华北克拉通北缘（怀来—苏尼特右旗）地壳结构

2014-12-12李文辉高锐KellerRandy李秋生侯贺晟李英康张世红

地球物理学报 2014年2期

关键词：克拉通层析成像走时

李文辉，高锐＊，Keller Randy，李秋生，侯贺晟，李英康，张世红

1 国土资源部深部探测与地球动力学重点实验室（建），北京 100037

2 中国地质科学院地质研究所，北京 100037

3 俄克拉荷马大学，诺曼，俄克拉荷马州，美国 73019

4 国土资源实物地质资料中心，河北燕郊 065201

5 中国地质大学（北京），北京 100083

1 引言

华北克拉通（NCC）是全球最古老的克拉通之一，自古元古晚期克拉通化至早中生代一直保持稳定状态.燕山期，华北克拉通北缘形成了著名的陆内造山带，即阴山—燕山带.中生代中晚期以来，在太平洋俯冲作用影响下华北克拉通东部岩石圈遭受了大规模破坏（朱日祥，2007；朱日祥等，2011）.北临华北克拉通并与西伯利亚克拉通、塔里木地块相接的中亚造山带（CAOB）是世界上最宽阔的增生造山带，主要由增生杂岩及岩浆岩组成.显生宙期间，中亚造山带先后经历了古亚洲洋俯冲闭合、陆陆汇聚及碰撞后伸展等地质过程（Xiao et al.，2003，2004，2009；Yakubchuk，2004；Sengor et al.，1993；Jahn，2004）.悠久的构造演化进程使华北克拉通北缘及中亚造山带南部地区同时记录了陆缘、陆间、陆内三种不同类型的造山过程（崔盛芹，1999），因此成为研究大陆造山及造山后伸展作用的理想场所，吸引了国内外学者的广泛关注.过去几十年，地质学家们在该区域做了诸多卓有成效的工作，并提出了多种构造演化模型.然而由于物质组成复杂、演化历史久远，目前对一些重要的地质问题仍存在争议.例如：古亚洲洋最终闭合的时限和缝合带的空间展布，岛弧和增生体的属性及其相应的俯冲极性，阴山—燕山带的陆内造山机制，区域性伸展对地壳深部结构的改造等等.过去对于这些问题的认识，主要来自于地表构造及岩石地球化学研究.同时由于该区域被大面积戈壁和草原覆盖，研究价值较高的出露岩体有限，因此亟待深部地球物理观测提供证据和约束.

2009年 12月，在 SinoProbe－02和 US NSF PRIE项目资助下，中国地质科学院地质研究所与美国俄克拉荷马大学合作在该区实施了深地震反射、三分量反射及宽角反射与折射联合探测实验（简称SinoProbe－02华北联合地震探测实验）.该实验试图利用人工源地震探测技术从深部构造形态和物质组成的角度探讨和研究华北克拉通北缘及邻区的地球动力学演化问题.地震测线由南至北依次经怀来、宣化、张家口、张北、化德、镶黄旗，到达苏尼特右旗，总长约450km.本文对联合探测实验采集的8个宽角反射与折射500～1500kg的大炮资料进行了分析、处理和解释.经过数据预处理、震相识别、层析成像、走时射线追踪、理论地震图计算及模型结果评价等步骤获得了研究区地壳上部层析成像速度结构和全地壳二维P波速度结构，为研究华北克拉通北缘及中亚造山带地壳演化的深部过程提供了新的依据.

2 区域构造背景及前人地球物理工作

SinoProbe－02华北联合地震探测实验剖面跨过华北北缘和中亚造山带南部.其中华北北缘可进一步划分为阴山燕山带和内蒙地轴两个次级构造单元（Zhang et al.，2007）.索伦缝合带以南赤峰—白云鄂博断裂以北的区域又被称为中亚造山带南部带（Jian et al.，2008），可分为白乃庙弧、温都尔庙增生杂岩带两个次级构造单元（Xiao et al.，2003）（图1）.

