海原構(gòu)造區(qū)及其周緣上部地殼結(jié)構(gòu)研究

林吉焱 段永紅

(中國(guó)鄭州450002中國(guó)地震局地球物理勘探中心)

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海原構(gòu)造區(qū)及其周緣上部地殼結(jié)構(gòu)研究

林吉焱段永紅

(中國(guó)鄭州450002中國(guó)地震局地球物理勘探中心)

基于甘肅省夏河縣—陜西省靖邊縣剖面的8次人工地震初至波數(shù)據(jù)， 利用有限差分走時(shí)方法反演得到了沿該剖面長(zhǎng)約650 km的上部地殼速度結(jié)構(gòu)和結(jié)晶基底的深度分布． 反演結(jié)果顯示： 海原構(gòu)造區(qū)西側(cè)的西秦嶺—祁連山褶皺區(qū)上部地殼的橫向非均勻性明顯， 基底深度從1 km到5 km不等， 反映了褶皺區(qū)改造變形強(qiáng)烈的構(gòu)造特征; 其東側(cè)的鄂爾多斯盆地基底深度約為5—6 km， 其速度均勻、 穩(wěn)定， 上地殼呈弱速度梯度特征； 海原構(gòu)造區(qū)及海原弧形斷裂帶附近上部地殼的破壞變形最嚴(yán)重， 區(qū)內(nèi)橫向高低速相間分布． 綜上可知， 海原構(gòu)造區(qū)東西兩側(cè)上地殼結(jié)構(gòu)的顯著差異揭示了其結(jié)構(gòu)復(fù)雜性的成因及其與地震活動(dòng)性的關(guān)系．

地殼結(jié)構(gòu) 有限差分 青藏高原東北緣 鄂爾多斯 海原斷裂

引言

海原構(gòu)造區(qū)位于我國(guó)南北地震帶的北段， 青藏高原東北緣的秦嶺—祁連褶皺區(qū)、 鄂爾多斯地塊與阿拉善地塊的拼合處． 該區(qū)地殼結(jié)構(gòu)復(fù)雜， 地震頻發(fā)， 自有記載以來(lái)的強(qiáng)震有1879年武都MS8.0, 1920年海原MS8.5及1927年古浪MS8.0大地震． 大量的研究結(jié)果表明， 該區(qū)域的地殼厚度自西向東逐漸減薄， 由西部祁連山褶皺帶的51 km， 減薄至東部鄂爾多斯盆地區(qū)的44 km(張少泉等， 1985； 李松林等， 2002)． 該區(qū)斷裂廣泛發(fā)育， 自西向東依次分布著西秦嶺北緣斷裂、 南西華山南麓斷裂、 香山北麓—桃山—李旺堡斷裂、 青銅峽—固原斷裂等大型斷裂．

國(guó)內(nèi)研究人員對(duì)海原構(gòu)造區(qū)和海原斷裂帶開(kāi)展了大量的研究工作． 詹艷等(2004)關(guān)于穿越海原震區(qū)的大地電磁測(cè)深剖面的解釋結(jié)果顯示， 海原震區(qū)正好位于其西南側(cè)的高阻區(qū)與東北側(cè)低阻區(qū)的過(guò)渡帶上， 電阻率在該剖面上的劇烈橫向變化揭示了該區(qū)地殼結(jié)構(gòu)復(fù)雜的總體特征． 滕吉文等(2008)利用鄂爾多斯盆地內(nèi)部的深地震測(cè)深資料， 提出鄂爾多斯盆地的上地殼為雙層結(jié)構(gòu)， 且上下層的速度梯度差異顯著． 施煒等(2013)根據(jù)野外構(gòu)造測(cè)量， 提出了海原斷裂帶的新生代構(gòu)造演化序列， 認(rèn)為該區(qū)自新生代以來(lái)受多期構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)的控制， 特別是全新世以來(lái)在NE向構(gòu)造擠壓作用下， 斷裂左行走滑活動(dòng)劇烈． 王偉濤等(2014)根據(jù)該區(qū)的磷灰石裂變徑跡年代學(xué)結(jié)果及地震反射剖面結(jié)果， 揭示了晚新生代以來(lái)海原斷裂帶經(jīng)歷了先逆沖、 后走滑的兩階段變形過(guò)程． 上述研究結(jié)果為認(rèn)識(shí)海原構(gòu)造區(qū)和海原斷裂帶提供了大量的資料， 但并未給出該區(qū)東西兩側(cè)上地殼結(jié)構(gòu)的差異對(duì)比．

