0 引言

大兴安岭造山带及邻区地处兴蒙造山带，位于中朝克拉通(又称华北克拉通)和西伯利亚克拉通之间(李志安等，2000)，是古生代古亚洲构造域与中生代环太平洋构造域强烈叠加的区域(英基丰等，2008)，也是全球典型的大陆内部晚中生代盆岭构造体系(邵济安等，2005)。区域内主要分布3大地质构造单元，即大兴安岭中生代火山岩区以NNE走向的大兴安岭造山带为主体，西部以伊列克得断裂与二连-海拉尔盆地相毗邻，东部以NNE走向的嫩江-八里罕断裂以及松辽盆地为边界；南至华北地台北缘断裂，北界为蒙古-鄂霍次克褶皱系，松辽盆地与大兴安岭造山带以大兴安岭-太行重力梯度带分隔(内蒙古自治区地质矿产局，1991；吉林省地质矿产局，1988；黑龙江省地质矿产局，1993)。

研究区域主要为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块等多个微板块、岛弧以及封闭的洋盆构成(张贻侠等，1998；高延光等，2014)，由古亚洲洋逐渐演化形成，西伯利亚和中朝古陆由古亚洲洋相隔。该大洋发育于古生代，是一个较为复杂的多岛大洋(林强等，1998)，在晚侏罗纪-早白垩纪时期，蒙古-卾霍茨克洋闭合，华北克拉通与西伯利亚克拉通联合成一体(李锦轶等，2009)，中生代以来，大兴安岭地区岩浆活动强烈，火山岩分布广泛，火山机构开始发育，逐渐形成了大兴安岭造山带(内蒙古自治区地质矿产局，1991；邵济安等，2005)。在漫长的地质年代中，研究区域受到古大洋闭合、太平洋俯冲、造山运动等多期构造作用的影响，逐渐形成由造山带、盆地和火山等拼合而成的复杂区域(Zheng et al，2013)，其基底则由一些不同的微陆壳经过增生及碰撞拼合而成(Zhou et al，2013)。位于大兴安岭西侧的二连-海拉尔盆地属于断陷盆地群，位于其东侧的松辽盆地则是大型的断陷坳陷闭合式盆地(邵济安等，2005)。大兴安岭盆山结构的地壳总体特征表明，其具有明显的造山带型与地台型特点(Mooney et al，1987)，其地壳由不同块体组成。由于构造背景独特，不同研究者在对其动力学背景的研究方面存在分歧(李英康等，2014)，一部分认为与太平洋板块向欧亚板块俯冲有关(蒋国源等，1988；吴福元等，2000)；而Wang等(2002)研究认为与北部的蒙古-鄂霍次克海向南俯冲相关；Fan等(2003)研究认为其主要受到兴蒙造山带造山后演化的影响；此外，邵济安等(2001)分析认为，在中生代大兴安岭主要以伸展作用为主，中生代岩浆岩的形成与板内伸展环境下的底侵作用相关。该区域不仅是研究争论的热点地区，也是了解板块内火山活动以及地幔过渡带内俯冲大洋板块与上覆构造结构相互作用的重要区域。同时，研究区域多次发生M_S≥4.0地震，亦是内蒙古2大主要地震活跃区域之一(杨彦明等，2017)。

随着宽频带地震台的广泛使用，大兴安岭造山带及邻区台站覆盖区域增加，布设密度增大，这为利用接收函数方法研究该区域地壳结构特征提供了有利条件。本文利用国家测震台网数据备份中心^① (郑秀芬等，2009)提供的内蒙古自治区固定地震台站(杨彦明等，2013)远震波形资料，应用频率域反褶积提取接收函数的方法，采用H-k叠加算法测算莫霍面深度和地壳平均波速比；同时，结合前人(高占永，2015；Tao et al，2014；柳俊茹，2014；张广成，2012)对大兴安岭造山带及两侧邻区利用接收函数方法所获得的研究结果，进一步分析该地区莫霍面深度、泊松比的分布特征，以期为探讨研究区域地下各圈层结构及动力学模式提供可靠的地球物理约束。

① 中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心, 2007, 国家测震台网地震波形数据。http://www.seisdmc.ac.cn

