利用接收函數研究郯廬斷裂帶魯蘇皖段及鄰區地殼結構特征

顧勤平，李大虎，丁志峰，康清清，于悅穎，王俊菲，孟科，楊浩，張浩，呂運富

1 江蘇省地震局，南京 210014 2 中國地震局成都青藏高原地震研究所(中國地震科學實驗場成都基地)，成都 610039 3 中國地震局地球物理研究所，北京 100081 4 東方地球物理公司大慶物探一公司，黑龍江大慶 163412

0 引言

郯廬斷裂帶作為華北塊體和揚子塊體的地殼結構、地殼厚度和地球物理場的轉換帶，記錄了華北克拉通的破壞和演化過程，長期以來得到了地震學研究者們的廣泛關注(Chen et al.，2006；Shi et al.，2013；劉保金等，2015；顧勤平等，2020a，c；Li et al.，2021).郯廬斷裂帶魯蘇皖段及鄰區(后文簡稱研究區)主要歸屬于下揚子斷塊區和華北克拉通東部地區，相對華北克拉通中、西部地區而言，克拉通東部自中、新生代以來受太平洋板塊俯沖巖石圈發生了明顯的減薄和破壞(Yao et al.，2020)，這一系列的深部構造運動過程必將伴隨著地殼構造形變的發生(朱日祥等，2012).Moho面埋藏深度是描述地殼結構及其演變的重要參數，保留著地殼生長與經歷的地球動力學過程，是地學家們認識地球演化的重點證據(唐明帥等，2014)；同時，地殼介質的物理或化學性質會在地殼形變和縮短過程中變化，而泊松比是反映地殼物質成分和地殼形變特征的重要參數(李善邦，1981).由此可見，地殼厚度和泊松比是板塊劃分或者區域塊體劃分的重要參考依據.因此，開展研究區地殼厚度和泊松比的分布特征研究，能夠為認識華北克拉通東部的破壞過程和方式、揚子和華北塊體的碰撞模式、郯廬斷裂帶的形成及其演化等提供重要的地震學依據.

近年來，地學研究者們圍繞研究區的地殼結構開展了多種地震成像技術手段的研究.例如，Pn成像(汪素云等，2003；李志偉等，2011；顧勤平等，2020c)、深地震反射(劉保金等，2015；顧勤平等，2020b)和地震測深(白志明和王椿鏞，2006)、背景噪聲成像(Zhou et al.，2012；顧勤平，2019；顧勤平等，2020a，d)以及Ps轉換波成像(Ai and Zheng，2003；劉啟元等，2005；Zheng et al.，2008；He et al.，2013，2014；Shi et al.，2013；Wang et al.，2014；Ye et al.，2019；Li et al.，2021).這些研究成果很好地幫助了地學研究者們認識了研究區的深部結構特征和孕震環境.Pn走時成像得到的地震臺站時間延遲項結果(顧勤平等，2020c)表明，研究區的地殼厚度自東南往北西總體上具有逐漸增厚的趨勢.深地震反射(劉保金等，2015)獲得了郯廬斷裂帶宿遷段Moho界面高分辨率的起伏形態及其埋深結果，清楚地揭示了該段及其兩側的巖石圈結構，地殼厚度為31～36 km，Moho面和巖石圈底界總體上均向西傾，郯廬帶下方Moho面受擠壓后隆升特征顯著.研究區內的符離集—奉賢地震測深剖面(白志明和王椿鏞，2006)揭露下揚子地區在縱向上大致可分為上地殼、中地殼及下地殼，Moho面埋深為30～36 km.這些采用主動源并配備超密集拾震器的工作方法，雖能利用多次覆蓋這一亮點技術提高橫向分辨率，然而在高昂的勘探費用條件下這些研究僅能獲得剖面控制段的“一線之見”.噪聲層析成像結果(顧勤平等，2020a)表明，大別—蘇魯造山帶及其高壓、超高壓變質帶自淺地表至地殼底部具有極為相似的速度結構和界面起伏特征——“上隆下凹”形態，這些特征同樣在廣角反射P波成像結果(趙志新和徐紀人，2009)和接收函數成像結果(劉啟元等，2005)上得到了很好的體現；但是，噪聲面波成像法對具有速度突變特征的Moho界面分辨能力不足.前人寶貴的學術成果提高了對研究區深部結構的認知水平，幫助我們認識到了郯廬斷裂帶的產生與華北地塊和揚子地塊的碰撞、擠壓、深俯沖以及折返等地質演化過程密切相關.然而，盡管前人強調的演化機制和模型各不相同，但地殼的縮短和變形是其共性之處.值得慶幸的是，地殼厚度及泊松比等地球介質的物性參數能夠將“凍結”了的地球演化過程痕跡——形變和縮短等特征重現.此外，上述科學認識從自身角度而言均具有一定的合理性，但也因方法的片面性導致存在著一定的局限性.綜上所述，更多學科和領域的觀測和研究證據亟待找尋以得到對研究區深部結構更深入的理解，研究區地殼厚度和泊松比等參數的研究對于了解該區地殼的形成及演化過程具有重要的科學意義.

