華北克拉通、秦嶺造山帶與揚子克拉通的殼、幔精細速度結構

華北克拉通、秦嶺造山帶與揚子克拉通的殼、幔精細速度結構

1淺層石油勘探工作秦嶺-達巴造山帶位于中國大陸的腹地，是中央造山帶的重要組成部分。華北克拉通與揚子克拉通的聯(lián)系是古代亞洲構造區(qū)與特提斯構造區(qū)的轉換帶。由于華北克拉通與揚子克拉通沿南、北運動、碰撞和壓縮，不僅結晶基底高度增加，而且造山帶的形成，也受到華北克拉通、秦嶺-達巴造山帶和揚子克拉通的影響。南北力系統(tǒng)的作用下，該地區(qū)的深部物質被再次分為不同的高度調整，深部物質和能量之間的強烈交換，形成了極其復雜的物質組成和獨特的深度-淺層錯誤組構。揚子和華北克拉通最初屬于兩個獨立的陸地區(qū)域，在三疊紀之前，它們屬于三個獨立的陸地區(qū)域。自20世紀80年代以來,在秦嶺—大巴造山帶及其相鄰地域進行了大量的、多期次的地質構造(MengandZhang,2000;張國偉等,2001,2003,2004)、巖漿巖與深部殼、幔物質交換(張本仁等,2002;王宗起等,2009)和找礦勘探(陳毓川等,1994;朱賴民等,2008;毛景文等,2012)等方面的工作,取得了重大進展.但這一系列的工作卻主要是依據(jù)地貌景觀及可見淺表層過程的分析、研究及推斷,均未涉及深層過程與塊體之間的耦合響應以及災害事件和第二深度空間(500~2000m)的金屬礦產資源探查等研究(劉少峰和張國偉,2005;滕吉文等,2009).在該地區(qū)前、后也進行了少量的地球物理探測,如地震速度結構(曹家敏等,1994;袁學誠等,1994;何建坤等,1998;Schmidetal.,2001;高銳等,2004;李秋生等,2011)、電性結構(程順有等,2003)和航磁分析(胡國澤等,2014),而淺層石油勘探剖面則主要分布在盆地及邊緣地帶.已有的深部探測工作一方面多集中在秦嶺—大巴造山帶的東部和西部及盆地邊緣,且其剖面均未穿過三大塊體和整個造山帶及其南、北兩側的前陸盆地和沉積盆地.另一方面又受到對地表已有構造格局認識的制約,僅限于輪廓性的推斷及解釋,當必難以理解其深層過程和塊體之間的耦合響應.顯見,依據(jù)上述局部的、零散的及較粗疏的資料所做推斷不可避免的會帶來局限性和基于地質構造已有結論在解釋上的先驗性及附和性.因此大大限制了對秦嶺—大巴造山帶、前陸盆地與南北沉積盆地及其相鄰地域相互制約的理解,特別是秦嶺—大巴造山帶中部淺、深層物質屬性與結構、構造格局和其縱、橫向耦合響應與深層動力過程的深化理解(滕吉文,2005;滕吉文等,2010).為了深入認識秦嶺—大巴造山帶和其相鄰各盆地的屬性、結構與形成的深層過程及其耦合響應,必須研究其殼、幔介質的屬性和層序的異常變化;精細刻劃其層、塊速度結構與空間展布,進而厘定華北克拉通、秦嶺—大巴造山帶、揚子克拉通這陸內三大塊體的相互作用,碰撞、擠壓和南北兩側的俯沖邊界場響應及陸內深部物質與能量的交換(滕吉文,2001;滕吉文等,2006;肖安成等,2011).量化或半量化認識和理解各塊體之間相互作用的運動行為與軌跡和其形成的動力機制,必然要建立在深化認識研究區(qū)(帶)的殼、幔精細結構及其變異和其深層動力過程的基點上.