鄂爾多斯塊體北緣及鄰區Moho面深度特征

楊彥明張國清陳 婧黃瑞濱

1） 中國呼和浩特 010010內蒙古自治區地震局

2） 中國內蒙古026000錫林浩特地震臺

3） 中國上海200062上海市地震局

4） 中國內蒙古024000赤峰地震臺

鄂爾多斯塊體北緣及鄰區Moho面深度特征

楊彥明1）張國清2）陳 婧3）黃瑞濱4）

1） 中國呼和浩特 010010內蒙古自治區地震局

2） 中國內蒙古026000錫林浩特地震臺

3） 中國上海200062上海市地震局

4） 中國內蒙古024000赤峰地震臺

鄂爾多斯地塊周緣具有較強的地震活動性，其北緣是主要歷史強震區。本文利用該區域分布的15個固定地震臺和36個臨時地震臺記錄的2009—2015年遠震數據，應用頻率域反褶積方法，提取遠震P波接收函數，利用H—κ方法測定地震臺站下方Moho面深度和VP/VS值。研究表明，鄂爾多斯塊體北緣地殼結構橫向變化劇烈，具有明顯分塊特征，塊體內結構相對簡單。

接收函數；Moho深度；地殼結構；鄂爾多斯地塊

0 引言

遠震體波受震源、傳播路徑和接收區動力學響應等因素共同作用，給直接分析和擬合遠震P波波形帶來較大困難。遠震P波波形數據包含大量地震臺站下方地殼和上地幔速度間斷面所產生的Ps轉換波及多次反射波信息。Phinney（1964）提出，用地表位移水平分量與垂直分量的譜振幅比來確定接收介質的速度結構，該思想被認為是接收函數雛形。由于實際地震資料是有限帶寬的，包含隨機噪聲，直接用于頻率域除法運算往往不穩定，為確保頻率域反褶積的穩定性，Helmberger和Wiggins（1971）提出頻率域反褶積穩定算法。在此基礎上，Langston（1979）提出用震源等效化方法，從長周期遠震P波波形提取臺站下方介質脈沖響應（接收函數），目的在于補償因震源時間函數不同而引起的遠震P波波形差異。隨著數字地震儀的廣泛應用，流動觀測臺網迅速發展，在遠震體波波形模擬基礎上發展起來的接收函數方法，已逐步成為地球物理研究的有效方法，在地殼上地幔結構研究中獲得廣泛應用，取得大量成果（Owens et al，1984； Ammon et al，1990； Ammon，1991； Kind et al，1995；劉啟元等，1996；陳九輝等，1999，2005；Farra et al，2000），并逐漸成為研究巖石圈S波速度結構的一種獨立方法（劉啟元等，1996）。在此基礎上，使用CCP和H—κ疊加方法綜合約束地下信息，可獲得更清晰準確的地殼結構和泊松比信息（張廣成等，2013；何靜等，2014；陳睿等，2015）。

本文研究區域位于鄂爾多斯地塊北緣及周邊區域。鄂爾多斯地塊處于華北克拉通西部（Wei et al，2013），于始新世開始形成，至今仍在活動，其內部變形較小，周緣邊界斷裂帶變形強烈（冉勇康等，2003；戴勇等，2016）。中國歷史地震記錄和近代地震目錄均表明，在鄂爾多斯塊體內部未發生過震級M＞ 6的地震，而在塊體周緣強震頻繁發生（Gu，1983）。鄂爾多斯地塊北緣及周邊區域主要包括陰山隆起區、鄂爾多斯隆起區以及位于其間的河套斷陷盆地（戴勇等，2012），地質構造復雜，活動斷層縱橫交錯，地震活動頻繁（楊彥明等，2016）。自華北克拉通形成以來，經過多期不同性質的構造活動，內部形成構造特征不同的次級構造單元。區域內地質構造背景復雜，新構造運動強烈，中強地震活動較為頻繁（曹剛，2001）。公元前7年發生河套大地震，公元849年包頭西發生7級左右地震，1976年和林格爾發生6.3級地震、1979年五原發生6.0級地震、1996年包頭西發生6.4級地震。該區域是地學專家研究的熱點地區之一，也是中國地震局及內蒙古自治區地震局重點跟蹤區域。

