新生代期间，随着新特提斯洋的消亡，印度板块和欧亚板块发生陆陆碰撞(Tapponnier et al., 1981; 朱弟成等, 2004).印度板块持续向北挤入导致青藏地区在地貌上大幅隆升形成高原，并使其地壳横向缩短上千千米，纵向增厚到近乎正常大陆地壳两倍的厚度(钟大赉和丁林, 1996; 嵇少丞等, 2008).当青藏高原生长至一定程度，在横向挤压和重力载荷双重作用下开始向外扩展，导致中国大陆西部广泛产生以地壳缩短、增厚、陆内造山、强烈地震活动等为特征的陆内弥散变形(童蔚蔚等, 2007).在青藏高原东部和东北部，物质侧向流动被阿拉善地块、鄂尔多斯地块、四川盆地等刚性块体阻挡，不同性质的壳幔物质汇聚在青藏高原东北缘—东缘地区，形成了一个构造变形剧烈、地震灾害频发的构造带，称之为南北构造带或南北地震带.六盘山断裂带位于青藏高原东北缘与鄂尔多斯地块西南缘的过渡部位，同时与东西向的中央造山带相交，这一独特构造体系使之成为中国大陆东西与南北构造重要的构造转换域(张国伟等, 2004).六盘山的隆升与青藏高原的构造活动密切相关，被认为是青藏高原向北东方向扩展的前缘(Zhang et al., 2004)，前人研究显示青藏高原东北缘与鄂尔多斯地块之间的过渡带地壳变形强烈、结构破碎，地震活动强烈(Liu et al., 2006; 陈九辉等, 2005)，是认识青藏高原横向扩展如何控制中国大陆西部内部弥散变形和大陆动力学的关键所在.

为了进一步研究鄂尔多斯西南缘地壳、上地幔结构特征，探索六盘山断裂带及邻区陆内变形的过程和机制，2012年5—7月，在中国地质调查“中央造山带与南北构造带交汇区地壳深部地质调查”项目资助下，中国地质科学院地质研究所会同国土资源地质实物资料中心、俄克拉荷马大学合作实施了六盘山宽角反射与折射地震探测实验.实验剖面总体为东西走向，西起甘肃陇西县、向东依次穿过通渭县、庄浪县、华亭县、崇信县、泾川县、宁县、正宁县到达陕西黄陵县，全长410 km(图 1).本文对探测实验采集的14个500~1500 kg宽角反射与折射大炮资料进行了分析、处理和解释.经过数据预处理、震相识别、层析成像、走时射线追踪、理论地震图计算及模型结果评价等步骤获得了研究区上地壳层析成像速度结构和全地壳二维P波速度结构，为研究六盘山断裂带及邻区地壳演化与深部过程提供了新的依据.

图 1

Fig. 1

图 1 六盘山断裂带及邻区大地构造简图 图中黑线为六盘山宽角反射与折射地震剖面，红色五角星为激发震源位置，研究区主要断裂用红色点虚线表示. Fig. 1 Tectonic map of the Liupanshan fault zone and adjacent areas The wide angle reflection and refraction profile is shown as a black line. Red stars are locations of shot points. Dashed red lines are major faults.

六盘山宽角反射与折射地震探测剖面部署于鄂尔多斯地块西南缘，自东向西依次跨越了鄂尔多斯地块、六盘山断裂带和青藏高原东北缘三个构造单元(图 1).

