本文的研究区域为宁夏及邻区(101° ~112° E, 31° ~42° N), 处于青藏、 华北和阿拉善地块的交接部位; 以牛首山为界, 南部属于祁连山断裂带, 以北则属于华北地块的鄂尔多斯地台西缘断裂带。宁夏北部的银川平原地区发育有1组张性兼走滑的正断层系, 南部发育有以海原断裂为主的束弧形左旋走滑断裂带。南部弧形断裂系, 除海原大断裂外, 还有中卫-同心、 烟洞山和牛首山-罗山等主要断裂带(宁夏回族自治区地矿局, 1990; 闵伟等, 1992; 柴炽章等, 1997)。

选取了宁夏及邻区90个宽频带台站(宁夏13个台站, 陕西、 甘肃、 四川和内蒙古77个台站)记录的2012年1月至2013年12月垂直分量连续波形数据, 应用不同台站对的组合对本区域形成较好的采样覆盖(图1), 从而保证本区域的速度结构反演具有较好的分辨率。

本研究通过频时分析获得垂直分量地震背景噪声互相关函数, 以获取瑞利面波频散, 在台站对互相关计算之前, 对地震波垂向记录进行了预处理, 包括去除仪器响应、 重采样到1Hz、 去均值和去倾斜。利用CPS(Computer Programs in Seismology)(Herrman, 2002)软件测量了双台间的瑞利波群速度。为了获得高质量的频散曲线, 文中使用2a的数据进行叠加, 最终形成互相关函数。为了消除不利因素, 经常把正负分支反序后再叠加, 形成对称信号(图2)。

图2

Fig. 2

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	图2 正负分量叠加后部分台站对之间的互相关波形Fig. 2 Cross correlated waveforms between some station pairs after superposition of positive and negative components.

采用CPS(Computer Programs in Seismology)软件测量得到了4, 005条瑞利面波群速度频散曲线, 根据数据处理与选择标准, 只选台间距> 3倍波长且信噪比> 10的波形数据, 得到了3, 182 条双台路径上6~50s的瑞利波的群速度频散曲线。图3显示了射线路径数在不同周期的变化。图4显示了不同周期的群速度射线路径分布情况, 可以看出射线的覆盖与台站的分布有关。台站较密集的地方, 射线交叉程度较好, 且空间分辨率较高, 路径基本均匀地覆盖了研究区域。其中6~30s周期的射线密度都在2, 000条以上, 30s以后周期的射线密度随之减小。

图3

Fig. 3

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	图3 射线路径数在不同周期的变化图Fig. 3 Changes of the number of ray paths in different periods.

图4

Fig. 4

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	图4 不同周期的射线路径分布Fig. 4 Distribution of ray paths in different periods.

基于以上获得的频散路径, 本文采用Ditmar等(1987)和Yanovskaya等(1990)提出的二维线性反演方法, 该方法是Backus Gilbert一维反演理论在二维下的推广(范莉苹, 2014), 对于不同类型和周期的面波, 该方法通过最小化式(1)获得每个周期的群速度分布图:

(d-Gm)T(d-Gm)+a∫∫|∇m(x)|2dx=min(1)

式(1)中,

m(x)=(U-1(X)-U0-2)U0di=ti-ti0(Gm)i=∫∫Gi(x)m(x)dx=∫l0im(x)dsU0∫∫Gi(x)dx=∫l0idsU0=ti0

x=x(θ, φ)表示位置, U0是与初始模型相对应的速度, ti是沿第 ith条路径的观测走时, ti0是根据初始模型计算的走时, a是正则化参数, l0i是第 ith条路径的长度, s是参与反演的路径段。

使用上述反演方法在获得群速度分布的同时, 还可以获得研究区域内的横向空间分辨率。图5选取了4个不同周期群速度的横向空间分辨率, 可以看到研究区内的分辨率图大部分地区均达到60km。

图5

Fig. 5

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	图5 不同周期瑞利面波群速度层析成像分辨率Fig. 5 The resolution of Rayleigh wave group velocity tomography in different periods.

