青藏高原东北缘基底结构研究——玛多—共和—雅布赖剖面上地壳地震折射探测

郭文斌， 嘉世旭， 段永红， 王夫运

中国地震局地球物理勘探中心， 郑州　450002



青藏高原东北缘基底结构研究
——玛多—共和—雅布赖剖面上地壳地震折射探测

郭文斌， 嘉世旭*， 段永红， 王夫运

中国地震局地球物理勘探中心， 郑州450002

利用青藏高原东北缘玛多-共和-雅布赖人工地震测深剖面的沉积盖层及上地壳折射波Psed、Pg走时，使用正则化方法反演该剖面基底速度结构，并通过射线数分布、分辨率分析等手段分析反演结果的可靠程度，得到了沿剖面850 km近地表沉积盖层及结晶基底结构性质及构造变化特征,揭示了巴颜喀拉块体中段、东昆仑—西秦岭褶皱带、祁连褶皱带东侧及阿拉善块体等四个一级地质构造单元以及各块体内部若干次级构造沉积盖层介质岩性及厚度，结晶基底性质及被改造特征，在此基础上分析了(沿测线)青藏高原东北缘与外围阿拉善块体、高原内部块体间上部地壳构造耦合以及与地表构造形态关系.

正则化反演； 基底结构； 巴颜喀拉块体； 东昆仑—西秦岭褶皱带； 祁连褶皱带； 阿拉善陆块

1　引言

青藏高原东北缘是在印度与欧亚两大板块碰撞的远程作用下侧向生长的重要场所(Tian and Zhang, 2013;Tian et al., 2014)，也是中国大陆东西及南北构造结合部位和重要的构造转换域(张国伟等，2004).近年来，青藏高原东北缘地区进行了一系列主动源地震宽角反/折射测深，主要有玛沁—兰州—靖边剖面(李松龄等，2003)，奔子栏—唐克剖面(王椿镛等，2003)，马尔康—碌曲—古浪剖面(嘉世旭和张先康, 2008; 嘉世旭等，2009)，囊谦—玉树—玛多剖面(张建狮等，2014)和合作—景泰剖面(Zhang et al.,2013)等，对该区域地壳上地幔结构，壳内岩性变化及地壳增厚改造，不同块体间相互作用构造耦合进行了广泛的探测研究.这些地震测深剖面多位于巴颜喀拉块体东部松潘—甘孜微块体及周缘，而巴颜喀拉块体中西部、祁连山褶皱带和阿拉善块体附近地震测深剖面的缺失限制了对青藏高原东北缘不同地壳结构及构造关系的整体研究.

衔接囊谦—玉树—玛多—温泉约500 km的地震宽角反/折射剖面探测(张建狮等，2014)，2014年中国地震局地球物理勘探中心又完成了玛多—共和—雅布赖、约850 km的地震宽角反/折射剖面的观测.新剖面南起青海省玛多县，沿北东方向穿过巴颜喀拉块体、东昆仑—西秦岭褶皱带、祁连山褶皱带和阿拉善块体(马杏垣，1989；马丽芳，2002)，终止于阿拉善右旗雅布赖镇附近.本文利用囊谦—玉树—玛多剖面北侧3炮点和玛多—共和—雅布赖人工地震测深剖面11炮点，共14个炮点的沉积盖层折射波Psed和结晶基底折射波Pg走时数据，使用正则化方法反演该剖面沉积盖层及上部地壳岩性速度结构，分析了(沿测线)青藏高原东北缘内部块体、高原与外围阿拉善块体沉积盖层、结晶基底及上部地壳结构、岩性特征，对区域内构造缝合带、主要断层分布、产状形态及褶皱造山与高原东北缘不同块体上部地壳的碰撞挤压、接触耦合关系进行了初步研讨.

2　观测系统

玛多—共和—雅布赖测线全长约850 km，沿南西-北东方向展布，剖面南西段位于海拔4600 m左右的青藏高原，中段穿过海拔相对较低的共和、青海湖盆地(2900～3200 m)和海拔较高的祁连山冷龙岭地区(4500 m)，北东段进入海拔1400 m左右的阿拉善块体，沿测线地形起伏强烈(图1).该剖面共计布设11个药量2～5t的爆炮点(红色箭头)、442个观测点位(黑点)，祁连山地区(桩号550～750 km)使用约50 km炮距以及1 km点距，剖面其他位置则使用100 km左右的炮距及2 km左右的点距.

