李 倩 宋前進(jìn) 酆少英 姬計(jì)法 段永紅 何銀娟 秦晶晶

(中國(guó)地震局地球物理勘探中心，鄭州 450002)

0 引言

聊城-蘭考斷裂帶(蘭聊斷裂帶)及其鄰區(qū)位于豫、魯、冀三省交界區(qū)域，地處華北平原中南部，是渤海灣盆地的一部分(徐翰，2018；冷玥，2019)。該斷裂總體走向呈NE—NNE向，是開(kāi)封凹陷、東濮凹陷以及臨清坳陷的邊界斷裂，也是華北平原區(qū)一條重要的隱伏活動(dòng)斷層(向宏發(fā)等，2000)。據(jù)記載，自1502年以來(lái)，沿蘭聊斷裂帶發(fā)生了5次5.5級(jí)地震。其中，最近的一次破壞性較強(qiáng)的地震是1937年菏澤7級(jí)地震(趙興蘭等，1984；魏光興等，1985；施發(fā)劍，2012)。

多年來(lái)，一些科研工作者在蘭聊斷裂帶上開(kāi)展了大量的研究工作。向宏發(fā)等(2000)使用物化探定位，并結(jié)合地震地質(zhì)以及鉆孔資料，確定了蘭聊斷裂南段的最新活動(dòng)時(shí)期為全新世早期；漆家福等(2006)利用石油地震勘探資料和理論模型圖解方法分析了蘭聊斷裂在古近紀(jì)不同時(shí)期的運(yùn)動(dòng)學(xué)特征，研究了蘭聊斷裂的運(yùn)動(dòng)學(xué)特征、幾何形態(tài)及其對(duì)東濮凹陷的沉積作用、構(gòu)造樣式和石油地質(zhì)條件的影響；于平等(2003)通過(guò)對(duì)蘭聊斷裂的重力場(chǎng)、磁場(chǎng)、地震剖面以及遙感油氣信息特征的研究，分析了蘭聊斷裂的構(gòu)造分布特征，認(rèn)為蘭聊斷裂影響了整個(gè)華北地區(qū)的構(gòu)造格局；孫杰等(2020)結(jié)合石油地震剖面、淺層地震勘探以及鉆孔聯(lián)合剖面進(jìn)行了綜合分析，確定了蘭聊斷裂的具體位置，并判斷蘭聊斷裂中段的最新活動(dòng)時(shí)代為晚更新世早期；孫思敏等(2003)對(duì)蘭聊斷裂不同地質(zhì)時(shí)期的垂直位移沿走向的分布特征進(jìn)行分析，揭示了斷層走向的變化特征，認(rèn)為蘭聊斷裂不同時(shí)期的分段特征以及橫向褶皺變化對(duì)東濮凹陷構(gòu)造形態(tài)有重大影響，并對(duì)該區(qū)的油氣聚集非常有利。這些前人的研究成果對(duì)理解蘭聊斷裂帶的幾何形態(tài)、斷裂活動(dòng)性、形成和演化以及斷裂對(duì)東濮凹陷構(gòu)造樣式的影響等提供了十分重要的研究資料。但由于研究目標(biāo)不同或研究方法具有局限性，導(dǎo)致以往的研究或側(cè)重于斷裂帶流體活動(dòng)特征以及成藏規(guī)律，或側(cè)重于淺部構(gòu)造特征和斷裂帶的分段演化過(guò)程，而對(duì)蘭聊斷裂及其控制的東濮凹陷地殼的深部特征未能進(jìn)行精細(xì)描述，也未對(duì)蘭聊斷裂的深、淺構(gòu)造關(guān)系進(jìn)行解析。因此，使用深地震反射探測(cè)技術(shù)對(duì)蘭聊斷裂帶的深部結(jié)構(gòu)以及深、淺構(gòu)造關(guān)系進(jìn)行精細(xì)研究十分必要。目前，深地震反射探測(cè)技術(shù)已經(jīng)在國(guó)內(nèi)大地震區(qū)的地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)、斷裂特征分析以及孕震構(gòu)造背景等方面取得了相當(dāng)多的成果，如三河-平谷地震區(qū)(張先康等，2002；劉保金等，2009，2011)、銀川盆地(酆少英等，2011)、郯廬斷裂帶(劉保金等，2015)、張家口-渤海地震構(gòu)造帶(閆成國(guó)等，2020)、邢臺(tái)地震區(qū)(王椿鏞等，1993，1994)和華北地塊南緣(酆少英等，2020)等。

