華南沿海地區地殼厚度與泊松比研究

2014-12-13 02:17:50黃海波郭興偉夏少紅丘學林

地球物理學報 2014年12期

黃海波，郭興偉，夏少紅，丘學林

1中國科學院邊緣海地質重點實驗室，中國科學院南海海洋研究所，廣州 510301

2國土資源部海洋油氣資源與環境地質重點實驗室，青島海洋地質研究所，青島 266071

1 引言

華南沿海緊鄰南海北部陸緣，位于歐亞板塊、菲律賓板塊和印度洋板塊的交匯地區（圖1）.受三大板塊的聯合作用，該地區中生代以來先后經歷了強烈的構造擠壓和伸展作用（Gilder et al.，1996；舒良樹，2012；劉瓊穎等，2013），其演化過程伴隨著豐富的深部物質活動，形成了一系列切割地殼、上地幔的深大斷裂，這些斷裂帶迄今仍存在較強活動性，是華南沿海地區地震活動的重要發生場所（張虎男和吳塹虹，1994；任鎮寰等，1998；郝天珧等，2002），其深部結構和構造活動特征記錄了華南沿海地區，包括南海北部地區演化歷史的重要信息.研究華南沿海地區深部地殼結構及其與該地區主要斷裂帶活動性的關系，對于理解華南地區各個離散塊體相互作用的動力體制、預測該地區的地震活動都具有十分重要的理論指導意義.

地殼厚度（H）與泊松比（υ）分別是研究板塊演化模式和地球內部物質構成的重要參數.前者是塊體碰撞、匯聚等演化過程的產物，也是劃分全球板塊或區域塊體類型的重要參考.Zhang等（2011）等通過搜集大量地震、重力等探測資料指出，我國的結晶地殼厚度為20～63km，總體表現出自西向東減薄的特性，地殼最薄地區位于我國南海海盆，據最新的海底地震儀調查結果顯示（丘學林等，2011；阮愛國等，2011），西南次海盆地區結晶地殼厚度只有5km左右.地殼厚度在不同構造單元之間所表現出的差異反映了區域深地殼結構及其地球動力學成因的復雜性.相比地殼厚度，泊松比作為地球巖石物質的彈性力學參數，則是探索地球內部物質成分和物理狀態的直接依據（Christensen，1996）.Zandt和 Ammon（1995）曾對全球地盾、地臺、造山帶等地殼類型的泊松比進行總結，提出泊松比在反映地殼物質成分方面的幾點結論，討論了鐵鎂質下地殼、部分熔融等因素對泊松比值的影響；Ji等（2009）通過實驗手段揭示了組成地殼的幾類巖石：酸性巖（υ＜0.26）、中性巖（0.26＜υ＜0.28和基性超基性巖（0.28＜υ＜0.30）的泊松比值范圍，對于利用泊松比分布約束地殼物質成分具有重要作用.Chevrot和van der Hilst（2000）以及嵇少丞等（2009）分別研究還發現泊松比和地殼厚度之間存在一定關系，隱含了地殼形成演化和構造運動過程的重要信息.因此，通過研究地殼厚度和泊松比的分布特點，能夠從塊體類型、內部物質組成和演化模式方面探討華南沿海及其鄰區的深部結構和動力學成因.

圖1 華南沿海地區地震臺站及遠震事件黑色三角為地震臺站，黑色五角星為地震震源.Fig.1 Seismic stations around the coastal areas of South China and distribution of teleseismic event Black triangles represent earthquake stations.Black stars represent teleseismic events.

