華北克拉通東部地殼和上地幔結構的接收函數研究

郭 震，唐有彩，陳永順，寧杰遠，馮永革，岳 漢

北京大學地球與空間科學學院地球物理研究所，北京 100871

1 引 言

華北克拉通塊體（以下稱為NCC）是地球上最為古老的形成于太古宙時期的克拉通塊體[1］.地質和地球化學研究揭示NCC塊體的東部在晚中生代到新生代期間經歷了大規模的活化、巖石圈減薄[2-3］，并伴隨有大規模的斷陷盆地形成、巖漿與地震活動[4］.

NCC巖石圈的減薄具有時空不一致性，尤其是近似南北走向的重力梯度帶（NSGL）兩側巖石圈厚度存在明顯差異[5］，在其西部巖石圈厚度大多在100～120km以上，而在其東部大多小于80～100km[6］.對于NCC東部巖石圈厚度垂向減薄的程度存在兩種不同的觀點[7］，一種認為巖石圈的減薄只涉及到巖石圈下部，現今的巖石圈地幔是減薄后的殘留[8］，第二種認為部分下地殼與整個巖石圈地幔一起丟失，導致軟流圈地幔和上覆地殼接觸[9］.而這兩種觀點都涉及到了晚中生代以來軟流圈物質的大范圍上涌[3］.NCC東部最大的上地幔剪切帶-郯廬斷裂帶被認為是軟流圈物質上涌的通道[10］，Chen等利用P波接收函數偏移成像得到郯廬斷裂帶下方巖石圈，軟流圈邊界（LAB）深度精細變化，發現LAB呈現出穹頂狀的結構，最淺部的頂點位于郯廬斷裂帶下方[11］，這可能是軟流圈物質上涌破壞巖石圈的有力佐證.

接收函數是目前獲得地震臺站下方間斷面深度的最有效手段，它是利用遠震入射到臺站下方的Ps或Sp轉換波來探測地下速度間斷面[12］.因此，P波接收函數在研究地殼波速結構、莫霍面深度、地幔過渡帶結構等方面得到了廣泛的應用，但是由于多次波的干擾P波接收函數很難確定LAB的深度，因此我們借鑒前人提取S波接收函數的方法[13］，利用共轉換點疊加成像（CCP）技術[14］，獲得地震臺站下方LAB的深度變化.

2 區域構造概況

NCC東部地區覆蓋著一系列中新生代沉積盆地，統稱為華北盆地，其南北邊界分別為內蒙古—燕山造山帶和秦嶺—大別山造山帶；西側為山西斷陷帶，東部則是郯廬斷裂帶將華北盆地與膠東隆起分開[3］；華北盆地中部為魯西隆起（圖1）.

魯西隆起區與華北盆地區具有相同的結晶基底，新生代以來華北盆地和魯西隆起構造演化過程發生顯著的分異作用[15］.華北盆地基底在新生代發生大幅度伸展裂陷，后轉入裂陷后的熱沉寂時期.魯西隆起中新生代進入強烈的地殼運動時期，發育典型的幔源巖漿活動，中生代侵入巖分布十分廣泛，類型多樣[16］.新生代巖漿主要為輝綠巖和玄武巖，通過對捕虜體的研究表明新生代以來該區又有一次地幔局部熔融、侵入、上涌的過程[17-18］.郯廬斷裂帶是中國東部地區一條規模巨大的北北東向深大斷裂，縱貫華北盆地東部，橫穿了不同地質構造單元，在中、新生代盆地變形、變位過程中扮演了重要的角色.中生代時期郯廬斷裂是一條強烈的左旋走滑斷層或斷裂系，新生代以來卻表現出強烈的擠壓性質兼有右旋走滑特點，反映了中國大陸東部自新生代以來構造應力場的變化[3］.郯廬斷裂帶東部的青島地區屬于大別—蘇魯超高壓變質帶的北東緣（圖1）.大別—蘇魯超高壓變質帶是北中國板塊和揚子板塊俯沖碰撞的產物，在地表形成最厚達10km的超高壓變質巖帶[19-20］.

為了進一步得到NCC東部更大范圍的地殼與上地幔間斷面結構，深刻了解新生代以來魯西隆起的隆升原因與機制，更加充分地認識NCC東部上述三大地質構造體之間的作用、關系，我們利用北京大學和中國科學院地質與地球物理研究所在NCC東部地區布設的一條東西向寬頻帶地震測線得到的數據，分析NCC東部橫穿華北盆地、魯西隆起、青島地區東西走向約600km范圍內地殼與上地幔結構分布.