鑒于此， 本文首先使用中國(guó)地震局地球物理勘探中心分別于1999年、 2014年和2015年在海原構(gòu)造區(qū)獲取的8炮深地震測(cè)深資料， 形成長(zhǎng)約650 km的甘肅省夏河縣—陜西省靖邊縣的深地震測(cè)深二維剖面； 然后利用有限差分地震走時(shí)層析成像得到夏河—靖邊剖面上部地殼的P波速度結(jié)構(gòu)； 最后通過(guò)比較沿該剖面不同構(gòu)造單元的上部地殼的結(jié)構(gòu)特征， 分析海原構(gòu)造區(qū)活動(dòng)斷裂的深部構(gòu)造形態(tài)、 上地殼變形特征及其與強(qiáng)震孕育的關(guān)系．

1 地質(zhì)構(gòu)造背景

夏河—靖邊剖面自西向東分成4個(gè)構(gòu)造單元： 隴中盆地、 興仁—海原盆地、 鄂爾多斯西緣褶皺帶和鄂爾多斯盆地， 如圖1所示． 隴中盆地是祁連山褶皺系東延的一個(gè)大型山間盆地， 地表廣泛覆蓋第三系和第四系沉積， 在構(gòu)造運(yùn)動(dòng)上主要受到以ENE--WSW向擠壓為特征的現(xiàn)代應(yīng)力場(chǎng)控制； 其西側(cè)的西秦嶺北緣斷裂是一個(gè)近NW走向的大型斷裂， 且很可能是一個(gè)超殼斷裂(李清河等， 1991)． 興仁—海原盆地與隴中盆地之間以ENE向的毛毛山—南西華山斷裂為界， 歷史上有名的“西海固多震區(qū)”(西吉、 海原、 固原)位于該區(qū)． 由于青藏高原ENE向的持續(xù)擠壓作用， 發(fā)育一系列弧形斷裂， 其中海原弧形斷裂帶成為青藏高原東北緣活動(dòng)性最強(qiáng)的斷裂構(gòu)造帶． 香山北麓—桃山—李旺堡斷裂是西秦嶺—祁連山褶皺區(qū)向華北地臺(tái)區(qū)的過(guò)渡帶， 將興仁—海原盆地與鄂爾多斯西緣褶皺帶隔開(kāi)． 興仁—海原盆地和鄂爾多斯西緣褶皺帶構(gòu)造復(fù)雜、 橫向變化顯著， 一系列NW向的弧形斷裂把盆地內(nèi)部分成若干隆起和凹陷構(gòu)造． 夏河—靖邊剖面最東端的鄂爾多斯地塊是一個(gè)大型的中生代盆地， 在新生代隆升成高原， 是我國(guó)華北地區(qū)最穩(wěn)定的構(gòu)造單元， 其內(nèi)部幾乎未發(fā)生過(guò)地震． 嘉世旭和張先康(2005)的研究顯示， 鄂爾多斯地塊內(nèi)部地殼結(jié)構(gòu)簡(jiǎn)單、 地殼平均速度較高， 反映了其內(nèi)部變形弱的穩(wěn)定構(gòu)造特征．

圖1 研究區(qū)構(gòu)造分布圖及測(cè)線(xiàn)位置

2 有限差分成像方法和數(shù)據(jù)

有限差分層析成像方法最初由Vidale(1988)提出， 隨后Hole(1992)將其進(jìn)行了改進(jìn)， 使它更有效地應(yīng)用于速度變化劇烈的模型中． 該方法正演時(shí)采用地震走時(shí)程函方程的有限差分解法， 對(duì)模型進(jìn)行正方形網(wǎng)格剖分， 計(jì)算速度快， 算法穩(wěn)定； 相比于射線(xiàn)追蹤方法， 該方法對(duì)復(fù)雜結(jié)構(gòu)中的地震走時(shí)計(jì)算更為有效． 反演過(guò)程采用反投影的方法， 在迭代反演過(guò)程中， 不斷修改模型網(wǎng)格的慢度， 避免了矩陣運(yùn)算， 大大提高了計(jì)算速度． 但是， 該方法本身并不能給出模型參數(shù)的分辨率， 可以通過(guò)射線(xiàn)的分布情況判斷模型各區(qū)域的可信程度， 對(duì)于沒(méi)有射線(xiàn)覆蓋的區(qū)域， 模型參數(shù)值與初始模型一致， 不具有參考價(jià)值．

