孫一男，王 亮，程國亮

（中國地震局地球物理勘探中心, 鄭州 450002）

0 引言

華北克拉通中西部 緊鄰青藏高原東北緣，地質(zhì)結(jié)構(gòu)復(fù)雜、斷裂發(fā)育、新構(gòu)造活動強烈[1-5]。由于長期受到印支板塊向北推擠青藏高原強烈擠壓作用，構(gòu)造運動產(chǎn)生的地應(yīng)力場表現(xiàn)為NWW方向引張、NNE方向擠壓的格局，逐漸形成突變的地球物理場和較強烈的地震活動。銀川盆地與東側(cè)鄂爾多斯塊體和西邊阿拉善塊體相比第四紀(jì)活動比較強烈，地殼速度結(jié)構(gòu)在不同地質(zhì)結(jié)構(gòu)中的差異較大。研究覆蓋區(qū)域尤其是中部銀川地塹盆地內(nèi)，歷史上曾經(jīng)多次發(fā)生強度較大的地震，早在1739年（清乾隆三年）在銀川盆地北部的平羅縣發(fā)生過8.0級銀川-平羅大地震、寧夏海原縣1920年發(fā)生里氏8.5級大地震[6-7]，之后又有1927年古浪8級地震和十余次6至6.9級地震。以上這些有記載的地震發(fā)生多與上地幔結(jié)構(gòu)和區(qū)域地殼運動、介質(zhì)狀態(tài)變化等因素關(guān)系緊密[8-10]。

為探明華北克拉通地區(qū)地震等活動的深部構(gòu)造背景，2009年以來，中國地震局地球物理勘探中心在鄂爾多斯北緣、太行山山前、郯廬斷裂帶南段、華北平原區(qū)等構(gòu)造部位上完成了多條寬角反射/折射剖面以及深地震反射剖面，通過對取得的數(shù)據(jù)資料處理與計算獲得了華北克拉通不同構(gòu)造部位的深、淺構(gòu)造特征和殼幔精細(xì)結(jié)構(gòu)，這對理解華北克拉通不同構(gòu)造部位的淺部構(gòu)造響應(yīng)、深部過程起到至關(guān)重要的作用。但目前開展的探測工作大多集中在華北克拉通中、東部地區(qū)，有關(guān)西部地區(qū)的精細(xì)結(jié)構(gòu)探測工作較少。2014年初，在國家自然科學(xué)基金重點支持下完成了一條橫跨銀川盆地及其兩側(cè)塊體的寬角反射/折射及高分辨折射探測剖面(巴圖灣—阿拉騰敖包地震測深研究剖面)。

本文通過人工地震聯(lián)合探測剖面獲得的P波地震記錄數(shù)據(jù)，結(jié)合以前在該地區(qū)獲得的天然地震和人工地震的資料以及地球動力學(xué)、地質(zhì)構(gòu)造等相關(guān)結(jié)果[11-13]，獲得了地殼一維P波速度結(jié)構(gòu)圖像。在區(qū)域內(nèi)構(gòu)建了不同地質(zhì)單元的地殼速度結(jié)構(gòu)模型，為研究銀川地塹與相鄰地塊的基底結(jié)構(gòu)、深部構(gòu)造差異、相關(guān)斷裂的構(gòu)造特征及相互關(guān)系提供了必要條件，為設(shè)計該地區(qū)二維地殼結(jié)構(gòu)模型以及進行更深一步的研究提供了必要的基礎(chǔ)模型，也為進一步研究銀川盆地及其兩側(cè)地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)和深部環(huán)境提供了重要的地球物理參數(shù)。

