华北克拉通自中生代以来经历了大规模的破坏改造和岩石圈减薄，其中东部表现最为明显，关于华北岩石圈减薄机制目前还存在争议，主要体现在是拆沉作用机制(Wu et al.，2003; Gao et al.，2004，2008; Wu et al.，2006;邓晋福等，2006;许文良等，2006; Deng et al.，2007)还是软流圈物质上涌热侵蚀机制(Menzies et al.，1993;Zheng et al.，1998; Xu，2001; Xu et al.，2004;周新华，2006;Zheng et al.，2007)造成华北克拉通破坏和岩石圈减薄.克拉通在改造破坏过程中，构造环境也发生重大转变，由挤压环境转变为伸展环境，该过程必然会造成地壳介质发生物理或化学的变化，这种变化会在地壳厚度及泊松比上体现出来.因此研究华北克拉通地壳厚度和泊松比的分布状态对分析华北克拉通伸展状态及推断岩石圈减薄的动力学机制有重要意义(葛粲等，2011).

鲁西隆起位于华北克拉通的中东部，东西夹于聊考断裂和郯庐断裂之间，南至丰沛断裂，北抵齐广断裂(图 1).中生代以来，该地区地壳活动强烈，主要受控于欧亚-印度洋板块碰撞、太平洋板块俯冲及郯庐断裂剪切等作用，并伴有强烈的火山活动，其中鲁西隆起地区发育典型的幔源岩浆活动，中生代侵入岩分布十分广泛且类型多样，新生代岩浆类型为辉绿岩和玄武岩.前人通过捕掳体的研究发现鲁西隆起地区在新生代也存在地幔局部熔融、底侵的过程(邱瑞照等，2004；牛树银等，2004；张锡明等，2007).鲁西隆起的基底主要由古元古代花岗质岩石和新太古代泰山岩群、TTG岩系组成.在基底隆升过程中，前寒武系古老基底与盖层的不整合形成了典型的区域构造滑脱面(李理等，2007).鲁西隆起地区沉积盖层中断裂构造及其发育，主要以北西-北北西向为主，多倾向南或南西，倾角60°~80°.目前国内学者对于鲁西隆升的成因认识有：

图 1

Fig. 1

图 1 鲁西隆起地区地质简图 Fig. 1 Geological sketch map of Luxi uplift

(1)幔枝构造活动，认为早侏罗世起的幔枝构造活动引起鲁西伸展构造样式，即鲁西北西向韧性剪切带的切割地幔岩，使得深部地幔岩部分熔融，岩浆上侵引起变质基底隆升，形成典型幔枝构造，在顶部则发育一系列拆离斜块体(牛树银等，2004).

(2)热穹窿活动，同幔枝构造活动类似，认为幔源岩浆活动对鲁西伸展构造的形成有重要作用，并强调热隆作用贯穿伸展构造形成的始终(燕守勋，1994；燕守勋等，1996).

(3)类变质核杂岩模式，鲁西伸展构造发育同变质核杂岩类似的多米诺式正断层系列的盖层，仅是基底滑脱面没有隆升至地表(王桂梁等，1992).无论哪种成因模式，均缺乏对地壳形态及介质性质的分析.本文通过鲁西隆起及周边28个宽频带数字地震观测台站所接受的远震波形信息，利用远震接受函数方法分析各个台站下方的地壳厚度及泊松比，研究整个鲁西地区地壳厚度及泊松比分布，为揭示鲁西隆起的地壳结构、成因及相应的壳幔相互作用提供地震学证据.

