Moho depth and Poisson’s ratio distribution in the western edge of Ordos block
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摘要: 收集了鄂尔多斯地块西缘的21个宁夏区域地震台网台站和183个中国地震科学探测台阵台站记录到的2015年1月至2016年1月期间的远震P波资料，通过对其进行反褶积提取接收函数，并利用H-Kappa叠加方法计算了研究区内的莫霍面深度和泊松比。结果表明：研究区的莫霍面深度在36—58 km范围内变化，大体呈南厚北薄、西厚东薄的特点，且具有明显的分区特征，即以香山—天景山断裂为界，莫霍面在南北向呈现明显的起伏变化，该断裂以南的地壳增厚方式可能与青藏高原的水平挤压力所导致的上地壳重叠有关；贺兰山东麓断裂两侧的莫霍面深度落差明显，这可能是由于青藏高原东北缘NE向的挤压力以及阿拉善地块与鄂尔多斯地块之间NW−SE向的拉张力共同作用所致。研究区的泊松比整体较高，其中鄂尔多斯地块的平均泊松比要高于青藏高原东北缘的平均泊松比，银川地堑内的高泊松比现象可能与黄河—灵武断裂为超壳断裂有关；研究区内的莫霍面深度与地表高程具有较好的正相关性，说明其地壳均衡效应较好，而整个研究区内泊松比与莫霍面深度的线性关系并不明显。此外，本研究还进一步揭示了研究区内莫霍面深度与泊松比反相关最明显的两个区域，这种明显的反相关关系也表明，构造上的挤压力或拉张力更容易集中在长英质的弱岩层而使地壳增厚或减薄。综上进一步认为，从海原断裂至香山—天景山断裂这一区域及贺兰山东麓断裂两侧区域下方的地壳成分以长英质岩石为主。Abstract: This paper collects P-waveforms of teleseismic events occurred from January 2015 to January 2016 recorded by 21 Ningxia regional seismic network stations and 183 China-Array seismic stations deployed in western edge of Ordos block, and extracts receiver functions by deconvolution, and then calculates the Moho depth and Poisson’s ratio in the studied area by using H-Kappa stacking method. The results show that the Moho depth ranges 36−58 km, which is presented as thick in the south and west and thin in the north and the east, exhibiting obvious subarea characteristics. Bounded by the Xiangshan-Tianjingshan fault, the Moho depth has a distinct change in the north-south direction, and to the south of the fault the crust-thicken way is probably related to upper crust overlap due to the horizontal extrusion from Tibetan Plateau. On the both sides of Helanshan eastern piedmont fault, the Moho depth varies largely, which may be caused by the joint impact from the extrusion in NE direction from northeastern Tibetan Plateau and the tension in NW-SE direction between Alxa block and Ordos block. In the studied area, the Poisson’s ratios are relatively high in general, and the average of the Poisson’s ratio of Ordos block is higher than that in northeastern Tibetan Plateau. On the other hand, high Poisson’s ratio in Yinchuan graben is possibly related to Huanghe-Lingwu fault as an ultracrustal one. The Moho depth is positively correlated to the surface elevation, suggesting that the crust is in the better state of isostasy, but there is no obvious linear correlation between Poisson’s ratio and Moho depth in the whole studied area. However, further study finds that there are two distinct areas, in which Poisson’s ratio is inversely correlated with the Moho depth, illustrating that the tectonic extrusion or tension is easier to concentrate on the felsic incompetent beds, which leads to the crust thickening or thinning. Consequently, from the inverse relationship between the Poisson’s ratio and Moho depth, it is believed that the crustal composition consists chiefly of felsic rocks beneath the zone from Haiyuan fault to Xiangshan-Tianjingshan fault and on the both sides of Helanshan eastern piedmont fault.
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Keywords:
- western edge of Ordos block /
- receiver function /
- H-Kappa stacking /
- Moho depth /
- Poisson’s ratio /
- tectonic stress
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引言
鄂尔多斯地块作为中国大陆最为完整和稳定的地块之一，于中生代末结束了大型内陆坳陷的历史，渐新世末—中新世初该地块整体抬升为台地，高出银川盆地二三百米，台地面由东向西缓倾斜，以平岗和宽谷相间排列为特征，长期处于剥蚀状态，台地上第四纪松散，沉积物很薄；而鄂尔多斯地块西缘处于我国南北地震带的北段，区域地质构造背景复杂，活断层发育，该区域在青藏高原东北缘NE向强烈推挤的作用下，形成了具有陡变地球背景物理场和强烈地震活动的3个构造特征不同的区域（国家地震局“鄂尔多斯周缘活动断裂系”课题组，1988；邓起东等，1999；崔笃信等，2016），即西南的青藏地块、西北的阿拉善地块以及夹持其间的银川—吉兰泰断陷区。从构造活动角度来说：鄂尔多斯地块和阿拉善地块皆为构造活动微弱的稳定区域，大部分活动断层和盆地均以NNE走向为主，其活动方式为正断兼右旋，呈现为拉张环境；而银川—吉兰泰断陷区和青藏地块为构造活动强烈的区域，该区域呈弧形构造特征，活动断裂的WNW走向部分以左旋走滑为主，近北南部分区域以挤压为主，从而形成青藏高原东北缘的重要部分（杨明芝等，2007）。
