位于南北地震带北段的银川盆地是环鄂尔多斯新生代断陷盆地的一部分.银川盆地的地质构造复杂、新构造运动强烈，且第四纪活动断裂较为发育(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988；柴炽章等，2011).历史上该区曾发生过多次6级以上的地震，其中最大的一次为1739年的平罗8.0级地震.近年来，围绕银川盆地的形成和演化、断裂活动性以及地震发生的深部构造环境等科学问题，许多地质和地球物理工作者在该区开展了大量的研究工作，并取得了一系列研究成果(邓起东等, 1984, 1999；Zhang et al.，1990；刘保金等，2008；杨卓欣等，2009；王鑫等，2010；柴炽章等，2011；酆少英等，2011；雷启云等, 2011, 2014；黄兴富等, 2013, 2016；王银等，2015).这些研究成果对理解银川盆地的形成和演化、盆地深部结构、断裂构造格架以及断裂活动性等提供了重要的基础资料.然而，由于受研究方法的限制或研究目标的不同，以往研究要么侧重于地壳深部结构，要么侧重于近地表层，而对银川盆地基底以上复杂的地质结构和断裂特征未能进行精细刻画，因此，构建银川盆地高精度的基底速度结构模型，并对盆地内隐伏活动断裂的浅部构造特征进行分析研究，不但可为强地面运动的数值模拟提供速度数据，而且对该区的活动构造研究、城市防震减灾也有重要意义.

人工源地震勘探方法是探测研究地下精细结构和构造的有效技术手段.目前，在地壳上地幔结构分层和获取高精度的地壳、上地幔速度结构方面，地学界普遍采用的是深地震宽角反射/折射方法，而在探测研究地壳深部精细结构和断裂构造成像方面，普遍采用深地震反射剖面技术(Brown，1991；杨文采，1991；Clowes，1992；王椿镛等，1993；张先康等，1996；赵文津等，1996；王椿镛，1997；曾融生等，2000；高锐等，2001；刘保金等，2007；王海燕等，2010；董树文等，2012；赵成彬等，2013；王夫运等，2015).实际上，不论是在折射波勘探的地震记录上，还是在反射波勘探的地震记录上都包含有丰富的地震波场信息，且这些不同的地震波信息有着不同的用处，例如：利用地震记录上的折射波可得到地下介质的速度结构、界面位置及其起伏变化形态；利用地震记录上的反射波信息可对地下分层结构和构造进行高分辨成像，进而分析研究地下界面和构造的赋存形态及其空间分布特征；而利用地震记录上的面波可获得地下介质的横波速度信息，等等.近年来，随着深地震反射剖面技术的发展及其在地球科学研究中的大量应用，利用深地震反射剖面资料的初至波信息反演地壳浅部速度结构日益受到关注，并在上地壳基底结构和构造研究、隐伏金属矿预测以及反射地震资料处理中得到了应用，并取得了好的效果(阎世信，2000；徐明才等，2005；徐朝繁等, 2005, 2006；侯贺晟等, 2009, 2010；刘保金等, 2011, 2015；刘振东等，2012).本项研究利用中国地震局地球物理勘探中心2014年在银川盆地完成的深地震反射剖面资料，采用初至波层析成像方法得到了银川盆地的基底精细速度结构和基底面展布形态；采用浅层地震反射波勘探方法对盆地内的隐伏断裂和1739年平罗8.0级地震的地表破裂带浅部结构进行了高分辨率成像，同时还结合研究区地质钻孔资料和已有研究成果，对银川盆地的地壳浅部结构、隐伏断裂特征及其活动性进行了探讨.研究结果不但可为进一步理解银川盆地基底结构、隐伏断裂特征和活动构造提供地震学证据，而且，研究中采用的方法对其他地区的地壳浅部结构和隐伏断裂探测研究也有借鉴意义.

银川盆地位于宁夏回族自治区，北起石嘴山，南至牛首山，西邻贺兰山，东与鄂尔多斯地块相接，是我国南北地震带北段的重要组成部分.银川盆地的新构造活动强烈、断裂构造发育，盆地内规模较大的断裂主要有4条，自西向东分别为贺兰山东麓断裂F₃、芦花台断裂F₄、银川断裂F₅和黄河断裂F₆(图 1)，在这4条断裂中，西倾的黄河断裂和东倾的贺兰山东麓断裂分别为银川盆地的东、西边界断裂，呈裸露或半裸露分布状态，控制了盆地的新生界沉积；芦花台断裂F₄、银川断裂F₅是发育在盆地内部的隐伏断裂，控制了盆地的第四纪沉降中心(刘建辉等，2010；柴炽章等，2011；侯旭波等，2012；雷启云等，2014).

