华北克拉通形成于~1.8 Ga前，是地球上最古老的克拉通之一.在晚中生代时期发生了巨量岩石圈减薄，尤其是东部陆块的岩石圈大量缺失(缺失量为80~120 km)(徐义刚，1999；Xu, 2001; Fan and Menzies, 1992; Menzies et al., 1993; Chen et al., 2008)，并在中部造山带和东部陆块发育了大量的断陷盆地.这些断陷盆地由地垒(半地垒)-地堑(半地堑)组成，断层和沉积盆地相间排列，构造带大部分沿北东—北北东向展布(陆克政等，1997).东部陆块上覆沉积层较厚，最厚可达6~7 km(武岩等，2014；段永红等，2016).Menzies和Xu (1998)提出晚中生代以来华北克拉通发生了强烈的拉张伸展作用，是华北克拉通减薄的重要表现形式.而东部陆块发育的大量的断陷盆地以及伸展构造样式，则为华北克拉通减薄作用的浅部响应(刘俊来等，2008).岩石圈的伸展过程同时也会导致地壳介质的物理性质或者化学性质发生变化，从而在地壳厚度以及泊松比上有所体现(葛粲等，2011).

地震学上对华北克拉通地壳结构研究的主要手段有层析成像方法、主动源探测、接收函数方法等.其中层析成像方法横向分辨率较高，对于地壳厚度敏感度较低；主动源探测分辨率较高，主要针对单一剖面的研究.与前面两种方法相比，接收函数方法的纵向分辨率较高，是研究地壳厚度和泊松比的重要手段.前人利用接收函数方法，在华北克拉通开展了很多关于地壳厚度及泊松比的研究工作(许卫卫和郑天愉, 2005；王峻等, 2009；葛粲等, 2011；Wei et al., 2011; 危自根等, 2015；Zheng et al., 2006)，结果表明：华北克拉通地壳厚度呈现西厚东薄的变化趋势，重力梯度带附近地壳厚度变化明显.而泊松比的变化与Moho面深度近似成负相关关系(危自根等, 2015；Ji et al., 2009)；低泊松比可能暗示地壳中存在后期改造作用或存在下地壳拆沉，泊松比超过0.3则可能暗示地壳中存在流体.因此对华北克拉通Moho面深度及泊松比的研究可以获得其构造演化的重要信息(危自根等，2015).

然而华北克拉通东部陆块的渤海湾盆地地区存在较厚的沉积层结构，其信号响应覆盖了Moho面的转换波信号，给成像研究造成了一定的困难，以致前人在该地区的研究结果差异较大.本文利用流动台阵密度较大的优势，采用接收函数的共转换点(CCP)叠加成像方法，重新构建了背景结构模型，加入沉积层结构，以校正沉积层内部较低的P波传播速度，并通过增加沉积层区域的叠加范围，增强转换波信号，获得了较为准确的沉积层区域Moho面成像结果.通过对华北克拉通的地壳结构和沉积层结构的成像结果进行分析，希望可以寻找到两者之间的关系，探索拉张减薄作用的地球物理学证据.

本文的研究区域以东经110°—120°，北纬38°—42°为界限，包含华北克拉通东部陆块的北部地区、中部造山带的北部地区以及西部陆块的部分地区.其中，中部造山带在研究区域内主要分布有大同—阳原盆地、延庆—怀来盆地和蔚县盆地等；东部陆块大部分被渤海湾盆地所覆盖.台站分布情况如图 1所示.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域构造分布及台站分布情况 JZ：冀中坳陷，CX：沧县隆起，HH：黄骅坳陷，CN：埕宁隆起，JY：济阳坳陷，WB：西部陆块，CB：中部陆块，EB：东部陆块(陆块划分摘自Zhao et al., 2001). Fig. 1 Map showing tectonics and distribution of seismic stations in the study area JZ: Jizhong depression, CX: Cangxian uplift, HH: Huanghua depression, CN: Chengning uplift, JY: Jiyang depression, WB: Western block, CB: Central block, EB: Eastern block (Block subdivision of the NCC is from Zhao et al., 2001).