本文利用跨蘭聊斷裂中南段及其鄰區(qū)的深地震反射數(shù)據(jù)對(duì)蘭聊斷裂中南段的深部精細(xì)結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究。采用初至波層析成像反演技術(shù)獲得蘭聊斷裂中南段基底的速度結(jié)構(gòu)剖面，通過(guò)高精度地震數(shù)據(jù)處理方法獲得高分辨率和高信噪比的地震反射剖面圖像?；讷@得的基底速度結(jié)構(gòu)剖面和深地震反射剖面資料，對(duì)蘭聊斷裂的產(chǎn)狀、空間展布特征、深淺構(gòu)造關(guān)系以及兩側(cè)地殼的精細(xì)結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究。所得成果不僅可以提高對(duì)蘭聊斷裂中南段深、淺層構(gòu)造特征的認(rèn)識(shí)，同時(shí)也可為將來(lái)濮陽(yáng)市城市規(guī)劃建設(shè)避開(kāi)活動(dòng)斷裂帶提供可靠的地震學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造概況和深地震反射剖面位置

蘭聊斷裂帶位于華北地臺(tái)東部，是太行山山前斷裂帶和郯廬斷裂帶之間的一條規(guī)模較大的隱伏活動(dòng)斷裂，對(duì)華北克拉通的破壞有一定的影響(于平等，2003；施發(fā)劍，2012；孫杰等，2020)。該斷裂帶北端起于山東省聊城市北部，向S穿過(guò)范縣，南至河南蘭考，EW寬20～40km，SN長(zhǎng)約240km(于平等，2003；漆家福等，2006)。重力和航磁資料顯示，蘭聊斷裂帶兩側(cè)的重力異常強(qiáng)度變化顯著，以東的魯西隆起重力異常主要表現(xiàn)為寬緩的面狀重力高異常區(qū)，以西的東濮凹陷重力異常主要為NNE向平緩重力低值區(qū)(于平等，2003；徐志萍等，2017a)。蘭聊斷裂帶與磁異常梯度帶相對(duì)應(yīng)，斷裂東側(cè)主要為近SN向延伸的高正異常，對(duì)應(yīng)著魯西隆起區(qū)，斷裂邊緣為平緩的正磁異常；西側(cè)東濮凹陷為低磁異常區(qū)，磁異常值由負(fù)值逐漸變?yōu)檎?，表明基底逐漸向W抬升(于平等，2003；徐志萍等，2017b)。

根據(jù)前人對(duì)蘭聊斷裂帶的構(gòu)造特征以及規(guī)模的研究，可將蘭聊斷裂帶自北向南分為北、中、南3段(向宏發(fā)等，2000；孫杰等，2020)。進(jìn)入第四紀(jì)之后，南段活動(dòng)性最強(qiáng)，中段次之，北段最弱。2003年以后，在蘭聊斷裂中南段的濮陽(yáng)附近發(fā)生數(shù)次中小地震活動(dòng)，中等地震活動(dòng)在該區(qū)較為頻繁(圖1)。

圖1 研究區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造圖和深地震反射探測(cè)剖面的位置Fig.1 Geological structure map of the research area and the location of the deep seismic reflection profile.a 研究區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造圖，紫色框內(nèi)為研究目標(biāo)區(qū)；b 深地震反射探測(cè)剖面的位置，黑線為深地震反射測(cè)線，紅線為斷層線

本文利用 2018年底完成的深地震反射剖面研究蘭聊斷裂的深部結(jié)構(gòu)特征。該剖面橫跨蘭聊斷裂中南段(圖1)，全長(zhǎng)70km。NWW端點(diǎn)位于濮陽(yáng)市清豐縣陳營(yíng)村北(35°54′32.69″N，114°58′32.10″E)，自西向東分別經(jīng)過(guò)內(nèi)黃隆起、東濮凹陷以及魯西隆起3個(gè)構(gòu)造單元，終點(diǎn)位于濮陽(yáng)市范縣陸集鄉(xiāng)劉莊村東南的黃河拐彎處(35°45′55.77″N，115°41′55.90″E)。自西向東跨過(guò)的斷裂主要有固城-梁莊斷裂(F5)、長(zhǎng)垣斷裂(F2)、黃河斷裂(F3)和蘭聊斷裂(F4)等。