图1　玛多—共和—雅布赖深地震测深测线观测系统及区域高程图Fig.1　DSS layout chart of Maduo-Gonghe-Yabrai line and regional elevation

剖面南段巴颜喀拉块体内部(100～240 km桩号段)仅有一炮，无法形成相遇观测系统.囊谦—玉树—玛多剖面东北段(蓝色实线)与该剖面南西段完全重合，这里加入囊谦—玉树—玛多剖面三炮(蓝色箭头)观测数据，从而在玛多—共和—雅布赖剖面全线形成完善的追逐相遇观测系统，见图1.

3　基底结构成像计算

3.1Psed、Pg震相分析

沉积盖层折射Psed和结晶基底折射Pg震相为近炮点初至波，首尾相连，反映上部地壳沉积盖层及结晶基底结构与构造性质.Psed、Pg震相到时的局部超前、滞后主要与地表岩性性质、局部隆起、凹陷构造及结晶基底结构性质有关(嘉世旭和张先康，2008).图2显示了部分炮点记录截面图，图中Psed和Pg震相清晰可见，可追踪100～150 km.

sp11、sp10炮点位于阿拉善块体内部雅布赖山东侧.sp11炮点位于中生代K1地层，Psed波组追踪距离约15 km，视速度范围3.5～5.2 km·s-1.Pg波组可靠追踪达150 km、视速度6.0～6.2 km·s-1，显示了阿拉善块体稳定的上部地壳结构.sp10炮点位于元古代花岗岩基底露头区，地表介质速度约4.5 km·s-1，炮点北侧炮间距20 km的Pg波折合到时1.2 s明显滞后南侧约0.4 s，显示两侧沉积盖层厚度的差异.

图2　部分炮点记录截面图.负的距离表示炮点南支，正的距离表示炮点的北支Fig.2　Recording sections of some sources. The negative direction indicates the south of the shot, the positive direction indicates the north of the shot

sp7、sp6炮点介质速度约4.5 km·s-1、5.0 km·s-1，显示了祁连褶皱造山带冷龙岭区域基底隆起、地表介质的高速岩性构造特征.两炮点在门源盆地出现了明显的走时滞后.

sp3e、sp4、sp5w炮点记录显示了位于青海南山隆起两侧的青海湖及共和盆地Pg到时强烈滞后，图中共和盆地Pg波最大折合到时1.7 s，显示了该区域地表最大沉积厚度及结晶基底埋深.

sp2炮位于巴颜喀拉块体和柴达木块体边界，炮点南侧Pg一直到炮检距150 km，其视速度也没达到6.0 km·s-1，低速的上部地壳展示了地壳增厚的青藏高原结晶基底被改造、上地壳介质速度降低的构造特征.

3.2反演方法

通过对Psed和Pg波进行走时反演，获得基底的构造形态及速度分布，可以对结晶基底结构及演化性质进行深入研究(赵俊猛等，2004；徐朝繁等，2007；滕吉文等，2014).本文使用正则化方法(Zelt and Barton，1998；Zelt，1998)对Psed和Pg波数据进行反演.该方法正演部分使用有限差分方法计算走时，具有速度快、计算精度高等优点(段永红等，2002；Rawlinson et al.，2006).其反演部分是目标函数Ψ最小化的过程：

式中，m是模型参数矩阵，δt为数据协方差矩阵，Ch和Cv分别为横向和垂向的光滑度矩阵，sz为模型横向和垂向的相对平滑程度，λ为正则化系数.反演过程中，使用共轭梯度法计算模型的更新向量，使目标函数Ψ最小化.

3.3基底结构反演结果

玛多—共和—雅布赖基底结构反演使用14个炮点Psed和Pg波数据1127个，其中玛多—共和—雅布赖剖面(2014)数据889个，囊谦—玉树—玛多剖面(2010)北段数据220个.使用正则化方法对数据进行反演：反演开始时选用较大的正则化系数λ(400～600)，以获得最光滑的模型，反演过程中逐步减小λ，获得更精细的结构，当数据拟合程度2降至1左右(越接近1表示拟合程度越好)，得出剖面的最小格点最平滑解(Zelt and Barton，1998；Zelt，1998).

剖面横跨多个地质构造单元，地质环境复杂，本文分别使用三个不同的初始模型进行反演，以验证复杂地质环境下正则化反演的可靠程度.图3a、3b、3c为三个不同初始模型，其中图3c地表速度由近炮点视速度计算所得，基底附近等值线走势大致依照地表高程走势分布.若认为5.2～6.0 km·s-1为结晶基底可能的变化范围，图3a和图3b的主要区别为沉积盖层的速度变化范围及趋势；图3c在结晶基底附近的速度梯度变化与图3a、3b有明显不同.图3a1、3b1、3c1为对应反演结果，其2值比较接近，分别为0.8，1.1，1.2.

