2013, Vol. 56
2. 长安大学地质工程与测绘学院, 西安 710064;
3. 中国地震局地球物理勘探中心, 郑州 450002
, FENG Xi-Jie1, WANG Fu-Yun3, PENG Jian-Bing2, LIU Chen1, DAI Wang-Qiang1, LI Gao-Yang1, ZHANG Yi1, MA Ji1
2. School of Geological Engineering and Geomatics, Chang'an University, Xi'an 710064, China;
3. Geophysical Prospecting Center, China Earthquake Administration, Zhengzhou 450002, China
西安坳陷位于渭河盆地中南部, 被鄂尔多斯地台南缘和秦岭造山带的北缘所夹持, 东侧又存在骊山隆起, 其地质构造复杂, 活动断裂发育, 地壳深部存在隐伏活动断层.而渭河盆地南深北浅, 向南倾斜, 是我国华北地区第四纪下陷幅度和堆积厚度最大地区之一, 也是新地质时期垂直差异运动和历史地震十分强烈的地区[1-2].一些学者认为, 渭河盆地所处的汾渭裂谷是由大地构造作用而成.作为晋陕地堑系或环鄂尔多斯地堑系重要组成的汾渭地堑系, 与东非裂谷系、莱茵地堑、贝加尔裂谷系相似, 属于大陆内初始裂谷[3-4].还有学者认为:渭河盆地不仅是亚洲大陆上位于一个褶皱弧和东西构造带之间的一种引人注目的构造现象, 也是中国东部地质历史上一个独立的演化阶段.它是在中生代不同方向褶皱隆起背景下, 在新生代晚期形成的一种扭转滑动地块[5-7].
西安坳陷其周边地区近代地震活动频繁, 1556年曾在华县发生过81/4级地震, 5级以上的历史地震较多.区内存在发生7.5级和7.0级地震的潜在震源区, 地震基本烈度为Ⅷ度(1990年), 是国家的重点地震防御区[2].由于西安坳陷特殊的地质构造和地震活动特点, 早在20世纪30年代初, 对渭河盆地及其边缘断裂的属性曾展开过研究.从60年代开始, 原地质部第三普查勘探大队等单位在渭河盆地内进行了大量的地球物理勘探和钻探工作.但该区包括渭河盆地的成因机理、形成演化的动力来源等长期以来存在一定的争论和不同认识[5, 7-8], 因此, 有必要对盆地下方的深部地壳结构进行精细研究, 提高对盆地和坳陷的认识.
通过深地震反射探测, 探明西安坳陷及邻近地区的活动构造的伸展延伸和构造关系, 确定断层的具体位置和不同断裂的空间几何格局以及与历史地震发生的关系, 揭示地壳深部的速度结构和介质特征, 为该区域的大陆动力学、盆山耦合以及深部孕震构造背景等提供依据[9-11].
2 区域地质构造概况与深地震反射剖面位置从区域位置来看, 渭河断陷带位于鄂尔多斯块体南缘、秦岭断块山地以北, 东北部与山西断陷带为邻, 西端与青藏高原东北边界弧形断裂束相接.而西安坳陷地处渭河断陷带的中南部, 在大地构造位置上, 位于华北断块区西南缘和秦岭山地北缘的渭河断陷带内, 是两个一级构造单元的结合部位.根据门源-平凉-渭南地震测深剖面的解释结果, 渭河盆地地壳分为三层.上地壳厚13k m, 平均速度6.06km/s; 中地壳厚度11km, 平均速度6.35km/s; 下地壳较薄, 仅3~4km, 平均速度6. 52km/s.盖层厚达7km, 平均速度在3.45~4.05之间.与其两侧的鄂尔多斯地台和秦岭褶皱带相比, 渭河盆地的基底显著下凹, 而莫霍面呈明显的局部上隆形态.和鄂尔多斯块体交接部位, 莫霍面陡然下倾, 幅度达10km之多[12-13].