2 深地震反射數(shù)據(jù)的采集和處理

2.1 地震數(shù)據(jù)采集和資料處理

本次深地震反射數(shù)據(jù)采集采用排列內(nèi)部激發(fā)、雙邊不對(duì)稱(chēng)零偏移距接收的方式進(jìn)行。觀測(cè)系統(tǒng)的詳細(xì)參數(shù)見(jiàn)表1。我們使用表1 所示的觀測(cè)系統(tǒng)，在目標(biāo)研究區(qū)獲得了高質(zhì)量的原始單炮地震記錄。

表1 觀測(cè)系統(tǒng)參數(shù)表Table1 Geometry parameters

圖2 給出了在蘭聊斷裂附近獲得的單炮記錄，可以看到，在地震記錄4.0s以淺有多組非常清楚的沉積層反射波；在11～12s處可看到1組能量較強(qiáng)的反射波組，推測(cè)其為來(lái)自地殼底部的莫霍面反射波。在靠近蘭聊斷裂附近，莫霍面反射波的能量明顯變?nèi)酰谔m聊斷裂東側(cè)約TWT 11s處有1組略向W傾的強(qiáng)反射波組，顯示蘭聊斷裂附近的深部結(jié)構(gòu)與兩側(cè)地塊相比可能有著明顯的變化。在莫霍面強(qiáng)反射波和記錄淺部的沉積層反射波之間的地殼部分，從記錄上幾乎看不到反射能量較強(qiáng)的殼內(nèi)反射波組。

從本次探測(cè)獲得的深地震反射單炮記錄來(lái)看(圖2)，原始單炮地震記錄的信噪比相對(duì)較高。在地震記錄的淺部、深部均可看到清楚的有效反射波，且有效反射波的能量較強(qiáng)；在單炮記錄上初至波也清晰可見(jiàn)，為后續(xù)利用初至波進(jìn)行層析成像研究奠定了良好的基礎(chǔ)。另外，原始記錄中初至波比較平緩，靜校正量較小。利用Focus地震反射資料處理軟件對(duì)深地震反射資料進(jìn)行了精細(xì)處理。為了得到較高質(zhì)量的地震剖面，采用的數(shù)據(jù)處理流程和方法主要包括一維時(shí)變?yōu)V波和二維濾波的串聯(lián)濾波、層析靜校正、剩余靜校正、正常時(shí)差校正(NMO)、反褶積、傾角時(shí)差校正、共中心點(diǎn)(CMP)疊加、疊后去噪和疊后偏移等。

圖2 蘭聊斷裂附近的深地震反射單炮記錄Fig.2 The common-shot gathers of deep seismic reflection near the Lanliao fault zone.

2.2 速度分析和初至波層析成像方法

地震波速度對(duì)獲得反射波的空間位置和界面埋深至關(guān)重要，是地震數(shù)據(jù)處理中的一個(gè)非常重要的參數(shù)。在進(jìn)行深地震反射數(shù)據(jù)處理時(shí)發(fā)現(xiàn)，在速度掃描過(guò)程中，地殼深部反射波速度譜具有較高的離散度，用反射波速度掃描的方法難以確定合理的疊加速度。因此，在進(jìn)行資料處理時(shí)，我們將速度掃描和速度分析與菏澤—林州深地震寬角反射、折射剖面的速度結(jié)構(gòu)資料(張成科等，1994；任青芳等，1998)相結(jié)合，以確定地殼相應(yīng)深度上的疊加速度。

初至波層析反演是一種高精度的反演方法，它可以利用地震波射線的走時(shí)和路徑反演出介質(zhì)相應(yīng)的速度結(jié)構(gòu)。由于初至波的能量往往比較強(qiáng)，較易識(shí)別，也比較容易追蹤，利用初至波走時(shí)信息反演近地表速度結(jié)構(gòu)是比較有效且可靠的一種方式(楊文采等，1993；羅省賢等，2004；金溪，2010；秦晶晶等，2020)。本文在資料處理過(guò)程中，利用Tomodel近地表建模和校正軟件對(duì)深地震反射共炮點(diǎn)地震記錄上的初至波信息進(jìn)行處理，獲得了沿剖面淺部不同深度的速度分布圖像。

本次研究使用的地震波速度通過(guò)初至波層析成像和反射波速度分析并結(jié)合人工地震寬角反射、折射方法獲得，取得了良好的效果，地震反射剖面圖像的信噪比較高，為后續(xù)的地殼結(jié)構(gòu)和構(gòu)造特征的分析提供了可靠的依據(jù)。

