興蒙造山帶及鄰區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)特征

王海燕， 李英康， 張晨光， 高銳， 侯賀晟， 李文輝，周毅， 常暢, 符偉， 龐永香， 崔濤

1 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所巖石圈中心, 北京 100037 2 自然資源實物地質(zhì)資料中心, 河北燕郊 065201 3 自然資源部深地動力學(xué)重點實驗室, 北京 100037 4 中山大學(xué)地球科學(xué)和工程學(xué)院, 廣州 510275 5 中國地質(zhì)科學(xué)院, 北京 100037 6 中國石油集團(tuán)測井有限公司天津分公司, 天津 300280

0 引言

興蒙造山帶位于中亞造山帶東段，是古亞洲構(gòu)造域的重要組成部分，北鄰西伯利亞板塊，南接華北板塊，在古亞洲洋閉合過程中，由西伯利亞板塊與華北板塊北緣碰撞拼合而成，具有十分復(fù)雜的多旋回發(fā)展過程(邵濟(jì)安等，1991)，其形成過程可分為大陸裂解、洋盆擴(kuò)張、洋殼俯沖消減、強(qiáng)烈對接碰撞造山等階段.興蒙造山帶以其獨有的組成、形成演化特征以及現(xiàn)今的地表特征受到國內(nèi)外學(xué)者關(guān)注.由于古亞洲洋、蒙古—鄂霍茨克洋的閉合和西太平洋板塊的俯沖作用，大量的巖石圈物質(zhì)進(jìn)入興蒙造山帶及鄰區(qū)的地幔之中，使之成為地球上俯沖物質(zhì)最大的堆集區(qū)之一，形成的板內(nèi)巖漿巖幾乎遍布整個東北亞地區(qū).多板塊匯聚引發(fā)的強(qiáng)烈構(gòu)造運動，在地表上形成了以逆沖推覆構(gòu)造、巖漿噴發(fā)-侵入巖帶、變質(zhì)核雜巖和伸展盆地為特征的盆-山構(gòu)造地貌.這種地質(zhì)構(gòu)造格架和地貌的形成與深部結(jié)構(gòu)、構(gòu)造和物質(zhì)運移密切相關(guān)，成為了解中亞造山帶深部狀態(tài)的關(guān)鍵地區(qū).隨著對中亞造山帶構(gòu)造演化和成礦作用研究的深入，在微陸塊拼合時代與屬性、蛇綠巖時代及構(gòu)造背景、俯沖帶(超)高壓變質(zhì)作用、增生雜巖解剖、區(qū)域變質(zhì)-變形作用、洋中脊俯沖與地幔活動、巖漿弧性質(zhì)、板塊相互作用、增生造山的時空格架、大陸增生方式、增生成礦機(jī)制，以及蒙古—鄂霍茨克洋、西太平洋俯沖作用導(dǎo)致的構(gòu)造疊加、改造等方面的研究取得了進(jìn)展(葛肖虹和馬文璞，2007；葛肖虹等, 2009；Wilde，2015；Liu et al., 2017；韓江濤等, 2019a,b；Song et al., 2018；肖文交等，2019；李錦軼等，2019).而地球物理探測可以獲得深部證據(jù)，通過板塊俯沖形態(tài)、巖漿通道的形態(tài)、伸展、拆沉等深部結(jié)構(gòu)信息，對深部過程進(jìn)行約束.

