二維初至波層析成像揭示的北祁連—阿拉善南緣淺層地殼結(jié)構(gòu)

吳國(guó)煒, 熊小松 , 高 銳, 陳宣華, 李英康, 葉 卓, 王 冠, 吳鴻梅

1)中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地球深部探測(cè)中心, 北京 100037;2)自然資源部深地動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所, 北京 100037;3)中山大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院, 廣東 廣州 510275; 4)自然資源實(shí)物地質(zhì)資料中心, 河北 廊坊 101149;5)青海省第四地質(zhì)勘查院, 青海 西寧 810029

北祁連、河西走廊盆地及其以北的阿拉善地塊南緣位于青藏高原東北緣及其以北地區(qū), 從早古生代祁連洋閉合以來(lái), 經(jīng)歷了多期次的構(gòu)造演化(楊經(jīng)綏等, 2009; Xiao et al., 2009; Song et al., 2014;Wang et al., 2016)。新生代印度和歐亞兩大板塊南北向碰撞擠壓應(yīng)力持續(xù)向北傳遞的遠(yuǎn)程效應(yīng)致使該區(qū)發(fā)生強(qiáng)烈的陸內(nèi)變形, 最終奠定了其現(xiàn)今的地形地貌和地殼結(jié)構(gòu)特征(Wu et al., 2016; Zuza and Yin,2016; Zuza et al., 2017)。其內(nèi)部構(gòu)造變形的幾何學(xué)和運(yùn)動(dòng)學(xué)特征記錄了地球最新演化歷史過(guò)程中構(gòu)造、剝蝕和氣候變化之間的復(fù)雜關(guān)系, 是研究青藏高原隆升、高原向北擴(kuò)展, 進(jìn)而理解正在進(jìn)行中的印度與歐亞大陸碰撞的大陸內(nèi)部構(gòu)造作用的關(guān)鍵部位(尹安, 2001; 高銳等, 2001; 袁道陽(yáng)等, 2002;Zhang et al., 2004; Yin, 2010; Lease et al., 2012;Craddock et al., 2014)。北祁連造山帶位于青藏高原北緣, 呈北西西—南東東向展布, 夾持于祁連地塊和河西走廊盆地之間, 向西止于阿爾金走滑斷裂帶,向東與西秦嶺構(gòu)造帶相接, 長(zhǎng)度近1000 km(圖1)。作為青藏高原構(gòu)造變形和向北推擠的最前緣, 北祁連是青藏高原北部邊緣新構(gòu)造和活動(dòng)構(gòu)造的變形特征記錄最為敏感的部位(Tapponnier et al., 1990)。河西走廊盆地位于祁連造山帶和阿拉善地塊之間, 近NWW—SEE走向, 延伸超過(guò)1000 km, 是青藏高原邊緣主要的會(huì)聚構(gòu)造帶之一。河西走廊盆地與其南側(cè)平均海拔達(dá)4500 m的北祁連形成了將近3000 m的海拔落差, 其形成演化與北祁連造山帶的構(gòu)造演化息息相關(guān), 大致經(jīng)歷了早古生代活動(dòng)陸緣、晚古生代—早中生代前陸盆地、中生代中晚期伸展斷陷和新生代擠壓變形和前陸盆地演化 4個(gè)階段(戴霜等, 2003; 杜遠(yuǎn)生等, 2004)。尤其是新生代以來(lái)印度板塊和歐亞板塊持續(xù)的碰撞和向北推擠所導(dǎo)致的高原隆升和大規(guī)模的走滑斷裂作用, 形成了這一典型的新生代壓陷盆地(葛肖虹和劉俊來(lái), 1999; 鄭文俊等, 2016)。同時(shí), 其內(nèi)部又被一組活動(dòng)性很強(qiáng)的NNW—NW 向斷裂所控制的隆起分割成幾個(gè)次級(jí)盆地, 包括酒西盆地、酒東盆地、民樂(lè)盆地等。阿拉善地塊, 傳統(tǒng)認(rèn)為是華北板塊的一部分, 南以龍首山斷裂與河西走廊盆地相鄰(吳泰然和何國(guó)琦,1993)。

新生代中晚期以來(lái), 祁連山山體快速隆升, 地殼增厚變形, 形成了地形起伏較大的盆山相間的地貌,并且發(fā)育有多條重要的活動(dòng)斷裂, 如海原斷裂、祁連山北緣斷裂等, 吸收和調(diào)節(jié)著高原山脈隆升和地殼變形(Tapponnier et al., 2001; 鄭文俊等, 2016)。青藏高原北緣持續(xù)的向北擴(kuò)展可能已越過(guò)祁連山北緣斷裂, 前緣已進(jìn)入走廊盆地內(nèi)部(Wang et al., 2020)。

