齊剛， 陳棋福

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國科學(xué)院地球深部研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所， 北京 100029 3 中國地震局第一監(jiān)測中心， 天津 300180

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太行山與燕山交匯部位的地殼厚度與泊松比分布特征

齊剛1,2,3， 陳棋福2*

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國科學(xué)院地球深部研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所， 北京 100029 3 中國地震局第一監(jiān)測中心， 天津 300180

本文搜集了2001—2013年間在太行山與燕山構(gòu)造帶交匯部位先后布設(shè)的4個(gè)寬頻帶流動(dòng)地震臺(tái)陣和首都圈固定地震臺(tái)網(wǎng)共192個(gè)臺(tái)站記錄到的全球5.5級以上遠(yuǎn)震事件波形資料，綜合采用接收函數(shù)H-κ和CCP疊加分析獲得了134個(gè)基巖臺(tái)站下方的地殼厚度和泊松比結(jié)果.綜合分析與前人研究相吻合但更加精細(xì)的地殼約束分布信息，發(fā)現(xiàn)研究區(qū)域的地殼厚度和泊松比在整體上呈現(xiàn)出從西北到東南方向漸變的特征，在南北重力梯度帶兩側(cè)及其附近呈現(xiàn)出明顯的小尺度地殼結(jié)構(gòu)和物質(zhì)組分的差異，且可明顯區(qū)分出太行山地區(qū)和燕山構(gòu)造帶及盆山交界處的地殼厚度與泊松比的相對差異，這可能反映了這些地區(qū)在華北克拉通的構(gòu)造演化過程中所經(jīng)歷的不同地殼改造過程.

太行山與燕山； 接收函數(shù)； 地殼厚度； 泊松比； 華北克拉通

1 引言

太行山與燕山交匯部位位于顯生宙以來遭受破壞的華北克拉通(Wu et al., 2005；趙越等，2010；朱日祥等，2012)中東部.克拉通是地球最穩(wěn)定的構(gòu)造單元(Rudnick and Fountain, 1995)，然而華北克拉通應(yīng)該具有的穩(wěn)定性卻遭到破壞，破壞地區(qū)主要發(fā)生在太行山以東地區(qū)(朱日祥等，2012).華北克拉通的破壞既包括巖石圈地幔的整體性破壞以及地殼的強(qiáng)烈改造和減薄作用(主要是下地殼)，也包括巖石圈地幔物理化學(xué)性質(zhì)的明顯改變(朱日祥等，2011).圍繞華北克拉通破壞的時(shí)間、范圍、機(jī)制和動(dòng)力學(xué)等重要科學(xué)問題(吳福元等，2008；朱日祥等，2011)，自2007年國家自然科學(xué)基金委員會(huì)設(shè)立的《華北克拉通破壞》重大研究計(jì)劃以來，全面推開了對華北克拉通的地質(zhì)、地球物理、地球化學(xué)綜合研究(朱日祥等，2012).朱日祥等(2012)概要評述了華北克拉通破壞的多學(xué)科綜合研究獲得的新認(rèn)識，研究認(rèn)為太行山地區(qū)與燕山周邊地區(qū)的破壞機(jī)制很可能不同.對燕山和太行山地區(qū)殼幔邊界結(jié)構(gòu)的地震觀測結(jié)果(Zheng et al., 2008；陳凌等，2010a，2010b)，揭示了華北克拉通破壞過程中不同地區(qū)經(jīng)歷了不同的巖漿作用和地殼改造過程(朱日祥等，2012).但因太行山與燕山及其附近的固定地震臺(tái)站仍顯稀疏，且流動(dòng)地震臺(tái)站因布設(shè)位置所限(朱日祥等，2012，圖1)，所獲得的地殼厚度和泊松比結(jié)果(許衛(wèi)衛(wèi)和鄭天愉，2005；羅艷等，2008；王峻等，2009；葛粲等，2011)，難以精細(xì)探討太行山和燕山及其交匯部位地殼結(jié)構(gòu)所攜帶的構(gòu)造演化信息.

本研究利用我們2008—2013年分二期在太行山與燕山周圍加密布設(shè)的流動(dòng)地震臺(tái)，以及首都圈數(shù)字臺(tái)網(wǎng)的固定臺(tái)和華北地震科學(xué)臺(tái)陣及“華北內(nèi)部結(jié)構(gòu)計(jì)劃”布設(shè)的流動(dòng)地震臺(tái)陣共192個(gè)臺(tái)站的數(shù)據(jù)，采用接收函數(shù)方法獲得了太行山與燕山交匯部位精細(xì)的地殼厚度和泊松比分布圖像，為華北克拉通破壞一些核心問題的探討提供更精細(xì)的地震觀測依據(jù).

2 資料及方法

2.1 臺(tái)站及事件分布

我們利用位于研究區(qū)域(39°N—42°N，113.5°E—117.5°E)中(圖1a)的固定和流動(dòng)地震臺(tái)站(圖1b)所記錄到的遠(yuǎn)震事件(圖1c)波形來進(jìn)行P波接收函數(shù)反演.共分析處理192個(gè)地震臺(tái)的數(shù)據(jù)，其中包括首都圈數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)的28個(gè)固定臺(tái)站，以及我們在2008年11月至2010年7月和2010年10月至2013年3月分別布設(shè)的29個(gè)和19個(gè)寬頻帶流動(dòng)地震臺(tái)、中國地震局地球物理研究所在2006年10月至2009年9月布設(shè)的華北地震科學(xué)臺(tái)陣96個(gè)寬頻帶流動(dòng)地震臺(tái)、中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所“華北內(nèi)部結(jié)構(gòu)計(jì)劃”二期(NCISP Ⅱ)2001年8月至2003年6月布設(shè)的20個(gè)寬頻帶流動(dòng)臺(tái).這些臺(tái)站覆蓋了研究區(qū)域的大部分地區(qū)，分布均勻且密集.

