利用接收函数研究郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区地壳结构特征

顾勤平，李大虎，丁志峰，康清清，于悦颖，王俊菲，孟科，杨浩，张浩，吕运富

1 江苏省地震局，南京 210014 2 中国地震局成都青藏高原地震研究所(中国地震科学实验场成都基地)，成都 610039 3 中国地震局地球物理研究所，北京 100081 4 东方地球物理公司大庆物探一公司，黑龙江大庆 163412

0 引言

郯庐断裂带作为华北块体和扬子块体的地壳结构、地壳厚度和地球物理场的转换带，记录了华北克拉通的破坏和演化过程，长期以来得到了地震学研究者们的广泛关注(Chen et al.，2006；Shi et al.，2013；刘保金等，2015；顾勤平等，2020a，c；Li et al.，2021).郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区(后文简称研究区)主要归属于下扬子断块区和华北克拉通东部地区，相对华北克拉通中、西部地区而言，克拉通东部自中、新生代以来受太平洋板块俯冲岩石圈发生了明显的减薄和破坏(Yao et al.，2020)，这一系列的深部构造运动过程必将伴随着地壳构造形变的发生(朱日祥等，2012).Moho面埋藏深度是描述地壳结构及其演变的重要参数，保留着地壳生长与经历的地球动力学过程，是地学家们认识地球演化的重点证据(唐明帅等，2014)；同时，地壳介质的物理或化学性质会在地壳形变和缩短过程中变化，而泊松比是反映地壳物质成分和地壳形变特征的重要参数(李善邦，1981).由此可见，地壳厚度和泊松比是板块划分或者区域块体划分的重要参考依据.因此，开展研究区地壳厚度和泊松比的分布特征研究，能够为认识华北克拉通东部的破坏过程和方式、扬子和华北块体的碰撞模式、郯庐断裂带的形成及其演化等提供重要的地震学依据.

近年来，地学研究者们围绕研究区的地壳结构开展了多种地震成像技术手段的研究.例如，Pn成像(汪素云等，2003；李志伟等，2011；顾勤平等，2020c)、深地震反射(刘保金等，2015；顾勤平等，2020b)和地震测深(白志明和王椿镛，2006)、背景噪声成像(Zhou et al.，2012；顾勤平，2019；顾勤平等，2020a，d)以及Ps转换波成像(Ai and Zheng，2003；刘启元等，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).这些研究成果很好地帮助了地学研究者们认识了研究区的深部结构特征和孕震环境.Pn走时成像得到的地震台站时间延迟项结果(顾勤平等，2020c)表明，研究区的地壳厚度自东南往北西总体上具有逐渐增厚的趋势.深地震反射(刘保金等，2015)获得了郯庐断裂带宿迁段Moho界面高分辨率的起伏形态及其埋深结果，清楚地揭示了该段及其两侧的岩石圈结构，地壳厚度为31～36 km，Moho面和岩石圈底界总体上均向西倾，郯庐带下方Moho面受挤压后隆升特征显著.研究区内的符离集—奉贤地震测深剖面(白志明和王椿镛，2006)揭露下扬子地区在纵向上大致可分为上地壳、中地壳及下地壳，Moho面埋深为30～36 km.这些采用主动源并配备超密集拾震器的工作方法，虽能利用多次覆盖这一亮点技术提高横向分辨率，然而在高昂的勘探费用条件下这些研究仅能获得剖面控制段的“一线之见”.噪声层析成像结果(顾勤平等，2020a)表明，大别—苏鲁造山带及其高压、超高压变质带自浅地表至地壳底部具有极为相似的速度结构和界面起伏特征——“上隆下凹”形态，这些特征同样在广角反射P波成像结果(赵志新和徐纪人，2009)和接收函数成像结果(刘启元等，2005)上得到了很好的体现；但是，噪声面波成像法对具有速度突变特征的Moho界面分辨能力不足.前人宝贵的学术成果提高了对研究区深部结构的认知水平，帮助我们认识到了郯庐断裂带的产生与华北地块和扬子地块的碰撞、挤压、深俯冲以及折返等地质演化过程密切相关.然而，尽管前人强调的演化机制和模型各不相同，但地壳的缩短和变形是其共性之处.值得庆幸的是，地壳厚度及泊松比等地球介质的物性参数能够将“冻结”了的地球演化过程痕迹——形变和缩短等特征重现.此外，上述科学认识从自身角度而言均具有一定的合理性，但也因方法的片面性导致存在着一定的局限性.综上所述，更多学科和领域的观测和研究证据亟待找寻以得到对研究区深部结构更深入的理解，研究区地壳厚度和泊松比等参数的研究对于了解该区地壳的形成及演化过程具有重要的科学意义.

