1 引言

鄂尔多斯地块位于华北克拉通中部转换带以西，它被认为是华北克拉通自中生代以来遭受活化、破坏后残留的稳定块体.由于后期鄂尔多斯块体周缘经历了强烈的改造，四周被断裂和断陷盆地所围限，东西和南北边界发育着北北东向和近东西向的正走滑断裂及其控制的断陷盆地(图 1)，而西南缘由于青藏高原的北东向的强烈挤压，发育着北北西至北西向弧形断裂和挤压褶皱，在这些边界上构造活动强烈，地震频发(国家地震局鄂尔多斯周缘活动断裂系课题组，1988; 邓起东等，1999).鄂尔多斯块体内部变形微弱，不存在明显的活动构造和相对运动.GPS观测显示鄂尔多斯块体表现出均匀的向东运动，约为(8±1)mm/a，显示出块体的整体性和运动一致性(张培震等，2002).许多研究揭示在上新世和第四纪以来鄂尔多斯可能存在逆时针旋转运动(苏刚，1984; 丁国瑜和卢演俦，1986; 李万伦等，2001; 谢新生，2004)，但也有学者对鄂尔多斯的运动模式提出不同的观点(徐锡伟等，1994; 范俊喜等，2003)，这种争议主要是因为对影响鄂尔多斯块体的动力学机制还不清楚，这还导致了对周缘构造带的许多问题认识上产生差异.因此，还需通过深部结构和岩石圈变形等研究，为鄂尔多斯块体动力学问题提供更多的地球物理学证据.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域地质构造背景与台站分布. 图中灰线实线表示了不同构造单元的边界，WNCC、CNCC、ENCC分别表示 华北克拉通的西部、中部、东部三个构造区；黑色实线方框表示研究范围，蓝色三角表示流动台站，黑色方块表示固定台站 Fig. 1 Map for study area，geologic setting and locations of seismic stations. Grey thick lines denote the boundary of the geological units. WNCC，CNCC and ENCC represent the east，central，western North China Craton. Black box represents the study area. Blue triangles and black squares denote temporary and permanent stations，respectively

在鄂尔多斯地区已开展了许多有关地壳上地幔结构的研究.P波速度层析成像结果与面波层析成像结果显示出鄂尔多斯块体下呈高速异常，可能存在超过200 km厚的岩石圈根(Huang et al., 2009; Tian et al., 2009; 李多等，2012)；Pn和Sn波层析成像研究也显示出鄂尔多斯块体下的高速异常，以及近东西向的Pn波快波方向(许忠淮等，2003; Pei et al., 2007)；接收函数研究结果显示鄂尔多斯块体具有正常的地壳厚度和平均地壳速度(Wang et al., 2014)，接收函数获得的S波速度还显示地壳速度结构相对简单，上地幔顶部S波速度较高(陈九辉等，2005)；人工探测结果表明鄂尔多斯块体内地壳具有简单的速度结构(李松林等，2002; 张先康等，2003)；SKS横波分裂研究认为块体内部为零分裂(胡亚轩等，2011)或各向异性较小(常利军等，2011).这些研究对认识鄂尔多斯块体的深部动力学机制具有重要意义，但由于资料缺乏或方法的限制，对于鄂尔多斯块体深部岩石圈结构，特别是变形上是否存在垂向差异仍然缺乏信息.

瑞利面波相速度和方位各向异性是研究岩石圈结构和变形的有力工具之一.瑞利面波速度对介质密度和纵波依赖较少，但对S波速度非常敏感，因而可以反映与温度密切相关的深部物质流变性，而方位各向异性可以用来研究与板块运动及构造应力密切相关的地壳上地幔的变形(Toksöz and Anderson， 1966; Forsyth，1975; Tanimoto and Anderson， 1985). 由于瑞利面波对大约三分之一波长的深度范围内的S波速度最敏感，因而相对于体波，如Pn波、SKS震相，可以提供更多各向异性随深度变化的信息(Tanimoto and Anderson， 1985)，有利于研究壳幔耦合和变形.鉴于这些优点，利用瑞利面波相速度与方位各向异性已对中国大陆许多地区开展了壳幔结构和变形研究(徐果明等，2000; Huang et al., 2004; Yao et al., 2008; 苏伟等，2008; 何正勤等，2009; 易桂喜等，2010; Jiang et al., 2011).本文利用2010—2011年在鄂尔多斯地区布设的宽频带流动台站和固定台站资料，通过反演鄂尔多斯块体的瑞利面波平均相速度和方位各向异性，探讨鄂尔多斯块体地壳上地幔的深部变形特征.