图 1

Fig. 1

图 1 银川盆地构造略图及地震剖面位置 F1巴彦浩特断层；F2贺兰山西麓断层；F3贺兰山东麓断层；F3-1断层陡坎；F4芦花台断层；F5银川断层；F6黄河断层；黑色虚线为深地震反射测线；黑色实线是浅层地震反射测线. Fig. 1 Sketch map of geology surrounding the Yinchuan basin and the location of seismic profiles F1 Bayanhaote fault; F2 Western piedmont fault of Helan Mountains; F3 Eastern piedmont fault of Helan Mountains; F3-1 Fault scarps; F4 Luhuatai fault; F5 Yinchuan fault; F6 Huanghe fault. Black dotted line indicates deep seismic reflection profile. Black solid line is shallow seismic reflection profile.

已有研究认为，银川盆地自新生代以来，沿着2条边界断裂发生过多期强烈的断陷活动，沉积了巨厚的新生界地层，其最大厚度可达7000余米.石油地震剖面和钻孔资料表明，银川盆地的第四系厚度一般为800~1000 m，最大厚度可达1400~1600 m，且第四系厚度的变化明显受盆地内第四纪隐伏活动断裂的控制(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988；汤锡元等，1992；严烈宏和王利，2002；柴炽章等，2011).

为了获得银川盆地及其两侧基底以上的P波速度结构，本项研究使用了2014年在该区完成的深地震反射剖面数据.该剖面的西端点位于阿拉善左旗的通古乐格淖尔苏木，向东跨过贺兰山和银川盆地，终止于鄂尔多斯台地的鄂托克前旗陶力嘎查，剖面全长135 km(图 1).该剖面的数据采集采用了道间距45 m、炮间距450 m、1200道接收、60次覆盖的工作方法，地震波激发使用了爆破震源，炸药量分别为48 kg和300 kg，共取得了301炮高质量的原始地震记录.

地震波走时携带有地震波传播过程中的地下结构信息(Sheriff and Geldart, 1995).初至波层析成像是根据地震波的传播规律，利用地震波走时反演地下介质速度结构的一种高精度成像方法(杨文采和李幼铭，1993；罗省贤和李录明，2004).在层析成像过程中，通常把地下介质划分为若干个速度网格面元，用网格面元的速度近似模拟介质的复杂速度结构，根据地震波走时计算地震波的射线路径，然后根据走时方程来计算网格单元内的地震波速度分布(Nolet, 1987；Kanli, 2009；Liu et al., 2010).

为了获得银川盆地基底以上的P波速度结构，本文采用了石油地震勘探资料处理中较为完善的层析建模软件“Tomodel”.该软件正演采用快速步进算法(FMM)，这是一种基于网格单元的有限差分算法.它通过求解程函方程，利用波前窄带延拓重建走时波前(单联瑜和刘连升，2007)，可准确模拟层状介质和连续介质中波前的传播.反演采用非线性反演算法，全局搜索最优解，其结果不依赖于初始模型，因此特别适用于复杂的近地表结构模型.本项初至波层析成像的流程和方法主要包括：初至波到时拾取、初始模型建立、正演射线追踪和多次迭代反演处理等.

图 2给出了深地震反射记录上的初至波显示结果，由图可以看出，地震记录上的初至波具有信噪比高、震相明确、易于识别的优点，初至波震相除了在远炮点局部地段上不能被可靠识别外，多数地段上的初至波震相均非常清楚，这种高质量的数据为采用初至波层析成像方法获得地下精细速度结构提供了好的基础.为了能够较准确的拾取初至波到时，首先对原始单炮记录进行了线性动校正处理，然后采用计算机智能拾取与人工修改相结合的方式拾取初至波到时.在层析成像的过程中，采用22.5 m×11.25 m的网格对速度面元离散化，经过12次迭代后，使得理论走时与实际走时基本吻合，走时均方差基本趋于稳定，且不再继续下降，此时反演得到的速度模型为最终结果(见图 3).