接收函数方法(Langston，1977，1979)常被用于求解地壳厚度和泊松比的研究(Ai and Zheng，2003；吴庆举等，2003；Li et al.，2014；Wang et al.，2014).该方法不但与台站下方的介质有关，同时具有不受震源干扰和传播路径影响的优势，是目前主流的探测壳幔深部结构方法.近年来，一些地学研究者们(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；武岩等，2018；Ye et al.，2019)对研究区开展了不同程度的接收函数法成像研究并且取得了丰硕的研究成果.郭震等(2012)利用34台呈线性布设的宽频带地震仪记录的远震体波资料，获取P、S波接收函数并采用CCP和倾斜叠加得到了剖面下方地壳和上地幔间断面速度分布，得出鲁西隆起Moho面较周缘浅约5 km的认识.然而，呈线状布设的台阵获得的“一线之见”，难以获得对研究区整体地壳结构的认识.He等(2014)使用了176个固定宽频台记录的424个远震事件，通过H-κ叠加技术获得了秦岭—桐柏—洪安—大别—苏鲁造山带及邻区的地壳厚度和波速比的分布，得出超高压造山带的大别和苏鲁之间的地壳结构存在明显差异；大别山下方存在3～5 km厚的地壳“山根”.Huang等(2015)搜集了扬子中下游及邻区121个固定台站，利用2009—2010年的700次远震事件，使用P波接收函数H-κ法求解并综合早期成果绘制了该区Moho面埋深分布图.遗憾的是，这些研究仅仅使用了图1中深蓝色正方形台站.由此可见，研究区已有的接收函数成果受地震台站分布不均、台站数量有限及观测时间不足等因素的影响，空间分辨率仍有进一步提高的空间.Li等(2018)在研究区南部通过图1中的深蓝色正方形台站和集中分布在长江中下游成矿带附近的2个流动台阵数据，采用接收函数H-κ法及其与面波联合反演获得了我国中东部Moho埋深分布.除了使用宽频台开展接收函数研究外，Wei等(2018)采用350台短周期地震仪连续10天观测记录到的5次远震事件，采用P波接收函数研究了长江中下游下方Moho界面的起伏形态，研究结果表明其下方Moho界面以地幔隆起为特征；郯庐断裂带作为华北和扬子地块的分界断裂特征由Moho面埋深分布图揭露得非常清楚.虽然这一短周期密集台阵的横向分辨率得到了很大程度上的提高，但是，仅获得了郯庐断裂带局部范围内精细的埋深及起伏特征，并未能够将大别和苏鲁这两大地质构造单元同时囊括其中，不足以为分析扬子块体和华北块体的碰撞模式、这两大高压-超高压变质带是否存在关联性等科学问题提供依据.综上所述，基于现有的研究成果不足以全面地反映和认识研究区地壳结构特征及其演化进程，采用更为密集的台站观测资料和统一的处理流程去宏观、定量地开展研究区的地壳结构研究显得十分有必要.

近年来在研究区内逐渐加密布设的宽频台为郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区的地壳厚度和泊松比的研究提供了契机.与以往研究不同的是，本文除了搜集研究区内由国家测震台网数据备份中心提供的162个宽频带地震台站记录的远震波形数据外，同时也包括了各省级测震台网中心提供的省、市县局自建的99个宽频带地震台站的数据资料(图1红色三角形).随后采用广为应用的接收函数H-κ叠加法(Zhu，2000；Zhu and Kanamori，2000)同时计算获得了Moho界面的埋藏深度和地壳泊松比特征.基于更为密集的台阵资料使得本文成像结果的空间分辨能力得到了较为明显的提高.最后，利用了共转换点叠加法进一步揭示剖面下方Moho界面的展布和延伸情况.相对前人(He et al.，2014；Li et al.，2014；Huang et al.，2015)的工作，本文搜集了更加丰富的数据集，台站分布更为均匀，其研究成果能够对研究区的地壳结构提供更高分辨率的认识和更理想的约束，能够为研究区的深部构造背景、强震孕育和发震机理等研究提供地震学依据.

图1 (a)研究区示意及所用地震台站分布；(b)地形地貌图，中部红色方框代表图(a)的研究区域深蓝色正方形表示国家测震台网数据备份中心台站，红色三角形表示各省级测震台网中心的台站，浅蓝色正方形代表Zhang和Huang(2019)在研究区内的台站.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 数据和方法

接收函数的计算过程主要包括以下五个步骤：① 去倾斜、去均值、带通滤波以及降采样至10 Hz；② 手动为主地挑选优质的远震波形记录；③ 提取接收函数；④ 波形走时模拟搜索计算；⑤ CCP叠加计算跨郯庐断裂带重要剖面.

1.1 数据和接收函数提取

本文所用数据包含两个部分：一部分来自国家测震台网数据备份中心162个宽频台自2015年1月至2019年12月接收的远震数据；另一部分是来自各省级区域测震台网中心99个宽频台同期记录的远震数据.较前人(He et al.，2014；Li et al.，2014，2021；Huang et al.，2015)同区域开展的接收函数成像研究，增加了研究区内各省级测震台网中心自有的远震波形数据(图1中红色三角形)，新台站的加入在很大程度上弥补了早期研究台站分布数量不足的缺陷，使研究区内的台站分布更为密集和均匀，从而使本文获得的地壳厚度和平均泊松比值具有较以往结果更高的空间分辨率.相较于Wei等(2020)搜集图1中深蓝色正方形台站及中国科学院地质与地球物理研究所跨郯庐带布设的78个呈线性台，本文更注重于宏观把握郯庐断裂带两侧即华北东部和扬子块体间的关系，虽没有小区域流动台对局部横向空间分辨的提升，但更注重搜集了研究区内扬子和华北各省属固定宽频台.

