2012, Vol. 55
2. 陕西省地震局, 西安 710068;
3. 中国地震局地球物理勘探中心, 郑州 450002
2. Earthquake Administration of Shaanxi Province, Xi'an 710068, China;
3. Geophysical Prospecting Center, China Earthquake Administration, Zhengzhou 450002, China
作为环鄂尔多斯地堑系重要组成的汾渭裂谷系是我国华北地区著名的裂谷[1-2]，是在中生代不同方向褶皱隆起背景下，新生代晚期形成的一种扭转滑动地块，而渭河断陷盆地位于鄂尔多斯块体南缘､秦岭褶皱系以北，处在两个大地构造单元的结合部位，由渭河､运城､灵宝三个断陷盆地和其它一些凸起或小型断块山地组成，总体走向近东西；其东北部与山西断陷带为邻并共同组成汾渭裂谷系，西端与青藏高原东北边界弧形断裂束相接，地质构造及盆地演化极其复杂，一直以来被国际､国内地学界所重视，并有广泛深入的研究.渭河断陷带为半断陷型箕状盆地，第四系厚度总体南深北浅､向南倾伏[3]，是我国华北地区第四纪下陷幅度和堆积厚度最大地区之一，也是新地质时期垂直差异运动和历史地震十分强烈的地区[4].
由于渭河断陷带特殊的地质构造和地震活动特点[5-7]，从20世纪60 年代开始，原地质部第三普查勘探大队等单位在渭河盆地内进行了大量的地球物理勘探和钻探工作.1982年国家地震局组织实施了一条门源-平凉-渭南共7炮､长968.9km､NWW向的地震折射实验剖面[8-9].但总体而言，渭河盆地与相邻的大地构造单元尤其是作为复杂造山带的秦岭褶皱系的地下深部结构､介质性质和参数､构造演化和深部孕震环境以及与中强地震的关系等研究的程度不高而且也缺少相应的研究工作[10-12].
2005年由中央投资，陕西省地震局在该地区组织相关单位实施完成了横跨秦岭造山带､渭河断陷盆地和鄂尔多斯块体南缘三个一级构造单元的地震宽角反射/折射测线，测线位置见图 1.基于此，利用该剖面获得的地震测深资料对渭河断陷､鄂尔多斯南缘及秦岭断块的地壳深部结构特征进行了研究，揭示了该区壳幔结构的非均匀性以及与邻区结构的差异特征.这些成果的取得，对于认识大陆裂谷乃至华北克拉通的形成与演化均具有重要的意义，且对于认识汾渭裂谷地区的中浅震发震构造及孕震环境研究也有重要的参考价值.
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图 1 宽角反射/折射剖面位置和研究区构造区域划分示意图 Ⅰ1:咸阳凸起；Ⅰ2:西安凹陷；Ⅰ3:骊山隆起；Ⅰ4:固始凹陷；Ⅰ5:灞河凹陷；Ⅰ6:蒲城凸起；Ⅱ1:商丹盆地；1:口镇-关山断裂；2:乾县-富平断裂；3:渭河断裂；4:临潼-长安断裂；5:华山西缘断裂；6:铁炉子断裂；7:秦岭北缘断裂 Fig. 1 The location of the wide-angle reflection/refraction profiling and tectonic zoning in research area Ⅰ1:Xian yang convex；Ⅰ2:Xi′an sag；Ⅰ3:Lishan uplift；Ⅰ4:Gushi sag；Ⅰ5:Bahe sag；Ⅰ6:Pucheng convex；Ⅱ1:Shang-Dan basin；1:Kouzhen-Guanshan fault；2:Qianxian-Fuping fault；3:Weihe fault；4:Lintong-Chang′an fault；5:West merge of Huashan fault；6:Tieluzi fault；7:North merge of Qinling fault |
地震宽角反射/折射测线西北端起自旬邑县底庙乡北(东经107°52′59.6″，北纬35°11′01.3″，桩号440km)，往南经旬邑､淳化､口镇､泾阳､灞桥､蓝田､商洛､丹凤､商南､终于河南省西峡县西坪乡(东经111°00′00.0″，北纬35°34′22.2″，桩号80km)，全长约360km，测线方位角约53°，观测系统见图 2.
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图 2 丹凤-西安-彬县地震测深剖面观测系统 Fig. 2 The observation system of Danfeng-Xi′an-Binxian seismic profile |
从图 1可以看出，测线近垂直于华山山前断裂､临潼- 长安断裂､渭河断裂､乾县- 富平断裂､口镇-关山断裂等主要断裂构造线，较有利于对断裂构造向深部延伸实际产状的探测.测线穿越区域南段为秦岭褶皱带山区，中段为渭河断陷盆地，北段为鄂尔多斯地台南缘.测线东南段的80~248km 桩号区段处在秦岭山脉之中，海拔高度一般为800~1700 m，地形起伏变化较大；除商县-丹凤-商南-西峡一带山间盆地为新生代冲洪沉积覆盖外，其余均为基岩出露；地下水位很浅.
