2014, Vol. 57
2. 中国地震局地球物理勘探中心, 郑州 450002
, LI Song-Ling2, ZHANG Yong-Qian1, WANG Fu-Yun2, PI Jiao-Long1, ZHAO Jin-Ren2, ZHANG Cheng-Ke2, QIAO Yong-Hu1, HU Guo-Ze1, YAN Ya-Fen1
2. Geophysical Exploration Center, China Earthquake Administration, Zhengzhou 450002, China
秦岭—大巴造山带横贯于中国大陆腹地，属中央造山带的重要组成部分.它使华北克拉通与扬子克拉通相联接，为古亚洲构造域与特提斯构造域的转换带.由于华北克拉通与扬子克拉通沿近南、北方向相向运动和碰撞、挤压，不仅导致了结晶基底的抬升，造山带的形成，而且将华南与华北两大陆块分隔，构筑了华北克拉通、秦岭—大巴造山带和扬子克拉通.在南北向力系作用下，该地域深部物质重新分异、调整，并导致了深部物质与能量的强烈交换，形成了极为复杂的物质组成和特异的深、浅错综组构.扬子和华北克拉通早在三叠纪之前本属于两个各自独立的陆内块体，而在T3-K1期间由于发生强烈的造山导致地壳短缩、陆块旋转，所以说，秦岭—大巴造山作用应发生在晚三叠-早白垩世期间，这充分表明；秦岭—大巴造山带在晚太古-中元古代洋、陆间复杂交错的基础上，在晚元古代-中三叠世经历了现代板块体制的主造山期，即华北、秦岭—大巴、扬子三个陆内块体依次沿南北两条界带，并由由南向北和由北向南的相向俯冲、碰撞造山所致(Meng and Zhang，2000；张国伟等，2001，2003，2004；刘少峰等，2010).由于在后造山期三大块体的相互作用为非线性的叠加、改造，形成了这一复合型陆内造山体制，它是陆内块体相互作用与深层动力作用下的产物.
自20世纪80年代以来，在秦岭—大巴造山带及其相邻地域进行了大量的、多期次的地质构造(Meng and Zhang，2000；张国伟等，2001，2003，2004)、岩浆岩与深部壳、幔物质交换(张本仁等，2002；王宗起等，2009)和找矿勘探(陈毓川等，1994；朱赖民等，2008；毛景文等，2012)等方面的工作，取得了重大进展.但这一系列的工作却主要是依据地貌景观及可见浅表层过程的分析、研究及推断，均未涉及深层过程与块体之间的耦合响应以及灾害事件和第二深度空间(500~2000 m)的金属矿产资源探查等研究(刘少峰和张国伟，2005；滕吉文等，2009).在该地区前、后也进行了少量的地球物理探测，如地震速度结构(曹家敏等，1994；袁学诚等，1994；何建坤等，1998；Schmid et al.，2001；高锐等，2004；李秋生等，2011)、电性结构(程顺有等，2003)和航磁分析(胡国泽等，2014)，而浅层石油勘探剖面则主要分布在盆地及边缘地带.已有的深部探测工作一方面多集中在秦岭—大巴造山带的东部和西部及盆地边缘，且其剖面均未穿过三大块体和整个造山带及其南、北两侧的前陆盆地和沉积盆地.另一方面又受到对地表已有构造格局认识的制约，仅限于轮廓性的推断及解释，当必难以理解其深层过程和块体之间的耦合响应.显见，依据上述局部的、零散的及较粗疏的资料所做推断不可避免的会带来局限性和基于地质构造已有结论在解释上的先验性及附和性.因此大大限制了对秦岭—大巴造山带、前陆盆地与南北沉积盆地及其相邻地域相互制约的理解，特别是秦岭—大巴造山带中部浅、深层物质属性与结构、构造格局和其纵、横向耦合响应与深层动力过程的深化理解(滕吉文，2005；滕吉文等，2010).
为了深入认识秦岭—大巴造山带和其相邻各盆地的属性、结构与形成的深层过程及其耦合响应，必须研究其壳、幔介质的属性和层序的异常变化；精细刻划其层、块速度结构与空间展布，进而厘定华北克拉通、秦岭—大巴造山带、扬子克拉通这陆内三大块体的相互作用，碰撞、挤压和南北两侧的俯冲边界场响应及陆内深部物质与能量的交换(滕吉文，2001；滕吉文等，2006；肖安成等，2011).量化或半量化认识和理解各块体之间相互作用的运动行为与轨迹和其形成的动力机制，必然要建立在深化认识研究区(带)的壳、幔精细结构及其变异和其深层动力过程的基点上.
基于以上的认识和理解，本文在分析与研究该地域已有地质构造和有关地球物理资料的基础上，依据所要研究和探索的科学问题沿南北方向布署了一条穿越华北克拉通、秦岭—大巴造山带和扬子克拉通陆内三大构造单元(块体)，即北起鄂尔多斯盆地的榆林，向南穿越秦岭—大巴造山带的咸阳、宁陕，南抵四川盆地北缘的涪陵，长达1000 km的高精度以人工源深部地震探测为主体的地球物理大剖面(图 1)，研究与探讨了其形成与演化的运动学和动力学过程(Cloetingh et al.，1997)，以达取得新的认识，为此提出应予以研究和探索的科学问题为：
(1)秦岭—大巴造山带与相邻地域高精度人工源地震探测、高分辨率数据采集和反演求取该地域壳、幔精细结构与其异常特征；
(2)华北克拉通，秦岭—大巴造山带和扬子克拉通三大陆块的深部与浅部，纵向与横向耦合响应和南、北克拉通的受力作用运移轨迹与深层动力过程；
(3)秦岭—大巴造山带与前陆盆地形成的运动学和动力学基本模型.
 | 图 1 榆林—咸阳—涪陵地震探测剖面位置图Fig. 1 Location of deep seismic profile from Yulin to Fuling |
为研究秦岭—大巴造山带与其邻域的壳、幔精细结构和大陆内部物质运动的深层动力过程，设计了一条北起陕西省榆林市，向南经延安、铜川、咸阳、宁陕，进入四川省后由万源向南经达县抵涪陵，全长达1000 km的大剖面(图 1).该剖面北起榆林(桩号1100 km)，向南至涪陵区永森林场(桩号100 km). 2.1 大剖面设计的依据
该长剖面穿越三大构造单元，即华北克拉通南部、秦岭—大巴造山带(穿越大巴山的西缘)和扬子克拉通北缘.该剖面辖区地貌、岩相、构造均十分复杂，具有多重逆冲推覆构造展布，要厘定其块体之间的边界场响应以对区域构造演化、多元叠复构造体系的转化以及成山、成盆、成岩、成矿、成灾和深化认识该区域构造本体的表征(图 2).
