鄂爾多斯盆地北緣南北向剖面上地幔遠(yuǎn)震P波層析成像

毛慧慧, 雷建設(shè), 滕吉文

1 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所， 北京　100029　2 中國科學(xué)院大學(xué)， 北京　100049　3 中國地震局地殼應(yīng)力研究所(地殼動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室)， 北京　100085

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鄂爾多斯盆地北緣南北向剖面上地幔遠(yuǎn)震P波層析成像

毛慧慧1,2, 雷建設(shè)3, 滕吉文1*

1 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所， 北京1000292 中國科學(xué)院大學(xué)， 北京1000493 中國地震局地殼應(yīng)力研究所(地殼動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室)， 北京100085

摘要為深入理解華北克拉通破壞機(jī)理，本研究通過鄂爾多斯盆地北緣南北向?qū)掝l帶線性高密度流動(dòng)地震臺(tái)觀測(cè)記錄的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)，獲得了1985條高質(zhì)量到時(shí)資料，進(jìn)而利用FMTT(Fast Marching Teleseismic Tomography)快速行進(jìn)層析成像方法獲得了華北克拉通西部鄂爾多斯盆地北緣深至300 km范圍的P波速度模型.結(jié)果顯示，鄂爾多斯盆地下方呈現(xiàn)出深至150～200 km的高波速異常，說明華北克拉通其西部巖石圈保存完好尚未遭到明顯破壞.河套地塹下方存在向鄂爾多斯盆地下方延伸的明顯低波速異常，其深度可達(dá)300 km深度，而陰山造山帶下方上地幔存在深至100 km左右的弱高波速異常，說明鄂爾多斯盆地周邊地區(qū)的巖石圈均遭到一定程度破壞并減薄，可能與新生代時(shí)期太平洋板塊的俯沖引起深部熱物質(zhì)上涌等作用密切相關(guān).這些研究結(jié)果說明，華北克拉通在構(gòu)造演化過程中不同塊體經(jīng)歷了不同的破壞演化歷史，這對(duì)于認(rèn)識(shí)克拉通破壞減薄機(jī)制具有重要意義.

關(guān)鍵詞南北向流動(dòng)觀測(cè); P波; 速度結(jié)構(gòu); 鄂爾多斯盆地北緣; 深層動(dòng)力過程

1引言

克拉通在太古代與早元古代時(shí)期形成，是地球上相對(duì)穩(wěn)定的構(gòu)造單元，如南非卡普瓦爾克拉通、俄羅斯西伯利亞克拉通和加拿大北美克拉通等，其下方存在250～300 km的大陸根(Polet and Anderson,1995; Artemieva and Mooney, 2001; James et al., 2001).華北克拉通(圖1)有著36億年古老地殼(Liu et al., 1992)，在晚太古代和古元古代時(shí)期，華北克拉通經(jīng)歷了一系列構(gòu)造演化過程(Zhai et al., 2001)，但在東西克拉通碰撞之后的晚元古代變得較為穩(wěn)定(Zhao et al., 2000)，直至中奧陶紀(jì)構(gòu)造與巖漿活動(dòng)才平靜(Lu et al., 2000).然而，華北克拉通在晚中生代又開始復(fù)活.從空間構(gòu)造的角度來說，華北克拉通由東向西依次可劃分為東、中、西克拉通，東克拉通以華北盆地為主，中克拉通以山西地塹和太行山造山帶為主，而西克拉通以鄂爾多斯盆地為主.東克拉通地區(qū)當(dāng)前研究較多，為認(rèn)識(shí)克拉通破壞機(jī)制提供了很多有意義證據(jù)(Fan and Menzies, 1992; Menzies et al., 1993;劉福田等, 1996;Xu, 2001, 2002; Gao et al., 2002;段永紅等, 2002; 嘉世旭等, 2005; Lei et al., 2008, 2011; Wu et al., 2008; Huang et al., 2009; Tian et al., 2009; Chen et al., 2010; 呂作勇等, 2010; 朱日祥等, 2011; Lei, 2012; 楊婷等, 2012; Zhao et al., 2012; 王炳瑜等, 2013; 劉志等, 2015)，而西克拉通地區(qū)的鄂爾多斯盆地深部結(jié)構(gòu)與深層動(dòng)力過程的研究卻較少.鄂爾多斯盆地以北有河套地塹和陰山—燕山造山帶，以南有汾渭地塹和秦嶺—大別—蘇魯造山帶，以西有銀川地塹，以東有山西地塹和太行山造山帶.盡管有研究者對(duì)包括鄂爾多斯盆地在內(nèi)的華北克拉通開展過相關(guān)研究(Huang et al., 2009; Tian et al., 2009; Lei, 2012; Wang et al., 2013)，但這些工作主要為利用鄂爾多斯盆地周邊臺(tái)站記錄到周邊地震的到時(shí)資料來反演其下方深部結(jié)構(gòu)，因此其模型的空間分辨率較為有限，主要是鄂爾多斯盆地缺少地震臺(tái)站分布所致.為此，北京大學(xué)、中國地震局地球物理研究所和中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所分別在鄂爾多斯盆地內(nèi)部及周邊地區(qū)開展了密集流動(dòng)地震觀測(cè)，且獲得了研究區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu)相關(guān)研究成果(Zheng et al., 2009; Chen et al., 2009, 2014; Zhao and Xue, 2010; Wei et al., 2011;Zhao et al., 2012; Yu et al., 2012; Wang et al., 2014).

