地质科学  2016, Vol. 51 Issue (1): 53-66   PDF    
银川盆地构造发展——深地震反射剖面揭示浅部地质与深部构造的联系

黄兴富1, 酆少英2 , 高锐1, 李文辉1    
1. 中国地质科学院地质研究所, 国土资源部深部探测与地球动力学重点实验室, 大陆构造与动力学国家重点实验室 北京 100037;
2. 中国地震局地球物理勘探中心 郑州 450002
基金项目: 国家专项"深部探测技术实验与集成"(编号:SinoProbe-02)、国家自然科学基金项目(编号:41430213,41274097,41404072)、中国地质调查局地质调查项目(编号:1212011220260)和国家发展改革委员会"城市活断层试验探测"项目(编号:20041138)资助
黄兴富,男,1989年7月生,博士研究生,地球探测与信息技术专业。E-mail:huangxfpj@163.com
酆少英,男,1967年12月生,博士,高级工程师,地球探测与信息技术专业。本文通讯作者。E-mail:fsy.ny@163.com
2015-03-10 收稿, 2015-09-21 改回.
摘要: 横跨银川盆地北西西向的深地震反射剖面,清晰揭示了银川盆地边界断裂以及整个地壳的结构构造特征,这对研究具活动大陆裂谷性质的银川盆地浅-深构造关系具有重大的意义。贺兰山东麓山前断裂、黄河断裂作为银川盆地的西、东边界断裂,前者为一条缓倾斜、延伸至上、下地壳边界的犁式断裂,而后者则为一条切穿地壳并延伸进入上地幔的深大断裂。根据深地震反射剖面揭示的地壳结构特征,银川盆地浅部结构并非前人认为的"堑中堑"结构,而是表现为由一系列东倾犁式正断层控制的新生代断陷。略微下凹的Moho面几何形态以及厚2~3.2 km的层状强反射带为下地壳最显著的反射特征。Moho面深度与强反射带厚度变化趋势与银川盆地沉积厚度变化趋势几乎一致。本文认为,强反射带的成因可能是由源自地幔的基性岩浆以岩席状的形式底侵进入地壳底部造成的,而这部分形成强反射带的物质可能补偿了因银川盆地断陷而造成的地壳减薄,最终导致银川盆地之下Moho面并未像之前所认为的那样隆起。
关键词: 银川盆地    深地震反射剖面    深部构造    岩浆底侵作用    Moho面    

中图分类号:P315.2    doi: 10.3969/j.issn.0563-5020.2016.01.006

银川盆地是鄂尔多斯周缘新生代断陷盆地的一部分,东邻鄂尔多斯地块、西靠阿拉善地块、南缘则与青藏高原东北缘弧形构造带相抵(图 1)。它位于南北地震带北端(毛桐恩等,1982),地震地质灾害活动十分强烈,曾于1739年发生过8级大震(李孟銮等,1984Lin et al.,2015),前人通过不同手段对盆地内部的活动断层进行了详细的调查研究,厘定了活动断层的活动时间、活动方式、活动期次(张维岐等,1982邓起东等,1984国家地震局,1988廖玉华等,2000柴炽章等,20012006雷启云等,20112012)以及古地震事件及发震周期等(张维岐等,1982邓起东等,1984)。通过对盆地内部及周缘的地表构造地貌调查(周特先等,1985)、古构造应力场反演研究(Zhang et al.,1998,2003;张岳桥等,2006黄兴富等,2013)、磷灰石和锆石裂变径迹热年代学研究(赵红格等,2007刘建辉等,2010)以及新生代区域构造演化研究(Zhang et al.,19982003邓起东等,1999),并结合盆地内新生代沉积地层特征,提出了银川盆地形成时间以及多期次断陷的构造演化过程;然而这些研究都是基于地表地质调查,缺乏深部地质结构证据对盆地演化过程的一些必要约束。石油部门针对银川盆地开展的石油勘探工作,通过钻孔和人工地震反射剖面研究初步揭露了盆地新生代沉积地层特征、浅部地质结构(长庆油田石油地质志编写组,1992)、基底轮廓以及盆地的基本构造特征(侯旭波等,20122014),确定了银川盆地为贺兰山东麓山前断裂、芦花台断裂、银川—平罗断裂以及黄河断裂构成的“堑中堑”基本格架。三维地震透射成像(杨卓欣等,2009)以及大地电磁研究(王鑫等,2010)同样获得了类似的结果。

图 1 研究区位置图及基于DEM邻区构造纲要图(DEM据http://datamirror.csdb.cn/) Fig.1 Digital elevation model (DEM) image showing a simplified structural map of the Yinchuan Basin and its adjacent area

以上分析表明,银川盆地的研究主要集中在地表地质、浅部盆地结构构造调查,与之形成对比的是盆地深部结构构造的研究相对偏少、已有的研究结果精度不够,而明确盆地的深部结构构造对研究盆地演化动力学方面具有重要的意义。已有的少量重力(李清河等,1999)、人工地震以及天然地震探测(国家地震局地学断面编委会,1992)结果显示,银川盆地之下的Moho面相对于东侧的鄂尔多斯地块以及西侧的阿拉善地块有一明显的隆起,隆起量达6 km(国家地震局地学断面编委会,1992)。而这一现象被广泛的用于解释银川盆地演化时的深部过程:Moho面的隆起,深部物质的上涌加入,在重力均衡作用下促进了银川盆地的沉降(周特先等,1985国家地震局,1988邓起东等,1999)。然而,最近横跨银川盆地的深地震反射探测结果(方盛明等,2009酆少英等,2011)则揭示出了Moho面特征与之前完全不一样,新结果认为银川盆地之下Moho面形态呈现下凹的几何形态(方盛明等,2009)。深地震反射技术在国际地学界被公认为是探测岩石圈精细结构、解决深部地质问题的有效技术手段(王海燕等,2010),相对于其他深部地球物理探测手段,深地震反射具备更高的精度,其揭露的地壳结构构造信息具有很强的可靠性。因此,银川盆地发展时的深部过程需要从另外的角度去诠释:银川盆地发育时深部物质是如何影响浅部地质过程的?

