楊彥明張國(guó)清陳 婧黃瑞濱

1） 中國(guó)呼和浩特 010010內(nèi)蒙古自治區(qū)地震局

2） 中國(guó)內(nèi)蒙古026000錫林浩特地震臺(tái)

3） 中國(guó)上海200062上海市地震局

4） 中國(guó)內(nèi)蒙古024000赤峰地震臺(tái)

鄂爾多斯塊體北緣及鄰區(qū)Moho面深度特征

楊彥明1）張國(guó)清2）陳 婧3）黃瑞濱4）

1） 中國(guó)呼和浩特 010010內(nèi)蒙古自治區(qū)地震局

2） 中國(guó)內(nèi)蒙古026000錫林浩特地震臺(tái)

3） 中國(guó)上海200062上海市地震局

4） 中國(guó)內(nèi)蒙古024000赤峰地震臺(tái)

鄂爾多斯地塊周緣具有較強(qiáng)的地震活動(dòng)性，其北緣是主要?dú)v史強(qiáng)震區(qū)。本文利用該區(qū)域分布的15個(gè)固定地震臺(tái)和36個(gè)臨時(shí)地震臺(tái)記錄的2009—2015年遠(yuǎn)震數(shù)據(jù)，應(yīng)用頻率域反褶積方法，提取遠(yuǎn)震P波接收函數(shù)，利用H—κ方法測(cè)定地震臺(tái)站下方Moho面深度和VP/VS值。研究表明，鄂爾多斯塊體北緣地殼結(jié)構(gòu)橫向變化劇烈，具有明顯分塊特征，塊體內(nèi)結(jié)構(gòu)相對(duì)簡(jiǎn)單。

接收函數(shù)；Moho深度；地殼結(jié)構(gòu)；鄂爾多斯地塊

0 引言

遠(yuǎn)震體波受震源、傳播路徑和接收區(qū)動(dòng)力學(xué)響應(yīng)等因素共同作用，給直接分析和擬合遠(yuǎn)震P波波形帶來(lái)較大困難。遠(yuǎn)震P波波形數(shù)據(jù)包含大量地震臺(tái)站下方地殼和上地幔速度間斷面所產(chǎn)生的Ps轉(zhuǎn)換波及多次反射波信息。Phinney（1964）提出，用地表位移水平分量與垂直分量的譜振幅比來(lái)確定接收介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)，該思想被認(rèn)為是接收函數(shù)雛形。由于實(shí)際地震資料是有限帶寬的，包含隨機(jī)噪聲，直接用于頻率域除法運(yùn)算往往不穩(wěn)定，為確保頻率域反褶積的穩(wěn)定性，Helmberger和Wiggins（1971）提出頻率域反褶積穩(wěn)定算法。在此基礎(chǔ)上，Langston（1979）提出用震源等效化方法，從長(zhǎng)周期遠(yuǎn)震P波波形提取臺(tái)站下方介質(zhì)脈沖響應(yīng)（接收函數(shù)），目的在于補(bǔ)償因震源時(shí)間函數(shù)不同而引起的遠(yuǎn)震P波波形差異。隨著數(shù)字地震儀的廣泛應(yīng)用，流動(dòng)觀測(cè)臺(tái)網(wǎng)迅速發(fā)展，在遠(yuǎn)震體波波形模擬基礎(chǔ)上發(fā)展起來(lái)的接收函數(shù)方法，已逐步成為地球物理研究的有效方法，在地殼上地幔結(jié)構(gòu)研究中獲得廣泛應(yīng)用，取得大量成果（Owens et al，1984； Ammon et al，1990； Ammon，1991； Kind et al，1995；劉啟元等，1996；陳九輝等，1999，2005；Farra et al，2000），并逐漸成為研究巖石圈S波速度結(jié)構(gòu)的一種獨(dú)立方法（劉啟元等，1996）。在此基礎(chǔ)上，使用CCP和H—κ疊加方法綜合約束地下信息，可獲得更清晰準(zhǔn)確的地殼結(jié)構(gòu)和泊松比信息（張廣成等，2013；何靜等，2014；陳睿等，2015）。

