1 引言

呼包盆地位于内蒙古自治区中部，是一个被阴山造山带和鄂尔多斯地块所夹持的中-新生代断陷盆地，盆地结构和构造比较复杂.由于受北侧蒙古板块的向南挤压、南侧鄂尔多斯地块向北的夹击以及鄂尔多斯地块的逆时针旋转作用(陈小斌等，2005；国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988；邓起东等，1999)，盆地周缘多有地震发生(聂宗笙等，2010；刘群，2012)，近年来，该区中小地震活动频繁增强.有关专家(韩晓明等，2013；冉勇康等，2003)基于对鄂尔多斯盆地周缘主要活动断裂分布、强震背景及晚第四纪强震复发特征研究推测，呼包盆地具有发生6级以上中强地震的地质条件和动力背景，是未来强震可能发生的地区.

20世纪80年代以来，很多学者在该区开展过地质与地球物理研究工作(刘正宏等，2002;郑亚东等，1998；江娃利等，2000；王谦身等，2005；滕吉文等， 2008，2010；中华人民共和国地质矿产部航空物探总队，1989；王涛等，2007；张洪双等，2009；Tian et al., 2011).另外，地矿、石油和地震等部门，也先后做过重力、航磁、石油勘探、活断层调查及古地震研究，积累了丰富的资料.这些成果对理解该区复杂的地质构造特征、深部构造背景和动力学过程、盆地形成和演化机制等提供了重要的基础资料.

受研究方法的限制，以往研究还不能对该地区的地壳、上地幔结构及断裂的深浅构造关系进行较为精细的刻画.对复杂地质结构和构造的研究需要高分辨率的地球物理方法提供证据(董树文等，2005)，深地震反射剖面探测方法是探测研究地壳精细结构和解决深部地质问题的有效技术手段，目前被国际地学界公认为是研究地壳、上地幔精细结构分辨率最高的探测技术(Clowes，1992；杨文采，1991；刘保金等，2009；王海燕等，2010).为了研究华北盆地的岩石圈精细结构和断裂的深浅构造关系，2010年，跨呼包盆地实施了一条长度91.8 km的深地震反射剖面，取得了沿剖面较为清晰的岩石圈结构图像，揭示了该区的深部构造背景和断裂的深、浅构造特征，为理解呼包盆地的构造特征，以及盆地和周围地区的盆山耦合关系提供了地震学证据. 2 研究区地质概况和深地震反射剖面位置

呼包盆地是内蒙古河套地区的一个中-新生代断陷盆地，是在晚侏罗世呼包隆起的基础上，受晚侏罗世挤压和早白垩世之后的拉张作用而形成的断陷盆地(刘群，2012；滕吉文等，2010).盆地呈东西向展布，北深南浅.北侧以大青山山前断裂，南侧以鄂尔多斯北缘断裂为界，盆地新生界地层厚达7400 m，第四系厚度达2400 m.

有关研究资料显示(王谦身等，2005；中华人民共和国地质矿产部航空物探总队，1989；王涛等，2007；马保起等，2004)，大青山和呼包盆地地区的布格重力异常分布与地形高程呈“同步型”的特异变化特征，无明显的下凹与上凸，无山根和负山根.鄂尔多斯盆地地壳厚度约43~44 km，呼包盆地的莫霍面存在轻微的上隆，地壳厚度约42 km，大青山地区约43 km.

本文实施的深地震反射剖面位于土默特左旗—清水河一带.剖面北段沿大青山的朱尔沟布设，山区段长度约14 km，北端点位于土默特左旗察素齐镇宿泥板村附近(东经111.10°，北纬40.84°).剖面向南跨过呼包盆地，进入鄂尔多斯台地，南端点位于呼和浩特市清水河县喇嘛湾镇白泥窑沟村(坐标为：东经111.41°；北纬40.09°)，全长91.8 km.剖面自北向南穿过的断裂主要有大青山山前断裂、鄂尔多斯北缘断裂和和林格尔断裂(图 1).

