張廣成，吳慶舉，潘佳鐵，張風雪，余大新

1 中國地震局地球物理研究所，北京 100081 2山東省地震工程研究院，濟南 250021

1 引 言

中國東北地區(qū)位于興蒙造山帶東部，中朝板塊和西伯利亞板塊復雜的構造演化帶內(nèi)，在晚古生代和中生代曾經(jīng)活動比較劇烈［1－2］，受多次構造運動改造及太平洋板塊向歐亞大陸板塊俯沖的多重影響，使得該區(qū)地質情況非常復雜，斷裂交錯分布，但主要斷裂走向為北北東向和北東向.該區(qū)作為太平洋俯沖帶的弧后地區(qū)，不僅深源地震多發(fā)，也是火山活動強烈的地區(qū)之一，是研究西北太平洋板塊向歐亞大陸板塊底部俯沖的理想?yún)^(qū)域［3］.長期以來，地學家對該區(qū)的火山活動、深源地震、殼幔結構及板塊俯沖開展了大量的研究工作，取得了一系列的成果，為研究中國東北地區(qū)盆地形成、新生代火山、現(xiàn)代深源地震的動力學機制提供了重要的深部證據(jù).

楊寶俊等［4］和阿納烏·艾德加爾等［5］都在該區(qū)進行過人工地震探測，但是人工地震受限于激發(fā)的能量小，探測深度不深；借助于在長白山地區(qū)的PASSCAL 19個臺站，地球物理學者們在該區(qū)開展了接收函數(shù)研究［6－9］以及天然地震層析成像研究［10－11］，獲得該區(qū)的地殼及上地幔結構.本文擬采取遠震接收函數(shù)CCP疊加和H－K疊加的方法，用我們在東北地區(qū)布設的兩條密集臺站長測線和東北地區(qū)的國家臺網(wǎng)和區(qū)域臺網(wǎng)的臺站記錄的數(shù)據(jù)，來研究該區(qū)地殼特征和泊松比，以期研究該區(qū)地殼厚度和泊松比及其受西北太平洋板塊俯沖的影響情況.

進入21世紀以來，隨著數(shù)字地震儀的廣泛應用，流動臺網(wǎng)觀測發(fā)展迅速，已成為地球科學研究者的重要資料來源.接收函數(shù)方法是研究地球內(nèi)部結構的有效的方法，該方法被提出［12］后經(jīng)過各種改進［13－17］，現(xiàn)已基本成熟.本研究的主要優(yōu)勢在于：一是有兩條密集臺站分布（臺站間距20km左右）的長測線剖面（1200km），且有國家臺網(wǎng)和區(qū)域臺網(wǎng)的臺站作為補充，形成線面結合的臺陣分布格局；二是從遠震事件震中分布圖（圖2）中可以看到：大部分地震發(fā)生在澳大利亞板塊和西南太平洋板塊的交匯地帶，尤其是所羅門群島一帶，此處和兩條測線基本位于同一大圓弧上，故兩條測線的走向和位置非常有利于接收函數(shù)的CCP疊加；三是使用CCP疊加和H－K疊加兩種方法來綜合約束地下信息，可獲得更清晰準確的地殼結構和泊松比信息.

2 數(shù)據(jù)資料

本研究所用的數(shù)據(jù)主要由兩部分組成：我們布設于東北地區(qū)的流動地震觀測臺陣（116個臺）2009年6月至2011年8月記錄的遠震數(shù)據(jù)和該區(qū)的國家臺網(wǎng)與區(qū)域臺網(wǎng)的固定臺站（121個臺）同期記錄的遠震數(shù)據(jù)［18］.兩測線均為北西方向布設，EH測線西起室韋，東至虎林，MS測線西起滿洲里，東至綏芬河，臺站間隔均為20km左右，每條測線長約1200km.國家臺網(wǎng)和區(qū)域臺網(wǎng)的121個固定臺站以面的形式分布在該區(qū).所有臺站的分布情況如圖1中紅點所示.在數(shù)據(jù)處理過程中，選取震中距在30°～95°之間，震級5.5級以上（含5.5級），三分量齊全，震相清晰，信噪比高的824個遠震事件.從震中位置分布圖（圖2）中可以看出，本研究采用的遠震事件的震中位置有較好的反方位角分布.

3 數(shù)據(jù)處理方法

3.1 提取接收函數(shù)

地震儀器記錄到的地震波信號可以用震源時間函數(shù)、震源區(qū)介質響應、地震波傳播路徑響應、接收區(qū)介質響應和儀器響應的褶積來表示，對于南北向、東西向和垂直向接收到的三分量遠震信號而言，到達接收區(qū)的地震波可以視為陡角度入射的平面波.采用反褶積的方法，可以分別從遠震P波波形數(shù)據(jù)的水平分量中去除等效震源時間函數(shù)，進而得到接頻率范圍進行帶通濾波；3）檢查數(shù)據(jù)參數(shù)（射線參數(shù)、分量方位角等）.然后用分辨率比較高的時間域反褶積方法計算接收函數(shù).

