2012, Vol. 55
2. 中国地质科学院地球探测与动力学重点实验室,北京 100037;
3. 美国加州大学洛杉矶分校,洛杉矶 90095-1567;
4. 华东石油局第六物探大队,南京 210011
, GAO Rui1,2
, YIN An3, XIONG Xiao-Song1,2, KUANG Chao-Yang4, LI Wen-Hui1,2, HUANG Wei-Yi4
2. Key Laboratory of Earth Probe and Geodynamics, CAGS, Beijing 100037, China;
3. Department of Earth and Space Science, University of California, Los Angels, CA 90095-1567, USA;
4. No.6 Geophysical Prospecting Team, Sinopec Huadong Petroleum Bureau, Nanjing 210011, China
青藏高原东北缘是青藏高原块体与鄂尔多斯块体、阿拉善块体的交汇区[1]，是印度与欧亚两大板块碰撞作用由近南北方向向北东、东方向转换的重要场所，是青藏高原向北东方向扩展的前缘部位[2-3].长期以来，由于青藏高原不断的隆升和推挤作用，在强大的由西南向东北的推挤作用下和东侧扬子地块、东北部华北块体、阿拉善块体的阻挡以及东北缘内部如松潘-甘孜块体挤压形变的作用下，形成了多个走向不同的青藏高原东北缘构造体系.区内新生代构造变形和地震活动强烈，分布多条大型深断裂带(图 1)，其中多数不仅是重要的大地构造区边界断裂，也是控制现今强震活动的活断层.据记载，该区曾多次发生过7级以上地震，其中1920年海原8.6级大地震是中国大陆有历史记载以来最为强烈的地震之一.可见，在该区开展地壳深部结构精细探测等研究，对认识青藏高原地壳变形动力学和地震灾害发生机制等具有十分重要的科学意义[4].2009年在Sinoprobe-02项目的资助下，中国地质科学院地质研究所完成了300km 长的高分辨率深地震反射剖面(图 1中黑实线)，南起西秦岭北缘，向北穿过临夏盆地、北祁连褶皱带，止于阿拉善地块南缘.本文利用跨越海原断裂带的部分约90km长的剖面资料(图 1中白色虚方框部分)，对该段地震剖面进行初步的构造解释，研究海原断裂带的深部几何形态和其两侧地壳上地幔细结构，为探讨青藏高原东北缘岩石圈变形机制提供地震学依据.
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图 1 研究区域地质构造与深地震反射剖面位置示意图 F1-青铜峡-固原断裂；F2-六盘山断裂；F3-天景山断裂；F4-海原断裂；F5-龙首山断裂；F6-北祁连断裂；F7-西秦岭北缘断裂. Fig. 1 Regional tectonic map and location of the deep seismic reflection profiling F1 一 Qingtongxia-Guyuan fault； F2一Liupanshan fault； F3一Tianjingshan fault； F4一 Haiyuan fault； F5一Longshoushan fault； F6一North Qilian fault；F7一West Qinling north margin fault. |
海原断裂是青藏高原东北缘发育的四条弧形活动断裂带中规模最大、活动最为强烈的一条左旋走滑型断裂带，整体走向北西[5]，它是河西走廊过渡带与北祁连褶皱带的分界线[6].该断裂带西起甘肃景泰兴泉堡，东至宁夏哨口，西段呈北西西方向，走滑速率约为20±5mm·a-1，东段走向北西，走滑速率约为12±4mm·a-1[7-8]，向东南与六盘山断裂接连，并呈向北东方向凸起的弧形，全长约240km[9-10].断裂带形成于加里东期，并经历多次构造运动，早期为挤压逆冲性质，自早更新世中晚期至中更新世初以来，在青藏高原向北东推挤下发展为以左旋走滑活动为主的断裂带，自早更新世中晚期以来，断裂带最大左旋走滑总量可达12~14.5km.1920年海原地震发生后又发生过7 次5 级左右中强地震，说明全新世以来活动仍然强烈而频繁[5, 11-12]，并引起国内外学者对于断裂的结构、形变特征、位移量及走滑速率等方面的研究，取得了丰硕成果[13-21].近年来，许多学者利用地球物理方法等多种技术手段对海原断裂带地壳深部几何形态和属性进行了深入的研究:(1)根据研究区大地电磁测深资料得到的深部电性结构特征，认为海原断裂规模和切割深度较大，且该断裂错断莫霍面，断距达4km,为陡立的超壳断裂[22-23]；(2)根据中国地震局完成的玛沁-兰州-靖边地震测深剖面的结果可知，海原断裂往南10~20km 处，下面的Moho面为一陡变带，表明海原断裂为一陡立的超壳断裂[24]；(3)樊计昌等[9, 25]对中国地震局地球物理勘探中心在2001年完成的穿过海原大震区的深地震反射剖面中的折射波进行走时反演获得的结果确定了从地表到地壳10km 深处海原断裂均处于陡立状态的几何形态[9, 25]，属于挤压走滑型断裂；(4)GPS观测结果表明，海原走滑断裂带为青藏高原东北缘现今运动边界之一[26]，认为青藏高原现今地壳运动的东北边界应为海原走滑断裂带和祁连山北缘断裂带[27].上述关于海原断裂带的属性和几何形态的研究结果基本一致，均认为海原断裂为陡立的超壳断裂，但并没有高分辨率的资料揭示出从地表到地壳上地幔海原断裂的几何形态，2001年中国地震局曾在海原大震区完成了一条深地震反射剖面跨越海原断裂，揭示出在弧形构造带的位置有逆冲断层的存在.本文利用2009年完成的深地震反射剖面跨越海原断裂段(约长90km)首次展现出海原断裂带的深部几何形态及其两侧精细地壳结构，揭露了青藏高原东北缘岩石圈变形差异.
