鄂尔多斯地块位于中朝古板块西部，是一个古生代陆表海盆地或被动大陆边缘及边缘深坳陷与中、新生代陆内坳陷的大型叠合克拉通盆地，新生代以来鄂尔多斯盆地逐渐抬升转化为高原.鄂尔多斯晚期演化主要受后期改造的影响，表现为西部持续拗陷，东部整体掀斜，后期构造演化对多种能源矿产的形成发育、运移或聚集有重要影响(杨遂正等, 2006; 郑国璋, 2008).鄂尔多斯西缘逆冲构造带和走廊过渡带是连接我国北方西部与东部不同大地构单元的枢纽地区，是我国地层、构造、地貌以及各种地球物理场的重要分界区域(马宗晋和郑大林, 1981).鄂尔多斯西缘地区的构造变形、深部结构及演化过程是理解青藏高原、塔里木块体与华北相互作用的关键地区，由于其构造位置的独特性，一直以来是地球科学的研究热点地区.

长期以来，对于鄂尔多斯的认识是盆地处于稳定的克拉通内，盆地内部后期除了整体抬升剥蚀外，其他构造活动微弱，强烈的构造活动，如地震、褶皱等，主要发生在盆地的周缘，随着研究的深入及资料的积累，盆地内部的构造差异及构造活动开始引起人们的关注(李廷栋, 2006; 郑孟林等, 2006).鄂尔多斯盆地存在明显的南北差异.从地貌上来看，鄂尔多斯南部为巨厚的黄土地貌，而北部为荒漠景观(见图 1).据区域航磁资料研究发现，盆地北部呈现近东西向展布的高正磁异常分布带，推测可能存在地幔底辟活动；而南部则以北东向展布的低负磁异常值背景为主，这表明这一地区是相对稳定的地块(阮小敏等，2011).这种主体构造线展布方向的不同也说明了存在一定的构造带使其方向发生变化.从矿产资源的分布上来看，在盆地北部以大型天然气田、大型煤田为主；南部地区则以油田和中、小型煤矿为主，这种成烃和成藏机制的差异也预示这构造活动的差异(阮小敏等，2011).上地幔各向异性研究也表明了南北的差异性，鄂尔多斯南部各向异性方向为NEE方向，而北部为近SSE方向(Li et al., 2011; Yu and Chen, 2016).鄂尔多斯盆地西缘以北纬38°为界，南北两部分不论是盆缘构造变形，还是盆地内部性质均存在明显的差异.西北缘显示为伸展背景，发育裂陷盆地，而西南缘表现为挤压背景，形成前陆盆地(刘少峰, 1997).同时该构造带在地表高程、遥感图像、沉积响应等方面都有一定的反映(王峰和赵红格, 2007).虽然很多证据表明关于北纬38°构造带的存在，但其深部构造背景及动力学机制还不清楚.

图 1

Fig. 1

图 1 鄂尔多斯西缘地区构造背景(据Nie et al., 2015修改) 图中红色方框为本文的研究区；黑色线段为主要断裂；白色圆圈为5级以上的历史地震；红色圆圈为1975年7月31日发生在甘肃民勤7.0级地震；蓝色箭头为GPS速度场(Gan et al., )；棕色充填区域为黄土高原；黄色充填区域为戈壁荒漠地区. Fig. 1 Geological feature of western Ordos region (Modified from Nie et al., 2015) Red rectangle denotes study region; the black lines show the major faults; white circles denote the history earthquakes which magnitude great then 5.0; the red circle denotes Minqin earthquake (1975-07-31, M=7.0); the blue arrows denote the velocity field of GPS; the brown region denoteloess plateau; the yellow region denote Gobi-Desert.

对于鄂尔多斯盆地南北差异的形成机理，目前研究还缺乏进一步的证据和解释.有观点认为盆地西缘逆冲推覆构造带的形成及其南北差异的形成是由于盆地整体在中生代中后期发生了逆时针的旋转，由于盆地在南北两段所遇到的阻挡条件不同(地壳结构)所造成的(张进等, 2000).也有观点认为鄂尔多斯盆地岩石圈地幔受太平洋板块深俯冲引起的软流圈热流上涌关(Tian et al., 2011; Dong et al., 2014).

