唐海—商都地震臺陣剖面下方巖石圈結(jié)構(gòu)

王興臣，丁志峰，朱露培

1 中國地震局地球物理研究所，北京 100081

2 Department of Earth and Atmos.Sciences，Saint Louis Univ.，MO，63108，USA

1 引 言

克拉通是地球表面上相對穩(wěn)定的構(gòu)造單元，它由上部古老的大陸地殼和厚的、高速的巖石圈地幔所組成.作為世界上最古老的克拉通之一，華北克拉通在18億年前形成后，在很長一段時期內(nèi)處于一個相對穩(wěn)定的狀態(tài).依據(jù)克拉通的基底巖石組成、PPT軌跡等，華北克拉通由三個部分組成，即東部、中部、西部陸塊［1］.然而，與世界其他典型克拉通（如非洲、西伯利亞等）不同，華北克拉通在中、新生代期間經(jīng)歷了強烈的巖漿活動［2－5］.地球物理探測顯示，華北克拉通的東部具有異常低速的巖石圈地幔，也證實其東部發(fā)生了巖石圈減薄或者破壞過程［6－10］.基于地質(zhì)與地球物理調(diào)查，研究人員對克拉通的構(gòu)造演化過程與機制進行了深入的討論［7－13］，然而關(guān)于華北克拉通的破壞過程與破壞機制仍存在激烈爭論.

刻畫殼幔不同深度重要邊界的形態(tài)（如Moho界面、巖石圈與軟流圈界面（LAB）等），對于認識和理解克拉通的構(gòu)造演化過程與機制具有重要的約束作用.迄今為止，有關(guān)克拉通巖石圈／軟流圈形態(tài)的描述主要源自地震面波研究［14－15］.然而，由于面波成像橫向分辨率相對較低，因此很難刻畫華北克拉通不同塊體之間巖石圈結(jié)構(gòu)的差異.自從Langston［16］提出接收函數(shù)以來，利用地震臺陣觀測研究構(gòu)造帶下方殼幔結(jié)構(gòu)取得了重要的研究進展［17－21］.如，王未來等［21］通過P波接收函數(shù)獲得了唐?！潭嫉卣鹩^測剖面下方的地殼上地幔結(jié)構(gòu).雖然P波接收函數(shù)可以獲得地殼上地幔結(jié)構(gòu)，但由于莫霍面和殼內(nèi)間斷面多次反射震相的干擾，單純考慮Ps轉(zhuǎn)換震相難以精確確定LAB.Farra和 Vinnik［22］、Yuan等［23］利用類似提取P波接收函數(shù)的方法得到Sp轉(zhuǎn)換震相的S波接收函數(shù).相比P波接收函數(shù)，由于S波接收函數(shù)不受間斷面多次反射震相的干擾，因而在巖石圈－軟流圈邊界研究中具有較大的優(yōu)勢，在LAB研究中得到了廣泛應(yīng)用.如 Chen等［24－26］利用S波接收函數(shù)進行華北克拉通研究，從大尺度上刻畫了華北克拉通LAB的形態(tài).然而由于臺站分布以及臺站記錄時間等客觀原因，未能獲得華北克拉通深部的精細結(jié)構(gòu).同時 Chen等2008［24］結(jié)果與2010［26］結(jié)果存在一定差異，Li等［27］通過面波反演得到的華北克拉通中東部巖石圈厚度與Chen等［24－26］通過S波接收函數(shù)獲得的巖石圈厚度也有明顯差異.通過獲取華北克拉通巖石圈精細結(jié)構(gòu)，可以更好地認識和理解華北克拉通破壞的機制以及動力學(xué)演化過程，因此進行獲取華北克拉通巖石圈精細結(jié)構(gòu)的研究就顯得極為迫切.