基于以上的認識和理解,本文在分析與研究該地域已有地質構造和有關地球物理資料的基礎上,依據(jù)所要研究和探索的科學問題沿南北方向布署了一條穿越華北克拉通、秦嶺—大巴造山帶和揚子克拉通陸內三大構造單元(塊體),即北起鄂爾多斯盆地的榆林,向南穿越秦嶺—大巴造山帶的咸陽、寧陜,南抵四川盆地北緣的涪陵,長達1000km的高精度以人工源深部地震探測為主體的地球物理大剖面(圖1),研究與探討了其形成與演化的運動學和動力學過程(Cloetinghetal.,1997),以達取得新的認識,為此提出應予以研究和探索的科學問題為:(1)秦嶺—大巴造山帶與相鄰地域高精度人工源地震探測、高分辨率數(shù)據(jù)采集和反演求取該地域殼、幔精細結構與其異常特征;(2)華北克拉通,秦嶺—大巴造山帶和揚子克拉通三大陸塊的深部與淺部,縱向與橫向耦合響應和南、北克拉通的受力作用運移軌跡與深層動力過程;(3)秦嶺—大巴造山帶與前陸盆地形成的運動學和動力學基本模型.2北起陜西缺乏完整剖面的設計為研究秦嶺—大巴造山帶與其鄰域的殼、幔精細結構和大陸內部物質運動的深層動力過程,設計了一條北起陜西省榆林市,向南經(jīng)延安、銅川、咸陽、寧陜,進入四川省后由萬源向南經(jīng)達縣抵涪陵,全長達1000km的大剖面(圖1).該剖面北起榆林(樁號1100km),向南至涪陵區(qū)永森林場(樁號100km).2.1塊體間相互作用動力機制的確定該長剖面穿越三大構造單元,即華北克拉通南部、秦嶺—大巴造山帶(穿越大巴山的西緣)和揚子克拉通北緣.該剖面轄區(qū)地貌、巖相、構造均十分復雜,具有多重逆沖推覆構造展布,要厘定其塊體之間的邊界場響應以對區(qū)域構造演化、多元疊復構造體系的轉化以及成山、成盆、成巖、成礦、成災和深化認識該區(qū)域構造本體的表征(圖2).造山帶與前陸盆地的形成和相鄰盆地沉積建造的聚集不僅呈現(xiàn)著三大塊體的相互作用與變形,更為重要的是其深部物質與能量的交換和秦嶺—大巴造山帶形成的深部物質分異、調整與運動學軌跡.三大塊體縱向和橫向變異、分區(qū)與深、淺層耦合過程與北部華北克拉通和南部揚子克拉通的俯沖界帶和樣式,確為研究和探索大陸內部各塊體間相互作用動力機制的典型地域,并有著示范和導向作用.2.2觀測系統(tǒng)的配置2.2.1地震地質條件在野外探測資料采集中必須取得反映地殼精細結構的深、淺層地震信息,同時要盡可能獲得反映巖石圈結構的更深層上地幔的信息.為的是揭示沿剖面沉積建造—結晶基底—地殼內部—殼、幔邊界(Moho)和上地幔頂部的地震波場特征.2.2.2多重追蹤相結合的深部地震波場觀測系統(tǒng)沿剖面布署和實施了9次井中組合爆破、投入492臺地震儀同步觀測記錄所激發(fā)的地震波場信息、并構成了具有多重追逐相遇較完善的觀測系統(tǒng)(圖3),以獲得來自地殼與上地幔不同深度、多重不同介質屬性的深部地震波場信息.2.3剖面位置和觀測目標的把握結果針對本長剖面探測研究的目的和任務要求,在不同的區(qū)段采取密疏不同的觀測點距布置方案.觀測點距一般控制在1.6~2.5km之間,在重點地段(如秦嶺造山帶地域)采用加密觀測點的方案.總體上觀測點平均距離保持在2.0km左右,沿剖面觀測點的具體布置方案如下:(1)剖面南段:涪陵—達縣—鎮(zhèn)巴南(樁號100~400km)區(qū)段,此區(qū)段長300km,觀測點距按2.2~2.6km布設,布設了126臺儀器.主體目標是取得秦嶺—大巴造山帶南部和前陸盆地,即四川盆地東北緣深層的高分辨率信息.(2)剖面中段:鎮(zhèn)巴—寧陜—咸陽—黃陵(樁號400~800km)區(qū)段,此區(qū)段長400km,跨越秦嶺造山帶、渭河盆地(前陸),觀測點距按1.7km布設,布設了234臺儀器.主體觀測目標是取得構造極為復雜的秦嶺—大巴造山帶及其相鄰地域的高分辨率信息.(3)剖面北段:黃陵—富縣—延安—榆林(樁號800~1110km)區(qū)段,此區(qū)段長310km,觀測點距按2.2~2.5km布設,布設了132臺儀器.