采用2.1节所述的反演方法和参数, 反演得到了0.5° × 0.5° 网格下周期为6~50s的瑞利波群速度分布。图7展示了周期为10s、 22s、 30s和42s的群速度分布图像。为了将不同周期的面波和不同深度的地下结构变化联系起来, 本文计算了不同周期瑞利波群速度在深度方向上的敏感核(图6)。由图可见不同周期的深度敏感核不同, 我们的周期范围对5~45km深度内地壳和上地幔的结构具有较好约束。下面将分别讨论10s、 22s、 30s和42s群速度的分布及其与地表地质、 壳幔深部结构之间的关系。

图6

Fig. 6

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	图6 不同周期下瑞利波群速度的深度敏感核Fig. 6 The depth-sensitive nucleus of Rayleigh wave group velocity in different periods.

图7

Fig. 7

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	图7 不同周期的群速度分布图像Fig. 7 Image of group velocity distribution in different periods.

短周期10s的群速度对表层和深度5~10km左右沉积层的S波速度结构十分敏感, 主要反映地壳沉积层低速结构。在内蒙古阿拉善左旗— 宁夏银川一线以东的鄂托克前旗表现为低速异常; 银川断陷盆地位于阿拉善地块和鄂尔多斯地块的过渡地带, 沉积速度仍然表现为低速异常; 陕西周至— 蒲城, 反演结果表现出自SW向NE的带状低速异常区, 属于关中平原, 系地堑式构造盆地经黄土堆积、 河流冲积而成。渭河两侧地势不对称地呈阶梯状增高, 北岸有明显的2级冲积阶地和1~2级黄土台塬, 地理特征一致; 在甘肃武威— 宁夏中卫存在小范围的云状高速异常; 在甘肃定西— 陕西西乡一带高速异常呈非均匀的零星分布。

22s周期的群速度反映中地壳15~25km深度的地下结构, 其速度分布情况呈现出块体运动的特征。低速异常主要分布在内蒙古阿拉善左旗— 宁夏银川一带, 反映出鄂尔多斯地台的低速异常。贺兰山— 盐池在地表浅层的低速异常逐渐扩宽, 而在宁夏吴忠— 甘肃庆阳之间低速异常呈现出由NW向SE带状分布, 两者之间反映出菱形状的低速异常相连; 在甘肃定西— 迭部的低速异常由NE向SW连接成带, 且低速在甘肃临潭范围有收窄迹象; 在甘肃天水— 四川南江有1个高速异常区, 呈现出由NW向SE微弱偏移的走势。

周期30s的波速结构主要反映中下地壳结构。低速异常主要分布在宁夏银川— 海原一带以西, 由于贺兰山隆起和银川地堑、 吉兰泰盆地组成的盆岭构造, 在阿拉善地块与青藏高原NE缘弧形构造区之间成为环绕兰州盆地的低速异常区, 反演结果与杨明芝等(2007)得到的在银川地堑和六盘山断裂带下方存在低速异常体的结论一致; 在甘肃定西— 天水一线以西呈现低速异常区。陕西渭南— 商洛一带高速呈现出块状异常体。

42s周期的群速度反映中下地壳30~45km左右深度内的地下结构, 其速度分布情况受到地壳结构和地形特点的影响。低速异常主要分布在甘肃武威— 古浪一带, 低速自NE向SW呈现出弧形分布的特征; 甘肃临夏— 迭部一带反映出低速由强变弱, 最低点在和政附近; 内蒙古阿拉善左旗— 甘肃永登以西低速异常由弱增强, 甘肃迭部— 陇南以西低速异常由强变弱, 速度呈不均匀分布; 高速异常区主要分布在甘肃平凉— 陕西山阳, 速度呈现出不均匀的增强趋势。

前述提及的不同周期的面波频散分布虽然与不同深度的壳幔结构具有一定的相关性, 但是并不能直接反映壳幔结构的速度变化, 因此有必要对频散进行反演, 以获取壳幔不同深度的S波速度。Martı 'nez 等(2000)、 Shapiro 等(2002)的研究表明: 群速度在同一周期下对浅层的结构较为敏感; 由于群速度是独立提取的, 因而, 测量误差也是独立的。通过对研究区0.5° × 0.5° 网格点上的瑞利波群速度频散进行反演, 得到了各点下方的地壳上地幔一维S波速度结构。

