鹽城-碼頭深地震測(cè)深剖面巖石圈結(jié)構(gòu)的地震響應(yīng)

鹽城-碼頭深地震測(cè)深剖面巖石圈結(jié)構(gòu)的地震響應(yīng)

山西省克拉通東部、太行山高地、山西沉降帶和鄂爾多斯地塊西北部的銀川-河套裂裂帶是中國(guó)北方克拉通構(gòu)造活動(dòng)和地震活動(dòng)最強(qiáng)烈的地區(qū)。歷史上，1303年，山西洪洞8號(hào)地震，1556年，陜西華縣8號(hào)地震，1668年山東陵城8.5級(jí)地震，1679年三河-平原8號(hào)地震，1966年和1976年，以及中國(guó)東部的七、山西克拉通。中國(guó)科學(xué)家在中國(guó)東部建了一座大型地幔。在2009年研究了中國(guó)東部的巖質(zhì)圈，高度較?。╨ishan，1988；oliven，2009；zhangxiang，2009；zhangxiang，2013；lizhou，2009）。中國(guó)科學(xué)家在中國(guó)東部建了許多重要的科學(xué)問(wèn)題，如華北克拉通破壞區(qū)域機(jī)制等。中國(guó)科學(xué)家對(duì)中國(guó)東部巖質(zhì)圈的破壞過(guò)程、橫向分辨率和地幔結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究。中國(guó)北方克拉通的最大地震資料（chen等，2008；陳林等，2010；朱日華，2009；朱日祥，2011，2012；zhangetal，2009；zhongyae，2009；zhang一流，2013；李志偉等，2011）。中國(guó)北方克拉通的許多深層地震勘探和深層活動(dòng)為研究中國(guó)北方克拉通的地震帶提供了重要的信息，如減少和破壞巖質(zhì)圈、ga春勇、1994；朱志平等，1997；賈世旭和張賢康（2011；zhangyun等，2009；）。中國(guó)北方克拉通中心和寧夏-河套克拉通中心的許多深層地震勘探和深層地震資料的垂直分辨率較低，因此，大多數(shù)科學(xué)家對(duì)巖質(zhì)圈的薄化、巖質(zhì)圈的性質(zhì)和熱態(tài)度的認(rèn)識(shí)得到了許多證據(jù)的支持。然而，在中國(guó)北方克拉通中生代之后，由于巖質(zhì)圈的減少和破壞，以及大多數(shù)科學(xué)家之間的認(rèn)可。然而，在減少和破壞之間的時(shí)間、空間、具體過(guò)程和動(dòng)態(tài)機(jī)制方面還存在爭(zhēng)議（朱日祥等，2011；吳福源等，2008；周敏烈等，2009）。中國(guó)北方克拉通的許多深層地震勘探和深層活動(dòng)可以為研究中國(guó)北方克拉通巖帶的結(jié)地幔結(jié)構(gòu)提供重要的信息（孫士城和劉。1巖石圈構(gòu)造背景及區(qū)域構(gòu)造鹽城-包頭深地震寬角反射/折射測(cè)深剖面自東向西穿過(guò)的地質(zhì)單元主要有蘇北盆地、魯西隆起、華北盆地、太行山隆起和山西斷陷帶,最后到達(dá)銀川河套裂陷帶的西北側(cè)(圖1).蘇北盆地是華南板塊東北緣蘇北-南黃海的陸上部分,是由多期、多類盆地疊加的復(fù)合殘留盆地(楊琦和陳紅宇,2003).魯西隆起總體形態(tài)呈不規(guī)則的圓弧形,前寒武紀(jì)結(jié)晶基底(太古宙和元古宙)構(gòu)造層主要出露于地塊的中部地區(qū),其上尚殘留有部分尚未完全剝蝕掉的下古生界蓋層.從核部基底隆起向外,呈同心環(huán)狀展布的蓋層主要有古生界、中生界和新生界.華北盆地是迭置在華北地臺(tái)古生界蓋層之上的中、新生界斷陷盆地,盆地內(nèi)廣泛發(fā)育震旦亞界、古生界與中、新生界海陸兩套沉積地層,隆起與坳陷是華北盆地的基本構(gòu)造格架.剖面依次穿過(guò)了盆地內(nèi)的冀中坳陷、滄縣隆起和臨清坳陷.