主體目標是取得鄂爾多斯盆地南部和其相鄰地域的高分辨率信息.整個剖面全長達1000km以上,總共布設了492臺儀器,平均點距為2.05km.2.4激發(fā)地震波場的爆炸點位置在根據(jù)深部地震探測研究進行觀測系統(tǒng)設計與爆炸激發(fā)波場點位置的確定時,必須考慮地震波場信息對地殼、上地幔深、淺層結構的有效反響和對主要斷裂構造帶和塊體界帶的控制.基于沿剖面的地質構造、地形條件,經(jīng)實地踏勘和比較后沿剖面布置了9個爆炸點,這些爆炸點在剖面上的樁號分別為:120.946km(SP1)、261.55km(SP2)、440.165km(SP3)、558.373km(SP4)、647.417km(SP5)、733.195km(SP6)、817.229km(SP7)、968.789km(SP8)、1098.041km(SP9).每次爆炸激發(fā)地震波場的炸藥量為根據(jù)所要記錄地段波組類型的觀測系統(tǒng)需求、爆炸點所在位置及周圍地質構造環(huán)境、不同介質的激發(fā)效應和觀測區(qū)間的距離而定.對于剖面南、北兩端的爆炸點,考慮到其觀測距離長達1000km左右,其炸藥量應給予適量增大(附表1).以取得反映深層結構的清晰信息.2.5野外數(shù)據(jù)的質量評價沿該長1000km的剖面進行9次井中組合爆炸、布設495臺儀器同步記錄觀測中,總共取得了4428個觀測點的地震波場記錄.根據(jù)中國地震局地震探測工作規(guī)范的規(guī)定,對野外獲得的地震記錄按照“優(yōu)秀、合格、廢品”四級進行了評價.在所取得的地震記錄中優(yōu)秀1336張,占30.2%,合格2906張,占65.6%,廢品186張,占4.2%,有效率為95.8%,記錄質量達到一類資料標準.3精細速度結構的研究路徑分析高精度高分辨率數(shù)據(jù)采集和殼、幔介質內部可靠震相的識別并有效進行反演,乃是能否刻劃出研究區(qū)精細速度結構及這項研究能否取得成效的關鍵所在.3.1爆炸點波場記錄該剖面北段的地震波場記錄,包括爆炸點SP9、SP8和SP7,主要是研究鄂爾多斯盆地南部的層、塊殼、幔速度結構,以研究其深層過程.SP9(陜西省橫山縣白界鄉(xiāng))激發(fā)的地震波場記錄(圖4),這是自爆炸點向南觀測的單向接收記錄,接收距離達400km.從T-X/6(s)走時圖上可清晰地分辨出PSP8(陜西延川縣高家屯鄉(xiāng)佘家塌村)激發(fā)的地震波場記錄(圖5).爆炸點位于中心,接收距離可達400km.在爆炸點南(正樁號)、爆炸點北(負樁號)兩側接收波場記錄,其北支與SP9構成相遇觀測系統(tǒng),南支與SP7的北支構成相遇觀測系統(tǒng),又與SP9構成一重追逐系統(tǒng),追蹤范圍為向南130km,向北為400km.在地震記錄圖上可清晰分辨出PSP7(陜西省黃陵縣隆坊鎮(zhèn)房河溝村)激發(fā)的地震波場記錄(圖6).在爆炸點的南、北兩側接收,接收距離可達360km;其北支與SP8構成一相遇觀測系統(tǒng),其南支與SP6構成一相遇觀測系統(tǒng),且與SP9、SP8構成兩重追逐觀測系統(tǒng),與SP6構成一重追逐觀測系統(tǒng).在T-X/6(s)記錄圖上可清晰的追蹤P以上SP9、SP8、SP7三個爆炸點激發(fā)的地震波場表明,鄂爾多斯盆地內的沉積進程平穩(wěn)有序,基本上為近水平狀的沉積建造展布.3.2爆炸點激發(fā)地震波場記錄該剖面中段的地震波場記錄,包括爆炸點SP4、SP5和SP6,主要是探索秦嶺—大巴造山帶地帶的復雜殼、幔結構與其形成的深層動力過程.