银川盆地岩石圈结构

银川盆地岩石圈结构一测距宽角反射与折射剖面结果林吉焱;刘保金;张先康;段永红【摘要】利用2014年完成的穿过银川盆地人工源宽角反射与折射剖面的3炮长观测距资料，采用基于地震波走时反演方法的Rayinvr算法得到了研究区地壳和上地幔的速度结构.结果表明:研究区地壳厚度为42-48km,莫霍面沿剖面展布形态呈现出东西两侧浅、中部较深的特征，莫霍面最深的区段位于贺兰山下方.P波速度沿剖面随着深度的增加呈正梯度增大燃而在深度约为90-103km的岩石圈地幔中，识别出两组较明显的反射界面，两组界面之间并未发现P波速度随深度而显著增加,表明研究区下方存在与地球平均模型中速度随深度增加而增大不相符的速度结构,推测银川盆地下方岩石圈与软流圈之间可能存在速度过渡带.％ByusingP-wavetraveltimedatafromthreeshotsofthedeepseismicsoundingprofilespassingthroughYinchuanbasinin2014,basedontraveltimeinversionmethodRayinvr,wegetthecrustalandupper-mantlestructureinthestudiedarea.Theresultsshowthatcrustalthicknessinthestudiedareavariesfrom42kmto48km,Mohodepthisshallowerintheeastandwestsidesoftheprofile,andmuchdeeperinthemiddlesegment,thedeepestMohointerfaceisbeneathHelanmountain.Pwavevelocityincreaseswiththeincreasingofdepthinapositivegradient,buttwodistinctinterfacescanbeidentifiedinthelithospheremantlewithinthedepthsof90-103km.Thislayerdoesnotexhibitthecharacteristicthatthevelocityincreasesobviouslywiththedepth,suggestingthestructureinthestudiedareapresentacharacteristicthatdidnotconformtotheglobalaveragemodel,whosevelocityincreasesaccordingtothedepth,thereforeitisdeducedthatavelocitytransitionzoneexistsbetweenlithosphereandasthenospherebeneathYinchuanbasin.【期刊名称】《地震学报》【年(卷)，期】2017(039)005【总页数】13页(P669-681)【关键词】银川盆地;岩石圈;宽角反射与折射;青藏高原东北缘【作者】林吉焱浏保金涨先康;段永红【作者单位】中国郑州450002中国地震局地球物理勘探中心;中国郑州450002中国地震局地球物理勘探中心;中国郑州450002中国地震局地球物理勘探中心';中国郑州I450002中国地震局地球物理勘探中心【正文语种】中文【中图分类】P313.2岩石圈是美国地质学家JosephBarrell于1914年基于大陆地壳上方存在的明显重力异常提出来的地球圈层概念(Barrell,1914).它是地球浅部上浮于软流圈之上的坚硬岩石圈层，厚度约为60-200km,包括地壳和上地幔顶部.对于岩石圈厚度和性质的研究目前仍是一个较大的挑战，利用地震学接收函数方法所得结果显示，前寒武系地盾和地台区的岩石圈厚度约为90—100km,构造活动区域的岩石圈厚度约为80km,海洋区域的岩石圈厚度约为60—70km,稳定克拉通区域的岩石圈厚度大于200km(Chen,2009;Chenetal,2009;Rychert,Shearer,2009).