為探測華北克拉通的深部精細結(jié)構(gòu)，從2006年10月到2009年9月，中國地震局地球物理研究所在華北地區(qū)布設(shè)了地震科學(xué)臺陣，共有250個臺站，臺陣臺站間距30km，其中南北兩條測線臺站間距10km，覆蓋了華北克拉通東、中部陸塊和西部陸塊的部分地區(qū).前述 Chen等［24－26］已經(jīng)證實，利用密集的地震流動臺站觀測，開展S波接收函數(shù)研究，可以獲得高精度的巖石圈地幔結(jié)構(gòu).本文選取其中北面一條從唐海經(jīng)過唐山、三河、北京、張家口到商都的寬頻帶地震臺陣剖面（唐?！潭嫉卣鹋_陣剖面）作為研究對象.利用唐?！潭嫉卣鹋_陣剖面臺站提取的遠震S波接收函數(shù)，應(yīng)用CCP疊加成像來研究地震觀測剖面下方巖石圈精細結(jié)構(gòu)，以期能夠為認識和理解華北克拉通破壞機制以及動力學(xué)演化過程提供一定的地震學(xué)證據(jù).

2 數(shù)據(jù)和方法

唐海—商都地震臺陣剖面橫跨了華北克拉通的三個陸塊，共有寬頻帶流動臺站49個，地震計為CMG－3ESP，頻帶范圍為50Hz～60s，每秒50個采樣點，臺站間距約為10km，臺站分布如圖1所示.理論研究表明，震中距在55°～80°之間，震級大于5級的地震事件記錄更適合用來提取S波接收函數(shù)［22，28－29］，因此本文共采用了191個震中距在55°～80°的遠震事件記錄用來提取S波接收函數(shù)，所選用的地震事件均為Mw5.5級以上，圖2給出了所用事件的震中分布.

2.1 計算接收函數(shù)

先對地震臺站記錄到的三分量的原始記錄做去均值處理，再進行0.03～0.3Hz的帶通濾波處理，去除儀器響應(yīng)，以直達S波前100s為起點，在寬度150s的時窗內(nèi)截取了S波波形，將兩個水平分量旋轉(zhuǎn)到徑向和切向方向，得到徑向和切向分量.由于S波在巖石圈界面轉(zhuǎn)換的P波入射角較大和地表結(jié)構(gòu)的影響，再將垂直向、徑向和切向分量旋轉(zhuǎn)到PSV－SH 方向［30－32］，旋轉(zhuǎn)方法如下所示：

圖1 流動地震臺站分布圖WB：西部陸塊，CB：中部陸塊，EB：東部陸塊，NGSL：南北重力梯度帶.黑虛線是華北克拉通分區(qū)分界線，黑實線代表華北克拉通邊界.Fig.1 Distribution of seismic stations used（triangles）WB：Western Block，CB：Central Block，EB：Eastern Block，NGSL：the north－south gravity lineament.Black dashed lines represent the boundary of the different blocks in the North China Craton，black line represents the boundary of the North China Craton.

由于直達S波和Sp轉(zhuǎn)換波并不是相互垂直入射，而是成銳角相交，因此獲取的S波接收函數(shù)仍存在直達波震相，為后面對接收函數(shù)的評價提供了一定的參考標準.

為了獲得較可靠的接收函數(shù)，需要對觀測波形進行嚴格的篩選，本文挑選信噪比大于5的波形記錄用于提取接收函數(shù).采用Ligorria和Ammon［33］1999年提出的時間域迭代反褶積方法來提取S波接收函數(shù).為了便于和P波接收函數(shù)進行比較，反轉(zhuǎn)了其時間軸和振幅.提取完S波接收函數(shù)后，需要對接收函數(shù)進行評價，要求每個臺站提取的接收函數(shù)具有與P波接收函數(shù)相一致的Moho界面轉(zhuǎn)換波Sp震相.沒有明顯的Moho界面轉(zhuǎn)換波Sp震相或者與鄰近射線路徑的S波接收函數(shù)差異較大的結(jié)果均被剔除.