圖1 臺站分布圖紅點表示臺站.F1：鴨綠江—春陽斷裂，F(xiàn)2：敦化—密山斷裂，F(xiàn)3：伊通—依蘭斷裂，F(xiàn)4：農(nóng)安—哈爾濱斷裂，F(xiàn)5：嫩江—八里汗斷裂，F(xiàn)6：得爾布干—額爾古納斷裂.G：重力梯度帶.Ⅰ：額爾古納地槽褶帶，Ⅱ：興蒙地槽褶帶，Ⅲ：小興安嶺地槽褶帶，Ⅳ：松遼坳陷，Ⅴ：佳木斯臺隆，Ⅵ：烏蘇里地槽褶皺帶，Ⅶ：延邊地槽褶皺帶，Ⅷ：陰山北地槽褶皺帶，Ⅸ：燕山臺皺帶，Ⅹ：膠遼臺隆.Fig.1 The distribution of the stationsRed points mean the stations.F1：Yalujiang－Chunyang fault，F(xiàn)2：Dunhua－Mishan fault，F(xiàn)3：Yitong－Yilan fault，F(xiàn)4：Nongan－Harbin fault，F(xiàn)5：Nenjiang－Balihan fault，F(xiàn)6：Deerbugan－Eerguna fault.G：gravity lineament.Ⅰ：Eerguna geosynclines fold belt，Ⅱ：Xingmeng geosynclines fold belt，Ⅲ：Lesser Khingan Range trough fold belt，Ⅳ：Songliao depression，Ⅴ：Jiamusi uplift，Ⅵ：Wusuli geosynclines foldbelt，Ⅶ：Yanbian trough fold belt，Ⅷ：Yinshan north geosynclines fold belt，Ⅸ：Yanshan bold belt，Ⅹ：Jiaoliao uplift.

圖2 所用遠震事件震中分布Fig.2 Epicentral distribution of teleseismic events used in this study

3.2 H－K疊加方法

通過反褶積獲得的徑向接收函數(shù)包括直達P波，Ps波，多次反射波PpPs，PsPs＋PpSs等震相.這些震相的到時與莫霍界面的深度H，P波和S波的速度VP，VS是相關聯(lián)的，采用公式（1）來計算地殼的厚度H［20］.其中，p是射線參數(shù)，tPs是Ps震相與P波的到時差，同理tPpPs是PpPs震相與P波的到時差，tPpSs＋PsPs是PpSs＋PsPs震相與P波的到時差.收區(qū)介質響應的徑向分量和切向分量，也就是我們要求的P波接收函數(shù)［19］.

在提取接收函數(shù)之前，首先對數(shù)據(jù)做初步處理：1）截取P波到時前50s，后150s；2）對截取的數(shù)據(jù)去除儀器響應、去傾斜、去均值，并用0.05～2Hz的

由公式（1）可知，給定射線參數(shù)p就可以求出莫霍面深度H，波速比K（＝VP／VS）.在遠震P波在接收區(qū)近垂直入射和地球半徑已知的前提下，根據(jù)p＝r·sinλ／V可以求得射線參數(shù)p.所以給出地殼的平均P波速度就可以根據(jù)公式（1）求得莫霍深度H和波速比K.本文根據(jù)人工地震探測的結果［21］，松遼盆地的P波平均速度取6.2km／s，而其他地方取6.3km／s.

在進行H－K疊加時，每個H和K都會對應一個到時，根據(jù)到時可以獲得其在接收函數(shù)中對應的振幅，這些振幅按照公式（2）進行疊加，對在一定范圍內(nèi)的H和K進行掃描，得到最大振幅的位置，即是求得的地殼厚度和波速比值，這種方法便是H－K疊加.在s（H，K）取得最大值時，對其進行泰勒展開，略去高階項，便得到s（H，K）的方差［20］，見公式（3）.

公式（3）中σH和σK分別為地殼厚度H和波速比K的估計均方差，而σs是疊加函數(shù)s（H，K）的均方差.公式（2）中，ω1，ω2，ω3是振幅疊加的加權系數(shù)，本文在 H－K疊加時，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0.6，0.3和0.1.圖3中的上面三幅圖分別是FST臺（位于吉林省東部的撫松縣）、FMT臺（位于吉林省吉林市附近）和JIP臺（位于大興安嶺南端的克什克騰旗）的H－K掃描結果，白色橢圓為地殼厚度H和K（波速比）的最佳取值范圍；下面三幅圖是接收函數(shù)，豎線畫出的震相為Ps，PpPs和PpSs＋PsPs.