本文以深地震反射结果为基础,对深地震反射剖面取得的结果进行合理的解释,同时结合银川盆地已有的其他研究成果,将银川盆地浅部地质与其深部构造在盆地发育演化过程中两者之间的联系做一个新的诠释。

1 地质背景

银川盆地南北长约180 km,东西宽约60 km,盆地总体走向大致为北东30°,平面形态呈一狭长、形似一轮向北西西方向突出的新月。银川盆地西以贺兰山东麓山前断裂(F2)为界与贺兰山构造带相接,东以黄河断裂(F5)为界与鄂尔多斯地块分隔,南以三关口断裂(F6)、鸽子山断裂(F7)以及罗山牛首山断裂(F8)为界,北缘收敛于石嘴山市惠农区。除边界断裂以外,盆地中另外几条规模较大的断裂为芦花台断裂(F3)和银川—平罗断裂(F4)(图 2)。

图 2 银川盆地地质简图(据 1︰20万地质图修编)及银川盆地新生代沉积厚度和沉积序列图(据长庆油田石油地质志编写组,1992;杨卓欣等,2009编) F1. 正谊关断裂;F2. 贺兰山东麓山前断裂;F3. 芦花台断裂;F4. 银川—平罗断裂;F5. 黄河断裂;F6. 三关口断裂;F7. 鸽子山断裂;F8. 罗山—牛首山断裂 Fig.2 Simplified geological map of the Yinchuan Basin,deposition thickness and deposition sequences of the Yinchuan Basin

银川盆地作为鄂尔多斯周缘新生代断陷盆地的一部分,自盆地形成以来,在寒武系—奥陶系构成的基底之上沉积了一套厚达8 000 m左右的新生界(图 2图 3)。银川盆地的沉降中心大致沿芦花台断裂(F3)东侧附近,呈北北东向展布,与盆地的主体构造走向一致(图 2图 3)。银川盆地内沉积的新生代地层主要为渐新统清水营组(E3q)、中新统红柳沟组(N1h)、上新统干河沟组(N2g)以及第四系。除此,另有学者认为银川盆地发育之始,盆地局部凹陷内沉积有始新统寺口子组(E2s)地层(邓起东等,1999张岳桥等,2006)。然而,宁夏南部寺口子盆地内最新的古地磁研究成果表明寺口子组地层的沉积底界年龄约为30 Ma(Wang et al.,2011),隶属于渐新世早期,而周特先等(1985)研究结果显示宁夏盆地是自南往北发展的,因此宁夏南部的新生代沉积应略早于宁夏北部,本文倾向认为银川盆地在新生代发生断陷的起始时间可能为渐新世(约30 Ma)。赵红格等(2007)曾对银川盆地各阶段的沉降速率进行了研究分析,认为渐新世盆地的沉积速率为0.108mm/yr,中新世沉降速率为 0.100mm/yr,上新世沉降速率为 0.518mm/yr,第四纪为0.615mm/yr,据此可知,银川盆地在上新世、第四纪沉积速度有一个明显的加快过程。

2 银川盆地地壳结构构造特征

深地震反射剖面(图 3)清晰揭示了银川盆地之下整个地壳以及银川盆地边界断裂的结构特征,这对了解银川盆地浅、深部之间的联系有重大的意义。方盛明等(2009)酆少英等(2011)对该区深地震反射数据进行了采集和处理,根据深地震反射揭示的银川盆地地壳反射特征来看,在双程走时约8 s(取上地壳平均速度5 km/s,估算深度大约为20 km)处,可将地壳分为上、下地壳(图 3图 4)。

图 3 银川盆地深地震反射剖面图 Fig.3 Deep seismic reflection section of the Yinchuan Basin

图 4 银川盆地深地震反射剖面解译图 UC. 上地壳;LC. 下地壳;HLSF. 贺兰山东麓山前断裂;LF. 芦花台断裂;YPF1/YPF2. 银川—平罗断裂1/银川平罗断裂2;HF. 黄河断裂;Rc. 上下地壳边界;Rm. 强反射带;R1、R2. 反射带 Fig.4 Interpretation results of the Yinchuan Basins deep seismic reflection profiling

上地壳(UC):从Rc反射界面之上的剖面反射波特征来看,上地壳以双程走时4 s为界,可再划分为上、下两部分,上地壳上部0~4 s(深度大约为0~8 km)反射能量强,同向轴连续性好,反映银川盆地沉积地层特征,即巨厚的新生代沉积地层,同时也清晰地刻画出了银川盆地总体结构构造特征(图 3)。前人认为银川盆地为一个“堑中堑”型盆地,然而深地震反射剖面揭露银川盆地并非为简单的“堑中堑”结构。根据深地震反射剖面揭示的地层、断层特征,通过合理的解译,认为银川盆地是由一系列东倾的犁式断层,即贺兰山东麓山前断裂带(HLSF)、芦花台断裂(LF)以及银川平罗断裂2(YPF2)控制的新生代断陷盆地,并被一系列规模较小的西倾正断层所切割(图 4)。上地壳下部4~8 s处(深度大约为8~20 km)总体特征表现为反射能量弱,几乎接近透明反射,可能为典型变质岩系反射特征的反映。除此还存在一些倾斜的短小反射同向轴,其特征将在后文介绍。

