2019, Vol. 62
2. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
3. 中国科学院大学地球与行星物理学院, 北京 100049
2. Institutions of Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
中国东北在地理上涵盖内蒙古自治区东部及黑龙江、吉林和辽宁省，在构造格架上处于西伯利亚与华北克拉通之间，由多陆块拼贴而成(周建波等，2012；Zhang et al., 2010).至古生代末，中国东北各地块完成拼贴成为统一的复合陆块，又先后于晚二叠世和中侏罗世完成与华北克拉通和西伯利亚克拉通的碰撞拼贴过程(张兴洲等，2006)，而后进入到板内演化阶段(程三友，2006).在各地块碰撞拼贴的过程中，弱造山作用(吴福元等，1995)引起过区域地壳的缩短增厚；但在随后的地质历史演化过程中，区域地壳又发生过普遍的伸展改造，同时岩石圈厚度也发生了巨量减薄(邓晋福等，1994；Wei et al., 2010；朱日祥等，2012).在本研究关注的中国东北东南部地区(图 1A)内有着不同的构造单元，如松辽地块的东南缘、近南北向的张广才岭地块中南部、佳木斯地块的西南缘、兴凯地块的西部和华北克拉通东北缘，以及岩石圈尺度的郯庐大断裂(万天丰等，1996；朱光等，2004)北延两支的依兰—伊通断裂和敦化—密山断裂，及嘉荫—牡丹江断裂和索伦河—延吉缝合带东段等；此外研究区内还分布有长白山天池、龙岗及镜泊湖等新生代火山群(汤吉等，2006).
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图 1 研究区域示意及本研究所用地震台站和地震事件分布 (A)研究区涵盖华北克拉通东北缘(NCC)、松辽地块东南缘(SLB)、张广才岭中南部(ZGC)、佳木斯地块西南缘(JMS)及兴凯地块西部(Khanka)；域内断裂(邓起东等，2003；Tao et al., 2014)以紫色线条表示，主要断裂有依兰—伊通断裂(YYF)、敦化—密山断裂(DMF)、嘉荫—牡丹江断裂(JMF)及索伦河—延吉缝合带东段(ESY)；火山符号分别标记了镜泊湖、龙岗和长白山天池火山(从北向南)；地震台站方面，CEA固定台以黑色矩形表示，NECESSArray流动台以黑色正三角表示，NECsaids台阵以红色倒三角表示；白色粗线AB、CD及EF为之后用作CCP叠加剖面所在位置，剖面所涵盖的台站周边黄点表示事件射线于Moho面处的穿透点(Moho面深度取32km，速度模型采用IASP91，Kennett and Engdahl, 1991).(B)大区域概略图，图中灰色粗实线为南北重力梯度带，紫色实线为郯庐断裂带，白色箭头表示太平洋板块每年以83.16 mm的速度向北美板块下部俯冲(据NUVEL-1A，DeMets et al., 1994).两条白色实线分别表示满洲里—绥芬河及内蒙古东乌珠穆沁旗—辽宁东沟地学断面(从北向南)，黑色倒三角组成的条带分别表示前人沿内蒙古室韦—黑龙江虎林和满洲里—绥芬河(张广成等，2013)及内蒙古东乌珠穆沁旗—辽宁东沟(Zheng et al., 2015)布设的流动地震观测台阵(从北向南)，红色倒三角组成的条带表示NECsaids台阵沿内蒙古二连浩特—吉林珲春布设的流动地震观测台阵；本研究区位于粗白色线框内.(C)选用地震事件的空间分布，图中红色五角星指示本研究区的中心，事件以灰色圆圈表示，其震中距在30°~90°之间. Fig. 1 Study region and distribution of seismic stations and earthquakes used in this study (A) Micro-continental blocks involved in our study region are the Songliao Block (SLB), the Zhangguangcai Ranges (ZGC), the Jiamusi Massif (JMS), the Khanka Block (Khanka) and the North China Craton (NCC). Faults (Deng et al., 2003; Tao et al., 2014) are plotted as the solid purple lines. The main faults in the study region include the Yilan-Yitong Fault (YYF), Dunhua-Mishan Fault (DMF), Jiayin-Mudanjiang Fault (JMF) and the eastern segment of Solonker-Yanji Suture (ESY). The Cenozoic volcanos consist of the Jingpohu, Longgang and Changbaishan Tianchi calderas. The black rectangles, black triangles and red inverted triangles represent the permanent seismic stations, NECESSArray temporary stations, and our NECsaids temporary stations respectively. Three white thick lines indicate the profiles used for the latter CCP stacking imaging, and the yellow dots around stations along the three profiles indicate the piercing points at Moho discontinuity assuming its depth to be 32 km based on IASP91 velocity model (Kennett and Engdahl, 1991). (B) Regional tectonic background. The gray thick line, purple solid lines and white arrow represent the North-South Gravity Lineament, Tanlu Fault Zone and relative motion between two neighboring plates from NUVEL-1A Model (DeMets et al., 1994)respectively. The two white solid lines indicate the Manzhouli-Suifenhe and Dong-Ujimqin-Qi Inner Mongol—Donggou Liaoning geoscience transects (from north to south) respectively, and the three lines composed of black inverted triangles represent the former temporary seismic arrays along Shiwei Inner Mongol—Hulin Heilongjiang and Manzhouli-Suifenhe by Zhang et al. (2013), as well as along Dong-Ujimqin-Qi Inner Mongol—Donggou Liaoning by Zheng et al. (2015) respectively. The line composed of red inverted triangles depicts our NECsaids main line along Erenhot in Inner Mongol—Hunchun in Jilin. (C) Distribution of events (gray dots) selected with distances between 30° and 90° away from stations. The red star indicates the center of our study region. |
基于中国东北地区的CEA固定台网(国家测震台网数据备份中心，2007；郑秀芬等，2009)和中美日三国合作布设的NECESSArray流动台阵及一些加密的流动台观测数据，前人使用接收函数方法对本地区开展了大量研究，取得了较多的结果(朱洪翔等，2017；Kyong-Song et al., 2016；高占永，2015；王开燕等，2015；Zheng et al., 2015；Tao et al., 2014；Zhang et al., 2014；张广成等，2013；危自根和陈凌，2012；Liu and Niu, 2011；Chen et al., 2010；吴建平等，2009；段永红等，2005；Hetland et al., 2004)，如东北地区的地壳厚度分布整体表现为两边厚中间薄，即西部的大兴安岭地区的地壳最厚，中部的松辽盆地地区地壳最薄且分布上有东薄西厚的特征，东部地区的佳木斯地块地壳最厚；壳内波速比(或泊松比)结果显示的图像更为复杂，特征比较显著的地区有松辽盆地下部壳内存在普遍的高波速比、大兴安岭地区下部壳内的波速比值也较高和兴凯地块地区的波速比较低等；各地块单元内地壳厚度同其壳内波速比之间不存在明确的相关关系；西部大兴安岭地区及华北克拉通东北缘地壳厚度与地表高程之间存在明显的正相关关系.郯庐断裂带北延皆穿切其下的Moho面，但其北段(44.4°N—47°N)两分支之间下部的Moho面整体下凹，而南段(~41.5°N)两分支之间下部的Moho面却整体上隆.长白山天池火山区壳内波速比相较于周边地区明显偏高，火山口下方的地壳最厚、且在中地壳的深度范围内发现有低的S波波速异常区，主动源人工地震探测(张先康等，2002)、背景噪声成像(王武和陈棋福，2017；Guo et al., 2016)、大地电磁测深(汤吉等, 2001, 2006；仇根根等，2014)及火山岩石学资料(樊祺诚等，2007)等多方面研究结果均认为天池火山口下方赋存有壳内岩浆囊.
