李 多，周仕勇，陳永順，馮永革，李 鵬

北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京 100871

鄂爾多斯地區(qū)上地幔巖石圈三維速度結(jié)構(gòu)面波反演研究

李 多，周仕勇＊，陳永順，馮永革，李 鵬

北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京 100871

雙平面波擬合法是一種新的面波成像方法，反演中考慮地震波場中的非平面波成分，提高反演的分辨率.本文利用雙平面波擬合法，反演獲得鄂爾多斯地區(qū)上地幔巖石圈的速度結(jié)構(gòu).所用資料為國家數(shù)字地震臺網(wǎng)69個寬頻帶地震儀和北京大學(xué)34個流動數(shù)字地震臺觀測到的地震波面波資料.首先從面波記錄中提取了研究區(qū)域20～125s瑞利波相速度頻散曲線，進(jìn)而得到各個周期瑞利波相速度異常分布圖.結(jié)果顯示，短周期瑞利波相速度異常與地表的構(gòu)造特征吻合較好，中長周期的瑞利波相速度可以反映出上地幔巖石圈的速度異常分布以及構(gòu)造特征.由研究區(qū)20～125s的瑞利波相速度分布圖可以反演得到地表到地下200km范圍內(nèi)的三維剪切波速度結(jié)構(gòu).結(jié)果顯示，鄂爾多斯塊體內(nèi)部穩(wěn)定均一，活化或改造的痕跡不明顯；鄂爾多斯塊體西南緣受到青藏高原的強(qiáng)烈作用，有大量地幔物質(zhì)流動的痕跡存在；中央轉(zhuǎn)換帶下超過200km深度存在地幔物質(zhì)上涌，可能與太平洋板塊的俯沖和青藏高原板塊的擠壓有關(guān).

雙平面波擬合法，面波成像，鄂爾多斯，華北克拉通，巖石圈

1 引 言

鄂爾多斯塊體屬于華北克拉通的一部分.華北克拉通可分為東部塊體、西部塊體和中間轉(zhuǎn)換帶三部分，其中西部塊體包括陰山塊體和鄂爾多斯塊體.地質(zhì)學(xué)研究表明，華北克拉通的東、西塊體在早元古代至中元古代相互分離，各自經(jīng)歷了不同的發(fā)育歷史.根據(jù)鄂爾多斯塊體北緣的孔慈巖證據(jù)顯示，鄂爾多斯塊體在約2.0～1.9Ga與北邊的陰山板塊碰撞拼合，在約1.85Ga與東部板塊碰撞拼合，并形成了現(xiàn)在的中央轉(zhuǎn)換帶［1－3］.晚中生代到新生代時期，伴隨著巖石圈減薄、斷陷盆地形成、地下熱流、火山活動等，發(fā)生了華北克拉通的活化［4－7］.

最近十幾年來，中國東部巖石圈的減薄和華北克拉通的活化成了國內(nèi)外學(xué)者的熱門研究問題，相關(guān)的研究成果層出不窮.地震波層析成像是用于研究地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的最有效手段，在地球深部結(jié)構(gòu)探測研究中具有重要作用.已有很多地球物理學(xué)家利用寬頻帶地震臺網(wǎng)記錄，運(yùn)用各種地震波層析成像技術(shù)來探測鄂爾多斯地區(qū)的地殼和上地幔結(jié)構(gòu).已有的瑞利面波成像和P波成像得到了華北地區(qū)的三維地殼和上地幔結(jié)構(gòu)，結(jié)果顯示鄂爾多斯塊體整體堅(jiān)固穩(wěn)定［8－10］.接收函數(shù)的結(jié)果顯示出華北克拉通西部板塊和東部板塊的殼－幔過渡帶存在明顯的結(jié)構(gòu)差異［11－12］.橫波分裂的結(jié)果顯示山西斷陷帶上地幔的各向異性方向與地表斷陷帶的走向一致，這與拉張區(qū)地幔物質(zhì)流動有關(guān)［13］.利用P波和S波層析成像技術(shù)得到的華北克拉通速度異常分布結(jié)果顯示，中央轉(zhuǎn)換帶下超過500km深的低速異常是由于地幔物質(zhì)上涌引起的，這與華北克拉通東部板塊的活化密切相關(guān)［14］.