图1

Fig. 1

图 1 研究区地质概况和深地震反射剖面位置 黑色实线为深地震反射剖面.F1岱海北缘断裂；F2大青山山前断裂； F3鄂尔多斯北缘断裂；F4和林格尔断裂；F5口泉断裂； F6岱海南缘断裂；Ⅰ阴山隆起；Ⅱ鄂尔多斯隆起；Ⅲ河套断陷；Ⅳ岱海断陷；Ⅴ山西北部断陷 ；Ⅵ吕梁隆起. Fig.1 Geological structure and the location of deep seismic reflection profiles in the research area The black solid line is deep seismic reflection profiles; F1 The south margin fault of Daihai basin; F2 The Daqingshan piedmont fault; F3 The north margin fault of the Ordos basin; F4 The fault of Horinger; F5 Kouquan fault; F6 The south margin fault of Daihai basin; Ⅰ Yinshan uplift; Ⅱ The Ordos uplift; Ⅲ Hetao depression;Ⅳ Daihai depression;Ⅴ The north depressionof Shanxi; Ⅵ Lüliang uplift.

呼包盆地深地震反射剖面数据采集采用30 m道间距、600道接收，50次覆盖、双边不对称接收的观测系统.地震记录长度30 s，采样间隔2 ms.地震波激发采用钻孔爆破震源，单井井深25～30 m，药量25～30 kg，炮间距180 m.为了提高深部反射波的能量和信噪比，沿剖面平均间隔1 km左右布设一个药量为80～100 kg的大炮.数据采集仪器为法国Sercel公司的SN408数字地震仪.

数据处理中，根据原始资料情况，把改善地震资料的信噪比放在首位，在确保信噪比的前提下，适当兼顾剖面的分辨率.处理过程中进行了层析静校正、异常振幅消除、球面发散补偿与地表一致性振幅补偿、时变带通滤波与二维滤波、地表一致性反褶积、速度分析和剩余静校正的多次迭代、倾角时差校正和叠后剖面去噪等.通过上述数据处理方法得到了呼包盆地非常清晰的岩石圈结构和构造图像.

确定合理的地震波速度是获得良好反射波叠加剖面图像、计算反射界面埋深的关键.为求取剖面上不同深度反射波的叠加速度，数据处理中采用了不同的叠加速度求取方法，对于双程走时(简写为TWT，下同)6～8 s以上的反射波叠加速度采用了速度谱分析方法，对于TWT 8 s以下的深层反射波组，除采用反射波速度扫描方法求取叠加速度外，还参照了中国地震局地球物理勘探中心2012年完成的江苏盐城—内蒙包头DSS剖面(中国地震局地球物理勘探中心，2012)和滕吉文等(2010)及Tian 等(2011)的深地震宽角反射/折射剖面的岩石圈二维P波速度结构资料.为计算剖面上不同深度界面反射波的埋深，根据获得的剖面反射波叠加速度数据，通过速度平滑和DIX公式得到了剖面沿线的岩石圈平均速度分布(图 2).

图2

Fig. 2

图 2 深地震反射剖面的平均速度分布图 Fig. 2 The averge velocity distribution image of deep seismic reflection

由图 2的深地震剖面岩石圈平均速度分布可以 看出，地震波平均速度在纵向上由浅到深逐渐增加，横向上呈现出南北两侧速度较高、中间速度较低的分布特征.TWT 4 s以上，平 均速度总体小于4500 m·s^-1；TWT 4 s 以下，平均速度逐渐增加，但变化幅度较缓，至TWT 15 s左右，平均速度增加至6100～6200 m·s^-1；大约在 TWT 23 s左右，平均速度约为7300～7500 m·s^-1，而在TWT 26 s之下，剖面平均速度大于8000 m·s^-1. 4 呼包盆地深地震反射剖面揭示的地壳结构与构造 4.1 深地震反射剖面的基本特征