山西斷陷帶是在新生代產(chǎn)生和發(fā)展起來(lái)的,分布著一系列斷陷盆地.盆地之間為隆起所分隔,大致呈北東-南西向雁行狀排列.郯廬斷裂和太行山山前斷裂是鹽城-包頭剖面所穿過(guò)的最重要的兩個(gè)斷裂構(gòu)造帶.其中,郯廬斷裂是縱貫中國(guó)東部的一條巨型斷裂,也是華南大陸與華北大陸的分界,對(duì)中國(guó)東部的區(qū)域構(gòu)造、巖漿活動(dòng)、礦產(chǎn)資源的形成和分布以及現(xiàn)代地震活動(dòng)都有重要的控制作用.早白堊世郯廬斷裂曾發(fā)生了大規(guī)模的左行平移,晚白堊世-早第三紀(jì)斷裂轉(zhuǎn)變成巨型的伸展構(gòu)造(朱光等,2001,2002a).晚第三紀(jì)以來(lái),由于斷裂遭受擠壓使前期斷陷盆地普遍抬升、消亡,并出現(xiàn)了廣泛的逆沖活動(dòng)(國(guó)家地震局地質(zhì)研究所,1987;王小鳳等,2000;朱光等,2002a).太行山山前斷裂位于太行山與華北盆地之間,是華北克拉通東部與中部的邊界斷裂.太行山是一條重力場(chǎng)和磁場(chǎng)的顯著梯度變化帶,無(wú)論是地形地貌、地殼厚度、巖石圈厚度及介質(zhì)性質(zhì),其兩側(cè)都有明顯的變化(李松林等,2011).鹽城-包頭深地震寬角反射/折射剖面起于江蘇省鹽城市東臺(tái)縣弶港鎮(zhèn)北(120°49′00″E,32°48′30″N;樁號(hào)100km),向北西方向依次經(jīng)過(guò)江蘇省的大豐、阜寧、東海,山東省的臨沂、泰安、臨清,河北省的南宮、行唐,山西省的繁峙、右玉,內(nèi)蒙古自治區(qū)的托克托等地,終止于包頭市固陽(yáng)縣金山鎮(zhèn)西南(109°58′20″E,40°55′00″N;樁號(hào)1434km),剖面全長(zhǎng)1334km(圖1).圖2是剖面的觀測(cè)系統(tǒng)圖.沿剖面進(jìn)行了21次爆破觀測(cè),單炮藥量800~5102kg,觀測(cè)投入691臺(tái)PDS三分量輕便數(shù)字地震儀,平均觀測(cè)點(diǎn)距約2.0km.為了得到郯廬斷裂、太行山山前斷裂和山西斷陷帶的精細(xì)結(jié)構(gòu),在這3個(gè)構(gòu)造部位附近,即樁號(hào)352~500,882~1000和1051~1200km布設(shè)了高分辨折射探測(cè)段,高分辨觀測(cè)段觀測(cè)點(diǎn)距加密至0.8~1.5km,炮距加密至30~50km.在沿剖面21個(gè)炮點(diǎn)的爆破激發(fā)時(shí),沿測(cè)線布設(shè)的691臺(tái)地震儀同時(shí)接收,以實(shí)現(xiàn)高分辨率折射和寬角反射/折射的聯(lián)合探測(cè),形成了追逐與相遇相結(jié)合的完整觀測(cè)系統(tǒng).為獲得反映巖石圈結(jié)構(gòu)的地震記錄,單炮接收距離盡可能遠(yuǎn),采取了如增大激發(fā)點(diǎn)的炸藥量,接收點(diǎn)盡可能選擇在基巖出露點(diǎn)等一系列措施,在21個(gè)炮點(diǎn)中有9個(gè)炮點(diǎn)的藥量超過(guò)2000kg,其中SP20炮點(diǎn)的藥量達(dá)5102kg.由于在地震波激發(fā)和接收等方面采取了一系列措施,因而記錄效果較好,最大的有效觀測(cè)距離超過(guò)500km.2地震記錄截面積震相分析及識(shí)別是主動(dòng)源地震探測(cè)研究地殼上地幔結(jié)構(gòu)最基礎(chǔ)也是最關(guān)鍵的一步(嘉世旭和張先康,2008).