華北克拉通北緣（懷來—蘇尼特右旗）地殼結(jié)構(gòu)

李文輝，高銳＊，Keller Randy，李秋生，侯賀晟，李英康，張世紅

1 國土資源部深部探測(cè)與地球動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室（建），北京 100037

2 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

3 俄克拉荷馬大學(xué)，諾曼，俄克拉荷馬州，美國 73019

4 國土資源實(shí)物地質(zhì)資料中心，河北 燕郊 065201

5 中國地質(zhì)大學(xué)（北京），北京 100083

1 引言

華北克拉通（NCC）是全球最古老的克拉通之一，自古元古晚期克拉通化至早中生代一直保持穩(wěn)定狀態(tài).燕山期，華北克拉通北緣形成了著名的陸內(nèi)造山帶，即陰山—燕山帶.中生代中晚期以來，在太平洋俯沖作用影響下華北克拉通東部巖石圈遭受了大規(guī)模破壞（朱日祥，2007；朱日祥等，2011）.北臨華北克拉通并與西伯利亞克拉通、塔里木地塊相接的中亞造山帶（CAOB）是世界上最寬闊的增生造山帶，主要由增生雜巖及巖漿巖組成.顯生宙期間，中亞造山帶先后經(jīng)歷了古亞洲洋俯沖閉合、陸陸匯聚及碰撞后伸展等地質(zhì)過程（Xiao et al.，2003，2004，2009；Yakubchuk，2004；Sengor et al.，1993；Jahn，2004）.悠久的構(gòu)造演化進(jìn)程使華北克拉通北緣及中亞造山帶南部地區(qū)同時(shí)記錄了陸緣、陸間、陸內(nèi)三種不同類型的造山過程（崔盛芹，1999），因此成為研究大陸造山及造山后伸展作用的理想場(chǎng)所，吸引了國內(nèi)外學(xué)者的廣泛關(guān)注.過去幾十年，地質(zhì)學(xué)家們?cè)谠搮^(qū)域做了諸多卓有成效的工作，并提出了多種構(gòu)造演化模型.然而由于物質(zhì)組成復(fù)雜、演化歷史久遠(yuǎn)，目前對(duì)一些重要的地質(zhì)問題仍存在爭(zhēng)議.例如：古亞洲洋最終閉合的時(shí)限和縫合帶的空間展布，島弧和增生體的屬性及其相應(yīng)的俯沖極性，陰山—燕山帶的陸內(nèi)造山機(jī)制，區(qū)域性伸展對(duì)地殼深部結(jié)構(gòu)的改造等等.過去對(duì)于這些問題的認(rèn)識(shí)，主要來自于地表構(gòu)造及巖石地球化學(xué)研究.同時(shí)由于該區(qū)域被大面積戈壁和草原覆蓋，研究價(jià)值較高的出露巖體有限，因此亟待深部地球物理觀測(cè)提供證據(jù)和約束.

2009年 12月，在 SinoProbe－02和 US NSF PRIE項(xiàng)目資助下，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所與美國俄克拉荷馬大學(xué)合作在該區(qū)實(shí)施了深地震反射、三分量反射及寬角反射與折射聯(lián)合探測(cè)實(shí)驗(yàn)（簡(jiǎn)稱SinoProbe－02華北聯(lián)合地震探測(cè)實(shí)驗(yàn)）.該實(shí)驗(yàn)試圖利用人工源地震探測(cè)技術(shù)從深部構(gòu)造形態(tài)和物質(zhì)組成的角度探討和研究華北克拉通北緣及鄰區(qū)的地球動(dòng)力學(xué)演化問題.地震測(cè)線由南至北依次經(jīng)懷來、宣化、張家口、張北、化德、鑲黃旗，到達(dá)蘇尼特右旗，總長約450km.本文對(duì)聯(lián)合探測(cè)實(shí)驗(yàn)采集的8個(gè)寬角反射與折射500～1500kg的大炮資料進(jìn)行了分析、處理和解釋.經(jīng)過數(shù)據(jù)預(yù)處理、震相識(shí)別、層析成像、走時(shí)射線追蹤、理論地震圖計(jì)算及模型結(jié)果評(píng)價(jià)等步驟獲得了研究區(qū)地殼上部層析成像速度結(jié)構(gòu)和全地殼二維P波速度結(jié)構(gòu)，為研究華北克拉通北緣及中亞造山帶地殼演化的深部過程提供了新的依據(jù).