1 数据资料与方法 1.1 台站分布和数据来源

本文利用2009~2016年在大兴安岭造山带及两侧邻区(40°~54°N，111°~128°E)分布的固定地震台站记录到的M_S≥5.8远震波形，通过P波接收函数反演获得23个地震台站下方的莫霍面深度和泊松比。研究中所用的地震事件目录从中国地震台网中心获得。此外，收集前人利用探测台阵^②和地震台站数据通过接收函数H-k方法取得的300个台站的777个数据结果(郑秀芬等，2009；高占永，2015；Tao et al，2014；柳俊茹，2014；张广成，2012)，综合分析上述2部分数据，得到研究区域莫霍面深度、泊松比的分布特征。图 1为研究区域、台站及地震分布。由图 1可见，地震台站对研究区域形成了较好的空间覆盖，故可以全面地对比大兴安岭造山带及两侧邻区的地壳结构和性质。

② 中国地震科学台阵, 2006, 中国地震科学探测台阵波形数据，北京：中国地震局，doi：10.12001/ChinArray.Data

1.2 接收函数

远震地震波信号D(t)可以表示为震源时间函数S(t)、震源区介质结构响应M_S(t)、传播路径响应M_Ray(t)、台站下方的介质结构响应M_R(t)和仪器响应I(t)等5个影响因子的褶积形式(杨彦明，2017)

$ D(t)=S(t) * M_{\mathrm{S}}(t) * M_{\mathrm{Ray}}(t) * M_{\mathrm{R}}(t) * I(t) $

(1)

有效震源时间函数包含传播路径响应和震源时间函数，因此，时间域内远震地震波信号表示为如下三分量形式

$ \begin{aligned} D_{V}(t) &=I(t) * S(t) * E_{V}(t) \\ D_{R}(t) &=I(t) * S(t) * E_{R}(t) \\ D_{T}(t) &=I(t) * S(t) * E_{T}(t) \end{aligned} $

(2)

其中，*代表褶积运算；V、R、T分别为垂直、径向、切向分量；D(t)为远震P波信号；I(t)为仪器的脉冲响应；S(t)为有效震源时间函数；E(t)为介质结构的脉冲响应。

根据Langston(1979)提出的“等效震源假定”的理论，当震中距为30°~95°时，地震波近似垂直方向入射，垂直分量的介质结构脉冲响应为Dirac函数(δ)，地表位移的垂直分量近似等于仪器响应和有效震源时间函数两者的褶积(杨彦明，2017；杨彦明等，2016)

$ D_{V}(t) \approx I(t) * S(t) $

(3)

由此推导地表位移的径向、切向分量为

$ \begin{aligned} D_{R}(t) &=D_{V}(t) * S_{R}(t) \\ D_{T}(t) &=D_{V}(t) * E_{T}(t) \end{aligned} $

(4)

变换到频率域为

$ \begin{array}{l}{D_{R}(\omega)=D_{V}(\omega) E_{R}(\omega)} \\ {D_{T}(\omega)=D_{V}(\omega) E_{T}(\omega)}\end{array} $

(5)

通过对径向分量R、切向分量T分别与垂直分量V进行反褶积运算，可只保留台站下方地壳以及上地幔结构信息的数据

$ \begin{aligned} E_{R}(\omega) & \approx \frac{D_{R}(\omega)}{D_{V}(\omega)} \\ E_{T}(\omega) & \approx \frac{D_{T}(\omega)}{D_{V}(\omega)} \end{aligned} $

(6)

最后，将频率域中的E_R(ω)、E_T(ω)分别作反变换，即可从远震波形记录中分离出径向接收函数E_R(t)和切向接收函数E_T(t)。

1.3 H-k域网格搜索算法

假设直达P、Ps波震相的射线参数均为p，则Ps、PpPs、PpSs+PsPs震相相对直达波的到时表示为

$ t_{\mathrm{Ps}}=H\left(\sqrt{v_{\mathrm{S}}^{-2}-p^{2}}-\sqrt{v_{\mathrm{P}}^{-2}-p^{2}}\right) $

(7)