根据USGS(United States Geological Survey)提供的地震目录，挑选了震中距在30°～95°之间，矩震级MW≥5.5并且初至P波清晰的远震波形数据.我们截取了P波到时的前10 s到后150 s地震波形数据，该时间段内记录的波形足以囊括地球内部各界面的震相.对原始记录数据进行去毛刺、去均值、去倾斜和波形尖灭、降采样至10 Hz以及二阶巴特沃斯带通滤波(0.05～2 Hz)消除噪声干扰.因研究区内部分台站的方位角存在一定的偏差，本文根据Niu和Li(2011)的研究结果开展了方位角的校正工作.我们将N-E-Z三分量旋转到R-T-Z坐标系上，即将2个水平分量旋转至径向和切向，采用时间域迭代反褶积的方法(Ligorría and Ammon，1999)提取P波接收函数，通过100次迭代计算得到径向接收函数.首先通过拟合度≥85%的原则开展计算机自动挑选，尔后采用手动挑选多次反射清晰的接收函数用于后期研究.采用高斯系数2.0的滤波器开展了低通滤波以消除高频噪声.最终挑选出了763个远震事件，事件震中分布及相关震级大小参见图2，图中给出了以研究区正中心位置所提取接收函数的远震震中分布图，由图可见，除了反方位角50°～100°的太平洋一带，筛选后的地震事件较好地覆盖了研究区域的各个方位.

图2 本研究使用的远震事件分布图Fig.2 Teleseismic event locations used in this study

1.2 H-κ叠加方法

Zhu和Kanamori(2000)提出的假设在一维水平均匀地壳模型下，基于Ps、PpPs、PsPs+PpSs震相同时对H和κ进行约束求解的H-κ域网格搜索叠加算法在地学界得到了广泛的应用和良好的实践效果，该方法在网格搜索的基础上通过一次波和多次波叠加确定Moho面埋藏深度和波速比.Ps转换波是除直达P波震相外振幅最强、信噪比最高的震相.公式(1)给出了地壳厚度和时差以及射线参数的关系：

(1)

公式(1)中p是射线参数.由公式(1)得知，只要给出射线参数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叠加方法

H-κ叠加法获得的结果是单个地震台站下方的地壳结构特征，台与台之间的接收函数并没有关联性.CCP叠加法首先将台站下方地层展开等距离网格划分为若干共转换点面元，在初始速度模型的基础上求解射线路径.将接收函数的每个振幅看作某个对应深度界面所产生的转换波，并反投影到对应的理论转换点.对同一个共转换点面元内的所有接收函数的转换波进行叠加，这样转换振幅由于相长叠加而得到增强，便能够对台站下方的速度界面展开成像，得到直观的CCP叠加剖面；其横向分辨率取决于远震P波菲涅尔带的尺度，纵向分辨率通常受限于地壳内平均速度的不确定性(武岩，2011).本文沿5个不同方向、跨郯庐断裂带构建了接收函数CCP偏移成像剖面，以分析、探讨郯庐断裂带对研究区Moho面的切割作用及研究区内Moho界面的起伏形态和变形特征.0～80 km深度的CCP叠加剖面见图8所示.

2 结果

2.1 不同台站的接收函数结果分析

图3给出了研究区6个不同省份中典型台站的按照震中距排列的接收函数图像(图3A—F)和H-κ的搜索结果(图3a—f)，各台站的具体位置见图1a.图中蓝色能量团正中心的类似于白色符号表示在H和κ二者之间折衷搜索得到的最佳拟合结果.研究区内的接收函数波形中，在初至P波后续30 s内主要存在着3个震相，按照到达地震台站的先后时间顺序依次是Moho界面的转换波Ps、地表多次波PpPs和PpSs+PsPs震相.由图3可见，位于各个地质构造单元的地震台站接收函数中Moho面的一次转换波Ps震相的振幅能量最为明显，最易于判别，具有很好的一致性；PpPs震相的能量相对较弱，但仍然具有较大能量；而PpSs+PsPs震相能量较小，受噪声等干扰的影响而不易识别.根据前文计算得到的H-κ扫描叠加结果，本文计算了各个台站不同震中距接收函数的Ps、PpPs、PsPs+PpSs震相的理论到时(图3A—F中的蓝色实线).由图可见，观测震相的实际到时和理论到时具有很好的一致性，表明计算结果具有良好的可靠性.

图3 6个台站的接收函数和H-κ叠加搜索示意图(a—f)为H-κ叠加振幅图，图中右上角数字分别表示Moho面厚度和平均波速比，大写英文字母表示台网和台站名；dH和dκ分别表示Moho面和波速比的误差.(A—F)为(a—f)对应的按照震中距排列的接收函数，蓝色实线为以搜索的H-κ结果进行计算得到的转换波(Ps)、多次波(PpPs、PsPs+PpSs)震相的理论到时位置.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.

从图3中可以清晰辨别，研究区内各台站因处于不同的地质构造单元，直接导致接收函数震相的特征表现出较为明显的差异性，且震相较为复杂.位于基岩出露区的湖北省咸宁(HB.XNI)台站(图3d和图3D)和河北省红山(HE.HNS)台站(图3e和图3E)得到的接收函数Moho面的转换波震相Ps和多次波PpPs震相单一，易于识别；而部分位于盆地的台站，受地壳浅部松散沉积层的影响明显，直接导致接收函数的提取工作复杂化甚至无法提取.例如图1中苏北盆地(沉降中心松散层厚度最大达1.8 km)内的部分台站.位于山、盆交汇处的山东独山岛(SD.DSD)台站(图3f和图3F)在紧随直达初至P波2 s以内出现了一组能量介于P和Ps的震相(图3F)，我们认为它可能是结晶基底的一次转换震相.此外，该台站受松散沉积层的影响，在直达P波到达之后存在持续时间很长的多次波.

