潘紀(jì)順 李朋輝 段永紅 趙延娜 彭詣淙 孫凱旋

1)華北水利水電大學(xué)， 鄭州 450046 2)中國(guó)地震局地球物理勘探中心， 鄭州 450002 3)中國(guó)煤炭地質(zhì)總局第一勘探局地質(zhì)勘查院， 邯鄲 056004

0 引言

華北克拉通形成于太古代時(shí)期， 是中國(guó)最古老的克拉通。中生代以前， 華北克拉通一直保持著相對(duì)穩(wěn)定狀態(tài)(原世豪等， 2015)。中生代以后， 華北克拉通發(fā)生了一系列復(fù)雜的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與演化進(jìn)程， 使得華北克拉通地塊自西向東分為3個(gè)明顯不同的構(gòu)造單元——西部塊體、 中部塊體和東部塊體。在華北克拉通東部， 由于克拉通的活化造成巖石圈的厚度大規(guī)模減薄， 因淺部地質(zhì)效應(yīng)形成了一系列裂陷盆地， 地殼結(jié)構(gòu)也呈現(xiàn)出復(fù)雜的構(gòu)造形態(tài)， 且地震活動(dòng)性較強(qiáng)(Gaoetal.， 2004)。相對(duì)而言， 西部鄂爾多斯地塊的地殼結(jié)構(gòu)簡(jiǎn)單， 巖石圈厚度大， 其克拉通特征較為明顯， 在鄂爾多斯地塊內(nèi)部并沒(méi)有發(fā)生大的破壞(嘉世旭等， 2005)。始新世初期， 受到喜馬拉雅運(yùn)動(dòng)的影響(盧海峰等， 2009)， 在鄂爾多斯地塊周?chē)鷧^(qū)域產(chǎn)生了一系列斷陷帶， 其中包括山西斷陷帶。山西斷陷帶位于華北克拉通東部地塊與西部鄂爾多斯地塊之間， 其地殼與巖石圈結(jié)構(gòu)從西部穩(wěn)定的克拉通結(jié)構(gòu)變化為東部被嚴(yán)重破壞的克拉通結(jié)構(gòu)， 過(guò)渡特征明顯， 其地殼厚度介于東部地塊和西部地塊之間(Chenetal.， 2009； 賈萌等， 2015； 危自根等， 2015)， 地殼和巖石圈明顯受到拉伸和減薄。因此， 研究山西斷陷帶及其兩側(cè)的構(gòu)造特征對(duì)研究華北克拉通的破壞機(jī)理及其破壞動(dòng)力學(xué)過(guò)程具有重要意義。文中的華北克拉通中西部地區(qū)指鄂爾多斯地塊西部和山西斷陷帶(以下簡(jiǎn)稱(chēng)研究區(qū))。

自20世紀(jì)90年代以來(lái)， 不少學(xué)者對(duì)研究區(qū)及其鄰近區(qū)域的地殼結(jié)構(gòu)進(jìn)行過(guò)研究。于利民等(1995)利用遠(yuǎn)震體波資料， 將計(jì)算理論地震圖與實(shí)際測(cè)得的資料進(jìn)行擬合對(duì)比， 得到山西地區(qū)莫霍面的深度為37～39km。祝治平等(1999)利用山西中南部地區(qū)的5條地震測(cè)深剖面揭示了探測(cè)區(qū)上地殼的P波速度為6.2km/s， 下地殼的P波速度為6.5km/s， 地殼的平均厚度為40km。唐有彩等(2010)利用在山西斷陷帶南部布設(shè)的2條EW向地震測(cè)線記錄的遠(yuǎn)震資料提取了接收函數(shù)， 并進(jìn)行傾斜疊加和臺(tái)陣偏移成像， 得到了山西斷陷帶南部的地殼結(jié)構(gòu)。葛粲等(2011)基于華北克拉通區(qū)域?qū)掝l帶地震臺(tái)記錄的遠(yuǎn)震波形資料提取了臺(tái)站下方的接收函數(shù)， 所得結(jié)果表明山西斷陷帶的地殼厚度小于鄂爾多斯地塊， 而其泊松比卻大于鄂爾多斯塊體。任梟等(2012)采用接收函數(shù)方法研究了該區(qū)的莫霍面的深度變化特征， 結(jié)果顯示該區(qū)的莫霍面深度介于33～45km之間， 波速比(VP/VS)為1.6～1.9， 且莫霍面的深度以及波速比(VP/VS)在鄂爾多斯地塊與山西斷陷帶之間具有明顯的區(qū)域分布特征。宋美琴等(2013)根據(jù)山西及周邊地區(qū)的數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)記錄的面波資料， 利用地震雙臺(tái)法得到了該地區(qū)面波速度結(jié)構(gòu)， 結(jié)果顯示山西地區(qū)殼幔結(jié)構(gòu)具有橫向不均勻性以及相速度縱向變化的特征。李自紅等(2014)采用深、 淺反射地震相結(jié)合的方法揭示出臨汾盆地的地殼厚度為38～42km。郭震等(2015)利用華北地震科學(xué)臺(tái)陣采集的數(shù)據(jù)對(duì)山西斷陷帶的三維地殼結(jié)構(gòu)進(jìn)行了面波與布格重力異常聯(lián)合反演， 揭示出呂梁山地區(qū)的中下地殼存在低速異常。上述眾多學(xué)者的研究表明， 鄂爾多斯地塊與山西斷陷帶之間具有明顯的區(qū)域分布特征， 并且山西地區(qū)的殼幔速度結(jié)構(gòu)具有橫向不均勻性和相速度縱向變化的特征， 呂梁山地區(qū)的中下地殼存在低速異常。這些研究成果深化了對(duì)鄂爾多斯地塊以及山西斷陷帶地區(qū)殼幔速度結(jié)構(gòu)的認(rèn)識(shí)。 但是， 以上研究所涉及的區(qū)域偏小， 往往是針對(duì)鄂爾多斯地塊以及山西斷陷帶的某個(gè)局部區(qū)域展開(kāi)的， 因此缺少對(duì)研究區(qū)殼幔結(jié)構(gòu)的大范圍、 整體性的研究。

