2010, Vol. 53
2. 中国地震局地球物理勘探中心, 郑州 450002;
3. 中国化工股份有限公司石油勘探开发研究院, 北京 100083
, WANG Fu-Yun2, ZHAO Wen-Zhi3, ZHANG Yong-Qian1, ZHANG Xian-Kang2, YAN Ya-Fen1, ZHAO Jin-Ren2, LI Ming3, YANG Hui1, ZHANG Hong-Shuang1, RUAN Xiao-Min1
2. Geophysical Exploration Center, China Earthquake Administration, Zhengzhou 450002, China;
3. SINOPEC Research Institute of Potroloum Exploration and Development, Beijing 100083, China
鄂尔多斯盆地北部为兴蒙造山带，南部为秦岭造山带，西界为贺兰山-六盘山，东临吕梁山.阴山-燕山造山带横亘于华北克拉通北缘，在近东西方向上绵延千余公里，该造山带东部以吕梁山、太行山为界，将华北克拉通分隔为西部-鄂尔多斯盆地，东部-华北盆地和中部造山带三大部分，共同组构成华北克拉通.
由于该区自中、新生代以来构造变形和岩浆强烈活动，形成了鄂尔多斯盆地与周边特异的构造格局，又由于阴山造山带与兴蒙造山带蕴藏着丰富的金属矿床，而鄂尔多斯盆地内部则为油、气、煤和铀矿的广为分布地域，故为地球科学界所关注[1~9].
阴山造山带以北为内蒙白云鄂博-满都拉构造域，跨越华北克拉通和兴、蒙造山带两大地质构造单元，广泛发育有古生代-中生代岩浆岩，白云鄂博-宝尔汗图和加里东弧-陆碰撞带两侧均存在着断层面北倾、且上盘向南逆冲的断层[10].从大地构造的展布来看，华北克拉通北部的内蒙隆起成山是容易理解的，但问题是造山作用发生在远离板块边界、基底固结较早的阴山-燕山地带.那么为什么中生代造山作用在阴山-燕山一带显著，而内在蒙构造带地域不那么明显呢？这显然是研究阴山造山作用过程所需要厘定的问题.
阴山造山带是一典型的板内造山带，然而已有的地质和地球物理研究认为，在印支期-燕山期该区地壳经历了多期次挤压和伸展变形作用，且伴有岩浆活动，故形成了本区的逆冲推覆构造体系，并控制了前陆断陷盆地的形成和演化.关于逆冲挤压和伸展作用的时间和期次，造山作用的深层过程和机制还存在着较大争议[11~14]，有待确定其形成的时间、形成机制、深层过程和动力学环境.
阴山造山带经过盆山耦合地带后，向南进入鄂尔多斯盆地这一稳定的块体.该盆地位于南北地震带北段东侧、且处于华北、华南和青藏高原东北缘三个陆块的汇聚部位，其西缘受到青藏高原东北缘深部物质向东流展的挤压作用，故变形强烈.鄂尔多斯盆地周边构造和地震均强烈活动[15]，6级以上强震规律地分布在盆地边界与造山带地域，而盆地内部则均为6级以下的小地震，并主要分布在盆地的东部.
这样的一个活动的造山带与稳定的盆地分布地区，对当今华北克拉通与其周边地带形成、发展和克拉通破坏具有什么样的壳、幔结构和深层动力过程，在该克拉通的东部和西部又有何差异，它们又具有什么样的边界场效应等则是必须从深部空间进行深化研究和探讨的核心问题.为此，在20世纪80年代前后对阴山造山带与鄂尔多斯盆地进行过一些深部地球物理探测工作，基于当时的仪器精度和观测点距较大，分辨率尚不高等条件的限制，只能给出该区（带）地壳、上地幔概略的分层和速度分布[16, 17]1)，即地壳厚度为41~48 km和54 km.大地电磁测深给出了上地幔高导层埋深为98~103 km，北部较深为120~134 km[18].布格重力异常研究表明，阴山、大青山和呼包盆地的布格重力异常分布具有和地形高程同步变化的特征，而航磁异常分布则呈现出阴山大部分地区为负磁异常，仅在阴山和呼包盆地接合部显示为条带状强正磁异常.阴山地区的这种重、磁场特异分布表明，这是地壳底部无明显上凸和下凹的反映，即无山根和负山根，鄂尔多斯盆地和阴山造山带的耦合地带尚有深部物质上涌，并且在壳内形成强磁性的物质[19, 20].上述结果表明，阴山造山带和其相邻的鄂尔多斯盆地，兴、蒙构造带深部结构和构造在边界地带差异明显.但由于观测尚粗略，还不能较细致地揭示各构造单元的结构和其构造细节的差异，影响了人们对鄂尔多斯盆地及其边界场效应的深化认识.
1）孙武成，祝治平，盖玉杰等.榆林-包头-白云鄂博地震测深剖面地壳上地幔构造特征研究，1991
为了获得阴山及其邻近地域的沉积建造、结晶基底起伏和地壳与上地幔、即岩石圈二维精细结构，以了解该地域众多的构造现象及其间的关系及了解造山机制与深部动力学过程，在2006~2007年实施了二维地震宽角反射/折射剖面探测实验.该剖面南起延川，向北穿过鄂尔多斯中生代盆地、河套新生代盆地、阴山造山带和内蒙古中部造山带，中止于中蒙边界的满都拉，即延川-包头-白云鄂博-满都拉长剖面，全长近650 km.
为此，本文将讨论5个方面的相关问题.
2 地震探测剖面辖区的地质构造背景阴山造山带和鄂尔多斯盆地属华北克拉通西部，被贺兰山、太行山造山带所隔，四周为造山带所围.它的边界均为深大断裂所切割[21, 22]，北部边界为黄河断裂（磴口-托克托斯断裂带），西部为桌子山-平凉断裂，南部为渭河盆地北界断裂，东部为离石断裂.盆地与造山带之间发育有一系列的断陷盆地，北有河套盆地，西缘北段有银川地堑，南缘有渭河地堑，东缘有山西地堑.鄂尔多斯盆地在周边构造运动和力系作用下，其演化过程在古生代时为差异升降阶段，晚古生代-中生代时为整体掀斜阶段，新生代为断陷盆地发育阶段（图 1）.然而，6级以上强震均发生在该盆地的周边地带，而盆地内部则基本上属地震的平静地域，与华北克拉通东部完全不同.