远震接收函数方法是研究壳幔边界的有效方法(Langston，1977;Owens et al.，1984).采用时间域迭代反褶积算法实现接收函数的反褶积计算，消除了水准值、时间域平滑和阻尼系数对接收函数的影响(Ligorriía et al.，1999).该方法引入P波在莫霍面的多次反射转换波P_s、多次波P_pP_s和P_sP_s+P_pS_s等震相信息，对于深度为H的莫霍面，其转换震相P_s、P_pP_s及P_pS_s+P_sP_s相对初至P波的到时可以表示为

式中t_Ps、t_PpPs、t_PpSs+PsPs分别表示P_s、P_pP_s、P_sP_s+P_pS_s震相与初至P波的到时差，H是地壳厚度，V_p和V_s分别为地壳的P波、S波的平均速度，p为射线参数.H-κ叠加方法可通过构建如下关系式：

其中ω_i是针对P_s、P_pP_s和P_sP_s+P_pS_s的权重系数，且ω₁+ω₂+ω₃=1，γ(t)是径向接受函数，t_Ps、t_PpPs和t_PpSs+PsPs为所预测的P_s、P_pP_s、P_sP_s+P_pS_s震相到时.扫描H，κ域，当H，κ对应真实地壳厚度和波速比时，S(H，κ)达到最大值.

本文研究采用的鲁西隆起区内及周边的28个固定宽频带地震台站，基本覆盖了整个鲁西隆起区，根据中国地震台网中心发布的地震目录，收集了2010-2013年间发生的102条震级大于6.0级、震中距在30°~90°之间的远震波形(图 2).对于每个台站，按照具有清晰的初至P波和高信噪比选取远震波形，从原始记录数据中截取P波前30 S和P波后100 s的地震波形用于接收函数的计算.参考前人的经验，设置转换波P_s、多次波P_pP_s和P_sP_s+P_pS_s的权重分别为0.6、0.3和0.1.

图 2

Fig. 2

图 2 远震事件(MS>6.0，震中距30°~90°) 震中位置分布图 Fig. 2 The distribution map of teleseismic events (MS>6.0, epicentral distances of 30°~90°)

通过计算，本文得到了鲁西隆起地区28个地震台站地震记录的远震接收函数和地壳厚度-波速比叠加的结果.图 3给出了JIN和TIA地震台站的接收函数排列和H-κ叠加结果，可以看出接收函数波形比较清晰，转换波P_s、多次波P_pP_s能较好的识别，与之相对应的H-κ图像较清晰的获取地壳厚度和波速比值，H-κ叠加的结果显示JIN地震台站的地壳厚度为32.4 km、波速比为1.75，TIA地震台站的地壳厚度为29.9 km、波速比为1.82.

图 3

Fig. 3

图 3 JIN和TIA地震台站的接收函数和H-κ叠加的结果 Fig. 3 Receiver functions of JIN and TIAstation and its H-κ stack results

通过对鲁西隆起地区及周边的所有台站进行H-κ叠加扫描后，获得的各个台站下方的地壳厚度H和波速比值，并根据波速比算出泊松比.整个鲁西隆起地区地壳厚度在29.9~36.1 km之间.研究区地壳厚度分布图显示(图 4a)，鲁西隆起区地壳厚度较小处集中在TIA、QXT、ZQW、JIN、CHQ台站附近，此5处台站下方地壳厚度值小于32.5 km，尤其是TIA台所计算的地壳厚度为29.9 km，这与张莹莹(2013)所计算的30.0 km近乎一致，而处于鲁西隆起南部的DSD、ZCH、JIX等处地壳厚度值较大.总体来看在鲁西隆起北部地区存在地壳厚度最小值，以TIA地震台为中心地壳厚度值最小，向四周地壳厚度值依次增大，鲁西隆起地区地壳厚度主要呈现南高北低的特征，向南逐渐增大，可至35 km以上.

图 4

Fig. 4

图 4 鲁西隆起地区地壳厚度(a)、泊松比(b)分布图 Fig. 4 The distribution map of crustal thicknesses and Poisson’s ratio beneath Luxi uplift area

鲁西隆起地区各台站下方地壳平均泊松比呈不均匀分布(图 4b)，高值区域主要集中在TIA、QXT、ZQW台站附近，QXT台站下方地壳平均泊松比值可达0.2936；鲁西隆起南部各台站下方地壳平均泊松比值相对较小，低值区域主要集中ZCH、QUF、WSH台站附近.

