孙一男，王 亮，程国亮
（中国地震局地球物理勘探中心, 郑州 450002）
华北克拉通中西部 紧邻青藏高原东北缘，地质结构复杂、断裂发育、新构造活动强烈[1-5]。由于长期受到印支板块向北推挤青藏高原强烈挤压作用，构造运动产生的地应力场表现为NWW方向引张、NNE方向挤压的格局，逐渐形成突变的地球物理场和较强烈的地震活动。银川盆地与东侧鄂尔多斯块体和西边阿拉善块体相比第四纪活动比较强烈，地壳速度结构在不同地质结构中的差异较大。研究覆盖区域尤其是中部银川地堑盆地内，历史上曾经多次发生强度较大的地震，早在1739年（清乾隆三年）在银川盆地北部的平罗县发生过8.0级银川-平罗大地震、宁夏海原县1920年发生里氏8.5级大地震[6-7]，之后又有1927年古浪8级地震和十余次6至6.9级地震。以上这些有记载的地震发生多与上地幔结构和区域地壳运动、介质状态变化等因素关系紧密[8-10]。
为探明华北克拉通地区地震等活动的深部构造背景，2009年以来，中国地震局地球物理勘探中心在鄂尔多斯北缘、太行山山前、郯庐断裂带南段、华北平原区等构造部位上完成了多条宽角反射/折射剖面以及深地震反射剖面，通过对取得的数据资料处理与计算获得了华北克拉通不同构造部位的深、浅构造特征和壳幔精细结构，这对理解华北克拉通不同构造部位的浅部构造响应、深部过程起到至关重要的作用。但目前开展的探测工作大多集中在华北克拉通中、东部地区，有关西部地区的精细结构探测工作较少。2014年初，在国家自然科学基金重点支持下完成了一条横跨银川盆地及其两侧块体的宽角反射/折射及高分辨折射探测剖面(巴图湾—阿拉腾敖包地震测深研究剖面)。
本文通过人工地震联合探测剖面获得的P波地震记录数据，结合以前在该地区获得的天然地震和人工地震的资料以及地球动力学、地质构造等相关结果[11-13]，获得了地壳一维P波速度结构图像。在区域内构建了不同地质单元的地壳速度结构模型，为研究银川地堑与相邻地块的基底结构、深部构造差异、相关断裂的构造特征及相互关系提供了必要条件，为设计该地区二维地壳结构模型以及进行更深一步的研究提供了必要的基础模型，也为进一步研究银川盆地及其两侧地壳精细结构和深部环境提供了重要的地球物理参数。
1.1 地质构造背景
巴图湾—阿拉腾敖包地震测深研究剖面（图1）从东到西依次经过鄂尔多斯地块、银川地堑盆地、阿拉善地块等多个地质构造单元。剖面东段位于鄂尔多斯地块西北缘，鄂尔多斯地块有较为稳定的刚性基底，地块内部没有构造活动和形变。中部的银川地堑盆地东界为黄河断裂并与东边鄂尔多斯地块相接，西边为贺兰山东麓断裂带，南界为牛首山东麓断裂，其构造活动和形变与其周边构造区域相比整体性相对较为稳定[14]。中部的银川地堑盆地断裂呈NE走向，北缘被石嘴山南一组隐伏断裂所控制；
盆地内部基底构造复杂，存在许多隐伏断裂，断裂发育纵横交错；
盆地整体为中部凹陷，东西两侧抬升，西侧陡东侧缓的构造形态。银川地堑盆地为夹持在贺兰山东麓与鄂尔多斯盆地西缘断褶带之间的断陷盆地[15-18]。剖面的西段为阿拉善地块，多数地质学家认为其是中朝古板块的一部分，但在构造划分方面仍存不少争议。尤其是对其北部边界的划分存在两种观点，一种观点认为是以雅布赖山西麓断裂为界，另外一种观点认为是以恩格尔乌苏蛇绿岩缝合带为界。地块东部多以贺兰山西麓断裂为界，但也有以巴彦乌拉山断裂带为界的说法。阿拉善块体以新生代为分界，先后经历了阿拉善块体由北向南推挤和柴达木-祁连块体由南往北的推挤过程，造成了该地块呈现较高的不稳定性和活动性，一些规模较大的韧性剪切带比较发育[19-20]。
图1 剖面位置图