本次探測(cè)共進(jìn)行了21次爆破激發(fā),得到了高質(zhì)量的地震記錄,圖3顯示了5個(gè)炮點(diǎn)(SP2,SP6,SP11,SP13和SP21)的地震記錄截面圖(折合速度6.0kmsSP2炮點(diǎn)(樁號(hào)261km)位于郯廬斷裂以東的蘇北盆地內(nèi),其地震記錄截面(圖3(a))反映了蘇北盆地的主要結(jié)構(gòu)特征.其中,Pg波震相清楚、振幅較強(qiáng),其追蹤距離15~90km,折合走時(shí)最大為1.7s,說(shuō)明該區(qū)域存在很厚的沉積蓋層.Pg波組遠(yuǎn)端視速度約為6.2kmsSP6炮點(diǎn)(樁號(hào)457km)位于魯西隆起區(qū)東側(cè),其記錄截面(圖3(b))西支反映了魯西盆地的結(jié)構(gòu)特征.Pg波組最大追蹤距離可達(dá)150km,折合走時(shí)僅0.54s,貼近零線,遠(yuǎn)端視速度為5.9~6.12kms在SP11炮點(diǎn)(樁號(hào)843km)的地震記錄截面(圖3(c))展示了華北盆地的特征,Pg波的最大追蹤距離僅70km,比魯西隆起區(qū)追蹤距離小很多,遠(yuǎn)端視速度僅6.04kms從位于太行山西側(cè)SP13炮點(diǎn)(樁號(hào)925km)的地震記錄截面(圖3(d))上可以看到,Pg波折合走時(shí)曲線貼近零線,表明在太行山隆起區(qū)基底較淺、蓋層較薄.Pm波組與魯西隆起相似,波組較為清晰、振幅強(qiáng)、波的延續(xù)時(shí)間較短,Moho面也應(yīng)該是一個(gè)一級(jí)間斷面.在圖3(d)中,殼內(nèi)反射波組P1和P2震相走時(shí)曲線遠(yuǎn)端基本平行,意味著在P1震相所確定的C1界面和P2震相所確定的C2界面之間存在低速層,這是山西斷陷帶下方存在低速層最直接的證據(jù).因?yàn)樵诘叵陆橘|(zhì)速度為正梯度的條件下,P1和P2兩組震相隨距離的增大,其時(shí)距曲線應(yīng)逐漸靠近.SP21炮點(diǎn)(樁號(hào)1420km)位于包頭附近,初至Pg波可追蹤的距離最大僅60km,折合走時(shí)靠近零線,其遠(yuǎn)端視速度為6.0kms由于本次探測(cè)的剖面長(zhǎng)達(dá)1300km,同時(shí)激發(fā)能量也足夠,因此在10個(gè)炮點(diǎn)(SP1,SP2,SP3,SP9,SP10,SP11,SP14,SP19,P20和SP21)的記錄截面上Pn波震相之后,可識(shí)別出較為清楚的一組震相PL,其視速度約為8.4~8.6kms正確識(shí)別PL震相及對(duì)震相性質(zhì)的認(rèn)識(shí),對(duì)于確定巖石圈結(jié)構(gòu)有著極其重要的作用.本文認(rèn)為PL波組是來(lái)自巖石圈底界面的反射波組,其主要證據(jù)是:(1)從震相本身的特征來(lái)看,PL震相逐漸向兩邊延伸,近炮點(diǎn)方向逐漸遠(yuǎn)離Pn震相,遠(yuǎn)炮點(diǎn)方向逐漸接近Pn震相,具有反射波組的雙曲線特征;從PL震相振幅最大的區(qū)段與臨界距離之間的變化關(guān)系來(lái)看,PL震相的特征基本與Pm震相類似;從視速度看,PL震相遠(yuǎn)端視速度為8.40~8.64kms在圖2所示的觀測(cè)系統(tǒng)圖中,黑粗線是PL震相確定的巖石圈底界面反射波的覆蓋范圍,從其所覆蓋范圍來(lái)看,除了在樁號(hào)900km附近和1100km西邊分別有約20和70km寬的覆蓋空區(qū)外,其余地段的巖石圈底界面反射基本覆蓋了整條測(cè)線,盡管在激發(fā)藥量較小的SP4~SP8和SP15~SP18炮點(diǎn)的記錄上沒有識(shí)別出巖石圈底界面反射震相PL,但根據(jù)其他10個(gè)炮點(diǎn)獲得的PL震相確定的巖石圈底界反射波基本可覆蓋整條剖面,因此,由PL震相確定的巖石圈厚度及其底界面的變化形態(tài)是可靠的.3維速度結(jié)構(gòu)反演在對(duì)人工地震記錄截面進(jìn)行2~8Hz濾波后,根據(jù)不同屬性的地震波組,綜合考慮其動(dòng)力學(xué)與運(yùn)動(dòng)學(xué)的特征以及其他因素進(jìn)行震相識(shí)別、對(duì)比、讀取相應(yīng)的震相到時(shí).