夏河—靖邊剖面全長(zhǎng)650 km， 共進(jìn)行了8次爆破激發(fā)(圖1)， 其中包含1999年的5炮， 2014年的1炮和2015年的2炮， 炮間距從35 km 到240 km 不等， 接收點(diǎn)距為2—3 km． 為了減少炮點(diǎn)相對(duì)測(cè)線(xiàn)橫向偏差對(duì)走時(shí)的影響， 數(shù)據(jù)處理時(shí)去掉近炮點(diǎn)10 km以?xún)?nèi)的初至波數(shù)據(jù)， 參與計(jì)算的初至波共349個(gè)， 走時(shí)拾取精度為0.05—0.10 s． 本文模型橫向長(zhǎng)度為650 km， 縱向深度為15 km， 計(jì)算時(shí)橫向和縱向網(wǎng)格間距均設(shè)為0.5 km， 共包含3萬(wàn)9000個(gè)網(wǎng)格． 基于一維試錯(cuò)法走時(shí)擬合， 綜合區(qū)域大地構(gòu)造信息， 得到反演所用的初始模型如圖2所示． 可以看出， 對(duì)初至走時(shí)進(jìn)行15次迭代反演后， 走時(shí)均方根誤差從初始的0.419 s下降至0.058 s, 趨于穩(wěn)定．

圖2 走時(shí)均方根誤差分布和初始速度模型Fig.2 Distribution of travel time RMS errors and initial velocity model

3 初至震相走時(shí)特征

圖3分別給出了SP3炮、 SP5炮、 SP105炮、 SP106炮和SP9炮的深地震測(cè)深記錄． 由圖3a給出的SP3炮東支記錄可以看出初至波可連續(xù)追蹤約120 km． 當(dāng)偏移距在50 km以?xún)?nèi)時(shí)， 折合到時(shí)約為0.3—0.7 s， 視速度約為5.5 km/s， 反映出西秦嶺北緣斷裂以南地表高速的特征； 當(dāng)偏移距為50 km左右時(shí)， 初至波有一個(gè)明顯的錯(cuò)動(dòng)， 分析是由于斷裂引起的初至波滯后所致； 當(dāng)偏移距大于50 km時(shí)， 初至波折合走時(shí)約為0.8—1.0 s， 視速度約為6.0 km/s； 當(dāng)偏移距達(dá)到120 km附近， 走時(shí)提前約0.3 s， 反映出隴中盆地蓋層相對(duì)厚、 速度相對(duì)低的特征．

SP5炮(圖3b)西支記錄的初至波可連續(xù)追蹤約170 km． 由圖3b可以看出： 偏移距-75 km處有一個(gè)比較明顯的分界線(xiàn)， 東側(cè)走時(shí)平穩(wěn)， 折合到時(shí)約為0.3—0.5 s， 視速度約為5.95 km/s， 反映了隴中盆地東部蓋層偏薄、 速度偏高的特征； 當(dāng)偏移距為-75—-110 km時(shí)， 初至波折合走時(shí)明顯滯后， 最大滯后可達(dá)0.8 s， 顯示了隴中盆地內(nèi)部存在一個(gè)相對(duì)低速的構(gòu)造．

SP5炮(圖3b)東支和SP105炮(圖3c)西支記錄反映了海原構(gòu)造區(qū)的上地殼結(jié)構(gòu)． SP5炮東支記錄的初至波追蹤距離約110 km， 自西向東存在走時(shí)先超前再滯后的特征， 顯示了海原構(gòu)造區(qū)內(nèi)橫向速度變化明顯的特征． SP105西支記錄也顯示了類(lèi)似的走時(shí)特征， 該記錄的初至波走時(shí)在偏移距-45 km處有一個(gè)明顯的滯后， 其位置大致與香山北麓—桃山—李旺堡斷裂相對(duì)應(yīng)， 故推測(cè)很可能是該斷裂引起的走時(shí)滯后．