研究所用的地震事件目錄通過美國地質(zhì)調(diào)查局網(wǎng)站(http:∥earthquake.usgs.gov/earthquakes/search/)獲得，我們選取震中距在30°—90°范圍內(nèi)，震級大于5.5級的遠(yuǎn)震地震事件.由于所使用的5個(gè)臺(tái)陣的布設(shè)時(shí)間不同，因此需要分別選取不同時(shí)間段內(nèi)的遠(yuǎn)震事件，每個(gè)臺(tái)陣的記錄時(shí)間都在一年半以上，因此有足夠多的地震事件波形用于分析研究.這些地震事件位于研究區(qū)的不同方位角和震中距分布(圖1c)，相對覆蓋甚好，雖由于全球地震事件空間上的不均勻性，分布于東南方向的遠(yuǎn)震事件較多.

圖1 研究區(qū)域、臺(tái)站及地震分布(a) 研究區(qū)域在華北克拉通中的位置，黑色實(shí)線為華北克拉通的輪廓，灰色實(shí)線為南北重力梯度帶，紅色虛線方框?yàn)楸疚难芯繀^(qū)域； (b) 研究區(qū)域地形及臺(tái)站分布，WNCC、CNCC和ENCC分別代表華北克拉通西部、中部和東部，正方形代表固定臺(tái)站，三角形代表流動(dòng)臺(tái)站，不同的顏色代表臺(tái)站來自不同的臺(tái)陣， 直線AA′和BB′為CCP疊加方法選擇的兩條剖面； (c) 遠(yuǎn)震事件分布，中間的矩形代表研究區(qū)域，圓形代表遠(yuǎn)震事件，顏色與臺(tái)陣的顏色相對應(yīng).Fig.1 Study area, stations and earthquake distribution(a) Location of the study area in the North China Craton. Black solid lines represent the outline of the North China Craton, grey line for the north-south gravity lineament and red dotted box for the study area in this paper；(b) Terrain and the distribution of stations. WNCC, CNCC and ENCC respectively represent the North China Craton in western, central and eastern. Squares represent the permanent stations, triangles represent temporary array stations, and different colors represent stations from different arrays. Black lines AA′ and BB′ are two typical profiles selected for CCP stacking；(c) Distribution of teleseismic events. Rectangle represents the study area; dots represent teleseismic events with the same colors of different arrays.

2.2 接收函數(shù)的提取

對于每一條事件記錄，首先截取P波理論到時(shí)前50s至后150s的波形，并進(jìn)行去均值和去傾斜等預(yù)處理；然后利用無限脈沖響應(yīng)帶通濾波器進(jìn)行濾波來提高事件記錄的信噪比，為有效降低高頻噪聲的影響，又不至于因頻率過低而使得界面的分辨率不夠，我們對所有臺(tái)站采用頻率段0.005～1.0 Hz進(jìn)行帶通濾波；接下來對濾波后的數(shù)據(jù)進(jìn)行重采樣，采樣間隔為0.1 s；接著我們對于不同臺(tái)站記錄到的同一遠(yuǎn)震事件，根據(jù)波形相關(guān)性從中剔除明顯錯(cuò)誤的波形，利用篩選出的相關(guān)性較好、直達(dá)P波清晰的波形數(shù)據(jù)進(jìn)行接收函數(shù)提取.提取時(shí)將兩個(gè)水平分量旋轉(zhuǎn)到徑向分量和切向分量后，用垂直分量分別對徑向和切向分量在時(shí)間域內(nèi)進(jìn)行反褶積的方法計(jì)算出接收函數(shù).對于可能因儀器故障或地震計(jì)方向偏差(房立華和吳建平，2009；Niu and Li，2011)而引起切向接收函數(shù)存在較大的P波能量和連續(xù)震相現(xiàn)象的一些流動(dòng)臺(tái)，設(shè)儀器記錄的N方向與實(shí)際地理北方向之間的夾角偏差φ，本文采用人工挑選的方法，將地震波形旋轉(zhuǎn)角度φ(以一度為單位)，使得切向P波的能量達(dá)到最小來挑選最優(yōu)φ的解，進(jìn)而得到校正后的接收函數(shù).

2.3 接收函數(shù)的挑選

由于沉積盆地等場地條件、地下介質(zhì)的高度復(fù)雜性、接收臺(tái)站處噪聲過大、儀器故障等原因，我們常常會(huì)得到一些質(zhì)量不佳甚至錯(cuò)誤的接收函數(shù)波形，因此我們需要對波形進(jìn)行手動(dòng)挑選.在保證波形正確的基礎(chǔ)上，挑選時(shí)主要遵循多數(shù)波形一致性的原則.挑選出的所有臺(tái)站的接收函數(shù)波形均用于CCP疊加，而其中Ps轉(zhuǎn)換波和多次波震相清晰的基巖臺(tái)站主要用于H-κ疊加搜索.經(jīng)過挑選，134個(gè)基巖臺(tái)站的接收函數(shù)數(shù)量分布情況為：單臺(tái)可用的接收函數(shù)數(shù)量最少為15條，最多為373條，其中84%的臺(tái)站多于50條；而58個(gè)沉積盆地臺(tái)站的接收函數(shù)數(shù)量分布情況為：單臺(tái)可用的接收函數(shù)數(shù)量最少為21條，最多為355條，其中同樣有84%的臺(tái)站多于50條.這與不同臺(tái)陣記錄時(shí)間不同、臺(tái)站運(yùn)行情況不同等有關(guān).