鄂尔多斯地块一直被视为整体性很好的刚性岩石圈块体，地块内部活动断裂不发育，史上未有6级以上地震发生，是中国大陆著名的稳定克拉通地块(陈小斌等, 2011).发育在古老克拉通基底之上鄂尔多斯盆地先后经历早古生代克拉通碳酸盐岩台地相、晚古生代海陆交互相、中生代内陆湖盆相等沉积过程，是我国第二大含油气盆地(李克勤, 2002).新生代期间，中国大陆东、西部分别处在拉伸减薄和挤压增厚两个截然不同的动力学环境中，鄂尔多斯地块地处中国大陆中部同时受到两个构造应力场的作用.现今，除地块西南缘受青藏高原物质北东向流动影响为挤压环境外(邓起东等, 1999)，其西缘、北缘、东南缘在新生代强烈断陷分别形成了银川、河套、汾渭等地堑系，这些地堑以深大断裂为界，构造活跃，是强震活动区(陈小斌等, 2011).诸多资料表明鄂尔多斯地块存在较厚的岩石圈，目前仍保持稳定，本体未遭华北克拉通破坏事件显著影响(邓晋福等, 1994, 2003; 胡亚轩等, 2011; 毛慧慧等, 2016).部分学者通过对地块周缘断裂构造属性分析认为鄂尔多斯地块存在着较强的整体转动，但关于其转动的方向和形式存在较大争议(徐锡伟等, 1994; 张岳桥等, 1999; 范俊喜等, 2003; 陈小斌等, 2005, 2011).

在青藏高原东北缘，高原物质的侧向扩展被北部阿拉善和东部鄂尔多斯两个刚性地块所阻挡，形成了一系列逆冲-走滑弧形断裂带，如：海原—六盘山左旋斜向逆冲断裂带、天景山左旋走滑断裂、青铜峡—固原断裂带等(图 1)，本文所述剖面穿越断裂系南部的六盘山断裂带.六盘山断裂带位于海原断裂和陇县—宝鸡断裂之间，呈北北西向，以活动褶皱与活动断裂相伴形式出现(向宏发等, 1998; 张晓亮等, 2011).除北部与海原断裂的过渡区仍具有左旋走滑性质外，断裂带主体是一条以逆冲为主的活动断裂带(邓起东等, 1989).刘永前等(2009)依据古地磁证据认为印度—欧亚板块碰撞变形的前峰于渐新世初就已到达六盘山地区.张培震等(2006)利用裂变径迹测年研究得到的数据表明在8 Ma左右代表了六盘山快速冷却的起始时间，也可以认为是六盘山逆冲断裂向东推覆导致山体隆升的起始时间.地表地质调查表明六盘山逆冲推覆构造带为薄皮构造样式，并认为六盘山下方5~7.5 km深度的滑脱层控制着六盘山断裂带的构造活动演化(Zhang et al., 1991; 张培震等, 2003).

当前，学术界针对青藏高原生长及其扩展提出了多种重要的假说和模型，如Tapponnier和Molnar(1976, 1977)、Tapponnier等(2001)利用物理模拟实验模拟了印度板块持续向北挤压欧亚大陆沿一系列大型走滑断裂向东南逃逸的过程，提出了构造逃逸模式.Royden等(1997, 2008)、Clark和Royden(2000)则认为尽管高原地壳大幅增厚，但地表并未发现与之具有相当规模的构造缩短证据，且高原中心相对保持稳定，通过计算他们提出随着印度板块的推挤，高原不断增厚，下地壳温压增高、强度降低，下地壳物质与上地壳和地幔解耦并向东南、东、东北等方向流动，称为管道流模式.自该模式提出以来，青藏高原东北缘成为地球物理学家研究的热点，学者们试图找到支持或反对管道流的直接地球物理证据.2000年，中国地震局完成了一条北东向穿越松潘甘孜地体、西秦岭、祁连造山带、六盘山弧形断裂带至鄂尔多斯地块，长度近千米的马沁—兰州—靖边综合地球物理剖面.其中，深地震测深剖面结果表明Moho面埋深自东北至西南逐渐加深(40~60 km)，而且地壳厚度变化主要由下地壳厚度变化引起，地壳平均速度自东北向西南逐渐降低，在六盘山弧形断裂带下方泊松比值增高(Liu et al., 2006; 李松林等, 2002).天然地震S波成像则显示青藏高原东北缘与鄂尔多斯地块之间的过渡带地壳变形强烈、结构破碎，海原地震带下方Moho间断面结构复杂(陈九辉等, 2005).童蔚蔚等(2007)完成的宽频地震接收函数研究结果同样发现六盘山下方接收函数震相复杂、地壳厚度突变及泊松比偏高的现象.前人研究已认识到六盘山地区地壳结构的复杂性，因此获取更高精度成像并准确解析其构造特征是了解青藏高原向外扩展和陆内变形的关键.