地壳深部结构研究一直是认识强震孕育、应力传递、地震触发等动力学过程和内部物质物化性质，探寻地震成因机理，寻找有效地震预测方法的手段（Last et al，1997 ；王有学，钱辉，2000；李永华等，2006；危自根等，2015），莫霍面作为地球内部结构的重要间断面之一，反映了岩石物性参数和地震波速度的改变；而地壳的平均泊松比则表征了岩石成分的特点与变化。接收函数方法作为研究地壳结构的地震学方法之一，在研究地壳与上地幔内部的间断面方面有其独特的优势，该方法利用远震波形，通过反褶积滤波处理，提取出与间断面有关的震相，从而达到研究地壳以及上地幔间断面的目的，目前国内外研究人员利用接收函数方法针对地壳内部结构、大陆地壳组成与演化以及地球动力学过程等方面开展了大量研究（吴庆举，曾融生，1998；李海鸥等，2008；徐强等，2009；Chen，Ai，2009；Ji et al，2009 ）。从20世纪70年代开始，国家地震局兰州地震研究所等单位陆续在鄂尔多斯地块西缘进行过几次大地电磁探测工作，获得了研究区地壳及上地幔的电性分布资料（屈健鹏等，1998）。20世纪80年代，国家地震局组织完成了两条大断面的勘测，获得了银川地堑和六盘山一带的地壳二维速度结构（国家地震局地学断面编委会，1992a，b）。21世纪以来，中国地震局地球物理勘探中心在西吉—中卫和玛沁—兰州—靖边一带完成了地震测深剖面的探测工作（李松林等，2001a，b）；谢晓峰等（2010）利用7个宁夏境内的台站研究了宁夏地区的地壳厚度和泊松比，得到平均地壳厚度为46 km，北部的泊松比略高于南部；Xu等（2012）利用19个宁夏及邻区的台站获得该地区的地壳厚度呈现南厚北薄的特点，个别区域地壳分层结构明显；随后许多研究人员对涉及鄂尔多斯西缘部分地区的地壳结构进行了多方面的研究（刘启民等，2014；姚志祥等，2014；Shen et al，2014 ；Wang et al，2014a ；贾萌等，2015；Deng et al，2015 ；王兴臣等，2017），结果表明，鄂尔多斯西缘地壳结构复杂，具有结构层变异强烈、地壳厚度突变显著的特点，尤其是其西南缘的区域壳幔结构极为复杂，横纵变化均极为激烈。上述研究主要是关于宁夏地区或青藏高原东北缘的部分地壳结构，研究的侧重点各不相同，而且由于台站空间分布及密度的原因，鄂尔多斯地块西缘高分辨率地壳结构的成果并不多。
然而随着数字台网的扩建、完善以及喜马拉雅计划中国地震科学探测台阵的投入观测，新增台站资料及新观测资料的积累尚未得以充分利用，研究区地壳结构的变化成因及其深部岩石发展演化过程等诸多问题仍未厘清，譬如青藏高原东北缘地壳的增厚方式、华北克拉通西部岩石圈是否减薄和受到破坏以及鄂尔多斯西缘深部地壳岩石成分及其动力学机制等，尤其是地壳增厚方式仍然存在争议：李永华等（2006）以及Tian和Zhang （2013）认为青藏高原东北缘的地壳增厚主要是长英质上地壳的增厚规模大于铁镁质下地壳的增厚规模所致；张洪双等（2015）认为青藏高原东北缘上地壳存在壳内滑脱低速层，其上地壳变形与下地壳解耦，地壳缩短变形自南向北进行，表现为上地壳增厚；而Clark和Royden （2000）以及Royden等（2008）认为地壳增厚是下地壳物质的流动所导致，因此很多结果和工作需要进一步厘清并完善。本研究拟利用宁夏区域地震台网和中国地震局喜马拉雅计划第二期科学台阵共204个台站自2015年1月至2016年1月记录到的远震P波资料，获取研究区的高分辨率地壳结构，并利用接收函数和H-Kappa方法计算莫霍面深度和泊松比，分析讨论鄂尔多斯地块西缘的莫霍面起伏和泊松比变化特征等，深入理解地壳物质组成和形成演化以及其它可能的地质含义，以期为研究区的地壳深部构造研究提供资料积累。
1. 地质背景与资料
1.1 地质构造背景
本文的研究区（35°N—40.5°N，103.75°E—107.75°E）主要位于南北地震带的北段，在地质上，该区域是青藏高原东北缘的祁连地槽褶皱系与华北克拉通西部边缘接触所形成的过渡带（张培震等，2002；王伟涛等，2014），发育了一系列规模较大的活动断裂，地质构造十分复杂，造成了该区域地震频发、强度大和灾害严重的基本特点。始新世以来，由于受到青藏高原东北缘NE向的挤压作用，华北克拉通地块内的二级地块鄂尔多斯地块的西缘开始发生了新一轮的裂陷作用，燕山运动形成的古贺兰山隆起解体（张宏仁等，2013；刘保金等，2017），其中一部分陷落为银川地堑，鄂尔多斯西部的银川地堑以东部分则与鄂尔多斯台坳拼接，组成新的鄂尔多斯地块，而贺兰山隆起与银川地堑、吉兰泰盆地组成的盆岭构造，成为围绕鄂尔多斯地块断陷盆地的一部分（赵红格等，2007；刘建辉等，2010）。研究区南部以青藏地块与鄂尔多斯西缘的南北向构造为界，逐渐发展成一系列断裂带（张晓亮等，2011），这些断裂带呈WNW、NW与NNW向延展，形成了向北西撒开、向东南收敛的弧形构造，如图1所示。可以看出，研究区主要由鄂尔多斯地块、青藏高原东北缘弧形构造区和阿拉善地块这3个主要地块组成，其中牛首山断裂（F5）以南的区域，其弧形走滑挤压构造区属于青藏高原东北缘的一部分，而鄂尔多斯地块、阿拉善地块以及夹持其间的银川—吉兰泰断陷区同属于华北克拉通地块。根据GPS和震源机制解资料（许文俊等，2001；曾宪伟等，2015），该研究区内的构造应力主要源于青藏地块的强烈挤压作用，ENE-WSW向的水平挤压力是本区最主要的动力学要素，主压应力轴方向在NE40°—80°范围内较占优势。地震活动性方面（图1），自公元876年以来，该区域及其邻区发生过15次M6.0以上破坏性地震，其中M7.0以上地震5次，分别为1561年中宁M7.0、1622年固原北M7.0、1709年中宁南M7.5、1739年银川—平罗M8.0和1920年海原M8.5大地震，现代中等地震活动也较为频繁（杨明芝等，2007）。
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图 1 研究区地质构造及公元876年—2017年MS≥5.0地震分布F1：桌子山断裂；F2：正谊关断裂；F3：贺兰山东麓断裂；F4：黄河—灵武断裂；F5：牛首山断裂；F6：香山—天景山断裂；F7：海原断裂；F8：云雾山断裂；F9：六盘山断裂，下同Figure 1. The geological structure and distribution of MS≥5.0 earthquakes from AD 876 to 2017 in the studied areaF1：Zhuozishan fault；F2：Zhengyiguan fault；F3：Helanshan eastern piedmont fault；F4：Huanghe-Lingwu fault；F5：Niushoushan fault；F6：Xiangshan-Tianjingshan fault；F7：Haiyuan fault；F8：Yunwushan fault；F9：Liupanshan fault，the same below1.2 台站分布与资料处理
研究区内有21个地震台网台站和183个科学台阵台站，共计204个台站，其分布情况如图2a所示。研究区内的地震台网台站主要沿宁夏边缘分布，其观测频带为1—20 Hz，地动噪声的速度幅值均方根平均低于2×10−8 m/s，其中宁夏中南部的台站分布相对少一些；而科学台阵的台站大体分布均匀，平均间距约为30 km。本研究使用的地震波资料为2015年1月至2016年1月全球MS≥5.5地震目录；由于接收函数为远震P波的垂直分量分别对其切向、径向分量作反褶积滤波后所得到的时间序列，考虑到震源区与传播路径介质的影响因素，为消除其影响，需要选择震中距范围处于30°—90°的地震事件。为了确保地震波形资料的精度，首先优先选取三分量上P波初动清晰且信噪比高的地震资料，再对其进行理论P波标注到时以及人工检查校验标注；然后对每一个地震波形记录，根据之前标注好的P波到时截取其到时前10 s和到时后60 s的波形；最后进行波形方向旋转、去均值和去倾斜等预处理，即可满足本文数据处理要求。这样，最终筛选出地震记录161条，其地震分布如图2b所示，可见，大部分地震事件集中在反方位角110°—200°之间，震中距主要介于30°—80°之间。