$ t_{\mathrm{PpPs}}=H\left(\sqrt{v_{\mathrm{S}}^{-2}-p^{2}}+\sqrt{v_{\mathrm{P}}^{-2}-p^{2}}\right) $

(8)

$ t_{\mathrm{Pp} \mathrm{Ss}+\mathrm{PsPs}}=2 H\left(\sqrt{v_{\mathrm{S}}^{-2}-p^{2}}\right) $

(9)

其中，H为莫霍面深度；v_P、v_S分别为P波、S波速度；t_Ps、t_PpPs、t_PpSs+PsPs分别为Ps、PpPs、PpSs+PsPs震相与P波的到时差。假定P波垂直入射，地球半径为已知，则射线参数p由下式给出

$ p=r \cdot \sin \lambda / v $

(10)

其中，r为地球半径；λ为入射角；v为地震波速度。由式(7)~(9)可推导出

$ v_{\mathrm{P}} / v_{\mathrm{S}}=\sqrt{A^{2}-\left(A^{2}-1\right) p^{2} v_{\mathrm{P}}^{2}} $

(11)

其中，$ A=\frac{\left(t_{\mathrm{PpPs}}+t_{\mathrm{Ps}}\right)}{t_{\mathrm{PpPs}}-t_{\mathrm{Ps}}}$。根据式(7)~(11)，当给定莫霍面深度H和波速比k时，即可获得所对应的Ps、PpPs、PpSs+PsPs震相与P波的到时差。

根据Zhu等(2000)提出的H-k域网格搜索和叠加算法，利用Ps、PpPs、PpSs+PsPs震相同时对莫霍面深度H和波速比k进行约束

$ S(H, k)=\omega_{1} r\left(t_{1}\right)+\omega_{2} r\left(t_{2}\right)+\omega_{3} r\left(t_{3}\right) $

(12)

其中，r(t_i)为接收函数的振幅；ω_i为各震相的权重值，并且满足条件$ \sum$ω_i=1；t₁、t₂、t₃分别为根据莫霍面深度H和波速比k计算得到的Ps、PpPs、PpSs+PsPs的到时，误差通过如下公式进行计算(Zhu et al，2000)

$ \delta_{H}^{2}=2 \delta_{S} / \frac{\partial^{2} S}{\partial H^{2}} $

(13)

$ \delta_{k}^{2}=2 \delta_{S} / \frac{\partial^{2} S}{\partial k^{2}} $

(14)

其中，δ_S为H-k叠加运算中S(H，k)的估计方差；δ_H、δ_k分别为莫霍面深度H、波速比k的均方差。

1.4 泊松比计算方法

本文根据Christensen(1996)给出的如下波速比k与泊松比σ之间的关系，进一步计算台站下方地壳介质的泊松比

$ \sigma=0.5\left[1-\left(k^{2}-1\right)^{-1}\right] $

(15)

2 数据处理 2.1 用于接收函数计算的数据处理

为确保地震波近似垂直入射，选取震中距为30°~95°、震级M≥5.5、三分量齐全的远震数据(Zhu，2000)，截取P波理论到时前50s至后150s的波形，对数据进行去趋势、去均值、去倾斜、旋转等预处理，用0.05~2.00Hz的巴特沃兹带通滤波器滤波，以降低高频噪声的影响；然后，剔除明显错误的波形，筛选信噪比较高、入射P波震相清晰的155个远震事件波形数据用于接收函数提取。

本文采用频率域反褶积计算方法(Zhu et al，2000；Zhu，2000)对筛选出的23个台站记录的155个远震波形提取接收函数，最终提取3565对接收函数。由于受场地条件、地下介质的复杂性、接收台站处噪声、仪器故障等的影响，提取的接收函数通常包含质量较差或错误的波形(齐刚等，2015)，因此，需要对提取的接收函数进行人工筛选，选择波形质量较好、信噪比较高及多次反射波PpPs、PpSs+PsPs的震相较清晰的接收函数用于后续计算(杨彦明等，2016)。采用H-k叠加算法(Zhu et al，2000)计算台站下方平均莫霍面深度和波速比。参考前人对于该区域的研究方法，在进行H-k计算时，背景P波平均速度设为6.30km/s，H的变化范围给定为20~60km，k的搜索范围选取为1.6~1.9，Ps、PpPs、PpSs+PsPs震相的权重值分别取0.6、0.3、0.1(杨彦明，2017)。