20世紀(jì)地球物理學(xué)者開展的地學(xué)斷面研究及人工與天然地震探測研究(劉昌銓等，1991；盧造勛等，1993；傅維洲等，1998；王帥軍等，2007；嘉世旭等，2009；滕吉文等，2010；宋仲和等，1992；陳國英等，1995；陳凌等，2010；李明明和何玉梅，2011；李志偉等，2011；Zheng et al.,2017,2022;Ma et al.,2022; Yang et al.,2022 )確定了興蒙造山帶及鄰區(qū)的地殼基本結(jié)構(gòu)：地殼分為3～5層，地殼平均速度為6.1～6.4 km·s-1，地殼厚度為29～40 km，Pn波速度為7.8～8.1 km·s-1.天然地震臺陣獲得了華北北緣—內(nèi)蒙中亞造山帶的地殼、巖石圈S波速度結(jié)構(gòu)和Pn波速度分布(宋仲和等，1992；陳國英等，1995；Zheng et al.，2007；Tang and Chen，2008；陳凌等，2010；李志偉等，2011).但上述不同研究給出的殼內(nèi)分層速度差異較大，有些明顯偏離全球地殼的平均值.在近年的“深部探測項目”中，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所在興蒙造山帶完成了2條綜合地球物理剖面(“張家口—中蒙邊界”和“新巴虎左旗—齊齊哈爾”)探測工作，包括深地震反射剖面(Zhang et al., 2014；Hou et al., 2015)、深地震測深剖面(李英康等，2014a，b)和大地電磁測深剖面(Liang et al，2015；梁宏達(dá)等，2015，2016；韓江濤等，2019a，b)，獲得研究區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu).西部SE-NW向的“張家口—中蒙邊界”深地震測深剖面的速度結(jié)構(gòu)顯示：華北北緣—西伯利亞板塊之間，上地殼中存在明顯的高速度局部變化；中下地殼華北板塊速度大(6.3～6.7 km·s-1)，西伯利亞板塊北緣速度小(6.1～6.7 km·s-1)；沿線地殼厚度變化不大(40～42 km)，僅在華北北緣與西伯利亞板塊結(jié)合帶部位發(fā)現(xiàn)雙莫霍面，在西拉木倫河斷裂帶下方達(dá)到最深(～47 km)，認(rèn)為其為板塊拼合位置(李英康等，2014a).北部近E-W向的“新巴虎左旗—齊齊哈爾” 深地震測深剖面獲得的速度結(jié)構(gòu)顯示：大興安嶺盆山結(jié)構(gòu)的總體特征為地殼厚度東薄西厚，最薄處位于松遼盆地(34.5～36.4 km)，最厚處部位于大興安嶺(～43.5 km)，最大相差約10 km；上地殼，大興安嶺的速度等值線急劇上隆，梯度變化大，兩側(cè)盆地的速度等值線近水平排列；而中、下地殼的界面形態(tài)起伏明顯變大；莫霍面、中地殼底面的速度等值線形態(tài)顯示東部的中、下地殼明顯向西插入，到達(dá)大興安嶺重力梯級帶的位置，推測西太平洋板塊西向俯沖的遠(yuǎn)程效應(yīng)達(dá)到了大興安嶺重力梯級帶一帶，引起附近殼幔結(jié)構(gòu)和物質(zhì)性質(zhì)的變化(李英康等，2014b).

上述研究成果使得人們對研究區(qū)地下速度結(jié)構(gòu)有了基本認(rèn)識，但經(jīng)過興蒙造山帶位置不同，揭示的地殼速度結(jié)構(gòu)不同：在重力梯級帶位置北部剖面顯示中下地殼向西插入，而西部剖面所經(jīng)過的重力梯級帶并沒有顯示；西部剖面顯示西拉木倫縫合帶位置出現(xiàn)雙重莫霍面且達(dá)到最深，那么西拉木倫縫合帶位置向東并不確定.不同位置的速度結(jié)構(gòu)不同說明古亞洲洋的閉合和興蒙造山帶形成的復(fù)雜性.本文所用的“奈曼旗南—東烏旗北”深地震測深剖面位于北部“新巴虎左旗—齊齊哈爾”與西部“張家口—中蒙邊界”之間，通過對7個2000 kg的折射大炮資料進(jìn)行數(shù)據(jù)預(yù)處理、震相識別、走時射線追蹤、理論地震圖計算等，獲得了研究區(qū)地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)，進(jìn)一步研究興蒙造山帶的深部結(jié)構(gòu)及不同構(gòu)造單元的結(jié)構(gòu)差異，為討論興蒙造山帶形成的過程提供依據(jù).