SP106炮(圖3d)東支和SP9炮(圖3e)西支的記錄則反映了鄂爾多斯塊體上部地殼的結(jié)構(gòu)． SP106炮東支記錄的初至波走時(shí)相對(duì)西支走時(shí)明顯滯后， 反映出東西兩側(cè)的上地殼結(jié)構(gòu)差異很大． 東支記錄在偏移距30 km以?xún)?nèi)， 折合到時(shí)從0.9 s 增加至1.3 s， 視速度約為5.0 km/s， 顯示了蓋層速度相對(duì)低、 基底相對(duì)深的結(jié)構(gòu)特征； 偏移距大于30 km后， 初至波折合走時(shí)約為1.4—1.2 s， 視速度約為6.06 km/s， 顯示了鄂爾多斯盆地上地殼結(jié)構(gòu)簡(jiǎn)單、 穩(wěn)定的特征． 該盆地內(nèi)其余炮的資料也顯示了相似的走時(shí)特征．

圖3 典型炮點(diǎn)的深地震測(cè)深記錄截面圖

4 上地殼速度結(jié)構(gòu)特征

海原構(gòu)造區(qū)的上地殼結(jié)構(gòu)反演結(jié)果如圖4所示， 可以看出其東西兩側(cè)的上地殼結(jié)構(gòu)存在顯著差異， 以下按照夏河—靖邊剖面自西向東的3個(gè)分段依次闡述．

夏河—靖邊剖面西段100—330 km樁號(hào)段為隴中盆地． 由圖4b可以看出， 隴中盆地內(nèi)部西側(cè)速度較東側(cè)速度低； 隴中盆地蓋層的速度約為3.5—5.0 km/s， 西側(cè)蓋層較東側(cè)偏厚． 若將5.9 km/s的速度等值線(xiàn)作為結(jié)晶基底面， 隴中盆地結(jié)晶基底埋深約為2—4 km， 西部深東部淺． 還可以看到， 模型樁號(hào)100 km和240 km處有兩個(gè)明顯的低速結(jié)構(gòu)向下延伸， 西側(cè)低速可能是西秦嶺北緣斷裂在深部的體現(xiàn)， 而東側(cè)的低速在地表并未體現(xiàn)， 可能是由于隱伏斷裂或者盆地內(nèi)部的凹陷構(gòu)造所致． 西秦嶺北緣斷裂形成歷史悠久， 經(jīng)歷過(guò)多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)， 新生代以前經(jīng)歷了自北向南的推擠， 自第四紀(jì)以來(lái)演變?yōu)樽笮呋瑪鄬?騰瑞增等， 1994； 孟秀軍等， 2014)， 圖4b中給出了該斷層在深部的延伸趨勢(shì)． 值得注意的是， 由于SP3炮點(diǎn)與SP5炮點(diǎn)之間間距較大， 射線(xiàn)覆蓋幾乎無(wú)交叉， 故該樁號(hào)段的模型分辨率較其它分段偏低， 所得結(jié)果僅供參考．

圖4 夏河—靖邊剖面上地殼速度結(jié)構(gòu)與射線(xiàn)分布圖

夏河—靖邊剖面中段330—490 km樁號(hào)段屬于興仁—海原盆地和鄂爾多斯西緣褶皺帶． 由圖4b可以看出， 該分段上地殼結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)出明顯的橫向非均勻特征， 高低速結(jié)構(gòu)相間排列， 反映了該分段上地殼強(qiáng)烈的改造變形． 南西華山南麓斷裂把隴中盆地與興仁—海原盆地隔開(kāi)， 在330 km樁號(hào)處上地殼速度顯示較周?chē)貐^(qū)偏低． 海原縣西南的南華山和西華山是六盤(pán)山的余脈， 其中南華山主峰海拔為2955 m， 為寧夏第二高峰， 該區(qū)地表速度偏高、 基底隆升， 這是由于地殼經(jīng)歷強(qiáng)烈的NE向擠壓作用而隆升所致(施煒等， 2013)． 270—350 km樁號(hào)段， 兩側(cè)基底上隆， 中間呈低速下凹的結(jié)構(gòu)特征， 其中290 km和350 km樁號(hào)附近結(jié)晶基底埋深僅1 km， 推測(cè)該區(qū)為先隆起、 后斷裂破壞的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)特征． 鄂爾多斯西緣褶皺帶與興仁—海原盆地大體上被香山北麓—桃山—李旺堡斷裂分隔， 這與模型420 km處的狹窄舌狀低速帶對(duì)應(yīng)， 基底埋深約為6 km， 造成了SP105炮西側(cè)-45 km處初至波的明顯滯后(圖3c)． 香山北麓—桃山—李旺堡斷裂是一條以左旋走滑為主兼具傾向滑動(dòng)的全新世活動(dòng)斷裂(李海峰等， 2014)， 圖4中給出的斷裂分布顯示了該斷裂在橫向上分布較窄， 與其西側(cè)的南西華山南麓斷裂相比， 其對(duì)上部地殼的改造有限．