圖3 a 初至波射線路徑；b 基底速度結(jié)構(gòu)Fig.3 Ray paths of first-arrival waves(a)and P-wave velocity structure(b).Fp1濮城斷裂；Fp2長(zhǎng)垣斷裂；Fp3衛(wèi)西斷裂；Fp4-1、Fp4-2 蘭聊斷裂；Fp5 固城-梁莊斷裂

3 地殼結(jié)構(gòu)與構(gòu)造特征

3.1 P波速度結(jié)構(gòu)揭示的構(gòu)造特征

通過(guò)對(duì)深地震反射資料中大量的初至波信息進(jìn)行初至波層析成像處理，得到基底速度結(jié)構(gòu)圖和初至波射線路徑分布圖，如圖3 所示。由初至波射線路徑圖(圖3a)可以看出，初至波射線的分布密度較大，說(shuō)明初至波射線能夠有效覆蓋剖面的基底結(jié)構(gòu)，反演結(jié)果相對(duì)而言較為可靠。

研究區(qū)內(nèi)淺層P波速度的分布特征和基底展布形態(tài)在P波速度結(jié)構(gòu)剖面(圖3b)上十分清晰。P波速度沿剖面的變化非常劇烈，基底面呈現(xiàn)出隆起、凹陷和隆起交替相間的變化特征。以蘭聊斷裂(Fp4-1、Fp4-2)為界，斷裂東、西兩側(cè)顯示出明顯的P波速度差異。斷裂以西的凹陷區(qū)沉積蓋層厚度較大，最厚約4000m，其內(nèi)的P波速度整體表現(xiàn)為低速特征，為1.5～4.0km/s，且基底面西部緩傾、向E逐漸加深，后陡然抬升；在低速凹陷內(nèi)，剖面淺部的P波速度出現(xiàn)突變，表明相應(yīng)位置處存在斷層。在斷裂東側(cè)的隆起區(qū)，沉積蓋層的厚度較盆地內(nèi)大幅度減薄，約為1000m，其下為P波速度>5.0km/s的高速層。

從圖3 所示的速度結(jié)構(gòu)剖面圖中可以看出，蘭聊斷裂(Fp4-1、Fp4-2)是東濮凹陷的東邊界斷裂，該斷裂西側(cè)的速度明顯低于斷裂東側(cè)的速度，指示斷裂兩側(cè)近地表介質(zhì)的屬性差異較為明顯。西側(cè)介質(zhì)較為松散，地層較新；東側(cè)巖石膠結(jié)密實(shí)，地層較老。在斷裂以西的凹陷區(qū)還發(fā)育了其他斷裂，這些斷裂與蘭聊斷裂共同影響和控制了該區(qū)沉積蓋層厚度以及基底的展布特征，且斷裂活動(dòng)對(duì)盆地的沉積、形成演化、構(gòu)造的發(fā)育以及構(gòu)造格局的展布起著主導(dǎo)作用。

3.2 地震反射剖面揭示的地殼構(gòu)造特征

從本次探測(cè)獲得的深地震反射剖面上可以看出，不同深度的地層反射波組信息十分豐富，信噪比較高，地質(zhì)現(xiàn)象清晰。地殼結(jié)構(gòu)橫向上以斷裂為界，縱向上具有明顯的分帶性，上地殼淺部構(gòu)造發(fā)育，下地殼構(gòu)造相對(duì)簡(jiǎn)單(圖4)。新近系和第四系在深地震反射時(shí)間剖面上表現(xiàn)為近平行的反射波組特征，其巖性和厚度基本不受斷裂的控制和影響，并覆蓋了整個(gè)地區(qū)，包括凹陷和相鄰的凸起。蘭聊斷裂為該區(qū)中規(guī)模最大的一條斷裂，是控制斷裂西側(cè)盆地形成演化的主要邊界斷裂。

圖4 深地震反射時(shí)間剖面和解釋結(jié)果Fig.4 Time section and interpretation of deep seismic reflection profile.Fp1 濮城斷裂；Fp2 長(zhǎng)垣斷裂；Fp3 衛(wèi)西斷裂；Fp4-1、Fp4-2 蘭聊斷裂；Fp5 固城-梁莊斷裂；FD1、FD2 地殼深斷裂；Tg 基底反射波