下地壳(LC):下地壳总体表现为一些断续的、短小的,横向上大致可以连续追踪的反射轴特征。根据深地震反射揭露的下地壳反射特征,可将下地壳分为东、西两部分,分界线如图 4粗虚线所示。虚线以西8~13 s,反射特征表现为断续的反射同向轴,呈弥散性地分布于整个下地壳区域(图 4)。界线以东8~13 s,反射能量相对于西部较弱,且反射特征显示同向轴相对集中在3个反射界面上的特点,3个反射界面即双程走时8 s、10~11 s以及13 s处,横向上大致可以连续追踪,而3个反射界面之间反射能量较弱,几乎表现为透明反射的特征(图 4)。这一反射特征可能揭示了银川盆地之下的地壳并不是统一的一块,而Moho面的反射特征(图 4)也同样可能暗示了这一点,更进一步可能暗示了阿拉善地块与鄂尔多斯地块的拼合,然而这还需要做进一步的研究。

莫霍面(Moho):从深地震反射剖面(图 3)可见,Moho表现为一组层状强反射带(Rm),本文将这强反射带的底部即双程走时14~15 s处,划为Moho面,以4 km/s 的沉积物速度和6.00 km/s的沉积物之下地壳平均速度估算,Moho面埋深度大约为42 km。强反射带Rm反射特征表现为一组能量较强、持续时间较长的叠层状反射结构(图 4)。Moho面几何形态呈现略微下凹的形态,与传统认识,即沉积盆地之下Moho面上隆,沉积盆地表现为镜像对应的关系相悖。Moho面在银川盆地的沉降中心附近(CDP 3687附近)埋深最深,且强反射带厚度同样表现为最厚,而自该点往东Moho面埋深略微变浅且反射带厚度相应减薄,强反射带的厚度变化与银川盆地沉积厚度的变化表现为一致的对应关系,然而在粗虚线以西,强反射带反射特征表现并不明显(图 4)。以下地壳平均速度6.40 km/s(酆少英,2011)估算,银川盆地之下Moho面强反射带厚达2~3.2 km。

3 银川盆地主要断裂构造特征

如前文所述,认为银川盆地是由贺兰山东麓山前断裂、芦花台断裂、银川平罗断裂以及黄河断裂构成的“堑中堑”构造。方盛明等(2009)酆少英等(2011)认为芦花台断裂、平罗银川断裂是两条规模相似,但倾向相反的正断层。然而,通过对银川盆地深地震反射剖面的合理解译,本文认为实际情况并非如此。现将银川盆地内的主要断层进行如下描述:

贺兰山东麓山前断裂带:贺兰山东麓山前断裂(HLSF)为银川盆地西缘边界断裂,从图 4可以看出该断裂为一条上陡下缓的犁式正断层,向下一直延伸至上、下地壳边界处,约20 km深处。而在其东侧约5 km处还可见一小型的正断层,在双程走时约3 s处汇集于贺兰山东麓山前断裂,其可能为贺兰山东麓山前断裂的次级分支断裂,两者共同组成贺兰山东麓山前断裂带。

芦花台断裂:芦花台断裂(LF)在剖面上同样表现为一条上都、下缓的犁式正断层。芦花台断裂两侧地层反射波的特征明显不同。在浅表,断裂的上盘一侧,反射能量强,界面清晰,即为银川盆地新生代地层的反射特征;而在其下盘,反射能量弱,无反射界面出现。该断裂往下延伸,在双程走时约6s处归并于贺兰山东麓山前断裂(图 4)。

在贺兰山东麓山前断裂以及芦花台断裂的共同作用之下,在深地震反射剖面上出现一组倾角约为45°,厚约为5 km的反射带R1,主要展布在CDP 4687~3687之间,双程走时在2~6 s范围内。推测R1反射带可能为贺兰山东麓山前断裂带(HLSF)以及芦花台断裂(LF)破碎带的表现(图 4)。

银川平罗断裂:前人认为的银川平罗断裂可能为图 4标示的YPF1,然而根据深地震反射剖面所揭示的,在YPF1断裂东侧5 km处可能存在一条更重要的断裂,图中标注为YPF2。该断裂为一条向东倾的犁式断裂,向下可能一直延伸至上、下地壳边界处并合并至贺兰山东麓山前断裂(HLSF),此断裂可能控制了银川盆地东侧的沉降中心。

从深地震反射剖面解译结果可以看出,以上3条东倾的犁式断裂基本控制了银川盆地浅部的构造形态(图 4),盆地的构造几何形态并非前人认为的“堑中堑”。

黄河断裂:深地震反射剖面揭示,黄河断裂(HF)为一条向西倾斜、倾角约为75°,切穿地壳并向下延伸进入岩石圈地幔的深大断裂,同时轻微错断了Moho面与下地壳底部的强反射带。在深地震反射剖面上显示为由一系列短小的、不连续的、倾斜的同向轴组成的(倾角大约为75°)反射带(R2)。