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图 1 华北克拉通构造活动和块体运动特征展布图[21] 1.走滑断裂；2.正倾滑断裂；3.逆冲断裂；4.推测断裂；5.未分断裂；6.块体运动方向；7.新生代盆地和地堑；8.新近纪盆地；9.地震震级分布 Fig. 1 Active tectonics and block kinematics of North China[21] 1.Strike-slip fault; 2.Normal fault; 3.Thrust fault; 4.Inferred fault; 5.Undifferentiated fault; 6.Block moving direction; 7.Cenozoic basin and rift valley; 8.Neogene basin; 9.Distributional earthquake |
鄂尔多斯盆地古老结晶基底形成以后，盆地四周呈现出一系列的拗拉槽.早古生代在NS向洋-陆碰撞背景下，因盆地基底受自身物质组成与结构的制约而发育了NS向隆坳相间构造展布.在晚古生代时盆地在NS向陆-陆碰撞影响下，在早期EN向展布的隆坳相间构造格局基础上，叠加了SN向的中央古隆起（图 2），到了中生代时，盆地又受到EW向的挤压作用，造成了盆地边缘的强烈抬升.受到鄂尔多斯盆地、内蒙克拉通隆起、狼山-白云鄂博克拉通边缘坳陷和苏尼特右旗晚华力西造山带等不同构造域的活动影响，使盆地处于我国东、西、南、北四大地质构造单元耦合的复合部位.新生代中晚期以来，又受到青藏高原变形、隆升和向东北方向挤压的影响，盆地构造活动频繁，后期改造亦强烈[23].基于剖面辖区不同构造域和多种地球动力学环境的复合、叠加及此消彼长的变化，形成了极为复杂的造山、变形、盆地演化及地震活动特异的区域性格局.显而易见，在该区不同方向力系作用下，鄂尔多斯盆地受改造、叠加，其整体演化进程是不均匀的和非线性的.这里必须指出的是，该区深部地震探测所得结晶基底和沉积建造的展布，不论在构造分区上，还是构造走向上均不完全一致，且呈现出隆、凹相间的复杂构造格局[24].
为了从地壳深部深化研究阴山造山带-鄂尔多斯盆地及周边地带的介质属性，构造展布和其形成的深层动力过程，在极为复杂的力系作用和构造背景地域布置了一条由北向南，即“满都拉-鄂尔多斯-榆林-延川”长近达650 km的人工源地震宽角反射和折射探测剖面.该高精度人工源地震探测剖面由南向北穿过伊陕斜坡、东胜凸起和河套断陷盆地三个次一级的构造单元.伊陕斜坡是一个以前三叠系为基底、由东向西倾斜的缓超地带，构造极为平缓，在此斜坡的基础上又发育了一些小而缓的鼻状构造.东胜凸起由次一级的乌兰格尔凸起、杭锦旗凹陷和伊金霍洛旗凸起构成.在凸起区，前三叠系地层埋深为1500~1600 m；凹陷区埋深为2600 m.本区构造呈短轴、鼻状和穹窿状形态，断裂较发育，且以北东向正断裂为主.河套断陷盆地在早白垩世和新生代均强烈凹陷，在山前大断裂南侧下陷幅度最大，可达近万米，如呼包盆地.由于北部深大断裂对南部的垂直拉张作用，故又在盆地南缘产生了一系列东西向断裂，致使盆地呈阶梯状下降，形成了北深南浅的箕状盆地[25].鄂尔多斯盆地内部在整体上广为分布着侏罗、白垩和三叠纪的沉积地层.
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图 2 鄂尔多斯盆地基底演化示意图[22] 1.基底中力学强度较小岩系; 2.基底中力学强度较大岩系; 3.盆地边界; 4.基底两种力学性质不同岩系的分界线; 5.坳陷区等高线; 6.隆起区等高线; 7.示洋-陆碰撞; 8.示陆-陆点碰撞; （a）基底形成时具有软边硬核的结构; （b）受南北边界洋-陆碰撞的影响而形成北东向隆坳相间展布的格局; （c）在南北边界陆-陆碰撞作用下，在早期北东向隆坳相间的构造格局的基础上叠加了南北向的中央隆起. Fig. 2 Evolution figures of Ordos Basin basement[22] 1.Rock series with weaker mechanical strength; 2.Rock series with higher mechanical strength; 3.Basin boundary; 4.Dividing line between two rock series based on different mechanical property; 5.Isohypse of depression area; 6.Isohypse of upife area; 7.Ocean-continental collision; 8.Point-collision of the ocontinental-continent; (a) Basis was formed with soft-bourdary and bard-core struceure; (b) Under the action of the ocean-continent collision in the NS direction dorder, the basis of the NEdirection framework of uplift alternating with depression was formed; (c) This early stages of basical fromework was stacked the NS dirrection central-uplift, under the continual collision. |
穿过盆地北部的阴山造山带，主体上为乌拉山、大青山、色尔腾山及教岩体和白云鄂博构造带.本区出露的结晶基底岩系由南向北依次为集宁群、乌拉山群、二道凹群和色尔腾山群，其总厚度亦达近万米.中生代阴山造山带及其相邻地带在强烈水平挤压力系作用下，在前陆盆地地带普遍发育了推覆构造，这一时期的沉积建造仅限于山间断陷盆地内.该区岩浆活动频繁，基底和盖层均发育，如：华力西晚期花岗岩类、印支期粗粒似斑状花岗岩及燕山期钾长花岗岩等均分布广泛，喜马拉雅期并有大面积的玄武岩浆喷溢.从整体上看，本区断裂构造发育，断隆南缘的山前大断裂为断层面南倾的正断层.喜马拉雅期依其沉积和断层性质，即新生界沉积，主要堆积在断层以南，且厚度巨大.在断隆内部，燕山期发育有一系列近东西向的逆断层和正断层或大规模的低缓角度的逆掩断层和逆冲叠瓦状构造.
越过阴山造山带，再向北为内蒙构造带，这里沉积了巨厚的石炭、二叠系沉积建造和火山岩侵入岩体.
通过鄂尔多斯盆地和周边地带（区）的构造运动、沉积层系和其断层展布及古应力方向分析可见，该区在晚中生代时期构造应力机制应为引张-挤压交替的转换格局.它们大体上可分为4个演化阶段，即早中侏罗世以近N-S向引张应力作用为主，鄂尔多斯盆地属于弱伸展变形，并形成中央W-E向张性断裂；中侏罗世晚期至晚侏罗世，受到不同板块向亚洲大陆汇聚产生的远程效应影响，以挤压构造应力为主导，鄂尔多斯盆地遭受了近W-E、NW-SE和NE-SW向等多向挤压应力作用，在其周边地带形成了复杂的逆冲-褶皱构造带；早白垩世时，受到东亚大陆岩石圈减薄引起的深部构造-热活动的影响，鄂尔多斯盆地处于弱引张应力的环境下，引张应力方向为近W-E、NW-SE和NE-SW向，伸展变形主要发生在鄂尔多斯盆地西南和其西北边缘，故导致了六盘山断陷盆地的发育；早白垩世晚期至晚白垩世，盆地构造应力转换为NW-SE向的挤压作用，致使六盘山古地堑发生构造反转，鄂尔多斯盆地整体抬升而结束了沉积过程.晚中生代为构造应力场演化与构造应力体制转换阶段，故呈现出鄂尔多斯盆地受到改造的深层动力学过程[26].