為了進一步研究鄂爾多斯地塊北緣區域的地殼結構特點，利用該區域內寬頻帶固定地震臺站記錄的遠震波形數據（鄭秀芬等，2009）、華北克拉通巖石圈—軟流圈結構探測與研究項目臺陣連續波形數據（中國地震科學臺陣，2006）以及前人在該區域的研究成果，采用頻率域反褶積方法提取P波接收函數，采用H—κ疊加方法獲得研究區域的地下結構特征，以期為進一步探討該地區地下各圈層結構及動力學模式提供可靠的地球物理學依據。

1 研究方法

1.1 接收函數提取

地震儀器記錄到的地震波信號是由震源時間函數、震源區介質響應、地震波傳播路徑響應、接收區介質響應和儀器響應等復雜因素共同作用的結果。Langston（1979）提出用震源等效化方法，認為從一系列水平分層或傾斜分層介質底部入射的平面P波產生的地表位移響應在時間域可以表示為以下形式

其中，D(t)代表遠震P波，I(t)代表儀器脈沖響應，S(t)代表有效震源時間函數、E(t)代表介質結構脈沖響應，*號表示褶積運算，V、R、T分別代表垂向、徑向和切向分量。

當地震波以接近垂直方向入射接收區時，入射波介質結構脈沖響應的垂直分量可以簡單看作一個Dirac函數（Langston，1977，1979），即

地表位移的垂直分量可以近似為儀器響應和有效震源時間函數的褶積，即

因此，將DV(t)分別與DR(t)和DT(t)作反褶積就可以從三分量遠震P波波形中分離出ER(t)和ET(t)。在頻率域，進行以下除法運算，可得

將ER(ω)和ET(ω)分別反變換回時間域，得到介質結構響應的徑向分量ER(t)和切向分量ET(t)，即徑向接收函數和切向接收函數。

1.2 地殼厚度和波速比計算

通過反褶積獲得的徑向接收函數包括直達P波、Ps波、多次反射波PpPs和PpSs+PsPs等震相，假定直達P波和Ps震相具有相同的射線參數，對于H深度間斷面來說，其Ps、PpPs和PpSs+PsPs震相的到時計算公式可以表示為

其中，VP和VS分別是P波和S波速度，p為射線參數，tPs是Ps震相與P波的到時差，tPpPs代表PpPs震相與P波到時差，tPpSs+PsPs代表PpSs+PsPs震相與P波到時差，H代表莫霍面深度。根據公式（5）和（6）推出

Ps、PpPs和PpSs+PsPs震相到時與莫霍面深度H、P波和S波速度相關聯，給定射線參數p，采用公式（5）—（8）計算地殼厚度H和波速比κ（κ=VP/VS）。

本文采用Zhu和Kanamori（2000a）提出的H—κ域網格搜索和疊加的方法來確定Moho界面深度和VP/VS。使用Ps、PpPs及PpSs +PsPs震相的振幅構造目標函數S(H，κ)，即

其中，r(ti)表示接受函數的振幅，t1、t2、t3分別為依據地殼厚度H和VP/VS計算的Ps、PpPs及PpSs +PsPs的到時，ωi為每個震相權重值，且滿足∑ωi=1。

