蔡光耀， 王未來*， 吳建平,2， 房立華,2

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國地震局地震觀測與地球物理成像重點實驗室， 北京 100081

0 引言

鄂爾多斯及其鄰區(qū)位于華北克拉通的西部，其中鄂爾多斯盆地具有穩(wěn)定的克拉通基底的特性.鄂爾多斯地塊受到來自青藏高原北東向的擠壓作用，塊體的四周被一系列的斷陷盆地帶所圍，其地塊內部比較穩(wěn)定，而周圍盆地帶的運動比較復雜(張培震等，2002).鄂爾多斯塊體的周圍分布著銀川—吉蘭泰斷陷帶、河套斷陷帶、山西斷陷帶以及渭河斷陷帶，斷陷帶一般由若干條斷裂帶組成，這些斷陷帶的形成時期和運動方式不完全相同(國家地震局，1988；鄧起東等，1999).鄂爾多斯盆地的周圍分布著強震活動帶，其盆地周緣發(fā)生過多次大地震，例如1303年的洪洞大地震、1556年的華縣大地震、1695年的臨汾大地震、1739年的平羅大地震、1920年的海原大地震等等(顧功敘，1983).

鄂爾多斯地塊因其獨特的地質條件，引起較多的地質學家和地球物理學家對該區(qū)域的研究.大尺度體波走時及遠震體波走時層析成像揭示，鄂爾多斯下方的高速異?？梢匝永m(xù)至200～300 km深度，大同和山西地塹之下的低速異常可一直延伸至400～500 km(Huang and Zhao，2006；Sun et al.，2008；Zhao et al.，2009；Huang et al.，2009；Lei，2012；Tian and Zhao，2013；Wei et al.，2016；郭慧麗等，2017；陳兆輝等，2018).區(qū)域地震波走時層析成像揭示，青藏高原東北緣和鄂爾多斯塊體西緣地區(qū)從地殼到上地幔頂部范圍內的速度結構存在顯著的橫向不均勻性(楊婷等，2012；王椿鏞等，2015；Cheng et al.，2016；Sun and Kennett，2016；汪晟等，2017；郭慧麗和丁志峰，2018).地震面波和噪聲層析成像(An and Shi，2006；Zheng et al.，2008,2011；何正勤等，2009；房立華等，2009；黃忠賢，2011；Wang et al.，2012；鄭現(xiàn)等，2012；Tang et al.，2013；Legendre et al.，2014；Bao et al.，2015；范文淵等，2015；Shen et al.，2016)揭示了鄂爾多斯中下地殼及上地幔巖石圈具有較快的 S 波速度.由于受地震臺站分布不均勻和密集程度的影響，有關鄂爾多斯塊體內部及其周邊拉張盆地的速度橫向變化仍然只能獲得粗略的圖像，很難得到更加精細的深部結構的變化特征.

中國地震局利用“地震科學探測臺陣系統(tǒng)”的觀測設備在鄂爾多斯及鄰區(qū)進行了地震臺陣觀測.目前已有較多科研人員利用這些地震臺陣觀測的數(shù)據(jù)，運用不同的方法對鄂爾多斯及鄰區(qū)的深部結構進行研究(郭慧麗等，2017；潘佳鐵等，2017；Wang et al.，2017；王興臣等，2017；鐘世軍等，2017；高翔等，2018).近年來，與鄂爾多斯相鄰的華北地區(qū)增設了大量的流動臺站，臺站的覆蓋性更好，分布更廣泛，數(shù)據(jù)更加豐富.本文充分利用固定臺站和流動臺站的觀測資料，使用基于程函方程面波成像的方法(Lin et al.，2009；Jin and Gaherty，2015；鐘世軍等，2017)來研究鄂爾多斯及鄰區(qū)的深部結構特征，進一步探討鄂爾多斯盆地南北部巖石圈的差異以及大同火山活動相關的動力學問題.