本文利用2016年11月—2019年1月的華北流動(dòng)臺(tái)陣資料， 采用P波接收函數(shù)H-κ掃描疊加法(Zhuetal.， 2000)以及共轉(zhuǎn)換點(diǎn)疊加法(Zhu， 2000)獲得了研究區(qū)臺(tái)站下方的地殼厚度及泊松比， 據(jù)此分析研究區(qū)的莫霍面形態(tài)和地殼巖石組成等特征。研究區(qū)內(nèi)的山西斷陷帶地處印度板塊、 太平洋板塊與歐亞板塊相互作用的區(qū)域， 是中國(guó)東、 西部大地構(gòu)造的分界帶和解耦帶， 也是鄂爾多斯、 華北等構(gòu)造塊體差異運(yùn)動(dòng)的調(diào)節(jié)帶， 構(gòu)造比較復(fù)雜。 因此， 了解其地殼結(jié)構(gòu)的變形、 物質(zhì)組成、 莫霍面起伏等特征有助于揭示華北克拉通的破壞機(jī)理和破壞過(guò)程。

1 數(shù)據(jù)資料

本研究的觀測(cè)臺(tái)陣由150臺(tái)流動(dòng)寬頻帶地震儀組成， 臺(tái)間距平均為35～70km(圖 1)。采用的數(shù)據(jù)為該臺(tái)陣于2016年11月—2019年1月連續(xù)記錄的三分量遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)。從中挑選出震中距為30°～95°、MS≥5.5、 震相清晰且信噪比較高的760次事件的波形數(shù)據(jù)。從震中位置分布圖(圖 2)可以看出， 本研究所選事件基本位于研究區(qū)的四周， 具有較好的方位角分布， 有利于獲得較好的計(jì)算結(jié)果。

圖 1 臺(tái)站分布圖Fig. 1 Distribution of stations in the study area.HF 河套斷陷帶； OB 鄂爾多斯地塊； SF 山西斷陷帶； TU 太行隆起； NCB 華北盆地。 ①大同盆地； ②忻定盆地； ③太原盆地； ④臨汾盆地； ⑤運(yùn)城盆地。藍(lán)色實(shí)線表示斷裂(鄧起東等， 2003)， 黑色實(shí)線為活動(dòng)地塊邊界 (張培震等， 2003； 張國(guó)民等， 2005)

圖 2 所用遠(yuǎn)震事件的震中分布圖Fig. 2 Epicenter distribution of teleseismic events.

2 數(shù)據(jù)處理方法

2.1 提取接收函數(shù)

地震儀器記錄到的地震波信號(hào)可表示為震源時(shí)間函數(shù)、 震源區(qū)介質(zhì)響應(yīng)、 地震波傳播路徑響應(yīng)、 接收區(qū)介質(zhì)響應(yīng)和儀器響應(yīng)的褶積。當(dāng)震中距為30°～95°的遠(yuǎn)震P波入射到三分量地震臺(tái)站下方時(shí)， 可以看作以陡角入射的平面波。采用反褶積去除波形數(shù)據(jù)水平分量中的震源時(shí)間函數(shù)， 即可得到P波接收函數(shù)。

