不同于世界上的典型克拉通，华北克拉通在中-新生代经历了广泛而强烈的岩石圈构造活化，其岩石圈地幔^[1~6]与地壳^{[7， 8]}的厚度和性质都发生了明显改变，表现为克拉通东部冷的、厚(约200km)且难熔的克拉通型岩石圈被新生代热的、薄(<100km)且相对饱满的大洋型岩石圈所代替.这一古老克拉通的活化过程不仅显著影响了华北克拉通内部的构造格局和深部结构，而且必然在克拉通的边界带和邻近地区留下构造印记.因此，深入认识边界带和周边区域的结构特征及其横向变化，将为进一步研究华北克拉通破坏的过程和机制提供重要补充.

为了系统了解华北克拉通东北部边界区域的壳幔结构特征，中国科学院地质与地球物理研究所地震台阵实验室(www.seislab.cn)分两期布设了由117个流动地震台站组成的两条线性台阵(图 1).台阵跨越辽东台隆、燕山带和兴蒙造山带三个构造带，并穿过重力发生突然变化的南北重力梯度带.台阵记录的地震数据已经用于区域地壳和岩石圈结构的成像研究，并取得了重要进展^[6~12].

新的地震学研究进展与其他学科的观测结果相结合表明，华北克拉通东北部边界区域经历了显著的岩石圈改造和破坏，但改造程度和过程存在横向差异.辽东台隆发生了地壳和岩石圈的明显减薄与破坏^[13~17]；北缘的燕山带区域地质构造、壳幔结构和性质都表现出明显的横向变化^{[9~11， 17~19]}，可能与该造山带在中生代经历了复杂的挤压和伸展变形以及强烈的岩浆活动有关.位于燕山带以北的兴蒙造山带，属于华北克拉通之外的区域，在显生宙经历了显著的陆壳增生和改造作用^[20].地震层析成像结果显示，该造山带也发生了岩石圈的改造和减薄^{[9， 12， 21~23]}.

为了进一步认识辽东台隆、燕山带和兴蒙造山带的中-新生代构造演化及其受华北克拉通破坏过程的影响，本文将着重于对三个区域台站下方的地壳结构特征进行对比分析.地壳厚度(H)和波速比(V_P/V_S，或κ)是反映地壳结构特征的基本参数，是研究大陆地壳演化的重要信息.已有研究表明，构造特征不同和/或年龄不同的大陆地区往往存在明显的地壳厚度差异，而地壳成分和性质的区域变化则常常反映在波速比的相对大小上^[24].比如，大陆造山带区域地壳厚度往往超过40km, 甚至达70~80km, 而伸展裂陷区地壳大多较薄，只有或不足30km；大陆地壳低的波速比可能暗示后期改造作用或存在下地壳拆沉，而波速比超过1.87则可能指示地壳中存在流体、部分熔融或者蛇纹岩化现象^[25]，或有铁镁质物质的侵入等^[26].在通常情况下，

大陆碰撞、下地壳拆沉、对称与非对称拉伸，以及基性岩浆底侵等作用都可能造成地壳厚度与波速比以某种线性或非线性关系发生变化^[27].因此，对地壳厚度和波速比的同时观测和对比可以提供区域地壳构造演化的重要约束.

本文利用两条线性密集台阵记录的地震资料，采用接收函数方法来研究辽东台隆、燕山带和兴蒙造山带台站下方的地壳厚度和波速比横向变化特征.接收函数方法采用接近垂直入射的远震波形记录，具有较高的横向分辨率，因此在布设了密集固定或流动地震台阵的区域，基于该方法可以得到台阵下方高分辨率的结构图像.本文采用Zhu等^[28]提出的接收函数H-κ 叠加方法获得研究区域的地壳厚度和平均波速比，并进一步对比分析三个构造区台站下方的地壳结构的变化特征及其与地壳-岩石圈构造过程的关系.