利用面波相速度的頻散特征反演地下速度結(jié)構(gòu)，是地殼及上地幔結(jié)構(gòu)探測的主要地震學(xué)方法之一.目前，單臺法和雙臺法仍然是國內(nèi)地震學(xué)家提取面波頻散特性的主要方法［15］.單臺法測量的是源臺間面波的頻散特性，在較近的臺站上計(jì)算得到的面波相速度會存在較大的誤差，因此不可能用于區(qū)域小尺度速度結(jié)構(gòu)精細(xì)反演.而雙臺法則需要兩個接收臺站和震源位于同一大圓路徑上，利用滿足此條件的雙臺地震資料可以求得雙臺間的面波頻散特性，然而兩個接收臺站和震源嚴(yán)格位于同一大圓路徑上的記錄并不很多，使雙臺法的應(yīng)用同樣受到局限.

傳統(tǒng)的單臺法及雙臺法提取面波頻散特性的理論基礎(chǔ)也面臨挑戰(zhàn).Wielandt和Friederich自1993年來［16－19］發(fā)表的系列理論研究表明單臺法及雙臺法提取面波頻散特性的理論基礎(chǔ)所隱含的平面波假設(shè)在實(shí)際中很難成立.Wielandt［19］研究指出在地震面波的非平面波成分不可忽視的時候，傳統(tǒng)面波相速度測量方法所得到的只是波場的動態(tài)相速度.動態(tài)相速度除了包含傳播介質(zhì)的物理性質(zhì)信息之外，還包含了面波波場振幅局部不均勻分布的信息；因此不能直接反映研究區(qū)域介質(zhì)的物理性質(zhì).只有正確估計(jì)面波波場局部的結(jié)構(gòu)，才可能得到真正與介質(zhì)相關(guān)的面波結(jié)構(gòu)相速度.為解決這一問題我們擬應(yīng)用Forsyth和Li［20］提出的一種通過用雙平面面波擬合地震臺陣記錄的非均勻面波波場，提取臺陣覆蓋區(qū)介質(zhì)的面波相速度頻散曲線的方法，這樣因?yàn)闊o平面波假設(shè)，減少了“結(jié)構(gòu)性誤差”，理論更為嚴(yán)謹(jǐn).而且面波波場擬合法同時利用了臺站記錄的面波振幅和相位信息，且不受大圓路徑的局限，利用的資料更豐富.

Jiang等［21］曾經(jīng)利用雙平面面波擬合法開展了藏南地區(qū)面波精細(xì)成像并發(fā)現(xiàn)藏南底下存在約40km厚的軟弱下地殼層，為青藏高原下地殼流模型提供了支持.本文作者李鵬曾經(jīng)利用雙平面面波擬合法開展了鄂爾多斯塊體和中央轉(zhuǎn)換帶地區(qū)地下結(jié)構(gòu)的面波反演研究［22］，探測到穩(wěn)定的鄂爾多斯塊體巖石圈可能延伸至底下120～140km深度，而山西斷陷區(qū)及華北盆地的巖石圈可能減薄至70～80km深度，給出了華北克拉通現(xiàn)代處于活化過程中及其可能動力學(xué)圖像的面波探測證據(jù)，同時也驗(yàn)證了雙平面面波擬合法的有效性.但因?yàn)楫?dāng)時沒有收集到銀川、烏海等地鄂爾多斯西北緣的幾個中國國家臺網(wǎng)臺站的記錄（圖1），不能對西緣—青藏板塊與鄂爾多斯塊體交匯區(qū)底下結(jié)構(gòu)有清晰成像，并影響研究區(qū)成像的整體分辨率.本研究我們將在李鵬等［22］的工作的基礎(chǔ)上，補(bǔ)充銀川臺等23個鄂爾多斯西北緣的中國國家臺網(wǎng)臺站的記錄，用雙平面波擬合法反演開展鄂爾多斯塊體和中央轉(zhuǎn)換帶地區(qū)瑞利波相速度二維分布圖像的反演，期望得到研究區(qū)更高分辨率的面波成像結(jié)果，為認(rèn)識華北克拉通的形成和演化提供更可靠的地震學(xué)證據(jù).

