印度板块大约从55 Ma开始与欧亚板块产生碰撞(Tapponnier et al., 1982；Zhang et al., 2004).这种陆陆碰撞的结果造成青藏高原被南北向挤压而缩短了大约1400 km(Yuan et al., 2013).碰撞的结果也造成青藏高原被整体抬升至5000多米的高度，且局部地壳厚度可达65~75 km(Hubbard and Shaw, 2009).随着平均海拔高度的不断增高，压力梯度也不断变大，最终导致了青藏高原的向外生长(Yuan et al., 2013; Guo et al., 2014).目前大多数的研究集中在青藏高原地壳增厚机制(Royden et al., 1997)，有关青藏高原生长边界的岩石圈结构这一基本问题却被忽视.有关青藏高原向外生长过程中边界流体结构的变化和地质结构的控制目前还不是很清楚.

青藏高原周缘被许多古老地块所包围，包括西北侧的塔里木盆地，北侧的阿拉善地块，东北侧的华北地块(鄂尔多斯地快)以及东侧的扬子地块(图 1中右上角附图).中-中新世以来，伴随着青藏高原所发生的侧向逃逸，青藏高原与这些周缘地块所产生的构造相互作用关系逐渐凸显(Clark and Royden, 2000；熊小松等，2011；卢占武等，2011；高锐等, 2009, 2011；王海燕等，2012).对于构造转换带地质和地球动力学过程的了解也有助于我们掌握更多的有关青藏高原隆起和生长过程的信息：1) 是什么控制了青藏高原的侧向生长以及青藏高原侧向生长主要向哪个方向生长？2) 沿高原边界的地壳结构是如何分布的？青藏高原生长是否存在下地壳流驱动模式？3) 是什么控制了陆内造山？对于存在明显侧向流变差异的陆块，它对构造挤压的响应如何？

图 1

Fig. 1

图 1 (a)青藏高原东北缘及鄂尔多斯西侧地形图.图中红线显示165 km长的深反射地震剖面位置；右上角附图显示研究区及其整个青藏高原的GPS测量结果(Gan et al., 2007)；(b)深反射地震剖面的海拔高程变化曲线 Fig. 1 (a) Topographic map of the NE Tibetan Plateau and the western Ordos basin, showing the location of 165 km long seismic reflection profile in red line; inset figure shows the regional GPS measurements and research area in a red box; (b) Topographic relief along the seismic reflection line

前期的工作大多集中在青藏高原南缘以及青藏高原内部的羌塘地区，其东缘，尤其是东北缘，所开展的研究则较少.这两个地区分别对应的龙门山构造带和六盘山构造带却具有明显的地形差异.青藏高原东北缘与鄂尔多斯地块毗邻(图 1a)，东缘与四川盆地接壤(郭晓玉等，2014).青藏高原与鄂尔多斯地块构造转换带(六盘山褶皱带)地形起伏平缓(图 1b).而青藏高原与四川盆地构造转换带(龙门山地区)地势陡峭，在100 km范围内，从四川盆地海拔500 m可以陡升至龙门山及其以西地区海拔大于3500 m的高程(郭晓玉等，2014).同为青藏高原的构造边界，为何青藏高原东北缘和东北缘展现出了不同的地形特征？之前由于缺少高精度的地壳深部结构数据，我们对是何种地壳几何结构控制了这一明显地形差异知之甚少.

本研究小组已对青藏高原东缘的深部地壳结构开展过一定程度的研究(Guo et al., 2013; 郭晓玉等，2014; Guo et al., 2015；Xu et al., 2016).

本文将着重研究青藏高原东北缘的结构构造.将综合磁力数据和深反射地震剖面数据着重研究青藏高原东北缘埋藏基底的结构分布.研究结果将与青藏高原东缘基底结构分布研究结果相对比.综合分析的结果将有助于我们更好地了解青藏高原东缘和东北缘构造响应的差异，从而帮助我们更好地了解青藏高原侧向生长机制.同时，由于六盘山—龙门山地区也是中国大陆南北地震带的一部分，所以，研究青藏高原东缘和东北缘的构造变形模式也有助于了解这个地震条带的发震机制.