华北克拉通破坏和岩石圈减薄过程中必然伴随着一系列强烈的构造、岩浆作用等，并伴随着地壳结构和物性的变化.鲁西隆起作为典型的伸展克拉通内部的伸展构造(燕守勋，1994)，分析其地壳结构及成因对华北岩石圈减薄的研究具有重要意义.从上述计算结果我们可以看出整个鲁西隆起地壳厚度大致在29.9~36.1 km之间，鲁西隆起北部地区地壳厚度存在最低值，而鲁西隆起北部地区的地势在整个鲁西隆起最高，为最典型的隆起构造，由于该地区地壳厚度值最小，其下部莫霍面向上呈隆起，指示了地壳下方存在地幔物质上涌(图 5).泊松比是研究地球内部物质构成的重要参数，它对于岩石组成非常敏感，与岩石二氧化硅含量成反比关系(Christensen，1996).地壳的伸展、挤压、剪切过程中，以及发生相应的壳幔相互作用引起的物质交换，导致地壳介质的物理化学变化，从而会在地壳介质的泊松比上反应出来.因此Holbrook等(1992)认为利用地壳泊松比值来可很好的反映地壳铁镁质及长英质的含量，嵇少丞等(2009)又进一步总结，泊松比大于0.30的区域可判断为发生了部分熔融或为破碎带地区，小于0.26的地壳主要组成岩性为长英质酸性岩，泊松比在0.26~0.28之间的地壳主要组成岩性为中 性岩或酸性岩与基性岩按一定比例的混合体，泊松比在 0.28~0.30之间的地壳组成岩性为铁镁质基性岩.根据葛粲等(2011)的研究，铁镁质成分增加无法导致大陆花岗岩地壳泊松比平均值达到0.29，而部分熔融程度为5%的花岗岩的泊松比达到0.30以上.鲁西隆起北部地区地壳的平均泊松比明显高于其他地区，并且存在大于0.28的平均泊松比值，表明鲁西隆起北部部分地区地壳的平均成分属于铁镁质基性岩或存在部分熔融.鲁西隆起南部地区地壳平均泊松比值一般均小于0.26，显示出典型大陆地壳成分的特征.

图 5

Fig. 5

图 5 鲁西隆起地区南北向地壳结构剖面示意图 Fig. 5 The S-N section sketch map of crustal structure of Luxi uplift area

不同的构造环境，其地壳厚度和泊松比具有不同的相关性.拆沉作用会导致下地壳基性岩的减少(图 7a)，地壳厚度减薄，引起地壳泊松比减小(嵇少丞等，2009).地幔物质主动上涌及热侵蚀作用造成地壳减薄且部分熔融(图 7b)，地壳泊松比随着地壳厚度的减小而增大(Owens et al.，1997).对鲁西隆起区内的19个台站(图 4中黑框圈定的主体研究范围内台站)下方地壳厚度和泊松比数值进行线性拟合，发现鲁西隆起地区泊松比随着地壳厚度的增大而减小(图 6)，这与软流圈物质上涌热侵蚀机制得出的结论是吻合的.上地幔物质主动上涌，并热侵蚀作用于地壳，这可以造成地壳明显的减薄，期间底部存在部分熔融及可能伴生的基性岩浆底侵到大陆地壳中，会引起减薄地壳的泊松比明显增大，造成泊松比随地壳厚度增大而减小，这恰好符合鲁西隆起的泊松比分布、地壳结构特征.因此，鲁西隆起地区这种泊松比随地壳厚度增大而减小的相关性应是地幔物质的主动上涌及对地壳的热侵蚀作用造成，这种热侵蚀作用在研究区呈现明显的不均一性，鲁西隆起北部地区最为活跃.