1 區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造背景與剖面位置

1.1 地質(zhì)構(gòu)造背景

巴圖灣—阿拉騰敖包地震測深研究剖面（圖1）從東到西依次經(jīng)過鄂爾多斯地塊、銀川地塹盆地、阿拉善地塊等多個地質(zhì)構(gòu)造單元。剖面東段位于鄂爾多斯地塊西北緣，鄂爾多斯地塊有較為穩(wěn)定的剛性基底，地塊內(nèi)部沒有構(gòu)造活動和形變。中部的銀川地塹盆地東界為黃河斷裂并與東邊鄂爾多斯地塊相接，西邊為賀蘭山東麓斷裂帶，南界為牛首山東麓斷裂，其構(gòu)造活動和形變與其周邊構(gòu)造區(qū)域相比整體性相對較為穩(wěn)定[14]。中部的銀川地塹盆地斷裂呈NE走向，北緣被石嘴山南一組隱伏斷裂所控制；盆地內(nèi)部基底構(gòu)造復(fù)雜，存在許多隱伏斷裂，斷裂發(fā)育縱橫交錯；盆地整體為中部凹陷，東西兩側(cè)抬升，西側(cè)陡東側(cè)緩的構(gòu)造形態(tài)。銀川地塹盆地為夾持在賀蘭山東麓與鄂爾多斯盆地西緣斷褶帶之間的斷陷盆地[15-18]。剖面的西段為阿拉善地塊，多數(shù)地質(zhì)學(xué)家認(rèn)為其是中朝古板塊的一部分，但在構(gòu)造劃分方面仍存不少爭議。尤其是對其北部邊界的劃分存在兩種觀點，一種觀點認(rèn)為是以雅布賴山西麓斷裂為界，另外一種觀點認(rèn)為是以恩格爾烏蘇蛇綠巖縫合帶為界。地塊東部多以賀蘭山西麓斷裂為界，但也有以巴彥烏拉山斷裂帶為界的說法。阿拉善塊體以新生代為分界，先后經(jīng)歷了阿拉善塊體由北向南推擠和柴達(dá)木-祁連塊體由南往北的推擠過程，造成了該地塊呈現(xiàn)較高的不穩(wěn)定性和活動性，一些規(guī)模較大的韌性剪切帶比較發(fā)育[19-20]。

圖1 剖面位置圖

剖面中部即寧夏及鄰區(qū)的活動斷裂類型多樣，方向各異且大小斷裂十分發(fā)育。按走向分為NS、NNE向的斷裂，銀川平原為一地塹式斷陷盆地[21]，地殼構(gòu)造運動強烈，地震活動水平高，歷史上曾經(jīng)發(fā)生過 1739 年銀川-平羅 8.0級大震及多次6級地震。進入20世紀(jì)以來在盆地東南部的吳忠、靈武地區(qū)也發(fā)生過多次中強地震，僅1960年以來該區(qū)就發(fā)生5級以上中強達(dá)地震7次之多。

1.2 剖面位置

本研究布設(shè)的巴圖灣—阿拉騰敖包地震測深剖面位于華北克拉通中西部，剖面沿內(nèi)蒙烏審旗巴圖灣（其坐標(biāo)為：37.979 809°N，108.774 878°E，剖面樁號100 km）向北西依次經(jīng)內(nèi)蒙古自治區(qū)鄂托克前旗、昂素鎮(zhèn)、銀川市的興慶區(qū)、賀蘭縣、金鳳區(qū)、西夏區(qū)、內(nèi)蒙的阿拉善左旗、河屯池鹽場、北西端點終止于阿拉騰敖包鎮(zhèn)附近（其坐標(biāo)為：40.105 729°N，103.968 465°E，剖面樁號600 km），剖面設(shè)計全長約500 km，呈南偏東、北偏西向展開。在剖面經(jīng)過測線上設(shè)計了12個炮點的人工爆破震源，高分辨探測段在銀川盆地地塹區(qū)域，炮點間隔約為10～30 km，藥量適當(dāng)降低約為0.5～0.8 t，觀測點距為0.6～0.8 km。高分辨折射兩側(cè)的延長線為寬角反射/折射段，炮距為65～85 km，單炮藥量在1.5～3.0 t，觀測點距為1.5～2.3 km。炮點巖性有基巖和土層兩種，鉆井深度為60～80 m，激發(fā)方式為多井組合，根據(jù)技術(shù)設(shè)計方案布設(shè)315臺數(shù)字地震儀，以實現(xiàn)高分辨折射和寬角反射/折射的聯(lián)合探測，形成了追逐與相遇相結(jié)合的較為完善的觀測系統(tǒng)（圖2）。記錄來自殼幔不同深度范圍、不同屬性的地震波場信息，從而保證了結(jié)晶基底折射波具有連續(xù)追蹤、殼幔內(nèi)不同深度的反射波具有多次相遇、追逐和互換，并且能夠獲得比較連續(xù)反映不同構(gòu)造區(qū)段、不同深度的地殼地震波場信息。

