王海燕，高銳＊ ，李秋生，李文輝，侯賀晟，匡朝陽，薛愛民，黃薇漪

1中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所巖石圈中心，北京 100037

2國土資源部深部探測與動力學重點實驗室，北京 100037

3華東石油局第六物探大隊，南京 210009

4北京派特森科技發(fā)展有限公司，北京 100016

1 引言

新生代早期的印度和歐亞板塊的匯聚碰撞，不僅導致了歐亞板塊上千公里的變形縮短，還形成了當今世界上仍在活躍的最高最大的青藏高原，并對其周邊地區(qū)的地貌格局和環(huán)境演化產(chǎn)生了重大影響（Molnar etal.，1975，1993；李吉均等，1979；Dewey etal.，1988；Burchfiel etal.，1991；Yin etal.，2000 Tapponnier etal.，2001；An etal.，2001；張培震等，2004）.有關青藏高原晚新生代構造變形和演化一直是國際大陸動力學理論研究的核心和前緣熱點，3種爭論的端元模型占主導地位：（1）剛性塊體擠出 （Tapponnier etal.，1982，2001；Avouac and Tapponnier，1993）；（2）巖石圈尺度的連續(xù)變形（England and Houseman，1986；Holt etal.，2000）；（3）下地殼塑性流動（Royden etal.，1997）.爭而不決的重要原因之一是缺乏可靠的高分辨率的資料，因此無法約束和檢驗不同模型.

青藏高原東北緣地處青藏高原塊體與鄂爾多斯塊體、阿拉善塊體及華南塊體的交接帶區(qū)（田勤儉和丁國瑜，1998；周民都等，2000；崔篤信等，2009），是印度與歐亞兩大板塊碰撞作用由近南北方向向北東、東方向轉(zhuǎn)換的重要場所，是青藏高原向北東方向擴展的前緣部位，必然會保留擴展的證據(jù)（Zhang etal.，2004；張培震等，2006）.青藏高原東北緣被認為是擠出體和下地殼流的通道之一，使其成為驗證青藏高原形成模式的關鍵地區(qū)（羅良等，2008；高銳等，2011）.該區(qū)也是我國重要的構造變形和強震活動區(qū)之一，區(qū)內(nèi)發(fā)育一系列高山、壓陷盆地和走滑活動斷裂等典型構造，是研究青藏高原縱向擠壓隆起和橫向伸展運動的重要窗口，也是研究塊體相互作用的理想地區(qū)之一（王慶良等，2002）.因此，青藏高原東北緣地殼結構和構造變形樣式的研究是認識高原隆起過程、形成機制和印度—歐亞板塊碰撞遠程效應的重要途徑（劉永前等，2009）.

近年來，國內(nèi)外學者對于斷裂的結構、形變特征、位移量及走滑速率等方面開展了大量的研究，取得了豐碩成果（Tapponnier and Molnar，1977；Deng etal.，1986；Burchfie etal.，1991；Gaudemer etal.，1995；Tapponnier etal.，2001；Bowman etal.，2003；Zhang etal.，2003）.此外，許多學者利用多種地球物理方法技術對研究區(qū)的地殼結構進行了深入的研究：（1）陳九輝等（2005）利用寬頻地震資料揭示出青藏高原東北緣地殼厚度40～60km，Moho深度從鄂爾多斯向青藏高原東北緣逐漸加深；（2）Zhang等（Zhang etal.，2012）利用S波接收函數(shù)和SKS波分裂估算出松潘—甘孜地塊東北緣和西秦嶺造山帶下方巖石圈厚度為125～135km；（3）王椿鏞等根據(jù)深地震測深資料得出在松潘—甘孜褶皺帶下地殼厚度約52km（王椿鏞等，2003；Wang etal.，2007），李松林等根據(jù)瑪沁—靖邊深地震測深剖面獲得的二維地殼速度結構揭示出松潘—甘孜褶皺帶地殼厚度約60km（李松林等，2002），西秦嶺褶皺帶南北兩側(cè)地殼結構和性質(zhì)不同（張先康等，2007，2008；嘉世旭和張先康，2008）；（4）多條大地電磁測深結果揭示了地殼上地幔電性結構，青藏高原和邊緣附近地塊的巖石圈厚度約100～200km之間，并展示了西秦嶺北緣斷裂帶、海原斷裂帶、天景山斷裂帶等的深部幾何形態(tài)及規(guī)模（趙國澤等，2004；湯吉等，2005）.

