形成于太古代至早元古代时期的克拉通是地球上相对稳定的重要构造单元，占地球陆地面积的50%左右 (Rudnick and Fountain, 1995).如南非的Kaappvaal和加拿大的Slave克拉通等具有巨厚的岩石圈根，在后期不断地构造演化中能够保持稳定 (King, 2005).而位于我国东部的华北克拉通也形成于太古代至早元古代时期，有研究学者根据岩性、构造、地球化学资料等特征将华北克拉通划分为东部华北平原陆块、西部鄂尔多斯陆块和中部山西断陷带三个主要构造单元 (赵国春等，2002).然而，华北克拉通自中生代以来遭受到了强烈的破坏和改造过程，华北克拉通西部地块却表现为巨厚岩石圈根的典型克拉通特征，东部块体则发生了岩石圈减薄和破坏，导致其岩石圈根消失 (Lebedev and Nolet, 2003).华北克拉通内部中、新生代火成岩的广泛侵入与喷发，中强地震频发，使得华北克拉通具有与全球典型大陆克拉通不一样的复杂的壳幔结构.近年来，有关华北克拉通破坏方面的研究已成为我国地学界的研究热点之一 (朱日祥，2007；吴福元等，2008；嵇少丞等，2008；朱日祥等, 2011, 2012；刘志等，2015).运用地震层析成像方法研究该区域的深部结构将为研究华北克拉通破坏提供可靠证据.

所涉及的研究区位于华北克拉通东北部 (111°E—120°E，37°N—42°N).该区域受多次构造运动的影响导致地质构造十分复杂，形成了一系列的隆起、坳陷和断裂带.图 1给出了本文研究区域内的主要构造单元及断裂分布，研究区由西部的太行山隆起、东部的郯庐断裂、北部的燕山隆起及南部的鲁南丘陵合围而成的一个内部结构较为破碎的复合型断陷盆地.区域内主要分布走向大体为北北东向的断裂，与部分北西西向断裂一同将华北断陷盆地分割成多个小的隆起和坳陷区.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区内主要构造单元和台站位置分布图 据 (汪一鹏等，1989；邓起东等，2007) 修改 Fig. 1 The tectonic sketch map of study region and distribution of station

用来构建地球内部三维结构的地震体波层析成像技术早在20世纪70年代就广泛应用于对地壳上地幔速度结构的研究中 (Aki and Lee, 1976, 1977; Dziewonski et al., 1977).近年来，众多研究学者在华北地区开展了体波层析成像研究 (Sheldloch et al., 1987; 陈立华等，1990；朱露培等，1990；孙若昧等, 1993, 1995；孙若昧和刘福田，1995；于湘伟等，2003；郭慧丽等，2014)，但不同的研究结果因数据和算法不同存在明显差异.如 (Huang and Zhao, 2009; Zhao et al., 2009) P波走时层析成像结果推断华北克拉通是沿着燕山—太行山重力梯度带发生破坏，圈定了华北克拉通破坏的西部边界.然而 (Tian et al., 2009) 采用相同的体波走时资料和P波层析成像方法得到的P波速度结构图像却显示华北克拉通破坏的西部边界涉及到中部山西断陷带.Huang和Zhao (2006)的体波走时成像结果推测太平洋板块的俯冲是华北克拉通破坏的主要因素，且太平洋板片一直向西俯冲至华北克拉通东侧的渤海湾盆地下方.但Zhao等 (2009)的体波走时层析成像结果显示华北克拉通中部陆块的山西断陷带下方的低速异常一直延伸至地幔过渡带，认为地幔柱的存在才是华北克拉通破坏的主要因素.吕作勇等研究者的P波层析成像结果揭示深达200~300 km的华北盆地及燕山隆起下方存在高速异常，该高速异常推断为华北克拉通形成早期的陆块岩石圈残留体，由此表明华北克拉通在形成早起达到300 km厚度 (吕作勇和吴建平，2010).张风雪等 (2010；2011) 采用FMTT层析成像方法研究了华北及其邻区上地幔P波速度结构，研究结果表明华北克拉通在中东部块体下方遭到了显著和改造和破坏，但燕山隆起区下方的改造作用并没有中东部块体那么明显.

在本文的研究中，利用中国地震局地球物理研究所在华北东北部地区布设华北流动地震台阵所记录的远震S波震相的相对走时残差，采用FMTT体波层析成像方法 (Rawlinson et al., 2006)，获取了研究区下方深达600 km的S波速度结构.所获得的研究结果将揭示华北克拉通破坏的空间范围和深部机制.为探讨华北克拉通形成与演化机理及动力来源提出新的证据.