1 研究方法

1.1 數(shù)據(jù)采集

奈曼旗南—東烏旗北深地震測深剖面近SE-NW向布設(shè)，南東起于內(nèi)蒙古奈曼旗東南部(121.3°E，42.7°N)，橫穿松遼盆地西南端、南大興安嶺褶皺帶和二連盆地東北部，止于內(nèi)蒙古東烏珠穆沁旗東北部(117.2°E，46.15°N)，測線全長520 km(圖1中黑線).為了有效提高地震資料的質(zhì)量和地殼結(jié)構(gòu)研究的可信度，野外施工中采用相對密集的炮點和觀測點，并遠(yuǎn)離交通干擾進(jìn)行數(shù)據(jù)采集.沿測線共設(shè)7個炮點(圖1中D1—D7)，采用爆炸震源深井組合的方式激發(fā)地震波，觀測點距為1～2 km，局部最大點距為3 km，構(gòu)成追逐和相遇的觀測系統(tǒng).沿測線布設(shè)200臺Smart Solo-3C三分量地震儀，形成地震波射線的密集多次覆蓋，獲得了較高質(zhì)量的原始地震數(shù)據(jù).炮點參數(shù)見表1.

表1 深地震測深炮點參數(shù)Table 1 Explosion position of the deep seismic sounding profile

1.2 震相識別

深地震測深原始地震資料經(jīng)處理后，以最高8 Hz的頻率濾波、折合速度為6.0 km·s-1、-5～10 s的時窗，繪制了7炮折合地震記錄截面圖(見圖2和圖3)，為了使地震記錄截面圖清晰，進(jìn)行了抽道處理.基于折合地震記錄截面圖，識別出6個震相：Pg震相為地殼淺層的回折波(初至波)，P2震相為上地殼底面的寬角反射波，P3震相為中地殼內(nèi)的寬角反射波，P4震相為中地殼底面的寬角反射波，Pm震相為莫霍面(Moho)的寬角反射波和Pn為首波.圖2和圖3中的虛線為識別的震相位置.

圖1 研究區(qū)地質(zhì)簡圖與深地震測深剖面位置圖(據(jù)李錦軼等，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))

圖2 D2-炮的地震記錄、震相走時擬合(a)和射線追蹤(b)圖Fig.2 Seismic records with travel time fitting (a), and ray-tracing diagram (b) of D2 shot

圖3 D5-炮的地震記錄、震相走時擬合(a)和射線追蹤(b)圖Fig.3 Seismic records with travel time fitting (a), and ray-tracing diagram (b) of D5 shot

Pg震相：該震相追蹤距離越長、走時范圍越大，表明地殼頂層厚度越大，尾部時間越小，表明速度梯度越大，地殼頂層底部的速度越大.通常在0～90 km范圍內(nèi)，可以有效追蹤、識別.由Pg波得到地殼表層速度為1.4～6.1 km·s-1.華北北緣南部速度為1.4～5.9 km·s-1，北部的速度為2.0～6.0 km·s-1；松遼—錫林浩特地塊南部和中部速度為2.7～6.0 km·s-1，北部速度為3.2～6.05 km·s-1；興安地塊南部速度為3.0～6.0 km·s-1，中部速度為2.2～6.05 km·s-1，北部速度為3.2～6.1 km·s-1.

P2震相：在近距離是續(xù)至波，60～80 km之后為初至波，可以有效追蹤識別，得到的上地殼底面至地表的平均速度為5.6～5.9 km·s-1.華北北緣地塊為5.58～5.6 km·s-1，松遼—錫林浩特地塊南端最小為5.52～5.56 km·s-1，向北逐漸增大為5.67～5.85 km·s-1，興安地塊南端為5.85～5.89 km·s-1，向北逐漸變?yōu)?.72～5.9 km·s-1.

P3震相：該震相在華北北緣和剖面中南部缺失.在近距離是續(xù)至波，80～120 km之后為初至波，可以有效追蹤、識別，得到的中地殼內(nèi)界面至地表的平均速度為5.57～6.06 km·s-1.華北北緣地塊為5.67～5.72 km·s-1；松遼—錫林浩特地塊南部最小為5.57～5.86 km·s-1，中部該層缺失，松遼—錫林浩特地塊北端向北逐漸增大為5.85～5.91 km·s-1；興安地塊南部(二連盆地)為5.87～6.02 km·s-1，興安地塊北部為5.92～6.06 km·s-1.