中国的华北克拉通区域，由于构造的多样性和破坏机制的复杂性，目前已成为国际地学界的研究热点，其东部、西部及太行山地区岩石圈结构的差异性揭示了其被破坏的不均匀性（Chen,2009;Chenetal,2009;朱日祥等，2011,2012）.银川盆地位于我国南北地震带北段，地处华北克拉通西部的鄂尔多斯地块西缘与阿拉善地块之间.现有研究结果显示：银川盆地地壳厚度约为43km,沉积盖层厚度约为5—7km,结晶地壳P波平均速度约为6.35km/s;下地壳厚度约为22km,P波速度约为6.5—6.8km/s（杨卓欣等，2009;Jiaetal,2014;Tianetal,2014）.远震接收函数的结果显示，华北克拉通区域的岩石圈厚度在东部、中部和西部差异较大，从东部渤海湾盆地区域的80—90km逐渐向西增厚至鄂尔多斯地块中部的200km,而环鄂尔多斯地块的新生代银川一河套和汾渭裂陷区域的岩石圈减薄至80km（Chen,2009;Chenetal,2009;朱日祥等，2011,2012）.主动源宽角反射与折射方法由于受到炸药爆破震源的限制，仅在少数大药量炮点的长观测距剖面中可以记录到来自上地幔顶部的地震波震相.王帅军等（2014）采用射线追踪方法对文登一阿拉善左旗宽角反射与折射剖面数据进行处理，结果显示在鄂尔多斯地块西缘的岩石圈地幔中存在两组反射界面，其深度分别为80km和160km.刘志等（2015）利用地震波走时反演的方法对文登一阿拉善左旗宽角反射与折射剖面太行山以东的资料进行处理，结果表明华北克拉通东部华北裂陷盆地区域的岩石圈厚度约为75—80km,在太行山隆起区岩石圈厚度加深至约90km.上述结果为分析华北克拉通不同构造区域的岩石圈结构提供了大量有价值的资料，但仍缺少人工源宽角反射与折射方法获得银川盆地下方的岩石圈结构信息.鉴于此，本文利用中国地震局地球物理勘探中心2014年完成的穿过银川盆地的3炮长观测距人工地震宽角反射与折射剖面资料，分析鄂尔多斯地块西缘的银川盆地及其周缘的地壳和岩石圈结构，并采用基于地震波走时反演方法的Rayinvr算法建立穿过银川盆地和贺兰山的地壳和岩石圈速度模型，以期通过与其它探测结果在地壳和岩石圈地幔的速度结构特征及界面性质的比较，探究银川盆地下方及相邻地块结构特征、岩石圈地幔内部界面性质和速度分布特征.本研究的探测剖面自西向东依次穿过4个地质构造单元：阿拉善地块、贺兰山、银川盆地和鄂尔多斯地块(图1).阿拉善地块位于中朝古板块的西部，其西南侧为正在隆起的青藏高原，东侧为稳定的鄂尔多斯地块(张进等，2007).银川盆地和贺兰山夹在阿拉善地块、鄂尔多斯地块与青藏高原之间.其形成受控于几个地块的相互作用，尤其是青藏高原北东向的持续挤压作用.银川地堑盆地形成于渐新世，经历了多期伸展与构造变形，盆地地层持续断陷沉降，新生界地层厚度达5000—8500m(邓起东等，1999;黄兴富等，2013).西北侧的贺兰山与该盆地的地貌形成显著的反差，垂直落差可达2000余米，贺兰山自中生代晚期开始褶皱隆起，新生代经历明显的隆升剥蚀作用，现今构造活动依然强烈(Darby,Ritts,2002;刘建辉等，2010).1739年1月3日平罗一银川M8.0地震发生在该探测区，其震中烈度大于X度，发震构造为贺兰山和银川盆地之间的贺兰山东麓断裂.如图1所示，研究区周缘重要的断裂带自西向东依次为巴彦乌拉山东缘断裂(F1)、乌拉山北侧断裂(F2)、贺兰山东麓断裂(F3)和黄河断裂(F4),其中贺兰山东麓断裂和黄河断裂控制着银川盆地的西部和东部边界，二者均为NNE走向正断层.人工源宽角反射与折射剖面东南端起自内蒙古鄂尔多斯乌审旗，向西北方向依次穿过鄂尔多斯地块西缘、银川盆地、贺兰山和阿拉善地块，西北端止于内蒙古阿拉善右旗阿拉腾敖包镇，全长约500km.