深地震反射剖面揭示的西藏娘热矿集区上地壳结构

徐泰然，卢占武，王海燕，李洪强，李文辉

1.中国地质科学院地质研究所，北京 100037 2.国土资源部深部探测与地球动力学重点实验室，北京 100037

0 引言

深地震反射剖面技术能够对地壳深部结构进行精细成像，自20世纪末期开始被国际公认为深部探测的先锋技术[1-5]。它与石油反射勘探原理相同，均利用不同物性界面的反射波来描述地质构造特征，是探测岩石圈精细结构的手段之一[6]，目前在浅深层均有较多应用[7-8]。20世纪80年代以来，我国的深地震反射技术主要集中在造山带地壳结构探测以及大型成矿带和矿集区的深部结构探测中。矿集区的许多基础地质问题都与地壳结构息息相关，比如是否存在断裂控制的岩浆岩带分布，控制几个大型矿床的岩体是否有深部的巨型侵入岩体与之相连等；因此，通过深地震反射剖面方法研究地壳的精细结构，对理解成矿作用过程也十分重要[9]。随着深地震反射技术的巨大进步及对成矿系统的深入研究，国内外学者已将此技术应用在勘查矿产资源中。例如：在国外，加拿大的LITHOPROBE计划试验了深地震反射剖面方法在金属矿区的探测效果，取得了成功[10]；在我国，应用深反射地震剖面对铜陵矿集区复杂地壳结构的研究揭示了铜陵矿集区的地壳精细结构，查明了深部岩体的形态及其与地表岩体的关系和地壳结构对成矿的约束作用[11]。

为了探究矿集区形成的构造背景，了解成矿区域地下精细结构与成矿的关系，本文对冈底斯成矿带中部南北向穿过娘热矿集区的一条130 km长的深地震反射剖面数据进行处理，以揭示娘热矿集区及其邻区的上地壳结构。

1 区域地质概况

研究区处于拉萨地体内部，其地体南北分别以印度河—雅鲁藏布江缝合带和班公—怒江缝合带为界[12-13]，广泛存在早—中白垩世灰岩和海相沉积[14]。在白垩纪末期，海洋沉积大多局限于白垩纪末的班公—怒江缝合带南部[15]，沿着拉萨地体南缘，其古生代和中生代地层被以白垩纪—第三纪为主的冈底斯岩基侵入。深地震反射剖面位于29°45′N—30°55′N、88°21′E—88°48′E，沿青都乡(谢通门县)—巴扎乡(申扎县)—申扎县一线，长约130 km，横穿宽约20 km的娘热矿集区(图1)。

在印度-亚洲板块碰撞形成的全球最年轻的碰撞造山带中，青藏高原内拥有众多缝合带与成矿带，其中冈底斯成矿带是碰撞造山过程形成的最重要成矿带[16]。该成矿带属特提斯成矿带东段的喜马拉雅成矿域，形成于由印度陆壳与特提斯洋壳断离导致软流圈地幔流体上涌而引发的造山带地壳侧向伸展背景之下[17]，岩浆侵入与成矿作用发生于印度-亚洲大陆碰撞造山的主碰撞期[18]。娘热矿集区位于冈底斯成矿带北部，在构造上横穿青都大裂谷，走向近东西条状带。该区域地形起伏剧烈，拥有多类型多金属矿床(图1)。

2 数据采集与处理

2.1 数据采集

深地震反射技术包含了采集、处理和解释3个部分，缺一不可，每一部分都凝聚了前人无数次实验得来的宝贵经验，例如采集参数，就有许多学者在此探究了很多[19]。深地震反射剖面为共深度点(CDP)叠加剖面，野外数据采集使用428数字地震仪，20DX-10Hz型号检波器，采样间隔2 ms，记录时间10 s，记录格式：SEG-D，前放增益：12 dB，高截频：0.8fN(fN为奈奎斯特频率)，高截滤波器相位为线性相位(LIN)。接收道距50 m，炮距250 m，检波器720道，采用中间放炮方式，最小偏移距25 m，最大偏移距17 975 m，覆盖次数不小于60次。采用井深30 m、50 kg药量进行单井激发，部分难成井地区采用组合井。

图1 娘热矿集区深地震反射剖面位置及矿集区内矿床分布Fig.1 Location of the Niangre ore concentration area deep seismic reflection profile and the distribution of the deposits in the ore concentration area