圖2 綜合觀測系統(tǒng)圖

2 震相分析與特征

巴圖灣—阿拉騰敖包地震測深剖面共獲得的12炮人工地震P波數(shù)據(jù)資料，在處理過程中根據(jù)震相對比原則采用6.00 km/s的折合速度，濾波檔選擇3～15 Hz的。在識別震相(波組)對比的過程中需要考慮波組的波形特征，同時也需注意其他因素的影響。經(jīng)過反復(fù)濾波處理，本次人工地震資料主要識別對比出了Pg、P1、P2、PmP、Pn等波組。在剖面上選取了3炮具有代表性的地震記錄截面見圖3～5（sp3、sp8、sp9）。利用觀測剖面12個炮點所獲得的測深記錄資料經(jīng)過帶通濾波、單道濾波等處理，震相顯得較為清晰可靠。識別對比出的5組震相分別為：上地殼上部回折波Pg與殼幔分界面的反射波PmP，這兩組波的震相清晰、能量較強，顯示為穩(wěn)定可靠的特征，可連續(xù)追蹤對比；上地殼底部反射波P1與下地殼頂面的反射波P2，這兩組波反映了地殼結(jié)構(gòu)的局部特征，其震相通常表現(xiàn)為不連續(xù)或不明顯，較強的振幅多數(shù)僅在小尺度范圍內(nèi)的地段顯示；Pn是來自上地幔頂部的折射波（首波），Pn波所反映的界面顯示出較深的特征，在炮檢距較短的其他記錄界面圖上幾乎不能辨認(rèn)。

圖3 內(nèi)蒙古鄂托克前旗縣瑪拉迪鄉(xiāng)蘇木巴彥溫度爾村SP2炮（181 km）記錄截面圖

圖4 銀川市賀蘭縣蘇峪口SP8炮（357 km）記錄截面圖

圖5 內(nèi)蒙阿拉善左旗和屯池鹽場附近SP11炮（474 km）記錄截面圖

Pg初至波，一般震相表現(xiàn)為能量較強、清晰可靠、可進行連續(xù)對比追蹤。通常情況下，Pg波一般可以追蹤到距炮點90 km左右。但本剖面上由于激發(fā)條件理想，記錄資料質(zhì)量優(yōu)秀，多數(shù)炮點可追蹤到距炮點100 km左右，尤其是在銀川盆地區(qū)段由于激發(fā)和觀測條件較好甚至可以追蹤到110 km（如SP11炮點）。個別位于土層且含水層較深的炮點能量迅速衰減，震相顯示較弱，隨距離的增加振幅迅速衰減變得難以辨認(rèn)，一方面是由于激發(fā)條件的原因，另外與淺部復(fù)雜的地質(zhì)構(gòu)造也有較大的關(guān)系。Pg波在本次觀測中的視速度在沙漠地段和賀蘭山周邊地區(qū)差別較大，沙漠地段的視速度隨炮檢距的增加而迅速增大，從近炮點至終點處一般為2.00～6.00 km/s左右，這說明P波速度隨深度增加而增大的特征非常明顯。

上地殼底界面C1界面上的反射波P1波，一般來說反射界面的深度范圍大約在23 km左右，對比追蹤的距離可達(dá)距離炮點100 km左右。本研究中各個塊體上分別顯示了不同的特征，在銀川盆地內(nèi)部130 km以遠(yuǎn)也能夠分辨對比出來。在鄂爾多斯塊體上振幅較弱，在銀川盆地里P1波顯示較強的信號，在阿拉善塊體內(nèi)部該波組也能夠?qū)Ρ瘸鰜?，顯示出較深部界面的記錄特征，其平均速度為5.80～6.10 km/s。

P2是下地殼頂面C2界面上的反射波，一般深度為33～36 km，在記錄界面上反映出的距離一般在距炮點65～130 km內(nèi)。在鄂爾多斯塊體內(nèi)部該波組顯示出能量弱且?guī)缀鯚o法辨認(rèn)，在剖面上顯示出C2界面缺失的現(xiàn)象；在銀川盆地內(nèi)部顯示出較強振幅的特征，在阿拉善塊體振幅較弱，在銀川地塹盆地與阿拉善塊體內(nèi)均能在140 km左右對比出該震相，其平均速度為5.85～6.19 km/s。特別是在鄂爾多斯塊體顯示出殼內(nèi)非常透明，沒有太多的復(fù)雜震相出現(xiàn)。