接收函數方法(Langston，1977，1979)常被用于求解地殼厚度和泊松比的研究(Ai and Zheng，2003；吳慶舉等，2003；Li et al.，2014；Wang et al.，2014).該方法不但與臺站下方的介質有關，同時具有不受震源干擾和傳播路徑影響的優勢，是目前主流的探測殼幔深部結構方法.近年來，一些地學研究者們(Ai and Zheng，2003；Chen et al.，2006，2008；Sodoudi et al.，2006；郭震等，2012；He et al.，2013，2014；Shi et al.，2013；Wang et al.，2014；Huang et al.，2015；Song et al.，2017；Li et al.，2018，2021；Wei et al.，2018；武巖等，2018；Ye et al.，2019)對研究區開展了不同程度的接收函數法成像研究并且取得了豐碩的研究成果.郭震等(2012)利用34臺呈線性布設的寬頻帶地震儀記錄的遠震體波資料，獲取P、S波接收函數并采用CCP和傾斜疊加得到了剖面下方地殼和上地幔間斷面速度分布，得出魯西隆起Moho面較周緣淺約5 km的認識.然而，呈線狀布設的臺陣獲得的“一線之見”，難以獲得對研究區整體地殼結構的認識.He等(2014)使用了176個固定寬頻臺記錄的424個遠震事件，通過H-κ疊加技術獲得了秦嶺—桐柏—洪安—大別—蘇魯造山帶及鄰區的地殼厚度和波速比的分布，得出超高壓造山帶的大別和蘇魯之間的地殼結構存在明顯差異；大別山下方存在3～5 km厚的地殼“山根”.Huang等(2015)搜集了揚子中下游及鄰區121個固定臺站，利用2009—2010年的700次遠震事件，使用P波接收函數H-κ法求解并綜合早期成果繪制了該區Moho面埋深分布圖.遺憾的是，這些研究僅僅使用了圖1中深藍色正方形臺站.由此可見，研究區已有的接收函數成果受地震臺站分布不均、臺站數量有限及觀測時間不足等因素的影響，空間分辨率仍有進一步提高的空間.Li等(2018)在研究區南部通過圖1中的深藍色正方形臺站和集中分布在長江中下游成礦帶附近的2個流動臺陣數據，采用接收函數H-κ法及其與面波聯合反演獲得了我國中東部Moho埋深分布.除了使用寬頻臺開展接收函數研究外，Wei等(2018)采用350臺短周期地震儀連續10天觀測記錄到的5次遠震事件，采用P波接收函數研究了長江中下游下方Moho界面的起伏形態，研究結果表明其下方Moho界面以地幔隆起為特征；郯廬斷裂帶作為華北和揚子地塊的分界斷裂特征由Moho面埋深分布圖揭露得非常清楚.雖然這一短周期密集臺陣的橫向分辨率得到了很大程度上的提高，但是，僅獲得了郯廬斷裂帶局部范圍內精細的埋深及起伏特征，并未能夠將大別和蘇魯這兩大地質構造單元同時囊括其中，不足以為分析揚子塊體和華北塊體的碰撞模式、這兩大高壓-超高壓變質帶是否存在關聯性等科學問題提供依據.綜上所述，基于現有的研究成果不足以全面地反映和認識研究區地殼結構特征及其演化進程，采用更為密集的臺站觀測資料和統一的處理流程去宏觀、定量地開展研究區的地殼結構研究顯得十分有必要.

近年來在研究區內逐漸加密布設的寬頻臺為郯廬斷裂帶魯蘇皖段及鄰區的地殼厚度和泊松比的研究提供了契機.與以往研究不同的是，本文除了搜集研究區內由國家測震臺網數據備份中心提供的162個寬頻帶地震臺站記錄的遠震波形數據外，同時也包括了各省級測震臺網中心提供的省、市縣局自建的99個寬頻帶地震臺站的數據資料(圖1紅色三角形).隨后采用廣為應用的接收函數H-κ疊加法(Zhu，2000；Zhu and Kanamori，2000)同時計算獲得了Moho界面的埋藏深度和地殼泊松比特征.基于更為密集的臺陣資料使得本文成像結果的空間分辨能力得到了較為明顯的提高.最后，利用了共轉換點疊加法進一步揭示剖面下方Moho界面的展布和延伸情況.相對前人(He et al.，2014；Li et al.，2014；Huang et al.，2015)的工作，本文搜集了更加豐富的數據集，臺站分布更為均勻，其研究成果能夠對研究區的地殼結構提供更高分辨率的認識和更理想的約束，能夠為研究區的深部構造背景、強震孕育和發震機理等研究提供地震學依據.

圖1 (a)研究區示意及所用地震臺站分布；(b)地形地貌圖，中部紅色方框代表圖(a)的研究區域深藍色正方形表示國家測震臺網數據備份中心臺站，紅色三角形表示各省級測震臺網中心的臺站，淺藍色正方形代表Zhang和Huang(2019)在研究區內的臺站.Fig.1 (a) Schematic representation of the study area and the distribution of seismic stations used; (b) Topographic map, with the red box in the middle representing the study area in figure (a)The dark blue squares indicate the stations of the Data Backup Center for China Seismograph Network, the red triangle indicates the stations of each provincial seismic network center, and the light blue square represents the stations of Zhang and Huang (2019) in the study area.

1 數據和方法

接收函數的計算過程主要包括以下五個步驟：① 去傾斜、去均值、帶通濾波以及降采樣至10 Hz；② 手動為主地挑選優質的遠震波形記錄；③ 提取接收函數；④ 波形走時模擬搜索計算；⑤ CCP疊加計算跨郯廬斷裂帶重要剖面.

1.1 數據和接收函數提取

本文所用數據包含兩個部分：一部分來自國家測震臺網數據備份中心162個寬頻臺自2015年1月至2019年12月接收的遠震數據；另一部分是來自各省級區域測震臺網中心99個寬頻臺同期記錄的遠震數據.較前人(He et al.，2014；Li et al.，2014，2021；Huang et al.，2015)同區域開展的接收函數成像研究，增加了研究區內各省級測震臺網中心自有的遠震波形數據(圖1中紅色三角形)，新臺站的加入在很大程度上彌補了早期研究臺站分布數量不足的缺陷，使研究區內的臺站分布更為密集和均勻，從而使本文獲得的地殼厚度和平均泊松比值具有較以往結果更高的空間分辨率.相較于Wei等(2020)搜集圖1中深藍色正方形臺站及中國科學院地質與地球物理研究所跨郯廬帶布設的78個呈線性臺，本文更注重于宏觀把握郯廬斷裂帶兩側即華北東部和揚子塊體間的關系，雖沒有小區域流動臺對局部橫向空間分辨的提升，但更注重搜集了研究區內揚子和華北各省屬固定寬頻臺.