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图 2 本文所使用台站（a）和远震事件（b）分布三角形代表科学台阵，方块代表宁夏区域地震台网；实心三角形和方块代表有H-Kappa结果的台站，而空心三角形和方框代表无H-Kappa结果的台站。将有H-Kappa结果的台站按纬度从高到低进行编号，其对应台站的代码详见表1Figure 2. The distribution of stations （a） and tele-seismic epicenters （b） used in this studyThe triangles represent the China Array，the squares represent Ningxia regional seismic network，the black triangles and squares all indicate the stations with results by H-Kappa stacking method，and the white triangles and squares all indicate the stations without such results. The stations with H-Kappa results are numbered in consecutive order from high latitude to low，and the corresponding station original codes are listed in Table 12. 方法与数据处理
2.1 接收函数和H-Kappa叠加方法
数字地震波资料往往包含着震源信息、地震射线路径及台站下方接收区域的介质特性等信息（许英才等，2011），而接收函数是利用远震P波的垂直分量分别对两个水平分量作反褶积滤波后得到的时间序列（Langston，1977，1979；Zhu et al，1993 ），体现了台站下方接收区的介质结构对P波的脉冲响应，基本与传播路径无关。当P波在30°—90°的震中距范围内从台站下方的莫霍面入射时，入射角近似于90°，其垂直分量在台站下方接收区的响应近似于一个脉冲，即其径向分量的接收函数为
$r(t) {\text{＝}} (1 {\text{＋}} c)\int {\frac{{R(\omega ){z^*}(\omega )}}{{|z(\omega ){|^2} {\text{＋}} c\sigma _0^2}}{{\rm exp}\left({ {\text{－}} \frac{{\omega ^2}}{{4{\alpha ^2}}}}\right)}} {{\rm exp}{\left({\rm i}\omega t\right)}}{\rm d}\omega {\text{，}}$
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$\left\{\begin{aligned}& {t_{{\rm{Ps}}}} {\text{＝}} \displaystyle\frac{H}{{{v_{\rm{P}}}}}\left(\sqrt {{{\left( {\frac{{{v_{\rm{P}}}}}{{{v_{\rm{S}}}}}} \right)}^2} {\text{－}} {p^2}v_{\rm{P}}^2} {\text{－}} \sqrt {1 {\text{－}} {p^2}v_{\rm{P}}^2} \right){\text{，}}\\& {t_{{\rm{PpPs}}}} {\text{＝}} \displaystyle\frac{H}{{{v_{\mathop{\rm P}\nolimits} }}}\left( {\sqrt {{{\left( {\frac{{{v_{\mathop{\rm P}\nolimits} }}}{{{v_{\rm{S}}}}}} \right)}^2} {\text{－}} {p^2}v_{\mathop{\rm P}\nolimits} ^2} {\text{＋}} \sqrt {1 {\text{－}} {p^2}v_{\mathop{\rm P}\nolimits} ^2} } \right){\text{，}}\\& {t_{{\rm{PsPs {\text{＋}} }}}}_{{\rm{PpSs}}} {\text{＝}} \displaystyle\frac{{2H}}{{{v_{\rm{P}}}}}\sqrt {{{\left( {\frac{{{v_{\mathop{\rm P}\nolimits} }}}{{{v_{\rm{S}}}}}} \right)}^2} {\text{－}} {p^2}v_{\rm{P}}^2} {\text{，}}\end{aligned}\right.$
(2) 式中，p为射线参数，vP和vS为地壳介质的P波和S波平均速度。
这样，由每个震相与P震相的到时差即可计算出莫霍面的深度，而且多个震相计算所得的莫霍面深度要有个合理折中的取值。得到接收函数后，采用H-Kappa叠加方法将大量的接收函数进行叠加处理（Zhu，Kanamori，2000），通过不同震中距以及方位角的叠加，地壳的不均匀性被压制，则可得到一个最佳的平均莫霍面深度。即在H-κ域内对多个接收函数进行叠加，同时使用转换震相Ps和地壳内多次反射震相PpPs，PsPs和PpSs对莫霍面深度H和波速比κ进行约束：
$s(H, {\textit{κ}}) {\text{＝}} {\omega _1}R({t_ {\rm{Ps}}}) {\text{＋}} {\omega _2}R({t_ {\rm{PpPs}}}) {\text{－}} \omega {}_3R({t_{{\rm{PsPs}} {\text{＋}} {\rm{PpSs}}}}){\text{，}}$
(3) 式中：R（t）为径向接收函数；tPs，tPpPs，tPsPs＋PpSs分别为预测得到的Ps，PpPs，PsPs＋PpSs震相到时差；ωi为多次波的权重。
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$\sigma _H^2 {\text{＝}} \frac{{2{\sigma _s}}}{{\displaystyle\frac{{\partial ^2}s} {\partial {H^2}}}}{\text{，}} \quad \sigma _{\textit{κ}}^2 {\text{＝}} \frac{{2{\sigma _s}}}{{\displaystyle\frac{{\partial ^2}s} {\partial {{\textit{κ}}^2}}}}{\text{，}}$
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$\sigma {\text{＝}} \frac{1}{2}\left( {\frac{{{{\textit{κ}}^2} {\text{－}} 2}}{{{{\textit{κ}}^2} {\text{－}} 1}}} \right). $
(5) 2.2 数据处理
取高斯滤波因子α为2.5，并将预处理好的波形进行反褶积（Ligorria，Ammon，1999）处理，得到径向接收函数；为了提高数据计算结果的精度，删除其时域迭代中拟合率低于90%的接收函数。同时，对筛选的结果再次进行人工检查，以确保接收函数的质量，并且确保每个台站的接收函数至少在15条以上。然后根据该区域人工地震测深结果及前人关于接收函数的结果（刘启民等，2014；Wang et al，2014b ），取地壳厚度范围为30—60 km，地壳平均速度为6.3 km/s，H-Kappa扫描赋予转换波Ps和多次转换反射波PpPs，PsPs+PpSs的权重分别为0.5，0.3和0.2，纵横波速度比的范围为1.5—2.0，地壳厚度的步长为1 km，波速比步长为0.01进行H-Kappa叠加，最终得到119个台站（如图2a实心三角形和方块所示）下方的莫霍面深度和波速比，而其余台站（如图2a空心三角形和方框所示）因为其下方地壳结构的复杂性（如厚沉积层）或者其它原因（如远震记录少），Ps震相太分散或者多次转换反射波PpPs和PsPs＋PpSs不清晰，从而导致H-Kappa扫描无结果或者不稳定（罗艳等，2008；Xu et al，2012 ；危自根等，2016）。莫霍面深度H和波速比κ的方差通过式（4）计算得出，最后通过式（5），根据波速比可计算泊松比。表1给出了研究区内各台站的莫霍面深度H、波速比κ、泊松比σ及接收函数的数量N；分别以中国科学台阵和宁夏区域地震台网的台站为例，图3给出了两类台站的接收函数图像及其H-Kappa叠加，可以看出：这两个台站分别位于阿拉善地块和青藏地块；其接收函数图像有所不同，Ps波可被清晰地观察到，其后的多次转换反射波也较为清晰，而且Ps波到时与莫霍面深度成正比；H-Kappa图像中的3条不同震相，代表不同斜率的直线，这3条直线进行多次叠加，即可得到最优H值和κ值（即图3中白色圆点，椭圆代表误差）。
