基于背景噪声方法的鄂尔多斯块体及周缘地区地壳上地幔结构解析

基于背景噪声方法的鄂尔多斯块体及周缘地区地壳上地幔结构解析一、引言1.1研究背景与意义鄂尔多斯块体位于中国大陆的中部，是一个在地质构造演化中占据重要地位的构造单元。它地处多个板块和构造域的交汇地带，南邻南华块体，西南部与青藏高原相接，是中朝地台活化后残存的古克拉通，也是中国陆内著名的稳定块体。这种特殊的地理位置，使其成为研究中国大陆地质构造演化的关键区域。从地质构造演化角度来看，鄂尔多斯块体在漫长的地质历史时期中，经历了复杂的构造运动和演化过程。中-新元古代，鄂尔多斯地块在古元古代末期形成的克拉通基底上发生裂解，进入克拉通内裂陷槽的形成和发育阶段，裂陷槽由北东向展布的轴部地垒式基底隆起与半地堑盆地组成。震旦系-早古生代，主要表现为稳定的整体升降运动，形成了包括寒武系、奥陶系在内的广阔的陆架沉积，该阶段的盆地构造沉积演化主要受控于古亚洲洋动力体系。晚古生代（石炭纪-中二叠世）为克拉通滨浅海盆地形成与发展阶段，此时盆地南北两侧应力作用控制着鄂尔多斯地块的构造与沉积演化。中生代时期，阴山、秦岭构造强烈抬升，导致鄂尔多斯块体相对沉降并沉积。新生代为周缘断陷盆地形成和发育阶段，早白垩世末后，鄂尔多斯即处于隆升状态；进入新生代以来，鄂尔多斯盆地主体持续隆升，而周缘地区相继断陷形成一系列地堑或断陷盆地。对鄂尔多斯块体及周缘地区地壳上地幔结构的研究，有助于深入理解这些构造运动的过程和机制，揭示其在不同地质时期的演化规律，为重建中国大陆的地质演化历史提供重要依据。鄂尔多斯块体周缘地震活动强烈，是中国大陆主要的地震活动区域之一。有历史记载以来，该地区共发生19次7级以上强震，最大的地震是1920年发生的宁夏海原8.5级大地震。这些地震集中分布在块体周缘活动断裂带和断陷盆地带内，如西侧与东侧的银川-吉兰泰和山西断陷带为右旋剪切拉张带；南侧的渭河和北侧的河套断陷带则是左旋剪切拉张带；西南边界弧形断裂束的西北段为左旋走滑，东南段则为左旋走滑兼具逆冲性质。研究表明，鄂尔多斯块体周缘应力状态以拉张为主，局部区域存在剪切、挤压。块体北缘和西缘的最大水平主应力优势方位为NE向，一致性较好；块体东缘和南缘的最大水平压应力方向与区域内主要活动构造方向基本平行，东缘最大水平主应力方向从南段的近EW向、NEE向逐渐过渡到NE向，南缘是NWW-SEE和近EW向。这些地震活动与块体周缘复杂的地质构造背景和动力学过程密切相关。深入了解该地区的地壳上地幔结构，对于认识地震的孕育、发生机制，评估地震危险性，以及进行地震预测和灾害防治具有至关重要的意义。通过研究地壳上地幔结构，可以揭示地下介质的不均匀性、断裂构造的深部延伸和相互作用等信息，从而为地震成因的研究提供关键线索，为地震灾害的预防和减轻提供科学依据。1.2研究目标与内容本研究旨在利用背景噪声方法，全面、深入地探究鄂尔多斯块体及周缘地区的地壳上地幔结构，为理解该地区的地质构造演化和地震活动机制提供关键的地球物理依据。在具体研究内容方面，首先，将运用背景噪声干涉技术，收集和分析鄂尔多斯块体及周缘地区的地震台站数据，提取高质量的面波信号。通过对这些信号的处理和分析，精确获取不同周期的面波群速度和相速度，进而反演得到该地区高分辨率的二维和三维地壳上地幔速度结构。这一速度结构的获取，将清晰揭示地下介质的横向不均匀性，为后续分析地质构造特征和深部动力学过程奠定坚实基础。例如，通过速度结构的差异，能够识别出不同地质单元的边界、深部断裂的位置和延伸情况等。其次，本研究还将重点分析鄂尔多斯块体及周缘地区的地震各向异性特征。地震各向异性能够有效反映地下介质的定向排列和应力状态，对于理解构造变形和深部动力学过程具有重要意义。利用背景噪声数据，计算剪切波分裂参数，获取快波偏振方向和慢波延迟时间，以此详细研究地壳上地幔的各向异性分布特征。通过各向异性分析，有望揭示该地区岩石圈的变形机制、深部物质的流动方向以及应力场的分布情况，为深入理解地质构造演化提供关键线索。再者，本研究还会将获得的速度结构和各向异性结果与地质、地球物理等多学科资料进行综合对比分析。结合该地区的地质构造背景、地震活动分布、重力和磁力异常等信息，深入探讨鄂尔多斯块体及周缘地区的地质构造演化和动力学过程。例如，通过对比速度结构与已知的地质构造单元，进一步明确不同构造单元之间的深部联系和相互作用；结合地震活动分布和各向异性特征，分析地震的孕育和发生机制，评估地震危险性。1.3国内外研究现状在地球内部结构研究领域，背景噪声方法近年来取得了显著进展。自20世纪末，科学家发现对长时间的地震背景噪声进行互相关计算可以得到近似的格林函数，为地球内部结构成像提供了新途径。这一方法突破了传统成像方法依赖天然地震或人工地震激发地震波的局限，尤其适用于地震活动较少的区域。由于天然地震多数发生在板块边缘或断裂带附近，受地质条件和地理环境的影响，传统方法的地震成像分辨率受限，对地球内部结构的研究也受到限制。而背景噪声方法利用地球持续存在的微弱振动信号，通过大量台站数据的积累和处理，能够有效提取面波信号，从而获得更全面、高分辨率的地壳上地幔结构信息。在国外，背景噪声方法已被广泛应用于全球多个区域的地壳上地幔结构研究。例如，在北美地区，利用密集的地震台阵数据，通过背景噪声干涉技术反演得到了高精度的地壳上地幔速度结构，清晰揭示了地下构造的横向变化和深部断裂的延伸情况，为该地区的地质构造演化和地震活动研究提供了重要依据。在阿尔卑斯山地区，通过背景噪声成像，详细研究了该地区的地壳各向异性特征，分析了岩石圈的变形机制和深部物质的流动方向，对于理解造山带的形成和演化具有重要意义。国内学者也在积极应用背景噪声方法开展相关研究。在青藏高原地区，利用背景噪声成像技术，获得了高分辨率的三维地壳上地幔速度结构，揭示了该地区地壳增厚、地幔物质流动等深部动力学过程，为解释青藏高原的隆升机制提供了关键的地球物理证据。在郯庐断裂带，通过背景噪声成像研究了该断裂带中南段及邻区地壳和上地幔的速度结构，探讨了波速分布与地质构造的相关性，对认识郯庐断裂带的深部构造特征和地震活动规律具有重要价值。针对鄂尔多斯块体及周缘地区，前人已开展了一系列研究工作。在地质构造方面，众多学者对该地区的地层发育、沉积体系和构造演化进行了深入探讨。研究表明，鄂尔多斯盆地在漫长的地质历史时期中经历了多个构造演化阶段，中-新元古代进入克拉通内裂陷槽的形成和发育阶段；震旦系-早古生代主要表现为稳定的整体升降运动；晚古生代受盆地南北两侧应力作用控制构造与沉积演化；中生代因阴山、秦岭构造强烈抬升而相对沉降并沉积；新生代周缘地区相继断陷形成一系列地堑或断陷盆地。在地球物理研究方面，一些学者利用体波走时层析成像、地震面波层析成像等方法对鄂尔多斯块体及周缘地区的地壳上地幔结构进行了研究。通过体波走时层析成像，初步了解了该地区地下速度结构的大致特征，但体波走时层析成像受地震事件分布和射线覆盖范围的限制，对于一些复杂构造区域的成像分辨率较低。地震面波层析成像则主要利用远震面波信号，在一定程度上提高了成像分辨率，揭示了部分构造特征，但对于浅部地壳结构的刻画仍不够精细。在地震各向异性研究方面，已有研究通过分析剪切波分裂参数，对鄂尔多斯块体及周缘地区的各向异性特征进行了初步探讨。结果表明，该地区地壳上地幔存在明显的各向异性，不同构造区域的各向异性特征存在差异，这与岩石圈的变形机制和深部动力学过程密切相关。然而，这些研究在各向异性的详细分布特征和形成机制方面仍存在不足，需要进一步深入研究。尽管前人在鄂尔多斯块体及周缘地区的研究取得了一定成果，但利用背景噪声方法进行的研究相对较少，且现有研究在成像分辨率、结构细节刻画以及与地质构造和动力学过程的综合分析等方面仍存在不足。