本文研究區(qū)域位于鄂爾多斯地塊北緣及周邊區(qū)域。鄂爾多斯地塊處于華北克拉通西部（Wei et al，2013），于始新世開(kāi)始形成，至今仍在活動(dòng)，其內(nèi)部變形較小，周緣邊界斷裂帶變形強(qiáng)烈（冉勇康等，2003；戴勇等，2016）。中國(guó)歷史地震記錄和近代地震目錄均表明，在鄂爾多斯塊體內(nèi)部未發(fā)生過(guò)震級(jí)M＞ 6的地震，而在塊體周緣強(qiáng)震頻繁發(fā)生（Gu，1983）。鄂爾多斯地塊北緣及周邊區(qū)域主要包括陰山隆起區(qū)、鄂爾多斯隆起區(qū)以及位于其間的河套斷陷盆地（戴勇等，2012），地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜，活動(dòng)斷層縱橫交錯(cuò)，地震活動(dòng)頻繁（楊彥明等，2016）。自華北克拉通形成以來(lái)，經(jīng)過(guò)多期不同性質(zhì)的構(gòu)造活動(dòng)，內(nèi)部形成構(gòu)造特征不同的次級(jí)構(gòu)造單元。區(qū)域內(nèi)地質(zhì)構(gòu)造背景復(fù)雜，新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)強(qiáng)烈，中強(qiáng)地震活動(dòng)較為頻繁（曹剛，2001）。公元前7年發(fā)生河套大地震，公元849年包頭西發(fā)生7級(jí)左右地震，1976年和林格爾發(fā)生6.3級(jí)地震、1979年五原發(fā)生6.0級(jí)地震、1996年包頭西發(fā)生6.4級(jí)地震。該區(qū)域是地學(xué)專家研究的熱點(diǎn)地區(qū)之一，也是中國(guó)地震局及內(nèi)蒙古自治區(qū)地震局重點(diǎn)跟蹤區(qū)域。

為了進(jìn)一步研究鄂爾多斯地塊北緣區(qū)域的地殼結(jié)構(gòu)特點(diǎn)，利用該區(qū)域內(nèi)寬頻帶固定地震臺(tái)站記錄的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)（鄭秀芬等，2009）、華北克拉通巖石圈—軟流圈結(jié)構(gòu)探測(cè)與研究項(xiàng)目臺(tái)陣連續(xù)波形數(shù)據(jù)（中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣，2006）以及前人在該區(qū)域的研究成果，采用頻率域反褶積方法提取P波接收函數(shù)，采用H—κ疊加方法獲得研究區(qū)域的地下結(jié)構(gòu)特征，以期為進(jìn)一步探討該地區(qū)地下各圈層結(jié)構(gòu)及動(dòng)力學(xué)模式提供可靠的地球物理學(xué)依據(jù)。

1 研究方法

1.1 接收函數(shù)提取

地震儀器記錄到的地震波信號(hào)是由震源時(shí)間函數(shù)、震源區(qū)介質(zhì)響應(yīng)、地震波傳播路徑響應(yīng)、接收區(qū)介質(zhì)響應(yīng)和儀器響應(yīng)等復(fù)雜因素共同作用的結(jié)果。Langston（1979）提出用震源等效化方法，認(rèn)為從一系列水平分層或傾斜分層介質(zhì)底部入射的平面P波產(chǎn)生的地表位移響應(yīng)在時(shí)間域可以表示為以下形式

其中，D(t)代表遠(yuǎn)震P波，I(t)代表儀器脈沖響應(yīng)，S(t)代表有效震源時(shí)間函數(shù)、E(t)代表介質(zhì)結(jié)構(gòu)脈沖響應(yīng)，*號(hào)表示褶積運(yùn)算，V、R、T分別代表垂向、徑向和切向分量。

當(dāng)?shù)卣鸩ㄒ越咏怪狈较蛉肷浣邮諈^(qū)時(shí)，入射波介質(zhì)結(jié)構(gòu)脈沖響應(yīng)的垂直分量可以簡(jiǎn)單看作一個(gè)Dirac函數(shù)（Langston，1977，1979），即

地表位移的垂直分量可以近似為儀器響應(yīng)和有效震源時(shí)間函數(shù)的褶積，即

因此，將DV(t)分別與DR(t)和DT(t)作反褶積就可以從三分量遠(yuǎn)震P波波形中分離出ER(t)和ET(t)。在頻率域，進(jìn)行以下除法運(yùn)算，可得