2 區(qū)域構(gòu)造背景及前人地球物理工作

SinoProbe－02華北聯(lián)合地震探測(cè)實(shí)驗(yàn)剖面跨過華北北緣和中亞造山帶南部.其中華北北緣可進(jìn)一步劃分為陰山燕山帶和內(nèi)蒙地軸兩個(gè)次級(jí)構(gòu)造單元（Zhang et al.，2007）.索倫縫合帶以南赤峰—白云鄂博斷裂以北的區(qū)域又被稱為中亞造山帶南部帶（Jian et al.，2008），可分為白乃廟弧、溫都爾廟增生雜巖帶兩個(gè)次級(jí)構(gòu)造單元（Xiao et al.，2003）（圖1）.

華北克拉通自1.8Ga形成至古生代，一直保持相對(duì)穩(wěn)定狀態(tài).華北克拉通北緣地區(qū)以尚義—古北口—平泉斷裂為界可分為燕山—陰山造山帶和內(nèi)蒙地軸（或內(nèi)蒙古隆起）兩個(gè)次級(jí)構(gòu)造單元.燕山造山帶位于華北克拉通內(nèi)部，地理上從河北省西北部向東延伸到遼寧西部，長約700km.侏羅紀(jì)—白堊紀(jì)之前，這一區(qū)域在華北克拉通前寒武結(jié)晶基底上發(fā)育中元古—古生代沉積蓋層.燕山運(yùn)動(dòng)期間，華北北緣經(jīng)歷了強(qiáng)烈的構(gòu)造變形、巖漿與火山活動(dòng)及同造山沉積作用（宋鴻林，1999）.由于其遠(yuǎn)離任何一個(gè)同時(shí)代的板塊邊界而被認(rèn)為是典型的陸內(nèi)造山帶（張長厚，1999）.內(nèi)蒙地軸（又稱內(nèi)蒙古隆起）以早前寒武結(jié)晶基底與侏羅—白堊世火山沉積不整合相交為主要特征，曾在晚石炭—早侏羅期經(jīng)歷了大規(guī)模的剝蝕事件（Zhang et al.，2007；趙越等，2010）.根據(jù)花崗巖研究的證據(jù)，Zhang等（2007）推測(cè)內(nèi)蒙地軸可能為古亞洲洋向南俯沖的主動(dòng)大陸邊緣.

白乃廟弧位于赤峰—白云鄂博斷裂帶與西拉木倫斷裂之間，由鈣堿性拉斑玄武巖、長英質(zhì)火山巖、堿性玄武巖、火山角礫巖、集塊巖、凝灰?guī)r、花崗閃長巖、花崗巖等組成，同位素測(cè)年結(jié)果顯示其形成于早奧陶至晚志留系（Xiao et al.，2003）.多數(shù)學(xué)者認(rèn)為該帶為中奧陶—早志留期的島弧（Tang，1990），也有學(xué)者分析認(rèn)為是向南俯沖的大陸邊緣（Xiao et al.，2003）.白乃廟弧以北為溫都爾廟雜巖帶，主要由蛇綠巖、增生雜巖和高壓變質(zhì)帶組成.由于該區(qū)巖石組成復(fù)雜，且經(jīng)過了較長時(shí)間的增生歷史，對(duì)其構(gòu)造屬性存在多種不同的認(rèn)識(shí).

圖1 華北克拉通北緣及鄰區(qū)大地構(gòu)造簡(jiǎn)圖（Xiao et al.，2003）圖中灰色實(shí)線分別為：1柏各莊—正藍(lán)旗剖面，2昌黎—達(dá)來諾爾剖面，3響水—滿都拉剖面，4東溝—東烏珠穆沁旗剖面.Fig.1 Tectonic map of the north margin of the North China Craton（NCC）and adjacent area（Xiao et al.，2003）Previous seismic profiles recorded in the region are shown by grey lines：1Bogezhuang－Xulun Hot Qi，2Changli－Dalainuoer profile，3Xiangshui－Mandula transect，4Donggou－East Ujimqin transect.