鄂尔多斯西南缘—六盘山断裂带—青藏高原东北缘宽角反射与折射地震剖面全长410 km，由14个炸药震源激发，药量500或1500 kg，采用2-8井组合爆破激发，单井井深50 m(表 1).实验使用250套国产DFZ-1型三分量数字地震仪，采集分2轮进行接收，检波器频率4.5 Hz，采样率100 Hz，台站间距~2 km.野外采集采用全排列接收，野外记录时间窗口长度3600 s.

表 1(Table 1)

表 1 宽角反射与折射剖面震源参数 Table 1 Locations and parameters of seismic shot points

表 1 宽角反射与折射剖面震源参数 Table 1 Locations and parameters of seismic shot points

本次实验获得了高质量的数据，单炮记录显示初至波及壳内反射清楚，莫霍面反射波在绝大多数单炮中非常清晰且延续较远，总体而言测线中部六盘山岩石激发区域资料好于黄土塬激发区部分.使用Zplot软件进行原始单炮数据道剔除、自动增益控制、带通滤波(1~10 Hz)、速度折合及震相拾取(Zelt，1994).经仔细分析和对比，共识别出沉积层及基底折射波(Pg)、壳内反射波(P1、P2、P3)、莫霍反射波(Pmp1、Pmp2) 等六种震相，未在资料中识别出上地幔顶部的折射波Pn震相.

单炮记录显示六盘山以西青藏高原东北缘一侧激发效果好(Shot1-Shot6).其中Pg震相视速度~6.0 km·s^-1，一般可追踪至50~80 km.Shot1-Shot6记录中来自Moho的反射波能量强，延续范围110~250 km，其尾波较长.值得注意的是，Shot2、Shot3存在两套来自莫霍面的反射波，其中Pmp1较浅但视速度较高~7.3 km·s^-1，Pmp2较深视速度略低~7.1 km·s^-1.Shot2原始单炮数据集及震相识别结果如图 2所示.Shot7-Shot9位于六盘山断裂带附近，单炮记录显示其两侧Pg震相视速度明显不同，其西侧视速度较高~6.0 km·s^-1，东侧则较低~5.4 km·s^-1，一般均延续至50~70 km.而PmP震相在东西两侧差异同样很大，西侧莫霍面较深视速度低，东侧莫霍面较浅视速度较高.另外，来自壳内的反射波P1震相仅在六盘山以西的地区被发现.Shot10-Shot14位于鄂尔多斯块体，Shot14单炮记录(图 3)显示Pg在左右两侧均在0~50 km内识别，视速度~5.2 km·s^-1，Pmp震相追踪范围100~200 km，视速度~7.20 km·s^-1，壳内反射波组P2和P3可被识别.

图 2

Fig. 2

图 2 Shot2单炮记录及震相 折合速度6.0 km·s-1，带通滤波1~10 Hz，图中Pg为来自沉积层回折波及基底的首波，P1、P2、P3为来自壳内界面的反射波，Pmp1、Pmp2为来自Moho界面的反射波. Fig. 2 Trace normalized record section for shot2 A band pass filter (1~10 Hz) was applied, and the reduced velocity is 6.0 km·s-1. Pg refraction from uppermost crust, P1, P2, and P3 reflections from intra-crustal discontinuities, Pmp1 and Pmp2 reflections from the Moho.

图 3

Fig. 3

图 3 Shot14单炮记录及震相 折合速度6.0 km·s-1，带通滤波1~10 Hz，图中Pg为来自沉积层回折波及基底的首波，P2、P3为来自壳内界面的反射波，Pmp1、Pmp2为来自Moho界面的反射波. Fig. 3 Trace normalized record section for Shot14 A band pass filter (1~10 Hz) was applied, and the reduced velocity is 6.0 km·s-1. Pg refraction from uppermost crust, P2, P3 reflections from inter-crustal discontinuity, Pmp1 and Pmp2 reflections from the Moho.

