利用H－K叠加方法和CCP叠加方法研究中国东北地区地壳结构与泊松比

张广成，吴庆举，潘佳铁，张风雪，余大新

1 中国地震局地球物理研究所，北京 100081 2山东省地震工程研究院，济南 250021

1 引 言

中国东北地区位于兴蒙造山带东部，中朝板块和西伯利亚板块复杂的构造演化带内，在晚古生代和中生代曾经活动比较剧烈［1－2］，受多次构造运动改造及太平洋板块向欧亚大陆板块俯冲的多重影响，使得该区地质情况非常复杂，断裂交错分布，但主要断裂走向为北北东向和北东向.该区作为太平洋俯冲带的弧后地区，不仅深源地震多发，也是火山活动强烈的地区之一，是研究西北太平洋板块向欧亚大陆板块底部俯冲的理想区域［3］.长期以来，地学家对该区的火山活动、深源地震、壳幔结构及板块俯冲开展了大量的研究工作，取得了一系列的成果，为研究中国东北地区盆地形成、新生代火山、现代深源地震的动力学机制提供了重要的深部证据.

杨宝俊等［4］和阿纳乌·艾德加尔等［5］都在该区进行过人工地震探测，但是人工地震受限于激发的能量小，探测深度不深；借助于在长白山地区的PASSCAL 19个台站，地球物理学者们在该区开展了接收函数研究［6－9］以及天然地震层析成像研究［10－11］，获得该区的地壳及上地幔结构.本文拟采取远震接收函数CCP叠加和H－K叠加的方法，用我们在东北地区布设的两条密集台站长测线和东北地区的国家台网和区域台网的台站记录的数据，来研究该区地壳特征和泊松比，以期研究该区地壳厚度和泊松比及其受西北太平洋板块俯冲的影响情况.

进入21世纪以来，随着数字地震仪的广泛应用，流动台网观测发展迅速，已成为地球科学研究者的重要资料来源.接收函数方法是研究地球内部结构的有效的方法，该方法被提出［12］后经过各种改进［13－17］，现已基本成熟.本研究的主要优势在于：一是有两条密集台站分布（台站间距20km左右）的长测线剖面（1200km），且有国家台网和区域台网的台站作为补充，形成线面结合的台阵分布格局；二是从远震事件震中分布图（图2）中可以看到：大部分地震发生在澳大利亚板块和西南太平洋板块的交汇地带，尤其是所罗门群岛一带，此处和两条测线基本位于同一大圆弧上，故两条测线的走向和位置非常有利于接收函数的CCP叠加；三是使用CCP叠加和H－K叠加两种方法来综合约束地下信息，可获得更清晰准确的地壳结构和泊松比信息.

2 数据资料

本研究所用的数据主要由两部分组成：我们布设于东北地区的流动地震观测台阵（116个台）2009年6月至2011年8月记录的远震数据和该区的国家台网与区域台网的固定台站（121个台）同期记录的远震数据［18］.两测线均为北西方向布设，EH测线西起室韦，东至虎林，MS测线西起满洲里，东至绥芬河，台站间隔均为20km左右，每条测线长约1200km.国家台网和区域台网的121个固定台站以面的形式分布在该区.所有台站的分布情况如图1中红点所示.在数据处理过程中，选取震中距在30°～95°之间，震级5.5级以上（含5.5级），三分量齐全，震相清晰，信噪比高的824个远震事件.从震中位置分布图（图2）中可以看出，本研究采用的远震事件的震中位置有较好的反方位角分布.

3 数据处理方法

3.1 提取接收函数

地震仪器记录到的地震波信号可以用震源时间函数、震源区介质响应、地震波传播路径响应、接收区介质响应和仪器响应的褶积来表示，对于南北向、东西向和垂直向接收到的三分量远震信号而言，到达接收区的地震波可以视为陡角度入射的平面波.采用反褶积的方法，可以分别从远震P波波形数据的水平分量中去除等效震源时间函数，进而得到接频率范围进行带通滤波；3）检查数据参数（射线参数、分量方位角等）.然后用分辨率比较高的时间域反褶积方法计算接收函数.