本研究使用双平面波方法(Forsyth and Li， 2005)对位于华北克拉通西部区域(WNCC)的鄂尔多斯块体内部(图 1)的瑞利面波平均相速度和方位各向异性进行反演，研究使用了2010年4月—2011年11月期间在鄂尔多斯地区布设的35个宽频带地震台站，以及国家数字测震台网数据备份中心(郑秀芬等，2009)提供的10个固定台站的地震波形数据.其中，流动台站的地震计主要为60 s的CMG- 3ESPC以及部分CMG40T、Trillium-40和Trillium-120，固定台站主要为60 s的BBVS-60，个别为120 s. 我们截取了270个M_S≥5.5 级，震中距在30°~120°之间的远震事件波形数据，选用信噪比较高且不易受勒夫波成分干涉的垂直分向地震记录.对这些垂直向波形记录，通过人工挑选，去掉信噪比较低的波形数据，保留了147个面波波形质量很好的远震波形数据，地震事件分布如图 2.首先，我们对这些地震事件波形数据以CMG-3ESPC地震计的仪器响应进行校正统一.用零相移四阶巴特沃斯滤波器，从0.007 Hz到0.05 Hz 选取了12 个中心频率点(周期分别为20 s、25 s、29 s、33 s、40 s、50 s、67 s、80 s、100 s、111 s、125 s、143 s)，进行带宽为10 mHz的窄带滤波，从而获得12个频段的波形数据.然后又对各个频段的波形进行筛选，人工挑选出瑞利面波震相并删除信噪比低的数据.筛选过程中对仅仅出现在某个周期上的一些台站的地震事件，我们检查是由于噪音较大引起信噪比较低还是由于多路径或散射引起的破坏性干涉情况后，进而判断是否对该数据进行保留.经筛选后每个频点都有足够的地震射线条数，如图 3a显示各个频点的射线条数，最少为1112个，最多为2957个，各频点的射线都很好地覆盖了整个鄂尔多斯块体内部区域，图 3b显示67 s周期的射线覆盖情况.

图 2

Fig. 2

图 2 地震事件震中方位分布等距离投影图. 圆心为研究区域中心，红色圆点表示地震 Fig. 2 Azimuthal equidistant projection of earthquakes used in this study. The plot is centered on the center of the study area. Red cycles represent earthquakes

图 3

Fig. 3

图 3(a)20~143 s周期瑞雷面波射线条数统计图；(b)67 s周期瑞雷面波射线覆盖图，红色三角为台站 Fig. 3(a)Ray number at 12 periods of 20~143 s;(b)Great circle ray paths in Ordos block at a period of 67 s. Red triangles represent stations

通常的面波反演方法有单台法和双台法，无论 是单台法还是双台法都存在平面波前提假设(Friederich et al., 1994; Forsyth and Li， 2005).由于实际地震面波传播中平面波假设很难成立，基于平面波与非平面情况下得到动态(视)相速度与结构相速度之间存在系统偏差(Wiel and t， 1993).为了克服由于非平面波假设引起的相速度测量不精确性，Friederich和Wiel and t(1995)发展了一种基于面波的非平面波理论的利用二维地震台阵同时反演 相速度和波场参数的方法.由于这个方法在波场反 演时存在参数过多难题，Forsyth 等(1998)提出用两个呈一定角度入射的平面波的干涉来表示每个输入波场，以此拟合非平面波.这种近似可以使每个地震事件的波场参数从44个减少到6个，从而提高了反演结果的稳定性和唯一性(Forsyth and Li， 2005).对于某一频率入射波场，可以用两列面波的振幅、两列面波在参考位置的参考相位以及两列波的传播方向共6 个参数来表示.反演时，波场参数和相速度通过迭代完成，首先固定初始模型用模拟退火反演每个地震事件的6个波场参数，然后用广义非线性最小二乘法同时反演相速度，更新波场参数和速度模型(Forsyth and Li， 2005).该方法没有直接拟合归一化的振幅和相位，而是同时拟合实部和虚部使之偏差最小，这种近似有一个优点就是降低了相位的不匹配影响，因为在观测台站可能会因为一些干涉引起小的振幅和相位的快速波动.因此，如果预测的实部和虚部分量与实际的差别都比较小，认为是好的拟合结果.

根据Smith和Dahlen(1973)研究，弱各向异性平层介质中瑞利面波相速度与方位的近似关系具有以下形式：

在反演瑞利面波平均相速度和方位各向异性时，所选用台站都位于鄂尔多斯块体内部，在周缘的断陷盆地上没有使用台站.这些台站分布均匀且完全覆盖鄂尔多斯块体内部，这是讨论鄂尔多斯块体内部岩石圈变形特征的基础.