 | 图 2 中、上扬子北部及其邻区区域构造简图(刘少峰等，2010)Fig. 2 Tectonic setting in the northern margin of the Middle-Upper Yangtze and adjacent regions(Liu et al.，2010) |
造山带与前陆盆地的形成和相邻盆地沉积建造的聚集不仅呈现着三大块体的相互作用与变形，更为重要的是其深部物质与能量的交换和秦岭—大巴造山带形成的深部物质分异、调整与运动学轨迹.三大块体纵向和横向变异、分区与深、浅层耦合过程与北部华北克拉通和南部扬子克拉通的俯冲界带和样式，确为研究和探索大陆内部各块体间相互作用动力机制的典型地域，并有着示范和导向作用. 2.2 观测系统布局 2.2.1 基本原则
在野外探测资料采集中必须取得反映地壳精细结构的深、浅层地震信息，同时要尽可能获得反映岩石圈结构的更深层上地幔的信息.为的是揭示沿剖面沉积建造—结晶基底—地壳内部—壳、幔边界(Moho)和上地幔顶部的地震波场特征. 2.2.2 观测系统
沿剖面布署和实施了9次井中组合爆破、投入492台地震仪同步观测记录所激发的地震波场信息、并构成了具有多重追逐相遇较完善的观测系统(图 3)，以获得来自地壳与上地幔不同深度、多重不同介质属性的深部地震波场信息.
 | 图 3 涪陵(桩号100 km)—咸阳—榆林(桩号1100 km)深部地震探测剖面观测系统图Fig. 3 Observation system for the deep seismic sounding profile from Yulin(site number 1100 km)to Fuling(site number 100 km) |
针对本长剖面探测研究的目的和任务要求，在不同的区段采取密疏不同的观测点距布置方案.观测点距一般控制在1.6~2.5 km之间，在重点地段(如秦岭造山带地域)采用加密观测点的方案.总体上观测点平均距离保持在2.0 km左右，沿剖面观测点的具体布置方案如下：
(1)剖面南段：涪陵—达县—镇巴南(桩号100~400 km)区段，此区段长300 km，观测点距按2.2~2.6 km布设，布设了126台仪器.主体目标是取得秦岭—大巴造山带南部和前陆盆地，即四川盆地东北缘深层的高分辨率信息.
(2)剖面中段：镇巴—宁陕—咸阳—黄陵(桩号400~800 km)区段，此区段长400 km，跨越秦岭造山带、渭河盆地(前陆)，观测点距按1.7 km布设，布设了234台仪器.主体观测目标是取得构造极为复杂的秦岭—大巴造山带及其相邻地域的高分辨率信息.
(3)剖面北段：黄陵—富县—延安—榆林(桩号800~1110 km)区段，此区段长310 km，观测点距按2.2~2.5 km布设，布设了132台仪器.主体目标是取得鄂尔多斯盆地南部和其相邻地域的高分辨率信息.
整个剖面全长达1000 km以上，总共布设了492台仪器，平均点距为2.05 km. 2.4 激发地震波场的爆炸点位置
在根据深部地震探测研究进行观测系统设计与爆炸激发波场点位置的确定时，必须考虑地震波场信息对地壳、上地幔深、浅层结构的有效反响和对主要断裂构造带和块体界带的控制.基于沿剖面的地质构造、地形条件，经实地踏勘和比较后沿剖面布置了9个爆炸点，这些爆炸点在剖面上的桩号分别为：120.946 km(SP1)、261.55 km(SP2)、440.165 km(SP3)、558.373 km(SP4)、647.417 km(SP5)、733.195 km(SP6)、817.229 km(SP7)、968.789 km(SP8)、1098.041 km(SP9).
每次爆炸激发地震波场的炸药量为根据所要记录地段波组类型的观测系统需求、爆炸点所在位置及周围地质构造环境、不同介质的激发效应和观测区间的距离而定.对于剖面南、北两端的爆炸点，考虑到其观测距离长达1000 km左右，其炸药量应给予适量增大(附表 1).以取得反映深层结构的清晰信息.
 | 表 1 涪陵—咸阳—榆林剖面各爆炸点主要参数一览表 Table 1 Main parameters of each explosion along the profile of Fuling to Yulin |
沿该长1000 km的剖面进行9次井中组合爆炸、布设495台仪器同步记录观测中，总共取得了4428个观测点的地震波场记录.根据中国地震局地 震探测工作规范的规定，对野外获得的地震记录按照“优秀、合格、废品”四级进行了评价.在所取得的地震记录中优秀1336张，占30.2%，合格2906张，占65.6%，废品186张，占4.2%，有效率为95.8%，记录质量达到一类资料标准. 3 地震波场记录和震相
高精度高分辨率数据采集和壳、幔介质内部可靠震相的识别并有效进行反演，乃是能否刻划出研究区精细速度结构及这项研究能否取得成效的关键所在. 3.1 榆林—咸阳—涪陵剖面北部的地震波场与记录特征
该剖面北段的地震波场记录，包括爆炸点SP9、SP8和SP7，主要是研究鄂尔多斯盆地南部的层、块壳、幔速度结构，以研究其深层过程.
SP9(陕西省横山县白界乡)激发的地震波场记录(图 4)，这是自爆炸点向南观测的单向接收记录，接收距离达400 km.从T-X/6(s)走时图上可清晰地分辨出Pg、P2、Pm、Pn和PL五组震相，P2与Pm之间还存在一组震相，因不十分清晰，故未列入确定震 相组合中.Pg追踪距离可达250 km左右，变化平缓；P2波追范围为距爆炸点60~260 km之间；Pm波追踪范围为距爆炸点60~350 km之间；Pn波追 踪范围为距爆炸点220~400 km之间，在200~240 km 之间Pm波走时存在局部错动；PL波追踪范围为距爆炸点约280 km，可延伸抵400 km左右.
 | 图 4 涪陵—咸阳—榆林剖面北段SP9炮点地震记录截面图Fig. 4 Seismic section of SP9 on the northern segment of Fuling to Yulin profile |
SP8(陕西延川县高家屯乡佘家塌村)激发的地震波场记录(图 5).爆炸点位于中心，接收距离可达400 km.在爆炸点南(正桩号)、爆炸点北(负桩号)两侧接收波场记录，其北支与SP9构成相遇观测系统，南支与SP7的北支构成相遇观测系统，又与SP9构成一重追逐系统，追踪范围为向南130 km，向北为400 km.在地震记录图上可清晰分辨出Pg、P2、 P3、Pm、Pn五组震相，Pg波向南可追踪到120 km(0~120 km之间)，向北可追踪到130 km(0~-130 km之间)；P2波在-110 km处出现，向北抵-240 km附近(追踪范围为-110~-240 km之间)；P3波南支追踪距离为50~140 km，但其南支波列不清晰；Pm波在南支追踪可达110 km左右(追踪范围为30~140 km之间)，北支追踪可达150 km(追踪范围 为-110~-260 km之间)；Pn波北支追踪可达190 km(追踪范围为-210~-400 km之间)；PL震相不清晰，仅在南支距爆炸点300 km左右处出现.