1 數(shù)據(jù)

圖1 研究區(qū)臺站分布及區(qū)域構造特征紅色實線代表構造邊界.三角形是寬頻帶臺站，正方形是甚寬頻帶臺站.紅色符號代表中國地震臺陣探測二期246個流動臺站；藍色符號代表中國地震臺陣探測三期309個流動臺站；黑色符號代表中國地震臺網(wǎng)131個固定臺站； 綠色符號表其它來源162個流動臺站.Fig.1 Distribution of stations and regional tectonic features in the study areaRed full lines represent tectonic boundaries. Triangles are broadband stations and squares are very broadband stations.Red symbols represent the 246 temporary stations from small arrays of the ChinArray II， blue symbols represent the 309 temporary stations from small arrays of the ChinArray III， black symbols represent the 131 permanent stations of the China Seismic Network， green symbols represent the 162 temporary stations from other sources.

圖2 地震事件分布圖紅色三角形為研究區(qū)中心；不同顏色的實心圓圈代表挑選出的不同震級的地震事件.Fig.2 The distribution of seismic eventsThe red pentacle denotes center of research region， solid circles of different colors represent selected seismic events of different magnitudes.

本文使用的數(shù)據(jù)是“中國地震臺陣探測”二期和三期以及其他布設的流動臺站再加上固定臺站記錄的地震數(shù)據(jù).本文總共使用了848個地震臺站，其中固定臺站有131個，流動臺站則包括“中國地震臺陣探測”二期246個和“中國地震臺陣探測”三期309個及其他流動觀測臺站162個.研究區(qū)內的流動地震儀器主要包括兩類：寬頻帶地震儀(地震計CMG-3ESPC和數(shù)采Reftek-130，頻帶范圍60 s～50 Hz)和甚寬頻帶地震儀(地震計CMG-3T和數(shù)采Reftek-130 S，頻帶范圍120 s～50 Hz).流動臺站和固定臺站的分布位置較好的覆蓋整個鄂爾多斯地塊及其鄰邊地區(qū)(圖1).迄今為止研究區(qū)的臺站分布最完整、最密集，臺站間距約35 km.首先得到2006年10月至2018年5月之間的地震事件的波形數(shù)據(jù)，然后將滿足震中距在10°～160°的范圍內、震源深度小于50 km，震級大于MS5.5條件下的事件波形數(shù)據(jù)篩選出來.圖2給出了經(jīng)過篩選得到的657個地震事件相對于臺陣中心的位置分布.將篩選得到的地震波形數(shù)據(jù)進行重采樣(1 Hz)、去儀器響應、去均值、去傾斜分量、帶通濾波等處理.在處理中，采用了3個頻段頻率范圍分別是：12～20 s、25～55 s、60～150 s，帶通濾波參數(shù)分別為8～25 s、20～60 s、60～200 s，分別參考相速度為3.4 km·s-1、4 km·s-1、4.3 km·s-1，最大臺站對間距分別為75 km、150 km和150 km，光滑長度分別為0.25°.數(shù)據(jù)的初步處理可以減小一系列的誤差，有利于得到分辨率較高的成像結果.

2 方法

Lin等(2009)提出了一種高頻近似條件下程函方程的面波層析成像方法，并且使用美國西部地區(qū)的噪聲數(shù)據(jù)得到了分辨率較高的相速度分布圖.基于程函方程面波層析成像的新方法不經(jīng)過反演，直接測量不同頻率下面波的走時場，通過計算走時場的梯度，然后確定不同周期空間慢度場的分布，最后得到某一頻率下面波相速度的二維分布(馮吉坤等，2014).Jin和Gaherty(2015)提出了利用密集臺陣陣列反演面波的相速度，在程函方程面波層析成像的基礎上進行改進并且開發(fā)了基于多通道互相關的面波相速度自動測量系統(tǒng)(ASWMS)，通過該系統(tǒng)使用2006年到2014年美國臺陣記錄到的800多個事件的寬頻帶地震數(shù)據(jù)，得到美國大陸20～100 s之間的瑞雷波的相速度分布圖.其基本流程可分為兩大部分：臺站間的相延遲測量；通過程函方程進行相速度的計算.

