青藏高原東北緣六盤山—鄂爾多斯盆地的地殼速度結(jié)構(gòu)特征

李英康, 高銳, 米勝信, 姚聿濤, 高建偉, 李文輝, 熊小松

1)國(guó)土資源實(shí)物地質(zhì)資料中心，河北三河，065201；2)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京，100037

內(nèi)容提要: 青藏高原東北緣六盤山—鄂爾多斯盆地深地震測(cè)深剖面沿近東—西向布設(shè)長(zhǎng)約420km，跨越鄂爾多斯盆地、六盤山和秦祁地塊。本文根據(jù)沿測(cè)線爆破地震的6炮記錄截面圖中，6個(gè)震相的到時(shí)資料，結(jié)合地震記錄中的振幅信息，確定了沿剖面的二維縱波地殼速度結(jié)構(gòu)。鄂爾多斯盆地的地殼平均速度為6.38～6.40km/s，地殼厚度為41.7～48.2km。六盤山地區(qū)的地殼平均速度最高為6.40～6.42km/s，地殼厚度最大為53～54km。六盤山以西秦祁地塊的地殼平均速度最低為6.32～6.40km/s，地殼厚度為50.3～53km。整個(gè)莫霍面形態(tài)東淺西深，明顯向西傾斜。鄂爾多斯盆地東側(cè)的莫霍面深度最淺為41.7km，六盤山下方莫霍面的深度最深為54km。莫霍面首波Pn在220km之后出現(xiàn)，速度為7.8～8.1km/s。最后討論了本區(qū)的深部特征和盆山結(jié)構(gòu)關(guān)系。

六盤山地區(qū)處于中央造山帶與南北構(gòu)造交匯區(qū)，受中朝準(zhǔn)地臺(tái)、青藏高原和揚(yáng)子準(zhǔn)地臺(tái)三個(gè)一級(jí)構(gòu)造單元的控制。中朝準(zhǔn)地臺(tái)分為鄂爾多斯地塊和阿拉善地塊二級(jí)構(gòu)造單元。青藏高原東北緣分為祁連山褶皺系、秦嶺褶皺系和甘孜褶皺系二級(jí)構(gòu)造單元(任紀(jì)舜等，1981)。六盤山地勢(shì)總體上北高南低，海拔多數(shù)在2000m以上，呈北北西向狹長(zhǎng)帶狀延伸，處在寧南弧形推覆構(gòu)造帶南段前緣地帶，以西華山—六盤山深大斷裂為界，西部屬于西華山—六盤山推覆體，東部屬于香山—固原推覆體。青銅峽—固原深大斷裂呈近南北向展布，被認(rèn)為是祁連地塊與華北板塊分界斷裂。北西走向的海原—六盤山斷裂與祁連山造山帶相連，并最終與阿爾金斷裂系相貫通，因而構(gòu)造上被視為青藏高原東北的邊界(圖1)。它東臨鄂爾多斯地塊，北連阿拉善地塊，南為秦嶺—大別中央造山帶，是我國(guó)北方現(xiàn)今構(gòu)造格局和地勢(shì)東西分異的重要界線，也是中國(guó)東西部現(xiàn)在和古環(huán)境格局的重要分界線(胡鴻飛，2007)。

六盤山弧形構(gòu)造帶是由數(shù)條北東向凸出的弧形逆沖斷裂帶組成。主要分為三個(gè)弧形構(gòu)造帶：西華山—南華山—六盤山弧形構(gòu)造帶、天景山—香山弧形構(gòu)造帶和煙筒山—窯山弧形構(gòu)造帶，經(jīng)歷了多次的逆沖推覆作用，主要表現(xiàn)為一系列形態(tài)相似的鏟式疊瓦狀逆沖推覆斷層和上覆逆沖推覆體(湯錫元等，1988；劉少峰等，1997；張進(jìn)等，2000，2004)。六盤山地區(qū)淺層廣泛發(fā)育祁連地體的沉積建造是祁連地體自西向東遠(yuǎn)距離、大位移滑脫推覆到鄂爾多斯地塊之上的結(jié)果，造成鄂爾多斯西緣的根帶隱伏于六盤山地區(qū)祁連地體之下，形成了祁連地體和華北陸緣地體雙層疊置的沖斷推覆構(gòu)造。1920年12月海原8.5級(jí)大地震很可能就是秦祁地塊與華北克拉通兩大構(gòu)造單元接觸界線發(fā)生碰撞的反應(yīng)(潘素珍等，2001；章貴松等，2006；陳孝雄等，2007)。

