鄂尔多斯地块处于中国大陆的中部，紧邻青藏高原东北缘，位于华北克拉通的西部，在我国中生代、新生代以来的构造活动中起到了重要作用(邓起东等，1999；《中国岩石圈动力学地图集》编委会，1991).因着特殊的地理位置，鄂尔多斯块体及其周缘的构造演化特征与欧亚板块、太平洋板块和印度板块之间的相互作用紧密相关.其中主要受新生代以来印度板块与欧亚板块的碰撞挤压，以及太平洋板块向欧亚板块的俯冲影响(朱日祥等，2011；郝天珧等，1997).

从古元古代晚期华北克拉通的形成到早中生代，鄂尔多斯作为华北克拉通的核心部分一直保持稳定沉积.晚中生代开始，太平洋板块向西俯冲使得华北克拉通东部遭受改造，岩石圈发生减薄(吴福元等，2003；朱日祥等，2011；娄辛辉等，2017；高翔等，2018)，而此时西部的鄂尔多斯块体仍接受了稳定的地层沉积，形成凹陷盆地.晚白垩纪开始，由于受到东部的太平洋板块俯冲和印度板块与欧亚板块碰撞的作用所影响，鄂尔多斯盆地大面积隆起，随后块体周缘各断陷带逐渐发育，并伴随左旋运动(徐锡伟等，1994；Fan et al., 2003).其北部发育有河套盆地，南面发育有渭河盆地(邓起东等，1999).此外，紧邻鄂尔多斯块体，南部为秦岭造山带，是扬子板块与华北克拉通的重要缝合带；北部为阴山造山带，属于典型的板块内部造山带.就地震活动性来看，鄂尔多斯地块内部地震很少，没有发生过6级以上地震，而6级以下的破坏性地震也很少；主要的地震活动分布在其周缘的断陷盆地和活动断裂带内，该区域发生过5次8级以上的地震，地震活动性强烈(邓起东等，1999；曹井泉，2002；常利军等，2011).

自21世纪开始，地质、地球物理学家致力于华北克拉通的岩石圈结构和深部动力学机制的研究.普遍认为，克拉通东部在显生宙遭受了强烈的改造和破坏，具体表现为岩石圈地幔和下地壳发生强烈改造和减薄，而西部可能仍保持着相对稳定的典型克拉通物理化学性质(Zhai and Liu, 2003; Kusky et al., 2007;张先康等，2003；嘉世旭和张先康，2005).然而随着岩石学、地球化学研究的进展，以及宽频带数字地震资料的积累，研究却显示，克拉通的中西部也存在局部的岩石圈改造或减薄(陈凌等，2010；朱日祥等，2011).克拉通西部岩石圈结构有强烈的横向不均匀分布，表现为既有东西向的差异(Zheng et al., 2009; Chen et al., 2009; Zhao et al., 2008)，又有南北向的差异(陈凌等，2010；Huang et al., 2009).而鄂尔多斯块体及其周缘的地壳厚度则相对稳定，莫霍面埋深约为40~50 km(陈九辉等，2005; Li et al., 2006; Zheng et al., 2009；Wang et al., 2017a；黄柳婷等，2020).

此外，也有研究表明鄂尔多斯内部的结构可能也是不均一的.比如，横波分裂结果显示鄂尔多斯内部各向异性也是以38°N为界南北两侧存在差异，尽管该研究中鄂尔多斯西北部数据比较稀少(常利军等，2011)；岩石圈电性结果显示，鄂尔多斯地块内部以38°N为界南北部下地壳至上地幔电性存在差异(李晨晶等，2017)；Li等(2018)通过面波成像发现，鄂尔多斯岩石圈厚度南北和东西都很不相同；而接收函数分析也显示，鄂尔多斯北部20 km处可能存在低速层(贾萌等，2015).