表 1 鄂尔多斯地块西缘各台站下方的地壳结构参数Table 1. The parameters of crustal structure beneath stations in the western edge of Ordos block编号 台名 H/km κ σ N 编号 台名 H/km κ σ N 1 15590 46.2±1.5 1.75±0.03 0.26 64 47 LWU 49.7±1.3 1.69±0.03 0.23 43 2 15592 41.1±1.3 1.70±0.02 0.24 29 48 15660 44.5±1.6 1.77±0.02 0.27 48 3 15593 47.6±1.3 1.76±0.03 0.26 70 49 15733 40.8±1.0 1.76±0.03 0.26 21 4 15594 50.8±1.7 1.70±0.03 0.24 55 50 64038 42.2±1.4 1.75±0.03 0.26 24 5 15702 42.0±1.6 1.82±0.03 0.28 39 51 15637 42.9±1.3 1.83±0.02 0.29 54 6 15602 44.7±2.1 1.81±0.04 0.28 70 52 15646 48.1±1.3 1.80±0.02 0.28 71 7 15603 51.2±0.9 1.66±0.02 0.22 55 53 15650 47.5±1.9 1.67±0.03 0.22 90 8 15595 47.3±1.5 1.83±0.04 0.29 15 54 64036 40.8±1.5 1.70±0.04 0.24 20 9 15596 49.6±1.7 1.86±0.03 0.30 38 55 15635 48.3±1.1 1.75±0.03 0.26 62 10 15607 46.8±1.3 1.75±0.03 0.26 78 56 15657 47.6±2.0 1.67±0.02 0.22 46 11 15706 43.4±1.3 1.75±0.02 0.26 50 57 64034 44.0±1.0 1.79±0.03 0.27 63 12 15608 46.6±1.9 1.72±0.02 0.24 75 58 YCI 41.0±1.3 1.75±0.02 0.26 41 13 15707 43.0±1.3 1.73±0.03 0.25 38 59 64043 43.6±1.9 1.73±0.02 0.25 28 14 WUH 40.9±1.3 1.78±0.02 0.27 29 60 15653 43.0±1.5 1.84±0.03 0.29 52 15 15614 49.8±1.7 1.77±0.03 0.27 53 61 SGS 49.7±1.9 1.70±0.02 0.24 65 16 15615 48.7±1.5 1.83±0.04 0.29 16 62 15643 44.4±1.3 1.83±0.02 0.29 27 17 15597 44.5±1.0 1.66±0.03 0.22 44 63 NSS 44.0±1.3 1.61±0.04 0.19 46 18 15711 44.1±1.4 1.73±0.04 0.25 43 64 15647 40.8±1.5 1.85±0.03 0.29 27 19 15628 44.6±1.3 1.92±0.02 0.31 34 65 64030 41.6±1.0 1.79±0.03 0.27 26 20 SZS 39.8±1.8 1.89±0.03 0.31 46 66 61078 39.9±2.2 1.75±0.02 0.26 21 21 15717 43.3±1.7 1.76±0.02 0.26 50 67 ZHW 49.0±1.9 1.69±0.03 0.23 39 22 15619 37.3±1.1 1.88±0.03 0.30 19 68 64035 42.7±1.5 1.89±0.04 0.31 23 23 64054 40.4±1.6 1.80±0.02 0.28 45 69 15641 39.8±1.3 2.00±0.03 0.33 53 24 15618 46.1±1.5 1.90±0.02 0.31 40 70 61074 39.9±1.5 1.83±0.03 0.29 20 25 15722 43.0±1.9 1.74±0.03 0.25 44 71 64027 41.1±2.3 1.85±0.04 0.29 24 26 64049 41.3±1.8 1.87±0.04 0.30 23 72 61073 41.2±0.9 1.80±0.03 0.28 43 27 TLE 37.5±1.5 1.85±0.03 0.29 49 73 TXN 39.5±1.2 1.98±0.03 0.33 49 28 15638 37.8±1.7 1.60±0.02 0.18 54 74 62421 43.6±1.3 1.81±0.03 0.28 35 29 64046 42.2±1.2 1.98±0.03 0.33 17 75 64024 55.6±2.0 1.84±0.03 0.29 21 30 15740 43.0±1.5 1.83±0.03 0.29 38 76 64041 38.9±1.7 1.89±0.03 0.31 50 31 15639 46.7±1.8 1.76±0.03 0.26 16 77 JTA 47.2±1.2 1.77±0.04 0.27 42 32 YCH 48.6±0.9 1.72±0.03 0.24 55 78 64023 42.2±1.5 1.79±0.03 0.27 33 33 15659 49.6±2.1 1.74±0.03 0.25 41 79 64022 50.4±1.7 1.66±0.03 0.22 23 34 15642 47.1±1.6 1.73±0.04 0.25 38 80 64019 56.8±1.3 1.71±0.02 0.24 25 35 15644 43.1±1.2 1.88±0.03 0.30 21 81 62417 52.5±1.9 1.76±0.04 0.26 18 36 15651 47.6±1.5 1.74±0.03 0.25 38 82 61066 43.7±1.3 1.76±0.03 0.26 21 37 64047 36.3±1.3 1.98±0.02 0.33 35 83 62415 51.1±1.3 1.75±0.04 0.26 54 38 15735 43.2±1.3 1.78±0.03 0.27 24 84 62416 48.2±1.1 1.99±0.03 0.33 30 39 15734 41.4±1.1 1.79±0.03 0.27 55 85 62411 43.5±1.7 1.82±0.03 0.28 22 40 64042 47.1±1.6 1.82±0.02 0.28 31 86 62406 52.9±1.5 1.97±0.03 0.33 46 41 15658 46.1±2.3 1.73±0.02 0.25 45 87 62407 53.7±2.0 1.71±0.02 0.24 21 42 15655 38.8±1.6 1.79±0.03 0.27 45 88 64017 46.8±1.5 1.90±0.02 0.31 34 43 15645 48.9±1.7 1.63±0.02 0.20 28 89 64016 50.5±1.7 1.68±0.04 0.23 38 44 15640 42.0±1.4 1.75±0.02 0.26 39 90 HYU 56.4±1.8 1.75±0.03 0.26 51 45 15649 46.0±1.8 1.81±0.03 0.28 18 91 62400 46.9±1.2 1.81±0.02 0.28 39 46 64039 45.3±1.2 1.75±0.02 0.26 19 92 62393 51.3±1.5 1.71±0.02 0.24 32 ![]()