华北克拉通自1.8Ga形成至古生代，一直保持相对稳定状态.华北克拉通北缘地区以尚义—古北口—平泉断裂为界可分为燕山—阴山造山带和内蒙地轴（或内蒙古隆起）两个次级构造单元.燕山造山带位于华北克拉通内部，地理上从河北省西北部向东延伸到辽宁西部，长约700km.侏罗纪—白垩纪之前，这一区域在华北克拉通前寒武结晶基底上发育中元古—古生代沉积盖层.燕山运动期间，华北北缘经历了强烈的构造变形、岩浆与火山活动及同造山沉积作用（宋鸿林，1999）.由于其远离任何一个同时代的板块边界而被认为是典型的陆内造山带（张长厚，1999）.内蒙地轴（又称内蒙古隆起）以早前寒武结晶基底与侏罗—白垩世火山沉积不整合相交为主要特征，曾在晚石炭—早侏罗期经历了大规模的剥蚀事件（Zhang et al.，2007；赵越等，2010）.根据花岗岩研究的证据，Zhang等（2007）推测内蒙地轴可能为古亚洲洋向南俯冲的主动大陆边缘.

白乃庙弧位于赤峰—白云鄂博断裂带与西拉木伦断裂之间，由钙碱性拉斑玄武岩、长英质火山岩、碱性玄武岩、火山角砾岩、集块岩、凝灰岩、花岗闪长岩、花岗岩等组成，同位素测年结果显示其形成于早奥陶至晚志留系（Xiao et al.，2003）.多数学者认为该带为中奥陶—早志留期的岛弧（Tang，1990），也有学者分析认为是向南俯冲的大陆边缘（Xiao et al.，2003）.白乃庙弧以北为温都尔庙杂岩带，主要由蛇绿岩、增生杂岩和高压变质带组成.由于该区岩石组成复杂，且经过了较长时间的增生历史，对其构造属性存在多种不同的认识.

图1 华北克拉通北缘及邻区大地构造简图（Xiao et al.，2003）图中灰色实线分别为：1柏各庄—正蓝旗剖面，2昌黎—达来诺尔剖面，3响水—满都拉剖面，4东沟—东乌珠穆沁旗剖面.Fig.1 Tectonic map of the north margin of the North China Craton（NCC）and adjacent area（Xiao et al.，2003）Previous seismic profiles recorded in the region are shown by grey lines：1Bogezhuang－Xulun Hot Qi，2Changli－Dalainuoer profile，3Xiangshui－Mandula transect，4Donggou－East Ujimqin transect.

索伦缝合带西起索伦山蛇绿岩带，被认为是晚古生代古亚洲洋最终闭合的位置.由于索伦山以东蛇绿岩分布广泛导致对于缝合带如何向东延伸及大洋闭合的时间有多种认识.部分研究者认为索伦缝合带向东延伸至贺根山（Tang，1990；Hus et al.，1991；Chen et al.，2000），Xiao等（2003）认为向东经过林西北部地区，也有人认为应延向西拉木伦河（Jian et al.，2008；Li，2006；王玉静和樊志永，1997）.同理，对古亚洲洋最终关闭的时限则从晚志留至三叠也有多种不同认识（Xiao et al.，2003；Sengor et al.，1993；Hus et al.，1991；Li，2006；Hong et al.，1995）.

该区地球物理深部探测资料总体较少.20世纪80年代，在华北地区实施的大量深地震测深探测剖面中，柏各庄—正蓝旗、昌黎—达莱诺尔两条剖面穿过了燕山造山带中部（图1中剖面1、2）.其结果显示燕山中地壳存在低速层，具有“三明治”结构特征（刘昌铨和嘉世旭，1986；李秋生等，2008）.另外两条地学断面：响水—满都拉和东沟—东乌珠穆沁旗剖面分别穿过中亚造山带的东部和中部（图1中剖面3、4），其结果显示中亚造山带东部地壳厚度在37～40km之间，中部在43～50km之间（卢造勋和夏怀宽，1993；马杏垣等，1991）.这两条断面相距约800km，SinoProbe－02华北联合地震探测实验剖面位于两条大断面中间.