圖2 震中分布圖Fig.2 Distribution of the epicenters

2.2 CCP疊加成像

Dueker和 Sheehan［34］、Yuan 等［35］在 1997 年采用接收函數(shù)疊加成像方法獲得臺站下方地殼上地幔結(jié)構(gòu).Zhu［36］在2000年提出了共轉(zhuǎn)換點（CCP）疊加接收函數(shù)成像方法，本文將其應(yīng)用到S波接收函數(shù)成像中.先對臺站下方進行網(wǎng)格劃分，深度方向網(wǎng)格間距為1km，水平方向網(wǎng)格間距為5km.通過一個背景模型進行射線追蹤以確定射線路徑，將接收函數(shù)的每一個時間上的振幅看作某個深度的界面產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波從而將此振幅投放到其轉(zhuǎn)換點上.這里需要強調(diào)的是由于接收函數(shù)的有限頻帶，每條射線都有一定的寬帶而覆蓋多個網(wǎng)格，本文采用轉(zhuǎn)換波菲涅耳帶半徑作為射線管的半寬度，波長為λ的波在深度為h的地方的菲涅耳帶半徑為［37］.進行接收函數(shù)的時空變換之后，將每個網(wǎng)格內(nèi)的所有的振幅進行疊加來壓制噪音和多次波的干擾.在疊加成像時，要求每個網(wǎng)格至少有20條射線穿過，這樣可以在一定程度上避免由于邊界射線入射較少且方位分布不均所引起的邊緣效應(yīng).由于振幅正比于轉(zhuǎn)換點處介質(zhì)的速度跳躍幅度，CCP疊加后得到的三維空間圖像將反映地殼和上地幔的結(jié)構(gòu).

本文采用了一個三維速度模型進行射線追蹤.地殼部分采用的是通過P波接收函數(shù)［38］獲得的各臺站下的地殼速度結(jié)構(gòu)，地幔部分的速度結(jié)構(gòu)采用的是IASPEI91參考模型.由于S波接收函數(shù)的主要能量在3～5s，用以上菲涅耳帶半徑估算出的CCP圖像結(jié)果的水平分辨尺度在Moho面深度（35km）為20km，在巖石圈內(nèi)（100km）約為50km.

3 結(jié) 果

利用時間域接收函數(shù)的計算方法，對測線上的49個臺站所接收到的191個地震事件記錄進行S波接收函數(shù)計算，共挑選到1721條良好S波接收函數(shù)來進行CCP疊加成像.將接收函數(shù)按照射線參數(shù)排列，并對相同的射線參數(shù)的接收函數(shù)進行疊加，得到結(jié)果如圖3所示.從圖3中可以清晰地看到一個正的震相（約5s）和一個負的震相（約10s），分別是在Moho界面和LAB產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波SMp和SLp震相.通過把P波接收函數(shù)獲取的Moho界面轉(zhuǎn)換波與直達波之間的到時差根據(jù)射線參數(shù)進行校正后標示到S波接收函數(shù)中（圖3），可以看出通過S波接收函數(shù)獲得的到時差和通過P波接收函數(shù)獲得的到時差具有很好的一致性.同時發(fā)現(xiàn)在SMp震相之前還存在一個較強的震相，可能是殼內(nèi)存在一個速度間斷面產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波震相與直達S震相的旁瓣疊加形成.