在反演一维瑞利面波平均相速度时，我们使用了AK135模型作为初始模型，并假定在整个研究区域具有相同的速度，反演了20~143 s共 12个周期的基阶瑞利面波平均相速度，图 4a显示了反演的各频点上的平均相速度、标准偏差及相应的频散曲线.由于不同周期的相速度对不同深度范围内的S波速 度敏感程度不一样，基阶瑞利面波相速度对大约1/3 波长深度附近的S波速度最敏感.短周期面波的最敏感的深度范围较窄，在深度方向上分辨率较高，长周期最敏感的深度范围较宽，分辨率较低.图 4c给出了参考模型下不同周期的基阶瑞利面波对深度方向上的S波速度的敏感度核.20 s瑞利面波的最敏感深度范围约在15~25 km，67 s周期最敏感深度范围约为70~120 km，而长周期100 s敏感度范围更宽，约为100~200 km.相速度结果可以显示鄂尔多斯块体岩石圈的总体速度特征，为了更直观显示随深度的速度变化，我们根据反演的平均相速度，使用Herrmann和Ammon(2002)软件包中的surf96面波反演程序，对一维S波速度进行了反演.由于利用相速度反演S波速度时对初始模型的依赖，会造成反演结果不确定，因此需使用恰当初始模型，才能使反演的S波速度可靠.由于缺少小于20 s的更短周期信息，反演时对地壳内S波速度约束较弱，特别是上地壳.人工探测结果表明，鄂尔多斯具有简单的地壳结构，可分为上地壳和下地壳，横向变化较小，上地壳有低速沉积盖层(李松林等，2002; 刘宝峰等，2003; 张先康等，2003).根据这些 地震测深的研究结果，在AK135模型基础上对22 km 深度内上地壳的P和S波速度进行了修改，第一层为2 km的低速层，2~22 km分5层，22~250 km每层厚10 km，250 km以下用AK135模型参数固定，莫霍界面深度设为42 km(Wang et al., 2014).由于反演对P波速度和密度不敏感，反演中把波速比和密度设为常数.合理的初始模型有利于提高反演结果的是可靠性，最后反演得到的S波速度模型(图 4b红线)下的理论频散曲线(图 4a中蓝色虚线)与瑞利波相速度反演频散曲线吻合的也比较好.

图 4

Fig. 4

图 4(a)反演得到的20~143 s 共12个周期的瑞利面波平均相速度(带有误差棒的红点)和平均频散曲线(红线).黑线表示AK135模型的基阶瑞利面波平均频散曲线，蓝线表示获得的S波速度模型下的理论频散曲线；(b)根据反演的12 个周期的瑞利面波相速度反演的1-D平均S波速度(红线)，蓝线表示修改的AK135初始模型；(c)根据初始模型计算的不同周期基阶瑞利面波对深度方向S波速度的敏感度核函数曲线 Fig. 4(a)The average dispersion curve(red line) and average Rayleigh wave phase velocities in Ordos block at 12 periods from 20 to 143 s(red dot with error bars). Error bars(red short line)represent plus or minus two st and ard deviations from the mean. The black line denotes the dispersion curve of global AK135 model. The blue line denotes the predicted dispersion curve from 1-D average shear wave velocity model got by the inversion.(b)1-D average shear wave velocity model(red line)inverted from the dispersion curve(red line). The blue line represents a modified AK135 model used as the starting model(blue line).(c)Sensitivity kernels for the fundamental mode Rayleigh wave velocity(c)to the shear wave velocity(Vs)as the function of depth at different periods computed from the starting model

从图 4a可以看出，相速度标准偏差都比较小，20 s 周期为0.0018 km/s，143 s最大也仅为0.017 km/s，这可能与我们严格的波形筛选和较好的射线覆盖有关.鄂尔多斯块体的瑞利面波平均相速度从20 s的3.44 km/s增加到143 s的4.20 km/s，在33 s处频散曲线的斜率开始改变.33 s周期最敏感深度范围约在30~50 km，而鄂尔多斯平均约42 km深的莫霍界面正好位于这一深度范围，因此该周期反映了地壳到上地幔的转换.对于20~33 s之间的短周期面波，主要反映了地壳内的S波速度结构.从图 4a可以看出，20~33 s平均频散曲线略低于AK135模型，其中20 s周期面波主要反映上地壳，较低的平均相速度可能与鄂尔多斯块体上地壳较厚的中生代和新生代低速沉积地层有关.25~33 s周期面波主要反映了中下地壳的S波速度结构，由于带有部分上地壳的低速信息，可能造成了相速度略低于AK135模型.另外AK135模型的莫霍界面深度为35 km，比鄂尔多斯块体莫霍界面浅，也会使该周期段平均相速度低于AK135模型.从S波反演结果来 看(图 4b)，上地壳S波速度较低，而下地壳的S波 速度反而高于AK135模型的S波速度，可能反映了这两个方面的原因.反演的下地壳S波速度为3.91 km/s，与典型克拉通地区类似(Shapiro and Ritzwoller， 2002).S波反演结果还显示出尖锐的莫霍速度间断界面，反映了鄂尔多斯块体内部地壳变形小和相对稳定的特征.