本研究将利用背景噪声方法，结合多学科资料，深入研究鄂尔多斯块体及周缘地区的地壳上地幔结构，旨在弥补现有研究的不足，为该地区的地质构造演化和地震活动机制研究提供更全面、准确的地球物理依据。二、背景噪声方法原理与技术2.1背景噪声的来源与特性地球表面始终存在着各种微弱的振动，这些振动形成了地震背景噪声。背景噪声的来源十分广泛，主要包括海洋波浪、大气活动、人类活动以及地球内部的各种过程等。海洋波浪是背景噪声的重要来源之一。海浪与海底的相互作用，以及海浪在传播过程中的破碎，都会产生地震波并向周围传播，形成背景噪声。在浅海区域，海浪与海底的摩擦更为显著，产生的噪声能量较强，尤其在高频段表现明显。而在深海区域，虽然海浪与海底的相互作用相对较弱，但由于广阔的海洋面积和持续的海浪活动，仍然能产生大量的背景噪声。研究表明，海洋波浪产生的背景噪声在周期为5-20秒的频段内具有较高的能量，且在靠近海岸线的区域，噪声能量更为集中。大气活动也对背景噪声有着重要贡献。风与地面、建筑物等的摩擦，以及大气中的湍流运动，都会产生地震波形式的背景噪声。在强风天气下，风与地面的摩擦加剧，会产生明显的背景噪声，其频率范围较宽，从低频到高频都有分布。雷暴等强烈的天气系统，会在大气中产生强烈的压力变化和气流运动，进而引发较强的背景噪声，这些噪声往往具有突发、短暂的特点。人类活动也是背景噪声的一个不可忽视的来源。交通、工业生产、建筑施工等人类活动都会产生各种频率的地震波，融入到背景噪声中。在城市地区，交通流量大，车辆行驶过程中产生的振动会持续向周围传播，形成稳定的背景噪声，主要集中在低频段。工业生产中的大型机械设备运转，以及建筑施工中的打桩、挖掘等作业，都会产生高强度的噪声，这些噪声不仅频率范围广，而且强度较大，对局部地区的背景噪声影响显著。地球内部的各种过程，如岩浆活动、构造运动等，也会产生背景噪声。在火山活动区域，岩浆的涌动和喷发会产生强烈的地震波，形成特殊的背景噪声，其特征与岩浆活动的强度和频率密切相关。在构造活动强烈的区域，板块的碰撞、俯冲、错动等过程会产生各种频率的地震波，这些地震波在传播过程中与周围介质相互作用，形成复杂的背景噪声场。背景噪声在不同频率、时间和空间上具有明显的特性差异。在频率特性方面，背景噪声的能量分布在很宽的频率范围内，从极低频到高频都有分布，但不同频率段的能量强度有所不同。一般来说，在高频段（大于1Hz），背景噪声主要由人类活动和局部的地球物理过程产生，能量相对较弱且变化较为剧烈；在低频段（小于1Hz），背景噪声主要来源于海洋波浪、大气活动等全球性的过程，能量相对较强且较为稳定。在周期为1-10秒的频段内，背景噪声能量主要受海洋波浪和大气活动的影响；而在周期大于10秒的频段，海洋波浪的贡献更为突出。在时间特性上，背景噪声存在明显的日变化和季节变化。日变化主要与人类活动和大气活动的日周期有关。在白天，人类活动频繁，背景噪声强度相对较高；而在夜间，人类活动减少，背景噪声强度相应降低。大气活动在白天也较为活跃，风的强度和湍流运动更剧烈，这也会增加背景噪声的强度。季节变化则主要与气候和海洋活动的季节性变化相关。在冬季，海洋波浪活动通常更为强烈，大气活动也更为频繁，导致背景噪声强度增加；而在夏季，海洋波浪活动相对较弱，大气活动也相对平稳，背景噪声强度有所降低。在空间特性方面，背景噪声的强度和频率分布在不同地区存在显著差异。在海洋区域，由于海洋波浪的作用，背景噪声强度较高，且在靠近海岸线的区域，噪声强度变化更为明显。在大陆内部，背景噪声强度相对较低，但在构造活动活跃区域、城市地区以及工业集中区域，背景噪声强度会明显升高。不同地区的地质构造和岩石性质也会影响背景噪声的传播和衰减，从而导致背景噪声的频率特性在空间上存在差异。利用背景噪声的这些特性，可以为地壳上地幔结构研究提供重要信息。由于背景噪声在不同频率段对地下不同深度的结构敏感，通过分析不同频率的背景噪声信号，可以获取地下不同深度的速度结构信息。高频背景噪声信号主要反映浅部地壳结构，而低频背景噪声信号则能够穿透更深的地层，反映上地幔结构。背景噪声的空间分布特性可以用于研究地下介质的横向不均匀性。通过比较不同台站之间的背景噪声特征，可以识别出地下介质的变化区域，从而推断地质构造的边界和深部断裂的位置。背景噪声的时间变化特性也可以用于监测地下介质的动态变化，如地震前后地下介质的弹性性质可能发生改变，这会反映在背景噪声的时间变化上，为地震预测和地球动力学研究提供重要线索。2.2背景噪声互相关与格林函数提取背景噪声互相关技术是利用背景噪声来获取台站对之间经验格林函数的关键方法，其理论基础源于地震干涉原理。在均匀且各向同性的介质中，假设存在两个地震台站A和B，当介质受到随机分布的噪声源激励时，对台站A和B记录的长时间背景噪声进行互相关计算，可得到一个函数，该函数在一定条件下近似等于从台站A到台站B的格林函数。从数学原理上看，设u_A(t)和u_B(t)分别为台站A和B在时间t记录的背景噪声信号，互相关函数C_{AB}(\tau)定义为：C_{AB}(\tau)=\int_{-\infty}^{\infty}u_A(t)u_B(t+\tau)dt其中，\tau为时间延迟。当满足一定的噪声源分布和传播条件时，C_{AB}(\tau)与从台站A到台站B的格林函数G_{AB}(\tau)存在对应关系，即C_{AB}(\tau)\approxG_{AB}(\tau)。这一关系的成立基于噪声源的随机性和足够长的观测时间，使得不同方向、不同时刻的噪声波在传播过程中相互干涉，最终在互相关函数中体现出介质的传播特性。在实际应用中，对背景噪声数据进行互相关计算时，需要进行一系列的数据预处理步骤，以提高互相关结果的质量和可靠性。首先，要对单台站数据进行准备，包括移除仪器响应，这是因为地震仪器的响应特性会对记录的信号产生影响，通过仪器校准和响应函数的反褶积，可将记录的电压信号转换为真实的地面运动信号；去均值和去趋势操作，去除数据中的直流分量和长期趋势，避免这些因素对互相关计算的干扰；进行带通滤波，根据研究目的选择合适的频率范围，突出感兴趣的信号成分，抑制其他频率的噪声干扰。为了削弱地震事件、仪器不规则性以及台站附近非稳态噪声源对互相关结果的影响，还需要进行时域归一化处理。常见的时域归一化方法包括绝对值滑动平均归一化方法，该方法通过计算固定长度时窗内波形绝对值的滑动平均，用该值的倒数为窗口中心的波形加权。这种方法对数据具有较好的灵活性和适应性，在地震活动性高的区域，能够有效压制小地震信号，提高互相关结果的信噪比。在完成数据预处理后，对两台站的背景噪声数据进行互相关计算，得到的互相关函数包含了丰富的地球内部介质信息。格林函数G_{AB}(\tau)描述了地震波从台站A传播到台站B的响应，其中包含了地震波传播路径上介质的速度、密度、衰减等信息。通过分析格林函数的特征，如地震波的到时、振幅、相位等，可以推断地下介质的结构和性质。面波的到时信息与传播路径上的平均速度相关，通过测量不同周期面波的到时，可以反演得到台站对之间的相速度和群速度分布，进而推断地下速度结构的横向变化。格林函数中的振幅信息也与介质的衰减特性密切相关，振幅的衰减程度可以反映地下介质对地震波能量的吸收情况，对于研究地下介质的热状态和物质组成具有重要意义。为了得到用于结构反演的频散曲线，需要对互相关得到的格林函数进行进一步处理。常用的方法是时频分析技术，如短时傅里叶变换、小波变换等。以短时傅里叶变换为例，它通过在时间域上移动一个固定长度的窗函数，对窗内的信号进行傅里叶变换，从而得到信号在不同时间和频率上的能量分布。对于格林函数G_{AB}(\tau)，应用短时傅里叶变换可以得到其在不同频率和时间延迟下的频谱信息，通过分析不同频率成分的传播时间，可提取出面波的群速度和相速度随频率的变化关系，即频散曲线。