3.2.1 地殼結(jié)構(gòu)特征

由圖4(橫坐標(biāo)為測(cè)線樁號(hào)，單位為km)可以清楚地看出，在剖面雙程旅行時(shí)TWT 5.0s以淺可以看到多組明顯的傾斜或近水平的反射同相軸，其中主要以基底反射波Tg為界。在Tg反射波以淺，剖面的反射波組能量較強(qiáng)，同相軸橫向分段且連續(xù)性較好，構(gòu)造形態(tài)清晰，不同界面的起伏變化特征明顯，地殼淺部這套反射層具有典型的沉積層反射波組特征，可能代表了自古生代以來(lái)不同時(shí)期的沉積巖系。在剖面樁號(hào)11.4km以西以及53.37km以東，上地殼反射波組以橫向連續(xù)性較好、反射能量較強(qiáng)的近水平強(qiáng)反射為主，對(duì)應(yīng)于新近紀(jì)地層底界，直接覆蓋在古老的基巖之上。在剖面樁號(hào)11.4～53.37km之間，上地殼反射波組的特征與兩側(cè)明顯不同，可以看出，該區(qū)段為明顯的沉積凹陷區(qū)，呈典型的“箕狀”盆地結(jié)構(gòu)，地層反射界面向E傾斜，埋深西淺東深，盆地東、西兩邊界明顯受到斷裂的影響與控制。

基底反射波Tg在深地震反射剖面上的起伏變化反映了剖面經(jīng)過(guò)地段的沉積蓋層厚度及橫向巖性的變化。在剖面東、西兩側(cè)，基底反射波Tg位于TWT 1.0s附近，埋深約為1.27km；在剖面中段(剖面樁號(hào)11.4～53.37km之間)，基底反射波Tg自西向東逐漸加深，呈現(xiàn)出西淺東深的坡?tīng)?，在樁?hào)約45.52km處達(dá)到最深，其最大深度約為7.2km。在上地殼內(nèi)部，基底反射波Tg以下，地震剖面上的反射震相表現(xiàn)為少量的反射能量較弱、橫向延續(xù)時(shí)間較短、或弧狀或傾斜的不規(guī)則反射同相軸，推測(cè)該部分地殼物質(zhì)可能為前寒武紀(jì)、元古代及其以前的變質(zhì)巖系，說(shuō)明這部分地殼結(jié)構(gòu)具有“反射透明”性，與剖面單炮記錄特征一致。分析認(rèn)為，這類(lèi)變質(zhì)巖體可能波速高但波阻抗差異比較小，因此通常在地震剖面上表現(xiàn)為反射能量較弱、連續(xù)性較差的短小反射。

從深地震反射剖面可以看出，與上地殼相比，下地殼反射結(jié)構(gòu)相對(duì)簡(jiǎn)單，整體上以反射能量較強(qiáng)、延續(xù)時(shí)間較短的弧狀反射為主。上地殼和下地殼內(nèi)具有完全不同的反射波場(chǎng)特征，表明上、下地殼是解耦的，上地殼可能為脆性變形區(qū)，下地殼可能為韌性變形區(qū)。在剖面雙程到時(shí)TWT 10.4～11.4s之間，剖面上揭示了一組橫向上分段連續(xù)、縱向上持續(xù)時(shí)間為0.3～0.8s(厚約0.92～2.44km)的強(qiáng)反射條帶，該強(qiáng)反射條帶為來(lái)自莫霍面的反射。按該區(qū)地殼平均速度為6.1km/s計(jì)算(張成科等，1994；任青芳等，1998；王光杰等，2007；李松林等，2011；劉保金等，2012)，該處的莫霍面埋深為31.7～34.8km。該區(qū)莫霍面反射帶是由一系列具有一定寬度、疊層狀的強(qiáng)反射波組組成，且持續(xù)一段時(shí)間，而非單一的反射波組。因此，該區(qū)的莫霍面應(yīng)該是一個(gè)具有一定厚度的殼幔過(guò)渡帶，而不是一個(gè)尖銳的一級(jí)間斷面。李松林等(2011)對(duì)諸城—宜川人工地震折射、寬角反射剖面資料的研究表明，在太行山以東的華北克拉通東部區(qū)域，莫霍面的反射震相PmP震相具有模糊不清、振幅弱、波的延續(xù)時(shí)間長(zhǎng)等特征，推測(cè)太行山以東的莫霍面已發(fā)生了變化，不再是一個(gè)尖銳的間斷面，而是一個(gè)復(fù)雜的過(guò)渡帶，這個(gè)結(jié)論與本次研究的結(jié)果較為一致。