4 讨论

Olesen(1995)定义大陆裂谷:地表为一狭长的构造凹陷区,其下整个岩石圈在伸展环境下被改造。大陆裂谷传统模型的3个标志性特征为:地表狭长凹陷带、地壳减薄引起Moho面上隆、以及减压熔融或地热导致的上地幔地震波低速异常(McKenzie,1978Ruppel,1995)。然而,很多新生代裂谷并不是同时具备以上3个特征的,如贝加尔裂谷(Baikal rift zone)除地表表现为狭长的凹陷外,Moho面并没有隆起以及上地幔也并不存在波速低速异常(Nielsen and Thybo and Nielsen,2009);Birt et al.,(1997)应用地壳P波速度结构图像揭示肯尼亚裂谷(Kenya rift)南段Moho面几乎没有隆升(Thybo et al.,2000);Brun et al.,(1992)利用深地震反射剖面揭示莱茵裂谷(Rhine rift graben)南段Moho面大致呈水平延伸等。然而,这些新生代裂谷都有一个共同特征,即裂谷下方的下地壳,在接近Moho面附近存在一个P波高速异常区或强反射带(Thybo and Artemieva,2013),Meissner(1973)称之为“莫霍转换带(Moho transition zone)”。Thybo and Artemieva(2013)将“莫霍转换带”解释为 “岩浆底侵作用(magmatic underplating)”,认为源自深部的岩浆以岩席的形式侵入到下地壳底部,形成了下地壳底部强反射区。而实验模拟证明岩浆是可以以岩席的形式底侵到下地壳底部的(Deemer and Hurich,1994Gerya and Burg,2007)。而这些形成强反射带的高密度岩席状侵入体补偿了地壳的减薄作用,进而造成裂谷下方Moho面并未抬升,相反却呈现平坦的几何形态特征(Thybo and Artemieva,2013)。

银川盆地作为一狭长的,南北长约为180 km,东西宽约为60 km的新生代构造凹陷;通过对上地幔各向异性的研究,认为银川盆地壳、幔运动是耦合的,其壳、幔运动可能受北西—南东向伸展构造环境控制(Chen et al.,2009陈凌等,2010马禾青等,2010)。银川盆地以上两点特征符合Olesen(1995)关于大陆裂谷的定义,同时盆地内构造现今活动仍很强烈,沉降速率依然很快,因此本文认为银川盆地是一个具有活动大陆裂谷性质的新生代凹陷。如前文所述,深地震反射剖面揭示银川盆地之下的Moho面深度在42 km处,与东部鄂尔多斯地块Moho面埋深约41 km处(熊小松等,2011)以及西边阿拉善地块Moho面埋深约43 km处(熊小松等,2011)几乎没有差别,银川盆地之下的Moho面并未明显隆起。在Moho面附近的下地壳存在一厚达2~3.2 km的强反射带(图 4),该反射带的厚度符合McCarthy and Parsons(1994)提出的岩浆底侵作用形成的层状侵入体最大厚度不超过4 km这一规律。推测该强反射带可能为岩浆底侵作用造就的。

研究区缺乏新生代以来携带地球深部信息的岩浆岩物质出露,从而无法获得盆地之下强反射带物质的组成信息。然而,通过对比国内外其他一些特征与之类似的新生代活动裂谷或反射特征类似的层状强反射带,也可窥得强反射带岩石组成的一些端倪。如前文所述,贝加尔裂谷、莱茵裂谷以及肯尼亚裂谷等新生代活动裂谷下方Moho面附近,发现了下地壳高速异常区或强反射带,而对这些高速异常区以及强反射带的岩石组成研究,揭示可能是由源自地幔的超镁铁质—镁铁质岩浆岩以岩席的形式底侵到下地壳形成的(Thybo and Artemieva,2013)。McGuire(1994)在美国盆岭省(Basin and Range Province)南部获取的源自壳幔边界的辉长岩捕掳体,详细地揭示了源自地幔物质可能注入到了Moho面附近约2 km处的强反射带中。杨文采等(2002)在苏鲁地区以地球物理的不同方法,综合判定出形成于始新世、厚约为3 km的壳幔过渡带,推测岩性可能为岩浆底侵作用下形成的橄榄岩与基性麻粒岩。吕庆田等(2004)研究长江中-下游地区认为也普遍存在似层状强反射带,推测下地壳强反射层为基性或超基性岩浆底侵引起;与此同时刘勇胜等(2004)对华北中生代发生的岩浆底侵作用进行研究,认为可能是地幔镁铁质岩浆注入下地壳造成的。据此推测,本文认为银川盆地之下强反射带的物质组成可能为源自地幔的镁铁质基性岩席,具体岩石成分尚不能确定,需要进一步研究。

由于埋藏深、地表也无与底侵作用相关的岩浆活动,因此银川盆地之下岩浆底侵发生的具体时限还不得而知。然而可以根据周缘地带的一些间接证据,可大致推测岩浆底侵作用发生的时代。黄河断裂轻微地错断了Moho面以及岩浆底侵作用形成的强反射带Rm,因此推断其形成年龄应早于黄河断裂,而根据黄河断裂两侧新生代地层的出露情况可知黄河断裂的活动可能在渐新世,因此底侵作用发生的时间应在渐新世之前。同为鄂尔多斯周缘新生代断陷盆地一部分的呼和浩特—包头盆地被深地震反射剖面揭示出与银川盆地具有相似Moho面特征,即盆地的沉降中心之下Moho面并未隆起,同时存在着强反射带,即壳、幔过渡带(酆少英等,2015),且被后期断层错断。而横穿呼和浩特—包头盆地的深地震反射剖面位置接近汉诺坝玄武岩大面积出露的位置,而前人研究认为在汉诺坝玄武岩出露地区的下地壳,在晚古生代(158~97 Ma)发生过岩浆底侵作用(刘勇胜等,2004)。据地缘关系推测,呼和浩特—包头盆地与汉诺坝玄武岩出露地区应具有相似的壳幔活动,进而推测呼和浩特—包头盆地下地壳岩浆底侵作用发生的时间可能为晚中生代。而同为鄂尔多斯周缘新生代断陷盆地,且其反射特征类似,因此推测其岩浆底侵发生的时间也应具有相似性。与此同时,与银川盆地一山之隔的巴彦浩特盆地内部发现了大量的晚燕山期的代表深部岩浆活动的辉长岩(张世晖等,2003)。据以上证据推测,银川盆地之下岩浆底侵发生的时间可能在晚中生代。