索倫縫合帶西起索倫山蛇綠巖帶，被認(rèn)為是晚古生代古亞洲洋最終閉合的位置.由于索倫山以東蛇綠巖分布廣泛導(dǎo)致對(duì)于縫合帶如何向東延伸及大洋閉合的時(shí)間有多種認(rèn)識(shí).部分研究者認(rèn)為索倫縫合帶向東延伸至賀根山（Tang，1990；Hus et al.，1991；Chen et al.，2000），Xiao等（2003）認(rèn)為向東經(jīng)過林西北部地區(qū)，也有人認(rèn)為應(yīng)延向西拉木倫河（Jian et al.，2008；Li，2006；王玉靜和樊志永，1997）.同理，對(duì)古亞洲洋最終關(guān)閉的時(shí)限則從晚志留至三疊也有多種不同認(rèn)識(shí)（Xiao et al.，2003；Sengor et al.，1993；Hus et al.，1991；Li，2006；Hong et al.，1995）.

該區(qū)地球物理深部探測(cè)資料總體較少.20世紀(jì)80年代，在華北地區(qū)實(shí)施的大量深地震測(cè)深探測(cè)剖面中，柏各莊—正藍(lán)旗、昌黎—達(dá)萊諾爾兩條剖面穿過了燕山造山帶中部（圖1中剖面1、2）.其結(jié)果顯示燕山中地殼存在低速層，具有“三明治”結(jié)構(gòu)特征（劉昌銓和嘉世旭，1986；李秋生等，2008）.另外兩條地學(xué)斷面：響水—滿都拉和東溝—東烏珠穆沁旗剖面分別穿過中亞造山帶的東部和中部（圖1中剖面3、4），其結(jié)果顯示中亞造山帶東部地殼厚度在37～40km之間，中部在43～50km之間（盧造勛和夏懷寬，1993；馬杏垣等，1991）.這兩條斷面相距約800km，SinoProbe－02華北聯(lián)合地震探測(cè)實(shí)驗(yàn)剖面位于兩條大斷面中間.

3 數(shù)據(jù)采集與震相識(shí)別

圖2 觀測(cè)系統(tǒng)Fig.2 Geometry

SinoProbe－02華北聯(lián)合地震實(shí)驗(yàn)－寬角反射與折射剖面全長453km，由8個(gè)炸藥震源激發(fā)，藥量500～1500kg，采用多井組合爆破激發(fā)，單井井深40～50m.實(shí)驗(yàn)使用300套Texan（Reftek125）單分量地震采集器輪流放置進(jìn)行接收，檢波器頻率4.5Hz，采樣率100Hz，臺(tái)站間距1～1.5km（Li et al.，2013）.野外接收排列長度均大于300km，觀測(cè)系統(tǒng)見圖3，其中Shot 1近偏移距為50km.

本次試驗(yàn)總體獲得了高質(zhì)量的數(shù)據(jù)，但測(cè)線南端靠近北京部分由于交通及工業(yè)干擾很大，資料信噪比較低.交互式震相拾取軟件Zplot被用于進(jìn)行原始單炮數(shù)據(jù)道剔除、自動(dòng)增益控制、帶通濾波（1～10Hz）、速度折合及震相拾?。╖elt，1994）.經(jīng)仔細(xì)分析對(duì)比，共識(shí)別出沉積層及基底折射波（Pg）、殼內(nèi)反射波（Pcp，Plp）、Moho反射波（Pmp）及來自上地幔頂部折射波Pn等5種震相.

圖3 Shot 1單炮記錄及震相折合速度6.0km／s，帶通濾波1～10Hz，圖中Pg為來自沉積層回折波及基底的首波，Pcp為來自上地殼底界面的反射波，Plp為來自中地殼底界面的反射波，Pmp為來自Moho界面的反射波，Pn為來自上地幔頂部的折射波.Fig.3 Trace normalized record section for Shot 1A band pass filter（1～10Hz）was applied，and the reduced velocity is 6.0km／s.Pg refraction from uppermost crust.PcP reflection from mid－crustal discontinuity，Plp reflection from discontinuity in the lower crust，Pmp reflection from the Moho，Pn refraction from the Moho.

單炮記錄顯示剖面北端索倫縫合帶及溫都爾廟雜巖帶內(nèi)激發(fā)效果好（Shot 1、Shot 2）.其中Pg震相視速度～5.9km／s，最遠(yuǎn)可追蹤至～120km.Shot 1和Shot 2記錄中來自Moho的反射波能量強(qiáng)，延續(xù)范圍90～280km.區(qū)內(nèi)Pn震相并不顯著，只在Shot 1分辨出較弱的Pn，視速度～8.0km／s.另外在80～160km內(nèi)兩組殼內(nèi)反射信息被追蹤（Pcp、Plp）.圖3為Shot 1原始單炮數(shù)據(jù)集及震相識(shí)別結(jié)果.