在蘭聊斷裂(Fp4-1、Fp4-2)下方深部的莫霍面反射波組能量明顯變?nèi)?，與兩側(cè)的莫霍面反射波組特征明顯不同，暗示此處可能存在斷裂，結(jié)合下地殼的弧狀反射特征，推測(cè)此處可能是上地幔軟流圈熱物質(zhì)上涌的通道。

3.2.2 斷裂構(gòu)造特征

圖4 的深地震反射剖面揭示出了蘭聊斷裂及其他相關(guān)斷裂的地表位置、深部幾何形態(tài)以及規(guī)模，現(xiàn)分別描述如下。

(1)蘭聊斷裂(Fp4-1、Fp4-2)

位于深地震反射剖面的西端，在淺部由2條分支斷裂Fp4-1和Fp4-2組成，上斷點(diǎn)分別位于樁號(hào)約48km和53.3km處，為向NW傾斜的正斷層，均向上錯(cuò)斷了新近系底界，向下切割了基底反射波Tg。從近地表層析速度結(jié)構(gòu)(圖3b)和剖面波組特征來(lái)看，蘭聊斷裂上、下兩盤(pán)介質(zhì)速度和反射波場(chǎng)特征的差異顯著，反映了該斷裂東、西兩側(cè)地塊構(gòu)造和介質(zhì)特性的明顯不同。斷裂東側(cè)Tg反射波組之下反射波能量較弱，反射界面稀疏，意味著該區(qū)段巖石較為破碎或波阻抗差異不明顯，變質(zhì)結(jié)晶程度較高；斷裂西側(cè)呈現(xiàn)了多組向斷面傾斜的疊層狀強(qiáng)反射，指示了該區(qū)段介質(zhì)波阻抗差異較大，不同時(shí)期的地層沉積較為豐富。

從剖面反射波組特征來(lái)看，蘭聊斷裂是箕狀沉積凹陷的主控邊界斷裂。在本區(qū)內(nèi)該斷裂的下盤(pán)基本缺失古近系，新近系直接覆蓋于老地層之上，且老地層產(chǎn)狀平緩，反映了在箕狀凹陷古近系充填過(guò)程中，該斷裂下盤(pán)斷塊處于相對(duì)穩(wěn)定或整體抬升的剝蝕狀態(tài)。蘭聊斷裂總體表現(xiàn)為鏟式正斷層，可以看到其上盤(pán)還發(fā)育2條同向傾斜錯(cuò)斷基底的正斷層，一起構(gòu)成了多米諾式的半地塹系統(tǒng)。

為了準(zhǔn)確確定蘭聊斷裂在近地表的位置和向上延伸狀況，在濮陽(yáng)市范縣陳莊鄉(xiāng)和范縣南分別布設(shè)了1條淺層地震勘探測(cè)線，將這2條測(cè)線重合的部分拼接起來(lái)，形成了1條橫跨蘭聊斷裂的淺層反射地震剖面(測(cè)線位置見(jiàn)圖1，F(xiàn)XN和CZX)。如圖5 所示，該淺層地震反射剖面上揭示了2分支斷裂在淺部的構(gòu)造特征。斷裂Fp4-1向上錯(cuò)斷第四系底界，上斷點(diǎn)埋深約為88m，為視傾向W的正斷層；斷裂Fp4-2向上錯(cuò)斷新近系底界，上斷點(diǎn)埋深約為783m，為視傾向W的正斷層。這2個(gè)分支斷裂的形態(tài)及向上延伸情況與深地震反射剖面的結(jié)果一致。

圖5 跨蘭聊斷裂的淺層地震反射時(shí)間剖面Fig.5 Stacked time section of shallow seismic reflection across Lanliao Fault.Fp4-1、Fp4-2 蘭聊斷裂；Q 第四系；N 新近系；TQ第四系底界；TN新近系底界

(2)長(zhǎng)垣斷裂Fp2(馬寨斷裂)

在深地震反射剖面中部，斷裂Fp2位于剖面樁號(hào)約29.43km處，為視傾向E的正斷層，錯(cuò)斷了新近系底界，與斷裂Fp3相交于TWT 3.0s處，該斷裂在空間位置上對(duì)應(yīng)于長(zhǎng)垣斷裂帶(馬寨斷裂)。從近地表速度結(jié)構(gòu)(圖3b)可以看出，該斷裂西側(cè)的速度界面以斜坡方式向東側(cè)緩傾，斷裂Fp2和Fp3之間為低速異常區(qū)段。從剖面反射波組特征來(lái)看，長(zhǎng)垣斷裂的上升盤(pán)為自西向東緩傾的單斜帶，基底深度較淺，下降盤(pán)基底埋藏較深。