2 數據選取

本文研究區域為鄂爾多斯塊體北緣及鄰區（105.5°—116°E，38°—42°N），所用地震數據主要來源于兩部分，一部分為2009—2015年內蒙古數字地震臺網寬頻帶固定地震臺記錄的301個MS≥5.8遠震事件波形資料（鄭秀芬等，2009）；另一部分為2010年4月至2011年11月中國地震局地球物理研究所實施“華北克拉通巖石圈—軟流圈結構探測與研究項目”臺陣記錄的373個MS≥5.9地震事件波形數據（中國地震科學臺陣，2006）；臺站分布基本覆蓋了鄂爾多斯塊體北緣及鄰近區域（臺站分布詳見圖1）。為保證獲得較好的平均結果，在數據處理過程中，考慮地震事件在不同方位角的覆蓋，篩選震中距在30°—95°，三分量齊全，震相清晰的遠震事件，按照P波到時前50 s、后150 s的規則，對地震數據進行截取，完成去趨勢、去均值、旋轉等處理工作，用0.05—2 Hz的頻率范圍進行帶通濾波，最終篩選出信噪比高的155個遠震波形數據進行研究。

圖1 研究區域地質構造及臺站分布Fig.1 Map for study area showing topography and locations of seismic stations

采用頻率域反褶積計算方法（Zhu et al，2000a，2000b），提取單臺單個地震事件的接收函數，選擇波形質量較好、信噪比較高、多次反射震相清晰的接收函數，采用Zhu和Kanamori（2000a）提出的H—κ域網格搜索和疊加方法，確定地殼厚度和VP/VS。參考前人在鄂爾多斯塊體周緣地區的研究方法，在進行H—κ計算過程中，給定地殼中P波平均速度為6.30 km/s（Wang et al，2014），根據Ps、PpPs和PpSs+PsPs震相的清晰程度，權重值分別設置為0.6、0.3和0.1（Wei et al，2012；Wang et al，2014）；H和VP/VS的變化范圍分別設置為20—60 km和1.6—1.9，搜索確定最優解（任梟等，2012）。

3 結果分析

選取（105.5°—116°E，38°—42°N）的地區（圖1）作為研究區域，利用鄂爾多斯地塊北緣附近地區51個地震臺站記錄的遠震波形數據（圖2），采用頻率域反褶積方法（Zhu et al，2000a，2000b）計算接收函數，進一步采用H—κ域網格搜索和疊加方法（Zhu & Kanamori，2000a）得到研究區地殼厚度和VP/VS值，結果見表1。

圖2 所選用155個地震事件分布Fig.2 The locations of 155 events used (red solid circles)

結合圖1和表1可知：①銀川—河套斷陷帶位于鄂爾多斯塊體北緣，Moho面深度介于35.5—44.5 km，變化較強烈，臺站B15的Moho面最厚（44.5 km），而內蒙古包頭臺（BTO）最薄（35.5 km），平均厚度42.34 km。Wang C Y等（2014）研究鄂爾多斯塊體及周緣地區時指出，河套斷陷帶的平均地殼厚度為45 km；Wei Z G 等（2013）在研究華北克拉通地殼厚度時指出，銀川河套斷陷帶Moho面深度橫向變化劇烈，地殼厚度34—38 km；本文得出的銀川—河套斷陷帶平均Moho面深度與Wang C Y 等（2014）的研究結果相差2.66 km，變化范圍與Wei Z G 等（2013）的結果略有差別，與前人研究結果基本一致；②在陰山山脈地區，Moho面深度變化較小，介于40.1—43.1 km，內蒙古百靈廟臺（BLM）最厚（43.1 km），臺站B05最薄（40.1 km），平均厚度41.8 km；③本文研究區域中，將鄂爾多斯塊體內部大致劃分為中部區域和北部區域，其中鄂爾多斯塊體中部區域在38°N附近，Moho面深度變化不明顯，介于39—41 km，平均厚度40.38 km；北部區域Moho面明顯較厚，平均厚度約43.1 km。

上述數值表明，鄂爾多斯塊體北緣地殼結構橫向變化劇烈，塊體內結構相對簡單。將研究區域中15個固定臺、36個臺陣臨時臺站結果匯總，使用克里金（Kriging）插值法繪制鄂爾多斯塊體北緣及周邊區域Moho面深度等值線，為了保證插值結果的可信度和準確性，利用相關學者在該區域的研究成果（Wei Z G et al，2013；任梟等，2012； Wang C Y et al，2014），作為進行插值的補充數據（表2），插值結果見圖3。

