興蒙造山帶及鄰區地殼速度結構特征

王海燕， 李英康， 張晨光， 高銳， 侯賀晟， 李文輝，周毅， 常暢, 符偉， 龐永香， 崔濤

1 中國地質科學院地質研究所巖石圈中心, 北京 100037 2 自然資源實物地質資料中心, 河北燕郊 065201 3 自然資源部深地動力學重點實驗室, 北京 100037 4 中山大學地球科學和工程學院, 廣州 510275 5 中國地質科學院, 北京 100037 6 中國石油集團測井有限公司天津分公司, 天津 300280

0 引言

興蒙造山帶位于中亞造山帶東段，是古亞洲構造域的重要組成部分，北鄰西伯利亞板塊，南接華北板塊，在古亞洲洋閉合過程中，由西伯利亞板塊與華北板塊北緣碰撞拼合而成，具有十分復雜的多旋回發展過程(邵濟安等，1991)，其形成過程可分為大陸裂解、洋盆擴張、洋殼俯沖消減、強烈對接碰撞造山等階段.興蒙造山帶以其獨有的組成、形成演化特征以及現今的地表特征受到國內外學者關注.由于古亞洲洋、蒙古—鄂霍茨克洋的閉合和西太平洋板塊的俯沖作用，大量的巖石圈物質進入興蒙造山帶及鄰區的地幔之中，使之成為地球上俯沖物質最大的堆集區之一，形成的板內巖漿巖幾乎遍布整個東北亞地區.多板塊匯聚引發的強烈構造運動，在地表上形成了以逆沖推覆構造、巖漿噴發-侵入巖帶、變質核雜巖和伸展盆地為特征的盆-山構造地貌.這種地質構造格架和地貌的形成與深部結構、構造和物質運移密切相關，成為了解中亞造山帶深部狀態的關鍵地區.隨著對中亞造山帶構造演化和成礦作用研究的深入，在微陸塊拼合時代與屬性、蛇綠巖時代及構造背景、俯沖帶(超)高壓變質作用、增生雜巖解剖、區域變質-變形作用、洋中脊俯沖與地?；顒印r漿弧性質、板塊相互作用、增生造山的時空格架、大陸增生方式、增生成礦機制，以及蒙古—鄂霍茨克洋、西太平洋俯沖作用導致的構造疊加、改造等方面的研究取得了進展(葛肖虹和馬文璞，2007；葛肖虹等, 2009；Wilde，2015；Liu et al., 2017；韓江濤等, 2019a,b；Song et al., 2018；肖文交等，2019；李錦軼等，2019).而地球物理探測可以獲得深部證據，通過板塊俯沖形態、巖漿通道的形態、伸展、拆沉等深部結構信息，對深部過程進行約束.

20世紀地球物理學者開展的地學斷面研究及人工與天然地震探測研究(劉昌銓等，1991；盧造勛等，1993；傅維洲等，1998；王帥軍等，2007；嘉世旭等，2009；滕吉文等，2010；宋仲和等，1992；陳國英等，1995；陳凌等，2010；李明明和何玉梅，2011；李志偉等，2011；Zheng et al.,2017,2022;Ma et al.,2022; Yang et al.,2022 )確定了興蒙造山帶及鄰區的地殼基本結構：地殼分為3～5層，地殼平均速度為6.1～6.4 km·s-1，地殼厚度為29～40 km，Pn波速度為7.8～8.1 km·s-1.天然地震臺陣獲得了華北北緣—內蒙中亞造山帶的地殼、巖石圈S波速度結構和Pn波速度分布(宋仲和等，1992；陳國英等，1995；Zheng et al.，2007；Tang and Chen，2008；陳凌等，2010；李志偉等，2011).但上述不同研究給出的殼內分層速度差異較大，有些明顯偏離全球地殼的平均值.在近年的“深部探測項目”中，中國地質科學院地質研究所在興蒙造山帶完成了2條綜合地球物理剖面(“張家口—中蒙邊界”和“新巴虎左旗—齊齊哈爾”)探測工作，包括深地震反射剖面(Zhang et al., 2014；Hou et al., 2015)、深地震測深剖面(李英康等，2014a，b)和大地電磁測深剖面(Liang et al，2015；梁宏達等，2015，2016；韓江濤等，2019a，b)，獲得研究區地殼上地幔結構.西部SE-NW向的“張家口—中蒙邊界”深地震測深剖面的速度結構顯示：華北北緣—西伯利亞板塊之間，上地殼中存在明顯的高速度局部變化；中下地殼華北板塊速度大(6.3～6.7 km·s-1)，西伯利亞板塊北緣速度小(6.1～6.7 km·s-1)；沿線地殼厚度變化不大(40～42 km)，僅在華北北緣與西伯利亞板塊結合帶部位發現雙莫霍面，在西拉木倫河斷裂帶下方達到最深(～47 km)，認為其為板塊拼合位置(李英康等，2014a).北部近E-W向的“新巴虎左旗—齊齊哈爾” 深地震測深剖面獲得的速度結構顯示：大興安嶺盆山結構的總體特征為地殼厚度東薄西厚，最薄處位于松遼盆地(34.5～36.4 km)，最厚處部位于大興安嶺(～43.5 km)，最大相差約10 km；上地殼，大興安嶺的速度等值線急劇上隆，梯度變化大，兩側盆地的速度等值線近水平排列；而中、下地殼的界面形態起伏明顯變大；莫霍面、中地殼底面的速度等值線形態顯示東部的中、下地殼明顯向西插入，到達大興安嶺重力梯級帶的位置，推測西太平洋板塊西向俯沖的遠程效應達到了大興安嶺重力梯級帶一帶，引起附近殼幔結構和物質性質的變化(李英康等，2014b).