50~100 s的中长周期瑞利面波相速度明显高 于AK135模型的，由于这一周期段主要反映了50~200 km 的S波速度结构，指示了鄂尔多斯块体的上地幔岩石圈的特征，瑞利面波平均相速度和S波反演结果都表明了上地幔岩石圈的高速特征.由于长周期面波的深度敏感范围较宽，对于上地幔岩石圈的高速区域范围确定并不准确，S波反演结果显示上地幔岩石圈高速异常可能达到200 km，其中在180 km深度范围内高速特征更显著，尽管这一深度并不精确，但较厚的高速岩石圈这一特征与其他的地球物理研究结果类似(Chen et al., 2009; Huang et al., 2009; Tian et al., 2009).111~143 s长周期瑞利面波相速度略低于AK135模型的，可能也与鄂尔多斯块体下方较厚的岩石圈有关.对含金刚石金伯利岩的研究表明，古生代华北克拉通可能具有200 km厚的岩石圈，且为典型的大陆克拉通型岩石圈地幔，自中生代晚期，华北东部岩石圈发生了大规模的减薄，而西部鄂尔多斯主要发生垂直上升运动，未被强烈改造和活化，仍保留有厚的岩石圈(Fan and Menzies， 1992; Menzies et al., 1993; Griffin et al., 1998; Xu，2001; 朱日祥等，2012).瑞利面波相速度和S波速度反演结果可能反映了鄂尔多斯块体下方厚的具有克拉通属性的岩石圈.

当反演方位各向异性时，式(1)中各向异性参数、和平均速度存在潜在的某种平衡，理论上允许较强的横向速度变化可以更好地拟合方位各向异性.当使用较大的特征长度对平均相速度进行平滑时，可能不利于短周期相速度方位各向异性的拟合.我们分别用60、80、100 km的特征长度计算12个周期的方位各向异性，结果显示在20~111 s周期范围内方位各向异性的强度波动范围在0.01~0.1%，125 s和143 s约为0.3%，而方位各向异性强度和快波方向变化都很小.考虑到我们主要反演中长周期，我们把特征长度设为80 km.图 5a为反演的鄂尔多斯块体内部的平均方位各向异性结果，可以看出中短周期方位各向异性强度的标准偏差相对较小，20~80 s周期的标准偏差在0.1%~0.25%之间.长周期各向异性强度的标准偏差呈系统性增大，100~143 s周期的标准偏差在0.33%~0.75%之间，标准偏差较大的原因可能主要是因为地震计记录的长周期面波振幅较弱、拟合时误差相对较大造成.图 5a中反演的20~80 s中长周期的 方位各向异性的快波方向标准偏差多在5.6°~10.8° 之间，其中20 s和40 s的方向偏差较大，分别为15.8°和21.3°，100~143 s长周期的快波方向标准偏差多在15°~28°，而111 s最大，为67°.快波方向的标准偏差与周期没有显著的系统性关联，可能反映出快波方向误差主要受不同深度结构的差异影响，如 20 s周期可能受到上地壳浅部构造的影响，40 s、67 s、100 s、111 s周期会受到壳幔、岩石圈与软流圈等转变过渡的影响.为了证实这一点，我们把图 5a反演的范围四周缩小了约0.5°，仅包括鄂尔多斯块体内部中心区域，又进行了反演，反演结果如图 5b.从图 5b可以看出，各向异性快波方向误差相对都较小，理论上鄂尔多斯块体中心区域不易受周缘构造影响，中心区域各向异性快波方向一致性更好，快波方向误差也应更小，与实际反演结果相符，这表明反演的平均方位各向异性的快波方向是可信的.