根據(jù)震相分析及各波組走時(shí)提取,完成了沿測(cè)線各炮點(diǎn)的一維垂向非均勻速度-深度模型的計(jì)算.在構(gòu)建二維速度模型過(guò)程中,首先利用有限差分和時(shí)間項(xiàng)方法反演Pg波走時(shí),得到結(jié)晶基底速度結(jié)構(gòu)和結(jié)晶基底界面深度.在此基礎(chǔ)上,參考沿測(cè)線已有的地球物理研究成果及地質(zhì)研究成果(岳華峰和宋占龍,1988;馬杏垣等,1991;任靑芳等,1992;王椿鏞等,1994;李松林等,2001;嘉世旭和張先康,2005),完成剖面二維非均勻結(jié)構(gòu)模型的初始設(shè)計(jì)和利用改進(jìn)的動(dòng)力學(xué)射線追蹤Seis83(Cervny和Psencik,1984)軟件包對(duì)剖面21個(gè)炮點(diǎn)的反射、折射波走時(shí)擬合計(jì)算.通過(guò)反復(fù)計(jì)算、模型修改,使各震相走時(shí)擬合誤差(除個(gè)別點(diǎn)外)小于0.1s.圖6(a)是地震記錄截面圖,(b)是理論地震圖,(c)是走時(shí)擬合,(d)是射線追蹤圖.圖7是最后得到的鹽城-包頭深地震測(cè)深剖面巖石圈二維P波速度結(jié)構(gòu)模型,白虛線以上是射線覆蓋范圍.4地殼平均速度特征圖7(a)顯示的是沿剖面布格重力異常分布,在太行山東側(cè)重力異常均為正,最大約為10mGal,而在太行山西側(cè)重力異常均為負(fù)值,異常值在uf02d10~uf02d170mGal.從重力布格異?？梢钥闯?太行山兩側(cè)的地殼結(jié)構(gòu)有明顯的差異.圖7(b)是沿鹽城-包頭剖面地殼平均速度的變化情況(計(jì)算平均速度時(shí)去除了速度小于5.0kms4.1藥物近地表速度郯廬斷裂位于樁號(hào)420km附近,其東側(cè)是揚(yáng)子板塊東北部的蘇北盆地.蘇北盆地的近地表速度較低(約3.0kms郯廬斷裂西側(cè)至聊城-蘭考斷裂(樁號(hào)約670km)之間為魯西隆起區(qū),從圖7(c)看到近地表速度較高(大于5.0kms太行山山前斷裂以西為太行山隆起區(qū)和山西斷陷帶.圖7(c)顯示,太行山隆起區(qū)基底幾乎出露地表,山西斷陷帶下方存在兩個(gè)明顯的低速凹陷區(qū),分別對(duì)應(yīng)于忻定盆地和大同盆地.殼內(nèi)界面從東往西明顯加深,最大地殼厚度約45.0km,比華北盆地明顯增厚.在山西斷陷帶下方中地殼上部C1界面與C2界面之間(深度10.0~20.0km)存在有兩個(gè)速度約6.0~6.1kms4.2巖石圈厚度和巖石圈厚度本次探測(cè)剖面具有較長(zhǎng)的觀測(cè)距,同時(shí)也具有足夠的爆破能量和較好的接收條件,在10個(gè)炮點(diǎn)的記錄截面圖上都能識(shí)別出清楚的PL震相,該震相為確定巖石圈厚度提供了最直接的證據(jù).王帥軍等(2014)在文登-阿拉善左旗深地震測(cè)深剖面太行山以西的地震記錄截面圖中,識(shí)別出了PL1和PL2兩組巖石圈地幔反射震相,并認(rèn)為太行山西側(cè)巖石圈地幔為雙層結(jié)構(gòu).本研究?jī)H識(shí)別出一組PL震相,意味著在太行山以西山西斷陷帶的巖石圈結(jié)構(gòu)較為復(fù)雜,且在南、北向上巖石圈厚度變化較大.