將ER(ω)和ET(ω)分別反變換回時(shí)間域，得到介質(zhì)結(jié)構(gòu)響應(yīng)的徑向分量ER(t)和切向分量ET(t)，即徑向接收函數(shù)和切向接收函數(shù)。

1.2 地殼厚度和波速比計(jì)算

通過(guò)反褶積獲得的徑向接收函數(shù)包括直達(dá)P波、Ps波、多次反射波PpPs和PpSs+PsPs等震相，假定直達(dá)P波和Ps震相具有相同的射線參數(shù)，對(duì)于H深度間斷面來(lái)說(shuō)，其Ps、PpPs和PpSs+PsPs震相的到時(shí)計(jì)算公式可以表示為

其中，VP和VS分別是P波和S波速度，p為射線參數(shù)，tPs是Ps震相與P波的到時(shí)差，tPpPs代表PpPs震相與P波到時(shí)差，tPpSs+PsPs代表PpSs+PsPs震相與P波到時(shí)差，H代表莫霍面深度。根據(jù)公式（5）和（6）推出

Ps、PpPs和PpSs+PsPs震相到時(shí)與莫霍面深度H、P波和S波速度相關(guān)聯(lián)，給定射線參數(shù)p，采用公式（5）—（8）計(jì)算地殼厚度H和波速比κ（κ=VP/VS）。

本文采用Zhu和Kanamori（2000a）提出的H—κ域網(wǎng)格搜索和疊加的方法來(lái)確定Moho界面深度和VP/VS。使用Ps、PpPs及PpSs +PsPs震相的振幅構(gòu)造目標(biāo)函數(shù)S(H，κ)，即

其中，r(ti)表示接受函數(shù)的振幅，t1、t2、t3分別為依據(jù)地殼厚度H和VP/VS計(jì)算的Ps、PpPs及PpSs +PsPs的到時(shí)，ωi為每個(gè)震相權(quán)重值，且滿足∑ωi=1。

2 數(shù)據(jù)選取

本文研究區(qū)域?yàn)槎鯛柖嗨箟K體北緣及鄰區(qū)（105.5°—116°E，38°—42°N），所用地震數(shù)據(jù)主要來(lái)源于兩部分，一部分為2009—2015年內(nèi)蒙古數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)寬頻帶固定地震臺(tái)記錄的301個(gè)MS≥5.8遠(yuǎn)震事件波形資料（鄭秀芬等，2009）；另一部分為2010年4月至2011年11月中國(guó)地震局地球物理研究所實(shí)施“華北克拉通巖石圈—軟流圈結(jié)構(gòu)探測(cè)與研究項(xiàng)目”臺(tái)陣記錄的373個(gè)MS≥5.9地震事件波形數(shù)據(jù)（中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣，2006）；臺(tái)站分布基本覆蓋了鄂爾多斯塊體北緣及鄰近區(qū)域（臺(tái)站分布詳見(jiàn)圖1）。為保證獲得較好的平均結(jié)果，在數(shù)據(jù)處理過(guò)程中，考慮地震事件在不同方位角的覆蓋，篩選震中距在30°—95°，三分量齊全，震相清晰的遠(yuǎn)震事件，按照P波到時(shí)前50 s、后150 s的規(guī)則，對(duì)地震數(shù)據(jù)進(jìn)行截取，完成去趨勢(shì)、去均值、旋轉(zhuǎn)等處理工作，用0.05—2 Hz的頻率范圍進(jìn)行帶通濾波，最終篩選出信噪比高的155個(gè)遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)進(jìn)行研究。

圖1 研究區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造及臺(tái)站分布Fig.1 Map for study area showing topography and locations of seismic stations

采用頻率域反褶積計(jì)算方法（Zhu et al，2000a，2000b），提取單臺(tái)單個(gè)地震事件的接收函數(shù)，選擇波形質(zhì)量較好、信噪比較高、多次反射震相清晰的接收函數(shù)，采用Zhu和Kanamori（2000a）提出的H—κ域網(wǎng)格搜索和疊加方法，確定地殼厚度和VP/VS。參考前人在鄂爾多斯塊體周緣地區(qū)的研究方法，在進(jìn)行H—κ計(jì)算過(guò)程中，給定地殼中P波平均速度為6.30 km/s（Wang et al，2014），根據(jù)Ps、PpPs和PpSs+PsPs震相的清晰程度，權(quán)重值分別設(shè)置為0.6、0.3和0.1（Wei et al，2012；Wang et al，2014）；H和VP/VS的變化范圍分別設(shè)置為20—60 km和1.6—1.9，搜索確定最優(yōu)解（任梟等，2012）。