地殼結(jié)構(gòu)記錄了地殼內(nèi)部變形特征、斷裂空間展布及深淺構(gòu)造關(guān)系等重要信息, 其中淺層地殼主要由沉積蓋層及部分出露的基底組成, 對(duì)于陸內(nèi)變形最為敏感直接。因此, 淺層地殼結(jié)構(gòu)的研究是揭示盆山耦合關(guān)系及淺部地殼變形的關(guān)鍵。地震波是獲取地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)與物質(zhì)信息最有效的工具之一(Aki, 1957; Claerbout, 1968), 被譽(yù)為照亮地下的一盞明燈(陳颙和朱日祥, 2005)?；诔Ｒ?guī)地震反射方法發(fā)展而來(lái)的深地震反射是探測(cè)研究巖石圈精細(xì)結(jié)構(gòu)最有效的方法, 能獲取地殼內(nèi)部和莫霍面的細(xì)微變化(高銳等, 2009)。目前, 該技術(shù)已經(jīng)成為探測(cè)地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)的有效手段之一, 尤其在解決重大地質(zhì)問(wèn)題和推動(dòng)造山帶的研究等方面取得了諸多進(jìn)展(Brown et al., 1986; 盧占武等, 2006; 高銳等, 2009,2022; 王海燕等, 2012, 2014; Xiong et al., 2015; Hou et al., 2015; 熊小松等, 2019)。深反射地震資料中的初至波到時(shí)信息蘊(yùn)含著豐富的淺表地質(zhì)構(gòu)造信息,對(duì)其初至到時(shí)進(jìn)行層析成像反演可以獲得上地殼淺部的P波速度結(jié)構(gòu)(侯賀晟等, 2009; 謝樊等, 2021;吳國(guó)煒等, 2022)。該方法自20世紀(jì)70年代引入地學(xué)領(lǐng)域以來(lái)已廣泛應(yīng)用于油氣勘探、金屬礦產(chǎn)、地?zé)豳Y源調(diào)查以及防災(zāi)減災(zāi)等領(lǐng)域(常旭和王輝, 1998;林伯香等, 2002; 史大年等, 2004)。地震波層析成像法主要分為主動(dòng)源和被動(dòng)源兩大類, 其中主動(dòng)源包括利用深反射地震剖面初至波走時(shí)數(shù)據(jù)或?qū)捊欠瓷?折射地震(深地震測(cè)深)初至波(Pg波震相)走時(shí)數(shù)據(jù)參與反演計(jì)算(張先康等, 2007; 嘉世旭和張先康,2008; 徐濤等, 2014; 林吉焱和段永紅, 2016; 張明輝等, 2019; 林吉焱等, 2020)。被動(dòng)源地震層析成像方法是利用固定臺(tái)站或流動(dòng)臺(tái)站通過(guò)觀測(cè)天然地震波走時(shí)信息來(lái)反演巖石圈尺度的速度結(jié)構(gòu)(吳建平等, 1998; 鄭洪偉等, 2007), 其精度較主動(dòng)源低。2016年, 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院在北祁連—阿拉善地塊南緣部署采集了長(zhǎng)約 225 km的深地震反射剖面(NQL-2016), 剖面自南向北依次穿過(guò)北祁連造山帶、酒東盆地、榆木山構(gòu)造帶、民樂(lè)盆地和阿拉善地塊南緣(圖2)(熊小松等, 2019; 陳宣華等, 2019a)。本文通過(guò)初至走時(shí)層析成像反演方法, 獲得了沿測(cè)線的淺層地殼P波速度結(jié)構(gòu), 刻畫(huà)了沿線各盆地的沉積厚度、多處斷裂帶的發(fā)育位置, 并探討了研究區(qū)盆山間的耦合關(guān)系及不同構(gòu)造事件間的關(guān)系。

圖2 北祁連—阿拉善南緣地質(zhì)簡(jiǎn)圖(改自陳宣華等, 2018; 圖中藍(lán)線為北祁連—阿拉善2016深反射地震測(cè)線, 黑色數(shù)字表示剖面距離, 單位: km)Fig. 2 Simplified geological map of North Qilian Orogenic to southern Alxa Block(modified from CHEN et al., 2018; the numbers along the survey line of NQL2016 (blue line) indicate the distance between the sampling points and the south end of the profile; unit: km)

