华北克拉通形成于太古宙时期，是世界上最古老的克拉通块体之一(Liu et al.，1992).在古生代时期，华北克拉通为稳定地块，但自中生代晚期开始，其东西两部分发生分异地构造运动，东部经历了大规模的岩石圈减薄活动(吴福元等，2003)；而西部经历了地层的大范围堆积，形成凹陷盆地，即鄂尔多斯盆地，此后鄂尔多斯盆地持续抬升，地壳厚度增厚，形成了我们现在通常所讲的鄂尔多斯块体(邓起东和尤惠川，1985).在抬升的过程中，块体周边区域下沉，形成了一系列的断陷带，其中包括北面的河套盆地以及南面的渭河盆地.鄂尔多斯块体北面是阴山造山带，南面是秦岭造山带.这样一个稳定克拉通块体与活动的造山带同时分布的区域，对研究华北克拉通及其周边区域的形成、发展和破坏有着重要的意义和价值.在过去的三十年间，地质学家和地球物理学家在研究鄂尔多斯块体及周边区域的地壳、上地幔结构方面做了很多工作.多数研究成果显示，鄂尔多斯块体基底结构完整，地壳结构简单，破坏程度甚微的稳定古大陆地壳(李松林等，2002; 张先康等，2003; 嘉世旭和张先康，2005).然而随着高密度、高质量的宽频带数字地震资料的积累，有关该区域的地震成像研究取得了很大的进展，得到了一些高分辨率高精度的地壳、上地幔甚至更深的地下结构成像结果.其中一些研究结果发现鄂尔多斯块体地壳内部并不是简单、完整的结构，如赵国泽等(2010)通过地电观测，发现在鄂尔多斯块体中部区域地下深度20 km处存在低电导层；Zheng等(2009)通过接收函数方法观测到鄂尔多斯块体北部中下地壳中存在低速层.一直被认为结构稳定的鄂尔多斯块体内部是否也经历了破坏活动，这一科学问题正吸引着越来越多的学者进行相关研究.

接收函数具有较高横向分辨率，因此已经成为研究台站下方地壳上地幔结构最有效的方法之一(徐强和赵俊猛，2008).本文利用P波接收函数方法成像鄂尔多斯块体及周边区域地壳内部的结构.本文选取了一条近南北的地震观测剖面，经纬度范围为：31.5°~42.5°N，109°~111°E，从南至北依次穿过的地质单元结构包括：阴山造山带、河套盆地、鄂尔多斯块体、渭河盆地、秦岭造山带以及位于扬子板块北缘的川东北-大巴山盆山体系.通过倾斜叠加(H-κ)方法(Zhu and Kanamori，2000)得到研究区域地壳厚度及波速比分布；通过Kirchhoff偏移成像方法(Yilmaz，1987; Wilson et al.，2005)得到研究区域Moho面形态.

本文选取的地震观测剖面包括32个台站，由两部分组成：一部分是北京大学于2003-2014年不同时期布设的宽频带数字流动地震台(图 1中红色三角表示)，共21个；另一部分是中国地震局在研究区域布设的宽频带数字固定地震观测台(图 1中黑色三角表示)，共11个，本文利用了2012年1月至2014年12月间的记录数据.台站间距约为25~50 km，每一个台站的地震资料均为1~2年长度的三分量连续记录.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域地质构造及台站分布.黑色三角代表国家地震局所布设的固定台站；红色三角代表北京大学所布设的流动台站,色标代表高程 Fig. 1 Tectonics in west part of Morth China Craton and seismic stations distribution in the study region. Red triangles denote temporary stations deployed by Peking University.Black triangles denote permanent stations from China Earthquake Administration.The color bar denotes the topography

本文选取震中距为30°~90°的远震事件，震级大于等于5.0级，事件分布见图 2.对垂向、径向、切向三分量数据进行0.03~1 Hz的巴特沃兹带通滤波，计算信噪比.对信噪比高的数据截取P波到时前10 s后60 s进行接收函数的计算.本文利用时域迭代反卷积方法(Ligorría and Ammon，1999)计算P波径向接收函数，计算过程中α选取为2.5的高斯滤波器.经过挑选，一共得到1248条高质量的接收函数.图 3为每个台站的接收函数经动校正后叠加的结果.