本文所用地震数据采集于华北科学台阵的199个宽频带流动台站(其中甚宽带台站11个，地震计为CMT-3T，频带范围：50 Hz~120 s；宽频带台站188个，地震计为CMG-3ESP，频带范围：50 Hz~60 s，台站分布见图 1).除了南北两条台站间距~15 km的北西向测线外，其余台站呈面状分布，间距约30 km.横跨了华北克拉通的西、中、东部三个陆块.记录时间为2006-10—2009-09.选取震中距在30°~90°，震级≥5.5级的数据进行处理：首先截取直达P波前10 s至后150 s的波形，这个时间段的波形足以包括地球内部各界面的震相；其次对截取的数据滤波，选取切比雪夫滤波器对其进行带通滤波，频率段为0.05和2 Hz，阶数为4；然后对滤波后的数据进行重采样，采样间隔为0.1 s；最后利用互相关算法从中筛选出相关性较好，直达P波清晰的数据进行接收函数计算.接收函数的计算方法采用时间域内的反褶积法(Kikuchi and Kanamori, 1982; Ligorría and Ammon, 1999)，详见武岩等(2011).

武岩等(2011)指出，对于沉积层较厚的地区，沉积层基底反射波和折射波对接收函数干扰很大，信噪比低，较难提取Moho面Ps转换波信号，H-κ迭代方法不适用于这类地区.因此采用Zhu(2000)提出的共转换点叠加方法(CCP叠加方法)进行成像.为了降低沉积层结构的影响，重新构建了CCP叠加成像的背景结构模型，加入了沉积层结构，并通过增大沉积层区域内的CCP叠加范围来增强Ps转换波信号.CCP叠加范围的增大是通过增加平滑长度来实现的，具体算法见武岩等(2011).本文分别采用了3 km和30 km的平滑长度来进行CCP叠加成像，在读取成像结果时，基岩地区读取3 km平滑长度的成像结果，沉积层区域则读取30 km平滑长度的成像结果.为方便成像结果数据的读取，对台阵进行了如图 2所示的测线划分，共计16条测线.Moho面深度处的转换点分布如图 2所示.

图 2

Fig. 2

图 2 CCP叠加成像的测线划分 红线为三维CCP叠加的中轴线，黑色虚线为CCP叠加成像的水平范围，白色实线为将三维CCP叠加成像投影为二维的测线位置，蓝色实点为40 km深度处的Ps转换波入射点. Fig. 2 Profiles of the CCP stacking imaging The red line is the central line of the CCP stacking method, black dash lines are the horizontal range of the CCP stacking, white lines are the cutting lines of the 3D CCP stacking which transform the 3D results into 2D ones, blue dots are the incidence points of Ps waves at depth of 40 km.

华北克拉通地质构造复杂，既包括较为稳定的西部陆块，又包括中部陆块的太行山隆起及燕山褶皱带，还有东部陆块中被沉积层所覆盖的渤海湾盆地.因此在建立其背景模型时，需要综合考虑这些地区的结构差异.背景模型的建立主要包括三个要素：地层厚度、波速比和P波速度.本文将背景模型划分为3层：沉积层、地壳和上地幔.由于CCP叠加方法需要背景模型具有较高稳定性，因此本文对沉积层的厚度、波速比、平均P波速度以及H-κ方法获得的地壳和波速比结果进行平滑处理，采用的方法是局部加权光滑拟合法(Lowess拟合法).