3 結(jié)果分析

選?。?05.5°—116°E，38°—42°N）的地區(qū)（圖1）作為研究區(qū)域，利用鄂爾多斯地塊北緣附近地區(qū)51個(gè)地震臺(tái)站記錄的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)（圖2），采用頻率域反褶積方法（Zhu et al，2000a，2000b）計(jì)算接收函數(shù)，進(jìn)一步采用H—κ域網(wǎng)格搜索和疊加方法（Zhu & Kanamori，2000a）得到研究區(qū)地殼厚度和VP/VS值，結(jié)果見(jiàn)表1。

圖2 所選用155個(gè)地震事件分布Fig.2 The locations of 155 events used (red solid circles)

結(jié)合圖1和表1可知：①銀川—河套斷陷帶位于鄂爾多斯塊體北緣，Moho面深度介于35.5—44.5 km，變化較強(qiáng)烈，臺(tái)站B15的Moho面最厚（44.5 km），而內(nèi)蒙古包頭臺(tái)（BTO）最?。?5.5 km），平均厚度42.34 km。Wang C Y等（2014）研究鄂爾多斯塊體及周緣地區(qū)時(shí)指出，河套斷陷帶的平均地殼厚度為45 km；Wei Z G 等（2013）在研究華北克拉通地殼厚度時(shí)指出，銀川河套斷陷帶Moho面深度橫向變化劇烈，地殼厚度34—38 km；本文得出的銀川—河套斷陷帶平均Moho面深度與Wang C Y 等（2014）的研究結(jié)果相差2.66 km，變化范圍與Wei Z G 等（2013）的結(jié)果略有差別，與前人研究結(jié)果基本一致；②在陰山山脈地區(qū)，Moho面深度變化較小，介于40.1—43.1 km，內(nèi)蒙古百靈廟臺(tái)（BLM）最厚（43.1 km），臺(tái)站B05最?。?0.1 km），平均厚度41.8 km；③本文研究區(qū)域中，將鄂爾多斯塊體內(nèi)部大致劃分為中部區(qū)域和北部區(qū)域，其中鄂爾多斯塊體中部區(qū)域在38°N附近，Moho面深度變化不明顯，介于39—41 km，平均厚度40.38 km；北部區(qū)域Moho面明顯較厚，平均厚度約43.1 km。

上述數(shù)值表明，鄂爾多斯塊體北緣地殼結(jié)構(gòu)橫向變化劇烈，塊體內(nèi)結(jié)構(gòu)相對(duì)簡(jiǎn)單。將研究區(qū)域中15個(gè)固定臺(tái)、36個(gè)臺(tái)陣臨時(shí)臺(tái)站結(jié)果匯總，使用克里金（Kriging）插值法繪制鄂爾多斯塊體北緣及周邊區(qū)域Moho面深度等值線，為了保證插值結(jié)果的可信度和準(zhǔn)確性，利用相關(guān)學(xué)者在該區(qū)域的研究成果（Wei Z G et al，2013；任梟等，2012； Wang C Y et al，2014），作為進(jìn)行插值的補(bǔ)充數(shù)據(jù)（表2），插值結(jié)果見(jiàn)圖3。

表1 Moho面深度和VP/VS值Table 1 Moho depth andVP/VSratio

表2 用于補(bǔ)充的文獻(xiàn)數(shù)據(jù)資料Table 2 Supplemental data from literature information

陰山山脈東西走向，屬古老斷塊山，西起狼山、烏拉山，中為大青山、灰騰梁山，南為涼城山、樺山，東為大馬群山。由圖3可知，該區(qū)域以“上地幔拗陷”為主要特征，在狼山和大青山地區(qū)形成2個(gè)幔拗中心，前者地殼厚度約46 km，后者約43 km，本文與曹剛（2001）的研究結(jié)果一致；該區(qū)域地殼厚度變化趨勢(shì)為陰山山脈西部較厚，向東逐漸減薄，整體等深線走向西厚東薄。

