郭 震，唐有彩，陳永順，寧杰遠(yuǎn)，馮永革，岳 漢

北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院地球物理研究所，北京 100871

1 引 言

華北克拉通塊體（以下稱為NCC）是地球上最為古老的形成于太古宙時(shí)期的克拉通塊體[1］.地質(zhì)和地球化學(xué)研究揭示NCC塊體的東部在晚中生代到新生代期間經(jīng)歷了大規(guī)模的活化、巖石圈減薄[2-3］，并伴隨有大規(guī)模的斷陷盆地形成、巖漿與地震活動(dòng)[4］.

NCC巖石圈的減薄具有時(shí)空不一致性，尤其是近似南北走向的重力梯度帶（NSGL）兩側(cè)巖石圈厚度存在明顯差異[5］，在其西部巖石圈厚度大多在100～120km以上，而在其東部大多小于80～100km[6］.對(duì)于NCC東部巖石圈厚度垂向減薄的程度存在兩種不同的觀點(diǎn)[7］，一種認(rèn)為巖石圈的減薄只涉及到巖石圈下部，現(xiàn)今的巖石圈地幔是減薄后的殘留[8］，第二種認(rèn)為部分下地殼與整個(gè)巖石圈地幔一起丟失，導(dǎo)致軟流圈地幔和上覆地殼接觸[9］.而這兩種觀點(diǎn)都涉及到了晚中生代以來軟流圈物質(zhì)的大范圍上涌[3］.NCC東部最大的上地幔剪切帶-郯廬斷裂帶被認(rèn)為是軟流圈物質(zhì)上涌的通道[10］，Chen等利用P波接收函數(shù)偏移成像得到郯廬斷裂帶下方巖石圈，軟流圈邊界（LAB）深度精細(xì)變化，發(fā)現(xiàn)LAB呈現(xiàn)出穹頂狀的結(jié)構(gòu)，最淺部的頂點(diǎn)位于郯廬斷裂帶下方[11］，這可能是軟流圈物質(zhì)上涌破壞巖石圈的有力佐證.

接收函數(shù)是目前獲得地震臺(tái)站下方間斷面深度的最有效手段，它是利用遠(yuǎn)震入射到臺(tái)站下方的Ps或Sp轉(zhuǎn)換波來探測地下速度間斷面[12］.因此，P波接收函數(shù)在研究地殼波速結(jié)構(gòu)、莫霍面深度、地幔過渡帶結(jié)構(gòu)等方面得到了廣泛的應(yīng)用，但是由于多次波的干擾P波接收函數(shù)很難確定LAB的深度，因此我們借鑒前人提取S波接收函數(shù)的方法[13］，利用共轉(zhuǎn)換點(diǎn)疊加成像（CCP）技術(shù)[14］，獲得地震臺(tái)站下方LAB的深度變化.

2 區(qū)域構(gòu)造概況

NCC東部地區(qū)覆蓋著一系列中新生代沉積盆地，統(tǒng)稱為華北盆地，其南北邊界分別為內(nèi)蒙古—燕山造山帶和秦嶺—大別山造山帶；西側(cè)為山西斷陷帶，東部則是郯廬斷裂帶將華北盆地與膠東隆起分開[3］；華北盆地中部為魯西隆起（圖1）.

魯西隆起區(qū)與華北盆地區(qū)具有相同的結(jié)晶基底，新生代以來華北盆地和魯西隆起構(gòu)造演化過程發(fā)生顯著的分異作用[15］.華北盆地基底在新生代發(fā)生大幅度伸展裂陷，后轉(zhuǎn)入裂陷后的熱沉寂時(shí)期.魯西隆起中新生代進(jìn)入強(qiáng)烈的地殼運(yùn)動(dòng)時(shí)期，發(fā)育典型的幔源巖漿活動(dòng)，中生代侵入巖分布十分廣泛，類型多樣[16］.新生代巖漿主要為輝綠巖和玄武巖，通過對(duì)捕虜體的研究表明新生代以來該區(qū)又有一次地幔局部熔融、侵入、上涌的過程[17-18］.郯廬斷裂帶是中國東部地區(qū)一條規(guī)模巨大的北北東向深大斷裂，縱貫華北盆地東部，橫穿了不同地質(zhì)構(gòu)造單元，在中、新生代盆地變形、變位過程中扮演了重要的角色.中生代時(shí)期郯廬斷裂是一條強(qiáng)烈的左旋走滑斷層或斷裂系，新生代以來卻表現(xiàn)出強(qiáng)烈的擠壓性質(zhì)兼有右旋走滑特點(diǎn)，反映了中國大陸東部自新生代以來構(gòu)造應(yīng)力場的變化[3］.郯廬斷裂帶東部的青島地區(qū)屬于大別—蘇魯超高壓變質(zhì)帶的北東緣（圖1）.大別—蘇魯超高壓變質(zhì)帶是北中國板塊和揚(yáng)子板塊俯沖碰撞的產(chǎn)物，在地表形成最厚達(dá)10km的超高壓變質(zhì)巖帶[19-20］.