沉积层结构：沉积层覆盖地区的沉积层结构及计算方法见武岩等(2014).采用Sambridge(1999)提出的相邻算法，通过模拟沉积层台站记录的接收函数前几秒的波形数据，获得与原始波形拟合度最高的模型，即为该台站下方的沉积层结构.沉积层结构对于CCP叠加方法有十分重要的影响，将添加了沉积层结构的成像结果与未添加的成像结果进行对比可以看出，两者有很大差别(图 3a和3b)，东部陆块的地壳厚度甚至可以相差10 km以上，这是由于沉积层内P波传播速度较低，进行CCP叠加成像中的时深转换计算时，实际的传播距离肯定要短于以地壳平均P波速度(6.3 km·s^-1)计算得到的距离.因此考虑沉积层结构是必要的.对沉积层地区连续分布的台站，本文将其沉积层结构进行了平滑处理；单独位于沉积层上的台站，未进行处理.盆地边缘位于基岩上的台站，取沉积层厚度为0、波速为5 km·s^-1，波速比为1.75，作为平滑处理的参数.最终用于CCP背景结构模型的沉积层各参数值见表 1，各参数分布结果如图 4所示.

图 3

Fig. 3

图 3 沉积层结构在CCP叠加中的作用 (a)不考虑沉积层结构；(b)考虑沉积层结构. Fig. 3 The role of sedimentary structure in CCP stacking (a) CCP stacking without sedimentary structure; (b) CCP stacking with sedimentary structure.

表 1 Table 1

表 1 沉积层模型各参数值 Table 1 Parameters of the sedimentary model 台站 H沉积层(km) VP(km·s-1) κ A001 2.76 3.51 2.39 A002 2.38 3.78 2.57 A003 3.94 2.88 2.16 A004 3.08 3.65 2.28 A005 3.84 3.26 2.30 A006 3.56 3.33 2.20 A007 3.61 3.66 2.15 A008 3.56 3.76 2.37 A009 3.88 3.76 2.34 A010 2.96 4.16 2.61 A011 2.83 4.45 2.55 A012 3.40 4.34 3.32 A013 2.81 4.66 3.09 A014 2.79 4.58 3.53 A403 1.68 4.61 2.20 A410 2.62 5.07 2.47 A602 0.46 4.71 2.14 A605 0.52 4.63 2.19 A613 0.39 4.66 2.39 A701 3.07 3.76 2.21 A702 2.86 3.84 2.12 A703 3.88 3.89 2.55 A704 1.58 4.32 2.45 A705 3.35 4.24 3.22 A706 3.91 4.02 2.69 A707 3.89 4.05 3.07 A708 2.56 4.28 2.53 A709 2.69 4.21 3.01 A711 2.85 3.93 2.73 A712 2.61 4.24 3.01 A713 3.05 3.81 2.75 A715 2.43 4.06 2.94 A802 2.18 4.93 2.52 A805 1.67 4.91 2.64 A809 1.07 4.89 2.50 K007 0.27 4.65 2.02 K009 0.25 4.65 1.99 K010 0.23 4.65 1.94 K015 0.10 4.68 1.96 K026 0.21 4.92 1.81 K033 0.40 4.82 2.14 K037 0.92 4.73 1.99 K038 1.02 4.70 2.16 K039 1.06 4.67 2.31 K040 1.02 4.62 2.39 K041 1.11 4.54 2.45 K042 1.24 4.44 2.49 K045 1.66 4.28 2.48 K046 1.74 4.31 2.41 K047 2.04 4.35 2.48 K048 2.38 4.39 2.63 K049 2.73 4.46 2.80 K051 3.50 4.62 3.15 L209 0.55 5.02 2.32 L210 0.55 5.00 2.32 L223 0.86 4.05 2.12 L224 1.47 3.80 2.25 L225 2.16 3.51 2.31 L226 2.74 3.24 2.28 L227 3.29 2.98 2.19 L228 3.54 2.88 2.13 L229 3.58 2.97 2.11 L230 3.47 3.20 2.25 L231 3.33 3.52 2.55 L232 3.22 3.79 2.80 L233 3.11 4.07 3.00 L234 3.00 4.39 3.09 L235 2.92 4.65 3.05 L236 2.89 4.83 2.93 VDSH 2.50 3.77 2.59