图 3为本项研究获得的深地震反射叠加时间剖面及其解释结果.由图可以看出，呼包盆地深地震反射剖面具有明显的横向分区、纵向分带特征.横向上，以大青山为界，南、北两侧具有明显不同的地壳反射结构特征，在桩号14 km以南的呼包盆地和鄂尔多斯台地上，剖面揭示了多组反射能量强、横向连续性较好的壳内反射波组，且具有不同的反射结构特点.而在桩号14 km以北的大青山地区，剖面图像总体表现为弱的反射性质.纵向上，以反射波组Tg、R_C1、R_C2、R_M和R_U为界，可分为沉积盖层、结晶基底、中-下地壳、壳幔过渡带和岩石圈地幔等5个不同的部分，参照延川—满都拉深地震宽角反射/折射剖面结果(滕吉文等， 2008，2010)，把剖面上R_C1以上的部分解释为上地壳，把R_C2解释为中-下地壳的分界，R_M解释为壳幔过渡带反射(其底界为莫霍面)，而反射波R_U解释为来自岩石圈地幔反射.根据图 2的地震波平均速度图和图 3中的界面反射波组的双程垂直到时，可得到R_C1、R_C2的界面埋深分别为13～16 km和22～26 km，地壳厚度(至R_M底界)45.3～48.8 km.在莫霍面之下的上地幔顶部(即TWT 20.5～24.0 s之间)，深地震反射剖面还揭示了三组近于平行、北倾的上地幔反射R_U1、R_U2和R_U3，根据图 2的剖面平均速度，可得到反射波R_U1、R_U2和R_U3的界面埋深分别为72～76 km、77～85 km和82～87 km.

图3

Fig. 3

图 3 呼包盆地深地震反射叠加时间剖面 Fig. 3 The stacked time section of deep seismic reflection in Hu-bao basin

从R_C1反射界面以浅的剖面反射波特征来看，本区上地壳以反射波Tg为界，还可进一步划分为沉积盖层和结晶基底两个部分.在Tg反射波以上的沉积盖层内，剖面揭示了多组反射能量较强、横向连续性较好的地层反射.这些地层反射在剖面上自南向北倾伏，具有典型的沉积盆地反射特征，沉积最深处位于大青山山前，显示出呼包盆地为一个北深南浅的箕状断陷盆地.在大青山内的剖面段上，上地壳表现为弱反射特征.地质资料表明(马杏垣等，1991)，剖面北段的大青山地区，地表出露早前寒武纪变质岩，而古老的基岩地层在剖面上通常难以产生较强的反射.

图 4给出了深地震反射剖面揭示的呼包盆地双程走时4.0 s以浅的反射图像.可以看到，剖面所揭示的沉积层反射有着较高的信噪比和分辨率，根据河套盆地的石油地震勘探剖面解释结果，反射波T_Q为第四系的底界面反射，T_N为新近系的底界，T_E为古近纪地层的底界，Tg为盆地的基底面反射，其下为早前寒武纪变质岩.在Tg反射波与R_C1反射波之间的上地壳下部，深地震反射剖面揭示的是一些反射能量较弱、横向上不能连续追踪的短小反射.呼包盆地沉积层之下为早前寒武纪变质岩，年代较老的结晶变质岩虽然有着较高的地震波速，但其内部的波阻抗差通常很小，因此，不能在剖面上产生可连续追踪的强反射.

图4

Fig. 4

图 4 呼包盆地的沉积层反射图像 Fig. 4 The deposit layer reflection image in Hu-bao basin

本区中-下地壳具有明显的反射性质.在反射波R_C1和R_M之间的中-下地壳(图 3)，深地震反射剖面揭示了一系列能量较强的反射，这些反射震相在剖面上形态各异、横向延续长度不等，而且界面产状也明显不同，可能与中-下地壳物质有着更强的侧向流变性有关.在剖面纵向上，这些中-下地壳反射波的能量时强时弱，且持续时间和厚度也有不同，反映了不同地质时期地壳物质之间的物性变化，这或许说明本区中-下地壳曾经历过多期构造的强烈活动和深部物质的运移过程.有意思的是，本区中-下地壳内的R_C2界面形态自南向北逐渐变浅，与剖面上部由南向北逐渐加深的沉积基底反射Tg呈镜像对应关系，且上地壳底部的R_C1界面出现上隆形态，这说明呼包盆地在侏罗世之前可能是一个古隆起，白垩纪时期呼包盆地开始下降，并逐渐演化为现今的新生代断陷盆地. 4.4 壳幔过渡带反射和莫霍面特征