Shot 3及Shot 4記錄震相形態(tài)上非常相似，其Pg震相視速度較高，～6.05km／s，可延續(xù)至90km.值得注意的是，這兩炮Pcp及Plp能量較強(qiáng)，而PmP震相能量較Shot 1和Shot 2弱，可在110～170km內(nèi)清晰識(shí)別.

Shot 5、Shot 6、Shot 7位于赤峰—白云鄂博斷裂以南，信噪比較高.在Shot 6單炮記錄（圖4）顯示左支Pg可在0～110km內(nèi)識(shí)別，右支則可追蹤至～60km，視速度～5.90km／s.PmP震相追蹤范圍80～200km，視速度～7.10km／s.殼內(nèi)反射波組Pcp和Plp在三炮均可被識(shí)別，然而Plp震相僅出現(xiàn)在各炮集的左支.另外，Shot 6左支可拾取到少量Pn震相，其視速度～8.10km／s.位于側(cè)線南端的Shot 8激發(fā)藥量為1.5t，然而其激發(fā)效果較差，資料信噪比低，只有少量能量較強(qiáng)的Pg和Pmp被拾取，這可能是由于炮點(diǎn)位于巨厚黃土沉積層內(nèi)導(dǎo)致能量吸收強(qiáng)烈.

圖4 Shot 6單炮記錄及震相（參數(shù)與圖3相同）Fig.4 Trace normalized record section for Shot 6 （Phases labeled and other explanations as in Fig.3）

4 上地殼初至層析成像

地殼上部結(jié)構(gòu)信息對(duì)于了解研究區(qū)淺部地殼變形特征、斷裂空間展布、基底形態(tài)和深淺構(gòu)造關(guān)系具有重要意義.對(duì)大藥量激發(fā)獲得的遠(yuǎn)距離一次波折射信號(hào)進(jìn)行層析成像是獲取地殼上部精細(xì)速度結(jié)構(gòu)的最有效手段.1992年，Hole改進(jìn)了Viadale（1990）有限差分地震層析成像算法，使其適用于各種速度變化劇烈的三維介質(zhì)（Viadale，1990；Hole，1992）.性能的改善和效率的大大提高使之成為一種經(jīng)典的初至走時(shí)層析成像方法.該方法使用矩形網(wǎng)格剖分實(shí)現(xiàn)模型參數(shù)化，通過程函方程的有限差分算子計(jì)算獲得地震波從震源到所有網(wǎng)格點(diǎn)的走時(shí)，進(jìn)而計(jì)算走時(shí)場(chǎng)中最陡走時(shí)梯度，確定射線路徑，實(shí)現(xiàn)模型正演計(jì)算.在此基礎(chǔ)上，通過對(duì)走時(shí)擾動(dòng)和慢度擾動(dòng)進(jìn)行線性化處理，并利用簡(jiǎn)單反投影方法迭代反演節(jié)點(diǎn)上的速度值.本文使用Hole有限差分層析成像算法對(duì)503個(gè)Pg震相走時(shí)數(shù)據(jù)進(jìn)行成像，迭代過程采用由粗至細(xì)的變網(wǎng)格尺度及平滑參數(shù)的策略.初始一維模型參考了前人在周邊區(qū)域的深地震測(cè)深結(jié)果（圖5b），經(jīng)過12次迭代反演，走時(shí)均方根誤差降至0.0947s，接近拾取誤差估計(jì)值，良好收斂（圖5a）.

圖5 層析成像迭代反演收斂曲線（a）及一維初始速度模型（b）Fig.5 Convergent curve of iterative inversions（a）and 1Dinitial velocity model（b）

研究區(qū)上地殼初至層析成像速度結(jié)構(gòu)如圖6所示，淺層速度總體呈中部高兩側(cè)低的特點(diǎn).其中，白乃廟弧附近（Shot 4）的高速體對(duì)應(yīng)地表花崗巖出露區(qū).在深地震反射剖面中，該段淺層則呈透明反射特征，推測(cè)其為晚古生代－中生代伴隨古亞洲洋閉合及后期伸展過程中巖漿活動(dòng)的深部響應(yīng).白乃廟弧以北的溫都爾廟雜巖帶和索倫縫合帶內(nèi)低速沉積層（＜5.7km／s）則具有一定厚度，其物質(zhì)組成可能是大洋閉合殘留的沉積和混雜巖以及新生代淺表沉積物.華北克拉通北緣一側(cè)僅在南端陰山—燕山帶內(nèi)出現(xiàn)明顯沉積層，基底厚度～4km.內(nèi)蒙地軸下方速度總體較高，淺層高速體與較薄的沉積層相間出現(xiàn)，反映了晚古生代至中生代中期經(jīng)歷大規(guī)模抬升、剝蝕事件的結(jié)果.