圖1 青藏高原東北緣構(gòu)造簡(jiǎn)圖(據(jù)胡鴻飛，2007簡(jiǎn)化)Fig. 1 Simplified Geological structural map of the northeastern margin of the Qinghai—Xizang (Tibet) Plateau (Hu Hongfei, 2007)

20世紀(jì)80年代以來，在青藏高原東北緣開展了大量的寬角反射與折射地震測(cè)深剖面及深反射地震、寬頻地震探測(cè)，獲得了青藏高原東北緣地區(qū)的地殼速度結(jié)構(gòu)(王春鏞等，1995，2003；林中洋等，1992；閔祥儀等，1991a,b；李清河等，1991；李松林等，2001，2002；張少泉等，1985；崔作舟等，1996；陳學(xué)波等，2001；張先康等，2008；趙金仁等，2005；嘉世旭等，2008；王海燕等，2007；高銳等，2006，2011；胥頤等，2001；薛光琦等，2003; 郭彪等，2004)。利用寬角反射與折射地震測(cè)深資料、天然地震資料反演得到了青藏高原東北緣莫霍面等值線圖，對(duì)不同構(gòu)造單元的地殼速度結(jié)構(gòu)特點(diǎn)進(jìn)行了討論(王周元，1984；周民都等，2000；周民都，2006；曾榮生等，1995；陳學(xué)波等，2001)(表1)。

表1 青藏高原東北緣不同構(gòu)造單元的地殼界面深度和速度分布表Table 1 The depth of crustal interface and velocity distribution of the different tectonic units in northeastern margin of the Qinghai—Xizang (Tibet) Plateau

南北向的西吉—中衛(wèi)寬角反射與折射地震測(cè)深剖面全長(zhǎng)248km。Pn波速度為為8.0～ 8.05km/s。地殼分為5層，莫霍面深度在45 ～ 51km 之間變化，其特點(diǎn)是南北兩端較深, 中間相對(duì)隆起。西華山—六盤山地殼深斷裂帶兩側(cè)殼幔結(jié)構(gòu)具有明顯的差異，莫霍面存在著5.0km 左右的起伏(李清河等，1991；劉少峰等，1996)。六盤山地區(qū)寬頻帶地震接收函數(shù)方法獲得的地殼上地幔結(jié)構(gòu)結(jié)果表明：青藏高原東北緣和鄂爾多斯的接觸過渡帶接收函數(shù)震相復(fù)雜，速度橫向變化劇烈, 地殼厚度變化的總趨勢(shì)是自西北至東南逐漸變厚, 在海原地震帶下方和西秦嶺斷裂以西到日月山斷裂之間的Moho面結(jié)構(gòu)復(fù)雜，地殼平均厚度約為 51.5 km, 六盤山下方地殼厚度為 53.5 km, 鄂爾多斯西南緣地殼平均厚度約為50 km, 整個(gè)莫霍面呈下凹狀(童蔚蔚等，2007；陳九輝等，2005)。

圖2 深地震測(cè)深測(cè)線位置圖Fig. 2 The location map of deep seismic sounding line

印度板塊與歐亞板塊碰撞形成了青藏高原，這已成為國(guó)內(nèi)外多數(shù)學(xué)者的共識(shí)。然而，其變形機(jī)制仍是長(zhǎng)期爭(zhēng)論的重要科學(xué)問題。爭(zhēng)論的焦點(diǎn)是圍繞兩個(gè)端元模型：①青藏高原發(fā)展演化過程中，巖石圈變形保持垂直貫通狀態(tài)(England et al.，1982；Flesch et al，2005)；②中地殼或下地殼中的側(cè)向流體(如管道流)導(dǎo)致了變形隨深度變化(Zhao W et al.，1987；Clark et al.，2000；Bird，1991；Royden et al.，1997; Yin et al.，2000)。這兩種變形模型都提出了已有觀測(cè)結(jié)果支持的證據(jù)(Hirn et al.，1984；Wittlinger et al.，1998；Nelson et al.，1996；Royden et al.，2008)。

總之，無論是大地構(gòu)造位置，還是地質(zhì)時(shí)間位置，青藏高原東北緣的六盤山地區(qū)都具有其特殊性。因此，2012年在六盤山—鄂爾多斯盆地區(qū)開展了深地震反射、寬角反射與折射地震探測(cè)，對(duì)進(jìn)行青藏高原東北緣的地殼結(jié)構(gòu)和地質(zhì)構(gòu)造演變研究具有重要意義。本文給出了該區(qū)寬角反射與折射地震測(cè)深的結(jié)果。