 | 图 5 涪陵—咸阳—榆林剖面北段SP8炮点地震记录截面图Fig. 5 Seismic section of SP8 on the northern segment of Fuling to Yulin profile |
SP7(陕西省黄陵县隆坊镇房河沟村)激发的地震波场记录(图 6).在爆炸点的南、北两侧接收，接收距离可达360 km；其北支与SP8构成一相遇观测系统，其南支与SP6构成一相遇观测系统，且与SP9、SP8构成两重追逐观测系统，与SP6构成一重追逐观测系统.在T-X/6(s)记录图上可清晰的追踪Pg、P2、P3、Pm、Pn和PL六组震相，Pg波的南支追踪距离可达140 km(桩号0~140 km)，北支追踪距离 可达100 km(桩号0~-100 km)，T-X/6(s)变化平 稳；P2波南支追踪距离可达150 km(桩号50~200 km)，北支可达140 km(桩号-40~ -180 km)；P3波南支追踪距离可达140 km(桩号60~200 km)，北支为240 km(桩号-40~ -280 km)；Pm波南支追踪距离为170 km(桩号120~290 km)，北支为240 km(桩号-40~ -280 km)；Pn波南支追踪距离可达110 km(桩号180~290 km)；PL波在南端点附近80 km范围内出现.
 | 图 6 涪陵—咸阳—榆林剖面北段SP7炮点地震记录截面图Fig. 6 Seismic section of SP7 on the northern segment of Fuling to Yulin profile |
以上SP9、SP8、SP7三个爆炸点激发的地震波场表明，鄂尔多斯盆地内的沉积进程平稳有序，基本上为近水平状的沉积建造展布. 3.2 榆林—咸阳—涪陵剖面中部的地震波场与记录特征
该剖面中段的地震波场记录，包括爆炸点SP4、SP5和SP6，主要是探索秦岭—大巴造山带地带的复杂壳、幔结构与其形成的深层动力过程.这里深部物质与能量在进行着强烈交换，故波场特征十分复杂.
SP6(陕西省耀州县小丘乡独石村)激发的地震波场记录图(图 7)，接收距离可达360 km.在爆炸点南(正桩号)、北(负桩号)两侧接收地震波场记录，其北支与SP7构成相遇观测系统，南支与SP5构成相遇观测系统，且与北部的SP7、SP8和南部的SP5、SP4、SP3构成南、北两侧多重反向追逐观测系统.
 | 图 7 涪陵—咸阳—榆林剖面中段SP6炮点地震记录截面图Fig. 7 Seismic section of SP6 on the centralportion of Fuling to Yulin profile |
(1)南部(桩号0~360 km)，可清晰追踪Pg、P1、P2、Pn和Pm五组震相.
①陕宁—白沙地带恰处在秦岭—大巴造山带南部的前陆盆地(Bfy)弧形构造地带，Pg波反演出所测 沉积建造薄而多变，追踪距离亦短(滕吉文等，2014).
②震相P1可追踪长度为140 km左右(桩号60~200 km)，它是上地壳内部的反射波.
③震相P2可追踪160 km左右(桩号60~220 km)，它是来自上、下地壳之间界面的反射波.
④震相Pm可追踪距离长达220 km左右(桩号80~300 km)，该震相能量强，是来自壳、幔边界(Moho)的地震底界面反射波.在T-X/6(s)走时图上明显比北支到时晚，且线性度差.
⑤Pn震相可追踪长度短，而其走时却比南侧迟到，在桩号200 km附近走时有明显错动(Pm亦然).
(2)北支(桩号0~ -340 km)，在宁陕—咸阳地带可清晰追踪Pg、P2、Pm和Pn四组震相，未能分辨出P1震相，这里恰处于秦岭—大巴造山带北侧的深大断裂和其北侧前陆盆地(Bfc)地带.
①Pg波向北到时晚于其南侧相应距离处，即迟到0.08 s左右，故沉积建造应局部加深，其追踪距离为100 km左右(桩号0~-100 km)，呈“镜像”展布.
②P2震相可追踪范围为120 km左右，在相应距离处，其到时亦迟于南侧，它是来自上、下地壳之间界面的反射波，不仅追踪距离比北部短，波形亦复杂.
③Pm震相可追踪范围为180 km左右(桩号-20~-200 km)，在桩号-140~-200 km之间走 时比北支相应距离处超前，且在桩号-180~-200 km 之间呈现出明显错动.
④ Pn震相追踪范围为180 km左右(桩号-160~-340 km)，在T-X/6走时曲线图上呈线性展布，能量弱.
SP5(陕西咸阳市兴平县庄头镇仪空村)即在渭河盆地激发的地震波场记录(图 8)，接收距离可达450 km.在爆炸点南、北两侧接收记录地震波场.SP5与南部的SP4、北部的SP6构成相遇观测系统，与南北两侧的SP6、SP7和SP4、SP3等构成一重和二重追逐观测系统.在T-X/6(s)记录图上可清晰的追踪Pg、P1、P2、Pm和Pn五组震相.
 | 图 8 涪陵—咸阳—榆林剖面中段SP5炮点地震记录截面图Fig. 8 Seismic section of SP5 on the central portion of Fuling to Yulin profile |
在爆炸点以南(正桩号)，即咸阳—宁陕—白沙地带，Pg波可追踪170 km左右(桩号0~170 km)，在爆炸点附近走时约在T-X/6(s)=2 s左右，然后持续下降，在桩号150 km附近降为1.7 s左右；P1波可追踪120 km(桩号50~170 km)；P2波不清晰，追踪距离为100 km左右(桩号50~150 km)；Pm波可追踪距离为250 km(桩号100~350 km)，能量强；Pn波追踪距离为280 km(桩号170~450 km).
在爆炸点以北，即咸阳—铜川—洛川地带，Pg 波可追踪范围为170 km左右(桩号0~ -170 km)，并在近爆炸点处T-X/6(s)=2 s左右后向北下落，反映出在爆炸点附近(南、北)30 km范围内沉积建造局部增厚.P1波在北部缺失；P2波可在70 km范围内追踪(桩号-100~ -170 km)；Pm波为一强震 相，追踪距离为280 km左右(桩号-50~ -330 km)； Pn波追踪距离为150 km左右(桩号-300~-450 km).
这一地段恰处于华北克拉通与秦岭造山带北部深大断裂及前陆盆地的耦合地带，波场和构造均十分复杂.