利用49個臺站所計算得到的S波接收函數(shù)進行CCP疊加成像，得到的結(jié)果如圖4所示.從圖4中可以看出，巖石圈結(jié)構(gòu)清晰可見.通過把P波接收函數(shù)獲得的Moho界面標示到S波接收函數(shù)結(jié)果上，把S波接收函數(shù)獲得的LAB標示到P波接收函數(shù)結(jié)果上（圖4和圖5），對S波接收函數(shù)疊加結(jié)果與P波接收函數(shù)CCP疊加結(jié)果進行了比較.從圖4和圖5中可以看出，S波接收函數(shù)獲得的地殼厚度與P波接收函數(shù)獲得的地殼厚度基本一致.由于S波周期較P波周期大，因此分辨率要弱于P波接收函數(shù).然而在東部陸塊的唐山以東地區(qū)，由于沉積層較厚，P波接收函數(shù)易于受到沉積層多次波的干擾，P波接收函數(shù)無法消除由于沉積層基底產(chǎn)生的較強信號，很難獲得準確的地殼厚度.由于S波接收函數(shù)能夠避免沉積層多次波的干擾，因此通過S波接收函數(shù)獲得的地殼結(jié)構(gòu)更可信.

地殼厚度的總體特征是沿觀測剖面自西向東逐漸變薄.在西部陸塊，地殼厚度變化較小，從K001到K017地殼厚度約42km；在中部陸塊，地殼厚度逐漸變淺，從K018到K029，地殼厚度從41km逐漸減薄到37km；在東部陸塊，地殼厚度變化相對平緩，從K030到K041，地殼厚度介于33～37km之間，K042以東，地殼厚度從33km減薄至30km左右.在K042與K047之間在臺站下方15km左右可能存在速度間斷面，東部陸塊的Moho界面弱于中西部陸塊Moho界面.

從圖4和圖5中可以看到，通過S波接收函數(shù)獲得的LAB更清晰可靠，通過S波接收函數(shù)獲得的LAB在P波接收函數(shù)中也可以體現(xiàn)，兩者獲得的巖石圈厚度變化情況基本一致，但由于P波接收函數(shù)受到多次波的干擾，因此要弱于通過S波接收函數(shù)獲得的LAB.在西部陸塊，巖石圈厚度從100km減薄至70km，從中部陸塊到東部陸塊，巖石圈厚度變化相對平穩(wěn)，介于60～80km.然而從圖4中可以發(fā)現(xiàn)，位于西部陸塊的剖面下方LAB比位于中部和東部陸塊剖面下方LAB偏弱，造成這種現(xiàn)象可能有兩種原因，一是由于西部陸塊LAB是一個速度逐漸遞減的梯度帶類型界面，而在中部和東部陸塊，LAB是一個陡變的界面；另外一種原因可以通過王峻與劉啟元［29］的研究結(jié)果進行解釋，由于在中部陸塊和東部陸塊存在沉積層，有助于增強在臺站下方LAB產(chǎn)生的SLp震相.在P波接收函數(shù)成像中，在西部陸塊很難看到LAB產(chǎn)生的SLp震相，由于P波周期較短，只能夠用來探測陡變的速度間斷面，因此西部陸塊的LAB應(yīng)該是梯度帶類型界面.

圖3 K042臺站計算得到的接收函數(shù)（a）P波接收函數(shù)；（b）S波接收函數(shù)（SMp標示通過P波接收函數(shù)校正后獲得）.Fig.3 Receiver functions of station K042（a）P receiver functions；（b）S receiver functions（SMp times are obtained from the P receiver function results）.