鄂尔多斯西缘的深部结构还关系到鄂尔多斯与阿拉善地块的关系.阿拉善地块是一个复杂的地质体，通常认为其为华北克拉通的一部分(Zhao, 2001; Yuan and Yang, 2015).但基于其前寒武纪结晶基底性质的研究及其演化历史，认为阿拉善地块可能不是华北克拉通的一部分，或认为与塔里木地块一同构成西域板块(张进等, 2004; Dan et al., 2012).航磁研究也表明河西走廊及阿拉善地区的磁异常走向为北西向，其形态特征与祁连山地区的磁异常特征相一致，而华北陆块的磁异常特征为北东向(Xiong et al., 2016).

近些年来，在鄂尔多斯西缘、阿拉拉善、青藏东北缘地区进行了大量的地球物理探测，包括人工地震、大地电磁、宽频带地震台阵等方法(李松林等, 2002; 郭飚等, 2004; 陈九辉等, 2005; Liu et al., 2004; Chen et al., 2009; An et al., 2009; 滕吉文等, 2010; 王鑫等, 2010; 李多等, 2012; Jiang et al., 2013; Wang et al., 2014; Cheng et al., 2014; 江为为等, 2014; 毛慧慧等, 2016; 常利军等, 2016; Obrebski et al., 2012; 李晨晶等, 2017; 郭慧丽等, 2017)，揭示了该区地壳上地幔结构.由于该区地貌多为荒漠戈壁，环境恶劣，野外工作困难，地球物理研究大多分辨率较低或局限于布设一维剖面，故之前的研究对于该区上地幔三维结构，以及不同块体间的接触关系的研究程度较为局限，很难在上地幔深度范围内为鄂尔多斯西缘地区的运动变形机制提供高分辨率的结构证据.总之，有关鄂尔多斯西缘的南北构造差异以及鄂尔多斯与阿拉善的构造关系的认识还很初步且缺乏深部地球物理的证据支持.

2013年至2015年中国地震局在青藏高原东北缘地区布设了喜马拉雅二期科学探测台阵，该台阵由678个宽频带地震台组成，台间距约为35 km，这为深入研究该区高分辨率壳幔结构提供了良好的数据基础.郭慧丽等(2017)利用该数据和远震层析成像算法得到了该区上地幔P波速度结构，并解释了该区上地幔的动力学机制，但并未对鄂尔多斯西缘地区地幔运动变形机制进行深入探讨.本研究利用该台阵及附近区域台网记录到的远震P波走时数据，采用多尺度层析成像算法研究鄂尔多斯西缘、阿拉善及青藏高原交汇区上地幔速度结构，并进一步讨论鄂尔多斯西缘地区上南北构造差异的成因及阿拉善块体与华北克拉通间的构造耦合关系.

本文的研究范围为30°N—44°N；94°E—112°E，覆盖了青藏高原东北缘地区、阿拉善地块、鄂尔多斯地块西部以及西秦岭部分区域(见图 1).本研究使用的数据分为两个部分：一部分为分布在青海、宁夏、内蒙地区的26个区域固定台站，记录时间为2000年至2015年；另一部分为喜马拉雅科学台阵(XMLY)二期记录到的数据，该台阵由678个流动台站组成，记录时间为2013年至2015年.固定台站的远震P波走时数据直接从地震局台网中心的走时报告中选取.流动地震台阵记录到的远震P波走时数据采用波形互相关方法提取，相对走时的误差近似为采样间隔(VanDecar and Crosson, 1990).本研究将地震波型记录滤波到远震P波的主频范围内(0.01~5 Hz)，因此相对走时的读取误差约为0.2 s.

由于远震射线进入地壳后射线的入射角近垂直，因此，远震层析成像对地壳的约束能力较弱.为了尽量消除地壳结构的影响，研究区的的地壳初始速度及Moho面深度信息采用CRUST1.0模型(Laske et al., 2012)，并在反演过程中对地壳节点的变动范围进行了限制.上地幔的初始速度采用AK135模型(Kennett et al., 1995).远震的震源参数根据美国地质调查局(USGS)的地震目录(PDE).为了保证走时数据的精度和可靠性，选我们采用以下准则对观测到的数据进行筛选：1)震级大于5.5；2)震中距30°~90°；3)同一个地震至少有6个以上的有效台站记录；4)走时残差在±3.5 s.最终我们挑选出7641个远震事件，其中固定台站有7240个地震记录，流动台站有401个地震记录，共约160000条远震P波走时数据.图 3给出了远震震中分布，如图 3所示地震的方位分布相对较为均匀.