提取接收函數(shù)時(shí)， 首先基于原始的波形數(shù)據(jù)提取P波到時(shí)?？紤]到P波到時(shí)前20s—后150s這段時(shí)間的波形數(shù)據(jù)幾乎包含了地球各個(gè)界面所產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波震相(何凱等， 2018)， 故以P波到時(shí)為基準(zhǔn)， 截取P波到時(shí)前20s—后150s的波形數(shù)據(jù)提取接收函數(shù)， 并對(duì)地震記錄進(jìn)行去儀器響應(yīng)、 均值、 線性趨勢(shì)及波形尖滅等預(yù)處理， 采用0.05～2.50Hz巴特沃斯帶通濾波器濾波。為了突出P波在主軸上的能量分布， 將地震記錄的E、N和Z三分量坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)至R、T和Z坐標(biāo)， 從而更好地計(jì)算接收函數(shù)。本文采用時(shí)間域反褶積計(jì)算接收函數(shù)(吳慶舉等， 1998； Zhuetal.， 2000)， 在計(jì)算過(guò)程中用脈沖狀對(duì)稱(chēng)光滑的高斯函數(shù)對(duì)接收函數(shù)做低通濾波， 高斯系數(shù)設(shè)為2.5， 這樣既可消除1Hz以上的高頻信號(hào)， 也保留了遠(yuǎn)震波形的有效成分(段永紅等， 2005； 趙延娜等， 2015)。手動(dòng)挑選出震相清晰的接收函數(shù)數(shù)據(jù)， 共得到16745條高質(zhì)量的接收函數(shù)。

2.2 H-κ掃描疊加

通過(guò)反褶積獲得的徑向接收函數(shù)包括直達(dá)P波、 PS波、 多次反射波PPPS、 PSPS+PPSS等震相。這些震相的到時(shí)與莫霍面的深度H、 P波和S波的速度VP、VS是相關(guān)聯(lián)的。采用式(1)計(jì)算地殼的厚度H， 其中，p為射線參數(shù)， tPs為PS震相與P波的到時(shí)差。同理，tPpPs為PPPS震相與P波的到時(shí)差，tPsPs+PpSs為PSPS+PPSS震相與P波的到時(shí)差。

(1)

由式(1)可知， 給定射線參數(shù)p即可求出莫霍面深度H和波速比κ=VP/VS。基于遠(yuǎn)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可求得射線參數(shù)p。 因此， 給出地殼的平均P波速度即可根據(jù)式(1)求得莫霍面的深度H和波速比κ。 疊加時(shí)P波的平均速度模型參考了張先康等(2003)的研究結(jié)果， 選取6.3km/s， 在計(jì)算時(shí)PS、 PPPS以及PPSS+PSPS所占比重分別為60%、 30%和10%。分別設(shè)定H和VP/VS的變化范圍為20～60km和1.5～2.0， 若臺(tái)站數(shù)據(jù)質(zhì)量較差則適當(dāng)縮小地殼厚度和波速比的變化范圍， 以搜索最優(yōu)的地殼平均厚度(H)和地殼平均波速比(VP/VS)。同時(shí)， 利用bootstrap法計(jì)算平均地殼厚度與平均波速比的誤差。通過(guò)波速比與泊松比之間的正相關(guān)關(guān)系， 根據(jù)式(2)計(jì)算地殼的泊松比：

(2)

式中，σ為泊松比，κ為波速比(VP/VS)。

2.3 共轉(zhuǎn)換點(diǎn)(CCP)疊加

共轉(zhuǎn)換點(diǎn)(CCP)疊加法是Zhu(2000)根據(jù)共反射點(diǎn)疊加法所提出的， 可獲得直觀的疊加剖面。首先， 根據(jù)初始速度模型進(jìn)行射線追蹤， 所使用的速度模型來(lái)自華北克拉通三維地殼模型HBCrust1.0(段永紅等， 2016)。通過(guò)射線追蹤可獲得射線路徑， 并把接收函數(shù)的每個(gè)振幅看作某個(gè)深度的界面產(chǎn)生的PS轉(zhuǎn)換波， 在對(duì)接收函數(shù)做時(shí)深轉(zhuǎn)換和入射角校正之后， 這些振幅可轉(zhuǎn)化為產(chǎn)生這些振幅的深度面。以0.5km為厚度對(duì)臺(tái)站下方的深度進(jìn)行劃分， 之后在每層內(nèi)設(shè)定共轉(zhuǎn)換點(diǎn)單元和像素的大小。進(jìn)行CCP疊加時(shí)， 根據(jù)接收函數(shù)將某一層某個(gè)共轉(zhuǎn)換點(diǎn)單元內(nèi)的所有轉(zhuǎn)換點(diǎn)對(duì)應(yīng)的振幅進(jìn)行疊加作為此像素點(diǎn)范圍的疊加結(jié)果， 這樣疊加之后便可對(duì)臺(tái)站下方的介質(zhì)結(jié)構(gòu)進(jìn)行成像， 獲得直觀的CCP疊加剖面。通過(guò)調(diào)整共轉(zhuǎn)換點(diǎn)單元的大小和光滑系數(shù)， 增加共轉(zhuǎn)換點(diǎn)單元內(nèi)參與疊加的射線的數(shù)量， 以增強(qiáng)莫霍面界面的轉(zhuǎn)換波PS的成像效果(武巖等， 2011； 趙延娜等， 2015)。

