蒙古处在中亚造山带的中部，中亚造山带北面是稳定的西伯利亚克拉通，南面与塔里木和中朝地块相接(王鸿祯等，2006).其具有较高的地形，地质 上也相对年轻且展现出复杂的构造特征(Cunningham，2001；Zorin et al., 2003; Petit et al., 1998)，是全球最大的显生宙大陆生长的地区之一(Badarch et al., 2002)，也是公认的研究大陆岩石圈变形的关键地方之一(Petit et al., 2002；Tiberi et al., 2008；张建利等，2012).关于其变形与演化机制目前依然存在很大的争议.第一种观点认为，印度—欧亚板块碰撞产生的远场效应是蒙古高原地区变形的主要控制因素(Molnar and Tapponnier， 1975; Tapponnier and Molnar， 1979; Cunningham et al., 1996)，由于印度板块向北的挤压作用，造成蒙古高原表现出NNE-SSW地壳缩短，以及大量走滑与逆冲活断层的特征(Cunningham et al., 1996；Cunningham，2005；Bayasgalan et al., 1999)，这一观点也得到了GPS观测的支持(Larson et al., 1999； Petit and Fournier， 2005).第二种观点认为，蒙古高原下方地幔柱或地幔热物质上涌(Windley and Allen， 1993; Zorin et al., 2003; Zorin et al., 2006；司少坤等，2012)，并作用于上覆的岩石圈，从而导致蒙古高原抬升及广泛弥散分布的新生代玄武岩出露(Windley and Allen， 1993; Zorin et al., 1989; Kiselev and Popov， 1992； Gao et al., 1994; Tiberi et al., 2008). 第三种观点认为，前述两种观点提出的模式同时控制着整个蒙古高原的演化，但二者的关系目前仍不明确(Khain，1990; Petit et al., 1998; Barruol et al., 2008).

地震学方法是探测和认识深部结构的最好工具之一，可以获取蒙古高原地壳地幔的属性特征，为研究该区的地质构造及其形成演化提供更多约束.如，地震体波成像研究(Petit et al., 1998; Zhao et al., 2006；Koulakov and Bushenkova， 2010)显示，蒙古西北部和贝加尔裂谷西南部存在显著的地幔低速异常体，被认为是该区地幔柱存在的深部证据，并用于解释贝加尔裂谷带和杭爱高原新生代火成岩的形成.但由于地震体波成像中射线的近垂直入射，其垂向分辨率较低，因而关于该低速地幔柱究竟源自上地幔顶部(Li et al., 2013)、地幔过渡带(Zhao et al., 2006；Koulakov and Bushenkova， 2010；司少坤等，2012)，还是下地幔(Petit et al., 1998)仍存在一定的争议.地震面波成像较体波成像具有更高的垂向分辨率.已有的大尺度面波成像结果显示了(易桂喜等，2008；Ritzwoller and Levshin， 1998； Li et al., 2013)蒙古高原西部低速、东部相对高速的特征，但由于横向分辨率限制(>2°)，这些特征只能反映整个区域的平均变化，无法给出详细的区域速度结构及其横向变化.为详细研究该区的壳幔结构的横向变化，多个研究群体在蒙古及贝加尔裂谷地区开展过天然地震观测与研究，如Gao等(2004)的接收函数结果显示，蒙古地区地壳厚度从中部地区向北不断减薄.Lebedev等(2006)利用两个GSN台站的地震资料，采用面波成像给出台站下方岩石圈厚度大约为60~70 km，且该深度以下存在显著的低速层，被解释为显著的岩石圈/软流圈分界面.然而上述区域性研究工作中所采用的台站主要分布在蒙古高原北部地区，并围绕贝加尔裂谷深部构造环境开展.此外，受台站分布形态的限制(已经开展过的地震观测试验台站主要是剖面排列)，也无法有效开展区域性研究工作.