表2 六盤山地震觀測(cè)的炮點(diǎn)參數(shù)表Table 2 The shot parameterTable of Liupan Mountain seismic survey

1 測(cè)區(qū)位置

六盤山地區(qū)的寬角反射與折射地震測(cè)深剖面沿東—西向布設(shè)，與150km長(zhǎng)的深反射地震測(cè)線重合，長(zhǎng)度約420km。西起于云田鎮(zhèn)、向東依次經(jīng)過通渭縣、莊浪縣、華亭縣、崇信縣、涇川縣、寧縣，東端延至黃陵縣(圖2)。

沿六盤山420km的地震測(cè)線布設(shè)7個(gè)炮點(diǎn)，自西向東分別是通渭縣西炮(2000kg)、通渭縣東炮(1500kg)、莊浪縣炮(1500kg)、華亭縣南炮(1500kg)、涇川縣西炮(1500kg)、寧縣西炮(1500kg)和正寧縣北炮(2000kg)，炮間距40～70km，每炮總藥量1500～2000kg。采用10～15口深井組合爆炸激發(fā)地震波，炮點(diǎn)參數(shù)見表2。測(cè)區(qū)內(nèi)地殼平均厚度為 50 ～ 54 km，由此可估算Moho反射臨界位置大約在100～120 km，采用圖3所示的追逐、相遇觀測(cè)系統(tǒng)，進(jìn)行地震數(shù)據(jù)采集，能夠保證地殼內(nèi)有效波的追蹤和Moho面的連續(xù)性。

2012年6月23日—7月12日開展了野外觀測(cè)工作，投入國(guó)產(chǎn)DZS-1型數(shù)字深層地震儀280臺(tái)，按臺(tái)站間距2～3km布設(shè)，覆蓋整個(gè)地震測(cè)線或每炮的有效接收段，完成7個(gè)大炮觀測(cè)，獲得了較高質(zhì)量的地震資料。但因地震測(cè)線沿公路布置、炸藥量小激發(fā)能量弱和汽車干擾，造成了地震記錄的背景噪聲較大。

2 震相識(shí)別

在2012年8～10月進(jìn)行了六盤山剖面的地震資料處理工作，采用最高8Hz的頻率濾波，折合速度為6.0km/s，-3秒～7秒的時(shí)窗繪制了折合時(shí)地震記錄截面圖，見圖4。圖4a為六盤山附近地區(qū)的地震記錄截面，圖4b為鄂爾多斯盆地內(nèi)的地震記錄截面。

圖4 華亭縣南(S4)炮、正寧縣北(S7)炮地震記錄截面圖Fig. 4 The seismic record sections of Huating shot (S4) and Zhengning shot (S7)

炮點(diǎn)S1S2S3S4S6S7Pg左支右支50857540500.19～0.970.27～0.420.14～0.490.19～2.030.34～1.60.970.290.1421.437085656045500.47～0.70.13～0.560.29～0.670.42～1.390.14～1.60.22～1.210.70.420.611.391.61.07

圖3 六盤山地區(qū)深地震測(cè)深觀測(cè)系統(tǒng)圖Fig. 3 The observation system diagram of deep seismic sounding in Liupan Mountain area

在六盤山地區(qū)的地震記錄截面上，可識(shí)別出6個(gè)震相。Pg震相是基底界面之上的回折波，P2震相為上地殼底面的寬角反射波，P3震相為中地殼內(nèi)的界面寬角反射波，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首波(圖4)。

2.1 Pg震相

Pg震相的特點(diǎn)表明：剖面西部S1、S2炮Pg波走時(shí)較大，淺層速度較小，平均視速度為3.8～5.8km/s。剖面中部六盤山地區(qū)S3炮、S4炮左支Pg波走時(shí)最小，淺層速度最大，平均視速度為4.6～6.0km/s。剖面西部崇信縣以東，S4炮右支、S6炮、S7炮Pg波走時(shí)最大，淺層速度最小，平均視速度為3.5～5.8km/s(表3)。