1 地質(zhì)背景

祁連造山帶位于青藏高原東北緣, 處在柴達(dá)木盆地和河西走廊盆地之間, 西北部被阿爾金斷裂帶所截, 東部與秦嶺造山帶等相接(圖1)。祁連造山帶由南向北可分為南祁連造山帶、中祁連地塊和北祁連造山帶(陳宣華等, 2019b)。最北部的北祁連造山帶位于托萊南山與河西走廊之間, 其基底主要由太古宇和古元古界的結(jié)晶變質(zhì)巖系組成(陳宣華等,2019b)。北祁連作為一條多旋回造山帶, 記錄了自新元古代裂解以來(lái)的多次地塊拼合演化歷史(任紀(jì)舜, 1994)。其經(jīng)由寒武紀(jì)裂谷盆地、奧陶紀(jì)初期成熟洋盆(古祁連洋)、奧陶紀(jì)中晚期北祁連活動(dòng)大陸邊緣、志留紀(jì)—早、中泥盆世碰撞造山而形成(許志琴等, 1994; Yin and Harrison, 2000; 吳才來(lái)等, 2004,2006; Song et al., 2006, 2013; Yin et al., 2007; Xiao et al., 2009; Gehrels et al., 2011); 在中生代侏羅紀(jì)和白堊紀(jì)處于穩(wěn)定的伸展環(huán)境(Horton et al., 2004);隨后在新生代伴隨印度-歐亞板塊之間的碰撞又逐漸復(fù)活成為褶皺逆沖造山帶, 內(nèi)部廣泛發(fā)育有新生代褶皺, 逆沖和走滑斷裂(Tapponnier et al., 1990,2001; Burchfiel et al., 1991; Yin and Harrison, 2000;Zheng et al., 2010)。北祁連造山帶出露地層主要有寒武系、下奧陶統(tǒng)、下志留統(tǒng)、石炭系, 零星出露二疊系和三疊系。位于北祁連造山帶最北部的榆木山構(gòu)造帶以榆木山北緣斷裂與中—新生代河西走廊盆地為界, 榆木山構(gòu)造帶將河西走廊盆地南北分割為酒東盆地和民樂(lè)盆地。前人對(duì)榆木山的構(gòu)造屬性存在不同的認(rèn)識(shí), 有人認(rèn)為其是燕山運(yùn)動(dòng)晚期形成的斷隆或隆起(劉寶睿等, 2009), 也有人認(rèn)為它可能是由于祁連山北緣斷裂的北東向疊瓦狀逆沖作用形成的推覆巖片(潘宏勛等, 2000; 陳干等, 2017)。陳宣華等(2019a)通過(guò)深地震反射和大地電磁剖面測(cè)量的結(jié)果發(fā)現(xiàn), 祁連山北緣斷裂以北發(fā)育的逆沖推覆作用在榆木山北緣山系構(gòu)成飛來(lái)峰構(gòu)造, 將早白堊世酒東盆地的一部分掩蓋在前中生代地層之下。熊小松等(2019a)利用深地震反射剖面揭示了榆木山構(gòu)造帶的深部結(jié)構(gòu)及隆升成因, 推測(cè)其隆升受控于兩條背向逆沖斷裂帶的控制。

圖1 深反射地震測(cè)線位置圖及研究區(qū)主要地質(zhì)構(gòu)造圖(Yin et al., 2008a, b; Duvall et al., 2013; Zuza and Yin, 2016)Fig. 1 Location of deep seismic reflection profile and geological structure in the study area(after Yin et al., 2008a, b; Duvall et al., 2013; Zuza and Yin, 2016)

阿拉善地塊位于北祁連造山帶的北東側(cè), 南側(cè)與北祁連早古生代造山帶以龍首山斷裂為界, 其北部與巴丹吉林沙漠毗鄰; 由龍首山地塊(古元古代基底殘塊)、阿拉善右旗—迭布斯格新太古代—古元古代基底雜巖(Ar3-Pt1)、龍首山巖漿弧、巴丹吉林巖漿弧、民勤—阿拉善左旗坳陷盆地等組成。潮水盆地位于龍首山和北大山之間, 西抵合黎山, 東至騰格里沙漠, 為中新生代斷陷盆地。盆地基底主要由古老結(jié)晶變質(zhì)巖及元古宙—中生界巖漿巖組成,隸屬于華北板塊阿拉善地塊。盆地蓋層為侏羅系、白堊系、新近系(楊昆等, 2017)。測(cè)線經(jīng)過(guò)的盆地西部總體上處于構(gòu)造擠壓抬升環(huán)境, 構(gòu)造樣式以斷裂構(gòu)造為主, 褶皺構(gòu)造次之(楊昆等, 2017)。阿拉善地塊內(nèi)部的銀額盆地在古生代褶皺基底基礎(chǔ)上, 中—新生代新構(gòu)造體制下形成的中—新生代沉積盆地,經(jīng)歷了多次構(gòu)造升降及沉積演化后形成了現(xiàn)今的格局。侏羅紀(jì)和白堊紀(jì)是盆地最主要的演化階段。前人研究認(rèn)為, 銀額盆地侏羅紀(jì)為坳陷-斷陷型湖盆演化階段; 白堊紀(jì)進(jìn)入伸展裂谷盆地演化階段。研究區(qū)也發(fā)育多條斷裂帶, 如北祁連逆沖斷層系主要有野牛溝南緣斷裂、昌馬—俄博斷裂、祁連山北緣斷裂、榆木山北緣斷裂和合黎山南緣斷裂等(陳宣華等, 2019a, b)。

