性成分組成． 通常下地殼的波速比較整體地殼的平均波速比值高0.02左右（Zandt， Ammon， 1995）． 因此通過研究區(qū)泊松比的變化特征可以推測出其地殼巖石組成特征．

1.2 接收函數(shù)CCP疊加法

CCP疊加法是Zhu（2000）在共反射點疊加法基礎上發(fā)展而來的． 該方法首先根據(jù)研究區(qū)的速度模型對接收函數(shù)進行射線追蹤獲取射線路徑， 經(jīng)過對接收函數(shù)作時深轉換和入射角校正之后， 每個振幅可以看作對應深度界面所產(chǎn)生的轉換波， 而該振幅大小則反映了轉換點介質(zhì)的阻抗變化． 進行CCP疊加時， 我們將臺站下方結構劃分為若干個面元， 再將每個面元內(nèi)所有轉換點所對應的振幅進行疊加后作為已設像素點范圍的疊加結果， 所有面元疊加完成后即可得到直觀的CCP疊加剖面．

2 資料

如圖1a所示， 江西九江—福建寧化剖面北起九江市德安縣， 南至撫州市樂安縣， 然后向東南延伸至福建寧化縣． 觀測臺陣共由35臺寬頻帶流動地震儀組成， 其數(shù)據(jù)采集器型號為Reftek130B， 拾振器由10臺Guralp-CMG3T（120 s）和25臺CMG3ESPC（60 s）組成， 臺站間距平均為12 km． 本文所使用的數(shù)據(jù)為該臺陣于2012年6月—2014年6月所記錄的遠震波形數(shù)據(jù)． 從遠震記錄波形中挑選出震中距為30°—90°、MS≥5.0、 震相清晰、 信噪比較高的148次遠震事件的地震波形數(shù)據(jù)， 遠震事件震中分布如圖1b所示. 可以看出， 遠震事件位于研究區(qū)四周， 覆蓋了其較完整的方位．

圖1 研究區(qū)臺站（a）及所用遠震事件震中分布圖（b）， 圖（b）中星號代表研究區(qū)域

3 數(shù)據(jù)處理

3.1 接收函數(shù)提取及H-k疊加

本文采用時間域反褶積法來計算接收函數(shù)（吳慶舉， 曾融生， 1998； Zhu， Kanamori， 2000）． 首先對波形數(shù)據(jù)拾取P波到時， 并截取P波初至前50 s至后150 s的波形記錄； 由于地震傳感器存在漂移現(xiàn)象， 且三分向漂移量也不一樣， 因此需將地震記錄去線性、 去均值并進行0.05—2.5 Hz 的巴特沃斯帶通濾波； 然后利用后方位角把原始的ZNE三分向地震記錄旋轉到ZRT（垂向， 徑向和切向）坐標系中， 垂直分量分別對徑向分量和切向分量在時間域作最大反褶積， 得到基本消除了路徑和震源影響的接收函數(shù)； 再用系數(shù)為2.5的高斯濾波對接收函數(shù)進行低通濾波， 在消除1 Hz以上的高頻信號的同時， 保留了遠震波形的有效成分（段永紅等， 2005）； 最后把單臺計算得到的接收函數(shù)按后方位角排列畫到一張圖上， 手動挑選出具有清晰Ps、 PpPs和PpSs+PsPs震相的接收函數(shù)數(shù)據(jù)， 共得到1157條高質(zhì)量的接收函數(shù)記錄．