通过以上分析,同时结合前人研究工作,大致可以解释银川盆地平缓Moho面的成因,以及获得银川盆地比较简单的深、浅部构造之间的联系。晚中生代源自地幔的基性岩浆以岩席的形式发生底侵作用形成了银川盆地之下的强反射带(图 5a),这可能初步诱发了地表的断陷。而渐新世以来,在北西—南东向伸展构造应力场的作用下(黄兴富等,2013),控制银川盆地发育的贺兰山东麓断裂(HLSF)、芦花台断裂(LF)、银川平罗断裂(YPF1、YPF2)以及黄河断裂(HF)形成并发生缓慢的正断活动,银川盆地则持续、缓慢的沉降,进一步促进了盆地的形成与发展。10~8 Ma青藏高原向北东方向的扩展对整个青藏高原东北缘地区都产生了重大了影响,各新生代盆地的沉积速率在这个阶段有了明显的加快(Lin et al.,2010Wang et al.,2011Li et al.,2013施炜等,2013Shi et al.,2015)。而与银川盆地相伴而生的贺兰山,在这个阶段也发生了快速隆升(刘建辉等,2010),银川盆地则进入了快速沉积阶段,最终造就了现今银川盆地的构造样式(图 5b)并依然处在沉降过程中。而在新生代幅度如此之大的沉降作用影响下,Moho面并未隆起,原因可能是晚中生代岩浆底侵作用下,大量高密度的地幔物质加入到下地壳底部形成深地震剖面上所见的强反射带,而这一部分物质可能补偿了银川盆地在新生代因断陷作用而导致的地壳减薄作用。

图 5 银川盆地晚中生代下地壳岩浆底侵模式图(a)和新生代构造样式图(b) Fig.5 The Late Mesozoic magmatic underplating in low crust (a) and the Cenozoic tectonic pattern(b) of Yinchuan Basin
5 结论

横跨银川盆地的深地震反射剖面清晰地揭示了银川盆地地壳结构特征,通过对深地震反射剖面的详细解译,并结合前人的相关研究成果,本文得出以下几点认识:

(1)银川盆地浅部结构特征并非简单的“堑中堑”结构,根据反射剖面揭露的结构特征,银川盆地是由一系列东倾的犁式正断层,即贺兰山东麓山前断裂带(HLSF)、芦花台断裂(LF)以及银川平罗断裂2(YPF2)控制的新生代断陷盆地,并被一系列西倾的次级正断层所切割。盆地西缘边界断裂—贺兰山东麓山前断裂为一条延伸至上、下地壳边界的犁式正断层,而黄河断裂作为盆地的东缘边界断裂为一条切穿地壳的走滑断裂;深部结构表现为两个明显的特征,即近乎平坦的Moho面几何形态以及下地壳底部厚2~3.2 km的强反射带;

(2)强反射带厚度变化特征与银川盆地内新生代沉积厚度变化一致,推测可能是岩浆底侵作用造就了这一强反射带;而造成银川盆地之下近乎水平Moho面的原因可能是,下地壳强反射带物质补偿了银川盆地的地壳减薄,从而无需以Moho面隆起的方式来抵消地壳的减薄效应。