目前主要通過地震學方法獲得關于地殼厚度的估計，該方法在探測殼幔物質界面（莫霍面）方面最為直觀可靠（Qiu et al.，2001；Erduran，2009；Yuan et al.，2010）.通過主動源和被動源的地震探測所獲得的P波和S波速度比值（κ）也是除物理實驗等直接手段之外，用于估計泊松比值最重要的間接手段（Wu et al.，2004；Eccles et al.，2011）.其中，被動源地震學中的接收函數方法采用近垂直入射的P波及其轉換S波的走時和振幅記錄，在獲取地殼結構和地震波速度方面具有較高分辨率，有利于地震臺下方地殼厚度和泊松比研究（Zhu and Kanamori，2000）.本文通過搜集華南沿海地區包括廣東、福建的天然地震臺網數據，采用對接收函數轉換S波進行疊加搜索的方法，模擬獲得臺站下方的地殼厚度和泊松比分布，分析和探討了華南沿海及其鄰近地區各主要塊體活動的相互作用關系.

2 方法

接收函數方法是目前利用單臺三分量遠震記錄（30°＜震中距＜90°）研究臺站下方地殼、上地幔結構的有力工具（黃海波等，2011；Sun et al.，2012）.Langston（1979）提出在頻率域將遠震記錄的垂向分量與水平分量進行反褶積，從而提取出遠震P波在速度間斷面上的轉換S波及其多次波信息.由于波速比κ對于地殼縱波速度變化不敏感，因此在假設臺站下方平均P波速度情況下，理論上可以根據P波和S波的到時差來計算平均地殼厚度與橫波速度，從而獲得縱橫波速度比.Zhu和Kanamori（2000）通過在地殼厚度域和波速比域搜索轉換S波（Ps）及其多次震相（PpPs、PsPs＋PpSs）的疊加振幅最大值，同時獲得兩個參數的平均值估計（H－κ疊加法），該技術有效地避免了因震相識別和走時拾取所產生的人為誤差，具有較高可信度.

轉換S波及其多次震相相對于直達P波的到時可以表示成

其中Vp為臺站下方平均縱波速度，p為遠震P波射線參數，H為地殼厚度，κ為縱橫波速度比.由κ與泊松比υ的關系（Citation）

從而求得泊松比值.

3 地震數據和接收函數處理

本研究共收集了福建省和廣東省范圍內75個數字地震觀測臺站（圖1）的地震資料，其中福建省29個，廣東省46個，臺站以北東走向沿海岸線分布，覆蓋面積達30萬km2.臺站從2001年運行至今記錄到了大量地震事件，我們從中選取震中距在30°～90°之間、具有清晰初至P波和高信噪比的遠震波形.所選地震事件共有201個，主要分布于環太平洋地震帶和青藏高原地震帶（圖1）；根據地震發生時間對原始波形進行截取，截取過程中利用IASP91模型計算理論到時（Buland and Chapman，1983）以協助直達P波識別，最終截取的地震波形為直達P波到時的前30s和后90s；利用等效震源法（Langston，1979；Ammon，1991）提取每個遠震事件的接收函數波形，高斯濾波因子選為2.5，以保留地殼主要速度間斷面上的轉換S波及其多次波震相，水準因子選為0.001；對提取結果做人工檢查，剔除信噪比低、波形異常的接收函數，最終獲得4172條有效波形，除福建古田臺（GUT）無可用接收函數波形、廣東普寧臺（PUN）和水東臺（SHD）僅獲得6條和7條有效波形外，其他臺站波形數均大于13.

利用H－κ搜索疊加法對這些臺站下方的地殼厚度和波速比進行搜索，地殼平均P波速度設為6.2km·s－1（鄭圻森等，2003；蔡學林等，2003）；疊加過程中轉換S波震相Ps及其多次波PpPs、PsPs＋PpSs的加權系數分別為0.6、0.3和0.1，地殼厚度范圍20～60km（熊小松等，2009），波速比范圍1.5～2.0（Ji et al.，2009）.

4 計算結果與分析

4.1 H－κ搜索疊加結果分析

通過計算，本文獲得了74個臺站下方的地殼厚度H和波速比值κ（表1），其中GDN臺網共有46個估計值、FUJ臺網共有28個（GUT無可用接收函數）.H－κ振幅疊加譜的分布形態與所用接收函數波形的質量有關，一方面較厚沉積層會引起轉換S波到時滯后現象，在正常地殼縱波速度假設下，波速比估計誤差可達到20%（陳九輝，2007）；另一方面，較厚沉積層的多次波震相或地殼中次級間斷面的轉換震相都會影響莫霍面轉換S波震相的識別，造成疊加振幅出現局部極值，處理不當則會獲得錯誤估計值.