以上分析表明，阴山造山带和鄂尔多斯盆地的形成、演化与后期的改造并非是由浅表层构造和响应所致，当必受到深部物质与能量的强烈交换和其深层动力过程的制约[27~29].
3 地震探测剖面位置、观测系统和数据采集 3.1 地震探测剖面位置为了获得阴山造山带和鄂尔多斯盆地整体连续的地壳与上地幔精细结构和沿剖面的变异，在南起延川，向北经榆林、包头，北抵中蒙边界附近的满都拉布置了一条近长达650 km的南北向的深部地震宽面反射和折射（首波）波场探测剖面（图 3），通过数据采集取得了高分辨的深部信息，以研究华北克拉通西部地域沿剖面辖区的岩石圈精细结构和其深层动力过程.
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图 3 鄂尔多斯盆地壳幔精细节后深部地震探测剖面位置图 Fig. 3 Locational map of seismic sounding profile for the fine structure of crust and upper mantle across the Ordos basin |
（1）沿剖面观测系统.基于沿剖面各地地表地震地质条件差异和剖面辖区激发条件差异，布置了高精度的地震深部探测观测系统.
为了取得高分辨率的、连续的和相互叠置的深部界面的信息和取得精确的速度值，采用了多重追逐（NS向和EW向）和多重相遇的观测系统（图 4），获得探测剖面清晰可靠的震相波阻，沿界面能连续追踪、对比分析及对地下介质多次覆盖和交叉叠置采样，以提高反演深部结构的精度.
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图 4 鄂尔多斯盆地与北部造山带地域深部地震探测剖面观测系统 Fig. 4 The map of observation system for the Profile of deep seismic sounding across the Ordos basin and northern orogenic zone |
（2）沿剖面爆炸点与井中组合爆炸的实施
延川-包头-满都拉地震宽角反射和折射剖面全长达650 km，沿剖面共布设9个爆炸点进行了9次井下组合爆炸激发地震波场，爆炸点间距平均为54 km（表 1）.接收排列均可延伸达200 km以上.在多井组合爆炸激发地震波场时，每个爆炸点的组合井数为6~14口不等，井深除南部鱼河卯镇SPO1爆炸点井组平均深度为7.1 m（因这里均为基岩出露地带，难于钻井）外，其他各井组平均深度均为30 m左右，最深井组平均井深为50 m.9次井下组合爆炸的总钻井进尺近3000 m.但由于浅表层多为沙漠和未胶结好的砾石层等，故给钻井和炸药下井造成了极大困难.为此提钻、固井同步技术的实施十分关键.
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表 1 地震波场激发参数 Table 1 Induced parameters in the seismic wave fields |
（3）激发波场为使用地震探测专用的中等密度的防水震源药柱.爆炸速率为4000~5000 m/s，爆炸强度和爆炸速度均居于硝安炸药和TNT炸药之间.每根药柱长85 mm，重2.5 kg，密度为1.2（易于在井中泥浆里下沉），外壳为硬塑料螺旋圆柱状，一头为螺栓，另一头为螺母，便于多炸药柱之间的连接.炸药量从1800 kg到2250 kg不等，并采用井下组合爆炸.单井下药量为64~320 kg，待炸药抵井底后再注水和填埋.
（4）观测仪器.在野外观测进程中共使用了280台套DAS-1、2型和PDS-1型数字地震记录仪，拾震器为2.5 Hz的三分向接收的CDJ-6B型检波器，DAS-1、2型数据采集器为16位AD转换，PDS-1型数字地震仪为24位AD转换.记录方式为定时启动，仪器内部时钟授时和观测点定位均采用GPS，同步精度为1 μs[30].观测点间距主体为2 km，仅在个别交通不便的地段，观测点间距为2~3 km.为了减轻人为活动干扰，地震波激发和接收均选在午夜1~3时进行.
（5）数据采集.本次深部人工源地震探测共获得记录图 2080张，有效率达94.8%，采样率均为200 sps，在观测进程中统一使用了定时启动记录方式.
4 地震波场特征与震相识别沿该剖面9次人工源爆炸，并进行高精度的地震波场观测，取得了高分辨率的地震信息（图 5）.由这些地震记录图可以清晰地分辨来自沉积建造、结晶基底、壳内界面和壳、幔边界的各类震相.现列出4次爆炸取得的地震波场记录图以供辨析（图 5）.该研究区、特别是北部构造地带地面干扰因素较多，故沿该剖面南段SPO1、SPO2、SPO3爆炸点和包头市工业区附近地段地震数据质量较差，其余各爆炸点的P波记录数据均有很高的信噪比.在地震观测纪录截面图上有以下P波波组震相可识别和对比分析（图 5），在初至波中，能够识别出自结晶基底的折射波Pg，来自上地幔顶部的折射波Pn和近爆炸点来自沉积盖层的折射波Psed；在续至波中，观测到来自壳、幔边界的宽角反射波PmP，在剖面南段观测到来自上地壳底部的反射波P1P，沿剖面北段来自中地壳的反射波P2P，以及剖面中段若干爆炸点在大炮检距时出现的来自上地幔盖层中的反射波Pu.在鄂尔多斯块体内部还清晰地记录到了来自结晶基底顶面的反射波Pg及其多次波.
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图 5 沿阴山造山带-鄂尔多斯盆地人工源地震深部探测剖面各爆炸点的地震波场记录 横坐标为炮检距（X），在爆炸点左边为负值、右边为正值，单位为km; 纵坐标为折合走时[（T-|X|/6）]，单位为s.（a）SPO2记录图; （b）SPO5记录图; （c）SPO6记录图; （d）SPO9记录图. Fig. 5 Wave records along the shot points of seismic sounding profile across the Ordos basin and the Yinshan orogenic belt X-axis: shot-geophone distance (km), negative in the left of the shot point, positive in the right of the shot point; Y-axis: reduced travel time (s) |
图 6~9反映了不同构造单元的典型地震波场分段特征记录图、理论地震图、走时拟合和射线轨迹.它们表征着沿剖面不同地段的分层结构特征和区域性变异.
