青藏高原东北缘地区是青藏高原向东北扩张的前缘地带, 也是我国晚第四纪构造变形和强震活动最剧烈的地区之一.该地区内最主要的活动断裂带是海原—六盘山构造带, 海原断裂带西起甘肃景泰兴泉堡东至宁夏哨口, 以海原为界, 断裂带西段呈北西西方向, 东段走向为北西, 并与东南侧的六盘山断裂带连接.六盘山断裂带总体走向北北西, 南邻陇县—宝鸡断裂带.在海原断裂带尾端与六盘山断裂带的交接区域形成了特殊构造转换区—马东山阶区(邓起东等, 1989;国家地震局地质研究所, 1990;赵生贵, 1996;郑德文等, 2005;张培震等, 2006;潘桂棠等, 2009;Wang et al., 2013).
GPS观测显示海原断裂带西段的滑动速率为4~5 mm·a-1, 向东到海原断裂带尾端马东山阶区的滑动速率降低为1~3 mm·a-1甚至更低, 但相对的隆升速率增大.跨过海原断裂带的热年代学研究结果和地震反射剖面研究结果联合分析发现, 海原断裂带晚新生代以来经历了先逆冲、后走滑两阶段的变形过程, 特别是海原断裂的第二阶段变形以不断增加的左旋走滑分量为特征, 沿断裂带所产生的左旋走滑位移被其尾端的马东山和六盘山以东西方向的地壳缩短调节吸收, 揭示了马东山阶区处于走滑断层终端吸收和调节滑动速率的重要区域(王敏等, 2003;张培震等, 2004;郑文俊等, 2009;Wang et al., 2013;王伟涛等, 2014).近年来的流动重力观测研究结果揭示了马东山地区及其西南地区的重力场出现显著的非均匀变化(祝意青等, 2012).2007—2009年GPS速度场有限元模拟研究显示了马东山地区表现为应变能高速积累地区, 海原和六盘山断裂带的交接处目前处于强闭锁状态(张晓亮等, 2011).从历史地震分布来看, 在海原断裂带中段发生过1920年海原8.5级特大地震, 其东段与六盘山交接区域仅有6级以上中强震记录(梅秀苹等, 2012).这些现象表明海原—六盘山构造带接触区域有一定的中强地震发生风险(张晓亮等, 2011).
活动断层中的流体在时间和空间上的变化可以使岩石孔隙压力增大, 有效降低岩石破裂所需要的剪应力, 促进断层的蠕动、滑移和地震发生(Sleep and Blanpied, 1992;Byerlee, 1993;刘国栋, 1994;王家映, 1997;Unsworth, 2003), 这种现象在圣安德列斯断裂带附近的Parkfield地震区被观测到(Johnson and McEvilly, 1995).由于流体的存在和运移会引起地壳内部和断裂带附近岩体电导率值大幅度增大等异常变化, 而大地电磁测深方法对岩体电导率变化反映最灵敏、分辨力最高.在美国著名的圣安德列斯断裂带上蠕滑、转换和闭锁段分别进行了大地电磁探测研究, 结果发现了断裂带闭锁段和蠕滑段的电性结构存在明显的差异, 闭锁段的电阻率值明显大于蠕滑段(Unsworth et al., 1997, 1999, 2000; Unsworth and Bedrosian, 2004;Becken et al., 2011).3条跨过龙门山构造带西南段和中段大地电磁探测结果揭示了龙门山构造带汶川地震破裂段和未破裂段的深部电性结构图像(Zhao et al., 2012, 詹艳等, 2014).多条横跨阿尔金断裂带的大地电磁探测结果揭示了该断裂分段电性结构差异, 给出了该断裂由走滑运动变为倾滑运动的深部原因(Xiao et al., 2013, 2015).跨过西秦岭造山带临潭—宕昌断裂带两个段落的大地电磁探测结果揭示了该断裂分段深部结构差异, 给出了2013年岷县漳县地震的地震构造(赵凌强等, 2015a, b).对1920年海原和1927年古浪地震区的大地电磁探测研究揭示了这两个地震具有明显不同的深部电性结构特征和发震构造样式, 海原地震是沿近乎直立的海原断裂带发生的一次左旋破裂事件, 表现出直立走滑的运动特点, 而古浪地震则是一次与“断坡”作用有关的地震, 表现出具有向北东逆冲的构造环境(詹艳等, 2004, 2005, 2008).这些研究成果表明跨过活动断裂带不同段落的大地电磁探测结果可以较好地揭示出断裂带内部的几何结构, 进而为分析研究活动断裂带的活动性提供深部证据.