表1 臺站坐標、地殼厚度和波速比結果Table 1 Locations of seismic stations，crustal thickness（H），and velocity ratio（κ）

圖2 廣東臺網LCH、SHG以及福建臺網YOD、FUZ的H－κ疊加彩圖中白色十字為最大疊加振幅，數值為地殼厚度／波速比估計值.Fig.2 H－κstacking of receiver functions at stations LCH，DOH in GDN and YOD，FUZ in FJN White cross in colorized map represents the maximal stacked amplitude；accompanying value is estimation of Handκ.

圖2給出了GDN臺網的LCH、SHG以及FUJ臺網的YOD、FUZ臺的接收函數波形及其H－κ疊加結果，不同顏色及相應等值線為疊加后的振幅值（只展示正振幅）.其中，LCH臺共獲得108條接收函數波形，這些波形信噪比較高，可清楚地識別出直達波震相P（0s）、莫霍面上的轉換S波震相Ps（3s）、多次波震相PpPs（12s），對應的疊加振幅譜形態簡單、Ps和PpPs震相疊加振幅的線性趨勢明顯（公式（1）和（2））、極值區突出，所獲得的地殼厚度和波速比值比較可靠；SHG臺共獲得120條接收函數波形，信噪比也較高，可以識別出P、Ps和PpPs震相，走時與LCH臺相似，在P和Ps震相之間還存在另一個轉換震相，到時為2s左右，可能來自于地殼中某一速度界面，這里將其命名為Pcs，該臺站的疊加振幅譜相對復雜，出現一些局部極值，特別是地殼厚度23km處所對應的振幅極值應是Pcs及其多次波震相的疊加結果；YOD臺共獲得65條接收函數波形，信噪比較差，出現雜亂的噪聲震相，但仍可從這些干擾中識別出明顯的Ps和PpPs震相，振幅連續性較好，疊加譜中對應的線性趨勢更為清晰，噪聲的影響也導致一些局部極值的出現；FUZ臺共獲得71條接收函數波形，信噪比雖然較高，但僅能從中識別出Ps震相，而PpPs震相并不明顯，對應的疊加振幅譜比較復雜，PpPs疊加振幅的線性趨勢不清晰，極值區沿Ps震相疊加振幅的線性趨勢分布，不夠突出，地殼厚度22km處也對應一個局部極值，與接收函數波形中2s左右的Pcs震相有關.

4.2 華南沿海地區地殼厚度分布

根據H－κ疊加方法所獲得的地殼厚度估計，我們插值（Smith and Wessel，1990）得到華南沿海地區的地殼厚度分布（圖3）.結果顯示，華南沿海地區地殼厚度具有明顯分塊特征，總體表現出由北向南、自西向東減薄的趨勢，其中廣東北部和福建西北部的南嶺—武夷褶皺帶地區（I和II）地殼較厚，可達30～33km，橫向變化不大；閩粵濱海地區（III）、廣東珠江口地區（IV）和雷瓊地區（V）地殼厚度減薄至26～27km；不同塊體之間存在地殼厚度變化的過渡帶，II區和III區之間的過渡帶為NE走向，受控于政和—大埔斷裂帶和長樂—南澳斷裂帶；I區和IV、V區之間過渡帶更為陡峭，主要受控于高要—長寧斷裂帶、西江斷裂帶和四會—吳川斷裂帶，表明珠江口地區和雷瓊地區存在比較明顯的地幔隆起；通過將歷史大地震（震級＞5.0）和1990年以來發生的地震（震級＞2.8）投影至地殼厚度分布圖，可以發現這些地震主要發生在地殼厚度變化的梯度帶上，與斷裂分布一致.