P4震相：在近距離是續(xù)至波，110～150 km之后為初至波，可以有效追蹤、識別，得到的中地殼底面至地表的平均速度為5.83～6.15 km·s-1.華北北緣地塊為5.83～6.02 km·s-1；松遼—錫林浩特地塊南部(松遼盆地北部)為6.0～6.05 km·s-1，松遼—錫林浩特地塊北部為6.06～6.13 km·s-1；興安地塊南部(二連盆地)為6.10～6.15 km·s-1，興安地塊北部為6.08～6.15 km·s-1.

Pm震相：莫霍面(Moho)的寬角反射波，Pm震相的臨界反射位置在120～140 km左右.在距離70～90 km之后，直到300 km可以有效追蹤、識別，由Pm波獲得的地殼平均速度為6.12～6.32 km·s-1.華北北緣地塊為6.12～6.22 km·s-1；松遼—錫林浩特地塊南部為6.23～6.27 km·s-1，中部為6.28～6.32 km·s-1和北部為6.25～6.30 km·s-1；興安地塊南部(二連盆地)為6.27～6.30 km·s-1，興安地塊北部為6.23～6.28 km·s-1.

Pn波：在多炮(D1、D2、D4、D5、D6和D7)地震記錄中出現(xiàn)，臨界范圍為100～120 km，初至波為150～300 km.由Pn波得到的上地幔頂部速度為7.8～8.3 km·s-1.華北北緣地塊為7.9～8.2 km·s-1，松遼—錫林浩特地塊南部為7.8～8.1 km·s-1，北部為7.9～8.2 km·s-1，興安地塊為8.0～8.3 km·s-1(表2).各震相走時擬合均方根誤差見表3.

表2 各炮Pn震相的追蹤距離、視速度、可靠性和構(gòu)造單元Table 2 The tracking distance, apparent velocity， reliability， and tectonic unit of Pn-waves

2 地殼速度結(jié)構(gòu)

二維地殼速度結(jié)構(gòu)是在折射震相識別和深反射特征約束的基礎(chǔ)上，以測線經(jīng)過地形的最高點高程1500 m為零點，建立初始二維地殼模型.正演擬合計算采用基于地震波的漸近射線理論方法，對各炮拾取的到時進(jìn)行擬合，通過不斷修改界面深度和層速度，逐步改進(jìn)初始二維速度結(jié)構(gòu)；并在同一個二維速度結(jié)構(gòu)模型中，逐步完成7炮、每炮5～6個震相的地震波到時擬合，達(dá)到滿意的程度，以限制模型的多解性.圖4為炮集(7炮)的地震記錄走時擬合和全地殼射線覆蓋圖.射線追蹤正演擬合精度為時間誤差，多數(shù)小于0.05 s，最大不超過0.1 s.速度誤差控制在0.05 km·s-1之內(nèi)，莫霍面深度誤差小于1 km.最終得到了全地殼速度結(jié)構(gòu)(圖5b)，與前人結(jié)果相比(盧造勛等，1993)，在速度變化特征和Moho形態(tài)上存在明顯差異.

表3 地震波震相走時擬合均方根誤差統(tǒng)計表Table 3 The travel-time-root-mean-squre fitting error of the seismic phases

圖4 炮集的地震記錄走時擬合(a)和全地殼射線覆蓋(b)，圖中Pn( )為Pn波到時Fig.4 Seismic travel time fitting (a) and ray coverage for the model (b). Pn ( ) is the arrival time of Pn wave

傳統(tǒng)觀點認(rèn)為上地殼底部存在低速層(Gutenberg，1955；Landisman and Mueller，1966；Giese et al.，1971).由于這個原因，以往的一些地殼結(jié)構(gòu)中，包含了“低速層結(jié)構(gòu)”，但未給出判斷標(biāo)志(Giese et al.，1971；Yu et al.，2002).由于本剖面的7炮地震記錄中，寬角反射震相走時曲線不存在低速層的特征.因此，在速度結(jié)構(gòu)剖面中沒有低速層結(jié)構(gòu)(圖5b).

該剖面跨過3個地質(zhì)構(gòu)造單元，分別為華北地塊北緣、松遼—錫林浩特地塊和興安地塊，分界線為索倫—西拉木倫—延吉(SCS)和二連—賀根山—黑河縫合帶(HHS).