H-k疊加時速度模型參考了人工地震探測結果（尹周勛等， 1999； 熊紹柏等， 2002）， 贛北P波平均速度取6.2 km/s， 贛南P波平均速度取6.3 km/s． 本文根據(jù)數(shù)據(jù)中Ps、 PpPs和PpSs+PsPs震相的清晰程度， 加權值分別取0.5， 0.4和0.1． 圖2給出了臺站的接收函數(shù)和H-k掃描疊加結果. 為體現(xiàn)樣本的普遍性， 分別選取研究區(qū)北部的sp06、 中部的sc06和南部的sc16臺站來進行展示． 圖中上部分分別為sp06、 sc06和sc16 3個臺站的接收函數(shù)， 紅線標示的為Ps、 PpPs和PpSs+PsPs震相位置； 下部分分別為3個臺站的H-k掃描疊加結果， 白色橢圓為地殼厚度H和波速比k的最佳取值范圍． 可以看出， 接收函數(shù)清晰地顯示了莫霍界面的轉換震相（Ps）和后續(xù)震相（PpPs和PpSs+PsPs）， 表明本文接收函數(shù)分析結果可靠． 表1為利用H-k掃描疊加法得到的35個流動臺站下方的地殼厚度及波速比， 泊松比由波速比的最優(yōu)值計算得出. 根據(jù)波速比的最佳取值范圍， 得到泊松比的誤差范圍為±0.02．

3.2 CCP疊加

圖3為利用CCP疊加法得到的疊加剖面， 所使用的速度模型系根據(jù)該區(qū)域人工地震測深結果（Lietal， 2006； Tengetal， 2013）， 對IASP91模型修改后獲得， 地殼平均速度取為6.28 km/s． 疊加時通過調(diào)整共轉換點面元大小和光滑系數(shù)， 增加共轉換點面元內(nèi)參與疊加的射線數(shù)量， 以增強莫霍界面的Ps轉換波的成像效果（Zhu， 2000； 武巖等， 2011）． 通過對比可知， CCP疊加法得到的結果與H-k掃描疊加法得到的結果具有很好的一致性．

表1 H-k掃描疊加法得到的各臺站下方地殼厚度H、 波速比k及泊松比σTable 1 Crustal thickness, vP/vS ratio and Poisson’s ratio beneath the stations obtained by H-k stacking method

圖3 研究區(qū)CCP疊加剖面黃色虛線表示由CCP疊加法得到的莫霍面變化， 黑色十字表示H-k掃描疊加法得到的相應臺站下方的地殼厚度F1： 九江—靖安斷裂； F2： 萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂； F3： 永豐—撫州斷裂； F4： 于都—樂安斷裂； F5： 邵武—河源斷裂

4 結果與分析

4.1 莫霍界面形態(tài)

圖4a為利用H-k掃描疊加法得到的各臺站下方地殼厚度投影圖． 從CCP疊加結果（圖3）和圖4a可以看出， 沿剖面地殼厚度為28.7—33 km， 平均深度為31 km. 該結果與該地區(qū)深地震測深資料得到的地殼厚度（32 km左右）（Lietal， 2006； Tengetal， 2013）基本一致， 與前人在該地區(qū)接收函數(shù)研究得到的地殼厚度（Heetal， 2013； Lietal， 2013， 2014）也相吻合． 從莫霍面形態(tài)的變化趨勢來看， 地殼厚度沿剖面可以分為北、 中、 南3段： 北段（sp06—sp02臺站）屬于揚子地塊的江南造山帶， 其地殼厚度偏大， 莫霍面深度為31—33 km； 中段（sp01—sc08臺站）顯示莫霍面明顯抬升， 地殼厚度變薄， 最薄達到28.7 km左右； 南段（sc09—sc29臺站）顯示莫霍面又逐步加深， 地殼厚度為31—33 km． 萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂即位于中段與南段的交界部位． 總體來看， 沿剖面莫霍面的形態(tài)為兩邊深中間淺．

圖4 H-k掃描疊加法獲得的各臺站地殼厚度（a）和泊松比（b）

從上述結果可以看出， 萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂兩側的地殼厚度存在明顯差異： 斷裂北側的揚子地塊邊緣有明顯的地殼減薄現(xiàn)象， 對應于該部分的地表形態(tài)為萍鄉(xiāng)—樂平凹陷（張岳橋等， 2009）； 而斷裂南側的華夏地塊邊緣地殼厚度相對較大， 沒有明顯減薄現(xiàn)象， 因此可以推斷萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂是華夏地塊與揚子地塊的構造分界帶．