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图 6 鄂尔多斯盆地中、北部各爆炸点（爆炸点SPO1、SPO2）的地震波场记录与射线轨迹剖面 （A）SPO1:陕西榆林市鱼河卯镇爆炸点的波场记录; （B）SPO2:蒙伊旗台格庙镇毛盖圈爆炸点的波场记录.（a1，b1）波场记录剖面; （a2，b2）理论地震图; （a3，b3）理论与观测走时拟合曲线; （a4，b4）射线路径图.H为深度（km），T为走时（s），X为炮间距（km），D为距离（km），下同. Fig. 6 Distributional map for the wave records and ray path along the shot points (SPO1、SPO2) across the central and northern Ordos basin (A) SPO1: map showing the wave records, shot at Yuhemao town, Yulin in Shaanxi; (B) SPO2: map showing the wave records, shot at Maogaitu, Taigemiao town in Menyi Qi.(a1, b1) Profile of the wave records; (a2, b2) Theoretical seismogram; (a3, b3) Map for comparison of theoretical and observed traveltime curves; (a4, b4) Diagram of ray path.H: Depth (km), T: travel time (s), X: shot interval (km), D: distance (km). |
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图 7 盆山耦合地带各爆炸点（爆炸点SPO4、SPO5）地震波场记录剖面 （A）SPO4鄂尔多斯耳字壕乡耳字壕村爆炸点的波场记录; （B）SPO5蒙达旗王爱乡小淖村爆炸点的波场记录.（a1，b1）波场记录剖面; （a2，b2）理论地震图; （a3，b3）理论与观测走时按拟合曲线; （a4，b4）射线路径图. Fig. 7 Map for wave records along the shot points (SPO4、SPO5) across the basins and mountains coupling area (A) SPO4 map showing the wave records, shot at Erzihao village, Erzihao township in Ordos; (B) SPO5 map showing the wave records, shot at Xiaozhuo village, Wangai township in Mengda Qi; (a1, b1) Profile of the wave records; (a2, b2) theoretical seismogram; (a3, b3) Map for comparison of theoretical and observed traveltime curves; (a4, b4) Diagram of ray path. |
鄂尔多斯盆地内部的地震记录截面图中，Pg震相的视速度约为6.1~6.2 km/s，折合走时在0.7~1.0 s左右，走时曲线基本上呈线性、无局部异常起伏，表明鄂尔多斯盆地具有比较稳定的沉积盖层和结晶基底（图 5 a，b，c，d）.在盆地北部盆山耦合地带（467~520 km），SPO5近炮点初至波视速度仅为2.9~3.3 km/s，反映出新生代呼包盆地中的沉积盖层深达6~8 km，SPO4、SPO6、SPO7、SPO8各爆炸点所记录的初至波均受到低速沉积建造的影响，呈现出上凸的折合走时曲线形态（图 6~9）.由于SPO4和SPO5恰置盆山耦合地带，而SPO6、SPO9已进入阴山造山带和内蒙构造带地区，故其波场特征主要是反映阴山造山带深部变化特征，其Pg震相的视速度高达6.3~6.4 km/s，折合走时在0.2~0.5 s之间，走时曲线局部起伏较大，揭示出阴山造山带盖层较薄，基底岩石结晶程度高，发育有山间小盆地以及地形起伏较大等特征（详见文[24]中图 5和本文的图 8A和9B）.在内蒙古构造带的记录截面图中，Pg震相的视速度不大于6.0 km/s，折合走时在0.7s左右，走时曲线起伏较大，说明兴、蒙构造带盖层隆起和凹陷构造发育，且基底固结相对较晚.鄂尔多斯盆地的Pg波组振幅具有如下特征：在炮检距0~130 km范围内，振幅较强；在炮检距120~160 km范围内，振幅较弱；在炮检距150~200 km范围内，振幅又变得较强[27].这种波组特征表明，鄂尔多斯盆地上地壳底部存在一稳定的折射界面，或为厚度不大的强速度梯度层，中地壳较为均匀，下地壳为一正速度梯度层.阴山造山带的Pg波组在炮检距小于125~140 km地区清晰可辨，表明其上地壳为一正速度梯度层.兴、蒙构造带的Pg波组在炮检距小于120 km时清晰可辨，表明其上地壳为一正速度梯度层.
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图 8 阴山造山带各爆炸点（爆炸点SPO6、SPO7）地震波场记录剖面 （A）SPO6固阳县忽鸡沟乡梅岭山村爆炸点的波场记录; （B）SPO7达尔罕茂明安旗西河乡爆炸点的波场记录.（a1，b1）波场记录剖面; （a2，b2）理论地震图; （a3，b3）理论与观测走时拟合曲线; （a4，b4）射线路径. Fig. 8 Map for wave records along the shot points (SPO6、SPO7) across the Yinshan orogenic belt (A) SPO6 map showing the wave records, shot at Meilingshan village, Hujigou township in Guyang; (B) SOP7 map showing the wave records, shot at Xihe, Ming An Qi of Daerhanmao; (a1, b1) Profile of the wave records; (a2, b2) theoretical seismogram; (a3, b3) Map for comparison of the oretical and observed traveltime curves; (a4, b4) Diagram of ray path. |
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图 9 内蒙构造带各爆炸点（SPO8、SPO9）地震波场记录剖面 （A）SPO8达尔罕茂明安旗白音敖包乡爆炸点的波场记录; （B）SP09达尔罕茂明安旗白参花乡爆炸点的波场记录.（a1，b1）波场记录剖面; （a2，b2）理论地震图; （a3，b3）理论与观测走时拟合曲线; （a4，b4）射线路径图. Fig. 9 Map for wave records along the shotpoints (SPO8、SPO9) across the Neimeng orogenic belt (A) SOP8 map showing the wave records, shot at Baiying′aobao, Ming An Qi of Daerhanmao; (B) SOP9 map showing the wave records, shot at Baishenhua, Ming An Qi of Daerhanmao; (a1, b1) Profile of the wave records; (a2, b2) theoretical seismogram; (a3, b3) Map for comparison of theoretical and observed travel time curves; (a4, b4) Diagram of ray path. |
（1）鄂尔多斯盆地壳内的续至震相有P1P波和PmP波.P1P波组在炮检距100~120 km范围紧随Pg波组出现，延续至炮检距200 km附近与Pn波组相交.走时曲线呈双曲线型，视速度为6.3 km/s左右，振幅较小、且波形不稳定（图 5和图 6B，7B，8A，9B）.据此判定它是上地壳底部的反射波.P1P波组是鄂尔多斯盆地壳内惟一的一个反射波（图 6，7）.PmP震相是鄂尔多斯盆地内所记录波组中振幅最强的一个波组，通常出现在炮检距为100 km左右，远炮点处的视速度可达到7 km/s，但波形和Pg波相似.这些现象表明鄂尔多斯盆地具有较高的地壳平均速度，而Moho界面应为一尖锐的一级间断面.在初至波组和PmP波组之间，几乎看不到无规律的散射震相，这是鄂尔多斯盆地波组的又一典型特征，即表明鄂尔多斯盆地的地壳结构整体性好、且较为均匀.
（2）在阴山造山带地壳内发现，深部续至震相P2P波和PmP波均与其以南的鄂尔多斯盆地不完全相同.P2P波组出现在炮检距100 km左右处，走时曲线呈双曲线型，南支视速度为6.35 km/s，北支视速度达6.5 km/s，振幅几乎和Moho反射波组相当，且波形亦较稳定（图 5c，图 8）；据此判定它是中地壳的反射波.P2P波组是阴山造山带地域的典型壳内反射波.PmP波组在炮检距100 km左右出现，远爆炸点的视速度接近7 km/s，波形和Pg波组相似，故判别阴山造山带具有较高的地壳平均速度，且Moho界面亦为一级速度间断面（图 8）.在初至波组和PmP波组之间，出现了较为强的散射震相，特别是在初至震相和P2P之前，散射现象更加强烈，故表明阴山造山带地壳结构，特别是上地壳结构，是相当不均匀的.