测线在300—350km桩号段为银川盆地，350—390km桩号段为贺兰山中部.沿测线共进行12次井下爆破激发，单炮药量为0.5—3.0t,井深约为60—80m,共投入PDS型地震仪器300余台，观测点距为2—3km,其中银川盆地和贺兰山观测段观测点进行了加密观测，平均观测点距约0.8km.该剖面的SP1,SP2和SP113炮点观测距较大，可以识别来自岩石圈地幔的反射波震相，故本文利用这3炮数据资料来研究银川盆地下方岩石圈结构.宽角反射与折射记录截面显示出地壳和上地幔不同深度的震相特征，图2给出了SP1,SP2和SP11这3个炮点的宽角反射与折射记录截面图，可见主要震相为上地壳折射波Pg,结晶地壳底部莫霍界面反射波PmP,上地幔顶部折射波Pn,岩石圈地幔回折波PL1,岩石圈地幔内部界面的反射波PL1P和PL2P.上地壳折射波Pg—般被认为是来自结晶基底以下的折射波，它是记录截面中的初至波，震相非常清晰可靠.Pg波接收距离为几十至一百多千米，随炮检距增大视速度稳定在6.0—6.3km/s（嘉世旭，张先康，2008）.该震相在研究区可清晰追踪至炮检距110—120km处，视速度约为6.1—6.4km/s,显示了上部地壳相对稳定的结构特征.SP11炮地表为中新生代沉积物，地表速度约为3.7一4.5km/s,大于东部鄂尔多斯地块西缘的地表速度（2.9—3.3km/s）,SP11炮检距100km处，受到贺兰山地表隆升和地表高速度介质的影响，Pg走时局部超前（图2c）.PmP波是地壳和地幔分界面莫霍面的反射波和下地壳强速度梯度层的回折波，通常是整个记录截面中能量最强的波，反映了莫霍面的一级速度间断面特征.各炮点PmP追踪距离为80—300km,视速度约为6.3—7.0km/s,其中炮检距在150km处PmP折合到时约为9.3—9.9s,在炮检距250km处折合到时约为10.9—11.4s,SP11炮PmP的走时滞后显示了沿该测线地壳厚度向西逐渐增厚的特征.PmP波的波组复杂程度反映了不同地块中莫霍面的性质差异，有些区域表现为一级速度间断面，而有些区域可能表现为具有一定厚度的过渡带，此时的PmP震相不再为一简单的子波，而是一个复杂的波列.从SP11炮与SP1和SP3的对比看，阿拉善地块内部PmP波的波列复杂程度较鄂尔多斯西缘的高，显示出两个地块莫霍面性质的差异.上地幔顶部的折射波Pn是沿上地幔顶部传播的滑行波或上地幔顶部弱速度梯度层的回折波，视速度为7.9—8.1km/s，追踪距离为200—300km.当震源激发效果较好、观测距离较长时，炮检距大于一定范围后即可追踪到一组视速度略大于Pn波的折射震相；它是岩石圈地幔内部的回折波，穿透深度大于Pn波，反映了岩石圈地幔内部的速度梯度特征，这里定义其为PL1波.PL1波具有与Pn波不同的视速度，反映了岩石圈地幔不同深度速度梯度的差异.研究区PL1震相的追踪距离为280—450km,视速度为8.2—8.3km/s.Pn波和PL1波均属于折射波，反映了莫霍面下方不同深度的速度梯度值，但考虑到两组波视速度的差异，将这两组波分开进行处理，在后期的反演和模型构建时也更加方便.在折射波PL1震相之后约1s可以追踪到一组反射震相PL1P,其振幅较PL1强，是岩石圈地幔中的第一组反射震相，其视速度约为8.3—8.4km/s.PL1P震相在3炮记录截面中均可以被追踪，追踪距离为300—450km,具有相遇点走时互换的特征.3炮记录中以SP1炮的PL1P震相最为清晰，根据x2-t2方法计算，对应反射面深度约为93km,上覆介质平均速度约为7.3km/s.SP1炮记录截面在炮检距大于400km范围内可以追踪到一组震相，较PL1P震相滞后0.5—1.0s,走时曲线斜率稍小于PL1P震相，这里定义其为PL2P震相.PL2P震相是岩石圈地幔中的第二组反射震相，根据x2—t2方法计算，对应反射面深度约为112km,上覆介质平均速度约为7.6km/s.