深地震反射测线布设在西安市西南部的长安区与西北部的礼泉县之间, 测线方向为NW-S E向.该测线的SE端点(0m桩号)位于长安区太乙宫镇沙场村附近, 其经纬度坐标为:东经109° 00' 42.6″, 北纬34° 01' 32.8″, 测线的NW端点位于礼泉县骏马镇付官寨附近, 经纬度坐标为:东经108° 32' 17.9″, 北纬34° 28' 06.4″.测线全长69km, 具体位置详见深地震反射测线位置图(图 1).
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图 1 区域地质构造和深地震反射剖面位置图 Fig. 1 Geological features and location of deep seismic reflection profile |
该测线的南北两端地势较高、中间地势相对较低, 地势最低处位于渭河附近, 海拔高度约为400m, 最高处位于测线的东南端, 海拔高度约为600m.另外, 沿深反射测线近地表地层岩性也有较大的变化, 测线桩号0~13km为秦岭山前地带, 地表沟坎非常发育, 近地表岩性主要为粒径大小不等的卵石层与粘土的混合物.在沣河和渭河附近, 近地表岩性多为较厚的沙层, 而在测线桩号53km以西, 地势相对平坦, 近地表地层岩性多以粘土层为主.测线两端的高程一般大于450m, 测线中部的高程位于380~450m之间.测线桩号0m的海拔高度为642.04m, 最低点位于渭河河道内(桩号43.72~43.76km), 其海拔高度为385.24m.
3 数据采集和处理深地震反射剖面的现场数据采集采用道间距40m、最小偏移距0m、最大偏移距3200和6400m、接收道数240道、覆盖次数30~40次; 为了兼顾浅部的底层反射和有利于倾斜界面成像采用了排列中间激发, 双边不对称零偏移距接受的工作方法.地震波激发采用钻孔爆破震源.根据试验结果, 为了保证地震波的激发能量, 特别是为了提高深层反射波的信噪比, 钻孔深度一般为20~25m, 单炮激发药量24k g.当测线的某些地段上因地质条件变化, 钻孔深度不能达到设计要求时, 采用了2~3孔组合的激发方式, 单炮组合药量18~24Kg.地震仪器采用了德国DMT公司生产的SUMMI T数字地震仪, 该仪器具有性能稳定、记录频带宽、动态范围大的特点.采样率2ms, 记录长度16s, 这样的记录长度可满足记录到来自Moho面反射的要求.数据处理采用FOCUS地震反射处理系统, 其数据处理流程和方法主要包括静校正、时变带通滤波、二维倾角滤波、时变谱白化、正常时差矫正(NMO)、倾角时差矫正(DMO)、共中心点叠加(CMP)、剩余静校正和叠后去噪等.速度分析对获得良好的反射剖面图像至关重要[14-15].资料处理时, 发现来自中下地壳反射波的速度谱离散程度很高, 难以用常规的速度分析方法确定合理的叠加速度, 为此, 本工作利用本区已有的深钻孔波速资料, 作为相应深度上的叠加速度, 剖面叠加效果有明显改善.
取得高质量的深地震反射剖面图像是深地震反射探测的关键[16].本次在西安坳陷获得的深地震反射叠加时间剖面具有高的信噪比, 图 2即为本次深地震反射探测获得的深反射CMP叠加时间剖面.由图 2可以看到, 该剖面经过地区的地壳内部和上地幔顶部含有丰富的反射信息, 揭示了该区整个地壳的精细结构.
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图 2 深地震反射CMP叠加时间剖面和钻孔资料(Q:第四系; N:新近系; E:古近系) Fig. 2 CMP stack-time section of deep reflection profile and data of borehole(Q:Quaternary; N:Neogene; E:Paleogene) |
在本次深地震反射探测获得的深反射CMP叠加时间剖面(图 2)的基础上, 做出了地壳精细结构的解释剖面见图 3.剖面经过地区的地壳内部含有丰富的反射信息, 图 2和图 3清楚地揭示了该区整个地壳结构的基本骨架, 反映出了明显的纵向分带和横向分块的地质结构特征.下面按照上地壳、下地壳壳幔过渡带三个部分予以描述.