在青藏高原东北缘(图 1a)，物质侧向逃逸伴随着海原断裂左旋走滑运动(Gaudermer et al., 1995; Lasserre et al., 2002).已有的研究表明，海原断裂带中段的左旋走滑量可达19±5 mm·a^-1和11±4 mm·a^-1(Gaudermer et al., 1995; Lasserre et al., 2002).海原断裂带展现为滑移速率逐渐向东减弱的趋势(Loveless and Meade, 2011；Jolivet et al., 2012).全球定位系统(GPS)测量结果显示，海原断裂带的走滑量在其东部六盘山地区被逐渐转变为沿青藏高原—鄂尔多斯构造转换带的逆冲量(Gan et al., 2007).那么六盘山区域的整个逆冲缩短量理论上应该等于海原断裂带的左旋走滑总量(Zhang et al., 1990, 1991).然而，青藏高原—鄂尔多斯构造转换带并没有表现出这一明显的高程海拔，与其他边界相比反而显现出宽缓的高程变化.因此，青藏高原东北缘的岩石圈结构也是一个理想的研究区域可探讨青藏高原的向外生长过程.

针对探讨青藏高原东北缘岩石圈结构构造及深部变形的研究目的，在中国地质调查项目资助下，2012年夏，中国地质科学院地质研究所和美国俄克拉荷马大学的专家学者共同参加了此区域的深地震反射探测工作，共采集了165 km长的深反射地震剖面.数据采集利用法国SERCEL 428XL记录系统和24位数字检波器.为了获取高分辨率的地震剖面资料，采用了3种炸药量，分别为24 kg，96 kg和500 kg.24 kg的炸药埋放在井深为25 m的单井内，单井间隔为250 m.96 kg炸药采用炮间距为1000 m，井深为25 m的双井组合激发.500 kg炮间距平均为50 km，5井组合激发，接收道数不少于1000道.数据采集共分布有6270个地震检波器，各检波器间隔50 m.本次地震数据的精细处理采用了以OMEGA软件为主、其他处理软件为辅以及相互结合的手段.在详细分析原始资料的基础上，针对影像资料成像效果的主要问题，通过大量对比和测试工作，最终确定处理流程和关键处理技术.本次研究中所利用的关键处理技术见表 1.高密度近垂直的反射数据是综合影像研究区域内地壳结构的基础.

表 1(Table 1)

表 1 处理参数表 Table 1 Processing flow of seismic data

表 1 处理参数表 Table 1 Processing flow of seismic data

所获得的深反射地震剖面揭示青藏高原东北缘青藏高原—鄂尔多斯构造转换带复杂的岩石圈结构(图 2a).剖面清楚的反射特征为了解岩石圈几何结构提供约束.图 2a显示的是地震数据偏移处理结果.为了突出显示岩石圈几个重点区域，分别选择了几个地震反射片段(图 2b Ⅰ-Ⅲ)以便清楚了解这些区域的反射结构特征.图 2a所显示的偏移的反射剖面可到20 s(双程走时).

图 2

Fig. 2

图 2 (a)青藏高原东北缘过六盘山构造带的深反射地震剖面(图 1可见测线的地理位置); (b)图地震剖面的线条解释图.图b中的方框分别代表了上地壳反射特征区域、莫霍面错断区域以及鄂尔多斯稳定新构造活动区域 Fig. 2 (a) Uninterpreted deep seismic reflection profile across the Liupan Shan fold-thrust belt, NE Tibet (see Figure 1 for line location) (no vertical exaggeration); (b) Simplified composite line drawing based on continuous reflectors in the seismic section. Close-up panels represents, respectively from Ⅰ to Ⅲ, Reflector-rich zone in the upper crust, highly offset Moho reflections, and the reflector-poor zone beneath the Ordos basin

如图 2a和b所示，深地震反射剖面上地壳反射特征复杂.整体的反射特征反映出一个向东的缩短变形趋势.其中，主要的反射倾向西，并偶尔有东倾的背冲断层出现.一些西倾的逆冲断层可连续追踪至地表.在反射剖面的东端过了小关山至鄂尔多斯盆地地区，层间反射逐渐表现为水平状态(2~3 s，双程走时).反射剖面的西端则主要表现为倾向东的反射特征，与主体的挤压方向相反.这些背冲断层的生成可能为了协调青藏高原东北缘的六盘山的构造隆升.