剖面中部即宁夏及邻区的活动断裂类型多样，方向各异且大小断裂十分发育。按走向分为NS、NNE向的断裂，银川平原为一地堑式断陷盆地[21]，地壳构造运动强烈，地震活动水平高，历史上曾经发生过 1739 年银川-平罗 8.0级大震及多次6级地震。进入20世纪以来在盆地东南部的吴忠、灵武地区也发生过多次中强地震，仅1960年以来该区就发生5级以上中强达地震7次之多。
1.2 剖面位置
本研究布设的巴图湾—阿拉腾敖包地震测深剖面位于华北克拉通中西部，剖面沿内蒙乌审旗巴图湾（其坐标为：37.979 809°N，108.774 878°E，剖面桩号100 km）向北西依次经内蒙古自治区鄂托克前旗、昂素镇、银川市的兴庆区、贺兰县、金凤区、西夏区、内蒙的阿拉善左旗、河屯池盐场、北西端点终止于阿拉腾敖包镇附近（其坐标为：40.105 729°N，103.968 465°E，剖面桩号600 km），剖面设计全长约500 km，呈南偏东、北偏西向展开。在剖面经过测线上设计了12个炮点的人工爆破震源，高分辨探测段在银川盆地地堑区域，炮点间隔约为10～30 km，药量适当降低约为0.5～0.8 t，观测点距为0.6～0.8 km。高分辨折射两侧的延长线为宽角反射/折射段，炮距为65～85 km，单炮药量在1.5～3.0 t，观测点距为1.5～2.3 km。炮点岩性有基岩和土层两种，钻井深度为60～80 m，激发方式为多井组合，根据技术设计方案布设315台数字地震仪，以实现高分辨折射和宽角反射/折射的联合探测，形成了追逐与相遇相结合的较为完善的观测系统（图2）。记录来自壳幔不同深度范围、不同属性的地震波场信息，从而保证了结晶基底折射波具有连续追踪、壳幔内不同深度的反射波具有多次相遇、追逐和互换，并且能够获得比较连续反映不同构造区段、不同深度的地壳地震波场信息。
图2 综合观测系统图
巴图湾—阿拉腾敖包地震测深剖面共获得的12炮人工地震P波数据资料，在处理过程中根据震相对比原则采用6.00 km/s的折合速度，滤波档选择3～15 Hz的。在识别震相(波组)对比的过程中需要考虑波组的波形特征，同时也需注意其他因素的影响。经过反复滤波处理，本次人工地震资料主要识别对比出了Pg、P1、P2、PmP、Pn等波组。在剖面上选取了3炮具有代表性的地震记录截面见图3～5（sp3、sp8、sp9）。利用观测剖面12个炮点所获得的测深记录资料经过带通滤波、单道滤波等处理，震相显得较为清晰可靠。识别对比出的5组震相分别为：上地壳上部回折波Pg与壳幔分界面的反射波PmP，这两组波的震相清晰、能量较强，显示为稳定可靠的特征，可连续追踪对比；
上地壳底部反射波P1与下地壳顶面的反射波P2，这两组波反映了地壳结构的局部特征，其震相通常表现为不连续或不明显，较强的振幅多数仅在小尺度范围内的地段显示；
Pn是来自上地幔顶部的折射波（首波），Pn波所反映的界面显示出较深的特征，在炮检距较短的其他记录界面图上几乎不能辨认。
图3 内蒙古鄂托克前旗县玛拉迪乡苏木巴彦温度尔村SP2炮（181 km）记录截面图
图4 银川市贺兰县苏峪口SP8炮（357 km）记录截面图
图5 内蒙阿拉善左旗和屯池盐场附近SP11炮（474 km）记录截面图