3 数据采集与震相识别

图2 观测系统Fig.2 Geometry

SinoProbe－02华北联合地震实验－宽角反射与折射剖面全长453km，由8个炸药震源激发，药量500～1500kg，采用多井组合爆破激发，单井井深40～50m.实验使用300套Texan（Reftek125）单分量地震采集器轮流放置进行接收，检波器频率4.5Hz，采样率100Hz，台站间距1～1.5km（Li et al.，2013）.野外接收排列长度均大于300km，观测系统见图3，其中Shot 1近偏移距为50km.

本次试验总体获得了高质量的数据，但测线南端靠近北京部分由于交通及工业干扰很大，资料信噪比较低.交互式震相拾取软件Zplot被用于进行原始单炮数据道剔除、自动增益控制、带通滤波（1～10Hz）、速度折合及震相拾取（Zelt，1994）.经仔细分析对比，共识别出沉积层及基底折射波（Pg）、壳内反射波（Pcp，Plp）、Moho反射波（Pmp）及来自上地幔顶部折射波Pn等5种震相.

图3 Shot 1单炮记录及震相折合速度6.0km／s，带通滤波1～10Hz，图中Pg为来自沉积层回折波及基底的首波，Pcp为来自上地壳底界面的反射波，Plp为来自中地壳底界面的反射波，Pmp为来自Moho界面的反射波，Pn为来自上地幔顶部的折射波.Fig.3 Trace normalized record section for Shot 1A band pass filter（1～10Hz）was applied，and the reduced velocity is 6.0km／s.Pg refraction from uppermost crust.PcP reflection from mid－crustal discontinuity，Plp reflection from discontinuity in the lower crust，Pmp reflection from the Moho，Pn refraction from the Moho.

单炮记录显示剖面北端索伦缝合带及温都尔庙杂岩带内激发效果好（Shot 1、Shot 2）.其中Pg震相视速度～5.9km／s，最远可追踪至～120km.Shot 1和Shot 2记录中来自Moho的反射波能量强，延续范围90～280km.区内Pn震相并不显著，只在Shot 1分辨出较弱的Pn，视速度～8.0km／s.另外在80～160km内两组壳内反射信息被追踪（Pcp、Plp）.图3为Shot 1原始单炮数据集及震相识别结果.

Shot 3及Shot 4记录震相形态上非常相似，其Pg震相视速度较高，～6.05km／s，可延续至90km.值得注意的是，这两炮Pcp及Plp能量较强，而PmP震相能量较Shot 1和Shot 2弱，可在110～170km内清晰识别.

Shot 5、Shot 6、Shot 7位于赤峰—白云鄂博断裂以南，信噪比较高.在Shot 6单炮记录（图4）显示左支Pg可在0～110km内识别，右支则可追踪至～60km，视速度～5.90km／s.PmP震相追踪范围80～200km，视速度～7.10km／s.壳内反射波组Pcp和Plp在三炮均可被识别，然而Plp震相仅出现在各炮集的左支.另外，Shot 6左支可拾取到少量Pn震相，其视速度～8.10km／s.位于侧线南端的Shot 8激发药量为1.5t，然而其激发效果较差，资料信噪比低，只有少量能量较强的Pg和Pmp被拾取，这可能是由于炮点位于巨厚黄土沉积层内导致能量吸收强烈.