江西高安(JX.GAA)台站(图3A和3a)在直达P和转换波Ps震相间存在一个到时约在2 s附近的转换震相，我们认为它可能是地壳中的某个速度界面的一次转换波Ps′震相，这表明JX.GAA台站下方的地壳内可能存在物性差异明显的间断面.我们改变壳内P波平均速度为5.4 km·s-1并调整H-κ叠加的搜索范围，获得了台站下方存在一埋深约为23.2 km的壳内间断面.类似的现象在新疆帕米尔东北缘地壳结构中同样存在(唐明帅等，2014)，但该深度界面的分布在本文的研究区内不具普遍性，有关区内台站下方的壳内界面将另文分析.

2.2 郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区的地壳厚度

本研究261个台站中有226个台站能够通过H-κ扫描叠加法获得较为可靠的地壳厚度和泊松比值，而部分台站由于数据较少、信噪比低或者没有清晰的PpPs、PsPs+PpSs震相导致无法获得有效结果，究其主要原因是本文部分研究区处于我国东部沉积平原地区，受松散沉积层的影响较大.因台站分布的间隔距离较大，为了能够更为直观地展示出研究区地壳结构的横向展布特征，本文根据各个台站的地壳厚度和泊松比计算结果，并搜集前人(Zhang and Huang，2019)已发表的在研究区西北处28个流动台站(见图1a)的结果，采用通用制图工具GMT(Generic Mapping Tools)软件绘制生成了研究区地壳厚度图4A和平均泊松比的二维平面分布图6.

本文获得的研究区地壳厚度总体变化特征与前人(Zheng et al.，2008；He et al.，2014；Huang et al.，2015；Shen et al.，2016；Wei et al.，2020；Li et al.，2021)的结果基本一致，较为难得的是本研究采用了较其(Zheng et al.，2008；He et al.，2014；Li et al.，2014；Shen et al.，2016；Huang et al.，2015)更为密集的固定台站资料，因此，获得的Moho面埋深结果具有更高的横向空间分辨率，体现了研究区Moho结构变化的更多细节.例如，Moho面深度分布图将大别造山带与扬子断块区江南造山带中间的NE-SW向展布的长江中下游成矿带下方所具有的幔隆带(Moho面上隆带)特征清晰地勾勒了出来，前人接收函数(Shi et al.，2013)、宽角反射/折射(徐涛等，2014)及布格重力异常(陈安国等，2017)等结果对其也有着很好的展示，并且，该带也在笔者前文(顾勤平等，2020a)背景噪声短周期群速度结果图上有所体现，地幔隆起可能也正是该区形成巨型矿床的根本原因所在.

本文也尝试与近期涉及研究区采用接收函数的不同工作方法获得的结果(Li H Y et al.，2018；Wei et al.，2020；Li L L et al., 2021)展开简要对比，我们发现不同学者得到的结果既有一致性，也存在一定的差异.Li H Y等(2018)通过图1中深蓝色正方形台站和集中分布在长江中下游成矿带的2个流动台阵，采用H-κ法及接收函数和面波联合反演获得了我国中东部Moho埋深分布；Wei等(2020)利用图1中深蓝色正方形固定台并结合鲁西隆起及大别以北线性流动台数据，计算接收函数时将3个不同频率结果的平均值作为最终结果，从而获得郯庐带鲁苏皖段Moho结果；Li L L等(2021)结合图1中深蓝色台站及中国科学技术大学布设在郯庐带嘉山段附近的30个流动台，采用两层模型下的H-κ叠加方法获得了整个郯庐带及周缘的Moho埋深结果.总体上，这些结果均在Moho埋深尺度将郯庐带作为华北和扬子两大块体的边界断裂特征揭露得较为清楚.但细究之下，仍然能够发现一些不同之处.Wei等(2020)得到Moho面高、低值边界这一轮廓特征在32°N—35°N段与郯庐带的地表空间展布吻合很好，而Li H Y等(2018)、Li L L等(2021)及本文却表现出自东而西有弯曲、凹进的现象，即郯庐带在地表的空间分布与Moho附近的展布存在一定偏差，很好地体现了断裂深、浅结构形态的差异性.此外，前文所述长江中下游成矿带下方所具有的幔隆带在本文得到了更佳的展示效果，推测原因可能是本文在增加台阵数据的同时研究区域更小，成图比例尺更大，对细结构的约束可能会更好.

研究区地壳厚度平均为～34 km，浅于全球陆壳39.2 km的平均厚度(Christensen and Mooney，1995)，略低于中国地壳平均厚度(Chen et al.，2010；Li et al.，2014).研究区Moho界面埋深在27 km到40 km之间，横向的起伏变化较为剧烈，由华南褶皱系向鲁西隆起延伸，地壳厚度从28 km加深到～35 km，由苏北盆地中部至华北克拉通中东部，地壳厚度从28 km加深至～40 km.不同块体之间地壳厚度存在明显差异，总体上以郯庐断裂带为界，断裂以东Moho界面埋藏较浅，如下扬子断块区、华南褶皱系、苏北盆地等；断裂以西Moho界面埋藏相对较深，如华北克拉通中东部、大别造山带、鲁西隆起及太行山脉等.总体而言大别造山带和苏鲁造山带具有研究区相对更深的Moho面，并且大别造山带较苏鲁造山带具有更深的Moho面，事实上由图4A可见在其下方拥有着整个研究区域埋藏最深的Moho面，～40 km的深度，该特征与区域布格重力低值异常区对应良好(图5)，区内布格重力异常最低值分布在大别高压-超高压变质带下方.此外，同一块体内部地壳厚度同样存在着较为明显的差异，例如扬子块体的北东和西南薄而中间厚，华北地块内的鲁西隆起及太行山脉具有较厚的Moho面暨山根，而其余平原盆地区Moho面则埋藏较浅.研究区内板块间及板块内的地壳形变差异再一次证实了不同的地质构造体可能经历了不同的构造演化历史.

