深反射地震勘探方法是研究深部地质构造的最主要的方法之一.在过去几十年，深反射勘探方法被广泛应用于青藏高原的主喜马拉雅逆冲断裂、华北北部的板块汇聚和大陆增生以及庐纵地区火成岩深部构造等的研究，取得了有益的效果.

为研究辽西兴城地区深部构造，针对国家深部探测实验研究专项(董树文等， 2010，2011，2012，2013；董树文和李廷栋，2009)SinoProbe 09课题的 部署，在辽西兴城市东北方向布置了一条长21.93 km 的深反射地震测线，主要任务是完成一条勘探深度直至莫霍面的深反射地震实验剖面，为建立测区深部地球物理模型及地质模型提供必要依据.

研究区域位于华北地台中部的燕山台褶带(卢造勋和夏怀宽，1993)，属新太古宇古老结晶基底加中元古盖层沉积加少量中生代上叠盆地残存，发育中晚侏罗世的花岗岩侵入体，为块状结晶岩-基底型地壳结构(卢造勋和夏怀宽，1993；王庆龙，2012；杨明春等，2012；周振兴等，2006；王旖旎等，2012；许敏等，1997；张亚楠等，2006).目前在该地区已开展的探测工作主要有重磁勘探、大地电磁测深、可控源音频大地电磁测深等，但上述方法存在勘探深度浅或勘探分辨率较低等问题，难以为深部地壳构造研究提供高质量探测数据.深反射地震勘探方法与传统地震勘探方法的原理基本相同，都是利用反射地震波研究地下波阻抗，进而分析地层界面和断裂等构造特征，深反射地震勘探方法与常规地震勘探方法的不同点主要在于，通过加大激发药量、增加排列长度和加长记录长度等手段来提高探测深度.

本文主要利用深反射地震勘探方法，在辽西兴城地区进行深反射地震资料的采集，经过静校正、噪声压制和共深度域叠加等技术对深部地震构造信息成像. 2 地震地质条件及测线设计 2.1 浅层地震地质条件

本区地表起伏较小，海拔高程在4~191 m之间.大部分研究区域基岩出露，出露地层为太古界变质岩或岩浆岩，局部小面积出露沉积岩，沉积岩系不发育.测线东部海拔高程为8~80 m，部分地势平坦区域存在第四纪覆盖，该段临近兴城市区，人文噪声强，地面干扰源众多，京哈铁路、京哈公路和京哈高速公路都穿过这里；北部为山区，地表裸露岩石，起伏较大.

测区内以2 km点距完成了8口微测井工作，结果表明高速层深度在4.7~12.2 m之间，其中1口井高速层速度为2879 m·s^-1，其他井高速层速度在3710~4887 m·s^-1之间.高速层岩性多为花岗岩，其中2口井高速层岩性为石英砂岩和凝灰岩.根据测井资料及采集试验，激发井选择为15 m左右.该测线部分炮点位于河套地区，其浅层为沙含砾石，难以成井，该区域采用组合井激发.

总体上，研究区域表层地震地质条件好，除河套 区域，震源激发都处于致密岩石区；而且前期试验表 明，浅层没有明显反射波，有利于地震波激发能量下传. 2.2 深层地震地质条件

以往文献资料表明，研究区域未进行过深反射地震和深地震测深等工作.根据熊小松等(2011)对华北及东北莫霍面深度的研究，华北地区莫霍面最深处在内 蒙褶皱带，最浅处在渤海湾盆地，大兴安岭—太行山 以东莫霍面深度一般不超过36 km.

本次地震数据采集的前期试验阶段，在测线中部设计了25炮试验炮.在所有单炮记录中，6.5 s处的反射信号明显(图 1)；此外，在测线西端，设计了24 kg药量的试验炮，可看到6.5 s及10.4 s附近发 育两组连续的反射波组，其中10.4 s反射信号非常清晰(图 2).综上所述，研究区域深层地震地质条件良好.

图 1 15 m井深8 kg试验炮单炮记录 Fig. 1 Shot record with the hole Depth of 15 m and the Charge of 8 kg

图 2 25 m井深24 kg试验炮单炮记录(a)6.5 s TWT反射信号；(b)10.4 s TWT反射信号. Fig. 2 Shot record with the hole Depth of 25 m and the Charge of 24 kg (a)The signal of 6.5 s(TWT)；(b)The signal of 10.4 s(TWT).

研究区域为辽西山地黑山丘陵东部边缘，地貌为海滨丘陵.地形低缓，总体呈西北高而东南低趋势，高程范围4~191 m.

测线西起葫芦岛市西老爷庙村，东至兴城 市区外首山附近的郭家店，经过首山、兴城河、九龙山、三河水库，测线方向约为北偏西33°，位置如图 3.

