兴蒙造山带及邻区地壳速度结构特征

王海燕， 李英康， 张晨光， 高锐， 侯贺晟， 李文辉，周毅， 常畅, 符伟， 庞永香， 崔涛

1 中国地质科学院地质研究所岩石圈中心, 北京 100037 2 自然资源实物地质资料中心, 河北燕郊 065201 3 自然资源部深地动力学重点实验室, 北京 100037 4 中山大学地球科学和工程学院, 广州 510275 5 中国地质科学院, 北京 100037 6 中国石油集团测井有限公司天津分公司, 天津 300280

0 引言

兴蒙造山带位于中亚造山带东段，是古亚洲构造域的重要组成部分，北邻西伯利亚板块，南接华北板块，在古亚洲洋闭合过程中，由西伯利亚板块与华北板块北缘碰撞拼合而成，具有十分复杂的多旋回发展过程(邵济安等，1991)，其形成过程可分为大陆裂解、洋盆扩张、洋壳俯冲消减、强烈对接碰撞造山等阶段.兴蒙造山带以其独有的组成、形成演化特征以及现今的地表特征受到国内外学者关注.由于古亚洲洋、蒙古—鄂霍茨克洋的闭合和西太平洋板块的俯冲作用，大量的岩石圈物质进入兴蒙造山带及邻区的地幔之中，使之成为地球上俯冲物质最大的堆集区之一，形成的板内岩浆岩几乎遍布整个东北亚地区.多板块汇聚引发的强烈构造运动，在地表上形成了以逆冲推覆构造、岩浆喷发-侵入岩带、变质核杂岩和伸展盆地为特征的盆-山构造地貌.这种地质构造格架和地貌的形成与深部结构、构造和物质运移密切相关，成为了解中亚造山带深部状态的关键地区.随着对中亚造山带构造演化和成矿作用研究的深入，在微陆块拼合时代与属性、蛇绿岩时代及构造背景、俯冲带(超)高压变质作用、增生杂岩解剖、区域变质-变形作用、洋中脊俯冲与地幔活动、岩浆弧性质、板块相互作用、增生造山的时空格架、大陆增生方式、增生成矿机制，以及蒙古—鄂霍茨克洋、西太平洋俯冲作用导致的构造叠加、改造等方面的研究取得了进展(葛肖虹和马文璞，2007；葛肖虹等, 2009；Wilde，2015；Liu et al., 2017；韩江涛等, 2019a,b；Song et al., 2018；肖文交等，2019；李锦轶等，2019).而地球物理探测可以获得深部证据，通过板块俯冲形态、岩浆通道的形态、伸展、拆沉等深部结构信息，对深部过程进行约束.

20世纪地球物理学者开展的地学断面研究及人工与天然地震探测研究(刘昌铨等，1991；卢造勋等，1993；傅维洲等，1998；王帅军等，2007；嘉世旭等，2009；滕吉文等，2010；宋仲和等，1992；陈国英等，1995；陈凌等，2010；李明明和何玉梅，2011；李志伟等，2011；Zheng et al.,2017,2022;Ma et al.,2022; Yang et al.,2022 )确定了兴蒙造山带及邻区的地壳基本结构：地壳分为3～5层，地壳平均速度为6.1～6.4 km·s-1，地壳厚度为29～40 km，Pn波速度为7.8～8.1 km·s-1.天然地震台阵获得了华北北缘—内蒙中亚造山带的地壳、岩石圈S波速度结构和Pn波速度分布(宋仲和等，1992；陈国英等，1995；Zheng et al.，2007；Tang and Chen，2008；陈凌等，2010；李志伟等，2011).但上述不同研究给出的壳内分层速度差异较大，有些明显偏离全球地壳的平均值.在近年的“深部探测项目”中，中国地质科学院地质研究所在兴蒙造山带完成了2条综合地球物理剖面(“张家口—中蒙边界”和“新巴虎左旗—齐齐哈尔”)探测工作，包括深地震反射剖面(Zhang et al., 2014；Hou et al., 2015)、深地震测深剖面(李英康等，2014a，b)和大地电磁测深剖面(Liang et al，2015；梁宏达等，2015，2016；韩江涛等，2019a，b)，获得研究区地壳上地幔结构.西部SE-NW向的“张家口—中蒙边界”深地震测深剖面的速度结构显示：华北北缘—西伯利亚板块之间，上地壳中存在明显的高速度局部变化；中下地壳华北板块速度大(6.3～6.7 km·s-1)，西伯利亚板块北缘速度小(6.1～6.7 km·s-1)；沿线地壳厚度变化不大(40～42 km)，仅在华北北缘与西伯利亚板块结合带部位发现双莫霍面，在西拉木伦河断裂带下方达到最深(～47 km)，认为其为板块拼合位置(李英康等，2014a).北部近E-W向的“新巴虎左旗—齐齐哈尔” 深地震测深剖面获得的速度结构显示：大兴安岭盆山结构的总体特征为地壳厚度东薄西厚，最薄处位于松辽盆地(34.5～36.4 km)，最厚处部位于大兴安岭(～43.5 km)，最大相差约10 km；上地壳，大兴安岭的速度等值线急剧上隆，梯度变化大，两侧盆地的速度等值线近水平排列；而中、下地壳的界面形态起伏明显变大；莫霍面、中地壳底面的速度等值线形态显示东部的中、下地壳明显向西插入，到达大兴安岭重力梯级带的位置，推测西太平洋板块西向俯冲的远程效应达到了大兴安岭重力梯级带一带，引起附近壳幔结构和物质性质的变化(李英康等，2014b).