5 全地殼二維P波速度結(jié)構(gòu)

與深地震反射方法通過多次疊加獲取地殼內(nèi)部精細(xì)結(jié)構(gòu)相比，寬角反射與折射對(duì)地殼速度成像具有特殊的勘探學(xué)意義.除利用初至波層析成像得到地殼上部速度結(jié)構(gòu)外，還可對(duì)過臨界角反射續(xù)至波及折射波等震相通過射線追蹤和動(dòng)力學(xué)模擬來獲取全地殼速度結(jié)構(gòu).而寬角反射與折射方法得到的殼內(nèi)速度為射線速度，與近垂直反射地震通過速度分析或速度譜方法得到的等效速度（如疊加速度）相比更接近巖層真實(shí)速度（姚姚，2007）.在傳統(tǒng)射線追蹤正演算法（如：Seis81、Seis83等）基礎(chǔ)上，Zelt和Smith（1992）提出的二維射線反演算法（Rayinvr）不僅能夠?qū)崿F(xiàn)模型參數(shù)自動(dòng)反演，而且提供了較好的模型參數(shù)估計(jì)手段，從而提高了解釋的效率和可信度.該算法使用深度節(jié)點(diǎn)刻畫模型界面，并與依附在界面上的速度節(jié)點(diǎn)共同將模型空間剖分為不規(guī)則梯形，實(shí)現(xiàn)模型參數(shù)化.正演模擬是在一定誤差控制下，利用龍格庫塔法通過調(diào)整射線步長和出射角求解二維射線追蹤方程.反演則是在計(jì)算走時(shí)相對(duì)速度和深度節(jié)點(diǎn)的偏微分基礎(chǔ)上，采用阻尼最小二乘迭代反演確定深度和速度節(jié)點(diǎn)值.除此之外，該算法分別通過分辨率矩陣、理論走時(shí)和拾取走時(shí)的擬合效果，及其擾動(dòng)模型參數(shù)、不同初始模型的反演結(jié)果估計(jì)解的分辨率、不確定度及非唯一性（Zelt和Smith，1992）.

因此，本文采用二維射線反演算法對(duì)全地殼的寬角反射及折射震相進(jìn)行走時(shí)正演及反演計(jì)算，并使用Vmed軟件進(jìn)行模型建立和編輯（Zelt，2004）.初始模型的建立綜合考慮了同測(cè)線深地震反射剖面的反射特征和前人在周邊區(qū)域的深地震測(cè)深探測(cè)成果.速度結(jié)構(gòu)成像按“剝皮”法從上到下依層進(jìn)行，首先按照試錯(cuò)法對(duì)走時(shí)進(jìn)行正演計(jì)算，當(dāng)誤差達(dá)到一定范圍時(shí)，進(jìn)行深度及速度節(jié)點(diǎn)阻尼最小二乘反演，采用的速度節(jié)點(diǎn)阻尼參數(shù)為0.1km／s，深度節(jié)點(diǎn)阻尼參數(shù)為1km.圖7為Shot 5單炮記錄、射線追蹤結(jié)果及擬合結(jié)果示例.圖8為得到的最終速度結(jié)構(gòu)模型.

Pg初至走時(shí)波是來自沉積層的回折波及結(jié)晶基底的折射波.計(jì)算過程中，深地震反射單炮近炮點(diǎn)直達(dá)波速度測(cè)量成果被用于約束近地表低速層速度.在正演基礎(chǔ)上經(jīng)過5次迭代反演，理論走時(shí)與拾取走時(shí)很好擬合，均方根誤差達(dá)到0.096s.上地殼速度成像顯示測(cè)線中部120～340km范圍地表低速層厚度較薄，分布在200～1000m之間，而且低速層以下區(qū)域速度相對(duì)較高，達(dá)到5.97～6.28 km／s.剖面兩端新生代沉積層厚度在1～2km之間，速度為2.50～3.50km／s.相應(yīng)結(jié)晶地殼基底約為4～5km，速度5.60～6.00km／s.另外測(cè)線北段Shot 1和Shot 2初至波局部有較明顯走時(shí)滯后，這可能與沙漠區(qū)松散低速沙層有關(guān).射線追蹤反演與層析成像兩種方法得到的地殼上部速度結(jié)構(gòu)總體吻合，而且基于小尺度網(wǎng)格剖分的層析算法得到的速度變化特征更為精細(xì).