3.3 共轉換點（CCP）疊加

共轉換點（CCP）疊加方法是Zhu［22］根據(jù)共反射點疊加方法提出來的，可以獲得直觀的疊加剖面.首先根據(jù)初始速度模型進行射線追蹤（本文所用初始速度模型取自IASP91，在松遼盆地中結合中國滿洲里—綏芬河地學斷面和內(nèi)蒙古東烏珠穆沁旗—遼寧東溝地學斷面資料對地殼模型進行修改）獲取射線路徑，并把接收函數(shù)的每個振幅看作某個深度的界面產(chǎn)生的Ps轉換波，在對接收函數(shù)做時深轉換和入射角校正之后，這些振幅可轉化為產(chǎn)生這些振幅的深度面.對臺站下方以0.5km進行深度劃分，之后在每層內(nèi)設定共轉換點單元和像素的大小.進行CCP疊加的時候，根據(jù)接收函數(shù)將某一層某個共轉換點單元內(nèi)的所有轉換點對應的振幅進行疊加作為此像素點范圍的疊加結果，這樣疊加之后便可對臺站下方的介質結構進行成像，獲得直觀的CCP疊加剖面.本文通過調(diào)整共轉換點單元大小和光滑系數(shù)，增加共轉換點單元內(nèi)參與疊加的射線的數(shù)量，來增強莫霍界面的轉換波Ps的成像效果［23］.

4 結 果

將遠震數(shù)據(jù)進行處理，將提取的接收函數(shù)進行CCP疊加，獲得了該區(qū)的地殼厚度和莫霍面起伏的圖像（圖4）.圖4a和4b分別是EH和MS兩條測線的疊加結果.在圖4a中，EH測線的莫霍面深度大致和地表構造成鏡像關系，剖面可以分為西中東三個部分.西部（－600～－150km）為大興安嶺褶皺帶，莫霍面比較平緩，深度在40km左右；中部（－150～330km）為松遼盆地北緣，莫霍面向上微凸且略有起伏，深度為31km左右；東部（330～600km）為郯廬斷裂北端，在F3（敦化—密山斷裂）附近地殼存在一小段莫霍面呈現(xiàn)雙層重疊結構，重疊部分的下層深度約45km，上覆層深度約30km左右.圖4b為MS測線的CCP疊加剖面圖，西部（－600～－100km）大興安嶺褶皺帶莫霍面深度約40km，起伏不大，比較平緩；中部（－100～250km）松遼盆地莫霍面深度在去除沉積層影響后約34km；東部（250～600km）張廣才嶺等山區(qū)莫霍面深度由淺變深，似沙丘狀，在F3（敦化—密山斷裂）附近開始向下加深，在F2位置附近出現(xiàn)莫霍面錯斷結構.

對提取的接收函數(shù)進行H－K疊加，獲得了該區(qū)的地殼厚度（圖5）和泊松比信息（圖6）.在圖5中可以看到，重力梯度帶以西包括額爾古納地槽褶帶地塊和興蒙地槽褶帶，地殼厚度約為40km.在松遼盆地中除幾個臺站下方顯示地殼厚度較厚外，總體地殼厚度較薄，厚度約31km左右.東部佳木斯臺隆地塊和長白山地殼厚度約37km左右.從圖6中可以看到，東北地區(qū)大部分臺站下方的泊松比值在0.24～0.28之間，總體上呈現(xiàn)松遼盆地為中心高，東西兩側低.在EH測線的重力梯度帶以西部分，泊松比約為0.26～0.27，重力梯度帶至嫩江—八里汗斷裂泊松比約為0.27～0.29，此斷裂至EH測線東端，泊松比值以0.24～0.25為主.MS測線泊松比值表現(xiàn)為中間高，以F4（農(nóng)安—哈爾濱斷裂）為中心，向兩端減小的類對稱分布.中間的泊松比值達到0.3左右，向西至重力梯度帶附近，向東至敦化—密山斷裂附近，從0.3減小至0.26；至 MS測線的兩端，泊松比值降至0.24左右.分布于長白山的臺站下方的泊松比值（約0.25～0.27）比松遼盆地臺站下方泊松比值（0.27～0.29）要小.