上述研究成果均從大的尺度上開展相關問題的研究，并不能揭示地殼精細結構和構造變形樣式.為揭示青藏高原東北緣地殼上地幔細結構，研究青藏高原東北緣的形成演化過程，中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所分別于2004年和2008年，完成了跨越青藏高原松潘地塊北緣、西秦嶺造山帶和臨夏盆地總長約400km的深地震反射剖面.2004年，在國家自然科學基金重點項目（40334035）和中國石油化工集團公司聯(lián)合資助下，完成了長約257km的唐克-合作深地震反射剖面（圖1中黑線），穿過若爾蓋盆地和西秦嶺造山帶；2008年，在Sinoprobe-02項目、國家自然科學基金重點項目（40830316）和中國地質(zhì)調(diào)查項目（1212010711813）聯(lián)合資助下，完成長約150km的合作—臨夏的深地震反射剖面（圖1中藍線），穿過西秦嶺造山帶北緣和臨夏盆地.對400km剖面數(shù)據(jù)進行了聯(lián)線拼接處理，初步結果揭示了西秦嶺造山帶及兩側(cè)盆地的地殼上地幔細結構，探討了巖石圈尺度的盆山構造關系，為研究青藏高原東北緣地殼隆升形變和動力學機制提供地震學依據(jù).

2 數(shù)據(jù)采集

為了獲得高分辨率地震資料，針對不同地區(qū)地震地質(zhì)條件不同的特點，野外采用不同井深、不同藥量組合激發(fā)技術，長排列接收，至少60次覆蓋，以保證接收到來自地殼深部的有效反射信息.

2004年完成的松潘地塊北緣若爾蓋盆地—西秦嶺造山帶剖面，主要穿過高山、河谷、草原和沼澤等復雜地形，跨越花崗片麻巖、砂巖、礫石層、流砂層、堆積物及灰?guī)r出露區(qū)，針對研究區(qū)的特點，通過試驗，獲取了合理的采集參數(shù)：采用16kg、40kg和200kg三種藥量的爆炸震源進行激發(fā).使用法國產(chǎn)的SN388型24位地震儀，480道接收，道間距50m，疊加次數(shù)120次，記錄長度30s.具體數(shù)據(jù)采集參數(shù)見表1.

2008年完成的西秦嶺造山帶北緣—臨夏盆地剖面，穿越陡峭的黃土塬、農(nóng)田和大量溝壑，地表巖性主要出露砂巖、礫石層、碎石層及灰?guī)r層.通過井深、藥量和排列試驗，優(yōu)化了觀測方案.野外主要采用24kg、96kg和500～1800kg三種藥量的爆炸震源進行激發(fā).使用法國產(chǎn)的428XL型24位數(shù)字地震儀，600～720道接收，道間距50m，疊加次數(shù)60次.具體數(shù)據(jù)采集參數(shù)見表1.

表1 數(shù)據(jù)采集參數(shù)Tabel 1 Data acquisition parameters

3 聯(lián)線處理

為了揭示松潘地塊—西秦嶺造山帶—臨夏盆地精細地殼結構，我們對2004年和2008年完成的總長約400km的深地震反射數(shù)據(jù)進行了聯(lián)線處理.本次處理采用CGG、OMEGA和GRISYS處理軟件相結合的手段，主要分為幾個關鍵步驟：數(shù)據(jù)整合、靜校正、疊前去噪、一致性處理、速度分析和偏移成像.