在得到不同网格点的一维速度模型之后, 通过线性插值得到了研究区的三维S波速度结构。

Herrmann等(2002)的方法是一种线形反演算法, 反演的结果对模型的选取有很大的依赖性, 我们根据Li等(2014)的结果选取了8个一维模型, 其中4个均匀模型, 4个渐进递增模型(图8)。分别在银川盆地(106° E, 38.5° N)和鄂尔多斯地块(107.5° E, 37° N)选取2个点, 8个模型的结果分别如图9a和9b。由图9a可见, 在银川盆地内部地壳速度结构比较简单, 横向速度结构变化不大。图9b显示在鄂尔多斯地台内部地壳速度结构在50km深度变化较大, 尤其是40~50km地处海原地震区附近。海原断裂带长约500km, 产状为NWW— NNW/SW, 全新世地层与奥陶纪灰岩呈断层接触。此处发生了1920年宁夏海原8.5级强烈地震(廖玉华等, 1990)。得到的结果与相应地区的人工地震测深结果进行对比, 最终选取了渐进递增模型d作为反演时的初始模型进行计算。

图8

Fig. 8

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	图8 一维速度不同的模型Fig. 8 Models with different one-dimensional velocity structures.

图9

Fig. 9

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	图9 不同模型反演的S波速度值Fig. 9 S wave velocity values inverted from different models.

从中得到的结果与初始模型在浅层10km的差别较大, 有可能是6s以下的频散曲线结果比较差, 导致误差较大, 因此本文选取6s以上的频散结果进行分析。

依据不同深度的速度分布特征, 本文给出了不同深度的速度切片, 对宁夏及邻区地壳的三维S波速度结构进行分析(图10)。

图10

Fig. 10

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	图10 不同深度的S波速度分布Fig. 10 S wave velocity distribution at different depths.

速度分布图像在10km深度处主要反映了沉积层的速度结构特征。在银川地堑和六盘山断裂带下方存在低速异常体, 呈横向不均匀分布, 变化范围3.0~3.8km/s, 与鄂尔多斯地块和阿拉善地块之间夹持着新生代活动强烈的银川地堑和贺兰山地垒, 自西向东呈现出台地、 山地、 地堑和台地的地质地貌密切相关。推测是强烈混合岩化并伴随局部熔融作用所致(杨明芝等, 2007)剖面从NE向SW依次为中宁-红寺堡盆地、 中卫-清水河盆地、 兴仁堡-海原盆地, 呈现大面积的低速异常。上述盆地均属断陷盆地, 是地震活动的重要场所。盆地规模和盆地内的第四系厚度有向SW增大的趋势。其岩性为黏质砂土、 砂质黏土夹少量的砂砾石和黏土。地壳深部结构显示, 在弧形构造带及其北、 南两侧的壳幔速度在纵向和横向上均具有明显的非均匀性, 地壳厚度变化大。弧形构造带北、 南两侧的上地壳中存在不同的低速块体。在陕西周至— 蒲城一带自SW向NE呈现出由强变弱的带状低速异常体。渭河盆地是1个新构造运动强烈, 下降幅度巨大、 内部构造复杂的断陷盆地^①(① 廖玉华，孟广魁，张文孝，等，1990，六盘山公路隧道地震危险性分析报告。), 反演结果的低速异常体与之对应。在甘肃白银与内蒙古阿拉善左旗交界处存在小范围的块体高速异常体, 阿拉善地块是1个长期隆起、 构造性质相当稳定的构造单位。基底为太古代阿拉善群, 岩性为海相碳酸盐和碎屑岩。高、 低速分布较好地揭示了活动地质构造, 且与反演结果一致。