上述研究成果使得人们对研究区地下速度结构有了基本认识，但经过兴蒙造山带位置不同，揭示的地壳速度结构不同：在重力梯级带位置北部剖面显示中下地壳向西插入，而西部剖面所经过的重力梯级带并没有显示；西部剖面显示西拉木伦缝合带位置出现双重莫霍面且达到最深，那么西拉木伦缝合带位置向东并不确定.不同位置的速度结构不同说明古亚洲洋的闭合和兴蒙造山带形成的复杂性.本文所用的“奈曼旗南—东乌旗北”深地震测深剖面位于北部“新巴虎左旗—齐齐哈尔”与西部“张家口—中蒙边界”之间，通过对7个2000 kg的折射大炮资料进行数据预处理、震相识别、走时射线追踪、理论地震图计算等，获得了研究区地壳上地幔速度结构，进一步研究兴蒙造山带的深部结构及不同构造单元的结构差异，为讨论兴蒙造山带形成的过程提供依据.

1 研究方法

1.1 数据采集

奈曼旗南—东乌旗北深地震测深剖面近SE-NW向布设，南东起于内蒙古奈曼旗东南部(121.3°E，42.7°N)，横穿松辽盆地西南端、南大兴安岭褶皱带和二连盆地东北部，止于内蒙古东乌珠穆沁旗东北部(117.2°E，46.15°N)，测线全长520 km(图1中黑线).为了有效提高地震资料的质量和地壳结构研究的可信度，野外施工中采用相对密集的炮点和观测点，并远离交通干扰进行数据采集.沿测线共设7个炮点(图1中D1—D7)，采用爆炸震源深井组合的方式激发地震波，观测点距为1～2 km，局部最大点距为3 km，构成追逐和相遇的观测系统.沿测线布设200台Smart Solo-3C三分量地震仪，形成地震波射线的密集多次覆盖，获得了较高质量的原始地震数据.炮点参数见表1.

表1 深地震测深炮点参数Table 1 Explosion position of the deep seismic sounding profile

1.2 震相识别

深地震测深原始地震资料经处理后，以最高8 Hz的频率滤波、折合速度为6.0 km·s-1、-5～10 s的时窗，绘制了7炮折合地震记录截面图(见图2和图3)，为了使地震记录截面图清晰，进行了抽道处理.基于折合地震记录截面图，识别出6个震相：Pg震相为地壳浅层的回折波(初至波)，P2震相为上地壳底面的宽角反射波，P3震相为中地壳内的宽角反射波，P4震相为中地壳底面的宽角反射波，Pm震相为莫霍面(Moho)的宽角反射波和Pn为首波.图2和图3中的虚线为识别的震相位置.

