中国大陆中东部地区按照区域地表地质和地球物理场特征，可以划分为三大基本构造单元，即华北克拉通，扬子克拉通，及其之间的秦岭—大别造山带.这三大基本构造单元及其之间的界带均演绎了复杂的构造运动过程，受到多期次构造运动的制约，形成了大陆内部特异的造山过程.它们是中国中东部地区的主体构造组合部分，并揭示了中国大陆地质构造形成、演化的历史(张国伟等，1997; 周鼎武等，2002).鄂尔多斯盆地和四川盆地分别在华北克拉通和扬子克拉通基础上发展而成，是以中新生代陆相沉积为主体的复合型陆内沉积盆地(周鼎武等，2002).

秦岭—大巴造山带位于华北克拉通与扬子克拉通之间，呈近东西向狭长带状展布，横贯于中国大陆腹地(张国伟，1991; 滕吉文等，2014b).它是一条典型的复合型大陆造山带，具有复杂的地壳组成和结构，经历了长期不同构造体制的演化，在中国大陆岩石圈的形成与演化中占有特殊的重要地位(张国伟，1991；张国伟等，1995a，1995b；刘建华等，1995).震旦纪到中三叠世是秦岭—大巴造山带的主造山期(Pt₃-T₂)，为板块构造演化阶段，其邻域从古洋盆和水下陆块历经俯冲消减、隆升剥蚀、拉张裂陷，而后发生了古秦岭洋盆的消减和古陆块的碰撞造山，形成了华北板块、扬子板块和其间的秦岭微板块(张国伟等，1997).此时，扬子和华北克拉通还属于两个各自独立的陆内块体(滕吉文，2014b).中三叠世开始的印支运动使秦岭及邻区遭受全面的陆-陆碰撞及俯冲造山过程，最终结束了秦岭及邻区的海相沉积历史，形成宏大的秦岭—大巴造山带的基本格架，同时制约着鄂尔多斯盆地和四川盆地的陆内凹陷型沉积建造的形成.此后又发生了强烈陆内造山作用，故秦岭—大巴造山带及邻区在白垩纪—第三纪时曾遭受了强烈伸展和急剧隆升.这一过程在秦岭—大巴造山带表现尤为突出，不但导致该地区断陷盆地的形成，而且促使秦岭在伸展背景下发生强烈隆升，该伸展隆升作用的直观反映就是渭河地堑的下陷和秦岭主峰的上升，两者之间最终形成了显著的高差(张国伟等，2001; 周鼎武等，2002).

秦岭—大巴造山带及邻区在长期地质构造作用下，一方面造成了现今地表地质构造的分区性和差异性，另一方面则造成了浅表层与深部的地球物理场特征间的明显不协调性(周鼎武等，2002).因此，研究秦岭—大巴造山带的形成与演化对理解和探讨我国大陆内部各块体间的相互作用和构造的形成、演化与深层过程以及金属矿产资源的分布均有重要的作用(王谦身等，2013a，2013b).秦岭—大巴陆内造山带乃国内外地学界瞩目的，极具有典型代表意义的研究热点，在地球科学家的长期努力下形成了百花齐放与百家争鸣的繁荣局面(张国伟等，2001).秦岭—大巴造山带的地表地质、浅层石油勘探均取得了显著的成果，但深层过程与块体之间的耦合响应研究尚远远不够，而且已有的深部地球物理探测工作多集中在秦岭造山带的东部和西部以及盆地边缘(袁学诚等，1994； 程顺有等，2003; 高锐等，2004；李占奎和丁燕云，2007)，很少涉及中秦岭—大巴地带.中秦岭—大巴地带不仅为东、西秦岭的界带，更为重要的是它为大巴山向南呈弧形凸出和其西侧变窄的转折部位.因此，对这样一个核心地带呈现的科学问题必须进行深化研究和探索(滕吉文等，2014a，2014b).