总体来说，对华北克拉通西部(包括鄂尔多斯地块)的地球物理研究相对东部来说还是较少.但就前人的研究来看，鄂尔多斯地块不仅与周缘存在着结构上的差别，块体内部南北向结构也有所不同(Li et al., 2018).近些年来，随着地震观测重点项目的增多，大量的密集流动地震台站得以布设，逐渐填补了华北克拉通西北部的地震资料空缺，为研究华北克拉通西部、鄂尔多斯及其周缘的地下结构提供了高质量、高密度的宽频带地震数据.最新的“中国地震科学台阵探测——南北地震带北段”(“喜马拉雅”项目二期)为2013—2015年布设于青藏高原东北缘及其相邻区域的高密度台网，再加上北京大学和中国地质科学院联合布设的台阵，覆盖到鄂尔多斯西部及其周缘.本文则选取纵贯鄂尔多斯的107.6°E附近南北剖面上的44个流动地震台站进行分析，采用接收函数方法，并且结合在该区域内已有研究得到的地震面波频散进行联合反演.旨在利用最新的高密度台站数据得到剖面下方的精细地壳内部结构.本文的研究将为鄂尔多斯及其周缘经历的构造演化提供新的约束.

本文南北向的研究剖面包括了44个台站的地震观测数据，由两部分组成：一部分来自于ChinArray-Himalaya II从2013年到2015年布设于南北地震带北段的宽频带数字流动地震台(图 1中红色三角表示)，共27个台站，从北向南依次穿过：阴山造山带、河套盆地、鄂尔多斯地块；另一部分来自South Ordos Seismic Array和固定台网的17个台站(图 1中黑色三角表示)，使得整条剖面自鄂尔多斯向南延伸至渭河盆地、秦岭造山带以及四川盆地(Guo and Chen, 2017).

图 1

Fig. 1

图 1 鄂尔多斯及其周缘研究区域的台站分布图ChinArray-Himalaya II台站用红色三角标记；South Ordos Seismic Array及固定台站用黑色三角标记.区域构造线用黑色虚线标出(张培震等，2003) Fig. 1 Locations of seismic stations in Ordos block and adjacent areas Stations of the newly deployed ChinArray-Himalaya II are marked by red triangles. Stations of South Ordos Seismic Array and permanent stations are marked by black triangles. Black dashlines denote regional tectonic lines (Zhang et al., 2003)

我们采用了时间域迭代反褶积方法(Ligorría and Ammon, 1999)来计算每个台站的远震P波径向接收函数(Langston, 1979；Ammon, 1991).为了使地震波在接收台站下方能够近垂直入射，以及使得震源和地震波传播路径的影响能在后续反褶积中有效地消除，我们选取震中距为30°~95°，震级大于等于5.5级的远震事件，最终用到的事件如图 2所示.对台站记录到的原始地震波形数据进行0.1~4.0 Hz的带通滤波，来压制噪声，并将原始三分量旋转到垂向、径向和切向三个分量.对信噪比高的数据截取P波到时前15 s后60 s.P波径向接收函数则可以通过将径向分量对垂向分量的反褶积得到.计算过程中的高斯系数我们分别选取了1.0、1.5、2.5用以比较.基本上在后续成像以及反演中三个参数的结果都比较一致.最终我们筛选出6000多条清晰的高质量接收函数，大部分台站都有100~200条的数据.依据射线理论，计算得到的接收函数在莫霍面附近的穿透点标记于图 3中.