根據USGS(United States Geological Survey)提供的地震目錄，挑選了震中距在30°～95°之間，矩震級MW≥5.5并且初至P波清晰的遠震波形數據.我們截取了P波到時的前10 s到后150 s地震波形數據，該時間段內記錄的波形足以囊括地球內部各界面的震相.對原始記錄數據進行去毛刺、去均值、去傾斜和波形尖滅、降采樣至10 Hz以及二階巴特沃斯帶通濾波(0.05～2 Hz)消除噪聲干擾.因研究區內部分臺站的方位角存在一定的偏差，本文根據Niu和Li(2011)的研究結果開展了方位角的校正工作.我們將N-E-Z三分量旋轉到R-T-Z坐標系上，即將2個水平分量旋轉至徑向和切向，采用時間域迭代反褶積的方法(Ligorría and Ammon，1999)提取P波接收函數，通過100次迭代計算得到徑向接收函數.首先通過擬合度≥85%的原則開展計算機自動挑選，爾后采用手動挑選多次反射清晰的接收函數用于后期研究.采用高斯系數2.0的濾波器開展了低通濾波以消除高頻噪聲.最終挑選出了763個遠震事件，事件震中分布及相關震級大小參見圖2，圖中給出了以研究區正中心位置所提取接收函數的遠震震中分布圖，由圖可見，除了反方位角50°～100°的太平洋一帶，篩選后的地震事件較好地覆蓋了研究區域的各個方位.

圖2 本研究使用的遠震事件分布圖Fig.2 Teleseismic event locations used in this study

1.2 H-κ疊加方法

Zhu和Kanamori(2000)提出的假設在一維水平均勻地殼模型下，基于Ps、PpPs、PsPs+PpSs震相同時對H和κ進行約束求解的H-κ域網格搜索疊加算法在地學界得到了廣泛的應用和良好的實踐效果，該方法在網格搜索的基礎上通過一次波和多次波疊加確定Moho面埋藏深度和波速比.Ps轉換波是除直達P波震相外振幅最強、信噪比最高的震相.公式(1)給出了地殼厚度和時差以及射線參數的關系：

(1)

公式(1)中p是射線參數.由公式(1)得知，只要給出射線參數和速度就可以求解得到Moho界面埋深和波速比.

s(H,κ)=ω1r(tPs)+ω2r(tPpPs)-ω3r(tPsPs+PpSs),(2)

(3)

1.3 CCP疊加方法

H-κ疊加法獲得的結果是單個地震臺站下方的地殼結構特征，臺與臺之間的接收函數并沒有關聯性.CCP疊加法首先將臺站下方地層展開等距離網格劃分為若干共轉換點面元，在初始速度模型的基礎上求解射線路徑.將接收函數的每個振幅看作某個對應深度界面所產生的轉換波，并反投影到對應的理論轉換點.對同一個共轉換點面元內的所有接收函數的轉換波進行疊加，這樣轉換振幅由于相長疊加而得到增強，便能夠對臺站下方的速度界面展開成像，得到直觀的CCP疊加剖面；其橫向分辨率取決于遠震P波菲涅爾帶的尺度，縱向分辨率通常受限于地殼內平均速度的不確定性(武巖，2011).本文沿5個不同方向、跨郯廬斷裂帶構建了接收函數CCP偏移成像剖面，以分析、探討郯廬斷裂帶對研究區Moho面的切割作用及研究區內Moho界面的起伏形態和變形特征.0～80 km深度的CCP疊加剖面見圖8所示.

2 結果

2.1 不同臺站的接收函數結果分析

圖3給出了研究區6個不同省份中典型臺站的按照震中距排列的接收函數圖像(圖3A—F)和H-κ的搜索結果(圖3a—f)，各臺站的具體位置見圖1a.圖中藍色能量團正中心的類似于白色符號表示在H和κ二者之間折衷搜索得到的最佳擬合結果.研究區內的接收函數波形中，在初至P波后續30 s內主要存在著3個震相，按照到達地震臺站的先后時間順序依次是Moho界面的轉換波Ps、地表多次波PpPs和PpSs+PsPs震相.由圖3可見，位于各個地質構造單元的地震臺站接收函數中Moho面的一次轉換波Ps震相的振幅能量最為明顯，最易于判別，具有很好的一致性；PpPs震相的能量相對較弱，但仍然具有較大能量；而PpSs+PsPs震相能量較小，受噪聲等干擾的影響而不易識別.根據前文計算得到的H-κ掃描疊加結果，本文計算了各個臺站不同震中距接收函數的Ps、PpPs、PsPs+PpSs震相的理論到時(圖3A—F中的藍色實線).由圖可見，觀測震相的實際到時和理論到時具有很好的一致性，表明計算結果具有良好的可靠性.

圖3 6個臺站的接收函數和H-κ疊加搜索示意圖(a—f)為H-κ疊加振幅圖，圖中右上角數字分別表示Moho面厚度和平均波速比，大寫英文字母表示臺網和臺站名；dH和dκ分別表示Moho面和波速比的誤差.(A—F)為(a—f)對應的按照震中距排列的接收函數，藍色實線為以搜索的H-κ結果進行計算得到的轉換波(Ps)、多次波(PpPs、PsPs+PpSs)震相的理論到時位置.Fig.3 Receiver functions and H-κ stacking search results for 6 stations(a—f) are the results of H-κ grid-stacking-search. The numbers in the upper right corner of the figures represent Moho surface thickness and average wave velocity ratio respectively. The capital English letters indicate the network and station names. dH and dκ respectively represent the errors of Moho surface and wave velocity ratio. (A—F) are the corresponding receiver functions of (a—f) arranged by epicenter distance. Blue solid lines indicate the theoretical arrival position of the Ps, PpPs, PsPs+PpSs phases calculated from the H-κ stacking results.