图 5

Fig. 5

图 5(a)鄂尔多斯块体内部不同周期瑞利面波相速度平均方位各向异性，范围见图 1中黑色实线方框区域；(b)鄂尔多斯块体内部更小区域内平均方位各向异性，范围如图 1中黑色虚线方框区域.图中黑色圆点表示平均方位各向异性的强度，垂直实线表示方位各向异性强度的正负标准偏差，斜黑线表示快波方向，黑箭头指向北(N)，每个周期上过黑点的两条灰色条棒表示方位各向异性的快波方向正负标准偏差，各向异性的强度表示快慢波方向速度差与平均相速度的百分比.图中a箭头表示鄂尔多斯块体内部GPS观测的块体运动方向(张培震等，2002)，b长灰线表示平均最大主压应力P 轴(许忠淮，2001)，c箭头表示鄂尔多斯块体板内相对运动方向(丁国瑜和卢演俦，1986)，d箭头表示HS3-NUVEL1A模型华北块体的绝对板块运动(Gripp and Gordon， 2002) Fig. 5(a)Average azimuthal anisotropy with period for the black solid box region in Fig. 1;(b)Average azimuthal anisotropy with period for the black dot box region in Fig. 1. The black dots denote the amplitude of average azimuthal anisotropy. The vertical solid bars with caps represent plus or minus one st and ard deviation of amplitude. Fast directions of azimuthal anisotropy are indicated by the black slanted solid bars. The north direction，N is shown by the thicker arrow . Two gray bars at each period donote plus or minus one st and ard deviation in direction. Amplitudes represent contrast between fast and slow direction as percentage of average phase velocity. The arrow a denotes the GPS direction of the Ordos block(Zhang et al., 2002). Long gray line in b denotes orientation of principal stress P axe(Xu et al., 2001). The arrow c denotes relative motion direction of Ordos block(Ding and Lu， 1986). The arrow d denote the absolute plate velocity direction of HS3-NUVEL1A of North China block(Gripp and Gordon， 2002)

一般情况下，当假定比较大的研究区域具有相同的方位各向异性特征进行反演时，由于减少了各向异性的横向差别会使反演的平均方位各向异性偏小，特别是短周期，这种平均效应更明显(Li et al., 2003).但如果研究区域各向异性横向差异较大，会造成各向异性强度和快波方向出现较大标准偏差.从反演的中短周期结果看，快波方向标准偏差整体性上比较小，表明鄂尔多斯块体的方位各向异性特征横向变化较小，具有整体性.前人的许多研究结果表明鄂尔多斯块体岩石圈具有整体性(张培震等，2002；Huang et al., 2009; Tian et al., 2009; 李多等，2012)，因此，我们认为可以用平均方位各向异性讨论鄂尔多斯块体的岩石圈变形特征.

对于地壳和地幔中的地震各向异性的来源目前主要有两种解释，一种是地球内部的地层或构造的 特定排列造成的各向异性，称为SPO(shape-preferred orientation)，如在应力作用下地层裂隙、微裂隙和构造的特殊走向或排列(Crampin，1984)，或者层状地层(Allegre and Turcotte， 1986)；另一种是由于变形导致具有各向异性的矿物沿特定方向排列而形成 的各向异性，称为LPO(lattice-preferred orientation)，这两种成因都能用来解释地壳和地幔的方位各向异性.地壳中特别是上地壳，应力引起的裂隙分布最为普遍(Crampin，1994)，多数裂隙分布在浅层10~15 km范围内，是各向异性形成的主要原因.下地壳和地幔各向异性一般认为主要是LPO造成，如下地壳中石英、长石、黑云母和角闪石等矿物在应力作用 下的特定方式排列，而地幔中主要的矿物组成橄榄石、斜方辉石、单斜辉石都是各向异性矿物(Christensen and Lundquist， 1982; Mainprice and Silver， 1993)，其中橄榄岩晶体以特定方式排列能力最强，认为是上地幔方位各向异性的主要来源(Silver and Chan， 1991; Silver，1996).目前，LPO的形成主要用应力导致的变形或者物质流动解释.研究表明，相对干的条件下橄榄岩α轴，即各向异性的快波方向，与最大拉张变形方向一致.压应力造成的橄榄岩定向排列会使α轴垂直于最大主压应力方向，而在剪切应力作用下橄榄岩α轴会沿着塑性流动方向排列(Silver and Chan， 1991; Silver，1996).对于较刚性的岩石圈，LPO多为应力作用下变形导致，而软流圈由于容易发生较大规模流动，常用软流圈流来解释地幔各向异性(Savage，1999).对于鄂尔多斯块体整体呈刚性(邓起东等，1999)，且可能具有厚达200 km的高S波速度的岩石圈，因此20~143 s 周期的瑞利面波方位各向异性应主要是应力作用下岩石圈地幔的变形引起的矿物定向排列(LPO)所导致.