圖3 H－K疊加方法獲得的地殼厚度和VP／VS波速比估計Fig.3 Estimation of the crustal thickness and P／S wave velocity ratio

圖4 （a）EH測線CCP疊加剖面；（b）MS測線CCP疊加剖面＋字號為H－K掃描獲得的莫霍面深度，G：重力梯度帶，F(xiàn)2：敦化—密山斷裂，F(xiàn)3：依蘭—伊通斷裂.Fig.4 （a）CCP results of EH profile；（b）CCP result of MS profileCross means the Moho depth from H－K stack，G is gravity lineament，F(xiàn)2：Dunhua－Mishan fault，F(xiàn)3：Yilan－Yitong fault.

圖5 東北地區(qū)莫霍面深度圖G：重力梯級帶，白線表示斷裂，地塊名稱參見圖1.Fig.5 Moho depth distributionG is gravity lineament，white lines are faults.The names of massif see Fig.1.

圖6 東北地區(qū)地殼泊松比Fig.6 Northeast district crustal Poisson′s ratio

5 討 論

從CCP疊加結果可以看出中國東北地區(qū)地殼界面變化比較復雜，存在較大區(qū)域差異，與滿洲里—綏芬河地學斷面綜合研究［24］所述一致.圖4顯示，H－K疊加和CCP疊加的結果具有很好的一致性.在MS測線大興安嶺以西地區(qū)，莫霍界面比較平緩，起伏不大，深度在40km左右.EH測線的中部（EH38—EH28）為小興安嶺向松遼盆地平原的過渡帶，該區(qū)莫霍面埋深較淺；同屬本地塊中的其他臺站下方地殼厚度也較薄，約29～33km，推測與各種復雜構造運動過程中的拉伸減薄有關.東部的佳木斯地塊地殼厚度較厚，反映地殼橫向差異較大.郯廬斷裂北段的依蘭—伊通斷裂和敦化—密山斷裂在CCP疊加剖面（圖4）中有很明顯的變化.在圖4a中長白山北端依蘭—伊通斷裂和敦化—密山斷裂之間有較明顯的坳陷，推斷郯廬斷裂北段是地塹構造，而且該斷裂處出現(xiàn)類似地殼重疊的結構；圖4b中F3位置附近開始向兩側傾斜，F(xiàn)2位置也可看出類似地殼重疊的結構，更像莫霍面“斷層”.推測可能受西北太平洋板塊俯沖擠壓，應力長期積累，使得莫霍面在敦化—密山斷裂處挫斷，進一步的擠壓使得錯斷處出現(xiàn)類似重疊結構，與熊小松等［25］認為在敦化—密山斷裂內(nèi)地殼出現(xiàn)錯斷基本一致，這與郯廬斷裂的形成也許有密切關系.圖4a中還可以看出，莫霍界面和地形起伏呈鏡像關系，這與江為為等［26］重磁資料分析結果相映證.CCP疊加結果還顯示，EH和MS測線深度約20km左右存在不連續(xù)界面，推斷此界面可能是康拉德界面.楊寶俊等［27］認為在松嫩—張廣才嶺一帶，深度18km左右存在高速層，佳木斯—興凱地塊下方，深度20km左右存在高速層，與此吻合.在圖4b中MS線CCP疊加剖面中，松遼盆地 （SM27—SM37）莫霍界面下凹，與布格重力異常結果和滿洲里—綏芬河地學斷面研究結果［27］不是很一致，這很可能是受到松遼盆地巨厚沉積層的影響，用相近的速度進行時深轉換會造成盆地地殼厚度變厚.根據(jù)P波與Ps波的到時差推算松遼盆地地殼厚度，約為30～36km.而在圖6中可以看到該區(qū)域內(nèi)臺站的泊松比值較高（0.27～0.29），這暗示了該區(qū)域存在幔源物質上涌或者熱物質底侵作用使得該區(qū)域鐵鎂組分含量增加，與該區(qū)域地殼厚度減薄相對應.

松遼盆地的沉積層厚度最厚的地方達5km［28］，沉積層中P波平均速度較低，在進行H－K疊加計算地殼厚度的時候，會產(chǎn)生較大的影響.松遼盆地是一個內(nèi)陸弧后擴張形成的弧后拉張盆地［29－31］，松遼盆地的巖石圈在拉張過程中被拉伸而減薄.莫霍面的形態(tài)與地表起伏一致，表現(xiàn)為下凹，反映了松遼盆地低速、低密度的物性特征.軟流圈活動的強弱變化，會使巖石圈基底下沉或上升，莫霍面埋深隨之而變化，另外該區(qū)巖漿多次上涌，幔源物質的底侵作用導致該區(qū)域地殼處于熱狀態(tài)，并模糊了地殼地幔界面，殼幔介質差異的界面也會變化［25］.松遼盆地的地殼厚度仍需進一步研究.