图4 (A)和(B)分别为接收函数和Crust1.0确定的研究区地壳厚度分布(a)和(b)分别为(A)和(B)中的E-E′和F-F′剖面所在位置Moho切片图. 青色实线表示重合前人(Chen et al.，2006)剖面的位置. (A)中三角表示台站位置，(B)中十字星表示网格点. AA′、BB′、CC′和DD′四条白色实线表示图8中的CCP叠加剖面的位置.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.

图5 研究区布格重力异常等值线分布Fig.5 Distribution of Bouguer gravity anomaly contours in the study area

贯穿整个研究区NE-SW向展布的郯庐断裂带是华北板块与扬子板块的分界断裂，郯庐断裂带下方的地壳厚度等值线以NNE-SSW方向为主，与断裂的空间展布方向一致，可见郯庐断裂带对其下方地壳结构的形成与演化具有较强的控制和主导作用.郯庐断裂带郯城至庐江段两侧基本都是低海拔的盆地区域，然其两侧的地壳厚度出现了明显的整体落差(相差约为4～7 km)，Moho埋深的横向差异将郯庐断裂带作为一条切割Moho界面的超壳断裂特征揭露无疑，它的形成与岩石圈上地幔物质的运移过程有关，该认识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证实(刘保金等，2015).郯庐断裂带郯城以北段两侧Moho面起伏不大，但其下方Moho埋深较浅、呈隆起状(图4a)，该特征在前人(Chen et al.，2006)接收函数叠加剖面也有所体现.郯庐断裂带的空间展布与Moho面埋深等值线的高、低值边界未能完全吻合，也就是说断裂的地表和深部结构形态在纵向空间分布上存在着一定差异，表明郯庐断裂带深、浅构造关系的复杂性.

本文将获得的Moho面深度分布结果与Crust1.0模型(Crust1.0是由64800个1°×1°的经纬度网格组成的目前最为详细的全球地壳模型)、布格重力异常及地形地貌进行了对比分析和探讨.利用Crust1.0全球模型数据(Laske et al.，2013)给出了研究区地壳厚度分布图4B.对比发现，本文通过P波接收函数H-κ法获得的研究区Moho界面埋深分布结果图较Crust1.0全球模型有着更好的分辨率.我们近重合早期线性台阵(Chen et al.，2006)获得Moho切片图4a、b，由图可见，本文结果图4a和前人结果的吻合效果较Crust1.0模型(图4b)更佳，很好地揭露了郯庐断裂带下方Moho界面隆起、而两侧相对平坦的特征，事实上该特征已经深地震反射剖面验证(刘保金等，2015)，而Crust1.0全球尺度规模的模型(图4b)所揭示的特征则相对较差.不仅如此，郯庐断裂带作为下扬子断块区和华北克拉通的分界断裂这一边界特征在Crust1.0结果图上也未能得到很好的展示.

其次，为讨论研究区地壳厚度与布格重力异常数据间的关系，下载了全球重力场数据库BGI(International Gravimetric Bureau)给出的2′×2′全球重力场数据模型WGM2012(Balmino et al.，2012)，并采用GMT软件绘制了研究区布格重力等值线分布图5.对比图4A和图5发现，研究区Moho面埋深分布特征和布格重力异常变化趋势对应良好.首先是郯庐断裂带两侧的布格重力值差异明显，将其作为不同板块的分界构造线特征得以展示.其次，布格重力值总体上自东往西具有逐渐降低的特征，与图4A的Moho埋深由东往西总体上具有渐进加深的特征对应起来.负的布格重力异常往往表示地壳物质盈余及Moho界面埋藏较深，值越小则表示Moho越深.研究区布格重力异常总体呈现出正异常分布，负值区主要分布在大别造山带、江南造山带、太行山脉及九岭造山带等地表隆起区，这些重力负异常区与我们得到的Moho埋深结果对应良好，而与Crust1.0的结果吻合不佳.由此可见，Crust1.0模型已经不能满足解决小尺度结构问题的需求，正是需要地球物理学者们利用新的观测数据和方法构建研究区新的、高分辨率的地壳模型.

最后，为了观察和探讨研究区Moho面埋深与地形地貌的关系，本文将Moho面等值线分布图投影在地形地貌分布图之上以便作对比分析(图4A).由图可见，研究区Moho面深度分布总体上和地表的地形地貌呈镜像关系，即山地隆起区Moho面埋藏较深，如鲁西隆起、大别造山带、太行山脉和江南造山带等；而平原或者盆地区Moho面埋深则较浅，如苏北盆地、渤海湾盆地等.