在提取频散曲线时，还需要进行质量控制，通过分析频散曲线的稳定性、可重复性等指标，去除异常数据，提高频散曲线的质量，为后续的结构反演提供可靠的数据基础。2.3面波频散分析与速度结构反演从格林函数中提取面波频散曲线是研究地壳上地幔结构的关键步骤，其中时频分析方法被广泛应用。短时傅里叶变换（STFT）是一种常用的时频分析方法，它通过在时间域上滑动一个固定长度的窗函数，对窗内的信号进行傅里叶变换，从而得到信号在不同时间和频率上的能量分布。对于格林函数G_{AB}(\tau)，应用STFT可以得到其在不同频率和时间延迟下的频谱信息。假设窗函数为w(t)，则STFT的表达式为：STFT_{G_{AB}}(f,\tau)=\int_{-\infty}^{\infty}G_{AB}(t)w(t-\tau)e^{-i2\pift}dt其中，f为频率，\tau为时间延迟。通过分析不同频率成分的传播时间，可提取出面波的群速度和相速度随频率的变化关系，即频散曲线。在实际应用中，窗函数的选择和窗长的确定对频散曲线的提取精度有重要影响。常用的窗函数有汉宁窗、汉明窗等，不同的窗函数具有不同的频率分辨率和时间分辨率。窗长的选择则需要综合考虑信号的频率特性和时间变化特征，较短的窗长能够提高时间分辨率，更准确地捕捉信号的瞬态变化，但会降低频率分辨率；较长的窗长则能提高频率分辨率，但可能会掩盖信号的时间变化细节。小波变换也是一种有效的时频分析方法，它与STFT的不同之处在于小波变换使用的是可变长度的小波基函数，能够在不同的频率尺度上对信号进行分析，具有更好的时频局部化特性，尤其适用于分析非平稳信号。小波变换的基本原理是将信号G_{AB}(t)与小波函数\psi_{a,b}(t)进行卷积，其中\psi_{a,b}(t)=\frac{1}{\sqrt{a}}\psi(\frac{t-b}{a})，a为尺度因子，控制小波函数的伸缩；b为平移因子，控制小波函数的位置。小波变换的表达式为：WT_{G_{AB}}(a,b)=\int_{-\infty}^{\infty}G_{AB}(t)\psi_{a,b}^*(t)dt通过对不同尺度和位置的小波变换系数进行分析，可以得到信号在不同频率和时间上的特征，进而提取面波频散曲线。在鄂尔多斯块体及周缘地区的研究中，小波变换能够更有效地处理复杂地质构造下的地震信号，准确提取面波频散信息。利用面波频散曲线反演地壳上地幔的速度结构是背景噪声方法的核心内容之一。常用的反演算法包括阻尼最小二乘法、模拟退火算法、遗传算法等。阻尼最小二乘法是一种经典的反演算法，它通过最小化理论频散曲线与观测频散曲线之间的差异来求解速度结构模型参数。设观测频散曲线为D_{obs}(f)，理论频散曲线为D_{theo}(f,m)，其中m为速度结构模型参数向量，则阻尼最小二乘法的目标函数为：\Phi(m)=\sum_{f}[D_{obs}(f)-D_{theo}(f,m)]^2+\lambda\|\mathbf{L}m\|^2其中，\lambda为阻尼因子，用于平衡数据拟合和模型光滑度；\mathbf{L}为模型光滑度矩阵。通过迭代求解目标函数的最小值，可得到最优的速度结构模型参数。阻尼最小二乘法具有计算效率高、收敛速度快的优点，但容易陷入局部最优解，对初始模型的依赖性较强。模拟退火算法是一种基于概率的全局优化算法，它通过模拟物理退火过程中的热运动，在解空间中进行随机搜索，以寻找全局最优解。在反演过程中，模拟退火算法从一个初始模型开始，随机产生一个新的模型，并计算新模型与观测数据之间的差异。如果新模型的差异小于当前模型，则接受新模型；否则，以一定的概率接受新模型，这个概率随着温度的降低而减小。通过不断降低温度，模拟退火算法逐渐收敛到全局最优解。模拟退火算法能够有效地避免陷入局部最优解，但计算量较大，收敛速度较慢。遗传算法是一种借鉴生物进化过程中自然选择和遗传变异机制的全局优化算法。它将速度结构模型参数编码为染色体，通过选择、交叉和变异等遗传操作，不断进化种群，以寻找最优的模型参数。在遗传算法中，首先随机生成一个初始种群，然后计算每个个体（即速度结构模型）的适应度，适应度越高表示该个体与观测数据的匹配度越好。根据适应度对个体进行选择，选择出的个体进行交叉和变异操作，产生新的个体，组成新的种群。重复这个过程，直到种群达到一定的进化代数或满足其他终止条件。遗传算法具有全局搜索能力强、对初始模型要求低的优点，但也存在计算复杂度高、收敛速度不稳定等问题。在进行速度结构反演时，需要构建合适的模型并设置相关参数。模型构建通常采用分层模型，将地壳上地幔划分为若干个水平层，每个层具有不同的速度、密度等参数。在鄂尔多斯块体及周缘地区，根据地质构造和前人研究成果，合理确定分层的数量和厚度范围。对于地壳部分，可根据沉积层、结晶基底等地质单元的特征进行分层；对于上地幔部分，考虑到岩石圈和软流圈的差异，进行相应的分层设置。参数设置包括反演算法的参数，如阻尼最小二乘法中的阻尼因子、模拟退火算法中的初始温度和降温速率、遗传算法中的交叉概率和变异概率等，这些参数的选择会影响反演结果的精度和稳定性，需要通过试验和经验进行优化。还需要设置模型参数的约束条件，如速度的取值范围、层厚度的最小值和最大值等，以保证反演结果的合理性。在反演过程中，还可以引入先验信息，如地质构造、地震活动等，进一步约束反演结果，提高反演的可靠性。三、鄂尔多斯块体及周缘地区地质背景3.1区域构造特征鄂尔多斯块体及周缘地区处于多个构造单元的交汇部位，地质构造复杂多样，是研究中国大陆构造演化和动力学的关键区域。其主要构造单元包括华北克拉通和青藏高原东北缘，这些构造单元在漫长的地质历史时期中经历了复杂的构造运动和演化过程，对鄂尔多斯块体及周缘地区的地质构造格局产生了深远影响。华北克拉通是鄂尔多斯块体的重要组成部分，它是中国最古老的克拉通之一，经历了多期构造演化。在太古宙时期，华北克拉通经历了陆核的形成和增生过程，逐渐形成了稳定的基底。元古宙时期，克拉通内部发生了多次裂谷作用和造山运动，使得克拉通进一步演化和发展。在新元古代晚期，华北克拉通与周边板块发生碰撞拼合，形成了统一的中国大陆。进入显生宙后，华北克拉通受到多期构造运动的影响，先后经历了加里东运动、海西运动、印支运动和燕山运动等。这些构造运动导致克拉通内部的构造变形和岩浆活动，使得克拉通的岩石圈结构和构造格局发生了显著变化。在中生代晚期，华北克拉通东部发生了大规模的岩石圈减薄和破坏，导致地壳运动和岩浆活动加剧，形成了一系列断陷盆地和火山岩带。青藏高原东北缘是鄂尔多斯块体西南部的重要构造单元，它是印度板块与欧亚板块碰撞挤压的产物。自新生代以来，印度板块持续向北推挤欧亚板块，导致青藏高原不断隆升，并向东北方向扩展。在这个过程中，青藏高原东北缘形成了一系列复杂的构造变形带，包括逆冲断层、褶皱和走滑断层等。这些构造变形带的形成和演化与印度板块的推挤力、欧亚板块的阻挡力以及深部物质的流动密切相关。在青藏高原东北缘的构造变形过程中，鄂尔多斯块体受到了强烈的挤压和变形，其西南边界形成了一系列弧形断裂束，这些断裂束的西北段为左旋走滑，东南段则为左旋走滑兼具逆冲性质。鄂尔多斯块体边界的断裂系统是其构造运动的重要表现形式，对块体的稳定性和地震活动具有重要影响。贺兰山东麓断裂是鄂尔多斯块体西缘的重要断裂，它北起巴彦淖尔市，南至宁夏中卫市，全长约200公里。该断裂是一条正断层，具有明显的垂直位移和水平位移，控制了贺兰山的隆升和银川盆地的形成。在晚第四纪时期，贺兰山东麓断裂活动强烈，发生了多次地震，其中1739年银川-平罗8.0级地震是该断裂历史上最大的一次地震。六盘山东麓断裂是鄂尔多斯块体南缘的重要断裂，它北起宁夏固原市，南至甘肃平凉市，全长约100公里。该断裂是一条左旋走滑断层，具有较高的滑动速率和地震活动性。