2.1 臺站間相延遲

Gee和Jordan(1992)提出了廣義地震數(shù)據(jù)泛函數(shù)，隨后被廣泛應用于地殼和上地幔模型的構建.廣義地震數(shù)據(jù)泛函數(shù)被應用到多通道的分析上，使用實際觀測到的波形記錄數(shù)據(jù)進行互相關計算來提取參數(shù).在時間域內選擇需要的波形記錄的范圍，S1與WSS2的互相關定義為

C(t)=S1*WSS2,

(1)

C(t)表示兩相鄰臺站對的互相關函數(shù)；兩相鄰臺站對的波形記錄分別為：S1和S2；WS表示從垂向地震記錄中隔離出基階瑞利面波窗函數(shù)；WSS2表示應用窗函數(shù)WS分離出波形記錄S2中面波的主要能量和大部分的尾波，文中圖3(帶通濾波參數(shù)是20～60 s；地震信息：2018-03-26 09∶51∶00.7, -5.462,-151.396,40,MW6.6)給出了一個典型的隔離窗函數(shù)WS的位置.采用頻時分析的方法估算每個臺的所有頻段的群延遲時間，以群延遲時間前的2個周期為窗口的起始時間，向后5個周期為窗口的終止時間.

圖3 隔離窗口函數(shù)WS的位置兩條紅線表示窗口的起止位置.帶通濾波參數(shù)是20～60 s，地震信息：2018-03-26 09∶51∶00.7, -5.462, -151.396, 40, MW6.6.Fig.3 Isolate the location of the window function WSThe two red lines represent the starting and ending positions of the window functions.The band pass filter parameter is 20～60 s, seismic information :2018-03-26 09∶51∶00.7, -5.462, -151.396, 40, MW6.6.

五參數(shù)高斯小波函數(shù)(Gee and Jordan，1992)可以很好地將經(jīng)過高斯窄帶濾波后的互相關函數(shù)擬合出來，其中高斯小波函數(shù)等于高斯包絡函數(shù)和余弦函數(shù)的乘積，通常表示為

Fi*WcC(t)≈AGa[σ(t-tg)]cos[ω(t-tp)],

(2)

Fi表示第i個中心頻率對應的高斯窄帶濾波器；Wc表示作用于互相關函數(shù)C(t)的窗函數(shù)；A為幅度因子；Ga為高斯函數(shù)；σ為半個頻寬；ω為窄帶波形的中心頻率；tg和tp分別表示群延遲和相延遲時間.

船舶尺度對船舶領域有很大的影響，尤其是船舶長度。為研究船舶尺度對船舶領域的影響，選取研究水域內除渡船以外的70～90 m和90～110 m兩類船舶的船舶領域進行對比分析。同時，船舶在航道中航行時分為靠近沙市的下行方向和靠近埠河的上行方向，通常上行船舶航速小于下行船舶航速，為研究航速與船舶領域之間的關系，將每一種尺寸的船舶分為上行船舶、下行船舶。

2.2 相速度計算

通過慢度向量反演計算相速度的方法，可以壓制高次波、低幅度的相速度變化，有利于提高最終相速度圖像的分辨率(Jin and Gaherty，2015).相鄰兩臺站間的相延遲時間δτp和慢度矢量之間的關系可以用矢量場積分表示為

(3)

S(r)是慢度矢量；ri表示第i個相鄰臺站之間的球面路徑.將(3)式寫成離散的形式：

(4)

SRi和STi分別表示慢度矢量在i處的徑向分量和切向分量；drRi和drTi分別表示相鄰臺站之間的球面路徑離散化第i段處的徑向分量和切向分量.將反演慢度向量的目標函數(shù)表示為

(5)