本文研究资料来源于中国科学院地质与地球物理研究所地震台阵实验室执行的“华北内部结构计划"(North China Interior Structure Project, NCISP)第三期(NCISPIII，2003~2004年)和第六期(NCISPVI，2007~2008年)流动地震台阵远震波形记录.第三期共布设了57 个台站，平均间距约10km；第六期总共设了60个台站，平均间距约15km.地震台站的具体信息可参考Zheng等^[10]，Tang等^[9]和李明明等^[12].由于在盆地地区，远震波形记录中的深部结构震相常常被厚沉积层强多次反射波所掩盖，难于分离并有效成像，因此本文未考虑沉积层厚度超过3000m 的台站资料.本文使用了测线中97个台站的数据，其中燕山带、兴蒙造山带和辽东台隆分别有36、46个和15个(图 1).这些台站都位于岩石基底之上，仪器工作状态相对稳定，数据记录质量较高.通过精选，最后共使用了约16500个高质量的地震记录，具体信息见表 1.所有地震的震级都大于5.5级，震中距为30°~90°，大多数地震分布在背方位角110°~230°之间(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域、台站以及地震分布 图中圆点代表本文所用到的97个台站位置，不同颜色代表不同的数据质量见图例.黑色实线代表华北克拉通的北部边界，白线是南北 重力梯度带，右上插图表明地震的分布情况.图中索伦缝合带与燕山带（黑色圆点所围区域）分别参照Xiao等[20]和郑亚东等[19]结果. Fig. 1 Study region、stations and earthquakes distribution Solid circles show the locations of the stations used,different colors indicate different data quality (see legend). Black line shows the northern border of the North China Craton and white line denotes the North-South Gravity Lineament. The earthquakes distribution is shown in the up-right inset. The spatial ranges of the Solonker suture and Yanshan Belt (outlined with black dots) are from Xiao et al. [20]and Zheng et al. [19].

表 1(Table 1)

表 1 研究区域台站和接收函数的具体信息 Table 1 The information of stations and receiver functions in study region

表 1 研究区域台站和接收函数的具体信息 Table 1 The information of stations and receiver functions in study region

远震接收函数主要由Ps转换波和多次反射波等组成，记录了台站下方速度间断面对地震波的响应.由于具有消除震源效应的优点，因此非常适合用来获取地壳和上地幔间断面的结构信息.本文选取从P波到时前20s至到时后120s的时间窗，并采用最大熵谱反褶积方法提取接收函数^{[29， 30]}.

采用接收函数H-κ 叠加方法^[28]来获得单个台站下方的地壳厚度和平均波速比.在研究区域的接收函数波形记录中，初至P波之后的30s内主要有三个震相，分别为Moho面的Ps转换波和PpPs及PpSs+PsPs 地表多次波.对于一维单层地壳模型，上述三个震相与初至P波的到时差可表示为

(1)

(2)

(3)

其中，H为地壳厚度，V_P 和V_S 分别为地壳平均P波速度和S波速度，p为射线参数.

理论上，假如给定一个地壳平均速度V_P，在地壳厚度(H)-波速比(κ)平面上，方程(1)~(3)表现为三条斜率不同，但相交于一点的曲线，而相交点由于同时满足三个方程，因此对应于最佳的地壳厚度与波速比.在实际应用中，对上述三种震相的贡献进行加权叠加:

(4)

其中w_Ps, w_PpPs, w_PpSs为加权系数，且w_Ps+w_PpPs+w_PpSs=1；r(t)为接收函数振幅(PpSs+PsPs振幅与其他两个震相振幅极性相反，故取负号).在方程(4)中，当选取正确的地壳厚度与波速比时(相交点)，方程右边各个震相(r(t_Ps)，r(t_PpPs)，r(t_PpSs))对应于准确到时(最大振幅)，使叠加能量(s(H，κ))达到最大值.因此可以通过测试不同的(H，κ)值，在H-κ 平面上搜索三个震相叠加后的最大振幅，从而获得最佳的地壳厚度和波速比.上述方法即为接收函数的H-κ 叠加方法^[28]，其主要优点是不用人工挑选震相走时，故而可以避免挑选震相时人为因素的影响；同时能高效批量处理大量数据，因此适用于对大尺度区域地壳厚度和平均波速比的研究.

对大量地震记录进行叠加可以增强信噪比，获取台站下方的平均结构特征.在单台数据处理过程中，首先，我们在30°~90°震中距内，以2°为步长对每4°范围内所有方位角的接收函数进行叠加(步长范围的变化对叠加结果影响很小)，得到按震中距排列的叠加接收函数道集.然后，对此接收函数道集进行H-κ 叠加搜索，即得到台站下方的平均地壳厚度和波速比.图 2给出了几个代表性台站的资料处理结果.