已有结果丰富了我们对东北地区多陆块间属性差异、重要构造线对其下部Moho面形态改造及天池火山区壳内状态等问题的认识，但一些地区如兴凯地块西部及其同佳木斯地块结合带因地震观测资料稀少，已获取的地壳厚度及壳内波速比特征有待于结合更多的观测结果做进一步的确证；郯庐断裂带北延西支的长春段和索伦河—延吉缝合带东段等重要构造线下部的Moho面形态资料有待进一步补充；长白山天池火山区下部的Moho面形态及壳内岩浆囊分布范围的一些观测结果存在相左之处.因此，本研究在使用更长时段(2007-08—2017-05)的CEA固定台记录及NECESSArray流动台记录(2009-09—2011-08)外，通过加入我们布设的探测深俯冲的中国东北地震台阵(NECsaids台阵，Wang et al., 2016)记录(2010-07—2017-05)，将在43.3°N附近形成一条平均台间距约20 km、东西向延伸约650 km的密集台阵测线，并对研究区的东缘形成有效的观测数据加密，为获取该区域内更为精细的地壳结构(地壳厚度、壳内波速比及Moho面连续变化形态)提供有力支撑.
1 研究方法与数据 1.1 研究方法接收函数主要由转换波和多次反射波组成，记录了台站下方速度间断面对地震波的响应，其对间断面的特殊敏感性被广泛用来获取地球内部地壳及上地幔的结构信息(Langston，1979；Owens et al., 1984；Dueker and Sheehan, 1997；Kind et al., 2012).提取接收函数的方法主要有两大类：频率域反褶积(如Langston，1979；刘启元等，1996)和时间域反褶积(如Ligorría et al., 1999；吴庆举等，2003).频率域内的反褶积计算直观但存在反褶积过程(频率域内的除法)不稳定或是加上算法稳定措施后导致波形分辨率降低的现象(吴庆举等，2003)，因此本研究使用时间域迭代反褶积方法(Ligorría et al., 1999)进行接收函数的提取.
基于提取的接收函数进行H-κ叠加分析(Zhu and Kanamori, 2000)，是目前利用宽频带地震记录获取地壳厚度及壳内波速比普遍采用的方法(如He et al., 2014；Li et al., 2014).其基本原理在于：远震事件的地震波入射进入到地壳时，于Moho间断面处会产生转换震相Ps，利用该震相及其随后一次反射震相中的转换震相PpPs、PsPs(PpSs)同初至P波之间的到时差，结合先验的壳内P波速度，可估算地壳厚度及壳内波速比.
获取地壳内各速度界面的连续形态有助于把握整个地壳尺度内的结构特征，基于提取的接收函数进行共转换点(CCP)叠加(Zhu，2000)对速度界面成像的方法被广泛采用(如朱洪翔等，2017；Zheng et al., 2015；张广成等，2013；郭震等，2012；Chen et al., 2006).该方法假定转换波生成于各水平层状速度界面处，选用合适的速度结构并基于特定震相的走时计算公式，可将台站处的接收函数时间序列转换为深度序列，再以射线追踪的方式对台站下方一定间距内转换点的深度序列(包含极性)加以叠加，可对转换波的生成界面进行成像.
1.2 数据本研究使用124°E—132°E，41°N—46°N范围内CEA固定台(国家测震台网数据备份中心，2007；郑秀芬等，2009)52个(记录时长近10年：2007-08—2017-05，含2007年8月及2017年5月内的地震事件，下同)、NECESSArray流动台42个(记录时长2年：2009-09—2011-08)及我们布设的NECsaids台阵(Wang et al., 2016)流动台58个(最长记录时长近7年：2010-07—2017-05)记录到的震中距30°~90°范围内震级大于5.2的1470个远震地震事件(图 1C)波形.提取接收函数时，挑选三分量记录完整、初至P波清晰的事件，截取初至P波到时前80 s及之后100 s，并对波形以0.05 s进行重采样，而后去均值、去趋势、以0.05~1.5 Hz的频带滤波，设置高斯滤波系数为1.5进行时间域内迭代反褶积得到初始接收函数，再对初始接收函数按台站进行绝对振幅、振幅比、波形互相关等分析，挑选留用接收函数共计33752条(CEA固定台22180条、NECESSArray流动台4594条及NECsaids台阵流动台6978条).总体来说，研究区内中部、中南及南部台站可用接收函数数量最为可观(图 2A)，且其事件反方位角覆盖较好(图 1C，图 2B).需说明的是，图 2A中大部分台站提取得到的接收函数数目超过200条(一些固定台接收函数数目甚至超过650条)，图 2B中大部分固定台的事件方位角覆盖超过200°(即以5°划分单元的数量超过40，最高的可达51)，只是为了更好地展示流动台所得接收函数的数目和方位角覆盖情况而将图示的色标最大值分别限定为200和36.