圖5b表明，地殼速度結(jié)構(gòu)分為4～5層組成，因在華北北緣和松遼—錫林浩特地塊中部(大興安嶺中部)P3震相缺失，變?yōu)?層.第1個界面為Pg波終止位置界面，其下4個界面，分別是P2、P3、P4、Pm震相的反射界面.為了清楚地顯示淺部盆-山結(jié)構(gòu)的速度分布特征，把Pg波終止位置界面之上的地殼淺部速度結(jié)構(gòu)分離出來，見圖6.

2.1 上地殼速度結(jié)構(gòu)

上地殼速度結(jié)構(gòu)分為2層：

第1層的底面為Pg波終止的界面，推測其為基底的界面，起伏劇烈，深度為7.1～10.8 km，松遼盆地中部最深約11 km，二連盆地較淺為7.5～8.7 km.地殼頂層的層速度為1.5～6.3 km·s-1.底部最大層速度6.3 km·s-1出現(xiàn)在大興安嶺火山—巖漿巖區(qū)的中南部和二連盆地的南部(圖6b).松遼盆地平均深度約6.5 km，在松遼盆地和大興安嶺前緣之間出現(xiàn)一個橫向?qū)挾?0～30 km，下插到深度約10 km的上高、下低的速度突變帶.二連盆地的低速度帶埋深約7 km.

華北北緣地塊：界面邊部略有抬升，深度為8.0～8.2 km，中間下凹，深度10.0～10.8 km，呈凹陷形態(tài)；南部層速度為2.1～5.85 km·s-1，北部層速度最小為1.5～5.9 km·s-1.松遼—錫林浩特地塊：南部松遼盆地北邊界—大興安嶺山前區(qū)域，層速度增大為2.3～6.2 km·s-1，深度為8.1～10.2 km，呈凹陷形態(tài)，速度等值線變化明顯，速度增大，出現(xiàn)南東梯級帶向東南傾，北西梯級帶向北西傾的形態(tài)，深度8.2～10.2 km；中部界面起伏劇烈，層速度繼續(xù)增大為2.7～6.3 km·s-1，深度為8.4～10.0 km，南側(cè)的速度等值線梯級帶向北西傾斜；北部界面起伏劇烈，深度為7.9～9.5 km，層速度頂部增大，下部減小變?yōu)?.3～6.15 km·s-1.二連盆地：層速度增大為3.6～6.3 km·s-1，深度為7.5～8.5 km ，盆地南北兩側(cè)等值線梯級帶明顯；興安地塊：南部層速度為2.4～6.1 km·s-1，深度為7.5～9.1 km，速度等值線梯級帶向北西傾斜；北部層速度減小為3.0～6.2 km·s-1，深度從7.6 km向西北快速加深到10.6 km，然后上升到7.1 km(圖6b).

圖5 全地殼速度結(jié)構(gòu) (a) 高程、地質(zhì)構(gòu)造分區(qū)、斷裂、炮點位置； (b) 地殼速度結(jié)構(gòu)(圖中數(shù)字代表速度,單位為 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).

圖6 上地殼速度結(jié)構(gòu) (a) 高程、地質(zhì)構(gòu)造分區(qū)、斷裂、炮點位置； (b) Pg波射線覆蓋； (c) 地殼淺部速度結(jié)構(gòu)(數(shù)字單位為 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層的底面是上地殼底面，層速度為5.9～6.4 km·s-1，速度等值線起伏明顯(圖5b).華北北緣地塊：層速度為5.9～6.3 km·s-1，界面向NW傾斜，深度從14.8加深到20.3 km，再上升至12.8 km.松遼—錫林浩特地塊：南部層速度偏小，為6.0～6.3 km·s-1；中部界面向SE傾斜，層速度為6.2～6.3 km·s-1，深度為13.9～16.9 km；北部層速度偏大，為6.25～6.35 km·s-1，北部界面向NW傾斜，深度為14.9～17.1 km.賀根山縫合帶之下速度明顯減小.興安地塊：南部界面深度從～16.9向NW傾斜至～19.1 km，層速度為6.2～6.3 km·s-1；北部界面呈現(xiàn)中間凹、兩邊升的形態(tài)，北端界面深度從～14.8向SE傾斜至～19.1 km，層速度為6.0～6.25 km·s-1.