在河套斷陷帶存在2個(gè)次級(jí)隆起——西山咀凸起和包頭凸起，將河套斷陷盆地劃分為臨河、白彥花和呼包3個(gè)拗陷（曹剛，2001）。由圖3可知，在河套斷陷帶，Moho面深度存在較為強(qiáng)烈的變化，具有明顯分塊特征，較好對(duì)應(yīng)了該區(qū)域構(gòu)造環(huán)境。整體上看，地殼厚度自東向西呈現(xiàn)逐漸增厚趨勢(shì)，對(duì)應(yīng)其地質(zhì)構(gòu)造特點(diǎn)。

從鄂爾多斯塊體中部向北，地殼厚度具有明顯的起伏變化特征。塊體內(nèi)部中間地區(qū)Moho面深度約40.4 km，塊體北部地區(qū)Moho面平均深度達(dá)43 km，在河套斷陷帶處減薄，平均厚度變?yōu)榧s42 km，在陰山山脈處Moho面深度增大，最大處達(dá)46 km，與Tian Xiaobo等（2011）的研究成果一致。

圖3 研究區(qū)域Moho深度等值線分布Fig.3 Moho depth contours in the study region

4 結(jié)論

通過(guò)對(duì)鄂爾多斯地塊北緣及附近地區(qū)51個(gè)地震臺(tái)站記錄的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)進(jìn)行分析，可以得出以下結(jié)論。

（1）遠(yuǎn)震接受函數(shù)方法是研究地震臺(tái)站下方地殼上地幔結(jié)構(gòu)的有效方法之一，隨著固定臺(tái)站波形記錄的增加（任梟等，2012）以及研究區(qū)域臺(tái)陣數(shù)量的增加，可進(jìn)一步提高反演結(jié)果的精確性和可靠性。

（2）鄂爾多斯塊體北緣地殼結(jié)構(gòu)橫向變化劇烈，塊體內(nèi)結(jié)構(gòu)相對(duì)簡(jiǎn)單。自鄂爾多斯塊體中部向北至陰山山脈，地殼厚度具有明顯的起伏變化特征；河套斷陷帶Moho面深度存在較為強(qiáng)烈變化，具有明顯分塊特征，整體上看，地殼厚度自東向西呈現(xiàn)逐漸增厚趨勢(shì)，對(duì)應(yīng)其地質(zhì)構(gòu)造特點(diǎn)；陰山山脈以“上地幔拗陷”為主要特征，在狼山和大青山地區(qū)形成2個(gè)幔拗中心，前者地殼厚度較大，地殼厚度變化趨勢(shì)為陰山山脈西部較厚，向東逐漸減薄，整體等深線走向西厚東薄。

（3）內(nèi)蒙古西山咀臺(tái)（XSZ）下方地殼厚度36 km，與前人研究結(jié)果（48.9 km）存在較大差異，但很好對(duì)應(yīng)了該區(qū)域構(gòu)造環(huán)境和地質(zhì)構(gòu)造特點(diǎn)，也反映出河套斷陷帶地殼結(jié)構(gòu)具有很強(qiáng)的橫向不均勻性，Moho面具有明顯分塊特征。

感謝中國(guó)地震局地球物理研究所國(guó)家數(shù)字測(cè)震臺(tái)網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心（doi:10.7914/SN/CB）和“中國(guó)地震科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣數(shù)據(jù)中心”為本研究提供地震波形數(shù)據(jù)。朱露培教授為本項(xiàng)工作提供相關(guān)程序，中國(guó)地震局第一監(jiān)測(cè)中心鄭智江、內(nèi)蒙古地震預(yù)測(cè)研究中心戴勇為本項(xiàng)工作提供幫助，在此表示衷心感謝。

戴勇，高立新，胡博，等.鄂爾多斯塊體北緣中強(qiáng)以上地震活動(dòng)特征分析[J].防災(zāi)減災(zāi)學(xué)報(bào)，2012，28（1）：56-62.

戴勇，高立新，張立豐.甘—青地區(qū)地磁諧波振幅比分析[J].地震工程學(xué)報(bào)，2016，38（1）：12-18.