2 初至波走時(shí)層析成像

在所有地震波場(chǎng)中, 由于初至震相可追蹤、易識(shí)別, 其到時(shí)信息在地震學(xué)領(lǐng)域占有重要的位置,廣泛地應(yīng)用于疊前偏移、疊前速度分析、地震走時(shí)層析成像及地震定位等(Hole, 1992; 劉洪等, 1995;Zhang et al., 2000; 趙連鋒等, 2003; 徐濤等, 2004;張中杰等, 2004; 趙愛(ài)華和丁志峰, 2005; 潘紀(jì)順等,2006; 劉玉柱等, 2009)。大當(dāng)量震源和長(zhǎng)排列的觀測(cè)系統(tǒng)使得深反射地震資料通常能夠獲得更多攜帶上地殼淺部信息的初至波, 如來(lái)自地殼頂部覆蓋層的回折波或首波。利用層析成像方法對(duì)深反射地震記錄中的初至到時(shí)進(jìn)行反演成像能夠獲得上地殼精細(xì)速度結(jié)構(gòu), 這對(duì)于了解上地殼淺部變形特征、斷裂空間展布及深淺構(gòu)造關(guān)系具有重要意義(侯賀晟等, 2009; 謝樊等, 2021; 吳國(guó)煒等, 2022)。初至波層析成像方法是利用接收地震波的到時(shí)數(shù)據(jù)反演出測(cè)線下方地質(zhì)體的速度結(jié)構(gòu), 并用速度等值線圖的形式直觀地表示出來(lái)。由于在已知走時(shí)矩陣的情況下直接求取速度分布具有一定的困難, 所以需要首先建立初始速度模型, 將地下介質(zhì)離散化為一定大小的速度網(wǎng)格, 每個(gè)網(wǎng)格內(nèi)的速度大小設(shè)為常量; 對(duì)初始速度模型進(jìn)行正演計(jì)算并得到地震波在模型中的理論走時(shí)矩陣和射線路徑, 利用理論走時(shí)和觀測(cè)走時(shí)之差對(duì)速度模型進(jìn)行修正, 擬合走時(shí)曲線; 再通過(guò)多次正反演迭代不斷修正模型至滿足擬合精度為止(侯賀晟等, 2009; 吳國(guó)煒等, 2022)。地下速度結(jié)構(gòu)的獲取是通過(guò)求解初至旅行時(shí)T與其穿過(guò)的網(wǎng)格慢度值Pi及網(wǎng)格的射線路徑長(zhǎng)度di三者構(gòu)建的線性方程組((1)式, 其中N為射線穿過(guò)的模型網(wǎng)格數(shù)目)。

本次研究采用深反射剖面中的初至波到時(shí)進(jìn)行走時(shí)層析成像。數(shù)據(jù)處理所使用的軟件為“復(fù)雜探區(qū)近地表建模和校正系統(tǒng) Tomodel”, 該軟件基于波動(dòng)方程的快速行進(jìn)波前追蹤技術(shù)(fast marching method, FMM)來(lái)實(shí)現(xiàn)小網(wǎng)格矩形建模, 并應(yīng)用小波變換通過(guò)非線性迭代反演算法進(jìn)行反演; 使其在反演精度、運(yùn)算效率以及深度方向的分辨率等方面更具優(yōu)勢(shì), 能夠適用于復(fù)雜探區(qū)的情況。在保證迭代和反演結(jié)果的穩(wěn)定性方面, Tomodel所采用的非線性反演算法可以保證全局最優(yōu)解, 使得反演結(jié)果不依賴于初始速度模型。本次初至波層析成像數(shù)據(jù)處理的主要流程包括數(shù)據(jù)預(yù)處理、初至拾取、正演模型建立與層析反演(基本流程見(jiàn)圖3)。

圖3 初至波走時(shí)層析成像數(shù)據(jù)處理的基本流程Fig. 3 Flow chart of 2D first-arrival seismic tomography data processing

2.1 數(shù)據(jù)采集

2016年, 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院采集了北祁連—阿拉善深反射地震剖面(NQS-2016), 該測(cè)線南起祁連縣野牛溝, 北至阿拉善右旗腰泉東, 整體呈近 NE走向, 自南向北穿過(guò)北祁連造山帶、民樂(lè)盆地、潮水盆地和阿拉善地塊南緣(圖2)。測(cè)線整體海拔南高北低, 總長(zhǎng)度達(dá)225 km。NQL-2016剖面野外采集共獲得有效中、小炮數(shù)1133炮, 其中小炮912個(gè), 中炮 221個(gè), 中炮、小炮記錄長(zhǎng)度為30 s, 采樣率為2 ms。數(shù)據(jù)采集儀器為428XL數(shù)字地震儀器, 檢波器型號(hào)為SM-24。采用了大藥量、長(zhǎng)排列和一定井深的激發(fā)、接收方式。本次初至波走時(shí)層析成像研究所使用的中、小炮震源數(shù)據(jù)均為720道雙邊對(duì)稱接收, 道間距為40 m, 最大偏移距14 380 m, 最小偏移距20 m, 中、小炮覆蓋次數(shù)分別為15次和60次。檢波器組合方式為單通道12個(gè)檢波器, 沿測(cè)線線性組合方式布置, 組內(nèi)距 1 m, 特殊情況采用垂直測(cè)線或斜交測(cè)線線性組合方式埋置。為保證在各類不同地表地質(zhì)條件下獲得高信噪比的地震資料,經(jīng)現(xiàn)場(chǎng)實(shí)驗(yàn)論證, 選擇針對(duì)沙漠、戈壁和山地三種地表地質(zhì)類型采用不同的井深和藥量組合, 詳細(xì)數(shù)據(jù)采集參數(shù)見(jiàn)表1。