上述研究成果使得人們對研究區地下速度結構有了基本認識，但經過興蒙造山帶位置不同，揭示的地殼速度結構不同：在重力梯級帶位置北部剖面顯示中下地殼向西插入，而西部剖面所經過的重力梯級帶并沒有顯示；西部剖面顯示西拉木倫縫合帶位置出現雙重莫霍面且達到最深，那么西拉木倫縫合帶位置向東并不確定.不同位置的速度結構不同說明古亞洲洋的閉合和興蒙造山帶形成的復雜性.本文所用的“奈曼旗南—東烏旗北”深地震測深剖面位于北部“新巴虎左旗—齊齊哈爾”與西部“張家口—中蒙邊界”之間，通過對7個2000 kg的折射大炮資料進行數據預處理、震相識別、走時射線追蹤、理論地震圖計算等，獲得了研究區地殼上地幔速度結構，進一步研究興蒙造山帶的深部結構及不同構造單元的結構差異，為討論興蒙造山帶形成的過程提供依據.

1 研究方法

1.1 數據采集

奈曼旗南—東烏旗北深地震測深剖面近SE-NW向布設，南東起于內蒙古奈曼旗東南部(121.3°E，42.7°N)，橫穿松遼盆地西南端、南大興安嶺褶皺帶和二連盆地東北部，止于內蒙古東烏珠穆沁旗東北部(117.2°E，46.15°N)，測線全長520 km(圖1中黑線).為了有效提高地震資料的質量和地殼結構研究的可信度，野外施工中采用相對密集的炮點和觀測點，并遠離交通干擾進行數據采集.沿測線共設7個炮點(圖1中D1—D7)，采用爆炸震源深井組合的方式激發地震波，觀測點距為1～2 km，局部最大點距為3 km，構成追逐和相遇的觀測系統.沿測線布設200臺Smart Solo-3C三分量地震儀，形成地震波射線的密集多次覆蓋，獲得了較高質量的原始地震數據.炮點參數見表1.

表1 深地震測深炮點參數Table 1 Explosion position of the deep seismic sounding profile

1.2 震相識別

深地震測深原始地震資料經處理后，以最高8 Hz的頻率濾波、折合速度為6.0 km·s-1、-5～10 s的時窗，繪制了7炮折合地震記錄截面圖(見圖2和圖3)，為了使地震記錄截面圖清晰，進行了抽道處理.基于折合地震記錄截面圖，識別出6個震相：Pg震相為地殼淺層的回折波(初至波)，P2震相為上地殼底面的寬角反射波，P3震相為中地殼內的寬角反射波，P4震相為中地殼底面的寬角反射波，Pm震相為莫霍面(Moho)的寬角反射波和Pn為首波.圖2和圖3中的虛線為識別的震相位置.

