新生代早期的印度和欧亚板块的汇聚碰撞，不仅导致了欧亚板块上千公里的变形缩短，还形成了当今世界上仍在活跃的最高最大的青藏高原，并对其周边地区的地貌格局和环境演化产生了重大影响(Molnar et al., 1975，1993；李吉均等，1979；Dewey et al., 1988；Burchfiel et al., 1991;Yin et al., 2000 Tapponnier et al., 2001；An et al., 2001；张培震等，2004).有关青藏高原晚新生代构造变形和演化一直是国际大陆动力学理论研究的核心和前缘热点，3 种争论的端元模型占主导地位:(1)刚性块体挤 出(Tapponnier et al., 1982，2001；Avouac and Tapponnier， 1993)；(2)岩石圈尺度的连续变形(Engl and and Houseman，1986；Holt et al., 2000)；(3)下地壳塑性流动(Royden et al., 1997).争而不决的重要原因之一是缺乏可靠的高分辨率的资料，因此无法约束和检验不同模型.

青藏高原东北缘地处青藏高原块体与鄂尔多斯块体、阿拉善块体及华南块体的交接带区(田勤俭和丁国瑜，1998；周民都等，2000；崔笃信等，2009)，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，必然会保留扩展的证据(Zhang et al., 2004;张培震等，2006).青藏高原东北缘被认为是挤出体和下地壳流的通道之一，使其成为验证青藏高原形成模式的关键地区(罗良等，2008；高锐等，2011).该区也是我国重要的构造变形和强震活动区之一，区内发育一系列高山、压陷盆地和走滑活动断裂等典型构造，是研究青藏高原纵向挤压隆起和横向伸展运动的重要窗口，也是研究块体相互作用的理想地区之一(王庆良等，2002).因此，青藏高原东北缘地壳结构和构造变形样式的研究是认识高原隆起过程、形成机制和印度—欧亚板块碰撞远程效应的重要途径(刘永前等，2009).

近年来，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开展了大量的研究，取得了丰硕成果(Tapponnier and Molnar， 1977;Deng et al., 1986; Burchfie et al., 1991; Gaudemer et al., 1995; Tapponnier et al., 2001; Bowman et al., 2003; Zhang et al., 2003).此外，许多学者利用多种地球物理方法技术对研究区的地壳结构进行了深入的研究：(1)陈九辉等(2005)利用宽频地震资料揭示出青藏高原东北缘地壳厚度40～60 km，Moho深度从鄂尔多斯向青藏高原东北缘逐渐加深；(2)Zhang等(Zhang et al., 2012)利用S波接收函数和SKS波分裂估算出松潘—甘孜地块东北缘和西秦岭造山带下方岩石圈厚度为125~135 km；(3)王椿镛等根据深地震测深资料得出在松潘—甘孜褶皱带下地壳厚度约52 km(王椿镛等，2003；Wang et al., 2007)，李松林等根据玛沁—靖边深地震测深剖面获得的二维地壳速度结构揭示出松潘—甘孜褶皱带地壳厚度约60 km(李松林等，2002)，西秦岭褶皱带南北两侧地壳结构和性质不同(张先康等， 2007，2008；嘉世旭和张先康，2008)；(4)多条大地电磁测深结果揭示了地壳上地幔电性结构，青藏高原和边缘附近地块的岩石圈厚度约100~200 km之间，并展示了西秦岭北缘断裂带、海原断裂带、天景山断裂带等的深部几何形态及规模(赵国泽等，2004；汤吉等，2005).

上述研究成果均从大的尺度上开展相关问题的研究，并不能揭示地壳精细结构和构造变形样式.为揭示青藏高原东北缘地壳上地幔细结构，研究青藏高原东北缘的形成演化过程，中国地质科学院地质研究所分别于2004年和2008年，完成了跨越青藏高原松潘地块北缘、西秦岭造山带和临夏盆地总长约400 km的深地震反射剖面.2004年，在国家自然科学基金重点项目(40334035)和中国石油化工集团公司联合资助下，完成了长约257 km的唐克-合作深地震反射剖面(图 1中黑线)，穿过若尔盖盆地和西秦岭造山带； 2008年，在Sinoprobe-02项目、国家自然科学基金重点项目(40830316)和中国地质调查项目(1212010711813)联合资助下，完成长约150 km的合作—临夏的深地震反射剖面(图 1中蓝线)，穿过西秦岭造山带北缘和临夏盆地.对400 km剖面数据进行了联线拼接处理，初步结果揭示了西秦岭造山带及两侧盆地的地壳上地幔细结构，探讨了岩石圈尺度的盆山构造关系，为研究青藏高原东北缘地壳隆升形变和动力学机制提供地震学依据.