如图3所示，三个初始模型的反演结果一致性较好，仅在剖面首尾段地表2～3 km范围内有较明显差异，表明该反演方法稳定可靠，能够用于该剖面地质条件下的速度结构图反演.图中，5.5 km·s-1、5.6 km·s-1等值线附近是三个反演结果一致性的分界面，其上模型特征较为一致，其下差别相对较为明显.而且，该等值线附近梯度变化明显大于其他位置，可能是结晶基底所在位置.下文将结合多种反演结果评价方法对该结果做进一步评价.

3.4反演结果分析

三个初始模型的反演结果基本一致，仅首尾段近地表附近有所不同，图3c初始模型包含了近炮点近地表视速度信息，因此将之(图3c1)作为反演的最终结果进行分析.

1) 数据拟合及射线分布

图3　初始模型及反演结果(a)、(b)、(c)为不同初始模型，图中数字为速度，单位km·s-1； (a1)、(b1)、(c1)为相应反演结果，图中数字为速度，单位km·s-1.Fig.3　The initial models and their inversion results(a),(b),(c) represent the different initial models; (a1),(b1),(c1) are corresponding inversion results.

图4　反演走时拟合结果(a)及射线数分布(b)Fig.4　The result of travel-time fitting (a) and the distribution of the shot rays (b)

图5　检测板恢复测试(a)、(b)、(c)、(d)分别表示2 km×2 km、5 km×2 km、5 km×4 km、10 km×5 km检测板测试；(a1)、(b1)、(c1)、(d1)分别表示2 km×2 km、5 km×2 km、5 km×4 km、10 km×5 km的检测板恢复结果.Fig.5　Theresults of checkboard test(a),(b),(c),(d) are the checkerboard models with 2 km×2 km、5 km×2 km、5 km×4 km、10 km×5 km cell sizes; (a1),(b1),(c1),(d1) are the recovered checkboard models.

图6　模型分辨率Fig.6　The resolvability of the inversion result

图7　玛多—共和—雅布赖剖面上地壳结构与构造(a) 沿测线高程，绿色是测线高程，黑线是测点高程； (b) 沿测线构造分区及地表岩性； (c) 玛多—共和—雅布赖剖面上地壳折射成像.Fig.7　The upper crust structure and tectonic of Maduo-Gonghe-Yabrai profile(a) Altitude along the survey line, the green indicates the altitude of the survey line; the black line indicates the altitude of observation points; (b) Structural division and surface lithology along the survey line; (c) Refraction image of the upper crust along Maduo-Gonghe-Yabrai profile.

2) 检测版及分辨率分析

在地震反演成像中，通常使用检测板恢复测试来评价模型的分辨能力，Zelt(1998)等使用相似度分析的方法综合评价不同尺度的检测板恢复测试，从而进行更直观的模型分辨率评价.本文对反演结果添加扰动值为5%、正弦半波长分别为2 km×2 km、5 km×2 km、5 km×4 km、10 km×5 km的检测板，进行检测板恢复测试(图5)，并对其结果做相似度分析，得到模型的分辨率分布(图6).

模型分辨(图6)直观地反映了不同检测板的恢复能力：在现有观测系统模型下，剖面全段无法准确地恢复2 km×2 km检测板；5 km×2 km和5 km×4 km检测板恢复结果几乎一致，10 km×5 km检测板的恢复区域明显大于5 km×4 km检测板，表明横向分辨率受反演方法的影响大于纵向分辨率受反演方法的影响.总体来讲：剖面最小分辨率只能达到5 km×2 km的尺度，这也是不同初始模型反演结果在首尾段埋深2～3 km范围内有所不同的原因之一.对比速度结构图(图3)，模型在速度等值线5.5～5.6 km·s-1以上大部分区域能达到5 km×2 km分辨，该速度等值线以下部分区域只能达到10 km×5 km分辨.桩号420～490 km范围除个别区域能达到5 km×4 km和5 km×2 km分辨，其余部分仅能到达10 km×5 km分辨，这可能是由于该区域位于共和盆地位置，沉积层厚度大幅增加，地震折射射线向下穿透扩展所致.