借助中国地震局地球物理研究所与蒙古科学院的国际合作项目，我们获得了架设在蒙古中南部地区69个台站近两年的连续地震观测记录.本文拟用这一地震资料进行区域面波层析成像.相比于单台法，面波双台法具有精度高的优点，同时本文台站分布均匀，为双台法获取均匀良好的射线覆盖提供了保证.通过提取双台间基阶Rayleigh波10~80 s周期范围内的相速度频散曲线，运用Yanovskaya和Ditmar(1990)、Ditmar和Yanovskaya(1987)提出的面波层析成像方法重构了蒙古高原中南部分辨率高达0.5°×0.5°的二维相速度分布图，并结合已有的资料和认识对其地质意义进行了探讨. 2 数据与频散测量

在中国地震局地球物理研究所和蒙古国科学院的合作下，我们在蒙古中南部地区开展了宽频带地震观测实验.于2011年8月—2013年8月期间，统一采用CMG-3ESPC地震计进行了为期1—2年不等的野外观测.由于蒙古地区人口稀少，人类活动干扰弱，我们共计获得了69个台站的良好地震记录.由图 1可以看到，台站位置覆盖了杭爱山脉与肯特山脉之间的盆地，向南跨越了中戈壁带和南戈壁带.总体上，台站分布横跨蒙古高原内两条主要的断裂带.此外，依据已有的地质资料(IAVCEI，1973；Whitford-Stark，1987)表明，研究区内有多处新生代玄武岩零星出露(图 1).

图 1 研究区及周边构造背景(修改自Badarch et al., 2002)和台站分布图 蓝色空心圆圈和实心圆圈为台站位置，分别代表观测时间为一年和两年. 红色钻石形代表火山岩出露(IAVCEI，1973；Whitford-Stark，1987). 棕色粗线代表主要的断层构造线(Badarch et al., 2002). 右上图为研究区在大比例尺地图中的位置. Fig. 1 Tectonic sketch(revised from Badarch et al., 2002) and seismic stations map of study region Blue open and solid circles correspond to stations with one- and two-years observation. Red diamonds represents volcano fields(IAVCEI，1973；Whitford-Stark，1987). Brown bold lines represent main defaults(Badarch et al., 2002). The figure at top right indicates the study area on a large scale.

研究中我们采用了双台法测量基阶Rayleigh波相速度.参照USGS给出的地震目录与震源参数，我们选取了符合以下标准的垂直向波形记录：①震中距限定在15°至100°，尽可能避免近场效应和高阶面波干扰；②震源深度小于70 km，震级大小介于5.5和7.5之间，以保证面波发育、并有较高的信噪比； ③由于双台法是基于地震事件与两个台站位于同一条大圆弧的要求，而实际操作中，很难有满足要求的台站对，所以本文在选取台站对时，要求远台站到近台站的方位角与远台站到地震事件的方位角之间的偏差小于5°.最终本研究共选用了208个全球地震事件(图 2)，绝大多数地震集中在环太平洋，但整体上，事件有很好的方位覆盖，为双台法均匀的路径分布提供了保证.

图 2 地震事件分布图 Fig. 2 Distribution of events

在提取Rayleigh波频散之前，我们首先对选取的原始地震波形记录进行重采样到1 Hz、去均值、去倾斜和滤波等预处理.由于所有台站采用了相同的地震计和采集器，所以对于双台法我们无须去除仪器响应.经过前述处理之后，我们采用小波变换频时分析技术(Wu et al., 2009)测量了双台间基阶Rayleigh波10~80 s周期内的相速度频散曲线.对于获得的相速度频散曲线，通过手动逐一检查其光滑性和可靠性，筛选得到了1893条频散曲线.对于同一台站对的频散曲线我们进行了平均，最终我们获得1140条高质量频散曲线.图 3给出了周期为12 s和60 s时相速度射线路径的分布，可以看到路径分布密集，且具有很好的方位覆盖.

图 3 周期为12s和60s的相速度射线路径分布 Fig. 3 Distribution of paths at 12 s and 60 s for Rayleigh wave phase velocity measurements

基于上述获得的频散路径，本文采用Ditmar和Yanovskaya(1987)、Yanovskaya和Ditmar(1990)提出的二维线性反演方法.该方法是Backus-Gillbert一维反演理论在二维情形下的推广.对于不同周期的面波，该方法通过最小化罚函数来获得对应的相速度或群速度分布.同时，该方法反演结果 中给出了每个格网点的横向空间分辨率.图 4是12 s和60 s 周期下相速度横向空间分辨率，可以清晰地 看到，整个射线覆盖区域的分辨率基本在50 km以内.