2.2 对前人研究成果的数据处理

不同研究者在接收函数计算过程中所采用的滤波器、波形数量、震相的权重值、初始P波速度等是不同的，这造成对于同一台站的研究结果间存在一定的差异。为了使综合分析的结论更加可靠，需要对收集得到的数据进行比对及合理取舍。因此，本文采用高延光等(2014)的研究方法，对同一地震台站存在2个或2个以上测量结果的情况使用加权平均算法测算台站下方莫霍面深度和泊松比，并计算相对应的标准差(图 2)。由图 2可见，大部分台站的泊松比和莫霍面深度的标准差分别小于0.03和2.0km。由于原始波形数据信噪比较低或部分地区地壳结构较复杂，少数台站泊松比和莫霍面深度的标准差分别大于0.03和2.0km，综合分析认为此类数据可信度较低，予以剔除。利用上述方法，对前人研究结果的数据进行筛选和处理，最终得到277个台站下方的莫霍面深度和泊松比。

3 接收函数结果

利用2009~2016年内蒙古数字地震台网宽频带固定台站波形记录，通过接收函数方法获得研究区域23个台站下方的莫霍面深度、波速比以及误差范围；同时，根据式(15)计算对应台站的泊松比(表 1)。

一般地，Ps、PpPs震相是能量相对较强的正脉冲，多次反射波PpSs+PsPs的震相是能量较弱的负脉冲(杨彦明，2017)。分析认为，本文研究区域内接收函数能清晰地显示莫霍面转换波Ps以及至少1个多次反射波震相，Ps、PpPs、PpSs+PsPs震相到时分别为直达P波到达之后的4~6、13~16、18~20s。

图 3为台站ZLT接收函数和H-k叠加结果。由图 3可见，在直达P波震相之后的4~5s之间Ps震相清晰，震相PpPs在14~15s之间。其中，H和k的最佳估计值由式(12)计算得到，波速比k估计为1.74±0.047，莫霍面深度为35.01±1.567km，由式(15)计算得到泊松比为0.25。Tao等(2014)、高占永(2015)、柳俊茹(2014)、张广成(2012)等利用接收函数方法计算得到的台站ZLT下方莫霍面深度分别为35.00、34.50、32.00、34.60km，泊松比分别为0.25、0.262、0.30、0.258。与本文计算结果相比，莫霍面深度差分别为0.01、0.51、3.01、0.41km，泊松比差分别为0.00、0.012、0.05、0.008。因此，本文结果与前人对于该区域的研究结果一致，台站ZLT的计算结果是可靠的。

4 讨论 4.1 莫霍面深度分布

将研究区域(40°~54°N，111°~128°E)划分为0.01°×0.01°的网格，共计1701×1401个单元格点，使用Kriging(克里金)插值法计算得到莫霍面等值线分布图(图 4(a))。

研究区域莫霍面深度为25.0~42.3km，平均约为33.5km，整体分布具有东部浅西部深、由东向西逐渐增厚的特征。沿大兴安岭重力梯级带东、西两侧明显不同，梯级带分界线以西的区域莫霍面深度均大于35.0km；而在该分界线以东地区，莫霍面深度小于35.0km，这也说明大兴安岭重力梯级带是一条莫霍面深度陡变的分割线。

大兴安岭重力梯级带总体呈NNE-SSW向带状分布，莫霍面深度由东向西从36.0km增加至40.0km，其等深线同样呈NNE向线性展布，属于幔坡区，该重力梯级带属于我国东部大兴安岭-太行山-武陵山地壳厚度陡变带的北段；大兴安岭重力梯级带以西的大兴安岭区域，莫霍面由陡变缓，较深，下凹至41.0~42.3km，属于幔坳区；大兴安岭重力梯级带以东地区，莫霍面较浅，上凸至31.0~25.0km，属于幔隆区。研究表明，该重力梯级带重磁异常出现陡变，大兴安岭两侧莫霍面深度的变化是该重力梯级带形成的主要原因(张广成，2012)。海拉尔坳陷地区，与周围台站相比，莫霍面深度减少2.0~4.0km，介于33.0~37.3km；在二连盆地，莫霍面深度与周边区域相当，为36.0~41.0km。