2.4H-κ疊加搜索方法

在處理實(shí)際問題時(shí)，由于背景噪聲、地殼中不均勻體的散射和其他間斷面的轉(zhuǎn)換震相的存在，利用單個(gè)接收函數(shù)識別莫霍面產(chǎn)生的Ps震相以及其他多次波震相并標(biāo)出到時(shí)是很困難的.因此通常會(huì)將一個(gè)臺(tái)站記錄到的多個(gè)地震的接收函數(shù)在時(shí)間域內(nèi)進(jìn)行疊加.本文用到了Zhu和Kanamori(2000)提出的H-κ搜索疊加方法.

H-κ搜索疊加方法是利用遠(yuǎn)震P波接收函數(shù)中直達(dá)P波、Ps、PpPs及PpSs+PsPs震相來計(jì)算接收臺(tái)站下方莫霍面深度和泊松比絕對數(shù)值的方法.對于水平層狀介質(zhì)，Ps轉(zhuǎn)換波及多次反射/轉(zhuǎn)換波相對于直達(dá)P波的到時(shí)差計(jì)算公式為(Zhu and Kanamori，2000)

(1)

(2)

(3)

其中，H表示地殼厚度，Vs為平均S波速度，κ為P波和S波的速度比，p為水平慢度.

定義函數(shù)：

S(H,κ)=ω1R(tPs)+ω2R(tPpPs)-ω3R(tPpSs+PsPs)，

(4)

其中，ωi(i=1,2,3)為三個(gè)震相的權(quán)重，且∑ωi=1.當(dāng)H、κ對應(yīng)真實(shí)的地殼厚度和速度比時(shí)，S(H,κ)達(dá)到最大值.該方法產(chǎn)生的誤差計(jì)算公式為(ZhuandKanamori，2000)

(5)

(6)

其中，σS為疊加函數(shù)的均方差，σH和σκ分別為H和κ的均方差.

然后，根據(jù)κ值與泊松比σ之間的關(guān)系式(Christensen, 1996)可以進(jìn)一步計(jì)算出臺(tái)站下方地殼介質(zhì)的泊松比，公式為

(7)

H-κ方法具有很多優(yōu)點(diǎn)，它可以對大量的遠(yuǎn)震波形進(jìn)行方便的處理；沒有必要識別震相，提取到時(shí)；對不同震中距和方向的接收函數(shù)做疊加處理后，可以獲得一個(gè)平均的地殼厚度和波速比值.

2.5 CCP疊加方法

利用H-κ方法可以有效得到單個(gè)臺(tái)站下方的地殼厚度和泊松比信息，但臺(tái)與臺(tái)之間并不存在關(guān)聯(lián)性.為了更有效的利用密集臺(tái)站觀測資料對相鄰臺(tái)站的可能約束信息，并驗(yàn)證H-κ分析結(jié)果的可靠性，本文還采用了Zhu(2000)提出的共轉(zhuǎn)換點(diǎn)(CCP)疊加方法進(jìn)行資料處理.該方法可以增強(qiáng)有效信息，直觀地展示出莫霍面的深度變化形態(tài).

具體做法是對某一條地震射線，將其時(shí)間域內(nèi)的接收函數(shù)的每一振幅都看作某個(gè)深度的速度間斷面產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波，再利用研究區(qū)域的速度模型，對接收函數(shù)進(jìn)行時(shí)深轉(zhuǎn)換.然后將某一范圍內(nèi)的所有地震射線進(jìn)行疊加，增強(qiáng)有效信號，減弱或者消除噪聲信號，以得到速度間斷面的成像結(jié)果.

3 結(jié)果及對比

3.1H-κ疊加搜索結(jié)果

H-κ疊加搜索計(jì)算中使用的P波速度參照人工測深結(jié)果選取為6.3 km·s-1，κ值搜索范圍選取為1.5～2.0.為了獲得最佳的搜索結(jié)果，地殼厚度搜索范圍根據(jù)臺(tái)站分布區(qū)域的情況，部分選取為25～45 km，部分選取為35～45 km.在處理實(shí)際數(shù)據(jù)的過程中，對于Ps、PpPs、PsPs+PpSs三個(gè)震相的權(quán)重，分別取(0.5、0.4、0.1)，(0.6、0.3、0.1)和(0.7、0.2、0.1)進(jìn)行了計(jì)算，除5個(gè)臺(tái)站外，其余臺(tái)站三組不同權(quán)重所得到的地殼厚度結(jié)果偏差均在正負(fù)1 km范圍內(nèi)，而波速比結(jié)果偏差均在正負(fù)0.025范圍內(nèi)，與誤差范圍相當(dāng)，可以忽略不計(jì).對于偏差較大的5個(gè)臺(tái)站，檢查波形發(fā)現(xiàn)由于PpPs震相能量較弱，當(dāng)其權(quán)重變小后，不能很好地識別這一震相，故本文統(tǒng)一以(0.5、0.4、0.1)的權(quán)重結(jié)果來進(jìn)行分析討論.

圖2給出了來自4個(gè)不同臺(tái)陣的臺(tái)站接收函數(shù)波形和H-κ疊加搜索結(jié)果，其中A106和CHC臺(tái)架設(shè)于基巖上，而200和JTX臺(tái)架設(shè)于沉積層上.從圖中可以看出基巖上的臺(tái)站接收函數(shù)波形簡單，震相十分容易識別，H-κ搜索可以給出甚為準(zhǔn)確的結(jié)果；而沉積層上方的臺(tái)站接收函數(shù)波形則甚為復(fù)雜，不容易給出較為可靠的H-κ搜索結(jié)果.對于淺部松散沉積(低S波速)的接收函數(shù)分析，有效減小松散沉積層對接收函數(shù)獲取可靠的地殼厚度已有些研究 (Li et al., 2014；Tao et al., 2014).但鑒于本研究重點(diǎn)關(guān)注的太行山和燕山地區(qū)受沉積盆地影響有限，故本文沒有采用有效獲取松散沉積層地殼厚度的接收函數(shù)提取方法.我們挑選出布設(shè)于基巖上方，接收函數(shù)波形質(zhì)量優(yōu)良的臺(tái)站用于H-κ疊加搜索.經(jīng)過篩選后，最終得到了134個(gè)臺(tái)站的H-κ疊加搜索結(jié)果.

