2011, Vol. 54
2. 中国科学院研究生院, 北京 100049
2. Graduate University, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
华北克拉通是世界上最古老的克拉通地块之一[1,2]，从太古代到中生代一直保持着稳定状态.然而，自中生代开始，华北克拉通的东部岩石圈经历了大规模的活化，至新生代华北克拉通区域丢失了100km 厚的岩石圈地幔根[3].同时，地球化学和岩石学对地幔捕虏体的研究证明，华北克拉通东部岩石圈地幔的物理和化学性质自古生代以来发生了根本改变[4].关于华北克拉通的破坏机制，目前提出了多种模型，如地幔柱或者地幔上涌模型[5-7]､岩石圈地幔拆沉[8-11]或者后造山垮塌模型[12,13]等.这些模型各有其合理性，但任何一个模型也都面临解释一些地质问题和构造过程时的困难[14-16].因此，要全面认识理解华北克拉通破坏的过程及机理需要来自更多学科和领域的研究及观测证据.本文注意到，尽管这些模型强调的机制各不相同，但也有其共同之处，那就是所有模型的动力学过程都伴随着岩石圈的伸展.岩石圈伸展是岩石圈侧向延展､垂向减薄的地质过程的体现[17]，对应的伸展因子是描述伸展型盆地伸展程度的参数[18].研究克拉通的伸展情况，必须要了解地壳厚度分布状况[19,20].同时，岩石圈在伸展过程中，必然会伴随地壳介质的物理或者化学变化，从而会在地壳介质的泊松比上有所体现.因此，研究华北克拉通区域的地壳厚度和泊松比的分布状态，对分析华北克拉通的伸展状态，进而了解和推断华北克拉通破坏的动力学机制有非常重要的参考价值.
在地震学上，研究地壳厚度和泊松比的分布通常有三种途径:层析成像方法､人工源探测方法和接收函数反演方法.层析成像方法是地震学上研究地下结构最主要的手段之一，近年来，众多研究者采用Pn波､体波､瑞利面波､噪声层析成像等多种手段研究了华北地区的地壳上地幔结构[21-26].然而，层析成像方法对地壳厚度的敏感度不高，远震体波反演对地壳和上地幔顶部的分辨率不足，可信度比较低；而面波反演方法则存在着地震波速度和地壳厚度的相互制约关系，较强地受制于参考模型的精度.因此，单纯的层析成像研究获得的地壳厚度信息在可信度和精确度上都有一定的不足.另外，单纯采用某一种震相(如P波或者S波)到时进行层析成像，将无法获得泊松比的信息，这在一定程度上制约了对华北克拉通的伸展和破坏机制的了解.
相比地震层析成像方法，人工源探测手段可以获得更为准确的地壳速度结构和地壳厚度变化.从1966年以来，在华北地区先后进行了多次主动源探测实验，获取了30 余条､近两万公里的人工宽角反射､折射深地震测深(DSS)剖面，获取了华北地区多条剖线上的地壳上地幔顶部的速度结构[27-33].然而，这些地震测深主要是针对单一剖面进行的，或者利用某一种震相反演地壳某层的构造，较少对各个不同块体地壳上的横向分布进行对比研究，且研究区域主要局限在首都圈周边及太行､吕梁以及鄂尔多斯的南北向测线上，对华北克拉通大部分区域的剖线覆盖度不好，因此，难以获得华北克拉通地块整体上的地壳厚度和泊松比的分布.
相比层析成像方法，远震接收函数方法能够更为准确的获得地壳厚度和波速比的信息，因此，在研究地壳和上地幔结构中获得了广泛的应用.近些年来，华北地区地震台网的密度大为提高，因此，利用接收函数方法对华北地区地壳上地幔结构和物质性质的研究取得了较大的进展，获取包括北部地区[34-40]､中东部地区[41]，以及南部地区[42,43]的地壳和上地幔地壳结构等信息.这些远震接收函数的工作虽然获得了华北地区基本的地壳和岩石层的速度结构等特征，然而，和主动源测深研究相似，这些研究大部分或者只研究某一个区域的构造性质，或者只局限在某些剖线上，因此，难以获得一致性的地下结构结果.同时，由于受限于地震观测台网的分布不均､观测时间的不足等因素，这些研究大部分局限在华北克拉通北部､东部以及南部部分地区，而对西部的鄂尔多斯盆地中西部以及克拉通中部造山带等地区研究相对不足.