3 資料來源及處理方法

圖1 NCC東部地區地質構造背景和臺站分布紅色三角為北京大學所布臺站，藍色三角為中國科學院地質與地球物理研究所布設臺站（NCISP）；黃色圓點為P波接收函數在深度35 km處的出射點，紫色圓點為S波接收函數在深度70km處的出射點；A-A′為P波接收函數偏移成像時所截剖面，B-B′為S波共轉換點疊加時所截剖面；C-C′為Chen[11］利用P波接收函數獲得研究區LAB深度的剖面；F1、F2為郯廬斷裂帶兩支；箭頭所指處為圖4中莫霍面躍變的位置.左下角插入圖為NCC東部地質構造背景，UHPM為蘇魯大別山超高壓變質帶北緣；NSGL為南北重力梯度帶；黑色圓塊為沿郯廬斷裂帶噴溢的新生代玄武巖.左上角插入圖為P波接收函數所用事件全球分布；右上角插入圖為S波接收函數所用事件全球分布.HB：華北盆地，QD：青島地區，TL：郯廬斷裂帶，LX：魯西隆起，CB：新生代玄武巖.Fig.1 Tectonics in east part of North China Craton（NCC）and seismic stations distribution in the study region Red and blue triangles are portable stations from PKU and Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences（NCISP），respectively；Yellow dots denote the piercing points at 35km depth for P-to-S converted phases，while purple ones denote S-to-P piercing points at 70km depth；A-A′is P-to-S migration profile and B-B′is S-to-P CCP profile，both two profiles traverse Tanlu Faults Zone（F1，F2）；The C-C′denotes the profile that Chen[11］used P wave receiver functions migration method to get the depth of LAB in the study region.The location of Moho depth jump，as shown in Fig.4is also marked（black arrow）.The bottom inset on the left shows the tectonic setting of the study region.UHPM：north part of Sulu-Dabie ultrahighpressure metamorphic belt；NSGL：North-South gravitygradient line；Black solid circles denote Cenozoic basalts.The top inset on the left illustrates the distribution of teleseismic events used in P-to-S migration，and its counterparter on the right shows the events used in S-to-P CCP.HB：Huabei Basin，QD：Qingdao region，LX：Luxi uplift，CB：Cenozoic basalt.

本文使用的天然地震記錄數據來自兩部分：在2009—2010年期間北京大學在華北盆地魯西隆起東、西緣布設的21臺寬頻帶數字地震儀（圖1中紅色三角）和在2001—2003年期間中國科學院地質與地球物理研究所在魯西隆起、郯廬斷裂帶布設的13臺寬頻帶數字地震儀（圖1中藍色三角）.臺站間距約為10～15km，走向為近東西向分布.

我們采用時域迭代的方法得到各臺站下方的接收函數[21］，選取初動前15s，初動后60s的時間窗截取震相.對于P波接收函數，選取了震級大于5.5級，震中距為30°～90°的地震.對原始數據進行0.1～2.5Hz的帶通濾波，去除低頻和高頻信號，采用信噪比較好的數據，將原始三分量轉換到垂向、徑向、切向，選取垂向和徑向都有清晰震相的記錄.在接收函數的計算中，我們選取α為5的低通高斯濾波器，水準因子選取0.001，經過挑選得到1549條接收函數記錄，圖1左上角插入圖為本文P波接收函數所用地震事件的全球分布.

對于S波接收函數，選擇震中距為50°～80°的地震，將三分量轉到垂向、徑向、切向后，去除自由表面的影響，將記錄還原到上行的P波方向和S波方向[22］，然后對記錄進行0.03～0.4Hz的帶通濾波，選取α為1.5.反轉S波接收函數的時間軸，使轉換波位于時間軸的正向，并對其振幅進行反轉，使正向的振動表示了速度隨深度增加的界面.最終得到495條有效記錄，圖1右上角插入圖為本文S波接收函數所用地震事件的全球分布.

本研究采用接收函數偏移成像的方法研究臺站下方地殼和上地幔間斷面結構.利用Wilson發展的基于克希霍夫偏移理論的方法對莫霍面深度進行成像，并進一步利用多次波Ppps、Psps+ppss成像并與Pms的成像結果進行對比，提高了對莫霍面深度的約束能力[23］.在二維情況下克希霍夫偏移積分公式為：

式中u（x，z）和u（xin，z=0）分別為地下和地表處的波場，1／vr為波傳播的幾何擴散因子，Str（θ）為傾角因子，對于Pms波，θ為散射波與直達波之間的夾角，其修正了入射波在不同方向上的散射強度.將上式線性化后通過求解關系式d=Gm即可解得模型中散射點的強度m，其中矩陣G可由給定的速度模型和射線參數得到，d為觀測數據，圖2為部分臺站P波接收函數動校正后疊加并歸一化之后的結果.華北盆地內（臺站SW01—SW07）由于巨厚沉積層的影響P波直達波有明顯的延時，大致勾勒出盆地的形狀，同時Pms波信號較弱，而且多次波幾乎不可見.而在剖面最東邊的青島地區Pms和多次波都比較清晰.