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图 2 研究区内各台可用接收函数统计 (A)各台可用接收函数数目统计，台站符号颜色对应于该台可用接收函数数目(为清晰展示接收函数数目差异，超过最大值200条的台也以最大值标示); (B)各台可用接收函数方位角覆盖情况统计，单台可用事件按照反方位角以每5°为一个单元，全方位角共划分为72个单元，台站符号颜色对应于该台可用接收函数方位角覆盖的单元数目(为清晰展示方位覆盖差异，超过最大值36的台也以最大值标示). Fig. 2 Statistic results for selected RFs amount at each station (A) Absolute amount of the selected RFs at each station and stations have been colored according to the number of selected RFs (Stations with 200 more RFs have also been colored as purple); (B) Amount of 5° back-azimuth bins occupied with RFs at each station. The whole azimuth (i.e., 360°) has been divided into 72 bins and each with equal 5° range. Stations have been colored according to the number of grouped bins (Stations with 36 more grouped bins have also been colored as purple). |
此外，在提取接收函数时发现一些台站一定时段内的初至P波极性为负，怀疑可能与台站仪器方位角有关，故通过分析台站该时段内原始记录的P波质点运动情况，以切向能量最小为原则设置目标函数搜索“正确”的仪器北分量方位并对其进行仪器方位角校正(Niu and Li, 2011；Wang et al., 2016)，进行台站仪器方位角校正的各台情况见表 1.对于NECESSArray台站记录及2015-01之前的NECsaids台阵记录和绝大部分CEA固定台记录，采用已得到的方位角偏差校正结果(王新，2016).
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表 1 个别台站的仪器方位角校正情况 Table 1 The station sensor misorientation estimation |
H-κ叠加分析时，取壳内平均P波波速6.4 km·s-1，使用的三个震相Ps、PpPs及PsPs/PpSs于目标函数中的权重分别为0.6、0.2和0.2；地壳厚度搜索范围为20~60 km，搜索步长0.5 km；壳内平均波速比搜索范围1.5~2.0，步长0.01；搜索得到的参数精度依靠500次自助重采样法(Bootstrap Method)(Efron and Tibshirani, 1986)获得，每次采样的样本容量为事件总数的75%.再对分析结果进行质量分级，分级标准为：所得结果其500次自助重采样结果中90%置信区间内，地壳厚度和波速比取值范围分别位于3 km和0.1的单一能量团为A等级；不符合A等级标准，但搜索结果中能量团单一集中，且其变化趋势同周边A等级台站结果相符，为B等级；不符合B等级标准，即搜索结果中有多个能量团中心，但在对比周边A、B等级台站结果及前人得到的同台分析结果后可挑选出相符的能量团中心，为C等级；不符合C等级标准的为D等级，结果在后续分析处理中弃用.最终共得到可用的142个台站下方的地壳厚度及壳内波速比结果，其中质量等级为A的结果有122个，质量等级为B的结果有7个，质量等级为C的结果有13个，另得到质量等级为D的弃用结果10个.
将本研究获得的H-κ分析结果同前人的结果对比如图 3，显示使用同一台站数据分析时本研究所得结果与前人(危自根和陈凌，2012；He et al., 2014；Li et al., 2014；Tao et al., 2014；王开燕等，2015；高占永，2015；朱洪翔等，2017)已取得的结果对应较好，表明H-κ方法在获取地壳厚度及壳内波速比时稳定且可靠性高.但其中也有少许台站分析结果差异较大，故又对此类台站所得接收函数做进一步的分析，如在H-κ叠加分析时对波速比搜索范围扩大至1.5~2.2，地壳厚度搜索步长加密至0.1 km、波速比搜索步长加密至0.002，并考虑搜索过程中各震相权重、地壳平均P波波速及提取接收函数时高斯滤波系数大小等参数设置对最终搜索结果的影响等.对本研究与前人所得结果之间存在差异的一些台站，由图 5可见本研究分析结果中的目标函数能量团集中，参数选取的差异对搜索结果造成的影响微弱，且绝大多数结果同前人第三方的所得结果相符.
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图 3 本研究H-κ叠加分析所得结果同前人结果对比 (A)地壳厚度结果对比，其中菱形、圆形、五角星、正三角、叉形、倒三角和正八边形分别表示本研究结果同危自根和陈凌(2012)、He等(2014)、Li等(2014)、Tao等(2014)、王开燕等(2015)、高占永(2015)及朱洪翔等(2017)结果的对比，其中的黑色实线表示本研究同前人所得结果完全一致，蓝色虚线内表示本研究同前人所得结果偏差不超过2 km，该部分占全体对比结果数量的88%，红色虚线内表示本研究同前人所得结果偏差不超过3 km，该部分占全体对比结果数量的94%.(B)壳内波速比结果对比，蓝色虚线内表示本研究同前人所得结果偏差不超过0.05，该部分占全体对比结果数量的79%，红色虚线内表示本研究同前人所得结果偏差不超过0.1，该部分占全体对比结果数量的88%. Fig. 3 Comparison of H-κ stacking analysis results between ours and others (A) Comparison of the crustal thickness results. The diamonds, circles, stars, triangles, crosses, inverted triangles and octagons represent the results from ours and Wei and Chen (2012), He et al. (2014), Li et al. (2014), Tao et al. (2014), Wang et al. (2015), Gao (2015) as well as Zhu et al. (2017) respectively. The black solid line indicates the same results between ours and others. The blue and red dashed lines depict the region for variation less than 2 km and 3 km respectively. The statistic results show that there′re 88% and 94% of data points within variations less than 2 km and 3 km respectively. (B) Comparison of the crustal VP/VS ratio results. The blue and red dashed lines depict the region for variation less than 0.05 and 0.1 respectively. The statistic results show that there′re 79% and 88% of data points withinvariations less than 0.05 and 0.1 respectively. |
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图 5 本研究H-κ叠加分析CN2和CBS台站处理结果展示 图中波形记录为参与H-κ叠加分析的接收函数径向分量(按事件反方位角排列)，绿点为以H-κ叠加分析结果作为地壳模型计算得到事件的Ps、PpPs及PsPs/PpSs震相于波形记录中的位置；波形图下标示的G为提取接收函数所取的高斯滤波系数，VP为壳内P波波速(km·s-1)，x/x/x为Ps、PpPs及PsPs/PpSs震相于H-κ叠加分析中的权重系数；H-κ搜索图中红色五角星为最优搜索结果，最左侧的搜索图内黄色叉形表示500次自助重采样中90%置信区间内的搜索结果，台站名称及具体搜索结果亦一同展示于图件中. Fig. 5 H-κ stacking analysis for CN2 and CBS stations showing in this study Waveforms of the radial RFs shown here are arranged by their events′ back-azimuth. The green points at each waveform indicate the theoretical position of phase Ps, PpPs and PsPs/PpSs calculated with velocity model from the H-κ stacking analysis result. Parameters used in the H-κ stacking analysis are shown below the RF waveforms with G for the Gaussian filter, VP for the average crustal P-wave velocity and -/-/- for the weight of three main Moho converted and multiple phases respectively. Red stars shown in the H-κ stacking domain represent the best searching result, and the yellow crosses in the left searching pictures depict the searching results with 90% confidence level by 500 bootstrap resamplings. The station name and the optimal searching result are also shown. |
长白山天池火山口附近固定地震台较少，前人对其中的CBS台及周边布设的短期流动台(图 4)地震记录进行接收函数H-κ叠加分析的结果总体显现出厚地壳、高壳内波速比的特征，但在具体量值上存在着差异(表 2).本研究使用该CBS固定台近10年地震记录，提取得到了466条高质量P波接收函数波形，而后考虑以不同的高斯滤波系数提取接收函数、不同的壳内P波波速估计、赋予叠加震相以不同的权重等进行H-κ叠加分析(图 5-CBS台)，所得结果具有很好的一致性；此外，500次自助重采样分析结果给出的参数误差为地壳厚度不超过1 km，壳内波速比不超过0.02，显示分析结果的稳定性很好.故在之后的3.3节，天池火山口附近我国一侧的代表性地壳结构(地壳厚度及壳内波速比)使用本研究分析结果，并结合境外朝鲜具有数十条接收函数的2个流动台H-κ叠加分析结果，共同约束该地区的地壳结构特征.