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

表2 用于補充的文獻數據資料Table 2 Supplemental data from literature information

陰山山脈東西走向，屬古老斷塊山，西起狼山、烏拉山，中為大青山、灰騰梁山，南為涼城山、樺山，東為大馬群山。由圖3可知，該區域以“上地幔拗陷”為主要特征，在狼山和大青山地區形成2個幔拗中心，前者地殼厚度約46 km，后者約43 km，本文與曹剛（2001）的研究結果一致；該區域地殼厚度變化趨勢為陰山山脈西部較厚，向東逐漸減薄，整體等深線走向西厚東薄。

在河套斷陷帶存在2個次級隆起——西山咀凸起和包頭凸起，將河套斷陷盆地劃分為臨河、白彥花和呼包3個拗陷（曹剛，2001）。由圖3可知，在河套斷陷帶，Moho面深度存在較為強烈的變化，具有明顯分塊特征，較好對應了該區域構造環境。整體上看，地殼厚度自東向西呈現逐漸增厚趨勢，對應其地質構造特點。

從鄂爾多斯塊體中部向北，地殼厚度具有明顯的起伏變化特征。塊體內部中間地區Moho面深度約40.4 km，塊體北部地區Moho面平均深度達43 km，在河套斷陷帶處減薄，平均厚度變為約42 km，在陰山山脈處Moho面深度增大，最大處達46 km，與Tian Xiaobo等（2011）的研究成果一致。

圖3 研究區域Moho深度等值線分布Fig.3 Moho depth contours in the study region

4 結論

通過對鄂爾多斯地塊北緣及附近地區51個地震臺站記錄的遠震波形數據進行分析，可以得出以下結論。

（1）遠震接受函數方法是研究地震臺站下方地殼上地幔結構的有效方法之一，隨著固定臺站波形記錄的增加（任梟等，2012）以及研究區域臺陣數量的增加，可進一步提高反演結果的精確性和可靠性。

（2）鄂爾多斯塊體北緣地殼結構橫向變化劇烈，塊體內結構相對簡單。自鄂爾多斯塊體中部向北至陰山山脈，地殼厚度具有明顯的起伏變化特征；河套斷陷帶Moho面深度存在較為強烈變化，具有明顯分塊特征，整體上看，地殼厚度自東向西呈現逐漸增厚趨勢，對應其地質構造特點；陰山山脈以“上地幔拗陷”為主要特征，在狼山和大青山地區形成2個幔拗中心，前者地殼厚度較大，地殼厚度變化趨勢為陰山山脈西部較厚，向東逐漸減薄，整體等深線走向西厚東薄。

（3）內蒙古西山咀臺（XSZ）下方地殼厚度36 km，與前人研究結果（48.9 km）存在較大差異，但很好對應了該區域構造環境和地質構造特點，也反映出河套斷陷帶地殼結構具有很強的橫向不均勻性，Moho面具有明顯分塊特征。

感謝中國地震局地球物理研究所國家數字測震臺網數據備份中心（doi:10.7914/SN/CB）和“中國地震科學探測臺陣數據中心”為本研究提供地震波形數據。朱露培教授為本項工作提供相關程序，中國地震局第一監測中心鄭智江、內蒙古地震預測研究中心戴勇為本項工作提供幫助，在此表示衷心感謝。

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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

楊彥明，男，工程師，主要從事地震監測和地震應急指揮技術研究工作

張國清（1968—），男，工程師，長期在地震一線從事地震監測和地電場、地磁場研究工作。

E-mail：1445845108@qq.com

2016年度內蒙古自治區地震局局長基金課題（項目編號：2016JC01）；2016年度中國地震局地震應急青年重點任務（項目編號：CEA_EDEM-201605）；中國地震局監測、預測、科研三結合課題（項目編號：160504）

本文收到日期：2016-09-29