Pg初至波，一般震相表现为能量较强、清晰可靠、可进行连续对比追踪。通常情况下，Pg波一般可以追踪到距炮点90 km左右。但本剖面上由于激发条件理想，记录资料质量优秀，多数炮点可追踪到距炮点100 km左右，尤其是在银川盆地区段由于激发和观测条件较好甚至可以追踪到110 km（如SP11炮点）。个别位于土层且含水层较深的炮点能量迅速衰减，震相显示较弱，随距离的增加振幅迅速衰减变得难以辨认，一方面是由于激发条件的原因，另外与浅部复杂的地质构造也有较大的关系。Pg波在本次观测中的视速度在沙漠地段和贺兰山周边地区差别较大，沙漠地段的视速度随炮检距的增加而迅速增大，从近炮点至终点处一般为2.00～6.00 km/s左右，这说明P波速度随深度增加而增大的特征非常明显。
上地壳底界面C1界面上的反射波P1波，一般来说反射界面的深度范围大约在23 km左右，对比追踪的距离可达距离炮点100 km左右。本研究中各个块体上分别显示了不同的特征，在银川盆地内部130 km以远也能够分辨对比出来。在鄂尔多斯块体上振幅较弱，在银川盆地里P1波显示较强的信号，在阿拉善块体内部该波组也能够对比出来，显示出较深部界面的记录特征，其平均速度为5.80～6.10 km/s。
P2是下地壳顶面C2界面上的反射波，一般深度为33～36 km，在记录界面上反映出的距离一般在距炮点65～130 km内。在鄂尔多斯块体内部该波组显示出能量弱且几乎无法辨认，在剖面上显示出C2界面缺失的现象；
在银川盆地内部显示出较强振幅的特征，在阿拉善块体振幅较弱，在银川地堑盆地与阿拉善块体内均能在140 km左右对比出该震相，其平均速度为5.85～6.19 km/s。特别是在鄂尔多斯块体显示出壳内非常透明，没有太多的复杂震相出现。
PmP波是壳幔分界面M面的反射波，平均速度为6.20～6.52 km/s，M面深度为42.0～48.0 km。PmP波在本剖面取得的12炮记录截面上波形和振幅都具有较大的变化，可以分辨出是一组优势波，距炮点75.0 km左右即可清晰辨认出PmP波的存在。但是从记录面貌特征可以看出，各个块体内部的振幅特征和强度又有明显不同。鄂尔多斯块体内部该波组显示出振幅强度强而后续波消失或衰减快的特征，但是在阿拉善块体内部显示为振幅强度强、该波组后面有一个厚度过渡带的特征。从该波组的特征可以看出两块体在大的构造背景下所处的运动环境差异。
Pn波是来自上地幔顶部折射波（首波），Pn波一般200 km左右进入初至区、可追踪至350 km以远。Pn波能量存在差异，但基本都能连续追踪对比。鄂尔多斯块体视速度为8.10 km/s左右，反映鄂尔多斯块体内波速较高，能量较强；
而在阿拉善块体的截面图显示其速度为8.00 km/s，与东部相比速度略有降低。表明整体地区上地幔顶部的速度结构并不均匀。
通常处理反射波走时资料的方法有很多种，本文主要采用T2-X2方法、“PLUCH”反演2种方法。为了建立该剖面的一维地壳正演结构模型，需要通过上述方法来求得地壳深部各层的平均速度、深度和视速度等结果。
反射波平均速度计算所用的方法一般是T2-X2法。反射波的时距曲线方程为
由式（1）～（2）可知，如果以T=t2、X=x2为变量做图，可求出反射界面上地层的波速值ν。在平均速度求取过程中诸多干扰因素都会对结果产生一定的影响，比如表层的地质条件存在着一定的差异、沉积盖层的厚度起伏变化较大等。由于本剖面段跨越了不同的地质构造块体，在不同区段的地壳深部反射界面也必然具有较大的差异，因此上述影响因素都必然存在。根据12个炮点T2-X2法计算获得的P1、P2、PmP波的平均速度分别约为5.90～6.10 km/s、 6.15～6.30 km/s、6.20～6.50 km/s。图6为求取的各炮反射波平均速度-深度图，具体各炮计算结果表1。
表1 宽角反射/折射剖面反射波组平均速度一览表
图6 T2-X2方法计算sp2、sp8、sp11各炮反射波平均速度-深度图