基于对上述地质构造和有关地球物理场资料的理解，并且考虑到各块体之间的相互作用和深层动力学过程，本文在已有地球物理探测基础上，于2013年3月至2014年11月沿南北方向布设了一条跨越整个秦岭—大巴造山带及其南北两侧的前陆盆地和沉积盆地的近900 km长的流动宽频带地震台阵，通过一年半时间的观测和采集所获得的观测资料，采用接收函数方法研究了秦岭—大巴造山带与其南北相邻地带的地壳和上地幔的介质结构，并结合沿该剖面已经获得重力场、地磁场和人工源深部地震测深等地球物理场的探测结果(王谦身等，2013a，2013b；滕吉文等，2014a，2014b；胡国泽，2014)给予综合分析，且对该区深部物质运动的动力学响应进行探讨.

本研究于2013年3月至2014年11月布设了一条北起延川县，向南经过富县、铜川、西安、宁陕、万源、达州抵涪陵全长约900 km的流动宽频带地震台阵，沿剖面安放了70个流动地震台站，以记录不同方位发生的地震事件.所用地震仪为英国Guralp产CMG3-ESP地震仪，采集器分别由13台美国产Reftek-72A数字记录仪和57台Reftek-130数字记录仪组成.偶数号台站的观测时间为2013年4月至2014年4月，奇数号台站为2014年4月将偶数号台站向北平移10~15 km得到的加密台阵，观测时间为2014年4月至2014年11月.台站位置及地形构造如图 1所示，整条测线为盆、山相间的复杂地带.Q01—Q19位于南鄂尔多斯盆地(如图 1中绿色倒三角所示)，Q20—Q25位于渭河盆地(如图 1紫色倒三角所示)，Q26—Q50位于秦岭—大巴造山带(如图 1中红色倒三角所示)，Q51—Q70位于四川盆地东北缘与前陆盆地(见图 1中棕色倒三角).其中，秦岭—大巴造山带所布Q22—Q50各台站之间的间距为10 km，其南北缘地带即Q01—Q21和Q51—Q70之间的各台站间距为15 km.在约一年半时间的观测中，共记录到震级大于5.0级、震中距范围在30~90°之间的1336个地震事件，如图 2所示.

图 1

Fig. 1

图 1 延川—咸阳—涪陵天然地震流动台站探测剖面位置 绿色倒三角为位于南鄂尔多斯盆地的台站位置(Q01—Q19)； 紫色倒三角为位于渭河盆地的台站位置(Q20—Q25)； 红色倒三角为位于秦岭—大巴造山带的台站位置(Q26—Q50)； 棕色倒三角为位于四川盆地东北缘与前陆盆地的台站位置(Q51—Q70)． Fig. 1 Location of the seismic stations from Yanchuan to Fuling The green downward-pointing triangles mark the stations located in south Ordos basin(Q01—Q19); The purple downward-pointing triangles mark the stations located in south Ordos basin(Q20—Q25); The red downward—pointing triangles mark the stations located in the Qinling-Daba orogenic belt(Q26—Q50); The brown down-pointing triangles mark the stations location in the northeast margin of Sichuan basin and foreland basin(Q51—Q70).

图 2

Fig. 2

图 2 壳、幔结构研究中所记录的地震震中分布(红色三角形代表该地震台阵的中心) Fig. 2 Distribution of the earthquakes used in this study(The red triangle indicates the center of the seismic array)

震中距在30°~90°的远震P波以陡倾角入射到接收介质下方速度界面时会产生透射P波、转换Ps波以及多次反射波震相，台站下方的地壳与上地幔之间的速度不连续界面产生的Ps转换波跟随远震直达P波出现其后.用远震P波波形数据的垂向分量分别对径向分量和切向分量做反褶积得到径向接收函数和切向接收函数，即从包含在远震P波的其他信息中分离出台站下方介质的结构响应(Ammon，1991).

为了计算接收函数，本文依据USGS地震目录，选出震级大于5.0，震中距范围在30°~90°之间的地震事件.由于仪器记录到的三分量信息存在漂移现象，需要对Z、N和E三分量原始地震记录进行去平均值，去线性趋势和带宽范围为0.01~1.0 Hz的Butterworth带通滤波，然后将Z、N和E三个分量旋转到Z、R(径向)和T(切向)方向，再以P波理论到时为基准向前截取20 s、向后截取100 s，得到的地震记录便可以用于接收函数的计算(刘启民等，2014；叶卓等，2013；Xu et al.，2014).本文采用时间域迭代反褶积方法(Ligorria and Ammon，1999)，使用系数为2.5的低通高斯滤波来去除高频噪音，经100次迭代计算得到径向接收函数.对计算出的接收函数进行挑选，选取初动P波震相显著，Ps转换波及其多次波震相清晰、高信噪比的接收函数之后，总共获得了沿测线的70个台站的5638个高质量的接收函数.