六盘山构造带底部，在4~8 s(双程走时)的深度处，近于水平或者倾角较缓的层反射被一明显的滑脱层所截(图 3).将此解释为六盘山构造带内的主要滑脱层, 没有观察到有深大断裂切穿这一滑脱断层入到中下地壳范围内.可以认为，青藏高原东北缘的六盘山构造带为薄皮构造.反射特征的解释与前人的研究结果相一致(Burchfiel et al., 1989; Zhang et al., 1991).在深反射地震剖面中，可见主滑脱层两侧埋深较浅，而向中间逐渐变深.显示了构造挤压结构.

图 3

Fig. 3

图 3 六盘山构造带以下可见明显的滑脱层(构造位置请参照图 2) Fig. 3 Close-up panel Ⅰ for a clearer view of the major detachment beneath the Liupan Shan fold-thrust belt (see Figure 2 for panel position)

深反射地震剖面的西段位于陇中盆地之下.陇中盆地内部广泛分布有新生代沉积物.由于缺少直接的鉴定矿物，陇中盆地的起源还处于未知状态.而在陇中盆地的西南角却出露有晚奥陶和早中生代的陇中杂岩体，如闫家店闪长岩(裴先治等，2007)，层间反射不是十分清楚，除了可以看到的几组楔状反射群.结合地表地质和地表出露侵入岩岩石学分析，研究认为这几组楔状反射特征可能与早中生代的火山侵入岩有关.它们代表了这组火山侵入岩与围岩的接触边界.深反射地震剖面的西端可能揭示出当时火山侵入岩的分布范围.

在165 km长的深反射剖面中，另一重要的现象为莫霍面的反射特征(图 4).在剖面的东、西两侧，莫霍面深度大概为15 s (双程走时).然而莫霍面深度向剖面的中心位置，也就是六盘山构造带下面逐渐加深.深度大概可以达到16 s(双程走时)，并且同样具有向下凹的反射特征(图 4).莫霍面反射特征与前人所做的接收函数结果一致(Wang et al., 2014).另外，在六盘山构造带之下，见到了莫霍面的明显西倾错断(图 4).解释这明显错断是由于早古生代洋壳俯冲、华北与祁连地块相拼合的结果.其西侧，8~14 s(双程走时)所观测到的强壳内反射(图 4)则可能是俯冲碰撞过程的伴生结构，或者为新生代青藏高原东北缘向东挤压逆冲的结果.

图 4

Fig. 4

图 4 清晰地震剖面可见六盘山构造带以下莫霍面的明显错断以及壳内反射界面(构造位置请参照图 2) Fig. 4 Close-up panel Ⅱ for a better view of intra-crustal reflection and the offset Moho beneath the Liupan Shan fold-thrust belt (see Figure 2 for panel position)

深反射地震剖面的东段，鄂尔多斯盆地整体表现为较稳定的反射特征(图 5).在中下地壳，鄂尔多斯盆地基底西缘存在几组明显的反射组构.一系列东倾并基本保持相互平行的逆冲反射群包裹了鄂尔多斯西缘部分区域(4~10 s，双程走时).这些逆冲反射群可能是古生代同挤压碰撞构造结构，可能与鄂尔多斯西缘的洋壳俯冲有关系.小关山以东，2~10 s(双程走时)的深度范围内，上地壳呈现出水平的反射特征，说明青藏高原东缘的物质逃逸过程的范围还没有影响到这个区域.那么小关山有可能就代表了青藏高原物质逃逸范围的最东缘.另外，在4~8 s(双程走时)的深度内，我们看到明显的不整合层分隔了鄂尔多斯沉积物和鄂尔多斯的结晶基底.

图 5

Fig. 5

图 5 深反射地震剖面东段所揭示的新构造环境较为稳定的鄂尔多斯盆地西缘(构造位置请参考图 2) Fig. 5 Close-up panel Ⅲ for a better view of the relatively flat reflections in the upper crust of the Ordos basin, indicating a relatively quiet Neotectonic environment (see Figure 2 for panel position)

深地震反射剖面线条分析结果如图 6所示.研究区上地壳反射特征复杂.整体的反射特征反映出一个向东的缩短变形趋势.其中，主要的反射倾向西，并偶尔有东倾的背冲断层出现.有一些西倾的逆冲断层可连续追踪至地表.在反射剖面的东端过了小关山，层间反射逐渐表现为水平状态(2~3 s，双程走时).这几组水平反射为鄂尔多斯盆地水平沉积层反射，其反射特征表明鄂尔多斯盆地在小关山以东地区并没有受到青藏高原向东生长的影响.反射剖面的西端则主要表现为倾向由西向东的反射特征，并与主体的挤压方向相反.这些背冲断层的生成可能为了协调青藏高原东北缘的六盘山的构造隆升.