2.2 P2震相

P2震相為上地殼底面的寬角反射波，在近距離是續(xù)至波，50～80km之后為初至波，可以有效追蹤、識(shí)別。

表4 各炮P2、P3、P4震相的追蹤距離(km)、平均速度(km/s)和振幅能量Table 4 The tracking distance and average velocity, the amplitude of energy of P2, P3, P4 phases of every shooting

P2震相的特點(diǎn)表明：六盤山地區(qū)的平均速度最高為5.86～5.97km/s。兩側(cè)的平均速度小為5.73～5.8km/s。鄂爾多斯盆地的平均速度最低為5.73km/s(表4)。

2.3 P3震相

P3震相為中地殼內(nèi)界面的寬角反射波，在近距離是續(xù)至波，100km之后為初至波，可以有效追蹤、識(shí)別。

P3震相的特點(diǎn)表明：六盤山地區(qū)(秦祁地塊)的平均速度為6.04～6.14km/s，明顯高于鄂爾多斯盆地(華北板塊)的平均速度為5.95～6.04km/s(表4)。

2.4 P4震相

P4震相為中地殼底面的寬角反射波，在近距離是續(xù)至波，150km之后為初至波，可以有效追蹤、識(shí)別。

P4震相的特點(diǎn)表明：六盤山地區(qū)(秦祁地塊)的平均速度為6.25～6.28km/s，明顯高于鄂爾多斯盆地(華北板塊)的平均度6.2～6.25km/s(表4)。

2.5 Pm和Pn震相

Pm震相為莫霍面(Moho)的寬角反射波，Pm震相的臨界反射位置在100～120km左右。在近距離是續(xù)至波，180km之后為初至波，可以有效追蹤、識(shí)別。Pn震相為莫霍面的首波，在220km之后出現(xiàn)。

Pm震相的特點(diǎn)表明：剖面西側(cè)的地殼平均速度最低為6.32～6.40km/s，六盤山地區(qū)的地殼平均速度最高為6.40～6.42km/s。東側(cè)鄂爾多斯盆地的地殼平均速度為6.38～6.40km/s。結(jié)果表明了盆地與造山帶的地殼平均速度存在差別，總體上為正常的盆地與造山帶地殼平均速度。莫霍面的首波Pn出現(xiàn)在220km之后，速度為7.8～8.1km/s(表5)。

3 地殼二維速度結(jié)構(gòu)

六盤山地區(qū)的二維速度結(jié)構(gòu)是在震相識(shí)別的基礎(chǔ)上建立的，并以測(cè)線通過地形最高點(diǎn)的高程2010m為模型零點(diǎn)，構(gòu)制了剖面的初始二維地殼模型。正演擬合計(jì)算采用基于地震波的漸近射線理論方法(Cerveny et al.，1982；Cerveny et al.1984)，對(duì)各炮拾取的到時(shí)進(jìn)行擬合, 通過不斷修改反射界面深度和層速度，逐步改進(jìn)初始二維速度結(jié)構(gòu)。并在同一二維速度結(jié)構(gòu)模型中，逐步完成6炮、每炮5個(gè)震相的地震波到時(shí)擬合，達(dá)到滿意的程度，限制模型的多解性見圖5、圖6。

圖5a 華亭縣南(S4)炮地震記錄、走時(shí)擬合和射線跟蹤圖Fig. 5a The seismic records, travel time fitting and ray tracing diagram of Huating South (S4) shot

圖5b 寧縣西(S6)炮地震記錄、走時(shí)擬合和射線跟蹤圖Fig. 5b The seismic records, travel time fitting and ray tracing diagram of Ningxian West (S6) shot

炮點(diǎn)S1S2S3S4S6S7Pm左支90～120100～170100～270Pm右支110～280120～300110～270120～230100～140100～300Pm平均速度(km/s)6.32～6.356.38～6.416.416.426.406.38Pm振幅能量能量較強(qiáng),在180～230km震相清晰右支270km后初至清晰,能量較強(qiáng)能量較強(qiáng),在200～250km震相清晰能量較強(qiáng),震相清晰能量不強(qiáng),震相可以識(shí)別能量較強(qiáng),270km后為初至波Pn距離220～260220～260200～230230～270Pn速度7.8～7.97.9～807.9～8.08.0～8.1Pn能量能量強(qiáng),初至清晰能量強(qiáng),初至清晰能量強(qiáng),初至清晰初至清晰

圖6 S1～S7炮綜合射線路徑、走時(shí)對(duì)比和簡(jiǎn)化地殼速度模型圖Fig. 6 The comprehensive ray paths， travel time comparison diagram of S1～S7 shots and the crustal velocity model simplified