從圖3中可以清晰辨別，研究區內各臺站因處于不同的地質構造單元，直接導致接收函數震相的特征表現出較為明顯的差異性，且震相較為復雜.位于基巖出露區的湖北省咸寧(HB.XNI)臺站(圖3d和圖3D)和河北省紅山(HE.HNS)臺站(圖3e和圖3E)得到的接收函數Moho面的轉換波震相Ps和多次波PpPs震相單一，易于識別；而部分位于盆地的臺站，受地殼淺部松散沉積層的影響明顯，直接導致接收函數的提取工作復雜化甚至無法提取.例如圖1中蘇北盆地(沉降中心松散層厚度最大達1.8 km)內的部分臺站.位于山、盆交匯處的山東獨山島(SD.DSD)臺站(圖3f和圖3F)在緊隨直達初至P波2 s以內出現了一組能量介于P和Ps的震相(圖3F)，我們認為它可能是結晶基底的一次轉換震相.此外，該臺站受松散沉積層的影響，在直達P波到達之后存在持續時間很長的多次波.

江西高安(JX.GAA)臺站(圖3A和3a)在直達P和轉換波Ps震相間存在一個到時約在2 s附近的轉換震相，我們認為它可能是地殼中的某個速度界面的一次轉換波Ps′震相，這表明JX.GAA臺站下方的地殼內可能存在物性差異明顯的間斷面.我們改變殼內P波平均速度為5.4 km·s-1并調整H-κ疊加的搜索范圍，獲得了臺站下方存在一埋深約為23.2 km的殼內間斷面.類似的現象在新疆帕米爾東北緣地殼結構中同樣存在(唐明帥等，2014)，但該深度界面的分布在本文的研究區內不具普遍性，有關區內臺站下方的殼內界面將另文分析.

2.2 郯廬斷裂帶魯蘇皖段及鄰區的地殼厚度

本研究261個臺站中有226個臺站能夠通過H-κ掃描疊加法獲得較為可靠的地殼厚度和泊松比值，而部分臺站由于數據較少、信噪比低或者沒有清晰的PpPs、PsPs+PpSs震相導致無法獲得有效結果，究其主要原因是本文部分研究區處于我國東部沉積平原地區，受松散沉積層的影響較大.因臺站分布的間隔距離較大，為了能夠更為直觀地展示出研究區地殼結構的橫向展布特征，本文根據各個臺站的地殼厚度和泊松比計算結果，并搜集前人(Zhang and Huang，2019)已發表的在研究區西北處28個流動臺站(見圖1a)的結果，采用通用制圖工具GMT(Generic Mapping Tools)軟件繪制生成了研究區地殼厚度圖4A和平均泊松比的二維平面分布圖6.

本文獲得的研究區地殼厚度總體變化特征與前人(Zheng et al.，2008；He et al.，2014；Huang et al.，2015；Shen et al.，2016；Wei et al.，2020；Li et al.，2021)的結果基本一致，較為難得的是本研究采用了較其(Zheng et al.，2008；He et al.，2014；Li et al.，2014；Shen et al.，2016；Huang et al.，2015)更為密集的固定臺站資料，因此，獲得的Moho面埋深結果具有更高的橫向空間分辨率，體現了研究區Moho結構變化的更多細節.例如，Moho面深度分布圖將大別造山帶與揚子斷塊區江南造山帶中間的NE-SW向展布的長江中下游成礦帶下方所具有的幔隆帶(Moho面上隆帶)特征清晰地勾勒了出來，前人接收函數(Shi et al.，2013)、寬角反射/折射(徐濤等，2014)及布格重力異常(陳安國等，2017)等結果對其也有著很好的展示，并且，該帶也在筆者前文(顧勤平等，2020a)背景噪聲短周期群速度結果圖上有所體現，地幔隆起可能也正是該區形成巨型礦床的根本原因所在.

本文也嘗試與近期涉及研究區采用接收函數的不同工作方法獲得的結果(Li H Y et al.，2018；Wei et al.，2020；Li L L et al., 2021)展開簡要對比，我們發現不同學者得到的結果既有一致性，也存在一定的差異.Li H Y等(2018)通過圖1中深藍色正方形臺站和集中分布在長江中下游成礦帶的2個流動臺陣，采用H-κ法及接收函數和面波聯合反演獲得了我國中東部Moho埋深分布；Wei等(2020)利用圖1中深藍色正方形固定臺并結合魯西隆起及大別以北線性流動臺數據，計算接收函數時將3個不同頻率結果的平均值作為最終結果，從而獲得郯廬帶魯蘇皖段Moho結果；Li L L等(2021)結合圖1中深藍色臺站及中國科學技術大學布設在郯廬帶嘉山段附近的30個流動臺，采用兩層模型下的H-κ疊加方法獲得了整個郯廬帶及周緣的Moho埋深結果.總體上，這些結果均在Moho埋深尺度將郯廬帶作為華北和揚子兩大塊體的邊界斷裂特征揭露得較為清楚.但細究之下，仍然能夠發現一些不同之處.Wei等(2020)得到Moho面高、低值邊界這一輪廓特征在32°N—35°N段與郯廬帶的地表空間展布吻合很好，而Li H Y等(2018)、Li L L等(2021)及本文卻表現出自東而西有彎曲、凹進的現象，即郯廬帶在地表的空間分布與Moho附近的展布存在一定偏差，很好地體現了斷裂深、淺結構形態的差異性.此外，前文所述長江中下游成礦帶下方所具有的幔隆帶在本文得到了更佳的展示效果，推測原因可能是本文在增加臺陣數據的同時研究區域更小，成圖比例尺更大，對細結構的約束可能會更好.