图 1 深地震反射剖面位置示意图 Fig. 1 Location of the deep seismic reflection profiling

为了获得高分辨率地震资料，针对不同地区地震地质条件不同的特点，野外采用不同井深、不同药量组合激发技术，长排列接收，至少60次覆盖，以保证接收到来自地壳深部的有效反射信息.

2 004年完成的松潘地块北缘若尔盖盆地—西秦岭造山带剖面，主要穿过高山、河谷、草原和沼泽等复杂地形，跨越花岗片麻岩、砂岩、砾石层、流砂层、堆积物及灰岩出露区，针对研究区的特点，通过试验，获取了合理的采集参数：采用16 kg、 40 kg和200 kg三种药量的爆炸震源进行激发.使用法国产 的SN388型24位地震仪，480道接收，道间距50 m，叠加次数120次，记录长度30s.具体数据采集参数见表 1.

表 1(Table 1)

表 1 数据采集参数 Tabel 1 Data acquisition parameters 采集参数 剖面 唐克—合作 2 57 km (2004年) 合作—临夏 1 50 km (2008年) 药量/kg 小炮 16~20 24 中炮 40 96 大炮 200 500~1800 炮间距/m 小炮 80 250 中炮 400 1000 大炮 5000 20000~30000 井深/m 小炮 20~24 25 中炮 28×2 25×2 大炮 50×3 40~50×(2~10) 最大偏移距/m 小、中炮 12125 14975/17975 大炮 29175 49975 接收道数 小、中炮 480 600/720 大炮 480 1000 采样间隔/ms 小、中炮 2 2 大炮 2 4 记录长度/s 小、中炮 30 30 大炮 30 60 覆盖次数 120 60 道间距/m 50 50 检波器 20DX-10 Hz SM24-10 Hz 仪器类型 SN388 428XL

表 1 数据采集参数 Tabel 1 Data acquisition parameters

2008年完成的西秦岭造山带北缘—临夏盆地剖面，穿越陡峭的黄土塬、农田和大量沟壑，地表岩性主要出露砂岩、砾石层、碎石层及灰岩层.通过井深、药量和排列试验，优化了观测方案.野外主要采用24 kg、96 kg和500~1800 kg三种药量的爆炸震源进行激发.使用法国产的428XL型24位数字地震仪，600~720道接收，道间距50 m，叠加次数60次.具体数据采集参数见表 1. 3 联线处理

为了揭示松潘地块—西秦岭造山带—临夏盆地精细地壳结构，我们对2004年和2008年完成的总长约400 km的深地震反射数据进行了联线处理.本次处理采用CGG、OMEGA和GRISYS处理软件相结合的手段，主要分为几个关键步骤：数据整合、 静校正、叠前去噪、一致性处理、速度分析和偏移成像.

由于震源药量、检波器和地震仪类型、组合道数和接收道数等激发和接收因素的差异，及地震地质条件和构造部位等的不同，造成数据资料在能量、振幅、时差、主频和相位等方面存在差异(吴琼等，2008)，如果不能很好地解决数据资料拼接问题，将严重影响叠加结果，导致无法获得可靠的精细地壳结构，难以开展后续的构造解释，因此进行数据处理前必须做好2004年和2008年完成的2套数据(图 1所示的黑线和蓝线)的整合拼接工作.拼接整合处理包括观测系统整合和数据整合两部分.(1)观测系统整合.建立统一的正确的观测系统是处理的前提，主要包括统一道间距、调整接收点与炮点对应关系信息、面元均一化;(2)数据整合.在消除原始数据间的能量差、频率差、相位差和时间差的基础上进行数据整合，所采用的主要技术为：地表一致性振幅补偿和几何扩散补偿消除能量和振幅差异；地表一致性反褶积和滤波技术消除频率差异；匹配滤波方法消除数据之间的相位差和时差.图 2为叠后数据拼接剖面和叠前数据拼接剖面对比图，后者较好地解决了能量、振幅、时差等方面的差异，提高了成像质量.

