余大新，吳慶舉，李永華，潘佳鐵，張風雪，

何靜1，高孟潭1，M.Ulziibat3，S.Demberel 3

1 中國地震局地球物理研究所，北京 100081

2 中國地震局第一監(jiān)測中心，天津 300180

3 蒙古科學院天文與地球物理研究中心，烏蘭巴托，蒙古

1 引言

蒙古處在中亞造山帶的中部，中亞造山帶北面是穩(wěn)定的西伯利亞克拉通，南面與塔里木和中朝地塊相接（王鴻禎等，2006）.其具有較高的地形，地質上也相對年輕且展現(xiàn)出復雜的構造特征（Cunningham，2001；Zorin et al.，2003；Petit et al.，1998），是全球最大的顯生宙大陸生長的地區(qū)之一（Badarch et al.，2002），也是公認的研究大陸巖石圈變形的關鍵地方之一（Petit et al.，2002；Tiberi et al.，2008；張建利等，2012）.關于其變形與演化機制目前依然存在很大的爭議.第一種觀點認為，印度—歐亞板塊碰撞產(chǎn)生的遠場效應是蒙古高原地區(qū)變形的主要控制因素（Molnar and Tapponnier，1975；Tapponnier and Molnar，1979；Cunningham et al.，1996），由于印度板塊向北的擠壓作用，造成蒙古高原表現(xiàn)出NNE－SSW地殼縮短，以及大量走滑與逆沖活斷層的特征（Cunningham et al.，1996；Cunningham，2005；Bayasgalan et al.，1999），這一觀點也得到了GPS觀測的支持（Larson et al.，1999；Petit and Fournier，2005）.第二種觀點認為，蒙古高原下方地幔柱或地幔熱物質上涌（Windley and Allen，1993；Zorin et al.，2003；Zorin et al.，2006；司少坤等，2012），并作用于上覆的巖石圈，從而導致蒙古高原抬升及廣泛彌散分布的新生代玄武巖出露（Windley and Allen，1993；Zorin et al.，1989；Kiselev and Popov，1992；Gao et al.，1994；Tiberi et al.，2008）.第三種觀點認為，前述兩種觀點提出的模式同時控制著整個蒙古高原的演化，但二者的關系目前仍不明確（Khain，1990；Petit et al.，1998；Barruol et al.，2008）.

地震學方法是探測和認識深部結構的最好工具之一，可以獲取蒙古高原地殼地幔的屬性特征，為研究該區(qū)的地質構造及其形成演化提供更多約束.如，地震體波成像研究（Petit et al.，1998；Zhao et al.，2006；Koulakov and Bushenkova，2010）顯示，蒙古西北部和貝加爾裂谷西南部存在顯著的地幔低速異常體，被認為是該區(qū)地幔柱存在的深部證據(jù)，并用于解釋貝加爾裂谷帶和杭愛高原新生代火成巖的形成.但由于地震體波成像中射線的近垂直入射，其垂向分辨率較低，因而關于該低速地幔柱究竟源自上地幔頂部（Li et al.，2013）、地幔過渡帶（Zhao et al.，2006；Koulakov and Bushenkova，2010；司少坤等，2012），還是下地幔（Petit et al.，1998）仍存在一定的爭議.地震面波成像較體波成像具有更高的垂向分辨率.已有的大尺度面波成像結果顯示了（易桂喜等，2008；Ritzwoller and Levshin，1998；Li et al.，2013）蒙古高原西部低速、東部相對高速的特征，但由于橫向分辨率限制（＞2°），這些特征只能反映整個區(qū)域的平均變化，無法給出詳細的區(qū)域速度結構及其橫向變化.為詳細研究該區(qū)的殼幔結構的橫向變化，多個研究群體在蒙古及貝加爾裂谷地區(qū)開展過天然地震觀測與研究，如Gao等（2004）的接收函數(shù)結果顯示，蒙古地區(qū)地殼厚度從中部地區(qū)向北不斷減薄.Lebedev等（2006）利用兩個GSN臺站的地震資料，采用面波成像給出臺站下方巖石圈厚度大約為60～70km，且該深度以下存在顯著的低速層，被解釋為顯著的巖石圈／軟流圈分界面.然而上述區(qū)域性研究工作中所采用的臺站主要分布在蒙古高原北部地區(qū)，并圍繞貝加爾裂谷深部構造環(huán)境開展.此外，受臺站分布形態(tài)的限制（已經(jīng)開展過的地震觀測試驗臺站主要是剖面排列），也無法有效開展區(qū)域性研究工作.