SP4(陕西省宁陕县上坝河公园)，即在铜川附近地带激发地震波场(图 9)，接收距离为350 km，在爆炸点南、北两侧进行观测记录.在T-X/6(s)记录图上可分辨出Pg、P1、P2、Pm和Pn五组震相.该爆炸点与南、北两侧的SP3和SP5构成相遇观测系统，且与北部SP5、SP6和南部SP3、SP2构成多重追逐观测系统.
 | 图 9 涪陵—咸阳—榆林剖面中段SP4炮点地震记录截面图Fig. 9 Seismic section of SP4 on the centralportion of Fuling to Yulin profile |
爆炸点以南(正桩号)，Pg波仅能在70 km左右(桩号0~70 km)范围内追踪，而且T-X/6(s)走时小于0.5 s；P1波不清晰；P2波追踪范围仅160 km左右(桩号90~250 km)，且在桩号170~205 km附近与Pm相重；Pm波可追踪范围达到150 km左右(桩号100~250 km)，且走时变化强烈；Pn波追踪距离可达200 km左右(桩号150~350 km)，在桩号150~200 km之间P2、Pm、Pn相汇聚，呈现出局部“尖点”.
爆炸点以北(负桩号)，Pg、P1、P2、Pm和Pn波场均呈现出稳定的线性变化.它们的追踪距离分别可 达140 km(桩号0~ -140 km)、70 km(桩号-100~ -170 km)、 150 km(桩号-100~ -250 km)、150 km(桩号-200~ -350 km)，Pm、Pn波在T-X/6(s)走时在桩号-150~ -200 km之间存在局部错动.
由以上SP6、SP5、SP4各爆炸点多重相遇和多重追踪观测系统所记录的波场特征表明，在秦岭—大巴造山带地域确有着与南部扬子克拉通(SP1、SP2、SP3)和北部华北克拉通(SP7、SP8、SP9)波场与震相、走时与形态完全不同的特征.它们的展布和变化不稳定，多处出现异常现象.这不仅表明秦岭—大巴造山带在南、北力系作用下的强烈变形及壳、幔介质的物理属性与空间几何状态的异常性，而且揭示出在这一地域沉积建造极薄，结晶基底几乎出露地表，深部物质与能量发生强烈的交换.这种深层动力过程厘定了大陆内部造山作用的过程、机理及与海洋“刚性”板块及造山作用不同的深层动力过程. 3.3 榆林—咸阳—涪陵剖面南部的地震波场与记录特征
该剖面南段的地震波场记录，包括爆炸点SP3、SP2和SP1，主要是研究扬子克拉通北部地带的壳、幔结构与深层过程.
SP3(陕西省镇巴县小洋河镇两河口村)，即位于洛川附近地带爆炸点激发的地震波场(图 10)，接收距离为280 km左右，在南、北两侧接收.它与南北两侧的SP2、SP1和SP4与SP5构成双重相遇观测系统.在T-X/6(s)记录图上可分辨出Pg、P1、P2、Pm和Pn五组震相.
 | 图 10 涪陵—咸阳—榆林剖面南段SP3炮点地震记录截面图Fig. 10 Seismic section of SP3 on the southern segment of Fuling to Yulin profile |
爆炸点以南(正桩号)，Pg波可追踪距离为120 km左右(桩号0~120 km)，变化平稳；P1波追踪距离可达100 km(桩号70~170 km)；P2波可在100 km左右(桩号80~180 km)的范围内追踪；Pm波不清晰，且干扰较强，能量较弱.这一地带乃秦岭—大巴造山带与华北克拉通碰撞、挤压的过渡地域，即前陆盆地(Bfc)的部位.
爆炸点以北(负桩号)，Pg波可追踪距离为80 km左右(桩号0~ -80 km)；P1波可在40 km左右(桩号-10~ -50 km)；P2波可在150 km左右(桩号-40~ -190 km)范围内追踪；Pm波为一 组清晰震相，追踪距离可达190 km左右(桩号-90~ -280 km)，变化平稳，已进入鄂尔多斯盆地.
SP2(陕西省大竹县朝阳镇指挥村)，即在子长附近激发的地震波场，接收距离为370 km(南侧)与165 km(北侧)(图 11).在爆炸点南、北两侧接收，它与南、北两侧的SP1、SP3、SP4构成多重相遇观测系统，与SP1、SP3、SP4等构成多重追逐观测系统.在 T-X/6(s)记录图上可分辨出Pg、P1、P2、Pm和Pn五组震相.
 | 图 11 涪陵—咸阳—榆林剖面南段SP2炮点地震记录截面图Fig. 11 Seismic section of SP2 on the southern segment of Fuling to Yulin profile |
在爆炸点以南(正桩号)，Pg波可在100 km(桩号0~100 km)范围内追踪；P1波可在120 km(桩号15~135 km)范围内追踪；P2波可在145 km(桩号50~195 km)范围内追踪；Pm波可在180 km(桩号105~285 km)范围内追踪，走时变化平稳；Pn波可在180 km(桩号195~375 km)范围内追踪.
在爆炸点以北(负桩号)，Pg波可追踪距离为105 km(桩号0~ -105 km)左右，较南部在相应距 离处略晚；P1波可在80 km范围内追踪(桩号-35~ -115 km)；P2波可在110 km(桩号-55~ -165 km)范围内追踪；Pm波可追踪距离为110 km(桩号-55~ -165 km).
SP1(重庆市涪陵区梓里镇永森林场)，即在榆 林附近地带激发地震波场(图 12)，接收范围为350 km 左右.在爆炸点南、北两侧接收，它是一支由北向南的单支走时曲线，并与北部的SP2、SP3构成多重相遇和多重追逐观测系统.在地震记录图上可分辨出Pg、P1、P2、Pm和Pn五组震相.Pg波追踪距离可达110 km(桩号0~110 km)；P1波追踪距离为85 km左右(桩号30~115 km)；P2波追踪距离为70 km(桩号70~140 km)；Pm波追踪距离长达70 km左右(桩号160~230 km)；Pn波追踪长度可达110 km(桩号170~280 km).
 | 图 12 涪陵—咸阳—榆林剖面南段SP1炮点地震记录截面图Fig. 12 Seismic section of SP1 on the southern segment of Fuling to Yulin profile |
沿1000 km长剖面地震波场与其数据采集后反演所得分层速度结构在不同地带存在着显著差异.这是由于榆林—咸阳—涪陵长剖面穿越了不同的大地构造单元和多类型及产状各异的断裂带，且还受到地势、地貌与环境条件的限定，各种干扰源的叠加等因素的影响，故相邻观测点所得地震记录中的有效波震相特征，如波形、到时、振幅、频率、视速度等均存在不同程度的变化.这便使得人们在观测地震记录上对初至波和续至波中的有效信息分辨和进行地震波相位连续对比时非常困难，特别是一些 来自地壳深部的反射波往往是以复杂的或能量较弱的续至波组形式出现.在构造极为复杂的特异地带，如秦岭—大巴造山带北部、华北克拉通南部和扬子克拉通北部的耦合地带则更显艰难.基于在整个观测系统中构成了多重相遇和多重追逐观测系统，可利用走时相互性、频率相互性、能量相互性、波形相互性的准则，为进行波组的连续对比和分析提供了充分条件. 4.1 地震射线追踪与震相认别
地震波在深部壳、幔介质中的传播过程，均以射线路径进行追踪(不论是均匀介质或非均匀介质)，它是地震波场研究和正、反演计算的基本方法，所以在地震学界一直沿用并发展着(Тэн Цзи вэнь，идр，1961;滕吉文，1963; Cerveny et al.，1977; Cerveny and Hron，1980; Cerveny，1983;全幼黎和滕吉文，1988;滕吉文等，2004). 本文为研究沿榆林—咸阳—涪陵剖面共进行9次爆炸激发地震波场，并通过射线追踪各震相，以求得波在相应介质中传播的速度和各层的深度及界面速度.