本文将介绍跨过海原—六盘山构造带马东山阶区新近开展的一条密集测点大地电磁剖面探测结果, 并结合在海原断裂带中段和西秦岭造山带地区的已有电磁探测结果, 探讨了青藏高原东北缘海原—六盘山构造带附近地区的地壳变形特征及孕震环境等.
2 区域构造和大地电磁剖面图 1a为研究区的地质构造和大地电磁探测剖面位置图.研究区内自西南到东北发育了会宁—义岗断裂带(F1)、月亮山南麓断裂带(F2)、海原断裂带(F3)、六盘山断裂带(F4)、青铜峡—固原断裂带(F5)、韦州—安国断裂带(F6).研究区主要构造单元包括陇中盆地(Ⅰ)、弧形构造带(Ⅱ)和鄂尔多斯地块(Ⅲ).其中陇中盆地(Ⅰ)为月亮山南麓断裂带以西南地区;月亮山南麓断裂带至青铜峡—固原断裂带之间的区域为海原弧形构造带(Ⅱ), 包括月亮山隆起(Ⅱ1)、马东山褶皱带(Ⅱ2)、固原盆地(Ⅱ3);青铜峡—固原断裂带东北侧为鄂尔多斯地块(Ⅲ), 包括鄂尔多斯西缘带(Ⅲ1) 和鄂尔多斯盆地(Ⅲ2)(Zhai and Cai, 1984;国家地震局地质研究所, 1990;Dupont-Nivet et al., 2004;潘桂棠等, 2009;Zhang et al., 2011;Wang et al., 2013).
本文展示的大地电磁剖面(图 1中WQL6) 跨过了马东山阶区.剖面西南端起于甘肃定西市东南约30 km处, 向东北经过会宁、宁夏西吉、固原、到达甘肃环县, 剖面全长约250 km, 依次跨过了该区发育的6条断裂带.沿剖面在海原断裂带(F3) 和六盘山断裂带(F4) 交汇区以及陇中盆地(Ⅰ)中部出露新近系、古近系和白垩系地层, 在陇中盆地中部有花岗岩体出露, 剖面穿过的其余区域主要为第四系地层出露.图 1a还给出了跨过海原断裂带及1920年海原8.5级大地震的大地电磁剖面(LE)位置(詹艳等, 2004);赵凌强等(2015a)发表了一条跨过西秦岭造山带及2013年6.6级岷县漳县地震区的大地电磁剖面探测成果, 这条剖面在东北端与本文给出的剖面衔接, 图 1b中也给出了该剖面的位置.
3 大地电磁数据采集、区域电性结构走向和维数分析 3.1 数据采集和视电阻率曲线特征本文剖面上共使用96个测点的电磁数据, 其中月亮山南麓断裂(F2) 附近至韦州—安国断裂(F6) 之间的70个测点数据来源于詹艳(2008), 2013年6—7月测量采集获得其余26个测点数据.野外测量使用了加拿大凤凰公司MTU-5A型大地电磁观测系统.各测点布极为正南北和正东西, 记录了五分量的大地电磁数据.对全部观测数据采用远参考和“Robust”技术处理, 全部测点的数据有效频带范围达320 Hz~2000 s, 其中在陇中盆地(Ⅰ)内有28个测点, 海原弧形构造带(Ⅱ)内有44个测点, 鄂尔多斯块体(Ⅲ)内有24个测点.剖面在海原—六盘山构造带附近测点间距小于1 km, 远离构造带点间距逐渐增大.