图 2

Fig. 2

图 2 深地震反射记录的初至波震相 Fig. 2 First-arrival waves of deep seismic reflection record

图 3

Fig. 3

图 3 初至波射线路径(a)和基底速度结构(b) F3贺兰山东麓断层；F4芦花台断层；F5银川断层；F6黄河断层. Fig. 3 Ray paths of first-arrival waves (a) and basement velocity structure (b) F3 Eastern piedmont fault of Helan Mountains; F4 Luhuatai fault; F5 Yinchuan fault; F6 Yellow River fault.

在利用初至波成像方法得到基底速度结构的基础上，为了获得银川盆地内隐伏断裂的浅部构造特征，还完成了4条跨断裂的浅层地震反射测线(图 1中的SSRL-1—SSRL-4).其中，横跨芦花台断裂的测线命名为SSRL-2，因地形地物的限制，该测线分为东、西两段分别进行探测，测线西段位于金山乡南侧的通山公路上，长度为6.8 km；测线东段沿着贺兰县吊庄至西夏区南梁农场的公路敷设，其长度为5.5 km. SSRL-3测线跨银川断裂布设，该测线沿着通义乡至立岗镇的的金京线、立暖公路、X108县道自东向西敷设，测线长度为14.5 km.SSRL-4测线跨黄河断裂布设，该测线的西端点起于黄河东岸，向东沿着平罗县陶乐镇南的S301公路布设，测线长度为2 km.

贺兰山东麓断裂F₃出露于银川盆地西侧的贺兰山山前.已有研究显示，在贺兰山东麓断裂F₃东约3~5 km的冲洪积扇上，还发育有一条与断裂F₃走向近于平行的地表断层陡坎(图 1中的F_3-1)，1739年的银川平罗8级地震沿该断层陡坎产生了长约88 km的地表破裂带(张维岐等，1982；杨景春等，1985；Zhang et al.，1986；Deng and Liao, 1996；杜鹏，2010；雷启云等，2015).为了追踪地表断层陡坎向地下的延伸情况，完成了一条长度为4.2 km的浅层地震反射测线SSRL-1，断层陡坎位于测线桩号1050 m左右.

浅层地震勘探采用共中心点多次覆盖反射技术.由于浅层地震测线均沿着盆地内的公路布设，为压制道路上来往不断的车辆和行人产生的干扰波、提高地震资料信噪比，在地震波激发和接收时采用了Metrz615-18T可控震源和信号相关技术，为提高断层定位精度和构造成像效果，按照“密集道间距和密集炮间距”的原则进行了观测系统设计，表 1给出了经过现场试验确定的数据采集参数.

表 1(Table 1)

表 1 浅层地震数据采集参数 Table 1 Parameters of shallow seismic data acquisition

表 1 浅层地震数据采集参数 Table 1 Parameters of shallow seismic data acquisition

利用深地震反射剖面大量的初至波信息，采用层析成像方法获得了银川盆地的基底速度结构和沿剖面的初至波射线分布(图 3).地震波射线疏密程度直接影响反演结果的可靠性，图 3a的地震射线数分布结果表明，剖面上的初至波地震射线大多分布在80~160条之间，局部地段可达到240条以上，而在剖面的端点、地表障碍物较宽处(如黄河附近)以及模型的深部，地震射线数相对较少.这表明所用数据观测系统下的初至波射线能够对剖面基底结构实现有效覆盖，从而确保了反演结果的可靠性.

基底速度结构剖面(图 3b)清楚地显示出了银川盆地及其两侧地块的浅层P波速度分布特征和基底展布形态.沿剖面浅层P波速度的变化非常剧烈，基底面呈现出隆起和凹陷相间的起伏变化特征.贺兰山隆起区具有明显的P波高速特征，近地表P波速度一般为3800~4200 m·s^-1，局部地段的近地表P波速度可达5000 m·s^-1以上；贺兰山地区的基底面展布东陡、西缓，这与贺兰山的地形地貌特征相一致.银川盆地的P波速度总体表现为低速特征，显然这与银川盆地内较厚的新生代沉积层有关；银川盆地的近地表速度大多小于2000 m·s^-1，这表明盆地内的近地表第四纪地层结构较为松散，随着深度的增加，盆地内新生界地层的P波速度呈正梯度增大，反映了随着深度的增加，重力压实作用逐渐增强，岩层固结程度逐渐增高，至基底面附近，P波速度达到5000 m·s^-1以上.银川盆地的基底展布形态在盆地西侧较陡，而在盆地的东侧相对较缓，且盆地内的P波速度分布、沉积盖层厚度和基底面展布还明显受到断裂的影响与控制.在贺兰山东麓断裂F₃、芦花台断裂F₄、银川断裂F₅以及黄河断裂F₆附近，不但基底面深度出现突变，而且，沉积盖层的速度分布和厚度也有明显的变化，表明这些断裂不仅是错断盆地基底的断裂，而且还是控制盆地沉积盖层厚度的、继承性的活动断裂.