2.2 中地殼速度結(jié)構(gòu)

中地殼速度結(jié)構(gòu)分為2層：

第1層是中地殼上層，在華北北緣地塊南部(橫向距離范圍10～60 km)和松遼—錫林浩特地塊中部(橫向距離范圍196～244 km)消失(圖5b).松遼—錫林浩特地塊：南部界面形態(tài)與上地殼底面相似，向SE傾斜，深度為14.0～22.4 km，層速度為6.35～6.45 km·s-1；該層在中部缺失；北部界面向NW傾斜，深度為16.9～25.8 km，層速度為6.30～6.42 km·s-1，賀根山縫合帶之下速度明顯減小.興安地塊：南部界面平緩，深度為24.7～25.8 km，層速度偏大，約為6.35～6.43 km·s-1；北端層速度減小為6.30～6.43 km·s-1，北端界面向SE傾斜，深度為19.1～25.8 km，層速度增大為6.30～6.42 km·s-1.

第2層是中地殼的下層，中地殼底面在南部起伏劇烈且下凹，中-北部相對平緩，深度22.8～33.2 km，層速度為6.35～6.55 km·s-1(圖5b).華北北緣地塊：中地殼底面深度從南部最淺為22.8 km加深到33.1 km，層速度為6.35～6.55 km·s-1.松遼—錫林浩特地塊：嫩江斷裂(F1)—大興安嶺主脊斷裂(F2)山前，界面向SE傾、上凸，深度為26.2 km～33.1 km，嫩江斷裂(F1)西側(cè)最深為33.1 km，速度等值線上隆，層速度為6.45～6.62 km·s-1，深度減小到26.3 km；北部界面向NW微傾，深度為28.2～31.8 km，速度等值線下凹，層速度為6.4～6.55 km·s-1.興安地塊：中地殼上層厚、下層略薄，底面深度為27.9～32.1 km，層速度為6.43～6.55 km·s-1，在北端的界面最深為31.2～32.1 km，然后抬升到27,9 km，層速度減小到6.37～6.5 km·s-1.

2.3 下地殼速度結(jié)構(gòu)

下地殼的底面為莫霍面(Moho)，深度為36.1～42.5 km，層速度為6.58～6.8 km·s-1(圖5b).華北北緣地塊：莫霍面向NW微傾，深度為36.1～41.1 km，層速度為6.7～6.75 km·s-1.松遼—錫林浩特地塊：南部西拉木倫縫合帶—大興安嶺主脊斷裂(F2)，莫霍面起伏劇烈，深度范圍為37.6～41.3 km，層速度減小為6.58～6.78 km·s-1；北部莫霍面變化平緩，深度范圍40.8～42.2 km，層速度相對均勻，為6.75～6.8 km·s-1.興安地塊：莫霍面起伏變化明顯，呈逐漸向NW抬升的趨勢，深度范圍為37.8～40.7 km，層速度為6.75～6.8 km·s-1.

2.4 上地幔頂部速度結(jié)構(gòu)

基于測線上D1—D7炮地震記錄中的Pn波，正、反演獲得沿線上地幔頂部的Pn速度，反演結(jié)果見表2.正演結(jié)果表明：莫霍面之下的上地幔頂部Pn速度為7.8～8.1 km·s-1(圖5b).華北北緣地塊：Pn速度為7.85～8.0 km·s-1.松遼—錫林浩特地塊：南部松遼盆地—大興安嶺峰前Pn速度最小，為7.8～8.0 km·s-1，北部大興安嶺的Pn速度最大，為8.05～8.1 km·s-1.興安地塊：Pn速度為7.9～8.0 km·s-1.

2.5 主要斷裂帶速度結(jié)構(gòu)

根據(jù)地殼速度結(jié)構(gòu)(圖5b和圖6b)可知，主要斷裂帶均處于地震波速度變化的梯度帶上.

索倫—西拉木倫斷裂帶(SCS)處于地震波速度由大變小的等值線梯度帶上，在中-上地殼(0～26 km)速度等值線形成上隆區(qū)，而殼內(nèi)界面向下彎曲，莫霍面向上抬升.上地殼的底面在西拉木倫縫合帶(SCS)之下達(dá)到最淺，約為13 km.