2.2 数据处理

深地震反射资料具有信噪比低、干扰强、构造复杂等特点，给后续处理和解释造成很大困难，因此获得真实的叠加剖面是地质解释的前提和基础。而数据处理的关键是从干扰背景中提取和增强弱有效信号，提高剖面的信噪比和分辨率。为了取得较为理想的处理效果并提高成像精度，解决静校正问题和去噪成为提高资料信噪比的重点。

2.2.1 静校正

娘热矿集区地表起伏大，近地表速度纵横向变化剧烈，没有稳定的可进行连续追踪的折射界面。在西藏地区，地形复杂，老地层出露，地表的速度横向变化剧烈，有些折射界面不能连续识别，所以传统的野外高程静校正和折射静校正难以解决此地静校正问题。且反射波的信噪比很低，存在很大的静校正误差。利用初至层析静校正方法往往能够提高地震资料叠加成像的质量。层析静校正方法利用地震记录的初至时间来求取准确的近地表速度模型，由给定的初始模型进行正演，用射线追踪的方法得到初始模型的初至波。然后将计算的初至波和实际拾取的初至波进行比较，计算地表模型修正量，经过若干次迭代反演得到较精确的地表模型。在此基础上计算炮点和检波点静校正量，从图2中可以看到检波器与炮点的校正量相差很大且有正有负，反映了地表的起伏不平。而通过对校正量的应用(图3)得到静校正后的各个单炮，可以看出地表起伏现象明显优化，地下各同相轴被拉平，反射信息相对平滑，使数据克服了复杂地表的影响。值得一提的是，前人为了专门应对深地震反射处理技术，发明了无射线层析静校正技术，很好地解决了近地表速度不均匀问题。此外，层析反演方法可以精确获得高速层底界面信息，所以层析静校正方法可以很好地解决长波长静校正问题。

图2 层析静校正量Fig.2 Tomographic statics

2.2.2 去噪

本区域因地形与速度变化等较差的激发接收条件，导致许多原始单炮记录干扰较大，使得准确识别弱信号并消除噪声、提高信噪比成为复杂地表条件下深地震反射资料的一个难点。为了突出有效反射、提高成像质量，为后续工作提供真实的构造形态，需要在此阶段反复处理。在常规地区及常规地震资料处理中，由于偏移距较小，面波以及声波影响较严重，对于低频及多次波的去除并不常见。但在深地震反射处理中，由于整个观测系统为近垂直反射，地下传播较深，导致偏移距也相应增大。根据本区的地质特点，结合原始资料不同药量激发的情况，会出现常规勘探中少见的低频干扰和其他传播过程较远而产生的次生波。为提高信噪比，消除各种噪声干扰，进行了直流电干扰及低频噪音等处理，获得了较好的去噪结果(图4)。

叠前去噪作为地震处理的基础工作，能很大程度地提高信噪比。也可以在去噪过程中不断创新，制定有针对性的去噪模块与流程，甚至联合多域去噪或多种方法多个模块搭配使用。但大幅度去噪往往会导致有效信息的丢失，所以选择去噪方法时应考虑周全。

图3 应用静校正量前(a)后(b)单炮对比Fig.3 Comparison of single shot records before (a) and after (b) statics application

图4 去噪前(a)后(b)单炮记录对比Fig.4 Comparison of single shot records before (a) and after (b) denoising

2.2.3 反褶积

反褶积会统一改变地震数据，所以依然能清晰区别目标地质体与围岩。自从1969年Peacock 等[20]提出预测反褶积以后，此技术广泛地应用在地震资料处理中。正确应用反褶积模块，可以达到压缩地震子波、提高资料分辨率的效果。反褶积具有多种类型，如脉冲反褶积与预测反褶积，本区宜用预测反褶积。根据预测反褶积原理[21]，对目标勘探来说，一般认为反褶积子波是相似的、统一的。预测反褶积去除多次波不需要速度等信息，预测步长又很容易通过自相关得到，加上它具有参数设置简单、运行速度快的特点，目前已被广泛应用。在实际处理中，要特别注意预测因子长度的选取。为了满足反褶积输入是最小相位的要求，应通过指数加权方法改造地震道以及双边反褶积，使其子波靠向最小相位，再加上反射系数为白噪声，就构成了预测反褶积应用的前提条件。图5为预测反褶积之前的多次波混合图像与预测因子步长为200 ms的消除多次波的图像对比，可以看到多次波在反褶积之后明显变少，突出了有效信号，去除了干扰，说明反褶积提高了分辨率。多次波极性与一次波相反，后续多次波极性正负相间，且时间上等间隔出现，陆上资料中多出现于煤层矿层等。对于算子长度的选取，只要将多次波的能量顶界包括进去，算子长度即可满足要求，且由于预测反褶积模块执行所需运行时间少，处理时可适当加大算子长度。当然，压制多次波的过程中难免会带走一部分有效波信息，需要谨慎选择参数。