為深入認(rèn)識(shí)鄂爾多斯盆地、河套地塹和陰山造山帶之間深部構(gòu)造關(guān)聯(lián)性和華北克拉通破壞減薄機(jī)理，中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所2006—2008年期間在110°E附近的37°N～43°N之間的鄂爾多斯盆地、河套地塹和陰山造山帶地區(qū)布設(shè)了高密度線性流動(dòng)地震觀測(cè)臺(tái)陣(圖1)，這些資料已被應(yīng)用于研究鄂爾多斯盆地北緣地殼上地幔速度與間斷面結(jié)構(gòu)(滕吉文等, 2008, 2010; Tian et al., 2011)，為認(rèn)識(shí)華北克拉通破壞提供有意義的地震學(xué)證據(jù).這種線性臺(tái)陣資料在青藏高原及周邊和華北等其它地區(qū)的上地幔成像方面獲得了有意義的研究結(jié)果(Wittlinger et al., 1996; 郭飚等, 2004; Chen et al., 2009, 2014; Zhao and Xue, 2010; Bai et al., 2011; Hung et al., 2011; Zhao et al., 2012; Yu et al., 2012; 劉震等, 2015).本研究擬利用中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所2006—2008年期間在110°E附近的高密度流動(dòng)地震觀測(cè)記錄到的遠(yuǎn)震數(shù)據(jù)，采用FMTT(Fast Marching Teleseismic Tomography；Rawlinson et al., 2004)快速行進(jìn)層析成像方法對(duì)鄂爾多斯盆地北部邊緣(32°N—44°N, 105°E—115°E)的深部P波速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行成像反演，以對(duì)華北克拉通形成演化與破壞減薄等動(dòng)力過程提供重要的地震學(xué)證據(jù).

2資料與方法

2.1資料

圖1　研究區(qū)構(gòu)造背景和臺(tái)站分布黑色線段代表主要構(gòu)造線，灰色線段代表活動(dòng)斷層，紅色三角形代表第一期布設(shè)的流動(dòng)臺(tái)站，黃色三角形代表第二期布設(shè)的流動(dòng)臺(tái)站，藍(lán)色三角形代表第三期布設(shè)的流動(dòng)臺(tái)站.藍(lán)色線(110.5°E)代表圖5剖面位置Fig.1　The tectonic background of the study area and the distribution of seismic stationsThe black lines represent major active tectonic lines, whereas the gray lines represent active faults. The red triangles represent the portable stations at the first stage, the yellow triangles represent the portable stations at the second stage, whereas the blue triangles represent the portable stations at the third stage.