图6 研究区地壳平均泊松比分布Fig.6 Distribution of mean Poisson′s ratio of crust in the study area

2.3 郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区的平均泊松比分布

泊松比是反映地壳形变特征及地壳物质成分的关键参数(李善邦，1981).由H-κ扫描叠加得到的波速比转换计算获得的泊松比为研究区地壳不同埋藏深度介质物性的平均结果.图6展示了郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区地壳内的平均泊松比分布.本文由H-κ扫描叠加法获得研究区台站下方壳内泊松比的值主要分布在0.15～0.32，平均泊松比值为0.24，略低于全球陆壳平均泊松比0.269(Zandt and Ammon，1995)，接近于中国大陆地壳平均泊松比0.249(Chen et al.，2010；Li et al.，2014).由此可见，处于中国东部的本文研究区相对较为稳定，总体上泊松比数值不高，地壳可能主要由长英质的酸性岩构成.而泊松比的较大浮动区间范围则意味着研究区地壳物质组成的复杂性及明显的不均匀改造和形变，地质构造条件的复杂性也给该区的深部结构研究带来了一定的难度.相较研究区Moho埋深结果图4A而言，泊松比的分布特征更为离散，横向差异更为剧烈；总体上疑似存在着一系列北东(沿江绍断裂带)或北北东(沿郯庐断裂带)向展布的、泊松比高低值相间分布的条带，而研究区在印度板块北东东向移动和太平洋板块北西西向俯冲的共同作用力之下，区内构造具有向北东撒开、向西南收敛的特征，二者之间的良好对应关系在一定程度上说明了泊松比的分布特征展现了我国东部的应力场环境特征.

总体而言，研究区泊松比值分布具有较大的横向非均匀性，体现了研究区地质构造条件的复杂性.扬子断块区及华南褶皱系泊松比较低，显示为稳定的刚性块体，而华北区域的泊松比相对高一些，地震活动性也强一些.前人(Zandt and Ammon，1995)认为当泊松比超过0.3，则可能意味着地壳中存在流体、部分熔融或铁镁质物质的侵入等.大别下方存在泊松比高值异常，与它下方Moho界面下凹、壳内存在低速层(刘启元等，2005)的已有探测结果能够对应良好，据此我们推测其下方可能存在流体.在郯庐断裂带下方存在一条与断裂平面展布方向一致的高泊松比值异常带，可能是郯庐断裂带下方存在构造破碎带或者裂隙流体的影响，导致其下方泊松比高于周缘.地幔物质沿构造薄弱带即郯庐断裂带的侵入将上地幔中的铁镁质携入，这个过程伴随了泊松比的增大；也有可能是软流圈高温高压的热物质顺沿郯庐断裂带上涌至地壳，壳内存在流体引起S波衰减较快，最终导致了泊松比的升高.

根据本文计算得到的地壳厚度与泊松比，我们分析了二者的关系图7，用以探讨研究区的地壳演化和构造运动形式.由图可见，地壳泊松比随着地壳厚度的增加而减小，也就是二者存在着反相关的关系.线性回归方程为：y=-0.0054x+0.43，其相关系数R2=0.18表明地壳厚度与泊松比的相关性较弱.嵇少丞等(2009)认为Moho厚度与泊松比之间的关系可能隐含着大陆地壳形成与构造演化过程的重要信息，并提出了2种主要模式来解释该关系：一种是构造挤压下的地壳增厚与下地壳拆沉模式，另一种是拉张环境下基性岩浆的底侵模式.研究区中、新生代以来，在构造伸展作用下地壳厚度整体减薄，深大断裂及剪切带处压力骤减并发生部分熔融，玄武岩底侵至下地壳增加了地壳中铁镁质基性岩的占有份额，由此，研究区地壳的平均泊松比值随地壳厚度的减小而变大.当然，研究区内局部地区也可能存在着下地壳拆沉情况的发生，例如鲁西隆起处.

图7 地壳厚度与泊松比的关系Fig.7 The relationship between crustal thickness and Poisson′s ratio

2.4 P波接收函数的偏移成像

相对于H-κ叠加法获得单个地震台站下方的Moho面结构而言，CCP法能够得到某条测线下方Moho界面的连续变化、形态及断裂产状特征等，可以更为直观地展示地壳结构的横向变化特征.为达到改善空间分辨率的目的，并将Ps震相展开时-深转换得到直观的深度切片，我们对接收函数进行共转换点偏移叠加成像(CCP)(Zhu，2000；Zhu and Kanamori，2000).基于全球一维速度模型IASP91(Kennett and Engdahl，1991)展开CCP叠加计算获得了跨郯庐断裂带的5条叠加剖面图8，图中相邻台站间的突然变化可能是断错的一种标志.由图可见，共转换点叠加成果揭露展示的Moho界面变化形态与H-κ扫描叠加结果基本一致，研究区内Moho界面虽存在一定的起伏和断错，但是在这些叠加剖面中并未见到Moho界面缺失的现象.不可否认的是，受台站间距稍大的客观事实，偏移叠加得到的地壳结构图像较为粗略.

剖面AA′(图8a)自华北克拉通东部，经郯庐断裂带、下扬子断块区，止于华南褶皱系，剖面长～1000 km.Moho面总体上起伏较缓，呈宽缓的“W”型展现.郯庐断裂带在～-50 km处通过，导致Moho在剖面方向-100～0 km处发生陡变暨地壳局部抬升.由图可见，郯庐断裂带两侧的Moho面埋深发生了较大的横向变化，断裂以北的华北克拉通Moho界面埋藏在～34 km，起伏不大，断裂以南的扬子断块区Moho在～29 km，略有起伏；且郯庐断裂带两侧AH.JAS(安徽嘉山台)和JS.SH(江苏泗洪台)下方Moho面位错明显，由此揭露了郯庐断裂带是一条切割Moho面、深抵上地幔的深大超壳断裂带.接收函数CCP叠加剖面上正的幅度表明间断面两侧的速度具有随深度而递增的特征，而负的幅度则恰恰相反，可能对应于地壳内的低速带.AH.JAS(安徽嘉山台)下方10～20 km深度附近存在明显的负振幅异常，噪声成像结果(顾勤平，2019)证实了该深度域范围确实存在着S波低速度异常体.华南褶皱系为造山带隆起区，其下Moho界面大致呈下凹、加深的趋势，符合重力均衡Airy假说，地表浅部质量盈余与深部质量亏损作用相抵消.