為了進(jìn)一步得到NCC東部更大范圍的地殼與上地幔間斷面結(jié)構(gòu)，深刻了解新生代以來魯西隆起的隆升原因與機(jī)制，更加充分地認(rèn)識(shí)NCC東部上述三大地質(zhì)構(gòu)造體之間的作用、關(guān)系，我們利用北京大學(xué)和中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所在NCC東部地區(qū)布設(shè)的一條東西向?qū)掝l帶地震測線得到的數(shù)據(jù)，分析NCC東部橫穿華北盆地、魯西隆起、青島地區(qū)東西走向約600km范圍內(nèi)地殼與上地幔結(jié)構(gòu)分布.

3 資料來源及處理方法

圖1 NCC東部地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造背景和臺(tái)站分布紅色三角為北京大學(xué)所布臺(tái)站，藍(lán)色三角為中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所布設(shè)臺(tái)站（NCISP）；黃色圓點(diǎn)為P波接收函數(shù)在深度35 km處的出射點(diǎn)，紫色圓點(diǎn)為S波接收函數(shù)在深度70km處的出射點(diǎn)；A-A′為P波接收函數(shù)偏移成像時(shí)所截剖面，B-B′為S波共轉(zhuǎn)換點(diǎn)疊加時(shí)所截剖面；C-C′為Chen[11］利用P波接收函數(shù)獲得研究區(qū)LAB深度的剖面；F1、F2為郯廬斷裂帶兩支；箭頭所指處為圖4中莫霍面躍變的位置.左下角插入圖為NCC東部地質(zhì)構(gòu)造背景，UHPM為蘇魯大別山超高壓變質(zhì)帶北緣；NSGL為南北重力梯度帶；黑色圓塊為沿郯廬斷裂帶噴溢的新生代玄武巖.左上角插入圖為P波接收函數(shù)所用事件全球分布；右上角插入圖為S波接收函數(shù)所用事件全球分布.HB：華北盆地，QD：青島地區(qū)，TL：郯廬斷裂帶，LX：魯西隆起，CB：新生代玄武巖.Fig.1 Tectonics in east part of North China Craton（NCC）and seismic stations distribution in the study region Red and blue triangles are portable stations from PKU and Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences（NCISP），respectively；Yellow dots denote the piercing points at 35km depth for P-to-S converted phases，while purple ones denote S-to-P piercing points at 70km depth；A-A′is P-to-S migration profile and B-B′is S-to-P CCP profile，both two profiles traverse Tanlu Faults Zone（F1，F(xiàn)2）；The C-C′denotes the profile that Chen[11］used P wave receiver functions migration method to get the depth of LAB in the study region.The location of Moho depth jump，as shown in Fig.4is also marked（black arrow）.The bottom inset on the left shows the tectonic setting of the study region.UHPM：north part of Sulu-Dabie ultrahighpressure metamorphic belt；NSGL：North-South gravitygradient line；Black solid circles denote Cenozoic basalts.The top inset on the left illustrates the distribution of teleseismic events used in P-to-S migration，and its counterparter on the right shows the events used in S-to-P CCP.HB：Huabei Basin，QD：Qingdao region，LX：Luxi uplift，CB：Cenozoic basalt.

本文使用的天然地震記錄數(shù)據(jù)來自兩部分：在2009—2010年期間北京大學(xué)在華北盆地魯西隆起東、西緣布設(shè)的21臺(tái)寬頻帶數(shù)字地震儀（圖1中紅色三角）和在2001—2003年期間中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所在魯西隆起、郯廬斷裂帶布設(shè)的13臺(tái)寬頻帶數(shù)字地震儀（圖1中藍(lán)色三角）.臺(tái)站間距約為10～15km，走向?yàn)榻鼥|西向分布.

我們采用時(shí)域迭代的方法得到各臺(tái)站下方的接收函數(shù)[21］，選取初動(dòng)前15s，初動(dòng)后60s的時(shí)間窗截取震相.對(duì)于P波接收函數(shù)，選取了震級(jí)大于5.5級(jí)，震中距為30°～90°的地震.對(duì)原始數(shù)據(jù)進(jìn)行0.1～2.5Hz的帶通濾波，去除低頻和高頻信號(hào)，采用信噪比較好的數(shù)據(jù)，將原始三分量轉(zhuǎn)換到垂向、徑向、切向，選取垂向和徑向都有清晰震相的記錄.在接收函數(shù)的計(jì)算中，我們選取α為5的低通高斯濾波器，水準(zhǔn)因子選取0.001，經(jīng)過挑選得到1549條接收函數(shù)記錄，圖1左上角插入圖為本文P波接收函數(shù)所用地震事件的全球分布.