從圖7(c)顯示的巖石圈厚度來(lái)看,巖石圈底界埋深從東南(鹽城)往西北(包頭)方向具有東淺西深的特征,在蘇北盆地下方巖石圈厚約76km,在郯廬斷裂下方減薄至約72km,過(guò)郯廬斷裂進(jìn)入魯西隆起后逐步加厚至78km,在華北盆地下方,巖石圈厚度最薄(約70km),在太行山隆起區(qū),巖石圈厚度加深至約85km,往西巖石圈厚度又逐步減薄,至大同盆地附近約為80km,之后進(jìn)入河套盆地后巖石圈厚度加深至約90km.在已完成的華北克拉通深地震測(cè)深剖面探測(cè)的資料中,僅在少數(shù)剖面的記錄截面圖上能讀出來(lái)自巖石圈底界面反射波PL震相的走時(shí),并由此確定出巖石圈厚度,例如在位于華北克拉通諸城-宜川人工地震剖面資料中,由PL震相確定的巖石圈結(jié)構(gòu)顯示,太行山東西兩側(cè)巖石圈厚度存在著巨大的差異,東側(cè)華北克拉通東部為70~80km,在西側(cè)安陽(yáng)-宜川附近為80~120km(李松林等,2010).近東西向的文登阿拉善左旗深地震測(cè)深剖面與本剖面在石家莊附近相交,在該剖面的記錄截面上識(shí)別出了兩組巖石圈地幔的反射震相PL1和PL2,其中,L2界面東淺西深在75~160km范圍內(nèi)變化,其深度與前人解釋的巖石圈底界深度大致相當(dāng),推斷L2界面可能是巖石圈底界(王帥軍等,2014).近年來(lái)利用遠(yuǎn)震接收函數(shù)資料,對(duì)華北克拉通巖石圈厚度進(jìn)行了約束(如陳凌等,2010;朱日祥等,2011及其中的參考文獻(xiàn);Chen等,2014).其結(jié)果顯示:太行山以東的華北盆地和渤海灣巖石圈厚度大致在60~80km,華北盆地與燕山交界區(qū)域(主要是燕山地區(qū))巖石圈厚度約130km;華北克拉通西部巖石圈厚度達(dá)200km;華北克拉通中部不同地區(qū)巖石圈厚度差別較大,其北段巖石圈厚80~140km,而中南段巖石圈最厚處可達(dá)160~170km.從以上深地震測(cè)深結(jié)果和接收函數(shù)研究結(jié)果可見,華北克拉通東部巖石圈明顯減薄,巖石圈厚度主體在100km以下,而華北克拉通中部巖石圈減薄極其不均勻.另外對(duì)漢諾壩、陽(yáng)原、大同等地采集的新生代玄武巖及其地幔包體以及中生代基性侵入巖的巖石和地球化學(xué)研究結(jié)果也指出,在華北克拉通中部的一些局部區(qū)域可能也發(fā)生了或正在發(fā)生巖石圈減薄和改造,并可能存在南北差異(吳福元等,2008;Xu等,2004,2007;Wang等,2006;Tang等,2006,2008).這些證據(jù)表明,山西裂陷帶和銀川-河套裂陷帶的巖石圈也可能已經(jīng)或正在遭受不均勻破壞.造成這些地區(qū)巖石圈厚度變化較大的原因可能與其早期本身的不均一性有關(guān)(朱日祥等,2011).環(huán)鄂爾多斯古老構(gòu)造帶在長(zhǎng)期的構(gòu)造演化過(guò)程中,受多期構(gòu)造事件影響而活化,被多次改造弱化,弱化的程度與鄂爾多斯塊體的作用有關(guān),在新生代印度板塊與歐亞大陸的陸-陸碰撞和青藏高原塊體北東向推擠的作用下,其巖石圈受到進(jìn)一步改造減薄.從地球動(dòng)力學(xué)角度來(lái)看,中國(guó)西部的地質(zhì)構(gòu)造主要受制于印度板塊與歐亞大陸的碰撞作用,陜西-山西裂陷帶和銀川河套裂陷帶的巖石圈部分破壞其動(dòng)力來(lái)源主要來(lái)源于印度板塊與歐亞大陸的碰撞作用,穩(wěn)定的鄂爾多斯剛性塊體的獨(dú)特地質(zhì)構(gòu)造演化過(guò)程和地理位置在陜西-山西裂陷帶和銀川-河套裂陷帶巖石圈破壞過(guò)程中應(yīng)該起著非常重要的作用.4.3桐斷裂(巖石圈地表2)郯廬斷裂位于剖面樁號(hào)420km附近,從速度結(jié)構(gòu)來(lái)看,郯廬斷裂下方的G界面和C1界面都明顯下凹,而C2,C3和M界面都有約2.0km左右的局部上隆.