松辽地块与华北地台类似，是前寒武纪形成的刚性陆壳古陆块，大兴安岭地区属于兴安古生代地槽褶皱带(内蒙古自治区地质矿产局，1991)，根据前人对嫩江断裂两侧地壳速度结构的研究结果可知，嫩江断裂以西的大兴安岭地区和以东的松辽盆地莫霍面及上、中地壳的P波速度不同，结构和性质相异(张振法等，2000)。此外，本研究还发现松辽盆地与大兴安岭造山带的莫霍面深度之间存在明显差异，松辽盆地莫霍面较浅，深度为27.0~35.0km，平均为31.7km，与大兴安岭造山带莫霍面深度相差4.0~8.0km。以上也进一步说明了嫩江断裂是松辽前寒武纪地块与兴安古生代地槽褶皱带的分界线。

总体上，研究区域莫霍面分布较为规律，具有明显的分块特征，沿大兴安岭重力梯级带分布的整体趋势为东侧浅、西侧深，最浅的地方出现在松辽盆地(莫霍面深度为27.0~35.0km)，最深的区域出现在大兴安岭重力梯级带以西地区(莫霍面深度为41.0~42.3km)。自东向西依次为幔隆区、幔隆区和幔坳区。

4.2 泊松比分布

泊松比是分析地壳介质力学性质的重要指标，也是对地壳内部物质的组分进行研究的重要参数(杨彦明，2017)。根据相关学者的研究结果(张广成，2012；李永华等，2006)可知，泊松比值较大暗示地壳中存在流体或者部分熔融的现象；泊松比也可指示石英矿物在地壳组成成分中所占的比例，泊松比σ < 0.24说明地壳介质中石英矿物所占比例较大；泊松比σ>0.25说明地壳介质中铁镁质矿物所占比例较大。因此，地壳泊松比分布可以对研究区内地壳物质组分及状态进行约束(高延光等，2014)。

图 4(b)为使用克里金(Kriging)插值算法计算获得的研究区泊松比分布图。由图 4(b)可见，研究区域泊松比为0.19~0.33，平均值为0.26，高于全球大陆地壳的平均值0.25(Zandt et al，1995)。台站HLH、CHR所处的大兴安岭火山岩区的泊松比略高于周边地区，达到0.28，这2个台站分别位于哈拉哈河-绰尔河、诺敏河-奎勒河火山区(赵勇伟，2010)，在此均已发现更新世的玄武岩岩流存在(孙肇春，1959)，历史上多次发生强烈的火山活动，幔源物质或岩浆上涌，地壳温度升高，幔源物质侵入至下地壳或喷发至地表，导致铁镁质物质含量增加，泊松比较高。此外，松辽盆地泊松比也相对较高，为0.22~0.31，平均值为0.27，高于整个研究区域的平均值。新生代以来，松辽盆地发生过多次基性火山岩喷发(Liu et al，2001)，这些热构造事件可能不同程度地改变了该区域地壳成分，从而造成地壳波速比(泊松比)的变化(危自根等，2012)。相关地质研究表明，松辽盆地沉积层最厚处近10km(Feng et al，2010)，分布着不同时期的花岗岩与火成岩(Zhang et al，2010)，基性火山岩含SiO₂较少，花岗岩中富含镁铁质成份，两者均会导致泊松比(波速比)增高。此外，由于H-k算法计算的是包括沉积层在内的整个地壳的波速比平均值，而沉积层中的波速比普遍高于沉积层以下地壳中的波速比，因此，松辽盆地较厚沉积层的存在是导致地壳泊松比显著增大的主要原因(Tao et al，2014)。