图 2

Fig. 2

图 2 研究区接收函数的远震事件分布(震中距为30°~95°)蓝色三角代表台站中心，红点为用到的地震事件 Fig. 2 The distribution of teleseismic events for receiver functions used in this study (epicentral distance 30°~95°) Blue triangle represents the center of the seismic array, and red dots represent the seismic events

图 3

Fig. 3

图 3 各台站接收函数在莫霍面附近的穿透点分布(用蓝色方框表示)重力正演中剖面各点重力异常观测值提取区域用黑色矩形框出.区域构造线用黑色虚线标出(张培震等，2003) Fig. 3 Piercing points near Moho depth for the receiver functions (blue squares) The region for gravity anomally extraction from WGM2012 is framed with black rectangle. Black dashlines are regional tectonic lines from Zhang et al. (2003)

接收函数为台站下方介质结构信息在时间域的反映，要将接收函数中的转换震相信息从时间域映射到地下间断面位置、确定其深度和形态，则可以将接收函数进行偏移成像.Kirchhoff偏移成像方法(Dellinger et al., 2000; Wilson and Aster, 2005)通常用于进行剖面下方莫霍面深度的成像.该方法将地表接收函数波场逆推并投影到台站下方模型空间内所有可能的散射点上，基于标量波动方程构建Kirchhoff偏移积分叠加成像.具体原理可参见Yilmaz(1987)、Wilson和Aster(2005)、吴庆举等(2007)、郭震等(2012).各台站下方偏移用到的参考模型来自Li等(2018)在该地区通过面波频散反演得到的速度结果.河套盆地内的几个台站，接收函数直达P波有明显的延时，其中台站15679达到2 s(图 4)，主要是由于该盆地内巨厚沉积层的影响.对于这几个台站，根据Wang等(2017a)的研究，我们将用于偏移的参考速度模型进行了沉积层校正.浅层沉积层厚度与接收函数P波延时的简单对应关系参考罗艳等(2008).此外，为了更准确地约束莫霍面形态，我们分别利用转换波震相Ps以及多次波震相PpPs进行成像，将结果进行对比.

图 4

Fig. 4

图 4 研究剖面44个台站的接收函数叠加图(高斯参数为2.5)振幅为正的脉冲信号用红色填充，振幅为负的脉冲信号用蓝色填充.台站名称标注于接收函数上方.顶部为剖面高程示意图 Fig. 4 Stacked receiver functions of 44 stations along the study profile with an Gaussian width of 2.5 Positive pulses are filled with red, and negtive pulses are filled with blue. Station names are labeled on the top of each stacked receiver function. Topography is shown in the top panel

为进一步得到研究剖面下方的S波速度结构，我们将叠加后的接收函数联合Li等(2018)得到的面波频散曲线进行各台站的线性反演(Julià et al., 2000；Guo et al., 2015；Chen et al., 2018).面波相速度可以约束介质中S波的绝对速度，而接收函数则是对介质内的速度间断面较为敏感，因而两者的联合反演可以给出更精细的地下结构.接收函数的叠加可以增强转换波信号，压制噪声.用于我们联合反演的S波初始速度模型也来自面波相速度频散曲线反演得到的速度结构(Li et al., 2018).Li等(2018)的研究结果为0.5°×0.5°的格点，我们通过插值得到本研究剖面各台站下方的面波频散和初始S波速.P波速度以及密度由与S波速的经验关系所得.反演的分层模型每层深度间隔分别为0.5 km(深度为0~5 km)、2.5 km(5~55 km)、5 km(55~100 km)以及10 km(深度>100 km).我们将线性联合反演的影响因子p设置为0.5，即接收函数与面波频散在反演中的权重相等；其他参数如模型平滑因子等均在反演过程中取经验值.

布格重力异常反映了地壳上地幔的密度异常以及地壳厚度的变化(Guo and Chen, 2016；Rao et al., 2015).为了进一步验证我们反演得到的该地区的速度结构，本文对研究剖面采用了Litmod-2D进行重力正演(Afonso et al., 2008).我们根据以上联合反演得到的速度模型，将研究区剖面分层(Guo and Chen, 2016).壳内分层的速度范围为：小于3.2 km·s^-1，3.2~3.6 km·s^-1，3.6~3.9 km·s^-1，3.9 km·s^-1至莫霍面.模型每层的密度大致分别对应于2.6 g·cm^-3、2.74 g·cm^-3、2.9 g·cm^-3、3.05 g·cm^-3和3.3 g·cm^-3.正演过程中考虑了剖面的高程信息.我们从全球WGM2012布格重力异常模型(Balmino et al., 2012)中提取出研究剖面的重力异常值变化趋势，并与正演结果进行比较.其中，剖面各点的重力异常值取各点四周一定范围内的平均(图 3黑框表示).