图 2

Fig. 2

图 2 按震中距排列的接收函数道集和H-k叠加结果 （a)214 良好；（b)NE14 中等；（c)218 较差.上图中红色实线为不同震相的理论到时.下图中不同的颜色对应不同的归一化叠加振幅，黑色椭圆代表了 95%的置信区间，十字叉表明所求的最佳地壳厚度和波速比值. Fig. 2 Receiver functions sorted by epicentral distance andH-k stacking results for representative stations belonging to ‘good ' , ‘fair' , and ‘ poor' categories, respectively Red lines in the upper panels give the theoretical arrival times of different phases. Different colors in the lower panels denote different normalized stacking amplitudes; Crosses and black ellipses represent l^he best estimates of crustal thickness and Vp/Vs ratio and the 95% confidence intervals.

在H-κ 叠加方法中，不同震相的有效识别对叠加结果的可靠性至关重要.由于NCISPIII和NCIPSVI两条线性台阵横向跨度大，台站场地条件、深部结构较为复杂，因此不同台站接收函数的数据质量存在一定差别.根据Moho面Ps转换波和多次反射波的波形特征和识别程度，对台站接收函数进行分类.一般来说，Ps波振幅较大，受噪声干扰相对较小，最容易识别；PpPs波次之；而PpSs+PsPs震相能量较小，易受噪声干扰，可辨别性较差，故不作为分类的依据.由此，将台站数据分为三类(图 2):Ps和PpPs震相清晰并且具有很好的一致性，为“良好"，如台站214；Ps震相容易识别，但是PpPs波却受到某种程度干扰，为“中等"，例如台站NE14；Ps和PpPs都受到干扰，则为“较差"，例如台站218.通过分类，良好，中等和较差的台站数目分别为42，42，13(参见表格1和图 1)，由此可见大多数数据是可靠的.

除了数据的质量之外，同时还考虑可能影响结果的其他参数:(1)地壳平均P波速度V_P，在研究区域，经测试得到V_P 每增加0.1km/s, 相应的地壳厚度增加0.5~0.7km.κ值对V_P 变化不敏感，我们把V_P从6.0km/s以0.1km/s为间隔增加到6.8km/s, 并分别进行H-κ 叠加，发现大多数台站κ 值的变化都小于0.03，几乎所有的台站都不超多0.05，这与Zandt^[24]数值测试得到的结果一致.参考前人在研究区人工源地震勘探^[31]和天然地震成像结果^[10]，选取V_P=6.35km/s来得到最终的H-κ 叠加结果；(2)频率，通过对不同的频率范围进行测试，发现对数据做0.03~0.5Hz滤波，在高频噪声影响和低频较低分辨率两者的平衡方面效果最好；(3)加权系数，根据接收函数波形特征的差异，不同的学者采用了不同的加权系数对Ps、PpPs和PpSs+PsPs进行H-κ 叠加，比如Zhu 等^[28]在研究南加州地壳结构时，基于三震相信噪比顺序减小的特点，选取加权系数分别为0.7，0.2，0.1；Al-Damegh 等^[32]通过研究发现，对于阿拉伯地区的接收函数，最合适的加权系数为0.4，0.35，0.25；Lombardi等^[33]对中、西部阿尔卑斯的研究结果表明，低的Ps加权系数和高的多次波加权系数在结构复杂区域可能会产生较大的误差.这在我们对个别台站的资料分析结果中也有所反映，但总体来说，不同加权系数组合对我们的结果影响不大.我们选取0.6，0.3，0.1作为最佳组合，而将不同加权系数组合(如0.7，0.3，0.0和0.5，0.3，0.2)的影响考虑在误差中.

本文通过NCISPIII和NCISP VI两条密集流动台阵接收函数的H-κ 叠加分析，获得了从华北克拉通东北缘至兴蒙造山带区域(松辽盆地除外)的平均地壳厚度与波速比信息.

本文研究结果表明，在研究区，地壳除在靠近松辽盆地和渤海湾盆地区域明显较薄(约30km)外，总体表现为由东南或南部大陆边界(小于30km)向西北或北部大陆内部增厚(约40km)的趋势(图 3A).其中，沿与构造走向，特别是南北重力梯度带基本垂直的NCISPVI剖面，地壳厚度的变化与地表地形大致呈镜像关系(图 3B).而在NCISPIII剖面的中-北部区域，地壳厚度与地形却显示出不明显或非镜像变化关系，而且我们的结果与Zheng等^[10]采用接收函数波形反演得到的地壳厚度基本一致(图 3B).这一特征与构造走向和重力梯度带方向在该区域发生明显转折(图 1、3A)相对应，可能反映了这一地区地壳结构的复杂性.除上述地壳厚度的区域性变化之外，沿测线，辽东台隆、燕山带和兴蒙造山带三个构造区还表现为各自不同的横向变化特征.辽东台隆地壳中间厚、两端薄，厚度在28~35km范围内变化；燕山带台站下方地壳厚度围绕平均值33km 上下平缓波动；而兴蒙造山带变化最为剧烈(31~39km)，并在索伦缝合带附近地壳向北或西北方向迅速增厚.