参考文献
[1] 柴炽章,廖玉华,张文孝等. 2001. 灵武断裂晚第四纪古地震及其破裂特征.地震地质, 23(1):15-23.
[2] Chai Chizhang, Liao Yuhua, Zhang Wenxiao et al. 2001. Late Quaternary paleoearthquakes and their rupture features along the Lingwu fault. Seismology and Geology, 23(1):15-23.
[3] 柴炽章,孟广魁,杜鹏等. 2006. 隐伏活动断层的多层次综合探测--以银川隐伏活动断层为例.地震地质, 28(4):536-546.
[4] Chai Chizhang, Meng Guangkui, Du Peng et al. 2006. Comprehensive multi-level exploration of buried active fault:An example of Yinchuan buried active fault. Seismology and Geology, 28(4):536-546.
[5] 陈凌,程骋,危自根. 2010. 华北克拉通边界带区域深部结构的特征差异性及其构造意义.地球科学进展, 25(6):571-581.
[6] Chen Ling, Cheng Cheng and Wei Zigen. 2010. Contrasting structural features at different boundary areas of the North China Craton and its tectonic implications. Advances in Earth Science, 25(6):571-581.
[7] 邓起东,汪一鹏,廖玉华等. 1984. 断层崖崩积楔及贺兰山山前断裂全新世活动历史.科学通报, 29(9):557-560.
[8] Deng Qidong, Wang Yipeng, Liao Yuhua et al. 1984. The collapse accumulation of fault scarps and Holocene activity history along rang-front faults of the Helan Mountain. Chinese Science Bulletin, 29(9):557-560.
[9] 邓起东,程绍平,闵伟等. 1999. 鄂尔多斯块体新生代构造活动和动力学的讨论.地质力学学报, 5(3):13-22.
[10] Deng Qidong, Cheng Shaoping, Min Wei et al. 1999. Discussion on Cenozoic tectonics and dynamics of Ordos block. Journal of Geomechanics, 5(3):13-22.
[11] 国家地震局地学断面编委会. 1992. 上海奉贤至内蒙古阿拉善左旗地学断面.北京:地震出版社. 1-66.
[12] Editorial Board on "Geological Transect", State Seismological Bureau. 1992. Geological Transect from Fengxian Shanghai to Alashanzuoqi Inner Mongolia. Beijing:Seismological Press. 1-66.
[13] 方盛明,赵成彬,柴炽章等. 2009. 银川断陷盆地地壳结构与构造的地震学证据.地球物理学报, 52(7):1768-1775.
[14] Fang Shengming, Zhao Chengbin, Chai Chizhang et al. 2009. Seismic evidence of crustal structures in the Yinchuan faulted basin. Chinese Journal of Geophysics, 52(7):1768-1775.
[15] 酆少英. 2011. 银川盆地地壳精细结构、孕震构造与隐伏活断层浅层地震探测(博士学位论文).北京:中国地质科学院. 1-143.
[16] Feng Shaoying. 2011. Fine Crustal Structure in Yinchuan Basin, the Seismotectonics and the Shallow Seismic Surey of Buried Active Fault(PhD Thesis). Beijing:Chinese Academy of Geological Sciences. 1-143.
[17] 酆少英,高锐,龙长兴等. 2011. 银川地堑地壳挤压应力场:深地震反射剖面.地球物理学报, 54(3):692-697.
[18] Feng Shaoying, Gao Rui, Long Changxing et al. 2011. The compressive stress field of Yinchuan garben:Deep seismic reflection profile. Chinese Journal of Geophysics, 54(3):692-697.
[19] 酆少英,刘保金,姬计法等. 2015. 呼和浩特-包头盆地岩石圈细结构的深地震反射探测.地球物理学报, 58(4):1158-1168.
[20] Feng Shaoying, Liu Baojin, Ji Jifa et al. 2015. The survey on fine lithospheric structure beneath Hohhot-Baotou Basin by deep seismic reflection profile. Chinese Journal of Geophysics, 58(4):1158-1168.
[21] 侯旭波,崔红庄,郇玉龙. 2012. 银川盆地不同构造层构造样式及形成演化分析.东北石油大学学报, 36(6):28-33.
[22] Hou Xubo, Cui Hongzhuang and Xun Yulong. 2012. Analysis of structural style and tectonic evolution in Yinchuan Basin. Journal of Northeast Petroleum University, 36(6):28-33.
[23] 侯旭波,尹克敏,林中凯等. 2014. 银川盆地构造反转及其演化与叠合关系分析.高校地质学报, 20(2):277-285.
[24] Hou Xubo, Yi Kemin, Lin Zhongkai et al. 2014. The study of tectonic inversion, evolution, and superposition of Yinchuan Basin. Geological Journal of China University, 20(2):277-285.
[25] 黄兴富,施炜,李恒强等. 2013. 银川盆地新生代构造演化:来自银川盆地主边界断裂运动学的约束.地学前缘, 20(4):199-210.
[26] Huang Xingfu, Shi Wei, Li Hengqiang et al. 2013. Cenozoic tectonic evolution of the Yinchuan Basin:Constraints from the deformation of its boundary faults. Earth Sciences Frontiers, 20(4):199-210.
[27] 雷启云,柴炽章,杜鹏等. 2011. 基于钻探的芦花台隐伏断层晚第四纪活动特征.地震地质, 33(3):602-614.
[28] Lei Qiyun, Chai Chizhang, Du Peng et al. 2011. Characteristics of Late Quaternary activity of the Luhuatai buried fault revealed by drilling. Seismology and Geology, 33(3):602-614.
[29] 雷启云,柴炽章,王银等. 2012. 银川盆地西大滩隐伏断层晚第四纪活动特征.西北地震学报, 34(2):186-191.
[30] Lei Qiyun, Chai Chizhang, Wang Yin et al. 2012. Activity characteristics of Xidatan buried fault in Yinchuan Basin in Late Quaternary. Northwestern Seismological Journal, 34(2):186-191.
[31] 李孟銮,万自成. 1984. 1739年平罗8.0级地震的发震构造及其孕育特征.地震地质, 6(3):23-28.
[32] Li Mengluan and Wan Zicheng. 1984. Characteristics of the earthquake-generating structures for magnitude 8.0 Pingluo earthquake of 1739 and the process of its preparation. Seismology and Geology, 6(3):23-28.
[33] 李清河,郭守年,吕德徽. 1999. 鄂尔多斯西缘与西南缘深部结构与构造.北京:地震出版社. 1-271.
[34] Li Qinghe, Guo Shounian and Lü Deihui. 1999. Deep Structure of Western and Southwestern Margin of the Ordos Basin. Beijing:Seismological Press. 1-271.
[35] 廖玉华,柴炽章,张文孝等. 2000. 灵武断裂晚第四纪活动特征及位移速率.中国地震, 16(2):158-165.
[36] Liao Yuhua, Cai Chizhang, Zhang Wenxiao et al. 2000. The active features and slip rate of Lingwu faults in Late Quaternary. Earthquake Research in China, 16(2):158-165.
[37] 刘建辉,张培震,郑德文等. 2010. 贺兰山晚新生代隆升的剥露特征及其隆升模式.中国科学:地球科学, 40(1):50-60.
[38] Liu Jianhui, Zhang Peizhen, Zheng Dewen et al. 2010. Pattern and timing of Late Cenozoic rapid exhumation and uplift of the Helan Mountain, China. Science China Earth Science, 53(3):345-355.
[39] 刘勇胜,袁洪林,高山等. 2004. 汉诺坝橄榄辉石岩包体锆石U-Pb年龄:97-158 Ma岩浆底侵作用和麻粒岩相变质作用之间的成因联系.科学通报, 49(8):790-797.
[40] Liu Yongsheng, Yuan HongLin, Gao Shan et al. 2004. Zircon U-Pb ages of olivine pyroxenite xenolith from Hannuoba:Links between the 97-158 Ma basaltic underplating and granulite-facies metamorphism. Chinese Science Bulletin, 49(10):1055-1062.
[41] 吕庆田,侯增谦,杨竹森等. 2004.长江中下游地区的底侵作用及动力学演化模式:来自地球物理资料的约束.中国科学:地球科学, 34(9):783-794
[42] Lü Qingtian, Hou Zengqian, Yang Zhusen et al. 2005. Underplating in the middle-lower Yangtze valley and model of geodynamic evolution:Constraints from geophysical data. Science China Earth Sciences, 48(7):985-999.
[43] 马禾青,丁志峰,常利军等. 2010. 宁夏地区上地幔地震各向异性特征.地震学报, 32(5):507-516.
[44] Ma Heqing, Ding Zhifeng, Chang Lijun et al. 2010. Seismic anisotropy of the upper mantle in Ningxia region. Acta Seismologica Sinica, 32(5):507-516.
[45] 毛桐恩,姚家榴. 1982. 中国南北地震带(北段、中段)的深部环境与地震关系的初步探讨.地震地质, 4(2):21-31.
[46] Mao Tongen and Yao Jialiu. 1982. A preliminary discussion on the relationship of deep environment to seismicity in north-sourh seismic belt(its northern and middle sections), China. Seismology and Geology, 4(2):21-31.
[47] 长庆油田石油地质志编写组. 1992.中国石油地质志(卷12).北京:石油工业出版社. 362-371.
[48] Petroleum Geological Compile Group of Changqing Oil Field. 1992. Petroleum Geology of China(Vol. 12). Beijing:Petroleum Industry Press. 362-371.
[49] 施炜,刘源,刘洋等. 2013. 青藏高原东北缘海原断裂带新生代构造演化.地学前缘, 20(4):1-17.
[50] Shi Wei, Liu Yuan, Liu Yang et al. 2013. Cenozoic evolution of the Haiyuan fault zone in the northeast margin of the Tibetan Plateau. Earth Sciences Frontiers, 20(4):1-17.
[51] 国家地震局. 1988.鄂尔多斯周缘活动断裂系.北京:地震出版社. 1-328.
[52] State Seismological Bureau. 1988. Active Fault System around Ordos Massif. Beijing:Seismological Press. 1-328.