3 結(jié)果與分析

3.1 接收函數(shù)的結(jié)果及其可靠性

山西斷陷帶內(nèi)有太原盆地、 臨汾盆地等多個(gè)盆地， 盆地內(nèi)部由于受沉積層多次波的影響， 一些臺(tái)站接收函數(shù)的H-κ掃描結(jié)果能量不集中。經(jīng)過(guò)認(rèn)真篩選， 剔除H-κ掃描質(zhì)量較差的臺(tái)站結(jié)果。表1 給出了所有臺(tái)站的H-κ掃描疊加結(jié)果。圖 3 為不同構(gòu)造單元中最厚和最薄的地殼H-κ掃描結(jié)果圖， 其中13825臺(tái)與13835臺(tái)位于太行隆起區(qū)域、 14834臺(tái)與14890臺(tái)位于山西斷陷帶區(qū)域、 61086臺(tái)與61095臺(tái)位于鄂爾多斯地塊內(nèi)， 臺(tái)站位置見(jiàn)圖 1 中的紅色三角。從圖 3 中可以看出， 6個(gè)臺(tái)站的接收函數(shù)都具有清晰的PS轉(zhuǎn)換波震相， 射線參數(shù)基本覆蓋了0.04～0.08s/km范圍。從表1 可以看出， 絕大部分臺(tái)站的接收函數(shù)質(zhì)量較高， 數(shù)量均>33個(gè)， 且CCP疊加所得的結(jié)果與H-κ疊加的結(jié)果具有很好的一致性， 說(shuō)明接收函數(shù)的計(jì)算結(jié)果是可信的。然而， 位于不同構(gòu)造區(qū)域臺(tái)站的接收函數(shù)波形具有不同的特征， 表明不同構(gòu)造區(qū)域的地殼結(jié)構(gòu)不同。相對(duì)于鄂爾多斯地塊的臺(tái)站而言， 位于沉積層較厚的山西斷陷帶內(nèi)的臺(tái)站的接收函數(shù)波形比較復(fù)雜， P波震相附近存在明顯的雙峰， 在P和PS震相之間存在一些次級(jí)震相， 這些多次波主要是由沉積層造成的， 使得沉積層較厚區(qū)域的接收函數(shù)成像較為困難， 這也就是表1 中個(gè)別位于山西斷陷帶盆地內(nèi)的臺(tái)站接收函數(shù)數(shù)量少于33個(gè)的原因。而鄂爾多斯塊體內(nèi)臺(tái)站(如61112臺(tái))的接收函數(shù)就相對(duì)簡(jiǎn)單一些， 就位于同一構(gòu)造單元的臺(tái)站而言， 其疊加接收函數(shù)的形態(tài)差異不大。

表1 臺(tái)站下方區(qū)域的地殼厚度H、 地殼平均波速比κ以及泊松比σTable1 Crustal thickness H， wave velocity ratio κ and Poisson’s ratio σ under some stations

圖 3 研究區(qū)6個(gè)臺(tái)站的接收函數(shù)以及H-κ掃描疊加結(jié)果Fig. 3 Receiver functions and H-κ stacking results of 6 stations in the study area.

3.2 莫霍面的形態(tài)