借助中國地震局地球物理研究所與蒙古科學院的國際合作項目，我們獲得了架設在蒙古中南部地區(qū)69個臺站近兩年的連續(xù)地震觀測記錄.本文擬用這一地震資料進行區(qū)域面波層析成像.相比于單臺法，面波雙臺法具有精度高的優(yōu)點，同時本文臺站分布均勻，為雙臺法獲取均勻良好的射線覆蓋提供了保證.通過提取雙臺間基階Rayleigh波10～80s周期范圍內的相速度頻散曲線，運用Yanovskaya和Ditmar（1990）、Ditmar和 Yanovskaya（1987）提出的面波層析成像方法重構了蒙古高原中南部分辨率高達0.5°×0.5°的二維相速度分布圖，并結合已有的資料和認識對其地質意義進行了探討.

2 數(shù)據(jù)與頻散測量

在中國地震局地球物理研究所和蒙古國科學院的合作下，我們在蒙古中南部地區(qū)開展了寬頻帶地震觀測實驗.于2011年8月—2013年8月期間，統(tǒng)一采用CMG－3ESPC地震計進行了為期1—2年不等的野外觀測.由于蒙古地區(qū)人口稀少，人類活動干擾弱，我們共計獲得了69個臺站的良好地震記錄.由圖1可以看到，臺站位置覆蓋了杭愛山脈與肯特山脈之間的盆地，向南跨越了中戈壁帶和南戈壁帶.總體上，臺站分布橫跨蒙古高原內兩條主要的斷裂帶.此外，依據(jù)已有的地質資料（IAVCEI，1973；Whitford－Stark，1987）表明，研究區(qū)內有多處新生代玄武巖零星出露（圖1）.

研究中我們采用了雙臺法測量基階Rayleigh波相速度.參照USGS給出的地震目錄與震源參數(shù)，我們選取了符合以下標準的垂直向波形記錄：①震中距限定在15°至100°，盡可能避免近場效應和高階面波干擾；②震源深度小于70km，震級大小介于5.5和7.5之間，以保證面波發(fā)育、并有較高的信噪比；③由于雙臺法是基于地震事件與兩個臺站位于同一條大圓弧的要求，而實際操作中，很難有滿足要求的臺站對，所以本文在選取臺站對時，要求遠臺站到近臺站的方位角與遠臺站到地震事件的方位角之間的偏差小于5°.最終本研究共選用了208個全球地震事件（圖2），絕大多數(shù)地震集中在環(huán)太平洋，但整體上，事件有很好的方位覆蓋，為雙臺法均勻的路徑分布提供了保證.

在提取Rayleigh波頻散之前，我們首先對選取的原始地震波形記錄進行重采樣到1Hz、去均值、去傾斜和濾波等預處理.由于所有臺站采用了相同的地震計和采集器，所以對于雙臺法我們無須去除儀器響應.經(jīng)過前述處理之后，我們采用小波變換頻時分析技術（Wu et al.，2009）測量了雙臺間基階Rayleigh波10～80s周期內的相速度頻散曲線.對于獲得的相速度頻散曲線，通過手動逐一檢查其光滑性和可靠性，篩選得到了1893條頻散曲線.對于同一臺站對的頻散曲線我們進行了平均，最終我們獲得1140條高質量頻散曲線.圖3給出了周期為12s和60s時相速度射線路徑的分布，可以看到路徑分布密集，且具有很好的方位覆蓋.

圖1 研究區(qū)及周邊構造背景（修改自Badarch et al.，2002）和臺站分布圖藍色空心圓圈和實心圓圈為臺站位置，分別代表觀測時間為一年和兩年.紅色鉆石形代表火山巖出露（IAVCEI，1973；Whitford－Stark，1987）.棕色粗線代表主要的斷層構造線（Badarch et al.，2002）.右上圖為研究區(qū)在大比例尺地圖中的位置.Fig.1 Tectonic sketch（revised from Badarch et al.，2002）and seismic stations map of study regionBlue 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.

圖2 地震事件分布圖Fig.2 Distribution of events

3 相速度層析成像

3.1 成像方法

基于上述獲得的頻散路徑，本文采用Ditmar和Yanovskaya（1987）、Yanovskaya和 Ditmar（1990）提出的二維線性反演方法.該方法是Backus－Gillbert一維反演理論在二維情形下的推廣.對于不同周期的面波，該方法通過最小化罰函數(shù)來獲得對應的相速度或群速度分布.同時，該方法反演結果中給出了每個格網(wǎng)點的橫向空間分辨率.圖4是12s和60s周期下相速度橫向空間分辨率，可以清晰地看到，整個射線覆蓋區(qū)域的分辨率基本在50km以內.