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图 3 深地震反射CMP叠加时间剖面和断层解释(F1~F11:解译出的断层) Fig. 3 CMP stack-time section of deep reflection and fauls location (F1~F11: interpreted faults) |
从图 2深反射叠加时间剖面图可以看出, 在剖面双程到时TWT4~4.5s以上(浅)的部分, 剖面揭示了多组反射能量强、横向连续性好、起伏变化形态明显的地层界面反射, 具有明显的沉积盆地反射特征.在剖面水平向上, 多组能量较强的地层反射由浅至深还表现出了明显不同的深浅地层分层与错断的结构特征.剖面桩号50km以北, 连续性好的强反射自北向南倾伏, 沉积层底界反射的最大时深位于双程到时TWT2.2s左右; 剖面桩号18km以南, 连续性好的地层反射自南向北倾伏, 强反射终止的最大时深位于TWT2.5s左右.剖面桩号18~50km之间, 反射波同相轴数目自剖面的南北两端向剖面中部逐渐增多, 且所有的地层反射均向着剖面的中部倾伏, 表明在剖面桩号18~50km之间应为一个沉积盆地, 盆地中心大约位于剖面桩号35km左右.盆地深部构造特征十分明显, 而剖面上多组地层反射波同相轴出现的能量变化和反射波组或波系出现的明显错断反映了断裂的存在, 局部地段上多组同相轴被断层切割, 地层显得较为破碎.
根据剖面所揭示的地层反射波组特征、本区钻孔分层资料和资料处理时获得的地震波速度资料, 对深地震反射剖面TWT4~4.5s以浅的一些主要物性分界面反射进行了地质分层, 分层结果在深地震反射CMP叠加剖面图(图 2)中分别用TQ、TN1、TN2、TE和Tg标出, 其中TQ解释为第四系覆盖层的底界, TN1、TN2为新近系地层的反射波, 推测TE为古近系地层的底界, 反射波Tg可能来自结晶基底的顶面.
4.2 剖面中部反射带特征图 2中可看到, TWT5s以下的部分, 剖面反射波特征、界面反射性质和反射波组构与剖面浅部相比是明显不同的.在TWT5s以上, 剖面上的地层反射波大多表现为2~3个在横向上能被连续追踪的强反射相位, 且界面起伏变化形态清楚.而TWT5s以下的部分, 出现在剖面上的是几个波组能量变化较大、在横向上并不稳定的多相位复合反射界面, 在图中分别用C、RA、RB和Moho标出.在图 2中, 这些界面分别出现在5~6s(界面C)、7~11.5s(界面RA)、8.5~9s(界面RB)和10~12.5s左右(界面Moho).经过资料处理和计算, 求得这几个界面的深度分别为:10.5~13.5km(界面C)、20.3~21.5km(界面RB)、16.8~34.3km(界面RA)和32~36.7km(界面Moho)左右.
由这几个反射界面在剖面横向上的分布特征来看, 界面C(康拉德面)的反射能量相对较强, 且横向起伏变化较大, 在剖面的两端它出现的时间约始于TWT5s(对应深度约为10. 5km), 剖面桩号约35km左右, 其深度约为13.5km; 界面RA在深地震反射剖面的南端点约始于TWT7s(对应深度约16.8km), 向北倾斜, 在桩号约34km处, RA与Moho反射带发生干涉; RA是桩号34km以南的下地壳中的强反射带, 形态与其下部的Moho界面相似.可以这样认为, 在桩号34km以南, C界面以上为上地壳, 而以下至Moho界面的地壳, 则被RA界面划分成为中地壳和下地壳.界面RB虽也是C界面下的下部地壳的反射带, 但在剖面上的特征并不非常清楚, 在剖面桩号35km以北只能看到它的大致形迹, 其反射能量相对较弱, 说明与RA不是同一组反射带, RB可能是俯冲时期华北下地壳反冲的遗迹, 对应深度约为24~25km.