一般认为，稳定大陆地区的各向异性是其所经历的最后一次大规模构造运动后遗留在岩石圈中的“化石”各向异性，反映了过去的应力环境(Silver and Chan， 1991; Silver，1996).根据Silver(1996)对稳定大陆地区的研究认识，鄂尔多斯块体岩石圈的方位各向异性应主要为与过去应力场相关的LPO造成的“化石”各向异性.鄂尔多斯块体经历的最后大规模构造运动事件可能是华北克拉通岩石圈减薄.华北克拉通自前寒武纪克拉通化之后至早中生代一直保持相对稳定，中生代以来中国东部地区构造体制发生了重大转换，由早中生代的南北向挤压转变为近东西向(NWW-SEE)的伸展(翟明国等，2004; 张岳桥等，2006).由于构造体制转换的动力来源与岩石圈地幔乃至软流圈的运动密切相关(邵济安等，2004)，且通常把引张应力机制归因于岩石圈的物质垂向分布不均衡(增厚或减薄)和深部构造-热活动(Zoback，1992; 张岳桥等，2006)，因此，鄂尔多斯块体残留的方位各向异性很可能与引起华北克拉通岩石圈减薄的引张应力环境密切相关.由此造成的方位各向异性方向应与当时的引张应力方向一致，表现为近东西向(NWW-SEE).根据张岳桥等(2006)对鄂尔多斯块体内部中央断裂带分析，中生代晚期的引张应力对鄂尔多斯块体内部的变形影响不强，推断形成的各向异性强度也应该较小.

从方位各向异性反演结果看(图 5)，鄂尔多斯块体的平均方位各向异性强度大多小于1%，与应力推断情况相符.20~111s周期主要反映了200 km深度范围内岩石圈的方位各向异性特征，较小的方位各向异性反映了鄂尔多斯块体未经历过强烈变形以及仍保持稳定的特征，这与SKS分裂研究结果类似(常利军等，2011; 胡亚轩等，2011).20~50 s周期的瑞利面波方位各向异性快波方向为近EW向，与中生代晚期引张应力方向接近，可能为“化石”各向异性的表现.另外，20~50 s周期的快波方向与现今GPS观测结果、Pn方位各向异性研究结果一致(张培震等，2002; 许忠淮等，2003; Pei et al., 2007)，表明在鄂尔多斯块体地壳与上地幔岩石圈的顶部变形是一致的.67 s周期后快波方向开始转变，80~143 s周期的快波方向近于NW-SE或NNW-SSE向，与中短周期快波方向及中生代晚期的引张应力方向差别较大，与SKS结果也存在较大差别.SKS分裂研究认为，鄂尔多斯块体内部为近EW向的快波方向，为“化石”各向异性(常利军等，2011; 胡亚轩等，2011).由于SKS分裂反映了地壳上地幔的整体各向异性特征，在某些情况下可能被小尺度的各向异性掩盖而造成SKS分裂获得的快波方向 不准确(Vinnik et al., 1992; Montagner and Guillot， 2002). 因此，67~143 s与20~50 s周期方位各向异性快波方向的差异意味着不能简单用“化石”各向异性解释各向异性的形成，即意味着垂向上各向异性的形成机制存在差别.

SKS分裂研究认为稳定大陆地区岩石圈中残留“化石”各向异性快波方向与地表同时期形成的地质构造仍然平行(Silver and Chan， 1991; Silver，1996)，但由于SKS在深度上不能提供约束，使这一 认识仍存在很大争议(Vinnik et al., 1992; Montagner and Guillot， 2002). Vinnik等(1992)研究认为，在稳定大陆地区各向异性快波方向与现今的绝对板块运动是有关的，SKS分裂获得的各向异性可能含有岩石圈中“化石”各向异性和由软流圈及岩石圈中新形成的各向异性成分，一些稳定大陆地区的各向异性观测结果支持了这种观点(Vinnik et al., 1992; Fouch and Rondenay， 2006; Yang and Forsyth， 2006). 因此，推测67~143 s周期的方位各向异性很可能与现今构造运动形成的应力环境有关.