壳幔过渡带反射R_M在剖面上表现为明显的叠层状反射结构，其厚度在鄂尔多斯北缘和大青山较薄，而在呼包盆地之下相对较厚.在桩号约60 km以南的鄂尔多斯北缘和大青山之下，壳慢过渡带厚约2～3 km，呼包盆地之下，其厚度约为4～5 km.本区莫霍面在鄂尔多斯北缘和呼包盆地之下，由南向北逐渐加深.剖面南端，壳幔过渡带底界反射出现 的时间约为TWT 15.0 s，大青山山前约为TWT 16.0 s，而在大青山之下，莫霍面反射抬升至TWT 14.6 s. 根据图 2的剖面平均速度，可得到莫霍面在鄂尔多斯 北缘、呼包盆地、大青山下方的埋深分别为45.7 km、 48.8 km和45.3 km，莫霍面在大青山之下出现抬升，其最大抬升幅度约为3.5 km.这一现象暗示大青山的隆升不是因为地壳物质增厚所致，即表明大青山地区可能不存在“山根”特征. 5 深地震反射剖面的断裂构造特征

呼包盆地深地震反射剖面揭示的断裂构造特征较为清楚.依据剖面反射波的纵、横向展布特征、能量变化、反射波组的明显错断以及深、浅不同界面反射波的相互依赖关系，在图 3的深地震反射剖面上解释了11条特征明显的断裂，现分别描述如下： 5.1 大青山山前断裂

深地震反射剖面桩号14 km处为大青山朱尔沟沟口，以南为山前冲洪积台地和地形平坦的呼包盆地，以北为大青山山脉.由图 5可以看出，呼包盆地与大青山地区的上地壳反射结构图像明显不同，在呼包盆地内，沉积层反射丰富，反射波能量较强，界面展布特征清晰.在剖面桩号14～16 km之间的山前冲洪积台地之下，剖面反射波较为凌乱，地层显得非常破碎.在桩号14 km以北的大青山内部，反射层位稀疏，反射波能量较弱，地层界面产状复杂多变，显示出在剖面纵向上不同岩层的相互叠置，横向上岩性变化较大的特征.

图5

Fig. 5

图 5 大青山山前断裂带在深地震反射剖面浅部的特征 Fig. 5 The shallow features of Daqingshan piedmont fault zone in deep seismic reflection profile

深地震反射剖面揭示的大青山山前断裂特征非常清楚.在剖面桩号14～16 km之间，可看到一个宽约2 km的反射能量变化带，其南、北两侧的地层反射波特征和界面展布形态也明显不同，且在F₂断裂下方存在倾斜的断面反射波.根据强弱能量变化带内部出现的一些弱反射、倾斜反射以及变化带两侧反射波能量的突变等特征，我们认为，大青山山前断裂应是一个由断裂F₁、F₂和F₃组成的断裂带.断裂F₁、F₂和F₃在剖面上均为向南倾的正断层，大约在深度6～7 km左右的基底面附近，这3条断裂合 并为一条铲形正断层，并向下一直延伸至TWT 9.0 s(深约25～26 km)的R_C2界面上(见图 2).断裂F₄为呼包盆地内的一条隐伏断裂，该断裂在剖面上向北倾，其上部错断了第四系底界反射波T_Q，向下切割多组沉积层反射，大约在TWT 3.8 s(深约8～9 km)左右归并到大青山山前断裂上，并与大青山山前断裂组成一个大型的“Y”字形断裂构造. 5.2 鄂尔多斯北缘断裂