根据不同属性的地震波组响应综合考虑其运动学、动力学的特征并结合射线所经路径的岩相和构造进行震相(波组)的识别与对比.在以上9次爆炸激发的地震波场中可识别出的主要P波震相有：Pg、P1、P2、P3、Pm、Pn和PL等七组，但PL震相并非普遍存在.该剖面所得各爆炸点的地震记录截面图详见图 4—图 12.
为了求得每次爆炸激发地震波场所得多元追逐和多元相遇观测系统记录各波组震相，在不同距离，不同深度波阻抗界面地震波的速度结构，可采用X2-T2方法求取各反射波地壳与上地幔介质各层的层厚度和平均速度值，然后以PLUCH方法求取各反射波的界面深度与上覆介质的层速度值(Michel and Hirn，1980；滕吉文等，2004).对于各波组震相的能量则以对比各波的相对振幅大小为强、弱的依据. 4.1.1 地震波组的追踪范围和运动学与动力学特征
(1)Pg波震相.该波是来自基底顶部的折射波(或弱廻折波)，通常可追踪至距爆炸点90~120 km处，部分爆炸点的观测记录在距爆炸点150 km以远仍可清晰分辨.Pg波在各爆炸点的记录截面图上折合时间T-X/6.0最小为0.02 s左右，最大可达2.5 s左右，变化强烈.Pg波作为初至波，震相清晰可靠，可连续对比追踪，视速度为5.58~6.21 km·s-1，Pg波到时的超前与滞后、视速度的跳跌变化在一定程度上反映了沿剖面结晶基底的起伏变化、异常构造特征和介质性质的差异.由于在结晶基底研究中已有详细论述(滕吉文等，2014)，故这里不再重述.
(2)P1波震相.该震相为来自上地壳内深约14.0~19.0 km 深处C1界面的反射波，它是在结晶基底折射波Pg之后出现的一组较为明显的反射波，其追踪 区间一般在30~140 km(炮检距)之间.该波波组 较为连续，其振幅变化较大，平均速度为5.70~6.10 km·s-1.
(3)P2波震相.P2波是来自深度约为17.0~21.0 km的地壳中部，即上、下地壳分界面的反射波(C2).沿剖面该波基本上可以连续追踪与对比，其特征与P1波震相基本类似，在大部分地段显示出较强的能量，一般在爆炸点30.0~50.0 km以远可以识别，最远可追踪至距爆炸点150.0 km左右处.该波波组的平均速度为5.90~6.20 km·s-1.
(4)P3波震相.P3波是来自下地壳内的反射波(C3)，深度约为35.0 km左右，该波组只在SP9的地震波场记录上出现.该震相振幅较强、震相清晰可靠、可连续追踪，在距爆炸点50 km左右后出现，可连续追踪至150 km左右.该波组的平均速度为6.10~6.25 km·s-1.
(5)Pm波震相.Pm波是来自壳、幔边界，即Moho 界面的反射波震相，波组可连续对比追踪，且能量较强，在大部分地震记录截面图上均能连续对比追踪.该波组在距爆炸点60.0~70.0 km处或之后清晰出现，可连续对比追踪至距爆炸点280 km或更远，其平均速度为6.20~6.50 km·s-1.
(6)Pn波震相.它是来自上地幔顶部(地幔盖层，也有人称其为岩石圈地幔)的折射波震相，主要表征着该区上地幔盖层介质的速度与速度梯度结构.沿剖面在各爆炸点记录截面图上均呈现出相对较弱的Pn波组，可在距爆炸点170.0~400.0 km 之间追踪对比.该波组的视速度约为8.00 km·s-1，它在各地震记录图上均呈现出强弱不一的振幅特征，故表明上地幔顶部沿剖面介质的速度结构是不均匀的，也可能是由壳、幔边界(Moho)到上地幔软流圈顶部为由高、低速相间的薄层束构成的响应.图 13为波组的综合时距曲线图，对于不同的爆炸点所激发的波场而言，它们存在明显差异.
 | 图 13 涪陵—咸阳—榆林剖面各组波综合时距曲线图Fig. 13 Comprehensive time-distance curvesin each group of waves along the Fuling to Yulin profile |
(7)PL波震相.PL波是在炮检距300 km以远，Pn震相之后出现的一组能量较强，且可清晰对比的震相.根据走时特征表明：它是来自上地幔盖层中的一组反射波.从记录震相特征可见，该组震相具有地震波速度较高和埋藏深度较深的特点，但却在SP5、SP7、SP9三个爆炸点激发的地震波场记录上可见到了该组震相，它反映了鄂尔多斯块体下方Moho界面与上地幔软流圈之间，即上地幔盖层内深部层束结构的复杂性.通过X2-T2方法计算获得的平均速度为7.37 km·s-1，反演求得L界面的埋藏深度为70 km左右. 4.1.2 沿剖面各波组求得的一维速度结构和深度分布
(1)爆炸点两侧走时求得的速度结构
依沿榆林—咸阳—涪陵长剖面各爆炸点激发的波场和其两侧地震波走时，并以X2-T2方法计算了各震相相应的平均速度和深度，它们存在较大差异(表 2).各震相相应的平均速度和深度表明，P1震相平均速度为5.7~6.1 km·s-1，相应的深度为15~24 km；P2震相平均速度为5.91~6.28 km·s-1，相应的深度为25~32 km；P3震相平均速度为6.17~6.26 km·s-1，相应的深度为35 km；Pm波平均速度为6.21~6.71 km·s-1，相应的深度为40~55 km.
| | 表 2 涪陵—咸阳—榆林剖面各爆炸点走时曲线南北分支的速度分布一览表 Table 2 Velocity distributionsof north and south branches of travel time curves in each explosion along the Fuling to Yulin profile |
这种平均速度和相应深度的强烈变化表明，该剖面的北区、南区相应变化平缓，而中区变化强烈，它们反映着沿剖面不同地区的深部介质属性和结构均存在明显变化，特别是中段地区，即同一爆炸点的北支与南支亦差异明显.