图 2 叠后数据拼接和叠前数据拼接叠加剖面图 Fig. 2 Stacked profiles of post-stack and pre-stack data splicing

静校正是用来消除地形起伏、风化层厚度和速度变化对地震资料的影响.地震探测中，静校正的准确性极大地影响着地球内部构造的分辨率与速度求取的准确度，在山地等复杂地表地形与地质条件地区静校正问题更为突出(何樵登，1986；杨宝俊，1992；张中杰，2002；林依华等，2003).本研究区地表条件复杂，测线南部主要穿过河谷、草原和沼泽，中部穿过西秦岭造山带，北部穿越陡峭的黄土塬、农田和大量沟壑，地形起伏剧烈，单炮初至极不规则，且由于近地表低、降速带的速度和厚度纵横向变化剧烈，难以找到稳定的折射层.通过方法对比试验，针对不同地区采用不同的静校正方法，将层析静校正方法、折射静校正及外部模型多次迭代法地表一致性剩余静校正相结合解决了静校正问题.如在黄土塬和高山地区运用了层析反演静校正技术，不仅解决了不同波长的静校正问题，而且克服了由黄土塬区低、降速带厚度、速度等因素引起的构造形态扭曲现象(樊满仓，2008；赵艳平等，2010；于豪，2012).图 3为静校正前后叠加剖面对比图，静校后的叠加剖面消除了因地形起伏及低降速带的影响，有效反射同相轴清楚连续.

图 3 静校正前后叠加剖面图 Fig. 3 Stacked profiles before and after static correction

采用大时窗的外部模型多次叠代法地表一致性剩余静校正，其目的是消除那些大的静校正量的同 时确保构造形态不被破坏；再采用小时窗的地表一致性剩余静校正，其目的是进一步改善主要目的层信噪比与分辨率.

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，主要以面波和线性干扰波为主，此外还存在高低频干扰、随机噪音和50Hz干扰等.根据不同干扰波的特点，采用多域组合去噪技术对不同的噪音进行压制，取得了较好效果(刘建红等，2008).在F-X域压制炮点产生的规则干扰，如声波等(黄鑫等，2011)；频率域主要压制高频干扰；自适应噪音压制技术对去除强能量的面波噪声具有较好的辨别和压制效果(李文莲等，2005)；在T-X域根据线性干扰波与有效波之间速度、位置及能量上的差异，将识别出的线性干扰从原始数据中减去，实现线性干扰波的压制；对于随机噪音的衰减，首先对输入的T-X域数据的各道进行傅氏变换，得到F-X域数据，再沿X方向预测滤波，变换回T-X域，可获得压制随机噪音后的结果.图 4为叠前去噪前后叠加剖面对比，经过多域组合去噪技术，提高了剖面信噪比，达到了预期效果.

图 4 去噪前后叠加剖面图 Fig. 4 Stacked sections before and after noise attenuation

4 00 km长的深地震反射剖面所覆盖的研究区近地表低降速带横向厚度和速度变化大，激发和接 收因素的差异(如激发药量、耦合条件、地震仪和检波器类型)，以及地下介质的非均一性和地下构造的复杂性等造成地震子波振幅、频率及相位特性差异(何樵登，1986；吴琼，2008)，使得叠加剖面成像质量受到严重影响，因此，开展联线处理前需要解决地震子波振幅、相位不一致和传播中造成的能量不一致等问题，即进行一致性处理(刘光鼎等，1998；陈志卿和张兰，2006；云美厚等，2006；单联瑜等，2008).

提高能量一致性是改善偏移成像和提高资料整体品质的关键步骤之一.本次采用地表一致性振幅补偿方法和球面扩散补偿，较好地解决了因为震源和检波器不同造成的能量差异、大地滤波引起的能量损失及野值带来的局部振幅异常，使地震道与道之间及不同的反射时间之间能量级别基本一致(高军等，1996；张伟等，2012).

