鄂尔多斯块体北缘及邻区Moho面深度特征

杨彦明张国清陈 婧黄瑞滨

1） 中国呼和浩特 010010内蒙古自治区地震局

2） 中国内蒙古026000锡林浩特地震台

3） 中国上海200062上海市地震局

4） 中国内蒙古024000赤峰地震台

鄂尔多斯块体北缘及邻区Moho面深度特征

杨彦明1）张国清2）陈 婧3）黄瑞滨4）

1） 中国呼和浩特 010010内蒙古自治区地震局

2） 中国内蒙古026000锡林浩特地震台

3） 中国上海200062上海市地震局

4） 中国内蒙古024000赤峰地震台

鄂尔多斯地块周缘具有较强的地震活动性，其北缘是主要历史强震区。本文利用该区域分布的15个固定地震台和36个临时地震台记录的2009—2015年远震数据，应用频率域反褶积方法，提取远震P波接收函数，利用H—κ方法测定地震台站下方Moho面深度和VP/VS值。研究表明，鄂尔多斯块体北缘地壳结构横向变化剧烈，具有明显分块特征，块体内结构相对简单。

接收函数；Moho深度；地壳结构；鄂尔多斯地块

0 引言

远震体波受震源、传播路径和接收区动力学响应等因素共同作用，给直接分析和拟合远震P波波形带来较大困难。远震P波波形数据包含大量地震台站下方地壳和上地幔速度间断面所产生的Ps转换波及多次反射波信息。Phinney（1964）提出，用地表位移水平分量与垂直分量的谱振幅比来确定接收介质的速度结构，该思想被认为是接收函数雏形。由于实际地震资料是有限带宽的，包含随机噪声，直接用于频率域除法运算往往不稳定，为确保频率域反褶积的稳定性，Helmberger和Wiggins（1971）提出频率域反褶积稳定算法。在此基础上，Langston（1979）提出用震源等效化方法，从长周期远震P波波形提取台站下方介质脉冲响应（接收函数），目的在于补偿因震源时间函数不同而引起的远震P波波形差异。随着数字地震仪的广泛应用，流动观测台网迅速发展，在远震体波波形模拟基础上发展起来的接收函数方法，已逐步成为地球物理研究的有效方法，在地壳上地幔结构研究中获得广泛应用，取得大量成果（Owens et al，1984； Ammon et al，1990； Ammon，1991； Kind et al，1995；刘启元等，1996；陈九辉等，1999，2005；Farra et al，2000），并逐渐成为研究岩石圈S波速度结构的一种独立方法（刘启元等，1996）。在此基础上，使用CCP和H—κ叠加方法综合约束地下信息，可获得更清晰准确的地壳结构和泊松比信息（张广成等，2013；何静等，2014；陈睿等，2015）。

本文研究区域位于鄂尔多斯地块北缘及周边区域。鄂尔多斯地块处于华北克拉通西部（Wei et al，2013），于始新世开始形成，至今仍在活动，其内部变形较小，周缘边界断裂带变形强烈（冉勇康等，2003；戴勇等，2016）。中国历史地震记录和近代地震目录均表明，在鄂尔多斯块体内部未发生过震级M＞ 6的地震，而在块体周缘强震频繁发生（Gu，1983）。鄂尔多斯地块北缘及周边区域主要包括阴山隆起区、鄂尔多斯隆起区以及位于其间的河套断陷盆地（戴勇等，2012），地质构造复杂，活动断层纵横交错，地震活动频繁（杨彦明等，2016）。自华北克拉通形成以来，经过多期不同性质的构造活动，内部形成构造特征不同的次级构造单元。区域内地质构造背景复杂，新构造运动强烈，中强地震活动较为频繁（曹刚，2001）。公元前7年发生河套大地震，公元849年包头西发生7级左右地震，1976年和林格尔发生6.3级地震、1979年五原发生6.0级地震、1996年包头西发生6.4级地震。该区域是地学专家研究的热点地区之一，也是中国地震局及内蒙古自治区地震局重点跟踪区域。

为了进一步研究鄂尔多斯地块北缘区域的地壳结构特点，利用该区域内宽频带固定地震台站记录的远震波形数据（郑秀芬等，2009）、华北克拉通岩石圈—软流圈结构探测与研究项目台阵连续波形数据（中国地震科学台阵，2006）以及前人在该区域的研究成果，采用频率域反褶积方法提取P波接收函数，采用H—κ叠加方法获得研究区域的地下结构特征，以期为进一步探讨该地区地下各圈层结构及动力学模式提供可靠的地球物理学依据。

1 研究方法

1.1 接收函数提取

地震仪器记录到的地震波信号是由震源时间函数、震源区介质响应、地震波传播路径响应、接收区介质响应和仪器响应等复杂因素共同作用的结果。Langston（1979）提出用震源等效化方法，认为从一系列水平分层或倾斜分层介质底部入射的平面P波产生的地表位移响应在时间域可以表示为以下形式