图 3 中国科学台阵（a）和宁夏区域地震台网（b）台站的接收函数及其H-Kappa结果竖黑线为最优莫霍面深度和波速比所对应的Ps波，PpPs波及PpSs+PsPs波的震相到时Figure 3. Receiver functions of the two stations from China Array （a） and Ningxia regional seismic network （b） and their H-Kappa results for exampleThe vertical black lines are the arrival times of Ps，PpPs and PpSs+PsPs phases corresponding to the optimum Moho depth and velocity ratio3. 结果
对表1所示的119个台站的莫霍面深度和泊松比分布分别绘制图件，得到了莫霍面深度和泊松比的空间分布图，如图4所示。
3.1 莫霍面起伏
由图4a可见，鄂尔多斯地块西缘莫霍面深度的分区特征明显，莫霍面深度变化范围为36—58 km，起伏变化较大，研究区内大体呈南厚北薄、西厚东薄的特征，这一结果与Xu等（2012）使用宁夏及邻区19个固定台站得出的莫霍面深度为34—56 km的结果基本一致。在研究区南部，海原断裂（F7）台站下方的莫霍面深度沿SE方向从47 km增至56 km，然后再减至52 km，这与姚志祥等（2014）得出的海原断裂上的景泰台到海原台及固原台下方50—54 km的莫霍面深度变化范围较为一致；海原断裂以南区域的莫霍面深度变化不大，莫霍面起伏相对平坦，这与张先康等（2003，2008）的深震探测结果相一致，也与刘启民等（2014）根据接收函数所得研究结果较为一致。由图4a还可以看出，海原断裂以北区域基本以香山—天景山断裂（F6）为界，莫霍面深度自南向北开始急剧减薄，而研究区内鄂尔多斯地块的莫霍面深度也呈现由南向北逐渐减小的特征。贾萌等（2015）的研究显示，以37°N为界，其两侧的莫霍面深度差异较为明显，而且莫霍面自南向北有下降趋势，本文结果也与其基本一致。在研究区北部，贺兰山东麓断裂（F3）两侧的莫霍面深度最大落差达到14 km，该断裂以东的银川地堑莫霍面深度的变化范围为36—42 km，莫霍面平均深度为41 km，这与Wang等（2014a）的结果基本一致。Wei等（2013）关于华北克拉通地壳结构的研究也得出，银川—河套断陷带的莫霍面深度介于34—38 km之间，本文结果与其也较为一致。然而该区域在地质构造上，由于阿拉善地块与鄂尔多斯地块之间的拉张作用导致贺兰山东麓断裂以北形成隆起的贺兰山区，而断裂以南形成了下沉的银川地堑（刘建辉等，2010）。方盛明等（2009）和杨卓欣等（2009）的结果则显示银川地堑的莫霍面可能存在局部隆起，导致莫霍面深度变小。
王兴臣等（2017）利用科学台阵资料研究南北地震带北段的地壳厚度和泊松比结果显示，阿拉善地块西部的地壳厚度约为50 km，其东部厚度约为40 km，而且从青藏高原东北缘到鄂尔多斯地块区域，地壳厚度呈现逐渐减小的特征。本文结果显示研究区内阿拉善地块下方的莫霍面深度自西向东从51 km变化至44 km，与王兴臣等（2017）的结果大体一致。黄河—灵武断裂（F4）、牛首山断裂（F5）至云雾山断裂（F8）这一带的莫霍面深度也呈现较大的起伏变化，地壳结构复杂，这与人工地震探测结果（李松林等，2001a，b）较为一致，说明这些区域的地壳结构具有强烈的横向变化特征，而这些区域基本处于三大地块的交汇处，构造活动强烈。研究区内莫霍面较薄的地方主要集中在鄂尔多斯地块西北缘、银川地堑以及阿拉善地块东部，一定程度上揭示了这些区域作为稳定的华北克拉通西部的一部分，经历了地面沉降及地壳减薄的过程。研究区内的莫霍面深度大体呈现南厚北薄的分布特点，这一特征可能是由于华北克拉通西部在与青藏高原东北缘接触的过程中，其南部主要为造山带、而其北部为稳定的克拉通这一构造原因所导致（陈九辉等，2005）。
3.2 泊松比分布
泊松比σ作为研究地壳结构的一个重要参数之一，其变化范围标志着岩石成分及种类的变化，且大陆地壳的物质组分与泊松比大小有关（Christensen，1996），一般来说，随着SiO2含量的增大，其泊松比变小。例如长英质的酸性岩（σ≤0.26）、中性岩（0.26＜σ≤0.28）和铁镁质的基性岩（0.28＜σ≤0.30），若泊松比大于0.30则说明该区域可能为破碎带（存在流体、孔隙度大），甚至是经历过较为强烈的蛇纹石化的断裂，或者发生了部分区域熔融（宫猛等，2015）。从图4b大体看出，研究区内的泊松比整体较高，平均泊松比值为0.27。王兴臣等（2017）研究南北地震带北段得出鄂尔多斯地块的平均泊松比值为0.265，本文结果与其接近。本文中阿拉善地块和鄂尔多斯地块整体的泊松比相对研究区较高，这与华北克拉通西部泊松比较高的特征基本相一致（葛粲等，2011），而研究区内鄂尔多斯地块的平均泊松比要高于青藏高原东北缘的泊松比，与Pan和Niu （2011）得出的结果基本一致，这可能暗示着研究区内鄂尔多斯地块的中性岩含量和铁镁质基性岩含量要比青藏高原东北缘高一些。
低泊松比（σ＜0.26）主要分布在阿拉善地块西部、青藏高原东北缘西南方向的部分区域。从正常的平均地壳波速比vP/vS （即1.73）计算得出其对应的泊松比为0.25，而波速比大小与泊松比成正比（王未来，2014），Xu等（2012）通过H-Kappa方法研究宁夏及邻区19个台站的波速比，也得出较高的波速比主要集中在鄂尔多斯地块西北部，而较低的波速比主要集中在阿拉善西南部以及海原断裂中段附近区域，这与本文结果有着较好的因果关系。中、高泊松比（σ≥0.26）主要分布在研究区内的大部分断裂带区域、鄂尔多斯地块、阿拉善地块东部以及夹持其间的银川地堑等区域，童蔚蔚等（2007）关于六盘山地区接收函数的研究结果显示，六盘山地区的泊松比变化范围为0.26—0.29，本文所得的六盘山断裂（F9）的泊松比变化范围0.26—0.30与其基本一致。王兴臣等（2017）的研究也表明，较高泊松比主要分布在六盘山断裂和银川—河套地堑，这与本文结果基本一致。这样看来，本文所得泊松比大小和分布与前人研究结果（谢晓峰等，2010；Shen et al，2014 ；Wang et al，2014a ）大体一致，且具有较高的分辨率。
然而高泊松比也可能与下地壳底部的局部熔融有关，其中贺兰山东麓断裂（F3）南侧的银川地堑下方存在上地幔隆起现象（国家地震局地学断面编委会，1992a，b）。在此基础上结合该区域的高泊松比特征来看，不排除贺兰山东麓断裂（F3）和黄河—灵武断裂（F4）为超壳断裂的可能性，因为超壳断裂可能会引起莫霍面下方地幔物质的上涌而导致其附近区域较高的泊松比。酆少英等（2011）利用深地震反射探测法对银川地堑及周边断裂的研究显示，贺兰山东麓断裂只到达中地壳，而黄河—灵武断裂（F4）为规模较大的超壳断裂，两侧莫霍面可能有错断现象，所以银川地堑呈现的高泊松比现象或许与黄河—灵武超壳断裂所导致的上地幔物质上涌有关。
3.3 莫霍面深度与地表高程、泊松比的关系
图5给出了莫霍面深度与地表高程、泊松比的关系。从图5a中可看出，研究区内的地表高程与莫霍面深度的相关系数为0.43，呈现中等程度的线性相关，表明莫霍面深度与地表高程具有较好的正相关性，这与地表起伏的特点基本一致，意味着整体地壳均衡效应较好。