3.2 CCP疊加結(jié)果及與H-κ結(jié)果對比

本文CCP疊加方法采用的是三維疊加，用到的初始速度模型為iasp91模型(Kennett and Engdahl，1991).圖3示例給出了研究區(qū)域中臺(tái)站分布較密集的AA′和BB′兩條剖面的三維CCP疊加成像結(jié)果.將剖面上臺(tái)站的H-κ結(jié)果疊加到CCP結(jié)果圖上，可以看到在誤差范圍內(nèi)用兩種方法得到的結(jié)果是一致的，這在一定程度上驗(yàn)證了H-κ方法的可靠性.

3.3H-κ結(jié)果與其他研究結(jié)果的對比

對研究區(qū)的一些固定地震臺(tái)和流動(dòng)臺(tái)，不同研究者(許衛(wèi)衛(wèi)和鄭天愉，2005；羅艷等，2008；王峻等，2009；武巖，2011；危自根和陳凌，2012)已利用H-κ方法得到了地殼厚度和泊松比的結(jié)果.將我們的H和κ結(jié)果作為橫坐標(biāo)，有據(jù)可查的研究者的同一臺(tái)站結(jié)果為縱坐標(biāo)作圖(圖4，5)，圖中同時(shí)畫出了結(jié)果相等的參考直線(斜率為1)和正負(fù)偏差2 km(H值)與0.05(κ值)的虛直線.從圖可見，我們的結(jié)果與已有的結(jié)果具有較好的一致性，地殼厚度偏差大于2 km和波速比偏差大于0.05的臺(tái)站都為17個(gè)(圖4和圖5)，占全部對比臺(tái)站的11.4%.

將我們應(yīng)用H-κ方法得到的地殼厚度結(jié)果，利用曲面網(wǎng)格插值算法進(jìn)行插值后得到的地殼厚度分布圖(圖6)與綜合利用交錯(cuò)穿過研究區(qū)的多條地震測深資料得到的地殼厚度分布(王帥軍等，2005；嘉世旭等，2005)具有較好的一致性，與利用采樣間隔為2 km的布格重力異常數(shù)據(jù)以地震測深得到的平均地殼厚度及速度結(jié)構(gòu)為約束反演得到的Moho面分布形態(tài)(姜文亮和張景發(fā)，2012)大體一致.

4 分析討論

4.1 地殼厚度分布

研究區(qū)的地殼厚度在31～43 km之間變化(圖6).整體上，研究區(qū)域地殼厚度從西北向東南方向逐漸變薄，在華北克拉通西部地區(qū)地殼厚度普遍大于40 km，東部地區(qū)小于35 km，而中部地區(qū)變化劇烈且橫向分布不均勻，在南北重力梯度帶兩側(cè)的地殼厚度差異明顯.在重力梯度帶附近也存在顯著不同的地殼厚度差異，百花山向斜(張長厚等，2006)附近明顯偏厚，與有較多6級以上地震活動(dòng)記載(國家地震局震害防御司，1995)的延慶—懷來盆地一帶明顯不同.

我們得到的精細(xì)地殼厚度變化充分驗(yàn)證了華北克拉通東西部和中部邊界帶在深部結(jié)構(gòu)存在的顯著小尺度特征差異，這種結(jié)構(gòu)差異可能與這些邊界帶的構(gòu)造演化歷史、巖石圈性質(zhì)以及華北克拉通破壞的空間差異性有關(guān)(陳凌等，2010b).

4.2 泊松比分布

利用(7)式將H-κ方法得到的臺(tái)站下方Vp/Vs

圖2 4個(gè)臺(tái)站的接收函數(shù)及H-κ疊加搜索(a)(c)(e)(g)分別為臺(tái)站A106、CHC、200和JTX的接收函數(shù)，按慢度排布；(b)(d)(f)(h)為相應(yīng)臺(tái)站的H-κ疊加搜索結(jié)果，橢圓給出了誤差范圍，橢圓中心為最佳結(jié)果.Fig.2 Receiver functions and H-κ stacking results of 4 stations(a), (c), (e) and (g) are receiver functions of stations A106, CHC, 200 and JTX respectively, arranged by slowness；(b), (d), (f), and (h) are H-κ stacking results of the stations. Ellipses are ranges of errors, and centers are best results.

圖4 地殼厚度與前人結(jié)果對比橫縱坐標(biāo)分別為本文和其他人通過H-κ方法得到的地殼厚度結(jié)果，粗黑線和虛線為斜率為1的參考線.Fig.4 Crust thickness compared with previous resultsHorizontal and vertical axes are crust thickness results of this paper and others, respectively, both through the H-κ method. Bold and dashed lines are reference lines with slope of 1.

圖5 波速比與前人結(jié)果對比橫縱坐標(biāo)分別為本文和其他人通過H-κ方法得到的波速比結(jié)果，粗黑線和虛線為斜率為1的參考線.Fig.5 Vp/Vs ratio compared with previous results Horizontal axis and vertical axes represent Vp/Vs ratio results of this paper and others respectively through the H-κ method. Bold and dashed lines are reference lines with slope of 1.

圖6 地殼厚度和6級以上地震分布色標(biāo)代表地殼厚度值，三角形和六邊形代表用于H-κ疊加的臺(tái)站，其形狀和顏色與圖8相對應(yīng)，空心圓圈代表6級以上的歷史地震.Fig.6 Distribution of crustal thickness and historical earthquakes with magnitudes greater than 6 Color bar on right denotes crustal thickness values. Triangles and hexagons represent stations using H-κ method, and their shapes and colors are corresponding to symbols in Fig.8. Circles represent historical earthquakes with magnitudes greater than 6.