图 3(a、b、c)分别给出了位于鄂尔多斯盆地、秦岭—大巴造山带和四川盆地的Q14、Q50和Q70台站的径向接收函数，接收函数道集按反方位角递增的顺序排列，对每个接收函数都进行了Moveout校正(Yuan et al.，1997)，参考射线参数为p₀=0.065 s·km^-1.从图中可以看出，三个台站数据质量均较高，从每个接收函数道集中和叠加接收函数中均可以清楚地看到直达P波和来自于Moho界面的Ps震相，直达P波和Moho界面Ps转换震相之间的延迟时间大约是5~6 s.接收函数道集中多次波的一致性不是很连贯，但在局部方位角范围内却连贯性较好.

图 3

Fig. 3

图 3 分别位于鄂尔多斯盆地、秦岭—大巴造山带和四川盆地典型台站Q14(a)、Q50(b)和Q70(c)的接收函数分布 Fig. 3 Radial receiver functions of station Q14(a), Q50(b) and Q70(c) which are located at Ordos basin, Qinling-Daba orogenic belt and Sichuan basin, respectively

图 4为原始接收函数叠加剖面图，为将所有接收函数进行叠加，根据40 km深度处的射线计算透射点，设定网格大小为5 km，叠加窗的长度为15 km，在叠加之前需要对接收函数进行Moveout校正，然后将透射点落在每个叠加窗的所有接收函数叠加得到该像素点处的叠加接收函数曲线，如图 4所示.从沿测线的P波接收函数叠加剖面可以清晰地看出，沿测线从29°N开始，Moho界面起伏变化自南向北呈逐渐加深的趋势，在32.5°N达到最深处，而后继续呈现抬升趋势，直至渭河盆地，即34°N附近Moho界面上升至最浅部位，并且在渭河盆地范围内可以较明显地看出沉积层较厚对接收函数的影响，从34°N向北Moho界面再次出现加深趋势，在34.8°N附近呈现出局部的凹形起伏状，而进入鄂尔多斯盆地后其起伏变化趋于平缓.

图 4

Fig. 4

图 4 原始接收函数叠加剖面 Fig. 4 The stacked receiver function section of the raw receiver functions

远震P波穿过Moho界面时会产生转换波Ps和在地壳内部产生多次反射波，径向接收函数的Ps震相通常是直达P波之后具有最强振幅的震相，在理想情况下，Ps震相之后的多次波PpPs、PpSs和PsPs震相通常是规律的、也是清晰的.使用H-κ叠加的方法，即在Ps转换震相及多次波的理论到时处叠加接收函数的振幅可用以估计地壳厚度H和地壳介质平均纵、横波速度比V_P/V_S(Zhu and Kanamori，2000).

本文使用H-κ叠加扫描方法计算沿剖面的各台站下方地壳厚度H和地壳纵、横波速度比V_P/V_S(κ)，如图 5所示.从图中可以看出能量团均较收敛，渭河盆地区域的台站Q20—Q25，由于沉积层较厚导致接收函数Ps转换震相与浅层强反射混响在一起不能分辨，因此H-κ叠加扫描结果较差，结果不具有可靠性，在此不做结果展示.表 1给出了研究区内各流动台站的经纬度以及其下方的地壳厚度、纵横波速度比和它们的误差范围.