将各台站动校正叠加并归一化后获得的接收函数如图 4，高斯参数为2.5，参考水平慢度为0.064 s·km^-1.我们可以看到，在每条接收函数上莫霍面转换震相Ps较为清晰，且其到时集中分布于5~7 s间.其多次波PpPs分布于15~20 s间.从扬子板块北缘(如QS05)、秦岭造山带(如QS138)到渭河盆地(如SNMEIX)，Ps波到时从6 s减小到5 s.再往北，鄂尔多斯南部下方(如62409)，Ps到时又有所增加.鄂尔多斯北部(38°N以北，如15712)到时则较为一致，约为5.5 s.在河套盆地(如15681)下方到时又有所滞后.这表明了在南部的渭河盆地下方莫霍面抬升，北部河套盆地下方的莫霍面变深，鄂尔多斯北部莫霍面比较平缓且较南部稍浅.

而另一方面，鄂尔多斯地区38°N以北的接收函数直达P波到时及振幅也与鄂尔多斯南部台站不同，推测主要受该地区较厚的始于古生代的沉积层影响.另外，河套盆地下方直达P波延时最大可达到2 s，其沉积层更厚.根据Wang等(2017a)的研究，鄂尔多斯沉积层厚度为0~3 km，西北部为最厚；而河套盆地下方沉积层甚至可以达到5 km.由图 4还可以看到，鄂尔多斯地块以38°为界，北部的莫霍面转换波Ps振幅较南部的振幅小，可能是由于北部莫霍面上下速度变化不如南面明显所致.而整体来说北部的接收函数也较南面的接收函数干净.

接收函数的Kirchhoff偏移成像结果如图 5，高斯参数为2.5.其中，台站15685、15679、15684、15681、15678接收函数的直达P波延时均超过0.5 s，于是将偏移参考速度模型进行了沉积层校正.图中红色的正幅值和蓝色的负幅值，分别标志了能量正极性层和负极性层.莫霍面表现为最明显以及连贯的正幅值.比较图 4可以看到，其形态基本与接收函数所呈现的Ps波到时变化一致.另外，注意到利用Ps成像(图 5a)和利用多次波PpPs成像(图 5b)的结果比较一致，从而进一步认证了本文获得的莫霍面起伏结果的可靠性.

图 5

Fig. 5

图 5 Kirchhoff偏移成像结果(接收函数高斯参数2.5) (a)图和(b)图分别为利用Ps和利用PpPs震相的偏移成像结果.红色和蓝色分别表示正幅值和负幅值.黑色虚线为下文线性联合反演得到的莫霍面深度，与偏移结果进行比较 Fig. 5 Kirchhoff migration images of the study profile using receiver functions with Gaussian width of 2.5 (a) and (b) are migrations for Ps and for PpPs phases separately. Red and blue colors represent positive and negative amplitudes. Black dash lines indicate the Moho obtained by joint inversion in this study, and are marked to compare with the migration results

地壳结构的变化与研究区域地质构造单元密切相关.本文的研究结果显示扬子板块北缘和秦岭地区地壳厚度约为50~47 km.渭河盆地下方莫霍面陡然抬升，最浅达到40 km.鄂尔多斯南部地壳厚度约50 km，往北部又有所抬升，北部地壳厚度比较平缓，约为45 km.剖面北端的河套盆地地壳增厚至50 km，阴山造山带又抬升至约45 km.我们的结果与Wang等(2017a)利用H-k叠加方法得到的该区域地壳厚度变化大体上一致.另一方面，由图 5也可以看到，鄂尔多斯北部地区普遍成像较弱，这是因为该地区接收函数所呈现的转换波振幅偏小，表明这些台站下方地壳结构与两边台站下方有所不同.