采用地表一致性反褶积和多道预测反褶积相结合的方法不仅可以压制子波提高地震资料的纵向分辨率(郭树祥等，2003；胡鏐和孙祥娥，2009)，还能够消除因激发和接收条件变化以及表层不均匀等因素而引起的波形差异，消除地震波振幅随空间变化的影响.通过试验选择合理的反褶积参数，达到压缩地震子波、保证地震子波的稳定性及剖面特征的一致性的目的.

由于本研究区剖面长，数据信噪比低，记录长，能量弱，构造复杂，速度横向变化大，仅靠速度谱方法难以准确求取其叠加速度.因此，采用变速扫描与速度谱结合交互速度分析的方法来建立合适的叠加 速度场，得到了较理想的处理成果(马义忠等，2008).

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是建立在起伏地表基础上的，该方法为弯曲射线偏移，具有较好的保幅特性(董春晖和张剑锋，2009；薛爱民，2009；刘国峰等，2010)，明显改善了成像质量，波组特征清楚，反射特征突出，有利于分析构造特征.图 5为偏移剖面对比图，基于起伏地表的叠前时间偏移方法，使得绕射波 归位合理，断点清楚，断层清晰可辨，达到了预期效果.

图 5 偏移剖面对比 Fig. 5 Comparison of migrated sections

联线特殊处理后的成果剖面(图 6a)更清楚地揭示出青藏高原东北缘地壳及上地幔盖层精细结构.反射特征显示从浅到深主要存在6.0~7.0 s和16.5~18.0 s(Moho)的两个明显分界面，将0~20.0 s 剖面分为上地壳、下地壳和上地幔三套反射层系.

(1)上地壳(0~6.0 s)

图 6 原始地震剖面与构造解释 (a)未解释的偏移剖面；(b)—(e)图 6a中b—e的构造解释剖面. Fig. 6 Deep seismic reflection profiles and structural interpretations (a)Uninterpretated migration profile；(b)—(e)Structural interpretations of b—e in Fig. 6a.

沿地震测线区域地质志资料和其他地球物理资料(张先康等， 2007，2008)，认为上地壳中存在的多套反射波组主要反映了盖层沉积的面貌.除若尔盖南段存在南倾的反射波组外，主要以层状反射波组为主，起伏不大，出现多处错断.进入临夏盆地，主要以近平的反射特征为主.临夏盆地以北，上地壳以起伏的反射层为主，表现为褶皱的构造特征.

(2)下地壳(6.0~16.5 s)

以6.0 s为界，下地壳与上地壳反射特征明显不同.在若尔盖盆地中部6.0 s之下存在穹窿状的 反射特征，其南倾和北倾反射表明其两侧均发育逆冲推覆构造，认为盆地下存在刚性大陆地块因受两侧的挤压作用形成隆起构造；西秦岭造山带以多套北倾的强反射为主要反射特征，并夹有近水平的反射，在CMP10500~11500之间下地壳，出现与西秦岭反向的南倾的强反射特征；临夏盆地及以北地区，以低角度北倾的强反射特征为主，与上地壳反射特征明显不同.

(3)Moho反射

反射特征显示，在16.5~18.0 s 左右出现密集多相位、可连续追踪的层状强反射震相，跨越盆地到山脉Moho呈近似平的反射特征，对应下地壳强反射的底部.用地壳平均速度6.0 km·s^-1折合计算(Zhao et al., 1993; Wang et al., 2011；Cook，2002)，地壳厚度约49.5~54 km，该结果与深地震测深剖 面所得的结果相似，根据速度结构得出地壳厚度52 km 左右(王椿镛等，2003；Wang et al., 2007).若尔盖 盆地内16.5~18.0 s出现多套Moho反射层(图 6b)，最浅Moho 出现在剖面最南端约16.5 s，最深Moho面出现在若尔盖盆地与西秦岭造山带结合部位，埋深约18 s，分析其原因可能是Moho被多次错断导致出现多层反射(例如图 6b中CMP2500~4300)；西秦岭造山带下的Moho表现为近平的反射特征，出现在17.0 s左右，没有明显增厚，平均深度较浅，约51 km(见图 6a中CMP5000~11000段17 s反射)；而进入临夏盆地，Moho反射在17.6 s左右被发现，埋深约53 km，在CMP14000~14600段，Moho被错断2次，错断位移量从南道北依次约为7.5 km和5 km(图 6c中Moho).与西秦岭造山带比，加深约2 km，我们推测临夏盆地的Moho界面可能记录了一个已经解体的但早期曾是大型造山带的山系根部.