圖1 研究區地質簡圖與深地震測深剖面位置圖(據李錦軼等，2019修改)Fig.1 Teconic map of the study area with location of the deep seismic sounding profile (modified from Li et al.(2019))

圖2 D2-炮的地震記錄、震相走時擬合(a)和射線追蹤(b)圖Fig.2 Seismic records with travel time fitting (a), and ray-tracing diagram (b) of D2 shot

圖3 D5-炮的地震記錄、震相走時擬合(a)和射線追蹤(b)圖Fig.3 Seismic records with travel time fitting (a), and ray-tracing diagram (b) of D5 shot

Pg震相：該震相追蹤距離越長、走時范圍越大，表明地殼頂層厚度越大，尾部時間越小，表明速度梯度越大，地殼頂層底部的速度越大.通常在0～90 km范圍內，可以有效追蹤、識別.由Pg波得到地殼表層速度為1.4～6.1 km·s-1.華北北緣南部速度為1.4～5.9 km·s-1，北部的速度為2.0～6.0 km·s-1；松遼—錫林浩特地塊南部和中部速度為2.7～6.0 km·s-1，北部速度為3.2～6.05 km·s-1；興安地塊南部速度為3.0～6.0 km·s-1，中部速度為2.2～6.05 km·s-1，北部速度為3.2～6.1 km·s-1.

P2震相：在近距離是續至波，60～80 km之后為初至波，可以有效追蹤識別，得到的上地殼底面至地表的平均速度為5.6～5.9 km·s-1.華北北緣地塊為5.58～5.6 km·s-1，松遼—錫林浩特地塊南端最小為5.52～5.56 km·s-1，向北逐漸增大為5.67～5.85 km·s-1，興安地塊南端為5.85～5.89 km·s-1，向北逐漸變為5.72～5.9 km·s-1.

P3震相：該震相在華北北緣和剖面中南部缺失.在近距離是續至波，80～120 km之后為初至波，可以有效追蹤、識別，得到的中地殼內界面至地表的平均速度為5.57～6.06 km·s-1.華北北緣地塊為5.67～5.72 km·s-1；松遼—錫林浩特地塊南部最小為5.57～5.86 km·s-1，中部該層缺失，松遼—錫林浩特地塊北端向北逐漸增大為5.85～5.91 km·s-1；興安地塊南部(二連盆地)為5.87～6.02 km·s-1，興安地塊北部為5.92～6.06 km·s-1.

P4震相：在近距離是續至波，110～150 km之后為初至波，可以有效追蹤、識別，得到的中地殼底面至地表的平均速度為5.83～6.15 km·s-1.華北北緣地塊為5.83～6.02 km·s-1；松遼—錫林浩特地塊南部(松遼盆地北部)為6.0～6.05 km·s-1，松遼—錫林浩特地塊北部為6.06～6.13 km·s-1；興安地塊南部(二連盆地)為6.10～6.15 km·s-1，興安地塊北部為6.08～6.15 km·s-1.

Pm震相：莫霍面(Moho)的寬角反射波，Pm震相的臨界反射位置在120～140 km左右.在距離70～90 km之后，直到300 km可以有效追蹤、識別，由Pm波獲得的地殼平均速度為6.12～6.32 km·s-1.華北北緣地塊為6.12～6.22 km·s-1；松遼—錫林浩特地塊南部為6.23～6.27 km·s-1，中部為6.28～6.32 km·s-1和北部為6.25～6.30 km·s-1；興安地塊南部(二連盆地)為6.27～6.30 km·s-1，興安地塊北部為6.23～6.28 km·s-1.

Pn波：在多炮(D1、D2、D4、D5、D6和D7)地震記錄中出現，臨界范圍為100～120 km，初至波為150～300 km.由Pn波得到的上地幔頂部速度為7.8～8.3 km·s-1.華北北緣地塊為7.9～8.2 km·s-1，松遼—錫林浩特地塊南部為7.8～8.1 km·s-1，北部為7.9～8.2 km·s-1，興安地塊為8.0～8.3 km·s-1(表2).各震相走時擬合均方根誤差見表3.