夏河—靖邊剖面東段的490—700 km樁號(hào)段屬于鄂爾多斯盆地， 上地殼顯示了相對(duì)簡(jiǎn)單、 穩(wěn)定的速度結(jié)構(gòu)， 結(jié)晶基底埋深約為5—6 km， 蓋層速度為3.0—5.0 km/s． 由圖4b可以看出， 速度值為5.0—6.0 km/s、 間隔為0.1 km/s的等值線(xiàn)均勻分布于地下2—6 km的深度范圍內(nèi)， 與其西側(cè)的褶皺區(qū)形成較明顯的對(duì)比， 顯示出該段上地殼弱速度梯度特征． 青銅峽—固原斷裂總體呈N--S向延伸， 斷層面向W傾斜， 淺部較陡， 斷裂在地表多處出露(張進(jìn)等， 2004)， 圖4b中480 km樁號(hào)附近繪制的斷裂顯示了青銅峽—固原斷裂在深部的延伸趨勢(shì)， 該斷裂有可能延伸至上地殼深部． 在該斷裂的東側(cè)(約490 km樁號(hào)處)， 模型顯示出一個(gè)較高的速度異常和基底相對(duì)隆起， 這導(dǎo)致了SP105炮東側(cè)40 km處的初至波走時(shí)超前(圖3c)， 故推測(cè)在祁連褶皺系NE方向擠壓的過(guò)程中， 鄂爾多斯盆地邊緣被迫隆升， 這一結(jié)果尚待日后作進(jìn)一步研究．

5 討論與結(jié)論

青藏高原東北緣的海原構(gòu)造區(qū)及其周緣區(qū)域由于所處的特殊地理位置， 一直是地學(xué)界關(guān)注的熱點(diǎn)區(qū)域． 本文使用該區(qū)8次人工地震測(cè)深所獲取的初至波數(shù)據(jù)， 通過(guò)基于有限差分走時(shí)反演方法得到了夏河—靖邊剖面的上地殼速度結(jié)構(gòu)．

夏河—靖邊剖面西側(cè)的西秦嶺—祁連山褶皺區(qū)上地殼橫向非均勻性明顯， 橫向速度差異約為10%—20%， 基底深度在南、 西華山地區(qū)及鄂爾多斯西緣約為1—2 km， 而在其它區(qū)域約為4—5 km． 該區(qū)域內(nèi)橫向高低速相間分布， 顯示了褶皺區(qū)經(jīng)多期改造后的變形特征． 海原構(gòu)造區(qū)所在的興仁—海原盆地及鄂爾多斯西緣褶皺區(qū)顯然比其西側(cè)的隴中盆地的橫向非均勻性要明顯， 這可能與該區(qū)一系列斷裂帶的走滑特征有關(guān)． 受到NE向的擠壓推覆兼走滑運(yùn)動(dòng)， 斷裂帶附近區(qū)域內(nèi)部破碎并逐漸加寬， 而斷裂帶與斷裂帶之間的盆地區(qū)域受到的破壞相對(duì)較小．