(3)固城-梁莊斷裂Fp5

在剖面西端解釋了1條斷裂Fp5，上斷點(diǎn)位于剖面樁號(hào)約10.95km處，為視傾向E的正斷層，向上錯(cuò)斷了基底反射Tg，并向上延伸，但無(wú)法確定其向上的具體情況。從斷裂在地面投影位置和傾向來(lái)看，斷裂Fp5與固城-梁莊斷裂的位置相近，性質(zhì)形態(tài)一致，因此，F(xiàn)p5應(yīng)為固城-梁莊斷裂在剖面淺部的表現(xiàn)。

在圖4 的深地震反射剖面上盡管可以看到固城-梁莊斷裂Fp5存在的跡象，但該斷裂向上延伸的情況并不十分清楚，為了確定該斷裂的位置和向上延伸狀況，跨固城-梁莊斷裂完成了1條淺層地震測(cè)線(圖1 中的MZQ)。圖6 所示的淺層地震反射剖面顯示，固城-梁莊斷裂Fp5是視傾向E的正斷層，向上錯(cuò)斷了新近系底界，可分辨上斷點(diǎn)埋深約為957m。

圖6 跨固城-梁莊斷裂的淺層地震反射時(shí)間剖面Fig.6 Stacked time section of shallow seismic reflection across Gucheng-Liangzhuang Fault.Fp5 固城-梁莊斷裂；Q 第四系；N 新近系；O 奧陶系；TQ第四系底界；TN新近系底界

(4)衛(wèi)西斷裂Fp3和濮城斷裂Fp1

斷裂Fp3位于剖面樁號(hào)35.58km附近，向下于TWT 3.0s處與長(zhǎng)垣斷裂Fp2相交，呈“Y”字形結(jié)構(gòu)，為視傾向W的正斷層，從斷裂在剖面中的位置及傾向來(lái)看，認(rèn)為該斷裂對(duì)應(yīng)于衛(wèi)西斷裂。斷裂Fp1位于剖面樁號(hào)40.23km附近，為視傾向W的正斷層，結(jié)合斷裂形態(tài)以及區(qū)域地質(zhì)資料，認(rèn)為該斷裂與濮城斷裂位置相近，性質(zhì)形態(tài)一致，因此，斷裂Fp1應(yīng)為濮城斷裂在剖面淺部的表現(xiàn)。

斷裂Fp3和Fp1均位于箕狀凹陷內(nèi)，在近地表速度反演結(jié)果(圖3b)中，斷裂Fp3和Fp1之間夾持高速異常區(qū)，可能為由衛(wèi)西斷裂和濮城斷裂共同控制的位于凹陷中的小凸起。

(5)地殼深斷裂FD1、FD2

地殼深斷裂FD1和FD2分別位于剖面樁號(hào)37km和53km附近，均明顯錯(cuò)斷了莫霍面，延入上地幔頂部。位于蘭聊斷裂下方的斷裂FD1和FD2之間的莫霍面反射波組能量明顯減弱，與地殼兩側(cè)連續(xù)性較好、反射能量較強(qiáng)的波組特征明顯不同，剖面單炮記錄也清晰地反映出這一特征。

上地幔軟流物質(zhì)沿深大斷裂形成的通道向地殼內(nèi)部侵入，在冷卻過(guò)程中，軟流物質(zhì)與圍巖之間的密度和速度存在較大差異，因此形成了下地殼中的一個(gè)個(gè)弧狀反射。

4 主要結(jié)果與討論

本次深地震反射剖面清晰地揭示了蘭聊斷裂帶中南段及其鄰區(qū)的深部精細(xì)結(jié)構(gòu)、斷裂特征和構(gòu)造樣式等，為進(jìn)一步分析研究蘭聊斷裂帶中南段的斷裂活動(dòng)性、深部結(jié)構(gòu)特征以及孕震環(huán)境提供了可靠的地震學(xué)依據(jù)。