本文的接收函数和面波相速度频散曲线联合反演同时也考虑了高斯系数a为1.0、1.5和2.5.考虑到高斯系数越大，接收函数包含的高频信息越多，对于某些受沉积层影响较大的台站反演出的速度结构不够稳定.我们最后选取a为1.0的结果来分析.台站的接收函数和面波相速度频散进行一维线性联合反演获得的四个典型地区的S波速度结构如图 6所示.图 6中列举了各地质构造单元代表性台站的反演.反演得到的拟合接收函数以及频散曲线基本上与观测值吻合较好.位于有较厚沉积层的河套盆地的台站15681，其接收函数能够大致匹配观测值.鄂尔多斯南部台站62409、北部台站15712和河套盆地的台站15681均看到了浅部低速沉积层(< 3 km·s^-1).其中，鄂尔多斯南部台站62409与鄂尔多斯北部台站15712的壳内速度结构有明显不同.阴山造山带台站15677可看到在80 km往下S波速随深度增加而减小，反映了其岩石圈较薄.

图 6

Fig. 6

图 6 四个构造区域代表性台站的接收函数和面波相速度频散的一维线性联合反演结果.分别为：阴山造山带(如15677)，河套盆地(如15681)，鄂尔多斯北部(如15712)，鄂尔多斯南部(如62409).蓝线表示反演得到的接收函数、面波频散预测值以及S波速度；红线表示接收函数和面波频散的观测值；黑线表示初始S波速度模型 Fig. 6 1-D joint inversion results from receiver functions and surface-wave phase velocity dispersion data at four representative stations for different tectonic regions That is theYinshan oregon (15677), Hetao graben (15681), northern part of Ordos block (15712), and southern part of Ordos block (62409). Blue lines indicate the inverted data, and red lines indicate the observed data. The starting VS model is shown in black

根据反演出的速度结构特征，我们将莫霍面深度选取为3.8 km·s^-1到4.3 km·s^-1和深度在35 km到50 km范围内的最大速度阶跃层.得到的结果用虚线标在图 5中，与Kirchhoff偏移成像结果进行对比.两种方法得到的莫霍面深度是比较一致的.其中联合反演的结果与Ps波偏移成像结果在35°以北地区存在约3~5 km的偏差，而与PpPs波成像结果则基本一致.总体来说，在各构造单元的莫霍面变化趋势上，两种方法所呈现的结果是相同的.此外，我们还将联合反演得到的各台站下方S波速度结构用做参考模型再次进行Kirchhoff偏移成像，其结果与Li等(2018)参考模型得到的莫霍面形态没有显著的差异.

将研究剖面所有44个台站下方联合反演获得的S波速度结构整合，插值绘制成二维剖面图(图 7).可以看到，浅层低速层(< 3.2 km·s^-1)普遍存在于河套盆地、鄂尔多斯以及扬子板块北缘(四川盆地)，深度可达6 km，反映了该地区的较厚的沉积层.在中下地壳，从鄂尔多斯北端到河套盆地，再一直延伸到阴山造山带下方，有大范围的低速异常(< 3.6 km·s^-1).在河套盆地下方该低速异常最深可达约25 km.此外，在渭河盆地到秦岭下方，存在一条低速带，该低速带(< 3.8 km·s^-1)在秦岭下方延伸到约35 km.此外，鄂尔多斯内部在中下地壳也存在速度结构的差异.以38°为界，其北部中地壳速度较南部高.由图 6也可以看到，相较北部(15712)，南部(62409)中下地壳速度平缓增加.