图4 Shot 6单炮记录及震相（参数与图3相同）Fig.4 Trace normalized record section for Shot 6 （Phases labeled and other explanations as in Fig.3）

4 上地壳初至层析成像

地壳上部结构信息对于了解研究区浅部地壳变形特征、断裂空间展布、基底形态和深浅构造关系具有重要意义.对大药量激发获得的远距离一次波折射信号进行层析成像是获取地壳上部精细速度结构的最有效手段.1992年，Hole改进了Viadale（1990）有限差分地震层析成像算法，使其适用于各种速度变化剧烈的三维介质（Viadale，1990；Hole，1992）.性能的改善和效率的大大提高使之成为一种经典的初至走时层析成像方法.该方法使用矩形网格剖分实现模型参数化，通过程函方程的有限差分算子计算获得地震波从震源到所有网格点的走时，进而计算走时场中最陡走时梯度，确定射线路径，实现模型正演计算.在此基础上，通过对走时扰动和慢度扰动进行线性化处理，并利用简单反投影方法迭代反演节点上的速度值.本文使用Hole有限差分层析成像算法对503个Pg震相走时数据进行成像，迭代过程采用由粗至细的变网格尺度及平滑参数的策略.初始一维模型参考了前人在周边区域的深地震测深结果（图5b），经过12次迭代反演，走时均方根误差降至0.0947s，接近拾取误差估计值，良好收敛（图5a）.

图5 层析成像迭代反演收敛曲线（a）及一维初始速度模型（b）Fig.5 Convergent curve of iterative inversions（a）and 1Dinitial velocity model（b）

研究区上地壳初至层析成像速度结构如图6所示，浅层速度总体呈中部高两侧低的特点.其中，白乃庙弧附近（Shot 4）的高速体对应地表花岗岩出露区.在深地震反射剖面中，该段浅层则呈透明反射特征，推测其为晚古生代－中生代伴随古亚洲洋闭合及后期伸展过程中岩浆活动的深部响应.白乃庙弧以北的温都尔庙杂岩带和索伦缝合带内低速沉积层（＜5.7km／s）则具有一定厚度，其物质组成可能是大洋闭合残留的沉积和混杂岩以及新生代浅表沉积物.华北克拉通北缘一侧仅在南端阴山—燕山带内出现明显沉积层，基底厚度～4km.内蒙地轴下方速度总体较高，浅层高速体与较薄的沉积层相间出现，反映了晚古生代至中生代中期经历大规模抬升、剥蚀事件的结果.

5 全地壳二维P波速度结构

与深地震反射方法通过多次叠加获取地壳内部精细结构相比，宽角反射与折射对地壳速度成像具有特殊的勘探学意义.除利用初至波层析成像得到地壳上部速度结构外，还可对过临界角反射续至波及折射波等震相通过射线追踪和动力学模拟来获取全地壳速度结构.而宽角反射与折射方法得到的壳内速度为射线速度，与近垂直反射地震通过速度分析或速度谱方法得到的等效速度（如叠加速度）相比更接近岩层真实速度（姚姚，2007）.在传统射线追踪正演算法（如：Seis81、Seis83等）基础上，Zelt和Smith（1992）提出的二维射线反演算法（Rayinvr）不仅能够实现模型参数自动反演，而且提供了较好的模型参数估计手段，从而提高了解释的效率和可信度.该算法使用深度节点刻画模型界面，并与依附在界面上的速度节点共同将模型空间剖分为不规则梯形，实现模型参数化.正演模拟是在一定误差控制下，利用龙格库塔法通过调整射线步长和出射角求解二维射线追踪方程.反演则是在计算走时相对速度和深度节点的偏微分基础上，采用阻尼最小二乘迭代反演确定深度和速度节点值.除此之外，该算法分别通过分辨率矩阵、理论走时和拾取走时的拟合效果，及其扰动模型参数、不同初始模型的反演结果估计解的分辨率、不确定度及非唯一性（Zelt和Smith，1992）.