由于x2-t2方法是以水平层状均匀介质为假设条件，而真实的地下介质是横向非均匀的，故其计算结果仅可作为建立二维模型的一个初始模型，反射界面深度和界面以上介质的平均速度以二维走时反演的结果为准.人工源深地震测深资料的处理方法主要基于射线理论，模型参数化方法采用层状结构模型和块状结构模型徐涛等，2004;Xuetal,2006,2010,2014;李飞等，2013;俞贵平等，2017).本文采用基于地震波走时反演方法的Rayinvr算法来获取岩石圈结构模型，该方法可以同时反演介质速度和界面深度（Zelt,Ellis,1988;Zelt，Smith,1992），用尽量少的参数来描述模型，将模型用若干梯形地块表示，上下相邻的地块之间允许速度跳跃，左右相邻的地块之间速度连续变化.该方法实现了快速、高效的射线追踪和反演，其中反演采用阻尼最小二乘方法来实现.该方法能够较客观地给出模型参数，减小人为因素的影响，并可以给出走时拟合的残差情况.反演使用的初始模型主要基于已有的研究成果（杨卓欣等，2009;Jiaetal,2014;Tianetal,2014）和每炮的一维走时拟合结果（图3）.鄂尔多斯地块内部结晶基底埋深约为3—4km,沉积盖层平均速度为4.0—4.5km/s;西部的阿拉善地块内部基底埋深约为2—4km,沉积盖层平均速度略高，约为4.7—5.0km/s;由于银川盆地和贺兰山地区没有Pg射线覆盖，故无法给出沉积盖层的结构信息，这里参考前人的研究成果（杨卓欣等，2009）.地壳厚度从东部鄂尔多斯地块的40km逐渐加深至贺兰山下方的50km,在阿拉善地块下方，莫霍面埋深约为45km.经过对岩石圈地幔中两组反射震相PL1P和PL2P的走时拟合，计算出深度为90km和110km处存在两个反射界面，其PL2P震相的走时曲线形态（图2a）显示出较PL1P震相略小的视速度特征，暗示了在90—110km深度范围内可能存在低速层或速度不变层，介质速度并非按照正常的速度梯度随深度而增加.根据已构建的初始模型，按照从浅到深的原则，对地壳和上地幔结构进行速度和界面联合反演，使实测走时与理论走时得到最佳拟合，3炮各组震相拟合的均方根走时残差为0.126—0.253,卡方值X2为2.988—6.434,图4为各个震相反演最终结果的射线追踪图.反演得到的沿剖面速度结构（图5a）显示：鄂尔多斯地块结晶基底埋深约为4.0—4.3km,沉积盖层平均速度为4.1—4.4km/s;阿拉善地块沉积盖层横向变化较大，厚度约为1.8—4.5km,平均速度为4.8—4.9km/s.沿测线莫霍面深度从两侧向中间加深，鄂尔多斯地块的莫霍面埋深约为42.5—45.0km,阿拉善地块的莫霍面埋深约为43.4—46.5km,贺兰山下方莫霍面埋深最深处达48.8km，结晶地壳平均速度约为6.35—6.39km/s（图6）.鄂尔多斯与阿拉善地块之间的贺兰山和银川盆地下方的地壳显著增厚，结晶地壳平均速度降低，揭示了两个刚性地块内部的结构变形小，而刚性地块接触带吸收大量的变形，使海拔升高、地壳厚度增大且地壳平均速度降低.岩石圈地幔PL1P和PL2P震相走时反演的射线追踪（图40显示PL1P射线覆盖范围为230—400km桩号段，而PL2P仅覆盖300—350km桩号段，因此仅讨论射线覆盖范围内的岩石圈地幔结构.反演结果（图5a）显示：岩石圈地幔中的第—个反射界面L1的埋深约为90.1—91.8km,第二个反射界面L2的埋深约为103.0km.在莫霍面与L1界面之间，垂向速度梯度随深度增加而减小，以60—65km深度为界，上部垂向速度梯度约为0.01（km・s-1）/km,下部梯度略小，约为0.007（km・s-1）/km,至L1界面处，速度增加至8.40—8.45km/s.L1界面与L2界面之间，显示为一个速度约为8.50km/s,厚度约为13—14km的恒定速度带，其内部垂向速度梯度为零.