3 数据采集与处理 3.1 数据采集测线南起临夏、经刘家峡水库、永靖、永登、皋兰、景泰向北进入阿拉善地块南缘，跨越西秦岭北缘、临夏盆地、北祁连褶皱带和阿拉善地块南缘.全长300km,测线位置见图 1 中黑实线，本文研究区范围见图中方框部分，长约90km.为获得高分辨率的地震数据，野外数据采集中采用多种采集方法相结合.三种药量(24、96kg和500~1800kg,分别称其为小炮、中炮和大炮)的炸药震源激发，同时接收.野外采用428XL 地震仪进行数据采集.小炮炮间距250 m,井深25 m,接收道数600 道；中炮炮间距1000 m,井深25 m 双井组合激发，接收道数720道；大炮炮间距平均25000m,井深40~50m,接收道数不少于1000道.小炮和中炮采样率2ms,记录长度30s,大炮采样率4ms,记录长度60s.
3.2 精细数据处理本次精细处理采用CGG、OMEGA、ProMAX和PSG-SEIS多个处理软件相结合的手段.在详细分析原始资料的基础上，针对影响资料成像效果的主要问题，通过大量的对比和测试工作，最终确定处理流程和关键处理技术.本文中仅对关键处理技术作以简单介绍.
3.2.1 静校正技术研究区地表条件复杂，北部为沙漠、草原区，地势相对平坦，南部为黄土塬地貌，沟壑纵横，单炮初至极不规则，且由于近地表低、降速带的速度和厚度的变化，难以找到稳定的折射层.通过方法对比试验，本次处理采用无射线层析静校正方法和多反射界面剩余静校正方法解决静校正问题.无射线层析静校正技术结合了首波延迟方法的稳定性和走时层析反演方法的灵活性，无需射线追踪，不依赖于初始模型，可以利用全炮检距范围的折射波初至和回折波初至，能够解决地表速度横向突变所导致的射线阴影区问题，提高了静校正的计算速度[28-33]，获得了理想的效果.多界面剩余静校正法是沿着两个或多个反射截面求取“剩余静校正量"，所求取的数值中，包括静校正量、剩余动校正量、岩石速度横向变化引起的时间差和速度各向异性引起的时间差等.通过剩余静校正处理后，剖面成像质量有明显改善.
3.2.2 叠前去噪提高原始资料信噪比是数据处理的重要环节.分析原始资料，干扰波较为严重，主要包括面波、线性干扰波、高频干扰、随机干扰和50 Hz干扰等，需进行叠前去噪处理.根据地震资料上干扰波的能量关系、频率、速度分布规律等特点，采用多域组合去噪技术对不同的噪声进行压制，取得了较好效果[34].采用地表一致性反褶积和多道预测反褶积相结合的方法压制子波提高地震资料的纵向分辨率[35-36].
3.2.3 基于起伏地表的克希霍夫叠前时间偏移因研究区地表复杂，高程变化剧烈，老地层出露，地下地质情况复杂，逆掩断层发育多，造成速度建模很困难，从而影响地震偏移成像精度.基于起伏地表的克希霍夫叠前时间偏移(PSG-MIG)方法为弯曲射线偏移，具有较好的保幅特性[37-39]，明显改善了成像质量，波组特征清楚，反射特征突出，断面成像清晰，有利于分析构造特征.
4 深地震反射剖面解释根据深地震反射数据精细处理的结果剖面显示的反射特征(图 2)，对地震剖面进行了初步解释(图 3).深地震反射剖面揭示了海原断裂的深部几何形态及两侧精细地壳结构和变形样式.