(4)上地幔盖层

1 8.0 s以下为上地幔盖层，表现为弱反射或透明反射的反射特征.

唐克—合作剖面与合作—临夏剖面首次获得了跨越从高原内部盆地到边缘造山带再到高原外缘盆地的深地震反射剖面(约400 km)，完整揭露出西秦岭造山带与其两侧盆地的地壳结构与盆山深部关系，以及东昆仑断裂带的深部几何形态.

受南北地块下地壳的挤压作用，西秦岭造山带上地壳发生扇状变形，即造山带南北两侧均发生指向盆地的逆冲变形，造山带中部则形成伸展变形.这种上地壳变形样式并没有延伸到整个地壳，在地壳中部(约6 s附近)发育一个构造滑脱层，使上地壳变形与下地壳变形脱耦.

下地壳北倾的强反射描绘出了若尔盖盆地与西秦岭造山带深部挤压构造体系下形成的几何图像，为西秦岭造山带下地壳向若尔盖盆地逆冲推覆提供了地震学依据，清楚地反映了若尔盖盆地和西秦岭造山带在挤压构造体系下的俯冲与逆冲推覆的接触关系，这种构造关系只限于下地壳(图 6d).西秦岭下地壳向北倾斜的强反射与其北侧下地壳南倾的反射特征揭示出扬子与华北两个大陆板块在西秦岭造山带下的汇聚行为(图 6e).

深地震反射剖面发现的青藏高原东北缘地壳并不厚，若尔盖盆地南缘却存在青藏高原地壳最薄的地方，厚度低于50 km.在该研究区完成的宽角反射和折射地震探测结果也反映出类似的结果(张先康等，2007).西秦岭作为青藏高原边缘造山带，应具有较厚的地壳厚度，然而，横过松潘地块与西秦岭造山 带，平均51 km的Moho深度，并没有显著变化.根据格尔木—额济纳旗地学断面资料，柴达木盆地至祁连山地壳厚度由55 km增厚到72 km，东昆仑地壳厚度也有61 km(高锐等，2011)，推测西秦岭地壳厚度减薄了至少10 km.对照青藏高原其他边缘造山带陡峻的构造地貌，青藏高原东北缘宽阔的地貌可能与其下方平坦的Moho形态有关.因而，我们认为青藏高原东北缘地壳经历了高原隆升后强烈的伸展减薄作用.

(1)针对不同工区地表地形和地下地质构造不同的特点，采用不同药量、不同井深等施工参数，获得了高分辨率的深地震反射剖面原始资料，为揭示复 杂的深部地壳结构提供了基础数据.联线处理400 km 深地震反射剖面，所采用的处理方法和参数合理，关键处理技术提高了信噪比和分辨率，为后续的构造解释提供了真实可靠的结果剖面.

(2)深地震反射剖面结果显示，以6 s为界，上地壳与下地壳结构与变形样式明显不同，说明在地壳中部(约6 s)存在一个构造滑脱层，使上地壳变形与下地壳变形脱耦.表明测线所经过的研究区并不是地壳整体变形.下地壳存在的强反射特征表明，该研究区不存在Royden所认为的地壳流.

(3)西秦岭下地壳北倾的强反射与其南侧若尔盖盆地下地壳北倾及近平的反射特征，揭示出西秦岭造山带向若尔盖盆地逆冲推覆的构造关系；而与其北侧南倾的强反射特征共同揭示出扬子与华北两个大陆板块在西秦岭造山带下的汇聚行为，即松潘地块下地壳向北倾斜的强反射与华北南缘地块下地壳南倾的反射在合作下地壳握手.

(4)研究区49.5~54 km的地壳厚度及近平的Moho反射特征表明青藏高原东北缘地壳经历了高原隆升后强烈的伸展减薄作用.