（3）在兴、蒙构造带内，在续至震相中仅见到PmP波组，在阴山造山带炮检距为100 km处存在典型的波组P2P震相，但却未发现壳内无中间震相（图 9）.PmP波组在炮检距100 km左右出现，振幅强、波形简单.上地壳散射现象较为强烈.
基于不同构造单元的深部地震波场记录特征和其所呈现的波组差别表明，鄂尔多斯盆地、盆山耦合地带、阴山造山带和兴、蒙构造带的地壳结构不仅存在明显差异，而且其具有各自的深层过程和特征.
4.3 上地幔震相来自上地幔的地震波组震相有两组（图 6~9），一组是Moho界面的首波或上地幔顶部盖层的折射波Pn，另一组是上地幔顶部、地幔盖层中的反射波Pu.在鄂尔多斯盆地内部，Pn波能量强，约在炮检距200 km左右处出现初至波，其视速度为8 km/s左右.阴山造山带深部Pn波能量弱，约在炮检距200 km左右处成为初至波，视速度在8 km/s左右.这便表明；鄂尔多斯盆地上地幔顶部速度梯度较大，而阴山造山带上地幔顶部速度梯度却较弱.Pu波是鄂尔多斯盆地北部特有的上地幔反射波，在阴山造山带的深部却未发现这一震相.Pu波在Moho界面临界反射之外，能量较强，几乎和临界角外PmP波的振幅相当，视速度大于Pn波，即为8.4~8.5 km/s.
5 剖面辖区的地壳与上地幔的层、块速度结构利用Cervny V和Psenk提出的射线追踪和理论地震图计算方法对各次爆炸激发的地震波场记录中识别出的反射和折射震相进行正演拟合（图 6~9）和对比分析，以构建沿剖面辖区的地壳与上地幔的二维速度结构（图 10），研究其构造分区特征和异常展布.
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图 10 阴山造山带和鄂尔多斯盆地盆地高精度地壳与上地幔二维速度结构剖面 （a）二维P波分层速度结构分布剖; （b）沿剖面构造分区与异常特征. Fyl:榆林深大断裂; Fdt:刀兔深大断裂; Fyj:伊金霍洛深大断裂; Ftl:达拉特旗深大断裂; Fby:白云鄂博深大断裂. Fig. 10 Map of cross section of 2D fine structure of velocity in the crust and upper mantle along the Ordos basin and Yinshan Mt. (a) Cross section of 2D layered velocity stucture for P-waves; (b) Divide into regions and anomaly characteristics along the prefile. |
（1）速度结构的可靠性分析
由上述反投影反演算法求得的结果可见：反演结果可靠性可用两个指标来衡量，即以走时残差的大小和地下射线覆盖交错的密集程度来表征.反演结果可靠区域的判定通常有两种常用的办法：一是射线覆盖、交叉密度分析，即射线密集交叉的覆盖区域，结果应是最可靠的；在射线覆盖交叉稀疏区域，结果有一定的参考价值；无射线穿过或极少射线穿过的区域，仅是初始模型参数或先验知识，只有参考价值.第二是Check board检测板检测，根据初始模型离散化网格，以一定的扰动速度，设计高、低速相间的检测板.按照实际观测系统参数，计算这种模型的理论走时，并加上一定量的走时误差作为观测数据.然后从某一初始模型出发进行反演，对能够或大致恢复检测板网格值的区域，即认为其反演结果为可靠区域.根据最近有关文献与讨论，对这种方法尚还有不同认识.本项研究采用第一种方法，即以射线覆盖程度来确定所得结果的可靠区域（图 11）.
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图 11 延川-包头-满都拉地壳与上地幔各波组成像射线覆盖密度分布 Fig. 11 Map showing distribution of density by ray coverage for the waves of crust and upper mantle along the Yanchuan-Baotou-Mandula profile |
由图 11可见，沿延川-包头-满都拉剖面覆盖地壳内部各界面射线数十分密集，即可达20条以上.在刀兔以北地带射线覆盖率更要高一些，即平均可达40条以上.由此认为，桩号100~700 km之间，地壳内部各界面走时拟合较好，射线覆盖交叉相对较为密集，其结果是可靠的.实际的速度结构（图 11）既是已将不可靠区域扣除后的结果，可见沿该剖面射线的覆盖与交叉密度较高，反演结果可靠.
（2）地壳与上地幔速度结构
由该研究区NS向地震记录剖面图可见，在其南端的鄂尔多斯盆地内（100~400 km）地壳结构相对简单，即由包括沉积盖层在内的上地壳和下地壳组成，壳-幔边界以下介质的地震波速度相对于其北部要低（图 5a，6，7a）.沉积盖层为强速度梯度层，P波速度由地表的4.0~5.2 km/s增加到深度4km左右处的5.5 km/s，速度分布与凹陷和凸起构造明显相关.基底顶面呈宽缓的波状起伏，其埋深从南向北起伏变化强烈，如在榆林附近基底埋深为4km左右，在榆林-刀兔之间基底隆起；在刀兔到东胜之间基底埋深为6~4 km；而在达拉特旗，即呼包盆地基底埋深可深达8 km左右[24].沉积盖层之下有两个弱速度梯度层，在深度2~19 km范围内的地层，速度从5.9 km/s增加到6.3 km/s.在深度18~45 km的第二层内，速度由6.4 km/s增加到6.8 km/s.紧邻Moho界面之上厚度不到4 km的层内，是一个强速度梯度层，速度从6.7 km/s增加到7.0 km/s（图 10）.
鄂尔多斯盆地总体上除沉积建造和结晶基底以及凹陷和隆起变化较大外，其深部壳、幔结构变化相对平缓，但在其北部，即伊金霍洛以北地带则变化强烈（图 10）.
（3）上地幔结构和Moho界面上隆
沿剖面从南向北，Moho界面深度由40km深加至46 km，在沿剖面坐标348~390 km之间（图 6b，7a和图 10），Moho界面有一个不大于2 km的上隆区.在其上部结晶基底和沉积建造为下凹区，由刀兔-伊金霍洛之间为一宽约100 km、深5 km左右的沉积盆地，构成了一个上地幔顶部上隆，沉积建造下凹的“镜相”对称模型.上地幔顶部速度为8.05 km/s.在深度61 km处，还有一个速度跳跃约0.2 km/s的界面，这个界面是鄂尔多斯盆地中部所特有的一组震相（图 6b）、即依震相Pu反演得到的结果.它一直延续到呼包盆地附近（460~520 km）（图 7a，b）.呼包盆地地带是沿该剖面沉积最厚的地带，即可达8km左右，但宽度不大、仅有60 km左右，这是一个窄而深的凹陷，在该凹陷的深处Moho界面上隆约3~4 km，而61 km处的上地幔盖层中的界面亦呈微隆起状（包括该界面与Moho界面之间的速度结构等值线），即亦呈现出Moho界面上隆和沉积建造下凹的“镜相”对称模型（图 10，图 7b）.