4　主要结果及分析

结合相关地质资料和速度结构图，可对该剖面进行如下剖分：分别以库赛湖—玛沁断裂、青海南山断裂、北祁连山断裂为界，自南西向北东剖面可划分巴颜喀拉块体、东昆仑—西秦岭褶皱带、祁连褶皱带、阿拉善块体等四个一级地质构造单元(马丽芳，2002).沿剖面该地区主要地质构造(马杏垣，1989；马丽芳，2002)(断裂、凹陷、隆起)性质及规模均在基底速度结构图上有了较为准确的反映.为了便于解释，这里把地表出露岩性(马丽芳，2002)沿测线标出，见图7.

结晶基底为地表沉积盖层与结晶地壳顶部分界面，为一级速度间断面，上下界面存在显著速度跃变.上界面沉积岩层性质(介质速度)变化较大、一般约2.0～5.0 km·s-1(Psed折射震相)，下界面结晶岩性性质(介质速度)稳定，通常为约6.0 km·s-1(赵俊猛等，2004；嘉世旭和张先康，2008；滕吉文等，2014)，但由于结晶基底接近地表或直接出露，风化或微裂隙侵入使基底介质速度有所降低，一般将5.6～6.0 km·s-1速度界面定义为结晶基底顶界面.结合前文的反演结果分析，将密集速度等值线5.5～5.6 km·s-1定义为结晶基底界面所在位置.

图7所示，玛多—共和—雅布赖剖面基底埋深为1～8 km，构造变化强烈，与地表起伏形态具有一定相关性：共和盆地(400～480 km桩号段)基底呈现巨型凹陷形态，埋深最深达8 km；祁连山褶皱带(480～680 km)基底隆起明显，埋深最小仅不到1 km；巴颜喀拉块体和阿拉善块体基底相对平缓，埋深约4 km左右.各块体单元内部次级断裂、近地表结构显示的进一步细节构造均在图中有所反映.

4.1巴颜喀拉块体中段沉积盖层及结晶基底结构

剖面100～310 km桩号段为巴颜喀拉块体中段，北缘以阿尼玛卿燕山期缝合带、库赛湖—玛沁断裂为界.玛多南侧210～100 km桩号段、巴颜喀拉块体内部地表为三叠系中期(T2)岩层覆盖(马丽芳，2002)，地表介质速度约3.5～4.0 km·s-1、盖层厚约3 km，显示了横向较为均匀的盆地沉积构造特征.玛多以北至巴颜喀拉块体北缘、约220～310 km桩号段，地表主要为三叠系早期(T1)及二叠系岩层覆盖，地表介质速度明显提高，约4.0～4.6 km·s-1，沉积盖层减薄且起伏较大，约1.0～3.0 km.在210～220 km桩号段两侧盖层介质速度及岩性差异明显，约200 km桩号结晶基底埋深(约3 km)向西南强烈下陷至190 km桩号处的6 km，显示了昆仑山口—达日断裂(约200 km桩号)向西南倾斜(梁明剑等，2014)、切穿结晶基底的断裂构造.

结晶基底结构在巴颜喀拉块体内部等值线密集，界面清晰，在块体北端结晶基底等值线稀疏、5.8 km·s-1等值线向下延伸至10 km处，显示巴颜喀拉块体北缘上部地壳、结晶基底在高原块体间碰撞挤压，地壳增厚过程中改造作用更为明显.巴颜喀拉北缘库赛湖—玛沁断裂、块体内部昆仑山口—达日断裂对应结晶基底显著下陷，岩性破碎，低速，向南倾斜，显示了巴颜喀拉块体的北移、逆冲抬升的构造特征.

4.2东昆仑—西秦岭接触带沉积盖层及结晶基底结构

剖面310～490 km桩号段位于东昆仑—西秦岭褶皱接触带，该区域受南侧巴颜喀拉块体、西侧柴达木块体及北侧祁连构造控制，构成南部褶皱隆起与北部共和凹陷盆地截然不同构造特征(图1).

北部河卡山口—共和390～480 km桩号段位于共和盆地，海拔2900～3200 m.地表被第四系戈壁类沉积覆盖，第四纪(Q)盆地内最厚沉积达1200 m(马杏垣，1989).共和盆地沉积层内部介质速度等值线稀疏，盆地中心最大沉积厚度约8 km.盆地内部介质速度约4.0～5.4 km·s-1，主要为相对高速的三叠系-古生代沉积岩层构成.结晶基底速度梯度平缓，显示了盆地上地壳低速破碎岩性结构向地壳深部延伸.共和盆地沉积盖层的高速度结构(平均速度4.4～4.6 km·s-1)与中国东部华北新生代张裂构造环境下的裂陷盆地沉积盖层低速度(平均速度3.0～3.4 km·s-1)(嘉世旭和张先康，2005)结构性质截然不同，体现了高原沉积盖层这种“对冲挤压断陷盆地”(常宏等，2009；袁道阳，2013)的特殊构造特征.