因此，本文采用二维射线反演算法对全地壳的宽角反射及折射震相进行走时正演及反演计算，并使用Vmed软件进行模型建立和编辑（Zelt，2004）.初始模型的建立综合考虑了同测线深地震反射剖面的反射特征和前人在周边区域的深地震测深探测成果.速度结构成像按“剥皮”法从上到下依层进行，首先按照试错法对走时进行正演计算，当误差达到一定范围时，进行深度及速度节点阻尼最小二乘反演，采用的速度节点阻尼参数为0.1km／s，深度节点阻尼参数为1km.图7为Shot 5单炮记录、射线追踪结果及拟合结果示例.图8为得到的最终速度结构模型.

Pg初至走时波是来自沉积层的回折波及结晶基底的折射波.计算过程中，深地震反射单炮近炮点直达波速度测量成果被用于约束近地表低速层速度.在正演基础上经过5次迭代反演，理论走时与拾取走时很好拟合，均方根误差达到0.096s.上地壳速度成像显示测线中部120～340km范围地表低速层厚度较薄，分布在200～1000m之间，而且低速层以下区域速度相对较高，达到5.97～6.28 km／s.剖面两端新生代沉积层厚度在1～2km之间，速度为2.50～3.50km／s.相应结晶地壳基底约为4～5km，速度5.60～6.00km／s.另外测线北段Shot 1和Shot 2初至波局部有较明显走时滞后，这可能与沙漠区松散低速沙层有关.射线追踪反演与层析成像两种方法得到的地壳上部速度结构总体吻合，而且基于小尺度网格剖分的层析算法得到的速度变化特征更为精细.

来自壳内的反射震相Pcp被定义为上地壳与中地壳的分界，该震相共拾取225个走时数据，经3次迭代反演获得该层的深度及速度分布.研究区上地壳的厚度～19km，速度在6.14～6.50km／s之间.最浅的部分出现在测线距离50～100km及190～260km之间，并具有相对较高的速度.Plp震相为来自下地壳顶界的反射波，该震相大部分分布在测线中北部.经正反演计算其均方根误差为0.143s.结果显示其深度在22～28km之间，总体变化平缓.除在测线距离140～180km呈低速特征外，中地壳没有大范围的低速体存在.

图6 上地壳初至层析成像结果Fig.6 Upper crustal velocity model derived from first arrival tomography

图7 （a）Shot 5单炮记录及震相；（b）Rayinvr射线追踪结果；（c）理论计算走时与拾取走时拟合图Fig.7 （a）Trace normalized record section for Shot 5；（b）Ray diagrams for the phases modeled；（c）Picks and theoretical travel times calculated for the model derived using the Rayinvr inversion method

由于本剖面所有单炮均追踪到来自Moho的反射波，因此共有470个Pmp震相走时数据.经正演及多次反演计算，理论走时与拾取走时的均方根误差接近0.12s，拟合良好.射线追踪结果显示研究区Moho深度在39.5～46.5km之间，最深的部分出现在测线距离250～360km的燕山造山带南缘部分，而其他区域地壳厚度变化平缓～42km.Moho以上的下地壳底部速度总体在6.65～7.00km／s之间变化，其中中部速度较低，两侧稍高.Pn震相是来自上地幔顶部的折射波及首波，由于Pn震相能量远小于Pmp，而且其生成与下地壳底部的速度梯度及Moho面的复杂程度有关，尤其是造山带中的Pn震相一般较难获得.本次实验只有Shot 1和Shot 6拾取到少量Pn走时，拟合结果显示测线北段上地幔顶部速度～8.00km／s，南侧略高，约为8.10km／s.