鄂尔多斯北缘断裂F₇位于深地震反射剖面桩号54.2 km 附近(图 4)，该断裂在剖面上为向北倾的正断层，错断了剖面上的所有沉积层反射和基底反射波Tg.由图 4可以看到，断裂F₇两侧地层产状和反射波特征明显不同.F₇的上升盘一侧，地层界面产状相对平缓，并略向北缓倾；而在其下降盘，地层倾角明显变陡，反射相位数增多，且随着深度的增加，地层倾角逐渐增大.断裂F₅、F₆分别位于深地震反射剖面桩号41.5 km和46 km左右，这2条断裂在剖面上均向南倾，为断裂F₇的反向正断层.从断裂两侧地层界面展布、反射波同相轴的错断等特征分析，断裂F₅和F₆的上部均错断了第四系底界反射波T_Q，向下错断新近纪、古近纪、白垩纪地层，终止于向北倾的鄂尔多斯北缘断裂F₇之上. 5.3 断裂F₈、F₉和F₁₀

断裂F₈、F₉和F₁₀位于鄂尔多斯台地上，在剖面桩号61.5 km、68 km和79 km左右可清楚地看到它们的存在(图 6).由于剖面在TWT 400 ms以浅没有获得较为清楚的浅层反射，因此，根据深地震反射剖面还不能可靠确定断裂向近地表的延伸情况.根据剖面浅部隐约可见的一些弱反射推测，断裂F₁₀向上有可能错断TWT 400 ms(埋深约360 m)的地层，断裂F₈向剖面浅部的延伸大致可追踪至 TWT 200 ms(埋深约180 m)的新近纪底界面上.从3条断裂在深地震反射剖面上的特征及其所出现的位置，结合该区构造地质资料分析，我们认为断裂F₁₀应是和林格尔断裂在深地震反射剖面上的反映.

图6

Fig. 6

图 6 断裂F8、F9和F10在深地震反射剖面浅部的特征 Fig. 6 The shallow features of fault F8、F9 and F10 in deep seismic reflection profile

剖面揭示的地壳深断裂F_D位于大青山山前断裂带的下方(图 3)，该断裂在剖面上倾角陡直，错断了剖面上埋深约10 km左右的R_C1反射层，向下切割中-下地壳和莫霍面，延伸至上地幔.在剖面上判定地壳深断裂存在的主要依据是，断裂南北两侧剖面反射波特征、壳内界面展布、莫霍面形态和莫霍面埋深的明显变化.在深断裂以南的呼包盆地内，中-下地壳反射较为丰富，在地壳底层可看到厚约4～5 km的壳幔过渡带，莫霍面自南向北逐渐加深，最深处位于深断裂附近；在深断裂以北的大青山地区，中-下地壳反射能量和壳幔过渡带厚度都与呼包盆地不同，且莫霍面在大青山之下出现抬升.根据深断裂两侧的莫霍界面埋深，可得到地壳深断裂两侧的莫霍面落差约为3.5 km. 6 结果与讨论

本项研究的深地震反射剖面获得了非常清晰的地壳上地幔精细结构与构造图像，为进一步分析研究呼包盆地深浅构造关系、深部构造环境、断裂活动性及呼包盆地和周围地区的耦合关系，提供了可靠的地震学证据.

(1)深地震反射剖面揭示的呼包盆地是一个北深南浅的箕状断陷盆地，上地壳分为沉积盆地和结晶基底两部分，中-下地壳由一系列能量时强时弱、有一定延续度的反射波组构成，局部地段上，还出现有拱弧状的强反射.杨文采和陈志德(2005)的研究结果认为，地壳中的拱弧状强反射通常出现在高大地热流值的岩石圈拉张区，与岩浆活动有关.已有研究认为，本区曾经历过多期的岩浆侵入和深部热物质的上涌(徐仲元等，2001；钟长汀等，2005).大青山地区的上地壳总体表现为弱的反射特征，而中-下地壳表现为一系列延续度较短的反射，反射能量较弱的短小反射可能意味着大青山地区的地壳物质相对均匀.滕吉文等(2010)的结果显示，呼包盆地以北的阴山造山带地区，地壳速度较为均匀，在整体地壳中亦未见速度变异界面，仅在接近莫霍面时，有纵向的强速度梯度变化层.