圖6是綜合射線(a)、到時(shí)圖(b)和簡(jiǎn)化的地殼速度模型(c)，圖中缺少Pn射線的原因是利用動(dòng)力學(xué)射線追蹤程序Seis88，計(jì)算沿Moho面的首波比較困難。通常由反演得到Pn波的速度值。圖5、圖6中的三角表示拾取的震相到時(shí)，方框表示理論計(jì)算的震相到時(shí)。射線追蹤正演擬合精度為時(shí)間誤差多數(shù)小于0.05s，最大不超過0.1s。速度誤差控制在0.05km/s之內(nèi)，莫霍面深度誤差小于1km。

圖6結(jié)果表明西側(cè)秦嶺—祁連山地塊的莫霍面的地震波到時(shí)明顯大于東部鄂爾多斯盆地的到時(shí)。說明西側(cè)造山帶的地殼厚度厚為52～54km，東側(cè)盆地的地殼厚度薄為42～48km。

經(jīng)過射線追蹤正演，獲得了六盤山地區(qū)的地殼速度—深度結(jié)構(gòu)見圖7。六盤山之下的莫霍面最深為54km，黃陵縣莫霍面最淺為42km。依據(jù)S2、S3、S4、S7炮的首波Pn，反演獲得的地幔頂部速度為7.8～8.1km/s。

圖7 六盤山地區(qū)的地殼速度結(jié)構(gòu)Fig. 7 The crustal velocity structure of Liupan mountain areas

圖7a為沿地震測(cè)線的地名和炮點(diǎn)位置。圖7b為基底界面之上的速度結(jié)構(gòu)和圖7c為整個(gè)地殼的速度結(jié)構(gòu)，均由Seis88程序計(jì)算得到。

圖7中顯示的固結(jié)地殼為5層結(jié)構(gòu)，其中第1個(gè)界面為Pg波終止位置界面(基底界面)，下面4個(gè)界面，分別是震相分析中P2、P3、P4、Pm寬角反射震相的反射界面。圖7表明整個(gè)地殼分為兩個(gè)構(gòu)造單元，分界線在崇信縣～華亭縣之間。西部為六盤山地區(qū)(秦祁地塊)，東側(cè)為鄂爾多斯盆地(華北板塊)，基底界面、上地殼底面與莫霍面呈鏡像。

(1)上地殼的速度結(jié)構(gòu)特征： 上地殼分為2層，第1層的底面為基底界面。西側(cè)六盤山地區(qū)的基底深度為6.7～7.5km，層速度為4.8～6.0km/s。在莊浪縣以西地表速度變化激烈，局部地區(qū)地表速度最高達(dá)到5.5km/s，最低為3.9km/s。東側(cè)鄂爾多斯盆地基底深度為8.5～8.8km，層速度為3.9～5.8km/s(圖7b)。第2層的底面是上地殼底面，即所謂的康拉德界面。西側(cè)六盤山地區(qū)的上地殼底面深度為12.0～14.3km，層速度為6.0～6.25km/s。東側(cè)鄂爾多斯盆地上地殼底面深度為13.0～16.5km，層速度為5.9～6.2km/s。界面最深處在崇信縣～華亭縣之間(圖7c)。

(2)中地殼的速度結(jié)構(gòu)特征： 中地殼分為2層，兩個(gè)反射界面的深度變化不劇烈、速度變化不太明顯。第1層的底面為中地殼內(nèi)的反射界面，深度為20～23.5km，層速度為6.3～6.45km/s。第2層的底面是中地殼底面，深度為29.5～33km，層速度為6.5～6.7km/s。莊浪縣東側(cè)界面最淺，深度為29.5km。通渭縣附近界面最深，深度為32.5～33km(圖7c)。

(3)下地殼的速度結(jié)構(gòu)特征： 下地殼為1層，底面為莫霍面，呈西深東淺形態(tài)，向西傾斜。速度變化不太明顯。西側(cè)秦祁地塊，莫霍面深度為50.3～54km，層速度為6.75～6.92km/s。東側(cè)鄂爾多斯盆地，莫霍面深度為41.7～48.2km，層速度為6.72～6.9km/s。莫霍面最淺位于正寧縣至黃陵縣，深度為41.7km。莫霍面最深位于六盤山之下(莊浪縣以東)，深度為54km(圖7c)。