對(duì)于S波接收函數(shù)，選擇震中距為50°～80°的地震，將三分量轉(zhuǎn)到垂向、徑向、切向后，去除自由表面的影響，將記錄還原到上行的P波方向和S波方向[22］，然后對(duì)記錄進(jìn)行0.03～0.4Hz的帶通濾波，選取α為1.5.反轉(zhuǎn)S波接收函數(shù)的時(shí)間軸，使轉(zhuǎn)換波位于時(shí)間軸的正向，并對(duì)其振幅進(jìn)行反轉(zhuǎn)，使正向的振動(dòng)表示了速度隨深度增加的界面.最終得到495條有效記錄，圖1右上角插入圖為本文S波接收函數(shù)所用地震事件的全球分布.

本研究采用接收函數(shù)偏移成像的方法研究臺(tái)站下方地殼和上地幔間斷面結(jié)構(gòu).利用Wilson發(fā)展的基于克?；舴蚱评碚摰姆椒▽?duì)莫霍面深度進(jìn)行成像，并進(jìn)一步利用多次波Ppps、Psps+ppss成像并與Pms的成像結(jié)果進(jìn)行對(duì)比，提高了對(duì)莫霍面深度的約束能力[23］.在二維情況下克?；舴蚱品e分公式為：

式中u（x，z）和u（xin，z=0）分別為地下和地表處的波場，1／vr為波傳播的幾何擴(kuò)散因子，Str（θ）為傾角因子，對(duì)于Pms波，θ為散射波與直達(dá)波之間的夾角，其修正了入射波在不同方向上的散射強(qiáng)度.將上式線性化后通過求解關(guān)系式d=Gm即可解得模型中散射點(diǎn)的強(qiáng)度m，其中矩陣G可由給定的速度模型和射線參數(shù)得到，d為觀測數(shù)據(jù)，圖2為部分臺(tái)站P波接收函數(shù)動(dòng)校正后疊加并歸一化之后的結(jié)果.華北盆地內(nèi)（臺(tái)站SW01—SW07）由于巨厚沉積層的影響P波直達(dá)波有明顯的延時(shí)，大致勾勒出盆地的形狀，同時(shí)Pms波信號(hào)較弱，而且多次波幾乎不可見.而在剖面最東邊的青島地區(qū)Pms和多次波都比較清晰.

圖2 部分臺(tái)站P波接收函數(shù)動(dòng)校正后疊加并歸一化結(jié)果縱坐標(biāo)為臺(tái)站名，入射P波在Moho面的轉(zhuǎn)換波及其多次波分別標(biāo)為Pms和Ppps，位于青島地區(qū)的臺(tái)站Pms波和Ppps都較為清晰，而位于華北盆地的臺(tái)站由于受到較厚的沉積層的影響Pms波和Ppps較弱，且直達(dá)P波有明顯的延時(shí).Fig.2 Moveout-corrected receiver functions at some stations Vertical coordinate denotes station names；Coverted（Pms）and multiple converted phases （Ppps）at Moho are clearly in Qingdao region while due to the impact of thick sediment in Huabei Basin Pms and Ppps are all weak，and the direct P waves in Huabei Basin are also delayed.

S波受P波尾波影響噪音較大，可用的遠(yuǎn)震記錄數(shù)目遠(yuǎn)小于P波接收函數(shù)的事件，所以我們?cè)赟波接收函數(shù)成像中采用了CCP偏移方法：將S波接收函數(shù)動(dòng)校正到理論射線路徑上，在不同深度疊加落入bin中的數(shù)據(jù).由于S波的入射點(diǎn)較為分散，成像的LAB將是更大范圍內(nèi)平滑的結(jié)果.

4 華北克拉通東部地殼與上地幔間斷面

4.1 P接收函數(shù)波偏移成像

偏移成像采用的模型取自CUB全球模型的差值結(jié)果[24］，并考慮了臺(tái)站的高程影響.圖3a為利用Pms轉(zhuǎn)換波偏移成像結(jié)果，結(jié)果顯示華北盆地內(nèi)莫霍面深度約為40km，到魯西隆起下方莫霍面上升到約30km，莫霍面上升范圍大致對(duì)應(yīng)于華北盆地和魯西隆起的交界處的聊考斷裂.而在青島地區(qū)莫霍面深度在30～40km的范圍內(nèi)變化.圖3b為Ppps多次波偏移結(jié)果，對(duì)比圖3a得到的莫霍面深度，在魯西隆起、郯廬斷裂帶、青島地區(qū)內(nèi)部兩者成像深度較為一致，而在華北盆地內(nèi)Ppps偏移成像的莫霍面結(jié)果比Pms偏移成像的莫霍面結(jié)果要淺約5km.