针对莫霍面与L1界面之间的速度梯度带使用4种速度模型进行测试（图7a）,结果如图7b--e所示，可见当上层为恒定速度带而下层为梯度带时（模型I）,无法追踪莫霍面以下的折射波（图7b）;当仅存在一个速度梯度带时（模型H）,Pn波可追踪至约200km处（图7c）,Pn波的视速度有明显差异；当上层为梯度带而下层为恒定速度带时（模型IV）,Pn波可追踪至约200km处（图7e），但模型H和模型IV均未实现对200—300km范围的走时拟合；模型山表示使用两种不同速度梯度带，则给出了较好的走时拟合（图7d）,根据震相视速度的差别，定义观测距大于200km区域的折射波为PL1波.模型对比结果表示：在莫霍面与L1界面之间存在两个不同的速度梯度层，且上层速度梯度略大于下层.L1界面与L2界面之间由于没有折射波信息约束，速度值在一个可变范围内能实现反射波PL2P的走时拟合，但根据PL1P波和PL2P波的x2-t2方法结果和反射波视速度的差异，推测L1界面与L2界面之间介质速度并未显著增加，使用一个恒定速度带进行走时拟合比较合理.本文关于银川盆地下方地壳和岩石圈的走时反演结果显示,研究区地壳厚度从东西两侧向中间增厚，在贺兰山下方莫霍面埋深增加至48.8km,较东侧的鄂尔多斯地块深约4—5km;地壳平均速度也显示出中间低而东西两侧高的速度特征，结晶地壳平均速度约为6.35—6.39km/s.岩石圈地幔中在90km与103km深度之间存在两组较明显的反射界面，介质速度从莫霍面下方的8.0km/s呈正梯度增加至L1界面处的8.40—8.45km/s,推测L1界面与L2界面之间的介质速度维持在8.50吊”左右，显示出岩石圈地幔内部介质速度随深度增加大背景下，可能存在一个厚度约为13km的速度不随深度增加的层位，意味着银川盆地下岩石圈与软流圈之间存在可能的过渡带.莫霍面与L1界面之间的速度值主要基于上地幔顶部的折射波Pn和L1界面上方的PL1波，由于二者均为折射波，可以得到较准确的速度值和速度梯度值.正是由于两组震相视速度的差异，显示出莫霍面与L1界面之间存在上部垂向速度梯度略大而下部梯度略小的结构特征.原始地震记录截面图中PL2P震相斜率小于PL1P震相斜率(图2a),也反映了L1界面与L2界面之间存在一个速度不按正常梯度增加的介质层.但是，现有数据资料尚无法证明L1界面与L2界面之间介质速度较其上方速度降低.本文使用一个恒定速度层(8.50km/s)来构建该介质层.通过计算发现，使用这一恒定速度层对PL2P震相的拟合取得了较好的效果.PL1P射线和PL2P射线覆盖范围有限，L1界面和L2界面特征仅反映银川盆地下方岩石圈地幔的速度特征，并不能确定鄂尔多斯地块和阿拉善地块下方也存在相似的构造特征.近年来，围绕华北克拉通破坏这一科学问题，在华北克拉通东部和西部开展了一系列关于岩石圈厚度的研究(Chen,2009;Chenetal,2009;王帅军等，2014;段永红等，2015;酆少英等，2015；刘志等，2015)，结果显示出华北克拉通岩石圈具有强烈的横向非均匀性特征，东部岩石圈显著减薄，厚度约为60-100km,西部的鄂尔多斯盆地下方仍保留着厚度约为200km的古老岩石圈.最新研究结果显示岩石圈底界面可能是具有一定厚度的速度梯度过渡带，而并非之前认为的是一个尖锐的速度间断面，大陆和海洋下方、稳定的克拉通区域及克拉通遭受破坏区域的岩石圈结构对比显示出岩石圈底界面在地球不同区域的差异性和复杂性(O'Reilly,Griffin,2010;Yuan,Romanowicz,2010;Hamza,Vieira,2012).Yuan和Romanowicz(2010)利用各向异性分析方法得出北美大陆下方岩石圈存在双层结构，认为之前由接收函数方法获得的具有尖锐界面特征的150km深度界面很有可能是岩石圈内部的一个速度间断面，并非岩石圈底界面.Fuchs等(2002)通过有限差分法模拟俄罗斯核爆破超长观测距地震记录剖面中存在的高频Pn和Sn波，计算出莫霍面以下至上地幔100km深度的精细速度结构，指出在莫霍面下方的岩石圈地幔中存在若干具有层叠特征的复杂界面.Thybo和(1997)利用理论地震图方法对欧亚大陆和北美大陆的多条高分辨地震剖面进行模拟，发现在约为100km深度处存在一低速带，并认为该低速带的形成与上地幔部分熔融有关.Chen等(2014)关于接收函数的研究结果表明，在华北克拉通中西部岩石圈厚度较大的地区(160—200km),在80—100km深度范围内存在一个岩石圈内部的不连续面，显示为一个古老的、相对低速的机械软弱带，这一个软弱带在克拉通东部地区已被破坏，而在西部地区被保留下来.