为确保震相识别正确，本文对各个震相的拾取点进行了走时分布分析.P1震相只出现在六盘山以西区域，拾取点分布线性程度高，视速度~6.45 km·s^-1，P2震相在整个剖面均有显示，拾取点分布线性程度略低于P1，视速度~6.8 km·s^-1，P3震相在整个剖面均有显示，拾取点分布线性程度较好，视速度~7.0 km·s^-1.而Pmp震相分布具有明显的分区特征(图 4)，较深的Pmp震相(图 4绿色三角)来自于青藏高原东北缘一侧，视速度~7.2 km·s^-1；较浅的Moho震相(图 4蓝色三角)来自于鄂尔多斯地块一侧，视速度~7.7 km·s^-1.另外，Shot2、Shot3中的Pmp1震相则更浅些(图 4红色三角)，视速度也较低~7.2 km·s^-1，主要来自六盘山下方的较浅一层的莫霍面反射波组.

图 4

Fig. 4

图 4 来自莫霍反射面的Pmp震相拾取点分布(折合速度6.0 km·s-1) Fig. 4 Distribution of picking up points for the Pmp phase from the Moho interface along the profile (reduced velocity is 6.0 km·s-1)

六盘山宽角反射与折射地震剖面经过区域上地壳构成复杂，剖面东侧原有沉积岩、岩浆岩在新生代挤压作用影响下变形强烈，中部为六盘山逆冲推覆带，西部则为具有悠久沉积历史的鄂尔多斯盆地.利用远距离一次波折射信号进行层析成像有助于了解浅部地壳变形特征、断裂空间展布、盆地沉积层厚度、基底形态和深浅构造关系具有重要意义，因此本文使用有限差分层析成像算法对研究区走时数据进行成像.Hole(1992)改进了Vidale(1990)的二维/三维介质初至波走时有限差分地震层析成像算法，使其适用于各种速度变化剧烈的介质，性能的改善和效率的大大提高使之成为一种经典的初至走时层析成像方法.该方法使用矩形网格剖分实现模型参数化，通过程函方程的有限差分算子计算获得地震波从震源到所有网格点的走时，进而计算走时场中最陡走时梯度确定射线路径，实现模型正演计算.在此基础上，通过对走时扰动和慢度扰动进行线性化处理，并利用简单反投影方法迭代反演节点上的速度值.

通过对初至走时按6.0 km·s^-1速度进行折合显示发现Pg震相在六盘山以西地区收敛良好，而东侧盆地则呈发散状，速度显著降低(图 5).本文对367个初至波走时数据进行反演计算，迭代过程采用由粗至细的变网格尺度及平滑参数的策略，网格大小2 km×2 km×2 km，初始一维模型参考了前人在周边区域的深地震测深结果，经22次迭代反演，走时均方根误差降至0.102 s，接近拾取误差估计值，良好收敛.

图 5

Fig. 5

图 5 上地壳回折波Pg震相走时拾取点沿剖面分布(折合速度6.0 km·s-1) Fig. 5 Distribution of Pg travel time picks along the profile (reduced velocity is 6.0 km·s-1)

上地壳P波初至层析成像结果显示测线东西两侧速度分布差异明显(图 6)，青藏高原东北缘地壳上部速度整体较高，而且速度横向变化明显，呈褶皱状，反映了新生代青藏高原物质向北东方向流动形成的挤压构造形态.浅部60 km和120 km处近地表高速体分别对应了测线穿过的二叠系花岗岩和泥盆系英云闪长岩出露区.鄂尔多斯盆地一侧沉积层深度5~6 km，速度变化平稳，总体由东向西加深，坡度较缓，反映了盆地的稳定沉积特征.测线275~300 km处浅部等值线明显上隆，该处位于西峰油田长8段所在的庆阳鼻褶带上，系稳定沉积背景上局部发育的鼻状隆起构造(王成玉等, 2006; 刘震等, 2013).速度剧烈变化区与稳定沉积盆地的界限出现在六盘山东麓，为六盘山逆冲走滑断裂.