本文用远震S波相对走时残差在华北东北部地区 (36°N—42°N，110°E—120°E) 研究区域内开展S波走时层析成像研究，所使用的数据为华北流动地震台阵共190个流动宽频地震台站在2006年10月至2009年3月所记录到的远震波形资料，研究区内的流动地震台站分布如图 1所示，所使用的远震事件分布如图 2所示.这190个宽频带流动地震台站统一配备了Guralp-CMG-3ESPC宽频带地震计和REFTEK-130B数采，采用GPS统一授时，在架设之前均进行了全面的标定和严格的检测，确保整个投入使用的仪器具有良好的一致性.地震计的频带范围是0.016~50 Hz，数据记录的采样率是50 Hz.

图 2

Fig. 2

图 2 事件震中分布图 Fig. 2 The distribution map of the epicenters

利用如图 2中所记录到的远震事件，开展远震S波层析成像研究，在测量走时残差时，我们采用的是波形互相关方法 (Rawlinson et al., 2006；张风雪等，2013).在选取事件前对数据进行了去均值，去倾斜，滤波 (0.02~0.1 Hz) 等预处理工作，在测量S波相对走时残差数据时，遵循的原则如下：(1) 震中距在30°~90°间；(2) 震级大于M_S5.0；(3) 每个地震事件的有效记录数要大于10.经过以上三个条件的筛选后，最终拾取到相对走时残差在正负2.0 s之内的S震相地震射线数为9105个，与之对应的有效地震事件为184个，所用的地震事件的震中位置分布如图 2所示，所用到的地震事件均匀分布，有利于获得可靠的成像结果.

拾取完相S震相的相对走时残差后，我们采用FMTT (Fast Marching Teleseismic Tomography) 走时层析成像的方法进行S波速度结构反演 (Paige et al., 1982a, b).以射线理论为基础的FMTT走时层析成像方法在国内外有许多应用，并取得了较好的研究成果 (Rawlinson et al., 2006；郭飚等，2009；张风雪等, 2013, 2014a, 2014b).它采用FMM (Fast Marching Method) 来进行射线追踪，射线追踪快速高效，而且比较稳定.

地震走时层析成像反演存在非唯一性，采用检测板测试的方式对反演结果进行了可靠性的评价，反演的网格剖分在水平向为1.0°，垂向为100 km，检测板测试时试验了多种组合模式，分析后认为，采用水平向为2.0°，垂向为200 km的异常体组合，可以达到较好的分辨效果，如图 3所示，图中只给出了相隔200 km的水平切片，因为在这些深度上的切片正好穿过所置入异常体的中心.从图中可以看出，本次反演研究中可靠的异常体尺度在水平向为2.0°，垂向为200 km.

图 3

Fig. 3

图 3 检测板测试 Fig. 3 Checkboard test

采用地球一维速度模型IASP91为作为反演时的初始参考模型 (Kennett and Engdahl, 1991)，采用FMTT走时层析成像的方法反演获得华北克拉通东北部地下深度达600 km的S波速度结构，各个深度层面的S波速度扰动成像结果如图 4所示.

图 4

Fig. 4

图 4 40~600 km不同深度切片的S波速度扰动 Fig. 4 The S wave velocity perturbation images in different depth slice from 40 km to 600 km

不同深度切片的S波速度扰动图像可以直接反映出在某一深度范围内速度结构的横向变化.研究区深度为40 km的S波走时层析成像结果显示，华北克拉通中东部的冀中坳陷、黄骅坳陷、渤中坳陷和济阳坳陷整体表现为低速，而位于华北盆地北缘的燕山褶皱带，华北克拉通中部的太行山褶皱带，以及盆地内的沧县隆起、埕宁隆起总体表现为高速异常，只是褶皱带的高速异常范围更大，速度扰动值更高.深度为40 km的S波速度结构在该地区反映的地壳结构，速度异常分布于地表地形有一定的相关性，华北盆地内高低速异常相间分布，低速异常对应坳陷区，而高速异常正好对应隆起区，且高低速异常分布区与构造走向大体一致.表明华北克拉通造山带和沉积盆地下方具有不同的岩性和不同的构造背景，这些差异导致了高低速异常的复杂分布 (李志伟等，2006).