莫霍面深度与泊松比之间的关系反映了地壳的构造、演化和形成过程（Zandt，Ammon，1995；Ji et al，2009 ）。根据本文得到的研究区莫霍面深度和泊松比，看出二者之间的关系（图5a），研究区台站下方的莫霍面深度与泊松比之间的相关系数为0.24，其反相关程度不明显。这或与整个研究区地壳组成的横向变化异常强烈有关，也可能与莫霍面深度变化较大相关。结合表1、图2和图4，本研究进一步发现研究区内存在两个莫霍面深度与泊松比反相关程度明显的区域（如图5b，5c和图6所示），即香山—天景山断裂（F6）西段至海原断裂（F7）中段（图6中A区域）以及贺兰山东麓断裂两侧附近区域（图6中B区域），表2给出了这两个区域内台站的地壳结构参数。由表2和图5可知，A和B两区域的反相关系数分别为0.67和0.69，但是两区域却位于构造活动相对较强烈的地区。随着这些区域内莫霍面深度增加，其泊松比值明显减小，即莫霍面深度与泊松比之间存在一定的反相关；而当泊松比值随莫霍面深度的增加而变小时，则意味着地壳中长英质含量的增加、铁镁质含量随着莫霍面深度的增加而减少（唐明帅等，2014）。
表 2 A和B两区域内的台站莫霍面深度和泊松比Table 2. The Moho depth and Poisson’s ratios beneath stations in the regions A and B台站
编号台站
代码A区域 台站
编号台站
代码B区域 H/km σ H/km σ 61 SGS 49.7 0.24 17 15597 44.5 0.22 62 15643 44.4 0.29 20 SZS 39.8 0.31 64 15647 40.8 0.29 23 64054 40.4 0.28 67 ZHW 49.0 0.23 24 15618 46.1 0.31 69 15641 39.8 0.33 26 64049 41.3 0.30 71 64027 41.1 0.29 27 TLE 37.5 0.29 74 62421 43.6 0.28 29 64046 42.2 0.33 76 64041 38.9 0.31 32 YCH 48.6 0.24 77 JTA 47.2 0.27 33 15659 49.6 0.25 78 64023 42.2 0.27 37 64047 36.3 0.33 81 62417 52.5 0.26 40 64042 47.1 0.28 83 62415 51.1 0.26 41 15658 46.1 0.25 84 62416 48.2 0.33 46 64039 45.3 0.26 87 62407 53.7 0.24 47 LWU 49.7 0.23 注：H为莫霍面深度，σ为泊松比。 若地壳在形成的过程中经历了多层水平延展程度不同的岩性层在垂向上的叠加（嵇少丞等，2009），而不同岩性有着不一样的流变学强度，因此在构造拉张伸展（即减薄）或挤压缩短（即增厚）的过程中，应变会优先集中在弱岩层而非强岩层，为此在构造挤压力下，且应力和温度均相同的条件下，长英质岩石要比基性岩石更易形成推覆和褶皱构造，最终必会导致泊松比随莫霍面深度的增加而减小。Chevrot和van der Hilst （2000）也指出，在造山过程中，上地壳的叠置导致了地壳增厚，其增厚模式很好地解释了低泊松比现象。崔笃信等（2016）和范俊喜等（2003）关于鄂尔多斯周缘GPS水平运动和小震震源机制解的构造应力场的研究得出，银川地堑西缘的贺兰山区域总体在NE方向上运动，而银川地堑内部主要是张性变形，其主张应变方向为NW-SE向（几乎垂直于贺兰山东麓断裂的走向），所以结合图1、图4和图5可以推断贺兰山东麓断裂以北的贺兰山隆起是由于阿拉善地块与鄂尔多斯地块之间的相互运动作用所致，而贺兰山区域由于受到青藏高原外缘剪切挤压作用的影响（国家地震局“鄂尔多斯周缘活动断裂系”课题组，1988），在其NE向挤压的造山过程中，可能通过上地壳的叠置而导致其地壳增厚；而贺兰山东麓断裂以南的银川地堑因为阿拉善地块与鄂尔多斯地块之间的拉张作用呈现地壳减薄，这说明银川地堑及贺兰山区域下方主要以弱岩层为主，即长英质成分岩石，其它区域像海原断裂（F7）与香山—天景山断裂（F6）之间的区域所呈现的地壳增厚特征以及莫霍面深度与泊松比呈反相关这种现象可能与来自青藏高原的水平向构造挤压有关。谢富仁等（2000）利用断层滑动资料研究也得出，海原断裂（F7）自中更新世以后，其主压应力由NE-SW向转变为ENE-WSW向，接近水平向，所以其作用力可能引起部分上地壳的重叠而导致其下方地壳增厚，也可推断出海原断裂（F7）和香山—天景山断裂（F6）下方的地壳主要为长英质成分，这也在地质上很好地解释了其褶皱和推覆的构造特点。这种地壳增厚的方式在一定程度上解释了莫霍面深度与地壳泊松比之间的反相关现象，也与构造应力的方向及其作用方式（挤压或拉张）所导致的原因有关，同时也说明上述两个区域可能主要是通过以长英质岩性为主导成分的上地壳重叠或减薄而形成。
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图 4 研究区内的莫霍面深度H （a）与泊松比σ （b）分布Figure 4. Distribution of Moho depthH （a） and Poisson’s ratio σ （b） in the studied area![]()
图 5 莫霍面深度与地表高程、泊松比的关系（黑色直线为线性回归线）（a） 整个研究区；（b） 海原断裂与香山—天景山断裂之间区域；（c） 贺兰山东麓断裂两侧区域Figure 5. The relationship between Moho depth and surface elevation or Poisson’s ratio （Black line represents the linear regression line）（a） The whole studied area；（b） The area between Haiyuan fault and Xiangshan-Tianjingshan fault；（c） Both sides of the Helanshan eastern piedmont fault4. 讨论与结论
本文通过分析鄂尔多斯地块西缘21个宁夏区域地震台网台站和183个喜马拉雅科学台阵台站的远震波形资料，利用接收函数和H-Kappa方法获得了研究区内的莫霍面深度和泊松比，通过以上结果及各参数之间的关系分析和讨论得出以下结论。
莫霍面深度在研究区内大体呈南厚北薄、西厚东薄的特点，研究区南部处于青藏高原东北缘至鄂尔多斯地台区的过渡带，其莫霍面深度范围总体来说介于青藏高原（莫霍面深度约60 km）与鄂尔多斯地台区（约42 km）之间，而北部的银川地堑的平均莫霍面深度小于41 km。研究区莫霍面深度与地表高程呈现一定的正相关，其相关系数表明研究区的地壳整体上处于相对较为均衡的状态；而研究区内的地壳泊松比分布变化则较为复杂，说明地壳物质组成的复杂性以及显著的不均匀性，其中鄂尔多斯地块西部的平均泊松比要高于青藏高原东北缘的泊松比值，说明研究区内鄂尔多斯西部的铁镁质岩性以及中性岩含量相对而言可能比青藏高原东北缘的要高。
研究区内部分区域的泊松比随莫霍面深度的增加而减小的反相关现象说明，在青藏高原东北缘向鄂尔多斯地块西缘靠拢的这一构造挤压、地壳缩短的过程中，青藏高原东北缘的香山—天景山断裂以南至海原断裂的弧形构造区所表现的褶皱和推覆构造特征是由于长英质的上地壳更容易在来自青藏地块的水平挤压力下叠加从而导致其下方地壳增厚，故这一区域表现出构造挤压缩短的特点；而在鄂尔多斯地块与阿拉善地块之间的银川地堑则主要呈现为构造上的拉张伸展特征；贺兰山东麓断裂以北的贺兰山区域地壳增厚的原因是由于NE向的局部挤压力导致上地壳重叠；贺兰山东麓断裂以南的银川地堑区域，其地壳变薄是由于NW-SE向的相互拉张力和上地幔物质上涌共同导致，这更好地说明了其下方富含长英质成分，所以该区域的地壳长英质岩性主要体现在香山—天景山断裂至海原断裂这一地带以及贺兰山东麓断裂两侧的区域。
需要指出的是，由图1和图6可知，A和B两个区域内历史上分别各有一个M8.0以上大地震发生，但两区域的构造应力是否更容易长时间集中从而孕育长周期强震，这可能从侧面反映了地壳结构与构造应力、强震之间的关系，其关系尚待进一步研究，而且前文也提到，这两个区域的应变更容易集中在弱岩层，A和B区域为研究区内地壳增厚或减薄最明显的区域，那么反过来说，相对于研究区的其它区域，这两个区域也可能是应变更为集中的区域，而这两区域是否更容易发生长周期强震，这些均值得进一步探讨。本研究的结果对地震危险区的划分来说，具有一定的参考意义。