纵观全剖面96个点的视电阻率曲线特征, 可以定性地了解沿剖面跨过的各构造单元深部电性结构特征.图 2给出了10个分布在不同构造单元上的典型测点(图 1中红色测点)的视电阻率和阻抗相位曲线图, 在图 2中也标识了各测点所在构造单元.从图 2中可以看出, 陇中盆地内各测点(如图 2中的642、648、Q33测点)的视电阻率曲线形态自高频到低频基本为低—高—低的趋势, 但是在剖面西南端测点(634测点)的视电阻率自高频到低频其数值和形态与陇中盆地内测点明显不同, 指示有电性边界.弧形构造带内各测点的视电阻率形态和数值具有多样性, 反映了该构造单元深部结构较为复杂.月亮山隆起内测点(Q33、Q57) 的视电阻率曲线多为高频端重合, 高频端的数值基本为几十到上百欧姆米, 在10 Hz左右以后视电阻率数值增大, 这种特征说明月亮山隆起在浅表有一薄层较低, 在地下一定深度范围都表现为高电阻;马东山褶皱带内测点(Q68) 视电阻曲线高频端的数值基本为约几十到上百欧姆米, 极小值在周期1 s左右出现, 而后数值逐渐增大, 说明马东山褶皱带有浅部的低阻层, 往下也有高阻体.固原盆地内测点(Q98) 的视电阻曲线高频端基本重合, 数值约为十几欧姆米, 极小值出现在10 s左右, 说明固原盆地内具有一定厚度的低阻沉积;鄂尔多斯地块内测点的视电阻率曲线表现出两种特征, 鄂尔多斯西缘带内测点(Q153) 的视电阻率曲线数值明显大于剖面经过的其他区段, 曲线高频端的数值基本为十几欧姆米, 但随着周期的增大很快就增大到上千欧姆米, 说明在鄂尔多斯西缘带仅仅在浅表具有低阻层, 而之下到深处都为高阻体;鄂尔多斯盆地内各测点(653、658测点)的视电阻率曲线形态相似, 视电阻率曲线的左支渐近线的数值约在几十欧姆米, 周期在1 s左右出现极小值而后增大到约上百欧姆米, 在周期约100 s后出现减小的趋势, 说明鄂尔多斯盆地深部电性结构成高—低—高三层结构.
使用大地电磁资料处理系统(陈小斌等, 2004)对各测点的数据进行相位张量分解计算(蔡军涛等, 2010).图 3给出了该剖面相位张量分解二维偏离度随频率的等值线立体示意图.从图 3中可以看出, 各测点的相位张量二维偏离度值频率自高频到0.01 Hz范围几乎都小于0.1, 仅仅在剖面西南段和东北段局部区域频率在0.001 Hz以下二维偏离度大于0.2, 极个别测点的二维偏离度在频率小于0.001 Hz时超过了0.3, 说明了沿剖面各测点在频率0.001 Hz以上频段整体表现出较好二维特性(蔡军涛等, 2010), 通过二维反演得到深部电性结构图像能较真实地反映深部结构.
为了更好分析沿剖面的最佳电性走向, 对各测点进行了分频段和全频段的相位张量分解电性方向统计分析.图 4给出了全剖面总频段320~0.0005 Hz和5个分频段(320~10 Hz、10~1 Hz、1~0.1 Hz、0.1~0.01 Hz、0.01~0.0005 Hz)的相位张量电性走向玫瑰花瓣图.从图中可以看出本剖面的优势走向为北北西向(NW10°)或者南东东向(SE80°), 而该区主要断裂海原—六盘山构造带在剖面经过的区段为北西—南东走向(见图 1)进而可判断该区最佳电性走向为北北西向(NW10°).将剖面上各测点的数据从测量方位向西旋转10°, 获得的平行NW10°方向的视电阻率和阻抗相位数据是平行构造方向的TE模式数据, 垂直NW10°方向的视电阻率和阻抗相位数据为垂直构造方向的TM模式数据.
在进行二维反演前对剖面上位于同一出露地层区的各测点的高频段视电阻率数值进行统计分析与比较, 甄辨出可能发生了静位移的测点并进行校正, 然后将校正后的视电阻率数据以及相位数据作为二维反演计算的输入数据, 反演过程中经过了多次反复比较反演模型的理论响应与实测数据的拟合情况, 再来对部分测点静位移系数进行适当调整, 最后确定进行静位移的测点和具体校正因子, 表 1提供了最后进行静位移校正的测点和校正系数.