4.3 華南沿海地區的泊松比分布

圖4顯示該區的泊松比分布同樣具有分塊特征，范圍在0.24～0.27之間，表現出自東北向西南減小的趨勢；雷瓊地區、南嶺—武夷褶皺帶地區的泊松比值變化不大，基本為0.24左右，但在GDN臺網的YGX、DNB臺以及FUJ臺網的XIT臺下方出現局部高值，達到0.26左右；珠江口地區泊松比值為0.25左右，其北部靠近高要—長寧斷裂帶的XIG、HYJ和XFJ臺下方也存在局部高值，達到0.26，這三塊區域都存在小震群活動，因此推測泊松比的增加與地震活動所引起的破碎帶或流體的作用有關；該區斷裂帶對應泊松比的分布，其中政和—大埔斷裂帶與北東向的泊松比梯度帶十分吻合，地震主要發生在泊松比梯度帶上，明顯受斷裂活動影響.

5 分析和討論

5.1 地殼厚度、泊松比與斷裂活動性

華南沿海地區主要發育北東向、北西向和近東西向三組斷裂，其中尤以北東向的規模最大（張虎男和吳塹虹，1994）.這些斷裂是不同塊體和地貌單元的主要分界，形成了斷陷盆地、褶皺隆起以及山谷平原等構造地貌特征，如廣東珠江口地區即為近東西向和北西向斷裂所圍限的斷陷盆地，而南嶺—武夷褶皺帶則是擠壓環境下的造山隆起區.另外拉張作用導致地幔物質上隆，使得雷瓊地區和閩粵濱海地區的地殼強烈減薄，是導致該地區出現強烈火山作用的原因之一.研究表明華南沿海地區地震帶分布具有明顯分帶特征（任鎮寰和羅振暖，1998），地震活動的空間分布取決于該區主要斷塊運動，同時也受控于深部地殼結構特征以及物質屬性.為了研究地殼厚度、泊松比分布和斷裂活動關系，本文選取了4條貫穿華南沿海地區的長剖面，并與地貌特征進行了對比（圖5）.

圖5a起自南嶺構造帶以西，經高要—長寧斷裂帶到達廣東珠江口地區，地殼厚度自北向南減薄，具有海陸過渡性質.其過渡帶位于24°N左右，厚度由32km減小為26km，可能受到斷裂影響.泊松比表現出相反變化趨勢，即由陸區的0.23向海增加至0.25左右，暗示了地殼中鎂鐵物質的增加，與珠江口地區地幔物質的上隆有關.該區地震震源主要分布在地殼內4～14km，并隨地殼厚度減薄而略有抬升.通過與地形數據進行對比，發現地殼、泊松比和震源深度都與地貌特征明顯相關：山區褶皺帶一般具有明顯反山根，而褶皺構造引起的上地殼逆沖推覆則會降低地殼平均泊松比值.

圖5b起自南嶺構造帶以東，經政和—大埔斷裂帶、南澳—長樂斷裂帶到達閩粵濱海地區.地殼厚度從北部的30km減薄至濱海地區的26km，政和—大埔斷裂帶（24°N）附近也存在一個地殼厚度變化的過渡帶；泊松比變化較大，從北部的0.24強烈增加到海區的0.27，對應震源深度從政和—大埔斷裂帶西側的10km左右增加至東側的莫霍面附近，并在南澳—長樂斷裂帶附近存在震群活動.推測政和—大埔斷裂帶控制了該區地殼厚度和地震的分布，具有向東傾斜的斷層面，另外南澳—長樂斷裂帶地區可能存在破碎帶或流體活動，從而導致泊松比的急劇增加.