4 討 論

本文利用華北寬頻帶流動地震臺陣中的一條高密度測線記錄到的遠震事件所提取的S波接收函數(shù)，通過CCP疊加成像獲得了測線下方的巖石圈結(jié)構(gòu).成像結(jié)果清晰地顯示了地殼厚度和巖石圈厚度變化情況.華北克拉通西部陸塊地殼厚度較厚，平均為42km左右，中部陸塊地殼逐漸減薄，從41km逐漸減薄至37km，在渤海灣地區(qū)以東的東部陸塊地殼厚度大約為33km，這些結(jié)果均與已有的研究結(jié)果相吻合［18－21］.通過S波接收函數(shù)CCP疊加成像結(jié)果可以看出東部陸塊唐山以東地區(qū)地殼厚度約為30km 左右，與王未來等［21］、嘉世旭等［39］、姜文亮等［40］研究結(jié)果較為一致.在K042至K047臺站下方15km左右存在一個速度間斷面，可能是由于直達波旁瓣與速度間斷面轉(zhuǎn)換波疊加形成，同時SMp轉(zhuǎn)換波震相偏弱，推測Moho界面可能是具有過渡帶性質(zhì)的殼幔邊界.曾融生等［41］通過人工地震剖面發(fā)現(xiàn)唐山地區(qū)在深度14km處存在化學(xué)或者礦物間斷面，上下存在速度跳躍變化，Moho面附近可能存在相間的高速和低速薄層.王峻等［42］通過接收函數(shù)反演也發(fā)現(xiàn)在10km深度的S波速度在張家口—懷來—北京—唐山一線形成了高速條帶.王未來等［21］通過接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演的結(jié)果顯示唐山地區(qū)具有過渡帶性質(zhì)的殼幔邊界，嘉世旭等［39］通過人工地震剖面研究的結(jié)果顯示張家口—渤海斷陷帶下地殼速度等值線密集、顯示了寬厚的殼幔過渡構(gòu)造.這些結(jié)果均與本文的研究結(jié)果相一致.如果把震中在剖面左右水平距離30km內(nèi)1970年以來發(fā)生的5.5級以上地震投影到剖面上（圖4），可以看到唐山地區(qū)2個5.5級以上地震均發(fā)生在15km左右的速度間斷面上，地震分布與S波的高速區(qū)分布有很好的相關(guān)性，而過渡帶性質(zhì)的殼幔邊界可能與上地幔及軟流層物質(zhì)上涌有關(guān).嘉世旭等［39］、姜文亮等［40］、王峻等［42］分別通過人工地震剖面、重力反演、接收函數(shù)反演等方法也得出了類似的結(jié)論.

從圖4和圖5中可以看出，剖面下方巖石圈結(jié)構(gòu)清晰可見.在西部陸塊，巖石圈厚度從100km逐漸減薄至70km，和Chen等［24－26］通過接收函數(shù)等獲得的巖石圈厚度基本一致.同時面波層析成像結(jié)果［14］顯示在此區(qū)域下方100km左右存在明顯低速帶，認為巖石圈厚度不超過100km.在中部和東部陸塊，本文的結(jié)果顯示巖石圈厚度并沒有明顯的變化，巖石圈厚度介于60～80km，和 Chen等［25－26］通過S波接收函數(shù)獲得的結(jié)果有一定差別.Chen等［25－26］結(jié)果顯示，在華北克拉通中、東部陸塊間巖石圈厚度存在一個劇烈的跳變，從130km左右突然減薄至80km左右.我們認為可能是由于Chen等［25－26］采用的臺站在剖面附近分布較為稀疏且不均勻，同時用于研究的事件記錄有限造成的.本文采用的臺站分布更為密集、均勻，記錄事件更多，在挑選原始記錄時要求信噪比大于5且具有清晰直達S波震相.根據(jù) Wilson等［28］、王峻等［29］理論研究表明，當震中距大于80°或者震源深度大于300km時，S波接收函數(shù)獲取的轉(zhuǎn)換波震相較弱，很難識別Moho界面和LAB產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波，因此只選用了震中距在55°～80°之間且震源深度在0～40km內(nèi)的地震事件記錄，在評價接收函數(shù)時，要求具有明顯的Moho界面轉(zhuǎn)換波Sp震相和直達S波震相，同時在P波接收函數(shù)疊加剖面上也可以看到相同深度的巖石圈底部界面，驗證了結(jié)果的可靠性.