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图 4 长白山天池火山口周边台站位置(表 2)示意 图中矩形表示固定台，三角形表示流动台. Fig. 4 Location of stations (Table 2) around the Tianchi caldera in the Changbaishan area In the plot, rectangle represents the permanent seismic station, while triangles indicate temporary seismic stations. |
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表 2 长白山天池火山口附近H-κ叠加分析结果汇总 Table 2 The H-κ stacking analysis results around the Tianchi caldera in the Changbaishan area |
对图 5中CN2台取不同高斯滤波系数(1.5和2.5)得到的壳内波速比存在差异但都高于2.0的现象，将该台所有接收函数波形按事件反方位角分为三组(-50°~60°内43条、60°~190°内310条及190°~310°内93条)，然后对各组内接收函数波形再进行H-κ叠加分析，分析时使用的参数为：高斯滤波系数1.5、壳内P波波速6.4 km·s-1、三震相权重0.6/0.2/0.2.最终分析结果(图 6)表明，来自于东南方位的事件波形对应着一个壳内波速比更高的结果(26.1 km/2.142)，与来自于北部、西部方位事件波形对应的结果(~28.0 km/~1.800)在壳内波速比数值上存在较大差异，这与Chen等(2010)分析指出的CN2台下部地壳结构具有强烈的横向不均一性相一致.需要指出的是，危自根和陈凌(2012)及高占永(2015)对CN2台的分析结果同这里由北部、西部方位事件波形获取的地壳结构一致.考虑到其他台的结果都是由所有方位事件的H-κ叠加分析得出，本研究采用由所有方位事件参与H-κ叠加分析得到的结果作为该台下方的平均地壳结构来进行分析.
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图 6 CN2台不同方位角事件记录的H-κ叠加分析结果展示 (A)将CN2台提取的所有接收函数波形按事件反方位角分为三组：-50°~60°、60°~190°及190°~310°(其中-50°即同310°)，Ps震相于Moho面处的穿透点依次以黄色、蓝色及绿色点表示(Moho面深度取30 km，速度模型采用IASP91).对-50°~60° (B)、60°~190°(C)及190°~310°(D)反方位角范围的事件进行H-κ叠加分析，红色五角星表示最优搜索结果；接收函数记录图中，红点为以H-κ叠加分析结果作为地壳模型计算得到事件的Ps、PpPs及PsPs/PpSs震相于波形记录中的位置. Fig. 6 The H-κ stacking analysis for the station CN2 with grouped azimuthal events (A) All the selected RFs at station CN2 are sorted into 3 groups (-50°~60°, 60°~190° and 190°~310°) according to their back-azimuths, and the corresponding piercing points for P-to-S converted phase at Moho are represented as yellow, blue and green points respectively (assuming Moho at the depth of 30 km with IASP91 velocity model). The H-κ stacking analysis for the group with back-azimuth in -50°~60° (B), 60°~190° (C) and 190°~310° (D) respectively. The red star shown in the H-κ stacking domain represents the best searching result, and the red points at each waveform indicate the theoretical position of phase Ps, PpPs and PsPs/PpSs calculated with velocity model from the H-κ stacking analysis result. |
为获得研究区内更多的地壳厚度及波速比结果，在本研究获取的142个分析结果基础之上，补以满洲里—绥芬河沿线的23个流动台分析结果(高占永，2015；张广成，2012)，长白山地区45个流动台分析结果(朱洪翔等，2017；Kyong-Song et al., 2016；吴建平等，2009；段永红等，2005；Hetland et al., 2004)，镜泊湖火山区11个流动台分析结果(段永红等，2005)，辽宁地区7个流动台分析结果(王开燕等，2015)，以及Tao等(2014)分析得到的佳木斯地块和松辽盆地内的各1个NECESSArray台结果、危自根和陈凌(2012)分析得到的佳木斯地块内的1个CEA台结果等，最终汇集得到研究区内迄今为止最为密集的231处地壳厚度及壳内波速观测结果(图 7).