本文采用的資料是中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所2006年至2008年期間在鄂爾多斯盆地北緣開展的寬頻帶流動(dòng)觀測(cè)(圖1)記錄到的遠(yuǎn)震波形資料.該流動(dòng)地震觀測(cè)分為三期，每期臺(tái)址位置均不相同，但沿110°E同一測(cè)線由37°N開始向北依次流動(dòng)觀測(cè)至43°N.第一期為2006年10月—2007年4月，臺(tái)站數(shù)為20個(gè)，在圖1中顯示為紅色三角；第二期為2007年5月—2007年11月，臺(tái)站數(shù)為20個(gè)，在圖1中用黃色三角表示；第三期為2007年12月—2008年4月，臺(tái)站數(shù)為14個(gè)，在圖1中用藍(lán)色三角表示.為了保證遠(yuǎn)震數(shù)據(jù)的質(zhì)量，本研究對(duì)三期臺(tái)站觀測(cè)記錄到的震級(jí)MW≥5.3且震中距大于30°但小于90°的遠(yuǎn)震事件波形數(shù)據(jù)進(jìn)行詳細(xì)篩選，挑選出具有良好信噪比和明顯初至的波形，保證每個(gè)事件至少被5個(gè)臺(tái)站記錄，最終得到215個(gè)遠(yuǎn)震事件(圖2)記錄到的1985條高質(zhì)量到時(shí)資料.從遠(yuǎn)震震中分布來看，事件主要分布在西太平洋俯沖帶地區(qū)，在地中海、紅海等地區(qū)也有分布，說明本研究所選地震事件圍繞研究區(qū)具有較好空間方位覆蓋，對(duì)于求解研究區(qū)成像結(jié)果具有重要作用.

圖2　研究區(qū)所用的遠(yuǎn)震震中(黃色菱形)分布紅色三角代表臺(tái)網(wǎng)中心.Fig.2　The distribution of teleseismic epicenters (yellow diamonds)used in this study.The red triangle represents the center of the seismic network.

2.2方法

(1)

(2)

(3)

同一臺(tái)站記錄到的所有事件相對(duì)走時(shí)殘差做平均，即可得到每個(gè)臺(tái)站相對(duì)走時(shí)殘差.

由于本研究計(jì)算主要采用ak135模型計(jì)算理論走時(shí)，因而需要進(jìn)行地殼校正，以避免地殼結(jié)構(gòu)影響到地幔結(jié)構(gòu)成像.本研究采用Crust 1.0模型(Laske et al., 2013)進(jìn)行了地殼校正，校正后的臺(tái)站的平均相對(duì)走時(shí)殘差如圖3所示.由圖3可以看出，鄂爾多斯盆地地震臺(tái)站基本為負(fù)殘差且較大，說明其下方上地?？赡艽嬖诟卟ㄋ佼惓＃犹椎貕q臺(tái)站為正殘差也較大，說明其下方上地?？赡艽嬖诘筒ㄋ佼惓?陰山造山帶地震臺(tái)站的殘差，既表現(xiàn)有正殘差又表現(xiàn)有負(fù)殘差，但其量值均較小且以負(fù)殘差為主，說明該區(qū)下方上地?？赡艽嬖谌醺卟ㄋ佼惓?根據(jù)Lei and Zhao(2007)通過多種地殼速度模型對(duì)天山造山帶臺(tái)站記錄到的遠(yuǎn)震走時(shí)校正后的地幔結(jié)果進(jìn)行對(duì)比分析，發(fā)現(xiàn)不同地殼校正獲得的地幔成像結(jié)果僅在異常細(xì)節(jié)上有差別，而不存在異常模式上的差別.因此，本研究采用Crust 1.0模型(Laske et al., 2013)修正走時(shí)后獲得的上地幔結(jié)果不會(huì)影響到我們對(duì)華北克拉通破壞機(jī)制的理解.

圖3　每個(gè)臺(tái)站的平均相對(duì)走時(shí)殘差藍(lán)色和紅色圓圈分別為負(fù)正殘差，圓圈大小代表殘差大小.Fig.3　Average relative residuals at each station Blue and red circles denote negative and positive residuals, respectively, and the sizes of circles denote the amount of residuals.