东昆仑—西秦岭褶皱接触带受控于南北两侧库赛湖断裂、青海南山断裂及中部鄂拉山北断裂，形成了北部凹陷成盆南部抬升造山、地表海拔高差达800～1500 m两类截然不同的构造单元.鄂拉山北断裂和青海南山断裂控制了共和盆地构造规模，盆地南、北边缘结晶基底的强烈抬升清晰展示了南侧断距约4 km、北侧断距约6 km，切穿基底深大断裂构造特征.库赛湖断裂与鄂拉山之间的地表形态、盖层岩性、结晶基底结构及埋深展示了该区域上部地壳中新世以来经历了强烈的隆起造山作用.

4.3祁连褶皱带东段沉积盖层及结晶基底结构

祁连山褶皱带北西西延伸约1200 km，南北宽约200～300 km，规模宏大，不同时期的地质构造运动、特别是新生代以来青藏高原地壳增厚、祁连山褶皱带再次被激活，形成青藏高原东北缘地壳构造运动、地表隆起造山最为强烈复杂区域.这也是该剖面炮点、测点最密集的重点探测区域.

剖面位于祁连褶皱带东段，沿青海湖东缘—门源穿越祁连冷龙岭.地表、上地壳结构显示了南凹北隆构造特征.

北祁连(630～680 km桩号段)段地形起伏剧烈，北部山峰海拔最高达4500 m，南部门源盆地海拔最低，仅3000 m.冷龙岭地表以古生界(C-O)岩层覆盖为主，地表速度约5.0 km·s-1，表明地表古生代沉积岩层较薄、结晶基底抬升近地表.门源盆地是北祁连与中祁连间一个北西向狭小山间盆地，盆地内部地表为第四系(Q)沉积覆盖，盆地边缘有少量的第三系(N)及三叠系(T)岩层出露，外围主要为志留系(S)、奥陶系(O)岩层，盆地内部沉积层厚度约3 km，介质速度约为4.5～5.4 km·s-1.

中祁连隆起段(540～630 km桩号段)海拔3000～4300 m，地表主要以元古代岩层覆盖为主，并有元古期花岗岩(γ2)出露，南部(海晏北)局部有第四系及三叠系岩层出露，介质速度4.4～5.4 km·s-1，埋深约1～3 km，南深北浅，显示了中祁连结晶岩层出露地表的风化、微裂隙浸入，岩性改变速度降低结构特征.

剖面沿南祁连段青海湖盆地南缘穿过(480～540 km桩号段)，海拔3100～3500m.青海湖盆地被南北两侧青海南山和日月山—拉脊山断裂控制，盆地地表为第四系覆盖，盆地东侧主要地表出露了印支期(γ5)、华力西期(γ4)花岗岩和元古代(Pt)、志留系(S)岩层.沿剖面沉积层介质速度约4.0～5.4 km·s-1，埋深约3.5～4.5 km，显示了青海湖盆地沉积层主要由高速岩性的古生代地层构成.青海湖盆地南侧青海南山强烈隆起，盖层仅约1.5 km.青海湖盆地与共和盆地相隔青海南山，地表岩性及基底结构相似，可能是青海南山于上新世隆起，将“青东古湖”盆地分割为共和盆地和青海湖盆地两个独立盆地(常宏等，2009；袁道阳，2013)的体现.

沿剖面祁连褶皱带结晶基底构造形态控制了地表沉积及造山形态.南祁连青海湖基底埋深约4.5 km，向北逐级抬升至中祁连达板山、北祁连冷龙岭约1 km，门源基底局部下陷，展示出祁连褶皱带南、中、北分区的结晶基底起伏、断裂切割分段构造特征.4.4阿拉善块体沉积盖层及结晶基底结构

剖面680～950 km段位于阿拉善陆块南缘，以龙首山为界，南侧(680～760 km)为河西走廊，海拔1500～2900 m，由南向北介质速度迅速降低，地表岩性从元古代、古生代、中生代都有出露，加里东期(γ3)、印支期(γ5)花岗岩也广泛分布，在走廊北缘龙首山金昌附近还出现元古期超镁铁质(Σ2)岩类.沿剖面河西走廊沉积盖层厚度约2～5 km，介质速度4.5～5.4 km·s-1，结晶基底自龙首山向南西快速抬升，与北祁连相接.该段基底及沉积盖层结构、地表岩性具有明显的过渡带特征，同时其变化特征也表明该段受祁连山活动影响明显(Zhenget al.，2013).