表2 各炮Pn震相的追蹤距離、視速度、可靠性和構造單元Table 2 The tracking distance, apparent velocity， reliability， and tectonic unit of Pn-waves

2 地殼速度結構

二維地殼速度結構是在折射震相識別和深反射特征約束的基礎上，以測線經過地形的最高點高程1500 m為零點，建立初始二維地殼模型.正演擬合計算采用基于地震波的漸近射線理論方法，對各炮拾取的到時進行擬合，通過不斷修改界面深度和層速度，逐步改進初始二維速度結構；并在同一個二維速度結構模型中，逐步完成7炮、每炮5～6個震相的地震波到時擬合，達到滿意的程度，以限制模型的多解性.圖4為炮集(7炮)的地震記錄走時擬合和全地殼射線覆蓋圖.射線追蹤正演擬合精度為時間誤差，多數小于0.05 s，最大不超過0.1 s.速度誤差控制在0.05 km·s-1之內，莫霍面深度誤差小于1 km.最終得到了全地殼速度結構(圖5b)，與前人結果相比(盧造勛等，1993)，在速度變化特征和Moho形態上存在明顯差異.

表3 地震波震相走時擬合均方根誤差統計表Table 3 The travel-time-root-mean-squre fitting error of the seismic phases

圖4 炮集的地震記錄走時擬合(a)和全地殼射線覆蓋(b)，圖中Pn( )為Pn波到時Fig.4 Seismic travel time fitting (a) and ray coverage for the model (b). Pn ( ) is the arrival time of Pn wave

傳統觀點認為上地殼底部存在低速層(Gutenberg，1955；Landisman and Mueller，1966；Giese et al.，1971).由于這個原因，以往的一些地殼結構中，包含了“低速層結構”，但未給出判斷標志(Giese et al.，1971；Yu et al.，2002).由于本剖面的7炮地震記錄中，寬角反射震相走時曲線不存在低速層的特征.因此，在速度結構剖面中沒有低速層結構(圖5b).

該剖面跨過3個地質構造單元，分別為華北地塊北緣、松遼—錫林浩特地塊和興安地塊，分界線為索倫—西拉木倫—延吉(SCS)和二連—賀根山—黑河縫合帶(HHS).

圖5b表明，地殼速度結構分為4～5層組成，因在華北北緣和松遼—錫林浩特地塊中部(大興安嶺中部)P3震相缺失，變為4層.第1個界面為Pg波終止位置界面，其下4個界面，分別是P2、P3、P4、Pm震相的反射界面.為了清楚地顯示淺部盆-山結構的速度分布特征，把Pg波終止位置界面之上的地殼淺部速度結構分離出來，見圖6.

2.1 上地殼速度結構

上地殼速度結構分為2層：

第1層的底面為Pg波終止的界面，推測其為基底的界面，起伏劇烈，深度為7.1～10.8 km，松遼盆地中部最深約11 km，二連盆地較淺為7.5～8.7 km.地殼頂層的層速度為1.5～6.3 km·s-1.底部最大層速度6.3 km·s-1出現在大興安嶺火山—巖漿巖區的中南部和二連盆地的南部(圖6b).松遼盆地平均深度約6.5 km，在松遼盆地和大興安嶺前緣之間出現一個橫向寬度10～30 km，下插到深度約10 km的上高、下低的速度突變帶.二連盆地的低速度帶埋深約7 km.

華北北緣地塊：界面邊部略有抬升，深度為8.0～8.2 km，中間下凹，深度10.0～10.8 km，呈凹陷形態；南部層速度為2.1～5.85 km·s-1，北部層速度最小為1.5～5.9 km·s-1.松遼—錫林浩特地塊：南部松遼盆地北邊界—大興安嶺山前區域，層速度增大為2.3～6.2 km·s-1，深度為8.1～10.2 km，呈凹陷形態，速度等值線變化明顯，速度增大，出現南東梯級帶向東南傾，北西梯級帶向北西傾的形態，深度8.2～10.2 km；中部界面起伏劇烈，層速度繼續增大為2.7～6.3 km·s-1，深度為8.4～10.0 km，南側的速度等值線梯級帶向北西傾斜；北部界面起伏劇烈，深度為7.9～9.5 km，層速度頂部增大，下部減小變為3.3～6.15 km·s-1.二連盆地：層速度增大為3.6～6.3 km·s-1，深度為7.5～8.5 km ，盆地南北兩側等值線梯級帶明顯；興安地塊：南部層速度為2.4～6.1 km·s-1，深度為7.5～9.1 km，速度等值線梯級帶向北西傾斜；北部層速度減小為3.0～6.2 km·s-1，深度從7.6 km向西北快速加深到10.6 km，然后上升到7.1 km(圖6b).