图 6

Fig. 6

图 6 图地震剖面的线条解释图 图中的阴影区分别代表了莫霍面、主滑脱层、接触边界和上地壳滑脱层.RRZ:强反射区；RPZ：弱反射区. Fig. 6 Summary interpretive line drawings for the long deep seismic reflection profile; RRZ: Reflector-rich zone; RPZ: Reflector-poor zone

随着六盘山构造带底部的反射变强，沉积物厚度也逐渐变厚.然而在4~8 s(双程走时)的深度处，近于水平或者倾角较缓的层反射出现，并在底部被明显的滑脱层所截(见放大的反射剖面图像图 4).此为六盘山构造带内的主要滑脱层.反射特征的解释与Burchfiel等(1989)做出的结论是一致的.他们通过野外地表地质的观测，认为在六盘山构造带之下必然存在滑脱构造带.在此深反射地震剖面中，可见主滑脱层两侧埋深较浅，而向中间逐渐变深.青藏高原东北缘的六盘山构造带其实为薄皮构造，且也没有观察到有深大断裂切穿这一滑脱断层入到中下地壳范围内.

总之，深地震反射剖面研究结果(图 6)表明研究区基底结构分区明显，从西至东可大约分成三个区域.前人对该地区的地球化学研究表明六盘山地区以西存在明显的早古生代岛弧群(Zhang et al., 2006; 裴先治等，2007)，而鄂尔多斯则存在明显的结晶基底.六盘山内部存在的地壳尺度的物质属性则没有具体的说明，仅从深地震反射剖面中无法判断该区域的物质属性.需要结合其他数据体，例如航磁异常，进行分析.

在对深反射地震剖面进行解释的同时，还充分利用了磁力数据.结果表明，研究区内的磁力异常所表现出的构造单元划分与我们所做的深反射地震剖面的构造划分是一致的.利用Geosoft/Oasis Montaj处理和分析软件包对1:100万的航磁数据进行处理.为了清楚地划分近地表的区域构造单元磁异常特征，分别同时进行了化极处理和上延15 km处理.处理结果见图 7a.磁力异常处理结果显示，研究区内一系列的磁异常与研究区内的地质构造单元现象相对应.首先，磁力数据处理显示六盘山构造带表现为北西-南东向分布的具有明显的半椭圆型短波低磁异常特征(图 7b).与深地震反射剖面中看到的六盘山地区内部反射特征发育一致.前人研究已显示该地区居里深度在16~28 km(雷芳等，1999)，相对应于深地震反射剖面的10 s(双程走时)深度范围内.即六盘山地区的低磁异常特征至少可追踪至深地震反射剖面的10 s(双程走时)深度内.在此深度以下，在深地震反射剖面中又可见明显不同于两侧(西侧的岛弧反射特征和东侧的鄂尔多斯结晶基底)的强反射特征，并可以一直追踪至莫霍面深度.可联想到该地区可能为明显的构造沉积增生楔.深地震反射剖面中所显示的三个分区则可以分别解释为西侧的岛弧群，东侧的鄂尔多斯结晶基底和中间的构造增生楔.Soesoo等(1997)已对该类组合模式进行过讨论.另外，六盘山低磁异常条带向东南与渭河盆地相接.航磁异常与深反射地震剖面解释结果的一致性能帮助我们更好的了解研究区内的构造单元分布.