華北盆地內(nèi)存在較厚的約5km的沉積層，圖3a受沉積層影響直達(dá)波的延遲清晰可見，大致勾勒出凹陷盆地的形態(tài)，臺(tái)站SW01—SW07位于華北盆地沉積層上.為了探討較厚的沉積層對(duì)接收函數(shù)偏移成像得到的莫霍面的結(jié)果的影響，我們對(duì)盆地區(qū)的CUB插值速度模型進(jìn)行了修正，加入了5km厚的沉積層[25］，改正的速度模型見表1.偏移成像的結(jié)果見圖3c，黑線以西的區(qū)域?yàn)槭褂眯拚竽Ｐ偷钠瞥上窠Y(jié)果，黑線以東的區(qū)域仍使用CUB模型.模型修正后的Pms轉(zhuǎn)換波偏移成像結(jié)果顯示盆地區(qū)莫霍面深度約為32km，而在Ppps多次波偏移成像的結(jié)果中我們未觀測到清晰的莫霍面深度分布.

表1 華北盆地地表沉積層速度模型Table 1 Velocity model for stratified sediments in Huabei Basin

魯西隆起內(nèi)由于臺(tái)站分布較少的緣故，有些地區(qū)莫霍面沒有清晰成像.郯廬斷裂（F1、F2）下方莫霍面出現(xiàn)5km范圍的深度變化，莫霍面有明顯錯(cuò)斷，提供了郯廬斷裂帶切穿莫霍面的證據(jù)，進(jìn)而支持前人提出的郯廬斷裂帶為巖石圈尺度的中國東部大斷裂帶，并且大量對(duì)地幔包體的研究也顯示新生代郯廬斷裂已切入上地幔[26］.另外郯廬斷裂帶下方地殼內(nèi)存在高、低速層相間的現(xiàn)象，顯示出復(fù)雜的波速變化.我們推測郯廬斷裂穿過莫霍面，可能為軟流圈物質(zhì)上涌提供通道.

圖3 P波接收函數(shù)偏移成像莫霍面的結(jié)果（a）Pms轉(zhuǎn)換波偏移成像結(jié)果，上方為地表地形.F1、F2為郯廬斷裂帶；（b）Ppps多次波偏移成像的結(jié)果.箭頭所對(duì)應(yīng)的下方 Moho面上升約10km，在華北盆地區(qū)，P波直達(dá)波大致勾勒出沉積層的形狀.（c）在盆地區(qū)對(duì)速度模型進(jìn)行沉積層修正后偏移的結(jié)果，對(duì)黑線以西的區(qū)域我們?cè)诘乇砑由先绫?的速度模型，黑線以東的區(qū)域仍然使用CUB模型.Fig.3 P-to-S migration images The migration images for line A-A′，（a）for Pms and（b）for Ppps.F1and F2denote Tanlu Fault Zone，and it seems that the faults have cut through Moho.Arrows indicate a 10-km-jump at Moho，that Moho depth is about 40km in Huabei Basin and about 30km in Luxi Uplift，and the jump roughly corresponds to Liaokao fault.（c）Pms and Ppps migration images for the Huabei Basin with modified velocity model.

青島地區(qū)下方莫霍面深度變化劇烈，在30～40km的范圍內(nèi)起伏震蕩，并在東部有加深的趨勢，顯示出與郯廬斷裂帶西側(cè)不同的構(gòu)造形態(tài).青島地區(qū)屬于蘇魯—大別山超高壓變質(zhì)帶的北緣，因此該地區(qū)的地殼演化史可能與華北盆地區(qū)和魯西隆起區(qū)不同.

4.2 S波接收函數(shù)CCP成像

如上文所述，P波接收函數(shù)在應(yīng)用到LAB成像時(shí)需要考慮多次波的影響，應(yīng)用范圍受到很大限制，但是Chen等在考慮到不同情況下Pms波和多次波的差異，利用新發(fā)展的P波接收函數(shù)Wave-Quation偏移方法成功地得到了魯西地區(qū)（圖4c對(duì)應(yīng)區(qū)域）LAB深度[11］，現(xiàn)在我們利用S波接收函數(shù)偏移成像剖面B-B′的LAB深度，對(duì)比Chen的結(jié)果，將更進(jìn)一步約束整個(gè)區(qū)域的LAB深度變化范圍（見圖4a）.