图 3 测线剖面位置图 Fig. 3 The location of seismic line

本次深反射地震采集采用炸药震源，法国Sercel-428XL地震仪，检波器为地震勘探用超级检波器SG-10，3×3组合检波器串.SG-10低截频率为10 Hz，有利于接收深部低频地震信号.

地震数据采集按照表 1中的参数分别对井深、药量、井组合方式、检波器组合方式进行了试验.井组合方式如图 4所示，试验了单井、两井、三井和四井四种方式；检波器组合试验采用三种方式：正方形组合、线性组合和点组合(如图 5).

表1(Table 1)

表 1 各试验点的试验项目及试验参数 Table 1 The test item and parameter in the test points 试验项目 试验参数 井深 (13、14、15、16、17)m×8 kg 药量 (6、8、10、12、16)kg×15 m 组合井 1井×12 kg、2井×6 kg、 3井×4 kg、4井×3 kg 检波器组合 15 m×12 kg(面积、线、点)

表 1 各试验点的试验项目及试验参数 Table 1 The test item and parameter in the test points

图 4 组合井示意图 (a)单井；(b)双井组合；(c)三井组合；(d)四井组合. Fig. 4 Schematic diagram of combined hole (a)Single hole；(b)Double holes；(c)Three holes；(d)Four holes.

图 5 检波器组合示意图 (a)正方形组合；(b)线组合；(c)点组合. Fig. 5 Geophone array diagram (a)Square form；(b)Line form；(c)Point form.

根据采集试验数据，综合分析单炮记录中有效信号的能量及信噪比情况，最终确定以下采集方式及采集参数：炸药震源采用12 kg药量，中间放炮，井深15 m，炮间距100 m；428地震仪前放增益为12 dB，600道接收，道间距20 m，接收道采用9个检波器点组合，采样间隔1 ms，记录长度15 s.

按上述实验参数，结合实际施工情况，共完成234炮数据采集. 4 地震数据处理及剖面 4.1 地震数据处理

数据处理主要进行了静校正(野外静校正、折射静校正、剩余静校正)、能量补偿、干扰波压制、多道预测反褶积、速度分析、二维保幅叠加、叠后随机噪声吸收、F-K域有限差分偏移.本区一方面由于测线地处地表条件比较复杂，途经山地、平原等，地表起伏，最大高差近200 m，静校正问题在该地区将比较突出，为此采用野外静校正、折射静校正和剩余静校正来解决(图 6)；另一方面由于该地区地表条件复杂，人口、工业密集，干扰波比较发育，尤其在浅层位置，因而去噪方法和参数的合理选择与应用尤其重要，为此采用叠前综合去噪技术(采用多道、多样点振幅统计计算自动道编辑方法压制异常强振幅噪声、工业干扰噪声等，采用矢量去噪方法剔除面波噪声，采用分频去噪方法压制剩余面波噪声，采用随机噪声衰减方法在F-X域衰减随机噪声)改善地震资料的信噪比(图 7).

图 6 静校正前(a)、后(b)的叠加剖面对比 Fig. 6 Comparison of stack result(a)Before and (b)After the static correction process

图 7 综合去噪前(a)、后(b)的叠加剖面对比 Fig. 7 Comparison of stack result(a)Before and (b)After the denoise process

叠加剖面长度21.93 km，CDP间隔10 m，时间剖面上可见5个主要反射波组(见图 8)，即 6.0 s左 右的T6反射波组；6.5 s左右的T65反射波组；7.5 s 左右的T75反射波组；8.0 s左右的T8反射波组；10.4 s左右的T104反射波组.

图 8 叠加时间剖面 顶部为地表高程；实线框为重点研究的反射波组；虚线矩形框为强噪声干扰区域. Fig. 8 The stack time section The top shows ground level of seismic survey line; the solid rectangle represents reflected waves that we focus on and the dashed rectangle indicates strong noise area.

以图 8黑色矩形框内反射波数据为例，我们对主要反射波特征作进一步分析.图 9是图 8时间剖面中实线矩形框对应部分的放大显示.

图 9 叠加剖面细节(CDP 470-701) Fig. 9 The stack time section of CDP 470-701

(1)T104反射波组特征

T104反射波组是勘查区内最重要的反射目标层之一，细节见图 10.它以3个连续的强反射相位为主体，测线西部该波组特征相对稳定.在测线中段和东段，伴随该反射波组，上下出现多层反射波，但是该波组仍然最强.T104反射波组视周期约为34 ms，视频率为25~28 Hz.

图 10 T104反射波组(a)细节(CDP 470-600)及(b)其频谱 Fig. 10 The detail(a) and frequency spectrum(b)of T104 composite reflection wave

(2)T8反射波组特征

T8反射波组以1~2个连续的强反射波为主体的5~8个反射相位构成的反射波组(见图 11)，在测线中段相对连续、稳定发育，东西两侧发育较弱. T8反射波视周期约为28 ms，视频率为35 Hz左右.