图 6

Fig. 6

图 6 上地壳P波初至层析成像结果 Fig. 6 Upper crustal P-wave velocity model derived from first arrival tomography

前人在周边区域的深地震测深结果显示，研究区上地壳厚度10~15 km，速度5.9~6.1 km·s^-1；中地壳厚度7~10 km，速度~6.3 km·s^-1；下地壳厚度20~25 km，速度6.4~6.8 km·s^-1(张少泉等, 1985; 闵祥仪等, 1991; 李松林等, 2002; Liu et al., 2006).深地震反射叠加剖面(测线中部165 km)显示六盘山下方莫霍面出现在双程走时16 s左右(Guo et al., 2015).全地壳射线追踪初始模型的构建综合考虑了前人的深地震测深探测成果、同测线深地震反射剖面的反射特征及单炮一维反演的结果(Liu et al., 2006; Guo et al., 2015).在综合以上信息基础上，采用了水平层状结构作为射线追踪的初始模型.而上地壳速度结构则采用了初至波层析成像的结果，并在鄂尔多斯盆地黄土塬区近地表设置了薄的低速区.

本文使用二维射线反演算法对剖面资料进行成像.Zelt和Smith(1992)提出的二维射线反演算法使用深度节点刻画模型界面，并与依附在界面上的速度节点共同将模型空间剖分为不规则梯形实现模型参数化.正演模拟是在一定误差控制下，利用龙格库塔法通过调整射线步长和出射角求解二维射线追踪方程，反演是在计算走时相对速度和深度节点的偏微分基础上，采用阻尼最小二乘迭代反演确定深度和速度节点值.此外，该算法可通过分辨率矩阵、理论走时和拾取走时的拟合效果及其扰动模型参数、不同初始模型的反演结果估计解的分辨率、不确定度及非唯一性(Zelt and Smith, 1992).因此，本节采用二维射线反演算法对全地壳的宽角反射及折射震相进行走时正反演计算，并使用Vmed软件(Zelt, 2004)进行模型建立和编辑.射线追踪按“剥皮”法从上到下依层进行，首先按照试错法对走时进行正演计算，当误差达到一定范围时，进行深度及速度节点阻尼最小二乘反演，采用的速度节点阻尼参数为0.1 km·s^-1，深度节点阻尼参数为1 km.图 7为Shot9射线追踪结果及拟合结果，图 8为得到的最终速度结构模型.

图 7

Fig. 7

图 7 (a) Shot9单炮记录及震相；(b) Rayinvr射线追踪结果；(c)理论计算走时与拾取走时拟合图(折合速度6.0 km·s-1) Fig. 7 (a) Trace normalized record section for Shot9; (b) Ray tracing results; (c) Picks and theoretical travel times calculated for the model derived using the Rayinvr inversion method

图 8

Fig. 8

图 8 二维P波射线追踪反演成像结果 图中红色实线代表Moho面，黑色实线代表壳内界面. Fig. 8 2D P-wave velocity model for Liupanshan wide angle reflection and refraction seismic profile obtained by Rayinvr with the elevation profile on top Solid red lines are Moho discontinuity. Solid black lines are interfaces in the crust. Velocity values are shown by texts corresponding to the color bar on the right.