新生代印度板块与欧亚板块的碰撞使中国大陆构造环境发生了很大变化.徐锡伟等(1994)研究认为，青藏高原的隆升在中国大陆西部产生向北的强烈挤压，而中国东部太平洋板块与菲律宾海板块向欧亚板块的俯冲和日本海的弧后扩张，相当于施加一个SW向的推挤力，使中国东部主压应力轴逐渐偏转为NEE向，并认为这种力学作用导致华北块体自老第三纪发生了大规模顺时针旋转.许忠淮(2001)由地震震源机制和应力测量获得了与板块运动相关的东亚地区大尺度构造应力场，显示鄂尔多斯块体至华北东部最大主压应力方向为NEE向.丁国瑜和卢演俦(1986)通过活动断层研究，获得表示水平缩短方向的块体相对运动表现为NEE向.由于LPO造成的各向异性快波方向应与最大伸展变形方向一致，大致垂直于最大主压应力方向(P轴)和缩短变形方向，由此推断形成的方位各向异性快波方向应为NW-SE或NNW-SSE向，这与反演的67~143s周期的快波方向吻合(图 5).这一周期段的快波方向还平行于HS3-NUVEL1A模型(Gripp and Gordon， 2002)下华北块体的绝对板块运动方向及由层析成像推测的地幔流方向(Iidaka and Niu， 2001)，这是由于大尺度的应力场与板块运动及地幔对流之间是有密切相关性的(Zoback，1992).通过比较67~143s周期的快波方向与现今应力场及板块运动的关系，我们认为这一周期段的方位各向异性可能是在与现今板块构造运动相关的应力场下新形成的.20~50s与67~143s周期瑞利面波方位各向异性的差异意味着鄂尔多斯块体岩石圈深部变形不一致，因此需进一步讨论引起这一变形差异的动力学机制.

瑞利面波方位各向异性快波方向在67 s周期后发生了整体性转变，25~50 s与80~143 s平均方向相差约25°.根据瑞利面波敏感深度特征，50 s周期对60~100 km深度比较敏感，最敏感的深度为70~80 km，而67 s周期相对于55 s周期敏感深度约深20 km，推断80~100 km深度范围内方位各向异性快波方向开始发生了转变，也就是说在这一深度范围鄂尔多斯岩石圈发生了垂向上的变形差异.陈小斌等(2011)通过岩石圈力学三维数值模拟研究认为在下地壳存在剪切变形带，尽管深度与各向异性推测的结果不一致，但从另一个方面表明鄂尔多斯块体岩石圈深部可能存在变形差异.由于岩石圈变形与深部动力学环境和自身性质在不同深度的差别密切相关，因此需从这两个方面探讨力学作用对鄂尔多斯岩石圈变形的影响.

由于软流圈塑性较强，更易受现今构造运动的影响而产生变形，因此能反映软流圈特征的长周期面波方位各向异性常用来研究大尺度的地球动力学问题.我们反演的125~143 s周期瑞利面波方位各向异性强度在1% 左右，相对比较小，与一些典型稳定大陆地区如加拿大地盾、南非克拉通类似(Fouch and Rondenay， 2006)，表明直接作用于鄂尔多斯块体的力学作用可能整体较弱.由软流圈向岩石圈转变，岩石圈更不易变形，较弱的力学作用造成67~111 s周期的方位各向异性强度相对更小.而50~67 s周期各向异性快波方向的转变，可能暗示鄂尔多斯岩石圈性质在深部存在一定差异.对于克拉通地区上地幔岩石圈物质成分一般不会存在很大变化，因为一般认为克拉通岩石圈地幔是早先地幔发生熔体迁出形成地壳后的残留，相对稳定.由此推断，岩石圈物质特性的改变可能主要与热学状态有关，即与温度密切相关.研究认为，岩石圈中橄榄岩在大于900°C时更易发生变形，“化石”各向异性可能仅仅能够保留一段时期，而克拉通地区900°C等温面深度略小于150 km(Jones，1988)，这一深度可能是“化石”各向异性存留的极限深度，一般仅保 留在最上层的100 km深度内(Vinnik et al., 1992). 岩石圈热状态研究显示，鄂尔多斯地区在80~100 km深度范围内可能超过900°C(臧绍先等，2002; An and Shi， 2006; 汪洋，程素华，2011)，据此推断可能是温度为下部岩石圈在新的构造应力场环境下发生变形提供了条件.而上部岩石圈由于温度较低，不易变形，弱的应力作用几乎未使原有岩石矿物排列发生改变，从而保留了“化石”各向异性.深度上温度一般是渐变的，相应的各向异性的改变也应表现为渐变.鄂尔多斯块体中心区域的方位各向异性(图 5b)相对更符合这种渐变特征，但50 s和67 s周期的快波方向相差仍达19°，图 5a中50~67 s周期的快波方向变化更大，可能表明温度只是其中的一个重要因素，推测可能还与鄂尔多斯块体所受的外力作用及作用效果有关.