图1 台站分布图红点表示台站.F1：鸭绿江—春阳断裂，F2：敦化—密山断裂，F3：伊通—依兰断裂，F4：农安—哈尔滨断裂，F5：嫩江—八里汗断裂，F6：得尔布干—额尔古纳断裂.G：重力梯度带.Ⅰ：额尔古纳地槽褶带，Ⅱ：兴蒙地槽褶带，Ⅲ：小兴安岭地槽褶带，Ⅳ：松辽坳陷，Ⅴ：佳木斯台隆，Ⅵ：乌苏里地槽褶皱带，Ⅶ：延边地槽褶皱带，Ⅷ：阴山北地槽褶皱带，Ⅸ：燕山台皱带，Ⅹ：胶辽台隆.Fig.1 The distribution of the stationsRed points mean the stations.F1：Yalujiang－Chunyang fault，F2：Dunhua－Mishan fault，F3：Yitong－Yilan fault，F4：Nongan－Harbin fault，F5：Nenjiang－Balihan fault，F6：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.

图2 所用远震事件震中分布Fig.2 Epicentral distribution of teleseismic events used in this study

3.2 H－K叠加方法

通过反褶积获得的径向接收函数包括直达P波，Ps波，多次反射波PpPs，PsPs＋PpSs等震相.这些震相的到时与莫霍界面的深度H，P波和S波的速度VP，VS是相关联的，采用公式（1）来计算地壳的厚度H［20］.其中，p是射线参数，tPs是Ps震相与P波的到时差，同理tPpPs是PpPs震相与P波的到时差，tPpSs＋PsPs是PpSs＋PsPs震相与P波的到时差.收区介质响应的径向分量和切向分量，也就是我们要求的P波接收函数［19］.

在提取接收函数之前，首先对数据做初步处理：1）截取P波到时前50s，后150s；2）对截取的数据去除仪器响应、去倾斜、去均值，并用0.05～2Hz的

由公式（1）可知，给定射线参数p就可以求出莫霍面深度H，波速比K（＝VP／VS）.在远震P波在接收区近垂直入射和地球半径已知的前提下，根据p＝r·sinλ／V可以求得射线参数p.所以给出地壳的平均P波速度就可以根据公式（1）求得莫霍深度H和波速比K.本文根据人工地震探测的结果［21］，松辽盆地的P波平均速度取6.2km／s，而其他地方取6.3km／s.

在进行H－K叠加时，每个H和K都会对应一个到时，根据到时可以获得其在接收函数中对应的振幅，这些振幅按照公式（2）进行叠加，对在一定范围内的H和K进行扫描，得到最大振幅的位置，即是求得的地壳厚度和波速比值，这种方法便是H－K叠加.在s（H，K）取得最大值时，对其进行泰勒展开，略去高阶项，便得到s（H，K）的方差［20］，见公式（3）.

公式（3）中σH和σK分别为地壳厚度H和波速比K的估计均方差，而σs是叠加函数s（H，K）的均方差.公式（2）中，ω1，ω2，ω3是振幅叠加的加权系数，本文在 H－K叠加时，根据数据中Ps，PpPs和PpSs＋PsPs震相的清晰程度，加权值分别取0.6，0.3和0.1.图3中的上面三幅图分别是FST台（位于吉林省东部的抚松县）、FMT台（位于吉林省吉林市附近）和JIP台（位于大兴安岭南端的克什克腾旗）的H－K扫描结果，白色椭圆为地壳厚度H和K（波速比）的最佳取值范围；下面三幅图是接收函数，竖线画出的震相为Ps，PpPs和PpSs＋PsPs.

3.3 共转换点（CCP）叠加

共转换点（CCP）叠加方法是Zhu［22］根据共反射点叠加方法提出来的，可以获得直观的叠加剖面.首先根据初始速度模型进行射线追踪（本文所用初始速度模型取自IASP91，在松辽盆地中结合中国满洲里—绥芬河地学断面和内蒙古东乌珠穆沁旗—辽宁东沟地学断面资料对地壳模型进行修改）获取射线路径，并把接收函数的每个振幅看作某个深度的界面产生的Ps转换波，在对接收函数做时深转换和入射角校正之后，这些振幅可转化为产生这些振幅的深度面.对台站下方以0.5km进行深度划分，之后在每层内设定共转换点单元和像素的大小.进行CCP叠加的时候，根据接收函数将某一层某个共转换点单元内的所有转换点对应的振幅进行叠加作为此像素点范围的叠加结果，这样叠加之后便可对台站下方的介质结构进行成像，获得直观的CCP叠加剖面.本文通过调整共转换点单元大小和光滑系数，增加共转换点单元内参与叠加的射线的数量，来增强莫霍界面的转换波Ps的成像效果［23］.