圖1 所用臺站分布圖及研究區(qū)域構(gòu)造地質(zhì)構(gòu)造圖.紅色三角為國家地震局固定臺站，綠色三角為北京大學(xué)流動臺站.白色方框?yàn)檠芯繀^(qū)域.臺站主要分布在山西斷陷帶和渭河斷陷帶附近Fig.1 Distribution of the stations and tomography and tectonics of the study region.Red triangles denote the stations of CENC；Green triangles denote the stations of PKU.White pane denotes the study region.Stations distribute densely along Shanxi Rift and Weihe Rift

2 數(shù)據(jù)處理

本文的數(shù)據(jù)來源為兩部分：中國地震局臺網(wǎng)中心在33°N—42°N和105°E—115°E的區(qū)域范圍內(nèi)的69個固定臺站的地震波形數(shù)據(jù)［23］.記錄時間為2007年8月—2009年11月；北京大學(xué)在山西斷陷帶布設(shè)的34個二維流動數(shù)字臺網(wǎng)的地震波形數(shù)據(jù)，記錄時間為2007年1—6月.在數(shù)據(jù)選取時，只選取了瑞利面波的垂直向記錄，同時根據(jù)信噪比，篩選了196個震級≥6.0級、震中距為30°～120°、方位角分布較為均勻的遠(yuǎn)震事件（圖2）.

處理數(shù)據(jù)過程中，將所有臺站的波形信號統(tǒng)一校正為CMG－3ESPC的拾震器的儀器響應(yīng).選取帶寬為10mHz的窄帶濾波器（巴特沃斯型濾波器，級數(shù)4，通道數(shù)2）.從0.008Hz到0.05Hz選取了12個中心頻率點(diǎn)，對地震波進(jìn)行濾波，從而獲取了12個窄頻段的波形數(shù)據(jù).對于每個地震事件，反演方程中包含6個波場參數(shù)（每個平面波需要用振幅、初相位與傳播方位角3個參數(shù)描述）和2個格點(diǎn)的相速度參數(shù)，因此，我們保留射線記錄數(shù)大于9的地震事件，共得到約27000條地震射線，各頻段（周期）的記錄數(shù)條形統(tǒng)計(jì)圖如圖3.圖4顯示了50s周期的地震射線分布，可以看出射線覆蓋較好的地區(qū)為南部和東部，北部和西部由于受到臺站分布和地震事件分布的局限，射線分布較為稀疏.

圖4 周期為50s的地震射線覆蓋分布圖.研究區(qū)域東部和南部射線覆蓋密集Fig.4 Great circle ray path coverage at the period of 50s.The density on east and south is good

3 方法概述

3.1 動態(tài)波數(shù)與結(jié)構(gòu)波數(shù)的區(qū)別

考慮一列沿地球表面?zhèn)鞑サ牡卣鸩ǎ娌ǎ渥硬l率為ω的波場函數(shù)可以寫為

（x，y）地表上某觀測點(diǎn)坐標(biāo)，波數(shù)矢量Ko＝（kx，ky），ko＝｜Ko｜，令

則有

由此可得到（x，y）點(diǎn)上頻率為ω的相速度：

注意到（3），（4）式中的波數(shù)和相速度是直接由測量面波波場在空間的分布而得到，我們稱之為波場動態(tài)波數(shù)｜相速度（Dynamic wave wavenumber｜phase velocity）.