圖4b包括了華北盆地和魯西隆起西部，在東經(jīng)115°—116.5°一百多公里的范圍內(nèi)LAB從華北盆地西部約100km上升到魯西隆起約60km，并在魯西隆起東部地區(qū)有進(jìn)一步上升的趨勢，在東經(jīng)114°—115.5°、117°—117.5°處對(duì)應(yīng)于 LAB深度的波形出現(xiàn)了兩個(gè)峰值，這可能是由于CCP的固有缺陷，即在界面深度變化地區(qū)成像較差所致[14］.

圖4c對(duì)應(yīng)于Chen[11］利用P波接收函數(shù)得到的結(jié)果（圖4d），圖1中C-C′剖面標(biāo)示了Chen所用剖面的位置，Chen的結(jié)果顯示LAB呈隆起型，深度約為60～80km，在郯廬斷裂附近隆起達(dá)到最淺處.我們的結(jié)果與Chen用P波接收函數(shù)得到的結(jié)果較一致，LAB深度同樣在60～80km處，隆起頂部大致位于魯西隆起下方.

圖4 S波接收函數(shù)共轉(zhuǎn)換點(diǎn)疊加成像LAB的結(jié)果（a）研究區(qū)完整結(jié)果，（b）為（a）箭頭所指的華北盆地和魯西隆起部分地區(qū)的LAB成像結(jié)果，（c）為郯廬斷裂帶下方LAB的成像，F(xiàn)1、F2為郯廬斷裂，圖中的數(shù)字代表了射線數(shù)量分布；（d）為（c）對(duì)應(yīng)區(qū)域Chen利用P波接收函數(shù)得出的LAB的結(jié)果[11］，橫坐標(biāo)為Chen原圖中剖面的坐標(biāo)；（e）青島地區(qū)下方LAB的成像結(jié)果；offset為圖3莫霍面躍變處對(duì)應(yīng)的位置.Fig.4 S-to-P CCP images The depth of LAB in the study region is less than 100km（a），and beneath the basin-uplift boundary（b）the LAB depth changes from about 80km in Huabei Basin to about 60km in Luxi uplift.In Tanlu Fault Zone（c），LAB displays an arc-like shape which is similar to Chen′s results[11］（d）.LAB seems to be shallower beneath the Qingdao region（e）.F1and F2denotes the Tanlu fault.The numbers in images denote ray pathes number.

圖4 e為青島地區(qū)下方的LAB深度，由西到東深度進(jìn)一步減少，最深處為75km，最淺處到達(dá)60km，在東部LAB最淺處，LAB的Smp轉(zhuǎn)換波與莫霍面轉(zhuǎn)換波的旁瓣疊加在一起.圖4a為整個(gè)剖面完整的結(jié)果，可以看到LAB呈西深東淺的形態(tài)，在華北盆地西部最深達(dá)到100km，而到膠東隆起東部的東海內(nèi)巖石圈厚度減薄到60km.并在魯西隆起中部和膠東隆起的東部形成兩個(gè)隆起的峰值.由于整個(gè)剖面中華北盆地區(qū)的信號(hào)較其他地區(qū)弱，我們將4b的結(jié)果對(duì)應(yīng)于整體剖面上，以期保持剖面的完整性.S波對(duì)于莫霍面的成像結(jié)果較差，但仍可以看出其深度約30km，對(duì)比P波偏移結(jié)果，誤差范圍為5～10km，這樣我們也可以粗略地估計(jì)對(duì)比P波的結(jié)果和S波得出的LAB的誤差范圍為5～10km，但是由于LAB的Sp轉(zhuǎn)換波周期要大于莫霍面的轉(zhuǎn)換波，這個(gè)誤差范圍將可能進(jìn)一步擴(kuò)大.

4.3 泊松比分布

利用傾斜疊加的方法可以得到每個(gè)臺(tái)站下方的莫霍面（Moho）深度和波速比.本文選取轉(zhuǎn)換波和多次波都較為清晰的遠(yuǎn)震記錄參與計(jì)算，由于缺乏研究區(qū)P波波速隨深度分布的模型，我們利用前述偏移方法得出的莫霍面深度進(jìn)行約束，選取不同的初始模型，得到臺(tái)站下方的莫霍面深度H和波速比κ[27-28］.圖5a為臺(tái)站SE08和063的 H-κ 搜索疊加結(jié)果，紅色十字為搜索過程的最優(yōu)點(diǎn)，誤差估計(jì)采用了bootstrap方法.最終得到對(duì)應(yīng)于22個(gè)臺(tái)站的有效結(jié)果，由于沉積層的影響，位于華北盆地內(nèi)的臺(tái)站沒有得到有效的波速比.然后利用如下公式：

估計(jì)沿剖面臺(tái)站下方地殼平均泊松比，結(jié)果顯示如圖5b.魯西隆起內(nèi)（臺(tái)站103—051）泊松比較高，變化也較為平緩，都大于0.27.郯廬斷裂帶（臺(tái)站045—021）泊松比出現(xiàn)一定起伏變化，從最低的0.269（臺(tái)站027）上升到0.297（臺(tái)站021），略大于魯西隆起的值.而膠東隆起內(nèi)（臺(tái)站SE01—SE09）變化幅度最為劇烈，本研究的整個(gè)剖面中的泊松比最大、最小值均出現(xiàn)在膠東隆起內(nèi).