共308个来自沉积层的回折及结晶基底的折射Pg初至走时参与射线追踪.由于采用层析成像结果作为初始模型，因此在正演基础上经过1次最小二乘反演，理论走时便与拾取走时良好拟合，均方根误差达到0.102 s.与层析成像结果类似，研究区上地壳速度以六盘山断裂为界，盆地一侧总体反映稳定沉积层，近地表存在厚度约百米的黄土塬低速区2.50~3.50 km·s^-1，造山带一侧速度变化显著.P1震相来自青藏高原东北缘上地壳的反射波，该震相共有111个拾取走时.经4次迭代反演获得该层的深度及速度分布，走时均方根误差0.102 s，正态卡方分布值4.773.该层底界面深度~10 km，速度6.05~6.35 km·s^-1.P2震相共有151个拾取走时值，在所有炮点均可被识别，经过正反演计算其均方根误差为0.131 s，正态卡方分布值4.182.结果显示该层厚度约10 km，在青藏高原东北缘一侧速度约6.40 km·s^-1，鄂尔多斯盆地一侧稍厚，速度梯度较大，在6.10~6.40 km·s^-1之间.P3震相为来自下地壳上部的反射波，共有120个拾取走时值.在正演计算基础上经过3次迭代反演，均方根误差为0.118 s，正态卡方分布值2.348.层底界面深度~28 km，厚度~10 km，速度6.45~6.58 km·s^-1.

本实验大部分单炮均追踪到来自Moho的反射波，共有229个Pmp震相走时数据参与正反演计算，理论走时与拾取走时的均方根误差接近0.130 s，拟合良好.射线追踪结果显示青藏高原东北缘地壳厚度~50 km，自西向东有缓慢抬升趋势.该区下地壳厚达~23 km，纵向速度梯度小，在6.55~6.68 km·s^-1之间.鄂尔多斯地块地壳厚度~42 km，下地壳厚度~15 km，纵向速度梯度大，莫霍面上部速度最高可达7.25 km·s^-1.正如图 4对Pmp震相的分析，莫霍面叠置出现在六盘山下方(图 8)，上层莫霍面呈拱形，最浅处只有36.5 km.莫霍面上部速度较高，~6.95 km·s^-1.下层莫霍面总体较平，深度~48 km. Pn震相是来自上地幔顶部的折射波及首波，Pn震相能量远小于Pmp，其生成与下地壳底部的速度梯度及Moho面的复杂程度有关，本次实验没有清楚的Pn震相被识别，模型中上地幔顶部的速度参考了前人在邻区深地震测深的结果(Liu et al., 2006).

模型误差及精度估计包括走时拟合误差、射线覆盖估计及分辨率估计.六盘山宽角反射与折射地震剖面共919个走时数据参与模型正反演计算，理论走时与拾取走时的平均均方根误差为0.117 s，接近拾取误差(图 9)，平均正态卡方分布值8.032.模型射线覆盖情况如图 10所示，由于炮点及检波点较密集，剖面射线覆盖状况较好.采用地震动力学正演模拟算法进行了合成记录计算，并通过与实际记录比较来约束层间速度梯度(Zelt and Ellis, 1988).对于解的分辨率和不确定性由模型分辨率矩阵来评价，分辨率矩阵中对角线的值表示了反演模型对真实模型的依赖程度，其取值范围在0至1之间，其值越接近1，对应的解越可信.一般来说，分辨率矩阵对角线值大于0.5即可认为分辨良好(Zelt, 1999).图 11为分辨率矩阵对角线值对应的节点的估计值.

图 9

Fig. 9

图 9 各炮点走时拟合误差 Fig. 9 Travel time misfit (RMS) for each shot point with the average value of 0.117 s

图 10

Fig. 10

图 10 射线覆盖图(Pg震相：黄色；P1震相：浅蓝色；P2震相：紫色；P3震相：绿色；Pmp震相：红色) Fig. 10 Ray coverage for the final model for Pg phase (yellow), P1 phase (light blue), P2 phase (purple), P3 phase (green) and Pmp phase (red)

图 11

Fig. 11

图 11 模型节点分辨率估计 图中灰色正方形代表界面深度节点，黑色三角形代表速度节点，正方形和三角形的大小反映分辨率的高低. Fig. 11 Resolution estimations for model The resolution of the boundary nodes is indicated by grey squares, and the resolution of the velocity points are indicated by black triangles. The size of the nodes represents the value of the corresponding diagonal elements of the resolution matrix.