如圖6所示，總體來說，重力梯度帶以西地區(qū)地殼厚度大，松遼盆地東側、南側、北側地區(qū)地殼厚度較薄，佳木斯地塊和長白山地殼厚度較厚，與Liu等［9］獲得地殼厚度結果基本一致.沿著重力梯度帶方向存在一條地殼厚度陡變的分界線，地殼厚度在該分界線以西超過36km，以東降至34km以內(nèi)，反映了該區(qū)地殼厚度的東西橫向差異.重磁異常測量結果［26］顯示此陡變帶從－150mGal變?yōu)?mGal，可見地殼厚度的變化是重力梯度帶產(chǎn)生的重要原因.松遼盆地東側、南側臺站較密的區(qū)域地殼厚度在33km以內(nèi)，EH測線的EH38至EH28區(qū)域內(nèi)，地殼厚度未超過33km，均可能是拉張減薄所致.EH27至EH01之間的區(qū)域和SM49—SM61之間的區(qū)域地殼厚度較厚，這大致是佳木斯地塊、小興安嶺東端和長白山北段，可能與小興安嶺和長白山造山褶皺帶復雜的地殼變形構造使得該區(qū)地殼厚度加厚.在長白山附近顯示莫霍面埋深較深，而且此處泊松比值也較高，推測其為火山巖漿上涌使得地殼處于熱狀態(tài)，模糊了殼幔介質差異的界面，導致地震探測的莫霍面較深［25］.

圖7為本研究獲得地殼厚度與布格重力異常和面波反演結果比較.圖7a為本研究得出的東北地區(qū)地殼厚度，圖7b為布格重力異常圖.布格重力異常反映的是地殼內(nèi)各種偏離正常地殼密度的地質體，包括地殼下界面起伏.布格重力異常在大陸為大面積的負值，山越高負值的絕對值越大.布格重力異?？梢詫ι疃葮嬙煊休^好的反映，但是小尺度的異常卻容易被忽略.從圖7b中可以看出，該區(qū)地殼較厚的額爾古納—興蒙造山帶地塊，佳木斯地塊與之對應得較好.圖7c為瑞雷面波相速度和群速度聯(lián)合反演的結果［32］，其位置在圖7a中用黑線標出，聯(lián)合反演結果顯示松遼盆地地殼厚度較薄.本文研究結論獲得布格重力資料和聯(lián)合反演結果的支持.

地殼厚度和泊松比之間的關系可以反映該區(qū)域內(nèi)構造演化過程［33］.泊松比的大小與SiO2等礦物在地殼成分組成中的比重關系密切［34－35］.大陸地殼的泊松比在0.25～0.27之間［36］.從圖6中可以看到，東北地區(qū)大部分臺站下方的泊松比值高于0.24，普遍在0.25～0.29之間，在大興安嶺、松遼盆地、長白山地區(qū)、遼西山區(qū)等地區(qū)均有火山分布［37－38］，該地區(qū)在古生代和中生代曾經(jīng)活動劇烈，幔源物質上涌甚至出露，此過程中地殼增溫，從而下地殼鐵鎂質組分增加［36］，泊松比值則會升高.東北地區(qū)的一些高泊松比值暗示了這些臺站下方的下地殼可能存在熔融介質.而且此區(qū)域受蒙古—鄂霍茨克地塊拼接和太平洋板塊俯沖以及多次構造活動的影響，使得本區(qū)域內(nèi)地質、地球物理特征產(chǎn)生較大差異，地殼介質化學成分亦發(fā)生較大變化，或許是造成該區(qū)出現(xiàn)泊松比值較高且存在區(qū)域差異的重要原因.圖6中泊松比值的總體分布特征顯示盆地區(qū)泊松比值較高，山地區(qū)泊松比值較低，揭示出地震波在傳播過程中，對介質彈塑性的響應差異.

圖7 本研究結果與布格重力異常和面波反演結果的比較（a）本研究得出的地殼厚度；（b）布格重力異常結果；（c）面波群速度和相速度聯(lián)合反演結果.Fig.7 Compare with Bouguer gravity anomaly and inversion of surface wave（a）Crustal thickness of this study；（b）Bouguer gravity anomaly；（c）Results from joint inversion of phase and group velocities.

6 結 論

本文通過在東北地區(qū)布設的兩條測線和該區(qū)的國家臺網(wǎng)和固定臺網(wǎng)記錄的遠震數(shù)據(jù)，用接收函數(shù)方法進行了CCP疊加和H－K疊加研究，得出如下結論：

兩種疊加方法獲得的地殼厚度比較一致，東北地區(qū)下方地殼厚度存在明顯的東西橫向差異.重力梯度帶以西，額爾古納—興蒙造山帶地塊內(nèi)的臺站下方的地殼厚度較厚，在37～42km之間；佳木斯地塊、長白山火山地殼厚度也較厚，在36～40km之間.松遼盆地部分臺站下方地殼厚度加厚，出現(xiàn)地殼厚度約36～39km的區(qū)域，是因為受到巨厚沉積層的影響.小興安嶺地槽褶皺帶、長白山中部和南部（長白山火山除外）、燕山臺褶帶東部，即松遼盆地的北側、東側和南側，地殼厚度較薄，在29～34km之間.