表1 地震數(shù)據(jù)采集參數(shù)表Table 1 Seismic data sampling parameters

2.2 初至拾取

深反射地震記錄中的初至震相作為來(lái)自上地殼頂部覆蓋層的回折波或首波, 其走時(shí)曲線直觀地反映了地表沉積蓋層的厚度和上地殼介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)性質(zhì)(張先康等, 2007)。本次研究采用自動(dòng)拾取與手動(dòng)調(diào)整相結(jié)合的拾取方法。在初至拾取之前正確加載觀測(cè)系統(tǒng), 剔除了影響初至震相識(shí)別的壞道。采用帶通濾波器經(jīng)多次濾波測(cè)試, 最終選擇對(duì)遠(yuǎn)近道初至震相整體影響較小的濾波參數(shù)進(jìn)行濾波。由圖 4可見(jiàn)經(jīng)過(guò)預(yù)處理之后的單炮記錄初至清晰, 信噪比高, 大部分單炮記錄初至震相可連續(xù)追蹤至最大偏移距附近(14 380 m)。圖 4中位于山地的Shot044炮初至雖然受到地形影響導(dǎo)致初至到時(shí)波動(dòng), 但整體起跳清晰, 信噪比高, 其他 5炮位于沙漠和戈壁區(qū)域, 初至清晰, 時(shí)距曲線規(guī)則連續(xù)。本次研究利用深反射地震的912個(gè)小炮和221個(gè)中炮震源擊發(fā)的地震記錄拾取得到了約 80萬(wàn)個(gè)初至波走時(shí)數(shù)據(jù), 由整條剖面的初至到時(shí)拾取結(jié)果(圖 5)可見(jiàn), 走時(shí)曲線整體呈線性排列, 沿測(cè)線分布均勻,表明初至拾取的一致性和準(zhǔn)確性良好。

圖4 單炮記錄初至拾取(圖中紅色線為拾取的初至震相)Fig. 4 First arrival pickup of single shot records (red line indicates the first arrival time of the pickup for all channels)

圖5 全剖面初至拾取結(jié)果Fig. 5 First-arrival pickup results of all single-shot records

2.3 初始模型建立及走時(shí)反演

初至波走時(shí)層析成像反演的初始模型建立需要設(shè)置合理的速度大小和模型深度, 以保證反演過(guò)程中射線路徑不穿出模型的頂、底界面。這樣可以最大限度地保證反演結(jié)果的收斂速度和準(zhǔn)確性。經(jīng)測(cè)試, 本次研究的反演射線最大穿透深度在地表最高海拔以下約5 km左右。因此, 為了模型計(jì)算精度和反演收斂速度的需要, 設(shè)置初始模型的最大深度為5 km, 將沿測(cè)線高程定義為初始模型的頂界面。初始模型的層速度和層厚度利用初至?xí)r距曲線和走時(shí)拐點(diǎn)來(lái)確定。考慮到地震數(shù)據(jù)采集的道間距和最終反演結(jié)果的垂向分辨率, 初始速度模型的速度塊網(wǎng)格單元設(shè)置為20 m×10 m的矩形(圖6)。

圖6 初始2D速度模型Fig. 6 Initial 2D velocity model

如圖 6所示建立初始模型后加載實(shí)際初至走時(shí)數(shù)據(jù), 經(jīng)過(guò) 10次迭代, 反演均方差(走時(shí)殘差)由最初迭代的200 ms左右最終降低到了40 ms以下(層析反演收斂曲線見(jiàn)圖7), 通過(guò)反演得到的P波速度結(jié)構(gòu)圖(圖 8b)和射線密度分布圖(圖 8c)分析, 最終能獲得地表以下2～2.5 km深度的P波速度結(jié)構(gòu)。

圖7 層析反演的迭代收斂曲線Fig. 7 Iterative convergence curve of tomographic inversion

圖8 沿測(cè)線高程(a)、層析反演的速度結(jié)構(gòu)(b)和層析反演的射線密度分布圖(c)Fig. 8 Elevation plots along the survey line (a), velocity structure of the tomographic inversion (b)and ray density distribution map of the tomographic inversion (c)