4.3 莫霍反射带特征在本次西安地区的深地震反射工作所获得的激发波叠加时间剖面图上, 壳幔过渡带的波组同相轴表现为一套小尺度的、彼此近于平行、相互结合平整的同相轴序列所组成的叠层结构, 它在图 2中的西北端大约在TWT11.2s左右开始出现, 对应壳幔过渡带的顶界面深度约为33.5~34km左右; 而在剖面的东南端, Moho反射带出现的时间约为TWT10.5s, 对应顶界面深度约为31.5~32km; Moho界面在图 2中的同相轴叠层在剖面纵向上的TWT持续时间约为1~1.5s, 对应壳幔过渡带的厚度约为3~4.5km.这清楚的表明, 在西安地区, 对应的的壳幔分界并不是一个简单的, 地震波速度出现阶跃的单一界面, 而是表现为具有一定延续时间的、其厚度约为3~4.5km的薄层, 并连续构成的速度缓慢变化的叠层结构.西安地区壳幔分界的明显特征还表现为剖面中部分反射体的突然消失, 在壳幔过渡带之下, 上地幔顶部只见有个别片段性的弱小反射.
本次工作探明(由图 3可看到):西安坳陷下部的Moho过渡带的顶面深度约为32~33km, 在深地震反射剖面上出现的持续时间约为1.2~1.5s. Moho过渡带与本次工作所做的的宽角反射/折射剖面的二维地壳速度结构剖面上的Moho面对应位置的地震波速度的梯度变化带也有着好的对应关系.
4.4 断裂特征根据深地震反射剖面所揭示的地下构造特征、剖面反射带性质和反射界面形态, 对图 2的反射波叠加时间剖面的同相轴进行了断裂构造分析与解释, 其结果见图 3.由图 3可看出, 剖面经过地区的断裂构造非常发育, 根据剖面浅部的反射波组特征和剖面下部的时间同相轴延伸性质和横向上的形态变化, 在剖面上共解释了11条特征明显的断裂(F1~F11).
剖面桩号10.2km左右为断裂F1, 该断裂具有西北盘下降、东南盘上升的正断层属性, 剖面上断裂F1倾向北西, 它向上错断了第四系覆盖层的底界, 向下错断TN、TE和Tg同相轴序列, 并以铲形方式延伸到大约8.5~9km的深度上与断裂F5归并.从断裂F1在剖面上出现的位置来看, 断裂F1应是余下-铁炉子断裂在深地震反射剖面上的反映.
断裂F2、F3和F4在剖面上出现的位置分别位于剖面桩号14.2km、16.0km和17.5km左右, 这3条断层均向北西方向倾, 且为正断层.因受这3条断层的影响, 使得剖面桩号约14~17.5km之间的同相轴波组在TWT0.5~2.5s, 大约3.5km宽的范围内出现有较大的水平向的形态变化, 具体表现为:1)该区段内的地层反射连续性变差、能量变弱, 断层F2和F4为强、弱能量变化的分界; 2)反射层TQ、TN和TE在该区段内出现自南东向北西的阶梯状, 同时断层F4还是TQ反射面形态发生突变的分界点.另外, 这3条断层的断层面形态和错断深度也是不同的.其中, 断层F2的断层面为铲形, 该断层错断了第四系覆盖层的底界, 向下大约在深度8km左右归并到断层F1上.断层F3和F4在剖面上表现为面状正断层形态, 并大约在深度5km左右归并到断层F2之上.区域地质资料表明:在深地震反射剖面桩号12~22km之间为长安-临潼断裂带, 该断裂带主要由3条断层组成.从位置来看, 深地震反射剖面所揭示的断层F2应对应于牛角尖-大鲍陂断层, F3对应于肖家寨-神峪寺沟断层, F4对应于斜口-月登阁断层.
在深地震反射剖面的南东端, 根据剖面上TWT2~4s之间出现的倾斜反射和Tg反射波出现的清晰的不连续和断错, 推测可能存在有一条至少错断了基底的断裂, 该断裂在剖面图上用F5标出.断裂F5在剖面上向北倾, 如顺着剖面上强、弱反射能量变化的分界向下追踪, 该断裂向下的延伸可追踪至深约13.6km的C界面(康拉德面)附近.遗憾的是, 由于测线的东南端地表大面积存在着较厚的卵石层, 加之秦岭山前陡峭山体的存在无法布设地震波激发点和观测排列, 因此, 在剖面上还看不到断裂F5的浅部构造图像, 但根据该断裂向上的延伸趋势分析, 推测该断裂在近地表的投影点位置应在秦岭北侧的山前一带.可以认为, 深地震反射剖面上所显示的断裂F5可能是秦岭山前断裂在地下深部的构造图像.