由動力學(xué)方程出發(fā)，我們可以推導(dǎo)出（1）式表達(dá)的波場函數(shù)滿足Helmholtz方程，即有

（5）式中k＝ω／c.由于（5）式直接由動力學(xué)方程推導(dǎo)，k或c由波的傳播介質(zhì)的彈性參數(shù)唯一確定，我們將k，c稱為結(jié)構(gòu)波數(shù)和結(jié)構(gòu)相速度（structural wavenumber｜phase velocity）.由（5）式有

顯然（6）式與（3）式所表達(dá)的波數(shù)在物理上并不完全一樣，數(shù)學(xué)表達(dá)上也存在差別.

由于波場函數(shù)必須滿足Helmholtz方程，我們將（2）式代入（6）式有

將（3）式代入（7）則有

由（8）式可清楚地看出：當(dāng)面波不是平面波時，即臺陣記錄的同一面波因記錄臺位置不同，其振幅不一樣，（1）式中的A亦即（8）式中a在空間上不是常量，則觀測的波場動態(tài)波數(shù)k0與結(jié)構(gòu)波數(shù)k是存在系統(tǒng)偏差的.傳統(tǒng)的臺源法和雙臺法測量的面波相速度頻散特性只是觀測的面波波場動態(tài)相速度頻散特性，是一種平面波假設(shè)下的近似測量.

3.2 雙平面波擬合法

為得到精確的面波反演結(jié)果，本研究擬采用Forsyth與Li［20］方法原理，其基本原理概述如下：

對頻率為ω沿水平方向傳播的非平面波可以用兩組同頻率、不同水平方向傳播、具有不同相位和振幅的平面波的干涉效應(yīng)表達(dá)，即非平面波垂直向位移波場可以表達(dá)為［20］

我們將研究區(qū)分成N個等尺度網(wǎng)格，一般情形下，介質(zhì)速度具有各向異性，因此不同地震的面波通過j網(wǎng)格，由于射線穿過的方位不同，速度不同.因此i地震面波在j網(wǎng)絡(luò)傳播的速度為

我們將研究區(qū)域劃分為0.5°×0.5°的網(wǎng)格，忽略每個格點(diǎn)的各向異性成分，即令B1，B2為0，每個格點(diǎn)的瑞利波相速度為均一值.對每個格點(diǎn)加入高斯平滑因子，則每個格點(diǎn)的慢度表示為

圖5 研究區(qū)域建立的區(qū)域直角坐標(biāo)系.參考臺站位于坐標(biāo)原點(diǎn)，（r，ψ）是與直角坐標(biāo)系（x，y）相對應(yīng)的極坐標(biāo)系坐標(biāo)，橫軸為射線大圓弧路徑方向，平面波以與橫軸夾角為θ的方向入射.虛線方框?yàn)檠芯繀^(qū)域，相對到時零點(diǎn)（τ＝0）為沿大圓弧路徑傳播的面波波前最先接觸到研究區(qū)域的時刻［24］Fig.5 Local coordinate system of two－plane－wave method.Reference station is at（0，0），（r，ψ）is the position of polar coordinate as（x，y）in rectangular coordinate.x－coordinate is along the great circle path，while y axis is perpendicular to xaxis.The incoming plane wave is along the direction of propagationθ.The dashed square frame denotes the study region.The time that the wavefront along the great circle path arrives atthe first point of the study region is 0（τ＝0）［24］

其中，i表示地震編號，j表示格點(diǎn)編號，高斯權(quán)重函數(shù)為

其中，特征長度Lw直接影響高斯權(quán)重函數(shù)的形狀，可以控制反演得到的速度結(jié)構(gòu)的光滑程度，Lw過小會導(dǎo)致空間小尺度內(nèi)出現(xiàn)突變；過大則會使得合理的速度差異不夠顯著.所以，在反演過程中需要調(diào)整特征長度來調(diào)節(jié)結(jié)果的分辨率和標(biāo)準(zhǔn)差范圍［20］.經(jīng)過不同的嘗試，以獲取研究區(qū)最佳分辨率為標(biāo)準(zhǔn)，我們將Lw取為50km.

將6個波場參數(shù)和每個格點(diǎn)的慢度參數(shù)帶入反演，分別利用模擬退火法［25］和廣義最小二乘法反演［26］，可以得到每個格點(diǎn)的瑞利波相速度.