式中等號右邊第一項是觀測相延遲與預測相延遲之間的失配值；第二項是慢度光滑的約束，λ表示光滑因子，其中λ和頻率有關，本文各周期的光滑因子分別為：3*[0.5，0.4，0.3，0.2，0.2，0.2，0.2，0.2，0.2].反演中各個地震的波前面矢量是分別計算的，以此獲得相應格點的相速度分布，然后對各地震的格點相速度結果進行疊加，本文只平均疊加分析平均各方位的平均值，沒有考慮或者分析各向異性的分布情況.在疊加過程中，三個周期范圍的可容忍相速度范圍分別為2.5～4 km·s-1、3～4.5 km·s-1、3.5～5 km·s-1.在圖4中給出了4個典型周期的程函反演中用到的臺站對，顯示了各臺站的使用情況和臺站對射線方位覆蓋情況.

3 結果

本文利用基于程函方程的面波層析成像的新方法，得到鄂爾多斯及鄰區(qū)12～150 s周期的相速度，圖5中展示了12 s、16 s、20 s、30 s、45 s、60 s、90 s、120 s、150 s周期的相速度圖像，在一定程度上很好地揭示了深部結構的橫向變化特征.基階瑞利波的相速度大約對1/3波長深度的S波比較敏感，我們計算了不同周期、不同深度的頻散靈敏度系數(shù)曲線(圖6)，其中一維初始速度模型(圖6a)參考了Crust1.0.根據(jù)頻散靈敏度系數(shù)曲線易知，不同周期的相速度圖像很好的與地表沉積層、地殼、上地幔等不同深部結構的特征對應起來.

圖4 臺間相延遲測量密度分布圖紅色三角形代表臺站位置，黑色實線代表程函反演中用到的臺站對.Fig.4 Density distribution diagram of interstage phase delay measurementThe red triangles represent the station locations and the black solid lines represent the station-pair links used in the equation inversion.

圖5 不同周期的相速度成像結果Fig.5 Results of phase velocity imaging in different periods

圖6 (a) 計算頻散靈敏度系數(shù)所用的參考模型； (b)、(c)、(d) 分別表示不同周期范圍的基階Rayleigh面波相速度對橫波速度結構的頻散靈敏度系數(shù)Fig.6 (a) Reference model used in dispersion sensitivity coefficient calculation; (b)、(c)、(d) Respectively represent the dispersion sensitivity coefficients of the phase velocities of fundamental-order Rayleigh surface waves in different period ranges to the shear wave velocity structures

圖7 不同周期的相速度成像結果誤差分布圖Fig.7 Error distribution of phase velocity imaging results in different periods

為了更直觀的顯示相速度結果的可靠性，我們畫了相速度的誤差統(tǒng)計圖(圖7).在12 s的圖像中，河套盆地附近存在較大的誤差.短周期面波資料不夠發(fā)育信噪比相對較差；沉積層區(qū)域的臺站噪聲相對較高；河套盆地位于研究區(qū)邊緣地區(qū)，臺站對覆蓋不好，因此，該地區(qū)更容易受到影響.整體來講，12～60 s相速度的誤差比較小能夠很好的反映地殼和上地幔深部精細結構的特征，隨著周期的增加，由于受到波長的影響導致相速度的誤差會有所增加，但是在同一周期研究區(qū)域內的相速度誤差呈均勻分布，這說明在一定程度上仍能很好的反映地下深部結構的特征.

根據(jù)頻散靈敏度系數(shù)曲線可知，周期為12～20 s的圖像主要對深度在12～34 km范圍的S波速度敏感，能夠反映地表沉積層和地殼的深部結構特征.河套盆地和銀川盆地呈現(xiàn)出明顯的低速異常，和鐘世軍等(2017)得到的結果比較吻合.鄂爾多斯盆地東南部的相速度高于西北部，這和鄭現(xiàn)等(2012)利用背景噪聲得到的結果是一致的.隨著周期的增加，由于各盆地沉積層厚度的不同導致低速異常的變化幅度不同.山西斷陷盆地由于具有大量的沉積層而顯示低速；兩側的太行山和呂梁山具有較淺或者出露的基巖而顯示較高的速度分布(周銘等，2016；王霞等，2019).短周期相速度的高低速異常的分布特征很好的將地形地貌的特征刻畫出來.