银川盆地的基底面以不同的断裂为界，有着不同的展布特征.在芦花台断裂F₄以西，盆地基底被3条东倾的断裂(F₃、F_3-1和F₄)切割，基底面自西向东呈阶梯状展布.断裂F_3-1位于贺兰山东麓断裂F₃和芦花台断裂F₄之间，其浅部表现为高、低速的分界，并与出露地表的断层陡坎相联系.在芦花台断裂F₄和银川断裂F₅之间的银川盆地中部，基底面出现明显下凹，是银川盆地内新生代沉积最厚的区域.在银川断裂F₅和黄河断裂F₆之间的银川盆地东部，基底面表现为向西缓倾的斜坡带.黄河断裂F₆以东为鄂尔多斯台地，基底面起伏变化比较平缓，基底埋深与银川盆地相比明显变浅，推测其新生代沉积盖层厚度小于2500 m.总的看来，银川盆地的新生代沉积盖层厚度和基底展布主要受到贺兰山东麓断裂F₃、芦花台断裂F₄、银川断裂F₅以及黄河断裂F₆的控制，这些断裂的交替活动形成了“堑中堑”的盆地结构，其沉积中心位于芦花台断裂F₄和银川断裂F₅之间，推测其新生代沉积层厚度可达7000~7200 m.

基底速度结构剖面清楚地显示出了银川盆地及其两侧地块P波速度的纵、横向变化以及断裂的存在与形态，但仅根据基底速度结构剖面还不能确定断裂的准确位置以及断裂向剖面浅部的延伸情况，为了获得断裂的近地表构造图像，以便为断层位置的确定以及断裂活动性的研究提供地球物理证据，跨断裂开展了高分辨率浅层地震反射剖面探测.

地表断层陡坎发育在贺兰山山前的冲洪积扇上.图 4给出了跨断层陡坎的浅层地震反射波叠加时间剖面，该剖面显示，在贺兰山山前的冲洪积扇下方，基底反射波T_g以上的新生代地层反射较为丰富，而在基底反射波T_g之下，剖面上几乎不存在明显的地层反射波，这表明在T_g反射波之下，应为年代较老的基岩地层.贺兰山山前的新生代地层厚度变化、基底面展布形态和地层变形明显受到断层的影响与控制，新生代地层被多条东倾的断层切割，地层反射显得非常凌乱，暗示断层附近的地层可能比较破碎.银川盆地西侧的基底面自西向东呈阶梯状展布，因受断裂F₃、F_3-1—F_3-3的控制，基底深度从贺兰山山前的300~350 m向东变深至断裂F_3-1上升盘的1500~1800 m左右，这与图 3的速度剖面结果基本吻合，而在断裂F_3-1的下降盘，由于浅层地震测线短、探测深度浅，因此，根据浅层地震剖面还不能确定那里的基底埋深.

图 4

Fig. 4

图 4 地质剖面图(a)和跨断层陡坎的浅层地震反射叠加剖面(b) F3贺兰山东麓断裂；F3-1断层陡坎. Fig. 4 Geological profile (a) and stacked time section of shallow seismic reflection across fault scarps (b) F3 Eastern piedmont fault of Helan Mountains; F3-1 Fault scarps.