5.2 盆地与造山带过渡地带的壳、幔结构特征在鄂尔多斯盆地与阴山造山带之间有一壳、幔结构明显变异的耦合地带，即在桩号坐标460~520 km的呼包盆地地带（图 5b，7a，b）.呼包盆地近地表处P速度仅有2 km/s，底部速度为5.0 km/s，盆地最深达8 km.鄂尔多斯盆地中北部上地壳底界面和阴山造山带下地壳顶界面在呼包盆地之下均不清楚，这与SPO4爆炸点北支记录截面无P1P波组和SPO5爆炸点南支记录截面无P2P波组相一致（图 7b）.P波速度的变异表明：这里中、上地壳要比两侧低，而下地壳则比鄂尔多斯盆地略高.此处Moho界面深度约43 km，相对两侧上隆最大幅度近3~4 km，而上地幔顶部速度接近8.1 km/s.上地幔反射界面比鄂尔多斯盆地内部亦略上隆，并在盆山耦合地带以北消失.
在盆山过渡带沉积建造增厚，结晶基底Rc下凹，Moho界面（Rm）上隆3~4 km；上地幔盖层下界面Ru亦微微上隆（约2 km）；中地壳的R2界面与R′2界面很可能是同一界面，但由于深部物质和能量的强烈交换而导致地层发生错动.同时在上地幔和下地壳介质中均存在着地震波速度的异常变化，即波速为4.3 km/s界面（R2与R′2）中断处，且在6.4 km/s，6.5 km/s，6.6 km/s处介质与结构均发生突变.由此可以认为，在达拉特旗下面存在一穿过地壳和上地幔顶部盖层的深、大断裂带，而东胜-达拉特旗地带（宽约60 km地带恰为造山带与前陆盆地的耦合地带），不仅岩相、介质结构与属性发生强烈变异，而且反映了盆、山之间的耦合响应和深层动力过程.显见：阴山造山带（520~660 km）地带的上、下地壳和上地幔盖层结构要比鄂尔多斯盆地和兴、蒙构造带复杂得多，且下地壳较薄（图 8，9）.应当清晰地看到主要特征为：R′2界面上部出现一“透镜状”的低速体，其速度为6.2 km/s，上地壳各速度界面均起伏变化强烈；Moho界面处呈强速度梯度层（6.7~6.85 km/s），在低速层深处Moho界面和强梯度层均微呈上隆状，下地壳几乎为一透明体，即无速度界面可寻.
在这一构造单元处沉积盖层较薄，仅1~2 km，除山间几个小盆地外，地表P波速度达5.3 km/s.上地壳内，P波速度从基底顶面的6.1 km/s增加到深度20 km处的6.3 km/s，在深度20 km至上地壳底部（27 km），即在固阳与白云鄂博之间的（570~660）上地幔中存在一局部低速体，层速度为6.2 km/s，厚约6~8 km，NS向延长约90 km.在该区上地壳底界面从南端的24km加深到北端的28 km，界面速度跳跃近0.3 km/s.下地壳近乎均匀，速度为6.6 km/s，且与鄂尔多斯盆地相同，紧邻Moho界面之上为一厚度约3 km的强速度梯度层. Moho界面深度为45~46.5 km，即呈现出块体中间深，两端浅.上地幔顶部速度约8.0 km/s.
由地震记录可见（图 5~9），内蒙构造带的地壳结构仅有基底界面和Moho界面是清楚的，而壳内界面基本上不清晰（图 9，10），地震记录剖面上未见有明显的壳内波组震相.沉积建造厚度最深不超过5 km，从北向南，地表速度由5.2 km/s减小到4.0 km/s，基底之上的速度由5.9 km/s减小到5.5 km/s.上部地壳和下部地壳速度梯度相对较大，中部地壳近似均匀.紧邻Moho界面上部无强速度梯度层，南部Moho界面埋深约45.6 km，向北有变浅的趋势.
5.3 沿剖面不同构造单元地带的P波速度分布特征基于以上速度分布和结构变异的分析可见，沿NS向剖面，即延川-东胜-满都拉剖面的壳、幔结构可以划分为四个构造单元，即鄂尔多斯盆地、盆山耦合地带、阴山地带、内蒙古构造带.它们在速度结构上、界面起伏与空间结构上均有着明显的差异，不仅反映出盆、山之间的相互作用，而且还表明它们各自的特征与纵向和横向的复杂速度结构和空间格局的变异（图 10b）.
（1）沉积盖层和基底的分布
鄂尔多斯盆地北部沉积盖层分布很不均匀，厚度为4~6 km，横向速度呈隆、凹展布，纵向速度梯度较大，沉积盖层和基底之间存在一个明显的南深、北浅的地震折射界面，其速度分布反映出沉积盖层为正常层序的古生代和中生代地层.阴山造山带盖层薄，速度大于5 km/s，纵向与横向变化均较大，沉积盖层和基底之间地震折射界面向上突起，即鄂尔多斯盆地和阴山造山带之间的呼包盆地沉积厚达近8 km左右，这里已为盆山耦合地带.内蒙构造带的局部地区沉积盖层厚约为4~5 km，速度不大于5 km/s，沉积盖层底部亦存在明显的地震折射界面.
（2）上地壳的速度结构
鄂尔多斯盆地上地壳为一相对均匀的垂向弱正速度梯度层，横向速度变化小，厚度16~18 km，底部为一弱反射界面，速度跳跃为0.1 km/s左右；在盆山耦合地带上地壳R2界面在此中断，横向变化大于其南部的鄂尔多斯盆地，且基底变化强烈，底部为一速度差达0.1~0.2 km/s的交替速度结构区（图 10b）.这里上地壳上部为正速度梯度层，下部是弱速度反转层，即比盆地块两侧同等深度处的速度低0.2 km/s左右.这里横向速度亦有较大变化，厚度约在20~23 km之间，底部为一强反射界面.阴山造山带的上、下地壳速度分布与盆山耦合地带均差异显著，在地壳中存在局部低速体.内蒙构造带上地壳P波速度分布具有横向均匀、纵向速度与结构复杂的特征，地壳内部未发现明显速度跌变的地震反射界面（图 10b）.
（3）下地壳的速度结构
鄂尔多斯盆地速度分布横向变化不大，纵向为弱正速度梯度，接近Moho界面为强正速度梯度，厚约26 km.盆山耦合地带的下地壳为速度的强烈变化区，且Moho界面局部上隆，显然不同于其南、北两侧地带，这里好似一“透明”的地壳.阴山造山带地壳内部速度较为均匀，在近Moho界面时，为纵向强速度梯度层，厚度为45~46 km，在整体地壳中亦未见速度变异界面.