速度分布图像在20km深处, 中地壳的速度变化范围为3.1~3.8km/s。受鄂尔多斯地块整体抬升的影响, 在内蒙古鄂托克前旗呈现出块状高速异常体。沿鄂尔多斯西北边界向SW方向到东南边界及其以东范围内, 即由宁夏灵武— 固原、 甘肃庆阳— 陕西宝鸡、 陕西延安— 榆林、 内蒙古包头— 呼和浩特高速异常体、 以鄂尔多斯地块西缘的SN向构造和阿拉善地块南缘的近EW向构造为边界, 先存的NWW、 NW和NNW向断裂在新的构造活动进程中逐渐形成了一系列向NW散开、 向SE收敛于六盘山地区、 弧顶指向NE的弧形构造。其构造变形以NNW至近SN走向分布的逆冲断裂及其伴随的褶皱为主要特征(杨明芝等, 2007)。这一弧形高速异常体的SW侧是上升隆起的基岩山地。第四纪以来, 除了牛首山-罗山活动断裂带中的罗山段作为青藏块体与鄂尔多斯块体间的一级构造边界, 作右旋走滑运动外, 其他各断裂带的西段和东段分别具有明显的左旋走滑和挤压逆冲活动特征(张维岐, 2015)。在甘肃天水— 舟曲— 宁强呈现出条块混杂的三角围成高速异常体。地貌上表现为一系列的断崖、 三角面呈线状分布, 新生代以来, 该断裂具有张性兼左旋活动的正断层特征^①(① 廖玉华, 孟广魁, 张文孝, 等, 1990, 六盘山公路隧道地震危险性分析报告。)。在甘肃平凉— 武都呈现出条带状的低速异常体, 由NW向SW略微增强的趋势。地处青藏高原东北缘地块与华南地块交界处, 弧形山地与断陷盆地分布区的SW侧为陇中黄土丘陵区, 由于现代水文网的强烈下切侵蚀作用, 使得原为平坦的高原变成了梁峁起伏、 沟壑纵横的黄土丘陵^①(① 廖玉华, 孟广魁, 张文孝, 等, 1990, 六盘山公路隧道地震危险性分析报告。)。反演结果与地质构造、 地形地貌相吻合。

在24km、 30km深处, 中下地壳的速度变化范围为3.2~3.9km/s。在阿拉善地块与青藏高原东北缘地块之间成为环绕兰州盆地的低速异常区。24km深处在甘肃武威— 民勤— 古浪之间形成了扇形的低速异常区, 跨越阿拉善地块与鄂尔多斯东北缘边界, 是地台上长期处于剥蚀状态的坚硬而稳定的地块, 局部地区发育陆相碎屑岩和火山岩, 中生代大幅度沉降, 早白垩世成为巨大的内陆盆地(杨明芝等, 2007)。在甘肃临夏— 四川迭部呈现出块状低速异常体, 以临夏为界, 青藏高原东北缘进一步可以分为柴达木地块和祁连地块, 而位于祁连地块的低速异常体自NW向SE, 山的高度逐渐升高, 盆地内的堆积亦逐渐加厚, 活动走滑断裂的走滑运动量也向SW递增。中更新世以来多呈左旋走滑兼逆冲性质的运动^①(① 廖玉华, 孟广魁, 张文孝, 等, 1990, 六盘山公路隧道地震危险性分析报告。)。在甘肃武都— 静宁、 甘肃会宁— 白银呈现出自SW向NE、 SE向NW的条带状低速异常体, 此间跨越华南地块与青藏高原东北缘弧形构造区。地壳由深部到浅部向N或向E仰冲, 而东部的鄂尔多斯台块的地壳被动下插, 使块体本身形成左旋扭动的菱形地块。该处是复杂的过渡带, 可能与上地幔的底侵作用有关(杨明芝等, 2007)。在陕西咸阳— 甘肃平凉、 甘肃庆阳— 陕西定边, 呈现出由SE向NW走向的块状和紧靠鄂尔多斯西缘的条带状高速异常体, 位于鄂尔多斯西缘地块隆起区, 是1个稳定的构造单元, 内部结构较为单一, 发生在中生代的印支运动和燕山运动, 在块体内部表现不明显。物探资料显示隆起区内盖层构造变形微弱^①(① 廖玉华, 孟广魁, 张文孝, 等, 1990, 六盘山公路隧道地震危险性分析报告。)。台地面由E向W和缓倾斜, 由于长期处于剥蚀状态, 台地上第四纪松散沉积物很薄。地貌及地层发育状况表明, 整体性的缓慢抬升是该块体新构造活动表现方式(杨明芝等, 2007)。反演结果表明, 高速异常自SE向NW逐渐减弱, 且与地质构造、 地貌及地层发育状况相吻合。在30km深处这一周期低速异常体与24km处基本一致, 只是在甘肃武威— 民勤— 古浪之间形成的扇形的低速异常区显示出逐渐由NW至SE散开, 在甘肃白银— 会宁低速明显, 呈月牙形展开。在甘肃定西— 宕昌— 四川舟曲由NW向SE再向SW形成范围扩大的扇形低速区。群速度最低值位于甘肃定西— 舟曲一带, 属于中国地势第一、 二级阶梯间的过渡地带, 位于高原、 盆地间的山区, 反演结果呈现出低速明显增强, 和该区块体运动特征相吻合(张培震等, 2003)。在甘肃兰州— 榆中呈现出块状高速异常体, 深部电性结构特征与地质构造有较好的对应关系。剖面电性结构较为复杂, 横向起伏变化较大, 上地幔第一高导层在甘肃榆中, 向东逐渐加深。在甘肃平凉— 孟家塬呈现出块状高速异常体, 地处鄂尔多斯西南部, 内部结构复杂, 活动强烈, 介质强度较低。在陕西宜川— 路井呈现出由NE向SW的条带状高速异常体, 从陕西路井— 西安呈现出由NE向SW扩散的块状高速异常体, 跨越鄂尔多斯地块和冀晋断块隆起与华南地块接壤。该处表现出自第四纪以来的新活动, 在近EW水平挤压之下, 以垂直运动方式为主, 构造变形以褶皱、 整体抬升并伴随逆冲或逆掩构造为主要特征^①(① 廖玉华, 孟广魁, 张文孝, 等, 1990, 六盘山公路隧道地震危险性分析报告。)。反演结果的高、 低速与地质构造基本一致。