自2000年以来，华北地区数字地震观测网络得到了极大的完善和提高[44]，为精确研究华北地区整体区域的地壳结构和波速比分布提供了良好的基础.因此，本文收集了华北地区的323个固定观测台站的资料，使用远震接收函数地壳波速比搜索的方法，研究了台站下方的地壳厚度和泊松比.由于本文使用的台站除了鄂尔多斯内部及其以西部分区域外，均有很好的覆盖，从而进一步补充前人研究结果，并可以提供可靠的华北克拉通地壳厚度和泊松比，为研究华北克拉通伸展和破坏机制提供参考依据.
2 方法远震接收函数方法[45,46]是研究地壳-上地幔界面的有力工具.在本研究中，采用时域迭代反褶积算法[47]得到接收函数，该方法可以有效地消除频率反褶积P波到达之前的噪声，并且不用额外引入水平因子来防止频率反褶积不稳定现象.在计算地壳厚度和波速比时，本文采用十分成熟的地壳厚度-波速比扫描方法[48].为了压制噪声，保证地壳-波速比搜索结果的可靠性，只保留了优选出的接收函数数量在15条以上的台站.相比较其他方法，地壳-波速比搜索方法不仅避免了将不同入射角接收函数叠加而进行叠前偏移的步骤，并且可以同时反演出平均地壳厚度和波速比两个参数.波速比对于Vp 波速变化不敏感.对于Vp 从6.0km/s变化到6.75km/s, 波速比变化只有0.05，而对应的泊松比变化不超过0.02.转换波和多次波震相的到时，强烈依赖于波速比和地壳厚度，转换波和多次波与初至波的时间差分别为[48]:
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式中H是地壳厚度，Vp 和Vｓ 分别是地壳的平均P波和S波速度，p为射线参数．
构造一个叠加函数S(H,k)
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其中κ 是地壳平均P 波速度与S波速度之比，r(t)是径向接收函数，tPs､tPpPs和tPpPs是预测的Ps､PpPs和PsPs+PpSs震相的到时.wi(i=1，2，3)是权重因子，并且满足w1+w2+w3=1.给定地壳平均速度Vp, 在地壳厚度-波速比(H-κ)平面上，3 个震相表现为斜率不同的3 条曲线，这3 条曲线有一个交点，该交点给出了地壳的厚度和波速比值.由此可以在H-κ 平面上搜索两个震相叠加后的能量最大值，得到地壳的埋深及波速比值.这一技术有效地避免了震相识别和到时拾取的困难，以及由此而产生的误差.
泊松比与地震波波速比有对应关系，可以由以下公式[49]求得泊松比值σ:
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本文研究收集了华北范围内数字地震观测网络共323个台站(见图 1)的地震资料，覆盖了华北的中东部绝大部分地区和西部的部分地区.地震事件包括2007年8月到2009年3月发生在全球范围内6.5级到8.5 级的共93 个远震地震.对于每个台站，远震资料的选取按照如下标准，震中距介于30°-95°之间，具有清晰的初至P 波和高信噪比.为了消除高频噪声，本文采用高斯低通滤波器，滤波因子取为5.0.为了保证计算结果的精度，剔除了时域迭代中拟合率在95%以下的接收函数.所有结果经过人工检查，保证只有那些波形良好的接收函数用于进一步的研究中.选出接收函数较好且数量达到15条以上的台站有201 个，接收函数少于15 条的台站有107个，没有选出接收函数的台站15 个(图 1).本文研究发现，各个台站得到的接收函数数量与华北地区的沉积层分布有关.绝大部分没有得到足够数量接收函数的台站分布在华北平原内部.
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图 1 接收函数用到的台站､地震及地质构造图 (a)研究区域及台站分布图，其中黑色圆点代表接收函数数目多于15条的台站，正方形代表接收函数数目少于15条，十字代表没有得到接收函数的台站.黑色实线勾画了华北克拉通､扬子地块和中朝克拉通的边界，以及华北克拉通内部子块体的边界；(b)五角星代表用来计算华北克拉通内地壳厚度和Vp/Vs 波速比的远震事件 Fig. 1 Distribution of stations and earthquakes and the tectonic settings of North China craton (a)Distribution of broadband stations and tectonic framework of the NorthChina Craton(NCC).Black dots represent the stations on which the number of receiver functions is large than15，squares are the stations with receiver functions number less than15，and crosses are the stations with out receiver functions.Black solid lines mark the boundaries of the NCC，Yangtze Craton (YC)and Central Asian Orogenic Belt(CAOB)，as well as the bound aries between the sub blocks within the NCC.(b)Distribution of teleseismic events used for calculating receiver functions. |
总体上各个台站得到接收函数Ps转换波震相较为明晰，而多次波振幅较小，往往淹没在噪声中.本文对各个台站得到的接收函数，使用地壳泊松比搜索技术，为了提高结果的稳定性，本文参考前人的经验，相对降低多次波权重，分别给以转换波Ps和多次波PpPs和PsPs+PpSs的权重为0.5､0.3和0.2.