在C1界面之下,樁號(hào)420km附近的P波速度明顯要比兩側(cè)要高0.05~0.15kms郯廬斷裂是一條長(zhǎng)達(dá)2400km的大型斷裂,多數(shù)學(xué)者認(rèn)為其起源于印支期華北與揚(yáng)子克拉通碰撞造山過(guò)程中(朱光等,2002b).鄭建平等(2000,2006)通過(guò)郯廬斷裂內(nèi)、外地幔包體對(duì)比分析發(fā)現(xiàn),斷裂內(nèi)的地幔交代明顯加強(qiáng),古老的巖石圈地幔完全被新生巖石圈物質(zhì)所置換,而遠(yuǎn)離該斷裂的華北克拉通內(nèi)部仍有古老巖石圈地幔的殘留,表明該斷裂是新生軟流圈物質(zhì)上涌及地幔改造與置換作用的良好通道.本研究結(jié)果及其他研究結(jié)果均指示郯廬斷裂應(yīng)是華北克拉通巖石圈減薄過(guò)程中的強(qiáng)減薄帶,在華北克拉通破壞過(guò)程中起著極其重要的作用.4.4區(qū)域地殼厚度太行山山前斷裂位于深地震剖面樁號(hào)950km附近,其東側(cè)是華北盆地,西側(cè)是太行山隆起和山西斷陷帶.太行山兩側(cè)速度結(jié)構(gòu)存在明顯的差異,主要體現(xiàn)在:東側(cè)華北盆地上地殼是一個(gè)低速凹陷區(qū),地表速度較低,約為3.0kms除了G界面和C1界面外,太行山西側(cè)山西斷陷帶下的C2,C3界面和Moho界面的深度較東側(cè)的華北盆地明顯變深,其中,Moho界面從東側(cè)的約31.0km逐步加深到西側(cè)的46.0km左右,中地殼厚度從東側(cè)華北盆地的約11.0km逐步加厚至西側(cè)約19.0km,同時(shí)下地殼也從華北盆地的9.0km加厚至山西斷陷帶的15.0km左右.也就是說(shuō)山西斷陷帶下的地殼增生主要是中-下地殼增生.4.5巖石圈的橫向變化和巖石圈結(jié)構(gòu)的變化本研究結(jié)果表明,太行山東側(cè)華北克拉通東部的巖石圈厚度為70~78km,太行山西側(cè)華北克拉通中部山西斷陷帶巖石圈厚度增加到80~90km.太行山兩側(cè)巖石圈結(jié)構(gòu)存在的顯著差異得到許多研究成果證實(shí)(陳凌等,2010;李松林等,2011).這種差異不僅表現(xiàn)在地殼速度的橫向變化和巖石圈結(jié)構(gòu)的變化上,而且,還表現(xiàn)在兩側(cè)的巖性及化學(xué)結(jié)構(gòu)的變化上.西部巖石圈地幔年齡相對(duì)較老,而東部巖石圈的年齡較新(張洪福等,2005;鄧晉福等,2007;鄭建平,2009).這些現(xiàn)象都表明,太行山以東地區(qū)的克拉通巖石圈結(jié)構(gòu)已經(jīng)遭受了嚴(yán)重的破壞和改造.并且太平洋板塊中生代對(duì)歐亞大陸的俯沖在華北克拉通構(gòu)造演化的過(guò)程中起了重要作用.由于太平洋板塊俯沖作用,使得上地幔發(fā)生快速和不穩(wěn)定的流動(dòng).這種區(qū)域地幔流動(dòng)體系引起華北克拉通上地幔熔體、流體含量的增加,促進(jìn)了大陸巖石圈的軟化(朱日祥和鄭天愉,2009).而太行山以西鄂爾多斯塊體巖石圈仍保持約200km的厚度,并且鄂爾多斯地塊內(nèi)部有較低的地表熱流、缺少火山和地震活動(dòng),以及長(zhǎng)期穩(wěn)定的構(gòu)造特征,可以認(rèn)為基本沒被破壞.而在鄂爾多斯周緣,特別是山西-陜西斷陷帶和銀川-河套裂陷帶巖石圈破壞的程度是不均勻的,其不均勻細(xì)節(jié)有待進(jìn)一步研究.5巖石圈厚度變化鹽城-包頭深地震寬角反射/折射剖面進(jìn)行了21次大噸量級(jí)爆破,得到了非常清楚的地殼和巖石圈震相,揭示了蘇北盆地、魯西隆起、華北盆地、太行山隆起、山西斷陷帶和鄂爾多斯北緣的巖石圈結(jié)構(gòu)特征,研究結(jié)果表明:(