在90~200 km的深度的S波速度扰动图像切片上，华北克拉通中、东部块体的S波速度较全球大陆平均速度低，但燕山隆起区的S波速度则较全球大陆平均速度要高，这一结果也与部分P波层析成像结果一致 (Huang and Zhao, 2009；张风雪等，2011).Tian等 (2009)的P波走时层析成像结果认为华北克拉通东中部交界区域的40~160 km深度上为低速异常，该低速异常与本研究结果在深度范围上有所差异.

从90 km深度的切片上看出华北克拉通东部陆块表现为低速异常，而140 km深度的切片上该区域已经变为高速异常.表明该区域岩石圈厚度约为80~100 km，从某种意义上讲华北克拉通在该深度范围内发生了破坏，直接表现为地震学的证据上就是该区域岩石圈厚度减薄，从100 km深度切片上看出岩石圈减薄和克拉通破坏的西部边界沿着太行山山前断裂带呈北北东走向，这个结果与前人研究成果相吻合 (马杏垣, 1986; Chen et al., 2006, 2008).

在深度为200、300、400、500 km和600 km的S波速度扰动图像切片上，高速和低速异常相间分布，由于随着深度增加，速度异常分布不再受地表地形控制，不同构造块体间的S波速度异常则出现不规律的高低速异常相间分布.推测这些相间出现的高低速异常区域与岩石圈底界剥蚀和下地幔物质上涌等动力演化作用相关联.

地震层析成像利用地震波各种震相的运动学和动力学特征，反演由大量射线覆盖的地下介质的速度结构及其弹性参数等，以获取不同深度地球介质的分层或结构图像 (郭慧丽和徐佩芬，2011).本节将从华北克拉通地壳速度结构与发震构造、上地幔和地幔过渡带速度结构以及华北克拉通破坏和岩石圈减薄机制等三个方面解释所获得的华北地区深度达600 km的S波走时层析成像结果；探讨华北克拉通中部山西断陷带延伸至上地幔的低速异常体与大同火山群之间的关联性；讨论华北岩石圈减薄和克拉通破坏的空间范围和深部机制.

华北地区S波地震层析成像浅部结果显示，华北克拉通东部陆块上地壳速度高低异常分布与地表地质和地形有较好的对应，华北盆地表现出低速异常和高速异常的相间分布分别对应了坳陷和隆起，且速度异常的走向与区域构造走向吻合 (郭慧丽和徐佩芬，2011).进一步推测浅部上地壳出现的这种速度异常可能是由于造山带和沉积盆地的岩性组成与构造差异引起的 (李志伟等，2006).S波地震层析成像的浅部结果还显示京津唐地区中下地壳存在低速异常区，进一步推测可能与热地幔物质上涌、壳内可能有局部熔融和滑脱层相关联 (李志伟等，2006).

从层析成像的结果看出，断裂带成为高速异常和低速异常区的过渡带，将华北克拉通分割成了不同的构造单元，层析成像结果清晰显示张-渤断裂带、太行山山前断裂和郯庐断裂位于高低速异常过渡区，并且可能已经切穿了地壳至岩石圈，分析显示这可能成为软流圈热物质上涌的通道 (李志伟等，2006；汪素云等，2003；Huang and Zhao, 2009).

S波层析成像结果显示，华北克拉通东部上地幔顶部存在大范围的S波低速异常，这一结果支持Tian等 (2009)推测该上地幔顶部的速度异常很可能与晚中生代以来太平洋板片向西连续俯冲导致软流圈物质上涌有关.

图 5是沿着研究区39°N的S波速度结构的垂直切片，结果显示位于华北克拉通东部上地幔中发现在300 km附近存在超过100 km厚的高速异常体，而这个高速异常体所处的位置与华北克拉通东部块体下方岩石圈减薄区域重合，推测该区域下方发生了岩石圈的拆沉作用，而这个高速异常可能是拆沉岩石圈的残留.而位于研究区西北部的华北克拉通中部块体是山西断陷带的大同盆地，S波层析成像研究结果显示山西断陷带的大同盆地及周缘的S波低速异常一直从地壳延伸至上地幔300 km深处，进一步推测该低速异常体可能反映了中生代至新生代的大同火山群的形成与软流圈物质上涌相关联 (Tian et al., 2009; Zhao et al., 2009).

全球P波层析成像模型显示位于华北地区东部的地幔过渡带中普遍存在高速异常 (Zhao，2004)，研究区S波层析成像结果同样显示，从图 5沿着研究区39°N的S波速度结构的垂直切片看出该高速异常体由渤海湾盆地的浅部地壳经华北盆地抵达至太行山山前断裂下方的地幔过渡带附近，推测该高速异常体应该为太平洋板片向西俯冲在华北克拉通东部块体下方地幔过渡带内的滞留 (Zhao，2004；Huang and Zhao, 2006).并进一步推断其为太平洋俯冲板块的前缘.