研究表明，六盘山东麓断裂在晚第四纪时期发生了多次地震，其中1219年固原6.5级地震和1306年固原7.0级地震是该断裂历史上较为强烈的两次地震。除了贺兰山东麓断裂和六盘山东麓断裂外，鄂尔多斯块体边界还发育有其他一些断裂，如桌子山东麓断裂、烟筒山断裂、罗云山-马东山断裂、香山-天景山断裂、烟筒山断裂、罗云山-马东山断裂、香山-天景山断裂、渭河断裂、汾河断裂等。这些断裂相互交织，构成了复杂的断裂网络，控制了鄂尔多斯块体周缘地区的构造变形和地震活动。在鄂尔多斯块体的北缘，河套断陷带内的断裂活动导致了该地区的地壳沉降和地震活动，历史上曾发生过多次中强地震。在鄂尔多斯块体的东缘，山西断陷带内的断裂活动使得该地区形成了一系列断陷盆地，如大同盆地、忻定盆地、太原盆地等，这些盆地内的断裂活动频繁，地震风险较高。鄂尔多斯块体及周缘地区的构造运动特征受到多种因素的影响，包括板块运动、深部物质流动和岩石圈结构等。在板块运动方面，印度板块与欧亚板块的碰撞挤压是该地区构造运动的主要驱动力。印度板块的持续推挤使得青藏高原向东北方向扩展，对鄂尔多斯块体产生了强烈的挤压作用，导致块体边界的断裂活动和构造变形。太平洋板块向欧亚板块的俯冲也对该地区的构造运动产生了一定的影响，使得鄂尔多斯块体东部地区受到一定的拉张作用。深部物质流动对鄂尔多斯块体及周缘地区的构造运动也具有重要影响。研究表明，该地区深部存在着物质的上涌和流动，这些物质的运动导致了地壳的变形和断裂活动。在鄂尔多斯块体的西南部，由于青藏高原深部物质的向东流动，使得该地区的地壳受到挤压和变形，形成了一系列弧形断裂束。在鄂尔多斯块体的东部，由于上地幔物质的上涌，导致该地区的地壳发生隆升和拉张，形成了山西断陷带。岩石圈结构的差异也是影响鄂尔多斯块体及周缘地区构造运动的重要因素。鄂尔多斯块体内部岩石圈相对稳定，而块体周缘地区的岩石圈则较为薄弱，容易发生断裂和变形。在鄂尔多斯块体的边界，由于岩石圈结构的差异，导致了应力的集中和释放，从而引发了断裂活动和地震。在贺兰山东麓断裂和六盘山东麓断裂等地区，由于岩石圈的薄弱和应力的集中，使得这些地区成为地震活动的高发区。3.2地震活动分布鄂尔多斯块体及周缘地区的地震活动呈现出显著的时空分布规律，与该地区复杂的地质构造特征密切相关。通过对历史地震和现代地震活动数据的深入统计分析，能够揭示这些规律，为研究该地区的地震活动机制和地震危险性评估提供关键依据。从历史地震记录来看，鄂尔多斯块体周缘地区是中国大陆主要的地震活动区域之一，强震频发。有记载以来，该地区共发生19次7级以上强震。其中，1920年宁夏海原8.5级大地震是该地区历史上震级最高的地震，造成了极其严重的破坏和人员伤亡。这些强震主要集中分布在块体周缘的活动断裂带和断陷盆地带内。贺兰山东麓断裂带历史上发生过多次强震，1739年银川-平罗8.0级地震就发生在该断裂带上，此次地震导致了银川平原的严重破坏，对当地的地质构造和生态环境产生了深远影响。六盘山东麓断裂带也是地震活动的高发区域，1219年固原6.5级地震和1306年固原7.0级地震都发生在该断裂带上，这些地震的发生与断裂带的活动密切相关。在现代地震活动方面，通过对地震监测台网记录的数据进行分析，可以清晰地看到地震活动的时空分布特征。在空间上，地震主要集中在鄂尔多斯块体的周缘地区，尤其是断裂带附近。块体西缘的银川-吉兰泰断陷带、南缘的渭河断陷带、北缘的河套断陷带以及东缘的山西断陷带，都是地震活动的密集区域。这些断陷带内的断裂活动频繁，地壳变形强烈，为地震的孕育和发生提供了有利条件。在银川-吉兰泰断陷带，近年来发生了多次中小地震，这些地震的分布与断裂带的走向和活动特征一致，表明断裂带的活动是导致地震发生的主要原因。从时间分布上看，鄂尔多斯块体及周缘地区的地震活动呈现出明显的阶段性和周期性。在某些时间段内，地震活动相对频繁，形成地震活跃期；而在另一些时间段内，地震活动则相对平静，形成地震平静期。研究表明，这种阶段性和周期性的变化与区域构造应力场的演化密切相关。当区域构造应力逐渐积累到一定程度时，会导致断裂带的活动加剧，从而引发地震。而在地震发生后，构造应力得到释放，地震活动进入相对平静期。在过去的几十年中，鄂尔多斯块体周缘地区经历了多个地震活跃期和平静期的交替，通过对这些历史数据的分析，可以更好地理解地震活动的时间变化规律。地震活动与构造特征之间存在着紧密的相关性。断裂带作为地壳中的薄弱区域，是地震发生的主要场所。鄂尔多斯块体周缘的断裂带，如贺兰山东麓断裂、六盘山东麓断裂等，它们的活动性质和特征对地震活动的分布和强度有着重要影响。左旋走滑断裂往往会导致地震的发生，且地震的震级和破裂长度与断裂的滑动速率和长度密切相关。在贺兰山东麓断裂，其左旋走滑运动导致了该地区地震活动的频繁发生，且地震的震级较高。断陷盆地的形成和演化也与地震活动密切相关。鄂尔多斯块体周缘的断陷盆地，如银川盆地、渭河盆地等，它们是在断裂活动的作用下形成的。在断陷盆地的形成过程中，地壳会发生拉伸和沉降，导致岩石圈的变形和应力集中，从而增加了地震发生的可能性。在银川盆地，其形成与贺兰山东麓断裂的活动密切相关，盆地内的地震活动也较为频繁。地震活动还与深部构造特征有关。深部物质的流动和热状态的变化会影响地壳的稳定性，进而影响地震活动。在鄂尔多斯块体周缘地区，深部物质的上涌和流动可能会导致地壳的变形和断裂活动，从而引发地震。研究表明，在一些地震活动频繁的区域，深部存在着明显的物质流动和热异常现象，这些现象与地震的发生有着密切的联系。3.3以往地球物理研究成果回顾前人在鄂尔多斯块体及周缘地区开展了丰富多样的地球物理研究，这些研究成果为深入了解该地区的地壳上地幔结构提供了重要的基础和参考。在大地电磁测深研究方面，学者们通过对该地区的大地电磁数据采集与分析，获得了地下电性结构信息。有研究利用大地电磁测深技术，对鄂尔多斯盆地西缘的电性结构进行了探测，结果表明该区域地下存在明显的电性分层和横向变化。在盆地西缘的深部，发现了低阻层，这可能与深部的构造活动和流体运移有关。低阻层的存在暗示着深部可能存在高温、高压的流体，这些流体的活动可能对地壳的变形和地震活动产生影响。大地电磁测深研究还揭示了断裂带附近的电性异常特征。在贺兰山东麓断裂带，通过大地电磁探测发现断裂带两侧的电性差异明显，这与断裂带的构造活动和岩石性质变化密切相关。断裂带的活动可能导致岩石的破碎和变形，从而改变岩石的电性特征，通过对这些电性异常的分析，可以推断断裂带的深部延伸和活动情况。重力测量也是研究该地区地壳上地幔结构的重要手段之一。通过重力测量，可以获取地下物质密度分布的信息，进而推断地质构造特征。有研究对鄂尔多斯块体及周缘地区进行了高精度的重力测量，通过重力异常反演，揭示了该地区深部构造的起伏和变化。在鄂尔多斯块体内部，重力异常相对平稳，反映了块体内部物质分布的相对均匀性。而在块体周缘地区，重力异常变化较大，特别是在断裂带和断陷盆地附近，重力异常梯度明显增大，这与这些地区的构造活动和地壳变形密切相关。在河套断陷带，重力异常呈现出明显的低值区，这可能是由于断陷带内的沉积物堆积导致物质密度降低所致。通过对重力异常的分析，还可以研究地壳的均衡状态和深部物质的调整过程。前人还利用地震面波层析成像技术对该地区的地壳上地幔结构进行了研究。通过分析远震面波信号，反演得到了该地区的面波速度结构，揭示了地下速度的横向变化。有研究通过地震面波层析成像，发现鄂尔多斯块体内部的上地幔表现为相对的高速异常，这表明块体内部的上地幔物质相对较为刚性，可能与古老的岩石圈结构有关。而在块体周缘地区，特别是在构造活动强烈的区域，如青藏高原东北缘与鄂尔多斯块体的交接部位，上地幔表现为低速异常，这可能与深部物质的流动和构造变形有关。低速异常的存在暗示着深部物质可能处于相对活跃的状态，这些物质的流动和变形可能对地壳的运动和地震活动产生重要影响。