2018, Vol. 61
2. 自然资源部深地动力学重点实验室, 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;
3. 中国地震局地球物理研究所, 北京 100081;
4. 中国地震局兰州地震研究所, 兰州 730000;
5. 东华理工大学江西省数字国土重点实验室, 南昌 330013
2. Key Laboratory of Deep-Earth Dynamics of Ministry of Natural Resources, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China;
4. Lanzhou Institute of Seismology, China Earthquake Administration, Lanzhou 730000, China;
5. Key Laboratory for Digital Land and Resources of Jiangxi Province, East China University of Technology, Nanchang 330013, China
阿尔金断裂带是亚洲大陆内部的一条大型左旋走滑断裂带，其重要作用是调节不同刚性块体之间的相对运动(Tapponnier et al., 1982, 2001；Peltzer et al., 1989；Replumaz and Tapponnier, 2003；Mériaux et al., 2004, 2005)，另一种潜在的作用是调节大陆内部构造变形，通过走滑变形吸收不均匀的大陆内部变形，或通过构造转换重新调整大陆的地壳厚度(England et al., 1997, 2005；Royden et al., 1997；Zhang et al., 2007).
研究区位于阿尔金断裂带东段与祁连山断裂带的交汇区域，是青藏高原向东北伸出的前端，也是高原边缘构造转换研究的理想场所.自北向南发育一系列近平行的山脉与盆地，构成了“盆-岭”地貌格局(图 1).伴随北东东向阿尔金左旋走滑断裂带出现一系列北西西向的逆冲断裂带，成为阿尔金断裂带东段地区特殊的构造组合.对走滑断裂与逆冲断裂构造转换的深入研究，不仅有利于进一步认识高原变形过程及其机制等大陆动力学问题，而且对于研究走滑断裂本身的活动性质都具有十分重要的意义.学者们在该区域内开展了大量的有关断裂系统构造转换的研究，提出了多种构造转换模型：叠瓦状逆冲转换-有限挤出模型(徐锡伟等，2003)、构造旋转模型(李相博等, 2001；王萍等, 2004, 2006；袁道阳，2004；李海兵等，2006；孙知明等，2012)以及走滑位移量调整分配模型(Meyer et al., 1998；郑文俊等；2009；Zheng et al., 2013).
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图 1 研究区断裂分布图 F1：阿尔金断裂带；F2：嘉峪关断裂；F3：阴洼山断裂；F4：新民堡断裂；F5：玉门断裂；F6：玉门—冰沟口断裂；F7：旱峡—大黄沟断裂；F8：昌马断裂；F9：肃南—祁连断裂；F10：中祁连北缘断裂；F11：野马河—大雪山断裂；F12：托莱南山断裂；F13：野马河南缘断裂；F14：大雪山—疏勒南山断裂；F15：党河南山北缘断裂；F16：党河南山主峰断裂；F17：党河南山南缘断裂；F18：大哈尔腾河断裂；F19:宗务隆山断裂；F20：乌兰东—鄂拉山—温泉断裂. Fig. 1 Distribution of major active faults in the study area F1: Altyn Tagh fault zone; F2: Jiayuguan fault; F3: Yinwashan fatult; F4: Xinminbao fault; F5: Yumen fault; F6: Yumen-Binggoukou fault; F7: Hanxia-Dahuanggou fault; F8: Changma fault; F9: Sunan-Qilian fault; F10: the northern margin of middle Qilian fault; F11: Yemahe-Daxueshan fault; F12: Tuolainanshan fault; F13: the southern margin of Yemahe fault; F14: Daxueshan-Shulenanshan fault; F15: the northern margin of Danghenanshan fault; F16: the main peak of Danghenanshan fault; F17: the southern margin of Danghenanshan fault; F18: Dahaertenghe fault; F19: Zongwulongshan fault; F20: Wulandong-Elashan- Wenquan fault. |
近年来, 地震资料越来越多地应用到活动断裂空间展布、深浅构造分析及动力学机制研究领域(黄媛等，2008；吴建平等，2009；刁桂苓等, 2010；宋美琴等, 2012；房立华等, 2013；Fang et al., 2013, 2014；呼楠和韩竹军, 2013；李红光等, 2015；刘亢等, 2015；李金等, 2016；陈成沟等, 2017).在阿尔金断裂带东段地区，已有学者根据小震信息来开展深部构造方面的研究.张元生等(2004)应用数字化地震台网1996—2002年的微震资料, 反演得到祁连山地区的三维速度图像.王熠熙和张辉(2013)利用祁连山西段2001—2012年间发生的中强地震震源机制解分析了区域应力场特征, 揭示出局部应力场与构造关系紧密.