本研究对剖面获得的11炮爆破观测资料进行了处理和研究，识别对比出来自不同深度，不同属性的P波主要地震波组的震相有:Pg､P1､P2､P3､Pm，Pn，共6组.Pg波是上地壳顶部基底折射波(首波)；由于该区基底埋藏深度普遍较浅，大约在距炮点5~8km之后，该震相作为清晰可靠的初至波被观测记录.由于地质条件､地理环境的影响和各种人为干扰，Pg波一般可追踪至炮点距离为40~90km，部分炮的观测记录在距炮点100km 仍可辨认.Pg波在各炮记录截面上的折合时间最小为0.2s左右，最大达2.5s左右，在剖面中段西安市周围及以西区段的350~380km 桩号折合时间滞后，280~320km桩号尤为明显.剖面230km 桩号以东区段折合时间超前，180km 桩号以东表现得更为明显，其视速度一般在5.75~6.20km/s之间变化，但在不同的观测地段上也有明显的变化；图 3为丹凤炮､蓝田炮和淳化炮的单炮记录.在图 3a中，初至波Pg折合走时延迟0.5s，炮检距大于20km 后，视速度大于6km/s，反映出秦岭山区基底埋深浅，P 波速度高的特征；图 3b 中，初至波Pg折合走时延迟在2s左右，进入秦岭山区或鄂尔多斯地台后，延迟减小，表明渭河盆地基底埋深深；图 3c中，左支初至波Pg折合走时延迟在0.5s左右，是典型的鄂尔多斯地台走时特征，表明鄂尔多斯地台有一较稳定的中生代盖层，右支Pg折合走时在20km 后，受渭河盆地沉积影响，迅速滞后.P1，P2，P3波分别来自壳内不同深度界面的反射波.其中P1 波是在基底折射波Pg之后识别对比出的一组较为明显的反射波，其追踪区间一般在40~120km(炮检距)之间，该波组较为连续，其振幅变化较大.P2波其特征与P1波震相基本类似.因其出现在续至区，有些区段波组的连续性较差，在局部地段显示出较强的振幅，在图 3c中距炮点40~70km 有较明显的显现；P3波只在9炮记录截面上部分段对比识别了该震相，一般在距炮点60km以远可以对比识别.P1波组是鄂尔多斯､渭河盆地和秦岭造山带所共有的震相，P2和P3波组是渭河盆地所特有，表明渭河盆地的分层有其特殊的原因.
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图 3 研究区典型记录截面图 (a)丹凤167.8km 炮；(b)蓝田253.1炮km；(c)旬邑391.7km 炮. Fig. 3 Typical record sections in the studied area (a) SP 167.8 km of Danfeng profile；(b) SP 253.1 km of Lantian profile；(c) SP 391.7km of Xunyi profile. |
Pm 波是来自Moho 界面的反射波震相；该波组连续，振幅能量强(但变化大)，大部分炮的记录截面上能连续追踪对比，该波组在距炮点100.0km前后以明显的强振幅出现，在图 3(a，b，c)中均有显现；Pn波震相是来自上地幔顶部的折射波或莫霍界面的首波；受地震波激发能量和观测干扰背景的制约，该震相仅在两端大能量激发点的观测记录截面上看到，在图 3a与图 3c中，约160km 炮检距后，可以连续对比识别，成为初至波.其中Pg､Pm 波组是研究区内反射能量较强，震相清晰可靠且能够连续追踪的优势波组.地壳中间层的P1､P2､P3震相在一些区段反映了不同的地质构造单元地壳结构的局部区域性特征，震相在部分地段不连续且反射能量偏弱，但是在另一些地段显示出较强的振幅和好的连续性.
3 资料处理方法与壳幔结构模型的建立深地震宽角反射/折射资料的解释是在震相分析的基础上进行的，分为一维解释和二维解释[13].常规的一维解释方法有利用反射波､折射波走时资料的“T2-X2 方法"､“PLUCH 反演方法[14]和其它有关计算方法以求取地壳深部各层的平均速度､平均深度､单点反射深度和视速度等，由此建立剖面的一维地壳结构模型.二维地壳结构模型的建立是在获得的一维地壳模型的基础上，利用这些结果和有关参数建立二维壳幔初始模型，再利用Cerveny等[15]提出的射线追踪和理论地震图计算方法对各炮实际观测资料进行识别对比以及反射､折射震相的正演拟合，构建沿剖面的二维地壳结构模型并进行非均匀介质中动力学射线追踪､走时拟合和理论地震图的计算，同时经过反复调整模型和处理计算，最终使理论走时､各波组的振幅等特征与实测资料的记录特征达到最佳的拟合(图 4 给出了灞桥炮的正演结果).剖面上各炮Pg 波超前与滞后､视速度的变化和波组能量的强弱变化以及追踪距离的远近反映了沿剖面基底的起伏变化､构造特征和介质性质的差异，同时也与断裂构造的存在有关.其视速度在秦岭褶皱带山区显示了较高的值，为6.30km/s，其他地区为5.75~6.20km/s.