4 计算结果及分析 4.1 接收函数结果及其可靠性本文通过计算，得到了华北地区地震台站地震记录的远震接收函数和地壳厚度-波速比搜索的结果.图 2(a, b)分别显示了华北地区CLI，SUDE，YAAN 和YULT4个台的接收函数和对应的地壳厚度-波速比(H-κ)的关系.可以看到，不同区域的接收函数有很大的不同.在CLI台上，接收函数波形比较干净，对应的H-κ 图像也比较简单，能够清楚地获得地壳厚度和波速比情况.而在沉积层较厚的区域，如SUDE 台和YULT 台，接收函数波形则比较复杂，P 波附近有明显的双峰，P 和Ps之间存在着较多的次级震相，这主要是由于沉积层的多次波造成的.因此，在华北沉积层较厚的区域，接收函数的成像较为困难，这也是图 1 中显示首都圈地区和华北平原内部很多台站接收函数少于15 个可靠记录的原因.尽管如此，在沉积层较厚的许多地区，通过H-κ 方法依然可以获得较为可靠的地壳厚度和波速比分布，图 2b中的SUDE 和YULT 台的H-κ 关系就是两个典型情况.
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图 2 (a)华北HECLI，SNSUDE，SN YAAN 和SN YULT 台站的接收函数，按震中距排列；(b)各个台站的地壳厚度-波速比搜索的结果，黑点为地壳厚度和波速比最佳估计值，椭圆给出了1σ 不确定性范围 Fig. 2 (a)Receiver function profiles of HECLI，SN SUDE，SN YAAN and SN YULT station s, sorted by epicentral distance； (b)H-κ distribution .Black dot shows the bes testimate of the crustal thickness andVp/Vs ratio.The 1σuncertain ties are given by the ellipse |
基于接收函数和H-κ 搜索，本文获得华北克拉通区域的地壳厚度分布情况(见图 3).计算结果显示，在华北克拉通东部，地壳厚度大约在25-35km之间，其中鲁西隆起､辽东半岛､山东半岛､大别山等地区地壳略厚，另外在长白山火山附近地壳厚度超过了35km； 在克拉通中部，北段和中段几乎以中国南北重力梯度带为界，地壳逐渐过渡，地壳增厚变为40km 以上，南段地壳只增厚到35km 左右，然后又有所减薄，在渭河裂谷处减薄到约30km； 在克拉通西部，由于台站分布较为稀疏，只能看到大致趋势，除了北部的银川河套裂谷和南部的渭河裂谷地壳略薄以外，其他地区地壳均为40km 以上，而且有向西增厚的趋势.
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图 3 计算得到的华北克拉通地壳厚度起伏分布，黑色三角形代表台站位置 Fig. 3 NCC crustal thickness map inverted from observations on stations shown as black triangles |
在华北克拉通东部大部分区域，地壳泊松比都偏低，但是在太行山北段和燕山交汇处以及长白山处泊松比偏高，部分地区可以达到0.3以上，另外在燕山北部和鲁西隆起南部各有一处泊松比较高的区域；在克拉通中部太行山区域南､北两段显示了截然相反的泊松比分布；在克拉通西部，在环绕鄂尔多斯盆地的裂谷地段显示了较高的泊松比，而在鄂尔多斯的内部及其以西的地区泊松比较低.