表 1 沉积层模型各参数值 Table 1 Parameters of the sedimentary model

图 4

Fig. 4

图 4 平滑后的沉积层各参数(CCP背景结构模型的沉积层参数)分布图 (a)波速比分布；(b)沉积层厚度(单位：km)分布；(c)沉积层内P波平均速度(单位：km·s-1)分布. Fig. 4 Distribution of sedimentary structure parameters after smoothing (sedimentary parameters of background model in CCP stacking) (a) VP/VS distribution; (b) Sedimentary thickness (unit:km) distribution; (c) Distribution of average P wave velocity (unit:km·s-1) of the sedimentary layer.

地壳结构：地壳结构主要由两部分组成：(1)对于架设在基岩地区的台站，其接收函数转换波信号强，信噪比高，有利于H-κ迭代方法的计算.本文利用Zhu和Kanamori(2000)提出的H-κ迭代法计算位于基岩地区所有台站下方的地壳厚度和波速比，并对结果进行平滑处理，如图 4所示，P波速度设定为6.3 km·s^-1；(2)太行山山前断裂带以东为渤海湾盆地，沉积盖层较厚，H-κ方法不适用于此地区，该地区的CCP背景结构选取前人研究成果作为参考值：根据嘉世旭和张先康(2005)的研究成果，地壳厚度取值为33 km；根据王峻等(2009)和Ji等(2009)的研究结果，泊松比为0.27左右.本文将渤海湾盆地内的波速比设定为1.78；渤海湾盆地中坳陷带内的台站，地壳平均P波速度设定为5.7 km·s^-1，隆起带地区的设定为6.2 km·s^-1.西部陆块和中部造山带内沉积层地区的台站，其地壳厚度设为40 km，波速比设为基岩台站的平均值1.76，速度设为6.3 km·s^-1.具体各参数取值见表 2.波速比和地壳厚度分布如图 5所示.

表 2 Table 2

表 2 地壳模型各参数值 Table 2 Parameters of the crustal model 台站 H地壳(km) κ A101 42.94 1.73 A102 42.32 1.73 A103 42.09 1.73 A104 41.65 1.73 A105 41.77 1.73 A106 40.73 1.76 A107 41.06 1.75 A108 41.26 1.73 A109 40.69 1.75 A110 40.68 1.74 A111 40.29 1.74 A201 37.44 1.80 A202 38.64 1.76 A203 35.95 1.79 A204 36.24 1.76 A205 36.85 1.74 A206 34.49 1.78 A207 35.21 1.76 A208 35.64 1.75 A209 35.76 1.75 A301 34.74 1.76 A302 35.17 1.75 A303 33.71 1.77 A304 33.53 1.76 A305 34.40 1.75 A306 33.10 1.77 A307 33.33 1.75 A401 32.67 1.75 A402 32.19 1.75 A404 32.30 1.75 A405 31.78 1.74 A406 32.62 1.75 A408 32.97 1.75 A409 31.76 1.75 A501 40.85 1.75 A503 40.14 1.75 A504 41.42 1.75 A507 40.22 1.74 A508 39.85 1.78 A509 39.74 1.77 A510 39.71 1.76 A511 40.14 1.76 A601 38.39 1.80 A603 37.31 1.81 A604 35.51 1.83 A606 37.51 1.79 A607 36.39 1.81 A608 32.57 1.87 A609 32.52 1.88 A610 36.01 1.81 A801 44.75 1.68 A804 43.62 1.71 A806 41.57 1.76 A807 41.39 1.77 A808 42.14 1.76 A810 41.18 1.77 A811 40.85 1.77 A812 40.30 1.78 A902 38.60 1.78 A903 35.01 1.76 A904 35.93 1.79 A905 33.16 1.71 A906 33.39 1.72 A908 33.35 1.78 A909 32.00 1.77 K001 41.43 1.76 K002 41.47 1.77 K003 41.50 1.78 K004 41.60 1.78 K005 41.77 1.79 K006 41.88 1.79 K008 42.14 1.79 K011 42.56 1.77 K012 42.73 1.76 K013 42.74 1.75 K014 42.80 1.74 K016 42.10 1.74 K017 41.51 1.75 K018 41.13 1.75 K019 40.62 1.76 K020 39.99 1.77 K021 39.35 1.78 K022 38.28 1.80 K023 37.45 1.81 K025 36.68 1.82 K027 35.65 1.82 K028 35.09 1.81 K029 34.77 1.81 K030 34.10 1.80 K031 33.88 1.80 K032 33.76 1.79 K034 34.25 1.79 K035 34.57 1.78 K036 34.98 1.78 K037 35.36 1.78 K043 33.74 1.76 K044 33.42 1.76 L201 46.40 1.71 L202 46.17 1.71 L203 46.04 1.71 L204 45.87 1.70 L205 45.55 1.69 L206 45.40 1.68 L207 45.33 1.67 L211 44.75 1.65 L212 44.14 1.67 L213 43.63 1.69 L214 42.81 1.72 L215 42.11 1.74 L216 41.47 1.75 L217 40.63 1.75 L218 39.77 1.75 L219 38.44 1.74 L220 37.25 1.74 L221 35.71 1.73 L222 34.37 1.73 S141 31.58 1.74 VFEN 37.08 1.75 VLIQ 40.18 1.77 VWAX 33.71 1.75 VYAY 40.24 1.76 VZAH 33.56 1.70 ZHKD 33.04 1.87