贺兰山东麓断裂F₃位于浅层地震SSRL-3测线西端点附近，裸露于贺兰山山前，是贺兰山和银川盆地的分界线.在图 4的浅层反射波叠加时间剖面上，断裂F₃错断了基底反射波T_g，向下延伸至基岩地层中.由于浅层地震SSRL-3测线没能跨过断裂F₃，因此，在剖面上还看不到断裂F₃的近地表构造形态(图中虚线表示断裂F₃可能的构造形迹).在测线桩号约1020 m附近，断裂F_3-1错断了剖面上所有的地层反射，且其两侧的地层界面产状明显不同，在断裂F_3-1的下降盘，地层界面产状近于水平，而在其上升盘，界面反射向东倾伏.断裂F_3-1在剖面上表现为向东倾的正断层，其上部与地表断层陡坎相联系，向下错断了盆地基底.Deng和Liao(1996)的研究表明，贺兰山山前的地表陡坎是1条东倾的、具右旋走滑性质的高角度正断层，其断层崖高度在苏峪口和红果子沟附近的垂直位移幅度最大，全新世以来该断层已经历了4次错动，其最新一次事件年龄小于400年.

芦花台断裂F₄是银川盆地内规模较大的1条隐伏活动断层.该断裂南起东大滩，向北依次经过军马场、金山、暖泉、崇岗等地，北端终止于石嘴山市大武口区西南，断裂走向NNE，其长度约80 km.已有研究表明，芦花台断裂是银川古近纪断陷湖盆的西边界，在银川市附近古近系底面落差为3.0 km，至石嘴山市附近，古近纪底面的断距增加到3.4 km(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988).本项研究的深地震探测剖面从银川市北部的金山村附近通过，在基底速度结构剖面(图 3b)中，芦花台断裂错断了银川盆地西侧的新生代基底，基底断距约3.2~3.3 km.上述现象表明，芦花台断裂的基底断距自南向北逐渐增大.

图 5给出了跨芦花台断裂F₄获得的浅层地震反射波叠加时间剖面.该剖面经过地段的浅部地层界面反射是非常丰富的，并且，在芦花台断裂的东、西两侧，剖面上的反射波组特征和新生代地层厚度也明显不同.芦花台断裂F₄为向东倾的正断层，位于SSRL-2测线桩号6650 m左右，在断裂F₄的上升盘，基底反射波以上的地层产状基本呈近水平展布，基底反射波T_g自西向东加深，且受断层F_4-1的控制，断层F_4-1发育在新近纪地层中，未错断剖面浅部的第四纪地层.在芦花台断裂F₄的下降盘，剖面上的所有地层反射均显示为向西倾伏的单斜形态，且芦花台断裂的断距由浅至深逐渐增大，表明芦花台断裂具有继承性的生长断层特征.芦花台断裂F₄错断了浅层地震剖面上的所有地层界面反射，从剖面上可分辨的断层上断点埋深约为35~40 m.除了上述的剖面特征外，在芦花台断裂F₄的下降盘，还可分辨出2条相向而倾的断层F_4-2和F_4-3，这2条断层错断了埋深约60~65 m之下的第四纪地层，向下收敛到东倾的芦花台断裂之上.

图 5

Fig. 5

图 5 跨芦花台断裂的浅层地震反射叠加剖面 F4芦花台断层；F4-1—F4-3次级断层；Y02和YC3地质钻孔. Fig. 5 Stacked time section of shallow seismic reflection across the Luhuatai fault F4 Luhuatai fault; F4-1—F4-3 Secondary faults; Y02 and YC3 Geological drilling holes.

为了研究芦花台断裂F₄晚第四纪以来的活动性，柴炽章等(2011)、雷启云等(2011)和王银等(2015)分别在芦花台断裂的南段和北段开展了钻孔地质联合剖面探测研究，结果表明，芦花台断裂大约以暖泉为界分为南、北两段，断裂南段为中更新世末期活动断层，北段为全新世活动断层.

银川断裂F₅是银川盆地内一条重要的第四纪隐伏活动断裂.位于银川断裂下降盘的DR-Y1地热孔揭露的晚更新世地层厚度为170 m，第四系底界埋深为1100 m；82-Y01地质钻孔位于银川断裂的上升盘，该钻孔揭露的第四系厚度为418.8 m，据此推测银川断裂的第四纪底界断距大于500 m，显示出银川断裂对盆地内的第四系厚度具有重要的控制作用(严烈宏和王利，2002；柴炽章等，2011).

