地震层析成像(seismic tomography)利用地震波到时数据等信息建立地球内部三维速度结构，从中提取有关地球内部温度、压力、介质密度、物质组成等信息^[1]，对理解地震的发生机理、区域地震分布等都有重要意义。Pn波入射到上地幔顶部后沿莫霍面滑行，携带丰富的上地幔顶层信息，是研究上地幔结构的首选资料。Pn波速度能直接反映构造活动的强弱，基于Pn波速度的研究是认识强震机理和研判强震趋势的有效手段。已有学者^[1-4]对Pn波层析成像进行研究，但针对鄂尔多斯块体的研究较少。本文选取鄂尔多斯块体北缘(105°~115°E，39.5°~41.5°N)为研究区域，利用内蒙古测震台网数字化波形记录，手动拾取高质量Pn波到时数据，对研究区进行Pn波层析成像研究，并结合地震活动空间分布分析该区域的深部构造和动力学过程。

1 构造背景和数据来源

鄂尔多斯块体北缘主要由阴山隆起区、河套断陷盆地、鄂尔多斯隆起区构成，东部与山西断陷带交汇(见图 1，根据1900~2017全国地震目录)，区域内部构造单元丰富，构造运动强烈，为中强地震的主要活动区。本文选用的Pn波到时数据主要有两个来源：1)2008~2018年内蒙古测震台网波形记录中M_S≥2.0地震事件的波形资料；2)中国地震科学台阵探测-华北地区中部项目布设台站记录到的波形资料。以上波形资料通过手动拾取获得Pn波到时数据，为保证数据的可靠性，挑选Pn波到时资料时采用以下标准：1)震中距为1.3°~10°；2)震源深度小于35 km；3)每个地震被4个以上地震台站记录；4)每个台站记录到4个以上Pn波的到时数据；5)走时残差在±6 s之间。按照以上标准，最终筛选出2 964个Pn波到时数据。从图 2可以看出，除边缘地区比较稀疏之外，研究区Pn波射线整体覆盖较好。

2 研究方法

采用Hearn提出的方法对速度横向不均匀性与各向异性进行联合反演，反演过程中按照等间距速度网格划分研究区，假设每个网格内速度是均匀的，且各向异性的大小、方向均一致。该方法对初始理论模型进行基本的假定和简化：1)地壳速度模型为单层均匀模型；2)忽略莫霍面起伏变化；3)单个网格内Pn波速度均一；4)忽略实际射线的弯曲，假设射线沿上地幔顶部直线传播。

任意一条走时射线的走时残差可表达为：

$ t_{i j}=a_{i}+b_{j}+\sum d_{i j k}\left(S_{k}+A_{k} \cos 2 \varphi+B_{k} \sin 2 \varphi\right) $

(1)

式中，t_ij为第i次事件到第j个台站间的走时残差，φ为台站相对于地震的方位角，S_k为第k个速度网格内Pn波的平均速度，d_ijk为第i个地震到第j个台站的射线经过第k个速度网格的长度，A_k和B_k为第k个速度网格的各向异性系数。

各向异性大小为$\sqrt{A_{k}^{2}+B_{k}^{2}} $，各向异性快波方向为1/2arctan(B_k/A_k)+90°。解方程组的方法包括奇异值分解法(SVD)、联立迭代图像重建法(SIRT)、共轭梯度法(CG)及最小二乘共轭梯度法(LSQR)等。LSQR方法为含阻尼因子的最小二乘法，该方法虽然可以减小数据误差对解的影响，但会使分辨率下降，因此阻尼因子的选取非常关键。

本文采用LSQR方法，使用不同阻尼因子进行多次测试，按照模型残差均方根与走时残差均方根最佳折中的原则，取速度不均匀性阻尼因子为150，各向异性阻尼因子为200。在实际反演过程中，选择反演网格为0.4°×0.4°，地壳平均厚度为37 km，Pn波平均速度为8.0 km/s，地壳内P波平均速度为6.3 km/s。图 3为反演前后走时残差分布对比，可以看出，反演后的数据走时残差拟合更好，由1.45 s降为0.90 s。

为测试数据的质量和反演结果的可靠性，进行分辨率检测。根据上地幔顶部初始速度模型，设定异常分布模式，速度横向不均匀性扰动幅度为±0.3 km/s；根据实际射线分布情况，计算该模型下的射线理论到时；最后通过输入模型的恢复情况，判断反演数据的分辨率。通过大量实验得出，速度异常的分辨率能达到1°×1°。从图 4可以看出，除边缘地区射线覆盖较少外，在射线分布较为密集的区域图像恢复较好。

3 结果 3.1 Pn波速度结构

图 5为Pn波速度反演结果，可以看出，鄂尔多斯块体北缘Pn波速度存在明显的横向不均匀性，从西到东表现为低、高速相间分布。河套地堑、阴山-燕山造山带表现为显著低速异常，这与前人的速度成像结果和接收函数成像结果一致^[5-6]。河套断陷带下方明显存在向鄂尔多斯块体内部延伸的低波速异常条带，该结果较之前研究认为的鄂尔多斯块体为一个整体的高波速异常结果更加细致。凉城-黄旗盆地南缘断裂、蛮汗山山前断裂附近呈低速异常，该结果与韩晓明等^[7]的结论相一致。