“PLUCH”通常作为一种可计算层速度和层厚度的反演地壳速度结构解释的常用方法，其优势是允许反射界面的形状是任意的，其原理如下：
假设地球为一个均匀对称的球体，设介质的速度为v0，r1、r2和r2分别是爆炸点、接收点和反射点的半径，射线参数表达式为：
若要求出p的值需已知i2角，进而可求得i1和i0。关于速度v0的第一个表达式可由射线参数表达式得到
根据走时关系可以求得第2个关于速度的v0表达式为：
式中：设实测反射波走时为T。由V(r0,p)和V(r0,T)这两个方程可以绘制出每一个测点速度曲线图。在水平均匀层情况下，对每一个测点的两组曲线应全部相交于一点，交点所对应的速度和深度即为问题的解(v0、z0)。
沿剖面12个炮点所识别对比出的P1、P2、PmP反射波震相中选择部分进行反演计算（图7）。结果显示，P1波的上覆介质平均速度一般为5.75～6.17 km/s，深度一般为19～22 km；
P2波的上覆介质平均速度一般为6.10～6.25 km/s，深度一般为25～28 km；
PmP波的上覆介质平均速度一般为6.25～6.75 km/s，深度一般为40～52 km。有些炮的资料两组曲线并不能交于一点，其原因是受壳内速度结构横向非均匀性并且地表沉积层或深部界面强烈起伏的影响造成的，因此仅对该方法交点速度和深度合理的有关炮点进行了计算和成图。
图7 用PLUCH方法求取的壳内各界面上覆介质的平均速度-深度图
为了建立合理的一维地壳结构的初始模型，需通过上述两种方法处理计算得到地壳结构的有关参数。将模型与实测的走时资料进行一维拟合。假定波的传播速度在水平方向上的变化是均匀的，且速度随深度呈线性变化：
式中：V0是波在震源基准面处的速度；
K是波速度；
β=K/V0；
Z为深度。令P为射线参数，x为距离，t为时间，可得速度随深度线性变化情况下的射线方程式
对取得的走时资料进行一维正演拟合，通过反复修改地壳速度结构模型即可实现理论与实测资料的最佳拟合（图8）。
图8 一维速度结构模型和拟合曲线图
通过巴图湾—阿拉腾敖包地震测深剖面12炮地震走时记录的拟合获得了地壳一维速度结构模型（图9），模型结果显示：
图9 沿剖面一维地壳速度结构模型图
巴图湾—阿拉腾敖包地震测深剖面穿越3个不同的地质构造单元，自西向东分别为阿拉善地块、银川地堑盆地、鄂尔多斯地块。从获取该剖面的一维速度深度结果上可以看出，研究区域的速度结构和界面形态沿测线有明显的分块特征。
经过震相对比和建立的一维速度模型可知，该地区地壳厚度变化较大，从复杂的深部构造结构上来看，壳内纵向与横向存在着明显的不均匀性。从界面起伏变化和速度等值线疏密特征，以及记录截面上震相到时滞后、波形变化紊乱等特征，推测了断裂的存在，且有向下延伸至Moho界面的可能。沿剖面各界面形态由西向东起伏变化明显，在鄂尔多斯块体内部地表速度较低，壳内速度变化较为平缓，地壳特征较为稳定。在银川盆地地堑地块中，西部贺兰山西缘断裂位于剖面约380 km桩号附近，吉兰泰盆地与贺兰山交界处，地壳厚度约为46 km。贺兰山东麓断裂位于本剖面的中部银川盆地西缘与贺兰山交界处，剖面桩号大约为365 km附近，地壳厚度约为45 km。银川地堑东缘断裂位于剖面的东部大约305 km桩号附近，断裂的两侧界面形态和速度结构有所差异，该断裂穿透基底倾向下有延续到深部Moho界面的迹象，该断裂附近的速度结构也存在明显的起伏变化特征。