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图 6 莫霍面深度与泊松比反相关明显的两个区域Figure 6. The two distinct regions of inverse relationship between Moho depth and Poisson’s ratio本研究得出的贺兰山东麓断裂两侧莫霍面深度较大的落差特点以及银川地堑内高泊松比现象，结合前人关于银川地堑下方存在上地幔物质上涌现象的研究结果，进一步增加了黄河—灵武断裂为超壳断裂的可能性，而且该断裂两侧的莫霍面可能发生错断。另外，研究区内其它断裂是否深至地壳底部甚至穿透莫霍面，强震孕育模式与地壳结构及构造应力的关系，这些均需进一步证实。
区域构造应力方向、挤压或拉张方式以及地壳岩石的种类和成分是共同导致地壳增厚或者减薄的重要原因之一，也是导致泊松比变化的因素，而且对地壳参数之间的关系产生了影响，这一点在研究区南部弧形构造区及其北部的银川地堑均得到了较为合理的解释。
中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”提供了地震波形数据①；朱露培教授提供了反演计算程序，孙道远教授对论文进行了指导，两位匿名审稿专家提出了重要的修改意见，作者在此表示衷心的感谢。
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图 1 研究区地质构造及公元876年—2017年MS≥5.0地震分布
F1：桌子山断裂；F2：正谊关断裂；F3：贺兰山东麓断裂；F4：黄河—灵武断裂；F5：牛首山断裂；F6：香山—天景山断裂；F7：海原断裂；F8：云雾山断裂；F9：六盘山断裂，下同
Figure 1. The geological structure and distribution of MS≥5.0 earthquakes from AD 876 to 2017 in the studied area
F1：Zhuozishan fault；F2：Zhengyiguan fault；F3：Helanshan eastern piedmont fault；F4：Huanghe-Lingwu fault；F5：Niushoushan fault；F6：Xiangshan-Tianjingshan fault；F7：Haiyuan fault；F8：Yunwushan fault；F9：Liupanshan fault，the same below
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图 2 本文所使用台站（a）和远震事件（b）分布
三角形代表科学台阵，方块代表宁夏区域地震台网；实心三角形和方块代表有H-Kappa结果的台站，而空心三角形和方框代表无H-Kappa结果的台站。将有H-Kappa结果的台站按纬度从高到低进行编号，其对应台站的代码详见表1
Figure 2. The distribution of stations （a） and tele-seismic epicenters （b） used in this study
The triangles represent the China Array，the squares represent Ningxia regional seismic network，the black triangles and squares all indicate the stations with results by H-Kappa stacking method，and the white triangles and squares all indicate the stations without such results. The stations with H-Kappa results are numbered in consecutive order from high latitude to low，and the corresponding station original codes are listed in Table 1
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图 3 中国科学台阵（a）和宁夏区域地震台网（b）台站的接收函数及其H-Kappa结果
竖黑线为最优莫霍面深度和波速比所对应的Ps波，PpPs波及PpSs+PsPs波的震相到时
Figure 3. Receiver functions of the two stations from China Array （a） and Ningxia regional seismic network （b） and their H-Kappa results for example
The vertical black lines are the arrival times of Ps，PpPs and PpSs+PsPs phases corresponding to the optimum Moho depth and velocity ratio
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图 4 研究区内的莫霍面深度H （a）与泊松比σ （b）分布
Figure 4. Distribution of Moho depthH （a） and Poisson’s ratio σ （b） in the studied area
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图 5 莫霍面深度与地表高程、泊松比的关系（黑色直线为线性回归线）
（a） 整个研究区；（b） 海原断裂与香山—天景山断裂之间区域；（c） 贺兰山东麓断裂两侧区域
Figure 5. The relationship between Moho depth and surface elevation or Poisson’s ratio （Black line represents the linear regression line）
（a） The whole studied area；（b） The area between Haiyuan fault and Xiangshan-Tianjingshan fault；（c） Both sides of the Helanshan eastern piedmont fault
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图 6 莫霍面深度与泊松比反相关明显的两个区域
Figure 6. The two distinct regions of inverse relationship between Moho depth and Poisson’s ratio
表 1 鄂尔多斯地块西缘各台站下方的地壳结构参数
Table 1 The parameters of crustal structure beneath stations in the western edge of Ordos block
