华北克拉通、秦岭造山带与扬子克拉通的壳、幔精细速度结构

华北克拉通、秦岭造山带与扬子克拉通的壳、幔精细速度结构

1浅层石油勘探工作秦岭-达巴造山带位于中国大陆的腹地，是中央造山带的重要组成部分。华北克拉通与扬子克拉通的联系是古代亚洲构造区与特提斯构造区的转换带。由于华北克拉通与扬子克拉通沿南、北运动、碰撞和压缩，不仅结晶基底高度增加，而且造山带的形成，也受到华北克拉通、秦岭-达巴造山带和扬子克拉通的影响。南北力系统的作用下，该地区的深部物质被再次分为不同的高度调整，深部物质和能量之间的强烈交换，形成了极其复杂的物质组成和独特的深度-浅层错误组构。扬子和华北克拉通最初属于两个独立的陆地区域，在三叠纪之前，它们属于三个独立的陆地区域。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(MengandZhang,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(500~2000m)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;Schmidetal.,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1000km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(Cloetinghetal.,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.2北起陕西缺乏完整剖面的设计为研究秦岭—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1000km的大剖面(图1).该剖面北起榆林(桩号1100km),向南至涪陵区永森林场(桩号100km).2.1块体间相互作用动力机制的确定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).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观测系统的配置2.2.1地震地质条件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多重追踪相结合的深部地震波场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.2.3剖面位置和观测目标的把握结果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1.6~2.5km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2.0km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100~400km)区段,此区段长300km,观测点距按2.2~2.6km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400~800km)区段,此区段长400km,跨越秦岭造山带、渭河盆地(前陆),观测点距按1.7km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800~1110km)区段,此区段长310km,观测点距按2.2~2.5km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1000km以上,总共布设了492台仪器,平均点距为2.05km.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:120.946km(SP1)、261.55km(SP2)、440.165km(SP3)、558.373km(SP4)、647.417km(SP5)、733.195km(SP6)、817.229km(SP7)、968.789km(SP8)、1098.041km(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1000km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.2.5野外数据的质量评价沿该长1000km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精细速度结构的研究路径分析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爆炸点波场记录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400km.从T-X/6(s)走时图上可清晰地分辨出PSP8(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400km.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130km,向北为400km.在地震记录图上可清晰分辨出PSP7(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360km;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P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爆炸点激发地震波场记录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360km.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.(1)南部(桩号0~360km),可清晰追踪P(1)陕宁—白沙地带恰处在秦岭—大巴造山带南部的前陆盆地(B(2)震相P(3)震相P(4)震相P(5)P(2)北支(桩号0~-340km),在宁陕—咸阳地带可清晰追踪P(1)P(2)P(3)P(4)PSP5(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450km.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P在爆炸点以南(正桩号),即咸阳—宁陕—白沙地带,P在爆炸点以北,即咸阳—铜川—洛川地带,P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350km,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P爆炸点以南(正桩号),P爆炸点以北(负桩号),P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.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280km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P爆炸点以南(正桩号),P爆炸点以北(负桩号),PSP2(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370km(南侧)与165km(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P在爆炸点以南(正桩号),P在爆炸点以北(负桩号),PSP1(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350km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P4地震波震相特征与结构特征沿1000km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滕吉文、台氏的cerveny和全幼黎地震波在深部壳、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(ТэнЦзивэнь,идр,1961;滕吉文,1963;Cervenyetal.,1977;CervenyandHron,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:P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X4.1.1地震波组的跟踪范围、运动学和动力学特征(1)P(2)P(3)P(4)P(5)P(6)P(7)P4.1.2沿该段各波组的一维速度结构和深度分布(1)剖面位置的变化依沿榆林—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X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)地壳表层速度结构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0.0~3.0km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2.00~5.00km·s4.2地震数据处理和波场估计:地震图的自然追踪一波多步推进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(Cervenyetal.,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(FuchsandMuller,1970;Cerveny,1984;CervenyandKlimes,1984;Cervenyetal.,1984;CervenyandPsencik,1984),以达改进二维速度模型(王椿镛等,2003).4.2.1波组正演拟合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P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).(1)爆炸点sp2和moho界面爆炸点SP1激发的地震波场在北侧为单支接收,追踪距离可达320km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5km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)地区间相互作用爆炸点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10km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.(3)南—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.4.2.2地震波场特征由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P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.5壳、潭二维速度结构的反演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P5.1上地壳结构上地壳是指自地表向下至C5.1.1深度基岩界面第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2.0~7.0km之间,分别在300km、420km、550km、720km和900km桩号附近基底界面明显呈现隆起形态,埋深约为1.8~3.0km;在350km、480km、660km、780km和870km桩号附近下方基底界面下凹,埋藏较深,约为4.0~7.0km.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2.60~5.50km·s第2层为基底顶面向下至C5.1.2上地壳速度的结构特征沿该剖面的速度结构在总体上为:C5.2下地壳的动态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C在900km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43.0km,自南向北Moho界面在起伏变化呈逐渐加深的趋势,至490km桩号附近达到最深的49.5km,呈一向下的凹槽,而后急剧抬升,在咸阳(桩号660km)附近Moho界面上升至约35.0km深度,呈现出明显的局部凸起状.再向北该界面急剧变深,在720km桩号附近加深为约45.0km,随后向北进入鄂尔多斯盆地则趋于平缓,在桩号820km附近略微上隆至42.0km,而后缓慢加深至910km桩号附近的45.0km.随着Moho界面的起伏,该层深度变化较大,约为10.0±5km(图20).下地壳在桩号900km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,C5.3德-岩石圈界面特征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P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68km,在铜川下方较浅为65km,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、实行构造组合的构造属性基于以上“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