地殼內(nèi)部平均泊松比作為了解地殼內(nèi)部介質(zhì)一個(gè)非常重要的參數(shù)[29］，可以對(duì)地殼內(nèi)部物質(zhì)的的成分給出一定的約束[30］.根據(jù)Zandt的研究結(jié)果[29］，上地殼的泊松比值一般要小于下地殼的泊松比值，當(dāng)上地殼的泊松比的取值在0.27～0.28時(shí)，下地殼的泊松比值應(yīng)當(dāng)大于0.28.對(duì)于下地殼而言高的泊松比可以用較高的溫度和圍壓來解釋，或者預(yù)示著下地殼富含鐵鎂質(zhì)成分.由于受臺(tái)站的數(shù)量和分布所限我們無法得到整個(gè)區(qū)域大范圍的泊松比分布，但現(xiàn)有的結(jié)果依然顯示了不同區(qū)域泊松比的變化具有不同的特點(diǎn).魯西隆地區(qū)得到的較高且較為均勻的泊松比分布似乎預(yù)示著下地殼經(jīng)歷過幔源巖漿的大規(guī)模侵入.青島地區(qū)泊松比的強(qiáng)烈變化表明該地區(qū)與魯西隆起經(jīng)歷了不同的構(gòu)造演化過程.

5 結(jié)論和討論

通過對(duì)NCC東部接收函數(shù)的研究我們獲得了沿臺(tái)陣剖面的華北盆地、魯西隆起和青島地區(qū)地殼和巖石圈間的精細(xì)結(jié)構(gòu)，我們發(fā)現(xiàn)LAB由華北盆地下方的～100km深度上升到魯西隆起的～60km深度，在魯西隆起下方形成穹頂狀的拱起，其最高（淺）處大致對(duì)應(yīng)于郯廬斷裂帶下方，這一結(jié)果與Chen用P波接收函數(shù)得到的結(jié)果一致[11］，LAB在青島地區(qū)同樣具有拱起的形態(tài)，維持在60km深度，并向東有進(jìn)一步減薄的趨勢.莫霍面由華北盆地下方的大于30km上升到魯西隆起下方的～30km，上升區(qū)大致對(duì)應(yīng)于聊考斷裂，莫霍面呈拱起型.并且在郯廬斷裂帶下方莫霍面也有明顯的錯(cuò)斷，提供了郯廬斷裂帶切穿莫霍面的證據(jù)，支持前人關(guān)于郯廬斷裂帶為巖石圈尺度的中國東部大斷裂帶的認(rèn)識(shí).雖然受臺(tái)站的數(shù)量所限無法得到整個(gè)區(qū)域的泊松比變化，但依然可以從有限資料中觀察到魯西隆起地區(qū)和青島地區(qū)泊松比變化差異較為明顯，魯西隆起泊松比較高，且變化較為平緩，在郯廬斷裂帶達(dá)到最高；而郯廬斷裂帶以東的青島地區(qū)泊松比變化非常劇烈，表明該地區(qū)作為蘇魯—大別超高壓變質(zhì)帶的北緣經(jīng)歷了更為復(fù)雜的地質(zhì)構(gòu)造演化過程.

中、新生代以來華北盆地和魯西隆起構(gòu)造演化上發(fā)生顯著的分異作用，魯西隆起經(jīng)歷了強(qiáng)烈的地殼運(yùn)動(dòng)，中、新生代都存在幔源玄武巖的噴溢和侵入.魯西新生代玄武巖包括了拉斑玄武巖和堿性玄武巖，對(duì)鎂鐵質(zhì)包體和巨晶的研究表明，包體來源于上地幔58～82km深度范圍，這些證據(jù)都表明新生代以來該區(qū)又有一次上地幔局部熔融、上涌的過程[9，17］.我們推斷新生代以來，郯廬斷裂帶的發(fā)育和構(gòu)造活動(dòng)促進(jìn)了上地幔局部熔融和軟流圈物質(zhì)局部上涌，使得郯廬斷裂帶下方的巖石圈形成局部的拱起，最淺處達(dá)～60km.軟流圈物質(zhì)局部上涌和大規(guī)模幔源巖漿的侵入將魯西隆起抬升約5km（如圖6），其中郯廬斷裂和聊考斷裂可能提供了幔源巖漿侵入的通道，同時(shí)大規(guī)模幔源巖漿的侵入形成該地區(qū)地殼普遍較高的泊松比.而青島地區(qū)起伏變化的莫霍面和泊松比可能與蘇魯—大別山超高壓變質(zhì)帶有關(guān)，還有待于進(jìn)一步研究.