图 6

Fig. 6

图 6 鲁西隆起地区泊松比同地壳厚度关系图 Fig. 6 The relationship map of Poisson’s ratio and crustal thicknesses beneath Luxi uplift area

图 7

Fig. 7

图 7 鲁西隆起地区两种可能的构造事件模式推测图 Fig. 7 Two two possible tectonic models of Luxi uplift area

华北克拉通内部以穹窿为代表的伸展构造研究有助于查明华北岩石圈减薄的地壳响应，并对探讨华北岩石圈减薄问题提供直接的构造证据(王涛等，2007)，鲁西隆起是华北克拉通中东部重要的伸展构造体，其伸展构造自中晚侏罗纪就开始发育形成(张宝政和李双林，1990;王桂梁等，1992;燕守勋，1994;时秀朋和李理，2007)，张自桓(1995)甚至认为自早侏罗世便处于伸展环境(张自桓，1995)，这同整个华北岩石圈减薄的起始年限基本对应，吴福元和孙德有(1999)认为160 Ma，徐义刚(1999)认为180 Ma，邓晋福等(1994)认为燕山早期(J)，周新华(2006)认为140~160 Ma期间，大致均处于侏罗纪期间.另外，鲁西隆起地区计算出的地壳厚度明显低于中生代华北地壳改造前45~50 km的厚度(翟明国，2008)，其目前的地壳结构是华北岩石圈减薄后地壳响应的重要体现.从鲁西隆起地区地壳厚度分布、泊松比及其相关性分析，由于地幔物质的主动上涌及其热侵蚀作用，造成鲁西隆起伸展构造的形成，壳幔相互作用所引起的一系列物理化学作用改变了鲁西隆起地区地壳结构、物性及相应的构造环境，这在鲁西隆起地区地壳厚度和泊松比上均有所体现.在鲁西隆起形成和地壳厚度减薄过程中，热侵蚀作用的存在并处于主导位置，这可作为一个分析整个华北岩石圈减薄过程的窗口，它指示了地幔物质的主动上涌和热侵蚀作用在华北岩石圈减薄过程中起着重要作用.

本文利用远震接受函数方法获取了鲁西隆起及周边地区28个地震台站下方的地壳厚度、平均泊松比值，主要得出以下几点认识：

1)鲁西隆起地区地壳厚度值大致位于29.9~36.1 km之间，明显低于中生代华北地壳改造前45~50 km的厚度，说明鲁西隆起地区自中生代以来地壳厚度明显减薄.鲁西隆起北部地区地壳厚度存在最小值，而鲁西隆起北部地区的海拔在整个鲁西隆起处于最高值，因此该地区下部莫霍面也必然向上呈隆起状，指示了地壳下方存在地幔物质上涌.

2)各台站下方地壳泊松比值显示出鲁西隆起北部地区存在地壳平均泊松比值>0.28的区域，QXT地震台站下方地壳平均泊松比值可达0.2936，地壳平均泊松比值自北向南依次减小，鲁西隆起南部地区地壳平均泊松比一般均<0.26.因为铁镁质成分增加无法导致长英质地壳泊松比平均值达到0.29，而部分熔融程度为5%的花岗岩的泊松比变达到0.30以上，说明鲁西隆起北部地区地壳下方必然存在部分熔融，造成泊松比值升高的原因应为地幔热侵蚀作用.鲁西隆起南部地区地壳平均泊松比值一般均小于0.26，显示出典型大陆地壳成分的特征.

3)鲁西隆起地区泊松比值随地壳厚度增大而减小，结合鲁西隆起北部地区泊松比值高、地壳厚度值小，并且地表和莫霍面均呈上隆状的地壳结构特征，认为鲁西隆起地区这种泊松比随地壳厚度增大而减小的相关性应是地幔物质的主动上涌及对地壳的热侵蚀作用造成.

4)鲁西隆起位于华北克拉通中东部，在时间上鲁西隆起的形成同华北克拉通破坏相对应，鲁西隆起的发育过程伴随着地壳厚度减薄、物性和构造环境的改变.地幔物质上涌及热侵蚀作用导致鲁西隆起伸展构造的形成，说明地幔物质上涌及热侵蚀作用在中生代华北岩石圈减薄过程中起着重要作用.

致 谢 感谢审稿专家和编辑部的支持和帮助.