圖3 華南沿海地區地殼厚度分布紅色圓圈為地震震源，黃色五角星為濱海歷史大地震，綠色實線為斷裂帶，等值線表示地殼厚度分布，羅馬數字代表不同分區，黑色實線為圖5中的剖面位置.Fig.3 Crustal thickness over the coastal areas of South China Red circles denote earthquakes.Yellow stars denote historical earthquakes in coastal areas.Green solid lines represent faults.Contour lines represent crustal thickness.Roman numbers represent subregions.Black solid line represents location of profile in Fig.5.

圖4 華南沿海地區泊松比分布等值線表示地殼厚度分布，大寫字母及括號中數值代表異常臺站及其泊松比，其他說明同圖3.Fig.4 Poison ratio over coastal areas of South China Contour lines represent crustal thickness.Capital letters and bracketed values are anomaly stations and their Poisson′s ratio.

圖5 貫穿華南沿海的四條地殼厚度、泊松比與地震震源關系長剖面黃色圓圈為地震震源，頂部實線為地表高程，底部紅色和黑色實線分別為泊松比和地殼厚度，三條虛線標出泊松比0.24、0.26和0.28.Fig.5 Four long profiles through coastal areas of South China reflecting relationship between crustal thickness，Poisson′s ratio and earthquake distribution Yellow circles denote earthquakes.Solid lines at top denote elevations，red and black solid lines at bottom denote Poisson′s ratio and crustal thickness，respectively.Three broken lines mark the Poisson′s ratio of 0.24，0.26and 0.28，respectively.

圖6 地殼厚度與泊松比關系（a）研究區臺站分類（彩色正方形為臺站，黑色虛線為不同地區分界），數字為斷層編號，說明見圖3；（b）地殼厚度與泊松比關系（黑色虛線為線性擬合關系）.Fig.6 Relation between the crustal thickness and Poisson′s ratio（a）Classified stations in study area.Colored squares denote seismic stations.Black dash lines represent regional boundaries；（b）Relation between crustal thickness and Poisson′s ratio.Black dash line represents linear fitting relationship.

圖5c起自南嶺—武夷褶皺帶北部，經政和—大埔斷裂帶、南澳—長樂斷裂帶到達臺灣海峽北部，地殼厚度從33km減薄至28km，泊松比從0.23增加至0.27左右，在政和—大埔斷裂帶附近也存在地殼厚度和泊松比的陡變帶；地震震源深度在斷裂帶附近逐漸加深，進一步表明該斷裂帶對地殼結構的影響可延伸至整個地殼范圍.

圖5d走向NEE，東邊起自雷州半島，穿過廣東珠江口、政和—大埔斷裂帶、長樂—南澳斷裂帶到達閩粵濱海地區.剖面中不同構造單元對應著地形、地殼厚度和泊松比的不同分布，濱海區和盆地區都對應著地形下沉和地幔上隆，而山區下方則存在明顯反山根；泊松比由陸向海、自北向南增加的趨勢在該剖面中體現得更為明顯，部分地區的泊松比變化情況與地形對應較好；地震震源在政和—大埔斷裂帶西側基本分布于上、中地殼，而在斷裂帶東側則達到莫霍面，清楚地勾畫出斷層面形態，表明該斷裂帶為區域性全地殼斷裂，是不同斷塊構造單元的分界.

5.2 地殼厚度與泊松比的關系

華南大陸的塊體運動主要受西太平洋板塊的西向推擠、東亞陸緣裂解以及南海海盆的南向擴張影響，愈靠近沿海地區愈為強烈（徐先兵等，2009）.根據該區構造演化樣式的不同，其深部地殼結構也會表現不同特征.通過研究該區地殼厚度與泊松比的關系，可以揭示華南沿海地區的地殼演化過程和構造運動形式.本文通過對臺站下方地殼厚度與泊松比關系的整理，對該區構造環境及演化模式做出了探討.