图1 研究区地质简图与深地震测深剖面位置图(据李锦轶等，2019修改)Fig.1 Teconic map of the study area with location of the deep seismic sounding profile (modified from Li et al.(2019))

图2 D2-炮的地震记录、震相走时拟合(a)和射线追踪(b)图Fig.2 Seismic records with travel time fitting (a), and ray-tracing diagram (b) of D2 shot

图3 D5-炮的地震记录、震相走时拟合(a)和射线追踪(b)图Fig.3 Seismic records with travel time fitting (a), and ray-tracing diagram (b) of D5 shot

Pg震相：该震相追踪距离越长、走时范围越大，表明地壳顶层厚度越大，尾部时间越小，表明速度梯度越大，地壳顶层底部的速度越大.通常在0～90 km范围内，可以有效追踪、识别.由Pg波得到地壳表层速度为1.4～6.1 km·s-1.华北北缘南部速度为1.4～5.9 km·s-1，北部的速度为2.0～6.0 km·s-1；松辽—锡林浩特地块南部和中部速度为2.7～6.0 km·s-1，北部速度为3.2～6.05 km·s-1；兴安地块南部速度为3.0～6.0 km·s-1，中部速度为2.2～6.05 km·s-1，北部速度为3.2～6.1 km·s-1.

P2震相：在近距离是续至波，60～80 km之后为初至波，可以有效追踪识别，得到的上地壳底面至地表的平均速度为5.6～5.9 km·s-1.华北北缘地块为5.58～5.6 km·s-1，松辽—锡林浩特地块南端最小为5.52～5.56 km·s-1，向北逐渐增大为5.67～5.85 km·s-1，兴安地块南端为5.85～5.89 km·s-1，向北逐渐变为5.72～5.9 km·s-1.

P3震相：该震相在华北北缘和剖面中南部缺失.在近距离是续至波，80～120 km之后为初至波，可以有效追踪、识别，得到的中地壳内界面至地表的平均速度为5.57～6.06 km·s-1.华北北缘地块为5.67～5.72 km·s-1；松辽—锡林浩特地块南部最小为5.57～5.86 km·s-1，中部该层缺失，松辽—锡林浩特地块北端向北逐渐增大为5.85～5.91 km·s-1；兴安地块南部(二连盆地)为5.87～6.02 km·s-1，兴安地块北部为5.92～6.06 km·s-1.

P4震相：在近距离是续至波，110～150 km之后为初至波，可以有效追踪、识别，得到的中地壳底面至地表的平均速度为5.83～6.15 km·s-1.华北北缘地块为5.83～6.02 km·s-1；松辽—锡林浩特地块南部(松辽盆地北部)为6.0～6.05 km·s-1，松辽—锡林浩特地块北部为6.06～6.13 km·s-1；兴安地块南部(二连盆地)为6.10～6.15 km·s-1，兴安地块北部为6.08～6.15 km·s-1.

Pm震相：莫霍面(Moho)的宽角反射波，Pm震相的临界反射位置在120～140 km左右.在距离70～90 km之后，直到300 km可以有效追踪、识别，由Pm波获得的地壳平均速度为6.12～6.32 km·s-1.华北北缘地块为6.12～6.22 km·s-1；松辽—锡林浩特地块南部为6.23～6.27 km·s-1，中部为6.28～6.32 km·s-1和北部为6.25～6.30 km·s-1；兴安地块南部(二连盆地)为6.27～6.30 km·s-1，兴安地块北部为6.23～6.28 km·s-1.

Pn波：在多炮(D1、D2、D4、D5、D6和D7)地震记录中出现，临界范围为100～120 km，初至波为150～300 km.由Pn波得到的上地幔顶部速度为7.8～8.3 km·s-1.华北北缘地块为7.9～8.2 km·s-1，松辽—锡林浩特地块南部为7.8～8.1 km·s-1，北部为7.9～8.2 km·s-1，兴安地块为8.0～8.3 km·s-1(表2).各震相走时拟合均方根误差见表3.