对视电阻率曲线进行静位移校正后, 再对各测点的视电阻率和阻抗相位的“飞点”采用加大误差的方式以减少这些“飞点”在反演计算中的影响.二维反演计算过程在“MTDATABASE”大地电磁数据处理反演集成系统(肖骑彬, 2005)下进行的, 利用NLCG (Rodi and Mackie, 2001)二维反演算法.根据蔡军涛和陈小斌(2010)对大地电磁二、三维结构的理论反演结果对比研究认为在三维结构下, 使用TM模式进行二维反演得到的结果更接近实际的三维模型, TE模式的视电阻率曲线容易受到三维畸变影响, 因此在进行二维反演时对TE模式的视电阻率数据加大本底误差, 使TE模式的视电阻率在反演过程中权重减小;在二维反演过程中, 原始数据误差的限定对反演结果有一定影响(李墩柱等, 2009), 对剖面的数据采用不同误差进行了二维反演, 并对反演模型、拟合误差、模型粗糙度以及二维理论响应曲线和实测曲线拟合程度等综合分析后, 最后选择了对TM模式视电阻率和阻抗相位分别使用5%和5%的本底误差、TE模式的视电阻率和阻抗相位分别使用10%和5%的本底误差来进行反演;初始模型设定为100 Ωm电阻率的均匀半空间, 并使用多个正则化因子(τ)进行多次反演计算.图 5给出了使用不同正则化因子(τ)反演得到的模型粗糙度(Roughness)和拟合误差(RMS)的L曲线图, 图中可见τ为10和3的模型粗糙度和拟合误差处于L曲线拐点附近(Patro and Harinarayana, 2009), 比较了理论响应和实测数据拟合情况, 最后确定采用τ为3的反演得到的结果用于地质解译的地电模型, 总体拟合误差(RMS)为2.53.图 6给出了τ为3的二维反演得到的理论响应和实测的视电阻率和阻抗相位数据柱状对比图, 的中空白部分为不参加反演“飞点”.
图 7c给出了沿剖面二维反演得到的深部电性结构图像.在电磁剖面西北侧的人工地震剖面探测结果显示该地区Moho面埋深在50~60 km深度范围, 呈现出北浅南深的特点, 并且在弧形构造带深部表现为复杂过渡带(李松林等, 2002), 将Moho面深度也绘制在深部电性结构图 7c中.根据地质构造(国家地震局地质研究所, 1990)和测点的相对位置, 把沿剖面的会宁—义岗断裂带(F1)、月亮山南麓断裂带(F2)、海原断裂带(F3)、六盘山断裂带(F4)、青铜峡—固原断裂带(F5) 以及韦州—安国断裂带(F6) 位置也标示于图 7c中.深部电性结构图像揭示了沿剖面主要断裂带的深部延展特征, 陇中盆地、海原弧形构造带和鄂尔多斯地块的深部电性结构表现出不同的特点.
地表地质调查显示海原—六盘山、青铜峡—固原等断裂带在青藏高原东北缘地区构成了西北撒开东南收紧的“扫帚状”的弧形构造带样式(国家地震局地质研究所, 1990).本剖面正跨过了该弧形构造地带东南收紧的关键地段, 深部电性结构图像揭示了海原弧形构造带内主要断裂带的深部延展特征.位于剖面西南端的会宁—义岗断裂表现为明显略微西南倾的电性差异带, 其西南侧为低阻东北侧为高阻, 在深度约30 km左右归并到中下地壳的低阻层, 而位于剖面东北段的青铜峡—固原断裂在较浅部是非常清楚的电性边界带, 向下到深度约50 km左右的范围, 断裂两侧的电性差异相对减小, 为高电阻体内的电性差异带;韦州—安国断裂带(F6) 仅在深度1 km以上表现为电性差异带, 延伸深度不大.