圖7 泊松比和6級以上地震分布色標(biāo)代表泊松比值，三角形和六邊形代表用于H-κ疊加的臺(tái)站，其形狀和顏色與圖8相對應(yīng)，空心圓圈代表6級以上的歷史地震.Fig.7 Distribution of Poisson′s ratio and historical earthquakes with magnitudes greater than 6 Color bar represents Poisson′s ratio values. Triangles and hexagons represent stations using H-κ method, and their shapes and colors are corresponding to symbols in Fig.8. Circles represent historical earthquakes with magnitudes greater than 6.

波速比計(jì)算出泊松比后，同樣利用曲面網(wǎng)格插值算法得到泊松比分布圖(圖7).圖7給出的是研究區(qū)域整個(gè)地殼的平均泊松比值，由于我們選取的全部臺(tái)站都位于基巖之上，接收函數(shù)波形良好，故地表疏松沉積物對整個(gè)地殼泊松比的影響可以忽略不計(jì).

研究區(qū)地殼的平均泊松比σ在0.22～0.33之間變化.在整體上呈現(xiàn)出從西北向東南方向逐漸增大的特點(diǎn)，橫向分布很不均勻，在南北重力梯度帶兩側(cè)的差異也十分明顯.南北重力梯度帶西側(cè)的泊松比幾乎都低于0.28，重力梯度帶東側(cè)的華北平原和延慶—懷來盆地與泊松比高于0.28的區(qū)域在位置上有很好的對應(yīng)關(guān)系，此外淶源東偏北一帶山區(qū)也出現(xiàn)了泊松比高于0.28的區(qū)域，其位置與王安鎮(zhèn)巖體和大河南巖體有較好的對應(yīng)關(guān)系，這些巖體中中生代巖漿巖類型主要包括基性巖類、中酸性巖類和淡色花崗巖類三大類(陳斌等，2002).其余山區(qū)部分泊松比均低于0.28.由圖7可見，泊松比較高的華北平原和延慶—懷來盆地的6級以上地震活動(dòng)相當(dāng)活躍，但在淶源東偏北一帶卻無6級以上地震活動(dòng)記載(國家地震局震害防御司，1995)，而在南北重力梯度帶西側(cè)泊松比相對較低的太行山構(gòu)造帶上則有著6級以上地震活動(dòng)的記載.依照嵇少丞等(2009)對華北克拉通地殼泊松比與地殼物質(zhì)組成及部分熔融和破碎帶或斷裂帶的解釋，分析表明太行山—燕山構(gòu)造帶交匯部位的地殼物質(zhì)組分相當(dāng)不均勻，可能存在著明顯的區(qū)域差異.

4.3 地殼厚度和泊松比的關(guān)系

參照嵇少丞等(2009)作地殼厚度-泊松比關(guān)系圖(圖8)，同樣發(fā)現(xiàn)研究區(qū)域的地殼厚度和泊松比存在明顯的反相關(guān)的變化趨勢，即泊松比隨地殼厚度增加反向緩慢減小的趨勢.對照圖6和圖7的臺(tái)站分布，我們發(fā)現(xiàn)可將這些數(shù)據(jù)歸分為相對集中的兩組，圖8上方灰色的第一組數(shù)據(jù)大都分布于太行山地區(qū)，下方白色的第二組數(shù)據(jù)則主要分布于盆山交界處和燕山構(gòu)造帶(圖6和圖7).

圖8與嵇少丞等(2009)利用許衛(wèi)衛(wèi)和鄭天愉(2005)的H-κ結(jié)果開展的分析有所不同，尤其是下方第二組數(shù)據(jù)的趨勢線，嵇少丞等(2009)的結(jié)果為上凸的迅速減小，而我們的結(jié)果則近乎線性的緩慢減小.這與這組數(shù)據(jù)所處的盆山交界處與侏羅紀(jì)和白堊紀(jì)的花崗巖出露區(qū)(吳福元等，2007)對應(yīng)較好，花崗巖中較富含的鎂鐵質(zhì)成分會(huì)導(dǎo)致泊松比高值，而極可能存在下地殼和巖石圈拆沉作用的燕山地區(qū)(朱日祥等，2012)的泊松比減少趨勢與嵇少丞等(2009)給出的下地殼拆沉模式是一致的.圖8中位于太行山構(gòu)造帶的第一組數(shù)據(jù)，其泊松比隨地殼厚度增加而逐漸減小的趨勢，則可能與中生代華北東部(南北重力梯度帶以東地區(qū))曾發(fā)生過大規(guī)模的巖漿底侵作用(翟明國等，2005)及重力梯度帶西部可能存在不同程度的巖漿底侵作用(如陽原和大同，馬金龍和徐義剛，2004)相關(guān)，而北京西山和延慶—懷來盆地的晚中生代逆沖構(gòu)造變形(張長厚等，2006)可能導(dǎo)致中上地殼較為破碎，不同程度的巖漿底侵作用和構(gòu)造變形造成了泊松比隨地殼厚度增加而趨勢性減小.

圖8 地殼厚度與泊松比關(guān)系橫坐標(biāo)為地殼厚度，縱坐標(biāo)為泊松比，顏色用以區(qū)分兩種不同的趨勢，形狀用以區(qū)分不同的地殼厚度范圍，曲線分別為兩種趨勢的多項(xiàng)式擬合結(jié)果.Fig.8 Relationship between crustal thickness and Poisson′s ratio Horizontal and vertical axes represent crustal thickness and Poisson′s ratio, respectively. Colors are used to distinguish two different trends; shapes are used to distinguish different crustal thickness ranges and curves represent polynomial fitting results of two trends respectively.