巴图湾—阿拉腾敖包地震测深剖面一维数据处理结果表明，地壳厚度变化范围大致在37～47 km范围内，总体呈现为东部较薄而西边较厚的特征。由于构造环境存在较大差异，而各块体又具有不同的地质演化过程，因此各自的地壳厚度特征也不尽相同。其具体表现为在鄂尔多斯块体内Moho界面深度为43 km，阿拉善块体位于剖面西段，其Moho界面深度趋势为自东向西缓慢加深，最深处约为48 km。中部为重点研究区域，其西部贺兰山麓地区Moho界面由银川盆地自东向西呈急剧加厚下倾趋势，最浅处约为37 km，最深处可达到46 km，变化幅度剧烈，极小范围内突变达9 km。
该区地壳结构呈明显分层结构，从一维地壳速度结构模型可明显看出，该区基本地壳结构由反射波（P1、P2、PmP）和基底折射波（Pg）所构成。图9可看出，强梯度层位于地壳表层约0～3 km范围内并且速度与深度成正比例增大，地表速度范围为2.20～3.90 km/s左右；
上地壳C1、C2和Moho界面的深度分别为：19～22 km、28～35 km、44～48 km。在中下地壳内部银川盆地和贺兰山下方有一局部低速块体存在，这与普遍研究认为的浅层低速主要分布在银川地堑盆地、高速主要分布在银川地堑西部的贺兰山区这一结论相印证。综合壳内界面和Moho面深度变化以及一维地壳速度结构壳内速度变化等，并根据一维速度结构及勾画的界面形态特征进行分析，推测了4条断裂的存在，分别为黄河断裂、贺兰山东缘断裂、贺兰山西缘断裂及巴彦乌拉山东缘断裂。从地震分布图和断裂位置展布特征可以看出，历史上发生的多数地震事件与这些断裂带高度重合，因此认为多数地震的发生背景与其深部构造关系密切。由于研究区域的速度结构和界面形态存在较大的横向不均匀性，断裂的空间展布特征难以精确定位，要搞清这些精细的变化特征还需要做进一步的研究。
巴图湾—阿拉腾敖包地震测深剖面一维地壳速度结构揭示了地下物质介质和属性的差异，结果显示：鄂尔多斯块体内部的地表速度较低，基底埋藏深度较浅，壳内速度变化较为平缓，显示稳定地壳特征。西段阿拉善地块长期受到青藏高原向北推挤的作用，其内部和周边形成了一系列的断裂和沉降小盆地，在速度结构图上断裂的位置能够对照二维结果进行初步分辨。银川盆地位于贺兰山和鄂尔多斯块体之间，长期受到青藏高原隆升北东向持续挤压的影响，使得银川盆地纵向断层垂直断陷、盆地深部上地幔物质上涌和地壳减薄，加剧了盆地的拉张断陷作用。贺兰山在构造上位于阿拉善地块和鄂尔多斯块体的结合部位，一维速度结构显示贺兰山基岩几乎出露地表，结合研究可知，该位置中下地壳内部低速块体的存在揭示了贺兰山造山过程中伴随了上地幔热物质的上涌。
由于长期以来受到青藏高原及其各个块体的相互碰撞作用，使得巴图湾—阿拉腾敖包地震测深剖面经过的区域块体内部断裂纵横交错、断裂活动强烈，不断有中强地震发生。从地质构造图（图1）上可以看出，地震多发生在断裂带附近的区域。本文研究剖面的一维地壳速度结构显示断裂带附近速度结构和壳内界面呈现起伏、及高低速相间的速度异常现象，断裂带及其周围的构造应力场状态极易被这种不稳定现象所改变，造成地壳中应力集中，从而诱发地震。多数学者研究[22-24]表明，高、低速区的边界地区是地震孕育发生的高频区域，这表明大震孕育和发生依赖于环境所体现的深部条件。
综上所述，深部地球物理场特征和震源周围的区域构造背景是导致区域地震频发的重要因素，二者之间具有密切联系。本剖面一维壳幔速度结构的研究对理解该区域地壳结构、物性差异、构造异常区的分布特征以及地震孕育构造背景的研究都具有重要意义。
致谢审稿专家为本文提出了有益的建议，王帅军研究员在资料解释中给予了指导和帮助，构造探察部的同事提供了研究剖面数据，在此一并表示衷心感谢。
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