图 4 周期为12 s和60 s的横向空间分辨率 Fig. 4 Horizontal resolution map at 12 s and 60 s

对于我们获得的射线路径覆盖，需要评估其恢复实际模型的能力，即是检测板测试.我们将研究区 域划分成0.5°×0.5°网格，初始模型速度3.8 km·s^-1，扰动值±0.3 km·s^-1，同时在理论射线走时中加入标准差为0.15 s的高斯噪声，然后采用与3.1节相同的反演方法和参数设置，对60 s周期时的射线分布进行了检测板实验.结果显示(图 5)，0.5°×0.5°网格大小下，在我们的射线覆盖区域内输入模型可以得到很好的恢复.这也表明在反演中将研究区域划分为0.5°×0.5°的大小是合适的.

图 5 检测板测试 Fig. 5 Checkerboard test

采用前述的反演方法和参数，本文反演得到了0.5°×0.5°网格下周期为10~80 s的Rayleigh波相 速度分布. 图 6中本文展示了周期为12 s，20 s，30 s，40 s，50 s，60 s，70 s和80 s的相速度分布.由于Rayleigh波相速度相对于S波速度更为敏感，通过计算敏感核我们可以将不同周期相速度分布与对应深度的S波速度变化联系起来(图 7).下面我们将分别讨论上述周期内Rayleigh波相速度分布与地表地形、壳幔结构之间的关系.

图 6 不同周期Rayleigh波相速度分布 Fig. 6 Rayleigh wave phase velocity maps at different periods

短周期(12~20 s)的Rayleigh波相速度分布主 要反映了中、上地壳的速度结构及其横向变化(图 7). 该周期范围的相速度图显示，研究区北部的杭爱—肯特山盆地表现出显著的高速异常，相对而言，中南部的戈壁带则显示为低速异常，其速度较北部盆地要低0.1~0.2 km·s^-1；且周期越小，高速与低速之间的差异越大.结合地表地形可以看出，南部为广 袤的戈壁沙漠并富含沉积层地区，该区低的频散速度分布可能与厚的沉积层分布有关；相对而言，北部的杭爱山脉与肯特山脉地区则因沉积层较薄而表现为高速异常.我们也注意到，杭爱与肯特山脉之间的盆地在短周期的相速度分布图上并没有明确的显示，这可能与其地表沉积层很薄有关.另一个可能的解释则是本文的面波成像研究分辨率较盆地小，因而无法分辨.总体来看，短周期的相速度分布特征与地表构造形态是比较吻合的.

图 7 不同周期下Rayleigh波相速度对S波的深度敏感核 Fig. 7 Depth sensitivity kernels of Rayleigh wave phase velocity at different periods

中等周期(20~40 s)的Rayleigh波相速度分布主要与中、下地壳甚至上地幔顶部的速度结构及其横向变化有关(图 7).已有的接收函数结果(Gao et al., 2004；何静等，2014)显示，研究区北部地壳厚度大约为46 km左右，且从西北向东南地壳厚度逐渐减薄至~38 km.参考相速度敏感核图(图 7)可以推断，地壳厚度对该周期范围的面波频散也有很大的影响.按照该区的地壳厚度分布模式看，周期35~40 s的相速度分布图应该表现为由西北向东南 逐渐增大的趋势.但本研究得到的相速度分布图显示，该区北部表现为高速异常，这说明研究区的相速度分布除了受到地壳厚度的影响外，下地壳速度结构的横向变化对其也有明显的影响，即研究区北部下地壳也具有相对较高的S波速度，可能与盆山形成过程中，盆地下地壳铁镁质岩石挤入山体下地壳有关，Tian等(2011)在鄂尔多斯地块—阴山地区壳幔结构研究中有类似的发现.