通过地震数据刻画断裂空间展布形态，结合震源机制解信息揭示断裂现今运动特征，对研究区断裂的深部形态、组合特征及其构造转换机制研究提供了一个新思路.
1 小震重新定位小震重新定位一方面有助于认识断裂空间展布，另一方面，精确的小震震源位置可以提升震源机制解的合理性，更好地认识相关构造的现今运动特征.
1.1 研究方法本文使用双差定位法对研究区中小地震进行了重新定位.双差定位法是一种相对定位方法，对一定空间范围内的地震进行组对，利用组对地震到台站的到时差确定地震的相对位置，在很大程度上消除了介质横向不均造成的路径效应，可以获得较高精度的相对空间分布(Waldhauser and Ellsworth, 2000).该算法要求事件对之间的距离远小于事件到台站间的距离和波传播路径上速度不均匀体的线性尺度, 从而两个事件至同一台站的走时差只由两个事件的相对位置及它们之间小范围内的波速所决定, 这样就可以在一定程度上消除由于速度模型的不确定性造成的影响, 从而获得高精度的地震震源间的相对位置.
1.2 数据资料处理从中国地震台网中心、甘肃省地震局台网中心和青海省地震局台网中心获得了2008年1月至2017年3月地震观测报告，其中研究区(93°E—100°E，36°N—41°N)包括的地震事件共8025个.由于台站钟差、震相模糊不清等因素导致人工标注震相过程中，存在部分拾取错误的震相，Pg、Sg、Pn和Sn均存在部分错误震相(图 2a).为避免这些错误震相对地震精定位产生影响，根据时距曲线将错误震相剔除，最终得到比较可靠地观测报告(图 2b).
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图 2 时距曲线 蓝点为Sg震相、黑点为Sn震相、红点为Pg震相、绿点为Pn震相. Fig. 2 Travel time curves Blue points are seismic phase Sg. Black is Sn. Red is Pg. Green is Pn. |
为提高地震重新定位结果可靠性，选择至少被4个地震台站记录到的地震事件，经过初步筛选，符合条件的地震共6991个，平均残差为0.38 s(图 3a).震相数据共有绝对走时88725条，Pg波绝对走时数据45212，Sg波绝对走时数据42352，首波Pn绝对到时数据2710条, Sn绝对到时数据1150条.采用预处理程序将发生在研究区的地震组成事件对，相对到时P波170235，相对到时S波155880.参考附近人工测深剖面结果(王有学和钱辉，2000; 王有学等, 2005；嘉世旭和张先康，2008)，确定初始速度模型(表 1).
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图 3 小震定位误差统计图 (a)初始定位残差；(b)地震残差分布；(c)水平方向地震定位精度；(d)垂直方向地震定位精度. Fig. 3 Statistics of small-earthquake location errors (a) Initial localization residuals; (b) Seismic residual distribution; (c) Earthquake location accuracy in horizontal direction; (d) Earthquake location accuracy in vertical direction. |
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表 1 研究区地壳速度模型 Table 1 Crustal velocity model of the study area |
重新定位后获得6013个地震事件，有86%的事件得到了重新定位，重残差为0.29 s(图 3b)，水平方向地震定位精度在150~2000 m之间，其中绝大部分地震定位水平精度在800 m之内，水平方向地震定位平均精度为552 m(图 3c).垂直方向地震定位精度在120~1500 m之间，其中绝大部分地震定位精度在800 m之内，地震重定位后垂直方向地震定位平均精度为663 m(图 3d).重新定位之后，地震定位残差和误差明显减小.