图 2

Fig. 2

图 2 事件分布图.红色实心圆点代表事件的位置；黑色实心三角形代表台站位置 Fig. 2 Epicenter distribution of the earthquakes used in this study.The black triangles denotes the location of stations and the red dots are earthquakes

图 3

Fig. 3

图 3 各台站接收函数经动校正后叠加结果 Fig. 3 Stacked radial receiver functions after moveout correction at each station

对于盆地中台站，由于受到浅层沉积层多次波的影响，记录到的数据信噪比低.在此利用相位加权叠加方法增强相干信号，抑制非相干噪声(Schimmel and Paulssen，1997; 陆一峰等，2011).首先对同一台站的接收函数进行震中距的动校正，这里取参考震中距为70°，参考速度模型为IASP91全球模型；之后选取相位权重指数υ=4，对数据进行相位相干校正.图 4为位于渭河盆地内的QS01台站的一条接收函数数据，可以明显看到相位相干校正前后PpSs+PsPs震相附近的噪声得到了一定程度上的抑制.

图 4

Fig. 4

图 4 相位加权叠加处理前后数据对比 (a)为处理前的接收函数；(b)为经过处理后的接收函数.图中所示的接收函数是由QS01台站的一条记录计算得来. Fig. 4 Comparison before and after doing phase- weighted stack process (a) The graph of an original radial receiver function; (b) The receiver function after phase-weighted stack process. The receiver function is calculated from a record in QS01 station.

利用H-κ叠加方法计算台站下方的平均地壳厚度及波速比.计算时Ps、PpPs和PpSs+PsPs震相分配的权重为0.6，0.3，0.1，背景P波波速取6.3 km/s.同时利用统计学中常用的bootstrap方法(Efron，1979)来计算H和κ的误差.对于盆地内台站和地质结构复杂区域的台站，H-κ叠加结果会出现多能量团的现象，我们会参考前人在相应地区得到的地壳结构结果，选出合理的叠加结果.每个台站的H-κ结果见表 1. 图 5为位于研究区域内不同地质构造单元的6个台站的H-κ结果展示，可以看出，不同地区的叠加结果有差异.

表 1(Table 1)

表 1 H-κ叠加结果 Table 1 Results of H-κ stack 台站 地壳厚度(km) 地壳厚度误差 波速比 波速比误差 泊松比 NOP01 48.60 1.20 1.65 0.02 0.21 BLM 42.20 0.20 1.77 0.01 0.26 NOP02 43.40 0.35 1.74 0.01 0.25 NOP09 44.10 0.37 1.78 0.01 0.27 NOP03 43.90 0.80 1.79 0.02 0.27 BTO 43.30 0.10 1.73 0.00 0.25 NOP04 45.80 3.00 1.82 0.30 0.28 NOD15 41.80 0.86 1.87 0.05 0.30 NOP05 43.50 0.43 1.83 0.01 0.29 NOP06 42.30 0.37 1.79 0.01 0.27 NOP07 40.70 0.68 1.77 0.02 0.27 YULT 40.10 0.73 1.75 0.02 0.26 QS139 39.30 0.34 1.78 0.01 0.27 JB10 39.00 0.21 1.82 0.01 0.28 QS140 40.60 3.10 1.78 0.07 0.27 YAAN 41.60 0.15 1.78 0.00 0.27 SD04 45.00 0.90 1.76 0.02 0.26 SD222 40.60 0.68 1.78 0.02 0.27 TOCH 39.00 1.49 1.77 0.03 0.27 FUPI 37.20 1.18 1.76 0.03 0.26 JYAT 30.90 2.23 1.97 0.06 0.33 QS01 29.90 2.01 2.06 0.06 0.35 XAN 36.70 0.68 1.72 0.02 0.25 SD16 38.10 3.29 1.68 0.17 0.23 QS149 39.60 0.58 1.70 0.01 0.23 SD26 37.30 0.39 1.79 0.01 0.27 QS150 29.80 16.09 2.08 0.37 0.35 ANKG 29.50 11.95 2.52 0.48 0.40 ZUX 52.30 9.81 1.77 0.25 0.27 SD27 47.40 2.12 1.79 0.05 0.27 SD36 54.50 12.49 1.70 0.32 0.24 SD212 48.50 2.04 1.80 0.04 0.28

表 1 H-κ叠加结果 Table 1 Results of H-κ stack

图 5

Fig. 5

图 5 分别位于阴山造山带的BLM台站、位于河套盆地的BTO台站、位于鄂尔多斯块体内部的QS139台站、位于渭河盆地的JYAT台站、位于秦岭造山带的QS149台站、位于大巴山的SD27台站的倾斜叠加的结果 Fig. 5 Results of slant-stacking at six stations:(a) BLM locate in Yinshan Orogen;(b) BTO locate in Hetao Graben;(c) QS139 locate in Ordos Block;(d) JYAT locate in Weihe Graben;(e) QS149 locate in Qinling Orogen;(f) SD27 locate in Dabashan Orogen