嫩江斷裂帶(F1)在中-上地殼處于地震波速度增大的等值線梯度帶上，中地殼底界面向下彎曲，在該斷裂下部，其埋深最大，約為15.8 km.

大興安嶺主脊斷裂帶(F2)處于地殼內(nèi)相對的高速度帶上，上地殼速度等值線向上凸起，變化劇烈.嫩江斷裂帶(F1)—大興安嶺主脊斷裂帶(F2)之間，以大興安嶺隆升前沿(剖面距離約150 km)為界，其南側(cè)殼內(nèi)界面向下彎曲，地殼速度比兩側(cè)明顯減小，速度等值線向下彎曲，并隨深度的增加，彎度逐漸增大，與嫩江斷裂(F1)下部的上隆區(qū)差異顯著.北部的大興安嶺區(qū)，殼內(nèi)界面和速度等值線上隆或向北傾斜.

達(dá)青牧場斷裂帶(F3)處于速度等值線劇烈變化的梯級帶上.在達(dá)清牧場斷裂帶(F3)—賀根山縫合帶(HHS)之間，上地殼(10～20 km)速度等值線起伏劇烈，北部的速度等值線向下劇烈彎曲，中-下地殼(20～2 km)速度相對均勻，等值線形態(tài)起伏較小.

賀根山縫合帶(HHS)處在地殼速度變化分界的位置，HHS以北，相對于南側(cè)，速度等值線變化平緩，上地殼(10～20 km)下部速度等值線起伏明顯，中地殼速度等值線在局部向下彎曲，下地殼局部存在上隆的高速區(qū)，造成等值線存在起伏變化.

3 討論

已有的地質(zhì)與地球物理研究結(jié)果表明(朱德豐等，2007；許文良等，2013；吳根耀等，2014；Zhang et al.，2014)，侏羅世之前，由于古亞洲洋、蒙古—鄂霍茨克洋閉合等多板塊的匯聚和擠壓作用，導(dǎo)致興蒙造山帶及其鄰區(qū)的地殼整體縮短、加厚，并在南、北邊緣形成了逆沖推覆構(gòu)造、燕山—陰山造山帶和蒙古—鄂霍茨克造山帶，但未造成大興安嶺隆起，所以現(xiàn)今的殼幔結(jié)構(gòu)應(yīng)該是侏羅世之后形成的.侏羅—白堊世大興安嶺地區(qū)隆升造山，其火山活動在早白堊世達(dá)到峰期(張興洲等，2015；唐杰等，2018；許文良等，2019).這期伸展作用使大興安嶺隆升，標(biāo)志著興蒙造山帶及鄰區(qū)進(jìn)入了現(xiàn)今殼幔結(jié)構(gòu)的再造時期.

晚白堊世以來，興蒙造山帶在西太平洋板塊俯沖、后退、弧后擴(kuò)張及西伯利亞板塊的阻擋作用下(Northrup et al, 1995；周建波等，2009，2016；包漢勇等，2013；葛肖虹等，2014；孫明道，2016)，中地殼-下地殼上部呈現(xiàn)地殼褶皺、縮短的速度等值線形態(tài).HHS以北的逆沖帶始于下地殼上部，以陡傾界面和速度等值線組合插入上地幔；在F2和HHS之間，中下地殼強(qiáng)烈褶皺，界面向NW傾斜，速度等值線劇烈起伏，向下逆沖，在受到北部地塊的阻擋后，逆沖傾角逐漸變陡，導(dǎo)致強(qiáng)大的擠壓應(yīng)力在大興安嶺的地殼內(nèi)集中，使得大興安嶺山體快速隆升；SCS和F2之間，發(fā)育強(qiáng)烈的擠壓構(gòu)造變形，上地殼向大興安嶺方向逆沖推覆，中地殼縮短、褶皺，嫩江斷裂(F1)兩側(cè)的地震界面和速度等值線上隆，殼內(nèi)介質(zhì)向大興安嶺方向逆沖推覆，下地殼和上地幔沿莫霍面拆離.莫霍面之上的下地殼上部形成向NW方向逆沖的弧形構(gòu)造，靠近莫霍面兩側(cè)的殼幔物質(zhì)向地殼內(nèi)逆沖，導(dǎo)致大興安嶺東南部隆升和強(qiáng)烈的區(qū)域擠壓構(gòu)造變形，形成了現(xiàn)今興蒙造山帶及鄰區(qū)的構(gòu)造格局.