3.2 檢測板測試

對于我們獲得的射線路徑覆蓋，需要評估其恢復實際模型的能力，即是檢測板測試.我們將研究區(qū)域劃分成0.5°×0.5°網(wǎng)格，初始模型速度3.8km·s－1，擾動值±0.3km·s－1，同時在理論射線走時中加入標準差為0.15s的高斯噪聲，然后采用與3.1節(jié)相同的反演方法和參數(shù)設置，對60s周期時的射線分布進行了檢測板實驗.結果顯示（圖5），0.5°×0.5°網(wǎng)格大小下，在我們的射線覆蓋區(qū)域內輸入模型可以得到很好的恢復.這也表明在反演中將研究區(qū)域劃分為0.5°×0.5°的大小是合適的.

3.3 相速度結果與分析

圖3 周期為12s和60s的相速度射線路徑分布Fig.3 Distribution of paths at 12sand 60sfor Rayleigh wave phase velocity measurements

圖4 周期為12s和60s的橫向空間分辨率Fig.4 Horizontal resolution map at 12sand 60s

圖5 檢測板測試Fig.5 Checkerboard test

采用前述的反演方法和參數(shù)，本文反演得到了0.5°×0.5°網(wǎng)格下周期為10～80s的Rayleigh波相速度分布.圖6中本文展示了周期為12s，20s，30s，40s，50s，60s，70s和80s的相速度分布.由于Rayleigh波相速度相對于S波速度更為敏感，通過計算敏感核我們可以將不同周期相速度分布與對應深度的S波速度變化聯(lián)系起來（圖7）.下面我們將分別討論上述周期內Rayleigh波相速度分布與地表地形、殼幔結構之間的關系.

短周期（12～20s）的Rayleigh波相速度分布主要反映了中、上地殼的速度結構及其橫向變化（圖7）.該周期范圍的相速度圖顯示，研究區(qū)北部的杭愛—肯特山盆地表現(xiàn)出顯著的高速異常，相對而言，中南部的戈壁帶則顯示為低速異常，其速度較北部盆地要低0.1～0.2km·s－1；且周期越小，高速與低速之間的差異越大.結合地表地形可以看出，南部為廣袤的戈壁沙漠并富含沉積層地區(qū)，該區(qū)低的頻散速度分布可能與厚的沉積層分布有關；相對而言，北部的杭愛山脈與肯特山脈地區(qū)則因沉積層較薄而表現(xiàn)為高速異常.我們也注意到，杭愛與肯特山脈之間的盆地在短周期的相速度分布圖上并沒有明確的顯示，這可能與其地表沉積層很薄有關.另一個可能的解釋則是本文的面波成像研究分辨率較盆地小，因而無法分辨.總體來看，短周期的相速度分布特征與地表構造形態(tài)是比較吻合的.

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

中等周期（20～40s）的Rayleigh波相速度分布主要與中、下地殼甚至上地幔頂部的速度結構及其橫向變化有關（圖7）.已有的接收函數(shù)結果（Gao et al.，2004；何靜等，2014）顯示，研究區(qū)北部地殼厚度大約為46km左右，且從西北向東南地殼厚度逐漸減薄至～38km.參考相速度敏感核圖（圖7）可以推斷，地殼厚度對該周期范圍的面波頻散也有很大的影響.按照該區(qū)的地殼厚度分布模式看，周期35～40s的相速度分布圖應該表現(xiàn)為由西北向東南逐漸增大的趨勢.但本研究得到的相速度分布圖顯示，該區(qū)北部表現(xiàn)為高速異常，這說明研究區(qū)的相速度分布除了受到地殼厚度的影響外，下地殼速度結構的橫向變化對其也有明顯的影響，即研究區(qū)北部下地殼也具有相對較高的S波速度，可能與盆山形成過程中，盆地下地殼鐵鎂質巖石擠入山體下地殼有關，Tian等（2011）在鄂爾多斯地塊—陰山地區(qū)殼幔結構研究中有類似的發(fā)現(xiàn).

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

周期大于40s的相速度頻散主要反映了上地幔的速度結構及其橫向變化（圖7）.除80s周期由于射線分布減少造成與其他周期相速度分布特征有所差異外，其他周期的相速度分布圖顯示，中戈壁帶始終表現(xiàn)為低速異常，對比之下，南戈壁帶和北部的杭愛—肯特山盆地都表現(xiàn)為穩(wěn)定的高速異常，從而使相速度分布呈現(xiàn)出南北高速夾中部低速的形態(tài).值得注意的是，零星分布的新生代玄武巖主要出露在研究區(qū)中部的戈壁帶（IAVCEI，1973；Whitford－Stark，1987）；而北部的盆地和南部的戈壁帶基本沒有新生代火山巖的出露.研究區(qū)中部低速異常區(qū)與火山位置分布的一致性，暗示該低速異常可能與新生代火山活動有關.