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图 7 中国东北东南部地区的地壳厚度(A)及壳内波速比(B)汇总结果 圆圈表示本研究所得结果，倒三角表示朱洪翔等(2017)所得结果，正三角表示Kyong-Song等(2016)结果，菱形表示高占永(2015)结果，矩形表示Tao等(2014)结果，正八边形表示张广成(2012)结果，叉形表示王开燕等(2015)结果，正六边形表示危自根和陈凌(2012)结果，五边形表示吴建平等(2009)结果，五角星表示段永红等(2005)结果及十字形表示Hetland等(2004)结果. Fig. 7 Distribution of the crustal thickness (A) and VP/VS ratio (B) obtained and collected in this study The results shown here, circles, inverted triangles, triangles, diamonds, rectangles, octagons, crosses, hexagons, pentagons, stars and pluses represent the results obtained in this study and collected from Zhu et al. (2017), Kyong-Song et al. (2016), Gao (2015), Tao et al. (2014), Zhang (2012), Wang et al. (2015), Wei and Chen (2012), Wu et al. (2009), Duan et al. (2005) and Hetland et al. (2004) respectively. |
汇总的地壳厚度及壳内波速比结果(图 7)显示，松辽地块东南缘地壳厚度小而波速比高，张广才岭地块中南部地壳西薄东厚、波速比西低东高，兴凯地块西部地壳东北厚而西南薄、波速比为研究区内最低，华北克拉通东北缘地壳东西两端较中间厚、波速比北低而南高，观测数据甚为有限的佳木斯地块西南缘地壳最厚、南北方向上波速比较中间低等.从各地块单元内地壳厚度同其壳内波速比及地表高程(地表高程数据取自Etopo1，Amante and Eakins, 2009)之间的相关性统计结果(图 8)可见，研究区内地壳厚度与壳内波速比之间可能存在负相关关系的地块单元有(图 8B)松辽地块东南缘(相关系数为-0.476)、兴凯地块西部(相关系数为-0.511)、松辽地块东南缘同兴凯地块西部的综合结果(相关系数提高至-0.634)和佳木斯地块西南缘(相关系数为-0.689)；地壳厚度同地表高程间可能存在正相关关系的地块单元有(图 8C)张广才岭地块中南部(相关系数为0.663)和华北克拉通东北缘(相关系数为0.519).
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图 8 研究区内各地块单元地壳厚度、壳内波速比分布统计(231点结果)及相关性分析 (A)各柱状统计图中，左侧纵轴为地壳厚度统计结果，右侧纵轴为壳内波速比统计结果，上下横轴分别为波速比和地壳厚度统计分组内包含的数据个数，黄色五角星为该参数统计结果的中值，黑色线棒为该参数统计结果的均值; (B)研究区内各地块单元地壳厚度与波速比关系图，其中圆形表示NCC内数据、菱形表示SLB内数据、倒三角表示ZGC内数据、正三角表示JMS内数据、叉形表示Khanka内数据，红色图标为对应地块单元内所得结果的统计中值.绿色、蓝色和紫色线段分别表示对SLB、Khanka和JMS内数据的最小二乘拟合，橙色线段表示对SLB及Khanka内综合数据的最小二乘拟合，对应颜色的R值为相应的拟合相关系数; (C)研究区内各地块单元地壳厚度与地表地形关系图，其中绿色和蓝色线段分别表示对NCC和ZGC内数据的最小二乘拟合. Fig. 8 Statistical results of crustal thickness, VP/VS ratio and their relationship with surface topography for each block (A) Statistical results of crustal thickness (the left y-axis) and VP/VS ratio (the right y-axis) for each block. Yellow stars and black lines represent the median and average values for each estimated parameter respectively. (B) Relationship between crustal thickness and VP/VS ratio for each block. Circles, diamonds, inverted triangles, triangles, and crosses correspond to the result obtained in NCC, SLB, ZGC, JMS and Khanka block respectively. Red symbols represent the median values of each block that shown in (A). The green, blue, purple and orange solid lines show the negative correlations between crustal thickness and VP/VS ratio calculated from least square regression for SLB, Khanka, JMS, and the combination of SLB and Khanka respectively. The corresponding correlation coefficients are indicated in the top-right of the plot with the corresponding colors. (C) Relationship between crustal thickness and surface topography for each block. The green and blue solid lines show the positive correlation between crustal thickness and surface topography calculated from least square regression for NCC and ZGC block respectively. |
使用Etopo1地形数据(Amante and Eakins, 2009)作为各台所处位置的地表高程，以统一的IASP91速度模型(Kennett and Engdahl, 1991)及考虑不同地块地壳厚度的横向变化而使用之前2.1节获取的H-κ叠加分析结果替换IASP91模型中的地壳厚度及波速比修改的速度模型，对各台提取的接收函数波形选用Ps和PpPs震相进行了CCP叠加成像.成像时为获取较为精细的壳内成像结果，选用保留高频成分更多的接收函数波形，即将高斯滤波系数提高至2.5.成像测线(参见图 1A)选取了拥有密集台站分布的43.3°N附近东西向延伸近650 km的AB测线(平均台间距约20 km)和130.5°E附近南北向延伸近400 km的CD测线(平均台间距约25 km)，及长白山天池火山口附近(128.1°E)南北向延伸近180 km的EF测线(平均台间距36 km).进行CCP叠加成像的空间网格划分为：沿测线方向步长5 km、平面内垂直于测线方向步长5 km及垂直深度方向上步长0.1 km；并沿测线方向上叠加4个步长，平面内垂直于测线方向上叠加4个步长，及在深度方向上叠加5个步长.需要指出的是，CCP叠加成像结果中已扣除各台所处位置的地表高程效应.
沿三条测线得到CCP叠加成像结果显示，表征Moho面的Ps震相同相轴均清晰可辨且与H-κ叠加分析所得的地壳厚度结果对应较好(图 9，10).具体来说，沿AB测线(图 9)，郯庐断裂带北延西支依兰—伊通断裂及东支敦化—密山断裂之下的Moho面形态均有错断异常，且以多次波PpPs震相为基准成像的错断表现尤为明显；索伦河—延吉缝合带东段之下反映Moho面的Ps震相显得有些微弱模糊.沿CD测线(图 10A—10C)，郯庐断裂带北延东支敦化—密山断裂下亦有Moho面的错断迹象(表现为南抬北降)，测线靠近南端点C约100 km处展现的PpPs震相~20 km上翘现象，在考虑到地壳速度结构的横向变化而以H-κ叠加分析结果中的地壳厚度及壳内波速比取代IASP91速度模型中的地壳部分，以PpPs震相为基准进行CCP叠加成像结果(图 10C)中，Moho面上翘幅度缩小至~5 km.沿EF测线(图 10D—10E)，长白山天池火山下方的Moho面出现下凹沉落.