4 反演結(jié)果與分析

4.1 檢測板試驗(yàn)

檢測板是驗(yàn)證結(jié)果的分辨率和可靠性的重要依據(jù)［27］.在本文的研究中，我們將輸入的速度模型的異常范圍設(shè)定為±5%之間，異常尺度設(shè)置為2°×2°，即空間尺度約為200km×200km，這一尺度基本可以分辨出研究區(qū)域的構(gòu)造單元的速度異常.

通過將反演結(jié)果與輸入模型進(jìn)行比對（圖6），可以看出，短周期時，僅有山西斷陷帶地區(qū)臺站密集處可以得到反演結(jié)果，這是因?yàn)楦哳l信號衰減快、信噪比低.中長周期時，鄂爾多斯塊體、山西斷陷帶和南部的渭河斷陷帶處結(jié)果較為清晰準(zhǔn)確，而北部，尤其是西北部，由于射線分布稀疏，反演可信度不高.由于本文的目的就是研究鄂爾多斯塊體和山西斷陷帶的上地幔巖石圈結(jié)果，西北部和東北部的低分辨檢測結(jié)果對我們后面的研究結(jié)論影響不大.

4.2 瑞利波相速度

首先將研究區(qū)域內(nèi)各點(diǎn)瑞利波相速度設(shè)為相同，反演得到一維瑞利波相速度頻散曲線（圖7）.在短周期時，該地區(qū)相速度基本吻合AK135模型［28］，而在中長周期時，該地區(qū)相速度低于AK135模型［28］，反映了華北克拉通的活化而引起的巖石圈整體的溫度升高.

以一維平均瑞利波速度為初始模型，反演得到二維瑞利波相速度異常分布圖（圖8）.圖中紅色為低速異常，藍(lán)色為高速異常.短周期時（20～29s）的瑞利波反映地表到莫霍面的速度異常分布，與地表的構(gòu)造特征基本吻合，如太原盆地為新生代的斷陷盆地，沉積層較厚，表現(xiàn)為瑞利波的低速異常，而太行山、呂梁山等為高速異常.

中長周期（33～125s）反映了上地幔巖石圈的速度結(jié)構(gòu).這里可以看到鄂爾多斯塊體整體為明顯的高速異常體，內(nèi)部速度差異較小，與這里塊體內(nèi)部少地震的事實(shí)相吻合.以山西斷陷帶為界，東西兩側(cè)的高低速異常分割明顯.低速異常沿中央轉(zhuǎn)換帶呈南北條帶分布.

鄂爾多斯塊體是中國大陸最古老的克拉通，自形成以來，沒有經(jīng)歷過活化和改造，被認(rèn)為是最堅(jiān)固穩(wěn)定的大陸巖石圈［29］.晚太古代至元古代時期，華北克拉通的西部板塊與東部板塊碰撞拼合，拼合部位在中央轉(zhuǎn)換帶［30］.晚中生代到新生代，華北克拉通再次活化，華北地區(qū)巖石圈拉張減薄，形成了一系列的斷陷盆地［31－32］.巖石圈的熱結(jié)構(gòu)研究［33］顯示，山西斷陷帶存在較高的熱值，對應(yīng)這里的低速異常，很有可能與地幔物質(zhì)流動有關(guān).

4.3 剪切波速度結(jié)構(gòu)

圖6 二維瑞利波相速度檢測板試驗(yàn).輸入速度異常模型為－5%～5%之間Fig.6 Checkerboard test for the 2－D Rayleigh wave isotropic phase velocity.The input velocity model is with anomalies within－5%～5%