图 5

Fig. 5

图 5 通过H-κ叠加估计的各台站的地壳厚度H和地壳纵、横波速度比VP/VS(κ) Fig. 5 Crustal thickness H and velocity ratio VP/VS(κ) of stations estimated by the H-κ stacking methods

表 1(Table 1)

表 1 H-κ叠加估计的研究区内各台站下方的地壳厚度和纵横波速度比结果 Table 1 Crustal thickness and VP/VS of stations estimated by the H-κ stacking methods Station 经度(°E) 纬度(°N) H(km) VP/VS σH σκ Station 经度(°E) 纬度(°N) H(km) VP/VS σH σκ Q01 110.286 36.869 44 1.76 1 0.029 Q36 108.278 33.202 45 1.73 2 0.040 Q02 110.166 36.779 43 1.77 2 0.037 Q37 108.274 33.095 51 1.69 3 0.048 Q03 110.062 36.677 44 1.74 2 0.040 Q38 108.232 33.000 50 1.66 2 0.043 Q04 109.967 36.566 44 1.76 2 0.041 Q39 108.217 32.919 49 1.69 2 0.053 Q05 109.884 36.474 45 1.75 2 0.043 Q40 108.185 32.852 50 1.78 2 0.042 Q06 109.803 36.373 45 1.76 2 0.038 Q41 108.173 32.752 50 1.77 2 0.041 Q07 109.633 36.266 45 1.78 1 0.028 Q42 108.146 32.652 51 1.78 2 0.044 Q08 109.634 36.127 43 1.77 2 0.044 Q43 108.122 32.554 51 1.77 2 0.042 Q09 109.507 36.001 41 1.78 2 0.038 Q44 108.086 32.479 50 1.77 2 0.048 Q10 109.381 35.878 40 1.79 2 0.044 Q45 108.048 32.416 49 1.81 2 0.046 Q11 109.276 35.762 40 1.75 2 0.042 Q46 108.019 32.323 51 1.75 2 0.055 Q12 109.188 35.660 39 1.81 2 0.045 Q47 107.966 32.240 51 1.74 2 0.035 Q13 109.104 35.533 40 1.80 2 0.049 Q48 108.013 32.135 49 1.80 3 0.059 Q14 109.042 35.420 40 1.80 2 0.062 Q49 107.978 32.026 47 1.81 2 0.038 Q15 108.984 35.305 40 1.80 2 0.054 Q50 107.947 31.932 50 1.75 2 0.045 Q16 108.921 35.181 42 1.78 3 0.061 Q51 107.927 31.718 48 1.79 2 0.044 Q17 108.865 35.094 42 1.81 2 0.055 Q52 107.866 31.635 47 1.78 2 0.046 Q18 108.756 34.923 42 1.77 2 0.040 Q53 107.845 31.521 49 1.76 3 0.054 Q19 108.707 34.791 40 1.79 2 0.051 Q54 107.816 31.355 50 1.75 2 0.047 Q20 108.662 34.663 — — — — Q55 107.800 31.239 48 1.80 2 0.034 Q21 108.599 34.532 — — — — Q56 107.757 31.111 50 1.75 2 0.045 Q22 108.579 34.397 — — — — Q57 107.718 30.975 48 1.74 3 0.053 Q23 108.546 34.309 — — — — Q58 107.696 30.837 47 1.77 2 0.033 Q24 108.519 34.210 — — — — Q59 107.663 30.701 46 1.81 2 0.042 Q25 108.513 34.131 — — — — Q60 107.617 30.588 47 1.82 2 0.055 Q26 108.495 34.029 39 1.68 2 0.048 Q61 107.566 30.443 47 1.79 2 0.052 Q27 108.523 33.959 37 1.75 2 0.048 Q62 107.524 30.314 45 1.81 2 0.060 Q28 108.460 33.857 39 1.74 2 0.041 Q63 107.469 30.175 46 1.78 3 0.045 Q29 108.420 33.722 42 1.71 2 0.048 Q64 107.445 30.041 46 1.79 2 0.048 Q30 108.391 33.635 43 1.69 2 0.047 Q65 107.421 29.919 44 1.81 2 0.049 Q31 108.385 33.589 44 1.70 3 0.081 Q66 107.404 29.759 44 1.80 3 0.063 Q32 108.351 33.527 45 1.70 2 0.043 Q67 107.366 29.608 43 1.80 2 0.050 Q33 108.350 33.470 43 1.79 2 0.036 Q68 107.346 29.502 42 1.75 2 0.048 Q34 108.336 33.381 46 1.69 2 0.041 Q69 107.320 29.407 44 1.79 3 0.053 Q35 108.286 33.274 44 1.76 2 0.043 Q70 107.292 29.305 43 1.73 2 0.049