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图 2 跨越海原断裂的深地震反射剖面(偏移) Fig. 2 Deep seismic reflection section across Haiyuan fault (migration) |
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图 3 跨越海原断裂的深地震反射剖面的初步解释 Fig. 3 Preliminary interpretation of deep seismic reflection section across Haiyuan fault |
深地震反射剖面揭示出海原断裂的地表位置、深部几何形态和规模.
海原断裂为北祁连褶皱带与河西走廊过渡带的分界带.在深地震剖面上可以清楚地看到海原断裂垂向延伸至45km埋深处的深大断裂.地震剖面显示，海原断裂构造系由多条逆冲断裂带组成，表现为逆冲走滑构造特征.地表可追踪到海原断裂在地表有三个分支，南部分支在1.8s处与其南侧的逆冲断裂归并在一起出露地表(见图 3)，1.8s以下倾角向北，几何形态随着深度变化，在近地表倾角约70°~75°，随着深度增加倾向变缓，倾角约为40°~45°.中间分支南倾，近地表倾角约40°~45°，在埋深约12km 处归并于南部分支.北部分支南倾，近地表倾角约45°~50°，随着深度增加倾向变缓，倾角约30°~35°，在埋深约13km 处归并于南部分支，断裂向下延伸至20km 以下倾向变陡，倾角约80°~85°，并连续截断一系列反射层和岩体.深地震反射结果剖面发现，在海原断裂下面莫霍面并未发生错断，而是分别在海原断裂系深部端点的南侧16~20km处和其北侧20~25km 处分别发生错断.表明海原断裂并不是直接错断莫霍面的超壳断裂，而是在埋深约46km(双程走时约15.3s)处被错断莫霍面南倾的逆冲断裂所截断.综上所述，海原断裂带为地壳规模的高陡倾角的深大断裂带，在近地表表现为逆冲走滑断裂带的构造特征.
4.2 断裂两侧地壳精细结构以海原断裂为界，南侧为北祁连褶皱带，北侧为河西走廊过渡带.深地震反射剖面显示，北祁连地壳变形相对复杂，上地壳(0~6s)表现为断弯褶皱的构造特征，而中地壳反射层变形更复杂，地层被多条断裂多次错断，局部出现地层叠置，位移量较大，最大位移量可达20km.下地壳变形变缓，并有岩体侵入，可能发生于晚元古代.断裂带以北为河西走廊构造带，上地壳变形较剧烈，出现双重逆冲推覆构造特征，在埋深约18km 处存在一个滑脱层，使得上下地壳变形特征完全不同.下地壳出现多套强的近水平的反射层，表现为韧性变形的构造特征，并被海原断裂在地壳深部的分支所错断.下地壳出现的花岗岩体表明可能在寒武纪之前晚元古代发生过岩体侵入.
4.3 莫霍面的几何形态和埋深深地震反射剖面清楚地展现了莫霍面埋深及几何形态.莫霍面总体表现为近水平的反射特征，图 3显示的剖面南段莫霍面平均埋深约48km(双程走时约16s,按照地壳平均速度为6km/s估算)，该结果与深地震测深获得的海原断裂附近莫霍面深度相一致[40]，莫霍面对应地壳中地层被多次错断，且莫霍面也发生错断，位移量约10km.向北，分别在海原断裂系在地壳深部端点南侧16~20km 处和其北侧20~25 km 处发生错断，位移量分别为7~8km和4~5km.再向北，在CDP24058 附近莫霍面又被错断2~3km,进入阿拉善地块，莫霍面加深到约51km,表现为近平的反射特征.深地震反射资料得到的莫霍面深度与根据深地震测深数据获得的研究区莫霍面度范围(祁连褶皱带莫霍面深度范围43~64km)相近[41-42].
5 结论断层的几何形态与其动力学过程密切相关.海原断裂在加里东期就已开始活动，且经历了多次构造运动.在新生代早期，该断裂带以强烈挤压为主，更新世以来，海原断裂转为以左旋走滑为主兼有逆冲的活动特点，这一特点已被大多数学者所接受.走滑断层的倾角往往是近于直立的，而逆断层的倾角则较缓.本研究利用深地震反射剖面得到的海原断裂的几何形态并不是简单的陡立或者较缓，几何形态随着深度变化.该断裂被地壳深部错断莫霍面的剪切带所截断，但其本身未直接错断莫霍面，表明该断裂并非直接切穿莫霍面的超壳断裂，而属于壳内深大断裂.
海原断裂南侧为北祁连褶皱带，上下地壳变形不同，上地壳主要表现为断弯褶皱构造体系，下地壳地层被多条剪切带所错断叠覆，强烈缩短变形.海原断裂北侧的河西走廊带上下地壳变形不同，在埋深为12~16km 之间存在滑脱层使得上下地壳变形解耦.上地壳表现为双重构造特征，下地壳主要以韧性变形为主.
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