圖5 全地殼速度結構 (a) 高程、地質構造分區、斷裂、炮點位置； (b) 地殼速度結構(圖中數字代表速度,單位為 km·s-1).Fig.5 Crustal velocity structure (a) Elevation, geological tectonics, faults, shots; (b) Crustal velocity structure (the numbers represents velocities with unit of km·s-1).

圖6 上地殼速度結構 (a) 高程、地質構造分區、斷裂、炮點位置； (b) Pg波射線覆蓋； (c) 地殼淺部速度結構(數字單位為 km·s-1).Fig.6 Upper crustal velocity structure (a) Elevation, geological tectonics, faults, shots location； (b) Ray coverage of Pg waves; (c) Upper crust velocity structure (the unit of number is km·s-1).

第2層的底面是上地殼底面，層速度為5.9～6.4 km·s-1，速度等值線起伏明顯(圖5b).華北北緣地塊：層速度為5.9～6.3 km·s-1，界面向NW傾斜，深度從14.8加深到20.3 km，再上升至12.8 km.松遼—錫林浩特地塊：南部層速度偏小，為6.0～6.3 km·s-1；中部界面向SE傾斜，層速度為6.2～6.3 km·s-1，深度為13.9～16.9 km；北部層速度偏大，為6.25～6.35 km·s-1，北部界面向NW傾斜，深度為14.9～17.1 km.賀根山縫合帶之下速度明顯減小.興安地塊：南部界面深度從～16.9向NW傾斜至～19.1 km，層速度為6.2～6.3 km·s-1；北部界面呈現中間凹、兩邊升的形態，北端界面深度從～14.8向SE傾斜至～19.1 km，層速度為6.0～6.25 km·s-1.

2.2 中地殼速度結構

中地殼速度結構分為2層：

第1層是中地殼上層，在華北北緣地塊南部(橫向距離范圍10～60 km)和松遼—錫林浩特地塊中部(橫向距離范圍196～244 km)消失(圖5b).松遼—錫林浩特地塊：南部界面形態與上地殼底面相似，向SE傾斜，深度為14.0～22.4 km，層速度為6.35～6.45 km·s-1；該層在中部缺失；北部界面向NW傾斜，深度為16.9～25.8 km，層速度為6.30～6.42 km·s-1，賀根山縫合帶之下速度明顯減小.興安地塊：南部界面平緩，深度為24.7～25.8 km，層速度偏大，約為6.35～6.43 km·s-1；北端層速度減小為6.30～6.43 km·s-1，北端界面向SE傾斜，深度為19.1～25.8 km，層速度增大為6.30～6.42 km·s-1.

第2層是中地殼的下層，中地殼底面在南部起伏劇烈且下凹，中-北部相對平緩，深度22.8～33.2 km，層速度為6.35～6.55 km·s-1(圖5b).華北北緣地塊：中地殼底面深度從南部最淺為22.8 km加深到33.1 km，層速度為6.35～6.55 km·s-1.松遼—錫林浩特地塊：嫩江斷裂(F1)—大興安嶺主脊斷裂(F2)山前，界面向SE傾、上凸，深度為26.2 km～33.1 km，嫩江斷裂(F1)西側最深為33.1 km，速度等值線上隆，層速度為6.45～6.62 km·s-1，深度減小到26.3 km；北部界面向NW微傾，深度為28.2～31.8 km，速度等值線下凹，層速度為6.4～6.55 km·s-1.興安地塊：中地殼上層厚、下層略薄，底面深度為27.9～32.1 km，層速度為6.43～6.55 km·s-1，在北端的界面最深為31.2～32.1 km，然后抬升到27,9 km，層速度減小到6.37～6.5 km·s-1.