表 1 H-κ叠加估计的研究区内各台站下方的地壳厚度和纵横波速度比结果 Table 1 Crustal thickness and VP/VS of stations estimated by the H-κ stacking methods

H-κ叠加方法是针对单一台进行计算的，台与台之间的接收函数不存在叠加关系.为了改善空间分辨率，研究地壳和上地幔速度间断面的横向变化，接收函数也采用了地震勘探中广为应用的地震偏移技术.接收函数的偏移成像是利用地震波运动学和动力学理论将接收函数中包含的地壳和上地幔间断面的转换震相信息从时间域(或频率域)转换到发生震相转换的深度，从而确定地壳与上地幔间断面的深度和形态(陈九辉等，2005).

本文使用共转换点叠加技术(CCP stacking)为的是求得地壳、上地幔中地震不连续面的偏移成像结果(Zhu，2000，2002).CCP叠加技术的实现过程主要包括两步：反向投影和叠加，即假设Ps震相在水平界面上产生，将每个接收函数Ps震相的振幅沿射线路径反向投影到空间转换点的真实位置，并将每个叠加箱的振幅值进行叠加.具体地说，首先可以根据速度模型(例如全球速度模型IASP91)计算得到射线路径；然后利用他们与直达P波的到时差将接收函数序列上每一点的振幅，排列到射线路径上，这样就可以得到射线路径上每一点的振幅值，并将每一个振幅值看成是在该深度上发生的转换波.最后以每一个转换点为中心设定叠加箱，将箱内所用振幅值进行叠加即为该转换点处的振幅值，振幅值的大小表征着转换点处介质的阻抗差异.

决定CCP叠加技术偏移成像质量的条件主要包括两个方面，即背景速度模型和叠加箱的设定，背景速度模型决定了射线追踪和时深转换的准确性，而叠加箱的设定，则决定于结果的分辨率.叠加箱的水平向尺寸根据信号的波长来设定，垂直尺寸则取决于接收函数的采样率(Zhu，2000；武岩，2011).

在偏移成像中，考虑了地表地形对射线路径和转换震相与直达P波的延迟时间影响，并对其进行校正.在该区域进行的人工源深部地震宽角反射和折射探测剖面与宽频带流动台阵位置基本重合，因此使用已知人工源深部地震测深剖面的地壳速度模型(滕吉文等，2014a，2014b)和各台站H-κ叠加结果，对IASP91地球速度模型(Kennett and Engdahl，1991)沿测线的地壳部分进行修正，射线路径为根据修正后的模型计算求得.使用修正后的模型进行该区域0~80 km深度范围内的CCP叠加；叠加区域为沿剖面方向5 km，垂直于剖面方向200 km，深度方向为1 km的叠加网格，得到的二维平滑成像结果如图 6所示.为了便于比较，我们也将人工源地震剖面Moho深度探测结果和各台站的H-κ叠加扫描结果显示在图 6所示的CCP偏移图像上.

图 6

Fig. 6

图 6 延川—涪陵剖面的共转换点叠加剖面图(0~80 km)，红色表示正振幅(表示速度向下增加) 绿色圆圈和蓝色三角形分别表示人工源深部地震探测和H-κ叠加所得的莫霍深度 Fig. 6 CCP migrated receiver function stacking images(0~80 km)along profile from Yanchuan to Fuling，Red colors represent positive receiver function amplitudes Green filled circles and blue filled triangles respectively mark Moho depth from artificial source deep seismic profiling and H-κ stacking

由图 6可见，0~80 km深度范围内的接收函数共转换点叠加剖面给出了鄂尔多斯盆地南部、秦岭—大巴造山带，四川盆地东北部深部的地壳地震转换特征，红色表示正振幅，蓝色表示负振幅.CCP偏移剖面可以清晰地看到一个连续的正震相，在35~50 km深度处被识别，可解释为Moho界面的Ps转换波，在32.8°N附近达到最深处为50 km.图 6中还给出了该剖面的H-κ叠加结果和人工源深部地震测深结果与CCP偏移结果的对比，三者在延川—涪陵剖面上Moho界面深度起伏变化形态上较为一致.