對揚子地塊內(nèi)部構造的形成機制研究（鄧小萬， 2001； 張國偉等， 2013）顯示， 揚子地塊的邊緣地帶在海西—印支期構造階段（早泥盆世—晚三疊世中期）構造活動較為強烈， 地塊向北運動與華北板塊的北緣碰撞形成褶皺帶， 揚子地塊南部和西部則表現(xiàn)為大規(guī)模的拉張和裂陷， 局部形成了規(guī)模較大的裂陷槽或裂谷， 推測揚子地塊在海西—印支構造期的向北運動是使邊緣地殼遭受拉伸減薄的主要原因． 在該構造階段期間， 華夏地塊經(jīng)歷了起始于晚二疊世的陸陸碰撞造山作用， 碰撞擠壓作用造成華夏地塊地殼結構發(fā)生褶皺變形（張岳橋等， 2009）， 導致與揚子地塊相鄰部分的華夏地塊邊緣的地殼增厚， 而且沒有明顯受到揚子地塊南緣地殼遭受的拉伸減薄效應的影響．

4.2 地殼泊松比和地殼組成

從H-k掃描疊加結果（表1）和臺站下方地殼泊松比（圖4b）來看， 研究區(qū)臺站下方地殼的波速比值介于1.65—1.75之間， 平均值為1.70， 泊松比值在0.21—0.26之間. 該結果與He等（2013）在江南造山帶和華夏地塊獲得的波速比（1.66—1.73）基本一致． 除在斷裂附近的泊松比跳躍較大以外， 以萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂為界， 斷裂以北泊松比總體稍高于斷裂以南． 從整條剖面來看， 萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂兩側的泊松比明顯偏高．

研究區(qū)的整體泊松比值為σ≤0.26， 根據(jù)地殼巖石與泊松比的關系， 我們推測研究區(qū)的地殼組成以長英質(zhì)巖石為主． 前面已經(jīng)指出， 華夏地塊由于受陸內(nèi)碰撞造山作用使地殼增厚， 而地殼增厚誘發(fā)的深熔作用導致了華南地區(qū)獨特的印支期過鋁質(zhì)花崗巖的發(fā)育（張岳橋等， 2009）. 本文得出的華夏地塊具有較低的泊松比值與該結果一致． 而萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂兩側的泊松比值偏高可能是由于深部幔源物質(zhì)的侵入造成的（舒良樹， 2012）．

一般情況下， 泊松比值會隨著地殼年齡的增加而增大， 前寒武紀地盾地殼具有較高的泊松比值， 其平均值為0.29， 誤差范圍為0.02； 地臺的泊松比值變化較大， 平均值為0.27， 誤差范圍為0.03； 古生代造山帶的泊松比值為0.27； 中生代—新生代構造活躍區(qū)域或者新構造區(qū)域泊松比值變化較大， 但總體較低， 平均值為0.25， 誤差范圍為0.04（Zandt， Ammon， 1995）． 本文研究結果顯示， 研究區(qū)地殼泊松比平均值為0.21—0.26， 均值為0.23． 以萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂為界， 北部揚子地塊泊松比平均值為0.236， 南部華夏地塊泊松比平均值為0.224. 由此推測研究區(qū)在中生代構造活動仍然相對活躍．

Ji等（2009）利用接收函數(shù)H-k掃描疊加法對中國大陸主要地塊的地殼厚度和泊松比作了研究， 并統(tǒng)計出主要地塊的地殼泊松比平均值， 其中揚子地塊地殼泊松比平均值為0.249， 華夏地塊泊松比平均值為0.243． 其所選取的樣本均取自華南大陸邊緣地區(qū)（江蘇、 上海、 浙江、 云南）， 由于沿海地區(qū)地殼較薄， 泊松比較內(nèi)陸偏高（Aietal， 2007； Zhaoetal， 2013）， 所以本文得出的揚子地塊和華夏地塊的泊松比值更能代表華南大陸內(nèi)部的泊松比結構．

5 討論與結論

通過對華南大陸東部地區(qū)35個臺站提取的接收函數(shù)進行H-k掃描疊加和CCP疊加， 得到了江西九江—福建寧化剖面的地殼厚度和泊松比以及莫霍界面形態(tài)， 并分析了研究區(qū)內(nèi)揚子地塊與華夏地塊拼合帶的構造特征．