采用CCP疊加可以直觀地反映出測(cè)線下方地殼結(jié)構(gòu)的變化。圖 4 為6條測(cè)線的CCP疊加剖面(剖面位置見(jiàn)圖 1)， 圖中黑色十字符號(hào)表示利用H-κ掃描疊加法得到的相應(yīng)臺(tái)站下方的莫霍面深度。整體來(lái)看， 圖 4 所揭示的莫霍面深度與地表地形起伏具有良好的對(duì)應(yīng)性， 其中鄂爾多斯地塊與太行隆起區(qū)域的莫霍面具有良好的連續(xù)性(圖4d， f)， 因此可以推斷鄂爾多斯地塊是作為一個(gè)剛性整體在構(gòu)造應(yīng)力的作用下發(fā)生變形， 內(nèi)部變形小。BB′剖面與CC′剖面(圖4b， c)顯示在鄂爾多斯地塊與山西斷陷帶2個(gè)構(gòu)造單元之間的莫霍面并沒(méi)有大的起伏變化； 而AA′剖面(圖4a)顯示出明顯的莫霍面起伏變化。山西斷陷帶下面有明顯的地幔上隆， 上隆量達(dá)4～10km， 莫霍面隆起區(qū)位于臨汾盆地凹陷的正下方， 而H-κ掃描疊加結(jié)果也表明鄂爾多斯地塊的地殼厚度明顯大于呂梁山區(qū)以及山西斷陷帶， 這個(gè)現(xiàn)象可能是華北克拉通被破壞造成的淺部效應(yīng)在2個(gè)構(gòu)造單元中的體現(xiàn)。EE′(圖4e)為一條SN向的跨越鄂爾多斯地塊與山西斷陷帶的CCP疊加剖面， 從圖中可以看出， 山西斷陷帶的莫霍面呈現(xiàn)出明顯的不連續(xù)性， 位于太原盆地與臨汾盆地之間的靈石、 霍州區(qū)域的地殼較薄， 地幔上隆6～14km。對(duì)于山西斷陷帶的形成機(jī)制而言， 分析認(rèn)為斷陷帶是由于板塊之間的相互作用所產(chǎn)生的拉張應(yīng)力造成地幔上涌、 地殼減薄， 巖石圈被拉張， 從而使地表下沉形成斷陷帶。

圖 4 研究區(qū)6條CCP疊加剖面Fig. 4 Six CCP stacking profiles in the study area.a AA′剖面； b BB′剖面； c CC′剖面； d DD′剖面； e EE′剖面； f FF′剖面

對(duì)研究區(qū)范圍內(nèi)的H-κ掃描結(jié)果進(jìn)行統(tǒng)計(jì)， 得到如圖 5 所示的華北克拉通中、 西部地區(qū)地殼厚度與波速比分布范圍統(tǒng)計(jì)圖。統(tǒng)計(jì)結(jié)果顯示： 華北克拉通中、 西部地區(qū)臺(tái)站下方地殼厚度變化范圍大致為30～47km， 其中大部分臺(tái)站下方地殼厚度為41～45km； 臺(tái)站下方的波速比為1.63～2.09， 且以1.76～1.84為主。為了直觀地顯示研究區(qū)的地殼厚度、 泊松比及波速比分布特征， 將表1 的結(jié)果繪制于如圖 6 和圖 7 所示的平面上。

圖 5 華北克拉通中、 西部地區(qū)的地殼厚度與波速比分布范圍統(tǒng)計(jì)Fig. 5 Distribution of crustal thickness and Poisson’s ratio in the central and western parts of the North China Craton.

圖 6 單個(gè)臺(tái)站下方的地殼厚度Fig. 6 Thickness of crust under a single station.

圖 7 a 單個(gè)臺(tái)站下方的泊松比； b 波速比圖Fig. 7 Poisson’s ratio(a) and VP/VS (b)under a single station.

從圖 6 可以看出， 本研究所采用的臺(tái)站數(shù)量比以往研究更多、 臺(tái)站間距更小。從表1 及圖 6 可以看出， 不同構(gòu)造單元間的地殼厚度差異較大， 且從西向東具有逐漸減薄的橫向變化， 與已有的研究結(jié)果較為一致(Xuetal.， 1992； Heetal.， 2003； 唐有彩等， 2010)。研究表明， 鄂爾多斯地塊的地殼較厚， 為37～47km， 太行山隆起區(qū)域的地殼厚度為33～44km， 研究區(qū)東邊緣華北平原的地殼最薄， 為30～33km， 山西斷陷帶的地殼厚度介于鄂爾多斯地塊及太行隆起之間。