剪切波速度相對于物質(zhì)的流變性變化敏感.不同深度剪切波速度對于不同頻率的瑞利面波相速度的敏感程度不同，大體上為面波波長的1／3處為峰值，向兩側(cè)逐漸遞減［34］.并且越深處的剪切波對各頻率相速度的敏感程度差別減弱.本文所用研究方法是Weerarantne等［35］和Li等［27］在Saito［36］的方法基礎(chǔ)上而發(fā)展起來的.參考模型選擇了AK135模型［28］，初始地殼模型為三層（圖9）.反演結(jié)果受到剪切波速度阻尼系數(shù)和地殼厚度阻尼系數(shù)的共同控制.阻尼系數(shù)過大會導(dǎo)致誤差較大，無法得到最優(yōu)化解；阻尼系數(shù)過小則會出現(xiàn)約束不夠強(qiáng)，導(dǎo)致解的不穩(wěn)定.所以阻尼系數(shù)的選擇要權(quán)衡兩方面的因素，反演過程中要根據(jù)結(jié)果調(diào)整參數(shù)，以得到較好的結(jié)果.本文中根據(jù)多次反演結(jié)果的比較，設(shè)定剪切波速度阻尼系數(shù)和地殼厚度阻尼系數(shù)為0.05和2.另外，由于莫霍面深度對于反演結(jié)果影響較大，所以反演過程不限定莫霍面深度，這樣保證了結(jié)果的穩(wěn)定性和可靠性［37］.

圖7 一維瑞利波相速度頻散曲線.實(shí)線為AK135參考模型，長虛線為輸入模型，短虛線黑線為反演結(jié)果Fig.7 Average Rayleigh－wave phase velocities in Ordos region（black circles with error bar）compared with those of global AK135model（solid black line）.The long dashed line is the input velocities for 12different periods

圖8 二維瑞利波相速度異常分布圖Fig.8 Maps of Rayleigh wave isotropic phase velocity anomalies

一維平均剪切波速度曲線圖（圖9）顯示，該地區(qū)整體上地幔巖石圈速度低于AK135全球平均模型［28］.須指出的是，圖7顯示鄂爾多斯的相速度頻散曲線在幾乎整個地殼（50s以內(nèi)）內(nèi)與AK135非常一致，但是圖9顯示的反演得到的一維剪切波速度結(jié)構(gòu)則顯示鄂爾多斯內(nèi)地殼速度明顯低于AK135，這盡管可能與我們觀測的頻散曲線缺乏高頻段信息（短周期截止點(diǎn)在20s），對地殼速度的約束較弱有關(guān)，但長周期（大于50s）部分低相速度，也可能造成對地殼速度的反演結(jié)果系統(tǒng)偏低.鄂爾多斯內(nèi)上地幔巖石圈速度明顯偏低的事實(shí)是清晰的，這可能與晚中生代到新生代的華北克拉通的活化而引起的熱物質(zhì)的流動有關(guān)，具體分析將在后面詳細(xì)說明.

二維剪切波速度差異分布圖（圖10）顯示出了不同深度處剪切波速度結(jié)構(gòu).淺層的剪切波速度與地表的地質(zhì)構(gòu)造特征吻合較好.莫霍面兩側(cè)的速度差異反映出了地幔巖石圈的結(jié)構(gòu)變化特征.可以看出鄂爾多斯塊體在莫霍面以下超過200km深處均為明顯的高速異常.

鄂爾多斯塊體西南緣出現(xiàn)低速異常，深度超過200km.這里是青藏板塊擠壓處，隆起形成了六盤山.青藏板塊受印度板塊的擠壓作用，印度板塊仍以每年6cm的速度向北運(yùn)動，由此擠壓青藏板塊，青藏板塊遇到堅(jiān)硬的鄂爾多斯板塊，引起地殼和地幔物質(zhì)沿邊界向東溢出.橫波分裂結(jié)果顯示這里的上地幔各向異性強(qiáng)烈，證明了地幔存在大量的物質(zhì)溢出［38－39］.接收函數(shù)的結(jié)果顯示，青藏板塊與鄂爾多斯板塊的過渡帶地殼變形強(qiáng)烈，說明這里強(qiáng)烈的擠壓作用［40］.我們的觀測結(jié)果顯示，這里的低速異常區(qū)深度約為200km，這預(yù)示著上地幔較大范圍內(nèi)可能存在熱物質(zhì)的流動.