在图 7c的深部电性结构显示在剖面中段在上千欧姆米的高电阻率背景上存在4个相对低阻的条带(自西南向东北为1至4), 其中低阻条带1在深部表现为向东北倾斜, 低阻条带2、3和4为向西南倾斜, 这4个条带在深度约25 km左右都归并到中下地壳的低阻层中, 低阻条带2和条带4分别对应于月亮山南麓断裂和海原—六盘山断裂, 低阻条带1和3可能为隐伏断裂, 4个低阻条带的深部延展形态呈“正花状构造”样式(Wang et al., 2013).为了验证低阻条带存在的可靠性, 分别对图 7c中的白色矩形框内区域、低阻条带2和低阻条带3采用1000 Ωm电阻率值填充, 其余地段保持二维反演得到的电阻率值, 进行了二维正演.图 7a1、7a2和7a3给出了二维正演得到的修改电阻率值区域上方的几个测点原始的、二维反演以及正演得到的视电阻率和相位曲线对比图, 从图 7b给出了二维反演以及修改二维反演模型电阻率值经二维正演得到的各测点拟合误差(RMS)值, 可以看出修改二维反演模型电阻率值经二维正演获得的响应与原始数据拟合情况明显变差, 佐证二维反演获得深部电性结构图像是较合理地揭示了地下结构特征, 在海原弧形构造带深部的低阻条带结构是存在.
4.2.2 地块深部结构特征本剖面西南—北东方向跨过陇中盆地(Ⅰ)、海原弧形构造带(Ⅱ)、鄂尔多斯块体(Ⅲ), 深部电性结构揭示了三个构造单元具有不同的深部结构特征.陇中盆地(Ⅰ)位于月亮山南麓断裂带(F2) 以西南地区.在陇中盆地地壳深部电性结构总体成低—高—低三层结构, 浅表到几百米以上为低阻层, 几百米到25 km左右为几百欧姆米以上的次高阻层, 高阻层之下发育约十几欧姆米的低阻层.在沿剖面西南端在上地壳表现出高低阻组合样式, 展现出复杂的深部结构样式.为了验证陇中盆地中下地壳低阻层的赋存情况, 对二维反演获得的地电模型中的中下地壳低阻层(图 8c中红色矩形区域)使用1000 Ωm电阻率值填充, 而其余地段保持二维反演得到的电阻率值, 进行了二维正演.图 8a和图 8b分别给出了位于修改模型区段上方的6个测点原始、二维反演以及正演得到的视电阻率和相位曲线和拟合误差(RMS)对比图, 从图中可见修改陇中盆地中下地壳低阻层的电阻率值后, 在频率10 Hz以下的低频段, 正演得到的与观测的视电阻率和相位曲线拟合情况较二维反演获得的响应与原始数据的拟合差, 佐证了陇中盆地中下地壳存在较低阻层的可靠性.
海原弧形构造带(Ⅱ)内包括月亮山隆起(Ⅱ1)、马东山褶皱带(Ⅱ2) 和固原盆地(Ⅱ3) 三个次级构造单元.从图 8中可以看出月亮山隆起(Ⅱ1) 和马东山褶皱带(Ⅱ2) 在地表到深度约1 km以上为低阻特性, 深度从约1 km到二十多公里之间表现为在高阻背景下镶嵌多个低阻条带的结构特征, 在深度二十多公里之下存在低电阻层, 与西南侧陇中盆地下的中下地壳的低电阻层相连, 再往下随深度增大电阻率值增大;固原盆地(Ⅱ3) 自地表到地下约4 km深度表现为西南深、东北浅的低阻盆地样式, 在4 km深度以下电阻率值逐渐增大.鄂尔多斯块体(Ⅲ)内鄂尔多斯西缘带(Ⅲ1) 和鄂尔多斯盆地(Ⅲ2) 深部电性结构特征明显不同.鄂尔多斯西缘带(Ⅲ1) 内自地表到深度约50 km, 深部电性结构自地表到深度约50 km范围整体呈现为电阻率值达上千欧姆米的高电阻, 而在鄂尔多斯盆地(Ⅲ2) 则表现为低—高—次高阻的三层结构特征, 即自地表至深度5 km左右为约十几欧姆米的低电阻层, 具有西南浅、东北深的赋存趋势, 该低阻层之下为上千欧米高电阻层, 再往深部电阻率值逐渐减小.