图 5

Fig. 5

图 5 沿39°N研究区垂直切片的S波速度扰动 Fig. 5 The S wave velocity perturbation images in 39 °N vertical slices

岩石圈是指地球上部相对于软流圈而言的坚硬的岩石圈层，而地震学中的岩石圈厚度是由地震波速度来定义的，通常认为地震学意义上的岩石圈即为低速软流圈之上的高速盖层 (Anderson, 1995).本文所获得的S波地震层析成像结果可为确定华北地区的岩石圈厚度研究提供依据.

已有研究结果表明，形成于太古代的克拉通岩石圈厚达250 km左右甚至更厚 (Jordan, 1975; Polet and Anderson, 1995; James et al., 2001).Xu等的成像结果显示，在位于华北克拉通东部块体的华北盆地下方岩石圈厚度却只有60~100 km (Xu and Zhao, 2009).Tian等 (2009)根据华北克拉通不同地块的速度结构特征及类型将华北克拉通东部块体所在的华北盆地下方的岩石圈为命名为裂谷-盆地型；中部地块下方的岩石圈是造山带型；而鄂尔多斯下方的岩石圈是克拉通型岩石圈的残留.华北S波层析成像结果显示其东部块体的岩石圈厚度在60~90 km，这与Tian等 (2009)、Xu和Zhao (2009)的研究结果相吻合.

体波层析成像的横向分辨率较高，而垂向分辨率则较低.本文所获得的S波层析成像结果可以为确定华北克拉通破坏的横向范围提供可靠的证据.图 4、图 5显示华北克拉通东部块体的S波速度在上地幔过渡带以上范围内均低于全球大陆平均值，上地幔部分的波速与温度呈反比关系，这意味着华北克拉通东部上地幔过渡带以上区域存在大范围的低速异常，即高温异常.在该区域的面波层析成像研究结果显示 (Li et al., 2009；何正勤等，2009；房立华等，2009)，华北克拉通东部块体15~60s的面波相速度低于全球大陆平均速度面波相速度模型.这从另一侧面证实华北克拉通东部块体的岩石圈速度表现为异常低速特征，进一步推测表明该区域遭受到了明显的岩石圈减薄和破坏改造作用.

华北克拉通东部的华北盆地内S波高低速异常分布相对复杂，进一步分析表明华北盆地区内的岩石圈厚度发生了减薄，并且遭受到强烈破坏.而位于华北克拉通北缘的燕山造山带则为高速异常，表明燕山造山带并没有发生显著的岩石圈减薄和破坏过程.

本文利用华北地震科学台阵中的190套宽频带地震仪在2006年10月至2009年3月期间所记录的震中距在30°~90°的远震事件，用波形互相关方法从中提取了9105条S波震相走时残差，进而应用体波走时层析成像方法反演获得了研究区从地表至600 km深度的S波速度结构.成像所用到地震台站一致性较好，分布均匀，所使用的地震事件后方位角均匀分布，这使得我们能够获取比已有地震体波层析成像结果更高分辨率的S波的速度结构，并能很好的揭示研究区内的壳幔结构和深层动力机制，为华北地区岩石圈减薄和克拉通破坏重大研究课题提供更新的深部成果，得到如下结论：

(1) 研究区西部的山西断陷带低速异常一直从地面延伸至地幔过渡带附近约300 km深处，该低速异常意味着山西断陷带下方存在热物质，但此低速异常最深处仅仅位于上地幔顶部，进一步推测该低速异常体可能与中、新生代的大同火山群的形成与活动有关.

(2) P波地震层析成像研究结果认为，太平洋俯冲板块的前缘约为120°E处 (Huang和Zhao，2006).本文研究发现存在一高速异常体由东部渤中凹陷的地壳一直向西向下延伸至太行山山前断裂下方地幔转换带410 km附近，推测该高速异常体应该为太平洋板片向西俯冲在华北克拉通东部块体下方地幔过渡带内的滞留.

(3) 研究结果显示华北克拉通东部块体的华北盆地下方岩石圈厚度显著减薄且明显遭受到破坏和侵蚀过程，而华北克拉通东部块体的燕山造山带下方岩石圈没有发生显著的侵蚀与破坏过程.

衷心感谢华北地震科学台阵全体人员为本研究提供了高质量的原始数据，同时感谢二位审稿专家耐心细致的宝贵修改意见.