图 11 T8反射波组(a)细节(CDP 576-662)及(b)其频谱 Fig. 11 The detail(a) and frequency spectrum(b)of T8 composite reflection wave

(3)T75反射波组特征

T75反射波组是由6个连续的反射相位构成的连续性比较好，向东倾没的反射波组，如图 12.在测线西部发育，向东倾斜.反射波组东端与T8反射波相遇后终止.T75反射波视周期约为25 ms，视频率为40 Hz左右.

图 12 T75反射波组(a)细节(CDP 540-701)及(b)其频谱 Fig. 12 The detail(a) and frequency spectrum(b)of T75 composite reflection wave

(4)T65反射波组特征

T65反射波组是勘查区内重要的反射目标层之一，由5~8个连续的强反射相位构成，如图 13，全线发育.测线西段和中段相对连续，振幅较强.东段发育较弱.T65反射波组自西向东倾斜后至东端抬起.T65反射波组视周期约为25 ms，视频率为40 Hz左右.T65反射波组和T75反射波组大致保持平行，均向东倾没.

图 13 T65反射波组(a)细节(CDP 470-640)及(b)其频谱 Fig. 13 The detail(a) and frequency spectrum(b)of T65 composite reflection wave

(5)T6反射波组特征

T6反射波组是以4~6个连续的反射相位构成的断续发育的中等振幅反射波组(见图 14)，测线中段相对连续发育，东西两侧发育较弱.T6反射波组视周期约为28 ms，视频率为37 Hz左右.T6反射波组及其以上反射波基本维持水平状态.

图 14 T6反射波组(a)细节(CDP 470-630)及(b)其频谱 Fig. 14 The detail(a) and frequency spectrum(b)of T6 composite reflection wave

综上所述，T6、T104是勘查区内最主要的2个目标层.由图 8可见，在上述所有反射波组中，这两个反射波的能量最强.图 15为各反射波组分频振幅，可以看到T104反射波组在15~30 Hz之间能量最强，而其他反射波组在35 Hz以上高频段能量最强.

图 15 叠加剖面各反射波分频振幅对比直方图 Fig. 15 Histogram of different reflection wave amplitude of different frequency

整体看，水平叠加时间剖面的反射波发育比较丰富，出现的5个反射波组都能够追踪对比.剖面西部和中部资料质量较好，东部较差.主要原因是东部临近兴城市区，噪声影响严重，从剖面上可以明显看到几个条带(见图 8虚线框区域)，从浅至深几乎看不到信号. 4.3 地壳结构与莫霍面特征 4.3.1 地壳结构

根据地震剖面，在莫霍面(10~11 s)以上的地壳深部最明显的反射特征是整条剖面均以5~6 s为界，上下反射特征不同，将研究区域内地壳分为上、下二层结构，表明地壳变形为非连续性变形.上地壳厚度约为14~15 km(0 s到5~6 s)，地壳上部无明显的反射层或整体表现为弱反射特征，表明研究区的沉积盖层并不发育.地表地质显示，研究区多数地域出露太古界的变质岩或岩浆岩，仅在局部范围发育有厚度较薄的沉积盖层.在CDP 1740和CDP 1900点发现2条明显的断裂带F1，F2(位置见图 16的黑色实线).结合勘探区域的地质实际资料，断裂带F1为已探明的齐屯—山崴子断裂，断裂切割太古宙片麻状花岗岩、长城系常州沟组、大红峪组，中侏罗统海房沟组及下白垩统义县组，断层倾向北西.断裂带F2为本试验新查明的断裂带，断层倾向南东.下地壳结构比较复杂，壳内可见多个强反射层位(T6，T65，T75，T8)，其中T75与T8层位在CDP 889处交汇在一起(图 8)，可能代表两套地层的不整合接触，各反射层大体呈西北向东南倾斜，总厚度约为17~18 km(5~6 s到10~11 s).下地壳与地幔分界面非常清晰，即使在测线东南段信噪比较低的情况下，T104反射波能量仍很强，具有相当高的信噪比，T104从西北到东南呈现明显的抬升趋势，抬升高度约为600 m.

图 16 浅层部分地震剖面 Fig. 16 The shallow part of seismic section

从单炮记录及地震剖面上都可以看出测线呈区段性信噪比不均衡，主要原因是测线西北段位于低山区，而东南段在兴城市区附近，由于城区人文干扰大，造成测线东部数据信噪比低，这是中、下地壳信息在东南段不连续或变弱的主要原因.