4 结 果

将远震数据进行处理，将提取的接收函数进行CCP叠加，获得了该区的地壳厚度和莫霍面起伏的图像（图4）.图4a和4b分别是EH和MS两条测线的叠加结果.在图4a中，EH测线的莫霍面深度大致和地表构造成镜像关系，剖面可以分为西中东三个部分.西部（－600～－150km）为大兴安岭褶皱带，莫霍面比较平缓，深度在40km左右；中部（－150～330km）为松辽盆地北缘，莫霍面向上微凸且略有起伏，深度为31km左右；东部（330～600km）为郯庐断裂北端，在F3（敦化—密山断裂）附近地壳存在一小段莫霍面呈现双层重叠结构，重叠部分的下层深度约45km，上覆层深度约30km左右.图4b为MS测线的CCP叠加剖面图，西部（－600～－100km）大兴安岭褶皱带莫霍面深度约40km，起伏不大，比较平缓；中部（－100～250km）松辽盆地莫霍面深度在去除沉积层影响后约34km；东部（250～600km）张广才岭等山区莫霍面深度由浅变深，似沙丘状，在F3（敦化—密山断裂）附近开始向下加深，在F2位置附近出现莫霍面错断结构.

对提取的接收函数进行H－K叠加，获得了该区的地壳厚度（图5）和泊松比信息（图6）.在图5中可以看到，重力梯度带以西包括额尔古纳地槽褶带地块和兴蒙地槽褶带，地壳厚度约为40km.在松辽盆地中除几个台站下方显示地壳厚度较厚外，总体地壳厚度较薄，厚度约31km左右.东部佳木斯台隆地块和长白山地壳厚度约37km左右.从图6中可以看到，东北地区大部分台站下方的泊松比值在0.24～0.28之间，总体上呈现松辽盆地为中心高，东西两侧低.在EH测线的重力梯度带以西部分，泊松比约为0.26～0.27，重力梯度带至嫩江—八里汗断裂泊松比约为0.27～0.29，此断裂至EH测线东端，泊松比值以0.24～0.25为主.MS测线泊松比值表现为中间高，以F4（农安—哈尔滨断裂）为中心，向两端减小的类对称分布.中间的泊松比值达到0.3左右，向西至重力梯度带附近，向东至敦化—密山断裂附近，从0.3减小至0.26；至 MS测线的两端，泊松比值降至0.24左右.分布于长白山的台站下方的泊松比值（约0.25～0.27）比松辽盆地台站下方泊松比值（0.27～0.29）要小.

图3 H－K叠加方法获得的地壳厚度和VP／VS波速比估计Fig.3 Estimation of the crustal thickness and P／S wave velocity ratio

图4 （a）EH测线CCP叠加剖面；（b）MS测线CCP叠加剖面＋字号为H－K扫描获得的莫霍面深度，G：重力梯度带，F2：敦化—密山断裂，F3：依兰—伊通断裂.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，F2：Dunhua－Mishan fault，F3：Yilan－Yitong fault.

图5 东北地区莫霍面深度图G：重力梯级带，白线表示断裂，地块名称参见图1.Fig.5 Moho depth distributionG is gravity lineament，white lines are faults.The names of massif see Fig.1.