本研究利用上述方法獲得的相對(duì)走時(shí)殘差，采用FMTT(Fast Marching Teleseimic Tomography)快速行進(jìn)法(Rawlinson et al., 2004)進(jìn)行遠(yuǎn)震層析成像，包括正演計(jì)算和反演計(jì)算.其中，正演計(jì)算采用快速行進(jìn)法(Fast Marching Method)(Sethian et al.,1999; Rawlison et al., 2004)進(jìn)行射線追蹤計(jì)算走時(shí)和射線路徑，反演采用子空間反演方法(Oldenburg et al., 1993; Oldenburg et al., 1994).

快速行進(jìn)法的正演計(jì)算是通過迎風(fēng)有限差分格式求解程函方程，利用窄帶模擬波前的傳播過程，進(jìn)而求解研究區(qū)的走時(shí)值.三維情況下的程函方程可表示為(Sethian et al.,1999)：

(4)

其中，u(x,y,z)和s(x,y,z)分別表示三維模型中的走時(shí)場(chǎng)和慢度場(chǎng).

根據(jù)迎風(fēng)有限差分格式，可將上述程函方程寫成(Sethian et al., 1999)

(5)

其中，D-x,D-y,D-z分別表示在x,y,z方向上的向前有限差分算子，D+x,D+y,D+z分別表示在x,y,z方向上的向后有限差分算子.

子空間反演法的目標(biāo)函數(shù)(Rawlinson et al.,2006)定義：

(6)

其中，g(m)表示理論走時(shí)殘差，dobs表示觀測(cè)走時(shí)殘差，m表示反演模型，m0表示參考模型，ε表示阻尼因子，η表示平滑因子.在模型約束的情況下，使理論走時(shí)殘差不斷逼近觀測(cè)走時(shí)殘差，以達(dá)最終獲得較為合理的模型值.通過FMTT方法能夠有效解決研究區(qū)速度結(jié)構(gòu)和界面復(fù)雜的情況，且高效穩(wěn)定地獲得最終速度模型.這種方法已在我國大陸成像工作中得到應(yīng)用(張風(fēng)雪等，2011，2013).

3結(jié)果

3.1模型參數(shù)化

本研究的模型參數(shù)化范圍在水平方向上為32°N—44°N, 105°E—115°E，在深度范圍為-2～698 km.通過大量檢測(cè)板分辨率測(cè)試，認(rèn)為在水平方向反演所用網(wǎng)格大小可采用1°，而在深度方向網(wǎng)格大小可采用50 km.初始速度模型采用ak135(Kennett et al., 1995).

3.2阻尼因子和平滑因子測(cè)試

本文采用子空間反演方法進(jìn)行反演，其中阻尼因子和平滑因子控制了數(shù)據(jù)的收斂程度和模型的平滑程度.因此，為了獲得更為合理的成像結(jié)果，在對(duì)研究區(qū)進(jìn)行層析成像工作之前，需要進(jìn)行阻尼因子和平滑因子的測(cè)試.首先，固定阻尼因子為1，而平滑因子在變化情況下進(jìn)行測(cè)試，繪制出數(shù)據(jù)方差和模型平滑程度的折中曲線(圖4a)，可以看出選擇平滑因子為100時(shí)既能保證模型光滑又能保證殘差較小，因此阻尼因子為1時(shí)平滑因子的最佳值為100.然后，固定平滑因子為100，通過改變阻尼因子可繪制數(shù)據(jù)方差和模型方差的折中曲線(圖4b)，可以看出阻尼因子的最佳值為40.最后，固定阻尼因子為40，通過改變平滑因子的大小再獲得了數(shù)據(jù)方差和模型方差的折中曲線(圖4c)，可以看出平滑因子最佳值仍為100.通過以上反復(fù)測(cè)試，最終確定最佳阻尼因子和平滑因子分別為40和100.這對(duì)參數(shù)不僅可以使數(shù)據(jù)殘差得到有效收斂，而且能在一定程度上控制模型的平滑程度.因此，本文采用阻尼因子40和平滑因子100進(jìn)行反演.