致 謝 作者向參與北京大學(xué)流動(dòng)地震臺(tái)陣的架設(shè)、數(shù)據(jù)采集工作的北京大學(xué)“地震大地構(gòu)造學(xué)研究小組”的同學(xué)和老師表示衷心的感謝.感謝中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所“流動(dòng)地震臺(tái)網(wǎng)中心”為本研究提供地震波形數(shù)據(jù).

（References）

[1]Liu D Y，Nutman A P，Compston W，et al.Remnants of≥3800Ma crust in the Chinese part of the Sino-Korean craton.Geology，1992，20（4）：339-342.

[2]Ren J Y，Tamakib K，Li S，et al.Late Mesozoic and Cenozoic rifting and its dynamic setting in Eastern China and adjacent areas.Tectonophysics，2002，344（3-4）：175-205.

[3]Xu Y G，Chuang S L，Ma J L，et al.Contrasting Cenozoic lithospheric evolution and architecture in the western and eastern Sino-Korean craton：Constraints from geochemistry of basalts and mantle xenoliths.The Journal of Geology，2004，112（5）：593-605.

[4]Gao S，Rudnick R L，Yuan H L，et al.Recycling lower continental crust in the North China craton.Nature，2004，432（7019）：892-897.

[5]周新華.中國東部中、新生代巖石圈轉(zhuǎn)型與減薄研究若干問題.地學(xué)前緣，2006，13（2）.Zhou X H.Major transformation of subcontinental lithosphere beneath eastern China in the Cenozoic-Mesozoic：review and prospect.Earth Science Frontiers （in Chinese），2006，13（2）：50-64.

[6]Chen L，Tao Wang，Zhao L，et al.Distinct lateral variation of lithospheric thickness in the northeastern North China Craton.Earth and Planetary Science Letters，2008，267（1-2）：56-68.

[7]吳福元，葛文春，孫德有等.中國東部巖石圈減薄研究中的幾個(gè)問題.地學(xué)前緣，2003，10（3）：51-60.Wu F Y，Ge W C，Sun D Y，et al.Discussions on the lithospheric thinning in eastern China.Earth Science Frontiers（in Chinese），2003，10（3）：51-60.

[8]Menzies M A，F(xiàn)an W M，Zhang M.Palaeozoic and Cenozoic lithoprobe and the loss of＞120km of Archean lithosphere，Sino-Korean craon，China.／／Magmatic processes and plate tectonics.1993：10.

[9]吳福元，孫德有.中國東部中生代巖漿作用與巖石圈減薄.長春科技大學(xué)學(xué)報(bào)，1999，29（4）：313-318.Wu F Y，Sun D Y.The Mesozoic magmatism and lithospheric thinning in eastern China.Journal of Changchun University of Science and Technology（in Chinese），1999，29（4）：313-318.

[10]Xu Y G，Chung S L，Ma J L，et al.Contrasting Cenozoic lithospheric evolution and architecture in the western and eastern Sino-Korean Craton：constraints from geochemistry of basalts and mantle xenoliths.The Journal of Geology，2004，112（5）：593-605.

[11]Chen L，Zheng T Y，Xu W W.A thinned lithospheric image of the Tanlu Fault Zone，eastern China：Constructed from wave equation based receiver function migration.Journal of Geophysical Research，2006，111：B09312，doi：10.1029／2005JB003974.

[12]Langston C A.Structure under mount rainier，Washington，inferred from teleseismic body waves.Journal of Geophysical Research，1979，84（Nb9）：4749-4762.

[13]Yuan X H，Kind R，Li X Q，et al.The S receiver functions：synthetics and data example.Geophysical Journal International，2006，165（2）：555-564.

[14]Dueker K G，Sheehan A F.Mantle discontinuity structure from midpoint stacks of converted P to S waves across the Yellowstone hotspot track.Journal of Geophysical Research，1997，102（B4）：8313-8327.

[15]李理，鐘大賚，時(shí)秀朋.魯西隆起和濟(jì)陽凹陷新生代隆坳耦合關(guān)系.地質(zhì)學(xué)報(bào)，2007，81（9）：1215-1228.Li L，Zhong D L，Shi X P.Cenozoic uplifting／subsidence coupling between the West Shandong Rise and the Jiyang Depression，Northern China.Acta Geologica Sinica （in Chinese），2007，81（9）：1215-1228.