夏河—靖邊剖面東側(cè)的鄂爾多斯盆地呈現(xiàn)未受破壞的穩(wěn)定沉積構(gòu)造特征， 結(jié)晶基底深度約為5—6 km， 上地殼速度為5.0—6.0 km/s， 呈弱速度梯度特征， 速度變化梯度約為0.25/s． 而在該剖面的幾個(gè)基底相對(duì)隆起區(qū)域， 速度等值線(xiàn)則非常密集， 速度變化梯度約為0.55/s． 結(jié)晶基底一般被認(rèn)為是大陸地殼沉積蓋層的底界面， 該界面以下為結(jié)晶程度較好的太古代變質(zhì)巖， 速度通常約為6.0 km/s， 因地區(qū)不同稍有不同(段永紅等， 2003； 曹令敏， 賴(lài)曉玲， 2012)． 王夫運(yùn)等(2008)認(rèn)為可以通過(guò)蓋層與基底之間速度等值線(xiàn)的疏密變化來(lái)判斷結(jié)晶基底的深度， 蓋層速度等值線(xiàn)較密集而基底以下相對(duì)稀疏． 綜合以上觀(guān)點(diǎn)， 本文選取5.9 km/s的速度等值線(xiàn)作為結(jié)晶基底的參考深度．

有限差分走時(shí)層析成像方法在反演過(guò)程中采用了反投影算法， 無(wú)法給出模型參數(shù)的分辨率， 但可根據(jù)射線(xiàn)在地下介質(zhì)中的覆蓋程度來(lái)定性地評(píng)價(jià)反演的可信程度． 由射線(xiàn)分布(圖4c)可以看出： 100—300 km樁號(hào)段， 射線(xiàn)覆蓋深度達(dá)6—8 km， 但射線(xiàn)交叉程度不高， 對(duì)速度值的約束一般； 300—500 km樁號(hào)段， 射線(xiàn)覆蓋深度達(dá)4—6 km， 不同炮點(diǎn)之間的射線(xiàn)相互交叉多次， 反演速度值的可信度最高； 500—700 km樁號(hào)段， 射線(xiàn)覆蓋深度約為8 km， 射線(xiàn)雖有交叉， 但速度值的精度不及300—500 km樁號(hào)段．

夏河—靖邊剖面上地殼初至波反演結(jié)果可為更好地認(rèn)識(shí)海原構(gòu)造區(qū)及其周緣地區(qū)的上地殼結(jié)構(gòu)提供參考． 海原震區(qū)上地殼局部地區(qū)發(fā)生的擠壓褶皺、 隆升變形、 破碎及一系列弧形斷裂帶的發(fā)育， 均與青藏高原NE向的持續(xù)擠壓運(yùn)動(dòng)及剛性的鄂爾多斯塊體阻擋有關(guān)．

曹令敏， 賴(lài)曉玲. 2012. 甘肅天水地區(qū)地殼上部二維速度結(jié)構(gòu)成像研究[J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 55(10): 3318--3326.

Cao L M， Lai X L. 2012. 2-D velocity images of upper crust in Tianshui area， Gansu Province[J].ChineseJournalofGeophysics， 55(10): 3318--3326 (in Chinese).

段永紅， 張先康， 楊卓新， 張成科， 趙金仁， 潘紀(jì)順. 2003. 長(zhǎng)白山天池火山區(qū)基底結(jié)構(gòu)研究[J]. 地震地質(zhì)， 25(3): 501--508.

Duan Y H， Zhang X K， Yang Z X， Zhang C K， Zhao J R， Pan J S. 2003. Crystalline basement structure of Changbai-shan Tianchi volcanic area[J].SeismologyandGeology， 25(3): 501--508 (in Chinese).

嘉世旭， 張先康. 2005. 華北不同構(gòu)造塊體地殼結(jié)構(gòu)及其對(duì)比研究[J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 48(3): 611--620.

Jia S X， Zhang X K. 2005. Crustal structure and comparison of different tectonic blocks in North China[J].ChineseJournalofGeophysics， 48(3): 611--620 (in Chinese).

李海峰， 馬學(xué)東， 李明濤， 梁志榮， 黃生金. 2014. 香山北緣活動(dòng)斷裂帶東段構(gòu)造特征及活動(dòng)性分析[J]. 地震學(xué)報(bào)， 36(2): 306--317.

Li H F， Ma X D， Li M T， Liang Z R， Huang S J. 2014. Structural features and activity in the east segment of Xiangshan northern margin active fault zone[J].ActaSeismologicaSinica， 36(2): 306--317 (in Chinese).