除了卢造勋于1992年完成了内蒙古东乌珠穆沁旗—辽宁东沟地学断面(布置于本测线北部)(卢造勋和夏怀宽，1993；卢造勋等，1993)，在辽西地区没有再做过深部地震工作.该地学断面采用的地震方法为深地震测深(卢造勋等，1993)，本次工作采用了近垂直深反射地震方法(杨宝俊等， 1999，1998)，具有更高的分辨率，获得了从近地表到莫霍面的完整地震资料，对研究辽西地下深部地球物理特征以及地壳结构、演化都具有重要意义. 4.3.2 莫霍面的识别及特征

莫霍面被公认为地壳同地幔间的分界面(杨宝俊等，1996)，在地球内部普遍存在，是研究岩石圈 构造要识别的首要目的层位，1909年Andrija Mohorovicic在研究欧洲地震记录时首次发现(杨宝俊等，1996).

本文认为T104反射层位是本区域来自莫霍面的反射，主要依据为：

(1)该反射信号出现在10.4~10.2 s TWT，与以往对东北及华北地区莫霍面研究成果一致.熊小松等(2011)在对华北及东北莫霍面深度研究中指出，穿过燕山隆起的反射剖面显示莫霍面信号出现在10.8~11.5 s TWT，对应莫霍面深度32~ 34 km；卢造勋于1992年完成了内蒙古东乌珠穆沁 旗—辽宁东沟地学断面，在断面东侧莫霍面深度为31~35 km(卢造勋和夏怀宽，1993；卢造勋等，1993)；满洲里—绥芬河地学断面表明莫霍面在29~35 km左右(杨宝俊等， 1998，1996).本测区的莫霍面深度应该在30 km左右(速度按地壳平均速度6 km/s折算)，对应10.4 s TWT.

(2)T104为区域内连续性最好的强反射信号，与以往对莫霍面的研究结果一致(熊小松等，2011；Griffin and O′Reilly，1988).该层位信号贯穿全部测线区域，连续性非常好，说明该信号不与局部区域性构造有关，而是更大尺度上的岩石圈结构的反映；强反射说明其上下介质具有很强的波阻抗差异，即使在东部信噪比较低区域，同相轴仍非常清晰，而下地壳反射信号在东部已被噪声淹没.

(3)该反射层位与其他反射层位的主频存在明显差异.T104信号主频为25~28 Hz，明显低于下地壳内各主要反射层位主频(35~40 Hz)，说明其下伏介质与上覆介质存在明显差异，符合莫霍面作为地壳内最重要的地震不连续面特征(Griffin and O′Reilly，1988).

综合上述三方面考虑，我们判断T104为来自莫霍界面的反射信号. 5 结论与讨论

结合本区域地壳和莫霍面反射信号的地球物理特征，我们对这一地区地壳和莫霍面的结构有以下初步认识：

(1)测线位于中朝地台的燕山台褶带上，此长剖面的研究为揭示燕山台褶带的精细地壳结构提供了新证据；

(2)以CDP 889为界的北部和南部的下地壳结构存在一定差异，北部的下地壳反射整体向南倾斜，南部下地壳的中深部存在向北倾斜的反射，这些北倾和南倾的反射形成“对冲”构造，使得下地壳深部呈现“凹陷”特征.下地壳出现的这种“凹陷”特征，反映了该地区下地壳内部的北部和南部受到向上的抬升作用；

(3)莫霍震相具有多相位特征，根据其震相特点可知其多相位不是由于子波延续度长，而是表征莫霍面本身具有一定厚度，是由若干个薄层构成；不同区段震相并不完全一致，反映了莫霍面可能由若干薄层组成，并且各薄层的速度、厚度横向不一致，可见莫霍面本身是一个复杂的界面；

(4)T104反射层由西向东逐渐抬升，说明研究区域内莫霍面由内陆向海边逐渐变浅；

(5)分析表明本区域的莫霍面反射信号频率较高，其主频约为28 Hz，主要能量分布在15~40 Hz频带内.能发现如此高频的莫霍面反射信号在过去研究中比较罕见.以往文献对莫霍面反射信号频率特性介绍较少，杨宝俊等(1998，1996)在满洲里—绥芬河断面莫霍面研究得到的信号频率主要在5~15 Hz.综合分析本区域能取得较高频率的莫霍反射信号有三个原因，一是研究区域大部分是太古代地层，沉积层薄，地表缺乏第四纪覆盖，地震波高频信息吸收弱，二是采用大药量激发，且激发深度位于3000 m·s^-1的高速层中，三是本次试验采用Sercel的SG-10检波器，更有利于保护10 Hz的深层低频信号.高频莫霍面信号的发现对于今后深入研究莫霍面究竟是岩性界面还是相变以及岩石学特征具有重要意义(杨宝俊等，1998).

致谢   感谢吉林煤田地质物探公司于赟舟、时志安等在数据采集过程中给予的支持.