周期大于40 s的相速度频散主要反映了上地幔的速度结构及其横向变化(图 7).除80 s周期由于射线分布减少造成与其他周期相速度分布特征有所差异外，其他周期的相速度分布图显示，中戈壁带始终表现为低速异常，对比之下，南戈壁带和北部的杭爱—肯特山盆地都表现为稳定的高速异常，从而使相速度分布呈现出南北高速夹中部低速的形态.值得注意的是，零星分布的新生代玄武岩主要出露在研究区中部的戈壁带(IAVCEI，1973；Whitford-Stark，1987)；而北部的盆地和南部的戈壁带基本没有新生代火山岩的出露.研究区中部低速异常区与火山位置分布的一致性，暗示该低速异常可能与新生代火山活动有关. 3.4 与其他典型构造区面波频散的比较

通过对整个研究区域所有不同台站间路径的基 阶Rayleigh波相速度频散曲线进行平均，得到了表征整个蒙古中南部地区特性的频散曲线(图 8).其中，对于同一台站对拥有多条路径的情形，我们先对这些频散曲线进行了平均处理，即保证最终参与整个区域平均的每一组台站对均只贡献一条频散曲线，避免局部多条重复路径参与计算造成整个区域的频散有失偏颇.

图 8 蒙古中南部地区平均面波相速度频散及其与AK135模型、华北东部(Fig. 8 Surface wave phase velocity dispersion curve from this study，compared with that of AK135 model，eastern NCC(Li et al., 2009)，Western branch of the East African Rift(Adams et al., 2012)

总体上，在80 s周期以内，研究区域的频散曲线相对于全球大陆平均模型AK135计算得到的频散曲线而言都偏低，这意味着与AK135相比，研究区具有较厚的地壳厚度和较低的地壳上地幔速度结构；且拥有薄的岩石圈和低的上地幔速度结构，这一特征也和该区相对年轻和活跃的地质构造背景是一致的(Cunningham，2001；Petit et al., 1998).

与中国大陆内遭受到破坏的华北克拉通东部地区(Li et al., 2009)相比，研究区短周期(<16 s)相速度频散高于华北东部的，表明蒙古中南部的沉积层厚度低于华北东部的；中短周期内(18~40 s)研究区的相速度低于华北克拉通东部的，这可能跟蒙古中南部具有相对较薄的岩石圈有关；进入长周期(40~80 s)后，研究区与华北克拉通东部的差异不大.此外我们将本文的频散曲线同东非大裂谷西部的平均频散(Adams et al., 2012)进行了比较(图 8)，可以看到在给出的周期范围内(除了<22 s)，二者几乎具有相同的特征形态.即上述地区壳幔结构的主要差别在于地壳部分，而地幔部分则都表现为低速异常.据此我们推断，蒙古中南部岩石圈在构造上应该属于活跃区域. 4 结论

本文收集了2011年8月到2013年8月期间架设在蒙古中南部地区的69套宽频带地震仪记录到的地震资料，运用小波变换频时分析技术(Wu et al., 2009)提取了1893条双台间基阶Rayleigh波 相速度频散曲线.利用Ditmar和Yanovskaya(1987)，Yanovskaya和Ditmar(1990)提出的二维线性反演方法，首次重构了研究区10~80 s周期内分辨率为0.5°×0.5°的相速度分布图.由于本研究使用了布设在蒙古中部地区宽频带地震台站采集的丰富的面波资料记录，与以往的区域地震面波成像相比，本研究得到的Rayleigh波相速度频散分布图具有更高的分辨率，从而更好地揭示了研究区不同块体的岩石圈速度及其横向变化.

本文研究结果表明：(1)短周期内，研究区内的地震波速度同地表构造形态有直接关系.北部为杭爱—肯特山脉过渡带，表现出高速异常；而中南部地区主要是戈壁沙漠地形，表现出低速异常；(2)穿过蒙古高原中部的两条主要断裂带与研究区内速度异常格局具有很好的一致性，可能暗示两条断裂带一直延伸至整个岩石圈；(3)在相速度分布图上，中部戈壁地区始终显示为低速异常，地质资料显示该地区有大量新生代火山岩出露(IAVCEI，1973；Whitford-Stark，1987)，我们认为该低速异常与新生代火山活动有关；(4)蒙古中南部地区的壳幔速度低于全球平均大陆值，并具有与遭受破坏的克拉通和典型大陆裂谷相似的Rayleigh波频散特性，暗示蒙古中南部具有薄的、活跃的岩石圈构造.