5 結(jié)論

本文收集了研究區(qū)內(nèi)2001年至2013年先后布設(shè)的4個(gè)流動(dòng)地震臺(tái)陣和首都圈固定地震臺(tái)網(wǎng)的觀測波形，通過接收函數(shù)H-κ和CCP疊加分析得到了太行山與燕山構(gòu)造帶交匯區(qū)域共134個(gè)基巖臺(tái)站下方的地殼厚度和泊松比結(jié)果.地殼厚度和泊松比是反映地殼結(jié)構(gòu)特征以及地殼物理化學(xué)性質(zhì)的重要參數(shù)，如果假設(shè)華北克拉通在形成并穩(wěn)定后具有較為均勻的地殼厚度和泊松比，那么我們得到的與前人研究相吻合但更加精細(xì)的地殼厚度和泊松比分布信息，可以為顯生宙以來克拉通破壞的空間分布和成因機(jī)制等提供更為可靠的觀測約束.綜合分析得到以下結(jié)論：

(1) 研究區(qū)的地殼厚度在31～43 km之間變化，整體上從西北向東南方向逐漸變薄，在南北重力梯度帶兩側(cè)及其附近存在明顯的小尺度起伏變化，這可能反映了這些地區(qū)在華北克拉通破壞過程中所經(jīng)歷的不同地殼改造過程.

(2) 研究區(qū)地殼的平均泊松比在0.22～0.33之間變化，空間分布很不均勻.南北重力梯度帶東西兩側(cè)的泊松比差異明顯，現(xiàn)今地震構(gòu)造活躍的華北平原和延慶—懷來盆地與泊松比高值區(qū)有著很好的一致性，這表明研究區(qū)的地殼物質(zhì)組分可能存在著明顯的區(qū)域差異.

(3) 綜合分析泊松比和地殼厚度的區(qū)域分布及其相互關(guān)系，發(fā)現(xiàn)太行山地區(qū)和燕山構(gòu)造帶及盆山交界處地殼厚度與泊松比可明顯歸分為相對聚集的2組，2組泊松比雖都隨地殼厚度增加呈線性緩慢減小，但可能反映了所在部位的構(gòu)造特征差異與可能的下地殼拆沉作用和(或)不同程度的巖漿底侵作用的響應(yīng)結(jié)果.

致謝 感謝中國地震局地球物理研究所“地震科學(xué)探測臺(tái)陣數(shù)據(jù)中心”和中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所“華北內(nèi)部結(jié)構(gòu)計(jì)劃”為本研究提供地震波形數(shù)據(jù)，感謝中國地震局地震預(yù)測研究所和河北省地震局在對北京周圍和太行山構(gòu)造帶加密布設(shè)流動(dòng)地震觀測臺(tái)的支持，感謝朱露培教授提供的接收函數(shù)分析處理程序，尤其感謝鄭天愉老師和陳凌研究員對本研究結(jié)果解釋的幫助，同時(shí)感謝審稿專家對完善本文的修改建議.

Chen B, Zhai M G, Shao J A. 2003. Petrogenesis and significance of the Mesozoic North Taihang complex: Major and trace element evidence.ScienceinChina(Series D), 46(9): 941-953.

Chen L, Wei Z G, Cheng C. 2010a. Significant structural variations in the Central and Western North China craton and its implications for the craton destruction.EarthScienceFrontiers(in Chinese), 17(1): 212-228.

Chen L, Wei Z G, Cheng C. 2010b. Contrasting structural features at different boundary areas of the North China Craton and its tectonic implications.AdvancesinEarthScience(in Chinese), 25(6): 571-581.

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

Department of Earthquake Disaster Prevention of CEA. 1995. Catalogue of Chinese Historical Strong Earthquakes from 23rdCentury BC to 1911 (in Chinese). Beijing: Seismological Press.

Fang L H, Wu J P. 2009. Effects of dipping boundaries and anisotropic media on receiver functions.ProgressinGeophys. (in Chinese), 24(1): 42-50.

Ge C, Zheng Y, Xiong X. 2011. Study of crustal thickness and Poisson ratio of the North China Craton.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 54(10): 2538-2548, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.10.011.

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): 324-330.

Jia S X, Qi C, Wang F Y, et al. 2005. Three-dimensional crustal gridded structure of the Capital area.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 48(6): 1316-1324.

Jiang W L, Zhang J F. 2012. Fine crustal structure beneath Capital area of China derived from gravity.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 55(5): 1646-1661, doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.05.022.

Kennett B L N, Engdahl E R. 1991. Traveltimes for global earthquake location and phase identification.Geophys.J.Int., 105(2): 429-465.

Li Z W, Ni S D, Somerville P. 2014. Resolving shallow shear-wave velocity structure beneath station CBN by waveform modeling of theMw5.8 Mineral, Virginia earthquake sequence.Bull.Seismol.Soc.Amer., 104(2): 944-952.

Luo Y, Chong J J, Ni S D, et al. 2008. Moho depth and sedimentary thickness in Capital region.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 51(4): 1135-1145.

Ma J L, Xu Y G. 2004. Petrology and geochemistry of the Cenozoic basalts from Yangyuan of Hebei Province and Datong of Shanxi Province: Implications for the deep process in the western North China Craton.Geochimica(in Chinese), 33(1): 75-88.

Niu F L, Li J. 2011. Component azimuths of the CEArray stations estimated from P-wave particle motion.Earthq.Sci., 24(1): 3-13.

Rudnick R L, Fountain D M. 1995. Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective.ReviewsofGeophysics, 33(3): 267-309.

Tao K, Liu T Z, Ning J Y, et al. 2014. Estimating sedimentary and crustal structure using wavefield continuation: theory, techniques and applications.Geophys.J.Int., 197(1): 443-457.