這里深部物質與能量在進行著強烈交換,故波場特征十分復雜.SP6(陜西省耀州縣小丘鄉(xiāng)獨石村)激發(fā)的地震波場記錄圖(圖7),接收距離可達360km.在爆炸點南(正樁號)、北(負樁號)兩側接收地震波場記錄,其北支與SP7構成相遇觀測系統(tǒng),南支與SP5構成相遇觀測系統(tǒng),且與北部的SP7、SP8和南部的SP5、SP4、SP3構成南、北兩側多重反向追逐觀測系統(tǒng).(1)南部(樁號0~360km),可清晰追蹤P(1)陜寧—白沙地帶恰處在秦嶺—大巴造山帶南部的前陸盆地(B(2)震相P(3)震相P(4)震相P(5)P(2)北支(樁號0~-340km),在寧陜—咸陽地帶可清晰追蹤P(1)P(2)P(3)P(4)PSP5(陜西咸陽市興平縣莊頭鎮(zhèn)儀空村)即在渭河盆地激發(fā)的地震波場記錄(圖8),接收距離可達450km.在爆炸點南、北兩側接收記錄地震波場.SP5與南部的SP4、北部的SP6構成相遇觀測系統(tǒng),與南北兩側的SP6、SP7和SP4、SP3等構成一重和二重追逐觀測系統(tǒng).在T-X/6(s)記錄圖上可清晰的追蹤P在爆炸點以南(正樁號),即咸陽—寧陜—白沙地帶,P在爆炸點以北,即咸陽—銅川—洛川地帶,P這一地段恰處于華北克拉通與秦嶺造山帶北部深大斷裂及前陸盆地的耦合地帶,波場和構造均十分復雜.SP4(陜西省寧陜縣上壩河公園),即在銅川附近地帶激發(fā)地震波場(圖9),接收距離為350km,在爆炸點南、北兩側進行觀測記錄.在T-X/6(s)記錄圖上可分辨出P爆炸點以南(正樁號),P爆炸點以北(負樁號),P由以上SP6、SP5、SP4各爆炸點多重相遇和多重追蹤觀測系統(tǒng)所記錄的波場特征表明,在秦嶺—大巴造山帶地域確有著與南部揚子克拉通(SP1、SP2、SP3)和北部華北克拉通(SP7、SP8、SP9)波場與震相、走時與形態(tài)完全不同的特征.它們的展布和變化不穩(wěn)定,多處出現(xiàn)異常現(xiàn)象.這不僅表明秦嶺—大巴造山帶在南、北力系作用下的強烈變形及殼、幔介質的物理屬性與空間幾何狀態(tài)的異常性,而且揭示出在這一地域沉積建造極薄,結晶基底幾乎出露地表,深部物質與能量發(fā)生強烈的交換.這種深層動力過程厘定了大陸內部造山作用的過程、機理及與海洋“剛性”板塊及造山作用不同的深層動力過程.該剖面南段的地震波場記錄,包括爆炸點SP3、SP2和SP1,主要是研究揚子克拉通北部地帶的殼、幔結構與深層過程.SP3(陜西省鎮(zhèn)巴縣小洋河鎮(zhèn)兩河口村),即位于洛川附近地帶爆炸點激發(fā)的地震波場(圖10),接收距離為280km左右,在南、北兩側接收.它與南北兩側的SP2、SP1和SP4與SP5構成雙重相遇觀測系統(tǒng).在T-X/6(s)記錄圖上可分辨出P爆炸點以南(正樁號),P爆炸點以北(負樁號),PSP2(陜西省大竹縣朝陽鎮(zhèn)指揮村),即在子長附近激發(fā)的地震波場,接收距離為370km(南側)與165km(北側)(圖11).在爆炸點南、北兩側接收,它與南、北兩側的SP1、SP3、SP4構成多重相遇觀測系統(tǒng),與SP1、SP3、SP4等構成多重追逐觀測系統(tǒng).在T-X/6(s)記錄圖上可分辨出P在爆炸點以南(正樁號),P在爆炸點以北(負樁號),PSP1(重慶市涪陵區(qū)梓里鎮(zhèn)永森林場),即在榆林附近地帶激發(fā)地震波場(圖12),接收范圍為350km左右.在爆炸點南、北兩側接收,它是一支由北向南的單支走時曲線,并與北部的SP2、SP3構成多重相遇和多重追逐觀測系統(tǒng).