图 3

Fig. 3

图 3 远震震中分布 图中红色三角为研究区中心；白色圆圈为固定台网记录到的地震；红色圆圈为流动台阵记录到的地震. Fig. 3 Distribution of teleseismic events The red triangle denotes center of research region; the white circles denote teleseismic events recorded by regional networks; the red circles denote teleseismic events recorded by XMLY array.

为了减小模型外部非均匀结构和震源参数误差的影响，本文采用远震相对走时残差进行成像.相对走时残差的定义为某一台站记录到某地震的走时残差减去所有台站记录到该地震的平均走时残差，其物理意义为模型内不同射线间的走时差异(即射线路径上的平均速度差异).我们将每个台站记录到的相对走时残差进行平均得到平均台站相对走时残差，其大小反映了台站下方结构的相对平均速度(见图 4).图 4a给出了所有方位来的地震射线的台站平均相对走时残差的分布.如图 4a所示，鄂尔多斯地区38°N区域南北方向存在明显速度差异，南部速度偏高，北部速度偏低.而在104°E鄂尔多斯地区和阿拉善地块的东西两侧，速度也有差异.祁连山地区的平均速度较低，而阿拉善地块的平均速度相对较高.为了进一步分析地下结构对不同方位来的射线宏观影响，图 4b给出了不同方位地震的台站相对走时残差分布.如图 4b所示，研究区具有明显的速度各向异性，来自西北和东南方向的射线走时明显小于来自北东和南西方向的射线走时.

图 4

Fig. 4

图 4 远震台站相对走时残差分布 (a)所有地震的台站相对走时残差；(b—e)不同方位地震的台站相对走时残差. Fig. 4 Average relative traveltime residuals (a) shows the relative traveltime residuals of all teleseismic events; (b) shows relative traveltime residuals from different back azimuth.

众所周知，在实际地震走时层析成像研究中，层析成像的分辨能力主要依赖于射线的密度及其方向的覆盖.而通常情况下，由于地震台站和震源位置分布的因素，射线在模型内部的分布及其不均匀，因此不同区域的分辨率是不同的.采用通常的空间域均匀网格进行参数化会造成谱域泄漏(即高频信息映射到长周期结构中)(Trampert and Snieder, 1996).另外，从反演来看，由于数据误差、观测不完全等原因，反演问题变成欠定问题，通常的处理方法是对目标函数进行正则化.一般采用的正则化函数形式主要是基于对结构分布的光滑度的测量.这种正则化方法可以压制非数据引起的结构振荡，但也限制了反演算法的局部的解析能力，并且对于反演的多解性无能为力.

本研究基于小波域模型参数化和稀疏约束反演构建多尺度层析成像方法.标准的层析成像问题可以表示为

(1)

式中，d表示数据矢量，m表示空间域模型矢量，G表示Gram矩阵.我们采用D4小波将空间域模型参数矢量m变换到小波域小波系数矢量

(2)

式中，W表示三维小波变换算子，本研究通过一维小波变换的张量积的形式构造三维小波变换.将式(2)代入式(1)可得

(3)

式中W^-1表示小波逆变换.

通过变换，反演问题从空间域变换到小波域，从求解模型的速度扰动m变换为求解小波系数.由于小波变换相对于模型参数是稀疏变换，空间域的模型参数变换到小波域后，其中大部分小波系数为零或很小.因此，选择模型矢量的l₀范数‖ ‖₀(这里的l₀范数是指非零系数的个数)作为正则化项是自然的选择(Simons et al., 2011).但是加入l₀正则化项的目标函数是非凸的，存在局域极小，且不易求解(Loris et al., 2007)，因此，本研究采用l₁范数正则化，目标函数写为

(4)

这里λ为稀疏约束因子.公式(4)包含两部分：右边第一项是二次项数据拟合部分，右边第二项为稀疏约束部分.本文采用梯度投影稀疏重建算法(Figueiredo et al., 2007)来求解方程(4)，这样求得的实际上是方程(3)的稀疏解.从本质上说，就是利用小波变换的多尺度分解特性将速度变换为不同尺度系数，从最大尺度开始求取模型的长波长变化，逐步累积由数据提供的信息来增加对于模型细节的信息，直到相关细节逐渐失去可信程度为止.在射线采样较差的区域，在精细尺度上的小波系数很小或为零，而该区域的粗糙尺度上则有较大的系数，进而实现自适应的参数化.数值模拟测试表明该算法在射线在模型内部分布不均匀的情况下，其成像效果明显优于传统层析成像算法(详见补充材料).