在本文研究中，采用接收函数H-κ叠加扫描法与CCP偏移叠加法所求得的地壳厚度基本一致，但是渭河盆地区内各台站记录反演求得的地壳厚度结果却很特殊，无论用H-κ叠加法还是用CCP偏移叠加法计算其所得结果均与人工源地震测深所得地壳厚度具有差异.由于接收函数使用的是天然地震的低频信号，而窄而陡的渭河盆地中较厚的沉积层使得接收函数的Ps转换震相与浅层强反射波以及盆地西侧断层面的侧面波等混响在一起而不能分辨.而且渭河盆地范围窄小，两侧断裂坡度较陡，因此接收函数不仅要受到较厚沉积建造的浅层强反射影响，还要受横向上来自渭河盆地两侧断层面上所产生侧面波的影响，故波场十分复杂，难以进行波场分离.因此本文研究剖面上大约宽60 km的渭河盆地的地壳厚度参考了人工源地震测深的结果，见图 6中绿色实心圆所示.

图 6为0~80 km深度范围内的接收函数共转换点叠加剖面，给出了鄂尔多斯盆地南部、秦岭—大巴造山带，四川盆地东北部的地壳地震转换特征.该图亦给出了沿剖面各台站H-κ叠加结果和人工源深部地震测深结果，较直观地表现了三者之间的一致性与差异性.Moho界面的Ps转换震相起伏变化从29°N开始自南向北呈逐渐加深的趋势，在32.8°N达到最深处为50 km，而后继续呈现抬升趋势，直至渭河盆地中34°N附近Moho界面上升至最浅部位35 km，并导致了渭河盆地的拉张响应.从34°N向北Moho界面再次出现加深趋势，在34.8°N附近呈现出局部的凹形起伏状，接着进入鄂尔多斯盆地起伏变化趋于平缓，在35.6°N附近稍有上隆，继而缓慢加深至36.4°N附近后又逐渐变浅.对该剖面地壳厚度研究表明，沿测线地壳厚度介于35~50 km之间，从整体上来看，地壳最厚的区域出现在大巴山，地壳厚度集中在47~51 km之间；秦岭的地壳厚度相对大巴山较薄，呈向北减薄趋势，集中在37~46 km之间；渭河盆地地壳厚度为本区域最薄地带，集中在35~43 km之间，在34°N左右处达到最薄为35 km；剖面北侧的南鄂尔多斯盆地Moho界面起伏变化缓慢，多为44 km左右；南侧的四川盆地东北缘的地壳厚度向南缓慢减薄，集中在42~48 km左右.在渭河盆地，地壳厚度较薄.综合考虑该区域的重力资料和人工源地震测深资料(张永谦，2013; 滕吉文等，2014b)表明：该区域的地壳密度值较低，纵、横波速度比较高，可以认为渭河盆地的地壳减薄，是由于下方热物质上涌导致壳内存在部分熔融而发生热拉张所致.

本项研究使用接收函数H-κ叠加扫描法得到了沿剖面各台站下方地壳的平均波速比，其大小介于1.660~1.835之间.地壳的泊松比可以通过地壳纵、横波速度比V_P/V_S(κ)求得：，由该公式可求得该剖面辖区地壳泊松比的分布范围是0.2152~0.2888.沿剖面各台站获得的70个地震台站泊松比分布如图 7所示.由图 7可见，剖面辖区台站下方泊松比具有明显的横向分块特征，在华北克拉通的鄂尔多斯盆地南部，泊松比介于0.2576~0.2888之间；在扬子克拉通的四川盆地东北部，泊松比介于0.2534~0.2888之间；在大巴山区域，泊松比介于0.2534~0.2838之间；在秦岭造山带，泊松比介于0.2152~0.2732之间；秦岭造山带的泊松比较低，而大巴山的泊松比相对较高.