3 走時(shí)反演結(jié)果

初至波層析成像反演結(jié)果的可信度可根據(jù)反演計(jì)算的均方根誤差和射線的穿透模型網(wǎng)格的密度作為判斷依據(jù), 前提是初始模型的建立需要保證反演得到的射線路徑不穿出模型的頂?shù)捉缑?。一般情況下, 如果反演射線沒(méi)有穿出模型的頂?shù)捉缑? 則說(shuō)明初始模型的分層速度與層厚度設(shè)置合理, 模型底界面深度設(shè)置足夠。此外, 反演得到的射線路徑在整個(gè)模型中的分布往往不是均勻的, 一般來(lái)說(shuō), 穿過(guò)網(wǎng)格的射線密度越大, 其反演得到的速度結(jié)構(gòu)也就越準(zhǔn)確; 而沒(méi)有射線穿過(guò)的模型網(wǎng)格, 其反演得到的速度是由其他臨近區(qū)域的網(wǎng)格速度插值外推得到的, 可靠性相對(duì)較低。從本次研究獲得的射線密度分布圖和P波速度結(jié)構(gòu)圖可以判斷, 層析成像結(jié)果的探測(cè)深度可以達(dá)到地下2～2.5 km以淺。整條剖面的射線密度分布均勻, 絕大多數(shù)模型網(wǎng)格內(nèi)射線覆蓋次數(shù)達(dá)到了 400～600次, 局部區(qū)域達(dá)到了700～800次。測(cè)線南北兩端的區(qū)域由于觀測(cè)系統(tǒng)限制, 導(dǎo)致射線覆蓋次數(shù)降低至 100次左右。從整條測(cè)線的實(shí)際初至走時(shí)(圖 9a)和最終模型計(jì)算的理論走時(shí)(圖 9b)以及二者的對(duì)比圖(圖 9c)來(lái)看, 實(shí)際初至走時(shí)和最終模型理論計(jì)算走時(shí)實(shí)現(xiàn)了較為準(zhǔn)確的擬合。

圖9 實(shí)際初至走時(shí)(a)、最終模型理論計(jì)算走時(shí)(b)和實(shí)際走時(shí)與理論走時(shí)對(duì)比圖(c)(圖c中紅色線為實(shí)際初至, 藍(lán)色線為最終模型的理論計(jì)算走時(shí))Fig. 9 Plots of first arrival travel time (a), and fitted travel time form the final model (b) vs. survey distance, and superposition of the two plots (c; red line indicates first arrival travel time and the blue line indicates fitted travel time form the final model)

4 速度結(jié)構(gòu)分析及討論

在地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜的地區(qū), 上地殼通常經(jīng)受強(qiáng)烈變形, 其速度非均勻性通常受沉積蓋層、基巖類型以及斷裂帶分布等各方面因素影響。通常情況下,沉積盆地內(nèi)的沉積蓋層P波速度相對(duì)于其下覆的結(jié)晶基底更低。也可以通過(guò)研究區(qū)地質(zhì)背景以及P波速度等值線疏密變化來(lái)判斷結(jié)晶基底頂部的埋藏深度, 依據(jù)是沉積蓋層波速的垂向變化率要高于其下覆速度更大的結(jié)晶基底。根據(jù)本次研究得到的P波速度剖面中的等值線分布情況, 選取4.6 km/s的P波速度等值線作為結(jié)晶基底頂部埋深的參考深度。為了直觀地對(duì)比淺表地質(zhì)結(jié)構(gòu)和淺層速度結(jié)構(gòu), 將沿測(cè)線地形地貌疊合圖和地質(zhì)剖面圖以及速度結(jié)構(gòu)圖聯(lián)合繪制(圖 10), 由圖 10b可以看出, 層析反演得到的P波速度結(jié)構(gòu)在縱向和橫向上均呈現(xiàn)出明顯的非均勻特征, 存在多處局部異常高速和低速區(qū)域。通過(guò)速度剖面(圖10b)和沿測(cè)線經(jīng)過(guò)的盆地及造山帶位置對(duì)應(yīng)關(guān)系(圖 10a)可以判斷, 層析反演對(duì)于淺層速度的控制準(zhǔn)確性較高。