5 六盘山地区地壳变形特征和地震活动性分析海原—六盘山断裂带是青藏高原东北缘最重要的活动断裂带, 其西接祁连山, 东临六盘山, 分隔了新生代以来构造变形强烈的青藏高原与构造相对稳定的鄂尔多斯和阿拉善块体(邓起东等, 1989;张培震等, 2004).横跨海原断裂带的GPS观测数据和晚第四纪活动构造研究表明海原断裂带现今的运动方式以左旋走滑为主兼逆冲分量(国家地震局地质研究所, 1990;Zhang et al., 1991;王敏等, 2003;Li et al., 2009;郑文俊等, 2009;Zheng et al., 2013).利用热年代学结果和横跨海原—六盘山构造带的地震反射剖面结果分析揭示了海原断裂带晚新生代以来经历了先逆冲、后走滑的两个阶段变形过程, 特别是在第二阶段海原断裂带以不断增加的左旋走滑分量为特征, 沿断裂带所产生的左旋走滑位移被其尾端的马东山、六盘山以东西向的地壳缩短调节吸收(王伟涛等, 2014).本文剖面跨过海原断裂马东山阶区的关键地段, 深部电性结构图像清楚地显示出海原断裂西南侧到陇中盆地区间的呈现为高、低阻相互“楔合”的深部结构特征, 不仅海原—六盘山构造带和月亮山南麓断裂带在深部表现为向西南倾斜的低阻条带, 而且在深部还存两个低阻条带, 这4个低阻条带的深部延展形态如“正花状构造”样式, 在深度约28 km左右归并到中下地壳的低阻层中.詹艳等(2004)跨过海原断裂带中段及1920年海原8.5级地震区开展过一条密集测点大地电磁剖面探测(见图 1中的LE剖面), 探测结果揭示了海原断裂带(中段)是较为陡立并且具有一定宽度的低阻带, 低阻带延伸到地下约30 km深度终止于壳内低阻层, 表现出延伸较长的直立走滑运动特点.两条分别跨过海原断裂带中段和东南尾端的电磁成像结果佐证了在海原断裂带中段为具有走滑特点的断裂, 而其尾端与六盘山断裂带斜交区域的马东山地区发生了强烈的逆冲推覆与褶皱变形(Burchfiel et al., 1991).
赵凌强等(2015a)完成了一条自西南到东北跨过松潘—甘孜地块东北部、西秦岭造山带(中段)和陇中盆地的大地电磁探测剖面(剖面位置见图 1b), 该剖面在陇中盆地与本文剖面衔接, 图 9给出了两条剖面衔接后的深部电性结构图像.图 9中更能看出松潘—甘孜地块—西秦岭造山带(中段)—陇中盆地—鄂尔多斯地块区间的深部结构特点, 在松潘—甘孜地块东北部中下地壳存在西南深、东北浅的低阻层, 显示了松潘—甘孜地块向北东方向运动的趋势;西秦岭造山带(中段)自地表到深度约20 km范围表现为东北和西南浅、中部深的倒“梯形”高电阻体, 在高阻体之下出现低电阻层, 低电阻层与高阻体之间相互契合, 呈现相互堆积的式样;马东山阶区东北侧的鄂尔多斯地块明显表现为较为完整的高阻体或者是成层性较好的盆地;西秦岭北缘断裂带到陇中盆地的深部电性结构特征既不如西秦岭造山带内部那样为相互契合的高低阻相间结构, 也不像鄂尔多斯地块为完整的高电阻体, 而是表现为受到挤压后弯曲的高—低—次高的三层结构特点, 且出现了高低阻相间的“正花状结构”.海原断裂带西南侧地壳表现为较破碎的电性结构特征, 容易产生变形, 而其北东侧的地壳结构完整, 很难发生构造变形, 这个结果很好地揭示了GPS观测的构造形变分布在六盘山以西上百公里范围(Zhang et al., 2004)的深部成因.