兩種方法得到的江西九江—福建寧化剖面的地殼厚度結果具有很好的一致性． 研究區(qū)地殼厚度較薄， 在29—33 km之間， 這與華南大陸東部地殼的人工地震測深結果和寬頻帶地震觀測結果基本一致． 該剖面顯示莫霍面起伏不大， 總體形態(tài)呈兩端下伏中間隆起狀． 揚子地塊與華夏地塊的分界帶萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂北側的莫霍面呈上隆狀， 此形態(tài)揭示兩地質(zhì)單元在晚古生代—早中生代經(jīng)歷了先碰撞（地塊邊緣地殼增厚）后拉伸（地塊邊緣地殼減?。┑臉嬙爝^程． 據(jù)此推測在構造后期的地幔熱物質(zhì)上涌推動揚子地塊向北運動， 造成揚子地塊與華夏地塊之間的地殼拉伸減薄， 并于該時期形成了萍樂凹陷帶． 本文結果顯示的這種構造效應在揚子地塊邊緣表現(xiàn)得更為明顯．

本文研究區(qū)地殼的波速比平均值為1.65—1.75， 相對應的地殼泊松比平均值為0.21—0.26， 代表了華南大陸東部內(nèi)陸的泊松比結構． 泊松比值顯示研究區(qū)地殼巖石以長英質(zhì)巖石為主， 表明研究區(qū)地殼結構相對穩(wěn)定， 殼幔垂向物質(zhì)交換活動較弱． 沿萍鄉(xiāng)—廣豐斷裂的波速比值明顯高于兩側， 可能受深部殘存新元古代蛇綠混雜巖的影響. 該結果進一步證明了該斷裂是贛北地區(qū)兩地塊的匯聚邊界， 為江紹斷裂的自然西延． 根據(jù)地殼年齡與泊松比值的對應關系， 推測本文研究區(qū)在中生代—新生代期間構造運動活躍．

朱露培教授提供了接收函數(shù)疊加程序， 吳慶舉研究員和張瑞青副研究員在數(shù)據(jù)分析方面給予了指導， 審稿專家對本文提出了修改建議， 在此一并表示衷心感謝．

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Study of the receiver function profile from Jiujiang， Jiangxi Province to Ninghua， Fujian Province

1）InstituteofGeophysics，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100081，China2）GeophysicalExplorationCenter，ChinaEarthquakeAdministration，Zhengzhou450002，China

The profile from Jiujiang， Jiangxi Province to Ninghua， Fujian Province， passes through the Yangtze block and the Cathaysia block from northwest to southeast in the east of South China continent. This paper selected teleseismic records from 35 temporary broadband stations along the profile from June 2012 to June 2014 so as to obtain the crustal thickness and Poisson’s ratio by theH-kstacking method and common conversion point （CCP） stacking method. The results show that the crustal thickness of the studied area ranges 29—33 km. The depth of Moho of the southeast edge of the Yangtze block has an obvious difference from that of the Cathaysia block． The depth of the Ping-xiang--Leping depression zone to the north of Pingxiang--Guangfeng fault exhi-bits obvious uplift of Moho in the deep， being the thinnest part of the studied area. The average value of Poisson’s ratio obtained fromH-kstacking method shows that the Poisson’s ratios are as low as 0.21—0.24 beneath crust of most of the studied area. At the two sides of the Pingxiang--Guangfeng fault， the Poisson’s ratio value is higher， reaching about 0.26， which means the different constitution of the rock in the deep for the disparate tectonic units. All above evidences suggest that the Pingxiang--Guangfeng fault can be considered as the extension of Jiangshan-Shaoxing coherence belt， meanwhile it is the convergent boundary of Yangtze block and Cathaysia block in the north of Jiangxi Province， therefore it is inferred that the two blocks are composed of similar material in the deep.

receiver function； the east of South China continent；H-kstacking； common conversion point （CCP） stacking； crustal thickness； Poisson’s ratio

國家自然科學基金項目（41174052）資助.

2015-01-10收到初稿， 2015-03-10決定采用修改稿.

e-mail: yhduan123@126.com

10.11939/jass.2015.05.002

P315.63

A

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