在重力梯度帶西側，莫霍界面比較平緩，反映了該區(qū)地殼內(nèi)部改造橫向差異較小.重力梯度帶以東，地殼厚度變化較大，暗示了該區(qū)復雜的地殼變形過程.

從CCP疊加剖面上可以看到，郯廬斷裂北段的依蘭—伊通斷裂和敦化—密山斷裂已深切入地殼，特別是敦化—密山斷裂下方莫霍面錯斷明顯.

研究區(qū)絕大多數(shù)臺站下方的泊松比值偏高，介于0.24～0.29之間，反映了幔源物質上涌，下地殼鐵鎂質組分含量增加.

致 謝 感謝朱露培教授提供的接收函數(shù)疊加的程序及技術指導；感謝參與東北臺站儀器布設、數(shù)據(jù)收取的全體人員；感謝中國地震局地球物理研究所“國家數(shù)字測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心”提供的波形數(shù)據(jù)；感謝樓海教授提供東北地區(qū)布格重力異常圖.感謝審稿專家提出的寶貴意見和建議.

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［1］ 孫德有，許文良，林強.大興安嶺中生代火山巖系列及形成

環(huán)境.／／M－SGT地質課題組.中國滿洲里—綏芬河地學斷面域內(nèi)巖石圈結構及其演化的地質研究.北京：地震出版社，1994：115－122.Sun D Y，Xu W L，Lin Q.The Mesozoic Volcanic Rock Series and Its Forming Environment in Daxinganling District Northeast China（in Chinese）.Beijing：Seismological Press，1994：115－122.

［2］ 許文良，孫德有，周燕等.滿洲里—綏芬河地學斷面域內(nèi)晚海西—早印支期和晚印支期花崗巖的形成環(huán)境.／／M－SGT地質課題組.中國滿洲里—綏芬河地學斷面域內(nèi)巖石圈結構及其演化的地質研究.北京：地震出版社，1994：123－132.Xu W L，Sun D Y，Zhou Y，et al.The Tectonic Environment of the Formation of the Late Hercynian－Early Indosinian and the Late Indosinian Granitoids in Manzhouli－Suifenhe Transect （in Chinese）.Beijing：Seismological Press，1994：123－132.

［3］ 張瑞青，李永華，姚雪絨.西北太平洋俯沖帶東北地區(qū)殼幔結構研究進展.地球物理學進展，2006，21（4）：1080－1085.Zhang R Q，Li Y H，Yao X R.A review of latest crustal and upper mantle discontinuities studies beneath northeast China in northwest Pacific subduction zone.ProgressinGeophysics（in Chinese），2006，21（4）：1080－1085.

［4］ 楊寶俊，劉財，劉萬崧等.中國東北地區(qū)巖石圈結構的地震學特征與對礦產(chǎn)資源的動力控制作用.中國地質，2006，33（4）：866－873.Yang B J，Liu C，Liu W S，et al.Seismological features of the lithospheric structure in northeast China and dynamic controls on mineral resources.GeologyinChina（in Chinese），2006，33（4）：866－873.

［5］ 阿納烏·艾德伽爾，維發(fā)路?！ぐ策_爾.關于中國東北部地殼構造的資料.地球物理學報，1960，9（2）：139－143.Edgar A，Antall V.Materials concerning the structure of the Earth crust in northeast China.ChineseJ.Geophys.（Acta GeophysicaSinica）（in Chinese），1960，9（2）：139－143.

［6］ Ai Y S，Zheng T Y，Xu W W，et al.A complex 660km discontinuity beneath northeast China.EarthPlanet.Sci.Lett.，2003，212（1－2）：63－71.

［7］ Li X Q，Yuan X H.Receiver functions in northeast Chinaimplications for slab penetration into the lower mantle in northwest Pacific subduction zone.EarthPlanet.Sci.Lett.，2003，216（4）：679－691.

［8］ 沈旭章，周蕙蘭.接收函數(shù)CCP－PWS偏移方法探測中國東北地區(qū)620km深處低速層.科學通報，2009，54（2）：215－223.Shen X Z，Zhou H L.Receiver functions CCP－PWS offset method explore the 620km depth low－velocity layer in NE China.ChineseScienceBulletin（in Chinese），2009，54（2）：215－223.