由于岩石圈下部温度相对更高，塑性更强，力学作用的效果可能主要是引起变形，上部岩石圈温度相对较低，更呈刚性，力学作用可能会引起较多的运动成分，从而减弱了变形作用.谢新生(2004)从旋转力学的观点研究认为鄂尔多斯块体西南缘在青藏高原NE向挤压作用力下存在逆时针旋转运动，其前提正是相对刚性的岩体和外力的合力不通过物体的质量中心，其他研究也证实了鄂尔多斯块体自上新世和第四纪以来发生了逆时针转动(苏刚，1984; 丁国瑜和卢演俦，1986; 徐锡伟等，1994; 李万伦等，2001).如果上部岩石圈发生了逆时针旋转运动，减弱了变形，而下部岩石圈主要发生变形，两种作用下可能导致岩石圈垂向上发生剪切变形，从而会造成方位各向异性在50~67 s周期快波方向的较大转变.由此推测上部岩石圈发生了逆时针旋转运动是引起鄂尔多斯块体垂向变形差异的另一个可能的原因.

从中国大陆及周边的板块构造环境看，对鄂尔多斯块体影响较大的主要动力来源有两个：一是印度—欧亚大陆的碰撞汇聚引起的青藏高原隆升并向东北方向的扩展，在鄂尔多斯西南缘施加了NE-NEE向的挤压应力；另一个是太平洋板块的俯冲及弧后扩张等作用的远程效应，使华北东部及鄂尔多斯处于NW-SE向的引张应力环境.目前，对于哪种动力来源对鄂尔多斯块体的影响起主要作用存在很大争议(Northrup et al., 1995).无论是NE-NEE向的挤压，还是NW-SE向的拉张，变形产生的快波方向都应为近NW-SE.如果20~50 s周期的方位各向异性为中生代晚期形成后残留的“化石”各向异性，而67~143 s周期方位各向异性主要与现今板块构造运动相关，且鄂尔多斯块体的逆时针旋转运动对岩石圈垂向变形差异产生了一定的影响，这意味着现今青藏高原的挤压应力作用可能对鄂尔多斯块体影响更大.

事实上，影响各向异性形成的因素是复杂的，无论是岩石圈的物质成分或性质，还是三维尺度上应力状态，我们很难获知.因此，难以确定构造运动与变形之间的准确关系，这会造成各向异性解释的不唯一性(Silver and Chan， 1991; 郑斯华和高原，1994; Savage，1999; Montagner and Guillot， 2002).

使用2010—2011年在鄂尔多斯地区布设的35个宽频带地震台站以及10个固定台站的地震波形资料，经过人工挑选，获得147个地震事件的分频带高质量瑞利面波波形数据.用双平面波方法反演了20~143 s共12个周期的基阶瑞利面波平均相速度和方位各向异性，并利用相速度反演了一维S波速度结构.

瑞利面波平均相速度反演结果显示，相速度从20 s的3.44 km/s增加到143 s的4.20 km/s.由于受到上地壳的低速沉积层的影响，25~33 s周期相速度低于AK135模型的.50~100 s的中长周期瑞利面波相速度明显高于AK135模型的，表明鄂尔多斯块体上地幔岩石圈具有高速特征，S波速度反演结果显示高速异常主要在180 km深度范围内，可能是鄂尔多斯块体下方仍存在厚的具有克拉通性质岩石圈的反映.

20~111 s周期的方位各向异性强度小于1%，各向异性强度比较小，可能反映了鄂尔多斯块体岩石圈未发生强烈变形及保持稳定的特征，同时可能反映了鄂尔多斯块体内部所受应力整体较弱.20~50 s周期的快波方向为近EW向，与中生代晚期引 张应力方向接近，可能为残留的“化石”各向异性.67~143 s 周期的快波方向为NW-SE或NNW-SSE向，可能主要是现今板块构造运动形成的应力场导致了岩石圈下部变形，形成了新的各向异性.20~50 s与67~143 s周期瑞利面波方位各向异性方向的差异表明鄂尔多斯块体岩石圈垂向上变形并不一致，根据瑞利面波的敏感深度特征推断垂向上的变形转变约发生于80~100 km.温度可能是引起岩石圈垂向上变形差异的一个重要原因，另外青藏高原的NE-NEE向的挤压应力使上部岩石圈发生逆时针旋转可能也是一个重要因素，岩石圈变形特征表明现今青藏高原的挤压作用可能对鄂尔多斯块体影响较大.