周期為30～60 s的圖像主要對深度在28～136 km范圍內的S波速度敏感，能夠反映下地殼和上地幔的深部結構特征.大同區(qū)域的中下地殼存在大面積低速異常的現(xiàn)象，這和郭震等(2015)利用噪聲面波和布格重力異常聯(lián)合反演得到的結果是一致的.大同火山區(qū)的低速異常從中下地殼到上地幔的頂部進行不斷的延伸和擴展，低速異常變得越來越明顯且范圍不斷擴大，與已有的研究結果一致(Wang et al.，2012；楊婷等，2012；宋美琴等，2013；王霞等，2019).利用接收函數(shù)得到鄂爾多斯塊體的地殼厚度變化比較平緩約為44 km，華北克拉通中部地殼厚度相對鄂爾多斯地塊較薄，在鄂爾多斯塊體及其周圍整體上表現(xiàn)出西部厚，東部薄，北部厚，南部薄的分布特點(Wang et al.，2017；婁辛輝等，2017).根據(jù)成像結果可知，相速度的圖像在一定程度上大致反映出研究區(qū)地殼厚度差異的分布特征.山西斷陷帶以北緯38°為分界線在下地殼和上地幔的南北部存在明顯的速度差異的分布特征，與現(xiàn)有結果具有較好的一致性(宋美琴等，2013；周銘等，2016；王霞等，2019).隨著周期的增加，鄂爾多斯盆地的四周逐漸連成一片呈低速異常的分布特征，內部整體上呈現(xiàn)明顯的高速異常，這與盆地內部相對穩(wěn)定、地震活動比較弱、斷裂比較少，而周圍分布一系列斷陷盆地的特征相吻合.

周期為90～150 s的圖像對深度在82～330 km范圍的S波速度比較敏感，主要反映了深部巖石圈的結構特征.鄂爾多斯盆地下方的高速異常能夠延續(xù)至200 km，說明盆地下方具有較厚的巖石圈結構，這和已有的研究成果吻合較好(An and Shi，2006；Chen et al.，2009；Chen，2010；李多等，2012；Tian and Zhao，2013；于勇等，2016；陳兆輝等，2018；高翔等，2018).鄂爾多斯盆地在巖石圈范圍內以北緯38°為分界線，北部是低速異常，南部是高速異常.隨著周期的增加，鄂爾多斯盆地在巖石圈范圍分界線兩側的速度差異變得越來越明顯，這和已有研究具有較好的一致性(Tian et al.，2009；高翔等，2018).

4 討論

相速度的成像結果表明，研究區(qū)的主要特征是鄂爾多斯盆地逐漸的被低速異常包圍，整個華北克拉通中部為顯著的低速異常.其次以北緯38°為分界線，山西斷陷帶的南北部速度差異在下地殼和上地幔比較明顯，而鄂爾多斯盆地的南北部速度差異在深度200 km附近比較明顯.