表2 各炮Pn震相的追踪距离、视速度、可靠性和构造单元Table 2 The tracking distance, apparent velocity， reliability， and tectonic unit of Pn-waves

2 地壳速度结构

二维地壳速度结构是在折射震相识别和深反射特征约束的基础上，以测线经过地形的最高点高程1500 m为零点，建立初始二维地壳模型.正演拟合计算采用基于地震波的渐近射线理论方法，对各炮拾取的到时进行拟合，通过不断修改界面深度和层速度，逐步改进初始二维速度结构；并在同一个二维速度结构模型中，逐步完成7炮、每炮5～6个震相的地震波到时拟合，达到满意的程度，以限制模型的多解性.图4为炮集(7炮)的地震记录走时拟合和全地壳射线覆盖图.射线追踪正演拟合精度为时间误差，多数小于0.05 s，最大不超过0.1 s.速度误差控制在0.05 km·s-1之内，莫霍面深度误差小于1 km.最终得到了全地壳速度结构(图5b)，与前人结果相比(卢造勋等，1993)，在速度变化特征和Moho形态上存在明显差异.

表3 地震波震相走时拟合均方根误差统计表Table 3 The travel-time-root-mean-squre fitting error of the seismic phases

图4 炮集的地震记录走时拟合(a)和全地壳射线覆盖(b)，图中Pn( )为Pn波到时Fig.4 Seismic travel time fitting (a) and ray coverage for the model (b). Pn ( ) is the arrival time of Pn wave

传统观点认为上地壳底部存在低速层(Gutenberg，1955；Landisman and Mueller，1966；Giese et al.，1971).由于这个原因，以往的一些地壳结构中，包含了“低速层结构”，但未给出判断标志(Giese et al.，1971；Yu et al.，2002).由于本剖面的7炮地震记录中，宽角反射震相走时曲线不存在低速层的特征.因此，在速度结构剖面中没有低速层结构(图5b).

该剖面跨过3个地质构造单元，分别为华北地块北缘、松辽—锡林浩特地块和兴安地块，分界线为索伦—西拉木伦—延吉(SCS)和二连—贺根山—黑河缝合带(HHS).

图5b表明，地壳速度结构分为4～5层组成，因在华北北缘和松辽—锡林浩特地块中部(大兴安岭中部)P3震相缺失，变为4层.第1个界面为Pg波终止位置界面，其下4个界面，分别是P2、P3、P4、Pm震相的反射界面.为了清楚地显示浅部盆-山结构的速度分布特征，把Pg波终止位置界面之上的地壳浅部速度结构分离出来，见图6.

2.1 上地壳速度结构

上地壳速度结构分为2层：

第1层的底面为Pg波终止的界面，推测其为基底的界面，起伏剧烈，深度为7.1～10.8 km，松辽盆地中部最深约11 km，二连盆地较浅为7.5～8.7 km.地壳顶层的层速度为1.5～6.3 km·s-1.底部最大层速度6.3 km·s-1出现在大兴安岭火山—岩浆岩区的中南部和二连盆地的南部(图6b).松辽盆地平均深度约6.5 km，在松辽盆地和大兴安岭前缘之间出现一个横向宽度10～30 km，下插到深度约10 km的上高、下低的速度突变带.二连盆地的低速度带埋深约7 km.

华北北缘地块：界面边部略有抬升，深度为8.0～8.2 km，中间下凹，深度10.0～10.8 km，呈凹陷形态；南部层速度为2.1～5.85 km·s-1，北部层速度最小为1.5～5.9 km·s-1.松辽—锡林浩特地块：南部松辽盆地北边界—大兴安岭山前区域，层速度增大为2.3～6.2 km·s-1，深度为8.1～10.2 km，呈凹陷形态，速度等值线变化明显，速度增大，出现南东梯级带向东南倾，北西梯级带向北西倾的形态，深度8.2～10.2 km；中部界面起伏剧烈，层速度继续增大为2.7～6.3 km·s-1，深度为8.4～10.0 km，南侧的速度等值线梯级带向北西倾斜；北部界面起伏剧烈，深度为7.9～9.5 km，层速度顶部增大，下部减小变为3.3～6.15 km·s-1.二连盆地：层速度增大为3.6～6.3 km·s-1，深度为7.5～8.5 km ，盆地南北两侧等值线梯级带明显；兴安地块：南部层速度为2.4～6.1 km·s-1，深度为7.5～9.1 km，速度等值线梯级带向北西倾斜；北部层速度减小为3.0～6.2 km·s-1，深度从7.6 km向西北快速加深到10.6 km，然后上升到7.1 km(图6b).