上地壳初至层析成像及射线反演结果显示鄂尔多斯一侧浅层速度总体较低，速度等值线呈近水平状，盆地基底~6 km(以速度＜5.7 km·s^-1代表沉积层)，反映了鄂尔多斯盆地自早古生代至晚中生代稳定沉积层的速度分布特征，其中在测线距离200~300 km之间，盆地略有所加深，而在山前150~200 km部位则呈盆山过渡状态.地表构造观测表明六盘山逆冲推覆带为复式褶皱构造，大部分背斜、向斜西翼缓，东翼陡，说明六盘山的主要受力来自西侧，六盘山东麓发育压扭性深大断裂系海原断裂向南的延伸(宋友桂等, 2001).本研究获得的速度结构显示六盘山以西的青藏高原地区浅层速度相对较高，横向变化剧烈，呈褶皱状，为新生代青藏高原向东北方向挤压的结果，而挤压褶皱区与稳定沉积区的边界出现在六盘山东侧，为海原—六盘山断裂南支的六盘山东麓断裂，这一结果与地表地质观测一致.

为了直观了解青藏高原东北缘、六盘山和鄂尔多斯地块三个构造单元的整个地壳的横向结构变化，本文从二维P波地壳速度结构中分别切出三条一维速度-深度函数曲线并进行对比(图 12).结果显示鄂尔多斯地块在沉积层以下地壳可分3层，第一层速度6.0~6.4 km·s^-1，厚度~10 km，第二层速度6.4~6.5 km·s^-1，厚度~8 km，第三层速度6.55~7.25 km·s^-1，厚度~14 km.鄂尔多斯地壳速度梯度较大，结构平缓，下地壳底部速度高，其组成为铁镁质，这进一步证明作为华北克拉通西部块体的鄂尔多斯地块仍保持稳定古老克拉通特征，并未遭受到中-新生代克拉通破坏事件的影响.青藏高原东北缘一侧地壳分5层，第一层较薄~2 km，速度4.5~ 6.09 km，为构造强烈褶皱变形区，第二层速度6.05~6.37 km·s^-1，厚度~7 km，第三层速度6.37~6.40 km·s^-1，厚度~9 km，第四层速度6.45~6.37 km·s^-1，厚度~10 km，下地壳厚度~23 km，速度较低6.55~6.68 km·s^-1，主要由长英质及长英-铁镁质过渡物质组成，系典型造山带地壳特征(Christensen and Mooney, 1995).针对六盘山断裂带下方的复杂地壳结构，由于前人穿越北部弧形断裂带剖面已发现该区介质变形强烈，P、S波速度较低、泊松比高，莫霍面为复杂过渡带的基本特征(Liu et al., 2006; 李松林等, 2002)，因此本研究特别在该段使用加密炮点进行了探测.探测结果发现六盘山断裂带下方地壳可分6层，且大部分层面存在不同程度的上拱，第六层速度(6.57~6.6 km·s^-1)明显低于第五层(6.53~7.00 km·s^-1)，速度出现了逆转.这一结构反映青藏高原东北缘与鄂尔多斯地壳在六盘山下汇聚，为两个构造单元的接触过渡带.

图 12

Fig. 12

图 12 青藏高原东北缘、六盘山、鄂尔多斯地块一维速度-深度函数 Fig. 12 1D velocity-depth structure slices of the northeastern margin of the Tibetan plateau, Liupanshan Mt and Ordos block