PmP波是殼幔分界面M面的反射波，平均速度為6.20～6.52 km/s，M面深度為42.0～48.0 km。PmP波在本剖面取得的12炮記錄截面上波形和振幅都具有較大的變化，可以分辨出是一組優(yōu)勢波，距炮點75.0 km左右即可清晰辨認(rèn)出PmP波的存在。但是從記錄面貌特征可以看出，各個塊體內(nèi)部的振幅特征和強度又有明顯不同。鄂爾多斯塊體內(nèi)部該波組顯示出振幅強度強而后續(xù)波消失或衰減快的特征，但是在阿拉善塊體內(nèi)部顯示為振幅強度強、該波組后面有一個厚度過渡帶的特征。從該波組的特征可以看出兩塊體在大的構(gòu)造背景下所處的運動環(huán)境差異。

Pn波是來自上地幔頂部折射波（首波），Pn波一般200 km左右進入初至區(qū)、可追蹤至350 km以遠(yuǎn)。Pn波能量存在差異，但基本都能連續(xù)追蹤對比。鄂爾多斯塊體視速度為8.10 km/s左右，反映鄂爾多斯塊體內(nèi)波速較高，能量較強；而在阿拉善塊體的截面圖顯示其速度為8.00 km/s，與東部相比速度略有降低。表明整體地區(qū)上地幔頂部的速度結(jié)構(gòu)并不均勻。

3 資料處理與計算

通常處理反射波走時資料的方法有很多種，本文主要采用T2-X2方法、“PLUCH”反演2種方法。為了建立該剖面的一維地殼正演結(jié)構(gòu)模型，需要通過上述方法來求得地殼深部各層的平均速度、深度和視速度等結(jié)果。

反射波平均速度計算所用的方法一般是T2-X2法。反射波的時距曲線方程為

由式（1）～（2）可知，如果以T=t2、X=x2為變量做圖，可求出反射界面上地層的波速值ν。在平均速度求取過程中諸多干擾因素都會對結(jié)果產(chǎn)生一定的影響，比如表層的地質(zhì)條件存在著一定的差異、沉積蓋層的厚度起伏變化較大等。由于本剖面段跨越了不同的地質(zhì)構(gòu)造塊體，在不同區(qū)段的地殼深部反射界面也必然具有較大的差異，因此上述影響因素都必然存在。根據(jù)12個炮點T2-X2法計算獲得的P1、P2、PmP波的平均速度分別約為5.90～6.10 km/s、 6.15～6.30 km/s、6.20～6.50 km/s。圖6為求取的各炮反射波平均速度-深度圖，具體各炮計算結(jié)果表1。

表1 寬角反射/折射剖面反射波組平均速度一覽表

圖6 T2-X2方法計算sp2、sp8、sp11各炮反射波平均速度-深度圖

“PLUCH”通常作為一種可計算層速度和層厚度的反演地殼速度結(jié)構(gòu)解釋的常用方法，其優(yōu)勢是允許反射界面的形狀是任意的，其原理如下：

假設(shè)地球為一個均勻?qū)ΨQ的球體，設(shè)介質(zhì)的速度為v0，r1、r2和r2分別是爆炸點、接收點和反射點的半徑，射線參數(shù)表達(dá)式為：

若要求出p的值需已知i2角，進而可求得i1和i0。關(guān)于速度v0的第一個表達(dá)式可由射線參數(shù)表達(dá)式得到

根據(jù)走時關(guān)系可以求得第2個關(guān)于速度的v0表達(dá)式為：

式中：設(shè)實測反射波走時為T。由V(r0,p)和V(r0,T)這兩個方程可以繪制出每一個測點速度曲線圖。在水平均勻?qū)忧闆r下，對每一個測點的兩組曲線應(yīng)全部相交于一點，交點所對應(yīng)的速度和深度即為問題的解(v0、z0)。

沿剖面12個炮點所識別對比出的P1、P2、PmP反射波震相中選擇部分進行反演計算（圖7）。結(jié)果顯示，P1波的上覆介質(zhì)平均速度一般為5.75～6.17 km/s，深度一般為19～22 km；P2波的上覆介質(zhì)平均速度一般為6.10～6.25 km/s，深度一般為25～28 km；PmP波的上覆介質(zhì)平均速度一般為6.25～6.75 km/s，深度一般為40～52 km。有些炮的資料兩組曲線并不能交于一點，其原因是受殼內(nèi)速度結(jié)構(gòu)橫向非均勻性并且地表沉積層或深部界面強烈起伏的影響造成的，因此僅對該方法交點速度和深度合理的有關(guān)炮點進行了計算和成圖。