(2)地壳一维速度结构模型
沿长剖面的一维地壳基本结构给出了该区地壳结构的框架，即在总体上可分为4层：深度0.0~3.0 km范围内的地壳表层是一个速度随深度加深 而增大的梯度层，其速度一般为2.00~5.00 km·s-1. 与震相P1、P2、P3、Pm相应的C1、C2、C3及Moho界面的深度分别为：12.0~19.0 km、20.0~33.0 km、33.0~42.0 km、44.0~55.0 km；其中C1、C2及Moho三个界面形态基本近似，C3界面不连续(图 13)，仅出现在局部地带.由该一维速度结构剖面显见，尽管各界面的起伏变化具同步性，但在中部地域不论是速度还是深度均变化显著，即反映出剖面中段地质属性和构造的复杂性. 4.2 地震射线追踪与理论地震图的对比分析
由以上一维速度结构模型所得各波速度与深度变化可见，鄂尔多斯盆地、秦岭—大巴造山带和扬子克拉通之间存在着明显差异，但这仍然是轮廓性的，不能全面地反映出波场、构造和属性的差异.为此必须进行二维速度结构的正、反演计算，以求得其量化的变异.为此采用地震波场的渐近射线理论方法(Cerveny et al.，1977)，对该剖面9次爆炸所采集的高分辨率数据做进一步拟合，以达逐步改进二维速度结构的目的.对上地壳介质结构进行有限差分走时反演(Vidale，1988；Hole，1992)，然后用射线追踪方法做初至波和续至波震相进行拟合，并用射线合成地震图方法约束振幅(Fuchs and Müller，1970; Cerveny，1984;Cerveny and Klimes，1984; Cerveny et al.，1984; Cerveny and Psencik，1984)，以达改进二维速度模型(王椿镛等，2003). 4.2.1 二维速度结构的正演计算
在一维地壳结构模型的基点上，建立二维地壳速度结构的初始模型，并利用二维非均匀介质中的射线追踪、走时拟合、理论地震图对比和对地震观测记录截面上的P波波组进行正演拟合.
由图 14可见，计算的各波理论走时与观测走时的主要变化特征在时间域是相当一致的.依据走时曲线的初至Pg求得了鄂尔多斯盆地南部、秦岭—大巴造山带和扬子克拉通北部地域的沉积建造和结晶基底的强烈起伏变化，而秦岭—大巴造山带的沉积建造要比其南北两侧都薄，结晶基底几乎出露地表.造山带两侧的前陆盆地(Bfs，Bfy)形态和沉积速率亦均不相同，它们主要是受到古生代和中生代以来构造运动作用形成的(滕吉文等，2014).
 | 图 14 涪陵—咸阳—榆林剖面一维地壳结构模型图Fig. 14 One-dimensional crustal structure model of the Fuling to Yulin profile |
基于沿剖面各爆炸点激发的地震波场与非均匀介质中各震相的射线特征和理论地震图的对比分析，给出了理论走时，各波组的振幅特征与实际观测所采集数据的最佳拟合(图 15—18).
 | 图 15 涪陵—咸阳—榆林剖面SP1、SP2、SP3炮射线追踪与理论地震图Fig. 15 Ray tracing and theoretical seismograms of shot points 1，2 and 3 along the Fuling to Yulin profile |
(1)剖面南部——四川盆地北缘地区(图 15)
爆炸点SP1激发的地震波场在北侧为单支接收，追踪距离可达320 km左右，地壳中各层起伏平缓.爆炸点SP2激发的波场则为南、北两侧同步接收，Moho界面变化强烈，其幅度为5 km左右.爆炸点SP3激发的地震波场亦为南、北双向接收.在这三张记录图中，不论是结晶基底，还是地壳中各层以及Moho界面的起伏变化均较平缓.
(2)中部地区——秦岭—大巴造山带地区(图 16)
爆炸点SP4、SP5、SP6激发的地震波场表明，其射线所经深部层序变化明显，结晶基底埋藏深度已很浅，即几乎出露地表，而深部Moho界面却变化十分强烈，其变化幅度可达10 km以上.这不仅揭示出在这一地域深部物质与能量在进行着强烈的交换，而且在南、北克拉通相向运动作用下，形成了秦岭—大巴造山带南、北不协调的边界形态.显然，这些特征表明：大陆内部造山作用和盆、山耦合的运动学和动力学响应及特征，难以用海洋“刚性”板块的远程效应给予完全解释.
 | 图 16 涪陵—咸阳—榆林剖面SP4、SP5、SP6炮射线追踪与理论地震图Fig. 16 Ray tracing and theoretical seismograms of shot points 4，5 and 6 along the Fuling to Yulin profile |
(3)北部地区——鄂尔多斯盆地南部(图 17)
除爆炸点SP9为向南单支接收外，SP7、SP8均为南、北双向接收.在这一地带各波组的变化均较稳定，结晶基底和壳、幔边界(Moho)的起伏亦均平缓，故表明这里是一个沉积岩相稳定、构造亦不甚活动的地域.
 | 图 17 涪陵—咸阳—榆林剖面SP7、SP8、SP9炮射线追踪与理论地震图Fig. 17 Ray tracing and theoretical seismograms of shot points 7，8 and 9 along the Fuling to Yulin profile |
由SP1—SP9九个爆炸点激发的地震波场和射线路径与理论地震图的对比分析表明：它们确具有很强的分段性，即所记录的Pg、P1、P2、Pm、Pn各波组的运动学和动力学特征差异明显.它们是该区壳、幔速度结构中五组最为重要的震相，是能够精细刻划该剖面辖区壳、幔精细结构与反映其深层过程的基础.
综合9个爆炸点的射线路径和理论地震图的正、反演结果表明：沿该剖面不论是浅层，还是深层射线所覆盖的路径是十分密集的，理论与观测走时是相符合的(图 18)，所分辨的震相和反演结果是可靠的.
 | 图 18 涪陵—榆林射线覆盖分布图Fig. 18 Seismic ray distribution of the Fuling to Yulin profile |
在对该剖面的资料进行数据处理与反演计算过程中，常常需要调整初始模型所给定的界面深度和速度结构以使理论走时与实测走时之间达到较小差异的最佳状态.由该剖面9个爆炸点各自激发的地震波场和射线路径可见，壳、幔介质中来自深、浅各层的地震波射线的覆盖十分密集，故才能得到各波震相的连续追踪和可靠的分辨.多重相遇和多重追踪观测系统的布设(图 18)，保证了各震相的连续对比和沿整个剖面反演的可靠性.当必还需对一维速度结构的基本特征一并考虑，使一维和二维模型求得的主要速度特征基本相吻，以得到本剖面壳、幔二维速度结构和构造表征(图 14—18).