3.1 數(shù)據(jù)整合

由于震源藥量、檢波器和地震儀類型、組合道數(shù)和接收道數(shù)等激發(fā)和接收因素的差異，及地震地質(zhì)條件和構造部位等的不同，造成數(shù)據(jù)資料在能量、振幅、時差、主頻和相位等方面存在差異（吳瓊等，2008），如果不能很好地解決數(shù)據(jù)資料拼接問題，將嚴重影響疊加結果，導致無法獲得可靠的精細地殼結構，難以開展后續(xù)的構造解釋，因此進行數(shù)據(jù)處理前必須做好2004年和2008年完成的2套數(shù)據(jù)（圖1所示的黑線和藍線）的整合拼接工作.拼接整合處理包括觀測系統(tǒng)整合和數(shù)據(jù)整合兩部分.（1）觀測系統(tǒng)整合.建立統(tǒng)一的正確的觀測系統(tǒng)是處理的前提，主要包括統(tǒng)一道間距、調(diào)整接收點與炮點對應關系信息、面元均一化；（2）數(shù)據(jù)整合.在消除原始數(shù)據(jù)間的能量差、頻率差、相位差和時間差的基礎上進行數(shù)據(jù)整合，所采用的主要技術為：地表一致性振幅補償和幾何擴散補償消除能量和振幅差異；地表一致性反褶積和濾波技術消除頻率差異；匹配濾波方法消除數(shù)據(jù)之間的相位差和時差.圖2為疊后數(shù)據(jù)拼接剖面和疊前數(shù)據(jù)拼接剖面對比圖，后者較好地解決了能量、振幅、時差等方面的差異，提高了成像質(zhì)量.

3.2 靜校正

靜校正是用來消除地形起伏、風化層厚度和速度變化對地震資料的影響.地震探測中，靜校正的準確性極大地影響著地球內(nèi)部構造的分辨率與速度求取的準確度，在山地等復雜地表地形與地質(zhì)條件地區(qū)靜校正問題更為突出（何樵登，1986；楊寶俊，1992；張中杰，2002；林依華等，2003）.本研究區(qū)地表條件復雜，測線南部主要穿過河谷、草原和沼澤，中部穿過西秦嶺造山帶，北部穿越陡峭的黃土塬、農(nóng)田和大量溝壑，地形起伏劇烈，單炮初至極不規(guī)則，且由于近地表低、降速帶的速度和厚度縱橫向變化劇烈，難以找到穩(wěn)定的折射層.通過方法對比試驗，針對不同地區(qū)采用不同的靜校正方法，將層析靜校正方法、折射靜校正及外部模型多次迭代法地表一致性剩余靜校正相結合解決了靜校正問題.如在黃土塬和高山地區(qū)運用了層析反演靜校正技術，不僅解決了不同波長的靜校正問題，而且克服了由黃土塬區(qū)低、降速帶厚度、速度等因素引起的構造形態(tài)扭曲現(xiàn)象（樊滿倉，2008；趙艷平等，2010；于豪，2012）.圖3為靜校正前后疊加剖面對比圖，靜校后的疊加剖面消除了因地形起伏及低降速帶的影響，有效反射同相軸清楚連續(xù).

采用大時窗的外部模型多次疊代法地表一致性剩余靜校正，其目的是消除那些大的靜校正量的同時確保構造形態(tài)不被破壞；再采用小時窗的地表一致性剩余靜校正，其目的是進一步改善主要目的層信噪比與分辨率.

圖1 深地震反射剖面位置示意圖Fig.1 Location of the deep seismic reflection profiling

圖2 疊后數(shù)據(jù)拼接和疊前數(shù)據(jù)拼接疊加剖面圖Fig.2 Stacked profiles of post-stack and pre-stack data splicing