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图 4 288.7km(灞桥炮)实测地震记录截面(a)､理论地震图(b)､走时拟合(c)､射线追踪图(d) Fig. 4 Record sections (a)，synthetic seismogram (b)，travel time fitting (c) and raytracing (d) for SP 288.7 km of Baqiao |
通过对11炮观测数据的分析验算，最终得到了本剖面的壳幔二维速度结构和界面形态.
4 壳幔速度结构与构造特征根据地壳划分的普遍认识[16-23]和本次工作剖面的反射波组震相识别结果，将本区地壳划分为上､中､下三层地壳.图 5给出了本剖面的二维地壳速度结构，以反射波组P1 确定的C1 界面以上为上地壳，P2 确定的C2 界面和C1 界面之间的部分为中地壳，C2 界面､P3 波组反映的C3 界面和Pm 波组揭示的M 界面之间的地层为下地壳.
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图 5 宽角反射/折射剖面二维地壳速度结构图 Fig. 5 The map of 2-D crustal velocity structure of wide-angle reflection profile |
该层是指自地表向下至C1界面之间的地壳构造层位，它是由基底折射波Pg和壳内反射波P1波组信息所显现的上地壳结构.因此，可将整个剖面下部的上地壳细分为两个亚层结构.在这里需要补充指出:在剖面穿过的渭河盆地区域，因有巨厚的沉积盖层堆积，该段有较清晰的Psed震相(图 3b炮点左侧近炮点段，视速度小于5km/s)出现.因此，在该区域可进一步的将第一亚层细分为上下两个子亚层.
第一亚层:由地表至基底折射波Pg 所反映的界面之间的层位.该界面的形态､界面埋深､速度客观地反映了西安地区结晶基底起伏形态和物性特征.沿剖面基底顶面起伏明显，深度基本上在0.7~6.0km 之间变化，分别在西安两侧的200.0~220.0km和340.0km 桩号西北基底顶面明显呈现隆起形态，埋深为1.1~1.7km，速度在5.95~6.05km/s.剖面中段西安两侧的245.0~300.0km桩号下方基底界面明显下凹埋深为6.0km 左右，速度在5.85~5.95km/s.基底顶面之上的盖层速度结构基本上是由一个强速度梯度层所组成.由近地表的2.50~4.50km/s左右变化到基底顶面之上的5.55~5.80km/s.其中，Psed反射波组有可能反映了渭河盆地内沉积盖层中古近系与新近系的分界面.以此界面，可以将盆地分为上下两个子亚层.从速度结构图可以看出基底顶面横向起伏比较明显，地表附近的速度在剖面上覆盖层较厚的地区偏低，剖面中段西安附近的浅部地层速度较低，速度结构上表现较为明显，显然是受沉积盖层的影响所致.该层基底界面与速度等值线的起伏变化可能反映了地质构造条件的复杂程度或者可以视为断裂构造带存在的一种标志.第二亚层是由基底顶面向下至由P1震相所确定的C1 界面之间的层位.经过震相的对比识别，发现P1震相是跟随Pg波震相之后出现的第一组能量时强时弱的反射波组，能够被连续的对比追踪.因此，可认为C1是上地壳底部的一个反射界面.在对11炮的实测到时处理计算后，得到了单点反射深度结果，较好地反映了C1 界面的基本形态和深度范围，二维地壳结构所给出的C1界面的形态起伏较为明显，其深度变化范围为11.5~17.0km.在剖面200~320.0km桩号，即蓝田- 西安附近明显下凹，埋深为13.0km 左右；180km 桩号东南､320km 桩号西北界面有上倾趋势.该层的地震波速度为5.80~6.22km/s，其速度梯度由上到下逐渐变弱，C1界面的速度跳跃为6.13~6.20km/s至6.23~6.30km/s，跳跃差在0.08~0.10km/s之间.经计算，该层平均速度在5.35~6.23km/s之间.