本文利用接收函数偏移成像方法研究台站下方Moho面形态.利用Wilson等(2005)发展的Kirchhoff偏移方法以及提供的程序，可以分别用Ps波、PpPs波对Moho面成像，从而提高对Moho面深度的约束.构建Kirchhoff偏移积分公式为

采用上述方法，我们对研究区域所有台站的接收函数做了H-κ叠加(结果见表 1)和Kirchhoff偏移成像.图 6是研究剖面下方地壳厚度以及波速比的分布情况.从图中可以看到，地壳厚度及波速比的变化值基本上要大于误差值，说明研究剖面的地壳结构变化是可信的.对于一些盆地内的台站，如河套盆地内的NOP04，以及处在地质构造交界处的台站，如秦岭与扬子板块北缘交界的QS150，它们得到的H-κ结果会出现两个甚至多个能量团，导致利用bootstrap计算出来的误差值偏大，但依照前人对当地地壳结构的研究成果作为参考(徐树斌等，2013; Wang et al.，2014)，仍可以在多个能量团中找到真实的H和κ值.图 7是通过Kirchhoff偏移方法对研究剖面下方Moho面成像的结果.图 7a是Ps波偏移成像的结果，图 7b是PpPs波偏移成像的结果，图 8将H-κ和偏移两种方法的结果放在一起作比较，图中黑色实心圆点为H-κ的结果.可以看到不同方法做出的结果有很高的一致性，这保证了结果的可靠性.下面就所得结果进行详细分析：

图 6

Fig. 6

图 6 利用倾斜叠加方法得到的研究剖面地壳厚度与波速比分布图.顶部为剖面的地形 Fig. 6 Crust thickness and poison ratio distribution along the study profile using slanting-stack.The top of the figure is the topo along the profile;the middle is the crust thickness distribution; the bottom is the poison ration.

图 7

Fig. 7

图 7 Kirchhoff偏移成像结果 (a)为研究剖面的地形图;(b)为利用Ps震相偏移成像结果; (c)为利用PpPs震相偏移成像结果.图中问号位置 为Ps震相与PpPs震相成像结果有差异的地方. Fig. 7 The Kirchhoff migration images for the study profile (a) for Ps and (b) for PpPs.The dashlines in the two images denote the Moho discontinuity.The dashline in the depth of 20 km in the Ps image denotes a low velocity layer.The question mark in the figure denotes the Moho discrepancy between Ps and PpPs migration results.

图 8

Fig. 8

图 8 Kirchhoff偏移成像结果与倾斜叠加结果对比.图中黑色实心圆点为倾斜叠加得到的地壳厚度结果 Fig. 8 Comparison between the results of slanting-stack and Kirchhoff migration. The black dots denote the crust thickness getting from slanting-stack method

在阴山造山带内部，由于最北端台站NOP01位于该区域与苏尼特褶皱构造的交界处，其地壳厚度较区域内其他台站大，约48.6 km.其余台站的结果相近，地壳厚度约42~44 km之间，地壳结构稳定，Moho面平坦.

在河套盆地内部，H-κ方法和Kirchhoff偏移方法的结果存在偏差.由于H-κ方法中对于地壳结构只有一层的假设对于盆地内台站适用性不强，所以我们更偏向偏移得到的结果.通过图 7b的PpPs波成像结果可以看出该区域Moho面有明显的抬升，最浅处约为40 km，较南北两侧的阴山和鄂尔多斯块体相比，地壳厚度减薄约3 km.

在鄂尔多斯块体内部，总体而言地壳厚度由北向南平缓减小，最北端的NOP05台站地壳厚度为43.5 km，最南端的TOCH台站地壳厚度为39.0 km.然而，在块体内部36°N~37°N区域内Moho面突然下陷，在纬度为36.39°N的SD04台站，地壳厚度达到45 km.此外，从偏移成像结果中可以清晰看到，在鄂尔多斯块体北部，约40°N~37°N区域内，深度20 km处存在能量负极性层(图 7a、图 7b中蓝色条带，用虚线勾出).

在渭河盆地内部，受沉积层多次波的影响，数据质量较差.本文利用相位相干叠加方法改善数据质量，在处理过程当中要对数据做震中距的动校正，这种处理使得同一台站的接收函数的入射角集中分布，这样使得结果当中的值更加依赖于初始给定的背景P波速度，从而产生较大误差(唐有彩等，2010).图 7中问号位置可以看到Moho面的Ps波成像结果与PpPs成像结果有差异，这是由于QS01台站计算得到的接收函数中直达P波与Ps波受到浅部沉积层的影响，到时推迟；而PpPs波到时并未受影响(参见图 3中的QS01台站的结果)，在此我们更加信赖PpPs波的成像结果.虽然该区域内H-κ方法得到的地壳厚度误差较鄂尔多斯块体要大，但仍然可以明显的看到Moho面的上隆，地壳厚度最薄达到了30 km.