圖3 靜校正前后疊加剖面圖Fig.3 Stacked profiles before and after static correction

3.3 疊前多域組合去噪

提高原始資料信噪比是數(shù)據(jù)處理的重要環(huán)節(jié).分析原始資料，干擾波較為嚴重，主要以面波和線性干擾波為主，此外還存在高低頻干擾、隨機噪音和50Hz干擾等.根據(jù)不同干擾波的特點，采用多域組合去噪技術對不同的噪音進行壓制，取得了較好效果（劉建紅等，2008）.在F-X域壓制炮點產(chǎn)生的規(guī)則干擾，如聲波等（黃鑫等，2011）；頻率域主要壓制高頻干擾；自適應噪音壓制技術對去除強能量的面波噪聲具有較好的辨別和壓制效果（李文蓮等，2005）；在T-X域根據(jù)線性干擾波與有效波之間速度、位置及能量上的差異，將識別出的線性干擾從原始數(shù)據(jù)中減去，實現(xiàn)線性干擾波的壓制；對于隨機噪音的衰減，首先對輸入的T-X域數(shù)據(jù)的各道進行傅氏變換，得到F-X域數(shù)據(jù)，再沿X方向預測濾波，變換回T-X域，可獲得壓制隨機噪音后的結果.圖4為疊前去噪前后疊加剖面對比，經(jīng)過多域組合去噪技術，提高了剖面信噪比，達到了預期效果.

3.4 一致性處理

圖4 去噪前后疊加剖面圖Fig.4 Stacked sections before and after noise attenuation

400km長的深地震反射剖面所覆蓋的研究區(qū)近地表低降速帶橫向厚度和速度變化大，激發(fā)和接收因素的差異（如激發(fā)藥量、耦合條件、地震儀和檢波器類型），以及地下介質(zhì)的非均一性和地下構造的復雜性等造成地震子波振幅、頻率及相位特性差異（何樵登，1986；吳瓊，2008），使得疊加剖面成像質(zhì)量受到嚴重影響，因此，開展聯(lián)線處理前需要解決地震子波振幅、相位不一致和傳播中造成的能量不一致等問題，即進行一致性處理（劉光鼎等，1998；陳志卿和張?zhí)m，2006；云美厚等，2006；單聯(lián)瑜等，2008）.

提高能量一致性是改善偏移成像和提高資料整體品質(zhì)的關鍵步驟之一.本次采用地表一致性振幅補償方法和球面擴散補償，較好地解決了因為震源和檢波器不同造成的能量差異、大地濾波引起的能量損失及野值帶來的局部振幅異常，使地震道與道之間及不同的反射時間之間能量級別基本一致（高軍等，1996；張偉等，2012）.

采用地表一致性反褶積和多道預測反褶積相結合的方法不僅可以壓制子波提高地震資料的縱向分辨率（郭樹祥等，2003；胡鏐和孫祥娥，2009），還能夠消除因激發(fā)和接收條件變化以及表層不均勻等因素而引起的波形差異，消除地震波振幅隨空間變化的影響.通過試驗選擇合理的反褶積參數(shù)，達到壓縮地震子波、保證地震子波的穩(wěn)定性及剖面特征的一致性的目的.

3.5 高精度速度分析

由于本研究區(qū)剖面長，數(shù)據(jù)信噪比低，記錄長，能量弱，構造復雜，速度橫向變化大，僅靠速度譜方法難以準確求取其疊加速度.因此，采用變速掃描與速度譜結合交互速度分析的方法來建立合適的疊加速度場，得到了較理想的處理成果（馬義忠等，2008）.

3.6 基于起伏地表的疊前時間偏移

因研究區(qū)地表復雜，高程變化劇烈，老地層出露，地下地質(zhì)情況復雜，逆掩斷層發(fā)育多，造成速度建模很困難，從而影響地震偏移成像精度.基于起伏地表的克希霍夫疊前時間偏移是建立在起伏地表基礎上的，該方法為彎曲射線偏移，具有較好的保幅特性（董春暉和張劍鋒，2009；薛愛民，2009；劉國峰等，2010），明顯改善了成像質(zhì)量，波組特征清楚，反射特征突出，有利于分析構造特征.圖5為偏移剖面對比圖，基于起伏地表的疊前時間偏移方法，使得繞射波歸位合理，斷點清楚，斷層清晰可辨，達到了預期效果.