2.3 下地殼速度結構

下地殼的底面為莫霍面(Moho)，深度為36.1～42.5 km，層速度為6.58～6.8 km·s-1(圖5b).華北北緣地塊：莫霍面向NW微傾，深度為36.1～41.1 km，層速度為6.7～6.75 km·s-1.松遼—錫林浩特地塊：南部西拉木倫縫合帶—大興安嶺主脊斷裂(F2)，莫霍面起伏劇烈，深度范圍為37.6～41.3 km，層速度減小為6.58～6.78 km·s-1；北部莫霍面變化平緩，深度范圍40.8～42.2 km，層速度相對均勻，為6.75～6.8 km·s-1.興安地塊：莫霍面起伏變化明顯，呈逐漸向NW抬升的趨勢，深度范圍為37.8～40.7 km，層速度為6.75～6.8 km·s-1.

2.4 上地幔頂部速度結構

基于測線上D1—D7炮地震記錄中的Pn波，正、反演獲得沿線上地幔頂部的Pn速度，反演結果見表2.正演結果表明：莫霍面之下的上地幔頂部Pn速度為7.8～8.1 km·s-1(圖5b).華北北緣地塊：Pn速度為7.85～8.0 km·s-1.松遼—錫林浩特地塊：南部松遼盆地—大興安嶺峰前Pn速度最小，為7.8～8.0 km·s-1，北部大興安嶺的Pn速度最大，為8.05～8.1 km·s-1.興安地塊：Pn速度為7.9～8.0 km·s-1.

2.5 主要斷裂帶速度結構

根據地殼速度結構(圖5b和圖6b)可知，主要斷裂帶均處于地震波速度變化的梯度帶上.

索倫—西拉木倫斷裂帶(SCS)處于地震波速度由大變小的等值線梯度帶上，在中-上地殼(0～26 km)速度等值線形成上隆區，而殼內界面向下彎曲，莫霍面向上抬升.上地殼的底面在西拉木倫縫合帶(SCS)之下達到最淺，約為13 km.

嫩江斷裂帶(F1)在中-上地殼處于地震波速度增大的等值線梯度帶上，中地殼底界面向下彎曲，在該斷裂下部，其埋深最大，約為15.8 km.

大興安嶺主脊斷裂帶(F2)處于地殼內相對的高速度帶上，上地殼速度等值線向上凸起，變化劇烈.嫩江斷裂帶(F1)—大興安嶺主脊斷裂帶(F2)之間，以大興安嶺隆升前沿(剖面距離約150 km)為界，其南側殼內界面向下彎曲，地殼速度比兩側明顯減小，速度等值線向下彎曲，并隨深度的增加，彎度逐漸增大，與嫩江斷裂(F1)下部的上隆區差異顯著.北部的大興安嶺區，殼內界面和速度等值線上隆或向北傾斜.

達青牧場斷裂帶(F3)處于速度等值線劇烈變化的梯級帶上.在達清牧場斷裂帶(F3)—賀根山縫合帶(HHS)之間，上地殼(10～20 km)速度等值線起伏劇烈，北部的速度等值線向下劇烈彎曲，中-下地殼(20～2 km)速度相對均勻，等值線形態起伏較小.

賀根山縫合帶(HHS)處在地殼速度變化分界的位置，HHS以北，相對于南側，速度等值線變化平緩，上地殼(10～20 km)下部速度等值線起伏明顯，中地殼速度等值線在局部向下彎曲，下地殼局部存在上隆的高速區，造成等值線存在起伏變化.

3 討論

已有的地質與地球物理研究結果表明(朱德豐等，2007；許文良等，2013；吳根耀等，2014；Zhang et al.，2014)，侏羅世之前，由于古亞洲洋、蒙古—鄂霍茨克洋閉合等多板塊的匯聚和擠壓作用，導致興蒙造山帶及其鄰區的地殼整體縮短、加厚，并在南、北邊緣形成了逆沖推覆構造、燕山—陰山造山帶和蒙古—鄂霍茨克造山帶，但未造成大興安嶺隆起，所以現今的殼幔結構應該是侏羅世之后形成的.侏羅—白堊世大興安嶺地區隆升造山，其火山活動在早白堊世達到峰期(張興洲等，2015；唐杰等，2018；許文良等，2019).這期伸展作用使大興安嶺隆升，標志著興蒙造山帶及鄰區進入了現今殼幔結構的再造時期.