圖6為研究區地殼厚度與泊松比關系圖（6b）以及據其對演化區域的劃分（6a）.以該區斷裂帶為界（圖6a中黑色虛線），可以劃分出兩種不同的H－υ關系.斷裂帶向海地區包括藍色、紅色和黃色矩形，其中黃色矩形參考海南島地震臺網研究結果（黃海波等，2012）.這些臺站的地殼厚度與泊松比之間存在明顯正消長關系，即泊松比值隨地殼減薄而明顯降低，其線性回歸曲線的決定系數R2＝0.5646，表明泊松比中有56.56%的信息可以用地殼厚度的變化解釋（Seber and Lee，2003）.華南沿海地區地殼具有典型大陸分層結構，即上地殼主要為長英質的中、酸性巖，下地殼主要為鐵鎂質的基性巖，而該地區受區域構造伸展作用的強烈影響，其地殼出現拉張減薄作用，根據大陸地殼和上地幔組成的“三明治”模型特點（Ranalli and Murphy，1987），流動性較強的下地殼比上地殼發生了更大程度的減薄，從而導致泊松比隨地殼厚度減小而降低（Ji et al.，2009）；斷裂帶向陸地區包括紫色、綠色和粉色矩形，該地區地殼厚度較大，但泊松比與向海地區相比則明顯降低，基本低于0.26，與向海地區共同構成H－υ的負消長關系，在南嶺—武夷褶皺帶的逆沖推覆構造作用下，長英質的上地殼巖石更容易在擠壓環境下縮短增厚，從而造成地殼泊松比隨地殼厚度增加而降低.

6 結論

本研究通過對華南沿海地區地震臺網75個地震臺的遠震波形進行處理，得到臺站下方的接收函數波形，利用H－κ疊加法獲得了74個平均地殼厚度和泊松比值估計，將研究結果同該地區斷裂活動、地震分布和構造環境等作了對比、分析和探討，得到以下結論：

（1）華南沿海地區中、新生代以來受西太平洋板塊的西向擠壓、東亞陸緣裂解以及南海的擴張作用影響，普遍發育北東、北西和近東西向斷裂體系以及不同時代的花崗巖分布，導致該區地殼厚度和泊松比呈塊狀或帶狀分布，總體表現出自北向南、由陸向海減薄，泊松比值基本小于0.28，表明該區地殼主要以中、酸性巖石為主，部分地區受到地幔物質強烈上隆影響，地殼巖石中鎂鐵成分明顯增加從而導致泊松比升高；

（2）地殼厚度和泊松比在斷裂帶附近呈過渡帶或陡變帶變化，并與地形呈正、負相關，表明山區普遍存在反山根，而逆沖造山則導致長英質上地殼增厚.該區地震活動主要發生在中、上地殼，但在政合—大埔斷裂帶向海一側可達莫霍面，證實其屬于切割整個地殼的深大斷裂.部分地區存在地震群活動，這些地震所引起的破碎帶和流體作用可能導致泊松比的急劇升高；

（3）華南沿海地區以政和—大埔斷裂帶、高要—長寧斷裂帶為界，向海地區存在地殼厚度與泊松比之間的正消長關系，這與該區構造伸展作用下地殼的分層拉張有關，比較軟弱、流動性較強的下地殼發生了更大程度的減薄；向陸地區主要以南嶺—武夷褶皺帶的逆沖推覆構造為主要特征，導致泊松比隨地殼厚度的增加而明顯降低.

本文所獲得的地殼厚度和泊松比只是整個地殼的平均結果，至于該區更為詳細的地殼結構，還需要依靠對單臺下方一維橫波速度結構的反演研究，這對于揭示該地區地殼低速層異常體、殼幔邊界形態及其與斷裂活動、地震分布之間的關系具有重要作用.本文將在下一步工作中利用接收函數正、反演方法獲得華南沿海地區精細的橫波速度結構，以期獲得對該地區地殼物質成分、深部地殼結構以及構造演化模式的更深入理解.

致謝感謝青島海洋地質研究所的張訓華研究員、溫珍河研究員和王忠蕾博士給予的幫助，感謝中國地震臺網管理中心（CENC）提供遠震波形的下載服務，感謝朱露培教授無償提供程序源代碼以供研究.