海原—六盘山构造带与龙门山构造带都位于青藏高原向东北和向东扩展的前缘地带, 在龙门山构造带发生过2008汶川8.0级特大地震.Zhang等(2010)详细地总结了汶川大地震的发震构造、孕震模式和构造环境等, 认为在青藏高原向北东方向的推挤作用下, 川西高原由于地壳介质软弱而发生强烈震前变形, 构成孕震的变形单元;龙门山断裂带对川西高原传递过来的应力响应是发生缓慢的震前变形并积累很高的应力, 构成孕震的闭锁单元;四川盆地由于刚度大、不易变形而对川西高原和龙门山的向东扩展起着阻挡作用, 构成孕震的支撑单元, 这三个单元的共同作用导致了龙门山断裂带应力的高度积累和突发释放, 形成了汶川特大地震.本文展示的跨过海原—六盘山构造带马东山挤压阶区的深部电性结构图像与跨过龙门山汶川地震区的(Zhao et al., 2012)非常相似, 即在龙门山构造带东侧都为稳定的不易变形的四川盆地, 而海原—六盘山构造带东北侧也为稳定的鄂尔多斯地块, 在两条构造带的内部都表现为高电阻性质的完整块体, 在海原—六盘山构造带西南侧陇中盆地—西秦岭造山带在中下低壳也存在与松潘—甘孜地块相似的低阻特性介质.也可以说陇中盆地及西南侧地块下地壳存在低黏滞度的低阻层, 作为发生长期持续的变形单元, 马东山阶区及东北侧为完整的高电阻块体具有积累应力的能力, 可视为闭锁单元, 成层性稳定的鄂尔多斯地块是支撑单元, 起到了阻挡块体运动的角色.从历史地震分布来看, 分别在1920年和1927年在海原断裂带中段、西海原断裂带发生过海原8.5级和古浪8.0级特大地震, 海原断裂东端仅有6级左右的中强震记录(梅秀苹等, 2012).2007—2009年GPS速度场有限元模拟研究显示了海原和六盘山断裂带交接处的马东山地区表现为应变能高速积累地区, 处于强闭锁状态(张晓亮等, 2011);汶川地震后六盘山地区出现地震活动性增强的趋势(朱艾斓等, 2010), 马东山及以南的六盘山地区的重力场也出现显著的非均匀变化(祝意青等, 2012);马东山到六盘山地区活动断裂分段与历史地震破裂特征综合分析认为六盘山地区发生大震的可能性较大(史志刚, 2011;史志刚等, 2014).海原—六盘山构造带马东山阶区附近深部结构环境和变形特征与发生汶川地震的龙门山相似(张培震等, 2009;Zhang et al., 2010;Zhao et al., 2012), 需要重视其未来地震危险性.
6 结论本文对跨过海原—六盘山构造带马东山阶区的一条密集测点大地电磁剖面数据进行了分析处理和二维反演, 获得的深部电性结构图像揭示了海原—六盘山构造带马东山阶区以及两侧陇中盆地和鄂尔多斯地块的深部结构特征.深部电性结构图像揭示了马东山挤压阶区附近的月亮山南麓和海原—六盘山构造带表现为一定宽度, 向西南倾斜的低阻条带, 而且还发现了有2个隐伏的低阻条带存在, 并且4个低阻条带在深度约25 km左右汇聚到中下地壳低阻层内, 共同组成“正花状”结构形态.
海原断裂带西南侧的陇中盆地地壳内高阻体和低阻体相间分布、相互叠置, 说明地壳遭挤压变形而破碎, 而其东北侧的鄂尔多斯地块为较完整的高阻块体, 说明没有遭到强烈的构造变形.活动构造研究发现海原构造带的左旋走滑位移被转换为马东山及六盘山构造带的地壳缩短, GPS观测表明现今构造变形分布在马东山以西上百公里的范围内, 深部电性结构可以很好地解释了这种变形状态:海原断裂的西南盘的地壳非常破碎, 在青藏高原向北东方向的推挤下容易发生变形, 而北东盘的地壳结构完整, 很难发生构造变形.
海原—六盘山构造带马东山阶区附近的深部电性结构特征、深部运孕震环境、变形特征等与发生汶川大地震的龙门山构造带相似, 应该加强对海原断裂带及东南侧六盘山断裂带的分段结构的探测研究, 才能更深入了解青藏高原东北缘与鄂尔多斯地块西南缘的接触关系和强震孕育环境.
致谢野外数据采集得到中石化石油工程地球物理有限公司江汉分公司重磁电中心的大力协助, 中国地震局地质研究所郑文俊研究员和王伟涛博士对深部电性结构图像地质解译方面提供了宝贵建议, 匿名评议专家给出了精准的评议意见, 在此一并表示感谢.
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