图 7

Fig. 7

图 7 延川—涪陵剖面各台站泊松比分布(H-κ叠加结果) Fig. 7 The distribution of Poisson′s ratios for the stations along the profile from Yanchuan-Fuling

大陆地壳的岩石成分可以划分为酸性、中性、基性和富含流体的空隙/破裂或者部分熔融，其对应的泊松比分别为σ<0.26、0.26<σ<0.28、0.28<σ<0.30和σ≥0.30(Ji et al.，2009；徐强等，2009).综上所述，研究结果表明秦岭造山带的地壳物质组分主要为酸性岩石，说明其酸性长英质组分的上地壳相对于基性铁镁质组分的下地壳较厚，并且该区域人工源宽角反射/折射地震探测的地壳与上地幔速度结构图也显示，秦岭造山带(33°N—34°N)范围内上地壳厚度大于下地壳厚度，如图 8中两条紫色实线之间区域C₂界面以上的上地壳部分大于C₂界面至M界面之间的下地壳区域.秦岭造山带没有高泊松比分布，表明不存在广泛的部分熔融，或存在局部地区的部分熔融.

图 8

Fig. 8

图 8 榆林—涪陵剖面壳、幔二维速度结构展布(滕吉文等，2014b) Fig. 8 Two dimensional velocity structure distribution map of crust and mantle along profile from Yulin to Fuling

沿该剖面的深部壳、幔结构在南北方向上的展布是极不均匀的，并存在明显的界带.在F₁断裂附近(北侧)结晶基底发生断离(B)，而在B的南侧(C)则基底呈垮塌状.在整个秦岭—大巴造山带地域Moho界面与浅部结晶基底之间，即整个结晶地壳的介质属性与其北部华北克拉通和南部扬子克拉通呈现出明显的差异，如图 6所示.并且，四川盆地东北部恰处在地壳结构的复杂变异地带，F₂断裂南北两侧速度结构差异明显，这里不仅呈现出Moho界面的深、浅错动，即其北侧Moho界面略抬升、南侧则下降的转折部位，而且在地壳内部存在明显高、低速分层的错综分布特征.为此推断F₂为秦岭—大巴造山带与扬子克拉通的界域，且与该区人工源地震深部精细速度结构、区域磁场及重力场所得结果相一致，亦即地表所划的块体界带(勉略构造带)并不能表明其为秦岭—大巴造山带与扬子克拉通的块体边界，而其真正的界域应向南移，即为断裂F₂所在部位.

依据图 6中呈现出的该区域的壳、幔结构，可以看出秦岭—大巴造山带的南北两侧地壳以断裂为边界、以不同角度相向向其下作巨大的陆内俯冲.其北界以F₁断裂为界线将秦岭造山带与华北克拉通分开，深部地壳至上地幔的界面表现为华北克拉通南部以相对陡倾的角度向秦岭—大巴造山带之下俯冲，相应的地表地质研究表明，秦岭北缘存在自南向北的逆冲推覆构造(孙枢，1985；Zhang et al.，1985；张国伟等，1988)，秦岭北缘自南向北的逆冲推覆构造是华北克拉通南部自北向南向秦岭陆内俯冲的必然产物，其南界以F₂断裂为界将其与扬子地块分开，扬子地块以相对较缓的倾角向北俯冲到秦岭—大巴造山带之下.秦岭—大巴造山带呈不对称扇状向外扩展且向上抬升的几何学模型.

另外，在秦岭—大巴造山带区域的33°N附近存在分界断裂F₃，其北侧(即秦岭造山带)的Moho界面较南侧(即大巴山)的Moho界面有所抬升，在地壳内部也存在界面的深、浅错动.同时，F₃断裂两侧的泊松比也大不相同.

秦岭造山带地域在该研究区域内海拔最高，平均为1000m以上，但Moho界面深度却不是该区域最深地带，反而相对较浅.秦岭造山带的Moho界面与地表海拔所呈现的状态表明，该区域当今仍处于欠均衡状态.张永谦(2013)的研究表明，在该区域，ΔI值变化范围在-0.8~-0.5 km之间，呈现为较为明显的负值，即D<M，如表 2所示.这便说明该地域的地壳尚未达到重力均衡状态，从均衡动力学的角度考虑，秦岭造山带在未来的一段地质时期内，其地壳的垂向运动特征可能仍将以隆升为主.