图5 全地壳速度结构 (a) 高程、地质构造分区、断裂、炮点位置； (b) 地壳速度结构(图中数字代表速度,单位为 km·s-1).Fig.5 Crustal velocity structure (a) Elevation, geological tectonics, faults, shots; (b) Crustal velocity structure (the numbers represents velocities with unit of km·s-1).

图6 上地壳速度结构 (a) 高程、地质构造分区、断裂、炮点位置； (b) Pg波射线覆盖； (c) 地壳浅部速度结构(数字单位为 km·s-1).Fig.6 Upper crustal velocity structure (a) Elevation, geological tectonics, faults, shots location； (b) Ray coverage of Pg waves; (c) Upper crust velocity structure (the unit of number is km·s-1).

第2层的底面是上地壳底面，层速度为5.9～6.4 km·s-1，速度等值线起伏明显(图5b).华北北缘地块：层速度为5.9～6.3 km·s-1，界面向NW倾斜，深度从14.8加深到20.3 km，再上升至12.8 km.松辽—锡林浩特地块：南部层速度偏小，为6.0～6.3 km·s-1；中部界面向SE倾斜，层速度为6.2～6.3 km·s-1，深度为13.9～16.9 km；北部层速度偏大，为6.25～6.35 km·s-1，北部界面向NW倾斜，深度为14.9～17.1 km.贺根山缝合带之下速度明显减小.兴安地块：南部界面深度从～16.9向NW倾斜至～19.1 km，层速度为6.2～6.3 km·s-1；北部界面呈现中间凹、两边升的形态，北端界面深度从～14.8向SE倾斜至～19.1 km，层速度为6.0～6.25 km·s-1.

2.2 中地壳速度结构

中地壳速度结构分为2层：

第1层是中地壳上层，在华北北缘地块南部(横向距离范围10～60 km)和松辽—锡林浩特地块中部(横向距离范围196～244 km)消失(图5b).松辽—锡林浩特地块：南部界面形态与上地壳底面相似，向SE倾斜，深度为14.0～22.4 km，层速度为6.35～6.45 km·s-1；该层在中部缺失；北部界面向NW倾斜，深度为16.9～25.8 km，层速度为6.30～6.42 km·s-1，贺根山缝合带之下速度明显减小.兴安地块：南部界面平缓，深度为24.7～25.8 km，层速度偏大，约为6.35～6.43 km·s-1；北端层速度减小为6.30～6.43 km·s-1，北端界面向SE倾斜，深度为19.1～25.8 km，层速度增大为6.30～6.42 km·s-1.

第2层是中地壳的下层，中地壳底面在南部起伏剧烈且下凹，中-北部相对平缓，深度22.8～33.2 km，层速度为6.35～6.55 km·s-1(图5b).华北北缘地块：中地壳底面深度从南部最浅为22.8 km加深到33.1 km，层速度为6.35～6.55 km·s-1.松辽—锡林浩特地块：嫩江断裂(F1)—大兴安岭主脊断裂(F2)山前，界面向SE倾、上凸，深度为26.2 km～33.1 km，嫩江断裂(F1)西侧最深为33.1 km，速度等值线上隆，层速度为6.45～6.62 km·s-1，深度减小到26.3 km；北部界面向NW微倾，深度为28.2～31.8 km，速度等值线下凹，层速度为6.4～6.55 km·s-1.兴安地块：中地壳上层厚、下层略薄，底面深度为27.9～32.1 km，层速度为6.43～6.55 km·s-1，在北端的界面最深为31.2～32.1 km，然后抬升到27,9 km，层速度减小到6.37～6.5 km·s-1.