剖面BB′(图8b)起自华北克拉通东部，经鲁西隆起、郯庐断裂带，终止于苏鲁造山带，剖面长～400 km；CCP叠加剖面上的～100 km处是郯庐断裂带的所在位置.由图可见，Moho界面在郯庐断裂带两侧发生了整体位错，错距达4～7 km.总体上，Moho界面自SE的苏鲁造山带往NW的华北克拉通有下倾、加深的趋势.该剖面与附近高分辨率的深地震反射剖面(刘保金等，2015)吻合较好，均体现出了郯庐断裂带的断距位错大、两侧Moho变化明显、向西具有下倾加深的趋势特征.鲁西隆起下方Moho界面埋藏相对较深，前人(郭震等，2012)在其上方布设的线性台阵通过接收函数计算得出其下Moho面深度要比华北盆地及青岛浅～5 km、形成屋顶状隆起，根据研究区该处布格重力异常的高值异常分布特征(图5)及前人的结果(Zheng et al.，2008；He et al.，2014；Wei et al.，2020；Li et al.，2021)，认为本文得出的Moho界面下凹、加深结论则相对更为可信.

剖面CC′(图8c)自下扬子断块区、经大别造山带和郯庐断裂带，止于苏鲁造山带，剖面长～900 km，与郯庐带的夹角约为～16°；该剖面不仅可以研究郯庐带对华北和扬子块体的作用，而且为大别及苏鲁两大高压、超高压变质带的关系及二者与郯庐断裂带的形成和演化关系等研究提供依据.根据Airy均衡理论，地壳厚度与地形之间具有正相关的关系，即地形山脉越高则Moho面埋藏越深，以使得地壳应力处于相对平衡状态.剖面控制段的海拔高程与其下方Moho面埋深变化呈镜像关系，大别、苏鲁造山带下方Moho埋藏较深.CCP叠加剖面上最为典型的特征是大别下方Moho面存在下凹现象，该现象在背景噪声成像速度结构(顾勤平等，2020a)中同样存在，意味着大别下方地壳经历过强烈的挤压、缩短及增厚的现象；早期的接收函数成像结果(刘启元等，2005)同样揭示了该特征.苏鲁造山带下方Moho也较周缘较深，前人推测其山根正处于逐渐消亡的过程中，与本文得出的其下方Moho埋藏深度没有大别造山带下方深这一特征相吻合.苏鲁和大别高压-超高压变质带具有近似一致的Moho结构形态，支持二者是受郯庐断裂带左旋作用力平移错开的结论.郯庐断裂带两侧Moho界面埋藏深度没有明显的变化，一种可能是CCP剖面与郯庐断裂带的夹角过小，另一种原因我们推测是由于后期的火山活动对该区域的Moho面进行了强烈的改造作用，下扬子其中一个玄武岩发育分布就在嘉山—六合一带(徐曦，2016).当然，不可否认的是，没有观测到Moho面的明显错位，但这并不能说明真实没有断错特征，也有可能是沿该剖面上的郯庐断裂带附近台站过于稀疏导致；或是断裂正、逆兼具多期次活动的累积叠加效应所致.事实上，该剖面与其他CCP叠加剖面存在的显著空间差异也恰恰说明了郯庐断裂带沿展布方向其深部结构存在着较为明显的变化.郯庐断裂带下方Moho界面平整的现象也发生在了合肥盆地接收函数的成像结果中(Ye et al.，2019).

图8 CCP叠加结果与H-κ扫描叠加结果对比示意图AA′、BB′、CC′、DD′及EE′与图4A中相对应.蓝色反三角形为台站所在位置，实心圆点为H-κ扫描叠加法得到的地壳厚度值.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′(图8d)自NW往SE跨越了大别、郯庐断裂带、长江中下游成矿平原带、下扬子断块区，止于华南褶皱系.剖面上Moho界面存在上下剧烈的起伏特征，最显著、最明显的特征是郯庐断裂带下方Moho界面的巨大位错，从大别下方的～40 km突变到长江中下游成矿带的～30 km，清晰地展示了郯庐断裂带具有切割Moho界面的特征；剖面附近的宽角反射/折射(徐涛等，2014)揭示郯庐断裂带下方Moho面存在下凹加深的特征.大别和华南褶皱系之间的Moho界面在横向上变化较为剧烈，呈非对称分块结构展布，这一剧烈变化特征与地表的隆、凹特征吻合较好，如隆起造山的大别、黄山及华南褶皱系造山带下方Moho较深，而长江中下游成矿带及千岛湖等平原区下方Moho埋藏较浅.剖面左侧大别下方的Moho界面形态上具有向SE倾且下倾加深的特征，郯庐断裂带右侧的长江中下游成矿带亦呈现SE倾并下倾加深的特征，我们推测长江中下游成矿带下方存在一条平行于郯庐断裂带的幔源、逆冲断裂带，由此在剖面上组合构成了叠瓦状构造特征，吕庆田等(2014)开展的深地震反射得到了类似的构造特征.长江中下游成矿带在纵向剪切或者压缩作用力之下发生膨胀而产生垂向的抬升作用，最终导致Moho界面上隆的形态特征.