圖4　阻尼因子和平滑因子測(cè)試圖(a) 固定阻尼因子ε為1但改變平滑因子η后，走時(shí)方差和模型平滑程度的折中曲線； (b) 固定平滑因子η為100但改變阻尼因子ε后，走時(shí)方差和模型方差的折中曲線； (c) 固定阻尼因子ε為40但改變平滑因子η后，走時(shí)方差和模型平滑程度的折中曲線.Fig.4　The tests for damping and smoothing factors(a) The trade-off curve between data variance and model roughness with the damping factor of 1 and a variation of smoothing factor; (b) The trade-off curve between data variance and model variance with the smoothing factor of 100 and a variation of damping factor; (c) The trade-off curve between data variance and model roughness with the damping factor of 40 and a variation of smoothing factor.

圖5　(a) 射線縱剖面示意圖； (b) 檢測(cè)板輸入模型； (c) 檢測(cè)板輸出模型；(d) 實(shí)際資料反演結(jié)果(c)和(d)中的方框表示結(jié)果可靠區(qū).Fig.5　(a) The distribution of seismic rays along the profile; (b) Input model of the checkerboard resolution test; (c) Output model of the checkerboard resolution test; (d) Inverted results from observational data The boxes in (c) and (d) show the reliable areas of our results.

3.3檢測(cè)板分辨率實(shí)驗(yàn)

為了檢驗(yàn)當(dāng)前資料(圖5a)下研究區(qū)模型的空間分辨率，本文通過改變網(wǎng)格大小，開展了大量檢測(cè)板實(shí)驗(yàn).由于篇幅的原因，本文僅展示出一個(gè)檢測(cè)板實(shí)驗(yàn)結(jié)果.該實(shí)驗(yàn)中，在水平方向上設(shè)定東西向波速異常網(wǎng)格間距為4°，南北向波速異常網(wǎng)格間距為2°，在深度方向設(shè)定波速異常網(wǎng)格間距為200 km，相鄰網(wǎng)格內(nèi)的速度設(shè)定為相對(duì)于初始速度模型交替擾動(dòng)±0.2 km·s-1(圖5b)，以此模型計(jì)算的走時(shí)作為觀測(cè)走時(shí).然后，再在無速度擾動(dòng)的一維模型下，計(jì)算相同地震與臺(tái)站的走時(shí)，以兩者之相對(duì)走時(shí)殘差作為資料進(jìn)行9次迭代反演.圖5c展示了該檢測(cè)板實(shí)驗(yàn)結(jié)果，可以看出所用資料能夠在一定程度上恢復(fù)臺(tái)站下方深至300 km的速度擾動(dòng)，這可能由于射線再往深處處于發(fā)散狀態(tài)和射線交叉性降低有關(guān)(圖5a).因此，以下主要圍繞沿37°N—42°N深至300 km范圍內(nèi)的波速異常結(jié)果來討論問題.

3.4反演結(jié)果

本研究利用校正后的走時(shí)殘差(圖3)，通過FMTT方法進(jìn)行層析成像反演，選取阻尼因子為40，平滑因子為100，迭代9次后走時(shí)殘差減小到較為穩(wěn)定狀態(tài)，停止迭代后獲得最終速度模型(圖5d).可以看出，研究區(qū)下方速度存在強(qiáng)烈橫向不均勻性.鄂爾多斯盆地下方存在深至200 km的高波速異常，河套地塹下方存在向鄂爾多斯盆地下方傾斜的低波速異常，且延伸至300 km或更深.陰山造山帶下方存在深至100 km左右的弱高波速異常.這些結(jié)構(gòu)特征已被檢測(cè)板實(shí)驗(yàn)結(jié)果(圖5b 和圖5c)所證實(shí).