圖2 部分臺站P波接收函數動校正后疊加并歸一化結果縱坐標為臺站名，入射P波在Moho面的轉換波及其多次波分別標為Pms和Ppps，位于青島地區的臺站Pms波和Ppps都較為清晰，而位于華北盆地的臺站由于受到較厚的沉積層的影響Pms波和Ppps較弱，且直達P波有明顯的延時.Fig.2 Moveout-corrected receiver functions at some stations Vertical coordinate denotes station names；Coverted（Pms）and multiple converted phases （Ppps）at Moho are clearly in Qingdao region while due to the impact of thick sediment in Huabei Basin Pms and Ppps are all weak，and the direct P waves in Huabei Basin are also delayed.

S波受P波尾波影響噪音較大，可用的遠震記錄數目遠小于P波接收函數的事件，所以我們在S波接收函數成像中采用了CCP偏移方法：將S波接收函數動校正到理論射線路徑上，在不同深度疊加落入bin中的數據.由于S波的入射點較為分散，成像的LAB將是更大范圍內平滑的結果.

4 華北克拉通東部地殼與上地幔間斷面

4.1 P接收函數波偏移成像

偏移成像采用的模型取自CUB全球模型的差值結果[24］，并考慮了臺站的高程影響.圖3a為利用Pms轉換波偏移成像結果，結果顯示華北盆地內莫霍面深度約為40km，到魯西隆起下方莫霍面上升到約30km，莫霍面上升范圍大致對應于華北盆地和魯西隆起的交界處的聊考斷裂.而在青島地區莫霍面深度在30～40km的范圍內變化.圖3b為Ppps多次波偏移結果，對比圖3a得到的莫霍面深度，在魯西隆起、郯廬斷裂帶、青島地區內部兩者成像深度較為一致，而在華北盆地內Ppps偏移成像的莫霍面結果比Pms偏移成像的莫霍面結果要淺約5km.

華北盆地內存在較厚的約5km的沉積層，圖3a受沉積層影響直達波的延遲清晰可見，大致勾勒出凹陷盆地的形態，臺站SW01—SW07位于華北盆地沉積層上.為了探討較厚的沉積層對接收函數偏移成像得到的莫霍面的結果的影響，我們對盆地區的CUB插值速度模型進行了修正，加入了5km厚的沉積層[25］，改正的速度模型見表1.偏移成像的結果見圖3c，黑線以西的區域為使用修正后模型的偏移成像結果，黑線以東的區域仍使用CUB模型.模型修正后的Pms轉換波偏移成像結果顯示盆地區莫霍面深度約為32km，而在Ppps多次波偏移成像的結果中我們未觀測到清晰的莫霍面深度分布.

表1 華北盆地地表沉積層速度模型Table 1 Velocity model for stratified sediments in Huabei Basin

魯西隆起內由于臺站分布較少的緣故，有些地區莫霍面沒有清晰成像.郯廬斷裂（F1、F2）下方莫霍面出現5km范圍的深度變化，莫霍面有明顯錯斷，提供了郯廬斷裂帶切穿莫霍面的證據，進而支持前人提出的郯廬斷裂帶為巖石圈尺度的中國東部大斷裂帶，并且大量對地幔包體的研究也顯示新生代郯廬斷裂已切入上地幔[26］.另外郯廬斷裂帶下方地殼內存在高、低速層相間的現象，顯示出復雜的波速變化.我們推測郯廬斷裂穿過莫霍面，可能為軟流圈物質上涌提供通道.

圖3 P波接收函數偏移成像莫霍面的結果（a）Pms轉換波偏移成像結果，上方為地表地形.F1、F2為郯廬斷裂帶；（b）Ppps多次波偏移成像的結果.箭頭所對應的下方 Moho面上升約10km，在華北盆地區，P波直達波大致勾勒出沉積層的形狀.（c）在盆地區對速度模型進行沉積層修正后偏移的結果，對黑線以西的區域我們在地表加上如表1的速度模型，黑線以東的區域仍然使用CUB模型.Fig.3 P-to-S migration images The migration images for line A-A′，（a）for Pms and（b）for Ppps.F1and F2denote Tanlu Fault Zone，and it seems that the faults have cut through Moho.Arrows indicate a 10-km-jump at Moho，that Moho depth is about 40km in Huabei Basin and about 30km in Luxi Uplift，and the jump roughly corresponds to Liaokao fault.（c）Pms and Ppps migration images for the Huabei Basin with modified velocity model.