表 2 地壳模型各参数值 Table 2 Parameters of the crustal model

图 5

Fig. 5

图 5 平滑后的H-κ迭代结果(CCP叠加背景结构模型中基岩地区地壳结构参数)分布图 (a)波速比分布；(b)地壳厚度(单位：km)分布. Fig. 5 Distribution of H-κ stacking results after smoothing (crustal structure parameters in consolidated area of the CCP stacking background model) (a) VP/VS distribution; (b) Moho depth (unit:km) distribution.

上地幔结构：上地幔结构的各参数值取IASPI91的全球平均模型.CCP叠加方法的背景模型构建完毕.

为了方便CCP成像结果数据的读取，将台阵划分为16条测线(见图 2)，这16条测线分别进行两种叠加范围(平滑长度分别为3 km和30 km)的CCP叠加成像计算，结果如图 6和图 7所示，测线分别从西至东、由北向南排列.

图 6

Fig. 6

图 6 CCP叠加成像结果(从西向东排列的NNW向测线，左侧为3 km平滑长度的成像结果，右侧为30 km平滑长度的成像结果) Fig. 6 CCP stacking imaging (NNW profiles from west to east, the figures on the left are based on the 3 km-smooth length CCP stacking, and the right ones are based on 30 km smoothing length)

图 7

Fig. 7

图 7 CCP叠加成像结果(从北向南排列的NWW向测线，左侧为3 km平滑长度的成像结果，右侧为30 km平滑长度的成像结果) Fig. 7 CCP stacking imaging (NWW profiles from north to south, the figures on the left are based on the 3 km-smooth length CCP stacking, and the right ones are based on 30 km smoothing length)

从这16条测线的CCP叠加成像结果中，读取清晰连续部分的Moho面转换波的震相所对应的深度：基岩地区读取3 km平滑长度的成像结果，沉积层地区读取30 km平滑长度的CCP叠加成像结果.将读取的数据，进行插值成像，并利用Lowess拟合方法在小范围内进行光滑处理，光滑处理的范围为5%，得到图 8所示的华北克拉通地壳厚度分布结果.