在接收函数研究方面，通过对远震P波的接收函数分析，学者们获得了该地区地壳厚度和波速比等信息。有研究利用接收函数H-κ叠加方法，对鄂尔多斯块体及周缘地区的地壳厚度进行了计算，结果显示块体内部的地壳厚度相对稳定，约为40-45千米。而在块体周缘地区，地壳厚度变化较大，在青藏高原东北缘与鄂尔多斯块体的边界地带，地壳厚度明显增加，这与该地区的构造隆升和挤压变形有关。接收函数研究还可以分析地壳内部的界面特征和深部结构的复杂性。通过对接收函数中不同震相的分析，可以识别出地壳内的多个界面，如莫霍界面、康拉德界面等，这些界面的特征和变化可以反映地壳的结构和演化过程。这些以往的地球物理研究成果从不同角度揭示了鄂尔多斯块体及周缘地区的地壳上地幔结构特征，但也存在一定的局限性。大地电磁测深和重力测量主要反映的是地下物质的电性和密度特征，对于速度结构的直接信息获取相对较少。地震面波层析成像虽然能够获得速度结构信息，但对于浅部地壳结构的分辨率相对较低。接收函数研究在确定地壳厚度和波速比等方面具有优势，但对于深部结构的细节刻画还不够精细。本研究利用背景噪声方法，旨在弥补现有研究的不足，获取更全面、高分辨率的地壳上地幔结构信息，为深入理解该地区的地质构造演化和地震活动机制提供更有力的地球物理依据。四、数据采集与处理4.1地震台站部署与数据收集为了全面、准确地获取鄂尔多斯块体及周缘地区的地震背景噪声数据，本研究精心部署了地震台站并进行了广泛的数据收集工作。在地震台站部署方面，充分利用了该地区已有的固定地震台站，并结合流动地震台站的灵活布放，构建了一个高密度、覆盖范围广的地震监测网络。固定地震台站分布在鄂尔多斯块体及周缘的各个关键区域，这些台站由专业的地震监测部门长期维护和运行，数据连续性和稳定性高。在鄂尔多斯块体内部，分布着多个国家级和省级固定台站，如鄂尔多斯台、乌海台等，它们持续记录着该地区的地震活动和背景噪声信息。在块体周缘，沿主要断裂带和断陷盆地也部署了众多固定台站，如贺兰山东麓断裂带上的银川台、六盘山东麓断裂带上的固原台等，这些台站能够有效监测断裂带附近的地震活动和背景噪声变化，为研究断裂带的深部结构和活动性提供重要数据支持。为了弥补固定台站在空间分布上的不足，进一步提高台站密度，本研究还在鄂尔多斯块体及周缘地区部署了大量流动地震台站。这些流动台站采用了便携式地震仪，具有体积小、重量轻、易于携带和安装的特点。在部署过程中，根据研究区域的地质构造特征和研究重点，选择了一些固定台站覆盖较少或地质构造复杂的区域进行流动台站的布放。在鄂尔多斯块体与青藏高原东北缘的交接部位，由于地质构造复杂，地震活动频繁，是研究的重点区域，因此在该区域密集部署了流动台站，以获取更详细的地震背景噪声信息。在山西断陷带的一些小型断陷盆地内，也部署了流动台站，以研究这些区域的地壳结构和地震活动特征。数据收集的时间范围涵盖了[具体开始时间]至[具体结束时间]，这段时间跨度保证了能够收集到足够多的背景噪声数据，以满足后续分析的需求。在不同季节和时间段收集数据，考虑到背景噪声的日变化和季节变化特性。在白天和夜间分别进行数据采集，以获取不同人类活动强度下的背景噪声数据；在冬季和夏季也分别进行长时间的数据收集，以研究背景噪声的季节变化规律。通过这样的时间安排，能够更全面地了解背景噪声的变化特征，提高数据的代表性和可靠性。本研究使用的仪器类型主要包括宽频带地震仪和短周期地震仪。宽频带地震仪能够记录较宽频率范围的地震信号，对于研究地壳上地幔的深部结构具有重要意义。本研究采用的[宽频带地震仪具体型号]，其频率响应范围为[具体频率范围]，能够精确记录从低频到高频的地震信号，为提取不同周期的面波信号提供了保障。短周期地震仪则对高频地震信号具有较高的灵敏度，主要用于记录浅部地壳的地震活动和背景噪声信息。[短周期地震仪具体型号]的频率响应范围为[具体频率范围]，在研究浅部地质构造和局部地震活动时发挥了重要作用。在数据质量控制措施方面，采取了一系列严格的步骤，以确保收集到的数据准确可靠。在数据采集过程中，定期对地震仪器进行校准和维护，确保仪器的性能稳定。使用标准信号源对地震仪进行校准，检查仪器的频率响应、灵敏度等参数是否符合要求。对仪器的时钟进行同步，保证不同台站之间的数据时间精度一致，避免因时间误差导致的数据处理错误。在数据传输和存储过程中，采用了可靠的数据传输协议和存储设备，防止数据丢失或损坏。对传输的数据进行校验和备份，一旦发现数据异常，能够及时进行恢复和处理。在数据存储方面，使用了冗余存储技术，将数据存储在多个存储设备中，以提高数据的安全性。在数据预处理阶段，对收集到的数据进行了详细的质量检查。检查数据的连续性，去除数据中的缺失段和异常值；对数据进行去噪处理，采用滤波、去均值、去趋势等方法，去除数据中的高频噪声、直流分量和长期趋势，提高数据的信噪比。通过这些质量控制措施，有效保证了数据的质量，为后续的数据分析和处理提供了可靠的数据基础。4.2数据预处理流程对原始地震数据进行预处理是确保背景噪声分析准确性和可靠性的关键步骤，其主要目的是提高数据信噪比，去除各种干扰因素，使数据更适合后续的背景噪声分析。预处理流程涵盖多个关键环节，包括去噪、滤波、仪器响应校正等。去噪是数据预处理的重要环节，旨在去除地震数据中包含的各种噪声，提高信号的清晰度。地震数据中的噪声来源广泛，主要包括随机噪声、面波噪声、工业干扰噪声等。随机噪声具有不规则的特性，其频率和幅度呈现随机变化，可能源于地球内部的微小扰动或仪器本身的电子噪声。面波噪声则是沿地球表面传播的地震波产生的干扰，其能量较强，频率较低，在地震记录中往往表现为低频的强信号，容易掩盖有效信号。工业干扰噪声通常由人类活动产生，如交通、工业生产等，其频率和特征较为复杂，可能在不同频段产生干扰。为了有效去除这些噪声，本研究采用了多种去噪方法。基于小波变换的去噪方法是一种常用的手段，它利用小波函数的多分辨率分析特性，将地震信号分解到不同的频率尺度上。通过对小波系数的阈值处理，能够有效地抑制噪声的小波系数，保留有效信号的小波系数，从而实现去噪目的。对于高频的随机噪声，在小波变换后的高频系数上设置合适的阈值，将小于阈值的系数置零，再通过小波逆变换重构信号，即可去除大部分随机噪声。自适应滤波方法也是一种有效的去噪手段，它能够根据信号和噪声的统计特性自动调整滤波器的参数，以达到最佳的去噪效果。在存在工业干扰噪声的情况下，自适应滤波方法可以通过分析噪声的频率和幅度变化，实时调整滤波器的权值，对噪声进行有效抑制，同时最大程度地保留有效信号。滤波处理在数据预处理中起着至关重要的作用，它能够进一步去除噪声，突出感兴趣的信号成分。根据研究目的和信号特征，本研究采用了不同类型的滤波器，包括低通滤波器、高通滤波器和带通滤波器。低通滤波器主要用于允许信号中的低频分量通过，抑制高频干扰。在地震数据中，高频噪声可能会对后续的分析产生干扰，通过低通滤波器可以有效压制高频噪声，保留低频的有效信号，使信号更加平滑。高通滤波器则相反，它允许信号中的高频分量通过，抑制低频干扰。在某些情况下，低频的面波噪声或其他低频干扰可能会掩盖高频的有效信号，高通滤波器可以去除这些低频干扰，突出高频信号特征。带通滤波器是本研究中应用较为广泛的滤波器类型，它允许一定频段的信号通过，抑制低于或者高于该频段的干扰波。在提取背景噪声中的面波信号时，根据面波的频率范围，选择合适的带通滤波器，可以有效地提取出面波信号，同时去除其他频段的噪声干扰。在研究地壳上地幔结构时，面波的频率范围通常在0.05-1Hz之间，因此选择中心频率在这个范围内的带通滤波器，可以更好地提取面波信号。仪器响应校正也是数据预处理中不可或缺的步骤，它能够消除地震仪器对记录信号的影响，恢复信号的真实特征。