李清河， 郭建康， 周民都， 魏德晴， 范兵， 侯曉鈺. 1991. 成縣—西吉剖面地殼速度結(jié)構(gòu)[J]. 西北地震學(xué)報(bào)， 13(增刊): 37--43.

Li Q H， Guo J K， Zhou M D， Wei D Q， Fan B， Hou X Y. 1991. The velocity structure of Chengxian-Xiji profile[J].NorthwesternSeismologicalJournal， 13(Suppl): 37--43 (in Chinese).

李松林， 張先康， 張成科， 趙金仁， 成雙喜. 2002. 瑪沁—蘭州—靖邊地震測(cè)深剖面地殼速度結(jié)構(gòu)的初步研究[J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 45(2): 210--217.

Li S L， Zhang X K， Zhang C K， Zhao J R， Cheng S X. 2002. A preliminary study on the crustal velocity structure of Maqin-Lanzhou-Jingbian by means of deep seismic sounding profile[J].ChineseJournalofGeophysics， 45(2): 210--217 (in Chinese).

孟秀軍， 屈春燕， 單新建， 馬超， 徐小波. 2014. PS-InSAR技術(shù)在西秦嶺北緣斷裂帶地殼微小形變監(jiān)測(cè)中的應(yīng)用[J]. 地震地質(zhì)， 36(1): 166--176.

Meng X J， Qu C Y， Shan X J， Ma C， Xu X B. 2014. Application of PS-InSAR technique to measurement of crustal deformation along the north fringe fault zone of west Qinling mountains[J].SeismologyandGeology， 36(1): 166--176 (in Chinese).

施煒， 劉源， 劉洋， 陳鵬， 陳龍， 岑敏， 黃興富， 李恒強(qiáng). 2013. 青藏高原東北緣海原斷裂帶新生代構(gòu)造演化[J]. 地學(xué)前緣， 20(4): 1--17.

Shi W， Liu Y， Liu Y， Chen P， Chen L， Cen M， Huang X F， Li H Q. 2013. Cenozoic evolution of the Haiyuan fault zone in the northeast margin of the Tibetan Plateau[J].EarthScienceFrontiers， 20(4): 1--17 (in Chinese).

滕吉文， 王夫運(yùn)， 趙文智， 趙金仁， 李明， 田小波， 閆雅芬， 張永謙， 張成科， 段永紅， 楊卓欣， 徐朝繁. 2008. 鄂爾多斯盆地上地殼速度分布與沉積建造和結(jié)晶基底起伏的構(gòu)造研究[J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 51(6): 1753--1766.

Teng J W， Wang F Y， Zhao W Z， Zhao J R， Li M， Tian X B， Yan Y F， Zhang Y Q， Zhang C K， Duan Y H， Yang Z X， Xu Z F. 2008. Velocity distribution of upper crust， undulation of sedimentary formation and crystalline basement beneath the Ordos basin in North China[J].ChineseJournalofGeophysics， 51(6): 1753--1766 (in Chinese).

騰瑞增， 金瑤泉， 李西候， 蘇向州. 1994. 西秦嶺北緣斷裂帶新活動(dòng)特征[J]. 西北地震學(xué)報(bào)， 16(2): 85--90.

Teng R Z， Jin Y Q， Li X H， Su X Z. 1994. Recent activity characteristics of the fault zone at northern edge of western Qinling Mt[J].NorthwesternSeismologicalJournal， 16(2): 85--90 (in Chinese).

王夫運(yùn)， 段永紅， 楊卓欣， 張成科， 趙金仁， 張建獅， 張先康， 劉啟元， 朱艾斕， 徐錫偉， 劉寶峰. 2008. 川西鹽源—馬邊地震帶上地殼速度結(jié)構(gòu)和活動(dòng)斷裂研究： 高分辨率地震折射實(shí)驗(yàn)結(jié)果[J]. 中國(guó)科學(xué)： D輯， 38(5): 611--621.

Wang F Y， Duan Y H， Yang Z X， Zhang C K， Zhao J R， Zhang J S， Zhang X K， Liu Q Y， Zhu A L， Xu X W， Liu B F. 2008. Velocity structure and active fault of Yanyuan-Mabian seismic zone: The result of high-resolution seismic refraction experiment[J].ScienceinChina：SeriesD， 51(9): 1284--1296.