4.1 盆地沉積蓋層厚度

層析反演的P波速度結(jié)構(gòu)(圖10b)顯示, 研究區(qū)內(nèi)沉積盆地的P波速度較造山帶等基巖出露區(qū)域明顯更低, 速度剖面中的低速區(qū)域與測(cè)線經(jīng)過(guò)的酒東盆地(40～70 km)、民樂(lè)盆地(85～105 km)、潮水盆地(110～135 km)以及銀額盆地(190～225 km)所處位置一致。這些盆地內(nèi)的P波速度與其鄰近造山帶出露的基巖存在明顯差異。走廊南山與榆木山構(gòu)造帶之間的酒東盆地在剖面上南北向長(zhǎng)約 30 km, 平均海拔約2.5 km。參考4.6 km/s的速度等值線作為盆地與結(jié)晶基底的分界面, 從圖 10c中速度等值線的彎曲特征判斷, 盆地的最大深度處位于剖面50 km附近, 深度達(dá)2 km左右。此外, 盆地南側(cè)的速度等值線彎曲程度相對(duì)較緩, 而最大深度處往北速度等值線迅速向上彎曲, 至60 km處顯示沉積蓋層與結(jié)晶基底分界面從地表以下2 km迅速抬升至1 km。該盆地 60～70 km 范圍內(nèi)速度等值線接近水平, 而盆地南側(cè)與榆木山構(gòu)造帶交界部位速度等值線的下凹形態(tài)可能指示該處發(fā)生過(guò)較為強(qiáng)烈的構(gòu)造改造運(yùn)動(dòng)。民樂(lè)盆地(85～105 km)在剖面經(jīng)過(guò)區(qū)域的海拔由最南側(cè)榆木山北緣的2 km向北迅速降低至走廊北緣斷裂帶附近的1.4 km。速度等值線指示該盆地的沉積蓋層厚度可能在1.5～1.8 km范圍內(nèi), 其南側(cè)靠近榆木山附近速度等值線較為陡立, 北側(cè)靠近阿拉善地塊區(qū)域速度等值線緩慢抬升, 直至被地表切斷。從民樂(lè)盆地的速度截面圖來(lái)看, 該盆地可能在新生代形成之后整體發(fā)生抬升, 地層經(jīng)分化剝蝕變薄形成現(xiàn)今形態(tài)。潮水盆地(110～135 km)與民樂(lè)盆地以走廊北緣斷裂南北分割, 其海拔高度與民樂(lè)盆地接近, 沉積厚度可能在1.2 km左右。速度等值線指示出該盆地沉積層速度較其他盆地更高, 且速度垂向變化率更低, 其內(nèi)部速度等值線呈現(xiàn)的駝峰狀與該盆地總體上處于構(gòu)造擠壓抬升環(huán)境有關(guān)(楊昆等, 2017)。銀額盆地(190～225 km)平均海拔1.5 km,盆地沉積蓋層的厚度由南向北逐漸加厚, 至剖面205 km處達(dá)到1.5 km的最大厚度, 速度等值線形態(tài)指示這一厚度的沉積蓋層在穿出剖面后有繼續(xù)向北延伸的趨勢(shì)。

4.2 造山帶/構(gòu)造帶基底

速度剖面中的高速異常(紅色區(qū)域)與地質(zhì)剖面中(圖 10a)的侵入巖體或地表出露基巖位置一致,走廊南山在剖面 10～35 km范圍內(nèi)整體呈現(xiàn)高速特征, 其中 20～30 km 處小范圍的相對(duì)低速可能由于該區(qū)發(fā)育多條逆沖斷裂所致。榆木山下方速度等值線上凸形態(tài)表明該處的速度高于其南北兩側(cè), 可能與該區(qū)結(jié)晶基底在地表的出露有關(guān); 阿拉善地塊南緣(110 km)出露的元古代結(jié)晶基底和侵入巖體均在速度剖面上呈現(xiàn)出高速異常特征。

圖10 沿測(cè)線地形地貌疊合圖及地質(zhì)剖面圖(a)、反演得到的速度剖面圖(b)和速度剖面解釋圖(c)(圖c中黑色實(shí)線和虛線為推測(cè)斷層位置)Fig. 10 Topographic map along the survey line (a), velocity profile obtained by inversion (b),and interpretation of the velocity profile(c; the black solid line and dotted line indicate faults)