青島地區下方莫霍面深度變化劇烈，在30～40km的范圍內起伏震蕩，并在東部有加深的趨勢，顯示出與郯廬斷裂帶西側不同的構造形態.青島地區屬于蘇魯—大別山超高壓變質帶的北緣，因此該地區的地殼演化史可能與華北盆地區和魯西隆起區不同.

4.2 S波接收函數CCP成像

如上文所述，P波接收函數在應用到LAB成像時需要考慮多次波的影響，應用范圍受到很大限制，但是Chen等在考慮到不同情況下Pms波和多次波的差異，利用新發展的P波接收函數Wave-Quation偏移方法成功地得到了魯西地區（圖4c對應區域）LAB深度[11］，現在我們利用S波接收函數偏移成像剖面B-B′的LAB深度，對比Chen的結果，將更進一步約束整個區域的LAB深度變化范圍（見圖4a）.

圖4b包括了華北盆地和魯西隆起西部，在東經115°—116.5°一百多公里的范圍內LAB從華北盆地西部約100km上升到魯西隆起約60km，并在魯西隆起東部地區有進一步上升的趨勢，在東經114°—115.5°、117°—117.5°處對應于 LAB深度的波形出現了兩個峰值，這可能是由于CCP的固有缺陷，即在界面深度變化地區成像較差所致[14］.

圖4c對應于Chen[11］利用P波接收函數得到的結果（圖4d），圖1中C-C′剖面標示了Chen所用剖面的位置，Chen的結果顯示LAB呈隆起型，深度約為60～80km，在郯廬斷裂附近隆起達到最淺處.我們的結果與Chen用P波接收函數得到的結果較一致，LAB深度同樣在60～80km處，隆起頂部大致位于魯西隆起下方.

圖4 S波接收函數共轉換點疊加成像LAB的結果（a）研究區完整結果，（b）為（a）箭頭所指的華北盆地和魯西隆起部分地區的LAB成像結果，（c）為郯廬斷裂帶下方LAB的成像，F1、F2為郯廬斷裂，圖中的數字代表了射線數量分布；（d）為（c）對應區域Chen利用P波接收函數得出的LAB的結果[11］，橫坐標為Chen原圖中剖面的坐標；（e）青島地區下方LAB的成像結果；offset為圖3莫霍面躍變處對應的位置.Fig.4 S-to-P CCP images The depth of LAB in the study region is less than 100km（a），and beneath the basin-uplift boundary（b）the LAB depth changes from about 80km in Huabei Basin to about 60km in Luxi uplift.In Tanlu Fault Zone（c），LAB displays an arc-like shape which is similar to Chen′s results[11］（d）.LAB seems to be shallower beneath the Qingdao region（e）.F1and F2denotes the Tanlu fault.The numbers in images denote ray pathes number.

圖4 e為青島地區下方的LAB深度，由西到東深度進一步減少，最深處為75km，最淺處到達60km，在東部LAB最淺處，LAB的Smp轉換波與莫霍面轉換波的旁瓣疊加在一起.圖4a為整個剖面完整的結果，可以看到LAB呈西深東淺的形態，在華北盆地西部最深達到100km，而到膠東隆起東部的東海內巖石圈厚度減薄到60km.并在魯西隆起中部和膠東隆起的東部形成兩個隆起的峰值.由于整個剖面中華北盆地區的信號較其他地區弱，我們將4b的結果對應于整體剖面上，以期保持剖面的完整性.S波對于莫霍面的成像結果較差，但仍可以看出其深度約30km，對比P波偏移結果，誤差范圍為5～10km，這樣我們也可以粗略地估計對比P波的結果和S波得出的LAB的誤差范圍為5～10km，但是由于LAB的Sp轉換波周期要大于莫霍面的轉換波，這個誤差范圍將可能進一步擴大.