图 3

Fig. 3

图 3 地壳厚度和波速比的平面分布（A)以及海拔、地壳厚度、波速比和岩石圈厚度（b4，b8分别 修改自Tang等[9]和李明明等[12])的对比（B) (A)不同的颜色代表了不同的地壳厚度和波速比，黑框黄色矩形区域分别标明了根据Tang[9]和李明明[12]等投影的岩石圈结构横向变化 最剧烈的区域.图B:灰色长棒和绿色短棒（bl，b5)分别表示区域构造边界和南北重力梯度带的位置.黑色圆圈和蓝色短线（b2，b3，b6,b7)表示H-k方法求出的地壳厚度和波速比值以及误差的大小.红色圆点（b2)是Zheng等[10]采用接收函数波形反演得出的地壳厚度值.红色 椭圆分别标记波速比值抖动较大的块体交界处（b3，b7)和岩石圈厚度发生横向变化强烈的区域(b4，b8).黑色实线（b4，b8)标注了岩石圈底界面的大致位置. Fig. 3 Planar view of the crustal thickness and VP/VS ratio (A) and comparison (B) of altitude,crustal thickness，VP/VS ratio and lithospheric structure (b4,b8 moditied from Tang et al. [9] and Li et al. [12]，respectively) along the two protiles. Fig A： different colors represent different values and yellow rectangles indicate the locations where the lithospheric thickness varies rapidly [9, 12]. Fig B： grey long bars and green short bars (bl,b5) show tectonic boundaries and the North-South Gravity lineament,respectively. Black dots and blue lines (b2，b3，b6，b7) represent the values of crustal thickness and VP/VS ratio and their errors estimated from H-k stacking. Red solid dots (b2) are the Moho depths by Zheng[10]采 using waveform inversion of receiver functions. Redellipsesmark the areas where VP/VS ratio (b3，b7) and lithospheric thickness (b4，b8) change sharply. Black solid lines give the lithosphere-asthenosphere boundary along the profiles.

地壳平均波速比未显示明显的区域性变化.在三个构造区内部，波速比的变化都相对平缓，只在NCISPIII剖面燕山带南部出现波速比的局部增高(图 3Bb3)，但其对应台站(217，218)的数据质量相对较低(图 1和图 4)，因而结果的不确定性较大.而在燕山带与兴蒙造山带边界附近(大致对应于南北重力梯度带位置)，波速比沿两条剖面都显示出较大的抖动和明显的增高(高达1.90，图 3B)，可能反映了边界带区域地壳成分和性质与周边地区的差异.值得注意的是，在索伦缝合带区域，波速比约为1.75，波动很小，而该处地形和地壳厚度则变化相对强烈.

图 4

Fig. 4

图 4 地壳厚度-波速比的相对变化 星号，圆圈和十字叉分别代表了兴蒙造山带、燕山带和辽东台隆 的地壳厚度与波速比值.符号大小表明了数据质量的好坏，符号 最大表示良好，最小表明较差.蓝色和红色实心符号分别代表了 重力梯度带和索伦缝合带附近的值.黄色圆点代表了台站217 和218的结果.椭圆、矩形和多边形分别表示了辽东台隆、燕山 带和兴蒙造山带结果的分布范围. Fig. 4 Crustal thickness versus Vp/Vs ratio Asterisks, circles and crosses are for the Xingmeng Orogenic Belt, Yanshan Belt and Liaodong Upwarp, respectively. The symbol size denotes the data quality (the bigger, the better). Blue and red solid symbols give the results around the North-South Gravity Lineament and Solonker suture zone, respectively. The two yellow circles represent the results for stations 217 and 218. Ellipse^ rectangle and polygon outline the ranges for the Liaodong Upwarp, Yanshan Belt and Xingmeng Orogenic Belt, respectively.

为了进一步分析不同构造区地壳厚度与波速比的变化关系及其差异性，把获得的研究区域所有台站的地壳厚度与波速比值都集中到同一张图上(图 4)进行对比分析(具体信息见表 2).从图中可以看出:辽东台隆、燕山带和兴蒙造山带三个区域台站下方的地壳厚度和波速比都呈弱的负相关关系，而且包括索伦缝合带在内的大部分区域都以地壳厚度变化为主，波速比变化范围不大；但在靠近重力梯度带的燕山带和兴蒙造山带边界附近，地壳厚度变化相对较小，而波速比变化强烈，与研究区其他多数地区形成较为鲜明的对比.