來自殼內(nèi)的反射震相Pcp被定義為上地殼與中地殼的分界，該震相共拾取225個(gè)走時(shí)數(shù)據(jù)，經(jīng)3次迭代反演獲得該層的深度及速度分布.研究區(qū)上地殼的厚度～19km，速度在6.14～6.50km／s之間.最淺的部分出現(xiàn)在測(cè)線距離50～100km及190～260km之間，并具有相對(duì)較高的速度.Plp震相為來自下地殼頂界的反射波，該震相大部分分布在測(cè)線中北部.經(jīng)正反演計(jì)算其均方根誤差為0.143s.結(jié)果顯示其深度在22～28km之間，總體變化平緩.除在測(cè)線距離140～180km呈低速特征外，中地殼沒有大范圍的低速體存在.

圖6 上地殼初至層析成像結(jié)果Fig.6 Upper crustal velocity model derived from first arrival tomography

圖7 （a）Shot 5單炮記錄及震相；（b）Rayinvr射線追蹤結(jié)果；（c）理論計(jì)算走時(shí)與拾取走時(shí)擬合圖Fig.7 （a）Trace normalized record section for Shot 5；（b）Ray diagrams for the phases modeled；（c）Picks and theoretical travel times calculated for the model derived using the Rayinvr inversion method

由于本剖面所有單炮均追蹤到來自Moho的反射波，因此共有470個(gè)Pmp震相走時(shí)數(shù)據(jù).經(jīng)正演及多次反演計(jì)算，理論走時(shí)與拾取走時(shí)的均方根誤差接近0.12s，擬合良好.射線追蹤結(jié)果顯示研究區(qū)Moho深度在39.5～46.5km之間，最深的部分出現(xiàn)在測(cè)線距離250～360km的燕山造山帶南緣部分，而其他區(qū)域地殼厚度變化平緩～42km.Moho以上的下地殼底部速度總體在6.65～7.00km／s之間變化，其中中部速度較低，兩側(cè)稍高.Pn震相是來自上地幔頂部的折射波及首波，由于Pn震相能量遠(yuǎn)小于Pmp，而且其生成與下地殼底部的速度梯度及Moho面的復(fù)雜程度有關(guān)，尤其是造山帶中的Pn震相一般較難獲得.本次實(shí)驗(yàn)只有Shot 1和Shot 6拾取到少量Pn走時(shí)，擬合結(jié)果顯示測(cè)線北段上地幔頂部速度～8.00km／s，南側(cè)略高，約為8.10km／s.

模型誤差及精度估計(jì)包括走時(shí)擬合誤差、射線覆蓋及分辨率估計(jì).SinoProbe－02華北聯(lián)合地震實(shí)驗(yàn)－寬角反射與折射剖面共1439個(gè)走時(shí)數(shù)據(jù)參與模型正反演計(jì)算，理論走時(shí)與拾取走時(shí)的平均均方根誤差為0.113s，接近拾取誤差.模型射線覆蓋情況如圖9所示，由于炮點(diǎn)及檢波點(diǎn)較密集，剖面射線覆蓋狀況較好.除此之外，采用了Tramp地震動(dòng)力學(xué)正演模擬算法進(jìn)行了合成記錄計(jì)算，并通過與實(shí)際記錄比較來約束層間速度梯度.Rayinvr算法除了能夠?qū)崿F(xiàn)二范數(shù)下深度節(jié)點(diǎn)和速度節(jié)點(diǎn)的自動(dòng)反演擬合外，另一個(gè)特點(diǎn)是能夠提供良好的模型估計(jì).圖10為分辨率矩陣對(duì)角線值對(duì)應(yīng)的節(jié)點(diǎn)的分辨率估計(jì)值（Zelt和Smith，1992）.理想狀態(tài)下，節(jié)點(diǎn)分辨率估計(jì)值為1，一般認(rèn)為分辨率估計(jì)值達(dá)到0.5以上即為良好分辨（Zelt，1999）.