2.3 下地壳速度结构

下地壳的底面为莫霍面(Moho)，深度为36.1～42.5 km，层速度为6.58～6.8 km·s-1(图5b).华北北缘地块：莫霍面向NW微倾，深度为36.1～41.1 km，层速度为6.7～6.75 km·s-1.松辽—锡林浩特地块：南部西拉木伦缝合带—大兴安岭主脊断裂(F2)，莫霍面起伏剧烈，深度范围为37.6～41.3 km，层速度减小为6.58～6.78 km·s-1；北部莫霍面变化平缓，深度范围40.8～42.2 km，层速度相对均匀，为6.75～6.8 km·s-1.兴安地块：莫霍面起伏变化明显，呈逐渐向NW抬升的趋势，深度范围为37.8～40.7 km，层速度为6.75～6.8 km·s-1.

2.4 上地幔顶部速度结构

基于测线上D1—D7炮地震记录中的Pn波，正、反演获得沿线上地幔顶部的Pn速度，反演结果见表2.正演结果表明：莫霍面之下的上地幔顶部Pn速度为7.8～8.1 km·s-1(图5b).华北北缘地块：Pn速度为7.85～8.0 km·s-1.松辽—锡林浩特地块：南部松辽盆地—大兴安岭峰前Pn速度最小，为7.8～8.0 km·s-1，北部大兴安岭的Pn速度最大，为8.05～8.1 km·s-1.兴安地块：Pn速度为7.9～8.0 km·s-1.

2.5 主要断裂带速度结构

根据地壳速度结构(图5b和图6b)可知，主要断裂带均处于地震波速度变化的梯度带上.

索伦—西拉木伦断裂带(SCS)处于地震波速度由大变小的等值线梯度带上，在中-上地壳(0～26 km)速度等值线形成上隆区，而壳内界面向下弯曲，莫霍面向上抬升.上地壳的底面在西拉木伦缝合带(SCS)之下达到最浅，约为13 km.

嫩江断裂带(F1)在中-上地壳处于地震波速度增大的等值线梯度带上，中地壳底界面向下弯曲，在该断裂下部，其埋深最大，约为15.8 km.

大兴安岭主脊断裂带(F2)处于地壳内相对的高速度带上，上地壳速度等值线向上凸起，变化剧烈.嫩江断裂带(F1)—大兴安岭主脊断裂带(F2)之间，以大兴安岭隆升前沿(剖面距离约150 km)为界，其南侧壳内界面向下弯曲，地壳速度比两侧明显减小，速度等值线向下弯曲，并随深度的增加，弯度逐渐增大，与嫩江断裂(F1)下部的上隆区差异显著.北部的大兴安岭区，壳内界面和速度等值线上隆或向北倾斜.

达青牧场断裂带(F3)处于速度等值线剧烈变化的梯级带上.在达清牧场断裂带(F3)—贺根山缝合带(HHS)之间，上地壳(10～20 km)速度等值线起伏剧烈，北部的速度等值线向下剧烈弯曲，中-下地壳(20～2 km)速度相对均匀，等值线形态起伏较小.

贺根山缝合带(HHS)处在地壳速度变化分界的位置，HHS以北，相对于南侧，速度等值线变化平缓，上地壳(10～20 km)下部速度等值线起伏明显，中地壳速度等值线在局部向下弯曲，下地壳局部存在上隆的高速区，造成等值线存在起伏变化.

3 讨论

已有的地质与地球物理研究结果表明(朱德丰等，2007；许文良等，2013；吴根耀等，2014；Zhang et al.，2014)，侏罗世之前，由于古亚洲洋、蒙古—鄂霍茨克洋闭合等多板块的汇聚和挤压作用，导致兴蒙造山带及其邻区的地壳整体缩短、加厚，并在南、北边缘形成了逆冲推覆构造、燕山—阴山造山带和蒙古—鄂霍茨克造山带，但未造成大兴安岭隆起，所以现今的壳幔结构应该是侏罗世之后形成的.侏罗—白垩世大兴安岭地区隆升造山，其火山活动在早白垩世达到峰期(张兴洲等，2015；唐杰等，2018；许文良等，2019).这期伸展作用使大兴安岭隆升，标志着兴蒙造山带及邻区进入了现今壳幔结构的再造时期.