相对于传统层析成像算法，本文的范法有以下优点：(1)小波基是局部支撑的，因此小波分解方法能有效地表示模型中不同尺度的非均匀变化并且避免受其他区域结构的影响.该特性特别适合处理非均匀采样数据的反演.例如，射线覆盖较差的区域，高阶小波系数较小(或为零)，反演过程自动处理该区的低阶小波系数(即低分辨率结构)；(2)小波域参数化同时包含不同尺度的结构信息(即模型中既包含了大尺度平均速度信息，也包含小尺度高频变化的信息)；(3)小波变换是稀疏变换，在基于有限分辨率表示情况下，可以大大减少反演参数的个数.

为了评估本文所采用的数据和成像方法对研究区的成像分辨能力，我们在三种不同异常尺度上进行了棋盘格分辨率测试.由于多尺度层析成像的结果包含多个分辨率结构，因此，棋盘格测试设置了3个异常尺度，分别为80 km×80 km×80 km，160 km×160 km×160 km和240 km×240 km×240 km，速度扰动变化范围设定为±4%.在相同的反演网格和反演参数分别反演这三个棋盘格测试模型.图 5给出了不同尺度和不同深度上的测试结果.由图 5所示，在240 km分辨率情况下模型中大部分区域的速度异常可以很好恢复.在160 km分辨率情况下，在模型的西北区域的射线交叉覆盖不好存在射线拖尾效应.在80 km分辨率情况下，仅在模型的中部和东南部射线分布较为密集的局部区域的异常可以得到较好的恢复.因此，本研究大部分区域可以达到160 km的分辨率，局部区域可以达到80 km的分辨率.

图 5

Fig. 5

图 5 棋盘格分辨率测试 (a—c) 240 km分辨率测试；(d—f) 160 km分辨率测试；(g—l) 80 km分辨率测试. Fig. 5 Checkerboard resolution test

基于小波变换的多尺度层析成像算法可以给出不同尺度结构的叠加结果.在反演计算时可以根据不同尺度网格上射线穿过的数量来判断解的可靠性.多尺度层析成像方法从低频大尺度结构开始反演，并逐渐自动根据射线的分布情况反演高阶小尺度异常结构，这样的反演策略使反演过程非常稳定.图 6给出了FF′剖面3~6阶小波系数恢复重建结果.低阶表示长周期结构，高阶表示长周期与短周期结构叠加结构.

图 6

Fig. 6

图 6 FF′剖面在不同尺度上(不同阶次)的结果 (a—d)分别表示3~6阶小波系数叠加的结果. Fig. 6 FF′ profile in different level of wavelet reconstruction (a—d) Denote level 3~level 6 reconstruction.

本文采用多尺度层析成像方法和远震P波走时数据，获得了鄂尔多斯西缘地区上地幔三维P波速度结构.经过多次迭代反演后相对走时的均方差从0.67 s降低到0.41 s，下降了38%(见图 7).图 8给出了研究区内沿水平方向P波速度扰动的水平剖分结果，图 9给出了沿AA′、BB′、CC′、DD′、EE′和FF′剖面的P波速度扰动垂直剖分的结果，剖面位置见图 2.本文给出的结果显示研究区深部结构具有显著的非均匀性，且上地幔结构与该区大地构造和地块拼合构造密切相关.

图 2

Fig. 2

图 2 地震台站分布 绿色三角为喜马拉雅科学台阵；红色三角为区域固定台站；深绿色线段为块体边界；黑色虚线为剖面位置. Fig. 2 Distribtion of seismic stations The green triangles denote the seismic stations of XMLY Seismic Array; the red triangles denote the seismic stations of regional seismic network; the dark green line denote boundary of geological blocks; the dash line denote profiles.

图 7

Fig. 7

图 7 远震相对走时残差反演前(a)后(b)对比 Fig. 7 Relative teleseismic traveltime residuals

图 8

Fig. 8

图 8 水平速度扰动剖面 图中黑色细线为断层；绿色圆圈为历史上发生的5级以上地震；五角星为1954年7月31日发生的7.0级民勤地震. Fig. 8 Horizontal slice of P-wave velocity perturbation The black lines denote faults; the green circles denote historical earthquakes; the red star denote Minqin 7.0 earthquake which occurred on 31 July 1954.