表 2(Table 2)

表 2 实际地壳厚度M与理论均衡地壳厚度D的对比(张永谦，2013) Table 2 The contrast of the actual crust thickness M and theory equilibrium crust thickness D 柱体位置 D/km M/km ΔI=(D-M)/km 30°N 43.6 43.4 0.2 31°N 43.9 43.8 0.1 32°N 45.1 45.2 -0.1 33°N 48.6 49.1 -0.5 33.5°N 44.5 45.3 -0.8 34.2°N 36.1 36.5 -0.5 34.4°N 34.0 33.7 0.3 35°N 44.4 44.5 -0.1 36°N 41.2 41.0 0.2 37°N 43.0 43.1 0.1 38°N 41.8 42 -0.2

表 2 实际地壳厚度M与理论均衡地壳厚度D的对比(张永谦，2013) Table 2 The contrast of the actual crust thickness M and theory equilibrium crust thickness D

华北克拉通、秦岭—大巴造山带和扬子克拉通是我国大陆中东部地区的三大基本构造单元，它们是我国中东部地区的主体部分，多元构造与盆山耦合的典型地带，对揭示中国大陆内部深、浅构造格局与其形成和演化的深层动力过程具有重要作用.本文采用远震接收函数方法对秦岭—大巴造山带与南北相邻的华北克拉通和扬子克拉通地带的壳、幔结构构造进行了研究，并取得了以下的新认识：

(1)通过穿越华北克拉通、秦岭—大巴造山带和扬子克拉通陆内三大构造体系长约900 km流动宽频带地震台阵的野外观测，数据采集和数据处理，使用接收函数H-κ叠加扫描和CCP偏移叠加方法反演获得了秦岭—大巴造山带与其南北相邻地带的地壳与上地幔的速度结构，并发现它们各自具有特异的介质属性和空间结构，在深部存在明显的分区性.

(2)反演台站下方的地壳与上地幔速度结构与界面起伏变化，总体上与前人研究结果基本相符(王谦身等，2013a，2013b；张永谦，2013; 滕吉文等，2014a，2014b).由于晚古生代以来华北克拉通、扬子克拉通及其间的秦岭地带于中三叠世最后全面陆陆碰撞造山，而后又发生了强烈陆内造山作用，最终秦岭及邻区在白垩纪—第三纪遭受了强烈伸展和急剧隆升，导致了渭河地堑的下陷和秦岭主峰的上升.因受其构造运动影响，研究区地壳厚度变化剧烈，大巴山区域的地壳厚度最厚，地壳厚度集中在47~51 km之间，秦岭造山带的地壳厚度相对大巴山较薄，呈向北减薄趋势，集中在37~46 km之间.渭河盆地地壳厚度为本区域最薄地带，集中在35~43 km之间，在34°N左右处达到最薄35 km.剖面北侧的鄂尔多斯南部Moho界面起伏变化缓慢，多为44 km左右，南侧的四川盆地东北部的地壳厚度向南缓慢减薄，集中在42~48 km左右.

(3)通过地壳速度结构和泊松比特征的研究指出，泊松比具有明显的横向分块特征，秦岭造山带的泊松比明显低于南北两侧区域，集中在0.215~0.266之间，其小于0.26的泊松比表征着该区域地壳物质组分主要为酸性岩石，亦即其酸性长英质组分上地壳相对于基性铁镁质组分下地壳较厚，没有高泊松比分布则表明不存在广泛的部分熔融，但可能存在局部的部分熔融.

(4)秦岭—大巴造山带的南北界带均为差异构造多变的边界，秦岭—大巴造山带与扬子克拉通的边界并非在勉略构造带，应向南移至四川盆地的东北缘.华北克拉通和扬子克拉通分别沿秦岭—大巴造山带北、南界带以较陡的和相对较缓的倾角向南、向北俯冲于秦岭—大巴造山带之下，使得秦岭造山带呈不对称扇状向外扩展与向上抬升的几何学模型.秦岭—大巴造山带内部在33°N附近存在分界断裂F₃，其南北区域，即秦岭造山带与大巴山的地壳厚度和泊松比特征均不同.