研究區地殼厚度平均為～34 km，淺于全球陸殼39.2 km的平均厚度(Christensen and Mooney，1995)，略低于中國地殼平均厚度(Chen et al.，2010；Li et al.，2014).研究區Moho界面埋深在27 km到40 km之間，橫向的起伏變化較為劇烈，由華南褶皺系向魯西隆起延伸，地殼厚度從28 km加深到～35 km，由蘇北盆地中部至華北克拉通中東部，地殼厚度從28 km加深至～40 km.不同塊體之間地殼厚度存在明顯差異，總體上以郯廬斷裂帶為界，斷裂以東Moho界面埋藏較淺，如下揚子斷塊區、華南褶皺系、蘇北盆地等；斷裂以西Moho界面埋藏相對較深，如華北克拉通中東部、大別造山帶、魯西隆起及太行山脈等.總體而言大別造山帶和蘇魯造山帶具有研究區相對更深的Moho面，并且大別造山帶較蘇魯造山帶具有更深的Moho面，事實上由圖4A可見在其下方擁有著整個研究區域埋藏最深的Moho面，～40 km的深度，該特征與區域布格重力低值異常區對應良好(圖5)，區內布格重力異常最低值分布在大別高壓-超高壓變質帶下方.此外，同一塊體內部地殼厚度同樣存在著較為明顯的差異，例如揚子塊體的北東和西南薄而中間厚，華北地塊內的魯西隆起及太行山脈具有較厚的Moho面暨山根，而其余平原盆地區Moho面則埋藏較淺.研究區內板塊間及板塊內的地殼形變差異再一次證實了不同的地質構造體可能經歷了不同的構造演化歷史.

圖4 (A)和(B)分別為接收函數和Crust1.0確定的研究區地殼厚度分布(a)和(b)分別為(A)和(B)中的E-E′和F-F′剖面所在位置Moho切片圖. 青色實線表示重合前人(Chen et al.，2006)剖面的位置. (A)中三角表示臺站位置，(B)中十字星表示網格點. AA′、BB′、CC′和DD′四條白色實線表示圖8中的CCP疊加剖面的位置.Fig.4 (A) and (B) show the distribution of crustal thickness in the study area determined by the receiver function and Crust1.0, respectively(a) and (b) show the Moho sections at the location of the E-E′ and F-F′ sections in (A) and (B), respectively. The cyan solid line in the figures show the location of the overlapping previous (Chen et al.，2006) seismic array. The triangles in (A) represent station locations and the crosses in (B) indicate grid points. The four white solid lines of AA′, BB′, CC′ and DD′ indicate the location of the CCP stacking profiles in Fig.8.

圖5 研究區布格重力異常等值線分布Fig.5 Distribution of Bouguer gravity anomaly contours in the study area

貫穿整個研究區NE-SW向展布的郯廬斷裂帶是華北板塊與揚子板塊的分界斷裂，郯廬斷裂帶下方的地殼厚度等值線以NNE-SSW方向為主，與斷裂的空間展布方向一致，可見郯廬斷裂帶對其下方地殼結構的形成與演化具有較強的控制和主導作用.郯廬斷裂帶郯城至廬江段兩側基本都是低海拔的盆地區域，然其兩側的地殼厚度出現了明顯的整體落差(相差約為4～7 km)，Moho埋深的橫向差異將郯廬斷裂帶作為一條切割Moho界面的超殼斷裂特征揭露無疑，它的形成與巖石圈上地幔物質的運移過程有關，該認識得到了地球物理方法中分辨率和精度最高的深地震反射勘探剖面的證實(劉保金等，2015).郯廬斷裂帶郯城以北段兩側Moho面起伏不大，但其下方Moho埋深較淺、呈隆起狀(圖4a)，該特征在前人(Chen et al.，2006)接收函數疊加剖面也有所體現.郯廬斷裂帶的空間展布與Moho面埋深等值線的高、低值邊界未能完全吻合，也就是說斷裂的地表和深部結構形態在縱向空間分布上存在著一定差異，表明郯廬斷裂帶深、淺構造關系的復雜性.

本文將獲得的Moho面深度分布結果與Crust1.0模型(Crust1.0是由64800個1°×1°的經緯度網格組成的目前最為詳細的全球地殼模型)、布格重力異常及地形地貌進行了對比分析和探討.利用Crust1.0全球模型數據(Laske et al.，2013)給出了研究區地殼厚度分布圖4B.對比發現，本文通過P波接收函數H-κ法獲得的研究區Moho界面埋深分布結果圖較Crust1.0全球模型有著更好的分辨率.我們近重合早期線性臺陣(Chen et al.，2006)獲得Moho切片圖4a、b，由圖可見，本文結果圖4a和前人結果的吻合效果較Crust1.0模型(圖4b)更佳，很好地揭露了郯廬斷裂帶下方Moho界面隆起、而兩側相對平坦的特征，事實上該特征已經深地震反射剖面驗證(劉保金等，2015)，而Crust1.0全球尺度規模的模型(圖4b)所揭示的特征則相對較差.不僅如此，郯廬斷裂帶作為下揚子斷塊區和華北克拉通的分界斷裂這一邊界特征在Crust1.0結果圖上也未能得到很好的展示.

其次，為討論研究區地殼厚度與布格重力異常數據間的關系，下載了全球重力場數據庫BGI(International Gravimetric Bureau)給出的2′×2′全球重力場數據模型WGM2012(Balmino et al.，2012)，并采用GMT軟件繪制了研究區布格重力等值線分布圖5.對比圖4A和圖5發現，研究區Moho面埋深分布特征和布格重力異常變化趨勢對應良好.首先是郯廬斷裂帶兩側的布格重力值差異明顯，將其作為不同板塊的分界構造線特征得以展示.其次，布格重力值總體上自東往西具有逐漸降低的特征，與圖4A的Moho埋深由東往西總體上具有漸進加深的特征對應起來.負的布格重力異常往往表示地殼物質盈余及Moho界面埋藏較深，值越小則表示Moho越深.研究區布格重力異常總體呈現出正異常分布，負值區主要分布在大別造山帶、江南造山帶、太行山脈及九嶺造山帶等地表隆起區，這些重力負異常區與我們得到的Moho埋深結果對應良好，而與Crust1.0的結果吻合不佳.由此可見，Crust1.0模型已經不能滿足解決小尺度結構問題的需求，正是需要地球物理學者們利用新的觀測數據和方法構建研究區新的、高分辨率的地殼模型.

最后，為了觀察和探討研究區Moho面埋深與地形地貌的關系，本文將Moho面等值線分布圖投影在地形地貌分布圖之上以便作對比分析(圖4A).由圖可見，研究區Moho面深度分布總體上和地表的地形地貌呈鏡像關系，即山地隆起區Moho面埋藏較深，如魯西隆起、大別造山帶、太行山脈和江南造山帶等；而平原或者盆地區Moho面埋深則較淺，如蘇北盆地、渤海灣盆地等.