圖9 一維剪切波速度結(jié)構(gòu).實(shí)線為AK135參考模型，虛線為反演結(jié)果Fig.9 1－D average shear wave velocities in Ordos region（black dashed line）.The solid line is the AK135 global model with three crustal layers.The thickness of the crust is 40km from the shear wave inversion

中央轉(zhuǎn)換帶下的低速異常明顯，深度超過200km，印證了中央轉(zhuǎn)換帶內(nèi)新生代以來的活化導(dǎo)致了山西斷陷帶中的一系列斷陷盆地的形成［41－42］這一結(jié)論.橫波分裂的結(jié)果［13－14，43］顯示，中央轉(zhuǎn)換帶的各向異性方向與斷陷帶的走向一致，即為北東－南西向.而我們的結(jié)果給出了上地幔巖石圈的低速異常范圍，很好地補(bǔ)充了前人的研究.

值得注意的是，中央轉(zhuǎn)換帶下的低速異常并不是連續(xù)的，在中段下，存在低速異常的間斷.這個間斷在莫霍面以下的各個圖像上均存在，超過200km深.這個間斷面的形成可能與整個華北克拉通的活化與減薄的成因有關(guān).

垂向的剪切波速度分布顯示（圖11），鄂爾多斯地區(qū)整體的平均莫霍面深度為40km，山西斷陷帶和渭河斷陷帶的地殼出現(xiàn)較明顯的抬升和減薄，這符合拉張區(qū)的構(gòu)造特征.接收函數(shù)結(jié)果顯示，鄂爾多斯地區(qū)的莫霍面深度為40～43km，山西斷陷帶莫霍面比鄂爾多斯地塊薄5km以上［44－45］.面波方法對莫霍面的深度約束并不強(qiáng)，只能一定程度上反映莫霍面的變化范圍，我們的結(jié)果與接收函數(shù)的結(jié)果較為一致.六盤山、太行山下的地殼厚度較大，符合造山帶的特點(diǎn).太行山北段和華北平原的西緣下存在明顯的低速異常帶，這兩處異常帶都處在中央轉(zhuǎn)換帶上，華北克拉通的活化可能導(dǎo)致原本的板塊拼合帶出現(xiàn)了拉張減薄，引起地幔物質(zhì)上涌.

圖10 三維剪切波速度異常分布圖.圖中數(shù)字表示出所在深度范圍.黑色實(shí)線表示縱向剖面圖Fig.10 Maps of shear wave velocity anomaly.The depth range of each map has been marked.The thick black lines are vertical profiles in further study

圖11 剪切波速度垂直剖面.藍(lán)線表示地表地勢.黑線表示莫霍面位置.剖面位置在圖10中表示出.剖面AA′和BB′為經(jīng)向剖面，分別沿山西斷陷帶的東西兩側(cè).剖面CC′和DD′為緯向剖面，其中CC′剖面經(jīng)過渭河斷陷帶，DD′剖面橫貫鄂爾多斯塊體內(nèi)部Fig.11 Vertical profiles of shear wave velocity.Blue lines show the topography.Black lines show the positions of Moho.Positions of these profiles are shown in Fig.10.Profile AA′and BB′are along the western and eastern edges of Shanxi Rift.Profile CC′is along the Weihe Rift，and DD′passes through Ordos block.

5 結(jié) 論

我們利用雙平面波擬合法，得到了鄂爾多斯地區(qū)的瑞利波相速度結(jié)構(gòu)，進(jìn)而反演得到剪切波三維速度結(jié)構(gòu).從雙平面波波場擬合方法的原理來看，該方法很大程度上還原了波場中的非平面波能量成分，使得反演結(jié)果更為準(zhǔn)確.在資料處理方面，拋棄了臺源大圓弧路徑這一條件，使得每一個地震事件在研究區(qū)域內(nèi)的全部臺站資料都可以得到有效利用，大大提高了反演的效率.