表 2(Table 2)

表 2 研究区域地壳厚度与波速比的具体信息 Table 2 The information of crustal thickness and Vp/Vs ratio in study region

表 2 研究区域地壳厚度与波速比的具体信息 Table 2 The information of crustal thickness and Vp/Vs ratio in study region

如图 4所示，辽东台隆、燕山带和兴蒙造山带的地壳厚度和波速比都呈弱的负相关关系.在研究区域台站下方，辽东台隆以地壳厚度变化为主，波速比变化范围不大；燕山带则以波速比变化为主，地壳厚度变化相对较小.其中波速比的强烈横向差异突出体现在燕山带和兴蒙造山带的边界附近、靠近重力梯度带的区域，而台站217、218处的高波速比值则可能反映了燕山带内部地壳结构的局部异常(因可信度较低，还需进一步证实)；兴蒙造山带的地壳厚度与波速比变化都相对较大，其内部的索伦缝合带主要表现为地壳厚度的变化，波速比变化很小，与重力梯度带的特征截然不同.

尽管本文没有盆地的资料，但在盆山边界附近却得到了可靠的地壳结构信息，从而对盆山区域地壳结构的横向变化有一定的反映.如图 3A 所示，沿测线，在燕山带和兴蒙造山带靠近松辽盆地边界处，地壳厚度(约30km)明显薄于造山带内部(35~40km)，这种趋势在辽东台隆更加明显(图 3B).同时我们结果还显示，盆地侧波速比变化范围相对较大，横向变化复杂，而造山带内部(内部构造带处除外)波速比变化相对比较小.本文结果与许卫卫等^[34]采用相同方法得到的渤海湾盆地北部和西部盆山边界(首都圈)附近的地壳结构特征类似.同时利用人工源资料也获得了首都圈附近盆地与山区截然不同的地壳结构^[31].

本文观测结果表明，研究区现今的地壳结构特征与区域地质构造密切相关.研究区地壳总体较薄，绝大部分地壳厚度都在35km 之下(图 3、4)，与世界其他大陆伸展裂陷区的地壳厚度类似，可能与该地区中新生代经历了广泛的构造伸展作用有关.研究区平均地壳厚度从辽东台隆向兴蒙造山带递增，而平均波速比变化不明显(不包括松辽盆地)，表明中新生代的构造伸展作用可能对东南部影响最强烈，对西北部影响相对较弱，而且可能以地壳整体伸展为主.位于研究区中部的燕山带，地壳厚度处于辽东台隆和兴蒙造山带之间，但波速比横向变化显著，特别是在其与兴蒙造山带边界附近、靠近重力梯度带区域尤其突出(图 3、4).这一现象结合其复杂的地壳波速结构^[10]以及大量中-新生代岩浆活动和变质核杂岩分布^{[13， 17]}，表明燕山带地壳可能受到了相当程度的改造.伴随着构造伸展和岩浆活动的壳幔相互作用可能不同程度地改变了局部区域的地壳成分，造成其波速比值的增高或降低.在兴蒙造山带，尤其是在重力梯度带以西，地壳较厚，达近40km, 波速比变化也相对较小.这进一步证实，该区域在中新生代构造演化过程中，其地壳可能未受到与燕山带类似的强烈影响.

研究区地壳结构最突出的特征，体现在燕山-兴蒙边界带附近波速比的强烈变化(图 3Bb4，b8红色椭圆标记)及其两侧区域的显著差异(图 3、4).通过与前人获得的NCISP-III和VI台阵之下上地幔结构图像^{[7， 9， 12]}进行对比发现，研究区这种地壳结构特征与其深部岩石圈结构的横向变化具有很好的对应性(图 3B).

首先，燕山-兴蒙边界带附近地壳平均波速比的明显波动对应于该地区岩石圈厚度的快速改变(约100km 的横向范围内变化20~50km)，其中高波速比的出现与岩石圈最薄区域以及重力梯度带的位置大体一致(图 3B).边界带往往是力学和流变学薄弱带，容易受到热-构造过程影响，易于变形，并成为深部地幔物质上涌的通道^{[35， 36]}.因此，燕山-兴蒙边界带地壳和岩石圈结构的一致变化特征可能反映了该地区中新生代强烈的岩石圈构造影响和壳幔耦合变化过程.这一边界带区域不仅岩石圈被显著减薄和改造，其地壳可能也因地幔物质的侵入和岩浆活动而发生成分和密度的改变，造成波速比的强烈横向差异.