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图 9 沿AB测线对Moho面进行CCP叠加成像结果展示 (A)使用高斯滤波系数为2.5的接收函数Ps震相为基准进行CCP叠加成像，地形(Topo.)曲线图中红色倒三角表示用于CCP叠加所使用的台站位置，紫色箭头为穿过AB测线的断裂位置，并对YYF、DMF及ESY断裂位置进行了标注；CCP叠加剖面图中，绿色叉形表示使用该台记录进行H-κ叠加分析所得的地壳厚度结果，黑色虚实线标示了YYF及DMF两郯庐断裂带北延分支对其下Moho面的错断；右侧深度剖面图中展示了CCP叠加中进行时深转换使用的速度模型(IASP91).(B)同(A)，而时深转换所使用的速度结构采用H-κ叠加分析结果中的地壳厚度及壳内波速比取代IASP91速度模型中的地壳部分.(C)使用同(B)的修改版速度结构，而以高斯滤波系数为1.5的接收函数PpPs震相为基准进行CCP叠加成像. Fig. 9 CCP stacking results along profiles AB (A) CCP stacking result along profile AB based on converted phase Ps in RFs with Gaussian filter parameter 2.5. Red inverted triangles above the topography line indicate the corresponding seismic stations used here. Purple arrows represent the location of each fault. Here, the YYF, DMF and ESY are stressed with black stars. In the depth profile of the stacking result plot, green crosses represent the crustal thickness results from H-κ stacking analysis. The black dashed lines depict the offsets of the Moho discontinuity caused by the two north-extended branches of the Tanlu Fault Zone, YYF and DMF. The IASP91 velocity model used in the time-depth conversion was shown in the right panel. (B) as (A) but the time-depth conversion was operated with the modified IASP91 velocity model for its crust part from our H-κ stacking results. (C) Using the modified velocity model as (B), but the CCP stacking imaging based on multiple phase PpPs in RFs with Gaussian filter parameter 1.5. |
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图 10 沿CD和EF测线对Moho面进行CCP叠加成像结果展示 (A)沿CD测线使用高斯滤波系数为2.5的接收函数Ps震相进行CCP叠加成像，时深转换过程采用IASP91模型.(B)同(A)，而时深转换所使用的速度结构采用H-κ叠加分析结果中的地壳厚度及壳内波速比取代IASP91速度模型中的地壳部分.(C)同(B)，而以接收函数PpPs震相进行CCP叠加成像.(D)沿EF测线使用高斯滤波系数为2.5的接收函数Ps震相进行CCP叠加成像，时深转换过程采用IASP91速度模型，剖面图中的黑色虚线勾勒了长白山天池火山口(CBV)下方Moho面形态的改变.(E)同(D)，而时深转换所使用的速度结构采用H-κ叠加分析结果中的地壳厚度及壳内波速比取代IASP91速度模型中的地壳部分. Fig. 10 CCP stacking results along profiles CD and EF (A) CCP stacking result along profile CD based on converted phase Ps in RFs with Gaussian filter parameter 2.5. The time-depth conversion was operated with the IASP91 velocity model. (B) as (A) but the time-depth conversion was operated with the modified IASP91 velocity model for its crust part from our H-κ stacking results. (C) as (B), but the CCP stacking imaging based on multiple phase PpPs in RFs. (D) CCP stacking result along profile EF based on converted phase Ps in RFs with Gaussian filter parameter 2.5. The time-depth conversion was operated with the IASP91 velocity model. The Changbaishan Tianchi volcano (CBV) is stressed with black star. (E) as (D), but the time-depth conversion was operated with the modified IASP91 velocity model for its crust part from our H-κ stacking results. |
对本研究分析获取及搜集汇总的区内地壳厚度及壳内波速比结果，按照所属地块单元进行统计(图 8A)，结果显示华北克拉通东北缘地壳厚度/壳内波速比的统计中值(平均值)为33.0 km/1.75(33.3 km/1.765)、松辽地块东南缘为31.0 km/1.81(30.6 km/1.835)、张广才岭地块中南部为32.0 km/1.72(33.7 km/1.739)、佳木斯地块西南缘为35.7 km/1.76(36.6 km/1.766)及兴凯地块西部的34.0 km/1.70(34.6 km/1.708).考虑到本研究区位于中国东部，且研究认为整个中国东部地区岩石圈新生代以来普遍发生了减薄(邓晋福等，1994)，其中尤以华北克拉通地区最为典型且研究最丰(朱日祥等，2012).故若以本研究区南部的华北克拉通东北缘地区获得的现今地壳厚度和波速比(约33.0 km/1.75)为岩石圈减薄后地区地壳结构的参考特征，可见张广才岭地块中南部地区的地壳结构与华北克拉通东北缘相当，而松辽地块东南缘地壳结构则可能较华北克拉通东北缘受地区岩石圈减薄(Li et al., 2012)改造的程度更甚(厚度更薄、波速比更高)，兴凯地块西部地区可能在保持较完整的地壳厚度同时表现出低波速比特征，更北的佳木斯地块西南缘地壳的波速比与华北克拉通东北缘相当，但在地壳厚度上却明显多出~3.5 km，表明研究区内各地块现今的地壳属性存在着明显的差别.
结合前人(Tao et al., 2014；朱洪翔等，2017)获取的东北地区地壳厚度及波速比结果来看，整个松辽地块普遍具有薄地壳、高波速比的特征，尤其是松辽盆地的南部.松辽盆地内的薄地壳应该与其曾经的伸展过程(刘德来等，1996)相关，而其高波速比特征则可能与其内部分布有广泛的沉积层(Wei et al., 2010)有一定关系，因为沉积层通常具有较高的波速比(Saikia et al., 2017)，约2 km厚的薄沉积层可使获取的平均壳内波速比数值抬高~0.03(Yeck et al., 2013)，本研究的理论接收函数数值实验(设定沉积层2 km厚、平均P波波速5.2 km·s-1、波速比2.00；地壳厚25~35 km，步长1 km、平均P波波速6.4 km·s-1、波速比1.72)也证实了这一现象.在松辽盆地南部地区扣除薄沉积层(~2 km厚，Wei et al., 2010)带来的壳内波速比高估量~0.03，壳内波速比中值/均值仍高达~1.78/1.81，为本研究范围内各地块之最.一般而言(嵇少丞等，2009)，长英质上地壳岩石表现为较低的波速比(≤1.756)，镁铁质下地壳岩石表现为较高的波速比(≥1.809)，更高的波速比特征(≥1.871)可能出现在发生了部分熔融区域及含水破碎带内.刘德来等(1996)曾分析道：松辽盆地于早白垩世时期发生的伸展作用主要表现为岩石圈横向上的分离与上地壳的拉伸，而原先囤积于岩石圈底部的热物质趁机填补块体离散后留下的空间.这表明除了长英质的上地壳拉伸减薄外，下地壳物质亦经受了软流圈地幔物质的改造，两者综合或造就了松辽地区现今的壳内高波速比特征.