(4)上地幔頂部的速度特征：基于測(cè)線上的S2、S3、S4、S7炮獲得的莫霍面首波Pn，反演了上地幔頂部的速度。西側(cè)秦祁地塊上地幔頂部的速度為7.8～7.9km/s，東側(cè)鄂爾多斯盆地的速度為8.0～8.1km/s。

4 討論

中國(guó)大陸東、西部處在兩個(gè)不同的地球動(dòng)力學(xué)環(huán)境。西部地區(qū)受印度—?dú)W亞板塊碰撞及印度板塊的持續(xù)擠入的影響, 以地殼縮短、增厚、陸內(nèi)造山作用和強(qiáng)烈地震活動(dòng)等為主要特征。而中國(guó)東部華北地區(qū)受新生代期間西太平洋板塊向歐亞大陸俯沖作用的影響, 形成裂谷盆地和弧后微型擴(kuò)展,并伴有強(qiáng)烈火山活動(dòng)，造成青藏高原東北緣、六盤山、鄂爾多斯地塊之間的過渡帶地殼變形強(qiáng)烈, 地殼結(jié)構(gòu)較為復(fù)雜。

圖8 根據(jù)地殼速度結(jié)構(gòu)推斷的動(dòng)力學(xué)模型Fig. 8 The dynamic model inferred based on crustal velocity structure

六盤山地區(qū)的地殼盆山結(jié)構(gòu)特征表明具有明顯的造山帶型與地臺(tái)型特點(diǎn)，其地殼是由兩個(gè)不同塊體組成的，地殼厚度東薄西厚，最薄處位于鄂爾多斯盆地，深度為41.7km。最深處部位于六盤山下，深度為54km，最大相差約12km?；捉缑妗⑸系貧さ酌媾c莫霍面呈鏡像，盆山結(jié)構(gòu)特點(diǎn)比較明顯(圖7)。上地殼內(nèi)的速度變化劇烈，中下地殼速度變化比較平緩。六盤山下方的速度等值線明顯上隆，梯度變化大。特別是在兩個(gè)構(gòu)造單元接觸的位置(華亭縣附近)，上、下地殼的速度等值線變化明顯，鄂爾多斯盆地內(nèi)的速度等值線近平行排列。中地殼的界面和速度等值線變化平緩。從基底界面、上地殼底面、莫霍面的形態(tài)看，六盤山與鄂爾多斯盆地之間，可能存在“鱷魚結(jié)構(gòu)”式構(gòu)造(王春鏞等，2003a；Meissner et al.，1991)(圖8)，逆沖斷裂的作用使六盤山疊置于鄂爾多斯盆地之上。

下地殼呈現(xiàn)一個(gè)契形層, 說明青藏高原內(nèi)部較厚逐漸向鄂爾多斯地塊、阿拉善地塊方向變薄，與丁志峰等(1999)給出的結(jié)果一致。這是由于印度板塊向歐亞板塊俯沖、推擠, 印度板塊有大量的物質(zhì)插入到青藏高原地區(qū), 遇到近乎剛性的阿拉善地塊、鄂爾多斯地塊、揚(yáng)子克拉通, 使得中國(guó)西部塊體發(fā)生褶皺和變形, 并伴隨著多次大地震的發(fā)生。在其作用下, 青藏高原在近南北向壓縮、抬升、地殼增厚，同時(shí)在東西向延伸，推擠東鄰塊體傳遞到中國(guó)東部地區(qū)，使青藏高原東北緣成為過渡帶，形成大規(guī)模的活動(dòng)斷裂系、地震頻發(fā)表明青藏高原東北緣是構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈區(qū)(曾融生等，1998、2000；徐菊生，2000；江在森等，2001)。

5 結(jié)論

本文基于深地震測(cè)深剖面的地震資料，獲得了青藏高原東北緣(秦祁地塊)—六盤山—鄂爾多斯盆地的二維地殼速度結(jié)構(gòu)，揭示了六盤山—鄂爾多斯盆地的盆山結(jié)構(gòu)在深部展布的特征，可用“鱷魚結(jié)構(gòu)”式構(gòu)造解釋地殼內(nèi)的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)特點(diǎn)，以及鄂爾多斯盆地西南的逆沖推覆構(gòu)造與推覆體的形成。下地殼契形層的存在表明鄂爾多斯盆地(華北板塊)插入到秦祁地塊之下，這對(duì)探討華北板塊與青藏高原東北緣的相互作用關(guān)系具有重要科學(xué)意義 。