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图 4 华北克拉通泊松比分布图，黑色三角形代表台站位置 Fig. 4 Map of lateral variations for Poisson′s ratio of NCC.Black triangles represent the stations |
泊松比是了解地球内部物质构成的一个非常重要的参数，可以用地震学中压缩波和剪切波速度比值来确定.大量岩石物理实验表明，在压力大于100-200MPa时，压力对泊松比影响不大，温度对于泊松比影响也非常小，而泊松比对于岩石的组分非常敏感，与岩石SiO2 的含量成反比关系[50]，因此，通过泊松比的变化可以揭示岩石组分的变化.大陆地壳的泊松比一般在0.25-0.27之间，中上地壳的平均泊松比为0.25[43].Zandt等研究认为富含铁镁质成分的下地壳使克拉通地区有较高的泊松比[51].因此，以“拆沉作用"进行减薄的克拉通[34]，下地壳缺失可能导致地壳平均泊松比降低.但是铁镁成分增加无法使泊松比平均值增大至0.29，而部分熔融程度为5%的花岗岩的泊松比约为0.31.因此，“热-化学侵蚀"方式造成克拉通大范围的地壳熔融可以引起泊松比的上升[52].地壳厚度是反映地壳结构特征的一个重要参数，如果假设华北克拉通在形成并稳定后具有较为均匀的地壳厚度，那么现今的地壳厚度，可以提供显生宙克拉通改造和地壳减薄的空间分布和横向变化的直接证据，因此华北地区地壳厚度和泊松比变化可以为深入了解克拉通的破坏提供重要信息[53].本文根据台站分布选取并分析了几条贯穿华北的剖面，并与深地震测深结果进行了对比.
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图 5 华北克拉通不同区域的海拔､地壳厚度和泊松比情况 (a)黑色虚线框代表了选取的6个剖面位置；(b)6个剖面的海拔高程，地壳厚度和泊松比变化. Fig. 5 (a)Six profiles position in black dash lines； (b)Elevation, crustal thickness and Poisson′s ratio variations of six profiles |
剖面AA′位于华北克拉通的北边界.从河套盆地开始经过阴山山脉､燕山山脉､穿过辽河平原到长白山脉为止.深地震测深剖面结果表明，此处地壳厚度约为30-42km[54].本文的结果显示，该剖面地壳厚度变化基本与地表地形变化呈负相关关系，阴山，燕山和长白山存在明显的反山根；在河套盆地和长白山下方泊松比较高，到达0.3左右，一般认为大陆岩石泊松比超过0.3 是发生了部分熔融现象[51,52]，可能分别与当地的张裂作用和火山活动有关.而辽河平原相对于鄂尔多斯(>40km)较薄的地壳和相对于世界克拉通平均泊松比(约0.29)较低泊松比分布，可能意味着铁镁质下地壳的拆沉.
剖面BB′位于华北克拉通的西南边界.从祁连山脉开始，经过六盘山､渭河裂谷盆地､秦岭､穿过华北平原到达大别山.深地震测深剖面结果表明，此剖面地壳厚度约为30-55km[54]，本文的研究结果与此类似.该剖面地壳厚度变化与地表地形同样存在着负相关关系，地壳最薄处位于渭河盆地和华北平原；在河套盆地处泊松比同样达到并超过了0.3，可能存在着地壳的部分熔融.而下地壳的拆沉现象可能发生在较薄地壳和较低的泊松比的华北平原.
剖面CC′位于华北克拉通的东部边界，基本与郯庐断裂带平行.剖面从大别山开始经过华北平原､鲁西隆起､穿过渤海､辽东半岛，到达辽河流域.深地震测深剖面结果表明，此剖面地壳厚度约为30-36km[54].本文的研究结果显示在大别山和鲁西隆起处，莫霍面向深处凹陷，与地表呈反相关.在渤海内部，地壳厚度有约5km 的突变，可能有深达莫霍面的走滑断层将两侧地壳错开.辽东半岛下方的莫霍面与地表地形的相关性不明显.在华北平原和辽东半岛的剖面经过地区泊松比较为一致，平均泊松比约在0.25-0.26之间，在渤海内部，泊松比较低，大约在0.22-0.23之间，另外在大别山地区泊松比较为离散，泊松比在0.22-0.27之间变化.
剖面DD′横穿华北克拉通中东部，从银川盆地开始，经过鄂尔多斯高原，穿过吕梁山､太行山，进入华北平原，最后到达鲁西隆起.深地震测深剖面结果表明，此剖面地壳厚度约为30-42km[54].本文的研究结果显示，吕梁太行地区地壳厚度变化较为剧烈，反山根较为明显；鲁西隆起下方地壳也有轻微下凹.总体泊松比较为平均，均值在0.25左右，低于世界克拉通平均值0.29.
剖面EE′近乎平行太行山，从太行山山脉南端，经过华北平原到达太行山山脉北段.深地震测深剖面结果表明，此剖面地壳厚度约为30-42km[54]，本文的研究结果与此类似.莫霍面在太行山脉处埋深较深，在平原处较浅，体现出与地表地形的反相关.太行山地区南段泊松比较为均匀，在0.25-0.26左右.华北平原到太行山山脉北段的地壳泊松比急剧增加，极值超过了0.3，可能代表着太行山北段下地壳出现了部分熔融而南段仍保持稳定.剖面FF′位于鄂尔多斯东边界，从秦岭开始，经过渭河盆地､鄂尔多斯盆地边界､河套裂谷盆地到达阴山山脉.深地震测深剖面结果表明，此剖面地壳厚度约为34-46km[54].渭河盆地的平均地壳厚度薄于鄂尔多斯盆地，地形与地壳深度呈现一定的负相关，在鄂尔多斯南边界，出现多处泊松比接近0.3的地区，与鄂尔多斯盆地周边的渭河､汾河､河套裂谷盆地有一定对应关系.