4.3 泊松比分布

利用傾斜疊加的方法可以得到每個臺站下方的莫霍面（Moho）深度和波速比.本文選取轉換波和多次波都較為清晰的遠震記錄參與計算，由于缺乏研究區P波波速隨深度分布的模型，我們利用前述偏移方法得出的莫霍面深度進行約束，選取不同的初始模型，得到臺站下方的莫霍面深度H和波速比κ[27-28］.圖5a為臺站SE08和063的 H-κ 搜索疊加結果，紅色十字為搜索過程的最優點，誤差估計采用了bootstrap方法.最終得到對應于22個臺站的有效結果，由于沉積層的影響，位于華北盆地內的臺站沒有得到有效的波速比.然后利用如下公式：

估計沿剖面臺站下方地殼平均泊松比，結果顯示如圖5b.魯西隆起內（臺站103—051）泊松比較高，變化也較為平緩，都大于0.27.郯廬斷裂帶（臺站045—021）泊松比出現一定起伏變化，從最低的0.269（臺站027）上升到0.297（臺站021），略大于魯西隆起的值.而膠東隆起內（臺站SE01—SE09）變化幅度最為劇烈，本研究的整個剖面中的泊松比最大、最小值均出現在膠東隆起內.

地殼內部平均泊松比作為了解地殼內部介質一個非常重要的參數[29］，可以對地殼內部物質的的成分給出一定的約束[30］.根據Zandt的研究結果[29］，上地殼的泊松比值一般要小于下地殼的泊松比值，當上地殼的泊松比的取值在0.27～0.28時，下地殼的泊松比值應當大于0.28.對于下地殼而言高的泊松比可以用較高的溫度和圍壓來解釋，或者預示著下地殼富含鐵鎂質成分.由于受臺站的數量和分布所限我們無法得到整個區域大范圍的泊松比分布，但現有的結果依然顯示了不同區域泊松比的變化具有不同的特點.魯西隆地區得到的較高且較為均勻的泊松比分布似乎預示著下地殼經歷過幔源巖漿的大規模侵入.青島地區泊松比的強烈變化表明該地區與魯西隆起經歷了不同的構造演化過程.

5 結論和討論

通過對NCC東部接收函數的研究我們獲得了沿臺陣剖面的華北盆地、魯西隆起和青島地區地殼和巖石圈間的精細結構，我們發現LAB由華北盆地下方的～100km深度上升到魯西隆起的～60km深度，在魯西隆起下方形成穹頂狀的拱起，其最高（淺）處大致對應于郯廬斷裂帶下方，這一結果與Chen用P波接收函數得到的結果一致[11］，LAB在青島地區同樣具有拱起的形態，維持在60km深度，并向東有進一步減薄的趨勢.莫霍面由華北盆地下方的大于30km上升到魯西隆起下方的～30km，上升區大致對應于聊考斷裂，莫霍面呈拱起型.并且在郯廬斷裂帶下方莫霍面也有明顯的錯斷，提供了郯廬斷裂帶切穿莫霍面的證據，支持前人關于郯廬斷裂帶為巖石圈尺度的中國東部大斷裂帶的認識.雖然受臺站的數量所限無法得到整個區域的泊松比變化，但依然可以從有限資料中觀察到魯西隆起地區和青島地區泊松比變化差異較為明顯，魯西隆起泊松比較高，且變化較為平緩，在郯廬斷裂帶達到最高；而郯廬斷裂帶以東的青島地區泊松比變化非常劇烈，表明該地區作為蘇魯—大別超高壓變質帶的北緣經歷了更為復雜的地質構造演化過程.

中、新生代以來華北盆地和魯西隆起構造演化上發生顯著的分異作用，魯西隆起經歷了強烈的地殼運動，中、新生代都存在幔源玄武巖的噴溢和侵入.魯西新生代玄武巖包括了拉斑玄武巖和堿性玄武巖，對鎂鐵質包體和巨晶的研究表明，包體來源于上地幔58～82km深度范圍，這些證據都表明新生代以來該區又有一次上地幔局部熔融、上涌的過程[9，17］.我們推斷新生代以來，郯廬斷裂帶的發育和構造活動促進了上地幔局部熔融和軟流圈物質局部上涌，使得郯廬斷裂帶下方的巖石圈形成局部的拱起，最淺處達～60km.軟流圈物質局部上涌和大規模幔源巖漿的侵入將魯西隆起抬升約5km（如圖6），其中郯廬斷裂和聊考斷裂可能提供了幔源巖漿侵入的通道，同時大規模幔源巖漿的侵入形成該地區地殼普遍較高的泊松比.而青島地區起伏變化的莫霍面和泊松比可能與蘇魯—大別山超高壓變質帶有關，還有待于進一步研究.

致 謝 作者向參與北京大學流動地震臺陣的架設、數據采集工作的北京大學“地震大地構造學研究小組”的同學和老師表示衷心的感謝.感謝中國科學院地質與地球物理研究所“流動地震臺網中心”為本研究提供地震波形數據.

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