圖6 研究區地殼平均泊松比分布Fig.6 Distribution of mean Poisson′s ratio of crust in the study area

2.3 郯廬斷裂帶魯蘇皖段及鄰區的平均泊松比分布

泊松比是反映地殼形變特征及地殼物質成分的關鍵參數(李善邦，1981).由H-κ掃描疊加得到的波速比轉換計算獲得的泊松比為研究區地殼不同埋藏深度介質物性的平均結果.圖6展示了郯廬斷裂帶魯蘇皖段及鄰區地殼內的平均泊松比分布.本文由H-κ掃描疊加法獲得研究區臺站下方殼內泊松比的值主要分布在0.15～0.32，平均泊松比值為0.24，略低于全球陸殼平均泊松比0.269(Zandt and Ammon，1995)，接近于中國大陸地殼平均泊松比0.249(Chen et al.，2010；Li et al.，2014).由此可見，處于中國東部的本文研究區相對較為穩定，總體上泊松比數值不高，地殼可能主要由長英質的酸性巖構成.而泊松比的較大浮動區間范圍則意味著研究區地殼物質組成的復雜性及明顯的不均勻改造和形變，地質構造條件的復雜性也給該區的深部結構研究帶來了一定的難度.相較研究區Moho埋深結果圖4A而言，泊松比的分布特征更為離散，橫向差異更為劇烈；總體上疑似存在著一系列北東(沿江紹斷裂帶)或北北東(沿郯廬斷裂帶)向展布的、泊松比高低值相間分布的條帶，而研究區在印度板塊北東東向移動和太平洋板塊北西西向俯沖的共同作用力之下，區內構造具有向北東撒開、向西南收斂的特征，二者之間的良好對應關系在一定程度上說明了泊松比的分布特征展現了我國東部的應力場環境特征.

總體而言，研究區泊松比值分布具有較大的橫向非均勻性，體現了研究區地質構造條件的復雜性.揚子斷塊區及華南褶皺系泊松比較低，顯示為穩定的剛性塊體，而華北區域的泊松比相對高一些，地震活動性也強一些.前人(Zandt and Ammon，1995)認為當泊松比超過0.3，則可能意味著地殼中存在流體、部分熔融或鐵鎂質物質的侵入等.大別下方存在泊松比高值異常，與它下方Moho界面下凹、殼內存在低速層(劉啟元等，2005)的已有探測結果能夠對應良好，據此我們推測其下方可能存在流體.在郯廬斷裂帶下方存在一條與斷裂平面展布方向一致的高泊松比值異常帶，可能是郯廬斷裂帶下方存在構造破碎帶或者裂隙流體的影響，導致其下方泊松比高于周緣.地幔物質沿構造薄弱帶即郯廬斷裂帶的侵入將上地幔中的鐵鎂質攜入，這個過程伴隨了泊松比的增大；也有可能是軟流圈高溫高壓的熱物質順沿郯廬斷裂帶上涌至地殼，殼內存在流體引起S波衰減較快，最終導致了泊松比的升高.

根據本文計算得到的地殼厚度與泊松比，我們分析了二者的關系圖7，用以探討研究區的地殼演化和構造運動形式.由圖可見，地殼泊松比隨著地殼厚度的增加而減小，也就是二者存在著反相關的關系.線性回歸方程為：y=-0.0054x+0.43，其相關系數R2=0.18表明地殼厚度與泊松比的相關性較弱.嵇少丞等(2009)認為Moho厚度與泊松比之間的關系可能隱含著大陸地殼形成與構造演化過程的重要信息，并提出了2種主要模式來解釋該關系：一種是構造擠壓下的地殼增厚與下地殼拆沉模式，另一種是拉張環境下基性巖漿的底侵模式.研究區中、新生代以來，在構造伸展作用下地殼厚度整體減薄，深大斷裂及剪切帶處壓力驟減并發生部分熔融，玄武巖底侵至下地殼增加了地殼中鐵鎂質基性巖的占有份額，由此，研究區地殼的平均泊松比值隨地殼厚度的減小而變大.當然，研究區內局部地區也可能存在著下地殼拆沉情況的發生，例如魯西隆起處.

圖7 地殼厚度與泊松比的關系Fig.7 The relationship between crustal thickness and Poisson′s ratio

2.4 P波接收函數的偏移成像

相對于H-κ疊加法獲得單個地震臺站下方的Moho面結構而言，CCP法能夠得到某條測線下方Moho界面的連續變化、形態及斷裂產狀特征等，可以更為直觀地展示地殼結構的橫向變化特征.為達到改善空間分辨率的目的，并將Ps震相展開時-深轉換得到直觀的深度切片，我們對接收函數進行共轉換點偏移疊加成像(CCP)(Zhu，2000；Zhu and Kanamori，2000).基于全球一維速度模型IASP91(Kennett and Engdahl，1991)展開CCP疊加計算獲得了跨郯廬斷裂帶的5條疊加剖面圖8，圖中相鄰臺站間的突然變化可能是斷錯的一種標志.由圖可見，共轉換點疊加成果揭露展示的Moho界面變化形態與H-κ掃描疊加結果基本一致，研究區內Moho界面雖存在一定的起伏和斷錯，但是在這些疊加剖面中并未見到Moho界面缺失的現象.不可否認的是，受臺站間距稍大的客觀事實，偏移疊加得到的地殼結構圖像較為粗略.