总体来说，大兴安岭造山带及两侧邻区泊松比分布具有较明显的区域特征。从地质构造上看，泊松比出现高值异常的地区集中在火山岩区以及具有较厚沉积层的盆地。

4.3 莫霍面深度与地形地貌特征间的相关性

松辽盆地莫霍面深度为27.0~35.0km，平均深度为31.7km。在大兴安岭重力梯级带以西的大兴安岭地区，莫霍面下凹，从36.0km逐渐加深至42.3km，平均深度为36.3km。自西向东莫霍面逐渐抬升，盆地与山区莫霍面深度相差4.0~8.0km，为了解研究区域的地形与莫霍面深度之间的关系，将各台站所处位置的海拔和莫霍面深度进行对比(图 5 (a))。海拔数据来源于各台站的基础资料^①以及相关文献(Tao et al，2014；柳俊茹，2014)。由图 5 (a)可见，研究区域莫霍面深度分布的整体趋势为东浅西深，台站所处位置的海拔与莫霍面深度之间具有较强的正相关性。

根据艾里补偿模型公式(Turcotte et al，2002)可知，相对高程为h的地壳具有厚度为b的山根，即

$ b=\frac{\rho_\rm{c} h}{\rho_\rm{m}-\rho_\rm{c}} $

(16)

其中，ρ_c为地壳密度，其值为2.67g/cm³；ρ_m为地幔密度，其值为3.3g/cm³；大兴安岭地区相对高程为1.0~1.8km(张振法等，2000)，根据艾里模型式(16)进行推算，应产生4.0~7.6km的山根。此外，张振法(1990)根据大兴安岭和松辽盆地莫霍面压强差测算得出的山根补偿深度(不包括大兴安岭重力梯级带)为7.90~8.23km，上述结论与本文得出的研究区域莫霍面深度差一致。这说明，艾里补偿模式在本研究区域成立，大兴安岭地区具有4.0~8.0km的地壳山根，松辽盆地及边缘具有4.0~8.0km的反山根，莫霍面起伏与区域地形地貌特征具有显著的镜像关系。

在某种程度上，莫霍面深度与地形之间的相关性表明了重力均衡状态的信息，这可以更好地约束研究区域的深部结构及其作用(危自根等，2015)。为进一步分析研究区域海拔与莫霍面深度之间的相关性，将莫霍面深度和台站高程绘于同一图上(图 5 (b))，对数据离散点进行线性拟合，得到

$ H=30.14+7.00 E $

(17)

其中，H为台站下方莫霍面深度；E为台站高程。拟合结果进一步证明了莫霍面深度与高程之间存在正相关的线性关系。危自根等(2012)将东北至华北北缘地区的地壳厚度与地表地形进行对比后发现，研究区整体上具有地壳随海拔增加而逐渐增厚的特征。Tao等(2014)给出中国东北地区的上述线性关系为

$ H=31.06+6.64 E $

(18)

与本文研究结果一致。Wang等(2014)研究认为莫霍面深度与海拔之间存在的正相关关系可解释为海拔的变化由山根厚度作为补偿。本文线性回归曲线的相关系数R²约为0.59，R约为0.8，表明该区域基本处于重力均衡的状态。回归曲线的斜率为7.00，明显大于由一般大陆地壳所得结果(回归曲线的斜率为4.50)(唐新功，2009)，表明壳幔密度之差相对较小，壳幔之间可能曾具有较强的相互作用，这与大兴安岭地区中生代存在显著且频繁的岩浆活动的结果相一致(内蒙古自治区地质矿产局，1991；Xu，2007)。

4.4 莫霍面深度与泊松比间的关系

通常认为，由莫霍面深度与泊松比间的关系可以提取大陆地壳形成和构造演化过程的重要信息，构造变形模式不同，其莫霍面深度与泊松比间的关系也不同(嵇少丞等，2009)。已有研究者(高延光等，2014；李永华等，2006；Tian et al，2013)根据莫霍面深度与泊松比之间的关系对大陆地壳构造演化过程进行了研究。

由莫霍面深度与泊松比间的关系(图 6(a))可见，大兴安岭地区的莫霍面深度与泊松比间存在显著的反相关关系，即泊松比随莫霍面深度的增加逐渐变小，与高延光等(2014)、危自根等(2012)的研究结论一致。从侏罗纪开始，大兴安岭两侧构造发生较大变化，东侧由于裂陷逐渐形成伸展盆地；西侧大陆岩石层受挤压，强烈上隆抬升逐渐形成山地(杨宝俊等，1996)。大兴安岭地区莫霍面总体上自东向西逐渐变深，泊松比随莫霍面深度的变化趋势可能与东侧地壳减薄改造相关(高延光等，2014)。此外，上地壳以长英质为主要成份，上述分析也预示着大兴安岭在形成过程中地壳增厚主要为上地壳的增厚。