其中，D(t)代表远震P波，I(t)代表仪器脉冲响应，S(t)代表有效震源时间函数、E(t)代表介质结构脉冲响应，*号表示褶积运算，V、R、T分别代表垂向、径向和切向分量。

当地震波以接近垂直方向入射接收区时，入射波介质结构脉冲响应的垂直分量可以简单看作一个Dirac函数（Langston，1977，1979），即

地表位移的垂直分量可以近似为仪器响应和有效震源时间函数的褶积，即

因此，将DV(t)分别与DR(t)和DT(t)作反褶积就可以从三分量远震P波波形中分离出ER(t)和ET(t)。在频率域，进行以下除法运算，可得

将ER(ω)和ET(ω)分别反变换回时间域，得到介质结构响应的径向分量ER(t)和切向分量ET(t)，即径向接收函数和切向接收函数。

1.2 地壳厚度和波速比计算

通过反褶积获得的径向接收函数包括直达P波、Ps波、多次反射波PpPs和PpSs+PsPs等震相，假定直达P波和Ps震相具有相同的射线参数，对于H深度间断面来说，其Ps、PpPs和PpSs+PsPs震相的到时计算公式可以表示为

其中，VP和VS分别是P波和S波速度，p为射线参数，tPs是Ps震相与P波的到时差，tPpPs代表PpPs震相与P波到时差，tPpSs+PsPs代表PpSs+PsPs震相与P波到时差，H代表莫霍面深度。根据公式（5）和（6）推出

Ps、PpPs和PpSs+PsPs震相到时与莫霍面深度H、P波和S波速度相关联，给定射线参数p，采用公式（5）—（8）计算地壳厚度H和波速比κ（κ=VP/VS）。

本文采用Zhu和Kanamori（2000a）提出的H—κ域网格搜索和叠加的方法来确定Moho界面深度和VP/VS。使用Ps、PpPs及PpSs +PsPs震相的振幅构造目标函数S(H，κ)，即

其中，r(ti)表示接受函数的振幅，t1、t2、t3分别为依据地壳厚度H和VP/VS计算的Ps、PpPs及PpSs +PsPs的到时，ωi为每个震相权重值，且满足∑ωi=1。

2 数据选取

本文研究区域为鄂尔多斯块体北缘及邻区（105.5°—116°E，38°—42°N），所用地震数据主要来源于两部分，一部分为2009—2015年内蒙古数字地震台网宽频带固定地震台记录的301个MS≥5.8远震事件波形资料（郑秀芬等，2009）；另一部分为2010年4月至2011年11月中国地震局地球物理研究所实施“华北克拉通岩石圈—软流圈结构探测与研究项目”台阵记录的373个MS≥5.9地震事件波形数据（中国地震科学台阵，2006）；台站分布基本覆盖了鄂尔多斯块体北缘及邻近区域（台站分布详见图1）。为保证获得较好的平均结果，在数据处理过程中，考虑地震事件在不同方位角的覆盖，筛选震中距在30°—95°，三分量齐全，震相清晰的远震事件，按照P波到时前50 s、后150 s的规则，对地震数据进行截取，完成去趋势、去均值、旋转等处理工作，用0.05—2 Hz的频率范围进行带通滤波，最终筛选出信噪比高的155个远震波形数据进行研究。

图1 研究区域地质构造及台站分布Fig.1 Map for study area showing topography and locations of seismic stations

采用频率域反褶积计算方法（Zhu et al，2000a，2000b），提取单台单个地震事件的接收函数，选择波形质量较好、信噪比较高、多次反射震相清晰的接收函数，采用Zhu和Kanamori（2000a）提出的H—κ域网格搜索和叠加方法，确定地壳厚度和VP/VS。参考前人在鄂尔多斯块体周缘地区的研究方法，在进行H—κ计算过程中，给定地壳中P波平均速度为6.30 km/s（Wang et al，2014），根据Ps、PpPs和PpSs+PsPs震相的清晰程度，权重值分别设置为0.6、0.3和0.1（Wei et al，2012；Wang et al，2014）；H和VP/VS的变化范围分别设置为20—60 km和1.6—1.9，搜索确定最优解（任枭等，2012）。

3 结果分析

选取（105.5°—116°E，38°—42°N）的地区（图1）作为研究区域，利用鄂尔多斯地块北缘附近地区51个地震台站记录的远震波形数据（图2），采用频率域反褶积方法（Zhu et al，2000a，2000b）计算接收函数，进一步采用H—κ域网格搜索和叠加方法（Zhu & Kanamori，2000a）得到研究区地壳厚度和VP/VS值，结果见表1。

图2 所选用155个地震事件分布Fig.2 The locations of 155 events used (red solid circles)