剖面AA′(圖8a)自華北克拉通東部，經郯廬斷裂帶、下揚子斷塊區，止于華南褶皺系，剖面長～1000 km.Moho面總體上起伏較緩，呈寬緩的“W”型展現.郯廬斷裂帶在～-50 km處通過，導致Moho在剖面方向-100～0 km處發生陡變暨地殼局部抬升.由圖可見，郯廬斷裂帶兩側的Moho面埋深發生了較大的橫向變化，斷裂以北的華北克拉通Moho界面埋藏在～34 km，起伏不大，斷裂以南的揚子斷塊區Moho在～29 km，略有起伏；且郯廬斷裂帶兩側AH.JAS(安徽嘉山臺)和JS.SH(江蘇泗洪臺)下方Moho面位錯明顯，由此揭露了郯廬斷裂帶是一條切割Moho面、深抵上地幔的深大超殼斷裂帶.接收函數CCP疊加剖面上正的幅度表明間斷面兩側的速度具有隨深度而遞增的特征，而負的幅度則恰恰相反，可能對應于地殼內的低速帶.AH.JAS(安徽嘉山臺)下方10～20 km深度附近存在明顯的負振幅異常，噪聲成像結果(顧勤平，2019)證實了該深度域范圍確實存在著S波低速度異常體.華南褶皺系為造山帶隆起區，其下Moho界面大致呈下凹、加深的趨勢，符合重力均衡Airy假說，地表淺部質量盈余與深部質量虧損作用相抵消.

剖面BB′(圖8b)起自華北克拉通東部，經魯西隆起、郯廬斷裂帶，終止于蘇魯造山帶，剖面長～400 km；CCP疊加剖面上的～100 km處是郯廬斷裂帶的所在位置.由圖可見，Moho界面在郯廬斷裂帶兩側發生了整體位錯，錯距達4～7 km.總體上，Moho界面自SE的蘇魯造山帶往NW的華北克拉通有下傾、加深的趨勢.該剖面與附近高分辨率的深地震反射剖面(劉保金等，2015)吻合較好，均體現出了郯廬斷裂帶的斷距位錯大、兩側Moho變化明顯、向西具有下傾加深的趨勢特征.魯西隆起下方Moho界面埋藏相對較深，前人(郭震等，2012)在其上方布設的線性臺陣通過接收函數計算得出其下Moho面深度要比華北盆地及青島淺～5 km、形成屋頂狀隆起，根據研究區該處布格重力異常的高值異常分布特征(圖5)及前人的結果(Zheng et al.，2008；He et al.，2014；Wei et al.，2020；Li et al.，2021)，認為本文得出的Moho界面下凹、加深結論則相對更為可信.

剖面CC′(圖8c)自下揚子斷塊區、經大別造山帶和郯廬斷裂帶，止于蘇魯造山帶，剖面長～900 km，與郯廬帶的夾角約為～16°；該剖面不僅可以研究郯廬帶對華北和揚子塊體的作用，而且為大別及蘇魯兩大高壓、超高壓變質帶的關系及二者與郯廬斷裂帶的形成和演化關系等研究提供依據.根據Airy均衡理論，地殼厚度與地形之間具有正相關的關系，即地形山脈越高則Moho面埋藏越深，以使得地殼應力處于相對平衡狀態.剖面控制段的海拔高程與其下方Moho面埋深變化呈鏡像關系，大別、蘇魯造山帶下方Moho埋藏較深.CCP疊加剖面上最為典型的特征是大別下方Moho面存在下凹現象，該現象在背景噪聲成像速度結構(顧勤平等，2020a)中同樣存在，意味著大別下方地殼經歷過強烈的擠壓、縮短及增厚的現象；早期的接收函數成像結果(劉啟元等，2005)同樣揭示了該特征.蘇魯造山帶下方Moho也較周緣較深，前人推測其山根正處于逐漸消亡的過程中，與本文得出的其下方Moho埋藏深度沒有大別造山帶下方深這一特征相吻合.蘇魯和大別高壓-超高壓變質帶具有近似一致的Moho結構形態，支持二者是受郯廬斷裂帶左旋作用力平移錯開的結論.郯廬斷裂帶兩側Moho界面埋藏深度沒有明顯的變化，一種可能是CCP剖面與郯廬斷裂帶的夾角過小，另一種原因我們推測是由于后期的火山活動對該區域的Moho面進行了強烈的改造作用，下揚子其中一個玄武巖發育分布就在嘉山—六合一帶(徐曦，2016).當然，不可否認的是，沒有觀測到Moho面的明顯錯位，但這并不能說明真實沒有斷錯特征，也有可能是沿該剖面上的郯廬斷裂帶附近臺站過于稀疏導致；或是斷裂正、逆兼具多期次活動的累積疊加效應所致.事實上，該剖面與其他CCP疊加剖面存在的顯著空間差異也恰恰說明了郯廬斷裂帶沿展布方向其深部結構存在著較為明顯的變化.郯廬斷裂帶下方Moho界面平整的現象也發生在了合肥盆地接收函數的成像結果中(Ye et al.，2019).

圖8 CCP疊加結果與H-κ掃描疊加結果對比示意圖AA′、BB′、CC′、DD′及EE′與圖4A中相對應.藍色反三角形為臺站所在位置，實心圓點為H-κ掃描疊加法得到的地殼厚度值.Fig.8 Diagram of CCP stacking results compared with H-κ scan superimposed resultsAA′, BB′, CC′, DD′ and EE′ correspond to those in Fig.4A. The blue inverse triangles are the location of the station, and the solid dots are the crustal thickness value obtained by H-κ scan superposition.

剖面DD′(圖8d)自NW往SE跨越了大別、郯廬斷裂帶、長江中下游成礦平原帶、下揚子斷塊區，止于華南褶皺系.剖面上Moho界面存在上下劇烈的起伏特征，最顯著、最明顯的特征是郯廬斷裂帶下方Moho界面的巨大位錯，從大別下方的～40 km突變到長江中下游成礦帶的～30 km，清晰地展示了郯廬斷裂帶具有切割Moho界面的特征；剖面附近的寬角反射/折射(徐濤等，2014)揭示郯廬斷裂帶下方Moho面存在下凹加深的特征.大別和華南褶皺系之間的Moho界面在橫向上變化較為劇烈，呈非對稱分塊結構展布，這一劇烈變化特征與地表的隆、凹特征吻合較好，如隆起造山的大別、黃山及華南褶皺系造山帶下方Moho較深，而長江中下游成礦帶及千島湖等平原區下方Moho埋藏較淺.剖面左側大別下方的Moho界面形態上具有向SE傾且下傾加深的特征，郯廬斷裂帶右側的長江中下游成礦帶亦呈現SE傾并下傾加深的特征，我們推測長江中下游成礦帶下方存在一條平行于郯廬斷裂帶的幔源、逆沖斷裂帶，由此在剖面上組合構成了疊瓦狀構造特征，呂慶田等(2014)開展的深地震反射得到了類似的構造特征.長江中下游成礦帶在縱向剪切或者壓縮作用力之下發生膨脹而產生垂向的抬升作用，最終導致Moho界面上隆的形態特征.