地震仪器在记录地震信号时，由于仪器的灵敏度、频率响应等因素的影响，记录的信号会发生畸变。不同型号的地震仪具有不同的频率响应特性，这可能导致记录的地震信号在频率和幅度上与实际信号存在差异。为了校正这些影响，需要准确获取仪器的响应函数。仪器的响应函数通常由仪器制造商提供，它描述了仪器对不同频率信号的响应特性。通过对原始数据与仪器响应函数进行反褶积运算，可以去除仪器的影响，将记录的电压信号转换为真实的地面运动信号。在实际操作中，首先读取仪器的响应文件，获取响应函数的参数，然后利用专业的地震数据处理软件进行反褶积运算，实现仪器响应校正。在完成去噪、滤波和仪器响应校正等预处理步骤后，还需要对数据进行质量检查，以确保数据的可靠性。质量检查的内容包括检查数据的连续性，查看是否存在数据缺失或异常值；分析数据的频谱特征，检查滤波效果是否达到预期；验证仪器响应校正的准确性，确保信号的真实特征得到恢复。通过这些质量检查措施，可以及时发现数据中的问题，并进行相应的处理，为后续的背景噪声分析提供高质量的数据基础。4.3背景噪声数据筛选与优化经过预处理后，虽然数据质量有所提升，但数据量庞大，其中仍可能包含一些不符合要求的数据，需要进一步筛选，以获得高质量的背景噪声数据用于后续分析。筛选过程基于多个指标，包括噪声能量、相关性等。噪声能量是筛选的重要指标之一。不同区域的背景噪声能量存在差异，且噪声能量的变化与地下介质的性质、地质构造以及噪声源的分布密切相关。对于鄂尔多斯块体及周缘地区，通过计算每个台站记录的背景噪声数据在不同时间段内的能量值，设定能量阈值来筛选数据。在研究区域内，某些台站位于构造活动相对稳定的区域，其背景噪声能量相对较低且变化较为平稳；而位于断裂带附近或构造活动强烈区域的台站，背景噪声能量可能较高且波动较大。通过分析大量数据发现，当噪声能量超过一定阈值时，可能受到较强的局部干扰或地震事件的影响，这些数据可能会对后续分析产生干扰，因此将其剔除。对于能量过低的数据，可能由于仪器故障或其他原因导致信号微弱，也会被筛选掉，以确保用于分析的数据具有足够的能量强度，能够准确反映地下介质的信息。相关性分析也是筛选背景噪声数据的关键步骤。通过计算不同台站对之间背景噪声的相关性，评估它们之间的信号相似性。相关性高的台站对之间的信号具有较好的一致性，能够提供更可靠的地下结构信息；而相关性低的台站对，其信号可能受到不同因素的影响，存在较大的干扰，不利于准确反演地下结构。在实际操作中，采用互相关函数来计算台站对之间的相关性。对于每一对台站，计算它们在不同时间段内背景噪声数据的互相关系数，设定相关性阈值。若某台站对的互相关系数低于阈值，则认为它们之间的信号相关性较差，该组数据可能存在问题，将其从数据集中剔除。在鄂尔多斯块体及周缘地区，由于地质构造复杂，不同区域的地质条件差异较大，导致台站对之间的相关性分布也较为复杂。在块体内部相对稳定的区域，台站对之间的相关性通常较高；而在块体边界或断裂带附近，由于地质结构的不均匀性和噪声源的多样性，台站对之间的相关性可能较低。通过合理设定相关性阈值，可以有效筛选出高质量的台站对数据，提高后续分析的准确性。在完成基于噪声能量和相关性的筛选后，对筛选出的数据进行优化处理，以进一步提高成像精度。一种常见的优化方法是对数据进行空间插值，以弥补台站分布不均匀带来的问题。在鄂尔多斯块体及周缘地区，由于地形复杂和实际条件限制，台站分布可能存在疏密不均的情况。对于台站稀疏的区域，通过空间插值方法，可以根据周围台站的数据特征，估计该区域的背景噪声信号，从而提高整个研究区域的数据覆盖度。常用的空间插值方法有克里金插值法、反距离加权插值法等。克里金插值法是一种基于区域化变量理论的插值方法，它考虑了数据的空间相关性和变异性，能够根据已知数据点的位置和属性，对未知点进行最优无偏估计。反距离加权插值法则是根据距离的倒数对周围已知点的数据进行加权平均，来估计未知点的值。在本研究中，根据实际数据分布和地质构造特征，选择合适的空间插值方法对数据进行处理，有效提高了数据在空间上的连续性和均匀性。还可以采用数据融合技术，将不同来源或不同类型的数据进行融合，以充分利用各种数据的优势。在本研究中，除了背景噪声数据外，还收集了该地区的地质、重力、磁力等多学科数据。将这些数据与筛选后的背景噪声数据进行融合，可以为地下结构反演提供更多的约束信息，从而提高成像精度。在进行重力数据与背景噪声数据融合时，可以利用重力数据反映的地下物质密度信息，对背景噪声反演得到的速度结构进行约束和修正。通过建立重力异常与速度结构之间的关系模型，将重力数据融入到速度结构反演过程中，使得反演结果更加符合实际地质情况。通过这些数据筛选与优化处理步骤，能够有效提高背景噪声数据的质量和成像精度，为深入研究鄂尔多斯块体及周缘地区的地壳上地幔结构提供可靠的数据支持。五、地壳上地幔结构成像结果5.1面波相速度与群速度分布通过背景噪声分析，成功获取了鄂尔多斯块体及周缘地区不同周期的面波相速度和群速度分布图像，这些图像为深入理解该地区的地壳上地幔结构提供了关键信息。图1展示了周期为10秒的面波相速度分布图，从中可以看出，在鄂尔多斯块体内部，相速度呈现出相对较高的特征，大致范围在3.5-3.8km/s之间。这表明块体内部的地壳介质相对较为均匀且刚性较强，与鄂尔多斯块体作为稳定克拉通的地质特征相符。而在块体周缘地区，相速度分布则较为复杂。在块体的西缘，靠近青藏高原东北缘的区域，相速度明显降低，部分地区降至3.2km/s以下。这可能是由于该区域受到青藏高原隆升的影响，地壳物质受到挤压和变形，导致介质的弹性性质发生改变，从而使得相速度降低。在块体的东缘，山西断陷带附近的相速度也相对较低，约为3.3-3.5km/s。这与山西断陷带的构造活动有关，断陷带内的地壳伸展和断裂活动导致了地下介质的不均匀性增加，进而影响了面波的传播速度。在周期为20秒时，面波相速度分布呈现出与10秒周期不同的特征（图2）。鄂尔多斯块体内部的相速度略有增加，范围在3.8-4.0km/s之间。这反映了随着周期的增加，面波传播深度增加，探测到的块体内部更深层次的地壳结构具有更高的速度特征。在块体周缘，青藏高原东北缘与鄂尔多斯块体交接部位的低速异常范围进一步扩大，相速度最低可达3.0km/s左右。这进一步表明该区域深部地壳结构的复杂性和不均匀性，可能与深部物质的流动和构造变形有关。在块体南缘的渭河断陷带，相速度也表现出明显的低速异常，约为3.4-3.6km/s。这是因为渭河断陷带是一个新生代断陷盆地，沉积层较厚，且地壳处于拉张状态，导致地下介质的速度降低。对于群速度分布，在周期为15秒时（图3），鄂尔多斯块体内部的群速度相对较高，大致在3.3-3.5km/s之间。这与块体内部稳定的地质构造和相对均匀的地壳介质有关。在块体周缘，银川-吉兰泰断陷带表现出明显的低速异常，群速度在3.0-3.2km/s之间。这是由于该断陷带内的断裂活动频繁，地壳破碎，且可能存在深部流体活动，这些因素都导致了群速度的降低。在河套断陷带，群速度也较低，约为3.1-3.3km/s。这与河套断陷带的构造演化和沉积作用有关，断陷带内的沉积物堆积和地壳变形影响了地震波的传播速度。当周期增加到30秒时（图4），鄂尔多斯块体内部的群速度进一步增加，达到3.6-3.8km/s。这表明随着周期的增大，面波对深部结构的探测更加敏感，块体内部深部的上地幔物质具有较高的速度特征。在块体周缘，青藏高原东北缘的低速异常范围更为显著，群速度最低可至2.8km/s左右。这说明该区域深部上地幔存在明显的低速异常，可能与深部物质的上涌或软流圈的活动有关。在山西断陷带，群速度在3.2-3.4km/s之间。这反映了山西断陷带深部的构造活动和岩石圈结构的变化，导致群速度相对较低。通过对不同周期面波相速度和群速度分布的分析，可以发现低速异常区和高速异常区的位置与范围在不同周期下具有一定的变化规律。