图 8

Fig. 8

图 8 华北克拉通接收函数CCP成像结果——Moho面深度分布图 Fig. 8 CCP imaging results of the NCC: Moho depth distribution

从图 8可看出，以重力梯度带为界，华北克拉通的地壳厚度呈明显的西厚东薄趋势.太行山隆起地区的地壳厚度平均为40 km左右；北部阴山—燕山地区，地壳厚度由西向东逐渐减薄，变化范围约为42 km至32 km；燕山东部地区地壳最薄，约32 km，地壳厚度横向变化较为平缓，值得注意的是，大同断陷盆地地壳厚度较周围地区要薄，约为38 km.整个研究区域内地壳厚度最薄的地区在饶阳附近(A005台)，位于冀中坳陷，地壳厚度约为28 km，结果与人工地震测深的结果具有很好的一致性(王峻等，2009; 嘉世旭等, 2001, 2005, 2009; 赵金仁等，2006).

将H-κ迭代方法获得的波速比结果(图 9a)进行泊松比计算并插值成像(图 9b)后发现：西部陆块的泊松比较低，大部分地区在0.24以下，说明壳内石英矿物含量较高；中东部陆块的泊松比大多在0.25以上，壳内铁镁质矿物含量较高，但石家庄—保定一带，泊松比较低.从泊松比的分布情况可以看出，西部陆块较为稳定，而中部造山带中北部地区地壳活动性较高，地壳内存在部分熔融现象.断裂带地区泊松比较周围地区要高，太行山山前断裂带处甚至可以达到0.30以上.

图 9

Fig. 9

图 9 华北克拉通VP/VS比值分布(a)和泊松比分布(b) Fig. 9 Distributions of VP/VS ratio (a) and Poisson′s ratio (b) of the NCC

本文利用接收函数的CCP叠加成像方法，将波形拟合法获得的沉积层结构、H-κ迭代法获得的基岩地区地壳结构结合前人的研究成果，建立了新的背景结构模型，通过加大沉积层区域内的叠加范围以增强Ps转换波信号，最终获得了华北克拉通的Moho面深度分布结果.与罗艳等(2008)的研究成果进行对比(图 10)显示，沉积层较深地区的研究结果差别较大，可能是H-κ方法对于较厚沉积层数据误差较大造成的.

图 10

Fig. 10

图 10 与罗艳等(2008)结果的比较 Fig. 10 Comparison with the results of Luo et al. (2008)

与冯锐等(1989)重力测量的研究结果对比表明，地壳分布基本与深部异常分布趋势相符，重力深部异常结果中的冀中坳陷带正异常突出，大同一带的正异常也十分明显，而这两个地区也是沉积层分布较厚的地区.对比地壳的分布情况，西部地区的负异常比东部地区的重力负异常值要大.重力梯度带与本文的研究结果较为一致.

段永红等(2016)收集了42条DSS(Deep Seismic Sounding)测深剖面，并对二维剖面速度结构和界面结构进行了网格化处理以及克里金插值，构建了华北克拉通中东部地壳三维速度结构模型(HBCrust1.0).将本文结果与该模型结构进行比较，结果如下：(1)本文CCP叠加的背景结构模型所采用的武岩等(2014)利用相邻算法得到的沉积层厚度与HBCrust1.0的G界面结果一致性较好，最深的地区均在冀中坳陷，深度也较为一致，为6 km左右，但是位置有所不同；(2)对比本文的Moho面埋深结果与HBCrust1.0的M界面，张家口、大同附近均为40 km左右，36 km的梯度线形态几乎一致；渤海湾盆地Moho埋深在32 km左右，但是本文存在一个Moho面的隆起区，在保定饶阳附近，而HBCurst1.0的隆起区在本文的研究范围外.这种差异可能与沉积层最深处所在位置不同有关.

以上对比显示本文的成像结果可信度较高，而且与主动源探测的结果对应较好，说明结果的横向分辨率较高.