圖9 射線覆蓋圖（Pg震相：黃色；Pcp震相：粉色；Plp震相：淡藍(lán)色；Pmp震相：綠色；Pn震相：紫色）Fig.9 Ray coverage for the final model for the Pg phase（yellow），Pcp phase（pink），Plp phase（light blue），Pmp（green）and Pn phases（purple）

圖10 模型節(jié)點(diǎn)分辨率估計(jì)（圖中灰色正方形代表界面深度節(jié)點(diǎn)，黑色三角形代表速度節(jié)點(diǎn)，正方形和三角形的大小反映分辨率的高低）Fig.10 Resolution diagram for the model.The resolution of the boundary nodes is indicated by squares，and the resolution of the velocity points are indicated by triangles.The size of the nodes represents the value of the corresponding diagonal element of the resolution matrix

6 認(rèn)識(shí)與討論

二維P波地殼速度結(jié)構(gòu)顯示中亞造山帶南部地殼厚度～40km，變化平緩，小于由全球深地震測(cè)深數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)出的造山帶地殼平均厚度46km（Christensen et al.，1995）.同測(cè)線深地震反射剖面得到的莫霍反射出現(xiàn)在雙程走時(shí)～14s，總體同樣較為平緩.童英等（2010）通過總結(jié)中亞造山帶和華北北緣的花崗巖研究成果，指出這一區(qū)域自奧陶紀(jì)至白堊紀(jì)曾發(fā)生過多期伸展.我們推斷薄的地殼及平緩的莫霍面為造山后區(qū)域性伸展的結(jié)果.研究區(qū)內(nèi)最深的莫霍出現(xiàn)在剖面南端的燕山造山帶西緣，最深達(dá)到46km.經(jīng)過燕山中部的柏各莊—正藍(lán)旗和昌黎—達(dá)萊諾爾剖面也顯示出相同特征（劉昌銓和嘉世旭，1986；李秋生等，2008），李秋生等（2008）解釋其為燕山造山帶的厚地殼，為燕山山根的殘留.對(duì)比燕山造山帶三條深地震測(cè)深剖面地殼厚度的橫向變化，發(fā)現(xiàn)其自東向西莫霍逐漸加深（38km→42km→46km），而面波層析成像結(jié)果也具有類似的趨勢(shì)（Huang et al.，2009）.中國及鄰區(qū)P波地幔層析成像結(jié)果顯示高速（低溫）的太平洋板塊滯留在中國東部上地幔頂部，其前緣可延伸至南北重力梯度帶附近（Huang and Zhao，2006）.由布置在華北地區(qū)的寬頻地震流動(dòng)臺(tái)站數(shù)據(jù)得到的接收函數(shù)成像則揭示出以南北重力梯度帶為界，華北克拉通東部與中西部巖石圈結(jié)構(gòu)存在顯著的特征差異，其中東部地區(qū)在太平洋板塊俯沖作用影響下經(jīng)歷了整體性的減薄和破壞（Chen and Ai，2009）.結(jié)合沉積建造、巖漿活動(dòng)和構(gòu)造變形等方面的證據(jù)，朱日祥等（2011）認(rèn)為華北克拉通的破壞發(fā)生在中生代，其峰期約在125Ma左右.基于以上分析，我們推測(cè)位于華北克拉通北部的陰山—燕山造山帶在侏羅紀(jì)造山作用下曾形成山根，并在后期伸展過程中自東向西遭受了不同程度的改造，而這種改造作用很可能與華北克拉通破壞有關(guān).

初至層析成像及二維射線追蹤結(jié)果（圖6和圖8）顯示，剖面中部150～280km近地表低速層很薄，地殼上部具有相對(duì)較高的速度.同測(cè)線的華北深地震反射疊加剖面在該段地殼淺部存在多個(gè)范圍較大的透明反射區(qū)（Zhang et al.，2014）.將該區(qū)域深度和速度關(guān)系與實(shí)驗(yàn)室地震學(xué)測(cè)量結(jié)果比較（Chiristensen and Mooney，1995），推測(cè)其組成為花崗巖－花崗閃長巖.因此，地殼上部的高速體應(yīng)為地表區(qū)域大面積花崗巖的深部反映.對(duì)應(yīng)上地殼的高速，該區(qū)下地殼則呈低速、低速度梯度的特征（6.60～6.70km／s），速度分布在白乃廟弧及內(nèi)蒙地軸下方從上至下呈“通道”狀，其組成主要為長英質(zhì)及長英－鐵鎂質(zhì)過渡物質(zhì)（Liu et al.，2006）.結(jié)合前人地球化學(xué)方面的證據(jù)（Zhang et al.，2007），并考慮到造山后的區(qū)域性伸展作用（童英等，2010），推測(cè)其可能曾為古亞洲洋向南俯沖消亡的主動(dòng)陸緣，并在碰撞后演變?yōu)樯煺弓h(huán)境下巖漿侵入的通道.