银川断裂F₅在浅层地震剖面(图 6)上表现为高角度的铲形正断层特征，在SSRL-3剖面桩号6000 m左右，银川断裂F₅错断了剖面上的所有地层界面反射，其上断点埋深约为25~30 m.以银川断裂F₅为界，断裂上、下两盘的地层界面展布形态和反射波组特征明显不同，在断裂F₅的下降盘，剖面上的地层界面反射主要以近水平的层状反射为主，且在靠近断层处，地层反射较为凌乱；而在断裂F₅的上升盘，剖面上的所有地层反射均向西倾斜，且这些地层反射还被多条不同倾向的断层(即F_X-1—F_X-5)切割，使得断裂上升盘一侧的地层呈块状分布.上述现象表明，银川断裂F₅不仅对银川盆地的第四系厚度具有重要的控制作用，而且，该断裂还是浅部地层结构变形的分界线.断层F_5-1位于测线桩号8300 m处，为向东倾的正断层，大约在深度2000 m左右归并到西倾的银川断裂上，属于银川断裂F₅的反向次级断层.

图 6

Fig. 6

图 6 跨银川断裂的浅层地震反射叠加剖面 F5银川断层；F5-1和FX-1—FX-5次级断层；DR-Y1地质钻孔. Fig. 6 Stacked time section of shallow seismic reflection across the Yinchuan fault F5 Yinchuan fault; F5-1 and FX-1-FX-5 Secondary faults; DR-Y1 Geological drilling hole.

已有研究结果认为，银川断裂F₅作为古近纪银川盆地的东部边界和生长构造，使得断裂两盘的新生界厚度差别甚大，银川市附近的古近纪底界断距约为2200 m，第四系底界断距约为600 m.晚第四纪以来，银川断裂大致以兴庆区的银古路为界，其南、北段的活动性差异较为显著，在银古路以北，银川断裂F₅的活动强度大，上更新统中部断距约为20 m，上更新统顶部断距为2.25 m，向上还断开了全新统，属全新世活动断裂；银古路以南，断裂的活动强度较弱，活动时代为晚更新世末期(柴炽章等, 2006, 2011；雷启云等，2008).在银川市活动断层探测项目中，多条地震剖面均显示在银川断裂F₅的下降盘存在1条上断点较浅的反向次级断层，为了确定该次级断层的最新活动，宁夏回族自治区地震局开展了跨断层的钻孔联合地质剖面和地层年代测试，结果表明，该断层上部错断了埋深16.94 m的晚更新世地层，其活动时代为晚更新世中期(柴炽章等，2011).本项研究的浅层地震SSRL-3测线位于原贺兰县地震测线北约10 km左右，我们认为图 6剖面中的断裂F_5-1应是原次级断层北延的部分.

横跨黄河断裂F₆的浅层地震反射剖面(图 7)获得了断裂两侧明显不同的反射结构图像，测线桩号960 m以东，地层界面反射基本呈近水平展布，且横向起伏变化不大；测线桩号960 m以西，所有的地层界面反射均呈现出向西倾的单斜形态，且随着深度的增加，界面倾角逐渐较大.黄河断裂F₆位于测线桩号960 m附近，该断裂为西倾的铲形正断层，错断了浅层地震剖面上的所有地层反射，可分辨的断层上断点埋深约为30~35 m.

图 7

Fig. 7

图 7 跨黄河断裂的浅层地震反射剖面 F6黄河断层; F6-1—F6-4次级断层; ZK3地质钻孔. Fig. 7 Section of shallow seismic reflection across the Huanghe fault F6 Yellow River fault; F6-1—F6-4 Secondary faults; ZK3 Geological drilling hole.

在黄河断裂F₆的下降盘，剖面600 ms以浅的多组地层呈斜列状展布，而且，那里的一系列地层反射还出现有明显的扭曲和错断，显然这些地层受到了多条断层的影响与控制.根据剖面反射波组特征，在黄河断裂的下降盘解释了4条东倾的正断层F_6-1—F_6-4，这4条断层与西倾的黄河断裂F₆共同组成一个多级“Y”字形的断裂构造.