研究發(fā)現(xiàn)整個研究區(qū)以北緯38°為分界線的南北部從淺部沉積層到深部巖石圈范圍內均存在明顯的速度差異的分布特征.分界線的北部有銀川盆地、河套盆地、大同火山區(qū)等一系列的斷陷盆地，上地殼相速度的分布特征主要受到盆地沉積層的影響.方盛明等(2009)利用深地震反射探測剖面獲得銀川地塹內新生代沉積最厚約9 km.Wang等(2017)利用接收函數(shù)研究表明，分界線北部的沉積層比南部的厚，其中河套盆地沉積層的厚度超過5km.對于山西斷陷帶在下地殼和上地幔范圍內南北部差異的成因，周銘等(2016)推測山西斷陷帶兩側的構造應力和構造運動方式不同導致地幔物質上涌.鄂爾多斯盆地在巖石圈范圍內的南北部差異，Liu等(2004)認為鄂爾多斯盆地北部上地幔存在的低速體是由于青藏高原上地幔物質運移造成的，已有研究(Tian et al.，2011；Dong et al.，2014)認為是太平板塊俯沖引起地幔熱物質上涌造成的.華北克拉通下方的巖石圈整體上從西到東逐漸減薄(Chen，2010；朱日祥等，2011；黃方等，2015；于勇等，2016)，這說明華北克拉通的巖石圈正在遭受不同程度的破壞.對于鄂爾多斯地區(qū)的構造應力場，目前認為鄂爾多斯塊體主要受到青藏高原的擠壓及太平洋板塊俯沖的共同作用.前人研究(Huang et al.，2008；常利軍等，2011；于勇等，2016；Guo and Chen，2017)在鄂爾多斯盆地南部存在一個狹隘的通道，來自青藏高原的軟流圈通過繞流進入鄂爾多斯盆地的東南部，對鄂爾多斯盆地東南部的巖石圈進行侵蝕和改造.目前我們對這一說法持有懷疑的態(tài)度，假設來自青藏高原軟流圈繞流觀點成立，軟流圈經(jīng)過鄂爾多斯盆地南部時應該對其破壞更加嚴重，然而成像結果表明鄂爾多斯盆地南部的巖石圈比北部的厚.已有研究表明大同火山群具有大范圍的新生代幔源巖漿巖出露(Liu et al.，2004；Xu et al.，2005)，大同火山區(qū)從下地殼開始不斷的向周圍延伸，隨后整個華北克拉通中部為顯著的低速異常，相比于來自青藏高原的軟流圈繞流到鄂爾多斯盆地東南部的觀點，我們更傾向于太平洋板塊俯沖引起深部熱物質上涌和運移這一觀點.Lei(2012)成像結果表明大同火山和渤海海底的低速異常在200 km以下相連呈一個Y形結構且延伸至下地幔，認為大同火山盡管與太平洋板塊深俯沖形成的“大地幔楔結構與動力學”(Lei and Zhao，2005，2006；Huang and Zhao，2006；Lei et al.，2013；Zhang et al.，2020)有關，但更可能的是起源于下地幔的地幔柱(Lei，2012).本文結果也揭示出大同火山下方從地殼到上地幔存在一個顯著的柱狀低速異常，因此，我們認同大同火山更有可能起源于下地幔的地幔柱這一觀點.

5 結論

本文使用基于程函方程的面波層析成像的方法，利用流動臺站和固定臺記錄到的地震面波數(shù)據(jù)，得到了鄂爾多斯及鄰區(qū)瑞利波相速度的分布圖.相速度分布圖很清晰的反映出研究區(qū)范圍內的地殼和上地幔的速度結構的精細特征，與地質特征吻合較好.

短周期時，瑞利波相速度的高低速異常的分布特征與地形地貌很好的對應.中等周期時，鄂爾多斯盆地的四周逐漸的被低速異常包圍，這和鄂爾多斯盆地周圍分布一系列的斷陷盆地相吻合.長周期時，鄂爾多斯盆地和山西斷陷帶以北緯38°為分界線南北部的巖石圈厚度差異比較明顯.

大同火山區(qū)從下地殼到上地幔不斷地延伸和擴展隨后整個華北克拉通中部為顯著的低速異常，其次整個研究區(qū)以北緯38°為界從淺部沉積層到深部巖石圈的范圍內南北部的結構特征存在明顯的差異，我們認為主要由于太平洋板塊俯沖的作用引起熱物質上涌和運移從而導致鄂爾多斯及鄰區(qū)的巖石圈遭到不同程度的破壞.

致謝感謝中國地震局地球物理研究所“中國地震科學探測臺陣數(shù)據(jù)中心”為本文提供的地震數(shù)據(jù)資料；感謝兩名審稿專家的評閱.