另一方面，重力梯度带以西的兴蒙造山带相对于边界带区域较厚的地壳和岩石圈，以及相对稳定的地壳波速比(图 3、4)表明，该地区岩石圈整体可能在中新生代受到的构造改造程度相对较小.李明明等^[12]根据他们获得的NCISP VI剖面上地慢S波速度图像，认为这种变化可能是由于太平洋板块俯冲的影响在重力梯度带以西迅速减弱所导致.而Tang等^[9]对NCISPIII剖面的成像结果则显示，在重力梯度带南部的燕山带内存在局部大于120km厚的岩石圈，而在北部兴蒙造山带岩石圈厚度则不足100km.Tang等^[9]认为这种岩石圈厚度的横向变化可能是岩石圈经历了不均匀减薄和改造的结果.需要注意的是，与近乎垂直于NNE-NE 构造走向的NCISPVI台阵不同，NCISPIII台阵在跨越重力梯度带附近处于近E-W 和NNE 两种构造走向转变的区域(图 1、3A).因此我们认为，该区域可能受到与这两种走向相关的不同构造过程(中亚造山带增生和太平洋板块俯冲)的影响，从而具有更为复杂的壳幔结构.

地震学和岩石-地球化学研究^[37~39]显示，在华北地区，重力梯度带两侧的地壳和岩石圈结构和性质存在显著差异，与两侧区域显生宙以来截然不同的浅表地质构造和深部地幔动力学过程相对应.沿NCISPIII和VI台阵的地壳和岩石圈结构图像(图 3、4，引文^{[9， 12]})也显示出类似的大致以重力梯度带为界深浅结构的强烈横向变化.这些进一步证明，至少对于华北和东北地区，重力梯度带可能是分割其东西两部分的岩石圈尺度的大陆内部块体边界.

位于兴蒙造山带内的索伦缝合带形成于两个活动大陆边缘增生楔的同时俯冲碰撞，标志着兴蒙造山带的最终形成.研究区域索伦缝合带沿NCISPVI剖面其位置与重力梯度带大致重合，在地形、地壳和岩石圈厚度上也表现出明显的横向变化(图 3B).而沿NCISPIII剖面，索伦缝合带则比重力梯度带偏北近200km, 处于剖面的最北端(图 1).由于资料的限制，目前还不能有效约束其附近区域的结构横向变化.已获得的成像结果显示，索伦缝合带与重力梯度带区域最显著的差异是其地壳平均波速比值较为稳定，无明显波动(图 3B、4).那么NCISPVI剖面索伦缝合带附近地壳和岩石圈厚度的变化是否反映了重力梯度带的影响?索伦缝合带究竟是另一岩石圈尺度的大陆内部块体边界还只是地壳尺度的边界带?这些问题还有待于更多的地震观测资料和其他学科观测结果的不断积累和认识的深入.

本文基于97个流动地震台站一年的观测数据，采用接收函数H-κ 叠加方法获得了辽东台隆、燕山带和兴蒙造山带台站下方的地壳厚度和平均波速比.研究区地壳结构的复杂变化，反映了不同构造带显生宙地壳演化过程的复杂性.得到以下三点结论:

(1) 辽东台隆、燕山带和兴蒙造山带三个构造区台站下方的地壳具有不同的横向变化特征.燕山带地壳结构横向变化明显，反映了复杂的地壳构造变形过程；辽东台隆和兴蒙造山带地壳结构变化相对较平稳，可能与各自内部地壳改造横向差异性较小有关.

(2) 南北重力梯度带附近(靠近燕山-兴蒙边界)地壳结构横向变化强烈，而且两侧地壳性质明显不同，这与前人观测到的该处岩石圈结构和性质的横向变化特征一致，体现了深部岩石圈地幔与浅部地壳的构造耦合，并表明重力梯度带可能是岩石圈尺度的大型陆内部构造边界带.

(3) 索伦缝合带附近地壳和岩石圈结构特征变化尚不明确，其性质还需进一步探讨.

中国科学院地质与地球物理研究所地震台阵实验室提供数据资料；郑天愉教授提供地壳厚度与速度资料；李明明硕士给予了重要的帮助；评审专家给出了建设性意见和建议，在此一并致谢!