4討論

4.1與前人結(jié)果的對(duì)比

前人利用不同地震臺(tái)站資料對(duì)圍繞鄂爾多斯盆地開展過大量研究工作，譬如Tian et al.(2009)、Lei(2012)和Wang et al.(2014)利用鄂爾多斯盆地周邊省級(jí)固定地震臺(tái)站資料對(duì)鄂爾多斯盆地巖石圈速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行過研究，而Zhao et al.(2012)將流動(dòng)臺(tái)站與固定臺(tái)站相結(jié)合對(duì)鄂爾多斯盆地及周邊地區(qū)開展速度成像研究.Chen(2010)和Tian et al.(2011)分別利用不同高密度流動(dòng)地震觀測(cè)開展過鄂爾多斯盆地巖石圈底界面研究.盡管這些研究與本研究所用的資料與方法均存在有一定不同之處，但研究結(jié)果還存在一定類似.本研究結(jié)果顯示鄂爾多斯盆地北緣河套地塹其下方存在明顯低波速異常，與前人的研究速度成像結(jié)果(Tian et al., 2009; Lei, 2012; Zhao et al., 2012; 李多等, 2012; Wang et al., 2014)和接收函數(shù)成像結(jié)果(Chen, 2010; Tian et al., 2011)相一致.然而，本研究結(jié)果揭示出鄂爾多斯盆地巖石圈厚度僅約200 km且由南向北逐漸減薄的新的結(jié)構(gòu)特征，得到接收函數(shù)研究結(jié)果(Chen, 2010; Tian et al., 2011)的支持，也得到檢測(cè)板實(shí)驗(yàn)結(jié)果(圖5b和圖5c)的證實(shí).因此，相對(duì)來說于前人成像結(jié)果顯示的鄂爾多斯盆地下方上地幔為一個(gè)整體連續(xù)的高波速異常且延伸至300～400 km深度(Tian et al., 2009; Lei, 2012; Zhao et al., 2012; Wang et al., 2014; 郭慧麗等, 2014)的結(jié)果，本研究結(jié)果有明顯改進(jìn).

4.2構(gòu)造意義

華北克拉通西部鄂爾多斯盆地下方上地幔整體上呈現(xiàn)明顯高波速異常(圖5d)，且延伸至150～200 km深度，且該高波速異常具有由南向北逐漸變薄的變化特征(圖5d).另外，陰山造山帶或河套盆地下方顯示出明顯低波速異常，且該波速異常向鄂爾多斯盆地下方延伸(圖5d).如果鄂爾多斯盆地下方的高波速異常代表巖石圈結(jié)構(gòu)、陰山造山帶或河套盆地下方的低波速異常代表熱物質(zhì)上涌，那么我們的研究結(jié)果可能反映鄂爾多斯塊體巖石圈盡管沒遭到破壞減薄，但仍受到陰山造山帶或河套盆地下方上涌熱物質(zhì)的影響.結(jié)合前人研究結(jié)果(Lei et al., 2005, 2006; Huang and Zhao, 2006; Li et al., 2010; Lei, 2012)，認(rèn)為太平洋板塊在地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)可能俯沖至太行山重力梯度帶附近，說明鄂爾多斯盆地巖石圈地幔受太平洋板塊深俯沖引起的軟流圈熱流上涌(Lei, 2012)等周邊構(gòu)造環(huán)境影響有關(guān)，得到接收函數(shù)研究結(jié)果(Tian et al., 2011)的支持.

如果本研究結(jié)果顯示華北克拉通西部鄂爾多斯盆地巖石圈厚度達(dá)150～200 km左右，而華北克拉通東部的巖石圈厚度僅約60～80 km(Chen et al., 2010)，則表明華北克拉通東部的巖石圈在華北克拉通活化過程中發(fā)生大規(guī)模破壞，并造成巖石圈減薄，而鄂爾多斯盆地下方的巖石圈結(jié)構(gòu)穩(wěn)定，未造成大規(guī)模的破壞，目前還屬于克拉通型巖石圈，這也得到鄂爾多斯盆地的熱流值較低(胡圣標(biāo)等, 2001)和布格重力異常也較低(張永謙等, 2013)等研究結(jié)果的支持.