圖7 用PLUCH方法求取的殼內(nèi)各界面上覆介質(zhì)的平均速度-深度圖

為了建立合理的一維地殼結(jié)構(gòu)的初始模型，需通過上述兩種方法處理計算得到地殼結(jié)構(gòu)的有關(guān)參數(shù)。將模型與實測的走時資料進行一維擬合。假定波的傳播速度在水平方向上的變化是均勻的，且速度隨深度呈線性變化：

式中：V0是波在震源基準(zhǔn)面處的速度；K是波速度；β=K/V0；Z為深度。令P為射線參數(shù)，x為距離，t為時間，可得速度隨深度線性變化情況下的射線方程式

對取得的走時資料進行一維正演擬合，通過反復(fù)修改地殼速度結(jié)構(gòu)模型即可實現(xiàn)理論與實測資料的最佳擬合（圖8）。

圖8 一維速度結(jié)構(gòu)模型和擬合曲線圖

4 一維速度結(jié)構(gòu)模型

通過巴圖灣—阿拉騰敖包地震測深剖面12炮地震走時記錄的擬合獲得了地殼一維速度結(jié)構(gòu)模型（圖9），模型結(jié)果顯示：

圖9 沿剖面一維地殼速度結(jié)構(gòu)模型圖

巴圖灣—阿拉騰敖包地震測深剖面穿越3個不同的地質(zhì)構(gòu)造單元，自西向東分別為阿拉善地塊、銀川地塹盆地、鄂爾多斯地塊。從獲取該剖面的一維速度深度結(jié)果上可以看出，研究區(qū)域的速度結(jié)構(gòu)和界面形態(tài)沿測線有明顯的分塊特征。

經(jīng)過震相對比和建立的一維速度模型可知，該地區(qū)地殼厚度變化較大，從復(fù)雜的深部構(gòu)造結(jié)構(gòu)上來看，殼內(nèi)縱向與橫向存在著明顯的不均勻性。從界面起伏變化和速度等值線疏密特征，以及記錄截面上震相到時滯后、波形變化紊亂等特征，推測了斷裂的存在，且有向下延伸至Moho界面的可能。沿剖面各界面形態(tài)由西向東起伏變化明顯，在鄂爾多斯塊體內(nèi)部地表速度較低，殼內(nèi)速度變化較為平緩，地殼特征較為穩(wěn)定。在銀川盆地地塹地塊中，西部賀蘭山西緣斷裂位于剖面約380 km樁號附近，吉蘭泰盆地與賀蘭山交界處，地殼厚度約為46 km。賀蘭山東麓斷裂位于本剖面的中部銀川盆地西緣與賀蘭山交界處，剖面樁號大約為365 km附近，地殼厚度約為45 km。銀川地塹東緣斷裂位于剖面的東部大約305 km樁號附近，斷裂的兩側(cè)界面形態(tài)和速度結(jié)構(gòu)有所差異，該斷裂穿透基底傾向下有延續(xù)到深部Moho界面的跡象，該斷裂附近的速度結(jié)構(gòu)也存在明顯的起伏變化特征。

巴圖灣—阿拉騰敖包地震測深剖面一維數(shù)據(jù)處理結(jié)果表明，地殼厚度變化范圍大致在37～47 km范圍內(nèi)，總體呈現(xiàn)為東部較薄而西邊較厚的特征。由于構(gòu)造環(huán)境存在較大差異，而各塊體又具有不同的地質(zhì)演化過程，因此各自的地殼厚度特征也不盡相同。其具體表現(xiàn)為在鄂爾多斯塊體內(nèi)Moho界面深度為43 km，阿拉善塊體位于剖面西段，其Moho界面深度趨勢為自東向西緩慢加深，最深處約為48 km。中部為重點研究區(qū)域，其西部賀蘭山麓地區(qū)Moho界面由銀川盆地自東向西呈急劇加厚下傾趨勢，最淺處約為37 km，最深處可達(dá)到46 km，變化幅度劇烈，極小范圍內(nèi)突變達(dá)9 km。