龙首山北侧至剖面末端地势平坦，海拔1400～1500 m，地表以第四纪沉积覆盖为主，在北大山、雅布赖山附近存在元古代(Pt)、白垩纪(K)以及元古期花岗岩(γ2)出露.龙首山至北大山段(桩号750～850 km)地表岩性速度约4.6 km·s-1，沉积盖层厚约4～5 km基底自南西向北东缓慢抬升，至北大山断裂处局部下陷1 km左右.北大山断裂以北进入雅布赖盆地，地表速度3.5～4.2 km·s-1，沉积盖层厚约5 km，速度等值线变化均匀，尤其结晶基底附近速度等值线走势平稳，显示出阿拉善块体内部较稳定的沉积构造环境.

5　讨论与结论

本文以沉积盖层、结晶基底速度成像结果为主，结合地表岩性出露、地质及大地构造环境，分析了沿剖面青藏高原东北缘巴颜喀拉块体、东昆仑—西秦岭褶皱带、祁连褶皱带以及高原外围阿拉善块体等不同构造单元上地壳结构、块体间断层分布及构造形变.

沿剖面各一级块体接触边缘都主要显示了向南西倾斜、产状较陡峭、切穿结晶基底向深部延伸的断裂规模，展示了青藏高原东北缘地壳的NE、NEE推覆的构造运动特征(张培震等，2002).块体内部的次级构造，特别是共和盆地、青海湖盆地、门源盆地南侧断裂，高原外围阿拉善盆地内部北大山断裂在近地表显示了与局部构造相关的NE向倾斜特征.

沿剖面共和盆地沉积构造规模最大、总厚达8 km，仅地表上第四系(Q)的沉积厚度约1200 m.北侧青海湖盆地地表形态相似，但构造规模明显小于共和盆地，提示了该区域在高原块体汇聚，块体间耦合、相互作用，地壳增厚、深部构造特殊变形对上地壳及沉积构造的控制作用.

中祁连、北祁连上地壳显示了明显的挤压隆升，夹于其间的门源盆地虽然规模小、也展示了厚约3 km沉积或破碎低速带，清晰地分割了中、北祁连构造.

阿拉善块体北缘、龙首山至祁连山北缘断裂段河西走廊，结晶基底埋深由金昌向祁连北缘快速抬升了4 km，在龙首山形成了强烈的折曲基底断裂形态.金昌还是我国重要镍矿产地、被誉为“中国的镍都”，这种以镍为主的多金属稀有深源矿藏的形成暗示了龙首山断裂的深部延伸.

深地震测深上地壳折射(Psed、Pg震相)数据不包含深部信息，但剖面上地壳结构、结晶基底及地表形变起伏及岩性出露受控于地壳上地幔更大范围及深度的构造作用.青藏高原北缘与外围块体碰撞挤压、地壳的增厚形变对外围阿拉善块体的构造影响，高原北缘祁连山褶皱造山与外围阿拉善块体南缘构造耦合需要在全面的地壳上地幔资料处理解释及构造模型基础上进行.

Chang H, Jin Z D, An Z S. 2009. Sedimentary evidences of the uplift of the Qinghai Nanshan (the mountains south to Qinghai Lake) and its implication for structural evolution of the Lake Qinghai—Gonghe Basin.GeologicalReview(in Chinese), 55(1): 49-57.

Duan Y H, Zhang X K, Fang S M. 2002. Three-dimensional finite-difference tomography of velocity structure of the upper crustal in North China.ChineseJ.Geophys.(in Chinese), 45(3): 362-369. Jia S X, Zhang X K. 2005. Crustal structure and comparison of different tectonic blocks in North China.ChineseJ.Geophys.(in Chinese), 48(3): 611-620.

Jia S X, Zhang X K. 2008. Study on the crust phases of deep seismic sounding experiments and fine crust structures in the northeast margin of Tibetan plateau.ChineseJ.Geophys.(in Chinese), 51(5): 1431-1443.

Jia S X, Zhang X K, Zhao J R, et al. 2010. Deep seismic sounding data reveal the crustal structures beneath Zoigê Basin and its surrounding folded orogenic belts.ScienceChinaEarthSciences, 53(2): 203-212. Li S L, Zhang X K, Zhang C K, et al. 2002. A preliminary study on the crustal velocity structure of Maqin-Lanzhou-Jingbian by means of deep seismic sounding profile.ChineseJ.Geophys.(in Chinese), 45(2): 210-217.