模型误差及精度估计包括走时拟合误差、射线覆盖及分辨率估计.SinoProbe－02华北联合地震实验－宽角反射与折射剖面共1439个走时数据参与模型正反演计算，理论走时与拾取走时的平均均方根误差为0.113s，接近拾取误差.模型射线覆盖情况如图9所示，由于炮点及检波点较密集，剖面射线覆盖状况较好.除此之外，采用了Tramp地震动力学正演模拟算法进行了合成记录计算，并通过与实际记录比较来约束层间速度梯度.Rayinvr算法除了能够实现二范数下深度节点和速度节点的自动反演拟合外，另一个特点是能够提供良好的模型估计.图10为分辨率矩阵对角线值对应的节点的分辨率估计值（Zelt和Smith，1992）.理想状态下，节点分辨率估计值为1，一般认为分辨率估计值达到0.5以上即为良好分辨（Zelt，1999）.

图9 射线覆盖图（Pg震相：黄色；Pcp震相：粉色；Plp震相：淡蓝色；Pmp震相：绿色；Pn震相：紫色）Fig.9 Ray coverage for the final model for the Pg phase（yellow），Pcp phase（pink），Plp phase（light blue），Pmp（green）and Pn phases（purple）

图10 模型节点分辨率估计（图中灰色正方形代表界面深度节点，黑色三角形代表速度节点，正方形和三角形的大小反映分辨率的高低）Fig.10 Resolution diagram for the model.The resolution of the boundary nodes is indicated by squares，and the resolution of the velocity points are indicated by triangles.The size of the nodes represents the value of the corresponding diagonal element of the resolution matrix

6 认识与讨论

二维P波地壳速度结构显示中亚造山带南部地壳厚度～40km，变化平缓，小于由全球深地震测深数据统计出的造山带地壳平均厚度46km（Christensen et al.，1995）.同测线深地震反射剖面得到的莫霍反射出现在双程走时～14s，总体同样较为平缓.童英等（2010）通过总结中亚造山带和华北北缘的花岗岩研究成果，指出这一区域自奥陶纪至白垩纪曾发生过多期伸展.我们推断薄的地壳及平缓的莫霍面为造山后区域性伸展的结果.研究区内最深的莫霍出现在剖面南端的燕山造山带西缘，最深达到46km.经过燕山中部的柏各庄—正蓝旗和昌黎—达莱诺尔剖面也显示出相同特征（刘昌铨和嘉世旭，1986；李秋生等，2008），李秋生等（2008）解释其为燕山造山带的厚地壳，为燕山山根的残留.对比燕山造山带三条深地震测深剖面地壳厚度的横向变化，发现其自东向西莫霍逐渐加深（38km→42km→46km），而面波层析成像结果也具有类似的趋势（Huang et al.，2009）.中国及邻区P波地幔层析成像结果显示高速（低温）的太平洋板块滞留在中国东部上地幔顶部，其前缘可延伸至南北重力梯度带附近（Huang and Zhao，2006）.由布置在华北地区的宽频地震流动台站数据得到的接收函数成像则揭示出以南北重力梯度带为界，华北克拉通东部与中西部岩石圈结构存在显著的特征差异，其中东部地区在太平洋板块俯冲作用影响下经历了整体性的减薄和破坏（Chen and Ai，2009）.结合沉积建造、岩浆活动和构造变形等方面的证据，朱日祥等（2011）认为华北克拉通的破坏发生在中生代，其峰期约在125Ma左右.基于以上分析，我们推测位于华北克拉通北部的阴山—燕山造山带在侏罗纪造山作用下曾形成山根，并在后期伸展过程中自东向西遭受了不同程度的改造，而这种改造作用很可能与华北克拉通破坏有关.