图 9

Fig. 9

图 9 垂直速度扰动剖面 图中灰色充填区域表示地表高程；箭头表示构造分界线. Fig. 9 Vertical slice of P-wave velocity perturbation

由图 8所示，祁连山造山带下方上地幔200 km范围内呈现较明显的低速异常，这一特征与祁连山是年轻的构造活动区较为一致.阿拉善地块在上地幔70 km范围内显示为高速特征，这与阿拉拉善是古老稳定地块的特征相吻合.鄂尔多斯地块西缘以北纬38°为界，南北两部分的上地幔结构完全不同.鄂尔多斯南部包括秦岭和四川盆地北缘上地幔200 km范围内都呈现高速特征；而其西北、北部，包括河套盆地上地幔500 km深度范围内大部分区域显示为低速特征.已有的层析成像结果(Li et al., 2008; 2011; Huang and Zhao, 2006; Sun et al., 2008)均显示该区域上地幔部分为低速异常，但由于分辨率的原因，这些结果不能给出该低速异常的确切分布范围.鄂尔多斯西北缘和北缘地区分布着一系列断陷盆地，并且与该区孔兹岩带在地表的分布相吻合，这意味着该区曾经发生强烈的岩浆活动.已有的地球物理研究表明，鄂尔多斯西缘地区具有高热流值(任战利等，2007；焦亚先等，2013)、低电阻率(王鑫等，2010；Dong et al., 2014；李晨晶等，2017)和低波速(Chen et al., 2009; Zhao et al., 2009)等特征，这些特征与我们的研究结果相印证.

水平切片70 km深度剖面(图 7a)显示阿拉善地块与鄂尔多斯盆地之间在沿东经104°处存在明显的构造分界线，在该分界线以西地区显示高速特征，而在以西地区显示低速特征.江为为等(2014)在地壳和上地幔顶部也发现两侧结构的显著差异.1954年7月31日甘肃民勤7.0级地震就发生在该分界线上.民勤地震的震源机制有近东西和南北两个断层面，有研究根据地震分布及地表高程数据认为南北向的断层面可能是发震断层，并推测可能存在南北向的隐伏断裂(郭增建和张诚, 1963; 刘洪春等, 2000).重力研究也发现在上地幔140~180 km深度上，在该分界线两侧存在明显的密度差异(王新胜等, 2013).许多早期的研究表明阿拉善地块属于华北地块的一部分，而也有一些研究认为他们之间有较大的差别(张进等, 2004).Zhang等(2011)基于对新元古代冰碛岩的研究认为阿拉善地块与扬子地块和塔里木地块的的关系更为紧密.阿拉善与鄂尔多斯地块间的岩石圈结构的差异表明，阿拉善与鄂尔多斯分别从属于不同的大地构造单元，这与地球化学的研究结论一致(Dan et al., 2012).

AA′剖面给出了沿北纬42°的垂直速度扰动剖面(见图 9a).AA′剖面显示阿拉善地块上地幔200 km范围内为高速特征，而河西走廊及过渡区上地幔显示为低速特征.河西走廊上地幔的低速异常体向下延伸到阿拉善地幔600 km处.如图 9a所示，东经104°应该是阿拉善的岩石圈东边界.BB′剖面给出了沿北纬36°的垂直速度扰动剖面(见图 9b).BB′剖面显示青藏高原的上地幔200 km范围内显示为低速特征，青藏高原与鄂尔多斯盆地之间的过渡区上地幔200 km范围内显示为高速特征.鄂尔多斯盆地南部上地幔300 km范围内显示为高速特征.CC′剖面给出了沿东经107°的垂直速度扰动剖面(见图 9c).CC′剖面显示扬子地块至鄂尔多斯盆地南部上地幔200 km范围内为高速特征，该高速异常体从扬子地块和鄂尔多斯盆地南缘约300 km厚向北逐渐减薄至150km.该高速异常可能代表鄂尔多斯的岩石圈，其厚度的变化趋势与接收函数的研究结果较为接近(Chen et al., 2009).鄂尔多斯盆地在北纬38°构造带以北的上地幔显示为低速特征，该低速异常向下并向南延伸至秦岭下方近500 km的深度.该区范围内其他的上地幔成像结果也支持在河西断陷盆地及阴山下方上地幔广泛存在低速异常(Zhao et al., 2009; Tian et al., 2011; Jiang et al., 2013).该低速异常可能是上地幔热物质上涌的特征.FF′剖面也给出了类似特征(图 9f).Dong等(2014)认为中生代晚期太平洋板块的俯冲导致了地幔热物质上涌，但本文的结果显示鄂尔多斯北部上地幔上涌与青藏高原的上地幔关系更密切.