编号 台名 H/km κ σ N 编号 台名 H/km κ σ N 1 15590 46.2±1.5 1.75±0.03 0.26 64 47 LWU 49.7±1.3 1.69±0.03 0.23 43 2 15592 41.1±1.3 1.70±0.02 0.24 29 48 15660 44.5±1.6 1.77±0.02 0.27 48 3 15593 47.6±1.3 1.76±0.03 0.26 70 49 15733 40.8±1.0 1.76±0.03 0.26 21 4 15594 50.8±1.7 1.70±0.03 0.24 55 50 64038 42.2±1.4 1.75±0.03 0.26 24 5 15702 42.0±1.6 1.82±0.03 0.28 39 51 15637 42.9±1.3 1.83±0.02 0.29 54 6 15602 44.7±2.1 1.81±0.04 0.28 70 52 15646 48.1±1.3 1.80±0.02 0.28 71 7 15603 51.2±0.9 1.66±0.02 0.22 55 53 15650 47.5±1.9 1.67±0.03 0.22 90 8 15595 47.3±1.5 1.83±0.04 0.29 15 54 64036 40.8±1.5 1.70±0.04 0.24 20 9 15596 49.6±1.7 1.86±0.03 0.30 38 55 15635 48.3±1.1 1.75±0.03 0.26 62 10 15607 46.8±1.3 1.75±0.03 0.26 78 56 15657 47.6±2.0 1.67±0.02 0.22 46 11 15706 43.4±1.3 1.75±0.02 0.26 50 57 64034 44.0±1.0 1.79±0.03 0.27 63 12 15608 46.6±1.9 1.72±0.02 0.24 75 58 YCI 41.0±1.3 1.75±0.02 0.26 41 13 15707 43.0±1.3 1.73±0.03 0.25 38 59 64043 43.6±1.9 1.73±0.02 0.25 28 14 WUH 40.9±1.3 1.78±0.02 0.27 29 60 15653 43.0±1.5 1.84±0.03 0.29 52 15 15614 49.8±1.7 1.77±0.03 0.27 53 61 SGS 49.7±1.9 1.70±0.02 0.24 65 16 15615 48.7±1.5 1.83±0.04 0.29 16 62 15643 44.4±1.3 1.83±0.02 0.29 27 17 15597 44.5±1.0 1.66±0.03 0.22 44 63 NSS 44.0±1.3 1.61±0.04 0.19 46 18 15711 44.1±1.4 1.73±0.04 0.25 43 64 15647 40.8±1.5 1.85±0.03 0.29 27 19 15628 44.6±1.3 1.92±0.02 0.31 34 65 64030 41.6±1.0 1.79±0.03 0.27 26 20 SZS 39.8±1.8 1.89±0.03 0.31 46 66 61078 39.9±2.2 1.75±0.02 0.26 21 21 15717 43.3±1.7 1.76±0.02 0.26 50 67 ZHW 49.0±1.9 1.69±0.03 0.23 39 22 15619 37.3±1.1 1.88±0.03 0.30 19 68 64035 42.7±1.5 1.89±0.04 0.31 23 23 64054 40.4±1.6 1.80±0.02 0.28 45 69 15641 39.8±1.3 2.00±0.03 0.33 53 24 15618 46.1±1.5 1.90±0.02 0.31 40 70 61074 39.9±1.5 1.83±0.03 0.29 20 25 15722 43.0±1.9 1.74±0.03 0.25 44 71 64027 41.1±2.3 1.85±0.04 0.29 24 26 64049 41.3±1.8 1.87±0.04 0.30 23 72 61073 41.2±0.9 1.80±0.03 0.28 43 27 TLE 37.5±1.5 1.85±0.03 0.29 49 73 TXN 39.5±1.2 1.98±0.03 0.33 49 28 15638 37.8±1.7 1.60±0.02 0.18 54 74 62421 43.6±1.3 1.81±0.03 0.28 35 29 64046 42.2±1.2 1.98±0.03 0.33 17 75 64024 55.6±2.0 1.84±0.03 0.29 21 30 15740 43.0±1.5 1.83±0.03 0.29 38 76 64041 38.9±1.7 1.89±0.03 0.31 50 31 15639 46.7±1.8 1.76±0.03 0.26 16 77 JTA 47.2±1.2 1.77±0.04 0.27 42 32 YCH 48.6±0.9 1.72±0.03 0.24 55 78 64023 42.2±1.5 1.79±0.03 0.27 33 33 15659 49.6±2.1 1.74±0.03 0.25 41 79 64022 50.4±1.7 1.66±0.03 0.22 23 34 15642 47.1±1.6 1.73±0.04 0.25 38 80 64019 56.8±1.3 1.71±0.02 0.24 25 35 15644 43.1±1.2 1.88±0.03 0.30 21 81 62417 52.5±1.9 1.76±0.04 0.26 18 36 15651 47.6±1.5 1.74±0.03 0.25 38 82 61066 43.7±1.3 1.76±0.03 0.26 21 37 64047 36.3±1.3 1.98±0.02 0.33 35 83 62415 51.1±1.3 1.75±0.04 0.26 54 38 15735 43.2±1.3 1.78±0.03 0.27 24 84 62416 48.2±1.1 1.99±0.03 0.33 30 39 15734 41.4±1.1 1.79±0.03 0.27 55 85 62411 43.5±1.7 1.82±0.03 0.28 22 40 64042 47.1±1.6 1.82±0.02 0.28 31 86 62406 52.9±1.5 1.97±0.03 0.33 46 41 15658 46.1±2.3 1.73±0.02 0.25 45 87 62407 53.7±2.0 1.71±0.02 0.24 21 42 15655 38.8±1.6 1.79±0.03 0.27 45 88 64017 46.8±1.5 1.90±0.02 0.31 34 43 15645 48.9±1.7 1.63±0.02 0.20 28 89 64016 50.5±1.7 1.68±0.04 0.23 38 44 15640 42.0±1.4 1.75±0.02 0.26 39 90 HYU 56.4±1.8 1.75±0.03 0.26 51 45 15649 46.0±1.8 1.81±0.03 0.28 18 91 62400 46.9±1.2 1.81±0.02 0.28 39 46 64039 45.3±1.2 1.75±0.02 0.26 19 92 62393 51.3±1.5 1.71±0.02 0.24 32 
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表 2 A和B两区域内的台站莫霍面深度和泊松比
Table 2 The Moho depth and Poisson’s ratios beneath stations in the regions A and B
台站
编号台站
代码A区域 台站
编号台站
代码B区域 H/km σ H/km σ 61 SGS 49.7 0.24 17 15597 44.5 0.22 62 15643 44.4 0.29 20 SZS 39.8 0.31 64 15647 40.8 0.29 23 64054 40.4 0.28 67 ZHW 49.0 0.23 24 15618 46.1 0.31 69 15641 39.8 0.33 26 64049 41.3 0.30 71 64027 41.1 0.29 27 TLE 37.5 0.29 74 62421 43.6 0.28 29 64046 42.2 0.33 76 64041 38.9 0.31 32 YCH 48.6 0.24 77 JTA 47.2 0.27 33 15659 49.6 0.25 78 64023 42.2 0.27 37 64047 36.3 0.33 81 62417 52.5 0.26 40 64042 47.1 0.28 83 62415 51.1 0.26 41 15658 46.1 0.25 84 62416 48.2 0.33 46 64039 45.3 0.26 87 62407 53.7 0.24 47 LWU 49.7 0.23 注：H为莫霍面深度，σ为泊松比。
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