[16]張錫明，張?jiān)罉?，季瑋.山東魯西地塊斷裂構(gòu)造分布型式與中生代沉積-巖漿-構(gòu)造演化序列.地質(zhì)力學(xué)學(xué)報(bào)，2007，13（2）：163-172.Zhang X M，Zhang Y Q，Ji W.Fault distribution patterns of the Luxi block，Shandong，and Mesozoic sedimentarymagmatic-structural evolution sequence.Journal of Geomechanics（in Chinese），2007，13（2）：163-172.

[17]邱瑞照，鄧晉福，周肅等.華北地區(qū)巖石圈類型：地質(zhì)與地球物理證據(jù).中國科學(xué) D輯 地球科學(xué)，2004，34（8）：698-711.Qiu R Z，Deng J F，Zhou S，et al.Lithosphere types in North China-Evidences from geology and geophysics.Science in China （Ser.D），2005，48（11）：1809-1827.

[18]牛樹銀，胡華斌，毛景文等.魯西地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造特征及其形成機(jī)制.中國地質(zhì)，2004，31（1）：34-39.Niu S Y，Hu H B，Mao J W，et al.Structure in western Shandong and its genetic mechanism.Acta Geologica Sinica（in Chinese），2004，31（1）：34-39.

[19]許志琴，張澤明，劉福來等.蘇魯高壓-超高壓變質(zhì)帶的折返構(gòu)造及折返機(jī)制.地質(zhì)學(xué)報(bào)，2003，77（4）：433-450.Xu Z Q，Zhang Z M，Liu F L，et al.Exhumation structure and mechanism of the Sulu ultrahigh-pressure metamorphic belt，Central China.Acta Geologica Sinica （in Chinese），2003，77（4）：433-450.

[20]楊文采，程振炎，陳國九等.蘇魯超高壓變質(zhì)帶北部地球物理調(diào)查（I）——深反射地震.地球物理學(xué)報(bào)，1999，42（1）：41-52.Yang W C，Cheng Z Y，Chen G J，et al.Ceophysical investigations in northern Sulu UHPM belt，part I：deep seismic reeflection.Chinese J.Geophys.（in Chinese），1999，42（1）：41-52.

[21]Ligorría J P， Ammon C J.Iterative deconvolution and receiver-function estimation.Bulletin of the Seismological Society of America，1999，89（5）：1395-1400.

[22]Kennett B L N.The removal of free surface interactions from three-component seismograms.Geophysical Journal International，1991，104（1）：153-154.

[23]Wilson D，Aster R.Seismic imaging of the crust and upper mantle using regularized joint receiver functions，frequencywave number filtering，and multimode Kirchhoff migration.Journal of Geophysical Research，2005，110：B05305，doi：10.1029／2004JB003430.

[24]Shapiro N M，Ritzwoller M H.Monte-Carlo inversion for a global shear-velocity model of the crust and upper mantle.Geophysical Journal International，2002，151（1）：88-105.

[25]Zhao L，Zheng T Y，Xu W W.Modeling the Jiyang depression，northern China，using a wave-field extrapolation finite-difference method and waveform inversion.Bulletin of the Seismological Society of America，2004，94（3）：988-1001.

[26]朱光，牛漫蘭，宋傳中等.郯廬斷裂帶新生代的上地幔剪切作用與火山活動(dòng).安徽地質(zhì)，2001，11（2）：106-112.Zhu G，Niu M L，Song Z Z，et al.Upper mantle shearing and volcanic activities along the Tan-lu fault zone in Cenozoic.Geology of Anhui （in Chinese），2001，11（2）：106-112.

[27]Zhu L P，Kanamori H.Moho depth variation in southern California from teleseismic receiver functions.Journal of Geophysical Research，2000，105（B2）：2969-2980.

[28]Owens T J，Zandt G.Implications of crustal property variations for models of Tibetan plateau evolution.Nature，1997，387（6628）：37-43.

[29]Zandt G， Ammon C J.Continental crust composition constrained by measurements of crustal Poisson′s ratio.Nature，1995，374（6518）：152-154.

[30]許衛(wèi)衛(wèi)，鄭天愉.渤海灣盆地北西盆山邊界地區(qū)泊松比分布.地球物理學(xué)報(bào)，2005，48（5）：1077-1084.Xu W W，Zheng T Y.Distribution of Poisson＇s ratios in the northwestern basin-mountain boundary of the Bohai Bay Basin.Chinese Journal of Geophysics （in Chinese），2005，48（5）：1077-1084.