曹剛.內(nèi)蒙古地震研究[M].北京：地震出版社，2001：1-40.

陳九輝，劉啟元.完成三維橫向非均勻介質(zhì)遠(yuǎn)震體波接收函數(shù)的Maslov方法[J].地球物理學(xué)報(bào)，1999，42（1）：84-93.

陳九輝，劉啟元，李順成，等.青藏高原東北緣—鄂爾多斯地塊地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)[J].地球物理學(xué)報(bào)，2005，48（2）：333-342.

陳睿，閆俊崗，閆楷，等.利用接收函數(shù)研究太行山前斷裂南部地區(qū)地殼厚度[J].地震地磁觀測(cè)與研究，2015，36（5）：1-7.doi：10.3969/j.issn.1003-3246.2015.05.001

何靜，吳慶舉，高孟潭，等.利用接收函數(shù)方法研究蒙古中南部地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)[J].地球物理學(xué)報(bào)，2014，57（7）：2 386-2 394.doi：10.6038/cjg20140732.

劉啟元，Kind R，李順成.接收函數(shù)復(fù)頻譜比的最大或然性估計(jì)及非線性反演[J].地球物理學(xué)報(bào)，1996，39：502-513.

冉勇康，陳立春，楊曉平，等.鄂爾多斯地塊北緣主要活動(dòng)斷裂晚第四紀(jì)強(qiáng)震復(fù)發(fā)特征[J].中國(guó)科學(xué)（D輯），2003，33：135-143.

任梟，徐志國(guó)，楊輝，等.鄂爾多斯地塊東南緣地帶Moho深度變化特征研究[J].地球物理學(xué)報(bào)，2012，55（12）：4 089-4 096.doi：10.6038/j.issn.0001-5733.2012.12.021.

武巖，丁志峰，朱露培.利用共轉(zhuǎn)換點(diǎn)疊加方法研究華北地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)[J].地球物理學(xué)報(bào)，2011，54（10）：2 528-2 537.doi：l0.3969/j.issn.0001-5733.2011.10.010.

楊彥明，戴勇，張國(guó)清，等.內(nèi)蒙古中西部地區(qū)地震烈度衰減關(guān)系[J].地震地磁觀測(cè)與研究，2016，37（1）：30-37.doi：10.3969/j.issn.1003-3246.2016.01.005.

張廣成，吳慶舉，潘佳鐵，等.利用H—k疊加方法和CCP疊加方法研究中國(guó)東北地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)與泊松比[J].地球物理學(xué)報(bào)，2013，56（12）：4 084-4 094.doi：10.6038/cjg20131213.

鄭秀芬，歐陽(yáng)飚，張東寧，等.“ 國(guó)家測(cè)震臺(tái)網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心”技術(shù)系統(tǒng)建設(shè)及其對(duì)汶川大地震研究的數(shù)據(jù)支撐[J].地球物理學(xué)報(bào)，2009，52（5）：1 412-1 417.doi：10.3969/j.issn.0001-5733.2009.05.031.

中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣.中國(guó)地震科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣波形數(shù)據(jù)[M].中國(guó)地震局，2006.doi：10.12001/ChinArray.Data.

Ammon CJ, Randall G E, Zandt G.On the nonuniquenness of receiver function inversions[J].J Geophys Res, 1990, 95（B10）：15 303-15 318.

Ammon C J.The isolation of receiver effects from teleseismic P waveforms[J].Bull Seismol Soc Am, 1991, 81: 2 504-2 510.

Farra V, Vinnik L P.Upper mantle stratifcation by P and S receiver functions[J].Geophys J Int, 2000, 141: 699-712.

Gu G X.Catalog of Chinese Earthquakes（1831BC-1969 AD）[M].Science Press, Beijing, 1983: 200-201（in Chinese）.

Helmberger D V, Wiggins R A.Upper mantle structure of mid-western United States[J].J Geophys Res, 1971, 76: 3 229-3 245.

Kind R, Kosarev G.L, Petersen N V.Receiver functions at the stations of the German Regional Seismic Network（GRSN）[J].Geophys J Int, 1995, 121: 191-202.