二维P波全地壳速度结构显示青藏高原东北缘地壳厚度~50 km，地壳平均速度~6.17 km·s^-1，鄂尔多斯地块地壳厚度~42 km，地壳平均速度~6.06 km·s^-1，莫霍面自西至东逐渐抬升，这与前人用不同方法得到的结果及认识总体一致(Liu et al., 2006).然而剖面所反映的最显著的特征为在六盘山下方莫霍面的叠置，上层莫霍面以上部分速度结构与东侧鄂尔多斯地壳结构类似，而上、下两层莫霍面之间的部分速度仅为6.60 km·s^-1，这与西侧青藏高原东北缘下地壳组成类似.因此，我们认为这一构造特征是新生代晚期青藏高原向北东方向挤压扩展，导致造山带性质的青藏高原东北缘地壳与克拉通性质的鄂尔多斯地壳在六盘山下汇聚，较薄且刚性的鄂尔多斯地壳挤入较厚且塑性的青藏高原东北缘地壳，挤入的尺度达到~90 km (根据射线覆盖部分计算，未覆盖部分未计入内).挤入地壳导致六盘山浅、深构造发生解耦，六盘山地区地表构造变形可能以鄂尔多斯挤入地壳上界为滑脱面发生挤压缩短；在深部由于挤压和地壳厚度差异使速度低、强度低的青藏高原东北缘下地壳与鄂尔多斯刚性下地壳、Moho面、地幔三者正面汇聚，而青藏高原东北缘下地壳物质更易沿三者中的薄弱带(即壳幔边界带)发生塑性变形，因此局部地挤入鄂尔多斯壳幔之间.横向挤入产生的纵向效应导致六盘山地区上层莫霍面及以上所有壳内界面发生了不同程度的向上拱起，相对测线东端~42 km的鄂尔多斯地壳厚度，六盘山下方上层莫霍面抬升了近6 km.为了验证这一挤入构造模式，本文对地壳速度结构按照自激自收原理进行深度域到时间域的转换，并与六盘山深地震反射剖面进行了对比.结果显示两种方法在六盘山下方莫霍反射均出现在双程走时~16 s左右，而反射剖面下地壳存在三组较强弧形反射波组，该波组与宽角反射与折射地震剖面中的上层叠置Moho位置对应.而且深地震反射剖面在中、下地壳存在一组连贯的高角度反射同相轴，这与两侧地壳的接触前缘位置相当，或为一组断面波(Guo et al., 2015).

海原—六盘山断裂带是构造运动强烈的地震活动带及地质灾害多发带，历史上曾发生过多次7级以上大地震.新生代以来受印度—欧亚板块陆陆碰撞和青藏高原横向扩展的影响，地处青藏高原东北缘的六盘山断裂带地区上部地壳以逆冲、褶皱、走滑为主要特征，而中-下部地壳则显示为两侧不同性质物质的挤入构造，横向挤入导致的六盘山上层莫霍面和壳内界面不同程度向上弯曲或与该地区地震活动密切相关.

六盘山宽角反射与折射地震剖面旨在获取鄂尔多斯地块、六盘山断裂带及青藏高原东北缘地壳结构，本文对410 km的剖面资料进行初至层析成像和二维射线追踪反演获得了研究区P波地壳速度模型，得到以下几点基本认识：

(1) 鄂尔多斯盆地速度较低，等值线呈近水平状，为典型沉积盆地特征，青藏高原东北缘浅层速度较高，横向变化剧烈，呈褶皱状，为新生代青藏高原向东北方向挤压的结果，二者以六盘山东麓断裂为界；

(2) 鄂尔多斯地块地壳速度梯度大，结构平缓，下地壳由铁镁质物质组成，反映古老克拉通仍保持稳定，未遭华北克拉通破坏影响；

(3) 青藏高原东北缘地壳厚度~50 km，鄂尔多斯地块地壳厚度~42 km，自西向东逐渐抬升，而六盘山断裂带下方莫霍面出现叠置，揭示在挤压作用下造山带性质的青藏高原东北缘地壳与克拉通性质的鄂尔多斯地壳在六盘山下汇聚，较薄且刚性的鄂尔多斯下地壳局部挤入较厚且塑性的青藏高原东北缘地壳中，而横向挤入产生的纵向效应导致六盘山断裂带附近上层莫霍面及壳内界面发生不同程度的向上弯曲，这或与该地区地震活动密切相关.

感谢美国俄克拉荷马大学Randy Keller教授对本研究的指导，感谢国土资源地质实物资料中心刘太平老师、米胜信工程师、姚玉涛工程师，美国俄克拉荷马大学Guang Chen博士、Gaurangkumar Patel博士及西北大学陈青博士在数据采集过程中付出的艰苦工作.