2.2.4 速度分析

地震波速度参数贯穿于数据采集、处理和解释的整个过程，它对估算近地表异常模型、剩余静校正值非常重要，它们之间相互制约影响，影响成像质量和成像位置，所以速度分析对于叠加成图较为重要。深地震反射剖面处理中采用的速度主要指叠加速度。进行速度分析时对速度谱进行放大逐步分析，同时显示速度剖面，以其上速度趋势来控制速度谱不好的点，并参考CDP动校正道集以及谱点附近的叠加效果来控制当前谱点速度的准确性，保证速度拾取的精确程度[22]。

虽然现阶段数据处理技术较为全面，对于此剖面也进行了必要的处理步骤，但仍找不到一种可以克服任意地形的快速处理技术，针对某些地形的一些适用方法，如造山带的针对处理方法[23]，也仍打破不了原数据处理流程框架，无法得到大幅度进展。在资料处理过程中，取得每一步的成果后，结合对本区地质构造演化的认识，重新调整处理流程和参数，对每个主要处理步骤均反复试验，取得效果后再进行实际应用，从而使获得的剖面处理结果能够更真实地反映地下地质结构特征。

图5 最小相位预测反褶积前(a)后(b)单炮记录对比Fig.5 Comparison of single shot records before (a) and after (b) minimum phase predictive deconvolution

3 娘热矿集区上地壳深反射剖面基本特征与解释

利用上述方法技术得到一条0～10.0 s的初步叠加剖面(图6)。本文主要针对横跨剖面的7条断裂及一些特殊现象，将剖面从南到北按CDP号1—5400依次进行排序，并与区域地质图(图7)结合来进行地质解释，结果如图8所示。

首先在CDP 300—500(图8a)中，在地下2 s附近的反射同相轴为南倾，与此地区已知地表断裂倾向相反，认为此轴是第三系深层花岗岩的上边界，且此花岗岩延伸至地表，周围出露，测线附近被第四系覆盖。在CDP 600—800(图8b)中，此段位于恰功铁矿地区，区域内东西向断裂发育时限较早，以逆冲断层为特征，形成于冈底斯成矿主碰撞期。可追踪到北倾断裂逆断层F1与F2的地下同相轴，两条断裂呈“Y”型分布，断裂F1向东延伸汇聚到主断裂F2中，而矿集区内的江嘎铁矿也坐落在断裂F2东段上，可见更早形成的矿床在断裂形成的主碰撞期上升侵位，并在多次构造运动后到达地表。断裂F3为较早形成的正断层，并有一些南北向逆断层将此断裂切割，可见构造运动频繁。在剖面图中追踪到北倾断裂F3，并向下延伸逐渐变缓。在CDP 1000—1200位置(图8c)追踪到断裂F4为北倾正断层，延伸至地下2 s，西侧被新生代地层覆盖。F4东段发育有加多捕勒铁矿床，于晚白垩世早期新特提斯洋壳俯冲冈底斯之下，形成以壳源物质为主的混源岩浆，上升侵位而成。在娘热矿集区北边界的青都矿山附近CDP 1500—1800处(图8d)，可以看到断裂F5的轨迹，在延伸至地表途中被上地壳内白垩纪花岗岩侵蚀，青都矿山浅层反射特征能量强，北侧有一浅层断裂，隐伏于地下，初步推测此区域断裂控制着矿区内岩体的分布和产出。而娘热矿集区东部的斯弄多铅锌矿和纳如松多铅锌矿也在几个断裂附近，在不同时期经过不同地质运动出露地表。在CDP 2600—2800(图8e)中，推测地下2 s处的反射同相轴为北倾的断裂F6，也可能是周围出露的花岗岩在地下与其他地层的分界，测线附近被新生代地层覆盖。由于整个地区花岗岩大面积出露，且附着于花岗岩的金属矿产丰富，此地区地下也应有大面积花岗岩，所以在CDP 3000—3200(图8f)中地下3 s处的很强同相轴，我们推测它为地下花岗岩与围岩的边界。断裂F7所在的CDP 3600—3900(图8g)中，可以看到在地下4 s以上有多个同向轴，推测为石炭、二叠系等地层界面或花岗岩与围岩分界面，而对于断裂F7，推断为北倾正断层。在CDP 5000—5200(图8h)中，地下4 s处有较强平缓同相轴，为白垩纪花岗岩的上边界，地下2 s附近可见多种沉积地层界限，地表被第四系覆盖。而在地下6 s处即18 km深度附近出现强反射能量且较集中，与我国青藏高原内羌塘地体和阿里地区发现的“深反射亮点”的现象与深度一致，亮点可能由于岩浆、流体、铁镁质岩基、层状下地壳等原因形成[24]，这与矿集区的地质情况吻合。