晚白堊世以來，興蒙造山帶在西太平洋板塊俯沖、后退、弧后擴張及西伯利亞板塊的阻擋作用下(Northrup et al, 1995；周建波等，2009，2016；包漢勇等，2013；葛肖虹等，2014；孫明道，2016)，中地殼-下地殼上部呈現地殼褶皺、縮短的速度等值線形態.HHS以北的逆沖帶始于下地殼上部，以陡傾界面和速度等值線組合插入上地幔；在F2和HHS之間，中下地殼強烈褶皺，界面向NW傾斜，速度等值線劇烈起伏，向下逆沖，在受到北部地塊的阻擋后，逆沖傾角逐漸變陡，導致強大的擠壓應力在大興安嶺的地殼內集中，使得大興安嶺山體快速隆升；SCS和F2之間，發育強烈的擠壓構造變形，上地殼向大興安嶺方向逆沖推覆，中地殼縮短、褶皺，嫩江斷裂(F1)兩側的地震界面和速度等值線上隆，殼內介質向大興安嶺方向逆沖推覆，下地殼和上地幔沿莫霍面拆離.莫霍面之上的下地殼上部形成向NW方向逆沖的弧形構造，靠近莫霍面兩側的殼幔物質向地殼內逆沖，導致大興安嶺東南部隆升和強烈的區域擠壓構造變形，形成了現今興蒙造山帶及鄰區的構造格局.

總之，在侏羅紀之后發生的強烈區域性擠壓和伸展-巖漿作用，造就了興蒙造山帶及鄰區現今的殼幔結構復雜，逆沖、滑脫和剪切帶結構發育.地殼介質極不均勻，地震界面和速度等值線的強烈變形，具有自北向南逐漸增強的特征，可能與中生代-新生代多期的強烈伸展、巖漿作用和擠壓作用有關.

4 結論

圖5b和圖6b顯示研究區地震波速度變化明顯，速度等值線起伏劇烈，形成高速、低速間的梯度帶形態，多與地殼分層界面的起伏變化對應.在地表高程圖5a 與速度等值線圖5b 對比后，發現地表的山峰位置，均與上中地殼速度等值線上隆的位置相對應.根據上地殼和全地殼速度結構，得出以下幾點認識：

(1)研究區地殼平均速度為6.15～6.3 km·s-1，Pn波速度為7.8～8.2 km·s-1.

(2)研究區地殼厚度范圍為36.1～42.2 km.Moho為地殼和上地幔的分界面，Moho之上速度≤6.8 km·s-1，界面之下速度為7.8～8.1 km·s-1.根據Moho的埋深和起伏形態，揭示出研究區不同構造單元地殼厚度也不同：華北地塊北緣地殼厚度為36.1～41.1 km；松遼—錫林浩特地塊地殼厚度為37.6～42.2 km；興安地塊地殼厚度為37.8～40.7 km.對應地表高程，在大興安嶺主峰位置，Moho最深42.2 km，說明在大興安嶺位置存在山根.

(3)研究區地殼內未發現洋殼物質.深地震測深反演結果顯示，研究區上地殼層速度為1.5～6.4 km·s-1，中地殼層速度為6.3～6.55 km·s-1，下地殼速度為6.58～6.8km.通常認為基性的洋殼層速度在6.9～7.2 km·s-1范圍內，因此根據速度結構，認為在該區地殼內不存在洋殼物質.

(4)主要斷裂帶均處于速度等值線變化劇烈的梯度帶上，西拉木倫縫合帶(SCS)和賀根山縫合帶(HHS)之間殼內速度等值線起伏變化最大，HHS以北速度變化最小.

(5)深地震探測的地殼上地幔速度結構顯示具有明顯的橫向分區和縱向分層的特點：縱向上分為速度變化平緩的上地殼、速度等值線起伏劇烈的中地殼和下地殼，以及速度均勻的上地幔蓋層；橫向上，華北地塊北緣和興安地塊速度結構變化相對平緩，松遼—錫林浩特地塊地殼速度等值線起伏劇烈.

(6)在侏羅紀之后發生的強烈區域性擠壓和伸展-巖漿作用，造就了興蒙造山帶及鄰區現今的殼幔結構復雜，逆沖、滑脫和剪切帶結構發育.地殼介質極不均勻，地震界面和速度等值線的強烈變形，具有自北向南逐漸增強的特征，可能與中生代-新生代多期的強烈伸展、巖漿作用和擠壓作用有關.