(2)本区壳幔过渡带在剖面上表现为叠层状的反射结构.在鄂尔多斯北缘和大青山之下，壳慢过渡带厚约2～3 km，呼包盆地之下，其厚度约为4～5 km.剖面经过地区的莫霍面埋深在鄂尔多斯盆地为45.7 km、呼包盆地之下为48.8 km、大青山地区为45.3 km，莫霍面在大青山之下出现约3.5 km的抬升，暗示大青山地形的隆升不是因为地壳物质增厚所致，即大青山地区可能不存在“山根”特征.

(3)剖面揭示的断裂构造较为清楚.鄂尔多斯北缘断裂和大青山山前断裂分别为呼包盆地的南、北边界断裂，其中，大青山山前断裂在地壳上部表现为由3条南倾的正断层组成的断裂带，大约在深度6～7 km左右的基底面附近，这3条断裂合并为一条铲形正断层，并向下一直延伸至TWT 9.0 s(深约25～26 km)的R_C2界面上.断裂F₄为呼包盆地内的一条隐伏断裂，该断裂向北倾，与大青山山前断裂共同组成一个大型的“Y”字形断裂构造.鄂尔多斯北缘断裂由3条断裂组成，在剖面上呈“Y”字形分布，其主断裂F₇向北倾，为上陡下缓的正断层，大约在深度20 km左右归并到大青山山前断裂上.由和林格尔断裂F₁₀以及断裂F₈和F₉组成了剖面上的另一个“Y”字形断裂构造，该组断裂控制了鄂尔多斯台地之上的基底变形和盖层沉积，大约在深度15～16 km左右终止于上地壳底界面R_C1上.

除了发育在上地壳的三组“Y”字形断裂构造外，在剖面桩号约14 km附近的大青山断裂带下方，剖面还揭示了一条错段莫霍面的地壳深断裂F_D，该断裂在剖面上倾角陡直，向上错断了上、下地壳分界面反射，进入上地壳下部，向下切割中-下地壳、莫霍面，并延伸至上地幔.深断裂的存在为深部热物质的上涌与能量强烈交换提供了通道，而上涌的软流层物质与岩石圈地幔发生交代和侵蚀作用导致岩石圈减薄，呼包盆地的形成可能与深部物质上涌造成的拉张效应有一定关系.

(4)在莫霍面之下的上地幔内，即剖面TWT 20.5～24.0 s之间，深地震剖面还揭示了三组北倾的上地幔反射R_U1、R_U2和R_U3，其埋深分别为72～76 km、77～85 km和82～87 km.张洪双等(2009)的研究表明，呼包盆地和阴山造山带地区的岩石圈底界埋深普遍较浅，岩石圈厚度约为65～85 km，且上地幔S波平均速度较低，属异常地幔特征.陈凌等(2010)的研究结果显示，华北克拉通西部的岩石圈从鄂尔多斯盆地南部的约200 km，向北迅速减小为银川—河套裂陷区的约80 km，在岩石圈最薄的银川—河套裂陷附近变化最快.我们认为，呼包盆地的岩石圈底部反射并不是一个尖锐的反射面，而是由R_U1、R_U2和R_U3反射波共同组成的一个厚约10～12 km的反射带，其下部的反射波R_U3为岩石圈的底界，相应的岩石圈厚度约为82～87 km.

(5)呼包盆地位于阴山山脉和鄂尔多斯盆地的缝合部位(Tian et al., 2011)，是在南部青藏块体NE向对鄂尔多斯块体挤压及北部燕山地块阻碍(陈小斌等，2005)的共同作用下形成和发展的.同时，由于鄂尔多斯块体在周缘断陷盆地带形成过程中不断隆起，周边产生相应的拉张作用(邓起东等，1999)，因而使呼包盆地向鄂尔多斯块体外侧倾斜，盆地外侧的大青山山前断裂成为主控断裂，而内侧的鄂尔多斯北缘断裂为次生断裂.而深地震反射剖面中下地壳的弧状强反射可能是下地幔岩浆沿大青山山前深断裂涌入的反映.岩浆的上涌，使下地壳相应部位升温、受挤并发生侧向物质迁移，进一步推动了呼包盆地的发展及边缘断裂的扩大.