4 深地震反射剖面結果

4.1 反射特征

聯(lián)線特殊處理后的成果剖面（圖6a）更清楚地揭示出青藏高原東北緣地殼及上地幔蓋層精細結構.反射特征顯示從淺到深主要存在6.0～7.0s和16.5～18.0s（Moho）的兩個明顯分界面，將0～20.0s剖面分為上地殼、下地殼和上地幔三套反射層系.

（1）上地殼（0～6.0s）

沿地震測線區(qū)域地質(zhì)志資料和其他地球物理資料（張先康等，2007，2008），認為上地殼中存在的多套反射波組主要反映了蓋層沉積的面貌.除若爾蓋南段存在南傾的反射波組外，主要以層狀反射波組為主，起伏不大，出現(xiàn)多處錯斷.進入臨夏盆地，主要以近平的反射特征為主.臨夏盆地以北，上地殼以起伏的反射層為主，表現(xiàn)為褶皺的構造特征.

（2）下地殼（6.0～16.5s）

圖5 偏移剖面對比Fig.5 Comparison of migrated sections

以6.0s為界，下地殼與上地殼反射特征明顯不同.在若爾蓋盆地中部6.0s之下存在穹窿狀的反射特征，其南傾和北傾反射表明其兩側(cè)均發(fā)育逆沖推覆構造，認為盆地下存在剛性大陸地塊因受兩側(cè)的擠壓作用形成隆起構造；西秦嶺造山帶以多套北傾的強反射為主要反射特征，并夾有近水平的反射，在CMP10500～11500之間下地殼，出現(xiàn)與西秦嶺反向的南傾的強反射特征；臨夏盆地及以北地區(qū)，以低角度北傾的強反射特征為主，與上地殼反射特征明顯不同.

（3）Moho反射

反射特征顯示，在16.5～18.0s左右出現(xiàn)密集多相位、可連續(xù)追蹤的層狀強反射震相，跨越盆地到山脈Moho呈近似平的反射特征，對應下地殼強反射的底部.用地殼平均速度6.0km·s-1折合計算（Zhao etal.，1993；Wang etal.，2011；Cook，2002），地殼厚度約49.5～54km，該結果與深地震測深剖面所得的結果相似，根據(jù)速度結構得出地殼厚度52km左右（王椿鏞等，2003；Wang etal.，2007）.若爾蓋盆地內(nèi)16.5～18.0s出現(xiàn)多套Moho反射層（圖6b），最淺Moho出現(xiàn)在剖面最南端約16.5s，最深Moho面出現(xiàn)在若爾蓋盆地與西秦嶺造山帶結合部位，埋深約18s，分析其原因可能是Moho被多次錯斷導致出現(xiàn)多層反射（例如圖6b中CMP2500～4300）；西秦嶺造山帶下的Moho表現(xiàn)為近平的反射特征，出現(xiàn)在17.0s左右，沒有明顯增厚，平均深度較淺，約51km（見圖6a中CMP5000～11000段17s反射）；而進入臨夏盆地，Moho反射在17.6s左右被發(fā)現(xiàn)，埋深約53km，在CMP14000～14600段，Moho被錯斷2次，錯斷位移量從南道北依次約為7.5km和5km（圖6c中Moho）.與西秦嶺造山帶比，加深約2km，我們推測臨夏盆地的Moho界面可能記錄了一個已經(jīng)解體的但早期曾是大型造山帶的山系根部.

（4）上地幔蓋層

18.0s以下為上地幔蓋層，表現(xiàn)為弱反射或透明反射的反射特征.

4.2 討論與初步解釋

唐克—合作剖面與合作—臨夏剖面首次獲得了跨越從高原內(nèi)部盆地到邊緣造山帶再到高原外緣盆地的深地震反射剖面（約400km），完整揭露出西秦嶺造山帶與其兩側(cè)盆地的地殼結構與盆山深部關系，以及東昆侖斷裂帶的深部幾何形態(tài).