在地震記錄圖上可分辨出P4地震波震相特征與結構特征沿1000km長剖面地震波場與其數(shù)據(jù)采集后反演所得分層速度結構在不同地帶存在著顯著差異.這是由于榆林—咸陽—涪陵長剖面穿越了不同的大地構造單元和多類型及產狀各異的斷裂帶,且還受到地勢、地貌與環(huán)境條件的限定,各種干擾源的疊加等因素的影響,故相鄰觀測點所得地震記錄中的有效波震相特征,如波形、到時、振幅、頻率、視速度等均存在不同程度的變化.這便使得人們在觀測地震記錄上對初至波和續(xù)至波中的有效信息分辨和進行地震波相位連續(xù)對比時非常困難,特別是一些來自地殼深部的反射波往往是以復雜的或能量較弱的續(xù)至波組形式出現(xiàn).在構造極為復雜的特異地帶,如秦嶺—大巴造山帶北部、華北克拉通南部和揚子克拉通北部的耦合地帶則更顯艱難.基于在整個觀測系統(tǒng)中構成了多重相遇和多重追逐觀測系統(tǒng),可利用走時相互性、頻率相互性、能量相互性、波形相互性的準則,為進行波組的連續(xù)對比和分析提供了充分條件.4.1滕吉文、臺氏的cerveny和全幼黎地震波在深部殼、幔介質中的傳播過程,均以射線路徑進行追蹤(不論是均勻介質或非均勻介質),它是地震波場研究和正、反演計算的基本方法,所以在地震學界一直沿用并發(fā)展著(ТэнЦзивэнь,идр,1961;滕吉文,1963;Cervenyetal.,1977;CervenyandHron,1980;Cerveny,1983;全幼黎和滕吉文,1988;滕吉文等,2004).本文為研究沿榆林—咸陽—涪陵剖面共進行9次爆炸激發(fā)地震波場,并通過射線追蹤各震相,以求得波在相應介質中傳播的速度和各層的深度及界面速度.根據(jù)不同屬性的地震波組響應綜合考慮其運動學、動力學的特征并結合射線所經(jīng)路徑的巖相和構造進行震相(波組)的識別與對比.在以上9次爆炸激發(fā)的地震波場中可識別出的主要P波震相有:P為了求得每次爆炸激發(fā)地震波場所得多元追逐和多元相遇觀測系統(tǒng)記錄各波組震相,在不同距離,不同深度波阻抗界面地震波的速度結構,可采用X4.1.1地震波組的跟蹤范圍、運動學和動力學特征(1)P(2)P(3)P(4)P(5)P(6)P(7)P4.1.2沿該段各波組的一維速度結構和深度分布(1)剖面位置的變化依沿榆林—咸陽—涪陵長剖面各爆炸點激發(fā)的波場和其兩側地震波走時,并以X這種平均速度和相應深度的強烈變化表明,該剖面的北區(qū)、南區(qū)相應變化平緩,而中區(qū)變化強烈,它們反映著沿剖面不同地區(qū)的深部介質屬性和結構均存在明顯變化,特別是中段地區(qū),即同一爆炸點的北支與南支亦差異明顯.(2)地殼表層速度結構沿長剖面的一維地殼基本結構給出了該區(qū)地殼結構的框架,即在總體上可分為4層:深度0.0~3.0km范圍內的地殼表層是一個速度隨深度加深而增大的梯度層,其速度一般為2.00~5.00km·s4.2地震數(shù)據(jù)處理和波場估計:地震圖的自然追蹤一波多步推進由以上一維速度結構模型所得各波速度與深度變化可見,鄂爾多斯盆地、秦嶺—大巴造山帶和揚子克拉通之間存在著明顯差異,但這仍然是輪廓性的,不能全面地反映出波場、構造和屬性的差異.為此必須進行二維速度結構的正、反演計算,以求得其量化的變異.為此采用地震波場的漸近射線理論方法(Cervenyetal.,1977),對該剖面9次爆炸所采集的高分辨率數(shù)據(jù)做進一步擬合,以達逐步改進二維速度結構的目的.