兴凯地块西部地区稍厚的地壳厚度和低波速比特征与研究区内的其他地块单元迥然不同，其原因除地块拼贴后的板内差异性改造外，亦可能与其本身的原始地壳属性有关.有研究(周建波等，2012；邵济安等，1995；Zhang，1997)认为：兴凯地块相比于中国东北其他地块单元为一“舶来品”，其原先所属环境同华南块体关系密切.在如今的地壳结构特征上，兴凯地块西部地区(地壳厚度~34.0 km，波速比~1.70)同华南块体(地壳厚度~33 km，波速比~1.72，据He et al., 2013；地壳厚度~31.5 km，波速比~1.72，据He et al., 2014)看起来有一定程度上的接近，但需要注意两点：一是华南块体内部也包含有诸如扬子克拉通、江南造山带和华夏块体等，且各单元内的地壳厚度存在着较明显的差别(He C S et al., 2013；He R Z et al., 2014)，综合后的华南块体地壳厚度其指示意义可能变得模糊；二是晚古生代东北复合陆块形成(张兴洲等，2006)之后，同属中国东部的兴凯地块与华南块体虽都经历了岩石圈的减薄改造(邓晋福等，1994)，但其改造程度或因各自所在的构造域不同而亦有所区别.综合上述两点，以当今的地块地壳厚度及波速比特征难以有效地判断前人提出的两者之间可能存在有亲缘关系的观点.
研究区内地壳厚度同地表高程之间展现出正相关关系的张广才岭地块中南部和华北克拉通东北缘(相关系数分别为0.663和0.519)，也许体现出其地壳部分应已出现重力均衡，即地表地形的重力加载由其对应的“山根”(或称为Moho面深度的起伏变化)产生的浮力提供一定程度的支撑.若以该两地块为参考来讨论研究区其他地块的重力均衡状态，则松辽地块东南缘地壳厚度小于~29 km的区域均具有了过剩地表地形，而佳木斯地块西南缘及兴凯地块西部地壳厚度大于~37 km的区域则存在不足的地表地形，这同Tao等(2014)获取的非均衡高程残差结果中的图像一致.
3.2 郯庐断裂带北延对其沿线地壳结构改造的讨论新生代火山岩分布及岩浆包体研究(朱光等，2004)显示郯庐断裂带北延的两分支沿线均有玄武岩分布，尤其是在东支的敦化—密山断裂沿线，且存在幔源包体，表明该断裂带应已切穿了整个岩石圈.满洲里—绥芬河人工源地震剖面(郭孟习等，2000)穿过郯庐断裂带北延的区段显示，西支依兰—伊通断裂两侧Moho面出现西抬东降、东支敦化—密山断裂两侧Moho面出现东抬西降，两分支所围限的区域内Moho面表现为整体凹陷.内蒙古东乌珠穆沁旗—辽宁东沟地学深地震测深结果(卢造勋和夏怀宽，1993; 卢造勋等，1993)表明郯庐断裂带北延位于下辽河断陷区(~41.5°N)部分，已切穿地壳并致使附近Moho面上隆.张广成等(2013)利用布设在44.4°N以北的满洲里—绥芬河和内蒙古室韦—黑龙江虎林2条NW—SE向密集流动地震台站测线，使用CCP叠加成像方法对其下的Moho面进行成像，亦发现郯庐断裂带北延两分支之间下部的Moho面整体凹陷，断裂带对Moho面形态的改造尤以东支敦化—密山断裂最明显.Zheng等(2015)基于沿内蒙古东乌珠穆沁旗—辽宁东沟布设的密集流动地震台站测线，使用CCP叠加成像方法及波形拟合反演的S波速度结构显示，郯庐断裂带北延位于下辽河断陷区(~41.5°N)部分，已切穿地壳并致使附近Moho面出现东抬西降.Guo等(2015)使用NECESSArray流动台和部分CEA固定台进行接收函数偏移成像及背景噪声层析成像获得的43.0°N—44.0°N范围内NW—SE向测线下部的Moho面表现为上隆.
本研究对有着密集台站观测的2条测线(东西向AB测线及南北向CD测线)进行Moho面的CCP叠加成像(图 9，10)，亦发现郯庐断裂带北延分支于所设测线附近有穿切地壳的迹象.使用H-κ叠加分析获得的地壳厚度及波速比取代IASP91速度模型中的地壳部分以考虑测线所跨区域内地壳结构的横向差异，以及基于PpPs震相进行接收函数波形的时深转换等不同约束得到的CCP叠加成像结果中(图 9C，10C)，郯庐断裂带北延分支下部Moho面被切穿的特征依然稳定地存在.与北边45.0°N及46.0°N附近郯庐断裂带北延两分支所围限区域内Moho面整体凹陷(张广成等，2013)的特征不同，本研究获取的43.3°N附近的郯庐断裂带北延两分支之间区域内Moho面整体表现为上隆，同~41.5°N的下辽河断陷区(卢造勋和夏怀宽，1993; 卢造勋等，1993；Zheng et al., 2015)和43.0°N—44.0°N范围内(Guo et al., 2015)的Moho面形态变化一致.综合H-κ叠加分析及CCP叠加剖面结果来看，东支敦化—密山断裂在~43.3°N之下的地壳结构形态复杂，即Moho面出现东降西抬，断距达2 km；而在~44.6°N附近，该断裂的Moho面同样显示出错断，不同的是该处错断形态表现为南抬北降(或者说东抬西降)，断距达到4 km，与该纬度处的CCP叠加剖面(张广成等，2013)和满洲里—绥芬河人工源地震剖面(熊小松等，2011；杨宝俊等，1996；郭孟习等，2000)展现的Moho面东抬西降、断距达3~6 km的结果相符.西支依兰—伊通断裂及其周缘于~43.3°N处地壳结构在横向上的变化明显，即断裂带附近的地壳更薄、壳内波速比更高；CCP叠加剖面中显示该断裂带下的Moho面出现错断，表现为东抬西降，断距达4 km.本研究中控制依兰—伊通断裂43.3°N(长春段)薄地壳、高波速比特征最显著的2个台(CN2台：27 km/2.04和EW22台：26.5 km/2.01)的结果相比邻近台结果有所偏离，应同该区地壳结构具有强烈的横向不均匀性(Chen et al., 2010)有关，即CN2台东南、EW22台西-北-东北部方向的伊通地堑(李献甫等，2002)内有一定厚度的沉积层，且断裂带作为以往岩浆上升通道可能残留有一定的壳内凝固体，同时该区有水系流经而致使断裂带内含水.