沿榆林—宁陕—涪陵地震剖面高精度的数据采集和通过数据结构的反演求得了该剖面辖区的二维壳、幔速度结构(图 19和图 20)，由P1、P2、P3、Pm、PL各反射波组所确定的地壳界面将该区地壳划分为5个层面，即C1、C2、C3、M和L界面.下面将对本区壳、幔结构划分为上地壳、下地壳及上地幔顶部反射层共三层结构进行论述和讨论.
 | 图 19 榆林—涪陵深地震测深剖面基底断裂分布图Fig. 19 Distribution map of basement faults along profile from Yulin to Fuling |
 | 图 20 榆林—涪陵剖面壳、幔二维速度结构展布图Fig. 20 Two-dimensional velocity structure distribution map of crust and mantle along profile from Yulin to Fuling |
上地壳是指自地表向下至C2界面之间的地壳介质层，它是由来自结晶基底的折射波Pg和上地壳内的反射波P1、P2波组数据反演求得的速度结构.基于它们的纵向与横向分布特征，故可将上地壳分为两个速度结构层进行讨论(图 19). 5.1.1 上地壳两个速度结构层
第1层是由折射波Pg所确定的沉积建造和结晶基底.该界面的空间形态通过有限差分和时间项反演等多种方法共同求取.沿该剖面结晶基底起伏变化明显，深度变化范围基本上在2.0~7.0 km之 间，分别在300 km、420 km、550 km、720 km和900 km桩号附近基底界面明显呈现隆起形态，埋深约为1.8~3.0 km；在350 km、480 km、660 km、780 km和870 km桩号附近下方基底界面下凹，埋藏较深，约为4.0~7.0 km.
结晶基底界面以上介质的速度结构为由一个强速度梯度层组成，从近地表的2.60~5.50 km·s-1变化到结晶基底之上的5.00~5.80 km·s-1.由速度结构变化特征可见，结晶基底以上沉积建造速度横向变化非常明显，显示了沿测线基底结构的强烈非均匀性和造山带、前陆盆地与沉积盆地之间的明显差异(滕吉文等，2014).
第2层为基底顶面向下至C2界面，包括C1和C2两个反射界面，其中C1界面沿剖面向北并不完整，仅存在于渭河盆地(包括渭河盆地)以南的区域(桩号700 km以南).二维地壳结构所给出的C1界面深度变化范围为15.5~18.5 km，在镇巴与达县之间的通江—万源前陆盆地(或称巴中盆地)附近和渭河北部前陆盆地(桩号650 km)深部C1界面上隆，埋深约为15.5 km左右；在达县(桩号300 km)和宁陕(桩号550 km)下方C1界面呈下凹状，其埋深约为18.5 km左右；在铜川以北地域(桩号720~1100 km)在该区段各爆炸点激发的地震波(SP7、SP8、SP9)记录截面上未能明显识别出反映C1界面的可靠地震记录，C1界面在南北结构上的差异是沿本剖面的一个明显特点；C2界面形态沿剖面起伏较大，其中在渭河前陆盆地及其两侧最为明显，埋深由 盆地中部的22.0 km变化至盆地两侧25.0~28.5 km，其它区段的界面起伏变化不大，即大约为1.0~1.4 km. 结晶基底、C1和C2界面随深度呈正速度梯度变化，剖面南段和渭河盆地下方速度较低，由基底顶部5.60 km·s-1左右变化至C1界面的6.00 km·s-1左右，而C1界面下部则由6.18 km·s-1变化至C2界面上部的6.28 km·s-1.剖面中段(桩号400~600 km)地带速度变化为6.29~6.35 km·s-1，速度结构具有明显的横向非均匀性；进入华北克拉通鄂尔多斯盆地后，即大约自桩号850 km以北地带 下方速度横向变化明显减弱，介质速度由基底顶部的 5.95 km·s-1逐渐变化至C2界面上部的6.35 km·s-1. 5.1.2 上地壳速度结构特征
沿该剖面的速度结构在总体上为：C1界面上部的速度变化为6.05~6.20 km·s-1，下部的速度变化为6.18~6.30 km·s-1；C2界面上部的速度变化为6.28~6.35 km·s-1，其下部C3界面以上介质的速度变化为6.51~6.59 km·s-1.C1界面的速度跳跃差在0.1~0.2 km·s-1之间，C2界面的速度跳跃差为0.15~0.30 km·s-1.沿该速度结构剖面的显著特点是：在剖面中部铜川与宁陕(桩号450~850 km)之间界面起伏和速度结构存在明显的横向非均匀性，这种横向非均匀性变化自结晶基底向下一直延伸到下地壳及上地幔顶部或更深.它们共同的特征是速度值相对较低，界面起伏变化较大，基本上位于秦岭—大巴造山带和渭河前陆盆地与华北克拉通南部鄂尔多斯盆地的结合部相对应. 5.2 下地壳结构
沿剖面下地壳的起伏变化和速度结构在华北克拉通，秦岭—大巴造山带和扬子克拉通均存在明显差异，且在分层结构上亦不尽一致.
下地壳是C2界面至Moho界面之间的层位.依据壳内反射波P3和壳、幔边界(Moho)的反射波Pm反演求得的C3界面和Moho界面所确定，其中C3界面只在剖面北端大于900 km桩号下方明显存在.下地壳二维速度结构在剖面北端呈两层结构，即 为上层C2与C3界面之间的地层，其层厚度约11.5 km，地震波速度由C2界面下部的6.51 km·s-1变化至C3界面上部的6.54 km·s-1，呈现出弱正速度梯度变化；下层为C3至Moho界面之间的地层，厚度为7.0~10.0 km，亦呈弱的正速度梯度变化，介质速度由C3界面下部的6.88 km·s-1变化至Moho界面上部的7.00 km·s-1；上地幔顶部盖层速度为8.05±0.05 km·s-1，C3界面的速度跳跃差值可达0.34 km·s-1，而Moho界面的速度跳跃差值则可达1.02 km·s-1.显见，不论是纵向还是横向均显示出介质速度变化的非均匀性和非线性.
在900 km桩号以南地区下地壳呈现单层结构，而沿整个剖面Moho界面起伏变化强烈，在剖面南端Moho界面埋深约为43.0 km，自南向北Moho界面在起伏变化呈逐渐加深的趋势，至490 km桩号附近达到最深的49.5 km，呈一向下的凹槽，而后急剧抬升，在咸阳(桩号660 km)附近Moho界面上升至约35.0 km深度，呈现出明显的局部凸起状.再向北该界面急剧变深，在720 km桩号附近加深为约45.0 km，随后向北进入鄂尔多斯盆地则趋于平缓，在桩号820 km附近略微上隆至42.0 km，而后缓慢加深至910 km桩号附近的45.0 km.随着Moho界面的起伏，该层深度变化较大，约为10.0±5 km(图 20).