图6 东北地区地壳泊松比Fig.6 Northeast district crustal Poisson′s ratio

5 讨 论

从CCP叠加结果可以看出中国东北地区地壳界面变化比较复杂，存在较大区域差异，与满洲里—绥芬河地学断面综合研究［24］所述一致.图4显示，H－K叠加和CCP叠加的结果具有很好的一致性.在MS测线大兴安岭以西地区，莫霍界面比较平缓，起伏不大，深度在40km左右.EH测线的中部（EH38—EH28）为小兴安岭向松辽盆地平原的过渡带，该区莫霍面埋深较浅；同属本地块中的其他台站下方地壳厚度也较薄，约29～33km，推测与各种复杂构造运动过程中的拉伸减薄有关.东部的佳木斯地块地壳厚度较厚，反映地壳横向差异较大.郯庐断裂北段的依兰—伊通断裂和敦化—密山断裂在CCP叠加剖面（图4）中有很明显的变化.在图4a中长白山北端依兰—伊通断裂和敦化—密山断裂之间有较明显的坳陷，推断郯庐断裂北段是地堑构造，而且该断裂处出现类似地壳重叠的结构；图4b中F3位置附近开始向两侧倾斜，F2位置也可看出类似地壳重叠的结构，更像莫霍面“断层”.推测可能受西北太平洋板块俯冲挤压，应力长期积累，使得莫霍面在敦化—密山断裂处挫断，进一步的挤压使得错断处出现类似重叠结构，与熊小松等［25］认为在敦化—密山断裂内地壳出现错断基本一致，这与郯庐断裂的形成也许有密切关系.图4a中还可以看出，莫霍界面和地形起伏呈镜像关系，这与江为为等［26］重磁资料分析结果相映证.CCP叠加结果还显示，EH和MS测线深度约20km左右存在不连续界面，推断此界面可能是康拉德界面.杨宝俊等［27］认为在松嫩—张广才岭一带，深度18km左右存在高速层，佳木斯—兴凯地块下方，深度20km左右存在高速层，与此吻合.在图4b中MS线CCP叠加剖面中，松辽盆地 （SM27—SM37）莫霍界面下凹，与布格重力异常结果和满洲里—绥芬河地学断面研究结果［27］不是很一致，这很可能是受到松辽盆地巨厚沉积层的影响，用相近的速度进行时深转换会造成盆地地壳厚度变厚.根据P波与Ps波的到时差推算松辽盆地地壳厚度，约为30～36km.而在图6中可以看到该区域内台站的泊松比值较高（0.27～0.29），这暗示了该区域存在幔源物质上涌或者热物质底侵作用使得该区域铁镁组分含量增加，与该区域地壳厚度减薄相对应.

松辽盆地的沉积层厚度最厚的地方达5km［28］，沉积层中P波平均速度较低，在进行H－K叠加计算地壳厚度的时候，会产生较大的影响.松辽盆地是一个内陆弧后扩张形成的弧后拉张盆地［29－31］，松辽盆地的岩石圈在拉张过程中被拉伸而减薄.莫霍面的形态与地表起伏一致，表现为下凹，反映了松辽盆地低速、低密度的物性特征.软流圈活动的强弱变化，会使岩石圈基底下沉或上升，莫霍面埋深随之而变化，另外该区岩浆多次上涌，幔源物质的底侵作用导致该区域地壳处于热状态，并模糊了地壳地幔界面，壳幔介质差异的界面也会变化［25］.松辽盆地的地壳厚度仍需进一步研究.

如图6所示，总体来说，重力梯度带以西地区地壳厚度大，松辽盆地东侧、南侧、北侧地区地壳厚度较薄，佳木斯地块和长白山地壳厚度较厚，与Liu等［9］获得地壳厚度结果基本一致.沿着重力梯度带方向存在一条地壳厚度陡变的分界线，地壳厚度在该分界线以西超过36km，以东降至34km以内，反映了该区地壳厚度的东西横向差异.重磁异常测量结果［26］显示此陡变带从－150mGal变为0mGal，可见地壳厚度的变化是重力梯度带产生的重要原因.松辽盆地东侧、南侧台站较密的区域地壳厚度在33km以内，EH测线的EH38至EH28区域内，地壳厚度未超过33km，均可能是拉张减薄所致.EH27至EH01之间的区域和SM49—SM61之间的区域地壳厚度较厚，这大致是佳木斯地块、小兴安岭东端和长白山北段，可能与小兴安岭和长白山造山褶皱带复杂的地壳变形构造使得该区地壳厚度加厚.在长白山附近显示莫霍面埋深较深，而且此处泊松比值也较高，推测其为火山岩浆上涌使得地壳处于热状态，模糊了壳幔介质差异的界面，导致地震探测的莫霍面较深［25］.