溫都爾廟雜巖帶中上地殼速度橫向變化較劇烈.在測(cè)線距離190～240km和70～120km的上地殼存在兩個(gè)速度上隆區(qū)，中地殼在剖面橫向距離140～180km存在一個(gè)小范圍的低速體.下地殼總體速度較低，其中白乃廟弧下地殼速度為6.60～6.70km／s，溫都爾廟雜巖帶下地殼6.58～6.65km／s.正如前文所述，這一區(qū)域由于經(jīng)歷了較長的地質(zhì)演化過程，地表出露巖石組成復(fù)雜，地質(zhì)界對(duì)其構(gòu)造屬性的認(rèn)識(shí)尚有較大爭(zhēng)議（Xiao et al.，2003；Tang，1990）.我們認(rèn)為該區(qū)復(fù)雜的殼內(nèi)結(jié)構(gòu)反映了其自早古生代以來經(jīng)歷增生－匯聚－伸展的地質(zhì)演化過程.由于測(cè)線距離0～60km未布置檢波點(diǎn)，因此在索倫縫合帶下方射線分布稀疏，只有部分Pg和Pmp震相約束，結(jié)果顯示索倫縫合帶上地殼速度相對(duì)較低，而下地殼底部則可達(dá)到～6.95km／s.

總體來看，研究區(qū)內(nèi)華北克拉通北緣與中亞造山帶具有不同的速度變化特征，前者相對(duì)平緩，而后者變化較為強(qiáng)烈，這可能與中亞造山帶更為復(fù)雜的演化過程有關(guān).根據(jù)地殼速度特征，我們認(rèn)為二者在淺部的分界線出現(xiàn)在測(cè)線距離260～280km.這一位置接近赤峰—白云鄂博斷裂，與根據(jù)太古－早元古地層分布得出的構(gòu)造界限位置相當(dāng)（Xiao et al.，2003）.

7 結(jié)論

SinoProbe－02華北聯(lián)合地震實(shí)驗(yàn)－寬角反射與折射剖面旨在獲取華北克拉通北緣及中亞造山帶南部地殼結(jié)構(gòu).通過對(duì)長453km的剖面進(jìn)行上地殼初至層析成像和全地殼二維射線追蹤反演獲得了研究區(qū)P波地殼速度分布模型.經(jīng)討論我們得到以下幾點(diǎn)結(jié)論：

（1）中亞造山帶南部地殼厚度～40km，變化平緩，可能為造山后區(qū)域伸展的產(chǎn)物；燕山—陰山帶下莫霍加深至46km，推測(cè)其為侏羅紀(jì)造山作用下形成的山根，但山根很可能受到華北克拉通東部整體性破壞事件的影響而在后期被改造；

（2）剖面中部（150～280km）近地表低速層薄，而上地殼具有相對(duì)較高的速度，為大面積花崗巖出露的深部響應(yīng)；對(duì)應(yīng)上地殼高速，該區(qū)下地殼則呈低速、低速度梯度特征，呈通道狀，推測(cè)其可能曾為古亞洲洋向南俯沖消亡的主動(dòng)陸緣，并在碰撞后演變?yōu)樯煺弓h(huán)境下巖漿侵入的通道；

（3）溫都爾廟雜巖帶中上地殼速度橫向變化較復(fù)雜，反映了該區(qū)自早古生代以來經(jīng)歷了復(fù)雜的增生－匯聚－伸展地質(zhì)演化的深部過程；

（4）華北克拉通北緣與中亞造山帶顯示出不同的速度變化特征，其分界出現(xiàn)在測(cè)線距離260～280km附近，與赤峰—白云鄂博斷裂位置相當(dāng).

致謝 感謝Galen Kaip、Steve Harder博士（德克薩斯大學(xué)艾爾帕索分校），Stephen Holloway、Jefferson Chang、Catherine Cox（俄克拉荷馬大學(xué)），王大勇博士（吉林大學(xué)），米勝信、姚玉濤（國土資源地質(zhì)實(shí)物資料中心）及中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所管燁研究員、張季生研究員、董進(jìn)博士在數(shù)據(jù)采集過程中付出的艱苦工作.感謝美國地質(zhì)調(diào)查局Walter Mooney博士、Shengzao Chen博士，中國地震局劉啟元研究員、王椿鏞研究員等對(duì)本研究提出的寶貴意見.

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