Liang M J, Zhou R J, Yan L, et al. 2014. The relationships between neotectonic activity of the middle segment of Dari fault and its geomorphological response, Qinghai Province, China.SeismologyandGeology(in Chinese), 36(1): 28-38.

Ma L F. 2002. Geological Atlas of China. Beijing: Geological Publishing House, 2002: 38-39,89-91,110-111.

Ma X Y. 1989. Lithospheric Dynamics Atlas of China (in Chinese). Beijing: China Carto Graphic Publishing House: 32, 54, 55.

Paulatto M, Minshull T A, Baptie B, et al. 2010. Upper crustal structure of an active volcano from refraction/reflection tomography, Montserrat, Lesser Antilles.Geophys.J.Int., 180(2): 685-696.

Rawlinson N, de Kool M, Sambridge M. 2006. Seismic wavefront tracking in 3D heterogeneous media: applications with multiple data classes.ExplorationGeophysics, 37(4): 322-330.

Teng J W, Li S L, Zhang Y Q, et al. 2014. Seismic wave fields and dynamical response for Qinling orogen and sedimentary basins and crystalline basement.ChineseJ.Geophys.(in Chinese), 57(3): 770-788, doi: 10.6038/cjg20140308.

Tian X B, Zhang Z J. 2013. Bulk crustal properties in NE Tibet and their implications for deformation model.GondwanaResearch, 24(2): 548-559, doi: 10.1016/j.gr.2012.12.024.

Tian X B, Liu Z, Si S K, et al. 2014. The crustal thickness of NE Tibet and its implication for crustal shortening.Tectonophysics, 634: 198-207, doi: 10.1016/j.tecto.2014.07.001. Wang C Y, Han W B, Wu J P, et al. 2003. Crustal structure beneath the Songpan-Garze orogenic belt.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 25(3): 229-241.

Xu Z F, Duan Y H, Tian X F et al. 2007. Basement interface structure characteristics beneath Jiashi strong earthquake swarm area in Xinjiang, China.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 29(5): 477-482.

Yuan D Y. 2003. Tectonic deformation features and space-time evolution in Northeastern Margin of the Qinghai-Tibetan Plateau since the Late Cenozoic Time[Ph. D. thesis] (in Chinese). Beijing: InstituteofGeology, China Earthquake Administration. Zelt C A. 1998. Lateral velocity resolution from three-dimensional seismic refraction data.Geophys.J.Int., 135(3): 1101-1112. Zelt C A, Barton P J. 1998. Three-dimensional seismic refraction tomography: A comparison of two methods applied to data from the Faeroe Basin.JournalofGeophysicalResearch, 103(B4): 7187-7210.

Zhang G W, Guo A L, Yao A P. 2004. Western Qinling-Songpan continental tectonic node in China′s continental tectonics.EarthScienceFrontiers(in Chinese), 11(3): 23-32.

Zhang J S, Wang F Y, Liu B F, et al. 2014. A study of the crust-mantle velocity structure beneath the Yushu earthquake zone and its adjacent areas.SeismologyandGeology(in Chinese), 36(2): 322-332.

Zhang P Z, Wang Q, Ma Z J. 2002. GPS velocity field and active crustal deformation in and around the Qinghai-Tibet Plateau.EarthScienceFrontiers(in Chinese),9(2): 442-450.

Zhang Z J, Bai Z M, Klemperer S L, et al. 2013. Crustal structure across northeastern Tibet from wide-angle seismic profiling: Constraints on the Caledonian Qilian orogeny and its reactivation.Tectonophysics, 606: 140-159. Zhao J M, Wang Q C, Duan Y H, et al. 2004. The finite difference research on basement structure of the Tianshan orogenic belt.ScienceChina:EarthSciences(in Chinese), 34(Suppl.): 13-18.Zheng W J, Zhang H P, Zhang P Z, et al. 2013. Late Quaternary slip rates of the thrust faults in western Hexi Corridor (Northern Qilian Shan, China) and their implications for northeastward growth of the Tibetan plateau.Geosphere, 9(2): 342-354.

附中文参考文献

常宏, 金章东, 安芷生. 2009. 青海南山隆起的沉积证据及其对青海湖—共和盆地构造分异演化的指示. 地质论评, 55(1): 49-57. 段永红, 张先康, 方盛名. 2002. 华北地区上部地壳结构的三维有限差分层析成像. 地球物理学报, 45(3): 362-369.

嘉世旭, 张先康. 2005.华北不同构造块体地壳结构及其对比研究. 地球物理学报, 48(3): 611-620.