5結(jié)論

本文利用布設(shè)于鄂爾多斯盆地北緣的寬頻帶流動(dòng)臺(tái)站記錄的高質(zhì)量遠(yuǎn)震數(shù)據(jù)進(jìn)行FMTT層析成像，獲得了該區(qū)上地幔P波三維速度結(jié)構(gòu).結(jié)果顯示，研究區(qū)P波速度分布存在強(qiáng)烈橫向不均勻性.鄂爾多斯盆地呈現(xiàn)出深達(dá)150～200 km深度的高波速異常，且由南向北逐漸變淺，河套地塹下方存在深達(dá)300 km左右低波速異常，并傾向于鄂爾多斯盆地下方，說明華北克拉通在構(gòu)造運(yùn)動(dòng)過程中，由于受太平洋板塊由東向西深俯沖作用，不同塊體經(jīng)歷了不同構(gòu)造演化過程.華北克拉通東部的巖石圈受到了相應(yīng)的破壞而減薄，而華北克拉通西部鄂爾多斯盆地的巖石圈結(jié)構(gòu)仍較為穩(wěn)定，未受到大規(guī)模的破壞.這些結(jié)果對(duì)于理解華北克拉通破壞減薄和其不均勻展布的界域與深層動(dòng)力學(xué)確具有重要意義.

致謝感謝參與野外流動(dòng)地震觀測(cè)所有成員，感謝田小波研究員為本文提供處理后的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)，感謝張廣偉和周智剛在程序調(diào)試方面給予的幫助.

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(本文編輯劉少華)

基金項(xiàng)目國家自然科學(xué)基金重點(diǎn)項(xiàng)目(90914012,41530212)和面上項(xiàng)目(41274059)資助.

作者簡(jiǎn)介毛慧慧，女，1989年生，碩士研究生.主要從事殼幔速度結(jié)構(gòu)及深層動(dòng)力學(xué)研究.E-mail:maohuihuiwojiushi@126.com *通訊作者滕吉文，男，1934年生，教授，研究員，中國科學(xué)院院士.主要從事地球物理學(xué)和地球動(dòng)力學(xué)研究.E-mail:Jwteng@mail.iggcas.ac.cn

doi:10.6038/cjg20160612 中圖分類號(hào)P237,P315

收稿日期2015-08-02，2016-04-14收修定稿

Teleseismic P-wave tomography of the upper mantle along the north-south profile under the northern Ordos basin

MAO Hui-Hui1,2, LEI Jian-She3, TENG Ji-Wen1*

1InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China2UniversityofChineseAcademyofSciences,Beijing100049,China3KeylaboratoryofCrustalDynamic,InstituteofCrustalDynamics,Beijing100085,China

AbstractIn the present study we used the seismic waveform data from 215 teleseismic events (MW≥5.3 and epicentral distances between 30° and 90°) recorded at the north-south linearly portable seismic array composed of 54 stations along ～110°E to hand-picked the 1985 high-quality seismic arrival times. The teleseismic events have a good azimuthal distribution around the study region. To avoid the influence of the uncertainties in the source parameters and seismic structure outside the modeling space, we adopted the relative travel time residuals that are calculated in the AK135 earth model. The FMTT (Fast Marching Teleseismic Tomography) method was applied to invert for the 3-D P-wave upper mantle structure down to 300 km depth under the Ordos basin (western North China Craton) and surrounding areas.

Our results show that a high-velocity anomaly down to 150～200 km depth exists under the Ordos basin, suggesting that the lithosphere of western Craton is preserved well and has not been obviously destructed yet.The Hetao graben is imaged as an obvious low-velocity anomaly extending obliquely southward to around 300 km depth beneath the Ordos block, whereas the Yinshan orogenic belt shows a weak high-velocity anomaly, perhaps indicating that the lithosphere around the Ordos basin may have been destructed to some extent, which is related to some dynamic processes such as the hot material upwelling caused by the deep subduction of the western Pacific slab in the Cenozoic times. These results suggest that different blocks may have experienced different evolutional histories, which is of great significance to understand the destruction and thinning mechanism of the North China Craton.

KeywordsNorth-south portable seismic observation; P wave; Velocity structure; Northern Ordos basin; Deep dynamic processes

毛慧慧, 雷建設(shè), 滕吉文. 2016. 鄂爾多斯盆地北緣南北向剖面上地幔遠(yuǎn)震P波層析成像. 地球物理學(xué)報(bào)，59(6):2056-2065,doi:10.6038/cjg20160612.

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