结合图1和表1可知：①银川—河套断陷带位于鄂尔多斯块体北缘，Moho面深度介于35.5—44.5 km，变化较强烈，台站B15的Moho面最厚（44.5 km），而内蒙古包头台（BTO）最薄（35.5 km），平均厚度42.34 km。Wang C Y等（2014）研究鄂尔多斯块体及周缘地区时指出，河套断陷带的平均地壳厚度为45 km；Wei Z G 等（2013）在研究华北克拉通地壳厚度时指出，银川河套断陷带Moho面深度横向变化剧烈，地壳厚度34—38 km；本文得出的银川—河套断陷带平均Moho面深度与Wang C Y 等（2014）的研究结果相差2.66 km，变化范围与Wei Z G 等（2013）的结果略有差别，与前人研究结果基本一致；②在阴山山脉地区，Moho面深度变化较小，介于40.1—43.1 km，内蒙古百灵庙台（BLM）最厚（43.1 km），台站B05最薄（40.1 km），平均厚度41.8 km；③本文研究区域中，将鄂尔多斯块体内部大致划分为中部区域和北部区域，其中鄂尔多斯块体中部区域在38°N附近，Moho面深度变化不明显，介于39—41 km，平均厚度40.38 km；北部区域Moho面明显较厚，平均厚度约43.1 km。

上述数值表明，鄂尔多斯块体北缘地壳结构横向变化剧烈，块体内结构相对简单。将研究区域中15个固定台、36个台阵临时台站结果汇总，使用克里金（Kriging）插值法绘制鄂尔多斯块体北缘及周边区域Moho面深度等值线，为了保证插值结果的可信度和准确性，利用相关学者在该区域的研究成果（Wei Z G et al，2013；任枭等，2012； Wang C Y et al，2014），作为进行插值的补充数据（表2），插值结果见图3。

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

表2 用于补充的文献数据资料Table 2 Supplemental data from literature information

阴山山脉东西走向，属古老断块山，西起狼山、乌拉山，中为大青山、灰腾梁山，南为凉城山、桦山，东为大马群山。由图3可知，该区域以“上地幔拗陷”为主要特征，在狼山和大青山地区形成2个幔拗中心，前者地壳厚度约46 km，后者约43 km，本文与曹刚（2001）的研究结果一致；该区域地壳厚度变化趋势为阴山山脉西部较厚，向东逐渐减薄，整体等深线走向西厚东薄。

在河套断陷带存在2个次级隆起——西山咀凸起和包头凸起，将河套断陷盆地划分为临河、白彦花和呼包3个拗陷（曹刚，2001）。由图3可知，在河套断陷带，Moho面深度存在较为强烈的变化，具有明显分块特征，较好对应了该区域构造环境。整体上看，地壳厚度自东向西呈现逐渐增厚趋势，对应其地质构造特点。

从鄂尔多斯块体中部向北，地壳厚度具有明显的起伏变化特征。块体内部中间地区Moho面深度约40.4 km，块体北部地区Moho面平均深度达43 km，在河套断陷带处减薄，平均厚度变为约42 km，在阴山山脉处Moho面深度增大，最大处达46 km，与Tian Xiaobo等（2011）的研究成果一致。

图3 研究区域Moho深度等值线分布Fig.3 Moho depth contours in the study region

4 结论

通过对鄂尔多斯地块北缘及附近地区51个地震台站记录的远震波形数据进行分析，可以得出以下结论。

（1）远震接受函数方法是研究地震台站下方地壳上地幔结构的有效方法之一，随着固定台站波形记录的增加（任枭等，2012）以及研究区域台阵数量的增加，可进一步提高反演结果的精确性和可靠性。

（2）鄂尔多斯块体北缘地壳结构横向变化剧烈，块体内结构相对简单。自鄂尔多斯块体中部向北至阴山山脉，地壳厚度具有明显的起伏变化特征；河套断陷带Moho面深度存在较为强烈变化，具有明显分块特征，整体上看，地壳厚度自东向西呈现逐渐增厚趋势，对应其地质构造特点；阴山山脉以“上地幔拗陷”为主要特征，在狼山和大青山地区形成2个幔拗中心，前者地壳厚度较大，地壳厚度变化趋势为阴山山脉西部较厚，向东逐渐减薄，整体等深线走向西厚东薄。

（3）内蒙古西山咀台（XSZ）下方地壳厚度36 km，与前人研究结果（48.9 km）存在较大差异，但很好对应了该区域构造环境和地质构造特点，也反映出河套断陷带地壳结构具有很强的横向不均匀性，Moho面具有明显分块特征。

感谢中国地震局地球物理研究所国家数字测震台网数据备份中心（doi:10.7914/SN/CB）和“中国地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供地震波形数据。朱露培教授为本项工作提供相关程序，中国地震局第一监测中心郑智江、内蒙古地震预测研究中心戴勇为本项工作提供帮助，在此表示衷心感谢。

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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

杨彦明，男，工程师，主要从事地震监测和地震应急指挥技术研究工作

张国清（1968—），男，工程师，长期在地震一线从事地震监测和地电场、地磁场研究工作。

E-mail：1445845108@qq.com

2016年度内蒙古自治区地震局局长基金课题（项目编号：2016JC01）；2016年度中国地震局地震应急青年重点任务（项目编号：CEA_EDEM-201605）；中国地震局监测、预测、科研三结合课题（项目编号：160504）

本文收到日期：2016-09-29