DD′剖面和EE′剖面给出了垂直祁连山的剖面并跨越祁连和阿拉善两个地块(见图 9d, e).如图所示，祁连山下方上地幔200 km范围内为低速异常，而在上地幔300~500 km深度呈现大范围的高速异常，推测认为可能是岩石圈的拆离体. Molnar等(1993)认为青藏高原东北缘地区在8~10 Ma快速隆升的原因可能是由于岩石圈拆离造成的.在河西走廊过渡区和阿拉善地块上地幔显示为高速特征，该高速异常特征为西薄东厚.祁连山上地幔顶部的低速异常向北与阿拉善上地幔的低速异常联通，这表明可能存在上地幔深度的物质运移通道.

本文采用基于稀疏约束的多尺度层析成像方法和远震P波走时数据，获得了鄂尔多斯西缘及邻区上地幔P波速度结构.结合该区其他的地质地球物理资料，我们可以得到以下结论：

(1) 在东经104°附近存在岩石圈深度的构造边界，该边界很可能是阿拉善地块与鄂尔多斯盆地间的界线，该边界在航磁异常上也有清晰的反映.该边界可能是1954年7月31日在甘肃民勤发生的7级大地震的深部构造因素.另外，阿拉善地块与鄂尔多斯西缘上地幔结构的差异可能表明阿拉善地块与鄂尔多斯分别从属于不同的大地构造单元.

(2) 以北纬38°线为界，鄂尔多斯地块西缘在岩石圈范围内南北存在明显的速度差异.鄂尔多斯南部岩石圈厚度约为200~300 km，结构完整，未遭到破坏，鄂尔多斯北部上地幔存在大面积的低速异常.这一结果与前人接收函数和大地电磁的研究结果(Tian et al., 2011; Dong et al., 2014)相吻合.Tian等(2009)也发现鄂尔多斯南北的岩石圈厚度有明显差异，北部的岩石圈厚度约200 km，而南部的厚度约为400 km.前人的研究(Tian et al., 2011; Dong et al., 2014)认为该区上地幔的低速物质是由于太平板块俯冲引起的，但根据数值模拟研究(Liu et al., 2004)推测该区上地幔的低速物质应该是受到青藏高原上地幔物质运移的影响.根据本文的上地幔层析成像结果，可以推断地幔上涌的热物质流向鄂尔多斯西缘北部地区的岩石圈底部，在岩石圈的薄弱位置(古老的缝合带或裂隙)继续上涌改造了岩石圈，导致了鄂尔多斯西北缘的岩石圈减薄和岩浆活动，进一步导致了西北缘地区断陷盆地的形成和扩张.地幔上涌也可能是鄂尔多斯新生代以来抬升的动力学来源之一(郑国璋，2008；邓启东等，1999)，也可能是东经104°边界带和北纬38°构造带形成的深部动力学因素.

(3) 为了进一步了解研究区上地幔动力学机制，图 10给出了对本文的结果进行低频滤波后得到的大尺度三维P波速度结构.如图 10所示，鄂尔多斯西北缘上地幔的低速异常向南与青藏高原、鄂尔多斯及阿拉善地块的交汇区上地幔500 km处的低速异常体相连通.通过这一现象可以推断，鄂尔多斯西北缘的地幔上涌可能是由于块体之间的碰撞以及岩石圈的拆离引起的，而不是远程的太平洋板块俯冲引起的.这一结论与Liu等(2004)的结论相吻合，Liu等(2004)研究认为青藏高原上地幔物质向东北挤出并可能导致华北克拉通的裂解.根据本文的结果，青藏高原的上地幔物质至少侵蚀了并改造了鄂尔多斯西北缘的岩石圈，造成了鄂尔多斯西北缘的岩石圈减薄并且有助于断陷盆地的形成.

图 10

Fig. 10

图 10 上地幔大尺度异常结构及动力学模式示意图 (a)长周期大尺度三维P波结构；(b)为动力学模式示意图. Fig. 10 Long-wave large scale 3-D P-wave structure and Schematic illustration of upper mantle dynamic process

本研究中台网走时数据由中国地震局台网中心邓文泽帮助收集整理，文中图件使用GMT软件(Wessel and Smith, 1991)进行绘制，感谢三位专家的审阅.