剖面EE′(圖8e)自西向東跨越了魯西隆起西部、魯西隆起、郯廬斷裂帶，終止于膠遼斷塊，該剖面近重合于前人(Chen et al.，2006)的線性臺陣.首先，Chen等(2006)通過由62個臺間距為10 km的流動臺組成的線性臺陣，采用基于波動方程的接收函數偏移疊加法構建了臺陣下方的Moho界面產狀特征，剖面清晰地展示了郯廬斷裂帶下方Moho面呈隆起狀，本文采用的固定寬頻臺雖然臺間距較大(30～50 km)，但仍能將此特征揭露清晰.其次，由圖可見CCP疊加方法得到的結果和H-κ掃描疊加法得到的結果較為一致，均將剖面下方近乎“W”型的Moho界面起伏形態揭露無疑，即自魯西隆起西部、魯西隆起、郯廬斷裂帶至膠遼斷塊分別呈“隆-凹-隆-凹”的形態特征.綜上所述，本文2種不同方法獲得結果的一致性以及和前人的結果(Chen et al.，2006)吻合，共同表明了本文的結果是可信的.

3 總結

本文通過搜集郯廬斷裂帶魯蘇皖段及鄰區包括全國和地方共計261個固定寬頻臺站接收到的地震波形數據，采用P波接收函數H-κ疊加方法計算得到了臺站下方的地殼厚度和平均波速比的分布圖，并采用CCP共轉換點疊加法揭示了研究區Moho界面的延伸和起伏形態特征.總結如下：

(1) 研究區各個臺站獲得的P波接收函數較為復雜，呈現出該區域獨有的特征.直達P波及接收函數中Moho面的一次轉換波Ps震相清晰，多數臺站下方Moho面的多次轉換波PpPs明晰.研究區內個別臺站如江西高安臺下方存在殼內分界面，該界面能夠通過改變殼內平均P波速度后采用H-κ疊加法獲得，但是，該殼內分界面在研究區內的存在并不具普遍性.

(2) 研究區的Moho界面起伏變化明顯，埋深在27～40 km范圍內變化，平均深度在～34 km，淺于全球陸殼平均厚度39.2 km，最厚位于大別造山帶，結合前人的結果(Laske et al.，2013)來看最薄可能位于南黃海海域.總體上以郯廬斷裂帶為界，Moho面埋深呈現出東薄西厚的分布特征.研究區內Moho結構受郯廬斷裂帶的控制作用較為明顯，郯廬東側的Moho面相對低值等值線具有與斷裂展布一致的NNE-SSW向空間分布規律.Moho面跨郯廬斷裂帶呈現出明顯的分界特征，表明它是一條切穿Moho界面、深抵上地幔的深大超殼斷裂帶.

(3) 研究區地殼泊松比主要在0.15～0.32間變化，平均泊松比為0.24，略低于全球陸殼平均泊松比0.27和中國陸殼0.249的平均泊松比值.然而，較大的泊松比浮動范圍意味著研究區地殼物質具有橫向非均勻性及物質組成的復雜性.沿郯廬斷裂帶展布著一條NNE-SSW方向的泊松比高值異常帶，推測是鎂鐵質基性巖漿沿構造薄弱帶郯廬斷裂帶上涌至地殼導致泊松比升高，亦或是幔源高溫高壓的熱物質侵入殼內而引起S波衰減較快，最終導致了泊松比升高.

(4) 通過CCP疊加法獲得了5條剖面控制段下方Moho速度間斷面的延伸和展布特征，對比發現CCP疊加法對Moho界面的刻畫與H-κ疊加法求得的地殼厚度結果具有較好的一致性.CCP疊加剖面表明郯廬斷裂帶不僅是揚子斷塊區和華北塊體的分界斷裂，更是一條切割Moho面、深抵上地幔的深大超殼斷裂帶，錯距達4～7 km.個別剖面未能展示郯廬切割Moho的特征，一種可能是剖面與斷裂夾角過小，另一可能是郯廬斷裂帶自身特征存在一定的空間差異性，即郯廬斷裂帶包括正、逆兼具的多期活動導致局部地段的累計位錯量不明顯.蘇魯和大別高壓-超高壓變質帶具有近似一致的Moho結構形態，支持二者是受郯廬斷裂帶左旋作用力平移錯開的觀點.

(5) 研究區Moho埋深和殼內平均泊松比存在反相關的關系.Moho面埋深和地表地形地貌呈鏡像關系，即山地隆起區Moho面埋藏較深，而平原或者盆地區Moho面埋深則較淺.Moho埋深等值線分布特征和研究區布格重力異常對應良好，重力低值極值處的大別造山對應Moho面埋藏最深的地方.

致謝感謝美國圣路易斯大學朱露培教授提供的H-κ和CCP程序包.制圖采用SAC(Seismic Analysis Code)軟件(http:∥ds.iris.edu/ds/nodes/d-mc/forms/sac/)和美國夏威夷大學Paul Wessel和Walter H. F. Smith提供的GMT軟件(Wessel and Smith，1991).感謝中國地震局地球物理研究所“國家數字測震臺網數據備份中心(doi:10.11998/SeisDmc/SN)”以及研究區內各省、市縣臺網提供連續波形數據.四川省地震局易桂喜研究員給予了指導；多次和新疆維吾爾自治區地震局唐明帥正研級高級工程師及中國自然資源航空物探遙感中心徐曦博士交流，在此表示感謝.