松辽盆地及周缘地区莫霍面深度-泊松比关系与大兴安岭地区存在显著的差异，两者之间未发现明显的规律，莫霍面深度与泊松比间无相关性，关系复杂(图 6(b))。中国大陆地壳具有双层结构，下地壳以铁镁质基性岩为主，上地壳以长英质酸性岩或者中酸性岩为主(Gao et al，1998)。松辽盆地地壳减薄处主要在下地壳(刘殿秘等，2007)，在伸展构造作用下，基性下地壳相比长英质上地壳发生较明显的减薄，从而导致地壳整体泊松比随莫霍面深度的减小而降低，两者成正消长关系(高延光等，2014)；其次，由于拆沉作用，地壳中基性岩石减少，泊松比减小，导致泊松比随莫霍面深度的增大而降低(嵇少丞等，2009)；再次，自新生代以来，该地区发生过多次基性火山岩的喷发(Liu et al，2001)，基性岩浆底侵至下地壳，导致其铁镁质成份增加，泊松比增大，这可以抵消部分由于拆沉作用所导致的泊松比降低(高延光等，2014)。上述多重作用造成了目前该地区莫霍面深度与泊松比之间的复杂关系，这也意味着在松辽盆地构造演化过程中，经历了更为复杂的地壳改造过程。

5 结论

本文利用大兴安岭造山带及两侧邻区(40°~54°N，111°~128°E)分布的固定地震台站记录的远震波形，通过P波接收函数反演取得23个地震台站下方的莫霍面深度和泊松比。同时，从收集到的300个台站的777个前人研究结果中筛选获得277个台站下方莫霍面深度和泊松比，综合分析上述2部分数据，使用克里金插值算法得到研究区域莫霍面深度与泊松比的分布特征，研究表明：

(1) 研究区域莫霍面深度为25.0~42.3km，平均约为33.5km。莫霍面分布较为规律，具有明显的分块特征，沿大兴安岭重力梯级带整体分布趋势为东侧浅、西侧深，由东向西逐渐增厚，依次为幔隆区、幔隆区和幔坳区。

(2) 大兴安岭造山带及两侧邻区泊松比为0.19~0.33，平均值为0.26，大于全球大陆地壳的平均值0.25，总体上看，具有较为明显的区域特征。从地质构造上看，泊松比出现高值异常的地区集中在火山岩区以及具有较厚沉积层的盆地。强烈的火山活动、幔源物质上涌以及存在较厚沉积物等是导致地壳泊松比显著增加的主要原因。

(3) 研究区域莫霍面深度分布的整体趋势为东浅西深，台站所处位置的海拔与莫霍面深度之间具有较强的正相关性。艾里补偿模式成立，大兴安岭地区具有4.0~8.0km的地壳山根，松辽盆地及边缘具有4.0~8.0km的反山根，莫霍面起伏与区域地形地貌特征间具有显著的镜像关系。

(4) 大兴安岭地区的莫霍面深度与泊松比间存在显著的反相关关系，这可能与东侧地壳减薄改造相关，也暗示着大兴安岭在形成过程中地壳增厚以占长英质成份上的地壳增厚为主。与大兴安岭地区不同，松辽盆地及周缘地区莫霍面深度与泊松比之间未发现明显规律，无相关性。伸展构造作用、拆沉作用以及历史上多次基性火山岩的喷发等多重作用，导致现今莫霍面深度与泊松比之间存在如此复杂的关系。

致谢: 感谢中国地震台网中心提供地震事件目录。中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心(doi：10.11998/SeisDmc/SN)为本研究提供了地震波形数据，朱露培教授提供了接收函数分析处理程序，中国科学技术大学孙道远教授在研究中给予指导和帮助，中国地震局第一监测中心郑智江给予了大力支持，在此一并表示衷心感谢。