断层F6和F7分别位于深地震反射剖面桩号25.5km和33km左右, 图 3中, 这2条断层相向而倾, 在断层F6和F7之间, TWT 0.5s~6.0s范围内, 地层下降, 呈地堑状.由图可以看出, 断层F6和F7在深地震反射叠加剖面上的特征是非常清楚的, 在剖面桩号25.5km和33km附近, 剖面显示出了以断层为界的、两侧同相轴具有不同能量和不同地层倾向的地层反射特点.断层F6以南, 所有的地层一律向北倾伏, 而在断层F7以北, 地层界面产状近于平坦.在断层F6和断层F7之间, 地层出现下凹, 在靠近断层一侧, 反射波能量变弱.由剖面反射波组特征分析, 尽管断层F6和F7均错断了第四系覆盖层的底界, 但它们向下的延伸深度不同, 断层F6错断TQ、TN、TE和Tg反射面后, 向下延至深约13.6km的C界面(康拉德面)附近, 而断层F7则在深度约8.5~9km左右终止到断层F6上.断层F8位于剖面桩号44km左右, 该断层仅错断了TE和Tg反射波, 向上无错断新生界地层.断层F9和F10分别位于剖面桩号46. 2km和51km左右.从CMP时间叠加剖面TWT0.5s~5.5s的反射波同相轴序列特征分析, F10应是本剖面揭示的一条规模较大的断层.从位置来看, 它应是渭河断裂带的北支断裂.断层F9的规模明显小于断层F10, 断层F9错断了第四系覆盖层的底界反射波TQ, 约在深度3. 2~3. 5km左右归并到断层F10上.
在剖面上判定断层F11的主要依据是桩号55km下方Tg反射波的凌乱以及倾斜反射波的出现, 从剖面反射波场特征来看, 找不到该断裂向新生界地层内部延伸的可靠证据, 因此, 该断裂应是一条错断基底的断裂.
5 结论和讨论西安坳陷深达7~8km左右, 几何形态近似盆状, 其新生界地震反射分层不少于6层, 在测线桩号51km、14~18km处被渭河断裂带、临潼-长安断裂带明显错断, 主断裂倾向分别为南和北, 最终归并于C界面.结晶地壳内反射界面C深度约10~14km.桩号38km以北, 莫霍顶界深度约33km, 莫霍过渡带厚度约7~9km; 以南, 莫霍顶界深度从南到北约从31km加深到42km, 莫霍过渡带厚约6~7km.以桩号33~35km的南北两侧, Moho过渡带反射还表现出了明显不同的反射组构, 桩号33km以北, Moho过渡带反射表现一系列产状近乎水平的叠层结构, 而在剖面桩号35km以南, Moho过渡带出现北倾的反射, 并与附近的反射事件RA发生干涉.很明显, 桩号33~35km下方, Moho面出现了明显的错断.从这些现象推断, 此处应该存在一个高角度的深大断裂, 断距达7~10km左右, 初步认为倾向南.
有学者认为汾渭裂谷系是由岩石圈硬块开裂所致, 汾渭裂谷系岩浆活动微弱, 仅东北端大同盆地有基性玄武岩喷发.上述这些特点表明, 汾渭裂谷系与地幔上隆关系不大, 主要受构造作用影响使岩石圈发生伸展而形成[4, 8].而深地震反射剖面也显示, Moho反射带在西安坳陷下方即桩号33~35km下方以北近乎水平的叠层排列形态, 似乎表明了该地区上地幔高温物质的上涌和岩浆侵入不活跃.该区Moho反射带的横向间断、高角度的深断裂以及中下地壳内部存在的一些多相位的反射波组带反映了该地区近期构造活动的深部特征.而壳幔过渡带表现为大振幅、强反射的一系列近水平分布的反射叠层, 这一特征在深地震反射剖面桩号33km以北的剖面段上反映的非常清楚.这些现象说明在西安坳陷的下方附近, 可能或在新生代以来不存在地幔物质的主动上涌.