3.3 地殼的泊松比及其組成

Christensen(1996)通過(guò)大量的巖石物理實(shí)驗(yàn)提出泊松比與巖石SiO2的含量呈反比關(guān)系， 因此， 泊松比的變化可以反映地殼巖石組分的變化。研究表明， 對(duì)于下地殼巖石組分而言， 泊松比<0.26時(shí)反映地殼巖石由酸性成分組成； 當(dāng)0.28>泊松比≥0.26時(shí)， 表示地殼巖石由中性成分組成； 當(dāng)泊松比≥0.28時(shí)， 表示地殼巖石由基性成分組成(Zandtetal.， 1995)。從H-κ掃描疊加結(jié)果(表1)與臺(tái)站下方地殼泊松比與波速比分布信息(圖 7)可以看出， 在研究區(qū)鄂爾多斯地塊中地區(qū)(109°～110.9°E)地殼泊松比偏低(0.23～0.29)， 但在鄂爾多斯地塊與山西斷陷帶的交界處泊松比的分布并不均勻， 變化較大(0.20～0.29)； 太行隆起處臺(tái)站下方的波速比值介于1.68～1.96， 泊松比值在0.23～0.32之間； 山西斷陷帶臺(tái)站下方的波速比值介于1.72～1.92之間， 平均值為1.81， 泊松比值在0.25～0.31之間， 與兩側(cè)的地質(zhì)單元相比， 山西斷陷帶區(qū)域顯示出較高的泊松比值。泊松比結(jié)果表明研究區(qū)地殼的巖石組分較為復(fù)雜， 鄂爾多斯地塊中部地區(qū)(109°～110.9°E)地殼的巖石組分以酸性成分為主； 鄂爾多斯地塊與山西斷陷帶的交界地殼巖石組分以酸性和基性巖石為主； 山西斷陷帶的巖石組分以基性成分為主。對(duì)山西斷陷帶周邊幾個(gè)臺(tái)站而言， 38°N以北臺(tái)站下方地殼的泊松比比南部大， 高于0.26， 達(dá)0.3以上； 以南區(qū)域的泊松比低于0.26， 僅1個(gè)臺(tái)站(14890臺(tái))出現(xiàn)高于0.26的情況， 這可能是因?yàn)閿嘞輲?nèi)沉積層較厚， 個(gè)別臺(tái)站的接收函數(shù)質(zhì)量較差，H-κ掃描結(jié)果誤差較大所致。

泊松比和地殼厚度之間也存在一定關(guān)系， 二者在不同的地質(zhì)單元表現(xiàn)出不同的依賴(lài)關(guān)系， 了解這種依賴(lài)關(guān)系有助于我們對(duì)地殼構(gòu)造演化過(guò)程的理解(嵇少丞等， 2009； 趙延娜等， 2017)。通過(guò)對(duì)研究區(qū)不同構(gòu)造單元內(nèi)的地殼厚度以及其波速比進(jìn)行統(tǒng)計(jì)， 得到如圖 8 所示的波速比與地殼厚度之間的相關(guān)關(guān)系。其中， 鄂爾多斯地塊參與統(tǒng)計(jì)的臺(tái)站個(gè)數(shù)最多， 為77個(gè)； 山西斷陷帶參與統(tǒng)計(jì)的臺(tái)站個(gè)數(shù)最少， 為12個(gè)； 太行隆起區(qū)域參與統(tǒng)計(jì)的臺(tái)站個(gè)數(shù)為45個(gè)。臺(tái)站的數(shù)量可以說(shuō)明統(tǒng)計(jì)結(jié)果的可靠性。如圖 8 所示， 3個(gè)構(gòu)造單元內(nèi)部地殼整體的波速比隨著地殼厚度的增加而出現(xiàn)不同程度的減小。

圖 8 波速比與地殼厚度的相關(guān)性Fig. 8 The correlation of VP/VS and the crustal thickness.

區(qū)域布格重力異常是構(gòu)造歷史演化的 “活化石”， 其異常特征具有明顯的分塊結(jié)構(gòu)特征(陳石等， 2011)。根據(jù)已有的布格重力異常資料(馬宗晉等， 2006； 唐新功等， 2008； 石嵐等， 2017)可知， 太行隆起的西部地區(qū)整體呈現(xiàn)出負(fù)的布格重力異常， 太行隆起的東部地區(qū)整體呈現(xiàn)出正的布格重力異常值， 這與本研究所得到的研究區(qū)地殼厚度的分布特征一致。

4 討論

對(duì)從各個(gè)臺(tái)站遠(yuǎn)震記錄中提取的接收函數(shù)進(jìn)行H-κ掃描疊加以及共轉(zhuǎn)換點(diǎn)(CCP)疊加成像， 均得出了一致的結(jié)果： 鄂爾多斯地塊內(nèi)的地殼厚度為37～47km， 且莫霍面較為平坦； 山西斷陷帶的地殼厚度為34～46km， 而莫霍面并不連續(xù)， 在臨汾盆地凹陷的正下方， 莫霍面呈現(xiàn)出明顯的上隆(4～10km)。鄭州—臨汾—靖邊的DSS剖面也表明， 在山西斷陷帶的臨汾盆地地區(qū)也有明顯的莫霍面上隆現(xiàn)象(祝治平等， 1994)， 推斷山西斷陷帶的形成與地幔物質(zhì)運(yùn)動(dòng)有著密切的關(guān)系。從區(qū)域構(gòu)造運(yùn)動(dòng)角度而言， 早期西太平洋俯沖的作用所產(chǎn)生的拉張應(yīng)力造成地幔上涌、 地殼減薄、 巖石圈被拉張， 從而使地面下沉形成斷陷帶。