在34km深处, 中下地壳的速度变化范围为3.2~4.0km/s, 在甘肃定西— 宕昌— 四川舟曲为由NW向SE的扇形低速区。较30km深处其低速有所减弱。而高速的走向表现出自SE向SW逐渐收窄, 即在陕西永丰— 山阳高速明显, 且在向SW收缩的过程中速度减弱, 由块状变为条带状止于太白山。太白山为秦岭— 大巴山的主峰, 是青藏高原以东的著名高峰, 具有典型的第四纪冰川地貌。跨越鄂尔多斯地块降至华南地块。六盘山东麓断裂带是处在块体之间的会聚与挤缩的1个特殊构造部位, 显然它的新活动标志不同于海原断裂带NWW走向以走滑为主的段的新活动标志。它的新活动变形最突出的1个特点是强烈隆起抬升。其表现是: 下白垩统六盘山群和古近纪、 新近纪红层中形成的褶皱和断层属于压性构造形迹, 变形幅度向南、 北减弱, 地层和断层线出露高度向南、 北两侧降低, 裸露地表的地层层序向北变新, 地貌高度和地形切割深度向北明显减小^①(① 廖玉华, 孟广魁, 张文孝, 等, 1990, 六盘山公路隧道地震危险性分析报告。)。

在下地壳40km深处, 速度变化范围为3.3~4.2km/s, 在甘肃临夏— 宕昌— 四川舟曲为由NW向SE的扇形低速区。较34km深处其低速明显减弱, 呈现出不均匀分布。该处位于临潭-宕昌断裂, 产状为NW/SW, 长度> 100km, 表现出第四纪期间的地壳运动特征, 发生的最大地震为6.7级^①(① 廖玉华, 孟广魁, 张文孝, 等, 1990, 六盘山公路隧道地震危险性分析报告。)。受秦岭— 大巴山的影响, 陕西永丰— 山阳、 澄城— 延安一带高速异常明显, 边界清晰。前者位于宝鸡-咸阳-潼关断裂带, 又称渭河断裂, 该断裂西与西秦岭北缘断裂带相接, 东经宝鸡、 咸阳至华县、 潼关。物探查明为1条高角度正断层, 宝鸡— 咸阳段断裂倾向S, 倾角65° ~80° , 为高角度正断层。华山北缘山前断裂具左旋活动特点, 全新世最大垂直运动速率为1.4mm/a。华县8级强震的发生是该断裂带继承性活动的结果。该断裂的活动具有东强西弱的特点^①(① 廖玉华, 孟广魁, 张文孝, 等, 1990, 六盘山公路隧道地震危险性分析报告。)。后者属于华南断块次级单元的秦岭断块隆起, 南部以古近纪、 新近纪红层组成的红色丘陵、 山地和深切的沟谷, 地貌以支离破碎为主要特征。在延安杨家岭一带, 特别是在刺沟门一带横穿断裂带的近EW流向的水系和山脊, 在断层东侧具有同步向NE偏转或扭动的现象。产生这种现象的原因, 有可能是受NNW— NW走向的月亮山东麓活断层左旋走滑的影响结果。在宁夏盐池— 陕西苗寨子之间呈现出块状高速异常体, 该处位于宁夏与陕西交界处, 地处鄂尔多斯地块, 从深部电性结构特征上表现出鄂尔多斯和阿拉善地台区剖面电性层结构平稳。地壳底部高导层埋深在30~40km, 上地幔第1高导层埋深在110~120km。盐池以东鄂尔多斯地台区深于西侧阿拉善地台区, 约为120km(杨明芝等, 2007)。反演结果与地质构造和地理特征有较好的对应。