晚白垩世以来，兴蒙造山带在西太平洋板块俯冲、后退、弧后扩张及西伯利亚板块的阻挡作用下(Northrup et al, 1995；周建波等，2009，2016；包汉勇等，2013；葛肖虹等，2014；孙明道，2016)，中地壳-下地壳上部呈现地壳褶皱、缩短的速度等值线形态.HHS以北的逆冲带始于下地壳上部，以陡倾界面和速度等值线组合插入上地幔；在F2和HHS之间，中下地壳强烈褶皱，界面向NW倾斜，速度等值线剧烈起伏，向下逆冲，在受到北部地块的阻挡后，逆冲倾角逐渐变陡，导致强大的挤压应力在大兴安岭的地壳内集中，使得大兴安岭山体快速隆升；SCS和F2之间，发育强烈的挤压构造变形，上地壳向大兴安岭方向逆冲推覆，中地壳缩短、褶皱，嫩江断裂(F1)两侧的地震界面和速度等值线上隆，壳内介质向大兴安岭方向逆冲推覆，下地壳和上地幔沿莫霍面拆离.莫霍面之上的下地壳上部形成向NW方向逆冲的弧形构造，靠近莫霍面两侧的壳幔物质向地壳内逆冲，导致大兴安岭东南部隆升和强烈的区域挤压构造变形，形成了现今兴蒙造山带及邻区的构造格局.

总之，在侏罗纪之后发生的强烈区域性挤压和伸展-岩浆作用，造就了兴蒙造山带及邻区现今的壳幔结构复杂，逆冲、滑脱和剪切带结构发育.地壳介质极不均匀，地震界面和速度等值线的强烈变形，具有自北向南逐渐增强的特征，可能与中生代-新生代多期的强烈伸展、岩浆作用和挤压作用有关.

4 结论

图5b和图6b显示研究区地震波速度变化明显，速度等值线起伏剧烈，形成高速、低速间的梯度带形态，多与地壳分层界面的起伏变化对应.在地表高程图5a 与速度等值线图5b 对比后，发现地表的山峰位置，均与上中地壳速度等值线上隆的位置相对应.根据上地壳和全地壳速度结构，得出以下几点认识：

(1)研究区地壳平均速度为6.15～6.3 km·s-1，Pn波速度为7.8～8.2 km·s-1.

(2)研究区地壳厚度范围为36.1～42.2 km.Moho为地壳和上地幔的分界面，Moho之上速度≤6.8 km·s-1，界面之下速度为7.8～8.1 km·s-1.根据Moho的埋深和起伏形态，揭示出研究区不同构造单元地壳厚度也不同：华北地块北缘地壳厚度为36.1～41.1 km；松辽—锡林浩特地块地壳厚度为37.6～42.2 km；兴安地块地壳厚度为37.8～40.7 km.对应地表高程，在大兴安岭主峰位置，Moho最深42.2 km，说明在大兴安岭位置存在山根.

(3)研究区地壳内未发现洋壳物质.深地震测深反演结果显示，研究区上地壳层速度为1.5～6.4 km·s-1，中地壳层速度为6.3～6.55 km·s-1，下地壳速度为6.58～6.8km.通常认为基性的洋壳层速度在6.9～7.2 km·s-1范围内，因此根据速度结构，认为在该区地壳内不存在洋壳物质.

(4)主要断裂带均处于速度等值线变化剧烈的梯度带上，西拉木伦缝合带(SCS)和贺根山缝合带(HHS)之间壳内速度等值线起伏变化最大，HHS以北速度变化最小.

(5)深地震探测的地壳上地幔速度结构显示具有明显的横向分区和纵向分层的特点：纵向上分为速度变化平缓的上地壳、速度等值线起伏剧烈的中地壳和下地壳，以及速度均匀的上地幔盖层；横向上，华北地块北缘和兴安地块速度结构变化相对平缓，松辽—锡林浩特地块地壳速度等值线起伏剧烈.

(6)在侏罗纪之后发生的强烈区域性挤压和伸展-岩浆作用，造就了兴蒙造山带及邻区现今的壳幔结构复杂，逆冲、滑脱和剪切带结构发育.地壳介质极不均匀，地震界面和速度等值线的强烈变形，具有自北向南逐渐增强的特征，可能与中生代-新生代多期的强烈伸展、岩浆作用和挤压作用有关.