對上地殼介質結構進行有限差分走時反演(Vidale,1988;Hole,1992),然后用射線追蹤方法做初至波和續(xù)至波震相進行擬合,并用射線合成地震圖方法約束振幅(FuchsandMuller,1970;Cerveny,1984;CervenyandKlimes,1984;Cervenyetal.,1984;CervenyandPsencik,1984),以達改進二維速度模型(王椿鏞等,2003).4.2.1波組正演擬合在一維地殼結構模型的基點上,建立二維地殼速度結構的初始模型,并利用二維非均勻介質中的射線追蹤、走時擬合、理論地震圖對比和對地震觀測記錄截面上的P波波組進行正演擬合.由圖14可見,計算的各波理論走時與觀測走時的主要變化特征在時間域是相當一致的.依據(jù)走時曲線的初至P基于沿剖面各爆炸點激發(fā)的地震波場與非均勻介質中各震相的射線特征和理論地震圖的對比分析,給出了理論走時,各波組的振幅特征與實際觀測所采集數(shù)據(jù)的最佳擬合(圖15—18).(1)爆炸點sp2和moho界面爆炸點SP1激發(fā)的地震波場在北側為單支接收,追蹤距離可達320km左右,地殼中各層起伏平緩.爆炸點SP2激發(fā)的波場則為南、北兩側同步接收,Moho界面變化強烈,其幅度為5km左右.爆炸點SP3激發(fā)的地震波場亦為南、北雙向接收.在這三張記錄圖中,不論是結晶基底,還是地殼中各層以及Moho界面的起伏變化均較平緩.(2)地區(qū)間相互作用爆炸點SP4、SP5、SP6激發(fā)的地震波場表明,其射線所經(jīng)深部層序變化明顯,結晶基底埋藏深度已很淺,即幾乎出露地表,而深部Moho界面卻變化十分強烈,其變化幅度可達10km以上.這不僅揭示出在這一地域深部物質與能量在進行著強烈的交換,而且在南、北克拉通相向運動作用下,形成了秦嶺—大巴造山帶南、北不協(xié)調的邊界形態(tài).顯然,這些特征表明:大陸內部造山作用和盆、山耦合的運動學和動力學響應及特征,難以用海洋“剛性”板塊的遠程效應給予完全解釋.(3)南—北部地區(qū)———鄂爾多斯盆地南部(圖17)除爆炸點SP9為向南單支接收外,SP7、SP8均為南、北雙向接收.在這一地帶各波組的變化均較穩(wěn)定,結晶基底和殼、幔邊界(Moho)的起伏亦均平緩,故表明這里是一個沉積巖相穩(wěn)定、構造亦不甚活動的地域.4.2.2地震波場特征由SP1—SP9九個爆炸點激發(fā)的地震波場和射線路徑與理論地震圖的對比分析表明:它們確具有很強的分段性,即所記錄的P綜合9個爆炸點的射線路徑和理論地震圖的正、反演結果表明:沿該剖面不論是淺層,還是深層射線所覆蓋的路徑是十分密集的,理論與觀測走時是相符合的(圖18),所分辨的震相和反演結果是可靠的.5殼、潭二維速度結構的反演在對該剖面的資料進行數(shù)據(jù)處理與反演計算過程中,常常需要調整初始模型所給定的界面深度和速度結構以使理論走時與實測走時之間達到較小差異的最佳狀態(tài).由該剖面9個爆炸點各自激發(fā)的地震波場和射線路徑可見,殼、幔介質中來自深、淺各層的地震波射線的覆蓋十分密集,故才能得到各波震相的連續(xù)追蹤和可靠的分辨.多重相遇和多重追蹤觀測系統(tǒng)的布設(圖18),保證了各震相的連續(xù)對比和沿整個剖面反演的可靠性.當必還需對一維速度結構的基本特征一并考慮,使一維和二維模型求得的主要速度特征基本相吻,以得到本剖面殼、幔二維速度結構和構造表征(圖14—18).沿榆林—寧陜—涪陵地震剖面高精度的數(shù)據(jù)采集和通過數(shù)據(jù)結構的反演求得了該剖面轄區(qū)的二維殼、幔速度結構(圖19和圖20),由P5.1上地殼結構上地殼是指自地表向下至C5.1.1深度基巖界面第1層是由折射波Pg所確定的沉積建造和結晶基底.