受南北地塊下地殼的擠壓作用，西秦嶺造山帶上地殼發(fā)生扇狀變形，即造山帶南北兩側(cè)均發(fā)生指向盆地的逆沖變形，造山帶中部則形成伸展變形.這種上地殼變形樣式并沒有延伸到整個地殼，在地殼中部（約6s附近）發(fā)育一個構造滑脫層，使上地殼變形與下地殼變形脫耦.

下地殼北傾的強反射描繪出了若爾蓋盆地與西秦嶺造山帶深部擠壓構造體系下形成的幾何圖像，為西秦嶺造山帶下地殼向若爾蓋盆地逆沖推覆提供了地震學依據(jù)，清楚地反映了若爾蓋盆地和西秦嶺造山帶在擠壓構造體系下的俯沖與逆沖推覆的接觸關系，這種構造關系只限于下地殼（圖6d）.西秦嶺下地殼向北傾斜的強反射與其北側(cè)下地殼南傾的反射特征揭示出揚子與華北兩個大陸板塊在西秦嶺造山帶下的匯聚行為（圖6e）.

圖6 原始地震剖面與構造解釋（a）未解釋的偏移剖面；（b）—（e）圖6a中b—e的構造解釋剖面.Fig.6 Deep seismic reflection profiles and structural interpretations（a）Uninterpretated migration profile；（b）—（e）Structural interpretations of b—e in Fig.6a.

深地震反射剖面發(fā)現(xiàn)的青藏高原東北緣地殼并不厚，若爾蓋盆地南緣卻存在青藏高原地殼最薄的地方，厚度低于50km.在該研究區(qū)完成的寬角反射和折射地震探測結果也反映出類似的結果（張先康等，2007）.西秦嶺作為青藏高原邊緣造山帶，應具有較厚的地殼厚度，然而，橫過松潘地塊與西秦嶺造山帶，平均51km的Moho深度，并沒有顯著變化.根據(jù)格爾木—額濟納旗地學斷面資料，柴達木盆地至祁連山地殼厚度由55km增厚到72km，東昆侖地殼厚度也有61km（高銳等，2005），推測西秦嶺地殼厚度減薄了至少10km.對照青藏高原其他邊緣造山帶陡峻的構造地貌，青藏高原東北緣寬闊的地貌可能與其下方平坦的Moho形態(tài)有關.因而，我們認為青藏高原東北緣地殼經(jīng)歷了高原隆升后強烈的伸展減薄作用.

5 結論

（1）針對不同工區(qū)地表地形和地下地質(zhì)構造不同的特點，采用不同藥量、不同井深等施工參數(shù)，獲得了高分辨率的深地震反射剖面原始資料，為揭示復雜的深部地殼結構提供了基礎數(shù)據(jù).聯(lián)線處理400 km深地震反射剖面，所采用的處理方法和參數(shù)合理，關鍵處理技術提高了信噪比和分辨率，為后續(xù)的構造解釋提供了真實可靠的結果剖面.

（2）深地震反射剖面結果顯示，以6s為界，上地殼與下地殼結構與變形樣式明顯不同，說明在地殼中部（約6s）存在一個構造滑脫層，使上地殼變形與下地殼變形脫耦.表明測線所經(jīng)過的研究區(qū)并不是地殼整體變形.下地殼存在的強反射特征表明，該研究區(qū)不存在Royden所認為的地殼流.

（3）西秦嶺下地殼北傾的強反射與其南側(cè)若爾蓋盆地下地殼北傾及近平的反射特征，揭示出西秦嶺造山帶向若爾蓋盆地逆沖推覆的構造關系；而與其北側(cè)南傾的強反射特征共同揭示出揚子與華北兩個大陸板塊在西秦嶺造山帶下的匯聚行為，即松潘地塊下地殼向北傾斜的強反射與華北南緣地塊下地殼南傾的反射在合作下地殼握手.

（4）研究區(qū)49.5～54km的地殼厚度及近平的Moho反射特征表明青藏高原東北緣地殼經(jīng)歷了高原隆升后強烈的伸展減薄作用.

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