初至层析成像及二维射线追踪结果（图6和图8）显示，剖面中部150～280km近地表低速层很薄，地壳上部具有相对较高的速度.同测线的华北深地震反射叠加剖面在该段地壳浅部存在多个范围较大的透明反射区（Zhang et al.，2014）.将该区域深度和速度关系与实验室地震学测量结果比较（Chiristensen and Mooney，1995），推测其组成为花岗岩－花岗闪长岩.因此，地壳上部的高速体应为地表区域大面积花岗岩的深部反映.对应上地壳的高速，该区下地壳则呈低速、低速度梯度的特征（6.60～6.70km／s），速度分布在白乃庙弧及内蒙地轴下方从上至下呈“通道”状，其组成主要为长英质及长英－铁镁质过渡物质（Liu et al.，2006）.结合前人地球化学方面的证据（Zhang et al.，2007），并考虑到造山后的区域性伸展作用（童英等，2010），推测其可能曾为古亚洲洋向南俯冲消亡的主动陆缘，并在碰撞后演变为伸展环境下岩浆侵入的通道.

温都尔庙杂岩带中上地壳速度横向变化较剧烈.在测线距离190～240km和70～120km的上地壳存在两个速度上隆区，中地壳在剖面横向距离140～180km存在一个小范围的低速体.下地壳总体速度较低，其中白乃庙弧下地壳速度为6.60～6.70km／s，温都尔庙杂岩带下地壳6.58～6.65km／s.正如前文所述，这一区域由于经历了较长的地质演化过程，地表出露岩石组成复杂，地质界对其构造属性的认识尚有较大争议（Xiao et al.，2003；Tang，1990）.我们认为该区复杂的壳内结构反映了其自早古生代以来经历增生－汇聚－伸展的地质演化过程.由于测线距离0～60km未布置检波点，因此在索伦缝合带下方射线分布稀疏，只有部分Pg和Pmp震相约束，结果显示索伦缝合带上地壳速度相对较低，而下地壳底部则可达到～6.95km／s.

总体来看，研究区内华北克拉通北缘与中亚造山带具有不同的速度变化特征，前者相对平缓，而后者变化较为强烈，这可能与中亚造山带更为复杂的演化过程有关.根据地壳速度特征，我们认为二者在浅部的分界线出现在测线距离260～280km.这一位置接近赤峰—白云鄂博断裂，与根据太古－早元古地层分布得出的构造界限位置相当（Xiao et al.，2003）.

7 结论

SinoProbe－02华北联合地震实验－宽角反射与折射剖面旨在获取华北克拉通北缘及中亚造山带南部地壳结构.通过对长453km的剖面进行上地壳初至层析成像和全地壳二维射线追踪反演获得了研究区P波地壳速度分布模型.经讨论我们得到以下几点结论：

（1）中亚造山带南部地壳厚度～40km，变化平缓，可能为造山后区域伸展的产物；燕山—阴山带下莫霍加深至46km，推测其为侏罗纪造山作用下形成的山根，但山根很可能受到华北克拉通东部整体性破坏事件的影响而在后期被改造；

（2）剖面中部（150～280km）近地表低速层薄，而上地壳具有相对较高的速度，为大面积花岗岩出露的深部响应；对应上地壳高速，该区下地壳则呈低速、低速度梯度特征，呈通道状，推测其可能曾为古亚洲洋向南俯冲消亡的主动陆缘，并在碰撞后演变为伸展环境下岩浆侵入的通道；

（3）温都尔庙杂岩带中上地壳速度横向变化较复杂，反映了该区自早古生代以来经历了复杂的增生－汇聚－伸展地质演化的深部过程；

（4）华北克拉通北缘与中亚造山带显示出不同的速度变化特征，其分界出现在测线距离260～280km附近，与赤峰—白云鄂博断裂位置相当.

致谢感谢Galen Kaip、Steve Harder博士（德克萨斯大学艾尔帕索分校），Stephen Holloway、Jefferson Chang、Catherine Cox（俄克拉荷马大学），王大勇博士（吉林大学），米胜信、姚玉涛（国土资源地质实物资料中心）及中国地质科学院地质研究所管烨研究员、张季生研究员、董进博士在数据采集过程中付出的艰苦工作.感谢美国地质调查局Walter Mooney博士、Shengzao Chen博士，中国地震局刘启元研究员、王椿镛研究员等对本研究提出的宝贵意见.

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