該界面的空間形態(tài)通過有限差分和時間項反演等多種方法共同求取.沿該剖面結晶基底起伏變化明顯,深度變化范圍基本上在2.0~7.0km之間,分別在300km、420km、550km、720km和900km樁號附近基底界面明顯呈現(xiàn)隆起形態(tài),埋深約為1.8~3.0km;在350km、480km、660km、780km和870km樁號附近下方基底界面下凹,埋藏較深,約為4.0~7.0km.結晶基底界面以上介質的速度結構為由一個強速度梯度層組成,從近地表的2.60~5.50km·s第2層為基底頂面向下至C5.1.2上地殼速度的結構特征沿該剖面的速度結構在總體上為:C5.2下地殼的動態(tài)沿剖面下地殼的起伏變化和速度結構在華北克拉通,秦嶺—大巴造山帶和揚子克拉通均存在明顯差異,且在分層結構上亦不盡一致.下地殼是C在900km樁號以南地區(qū)下地殼呈現(xiàn)單層結構,而沿整個剖面Moho界面起伏變化強烈,在剖面南端Moho界面埋深約為43.0km,自南向北Moho界面在起伏變化呈逐漸加深的趨勢,至490km樁號附近達到最深的49.5km,呈一向下的凹槽,而后急劇抬升,在咸陽(樁號660km)附近Moho界面上升至約35.0km深度,呈現(xiàn)出明顯的局部凸起狀.再向北該界面急劇變深,在720km樁號附近加深為約45.0km,隨后向北進入鄂爾多斯盆地則趨于平緩,在樁號820km附近略微上隆至42.0km,而后緩慢加深至910km樁號附近的45.0km.隨著Moho界面的起伏,該層深度變化較大,約為10.0±5km(圖20).下地殼在樁號900km以南地帶在不同區(qū)段的速度結構卻呈現(xiàn)出明顯的差異性.四川盆地下方,C5.3德-巖石圈界面特征上地幔蓋層不論在縱向還是橫向均呈現(xiàn)出不均勻性的變化,特別是秦嶺—大巴造山帶其兩側克拉通存在顯著差異.初步認為由上地幔頂部折射波Pn之后的一組反射波P沿剖面轄區(qū)該界面總體特征顯示自南向北有逐漸加深趨勢,界面最深處在英旺下方為68km,在銅川下方較淺為65km,但在清澗以北卻又略抬升,L界面形態(tài)與Moho面形態(tài)基本一致.通常大陸地殼較厚區(qū)域的巖石圈一般也較厚,但二者關系復雜,而二者是否正相關尚有待進一步研究.在本研究區(qū)中總體上在鄂爾多斯塊體巖石圈結構增厚,其增厚的原因可能與新生代以來印度和歐亞板塊陸-陸碰撞變形密切相關.基于沿該長剖面高精度探測,高分辨率數(shù)據(jù)采集和反演求得的基本圖像,初步獲得的上地幔蓋層內的L界面,對進一步研究該區(qū)的上地幔結構特征提供了重要的參考,即其動力學和運動學特征對該區(qū)上地幔結構與深部物質與能量的交換提供了重要的深部信息.5.4殼、實行構造組合的構造屬性基于以上“華北克拉通—秦嶺—大巴造山帶—揚子克拉通”剖面轄區(qū)的沉積建造、結晶基底、上地殼、下地殼和上地幔頂部蓋層分層、分塊的速度結構展布特征(圖14—18),得到了如圖19和圖20所示的特異構造格局.大陸內部造山帶的形成與海、陸板塊深俯沖的造山過程并不等同,它會受到遠程效應的影響,但主要的卻是大陸內部各塊體在深部力系作用下所導致的深層動力過程.(1)華北克拉通—秦嶺—大巴造山帶—揚子克拉通上地殼沉積建造與結晶基底差異顯著,不僅沉積厚度不一、沉積速率各異,而且華北克拉通結晶基底向南傾落,而揚子克拉通的結晶基底卻向北抬升,形成了一個向南擠壓和向北推覆的“剪切”格局.(2)華北克