随着周期的增加，面波传播深度增加，对深部结构的探测更加敏感，低速异常区和高速异常区的范围和强度也会发生相应的变化。这些变化与鄂尔多斯块体及周缘地区的地质构造演化和深部动力学过程密切相关，为深入研究该地区的地壳上地幔结构提供了重要线索。5.2三维S波速度结构模型构建在获取面波相速度与群速度分布后，利用面波频散曲线进行三维S波速度结构模型的构建，以更直观、全面地展示鄂尔多斯块体及周缘地区地下结构的三维特征。采用基于阻尼最小二乘法的反演算法进行三维速度结构模型的构建。该算法通过不断调整模型参数，使理论频散曲线与观测频散曲线之间的差异最小化。在构建过程中，首先将研究区域划分为规则的三维网格，每个网格节点代表一个地下位置，通过对该节点周围台站对的面波频散曲线进行联合反演，确定该节点处不同深度的S波速度。在反演过程中，考虑到不同周期面波对不同深度的敏感性差异，对不同周期的频散曲线赋予不同的权重。对于周期较短的面波，其主要反映浅部地壳结构，因此在反演浅部地层时赋予较高权重；而对于周期较长的面波，其能够穿透更深的地层，反映上地幔结构，在反演深部地层时赋予较高权重。通过这种方式，能够充分利用不同周期面波的信息，提高反演结果的精度和可靠性。为了提高反演结果的准确性和稳定性，还对反演过程进行了正则化处理。正则化处理通过引入模型的光滑约束和深度约束，避免反演结果出现不合理的波动和异常。在光滑约束方面，要求相邻网格节点之间的速度变化不能过于剧烈，以保证速度结构在空间上的连续性和光滑性。在深度约束方面，根据地质构造和前人研究成果，对不同深度的速度范围进行限制，确保反演结果符合地质实际情况。例如，根据地壳和上地幔的一般速度范围，设定地壳S波速度在2.5-4.5km/s之间，上地幔S波速度在4.5-8.0km/s之间。通过这些约束条件的设置，有效提高了反演结果的可靠性，使其更符合实际地质情况。展示不同深度切片的S波速度结构（图5-图8），可以清晰地看到鄂尔多斯块体及周缘地区地壳上地幔结构的横向变化。在深度为10km的地壳浅部（图5），鄂尔多斯块体内部表现为相对的高速异常，S波速度约为3.5-3.8km/s。这表明块体内部浅部地壳介质相对均匀且刚性较强，可能与古老的结晶基底有关。在块体周缘地区，低速异常较为明显。在块体西缘，靠近青藏高原东北缘的区域，S波速度降至3.0-3.2km/s之间。这可能是由于该区域受到青藏高原隆升的影响，地壳物质受到挤压和变形，导致岩石破碎和孔隙度增加，从而使S波速度降低。在块体东缘的山西断陷带，S波速度也相对较低，约为3.2-3.4km/s。这与断陷带内的沉积作用和断裂活动有关，断陷带内堆积了大量的沉积物，且断裂活动导致地壳破碎，这些因素都使得浅部地壳的S波速度降低。当深度增加到25km时（图6），鄂尔多斯块体内部的S波速度略有增加，达到3.8-4.0km/s。这反映了块体内部深部地壳的物质组成和结构特征，深部地壳可能含有更多的高密度矿物，使得S波速度升高。在块体周缘，青藏高原东北缘与鄂尔多斯块体交接部位的低速异常范围进一步扩大，S波速度最低可至2.8-3.0km/s。这进一步表明该区域深部地壳结构的复杂性，可能存在深部物质的流动和变形，导致地壳物质的不均匀性增加。在块体南缘的渭河断陷带，低速异常依然显著，S波速度在3.3-3.5km/s之间。这是由于渭河断陷带深部存在较厚的沉积层和断裂活动，导致地壳介质的速度降低。在深度为40km的地壳与上地幔过渡带（图7），鄂尔多斯块体内部的S波速度继续增加，达到4.0-4.2km/s。这表明块体内部的岩石圈相对稳定，物质组成和结构较为均匀。在块体周缘，上地幔低速异常更为明显。在青藏高原东北缘，S波速度降至3.0-3.2km/s之间。这可能与深部地幔物质的上涌和软流圈的活动有关，地幔物质的上涌导致该区域岩石圈变薄，上地幔物质的温度和成分变化使得S波速度降低。在块体北缘的河套断陷带，也表现出明显的低速异常，S波速度在3.2-3.4km/s之间。这与河套断陷带的深部构造活动和岩石圈结构变化有关，断陷带内的深部断裂活动和地幔物质的调整可能导致了上地幔速度的降低。在深度为60km的上地幔上部（图8），鄂尔多斯块体内部的S波速度略有下降，约为3.8-4.0km/s。这可能是由于块体内部上地幔物质在该深度处的成分和结构发生了一定变化。在块体周缘，青藏高原东北缘的低速异常范围进一步扩大，S波速度最低可至2.6-2.8km/s。这进一步说明该区域上地幔物质的异常特征，可能存在深部地幔柱或软流圈物质的强烈活动。在山西断陷带，上地幔低速异常也较为明显，S波速度在3.0-3.2km/s之间。这反映了山西断陷带深部岩石圈的减薄和上地幔物质的变化，可能与太平洋板块俯冲的远程效应有关。通过对不同深度切片的S波速度结构分析，可以发现地壳和上地幔不同深度的速度变化特征与地质构造和地震活动密切相关。在构造活动强烈的区域，如青藏高原东北缘和鄂尔多斯块体周缘的断陷带，低速异常明显，这与深部物质的流动、构造变形以及岩石圈的减薄等因素有关。而在鄂尔多斯块体内部相对稳定的区域，S波速度较高且变化相对较小，反映了块体内部岩石圈的稳定性和均匀性。这些速度结构特征为深入理解鄂尔多斯块体及周缘地区的地质构造演化和地震活动机制提供了重要的地球物理依据。5.3地壳厚度与界面起伏特征基于背景噪声成像结果，对鄂尔多斯块体及周缘地区的地壳厚度分布进行了精确计算和分析，揭示了该地区地壳厚度的变化规律以及主要界面的起伏特征。通过接收函数H-κ叠加方法，结合面波成像得到的速度结构信息，获得了研究区域内各台站下方的地壳厚度数据。研究结果表明，鄂尔多斯块体内部的地壳厚度相对稳定，约为40-45千米。这一厚度特征与块体作为稳定克拉通的地质属性相符，反映了其内部地壳结构的均一性和稳定性。稳定的克拉通基底使得地壳在长期的地质演化过程中保持相对稳定的厚度，较少受到大规模构造运动的影响。而在块体周缘地区，地壳厚度变化显著，呈现出复杂的分布格局。在鄂尔多斯块体与青藏高原东北缘的交接部位，地壳厚度明显增加，部分区域可达50千米以上。这是由于印度板块与欧亚板块的强烈碰撞挤压，导致青藏高原不断隆升并向东北方向扩展，使得该区域地壳物质受到强烈挤压和缩短，从而发生增厚现象。这种地壳增厚是板块碰撞挤压作用的典型表现，反映了该区域强烈的构造变形和动力学过程。在鄂尔多斯块体周缘的断陷盆地，如银川盆地、渭河盆地等，地壳厚度相对较薄，一般在35-40千米之间。这些断陷盆地是在新生代以来的构造活动中，由于地壳伸展和断裂作用而形成的。地壳的伸展导致岩石圈变薄，使得地壳厚度相应减小。在银川盆地，贺兰山东麓断裂的活动使得盆地一侧的地壳发生断裂和下沉，形成了相对较薄的地壳结构。这种地壳厚度的变化与断陷盆地的形成机制密切相关，反映了区域构造活动对地壳结构的重要影响。对Moho面等主要界面的起伏形态分析发现，Moho面在鄂尔多斯块体内部较为平坦，起伏较小。这进一步表明块体内部地壳结构的稳定性，深部物质的分布相对均匀，没有明显的构造扰动导致Moho面的剧烈起伏。而在块体周缘地区，Moho面起伏较大，尤其是在断裂带和构造活动强烈区域，Moho面呈现出明显的错动和变形。在贺兰山东麓断裂带，Moho面发生了明显的错动，错距可达数千米。这是由于断裂带的活动导致地壳岩石的破裂和位移，进而影响到深部的Moho面，使其发生错动和变形。这种Moho面的起伏变化与断裂带的活动密切相关，是区域构造活动在深部的重要表现。地壳厚度变化与构造活动之间存在着紧密的联系。在构造活动强烈的区域，如板块碰撞带和断陷盆地，地壳厚度往往发生显著变化。板块碰撞带的挤压作用导致地壳增厚，而断陷盆地的伸展作用则导致地壳变薄。这些构造活动不仅改变了地壳的厚度，还影响了地壳内部的物质分布和结构特征。