图 5中白圈为研究区内5级以上的历史地震，黑圈为2008~2018年内蒙古测震台网记录到的研究区内的中小地震，几乎所有的中强地震均发生在低速异常区或高低速异常转换带上，这与前人的结论^[8]是一致的。在鄂尔多斯块体内部，高速异常区域中小地震极少发生；在鄂尔多斯块体北缘，地震多发生于低速异常区域的断裂带上。鄂尔多斯块体内部的高速异常区有一个中小地震集中区域，可能是山西神木的非天然地震，与研究区地下构造的关系不大。

研究结果显示，鄂尔多斯块体下方上地幔呈明显高波速异常，表明鄂尔多斯块体仍为一个相对稳定的克拉通单元；阴山造山带和河套盆地下方出现明显低波速异常，且该异常向鄂尔多斯块体下方延伸。该结果反映鄂尔多斯块体岩石圈尽管没有遭到破坏而减薄，但仍受阴山造山带或河套盆地下方上涌物质的影响，其北部可能正在遭受破坏。结合常利军等^[9]的研究成果认为，鄂尔多斯块体地幔可能受太平洋板块深俯冲引起的软流圈热流上涌等周边构造环境影响。

鄂尔多斯块体北缘地震分布与断陷带有着密切关系，本文研究认为，青藏高原东北缘挤压和太平洋板块俯冲的共同作用，引起鄂尔多斯块体北缘下方局部地幔物质上涌，在地幔物质上涌及横向运动过程中，鄂尔多斯块体北缘的断陷带沉降，导致该区域地震多发。

3.2 Pn波速度各向异性

图 6为基于Pn波层析成像技术获得的研究区上地幔顶部Pn波速度的各向异性。可以看出，鄂尔多斯块体内部Pn波快波方向为近NE-SW向，这与常利军等^[9]的研究结果相似；河套断陷带各向异性快波方向呈近EW向，与断裂带走向基本一致。鄂尔多斯块体内部各向异性强度相对较弱，表明其不易变形；在低速异常区或高低速转换带上，各向异性相对较强，表明这些区域变形强度较大。上述研究结果不仅与大尺度Pn波各向异性成像结果一致，而且与SKS分裂结果^[10]及接收函数结果一致。

分析研究区各向异性的特征认为，该区域下方存在上涌地幔物质，并与岩石圈下边界相互作用，产生软流圈流动，同时加上青藏高原东北缘的推挤作用，使得鄂尔多斯块体北缘的阴山-燕山造山带下方发生形变。

3.3 台站与事件延迟

本文还获得研究区台站延迟的空间分布。事件延迟能反映地壳厚度变化的趋势，但由于目前震源深度定位误差较大，事件延迟分布误差也较大，故本文未进行研究。取P波速度为6.3 km/s，1 s台站延迟大约与10.2 km地壳厚度变化相对应。

从图 7可以看出，鄂尔多斯块体内部具有明显负台站延迟，表明其地壳厚度相对较薄；鄂尔多斯北缘断裂则呈现正台站延迟，表明该地区地壳厚度相对较厚。鄂尔多斯块体北部地壳厚度整体上呈现由南向北逐渐变厚的趋势，这与贾萌等^[11]利用接收函数获得的结论相一致。

4 结语

利用Pn波层析成像方法研究鄂尔多斯块体北缘上地幔顶部的Pn波速度和各向异性结构，揭示鄂尔多斯块体北缘的深部构造形态，并对深部构造与岱海盆地、强震活动等地球动力学问题进行分析和讨论。

研究结果表明，鄂尔多斯块体北缘Pn波速度结构与区域地质构造形态相一致。鄂尔多斯块体内部表现为大范围高速异常，表明鄂尔多斯块体内部不存在大规模破坏的迹象；河套断陷带、阴山-燕山造山带均表现为显著低速异常，可能与青藏高原东北缘的挤压及热物质上涌有关；河套断陷带下方明显存在向鄂尔多斯块体内部延伸的低波速异常，表明鄂尔多斯块体在构造运动过程中可能受太平洋板块由东向西的深俯冲作用，不同块体经历了不同的构造演化过程，其北部可能正在遭受破坏；凉城-黄旗盆地南缘断裂、蛮汗山山前断裂附近出现较强的低速异常，可能为历史上大规模火山活动的证据。研究区历史中强地震均发生在低速异常区或高低速异常过渡带上，说明该区域强震的发生可能受上地幔深部构造的影响，深部物质上涌与横向运动可能为该区强震的孕育和发生提供应力条件。鄂尔多斯块体北缘Pn波快波方向与断裂带基本平行，与区域构造伸展方向趋于一致，可能受上地幔顶部结构和动力过程的影响。

由于资料有限，射线覆盖不够均匀，反演工作质量有待进一步提高，后续研究会继续搜集地震资料，改善射线覆盖范围和质量，对鄂尔多斯块体周缘其他重点区域进行深入研究。

致谢: 感谢中国地震局地壳应力研究所及内蒙古自治区地震局的专家对本文的指导。