图6 娘热矿集区深地震反射叠加剖面Fig.6 Deep seismic reflection stack profile of Niangre ore concentration area

地层：Qp1.下更新统；N2.上新统；E3.渐新统；J3K1.上侏罗统一下白垩统；J2-3.中一上侏罗统；P2.中二叠统上部；C2P1.中石炭统一下二叠统拉嘎组昂杰组；C1.下石炭统；D2-3.中一上泥盆统；D1.下泥盆统。岩体：Qpg.全新统钙质黏土；Qhs.全新统黏土；Qhf.全新统砂土；Qpfp.更新统砂砾岩；γN1.中新世花岗岩；δηοN1.中新世石英二长闪长岩；ηγN1.中新世二长花岗岩；ζγE3.渐新世正长花岗岩；ηγE2.始新世二长花岗岩；ηοE2.始新世石英二长岩；ζοE2.始新世石英正长岩；ζγE2.始新世正长花岗岩；γπE2.始新世花岗斑岩；δοE2.始新世石英闪长岩；ηγE1.古新世二长花岗岩；γK2.晚白垩世花岗岩；γπK2.晚白垩世花岗斑岩；γδK2.晚白垩世花岗闪长岩；γδπK2.晚白垩世花岗闪长斑岩；γδK2.晚白垩世石英花岗岩；δηοK2.晚白垩世石英二长闪长岩；γK1.早白垩世花岗岩；δοK1.早白垩世石英闪长岩；ηοK1.早白垩世石英正长岩；ηγK1.早白垩世二长花岗岩；ηγJ3.晚侏罗世二长花岗岩；P31.上二叠统下部白云岩、白云质灰岩；P12.下二叠统上部砾岩砂岩；E2n.始新统含砾砂岩年波组；E2p.始新统含砾砂岩帕那组；E1-2d.古新统一始新统泥灰岩典中组；K1cm.下白垩统泥灰砂页岩楚木龙组。图7 深反射剖面区域地质图Fig.7 Geological map of the deep reflection profile area

a.CDP 300—500；b. CDP 600—800；c. CDP 1000—1200；d. CDP 1500—1800；e. CDP 2600—2800；f. CDP 3000—3200；g. CDP 3600—3900；h. CDP 5000—5200。左、中、右依次为地质图、原始剖面、构造解释剖面。地质图图例同图7。图8 解译结果Fig.8 Results of interpret

4 结论与建议

1)本文实验了层析静校正、去噪、预测反褶积和速度分析等方法，取得了较好的效果。

2)从深地震反射剖面中可见娘热矿集区地质构造复杂，在矿集区附近花岗岩富集，存在多条北倾东西向断裂。深地震反射剖面识别出7条断裂(F1—F7)，这些断裂控制了娘热矿集区的成矿空间结构，断裂的发展与岩浆活动可能有一定对应关系。该剖面揭示了冈底斯成矿带中段北部的地下结构，为矿集区找矿背景的研究提供了基础资料。

3)青藏高原复杂地质条件给深地震反射剖面数据处理带来极大挑战，虽然本文在数据处理技术方面取得了一些进展，但是总体的效果还有进一步提高的空间，需要对处理方法进行深入的探索与研究。

致谢：中石化中南分公司第五物探大队承担了本次工作的数据采集，在此表示感谢。

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