Li等［27］通過面波反演得到了華北克拉通中部陸塊和東部陸塊的巖石圈厚度，認為中部陸塊巖石圈厚度大約80km，東部陸塊約60km.各向異性結(jié)果［11］顯示在剖面下方快波方向和快慢波延遲并沒有較大差別，快波方向基本為NWW－SEE方向，平行于絕對板塊運動方向（APM），快、慢波延時大約1s.據(jù)此，常利軍等［11］認為剖面下方上地幔各向異性主要是由APM引起的軟流圈內(nèi)地幔流引起，剖面下方巖石圈底界應(yīng)該起伏不大.這些研究結(jié)果都顯示中部陸塊和東部陸塊的巖石圈厚度差別較小，都比較薄，對應(yīng)了本文獲得的剖面下方的巖石圈厚度結(jié)果.因此，我們認為剖面下方華北克拉通巖石圈遭受了明顯的大規(guī)模的減薄.如果認為古老克拉通巖石圈厚度為200km，那么剖面下方巖石圈減薄幅度大于100km.

關(guān)于華北克拉通減薄的機制是目前學(xué)術(shù)界爭論的熱點.目前認為主要有兩種機制：熱侵蝕作用和拆沉作用.熱侵蝕作用是指上涌軟流圈的熱傳導(dǎo)“烘烤”會使巖石圈最底部物質(zhì)發(fā)生軟化，在軟流圈水平流動產(chǎn)生的切向剪切應(yīng)力作用下，這一部分物質(zhì)就會轉(zhuǎn)變成軟流圈的一部分.Huang等［9］通過層析成像研究顯示在太平洋板塊俯沖到118°E停滯在地幔轉(zhuǎn)換帶中，并認為太平洋板塊俯沖造成了熱的軟流圈物質(zhì)上涌，常利軍等［11］、Liu等［43］通過各向異性分析也認為在華北克拉通東部陸塊下方存在地幔流.王炳瑜等［20］通過研究地幔轉(zhuǎn)換帶厚度變化，得出在北黃海地區(qū)地幔轉(zhuǎn)換帶厚度較薄，認為可能是由于太平洋板塊俯沖局部穿透了上地幔底部而進入下地幔，引起小尺度的地幔對流.同時在渤海灣地區(qū)地殼厚度較薄，且存在較強的地震活動性，可能與這一深部結(jié)構(gòu)和動力過程有關(guān).結(jié)合以上分析，我們認為由于太平洋板塊俯沖造成巖石圈底部被上涌的熱的軟流圈物質(zhì)烘烤，古老的巖石圈經(jīng)歷物質(zhì)置換、變質(zhì)、熱侵蝕，造成了華北克拉通東部的減薄.

5 結(jié) 論

利用華北寬頻帶流動地震臺陣中的一條高密度測線記錄到的遠震事件所提取的S波接收函數(shù)，通過CCP疊加成像獲得了測線下方的巖石圈結(jié)構(gòu).成像結(jié)果顯示通過S波接收函數(shù)獲得的剖面下方地殼厚度與通過P波接收函數(shù)獲得的剖面下方地殼厚度一致.華北克拉通西部陸塊地殼厚度較厚，中部陸塊地殼逐漸減薄，東部陸塊地殼最薄.在西部陸塊，巖石圈厚度從100km減薄至70km，從中部陸塊到東部陸塊，巖石圈厚度變化相對平穩(wěn)，介于60～80km，表明剖面下方華北克拉通巖石圈遭受了明顯的大規(guī)模減薄，巖石圈減薄幅度大于100km.結(jié)合層析成像研究、各向異性研究、接收函數(shù)與面波反演結(jié)果，認為剖面下方東部陸塊巖石圈減薄主要是由于熱侵蝕作用引起的.

致 謝 感謝所有參與華北流動科學(xué)臺陣項目的工作人員在臺站架設(shè)、數(shù)據(jù)采集以及數(shù)據(jù)處理等方面所做的工作.感謝李永華研究員、常利軍副研究員在文章寫作中提出的寶貴意見，感謝武巖博士提供的P波接收函數(shù)結(jié)果.感謝兩位評審專家對本文提出的寶貴建議.

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