［9］ Liu H F，Niu F L.Receiver function study of the crustal structure of northeast China：seismic evidence for a mantle upwelling beneath the eastern flank of the Songliao Basin and the Changbaishan region.Earthq.Sci.，2011，24（1）：27－33.

［10］ 趙大鵬，雷建設，唐榮余.中國東北長白山火山的起源：地震層析成像證據(jù).科學通報，2004，49（14）：1439－1446.Zhao D P，Lei J S，Tang R Y.The origin of Changbaishan in NE China：seismology tomography evidence.ChineseScience Bulletin（in Chinese），2004，49（14）：1439－1446.

［11］ 田有，劉財，馮晅.中國東北地區(qū)地殼、上地幔速度結構及其對礦產(chǎn)能源形成的控制作用.地球物理學報，2011，54（2）：407－414.Tian Y，Liu C，F(xiàn)eng X.P－wave velocity structure of crust and upper mantle in northeast China and its control on the formation of mineral and energy.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），2011，54（2）：407－414，doi：10.3969／j.issn.00015733.2011.02.017.

［12］ Langston C A.Structure under Mount Rainier，Washington，inferred from teleseismic body waves.J.Geophys.Res.，1979，84（B9）：4749－4762.

［13］ Owens T.Crustal structure of the Adirondacks determined from broadband teleseismic waveform modeling.J.Geophys.Res.，1987，92（B7）：6391－6401.

［14］ Kind R，Kosarve G L，Peterson N V.Receiver functions at the stations of the German Regional Seismic Network（GRSN）.Geophys.J.Int.，1995，121（1）：191－202.

［15］ Yuan X H，Ni J，Kind R.Lithospheric and upper mantle structure of southern Tibet from a seismological passive source experiment.J.Geophys.Res.，1997，102（B12）：27491－27500.

［16］ 吳慶舉，李永華，張瑞青等.用多道反褶積方法測定臺站接收函數(shù).地球物理學報，2007，50（3）：791－796.Wu Q J，Li Y H，Zhang R Q，et al.Receiver function estimated by multi－channel deconvolution.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），2007，50（3）：791－796.

［17］ 劉啟元，Kind R，李順成.接收函數(shù)復譜比的最大或然性估計及非線性反演.地球物理學報，1996，39（4）：500－511.Liu Q Y，Kind R，Li S C.Maximal likelihood estimation and nonlinear inversion of the complex receiver function spectrum ratio.ChineseJ.Geophys.（ActaGeophysicaSinica）（in Chinese），1996，39（4）：500－511.

［18］ 鄭秀芬，歐陽飚，張東寧等.“國家數(shù)字測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心”技術系統(tǒng)建設及其對汶川大地震研究的數(shù)據(jù)支撐.地球物理學報，2009，52（5）：1412－1417.Zheng X F，Ouyang B，Zhang D N，et al.Technical system construction of data backup centre for China seismograph network and the data support to researches on the Wenchuan earthquake.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），2009，52（5）：1412－1417.

［19］ 吳慶舉，曾融生.用寬頻帶遠震接收函數(shù)研究青藏高原的地殼結構.地球物理學報，1998，41（5）：669－679.Wu Q J，Zeng R S.The crustal structure of Qinghai－Xizang plateau inferred from broadband teleseismic waveform.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），1998，41（5）：669－679.

［20］ Zhu L P，Kanamori H.Moho depth variation in southern California from teleseismic receiver functions.J.Geophys.Res.，2000，105（B2）：2969－2980.

［21］ 李勤學，楊寶俊，于平等.松遼盆地三肇凹陷延長排列法求取地殼反射縱波平均速度.地球物理學進展，2002，17（2）：337－341.Li Q X，Yang B J，Yu P，et al.Getting the reflection longitudinal wave average velocity in crust with common extended spread method in Sanzhao depression of Songliao basin.ProgressinGeophysics（in Chinese），2002，17（2）：337－341.

［22］ Zhu L P.Crustal structure across the San Andreas Fault，southern California from teleseismic converted waves.Earth Planet.Sci.Lett.，2000，179（1）：183－190.

［23］ 武巖，丁志峰，朱露培.利用共轉換點疊加方法研究華北地區(qū)地殼結構.地球物理學報，2011，54（10）：2528－2537.Wu Y，Ding Z F，Zhu L P.Crustal structure of the North China Craton from teleseismic receiver function by the Common Conversion Points stacking method.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），2011，54（10）：2528－2537.

［24］ 楊寶俊，張梅生，王璞琤等.論中國東部大型盆地區(qū)及鄰區(qū)地質－地球物理復合尺度解析.地球物理學報，2002，17（2）：317－324.Yang B J，Zhang M S，Wang P Z，et al.Composite scale analysis of geology－geophysics in the major basins and surrounding areas in the Eastern China.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），2002，17（2）：317－324.