在研究區(qū)內(nèi)， 鄂爾多斯地塊內(nèi)的波速比分布并不均勻， 其中109°～111.5°E區(qū)域內(nèi)地殼的泊松比介于0.23～0.29， 而鄂爾多斯地塊與山西斷陷帶的交界處泊松比為0.20～0.29， 呈現(xiàn)出明顯的過(guò)渡特征。山西斷陷帶下方的上地幔物質(zhì)上涌導(dǎo)致其泊松比要比其兩側(cè)的山區(qū)高。從整體上來(lái)看， 研究區(qū)的泊松比分布以111.5°E為界， 東側(cè)泊松比值較高， 西側(cè)相對(duì)較低。115°E西側(cè)為鄂爾多斯地塊， 其泊松比<0.26(VP/VS=1.75)， 該地區(qū)的地球物理資料(陳九輝等， 2005； 陳凌等， 2010； 唐有彩等， 2010)顯示， 該地塊具有穩(wěn)定古老地塊特征， 地殼結(jié)構(gòu)相對(duì)簡(jiǎn)單， 因而顯示出相對(duì)較低的泊松比特征。111.5°E以東依次為山西斷陷帶、 太行隆起區(qū)和華北平原， 山西斷陷帶附近及華北平原地區(qū)顯示出較高的泊松比， 約達(dá)0.32， 這一方面可能是受到了沉積層的影響， 另一方面與山西斷陷帶的構(gòu)造背景有關(guān)： 斷陷帶下方地殼受上涌的地幔物質(zhì)影響， 可能存在部分熔融或地幔中的基性物質(zhì)， 導(dǎo)致泊松比較高。山西斷陷帶北部的高熱流觀測(cè)結(jié)果顯示， 山西斷陷帶處于較高的地溫場(chǎng)(吳乾蕃等， 1988)， 大同火山區(qū)也在該區(qū)域。深地震測(cè)深研究成果表明在大同附近10～20km的深度范圍存在P波速度為6.1km/s的低速體(段永紅等， 2015)， 推斷在山西斷陷帶內(nèi)38°N以北區(qū)域的地殼中存在部分熔融物質(zhì)， 故呈現(xiàn)出低速特征； 而38°N以南泊松比值較高， 地殼結(jié)構(gòu)仍然保持著穩(wěn)定地殼的一些結(jié)構(gòu)特征， 這與王霞等(2019)通過(guò)背景噪聲成像得出的結(jié)論比較一致。邢集善等(1991)認(rèn)為在38°N緯線附近古縫合帶北部的晉北(軟塊)的巖石圈厚75～80km， 而晉南(硬塊)的巖石圈厚100～120km。此外， 唐有彩等(2010)利用接收函數(shù)的研究結(jié)果揭示太行山北段下地殼出現(xiàn)部分熔融， 而南段仍保持穩(wěn)定(北段泊松比>0.3， 南段泊松比為0.25～0.26)， 其南、 北2段正經(jīng)歷著不同的地質(zhì)過(guò)程。山西斷陷帶地處印度板塊、 太平洋板塊與歐亞板塊相互作用的區(qū)域， 是中國(guó)東、 西部大地構(gòu)造的分界帶和解耦帶， 也是鄂爾多斯、 華北等構(gòu)造塊體差異運(yùn)動(dòng)的調(diào)節(jié)帶， 構(gòu)造比較復(fù)雜。 山西斷陷帶南、 北2個(gè)區(qū)域的地殼構(gòu)造和物質(zhì)組成有差異， 可能是與山西斷陷帶不均勻沉降有關(guān)， 關(guān)于其動(dòng)力學(xué)過(guò)程需要更多的資料進(jìn)行綜合研究。嵇少丞等(2009)提出了泊松比與地殼厚度相關(guān)性的流變學(xué)構(gòu)造模式， 認(rèn)為在構(gòu)造伸展作用下， 隨著地殼整體厚度減少， 具有深大斷裂或剪切帶的區(qū)域內(nèi)部可能發(fā)生上地幔部分熔融的現(xiàn)象， 導(dǎo)致玄武巖漿底侵到其上方的深部地殼， 使地殼內(nèi)基性巖的比重增加。研究區(qū)內(nèi)部3個(gè)不同構(gòu)造單元的地殼平均波速比隨著地殼厚度的增加而減小， 與山西斷陷帶內(nèi)部存在上地幔部分熔融的現(xiàn)象一致。

5 結(jié)論

本文基于華北地區(qū)150個(gè)臺(tái)站的最新數(shù)據(jù)提取了P波接收函數(shù)， 并利用H-κ掃描疊加法以及CCP共轉(zhuǎn)換點(diǎn)疊加法獲取了研究區(qū)臺(tái)站下方的地殼厚度和泊松比， 所得結(jié)果反映了鄂爾多斯地塊與山西斷陷帶不同構(gòu)造單元的地殼結(jié)構(gòu)。