嘉世旭, 张先康. 2008. 青藏高原东北缘深地震测深震相研究与地壳细结构. 地球物理学报, 51(5): 1431-1443.

嘉世旭, 张先康, 赵金仁等. 2009. 若尔盖盆地及周缘褶皱造山带地壳结构—深地震测深结果. 中国科学(D辑: 地球科学), 39(9): 1200-1208.

李松龄, 张先康, 张成科等. 2002. 玛沁—兰州—靖边地震测深剖面地壳速度结构的初步研究. 地球物理学报, 45(2): 210-217.

梁明剑, 周荣军, 闫亮等. 2014. 青海达日断裂中段构造活动与地貌发育的响应关系探讨. 地震地质, 36(1): 28-38.

马丽芳. 2002. 中国地质图集. 北京: 地质出版社, 38-39, 89-91, 110-111.

马杏垣. 1989. 中国岩石圈动力学地图集. 北京: 中国地图出版社, 32, 54, 55.

滕吉文, 李松岭, 张永谦等. 2014. 秦岭造山带与沉积盆地和结晶基底地震波场及动力学响应. 地球物理学报, 57(3): 770-788, doi: 10.6038/cjg20140308.

王椿镛, 韩渭宾, 吴建平等. 2003. 松潘—甘孜造山带地壳速度结构. 地震学报,25(3): 229-241.

徐朝繁, 段永红, 田晓峰等. 2007. 新疆伽师强震群区基底界面结构特征. 地震学报, 29(5): 477-482.

袁道阳. 2003. 青藏高原东北缘晚新生代以来的构造变形特征与时空演化[博士论文]. 北京: 中国地震局地质研究所.

张国伟, 郭安林, 姚安平. 2004. 中国大陆构造中的西秦岭—松潘大陆构造结. 地学前缘,11(3): 23-32.

张建狮, 王夫运, 刘宝峰等. 2014. 玉树震区及邻近地区壳幔速度结构特征. 地震地质,36(2): 322-332.

张培震, 王琪, 马宗晋. 2002. 青藏高原现今构造变形特征与GPS速度场. 地学前缘, 9(2): 442-450.

赵俊猛, 王清晨, 段永红等. 2004. 天山造山带基底结构的有限差分研究. 中国科学(D辑: 中国科学), 34(增刊): 13-18.

(本文编辑胡素芳)

A study on the basement tectonic units in the northeast margin of Tibetan plateau—the result of Maduo-Gonghe-Yabrai refraction profile

GUO Wen-Bin， JIA Shi-Xu*， DUAN Yong-Hong， WANG Fu-Yun

GeophysicalExplorationCenter,ChinaEarthquakeAdministration，Zhengzhou450002,China

The regularization inversion is used to get the basement structure of Maduo-Gonghe-Yabrai profile with the travel time data of refraction wave Pg and Psed. The checkerboard test, resolvability method and travel-time fitting are used to prove the reliability of the inversion. We got the features of the sedimentary cover and crystalline basement along the 850 km profile. The result shows the lithology and the depth of the four first-order tectonic units (Bayan Har Block, Eastern Kunlun-Western Qinling fold belt, the east side of Qilianshan fold belt and Alxa Block) and the secondary structure inside them. The properties and transformations of the crystalline basement are revealed too.On this basis, the upper crust structure coupling among blocks is analyzed. The relationships between the upper structures and the surface are also analyzed.KeywordsRegularization inversion； Basement structure； Bayan Har Block； Eastern Kunlun-Western Qinling Fold Belt； Qilianshan Fold Belt； Alxa Block

10.6038/cjg20161010.

中国地震局行业专项(201308011)，国家自然科学基金(41474075)，国家自然科学基金(41174052)，中国地震局星火计划(XH16050Y)资助.

郭文斌，男，工程师，研究方向为地球物理反演.E-mail：gwb4133@163.com

嘉世旭，男，1956年生，1982年毕业于成都地质学院物探系,主要从事地震波传播、地震资料解释、地壳上地幔结构和大地构造研究.E-mail:jiasx111@sohu.com

10.6038/cjg20161010

P315

2015-12-02，2016-07-05收修定稿

郭文斌， 嘉世旭， 段永红等. 2016. 青藏高原东北缘基底结构研究——玛多—共和—雅布赖剖面上地壳地震折射探测. 地球物理学报，59(10):3627-3636,

Guo W B， Jia S X， Duan Y H, et al. 2016. A study on the basement tectonic units in the northeast margin of Tibetan plateau—the result of Maduo-Gonghe-Yabrai refraction profile.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(10):3627-3636,doi:10.6038/cjg20161010.