[53] 王海燕,高锐,卢占武等. 2010. 深地震反射剖面揭露大陆岩石圈精细结构.地质学报, 84(6):818-839.
[54] Wang Haiyan, Gao Rui, Lu Zhanwu et al. 2010. Fine structure of the continental lithosphere circle revealed by deep seismic reflection profile. Acta Geologica Sinica, 84(6):818-839.
[55] 王鑫,詹艳,赵国泽等. 2010. 鄂尔多斯盆地西缘构造带北段深部电性结构.地球物理学报, 53(3):595-604.
[56] Wang Xin, Zhan Yan, Zhao Guoze et al. 2010. Deep electric structure beneath the northern section of the western margin of the Ordos Basin. Chinese Journal of Geophysics, 53(3):595-604.
[57] 熊小松,高锐,张兴洲等. 2011. 深地震探测揭示的华北及东北地区莫霍面深度.地球学报, 32(1):46-56.
[58] Xiong Xiaosong, Gao Rui, Zhang Xingzhou et al. 2011. The Moho depth of North China and Northeast China revealed by seismic detection. Acta Geoscientica Sinica, 32(1):46-56.
[59] 杨文采,汪集旸. 2002. 苏鲁地区地壳岩浆底侵的地球物理判识.地质学报, 76(2):173-179.
[60] Yang Wencai and Wang Jiyang. 2002. Geophysical evidences of magmatic underplating in the Sulu area, East China. Acta Geologica Sinica, 76(2):173-179.
[61] 杨卓欣,段永红,王夫运等. 2009. 银川盆地深地震断层的三维透射成像.地球物理学报, 52(8):2026-2034.
[62] Yang Zhuoxin, Duan Yonghong, Wang Fuyun et al. 2009. Tomographic determination of the deep earthquake faults in Yinchuan Basin by using three-dimensional seismic transmission technology. Chinese Journal of Geophysics, 52(8):2026-2034.
[63] 张世晖,刘天佑,顾汉明等. 2003. 巴彦浩特盆地火成岩的综合地球物理解释.物探与化探, 27(5):383-386.
[64] Zhang Shihui, Liu Tianyou, Gu Hanming et al. 2003. A synthetic geophysics interpretation of the igneous rocks in Bayanhaote Basin. Geophysical and Geochemical Exploration, 27(5):383-386.
[65] 张维岐,廖玉华,潘祖寿等. 1982. 初论贺兰山前洪积扇断层陡坎.地震地质, 4(2):32-34.
[66] Zhang Weiqi, Liao Yuhua, Pan Zhushou et al. 1982. On the piedmont scarp in diluvial fan of Mt. Helanshan. Seismology and Geology, 4(2):32-34.
[67] 张岳桥,廖昌珍,施炜等. 2006. 鄂尔多斯盆地周边地带新构造演化及其区域动力学背景.高校地质学报, 12(3):285-297.
[68] Zhang Yueqiao, Liao Changzhen, Shi Wei et al. 2006. Neotectonic evolution of the peripheral zones of the Ordos Basin and geodynamic setting. Geological Journal of China University, 12(3):285-297.
[69] 赵红格,刘池洋,王峰等. 2007. 贺兰山隆升时限及其演化.中国科学:地球科学, 37(增刊1):185-192.
[70] Zhao Hongge, Liu Chiyang, Wang Feng et al. 2007. Uplift timing and evolution of Helan Mountain. Science China Earth Science, 50(suppl.2):217-226.
[71] 周特先,王利,曹明志. 1985. 宁夏构造地貌格局及其形成与发展.地理学报, 40(3):215-223.
[72] Zhou Texian, Wang Li and Cao Mingzhi. 1985. Morphotectonic patterns of Ningxia Hui Autonomous Region and its formation and evolution. Acta Geographica Sinica, 40(3):215-223.
[73] Birt C S, Maguire P K H, Khan M A et al. 1997. The influence of pre-existing structures on the evolution of the southern Kenya Rift Valley:Evidence from seismic and gravity studies. Tectonophysics, 278(1-4):211-242.
[74] Brun J P, Gutscher M A and Dekorp-Ecors Teams. 1992. Deep crustal structure of the Rhine Graben from DEKORP-ECORS seismic reflection data:A summary. Tectonophysics, 208(1-3):139-147.
[75] Chen L, Cheng C and Wei Z G. 2009. Seismic evidence for significant lateral variations in lithospheric thickness beneath the central and western North China Craton. Earth and Planetary Science Letters, 286(1-2):171-183.
[76] Deemer S J and Hurich C A. 1994. The reflectivity of magmatic underplating using the layered mafic intrusion analog. Tectonophysics, 232(1-4):239-255.
[77] Gerya T V and Burg J P. 2007. Intrusion of ultramafic magmatic bodies into the continental crust:Numerical simulation. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 160(2):124-142.
[78] Li Y, Song Y G, Qian L B et al. 2013. Paleomagnetic and fission-track dating of a Late Cenozoic red earth section in the Liupan Shan and associated tectonic implications. Journal of Earth Science, 24(4):506-518.
[79] Lin A M, Hu J M and Gong W B. 2015. Active normal faulting and the seismogenic fault of the 1739 M-8.0 Pingluo earthquake in the intracontinental Yinchuan Graben, China. Journal of Asian Earth Sciences, doi:10.1016/j.jseaes.2015.04.036.
[80] Lin X B, Chen H L, Wyrwoll K H et al. 2010. Commencing uplift of the Liupan Shan since 9.5 Ma:Evidences from the Sikouzi section at its east side. Journal of Asian Earth Sciences, 37(4):350-360.
[81] McCarthy J and Parsons T. 1994. Insights into the kinematic Cenozoic evolution of the basin and range-colorado plateau transition from coincident seismic-refraction and reflection data. Geological Society of America Bulletin, 106(6):747-759.
[82] McGuire A V. 1994. Southern Basin and Range Province crust-mantle boundary:Evidence from gabbroic xenoliths, Wikieup, Arizona. Journal of Geophysical Research, 99(B12):24263-24273.
[83] McKenzie D. 1978. Some remarks on the development of sedimentary basins. Earth and Planetary Science Letters, 40(1):25-32.
[84] Meissner R. 1973. The 'Moho' as a transition zone. Geophysical Surveys, 1(2):195-216.
[85] Nielsen C A and Thybo H. 2009. No Moho uplift below the Baikal rift zone:Evidence from a seismic refraction profile across southern Lake Baikal. Journal of Geophysical Research, 114(B8):doi:10.1029/2008JB005828.
[86] Olesen K H. 1995. Continental Rifts:Evolution, Structure, Tectonics. Elsevier Science. 1-490.
[87] Wang W T, Zhang P Z, Kirby E et al. 2011. A revised chronology for Tertiary sedimentation in the Sikouzi Basin:Implications for the tectonic evolution of the northeastern corner of the Tibetan Plateau. Tectonophysics, 505(1-4):100-114.
[88] Ruppel C. 1995. Extensional processes in continental lithosphere. Journal of Geophysical Research, 100(B12):24187-24215.
[89] Shi W, Dong S W, Liu Y et al. 2015. Cenozoic tectonic evolution of the South Ningxia region, northeastern Tibetan Plateau inferred from new structural investigations and fault kinematic analyses. Tectonophysics, 649:139-164.
[90] Thybo H, Maguire P K H, Birt C S et al. 2000. Seismic reflectivity and magmatic underplating beneath the Kenya Rift. Geophysical Research Letters, 27(17):2745-2748.
[91] Thybo H and Nielsen C A. 2009. Magma-compensated crustal thinning in continental rift zones. Nature, 457:873-876.
[92] Thybo H and Artemieva I M. 2013. Moho and magmatic underplating in continental lithosphere. Tectonophysics, 609:605-619.
[93] Zhang Y Q, Mercier J L and Vergely P. 1998. Extension in the graben systems around the Ordos(China), and its contribution to the extrusion tectonics of South China with respect to Gobi-Mongolia. Tectonophysics, 285(1-2):41-75.
[94] Zhang Y Q, Ma Y S, Yang N et al. 2003. Cenozoic extensional stress evolution in North China. Journal of Geodynamics, 36(5):591-613.
Development of the Yinchuan Basin:Deep seismic reflection profile revealed the linkages between shallow geology and deep structures