图 7

Fig. 7

图 7 联合反演得到的剖面二维S波速度结构速度值参考图中颜色条，橙色虚线为联合反演所获得的莫霍面深度 Fig. 7 2-D shear wave velocity stucture along the study profile obtained from joint inversion Specific velocities refer to the color bar. Orange dashline indicates the Moho obtained from the joint inversion

为测试初始模型对本文的一维线性联合反演的影响，对于每个台站，我们从Li等(2018)通过蒙特卡洛反演方法得到的3000个速度模型中随机选择了500个模型作为S波初始速度模型进行反演.最终反演得到的500个速度结构，计算其标准差，所有深度内速度的均方根约为0.015 km·s^-1.我们观测到的该剖面的低速异常以及不同构造单元间的速度差异，应当是相对可靠的.

图 8展示了我们重力模拟正演的结果.研究剖面内的重力异常变化较大，从鄂尔多斯地区最低约-100 mGal到剖面南部的扬子板块北缘最高约-10 mGal，表明了该剖面下方不同构造单元有比较明显的地下结构密度差异.根据地震反演构建的剖面正演模型：莫霍面呈现出在渭河盆地抬升、鄂尔多斯南部下沉、鄂尔多斯北部略抬升及河套盆地、阴山造山带下沉的形态(图 8b中黑色粗线).河套盆地至阴山造山带下方、鄂尔多斯南部以及秦岭地区有相对更厚的上地壳(层2，r约为2.74 g·cm^-3)，而鄂尔多斯北部的上地壳较薄，但下地壳较厚(r约为3.0 g·cm^-3).这一模型正演的预测重力值与我们从全球模型提取的重力观测异常拟合得很好(图 8a)，进一步验证了联合反演获得的地壳结构模型的可靠性.

图 8

Fig. 8

图 8 剖面重力正演结果(a)中布格重力异常观测值用蓝线表示，正演值用红线表示；(b)为剖面结构分层模型，莫霍面用黑色粗线标记. 1~5层分别对应介质密度为2.6 g·cm-3、2.74 g·cm-3、2.9 g·cm-3、3.05 g·cm-3和3.3 g·cm-3 Fig. 8 Gravity forward modeling results along the study profile (a) Blue line and red line are the observed and estimated Bouguer gravity anomalies; (b) The layered model with increasing density from the top to the deeper part (layer 1 to layer 5 have densities of 2.6 g·cm-3, 2.74 g·cm-3, 2.9 g·cm-3, 3.05 g·cm-3 and 3.3 g·cm-3). Moho is marked with thick black line

本文利用新增加的密集台阵数据，对于107.6°E的南北向剖面(包括了阴山造山带、河套盆地、鄂尔多斯地块、渭河盆地、秦岭造山带以及扬子板块北缘)开展Kirchhoff偏移成像以及联合反演结果均显示鄂尔多斯及其周缘的地壳厚度范围约为40~50 km，各个构造单元之间的地壳厚度存在一定差异.与前人的研究结果大体上一致(陈九辉等，2005；Li et al., 2006；Zheng et al., 2009；Wang et al., 2017a；王帅军等，2017).此外，地壳内S波速度结构的特征也呈现区域性变化，反映了鄂尔多斯块体及其周缘经历的不同构造演化历史.

本文的重要结果之一是揭示了在河套盆地附近下方上地壳存在大范围低速异常，主要是由于其中生代至新生代累积的较厚沉积所致.野外地质调查显示，银川—河套地堑的沉积层由2.5 km厚的新生代地层以及2.0 km厚的白垩纪地层组成(内蒙古自治区地质矿产局，1991).本文的结果显示这一低速异常一直延伸到了中下地壳，这可能与其经历的新生代以来(晚第三纪和第四纪)剧烈的拉张断裂构造过程相关.晚中生代，相对于凹陷的鄂尔多斯块体，北部的河套地区由于深部物质上涌属于隆起剥蚀阶段，青藏高原的北东向挤压使得剪切拉张破裂带发育，逐渐形成断陷盆地.这种分布较深的低速异常，可能反映了其独特的与深部物质上涌相关的地堑形成过程.此外，河套盆地相对鄂尔多斯的莫霍面有大约5 km的下沉.这与Wang等(2017a)和Wang等(2017b) H-k研究得到的结果一致.Wang等(2017b)观测到鄂尔多斯地块北缘近东西向的孔兹岩带普遍地壳有所增厚，他们认为这与该区域经历的古元古代碰撞造山作用有关，且在后续的拉张构造环境下，可能是由于变质作用造成的地壳底部密度增加，使得该地区的地壳根仍得以保留.我们推测这种地壳增厚可能是与基性岩浆的底侵作用有关.