接收函數(shù)的H-κ掃描疊加法與CCP共轉(zhuǎn)換點(diǎn)疊加法得到的結(jié)果顯示， 鄂爾多斯地塊內(nèi)的地殼厚度為37～47km， 且莫霍面較為平坦； 山西斷陷帶的地殼厚度為34～46km， 而莫霍面并不連續(xù)， 在臨汾盆地凹陷的正下方， 莫霍面呈現(xiàn)出明顯的上隆， 上隆量達(dá)4～10km。鄭州—臨汾—靖邊DSS剖面也表明， 在山西斷陷帶的臨汾盆地地區(qū)存在莫霍面上隆的現(xiàn)象(祝治平等， 1994)， 二者有一致的結(jié)論。推斷山西斷陷帶的形成與地幔物質(zhì)運(yùn)動(dòng)有著密切的關(guān)系， 從區(qū)域構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的角度來(lái)看， 早期西太平洋俯沖的作用所產(chǎn)生的拉張應(yīng)力造成地幔上涌、 地殼減薄、 巖石圈被拉張， 從而使地表下沉形成斷陷帶。

鄂爾多斯地塊內(nèi)的波速比分布并不均勻， 其中109°～111.5°E區(qū)域內(nèi)地殼的泊松比介于0.23～0.29， 而鄂爾多斯地塊與山西斷陷帶交界處的泊松比為0.20～0.29， 呈現(xiàn)出明顯的過(guò)渡特征。山西斷陷帶下方的上地幔物質(zhì)上涌導(dǎo)致其泊松比比兩側(cè)的山區(qū)更高。整體看來(lái)， 研究區(qū)的泊松比分布以111.5°E為界， 其東側(cè)泊松比值較高， 而西側(cè)相對(duì)較低。115.5°E西側(cè)為鄂爾多斯地塊， 其泊松比<0.26(VP/VS=1.75)， 表明該地塊具有穩(wěn)定古老地塊特征， 地殼結(jié)構(gòu)相對(duì)簡(jiǎn)單， 因而顯示出相對(duì)較低的泊松比。研究區(qū)111.5°E以東依次為山西斷陷帶、 太行隆起區(qū)和華北平原， 山西斷陷帶附近以及華北平原地區(qū)顯示出較高的泊松比， 約達(dá)0.32。這一方面可能是受到沉積層的影響； 另一方面與山西斷陷帶的構(gòu)造背景有關(guān)： 斷陷帶下方地殼受上涌的地幔物質(zhì)影響， 可能存在部分熔融或地幔中的基性物質(zhì)， 導(dǎo)致泊松比較高。推斷山西斷陷帶內(nèi)38°N以北區(qū)域的地殼中存在部分熔融物質(zhì)而呈現(xiàn)出低速特征， 而38°N以南區(qū)域的泊松比值較高， 地殼結(jié)構(gòu)仍然保持著穩(wěn)定地殼的一些結(jié)構(gòu)特征。

通過(guò)與該區(qū)域已有的布格重力異常資料進(jìn)行對(duì)比可知， 研究區(qū)地殼厚度的分布特征與太行隆起東、 西部地區(qū)分別呈現(xiàn)出正、 負(fù)的布格重力異常分布特征一致。研究區(qū)內(nèi)不同構(gòu)造單元內(nèi)的地殼厚度以及波速比的統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明， 3個(gè)構(gòu)造單元地殼的波速比隨著地殼厚度的增加均呈現(xiàn)不同程度的減小， 根據(jù)嵇少丞等(2009)提出泊松比與地殼厚度相關(guān)性的流變學(xué)構(gòu)造模式， 反映出山西斷陷帶內(nèi)部可能存在上地幔部分熔融的現(xiàn)象。

山西斷陷帶地處印度板塊、 太平洋板塊與歐亞板塊相互作用的區(qū)域， 是中國(guó)東、 西部大地構(gòu)造的分界帶和解耦帶， 也是鄂爾多斯、 華北等構(gòu)造塊體差異運(yùn)動(dòng)的調(diào)節(jié)帶， 構(gòu)造比較復(fù)雜。 山西斷陷帶南、 北2個(gè)區(qū)域的地殼構(gòu)造和物質(zhì)組成存在差異， 可能與山西斷陷帶的不均勻沉降有關(guān)， 了解其相關(guān)的動(dòng)力學(xué)過(guò)程需要基于更多資料開(kāi)展進(jìn)一步綜合研究。

致謝中國(guó)地震局地球物理研究所 “中國(guó)地震科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣數(shù)據(jù)中心”為本研究提供了地震波形數(shù)據(jù)(doi: 10.12001/ChinArray.Data)； 審稿專(zhuān)家對(duì)本文提出了建設(shè)性意見(jiàn)。在此一并表示感謝!