Huang Xingfu1, Feng Shaoying2 , Gao Rui1, Li Wenhui1    
1. State Key Laboratory of Continental Tectonics and Dynamics, Key Laboratory of Earthprobe and Dynamics, MLR, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037;
2. Geophysical Exploration of China Earthquake Administration, Zhengzhou 450002
Abstract: The NW trending deep seismic reflection profile across the Yinchuan Basin precisely revealed the boundary faults and crust structures of the Yinchuan Basin. It has great significances for understanding development of the Yinchuan Basin. Helanshan eastern piedmont fault as the western margin fault of Yinchuan Basin is a gentle dipping listric fault which extends downward to the boundary of upper crust and low crust. While, Huanghe fault of the eastern boundary fault is a deep fracture which cuts through the whole crust. The shallow structure of Yinchuan Basin indicates a listric faults controlled Cenozoic depression reveled by the deep seismic reflection profile. The dramatic characteristics of the low crust are the nearly flatten Moho which have a great contrast with the traditional cognition of uplift Moho under basin and the 2~3.2 km thickness of layered reflections. According to previous studies of layered reflections, we inferred that the layered reflections consist of mafic magma result from the mantle magma underplating. We proposed that the layered reflections under the low crust counteract the crust thinning effect which ultimately lead to the nearly flatten Moho under sedimentary basin.
Key words: Yinchuan Basin    Deep seismic reflection profile    Deep structure    Magma underplating    Moho