4.2 中地壳结构该层指C1与C2界面之间的层位.它是由壳内反射波P1和P2所确定的，C2界面与C1界面相比沿剖面起伏变化较小，在剖面上11炮的观测记录中得到了6炮8支C2界面的信息，与C1界面相比C2界面起伏变化基本一致，其埋深变化为18.0~22.5km.从速度结构上看该层为一弱的速度梯度层，由上至下速度变化为6.25~6.36km/s，C2 界面速度由6.32km/s左右跳跃至6.46km/s左右，跳跃差为0.13km/s左右.该层厚度为3.5~8.5km，埋深为19.0~22.0km.经计算，该层平均速度为6.25~6.36km/s.这一界面深度及形态与由P2波到时求得的单点反射深度及形态是基本一致.
4.3 下地壳结构下地壳由反射波组P2 确定的C2 界面之下至由Moho界面产生的反射波组Pm 所确定的M 界面之间的层位.该层可分为两个亚层:第一亚层为C2界面和C3界面之间部分，剖面上11炮观测记录中的5炮6个分支获得的C3界面反射波信息计算得到该层的厚度为10.0~13.0km，由一组正的弱速度梯度层组成，速度由C2界面下部的6.46km/s变化为C3界面上部的6.52km/s左右，C3界面的速度跳跃差为0.06km/s，C3界面起伏变化基本与C2 界面一致，其埋深在220.0km 桩号下凹､在240.0~300.0km 桩号上隆.180.0km 桩号东南界面有变浅趋势，而300.0km 桩号西北则有加深趋势；第二亚层是C3界面和M 界面之间地层，由剖面观测记录中的11炮18个分支获得的M 界面反射波信息计算得到的该层.
5 结果与讨论 5.1 主要结论(1) 彬县-西安-丹凤地震宽角反射/折射剖面P波速度结构构造图像揭示出地壳上地幔结构构造具有分区特征.鄂尔多斯地台地壳厚度大，达42km左右，地壳结构相对简单，结晶基底浅.秦岭褶皱带地壳厚度约37~38km，地壳结构简单，结晶基底浅，甚至出露.渭河断陷盆地莫霍界面相对两侧明显上隆，和鄂尔多斯地台比，上隆幅度大约10km 左右，呈突变形态，和秦岭褶皱带比，上隆幅度约4~5km左右，呈渐变形态；结晶基底剧烈下陷，幅度最大达7km，中､上地壳为低速结构，低速带延伸20余公里，下地壳为高速结构；
(2) 渭河断陷盆地深浅部构造在宽角剖面上呈镜像关系[24]，上地幔隆起中心和基底凹陷中心在位置上基本对应；
(3) 渭河断陷盆地存在发生中强及其以上地震的深部构造条件；莫霍界面相对鄂尔多斯地块突变隆起和上地幔高速物质侵入于下地壳(除此应没有其它物源)，是该区中强及其以上地震发生的深部构造背景之一[25].盆地内部的渭河断裂带和长安-临潼断裂带延伸深､规模大，其作为大的构造块体的边界断裂和盆地内次级构造单元边界，很可能是中､强地震的重要孕震构造[26].深部速度结构也显示，控制渭河断陷中心的发震断裂的震源位置在深度为6~22km的范围.
5.2 讨论(1) GPS 观测证实了不同块体存在的相对运动[27-29]，而处于不同板块结合部的盆地其下部热物质及高密度､高速体也应存在流动和交换，如果各块体间存在闭锁段的应力的积累，则易于在块体的边界断裂上发生破裂而多次复发地震[30].渭河盆地的形成演化与秦岭褶皱带和鄂尔多斯块体的拼合与发展有着直接的关系[3, 5]，而作为规模较大的陆内裂谷必然会引起地幔热物质主动或被动的上涌[1-2].渭河盆地历史上发生过多次强震，其中1556年发生的814级华县大地震造成了83万人死亡[31].这些都说明渭河断陷作为大的块体边缘结合部存在强震发生的构造背景；
(2) 由于渭河断陷盆地基底结构比较复杂，单从其速度结构上难以划分鄂尔多斯地块和秦岭褶皱带的详细边界.但是从整个地壳结构构造上来看，两大构造单元的分界线还是比较明显的.钻井资料表明，渭河断裂两侧基底结构不同，精细速度结构显示渭河断裂向下延伸到中地壳，因此渭河断裂可能是两大构造单元在中､上地壳的接触带；而下地壳中则难以区分两者的边界，但从渭河盆地下地壳速度结构和两侧速度结构的上凸形态看，应是从莫霍界面的陡变带穿过.而下地壳和莫霍界面在岩石圈和陆壳构造演化的改造过程中，形成的西安坳陷下方的上隆形态，是否为大陆动力构造演化的最新活动所影响[32-33]?此问题的回答，应在鄂尔多斯地台与秦岭微板块的结合部位，结合更高分辨率的深反射和其它地球物理资料作进一步研究和探讨.
致谢两位审稿专家提出的问题和修改建议提高了本文的质量，在此致以诚挚的感谢!
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