S波速度横向分布图揭示, 由于软流圈的下流运动, 造成40km深度柴达木盆地的弱低速异常。在20~40km深度范围, 受贺兰山隆起和祁连山隆起及鄂尔多斯断块隆起影响呈现出大范围的高速异常, 呈明显的向NE突出的弧形展布。随着深度的增加, 青藏高原东北缘的构造应力场发生了明显的变化, 主压应力方向变为NEE-SWW方向, 致使该区域的断裂活动性质由挤压逆冲变为左旋走滑, 华南地块下具有高速异常体。

本文给出了4条剖面的S波速度垂向分布图(图11), 对不同构造单元的速度特征进行分析。剖面位置如图1所示。

图11

Fig. 11

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	图11 S波速度结构垂向剖面Fig. 11 Vertical profile of S wave velocity structure.

剖面AA'自西向东穿越兰州盆地、 阿拉善块体、 卫宁断陷盆地和鄂尔多斯块体。受沉积层影响, 宁夏灵武— 陕西靖边均显示低速, 在灵武— 盐池附近, S波速度最低, 沉积层最厚。灵武以东, 盐池至陕西靖边位于鄂尔多斯地台区, S波速度总体变化平缓。同时宁夏灵武— 陕西靖边一带高速呈现高低起伏变化。在青藏高原东北缘与鄂尔多斯地块之间的上地幔存在约200km的过渡带, 该过渡带在地表的界限在兰州— 海原之间, 在上地幔表现为45° 左右的倾斜条带, 基本结构特征表现为高速与低速物质的混杂。兰州和海原地区的上地幔顶部有明显的低速体侵入特征。这可能与深层热物质向上迁移, 下地壳发生岩浆底侵作用, 在壳幔边界附近发生部分熔融, 壳幔混合物在下地壳形成韧性流层等因素有关(郭飚等, 2004)。青藏高原东北缘NE侧为下降的单侧受断裂带控制的卫宁压陷盆地, 为晚第四纪的压陷盆地。SW侧是上升隆起的基岩山地。第四纪以来, 除了牛首山-罗山活动断裂带中的罗山段作为青藏块体与鄂尔多斯块体间的一级构造边界, 作右旋走滑运动外, 其他各断裂带的西段和东段分别具有明显的左旋走滑和挤压逆冲活动特征(张维岐等, 2015)。反演结果与李松林等(2002)认为该区域上地壳和下地壳2大层, 横向上变化剧烈相一致。

剖面BB'自西向东横跨了兰州盆地、 青铜峡-固原断裂带和鄂尔多斯块体。106° ~109.5° E之间沉积层呈现明显低速, 沉积层最厚处超过5km, 明显呈现出西海固黄土沉积区的低速特征, 最低点对应于第四纪盆地的沉积中心— — 其沉积厚度都较大, S波速度基本随深度增加而增大。鄂尔多斯地块位于华北克拉通西部, 紧邻青藏高原NE缘, 南抵秦岭-祁连造山带, 北缘以阴山为界, 东缘以吕梁山为界, 西缘以贺兰山和六盘山为界, 是中国中生代、 新生代以来在构造活动中起重要作用的刚性块体。块体内部稳定, 具有很好的整体性。鄂尔多斯西缘仍保持了稳定克拉通块体的性质。中、 新生代以来, 鄂尔多斯块体及其周缘地区主要受到由印度板块N移、 青藏高原降升和太平洋板块向W俯冲产生的远源波及力形成的驱动合力作用, 使其处于不同的构造应力环境中, 具有不同的构造特征。西缘六盘山地区处于挤压应力环境中, 而东南缘地区在走滑拉张应力作用下, 形成汾渭地堑(陈强森等, 2013)。反演结果表明, 该地区存在明显的横向不均匀性, 这种不均匀性体现在不同块体之间, 同时也存在于块体内部, 青藏高原NE缘— 鄂尔多斯地震层析成像剖面显示的地壳及上地幔S波速度结构特征, 与已有的其他地球物理研究结果(刘建华等, 1989; 徐果明等, 2000; 胥颐, 2001; 何正勤等, 2001, 2002; 朱良保等, 2002; 彭艳菊等, 2002; 郭飚等, 2004)相吻合。