（4）上地幔的速度结构
鄂尔多斯盆地上地幔顶部速度为8.0~8.05 km/s，呼包凹陷为8.1 km/s，阴山造山带为8.0 km/s.在61 km深度处存在一来自上地幔盖层地震界面，但在阴山造山带、内蒙构造带和鄂尔多斯盆地南部却均未见此界面的震相显示.
5.4 沿剖面异常速度结构与深层断裂构造分布沿该NS向地震剖面地壳与上地幔的速度和介质结构不论在横向和纵向都是不均匀的，不仅存在着明显分区，而且均为深、大断裂带所切割.它们不仅是各构造单元的层间错动的界带，而且亦为深部物质向上运移的通道.
（1）沿剖面的断裂分布与界带特征
以上4个区域的明显差异表明，它们必有变异的界带，而更为重要的是其表征着介质属性、结构与深层过程的差异（图 10b）：
①榆林深大断裂（Fyl）.在鄂尔多斯盆地内部的榆林北侧（桩号260 km左右）存在一条切穿Moho界面的深、大断裂，其南北两侧的速度结构呈现出差异性特征.Fyl断裂北侧的壳、幔介质速度均略高于其南侧（图 10）；且在此断裂北侧，存在一个速度突变的界面Ru.
②在鄂尔多斯盆地中部壳、幔结构变化相对平缓，在刀兔附近存在着一条穿越地壳的深、大断裂（Fdt）.沿该剖面段的结晶基底、Moho界面起伏均受到其不同程度的影响.
③伊金霍洛深、大断裂（Fyj）.该断裂带是沿剖面壳、幔速度结构和属性变异的南、北界带，其北边已为盆地耦合地带，下地壳速度降低（见图 10中6.5 km/s，6.6 km/s速度等值线的空间变异）.在这一断裂带（Fyj）的南、北两侧壳、幔速度结构均强烈变化，且上部地壳内界面R2和上地幔顶部界Ru均以该断裂带为界.这充分表明，在这一盆山耦合地带具有极为复杂的深层过程和动力学响应.
④达拉特旗深、大断裂带（Ftl）.该断裂带为鄂尔多斯盆地与阴山造山带耦合地带分界断裂带.因为Ftl向北已进入阴山造山带，在Ftl错动下，R2与R′2发生垂向强烈错断，其断距达10 km以上（见6.4 km/s速度等值线），在这里阴山造山带上地幔盖层中的Ru界面中断.同时表明，在阴山造山带地域R'2界面以上地壳介质速度降低，而下地壳则速度升高.这里的Moho界面已非简单的刚性一级断面，而是由速度为6.7~8.0 km/s的薄层束组成的过渡带，显示出深部物质与能量的强烈交换和“上涌”.断裂Fyj与Ftl之间应为油、气能源极具远景的地域.
⑤白云鄂博深、大断裂带Fby.该断裂带是阴山造山带的北界，再向北已进入内蒙构造带，这里在地壳中已难以分辨界面，即为一“透明”地壳区.在整体上地壳介质的速度低于南部鄂尔多斯盆地和盆山耦合带.由此可见，Fby深、大断裂带应为古亚洲洋的南界，在此不仅形成了其南边的阴山造山带，而且形成与聚积了众多的金属矿产资源，同时亦为地震活动的界带.
（2）沿剖面Moho界面的变化特征
由上地幔顶部，即地幔盖层的速度分布可见，沿延川-东胜-满都拉剖面；即盆山耦合地带是一个极为特殊的壳、幔结构v异常变化区，而上地幔顶部速度为8.1 km/s，即均大于其南部的鄂尔多斯盆地；亦大于阴山造山带地域.然而在内蒙造山带其速度亦为8.1 km/s，即大于阴山造山带地域（图 12）.
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图 12 阴山造山带与鄂尔多斯盆地Moho界带起伏变化分布 箭头（↓）为爆炸点位置; 深度为依地壳介质的平均速度计算. Fig. 12 Map showing distribution of Moho depth in the Yinshan Mt.and Oordos basin ↓:Location of shot point.Depth caculated after the average velocity in the earth medium. |
沿剖面不同构造单元的Moho界面结构、埋深和形态均存在差异.由南部的鄂尔多斯盆地腹地向北延伸、到其北部边缘，Moho界面结构为由一级间断面逐变为薄层束的互层结构，埋深由南部的41 km向北加深到45 km，约在桩号坐标360 km处有一小的上隆（图 10，12）.呼包盆地之下，Moho界面明显呈互层状结构，且存在一近3 km的局部上隆（图 7，10，12）.阴山造山带Moho界面亦为互层结构，埋深在45~46 km之间，且其两侧呈相对上隆、而中间呈略下凹形态（图 8，12），即不存在山根.内蒙构造带与阴山造山带相比，其Moho界面有上隆的趋势，在其最北边深度不超过45 km，且结构简单.
在盆山耦合地带，即呼包盆地是速度结构和构造变化最剧烈处.这里基底下陷6~7 km，鄂尔多斯盆地和阴山造山带的壳内地震界面均在这一地带消失，Moho界面上隆近3 km（图 10，12），上地幔顶部速度达8.1 km/s，明显高于其南北两侧.
6 讨论 6.1 讨论（1）剖面穿过的鄂尔多斯盆地，其中南部地壳在整体上呈现为近乎均匀分层结构、速度随深度单调增加，Moho界面深度为40 km左右.榆林以南地带属一级间断面，由榆林向北Moho界面局部起伏变化增强，以盆地耦合地带和阴山造山带变化最为强烈，而在内蒙构造带则略上升.沿这一地带Moho界面为由速度6.7~7.0 km/s的正速度梯度薄层束构成的过渡带.因此认为，伊金霍洛以南地带的壳、幔速度结构特征表明，鄂尔多斯盆地是一个较稳定的块体.但是从南向北，其基底、壳内界面和速度结构均变化强烈、Moho界面缓慢变深、在北缘略升（图 12），而且界面上下性质和速度结构也逐渐变得复杂.这可能是受到中生代“燕山运动”影响和改造的结果.在造山运动作用下，鄂尔多斯盆地北部与阴山造山带之间形成了一个特异壳、幔速度结构变异的耦合地带，下地壳缩短和逆冲推覆增厚，在盆山耦合地带的下地壳下部很可能发生了岩浆底垫的增厚，呈现出局部隆升和下地壳速度减小趋势.一系列的浅层地震勘探和地表地质研究发现，在伊克昭盟隆起区存在大量的走向近东西的逆冲断层[31, 32].本项研究所揭示的Moho界面起伏变化，下地壳部分速度低、梯度大的特征，可能与南北向挤压所导致的盆山耦合地带的深部物质与能量的强烈交换关联.