张国伟等人认为, 秦岭在渭河断陷形成之前, 是大幅度向北逆冲的[17].这与本剖面反映出的上部断裂都为正断, 而下部则存在深大俯冲断裂相一致.本剖面反映出的, 具有重要意义的是:剖面34km以南, Moho面呈现低角度北倾、而34km以北, Moho面则呈现近水平产状; 同时, 整个剖面反映出盆地南缘即秦岭褶皱带Moho面呈俯冲形态伸展至渭河盆地下方的Moho面以下, 而盆地下方即鄂尔多斯块体南缘的Moho面则呈水平形态.这种形态的特殊性, 反映出秦岭造山过程的复杂性, 应与之前所作的, 在盆山耦合位置的深地震剖面工作的结果[18-23]作对比研究.结合本次在本地区所做的地震宽角反射/折射剖面, Moho界面形态为盆地下部上凸, 深度约为32~36km, 而在与盆地相邻的秦岭与鄂尔多斯地块则分别约为39和44km左右, 呈现‘均衡补偿’形态, 与张中杰对中国多个地块和盆地所做的深地震剖面的分析研究结论[24]吻合.另一方面, 作为精度更高的深地震反射剖面, 此次工作的结果是否可作为陆内俯冲的形态证据?可以作为一个问题被提出, 并结合同期所做的大尺度的宽角反射/折射剖面作进一步研究和解释.同时, 该Moho面的俯冲现象, 是否为商丹缝合带[17]的洋壳向鄂尔多斯地台俯冲的深部证据?本剖面清晰的反映了渭河盆地西安坳陷下方的深部精细结构, 这对于系统研究秦岭造山带现今的三维结构及陆内造山过程、华北块体与华南块体的拼合以及探讨其动力学特征, 进而探索大陆形成、增生、分离、拼合、演化、成因及动力学等大陆板块构造和大陆动力学等基本问题的解决有重要意义[25-29].
本次深地震反射剖面调查出秦岭山前、渭河以及莫霍深部等11处断裂.这些深浅断裂的存在以及地壳的上部为正断而下部为逆断的复杂组合形态, 特别是莫霍断裂的存在, 表明该地区地壳活动性很强, 是未来强震发生值得注意的地区.
致谢中国地震局地球物理勘探中心实施了本次深地震反射探测, 他们严谨细致的工作取得了高质量的探测成果, 在此致以真挚的感谢.同时, 也感谢两位匿名评审老师提出的意见和建议, 使本文的质量得以提升和完善.
| [1] | 严阵. 渭河谷地第四纪旋转大断裂. 中国第四纪研究 , 1965, 4(2): 117–118. Yan Z. Quaternary big rotatory fault in Weihe valley. Quaternaria Sinica (in Chinese) , 1965, 4(2): 117-118. |
| [2] | 国家地震局"鄂尔多斯周缘活动断裂系"课题组. 鄂尔多斯周缘活动断裂系. 北京: 地震出版社, 1988 : 114 -136. The Research Group on Active Fault System around Ordos Massif, State Seismological Bureau. Active Fault System Around Ordos Massif (in Chinese). Beijing: Seismological Press, 1988 : 114 -136. |
| [3] | Mats V D. The structure and development of the Baikal rift depression. Earth Science Reviews , 1993, 34(2): 81-118. DOI:10.1016/0012-8252(93)90028-6 |
| [4] | 杨巍然, 孙继源, MatsV D, 等. 大陆裂谷对比. 武汉: 中国地质大学出版社, 1995 . Yang W R, Sun J Y, Mats V D, et al. Comparison for Continental Rifts:Analysis of the Fenwei and Baikal Rift Systems (in Chinese). Wuhan: China University of Geosciences Press, 1995 . |
| [5] | 陕西省地质矿产局. 陕西省区域地质志. 北京: 地质出版社, 1989 . Bureau of Geology and Mineral Resources of Shaanxi Province. Regional Geology of Shaanxi Province (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House, 1989 . |
| [6] | 李永善. 西安地裂及渭河盆地活断层研究. 北京: 地震出版社, 1992 : 152 -168. Li Y S. Research on Ground Fissures in Xi'an Region and Active Faults in Weihe Basin (in Chinese). Beijing: Seismological Press, 1992 : 152 -168. |
| [7] | 彭建兵, 张骏, 苏生瑞, 等. 渭河盆地活动断裂与地质灾害. 西安: 西北大学出版社, 1992 . Peng J B, Zhang J, Su S R, et al. Active Fault and Geological Disaster of Weihe Basin (in Chinese). Xi'an: Northwest University Press, 1992 . |
| [8] | 杨巍然, 隋志龙, MatsV D. 俄罗斯贝加尔湖区伸展构造及与中国东部伸展构造对比. 地球科学进展 , 2003, 18(1): 45–49. |
| [9] | Zeng R S, Wang C Y, Zhang D N. On the dynamics of extensional basin. Pure and Applied Geophysics , 1995, 145(3-4): 579-603. DOI:10.1007/BF00879590 |