短周期瑞利波相速度異常分布圖（圖8）很好地反映了地表的地質(zhì)構(gòu)造特征，太原盆地、臨汾盆地在新生代接受了大量沉積物，表現(xiàn)為低速異常，太行山、呂梁山為堅(jiān)固穩(wěn)定的塊體，表現(xiàn)為高速異常.中長周期瑞利波相速度反映出上地幔巖石圈的構(gòu)造特征，為分析華北克拉通的地質(zhì)構(gòu)造背景提供了重要的依據(jù).

瑞利波相速度結(jié)果和剪切波速度結(jié)果均顯示鄂爾多斯塊體具有超過200km的克拉通根基，堅(jiān)固穩(wěn)定，沒有活化和改造的跡象.其西南緣上，青藏高原本身的地殼增厚和向東北方向的推擠，使得這里產(chǎn)生了沿著鄂爾多斯塊體邊界向東的地幔物質(zhì)流動.

中部轉(zhuǎn)換帶下存在超過200km的低速異常并不是呈連續(xù)條帶分布，說明這里的地幔物質(zhì)上涌并不是連續(xù)貫穿整個中央轉(zhuǎn)換帶的，這種現(xiàn)象并不是單一因素造成的，很可能要受到太平洋板塊俯沖下插和青藏高原板塊的俯沖推覆的雙重作用.而這兩種作用各自的機(jī)制以及兩者之間的關(guān)聯(lián)，還需要進(jìn)一步的觀測資料才能解釋.

致 謝 感謝中國地震局地球物理研究所“國家數(shù)字測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心”為本研究提供地震波形數(shù)據(jù).感謝參與北京大學(xué)二維流動臺站布設(shè)的所有老師和同學(xué).感謝中國科學(xué)院地球物理研究所姜明明博士對本研究提出的意見和幫助.

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3－D lithospheric structure of upper mantle beneath Ordos region from Rayleigh－wave tomography

LI Duo，ZHOU Shi－Yong＊，CHEN Yong－Shun，F(xiàn)ENG Yong－Ge，LI Peng
Institute of Theoretical and Applied Geophysics，School of Earth and Space Science，Peking University，Beijing100871，China

We apply two－plane－wave tomography，which takes the influences of the non－plane wavefield into consideration，to study the structure of velocity of the upper mantle lithosphere of Ordos region.The source of data consists of two parts，one is from 69broad－band seismographs of China Earthquake Networks Center，and the other is from 34mobile digital broad－band seismographs of PKU.At short periods most high and low velocity anomalies correlate well with surface geological features.The difference of the structure of upper mantle lithosphere is revealed by long－period surface waves.We extracted the 3－D structure of shear velocity anomalies of 200 km depth from the Rayleigh wave phase velocities.The results reveal that the Ordos block has the high velocity beyond 200km depth，and no evidence for reactivation.There is fierce interaction between Ordos block and Tibet block at the southwestern edge of Ordos block，which causes theupper mantle flow there.Upwelling beneath the Central zone may be caused by both the subduction of Pacific plate and India plate.

Two－plane－wave method，Surface wave tomography，Ordos，North China Craton，Lithosphere

10.6038／j.issn.0001－5733.2012.05.019

P315

2012－01－14，2012－03－17收修定稿

地震行業(yè)科研專項(xiàng)課題（201208009）與國家自然科學(xué)基金（41074030，90814002）聯(lián)合資助.

李多，女，1988年生，碩士研究生在讀，主要從事地震學(xué)方面的研究.E－mail：liduoduo07＠gmail.com

＊通訊作者周仕勇，男，教授，主要從事震源過程、定位及地震活動性研究.E－mail：zsy＠pku.edu.cn

李多，周仕勇，陳永順等.鄂爾多斯地區(qū)上地幔巖石圈三維速度結(jié)構(gòu)面波反演研究.地球物理學(xué)報，2012，55（5）：1613－1623，

10.6038／j.issn.0001－5733.2012.05.019.

Li D，Zhou S Y，Chen Y S，et al.3－D lithospheric structure of upper mantle beneath Ordos region from Rayleigh－wave tomography.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2012，55（5）：1613－1623，doi：10.6038／j.issn.0001－5733.2012.05.019.

（本文編輯 胡素芳）