（2）呼包盆地基底下陷近8 km，壳内界面不清晰，变化交错，Moho界面明显上隆（图 10，12），中地壳速度变化强烈，且地震记录上出现强烈的散射现象.如此复杂的结构表明，这里受到了多重强烈构造运动和深部物质运移的制约.地质调查发现，鄂尔多斯盆地北缘石合拉沟逆冲推覆构造形成于晚侏罗世，与呼包盆地北侧大青山逆冲推覆构造晚期的逆冲推覆变形作用是同时发生的，但逆冲推覆方向相反，故构成了以呼包盆地为中心的晚侏罗世背冲型逆冲推覆构造[33].晚侏罗世呼包盆地应是隆起带，一直到早白垩世才开始下陷，且演化为现今的新生代断陷盆地.这表明，呼包盆地至少经历了晚侏罗世挤压和早白垩世之后的拉张作用.在挤压作用下，呼包古隆起向南北两侧逆冲推覆；在拉张作用下，形成了呼包断陷盆地，Moho界面也呈现出上隆的形态.在先压后张的构造运动作用下，导致盆地结构变得复杂，壳内界面变得模糊，且呈现出一个窄而深的断陷盆地.
6.2 盆山耦合地带的特异壳、幔结构与华北克拉通的比较（1）盆山耦合地带的特异壳、幔结构.鄂尔多斯盆地北部伊金霍洛，再向北抵达拉特旗是一个特异的壳、幔速度和壳内界面起伏的强烈变异地带.它与南部鄂尔多斯盆地，北部阴山造山带不论是速度分布、界面形态和上地幔顶部盖层的速度展布特征均存在明显差异.然而在浅部却是该盆地沉积建造集中的分布地带，而壳内各层速度结构变化强烈，且呈明显分区，反映出深部物质和能量的强烈交换，故呈现出造山带与盆地之间的耦合特征.
（2）沿延川-榆林-包头-满都拉剖面，有7条穿越沉积建造，直抵结晶基底的断裂处[24]，上述在地壳深处有4条穿越整个地壳、直抵上地幔盖层的深、大断裂带.在这5条断裂带中，Fyl（榆林断裂带）为鄂尔多斯盆地中部的一条断裂带，向南地壳中各层均呈均匀分布，即在此断裂南北两侧呈现出不同的速度结构特征；Fyj（伊金霍洛断裂带）与结晶基底断裂相连，构成了鄂尔多斯盆地南部与盆山耦合地带之间的界带；Ftl（达拉特旗断裂带）则为阴山造山带与呼包盆地的山盆边界，即为盆山耦合地带的南界；Fby（白云鄂博断裂带）乃阴山造山带与内蒙构造带的界带；故Fdt（刀兔断裂带）可能为仅穿越地壳介质的断裂带，但其规模和强度要弱于其他4条深、大断裂带.
（3）阴山造山带壳、幔结构特征.阴山造山带是北部造山带的主体，平均海拔1700 m左右，分别要比呼包盆地高出约700 m，比鄂尔多斯盆地北部高出约400 m，比内蒙构造带高出500 m.阴山造山带地壳结构较显著的特征是其埋藏深、反射强的上地壳底界和固阳盆地北缘至白云鄂博的低速体，以及Moho界面较两侧地块埋藏均深.这些特征表明，阴山造山作用对上地壳（特别是固阳至白云鄂博地段）改造较大，上地壳明显增厚，不仅导致了Moho界面加深，而且整体结构变得复杂.
基于沿该剖面的速度结构和构造形态展布，即在中生代造山时期鄂尔多斯盆地北部和阴山造山带以及内蒙构造带南缘均受到强烈挤压而导致隆升，以阴山造山带为中心的Moho界面呈微微下凹状.造山后，在鄂尔多斯盆地和盆山的耦合地带发生了持续至今的地幔上隆，并形成了新生代呼包盆地，且导致了盆地下方复杂的壳、幔结构和速度变异.
显见，从阴山-鄂尔多斯盆地地壳与上地幔结构和速度分布来看，它与华北克拉通东部完全不同[34~36].贺兰山、太行山一方面将华北克拉通分为东、西两部，而且其本身却形成了一个山、谷交错的复杂地带.它们是在太平洋板块西向俯冲、挤压，青藏高原深部物质东向流展和南部向北推挤复合力系作用下的产物.
7 结论鄂尔多斯块体北部地壳--上地幔为由沉积建造与结晶基底、上地壳、下地壳和上地幔顶部4层正速度梯度层构成，在整体上，低速层（体）不发育，沉积建造起伏相对复杂，壳幔边速度梯度大；从南向北，基底和壳内界面逐渐上隆，Moho界面逐渐加深，高程亦逐渐增高，但在北缘则略升起.这些特征表明，阴山造山带影响到了鄂尔多斯块体北缘，促使其变得相对活动，而一系列近东西向展布的中生代逆冲断层和新生代的正断层则为其活动性的表征. Moho界面之上的正速度梯度层可能是在地幔上隆过程中，岩浆沿层面侵入的结果，故构成了正速度递增的壳、幔过渡带.
盆山耦合地带，即伊金霍洛与达拉特旗之间，还包括呼包盆地在内地壳结构复杂、沉积建造厚度深，壳内界面强烈变异，Moho界面和上地幔顶部界面相对上隆，上地幔顶部速度较两侧高等等，反映了这里是深部物质与能量的强烈交换地带，具有极为错综的深层动力过程.这是造山后伸展的结果，即造山后地幔在呼包盆地处开始上隆，呼包地区受拉伸作用下陷，壳内界面变得模糊，Moho界面局部上隆，部分岩浆沿着薄弱地带上升并溢出和部分沿Moho界面侵入所致.
阴山造山带沉积建造在总体上呈南浅北深，上地壳中有一局部低速层、下地壳均匀，壳内有一受到Ftl错动的强反射界面，上地幔顶部无反射界面，Moho界面深度超过45 km，即比两侧深，呈凹型.壳内界面很可能是一个解耦面，它把上地壳中生代逆冲推覆和新生代拉伸脆性变形和深部的塑性流动变形分离开来，组构了上地壳、下地壳、上地幔盖层与其相邻地带各异的构造格局.
阴山造山带与鄂尔多斯盆地错综复杂的速度结构和构造的不同变异乃是其受到周边大型构造运动制约的结果.
基于以上的讨论和认识可见，整个地壳和上地幔顶部介质被5条深大断裂切割，并将该区分为鄂尔多斯北部、盆山耦合地带、阴山造山带、内蒙构造带四个深部大型构造单元.阴山造山带和大青山造山带地域未见Moho界面呈对称状下凹，故该造山带深部无山根.白云鄂博与白彦花乡之间的断裂Fby，又是阴山造山带与内蒙构造带的界带，即是古亚洲洋的南界.
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