在黄河断裂的上升盘有一个深度为100 m的钻孔ZK3，该钻孔揭露的晚更新世(Q₃)的底界埋深约为30 m(雷启云等，2014).浅层地震剖面在黄河断裂上升盘揭示的最浅一组地层反射界面埋深大约在30~36 m之间变化，因此，我们将其解释为晚更新世的底界面反射，在图中标示为T_Q3.在浅层地震反射剖面上，黄河断裂F₆已错断了晚更新世地层的底界，推测向上可能延伸至Q₃内部.已有研究结果显示，黄河断裂为晚更新世末或全新世活动断裂，该断裂为大致以月牙湖为界可分为南北两段，在月牙湖以南，黄河断裂基本呈裸露状态，控制了洪积台地和盆地的分界，其活动时代为晚更新世末期到全新世初期(廖玉华等，2000；柴炽章等, 2001, 2011)；而在月牙湖以北，黄河断裂主要呈隐伏状态，在地貌上没有明显的变化，其活动时代为晚更新世末期或全新世(雷启云等，2014).

地震折射波和反射波勘探是研究地下结构和构造两种基本的探测方法，这两种方法各有其特点，地震折射波方法对地下介质的速度变化较为敏感，利用该方法可获得高精度的地下速度结构，确定地下界面位置和断裂破碎带等.地震反射波勘探方法对于地下结构分层和构造(如褶皱、断裂等)成像具有高的分辨能力，且结果还能够直观形象地反映地下构造的赋存形态.因此，综合利用地震折射波和反射波勘探方法可得到反映地下结构和构造的不同信息，从而使我们可以从不同的侧面分析研究地下结构和构造的变化情况.本文利用深地震反射记录上的初至折射波反演得到了银川盆地的基底速度结构，采用浅层地震反射波勘探方法对地表断层陡坎浅部结构以及盆地内的主要隐伏断裂进行了高精度成像，从而架起了地表地质与地球内部结构和构造关系的桥梁.

地震反射记录上的初至折射波携带有反映地下结构和构造的丰富信息.在反射地震资料处理时，初至折射波作为一种干扰波需要被去除.本文在利用深反射地震记录上的初至折射波获得研究区浅部速度结构方面取得了好的效果，这不但做到了已有资料的充分利用、挖掘已有资料潜能，而且也可节约研究成本.本项研究的初至波成像结果表明，银川盆地与其两侧地块的浅部速度结构和基底埋深存在有较大的差异.银川盆地西侧的贺兰山地区总体显示为高速特征，近地表P波速度一般为4000 m·s^-1左右，局部地段可达5000 m·s^-1以上；贺兰山地区的基底面东陡西缓，这与贺兰山的地形地貌相一致.银川盆地显示为明显的低速结构特征，盆地内大多数区域的近地表速度小于2000 m·s^-1，这表明盆地内的第四纪地层结构较为松散；随着深度的增加，盆地内新生界地层的P波速度呈正梯度增大；银川盆地的基底起伏变化较大，基底最深处位于银川市下方，其深度约为7000~7200 m.鄂尔多斯地块西缘的浅层P波速度明显高于银川盆地，其基底埋深约为2500 m.贺兰山东麓断裂F₃、芦花台断裂F₄、银川断裂F₅、黄河断裂F₆都是错断盆地基底的断裂，对盆地内的新生代地层厚度和第四系沉降中心有着重要的控制作用.

本项研究首次揭示了贺兰山山前地表断层陡坎F_3-1的浅部结构图像.在基底速度结构剖面上，断裂F_3-1为错断盆地基底的正断层，在浅层地震反射剖面上，断裂F_3-1切割了剖面上所有的新生代沉积层，并与出露地表的断层陡坎相联系，其最新活动时代为全新世晚期.跨芦花台断裂F₄、银川断裂F₅、黄河断裂F₆开展的浅层地震剖面探测取得了好的效果.综合基底速度结构、浅层地震剖面、该区钻孔资料和前人研究成果，认为芦花台断裂、银川断裂、黄河断裂不但是错断盆地基底的断裂，而且，在近地表这些断裂还表现为由2~3条断层组成的“Y字形”构造，且主断裂的最新活动可追踪至晚更新世或全新世，因此，这些断裂应是该地区城市规划和防震减灾工作中需要重点关注的断裂.

浅层地震剖面野外数据采集工作得到了宁夏回族自治区地震局的大力支持与协助，探测数据是中国地震局地球物理勘探中心30余名技术人员辛勤劳动的成果，地震资料解释和断裂活动性分析研究得到了宁夏回族自治区地震局柴炽章研究员的指导和帮助，审稿专家对本文提出的建设性意见和建议，使本文得到进一步完善，在此一并表示衷心感谢.