該區(qū)地殼結(jié)構(gòu)呈明顯分層結(jié)構(gòu)，從一維地殼速度結(jié)構(gòu)模型可明顯看出，該區(qū)基本地殼結(jié)構(gòu)由反射波（P1、P2、PmP）和基底折射波（Pg）所構(gòu)成。圖9可看出，強梯度層位于地殼表層約0～3 km范圍內(nèi)并且速度與深度成正比例增大，地表速度范圍為2.20～3.90 km/s左右；上地殼C1、C2和Moho界面的深度分別為：19～22 km、28～35 km、44～48 km。在中下地殼內(nèi)部銀川盆地和賀蘭山下方有一局部低速塊體存在，這與普遍研究認(rèn)為的淺層低速主要分布在銀川地塹盆地、高速主要分布在銀川地塹西部的賀蘭山區(qū)這一結(jié)論相印證。綜合殼內(nèi)界面和Moho面深度變化以及一維地殼速度結(jié)構(gòu)殼內(nèi)速度變化等，并根據(jù)一維速度結(jié)構(gòu)及勾畫的界面形態(tài)特征進行分析，推測了4條斷裂的存在，分別為黃河斷裂、賀蘭山東緣斷裂、賀蘭山西緣斷裂及巴彥烏拉山東緣斷裂。從地震分布圖和斷裂位置展布特征可以看出，歷史上發(fā)生的多數(shù)地震事件與這些斷裂帶高度重合，因此認(rèn)為多數(shù)地震的發(fā)生背景與其深部構(gòu)造關(guān)系密切。由于研究區(qū)域的速度結(jié)構(gòu)和界面形態(tài)存在較大的橫向不均勻性，斷裂的空間展布特征難以精確定位，要搞清這些精細(xì)的變化特征還需要做進一步的研究。

5 結(jié)論與討論

巴圖灣—阿拉騰敖包地震測深剖面一維地殼速度結(jié)構(gòu)揭示了地下物質(zhì)介質(zhì)和屬性的差異，結(jié)果顯示：鄂爾多斯塊體內(nèi)部的地表速度較低，基底埋藏深度較淺，殼內(nèi)速度變化較為平緩，顯示穩(wěn)定地殼特征。西段阿拉善地塊長期受到青藏高原向北推擠的作用，其內(nèi)部和周邊形成了一系列的斷裂和沉降小盆地，在速度結(jié)構(gòu)圖上斷裂的位置能夠?qū)φ斩S結(jié)果進行初步分辨。銀川盆地位于賀蘭山和鄂爾多斯塊體之間，長期受到青藏高原隆升北東向持續(xù)擠壓的影響，使得銀川盆地縱向斷層垂直斷陷、盆地深部上地幔物質(zhì)上涌和地殼減薄，加劇了盆地的拉張斷陷作用。賀蘭山在構(gòu)造上位于阿拉善地塊和鄂爾多斯塊體的結(jié)合部位，一維速度結(jié)構(gòu)顯示賀蘭山基巖幾乎出露地表，結(jié)合研究可知，該位置中下地殼內(nèi)部低速塊體的存在揭示了賀蘭山造山過程中伴隨了上地幔熱物質(zhì)的上涌。

由于長期以來受到青藏高原及其各個塊體的相互碰撞作用，使得巴圖灣—阿拉騰敖包地震測深剖面經(jīng)過的區(qū)域塊體內(nèi)部斷裂縱橫交錯、斷裂活動強烈，不斷有中強地震發(fā)生。從地質(zhì)構(gòu)造圖（圖1）上可以看出，地震多發(fā)生在斷裂帶附近的區(qū)域。本文研究剖面的一維地殼速度結(jié)構(gòu)顯示斷裂帶附近速度結(jié)構(gòu)和殼內(nèi)界面呈現(xiàn)起伏、及高低速相間的速度異常現(xiàn)象，斷裂帶及其周圍的構(gòu)造應(yīng)力場狀態(tài)極易被這種不穩(wěn)定現(xiàn)象所改變，造成地殼中應(yīng)力集中，從而誘發(fā)地震。多數(shù)學(xué)者研究[22-24]表明，高、低速區(qū)的邊界地區(qū)是地震孕育發(fā)生的高頻區(qū)域，這表明大震孕育和發(fā)生依賴于環(huán)境所體現(xiàn)的深部條件。

綜上所述，深部地球物理場特征和震源周圍的區(qū)域構(gòu)造背景是導(dǎo)致區(qū)域地震頻發(fā)的重要因素，二者之間具有密切聯(lián)系。本剖面一維殼幔速度結(jié)構(gòu)的研究對理解該區(qū)域地殼結(jié)構(gòu)、物性差異、構(gòu)造異常區(qū)的分布特征以及地震孕育構(gòu)造背景的研究都具有重要意義。

致謝審稿專家為本文提出了有益的建議，王帥軍研究員在資料解釋中給予了指導(dǎo)和幫助，構(gòu)造探察部的同事提供了研究剖面數(shù)據(jù)，在此一并表示衷心感謝。