(1)深地震反射剖面經(jīng)過(guò)地區(qū)的上地殼結(jié)構(gòu)以基底反射波Tg為界，反射波組顯示為上、下分帶的特征；在剖面樁號(hào)11.4～53.37km之間，反射界面呈現(xiàn)出西淺東深的形態(tài)特征，表現(xiàn)為“箕狀”的沉積凹陷結(jié)構(gòu)，而在剖面東、西兩端，主要以近水平的連續(xù)性較好的強(qiáng)反射波組為主，第四紀(jì)和新近紀(jì)地層平行不整合于古生界奧陶系或更古老的地層之上；基底反射波與上、下地殼分界面之間具有反射透明的地殼特征。下地殼內(nèi)以反射能量較強(qiáng)、延續(xù)時(shí)間較短的弧狀反射為主。地殼中拱弧狀反射的出現(xiàn)主要與幔源巖漿的活動(dòng)有關(guān)，多出現(xiàn)在大地?zé)崃髦递^高的地區(qū)(楊文采等，2005)。已有的研究認(rèn)為，該區(qū)在盆地形成和演化過(guò)程中發(fā)生過(guò)多次軟流圈熱物質(zhì)上涌(漆家福等，1995；郭慧麗等，2011)。上、下地殼不同的反射波場(chǎng)特征表明，該區(qū)上地殼是脆性的，下地殼為韌性區(qū)。

(2)蘭聊斷裂帶中南段的莫霍面埋深為31.7～34.8km，顯示為橫向上分段連續(xù)、縱向上持續(xù)時(shí)間0.3～0.8s(厚約0.92～2.44km)的強(qiáng)反射條帶，是一個(gè)經(jīng)過(guò)地質(zhì)變形且有一定厚度的過(guò)渡帶，而不是尖銳的一級(jí)間斷面，這與李松林等(2011)的研究結(jié)果一致。斷裂帶內(nèi)存在2條錯(cuò)斷莫霍面的深大斷裂FD1和FD2，2條深大斷裂之間莫霍面的反射能量明顯弱于兩側(cè)，可能形成了一個(gè)高溫物質(zhì)從上地幔入侵地殼的通道。

(3)從深地震反射剖面的反射波組特征來(lái)看，上地殼內(nèi)斷裂構(gòu)造相對(duì)較為發(fā)育。蘭聊斷裂(Fp4-1、Fp4-2)是區(qū)內(nèi)規(guī)模最大的一條邊界斷裂，控制“箕狀”沉積凹陷的形成和演化，對(duì)凹陷內(nèi)古近系的充填起到了邊界斷層的作用。蘭聊斷裂上盤(pán)發(fā)育濮城斷裂Fp1和衛(wèi)西斷裂Fp3，是與蘭聊斷裂同向的基底正斷層，控制了凹陷內(nèi)部的構(gòu)造格局。濮城斷裂Fp1、衛(wèi)西斷裂Fp3與蘭聊斷裂共同構(gòu)成多米諾式斷層系統(tǒng)，使蘭聊斷裂西側(cè)凹陷基底總體上向SEE傾斜。此外，蘭聊斷裂上盤(pán)還發(fā)育了反向次級(jí)正斷層長(zhǎng)垣斷裂Fp2(馬寨斷裂)，該斷裂與衛(wèi)西斷裂Fp3相交于TWT 3.0s處。這些斷裂與蘭聊斷裂共同控制了沉積凹陷的基本構(gòu)造格局。

(4)深大斷裂FD1和FD2的位置對(duì)應(yīng)于蘭聊斷裂下方，可能是“箕狀”沉積凹陷在深部的邊界控制斷裂，共同形成了軟流圈熱物質(zhì)上涌的通道，從而調(diào)節(jié)了地殼內(nèi)部物質(zhì)的分配，使得上、下地殼反射波組的特征截然不同。

本區(qū)的深、淺構(gòu)造格局受上地殼淺部斷裂和錯(cuò)斷莫霍面的深部大斷裂共同控制。深大斷裂(FD1、FD2)為上地幔軟流物質(zhì)的上涌創(chuàng)造了條件，而地殼淺部斷裂在盆地構(gòu)造的形成和演化過(guò)程中發(fā)揮著重要作用。

致謝本研究使用的深地震反射剖面數(shù)據(jù)是中國(guó)地震局地球物理勘探中心若干專(zhuān)業(yè)技術(shù)人員辛苦勞動(dòng)的成果；野外探測(cè)工作得到了濮陽(yáng)市地震局、河南省地震局、項(xiàng)目監(jiān)理組及測(cè)線經(jīng)過(guò)地區(qū)各級(jí)政府等單位的領(lǐng)導(dǎo)、專(zhuān)家和同仁的大力支持和幫助，為項(xiàng)目的順利完成打下了堅(jiān)實(shí)的基礎(chǔ)；劉保金研究員在地震資料的解釋和論文寫(xiě)作方面給予了指導(dǎo)。在此一并表示感謝！