| [10] | 张培震, 邓起东, 张国民, 等. 中国大陆的强震活动与活动地块. 中国科学(D辑:地球科学) , 2003, 33(Suppl): 12–20. Zhang P Z, Deng Q D, Zhang G M, et al. Strong earthquake activity and active block in China's mainland. Science in China (Series D) (in Chinese) , 2003, 33(Suppl): 12-20. |
| [11] | 冯希杰. 渭河断裂古水断层剖面. 地震地质 , 2000, 22(2): 209–230. Feng X J. Gushui fault profile on the Weihe fault. Seismology and Geology (in Chinese) , 2000, 22(2): 209-230. |
| [12] | 张少泉, 武利均, 郭建明, 等. 中国西部地区门源-平凉-渭南地震测深剖面资料的分析解释. 地球物理学报 , 1985, 28(5): 460–472. Zhang S Q, Wu L J, Guo J M, et al. An interpretation of the dss data on Menyuan-Pingliang-Weinan profile in west China. Chinese J. Geophys. (Acta Geophysica Sinica) (in Chinese) , 1985, 28(5): 460-472. |
| [13] | 李鹏, 周仕勇, 陈永顺, 等. 利用双平面波干涉面波层析成像方法研究山西断陷盆地及鄂尔多斯地台三维速度结构. CT理论与应用研究 , 2010, 19(3): 47–60. Li P, Zhou SY, Chen YS, et al. 3D velocity structure in Shanxi graben and Ordos from two plane waves method. Computerized Tomography Theory and Applications (in Chinese) , 2010, 19(3): 47-60. |
| [14] | 渥伊尔马兹著.地震数据处理.黄旭德, 袁明德译.北京:石油工业出版社, 1994. Yilmaz O. Seismic Data Processing (in Chinese), Translated by Huang X D, Yuan M D. Beijing:Petroleum Industry Press, 1994. http://www.oalib.com/references/19001821 |
| [15] | 任隽, 朱元清, 秦浩文. 上海地震台阵标定及结果分析. 西北地震学报 , 2002, 24(4): 325–329. Ren J, Zhu Y Q, Qin H W. Result analysis and calibration for Shanghai array. Northwestern Seismological Journal (in Chinese) , 2002, 24(4): 325-329. |
| [16] | Sandmeier K J, Wenzel F. Synthetic seismograms for a complex crustal model. Geophysics Research Letters , 1986, 13(1): 22-25. DOI:10.1029/GL013i001p00022 |
| [17] | 张国伟, 张本仁, 袁学诚, 等. 秦岭造山带与大陆动力学. 北京: 科学出版社, 2001 . Zhang G W, Zhang B R, Yuan X C, et al. Qin-Ling Orogenic Belt and Continental Dynamics (in Chinese). Beijing: Science Press, 2001 . |
| [18] | 滕吉文, 熊绍柏, 尹周勋, 等. 喜马拉雅山北部地区的地壳结构模型和速度分布特征. 地球物理学报 , 1983, 26(6): 525–540. Teng J W, Xiong S B, Yin Z X, et al. Structure of the crust and upper mantle pattern and velocity distributional characteristics at northern region of the Himalayan Mountains. Chinese J. Geophys. (Acta Geophysica Sinica) (in Chinese) , 1983, 26(6): 525-540. |
| [19] | 王椿镛, 楼海, 吕智勇, 等. 青藏高原东部地壳上地幔S波速度结构--下地壳流的深部环境. 中国科学(D辑:地球科学) , 2008, 38(1): 22–32. Wang C Y, Lou H, Lü Z Y, et al. S wave velocity structure of crust and upper mantle in eastern Qinghai-Tibet plateau:the deep environment of lower crust flow. Science in China (Series D:Earth Sciences) (in Chinese) , 2008, 38(1): 22-32. |