剖面CC'自南向北依次穿过六盘山断裂带、 腾格里沙漠、 阿拉善块体。在33° ~38° N之间低速呈现出高低起伏变化, 最厚处接近5km。35.5° ~38° N之间沉积层低速异常明显, 甘肃会宁— 宁夏中卫— 内蒙古阿拉善左旗一带位于海原断裂带、 中卫盆地和阿拉善块体, 多个活动地块相互交会、 相互作用的地带往往是强震高发区, 中卫以南地震断层形变带长30km左右, 是1709年7级地震的产物。33° ~36.5° N之间下地壳高速呈现出高低起伏, 34.5° ~35.5° N高速异常明显。甘肃武山— 会宁, 李松林等(2002)认为, 自NE向SW地壳厚度逐渐变厚, 在会宁和海原界面存在高、 低层。位于东西2麓逆断层之间的六盘山块体, 在EW向水平挤压下块体呈上宽下窄楔状抬升。六盘山东麓断裂正是海原活动断裂带的SE段, 由于断裂带大部分出露在基岩中, 第四纪地层不发育。它的新活动特点又不同于走滑断裂带和拉张正断层, 走滑断层有水平错断地质体、 山脊和水系等标志, 而正断层的断层陡坎, 阶梯状的层状地貌等标志十分清楚。六盘山复背斜褶皱和逆断层形成于新近纪末期, 地层均发生了不同程度的褶皱。现今六盘山地区的构造变形幅度, 是由第四纪以来的构造变形叠加在新近纪末期构造变形量的总和。六盘山地区自第四纪早更新世末期至今, 在西侧块体向E滑动所产生的近EW向水平挤压力作用下, 新活动方式以垂直运动为主要特色, 区内构造主要表现为复式背向斜褶皱及逆断层^①(① 廖玉华, 孟广魁, 张文孝, 等, 1990, 六盘山公路隧道地震危险性分析报告。)。腾格里沙漠位于卫宁北山和中卫县西北部, 与贺兰山山体以1个宽度不大的冲积平原过渡。沙漠区海拔高度一般为1, 200~1, 450m, 活动性沙丘、 沙岗一般高20~30m, 沙丘之间偶尔可见洼地或湖泊(张维岐等, 2015)。反演结果与之对应。

剖面DD'自南向北依次穿越华南地块、 渭河断陷盆地、 鄂尔多斯地块。35.2° ~37° N之间沉积层呈现低速, 陕西彬县— 吴起, 位于祁连山的山前坳陷区, 山地岩石裸露, 山麓砾石堆积, 上地壳介质松散, 速度低, 地壳厚度薄, 呈现出低速异常区。33.5° ~38° N中下地壳呈现出大面积的高速, 高速突出部位反映在35~40km深度范围内高低起伏变化, 最高值在33.5° ~34.7° N接近下地壳部位, 陕西佛坪— 麟游地处青藏高原以东著名高峰太白山的影响高速加剧。35.2° ~37° N之间的高速与低速相对应。属于华南断块次级单元的秦岭断块隆起, 位于海原断裂带的东南角。秦岭山脉走向NWW, 北与渭河断陷带毗邻, 山势西高东低, 北陡南缓。秦岭山脉虽是个十分古老的山脉, 但新构造差异运动仍十分强烈。分布于海原断裂带SE部的渭河断陷盆地, 是渭河断陷带的一部分, 属于冀晋断块隆起的SW端。该断陷盆地北邻鄂尔多斯断块隆起, 其南为秦岭断块隆起, 西端与鄂尔多斯西南边界弧形断裂束相接。地貌上为夹持于秦岭山脉与黄土高原之间的渭河平原, 平原内黄土塬广布。渭河断陷带早在始新世已开始形成, 是鄂尔多斯块体周缘最古老的断陷带, 断陷带的南北边界受断裂控制, 内部断裂也很发育, 许多断裂带都表现出十分强烈的构造运动^①(① 廖玉华, 孟广魁, 张文孝, 等, 1990, 六盘山公路隧道地震危险性分析报告。)。反演结果的高、 低速体与地形地貌相吻合。