葛粲等(2011)对华北克拉通的地壳厚度和泊松比进行了计算，并分析了泊松比分布，结果表明在太行山北段也就是本文的太行山隆起区域，泊松比较高，极值超过了0.3，推断太行山北段下地壳出现了部分熔融现象.Chang等(2007)对太行山地区的地壳层析成像的研究结果表明，太行山隆起带北部在下地壳存在低速层，而人工地震的结果也显示太行山隆起和燕山隆起在下地壳存在轻微速度逆转.Huang和Zhao(2006)对华北克拉通的中东部陆块进行了层析成像，42 km深度的速度扰动成像结果显示，灵丘—延庆一带存在低速层，而这一区域也与本文泊松比较高的区域相符.低速异常与高泊松比体现了地壳的部分熔融和上地幔物质的侵入等现象.因此，推测在华北克拉通的中部造山带地区地壳底部，存在地壳的部分熔融现象，可能与中部造山带和东部陆块的作用相关，与东部陆块地壳的减薄存在密不可分的联系.

Ji等(2009)分析了许卫卫和郑天愉(2005)对58个流动台站的接收函数计算获得的泊松比与地壳厚度的关系，得出如图 11a所示的泊松比与地壳厚度相关性的流变学构造模式——华北克拉通伸展分区模式.将本文的地壳厚度成像结果与武岩等(2014)对该地区的沉积层的成像结果进行对比(图 11b)可以发现，Moho面形态与沉积层基底基本呈镜像对称，结合泊松比以及前人层析成像结果，表明在太行山隆起地区下地壳存在部分熔融的可能，与Ji等(2009)的构造模式对应较好，而镜像对称也可能是地壳受到拉张作用造成的.东部陆块南侧石家庄附近泊松比较低，许卫卫和郑天愉(2005)认为这是地壳的拆沉造成的，根据Ji等(2009)的观点，在伸展构造环境下，泊松比整体较低且随Moho面深度增加逐渐变大时，减薄主要发生在下地壳.图 2中的L测线中繁峙以东的地区，泊松比基本符合这种变化趋势，推测拉张减薄主要发生在下地壳.其动力来源应该是西太平洋板块西向俯冲的结果.

图 11

Fig. 11

图 11 (a) 华北克拉通伸展分区模式(摘自Ji et al., 2009); (b)沉积层基底与Moho面深度分布图 白色箭头表示地壳受到的主张力的方向. Fig. 11 (a) Zonal model of extension of the crust beneath the NCC (Ji et al., 2009); (b) Distribution of sedimentary basements and Moho depths White arrows show the direction of principal tension on the crust.

本文利用华北克拉通密集分布的199个台站数据计算的接收函数，采用H-κ叠加方法对基岩上的台站进行了计算，获得了地壳厚度和波速比，结合沉积层结构，构建了华北克拉通的速度模型.利用该模型作为背景速度模型，对台阵数据的接收函数进行CCP叠加成像，通过调整叠加范围，改变参加叠加的射线数目，突出有效信号，获得了沉积层下方的地壳结构.成像结果表明，华北克拉通地壳西厚东薄，与地表起伏对应较好，东部陆块内的沉积层厚度和地壳厚度近似呈镜面对称关系(见图 11b)，沉积层较厚的区域地壳厚度较薄，该研究结果与人工地震探测以及重力学等研究结果较为一致.具体总结如下：

(1) 华北克拉通的西部陆块——鄂尔多斯块体的东侧，地壳厚度较大，约42 km，且南部较北部地区要厚.该区域的泊松比较低，小于0.24，为长英质含量较多的地壳层.

(2) 中部造山带的地壳厚度较西部陆块要薄，且变化较大.张家口—怀来—大同一带出现了地壳的局部抬升，地壳厚度等值线基本以北北东方向为主，与构造带方向较为一致.西侧地壳厚度较大，约为40 km，东侧重力梯度带附近地壳厚度迅速减薄至36 km左右.该地区的泊松比较大，约为0.26~0.28.层析成像结果表明太行山隆起和阴山隆起地区的地壳存在低速层，推测为地壳部分熔融以及上地幔物质上涌造成的.

(3) 东部陆块的地壳厚度较薄，约32 km.部分地区小于30 km.冀中坳陷带地壳厚度较薄，最薄为28 km，与沉积层的分布对应较好.