［25］ 熊小松，高銳，張興洲等.深地震探測揭示的華北及東北地區(qū)莫霍面深度.地球學報，2011，32（1）：46－56.Xiong X S，Gao R，Zhang X Z，et al.The Moho depth of North China and northeast China revealed by seismic detection.ActaGeoscienticaSinica（in Chinese），2011，32（1）：46－56.

［26］ 江為為，周立宏，肖敦清等.東北地區(qū)重磁場與地殼結構特征.地球物理學進展，2006，21（3）：730－738.Jiang W W，Zhou L H，Xiao D Q，et al.The characteristics of crust structure and the gravity and magnetic fields in northeast region of China.ProgressinGeophysics（in Chinese），2006，21（3）：730－738.

［27］ 楊寶俊，穆石敏，金旭等.中國滿洲里—綏芬河地學斷面地球物理綜合研究.地球物理學報，1996，39（6）：772－782.Yang B J，Mu S M，Jin X，et al.Synthesized study on the geophysics of Manzhouli－Suifenhe Geoscience transect，China.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），1996，39（6）：772－782.

［28］ 王鳳賢，魏小虹，王玉先.淺析松遼盆地沉積層對大慶臺網(wǎng)震相到時的影響.／／1999年中國地球物理學會年刊——中國地球物理學會第十五屆年會論文集.合肥：中國地球物理學會，1999：199.Wang F X，Wei X H，Wang Y X.The influence of Songliao Basin deposits on the arrival time of seismic phase in Daqing station network.／／Annual of the Chinese Geophysical Society 1999－Symposiums of the 15Chinese Geophysical Society Annual Meeting（in Chinese）.Hefei：Chinese Geophysical Society，1999：199.

［29］ 劉招君，汪悠林，劉萬洙等.滿洲里—綏芬河地學斷面域松遼—海拉爾中生代盆地形成機制.／／M－SGT地質課題組.中國滿洲里—綏芬河地學斷面域內(nèi)巖石圈結構及其演化的地質研究.北京：地震出版社，1994：14－25.Liu Z J，Wang Y L，Liu W Z，et al.Formational Mechanism of Songliao and Hailaer Mesozoic Basins of Manzhouli－Suifenhe Geoscience Transect Region（in Chinese）.Beijing：Seismological Press，1994：14－25.

［30］ 石耀霖，張健.中國東北遠離海溝陸內(nèi)弧后擴張形成新生代火山的深部地球動力學背景.地震學報，2004，26（增刊）：1－8.Shi Y L，Zhang J.Deep geodynamics of far field intercontinental back－arc extension formation of Cenozoic volcanoes in Northeast China.ActaSeismologicaSinica（in Chinese），2004，26（Suppl.1）：1－8.

［31］ Mantovani H C， Russell J B. Nisin resistance of Streptococcus bovis.Appl.Environ.Microbiol.，2001，67（2）：808－813.

［32］ Li Y H，Wu Q J，Pan J T，et al.S－wave velocity structure of northeastern China from joint inversion of Rayleigh wave phase and group velocities.Geophys.J.Int.，2012，190（1）：105－115.

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

［34］ Christense N I.Poisson′s ratio and crustal seismology.J.Geophys.Res.，1996，101（B2）：3139－3156.

［35］ 李永華，吳慶舉，安張輝等.青藏高原東北緣地殼S波速度結構與泊松比及其意義.地球物理學報，2006，49（5）：1359－1368.Li Y H，Wu Q J，An Z H，et al.The Poisson ratio and crustal structure across the NE Tibetan Plateau determined from receiver functions.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），2006，49（5）：1359－1368.

［36］ 童蔚蔚，王良書，米寧等.利用接收函數(shù)研究六盤山地區(qū)地殼上地幔結構特征.中國科學（D輯：地球科學），2007，37（增1）：193－198.Tong W W，Wang L S，Mi N，et al.Study of crust and upper mantle structure in Liupanshan region by receiver functions.ScienceinChina（SeriesD：EarthSciences）（in Chinese），2007，37（Suppl.1）：193－198.

［37］ Zandt G， Ammon C J. Continental crust composition constrained by measurements of crustal Poisson′s ratio.Nature，1995，374（6518）：152－154.

［38］ 劉嘉麒.中國東北地區(qū)新生代火山巖的年代學研究.巖石學報，1987，3（4）：21－31.Liu J Q.Study on geochronology of the Cenozoic volcanic rocks in Northeast China.ActaPetrologicaSinica（in Chinese），1987，3（4）：21－31.