图 7

Fig. 7

图 7 (a)上延15 km以后的化极磁异常图，等值线间隔10 nT.图中红色粗线显示了深反射地震剖面的位置；(b)横过深反射地震剖面测线的磁异常变化曲线及高程变化曲线对比，其中高海拔区的六盘山构造带在磁异常曲线中表现为低磁异常区. Fig. 7 (a) Reduced-to-pole aeromagnetic anomaly map after 15 km upward continuation of the anomaly values. Contour interval 10 nT; red solid line represents the location of the seismic reflection line. (b) Comparison between the aeromagnetic anomalies and topographic relief along the seismic reflection line, where the maximum topographic relief of the Liupan Shan belt correlates with low magnetic anomalies.

综合深反射地震剖面结果及航磁异常处理分析结果和前人的地球化学研究，如图 8a所示，研究认为(1) 青藏高原东北缘的增厚隆起是壳内尺度的变形，主要由地壳构造缩短造成的；(2) 六盘山构造带左侧的岛弧火山岩在地壳缩短作用中起到了一个“铲子”的作用：随着青藏高原物质的侧向逃逸，产生的构造应力作用在“铲子”上，“铲子”逐步往东推挤六盘山构造带及其东侧的鄂尔多斯块体.然而，由于六盘山构造带的沉积物构造成因，六盘山构造带不可能无限制的增高，重力坍塌随之产生.这也是为什么青藏高原东北边界的海拔不高的原因；(3) 六盘山构造带为薄皮构造变形带.其底部被滑脱断层所截；(4) 青藏高原东北缘的构造生长现已越过六盘山构造带到达小关山附近，并有继续向鄂尔多斯盆地内部延伸的趋势.

图 8

Fig. 8

图 8 (a)基于深地震反射剖面和磁力数据解释所得出的青藏高原东北缘地壳几何结构构造; (b)横跨青藏高原东缘龙门山地块地壳结构分析结果(郭晓玉等，2014) Fig. 8 (a) Two-dimensional tectonic interpretation of the main structures present based on the integrated analysis of the seismic reflection profile and aeromagnetic data; (b) Structural interpretation on the seismic reflection line across the Longmen Shan tectonic belt (after Guo et al., 2014)

本次研究结果与前期针对青藏高原东缘地壳结构分布研究结果相对比(郭晓玉等，2014)(图 8b)可以发现，青藏高原东缘和东北缘地区构造变形存在的差异，具体表现在：

青藏高原东缘：龙门山地区埋藏基底为扬子板块的结晶基底.龙门山断裂带为扬子板块陆腹和扬子板块被动大陆边缘的转换带.随着构造活动的加剧，该转换带被激活，并发生向东的逆冲推覆隆起.其西侧扬子板块结晶基底上隆，并部分覆于东侧稳定地台之上，从而在龙门山断裂带内形成陡峭地形.

青藏高原东北缘：六盘山地区埋藏基底西侧为火山岩岛弧，东侧为鄂尔多斯结晶基底，而其下方为由沉积物和板块碎片(洋壳和陆壳碎片)所组成的构造增生楔.上地壳以构造沉积为主.随着青藏高原向东的构造生长，构造应力集中在六盘山地区西侧的岛弧群.此时的岛弧群像铲子一样，推着六盘山地区内部的构造沉积层逐步受挤压增厚，同时在岛弧群上部与上地壳构造沉积物之间形成大的滑脱层.滑脱层拆离了上地壳和下地壳之间的应力变形.使上地壳逐步形成六盘山褶皱带.由于其物质成份主要为构造沉积物，六盘山地区高度不会无限制增加，并且很容易产生重力坍塌，形成宽缓地形.六盘山地区的中、下地壳的构造增生楔则主要以构造挤压增厚变形为主，造成该区域的莫霍面深度较两侧明显加深.

综上所述：1) 龙门山地区：青藏高原东缘隆起和扩展伴随了地壳尺度的变形，并且龙门山断裂带代表了高原扩展的东边界；2) 六盘山地区：青藏高原东北缘隆起和扩展过程存在地壳解耦作用，即上地壳与下伏地壳之间存在一主滑脱层.并且，青藏高原东北缘生长已越过六盘山断裂带延伸至鄂尔多斯盆地内部，在小关山附近形成隆起.但是，青藏高原东缘和东北缘地区构造变形存在着明显共性：即在这两个地区所进行的深地震反射剖面研究皆没有观察到与地壳流存在所对应的强反射层，表明地壳缩短变形，而非地壳流模式，是青藏高原东部和东北部边界隆升和扩展的主要推动力.