图7为本研究获得地壳厚度与布格重力异常和面波反演结果比较.图7a为本研究得出的东北地区地壳厚度，图7b为布格重力异常图.布格重力异常反映的是地壳内各种偏离正常地壳密度的地质体，包括地壳下界面起伏.布格重力异常在大陆为大面积的负值，山越高负值的绝对值越大.布格重力异常可以对深度构造有较好的反映，但是小尺度的异常却容易被忽略.从图7b中可以看出，该区地壳较厚的额尔古纳—兴蒙造山带地块，佳木斯地块与之对应得较好.图7c为瑞雷面波相速度和群速度联合反演的结果［32］，其位置在图7a中用黑线标出，联合反演结果显示松辽盆地地壳厚度较薄.本文研究结论获得布格重力资料和联合反演结果的支持.

地壳厚度和泊松比之间的关系可以反映该区域内构造演化过程［33］.泊松比的大小与SiO2等矿物在地壳成分组成中的比重关系密切［34－35］.大陆地壳的泊松比在0.25～0.27之间［36］.从图6中可以看到，东北地区大部分台站下方的泊松比值高于0.24，普遍在0.25～0.29之间，在大兴安岭、松辽盆地、长白山地区、辽西山区等地区均有火山分布［37－38］，该地区在古生代和中生代曾经活动剧烈，幔源物质上涌甚至出露，此过程中地壳增温，从而下地壳铁镁质组分增加［36］，泊松比值则会升高.东北地区的一些高泊松比值暗示了这些台站下方的下地壳可能存在熔融介质.而且此区域受蒙古—鄂霍茨克地块拼接和太平洋板块俯冲以及多次构造活动的影响，使得本区域内地质、地球物理特征产生较大差异，地壳介质化学成分亦发生较大变化，或许是造成该区出现泊松比值较高且存在区域差异的重要原因.图6中泊松比值的总体分布特征显示盆地区泊松比值较高，山地区泊松比值较低，揭示出地震波在传播过程中，对介质弹塑性的响应差异.

图7 本研究结果与布格重力异常和面波反演结果的比较（a）本研究得出的地壳厚度；（b）布格重力异常结果；（c）面波群速度和相速度联合反演结果.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 结 论

本文通过在东北地区布设的两条测线和该区的国家台网和固定台网记录的远震数据，用接收函数方法进行了CCP叠加和H－K叠加研究，得出如下结论：

两种叠加方法获得的地壳厚度比较一致，东北地区下方地壳厚度存在明显的东西横向差异.重力梯度带以西，额尔古纳—兴蒙造山带地块内的台站下方的地壳厚度较厚，在37～42km之间；佳木斯地块、长白山火山地壳厚度也较厚，在36～40km之间.松辽盆地部分台站下方地壳厚度加厚，出现地壳厚度约36～39km的区域，是因为受到巨厚沉积层的影响.小兴安岭地槽褶皱带、长白山中部和南部（长白山火山除外）、燕山台褶带东部，即松辽盆地的北侧、东侧和南侧，地壳厚度较薄，在29～34km之间.

在重力梯度带西侧，莫霍界面比较平缓，反映了该区地壳内部改造横向差异较小.重力梯度带以东，地壳厚度变化较大，暗示了该区复杂的地壳变形过程.

从CCP叠加剖面上可以看到，郯庐断裂北段的依兰—伊通断裂和敦化—密山断裂已深切入地壳，特别是敦化—密山断裂下方莫霍面错断明显.

研究区绝大多数台站下方的泊松比值偏高，介于0.24～0.29之间，反映了幔源物质上涌，下地壳铁镁质组分含量增加.

致 谢 感谢朱露培教授提供的接收函数叠加的程序及技术指导；感谢参与东北台站仪器布设、数据收取的全体人员；感谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”提供的波形数据；感谢楼海教授提供东北地区布格重力异常图.感谢审稿专家提出的宝贵意见和建议.

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