Wang J, Liu Q Y, Chen J H, et al. 2009. The crustal thickness and Poisson′s ratio beneath the Capital Circle Region.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 52(1): 57-66.

Wang S J, Zhang X K, Liu B F, et al. 2005. Sounding research on deep crust tectonic in midwest segment and its adjacent region of Zhangjiakou-Bohai seismic zone.JournalofGeodesyandGeodynamics(in Chinese), 25(3): 110-115.

Wei Z G, Chen L. 2012. Regional differences in crustal structure beneath northeastern China and northern North China Craton: constraints from crustal thickness andVp/Vsratio.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 55(11): 3601-3614, doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.11.009.

Wu F Y, Li X H, Yang J H, et al. 2007. Discussions on the petrogenesis of granites.ActaPetrologicaSinica(in Chinese), 23(6): 1217-1238.Wu F Y, Lin J Q, Wilde S A, et al. 2005. Nature and significance of the Early Cretaceous giant igneous event in eastern China.EarthPlanet.Sci.Lett., 233(1-2): 103-119.

Wu F Y, Xu Y G, Gao S, et al. 2008. Lithospheric thinning and destruction of the North China Craton.ActaPetrologicaSinica(in Chinese), 24(6): 1145-1174.

Wu Y. 2011. The structure of the crust and upper mantle in North China Craton from teleseismic receiver function (in Chinese)[PhD′s thesis]. Beijing: Institute of Geophysics, CEA.

Xu W W, Zheng T Y. 2005. Distribution of Poisson′s ratios in the northwestern basin-mountain boundary of the Bohai Bay Basin.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 48(5): 1077-1084.

Zhai M G, Fan Q C, Zhang H F, et al. 2005. Lower crust processes during the lithosphere thinning in eastern China: magma underplating, replacement and delamination.ActaPetrologicaSinica(in Chinese), 22(1): 1509-1526.

Zhang C H, Zhang Y, Li H L, et al. 2006. Late Mesozoic thrust tectonics framework in the western part of the Yanshan orogenic belt and the Western Hills of Beijing: characteristics and significance.EarthScienceFrontiers(in Chinese), 13(2): 165-183.

Zhao Y, Chen B, Zhang S H, et al. 2010. Pre-Yanshanian geological events in the northern margin of the North China Craton and its adjacent areas.GeologyinChina(in Chinese), 37(4): 900-915.

Zheng T Y, Zhao L, Zhu R X. 2008. Insight into the geodynamics of cratonic reactivation from seismic analysis of the crust-mantle boundary.Geophys.Res.Lett., 35(8): L08303.

Zhu L P. 2000. Crustal structure across the San Andreas Fault, southern California from teleseismic converted waves.EarthandPlanetaryScienceLetters, 179(1): 183-190.

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

Zhu R X, Chen L, Wu F Y, et al. 2011. Timing, scale and mechanism of the destruction of the North China Craton.Sci.ChinaEarthSci., 54(6): 789-797.

Zhu R X, Xu Y G, Zhu G, et al. 2012. Destruction of the North China Craton.Sci.ChinaEarthSci., 55(10): 1565-1587.

附中文參考文獻(xiàn)

陳斌, 翟明國, 邵濟(jì)安. 2002. 太行山北段中生代巖基的成因和意義: 主要和微量元素地球化學(xué)證據(jù). 中國科學(xué)(D輯), 32(11): 896-907.

陳凌, 危自根, 程騁. 2010a. 從華北克拉通中、西部結(jié)構(gòu)的區(qū)域差異性探討克拉通破壞. 地學(xué)前緣, 17(1): 212-228.

陳凌, 危自根, 程騁. 2010b. 華北克拉通邊界帶區(qū)域深部結(jié)構(gòu)的特征差異性及其構(gòu)造意義. 地球科學(xué)進(jìn)展, 25(6): 571-581.

房立華, 吳建平. 2009. 傾斜界面和各向異性介質(zhì)對接收函數(shù)的影響. 地球物理學(xué)進(jìn)展, 24(1): 42-50.

葛粲, 鄭勇, 熊熊. 2011. 華北地區(qū)地殼厚度與泊松比研究. 地球物理學(xué)報(bào), 54(10): 2538-2548, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.10.011.

國家地震局震害防御司. 1995. 中國歷史強(qiáng)震目錄(公元前23世紀(jì)—公元1911年). 北京: 地震出版社.

嵇少丞, 王茜, 楊文采. 2009. 華北克拉通泊松比與地殼厚度的關(guān)系及其大地構(gòu)造意義. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 83(3): 324-330.

嘉世旭, 齊誠, 王夫運(yùn)等. 2005. 首都圈地殼網(wǎng)格化三維結(jié)構(gòu). 地球物理學(xué)報(bào), 48(6): 1316-1324.

姜文亮, 張景發(fā). 2012. 首都圈地區(qū)精細(xì)地殼結(jié)構(gòu)——基于重力場的反演. 地球物理學(xué)報(bào), 55(5): 1646-1661, doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.05.022.

羅艷, 崇加軍, 倪四道等. 2008. 首都圈地區(qū)莫霍面起伏及沉積層厚度. 地球物理學(xué)報(bào), 51(4): 1135-1145.

馬金龍, 徐義剛. 2004. 河北陽原和山西大同新生代玄武巖的巖石地球化學(xué)特征: 華北克拉通西部深部地質(zhì)過程初探. 地球化學(xué), 33(1): 75-88.

王峻, 劉啟元, 陳九輝等. 2009. 首都圈地區(qū)的地殼厚度及泊松比. 地球物理學(xué)報(bào), 52(1): 57-66.

王帥軍, 張先康, 劉寶峰等. 2005. 張渤地震構(gòu)造帶中西段及鄰區(qū)深部構(gòu)造探測. 大地測量與地球動(dòng)力學(xué), 25(3): 110-115.