刘保金等(2017)通过对穿越银川盆地和贺兰山的长度为135km的深地震反射剖面(图5b)的研究显示，在深度约为90km处存在一组较强能量的上地幔反射波组.本文中观测到的L1界面深度为90—92km,与上地幔反射波组和不连续面的深度基本一致，表明银川盆地下方90km深度处存在一个较明显的速度不连续界面.L1界面与L2界面之间存在一厚约13km的速度约为8.5km/s的层位，与Thybo和(1997)及Fuchs等(2002)的计算结果存在一定的相似性，暗示了银川盆地下方的这一特殊层位存在的可能性较大.接收函数关于华北克拉通的研究结果显示出岩石圈底部存在地震波速度逆转(Chenetal,2014),考虑到岩石圈与软流圈介质性质的差异，该速度逆转的存在对确定岩石圈厚度具有重要意义.本文中的L2界面深度为103km,该界面下方的地震波速度是否降低，L2界面是否为银川盆地岩石圈的底界面，尚需更多的地球物理学证据.邓起东,程绍平,闵伟,杨桂枝，任殿卫.1999.鄂尔多斯块体新生代构造活动和动力学的讨论[J].地质力学学报,5(3):13--21.DengQD,ChengSP,MinW,YangG乙RenDW.1999.DiscussiononCenozoictectonicsanddynamicsofOrdosblock[J].JournalofGeomechanics,5(3):13--21(inChinese).段永红,刘保金，赵金仁,刘保峰，张成科,潘素珍,林吉焱,郭文斌.2015.华北构造区岩石圈二维P波速度结构特征:来自盐城一包头深地震测深剖面的约束[J].中国科学:地球科学,45(8):1183--1197.DuanYH,LiuBJ,ZhaoJR,LiuBF,ZhangCK,PanS乙LinJY,GuoWB.2015.2-DP-wavevelocitystructureoflithosphereintheNorthChinatectoniczone:ConstraintsfromtheYancheng-Baotoudeepseismicprofile[J].ScienceChinaEarthSciences,58(9):1577--1591.酆少英，刘保金,姬计法，何银娟,谭雅丽,李怡青.2015.呼和浩特一包头盆地岩石圈细结构的深地震反射探测[J].地球物理学报,58(4):1158--1168.FengSY,LiuBJ,JiJF,HeYJ,TanYL,LiYQ.2015.ThesurveyonfinelithosphericstructurebeneathHohhot-Baotoubasinbydeepseismicreflectionprofile[J].ChineseJournalofGeophysics,58(4):1158--1168(inChinese).黄兴富,施炜,李恒强,陈龙,岑敏.2013.银川盆地新生代构造演化:来自银川盆地主边界断裂运动学的约束[J].地学前缘,20(4):199--210.HuangXF,ShiW,LiHQ,ChenL,CenM.2013.CenozoictectonicevolutionoftheYinchuanbasin:Constraintsfromthedeformationofitsboundaryfaults[J]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