4.3 淺層速度結(jié)構(gòu)指示的構(gòu)造意義

層析反演得到的P波速度結(jié)構(gòu)對(duì)于研究區(qū)內(nèi)斷層的發(fā)育有很好的指示意義。在北祁連造山帶內(nèi),雖然基底出露導(dǎo)致該區(qū) P波速度呈現(xiàn)整體的高速,但走廊南山以北發(fā)育的多個(gè)逆沖斷層導(dǎo)致該區(qū)在剖面20～30 km處1.5 km以淺范圍內(nèi)顯示局部的相對(duì)低速特征。該區(qū)地表出露了大量早古生代變質(zhì)巖,從低速區(qū)的規(guī)模來(lái)看, 這些斷層的向下延伸規(guī)模并不大, 很可能屬于一個(gè)向北逆沖的斷裂帶的多個(gè)分支斷裂。速度剖面顯示, 榆木山構(gòu)造帶南北兩側(cè)的酒東盆地與民樂(lè)盆地雖然海拔高差達(dá)1 km, 但二者具有相似的速度結(jié)構(gòu)和沉積厚度。酒東盆地的整體抬升是青藏高原東北緣北向擴(kuò)展的體現(xiàn), 而榆木山構(gòu)造帶的進(jìn)一步抬升可能是在此基礎(chǔ)上疊加了阿拉善地塊向南擠壓作用, 這與熊小松等(2019)利用深反射剖面揭示的榆木山構(gòu)造帶是由其南北兩側(cè)的逆沖斷裂背向逆沖作用所主導(dǎo)的隆升機(jī)制相吻合。走廊北緣斷裂南北兩側(cè)P波速度結(jié)構(gòu)明顯的差異顯示,該斷裂是分割河西走廊盆地和北部阿拉善地塊的重要邊界斷裂。剖面 145 km處的合黎山南緣斷裂整體走向?yàn)楸蔽鳌蠔|方向, 以逆沖性質(zhì)為主, 其形成可能與阿拉善地塊向南擠壓作用相關(guān)(Zheng et al., 2013)。該處速度等值線指示斷裂北傾角度較為陡立, 且向下延伸至結(jié)晶基底內(nèi)部至少2 km。北傾的合黎山南緣斷裂帶的傾角和規(guī)模反映了該區(qū)構(gòu)造變形動(dòng)力主要來(lái)自阿拉善地塊的向南擠壓而非青藏高原的北向擴(kuò)展。阿拉善北緣斷裂(190 km)南北兩側(cè)在速度剖面上呈現(xiàn)明顯的速度差異。其南側(cè)的高速體主要構(gòu)成為侵入巖體和元古代結(jié)晶基底, 北側(cè)的低速區(qū)指示了銀額盆地的沉積蓋層。因此該斷裂作為潮水盆地南部邊界斷裂對(duì)盆地中生代以來(lái)的盆地形成和構(gòu)造演化起到了一定的控制作用。

5 結(jié)論

1)速度剖面中的低速區(qū)域揭示了酒東盆地、民樂(lè)盆地、潮水盆地以及銀額盆地的沉積厚度和規(guī)模。酒東盆地的沉積蓋層厚度最厚可達(dá)2 km, 速度剖面顯示該盆地南段(40～60 km)和北段(60～70 km)的沉積蓋層厚度具有 1 km左右的差異, 可能是阿拉善地塊與祁連造山帶的擠壓作用對(duì)盆地形成后再次改造的結(jié)果。民樂(lè)盆地沉積蓋層厚達(dá)1.5 km, 盆地內(nèi)的速度等值線形態(tài)的差異可能反映了盆地北部在新生代形成之后整體抬升, 地層剝蝕變薄。潮水盆地的沉積厚度在1.2 km左右, 盆地的速度結(jié)構(gòu)反映該盆地總體上處于構(gòu)造擠壓抬升環(huán)境。銀額盆地的沉積厚度至少1.5 km左右, 且這一厚度有向北繼續(xù)延伸至盆地內(nèi)部的趨勢(shì)。

2)走廊南山整體的高速異常代表了該區(qū)大面積出露的古老基底和侵入巖體, 但其內(nèi)部發(fā)育的多條逆沖斷裂帶在局部區(qū)域呈現(xiàn)低速特征。從規(guī)模來(lái)看,這些逆沖斷裂系可能作為一條大型逆沖斷裂帶的分支在向下延伸至地下1.5 km后匯聚, 組成一條向北逆沖的主逆沖斷裂; 走廊北緣斷裂南北兩側(cè)P波速度結(jié)構(gòu)明顯的差異指示該斷裂是分割民樂(lè)盆地和北部潮水盆地的主要邊界; 合黎山南緣斷裂以逆沖性質(zhì)為主, 斷裂北傾角度較大, 且延伸至結(jié)晶基底內(nèi)部, 其北傾的性質(zhì)和向南延伸的規(guī)模反映出該區(qū)的動(dòng)力背景主要與阿拉善地塊向南擠壓作用相關(guān); 阿拉善北緣斷裂南側(cè)的高速體主要構(gòu)成為侵入巖體和元古代基底, 北側(cè)的低速區(qū)指示了銀額盆地的沉積蓋層厚度, 該斷裂作為銀額盆地南部邊界斷裂對(duì)盆地中生代以來(lái)的成盆作用和其后的構(gòu)造演化起到了一定的控制作用。

3)速度剖面顯示, 榆木山構(gòu)造帶南北兩側(cè)的酒東盆地與河西走廊內(nèi)的民樂(lè)盆地雖然海拔高差達(dá)1 km, 但二者具有相似的速度結(jié)構(gòu)和沉積厚度。推測(cè)榆木山構(gòu)造帶的隆升可能與其南北兩側(cè)的逆沖斷裂的背向逆沖作用相關(guān)。

致謝: 感謝長(zhǎng)安大學(xué)地質(zhì)工程與測(cè)繪學(xué)院李宇老師在成像方法上提供寶貴的指導(dǎo)與幫助, 感謝各位評(píng)審專家嚴(yán)謹(jǐn)和建設(shè)性的建議。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos. 41774114,41590863 and 41574093), China Geological Survey(Nos. DD20190011, DD20179342 and DD20160083),and National Key Research and Development Program of China (No. 2016YFC0600302).