在秦岭造山带和扬子板块北缘的大巴山系区域中，由于地质结构复杂，尤其是大巴山地区是盆山耦合带(李秋生等，2011)，H-κ叠加方法得到的结果误差较大，Kirchhoff偏移成像结果在盆山耦合带也不清晰.但我们仍可以得到该区域下方Moho面大致的形态.秦岭造山带内得到的地壳厚度约38.5 km，Moho面平稳.进入到扬子板块后，地壳厚度明显要大于鄂尔多斯块体及周边区域的地壳厚度，在整个研究区域的最南端，地壳厚度达到了54.5 km.

利用H-κ叠加方法可以得到每个台站下方地壳内部的波速比，根据关系式可以进一步得到表征地球内部介质属性的泊松比为

阴山造山带内泊松比平均为2.65，地壳物质主要为花岗岩及花岗片麻岩(张永谦等，2011).鄂尔多斯块体内部平均泊松比为0.27，与之前该地区的研究结果接近(唐有彩等2010; 徐树斌等，2013).古老沉积层以及加厚的下地壳镁铁质组分共同导致鄂尔多斯块体内的高泊松比(Pan and Niu，2011; Tian et al.，2011).河套盆地、渭河盆地、秦岭造山带以及大巴山系内由于台站分布的局限、地质结构的复杂性以及沉积层的影响，没有能得到有效的泊松比.

通过对上述结果的分析，可见鄂尔多斯块体及周边区域地壳结构变化显著.根据Moho面形态特征，可以将研究剖面分为6个地质构造单元：阴山造山带，河套盆地，鄂尔多斯块体，渭河盆地，秦岭造山带，大巴山系.

(1)阴山造山带地区地壳厚度在42~44 km范围内，变化平稳，泊松比约为0.27，地壳物质主要为花岗岩及花岗片麻岩.这表明阴山地区地壳结构稳定，推测该区域发生的造山运动、地形的抬升是深部物质上升所导致，而非岩石圈的增厚.

(2)河套盆地内Moho面抬升，可以认为是由于岩石圈物质的上涌(Tian et al.，2011).至于是什么原因使得岩石圈物质上涌，有人认为是太平洋板块向西俯冲引起的地幔对流(Xu and Ma，1992)，令一种观点认为是印欧板块碰撞的远场效应(Shen et al.，2000).

(3)鄂尔多斯块体内Moho面存在自北向南抬升的趋势，总体来讲变化平缓.地壳平均厚度为41.2 km，平均泊松比为0.27，是典型的华北克拉通结构.然而该区域内有两个有意思的结果值得探讨，我们将在讨论部分中提出.

(4)渭河盆地内部Moho面明显上隆，最浅处达到30 km.这样的上隆现象可能是由于青藏高原上地幔物质沿鄂尔多斯块体与秦岭之间向东挤出并上涌造成的.

(5)秦岭造山带地壳厚度约38.5 km，Moho面平稳.扬子板块北端的大巴山系属于盆山耦合地带，地质结构复杂，地壳厚度达到54.5 km，明显大于鄂尔多斯块体及周边区域.

人们普遍认为鄂尔多斯块体地壳内部结构是单一、完整、几乎未经受破坏的华北克拉通残余部分.但是本文在鄂尔多斯块体内部得到的两个观测结果却对该观点提出了挑战.

(1)鄂尔多斯块体北部20 km深度处低速层的存在.

(2)鄂尔多斯块体内部Moho在36N~37N存在小规模的下沉.

H-κ叠加和Kirchhoff偏移成像的结果都显示在鄂尔多斯块体内部，36°N~37°N 区域内Moho面有约5km的下沉.对于地壳结构稳定的鄂尔多斯块体来说，出现这样的Moho面形态是个值得关注的现象.我们可以看到，Moho面下沉的位置紧邻存在20 km低速层的区域，这两个现象之间是否存在着联系，需要进一步的研究.

这两个有趣的观测结果有效地把鄂尔多斯块体分成南、北两个部分(以37N为界)：北部Moho面形态稳定，且存在20 km低速层，而南部Moho面向南呈上升趋势，且不存在20 km低速层.最近在地科院资助下地质大学北京项目组刚完成的鄂尔多斯块体大地电磁测深3维反演结果也显示鄂尔多斯块体南、北两个部分电磁结构存在显著不同.