王偉濤， 張培震， 鄭德文， 龐建章. 2014. 青藏高原東北緣海原斷裂帶晚新生代構(gòu)造變形[J]. 地學(xué)前緣， 21(4): 266--274.

Wang W T， Zhang P Z， Zheng D W， Pang J Z. 2014. Late Cenozoic tectonic deformation of the Haiyuan fault zone in the northeast margin of the Tibetan Plateau[J].EarthScienceFrontiers， 21(4): 266--274 (in Chinese).

詹艷， 趙國(guó)澤， 陳小斌， 湯吉， 王繼軍， 鄧前輝. 2004. 寧夏海原大震區(qū)西安州—韋州剖面大地電磁探測(cè)與研究[J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 47(2): 274--281.

Zhan Y， Zhao G Z， Chen X B， Tang J， Wang J J， Deng Q H. 2004. Crustal structure from magnetotelluric profiling in the Haiyuan earthquake area， Ningxia Hui Autonomous Region， China[J].ChineseJournalofGeophysics， 47(2): 274--281 (in Chinese).

張進(jìn)， 馬宗晉， 任文軍. 2004. 賀蘭山南部構(gòu)造特征及其與固原—青銅峽斷裂的關(guān)系[J]. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)： 地球科學(xué)版， 34(2): 187--192.

Zhang J， Ma Z J， Ren W J. 2004. The tectonic characteristics of southern Helan Mountain and their relationships with the Guyuan-Qingtongxia fault[J].JournalofJilinUniversity:EarthScienceEdition， 34(2): 187--192 (in Chinese).

張少泉， 武利均， 郭建明， 陳學(xué)波， 趙靜嫻， 丁韞玉， 黃長(zhǎng)林， 張誠(chéng)， 陳志泰. 1985. 中國(guó)西部地區(qū)門(mén)源—平?jīng)觥寄系卣饻y(cè)深剖面資料的分析解釋[J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 28(5): 460--472.

Zhang S Q， Wu L J， Guo J M， Chen X B， Zhao J X， Ding W Y， Huang C L， Zhang C， Chen Z T. 1985. An interpretation of the DSS data on Menyuan-Pingliang-Weinan profile in west China[J].ActaGeophysicaSinica， 28(5): 460--472 (in Chinese).

Hole J A. 1992. Nonlinear high-resolution three-dimensional seismic travel time tomography[J].JGeophysRes， 97(B5): 6553--6562.

Vidale J E. 1988. Finite-difference calculation of travel time[J].BullSeismolSocAm， 78(6): 2062--2076.

Upper crustal structure of Haiyuan tectonic zone and its surrounding areas

Lin JiyanDuan Yonghong

(GeophysicalExplorationCenter，ChinaEarthquakeAdministration，Zhengzhou450002，China)

By using the eight-shots of deep seismic sounding records from the Xiahe (Gansu Province) to Jingbian (Shaanxi Province) section， we get the upper crustal structure and basement depth of Haiyuan tectonic zone and its surrounding areas， which is a 650 km long profile. The result shows that， Qinling-Qilianshan folding zone in the west of Haiyuan tectonic zone has an obviously lateral heterogeneity in upper crust， the basement depth ranges from 1 to 5 km， which reveals that the zone has been destructed and deformed strongly. Whereas on the east side of Haiyuan tectonic zone， the Ordos block exhibits a homogeneous and stable upper crust， which has a 5-6 km depth crystalline basement and a relative low velocity gradient. Moreover， the upper crust of Haiyuan tectonic zone and the Haiyuan arcuate fault zone are the most strongly destructed and deformed areas along the profile. Therefore， the distinct difference in upper crust structure between the east and west side of Haiyuan tectonic zone reveals the cause of structural complexity and its relation with seismic activities.

crustal structure; finite difference; northeast Tibetan Plateau; Ordos; Haiyuan fault

中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣探測(cè)----南北地震帶北段項(xiàng)目(201308011)、 中國(guó)地震局地震科技星火計(jì)劃項(xiàng)目(XH14066Y)和中國(guó)地震局地球物理勘探中心青年優(yōu)秀科技人才項(xiàng)目(SFGEC2014008)聯(lián)合資助.

2015-08-27收到初稿， 2015-12-01決定采用修改稿.

e-mail: lin_jiyan@163.com

10.11939/jass.2016.02.003

P315.2

A