下地壳在桩号900 km以南地带在不同区段的速度结构却呈现出明显的差异性.四川盆地下方，C2至Moho界面表现出较强的正速度梯度变化，由C2界面下部的6.51~6.60 km·s-1逐渐变化达Moho界面上部的6.88~7.00 km·s-1，Moho界面速度跳跃值为1.02~1.13 km·s-1；秦岭—大巴造山带下方的下地壳速度结构为正速度梯度结构，即由C2界面下部的6.59 km·s-1随深度增加，并向深部延伸抵Moho界面上部的6.80 km·s-1左右. Moho界面上、下速度跳跃约为1.13 km·s-1；渭河盆地下方下地壳速度呈现低速特征，C2至M界面之间存在明显低速异常体，其速度为6.50~6.60 km·s-1，由C2界面下部的6.50 km·s-1逐渐变化至Moho界面上部的6.88 km·s-1，Moho界面上、下的速度跳跃为1.13 km·s-1左右；渭河盆地以北的鄂尔多斯盆地下方，显示出较简单速度结构特征，横向速度变化微弱，纵向介质速度由C2界面下部的6.57 km·s-1逐渐变化至Moho界面上部的6.88 km·s-1左右，呈弱正梯度变化，Moho界面上、下速度跳跃为1.07 km·s-1左右. 5.3 上地幔顶部盖层中的地震反射层
上地幔盖层不论在纵向还是横向均呈现出不均匀性的变化，特别是秦岭—大巴造山带其两侧克拉通存在显著差异.
初步认为由上地幔顶部折射波Pn之后的一组反射波PL反演求得的界面为该层为上地幔顶部盖层中的反射界面(图 20).由于在该剖面记录截面上仅在SP5、SP7、SP9三爆炸点的地震记录中记录到并能识别出这一地震震相，它与Moho界面之间的速度差异可达0.5 km·s-1左右，在其它各爆炸点处却均未能发现该反射波震相，故该界面仅在鄂尔多斯块体的下方存在.
沿剖面辖区该界面总体特征显示自南向北有逐渐加深趋势，界面最深处在英旺下方为68 km，在铜川下方较浅为65 km，但在清涧以北却又略抬升，L界面形态与Moho面形态基本一致.通常大陆地壳较厚区域的岩石圈一般也较厚，但二者关系复杂，而二者是否正相关尚有待进一步研究.在本研究区中总体上在鄂尔多斯块体岩石圈结构增厚，其增厚的原因可能与新生代以来印度和欧亚板块陆-陆碰撞变形密切相关.
基于沿该长剖面高精度探测，高分辨率数据采集和反演求得的基本图像，初步获得的上地幔盖层内的L界面，对进一步研究该区的上地幔结构特征提供了重要的参考，即其动力学和运动学特征对该区上地幔结构与深部物质与能量的交换提供了重要的深部信息. 5.4 壳、幔速度结构与深层过程
基于以上“华北克拉通—秦岭—大巴造山带—扬子克拉通”剖面辖区的沉积建造、结晶基底、上地壳、下地壳和上地幔顶部盖层分层、分块的速度结构展布特征(图 14—18)，得到了如图 19和图 20所示的特异构造格局.
大陆内部造山带的形成与海、陆板块深俯冲的造山过程并不等同，它会受到远程效应的影响，但主要的却是大陆内部各块体在深部力系作用下所导致的深层动力过程.
(1)华北克拉通—秦岭—大巴造山带—扬子克拉通上地壳沉积建造与结晶基底差异显著，不仅沉积厚度不一、沉积速率各异，而且华北克拉通结晶基底向南倾落，而扬子克拉通的结晶基底却向北抬升，形成了一个向南挤压和向北推覆的“剪切”格局.
(2)华北克拉通—秦岭—大巴造山带—扬子克拉通三大构造体系的壳、幔速度结构各异，各层介质内部的速度分层、起伏变化、断裂展布及形态亦不相同.特别是秦岭—大巴造山带地域具有特异的壳、幔结构和空间展布形态.
(3)基于地震波场速度结构与边界场响应提出并厘定了南北前陆盆地和秦岭—大巴造山带的界带与属性.
在造山带的隆升与其两侧克拉通物质相向运动的作用下，在块体内部，特别是界带深部存在着物质与能量的强烈交换.
(1)由于三大构造体系的相互作用，不论是上地壳、下地幔，还是地幔盖层物质，特别是秦岭—大巴造山带地域的深、浅部物质进行着重新分异和调整，而且是有差异的.显然，华北克拉通与扬子克拉通壳、幔物质的运动行为和轨迹亦不同，且其动力学机制与耦合响应亦各异.
(2)基于壳、幔介质属性，大型断裂的空间展布形态及产状、速度结构的变异与分区特征表明；秦岭—大巴造山带地域深部物质与能量在进行着强烈的交换，因而导致了这一地域成山、成盆、成岩、成矿、成灾和陆内块体相互作用的特异深层动力学机制.
这便充分表明，由于其介质在纵向与横向都是不均匀的，且在属性与结构上是存在差异的，故“华北克拉通—秦岭—大巴造山带—扬子克拉通”的形成与演化不仅受到多期次构造运动的作用，同时当必要受到复杂力系错综作用及其所导致的深、浅部物质运动行为与轨迹及其动力学机制的制约. 6 结语
华北克拉通，秦岭—大巴造山带和扬子克拉通是我国大陆内部，特别是东部的三大主体构造体系.秦岭—大巴造山带的崛起，将华北大地分为南北两大克拉通块体，显现出各块体相互作用的陆内造山特征.
(1)通过沿榆林—咸阳—涪陵长达1000 km高精度人工源地震探测，高分辨率的数据采集和精细速度结构的刻划，首次连续地、高精度的厘定了沿剖面地带的沉积建造、结晶基底、上地壳、下地壳和上地幔顶部盖层的起伏变异和各自的空间形态.
(2)确定了上地壳、下地壳和上地幔盖层各层的速度分布，层、块结构展布和华北克拉通南缘，秦岭—大巴造山带，扬子克拉通的地震波边界场响应与断裂分布及其界带划分.
(3)基于壳、幔结构提出了三大主体构造体系在纵向和横向之间的分区性，同时亦给出了它们在形成于演化过程中的特异性，特别是对秦岭—大巴造山带范围应包括南、北前陆盆地的提出对深化理解秦岭—大巴造山带的形成与动力学轨迹和动力学机制具有重要意义.
(4)沿剖面辖区的构造分区与界带的特异速度结构和变化表明，三大块体不论在纵向与横向都是不均匀的，发现秦岭—大巴造山带与其南北界域乃是深部壳、幔物质与能量交换的深层动力作用过程.
(5)秦岭—大巴造山带和前陆盆地的形成乃是深层与浅层，纵向与横向错综耦合响应的产物.
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