另外一个重要研究成果是：秦岭造山带下方地壳内低速异常延伸至35 km.结合Guo和Chen(2016)通过H-k方法获得的该地区较低的壳内V_P/V_S，这一低速异常显示出长英质岩石的特征.通过对秦岭地区岩石样本的研究发现，造山带下方主要为花岗闪长质和石英闪长质地壳组分(Gao et al., 1992).新生代以来缺少岩浆活动、地表较低的热流值以及上地幔未出现低速异常，均表明秦岭造山带地壳的低速异常应当为其长英质组分造成(Guo and Chen, 2016).秦岭造山带经历了元古代至晚中生代陆弧碰撞、陆陆碰撞等多期构造活动，因此这种长英质地壳的构造增厚可能是由于拆沉导致的下地壳基性层的缺失所致(Wang et al., 2014；Guo and Chen, 2017).

最后，本文的研究结果表明，鄂尔多斯块体内部从地壳厚度到地壳内的速度分布结构都存在横向差异，以38°为界，块体北部的莫霍面较平缓，地壳厚度比南部偏薄约5 km.这一点与地形变化相似，鄂尔多斯北部平坦，而南部多起伏.另外，反演结果表明了鄂尔多斯南部上地壳到中地壳速度较北部偏低.最近Li等(2018)通过面波成像发现鄂尔多斯块体东部岩石圈较西部减薄，且东部速度结构在100~150 km较西部偏低；而鄂尔多斯西南部的岩石圈厚度在250 km以上，较西北部也有显著增加.此外，常利军等(2011)通过各向异性研究发现在鄂尔多斯内部，可以初步得到其南北是有差异的，38°以北快波方向为近NS向，而以南则为近EW向.李晨晶等(2017)的大地电磁测线剖面研究，也表明在深部鄂尔多斯南北电性结构存在明显差异.基于这些深部探测结果，再结合本文获得的精细地壳速度模型，可以判断鄂尔多斯南北部的地壳结构是显然不同的，可能表明了这两部分经历的构造历史不同.

本文利用最新布设的密集台阵数据，通过对107.6°E南北向剖面上的44个流动地震台站的接收函数分析和联合反演，获得该剖面的莫霍面分布和地壳内剪切波速度结构.研究结果表明不仅鄂尔多斯地块及其周缘各构造单元的地壳厚度和壳内速度结构存在区域性变化，而且鄂尔多斯地块内部南北向也存在差异.紧邻鄂尔多斯北部的河套盆地地壳较周围偏厚，约为50 km，可能与基性岩浆的底侵作用有关.而该地区地壳内由浅部到深部存在的显著低速异常，则与该地区晚中生代至新生代累积的巨厚沉积层，以及剧烈的拉张断裂构造过程相关.与鄂尔多斯相比，秦岭下方延伸到35 km深的低速异常，结合前人研究得到该区较低的V_P/V_S，表明了地壳组分主要为长英质，可能是由于中生代的拆沉作用导致的地壳下部基性岩石层的缺失所致.鄂尔多斯内部以38°为界，块体北部的莫霍面较平缓，深度约为45 km，而南部深度偏深，可达50 km.且北部上中地壳速度也较南部偏高.结合前人对深部结构南北向差异的研究结果，我们判断鄂尔多斯南北部的地壳结构是不同的，可能经历了不同的构造历史.