3.4 與其他典型構造區(qū)面波頻散的比較

圖8 蒙古中南部地區(qū)平均面波相速度頻散及其與AK135模型、華北東部（Li et al.，2009）、東非大裂谷西部（Adams et al.，2012）頻散的比較Fig.8 Surface wave phase velocity dispersion curve from this study，compared with that of AK135model，eastern NCC（Li et al.，2009），Western branch of the East African Rift（Adams et al.，2012）

通過對整個研究區(qū)域所有不同臺站間路徑的基階Rayleigh波相速度頻散曲線進行平均，得到了表征整個蒙古中南部地區(qū)特性的頻散曲線（圖8）.其中，對于同一臺站對擁有多條路徑的情形，我們先對這些頻散曲線進行了平均處理，即保證最終參與整個區(qū)域平均的每一組臺站對均只貢獻一條頻散曲線，避免局部多條重復路徑參與計算造成整個區(qū)域的頻散有失偏頗.

總體上，在80s周期以內，研究區(qū)域的頻散曲線相對于全球大陸平均模型AK135計算得到的頻散曲線而言都偏低，這意味著與AK135相比，研究區(qū)具有較厚的地殼厚度和較低的地殼上地幔速度結構；且擁有薄的巖石圈和低的上地幔速度結構，這一特征也和該區(qū)相對年輕和活躍的地質構造背景是一致的（Cunningham，2001；Petit et al.，1998）.

與中國大陸內遭受到破壞的華北克拉通東部地區(qū)（Li et al.，2009）相比，研究區(qū)短周期（＜16s）相速度頻散高于華北東部的，表明蒙古中南部的沉積層厚度低于華北東部的；中短周期內（18～40s）研究區(qū)的相速度低于華北克拉通東部的，這可能跟蒙古中南部具有相對較薄的巖石圈有關；進入長周期（40～80s）后，研究區(qū)與華北克拉通東部的差異不大.此外我們將本文的頻散曲線同東非大裂谷西部的平均頻散（Adams et al.，2012）進行了比較（圖8），可以看到在給出的周期范圍內（除了＜22s），二者幾乎具有相同的特征形態(tài).即上述地區(qū)殼幔結構的主要差別在于地殼部分，而地幔部分則都表現(xiàn)為低速異常.據(jù)此我們推斷，蒙古中南部巖石圈在構造上應該屬于活躍區(qū)域.

4 結論

本文收集了2011年8月到2013年8月期間架設在蒙古中南部地區(qū)的69套寬頻帶地震儀記錄到的地震資料，運用小波變換頻時分析技術（Wu et al.，2009）提取了1893條雙臺間基階Rayleigh波相速度頻散曲線.利用Ditmar和Yanovskaya（1987），Yanovskaya和Ditmar（1990）提出的二維線性反演方法，首次重構了研究區(qū)10～80s周期內分辨率為0.5°×0.5°的相速度分布圖.由于本研究使用了布設在蒙古中部地區(qū)寬頻帶地震臺站采集的豐富的面波資料記錄，與以往的區(qū)域地震面波成像相比，本研究得到的Rayleigh波相速度頻散分布圖具有更高的分辨率，從而更好地揭示了研究區(qū)不同塊體的巖石圈速度及其橫向變化.

本文研究結果表明：（1）短周期內，研究區(qū)內的地震波速度同地表構造形態(tài)有直接關系.北部為杭愛—肯特山脈過渡帶，表現(xiàn)出高速異常；而中南部地區(qū)主要是戈壁沙漠地形，表現(xiàn)出低速異常；（2）穿過蒙古高原中部的兩條主要斷裂帶與研究區(qū)內速度異常格局具有很好的一致性，可能暗示兩條斷裂帶一直延伸至整個巖石圈；（3）在相速度分布圖上，中部戈壁地區(qū)始終顯示為低速異常，地質資料顯示該地區(qū)有大量新生代火山巖出露（IAVCEI，1973；Whitford－Stark，1987），我們認為該低速異常與新生代火山活動有關；（4）蒙古中南部地區(qū)的殼幔速度低于全球平均大陸值，并具有與遭受破壞的克拉通和典型大陸裂谷相似的Rayleigh波頻散特性，暗示蒙古中南部具有薄的、活躍的巖石圈構造.

致謝 感謝中蒙國際科技合作項目中所有參與數(shù)據(jù)采集、收集、處理工作的人員.兩位匿名審稿人提出的修改意見對于本文的提高具有很大幫助，在此表示感謝.

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