危自根, 陳凌. 2012. 東北地區(qū)至華北北緣地殼結(jié)構(gòu)的區(qū)域差異: 地殼厚度與波速比的聯(lián)合約束. 地球物理學(xué)報(bào), 55(11): 3601-3614, doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.11.009.

吳福元, 李獻(xiàn)華, 楊進(jìn)輝等. 2007. 花崗巖成因研究的若干問題. 巖石學(xué)報(bào), 23(6): 1217-1238.

吳福元, 徐義剛, 高山等. 2008. 華北巖石圈減薄與克拉通破壞研究的主要學(xué)術(shù)爭論. 巖石學(xué)報(bào), 24(6): 1145-1174.

武巖. 2011. 利用接收函數(shù)方法研究華北克拉通地殼上地幔結(jié)構(gòu)[博士論文]. 北京: 中國地震局地球物理研究所.

許衛(wèi)衛(wèi), 鄭天愉. 2005. 渤海灣盆地北西盆山邊界地區(qū)泊松比分布. 地球物理學(xué)報(bào), 48(5): 1077-1084.

翟明國, 樊祺誠, 張宏福等. 2005. 華北東部巖石圈減薄中的下地殼過程: 巖漿底侵、置換與拆沉作用. 巖石學(xué)報(bào), 21(6): 1509-1526.

張長厚, 張勇, 李海龍等. 2006. 燕山西段及北京西山晚中生代逆沖構(gòu)造格局及其地質(zhì)意義. 地學(xué)前緣, 13(2): 165-183.

趙越, 陳斌, 張拴宏等. 2010. 華北克拉通北緣及鄰區(qū)前燕山期主要地質(zhì)事件. 中國地質(zhì), 37(4): 900-915.

朱日祥, 陳凌, 吳福元等. 2011. 華北克拉通破壞的時(shí)間、范圍與機(jī)制. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 41(5): 583-592.

朱日祥, 徐義剛, 朱光等. 2012. 華北克拉通破壞. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 42(8): 1135-1159.

(本文編輯 張正峰)

Distribution of the crustal thickness and Poisson′s ratio beneath the junction of the Taihangshan and the Yanshan tectonic belts

QI Gang1, 2, 3, CHEN Qi-Fu2*

1InstituteofGeophysics,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100081,China2KeyLaboratoryoftheEarth'sDeepInterior,InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China3FirstCrustMonitoringandApplicationCenter，CEA，Tianjin300180，China

The information related to the formation and evolution of the North China Craton recorded in its crustal structure has great importance to the study of the North China Craton′s destruction. In recent years, the receiver function method has been widely used to study of crust and upper mantle structure, to obtain more accurate crustal thickness and Poisson′s ratio of the North China area. However, due to the sparseness of permanent seismic stations and the limited distribution of portable seismic stations around the Taihangshan and Yanshan tectonic belts, the published results are not good enough to constraint the tectonic evolution of the junction between the Taihangshan and Yanshan tectonic belts.We used the receiver functions ofH-κand CCP stacking methods to determine the crustal thickness and average Poisson′s ratio beneath seismic stations. To overcome the possible problem in station sensor orientation, we visually examined the two horizontal components to estimate the north component azimuth of each station. Then we rotated the two horizontal components of the 3-component seismograms into the radial and transverse components. The receiver functions were derived by deconvolution of the radial component of ground motion from the vertical component, which segregates the PS phases.We collect waveforms of worldwide teleseismic events with magnitudes greater than 5.5 recorded by 192 seismic stations from the Beijing Digital Seismic Network (BDTSN) and 4 temporary broadband seismic arrays deployed in the junction of the Taihangshan and the Yanshan tectonic belts during different periods of 2001—2013. Using the receiver functions ofH-κand CCP stacking methods, we calculated the crustal thickness and average Poisson′s ratio beneath 134 stations constructed on bedrocks. The comparison of our results of theH-κand CCP stacking methods shows that our results are self-consistent and in conformity with the previous studies, which means reliable.Comprehensively analyzing the fine crustal constraints distribution information in this study leads to the following conclusions. (1) The crustal thickness of the study area gradually decreases from northwest to southeast overall; there is a distinct small-scale differentiation on both sides of the north-south gravity gradient lineament (NSGL) and adjacent regions. (2)The spatial distribution of average Poisson′s ratio in this region is quite nonuniform. There is significant difference on both sides of the NSGL, which indicates the crustal material compositions have obvious regional difference. (3) Strong earthquakes are closely related to the spatial differentiation of the Poisson′s ratio and the difference of crustal medium properties and middle-upper crustal structure. (4) The crustal thickness and Poisson′s ratio can be divided into 2 relatively aggregated groups. Though they decrease linearly with the increase of crustal thickness slowly, they may reflect that those areas experienced distinct processes of crustal modification in the tectonic evolution process of the North China Craton.

The Taihangshan and the Yanshan tectonic belt；Receiver functions；Crust thickness；Poisson′s ratio；North China Craton

10.6038/cjg20150919.

Qi G, Chen Q F. 2015. Distribution of the crustal thickness and Poisson′s ratio beneath the junction of the Taihangshan and the Yanshan tectonic belts.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(9):3239-3250,doi:10.6038/cjg20150919.

10.6038/cjg20150919

P315

2014-05-12，2015-06-06收修定稿

國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41074038，91014006)資助.

齊剛，男，1988年生，在讀碩士研究生，主要從事接收函數(shù)研究.E-mail:qigang@pku.edu.cn

*通訊作者 陳棋福，研究員，主要從事數(shù)字地震學(xué)研究.E-mail:chenqf@mail.iggcas.ac.cn

齊剛，陳棋福.2015.太行山與燕山交匯部位的地殼厚度與泊松比分布特征.地球物理學(xué)報(bào)，58(9):3239-3250,