| [20] | 张先康, 嘉世旭, 赵金仁, 等. 西秦岭-东昆仑及邻近地区地壳结构--深地震宽角反射/折射剖面结果. 地球物理学报 , 2008, 51(2): 439–450. Zhang X K, Jia S X, Zhao J R, et al. Crustal structures beneath west Qinling-east Kunlun orogen and its adjacent area-results of wide-angle seismic feflection and fefraction experiment.. Chinese J. Geophys (in Chinese) , 2008, 51(2): 439-450. |
| [21] | 张中杰, 白志明, 王椿慵, 等. 三江地区地壳结构及动力学意义:云南遮放-宾川地震反射/折射剖面的启示. 中国科学D辑 , 2005, 35(4): 314–319. Zhang Z J, Bai Z M, Wang C Y, et al. Crustal structure and geodynamics of the Sanjiang region:Yunnan Zhefang-Bingchuan seismic reflection/refraction profile revelatio. Science in China (Series D) (in Chinese) , 2005, 35(4): 314-319. |
| [22] | 王夫运, 张先康, 陈棋福, 等. 北京地区上地壳三维细结构层析成像. 地球物理学报 , 2005, 48(2): 359–366. Wang F Y, Zhang X K, Chen Q F, et al. Fine tomographic inversion of the upper crust 3-D structure around Beijing. Chinese J. Geophys (in Chinese) , 2005, 48(2): 359-366. |
| [23] | Zeng R S, Ding Z F, Wu Q J. The crustal structures from Himalaya to Qilian and its implications for continent-continent collision process. Chinese J. Geophys , 1998, 41(1): 49-60. |
| [24] | Zhang Z J, Yang L Q, Teng J W, et al. An overview of the earth crust under China. Earth-Science Reviews, 2011, 104(1-3):144-166. Yang W R, Sui Z L, Mats V D. Extensional tectonics of Baikal lake district, Russia:contrast with East China. Advance in Earth Sciences (in Chinese), 2003, 18(1):45-49. http://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0012825210001388 |
| [25] | 张中杰, 秦义龙, 陈赟, 等. 由宽角反射地震资料重建壳幔反射结构的相似性剖面. 地球物理学报 , 2004, 47(3): 469–474. Zhang Z J, Qin Y L, Chen Y, et al. Reconstruction of the semblance section for the crust and mantle reflection structure by wide-angle reflection seismic data. Chinese J. Geophys (in Chinese) , 2004, 47(3): 469-474. |
| [26] | 姚琪, 徐锡伟, 邢会林, 等. 青藏高原东缘变形机制的讨论:来自数值模拟结果的限定. 地球物理学报 , 2012, 55(3): 863–875. Yao Q, Xu X W, Xing H L, et al. Deformation mechanism of the eastern Tibetan plateau:Insights from numerical models. Chinese J. Geophys (in Chinese) , 2012, 55(3): 863-875. |
| [27] | Zhang P Z, Shen Z K, Wang M, et al. Continuous deformation of the Tibetan Plateau from global positioning system data. Geology , 2004, 32(9): 809-812. DOI:10.1130/G20554.1 |
| [28] | Shen Z K, Lü J N, Wang M, et al. Contemporary crustal deformation around the southeast borderland of the Tibetan Plateau. J. Geophys. Res , 2005, 110. DOI:10.1029/2004JB003421 |
| [29] | Ran Y K, Chen L C, Chen J, et al. Paleoseismic evidence and repeat time of large earthquakes at three sites along the Longmenshan fault zone. Tectonophysics , 2010, 491(1-4): 141-153. DOI:10.1016/j.tecto.2010.01.009 |