剖面EE′(图8e)自西向东跨越了鲁西隆起西部、鲁西隆起、郯庐断裂带，终止于胶辽断块，该剖面近重合于前人(Chen et al.，2006)的线性台阵.首先，Chen等(2006)通过由62个台间距为10 km的流动台组成的线性台阵，采用基于波动方程的接收函数偏移叠加法构建了台阵下方的Moho界面产状特征，剖面清晰地展示了郯庐断裂带下方Moho面呈隆起状，本文采用的固定宽频台虽然台间距较大(30～50 km)，但仍能将此特征揭露清晰.其次，由图可见CCP叠加方法得到的结果和H-κ扫描叠加法得到的结果较为一致，均将剖面下方近乎“W”型的Moho界面起伏形态揭露无疑，即自鲁西隆起西部、鲁西隆起、郯庐断裂带至胶辽断块分别呈“隆-凹-隆-凹”的形态特征.综上所述，本文2种不同方法获得结果的一致性以及和前人的结果(Chen et al.，2006)吻合，共同表明了本文的结果是可信的.

3 总结

本文通过搜集郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区包括全国和地方共计261个固定宽频台站接收到的地震波形数据，采用P波接收函数H-κ叠加方法计算得到了台站下方的地壳厚度和平均波速比的分布图，并采用CCP共转换点叠加法揭示了研究区Moho界面的延伸和起伏形态特征.总结如下：

(1) 研究区各个台站获得的P波接收函数较为复杂，呈现出该区域独有的特征.直达P波及接收函数中Moho面的一次转换波Ps震相清晰，多数台站下方Moho面的多次转换波PpPs明晰.研究区内个别台站如江西高安台下方存在壳内分界面，该界面能够通过改变壳内平均P波速度后采用H-κ叠加法获得，但是，该壳内分界面在研究区内的存在并不具普遍性.

(2) 研究区的Moho界面起伏变化明显，埋深在27～40 km范围内变化，平均深度在～34 km，浅于全球陆壳平均厚度39.2 km，最厚位于大别造山带，结合前人的结果(Laske et al.，2013)来看最薄可能位于南黄海海域.总体上以郯庐断裂带为界，Moho面埋深呈现出东薄西厚的分布特征.研究区内Moho结构受郯庐断裂带的控制作用较为明显，郯庐东侧的Moho面相对低值等值线具有与断裂展布一致的NNE-SSW向空间分布规律.Moho面跨郯庐断裂带呈现出明显的分界特征，表明它是一条切穿Moho界面、深抵上地幔的深大超壳断裂带.

(3) 研究区地壳泊松比主要在0.15～0.32间变化，平均泊松比为0.24，略低于全球陆壳平均泊松比0.27和中国陆壳0.249的平均泊松比值.然而，较大的泊松比浮动范围意味着研究区地壳物质具有横向非均匀性及物质组成的复杂性.沿郯庐断裂带展布着一条NNE-SSW方向的泊松比高值异常带，推测是镁铁质基性岩浆沿构造薄弱带郯庐断裂带上涌至地壳导致泊松比升高，亦或是幔源高温高压的热物质侵入壳内而引起S波衰减较快，最终导致了泊松比升高.

(4) 通过CCP叠加法获得了5条剖面控制段下方Moho速度间断面的延伸和展布特征，对比发现CCP叠加法对Moho界面的刻画与H-κ叠加法求得的地壳厚度结果具有较好的一致性.CCP叠加剖面表明郯庐断裂带不仅是扬子断块区和华北块体的分界断裂，更是一条切割Moho面、深抵上地幔的深大超壳断裂带，错距达4～7 km.个别剖面未能展示郯庐切割Moho的特征，一种可能是剖面与断裂夹角过小，另一可能是郯庐断裂带自身特征存在一定的空间差异性，即郯庐断裂带包括正、逆兼具的多期活动导致局部地段的累计位错量不明显.苏鲁和大别高压-超高压变质带具有近似一致的Moho结构形态，支持二者是受郯庐断裂带左旋作用力平移错开的观点.

(5) 研究区Moho埋深和壳内平均泊松比存在反相关的关系.Moho面埋深和地表地形地貌呈镜像关系，即山地隆起区Moho面埋藏较深，而平原或者盆地区Moho面埋深则较浅.Moho埋深等值线分布特征和研究区布格重力异常对应良好，重力低值极值处的大别造山对应Moho面埋藏最深的地方.

致谢感谢美国圣路易斯大学朱露培教授提供的H-κ和CCP程序包.制图采用SAC(Seismic Analysis Code)软件(http:∥ds.iris.edu/ds/nodes/d-mc/forms/sac/)和美国夏威夷大学Paul Wessel和Walter H. F. Smith提供的GMT软件(Wessel and Smith，1991).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(doi:10.11998/SeisDmc/SN)”以及研究区内各省、市县台网提供连续波形数据.四川省地震局易桂喜研究员给予了指导；多次和新疆维吾尔自治区地震局唐明帅正研级高级工程师及中国自然资源航空物探遥感中心徐曦博士交流，在此表示感谢.