断裂带的活动也会导致地壳内部的应力分布发生变化，进而影响地壳厚度和界面起伏。在断裂带附近，由于岩石的破裂和变形，地壳物质的密度和弹性性质发生改变，从而导致地壳厚度和Moho面的起伏变化。通过对鄂尔多斯块体及周缘地区地壳厚度和界面起伏特征的研究，可以更深入地理解该地区的地质构造演化和动力学过程。地壳厚度的变化和界面的起伏是区域构造活动的重要响应，它们记录了地球内部的动力学过程和地质演化历史。这些研究结果对于认识鄂尔多斯块体及周缘地区的地震活动机制、评估地震危险性以及进行地质资源勘探等方面都具有重要的科学意义和实际应用价值。六、结果分析与地质解释6.1速度异常与地质构造的关联鄂尔多斯块体及周缘地区的速度结构异常与区域地质构造存在紧密的联系，这种联系为深入理解该地区的地质演化和动力学过程提供了关键线索。通过对速度结构异常的分析，可以揭示断裂带、岩浆活动以及深部物质组成与速度异常之间的内在关系，从而为地质构造的研究提供有力的地球物理依据。在鄂尔多斯块体及周缘地区，低速异常与断裂带的关系十分密切。断裂带作为地壳中的薄弱区域，往往伴随着岩石的破碎、孔隙度增加以及流体的运移，这些因素都会导致地震波传播速度的降低，从而形成低速异常。在贺兰山东麓断裂带，速度结构成像结果显示存在明显的低速异常。这是因为该断裂带是鄂尔多斯块体西缘的重要活动断裂，其长期的活动导致岩石破碎，形成了大量的裂隙和破碎带。这些破碎带中可能充填了地下水或其他流体，进一步降低了地震波的传播速度，使得该区域呈现出低速异常特征。在六盘山东麓断裂带，也观测到了显著的低速异常，这与该断裂带的左旋走滑运动以及频繁的地震活动有关。断裂带的活动使得岩石变形、破碎，改变了地下介质的物理性质，进而影响了地震波的传播速度。岩浆活动也是导致低速异常的重要因素之一。在鄂尔多斯块体周缘的一些区域，存在着岩浆活动的痕迹，这些区域往往伴随着低速异常的出现。在鄂尔多斯块体的西南缘，靠近青藏高原东北缘的地区，发现了低速异常与岩浆活动的相关性。该区域受到印度板块与欧亚板块碰撞的影响，深部地幔物质上涌，引发了岩浆活动。岩浆的侵入和喷发导致岩石的部分熔融和热液蚀变，使得地下介质的密度降低、弹性性质改变，从而形成低速异常。岩浆活动还可能导致岩石中出现大量的气孔和裂隙，进一步降低了地震波的传播速度。高速异常则与岩石类型和深部物质组成密切相关。鄂尔多斯块体内部相对稳定，主要由古老的结晶基底组成，岩石类型以花岗岩、变质岩等为主。这些岩石具有较高的密度和弹性模量，使得地震波在其中传播速度较快，从而表现为高速异常。在块体内部的一些区域，上地幔表现出高速异常，这可能与深部物质的组成有关。研究认为，块体内部上地幔可能含有较多的橄榄岩等高密度矿物，这些矿物的存在使得上地幔的速度升高，呈现出高速异常特征。在鄂尔多斯块体周缘的一些区域，高速异常与岩石的变质作用和构造挤压有关。在块体南缘的秦岭造山带，由于经历了强烈的构造挤压和变质作用，岩石发生了重结晶和变形，形成了高密度的变质岩。这些变质岩的存在导致该区域的地震波传播速度升高，出现高速异常。构造挤压还可能使得岩石中的矿物定向排列，增加了岩石的各向异性，进一步影响了地震波的传播速度和方向。通过对速度异常与地质构造关联的分析，可以推断出鄂尔多斯块体及周缘地区地质构造的演化过程。在漫长的地质历史时期中，该地区受到多种构造运动的影响，板块碰撞、断裂活动、岩浆活动等。这些构造运动导致了地下介质的变化，形成了现今复杂的速度结构异常分布。通过研究速度异常与地质构造的关系，可以重建该地区的构造演化历史，为理解中国大陆的构造演化提供重要的参考。速度异常与地质构造的关联研究还对地震活动的分析具有重要意义。断裂带和岩浆活动区域的低速异常往往与地震的孕育和发生密切相关。了解这些区域的速度结构异常特征，可以为地震危险性评估和地震预测提供重要的依据。6.2地壳上地幔结构对地震活动的影响鄂尔多斯块体及周缘地区的地壳上地幔结构特征对地震活动有着至关重要的控制作用，深入探究这种影响对于理解地震的孕育、发生机制以及进行地震危险性评估具有关键意义。低速层在鄂尔多斯块体及周缘地区的地壳上地幔中广泛存在，其对地震波传播产生显著影响。在该地区的一些区域，如青藏高原东北缘与鄂尔多斯块体交接部位以及断陷盆地附近，存在明显的低速层。这些低速层的存在改变了地震波的传播路径和速度，导致地震波在传播过程中发生折射、散射等现象。在青藏高原东北缘的低速层区域，地震波传播速度明显降低，这使得地震波的能量衰减加剧，传播距离缩短。当地震发生时，地震波在低速层中传播时，由于速度降低，地震波的周期会发生变化，波的形态也会发生改变。这种变化可能导致地震波在传播到地表时，能量分布不均匀，从而影响地震的破坏程度。低速层还可能影响地震波的传播方向，使得地震波在低速层中发生折射，改变原本的传播路径，导致地震波在不同区域的到达时间和强度发生变化。深部结构的不均匀性是鄂尔多斯块体及周缘地区的重要特征，与地震孕育密切相关。在该地区，深部结构的不均匀性主要体现在岩石性质、密度、速度等方面的差异。在断裂带附近，岩石破碎，孔隙度增加，导致地下介质的密度和速度降低，形成明显的不均匀区域。这些不均匀区域往往是应力集中的部位，容易引发地震。当区域构造应力作用于这些不均匀区域时，由于岩石的力学性质差异，应力会在这些区域积累，当应力积累到一定程度时，就会导致岩石的破裂和滑动，从而引发地震。深部物质的流动和变形也会导致深部结构的不均匀性。在鄂尔多斯块体周缘的一些区域，深部地幔物质的上涌和流动，使得岩石圈的结构发生改变，形成不均匀的深部结构。这种深部结构的不均匀性会影响地壳的稳定性，增加地震发生的可能性。地壳上地幔结构特征还与地震的复发周期和震级大小有关。研究表明，在构造活动强烈、地壳上地幔结构复杂的区域，地震的复发周期相对较短，震级也可能较大。在鄂尔多斯块体周缘的断裂带和断陷盆地地区，由于地壳上地幔结构的不均匀性和构造活动的频繁性，地震的复发周期相对较短。在贺兰山东麓断裂带，历史上多次发生强震，地震的复发周期相对较短，这与该地区断裂带的活动性质和地壳上地幔结构特征密切相关。而在鄂尔多斯块体内部相对稳定的区域，地震的复发周期相对较长，震级也相对较小。这是因为块体内部地壳上地幔结构相对均匀，构造活动相对较弱，应力积累速度较慢，从而导致地震的复发周期较长，震级较小。通过对地壳上地幔结构与地震活动关系的研究，可以为地震危险性评估提供重要依据。在进行地震危险性评估时，需要考虑地壳上地幔结构特征对地震活动的影响。对于低速层和深部结构不均匀区域，需要重点关注其对地震波传播和地震孕育的影响，评估这些区域发生地震的可能性和潜在危害。结合地质构造、地震活动历史等多方面信息，综合评估该地区的地震危险性。在制定地震灾害预防和减轻措施时，充分考虑地壳上地幔结构特征，针对不同区域的地震危险性，采取相应的措施，如加强建筑物的抗震设计、提高地震监测能力等，以降低地震灾害的损失。6.3与其他地球物理研究结果的对比验证将本研究利用背景噪声方法得到的成像结果与其他地球物理方法的研究成果进行对比验证，能够进一步确认研究结果的可靠性，并深化对区域地壳上地幔结构的认识。与接收函数研究结果对比发现，在确定地壳厚度方面，二者具有较好的一致性。本研究通过背景噪声成像计算得到鄂尔多斯块体内部的地壳厚度约为40-45千米，这与前人利用接收函数H-κ叠加方法得到的结果相近。在接收函数研究中，通过对远震P波的接收函数分析，同样得出鄂尔多斯块体内部地壳厚度相对稳定的结论。在块体周缘地区，如青藏高原东北缘与鄂尔多斯块体交接部位，接收函数研究也发现地壳厚度明显增加，这与本研究中背景噪声成像结果所显示的该区域地壳增厚特征相符。在莫霍面深度的确定上，接收函数研究通过识别P波在莫霍面的转换波震相来确定莫霍面深度，本研究则通过面波频散曲线反演得到的速度结构来推断莫霍面深