總之，在侏羅紀(jì)之后發(fā)生的強(qiáng)烈區(qū)域性擠壓和伸展-巖漿作用，造就了興蒙造山帶及鄰區(qū)現(xiàn)今的殼幔結(jié)構(gòu)復(fù)雜，逆沖、滑脫和剪切帶結(jié)構(gòu)發(fā)育.地殼介質(zhì)極不均勻，地震界面和速度等值線的強(qiáng)烈變形，具有自北向南逐漸增強(qiáng)的特征，可能與中生代-新生代多期的強(qiáng)烈伸展、巖漿作用和擠壓作用有關(guān).

4 結(jié)論

圖5b和圖6b顯示研究區(qū)地震波速度變化明顯，速度等值線起伏劇烈，形成高速、低速間的梯度帶形態(tài)，多與地殼分層界面的起伏變化對應(yīng).在地表高程圖5a 與速度等值線圖5b 對比后，發(fā)現(xiàn)地表的山峰位置，均與上中地殼速度等值線上隆的位置相對應(yīng).根據(jù)上地殼和全地殼速度結(jié)構(gòu)，得出以下幾點認(rèn)識：

(1)研究區(qū)地殼平均速度為6.15～6.3 km·s-1，Pn波速度為7.8～8.2 km·s-1.

(2)研究區(qū)地殼厚度范圍為36.1～42.2 km.Moho為地殼和上地幔的分界面，Moho之上速度≤6.8 km·s-1，界面之下速度為7.8～8.1 km·s-1.根據(jù)Moho的埋深和起伏形態(tài)，揭示出研究區(qū)不同構(gòu)造單元地殼厚度也不同：華北地塊北緣地殼厚度為36.1～41.1 km；松遼—錫林浩特地塊地殼厚度為37.6～42.2 km；興安地塊地殼厚度為37.8～40.7 km.對應(yīng)地表高程，在大興安嶺主峰位置，Moho最深42.2 km，說明在大興安嶺位置存在山根.

(3)研究區(qū)地殼內(nèi)未發(fā)現(xiàn)洋殼物質(zhì).深地震測深反演結(jié)果顯示，研究區(qū)上地殼層速度為1.5～6.4 km·s-1，中地殼層速度為6.3～6.55 km·s-1，下地殼速度為6.58～6.8km.通常認(rèn)為基性的洋殼層速度在6.9～7.2 km·s-1范圍內(nèi)，因此根據(jù)速度結(jié)構(gòu)，認(rèn)為在該區(qū)地殼內(nèi)不存在洋殼物質(zhì).

(4)主要斷裂帶均處于速度等值線變化劇烈的梯度帶上，西拉木倫縫合帶(SCS)和賀根山縫合帶(HHS)之間殼內(nèi)速度等值線起伏變化最大，HHS以北速度變化最小.

(5)深地震探測的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)顯示具有明顯的橫向分區(qū)和縱向分層的特點：縱向上分為速度變化平緩的上地殼、速度等值線起伏劇烈的中地殼和下地殼，以及速度均勻的上地幔蓋層；橫向上，華北地塊北緣和興安地塊速度結(jié)構(gòu)變化相對平緩，松遼—錫林浩特地塊地殼速度等值線起伏劇烈.

(6)在侏羅紀(jì)之后發(fā)生的強(qiáng)烈區(qū)域性擠壓和伸展-巖漿作用，造就了興蒙造山帶及鄰區(qū)現(xiàn)今的殼幔結(jié)構(gòu)復(fù)雜，逆沖、滑脫和剪切帶結(jié)構(gòu)發(fā)育.地殼介質(zhì)極不均勻，地震界面和速度等值線的強(qiáng)烈變形，具有自北向南逐漸增強(qiáng)的特征，可能與中生代-新生代多期的強(qiáng)烈伸展、巖漿作用和擠壓作用有關(guān).