Ammon C J.1991.The isolation of receiver effects from teleseismic P－wave－forms.BulletinoftheSeismologicalSocietyof America，81（6）：2504－2510.

Buland R，Chapman C H.1983.The computation of seismic travel times.BulletinoftheGeologicalSocietyofAmerica，73（5）：1271－1302.

Cai X L，Zhu J S，Cao J M，et al.2003.Three－dimensional tectonic types and evolutional dynamics of lithosphere of South China region.GeotectonicaetMetallogenia（in Chinese），27（4）：301－312.

Chen J H.2007.Teleseismic receiver function：Theory and applications［Ph.D.thesis］.Beijing：China Seismological Bureau of Geological Research Institute.

Chevrot S，van der Hilst R D.2000.The Poisson ratio of the Australian crust：geological and geophysical implications.EarthandPlanetaryScienceLetters，183（1－2）：121－132.

Christensen N I.1996.Poisson′s ratio and crustal seismology.JournalofGeophysicalResearch：SolidEarth（1978—2012），101（B2）：3139－3156.

Eccles J D，White R S，Christie P A F.2011.The composition and structure of volcanic rifted continental margins in the North Atlantic：Further insight from shear waves.Tectonophysics，508（1－4）：22－33.

Erduran M.2009.Teleseismic inversion of crustal S－wave velocities beneath the Isparta Station.JournalofGeodynamics，47（5）：225－236.

Gilder S A，Gill J，Coe R S，et al.1996.Isotopic and paleomagnetic constraints on the Mesozoic tectonic evolution of south China.JournalofGeophysicalResearch：SolidEarth（1978－2012），101（B7）：16137－16154.

Hao T Y，Liu J H，Song H B，et al.2002.Geophysical evidences of some important faults in South China and adjacent marginal seas region.ProgressinGeophysics（in Chinese），17（1）：13－23.

Huang H B，Qiu X L，Xia S H.2012.Crustal structure and Poisson′s ratio beneath Hainan Island.JournalofTropical Oceanography（in Chinese），31（3）：65－70.

Huang H B，Qiu X L，Xu Y，et al.2011.Crustal structure beneath the Xisha Islands of the South China Sea simulated by the teleseismic receiver function method.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），54（11）：2788－2798.

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

Ji S C，Wang Q，Yang W C.2009.Correlation between crustal thickness and Poisson′s ratio in the north China craton and its implication for lithospheric thinning.ActaGeologicaSinica（in Chinese），83（3）：324－329.

Langston C A.1979.Structure under Mount Rainier，Washington，Inferred from Teleseismic Body Waves.JournalofGeophysical Research：SolidEarth（1978—2012），84（B9）：4749－4762.

Liu Q Y，He L J，Huang F.2013.Review of Mesozoic geodynamics research of South China.ProgressinGeophysics，28（2）：633－647.

Qiu X L，Ye S Y，Wu S M，et al.2001.Crustal structure across the Xisha trough，northwestern South China Sea.Tectonophysics，341（1－4）：179－193.

Qiu X L，Zhao M H，Ao W，et al.2011.OBS survey and crustal structure of the Southwest Sub－basin and Nansha Block，South China Sea.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），54（12）：3117－3128.

Ranalli G，Murphy D C.1987.Rheological stratification of the lithosphere.Tectonophysics，132（4）：281－295.

Ren Z H，Luo Z N.1998.A new study on the devision of the seismic belts in the South China seismic area.SouthChina JournalofSeismology（in Chinese），18（2）：10－15.

Ren Z H，Luo Z N，Qin N G.1998.Restudy on the basic characteristics of seismicity and general situation for South China seismic zone.SouthChinaJournalofSeismology（in Chinese），18（1）：40－49.

Ruan A G，Niu X W，Qiu X L，et al.2011.A wide angle Ocean Bottom Seismometer profile across Liyue Bank，the southern margin of South China Sea.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），54（12）：3139－3149.