5.2 地壳厚度和海拔高度的关系本文通过对华北地区海拔高程与地壳厚度之间的关系研究后发现(见图 6)，华北地区基本满足艾利均衡，即有着山与反山根的关系.使用最小二乘拟合，线性回归方程为:
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图 6 华北地区海拔高程与地壳厚度的关系，黑色直线是线性回归曲线 Fig. 6 Relationship of elevation and crustal thickness of NCC.Black line is the linear regress ioncurve |
方程中y代表地壳厚度，x代表海拔高程，单位km.
决定系数R2=0.639，其含义是表示地壳厚度中有63.9%的信息可以被自变量海拔高程解释.如果取地壳密度为2800kg/m3，根据艾利均衡，该回归方程表示的是地幔密度为3221kg/m3，零海拔地区均衡时地壳厚度为31.72km.假设回归曲线推测出的地壳厚度为华北地区均衡时的地壳厚度，本文使用接收函数计算得出的地壳厚度与均衡厚度之差，可以反映该地区偏离均衡的程度.因为，厚度差乘以地幔-地壳密度差以及重力加速度代表着均衡补偿作用的地幔浮力(图 7).在华北克拉通东部，浮力作用较小，在大别山脉和鲁西隆起部分浮力为正，在北部浮力为负，代表着该地区有支持沉降环境；在克拉通中部，情况较为复杂，总体上是负浮力为主；在克拉通西部，祁连山脉以北区域，有较为强烈的正浮力支持.
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图 7 根据回归曲线得出的华北克拉通均衡补偿浮力图，向上的箭头代表着正浮力，向下箭头代表着负浮力 Fig. 7 NCC isostatic buoyancy map obtained by regression curve.Upward arrows represent apositive buoyancy, downarrows represent the negative buoyancy |
本研究通过对华北范围内数字地震观测网络323个地震台的天然远震地震波形的处理，得到了各个台站的接收函数.针对其中拟合率优于95%的接收函数数量达到15 条以上201 个台站进行了地壳厚度-波速比扫描，得到201个地震台下方平均地壳厚度和泊松比.本研究得出以下结论.
(1) 华北克拉通地壳厚度大范围减薄不仅仅发生在东克拉通，而是已经到达南北重力梯度带附近，在克拉通南部，减薄进一步发生在整个中克拉通并延伸到西克拉通的渭河裂谷盆地.
(2) 在鄂尔多斯的周边裂谷盆地，地壳也出现了减薄现象，不仅如此，裂谷盆地地壳的泊松比较鄂尔多斯盆地内高，部分地区达到了0.3，可能环绕鄂尔多斯的裂谷盆地的下地壳普遍发生了部分熔融现象.另外发生部分熔融的地区还可能包括太行山北段和长白山地区，其中后者可能与火山活动有关，而前者可能预示着太行山南北两段正在经历着不同的地质过程.
(3) 整体上华北地区的地壳厚度与地表地形存在着明显负相关的关系，这与艾利均衡假说相一致，可能暗示了华北地区的地壳正在经历着缓慢的破坏与均衡同时进行的过程.
(4) 根据艾利均衡，华北克拉通中西部和东北部体现了相对不均衡的状态，西部以正浮力为主，东北部以负浮力为主.
本文的结果也存在着一定的不足，最大的问题是华北地区分布着很厚的沉积层，这些沉积层导致接收函数的波形非常复杂，在部分区域甚至无法获得稳定的地壳厚度和泊松比结果，这对于研究华北克拉通东部地区造成了一定的困难.因此，本文将在下一步的工作中寻找解决较厚沉积层区域中的接收函数的处理方法，综合主动源和层析成像的结果，以及利用接收函数和面波联合反演的方法，以期获得覆盖整个华北克拉通区域的更加可靠的地壳深度和波速比图像.
致谢本文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"为本研究提供地震波形数据.感谢朱露培教授和倪四道教授对本工作的支持，以及中国科学技术大学崇加军博士､刘渊源博士提供的软件和技术指导.
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