3.3 长白山天池火山口地区地壳的异常结构讨论从H-κ汇总结果(图 7)中可见，长白山天池火山地区较其周边地壳更厚且波速比较高，其中厚地壳的特点已在主动源深地震探测中观察到(~40 km)(张先康等，2002).从壳内波速比的具体数值来看，距离天池火山口不超过10 km的范围内，本研究获取的1点(CBS台)及朝鲜境内的2点(PDBD & MDPD台，Kyong-Song et al., 2016)壳内波速比结果均≥1.87，中值甚至高达1.94，这一特征与该地区层析成像结果所揭示的天池火山口下方壳内的异常速度结构相符.如主动源深地震探测(张先康等，2002)显示，天池火山口下方的地壳内从9 km深度处开始延伸向下存在2%~4%的P波低速异常区；背景噪声成像结果(王武和陈棋福，2017)显示天池火山口下方9~30 km范围内存在2%~7%的S波低速异常；接收函数波形拟合反演的壳内S波速度结构(吴建平等，2009)显示，天池火山口下方的地壳内存在一从8 km深度开始向下延伸达20 km的S波低速异常区，S波波速最低达2.2 km·s-1.天池火山口下方壳内介质存在的高波速比特征及部分深度范围内的低P波波速异常和更低的S波波速异常表明，壳内介质的速度异常区应该是熔体存在的表现(Watanabe，1993)，即对应着壳内岩浆囊，大地电磁测深(汤吉等, 2001, 2006；仇根根等，2014)也同样支持这一观点.结合三点高波速比的分布位置并结合大地电磁测深剖面结果(汤吉等，2001；仇根根等，2014)，可推测壳内岩浆囊至少存在于天池火山口下方的正北至正东方位内，且距离火山口的分布范围不少于10 km.
本研究CCP叠加成像结果(图 10D)中亦显示了天池火山口下方的异常地壳结构，即火山口下方Moho面出现下凹沉落的现象，沉落幅度可能达4.5 km(据本研究SMT台地壳厚度34.5 km和朝鲜一侧PDBD台地壳厚度39 km)，与人工源深地震探测(张先康等，2002)观察到的Moho面下凹2~6 km现象一致，虽然以过天池火山口南北测线上的观测结果估算的Moho面沉降幅度将降低至2 km(取火山口南侧CBT和HNS台平均结果34.0 km，火山口附近CBS台结果36.0 km及火山口北侧SMT和ZXT台平均结果34.0 km).而CCP叠加成像结果(图 10D)显示的火山口下方地壳内负极性能量团，对应着壳内地震波由低速介质到高速介质的传播过程，进一步印证了天池火山口下方存在着壳内岩浆囊，且对应着壳内岩浆囊的顶部，这与东西向朝鲜一侧的CCP叠加剖面结果一致(Kyong-Song et al., 2016).以H-κ叠加分析获取的各台地壳厚度及波速比结果取代IASP91模型地壳部分再做CCP叠加成像结果(图 10E)显示，指示火山口下方壳内岩浆囊的负极性能量团中心位于15 km的深度附近，同前人以近南北向跨越天池火山口的深地震剖面推测的9~15 km主要岩浆储存位置(张先康等，2002)、背景噪声层析成像推测的9~30 km(王武和陈棋福，2017)及大地电磁测深剖面推测的13~30 km(仇根根等，2014)或~12 km(汤吉等，2001)等所推断的天池火山口下方的壳内岩浆囊存储深度有着较好的一致性.
此外，2002—2005年间天池火山口附近出现的地震活动性明显增加(吴建平等，2007)、地表抬升与放射性向外膨胀的地面变形(李克等，2009)等现象，应是该火山壳内活跃状态(壳内岩浆囊)在浅部乃至地表的直接体现.
4 结论本研究基于我们布设的NECsaids台阵记录和长时段固定台网记录及NECESSArray流动台阵记录，采用接收函数方法统一处理获取了中国东北东南部地区更为精细的地壳结构，并结合收集汇编以往研究结果，得到了研究区内迄今为止最为密集的231个地壳厚度及壳内平均波速比观测数据，在综合考虑前人已获得的区域构造背景、岩石地化、地球物理探测等资料基础上，对中国东北东南部地区不同构造体的地壳特征对比分析，取得了以下三点认识：
(1) 研究区内5个微陆块的地壳属性存在明显的差别：张广才岭地块中南部地区的地壳厚度和平均波速比与华北克拉通东北缘相当，地壳厚度同地表地形之间存在有明显的正相关关系；松辽地块东南缘地壳最薄、波速比最高，地壳厚度同壳内波速比之间存在明显的负相关关系；兴凯地块西部地区的地壳结构表现为稍厚的地壳厚度和全区最低的壳内波速比，其地壳厚度同壳内波速比之间亦存在明显的负相关关系；佳木斯地块西南缘在具有“正常”的壳内波速比同时地壳最厚.
(2) 研究区内重要构造线如郯庐断裂带北延段在切穿其下Moho面的同时表现出南北分段的特征：北段(44.4°N—47°N)两分支之间下部Moho面整体下凹，南段(41.5°N—43.3°N)两分支之间下部的Moho面则整体上隆，西支依兰—伊通断裂长春段地壳结构尤为复杂，具有强烈的横向非均一性.
(3) 长白山天池火山下方的地壳结构表现为Moho面下凹沉落及高壳内波速比特征，推测火山下部的壳内岩浆囊很可能分布于天池火山口的正北至正东方位不少于10 km的范围内.
致谢 感谢中美日三国合作的NECESSArray项目和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(doi:10.7914/SN/CB)为本研究提供的部分地震波形数据！本研究中绝大部分2015年1月之前的地震记录直接承袭王新博士(2016)的已有挑选结果，在此特别表示感谢！感谢吉林大学田有教授提供长白山地区的流动台H-κ叠加分析结果！感谢朱露培教授提供的接收函数分析程序！感谢两位匿名审稿人仔细审阅了稿件并提出中肯的修改意见使本文得以完善！文中图件使用GMT软件绘制(Wessel and Smith，1998).
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