Seber G A F，Lee A J.2003.Linear Regression Analysis.New Jersey：Wiley－Interscience.

Shu L S.2012.An analysis of principal features of tectonic evolution in South China Block.GeologicalBulletinofChina（in Chinese），31（7）：1035－1053.

Smith W H F， Wessel P.1990.Gridding with Continuous Curvature Splines in Tension.Geophysics，55（3）：293－305.

Sun Y，Niu F L，Liu H F，et al.2012.Crustal structure and deformation of the SE Tibetan plateau revealed by receiver function data.EarthandPlanetaryScienceLetters，349－350：186－197.

Wu H H，Tsai Y B，Lee T Y，et al.2004.3－D shear wave velocity structure of the crust and upper mantle in South China Sea and its surrounding regions by surface wave dispersion analysis.MarineGeophysicalResearches，25（1－2）：5－27.

Xiong X S，Gao R，Li Q S，et al.2009.The Moho depth of South China revealed by seismic probing.ActaGeoscienticaSinica（in Chinese），30（6）：774－786.

Xu X B，Zhang Y Q，Jia D，et al.2009.Early Mesozoic geotectonic processes in South China.GeologyinChina（in Chinese），36（3）：573－593.

Yuan H Y，Dueker K，Stachnik J.2010.Crustal structure and thickness along the Yellowstone hot spot track：Evidence for lower crustal outflow from beneath the eastern Snake River Plain.Geochemistry，Geophysics，Geosystems，11（3）：doi：10.1029／2009GC002787.

Zandt G，Ammon C J.1995.Continental－crust composition constrained by measurements of crustal poissons ratio.Nature，374（6518）：152－154.

Zhang H N，Wu Q H.1994.A comparative study of main active fault zones along the coast of South China.Seismologyand Geology（in Chinese），16（1）：43－52.

Zhang Z J，Yang L Q，Teng J W，et al.2011.An overview of the earth crust under China.Earth－ScienceReviews，104（1－3）：143－166.

Zheng Q S，Zhu J S，Xuan R Q，et al.2003.An approach to the crustal velocities in southern China.SedimentaryGeology andTethyanGeology（in Chinese），23（4）：9－13.

Zhu L P，Kanamori H.2000.Moho depth variation in southern California from teleseismic receiver functions.Journalof GeophysicalResearch：SolidEarth（1978—2012），105（B2）：2969－2980.

附中文參考文獻

蔡學林，朱介壽，曹家敏等.2003.華南地區巖石圈三維結構類型與演化動力學.大地構造與成礦學，27（4）：301－312.

陳九輝.2007.遠震體波接收函數方法：理論與應用［博士論文］.北京：中國地震局地質研究所.

郝天珧，劉建華，宋海斌等.2002.華南及其相鄰邊緣海域一些重要斷裂的地球物理證據.地球物理學進展，17（1）：13－23.

黃海波，丘學林，夏少紅.2012.海南島地殼厚度與泊松比結構.熱帶海洋學報，31（3）：65－70.

黃海波，丘學林，胥頤等.2011.利用遠震接收函數方法研究南海西沙群島下方地殼結構.地球物理學報，54（11）：2788－2798.

嵇少丞，王茜，楊文采.2009.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，83（3）：324－329.

劉瓊穎，何麗娟，黃方.2013.華南中生代地球動力學機制研究進展.地球物理學進展，28（2）：633－647.

丘學林，趙明輝，敖威等.2011.南海西南次海盆與南沙地塊的OBS探測和地殼結構.地球物理學報，54（12）：3117－3128.

任鎮寰，羅振暖.1998.華南地震區地震帶劃分的新研究.華南地震，18（2）：10－15.

任鎮寰，羅振暖，秦乃崗.1998.華南地震區地震活動基本特征與地震大形勢再研究.華南地震，18（1）：40－49.

阮愛國，牛雄偉，丘學林等.2011.穿越南沙禮樂灘的海底地震儀廣角地震試驗.地球物理學報，54（12）：3139－3149.