Langston C A.The effect of planar dipping structure on source and receiver responses for constant ray parameter[J].Bull Seismol Soc Am, 1977, 67: 1 029-1 050.

Langston C A.Structure under Mount Rainier，Washington, inferred from teleseismic body waves[J].J Geophys Res, 1979, 84（B9）: 4 749-4 762.

OwensT J, Zandt G, Taylor S R.Seismic evidence for an ancient rift beneath the Cumberland Plateau, Tennessee: A detailed analysis of broadband teleseismic P waveforms[J].J Geophys Res, 1984, 89（B9）：7 783-7 795.

Phinney R A.Structure of the earth's crust from spectral behavior of long-period body waves[J].J Geophy Res, 1964, 6（914）: 2 997-3 017.

Tian X, et al.Structure of crust and upper mantle beneath the Ordos Block and the Yinshan Mountains revealed by receiver function analysis [J].Physics of the Earth and Planetary Interiors, 2011, 184: 186-193.

Wang C Y, Sandvol E, Zhu L P, Lou H, Yao Z X, Luo X H.Lateral variation of crustal structure in the Ordos block and surrounding regions, North China, and its tectonic implications[J].Earth Planet Sci Lett, 2014, 387: 198-211.

Wei Z G, Chen L, Wang B Y.Regional variations in crustal thickness and VP/VS ratio beneath the central-western North China Craton and adjacent regions[J].Geol J, 2013, 48: 531-542.

Yuan X H, Kind R, Li X Q, et al.The S receiver functions: Synthetics and data example[J].Geophys J In, 2006, 165（2）：555-564.

Zhu L P, Owens T J, Randall G E.Lateral variation in crustal structure of the northern Tibetan Plateau inferred from teleseismic receiver function[J].Bull Seismol Soc Am, 1995, 85（6）： 1 531-1 540.

Zhu L P, Kanamori H.Moho depth variation in southern California from teleseismie receiver functions[J].J Geophys Res, 2000a, 105（B2）： 2 969-2 980.

Zhu L P.Crustal structure across the San Andreas Fault, southern California from teleseismic converted waves[J].Earth Planet Sci Lett, 2000b, 179（1）：183-190.

Moho depth distribution character beneath the Ordos block’s northern margin areas and surrounding regions

Yang Yanming1)，Zhang Guoqing2)，Chen Jing3)and Huang Ruibin4)
1)Earthquake Administration of Inner Mongolia Autonomous Region,Huhhot010010,China
2)Xilinhot Seismic Station,Inner Mongolia Autonomous Region026000,China
3)Earthquake Administration of Shanghai Municipality,Shanghai200062,China
4)Chifeng Seismic Station,Inner Mongolia Autonomous Regiong024000,China

Around the Ordos block, graben system and thrust belt in its edge are the regions with strong seismicity.The Ordos block northern margin areas are a region of strong historical earthquakes where had happened a few strong earthquakes above magnitude 6.0.Crustal thicknesses in the Ordos block and surrounding regions were estimated by the use of theH-κstacking method on teleseismic receiver functions.The data came from 36 temporary and 15 permanent seismic stations from the year 2009 to 2015.Results show that the crustal thickness gently vary within the Ordos block.Therefore, the Moho depth show strong lateral variations with geological structure in the Ordos block northern margin areas, and gradually increases from eastern areas to western areas.

receiver function，Moho depth，crustal structure，Ordos block

10.3969/j.issn.1003-3246.2016.06.001

楊彥明，男，工程師，主要從事地震監(jiān)測(cè)和地震應(yīng)急指揮技術(shù)研究工作

張國(guó)清（1968—），男，工程師，長(zhǎng)期在地震一線從事地震監(jiān)測(cè)和地電場(chǎng)、地磁場(chǎng)研究工作。

E-mail：1445845108@qq.com

2016年度內(nèi)蒙古自治區(qū)地震局局長(zhǎng)基金課題（項(xiàng)目編號(hào)：2016JC01）；2016年度中國(guó)地震局地震應(yīng)急青年重點(diǎn)任務(wù)（項(xiàng)目編號(hào)：CEA_EDEM-201605）；中國(guó)地震局監(jiān)測(cè)、預(yù)測(cè)、科研三結(jié)合課題（項(xiàng)目編號(hào)：160504）

本文收到日期：2016-09-29