1.3 地震分布特征采用双差定位法重新定位后的地震收敛性更好，地震活动具有带状及丛状分布特征.沿断裂走向，地震排列呈疏密不等、宽窄不一的地震条带, 与活动构造关系密切(图 4).沿经线方向重新定位后的地震在震源深度上也是更加集中(图 5).阿尔金断裂带上地震分布较少，这与阿尔金断裂带东段滑移速率逐渐减弱乃至趋于零(郑文俊等，2009；Zheng et al., 2013)的认识一致.相比之下，北西西向的祁连山断裂带地震分布相对较多，以及阿尔金断裂带与党河南山断裂、野马河—大雪山断裂、昌马断裂等交汇区较为密集.图 4中玉门市南侧存在2处地震密集区，分别对应镜铁山铁矿区和玉门油田采油区，小震频繁可能跟采矿、采油施工相关.德令哈市西侧的地震密集区为2008年6.5级、2009年6.2级、6.6级这3次地震及其余震分布.
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图 4 重新定位后的小震分布图(a)与纵剖面图(b) Fig. 4 Distribution of epicenters after relocation (a) and vertical profiles (b) |
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图 5 震源深度剖面 (a)重新定位前；(b)重新定位后. Fig. 5 Focal depth profiles (a) Before relocation; (b) After relocation. |
震源深度是地震活动的重要参数之一，通过震源深度剖面可以对断裂的产状、延伸等构造要素进行精确描述.重新定位后，研究区得到6013个地震事件，震源深度总体较浅，基本位于26 km的深度以内(图 6)，其中4~14 km之间的地震约占86%，此外有4个地震震源深度位于30~40 km之间，直方图中未显示.
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图 6 重新定位后震源深度分布直方图 Fig. 6 Focal depth distributions after relocation |
野马河—大雪山断裂与阿尔金断裂带小角度交汇，往北东向逐渐过渡到与祁连山断裂带平行，是开展构造转换研究的一条重要断裂.本文选择该断裂作为剖析对象，精细刻画整条断裂的空间展布以及现今运动特征，进而由线及面，推测研究区断裂系统的构造转换机制.
垂直野马河—大雪山断裂走向制作了9条震源深度剖面，沿剖面线两侧各3 km范围内选取地震数据(图 4).其中剖面Ⅰ为阿尔金断裂带靠近党河南山区域，刻画出断裂产状近直立，这与阿尔金断裂带为一条大型左旋走滑断裂，产状近直立的普遍观点一致.剖面Ⅱ-Ⅸ这8条剖面清晰揭示出断裂的空间变化特征(图 4).剖面Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ附近断层较多，显示出野马河—大雪山断裂、野马河南缘断裂、党河南山北缘断裂以及党河南山主峰断裂等.前4条剖面中野马河—大雪山断裂倾向保持一致，倾角逐渐变缓.剖面Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ位于野马河—大雪山断裂拐弯处，地震较为密集，3条剖面刻画出断裂的空间展布形态，相比之前剖面，断裂倾向保持一致，然而倾角已明显变缓.剖面Ⅷ揭示出昌马断裂的空间展布形态，该断裂倾向南，倾角平缓.剖面Ⅸ较长，显示出昌马断裂与野马河—大雪山断裂的空间展布形态，这两条断裂倾向南，倾角平缓，推测为叠瓦状逆冲断裂模型，与前人在查汗哈德跨野马河—大雪山断裂开挖的探槽现象比较相似(Luo et al., 2013).这9条小震剖面揭示出野马河—大雪山断裂倾向未发生变化，由南西往北东方向，倾角由近直立逐渐变缓，断裂的倾角变小是一个连续渐变的过程，从地震空间展布方面揭示出断裂构造转换的具体形式.
研究区地震震源深度分布在26 km以内，绝大多数位于4~14 km之间，与石油地震剖面探测深度范围比较接近，可以用石油地震剖面解释成果来限定小震空间展布的构造分析，此外丰富的小震剖面信息则延长了石油地震剖面探测区域.石油地震剖面AA′与小震剖面BB′有一定重合，二者结合可以互相印证、补充，提供比较合理的地质解释(图 7).
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图 7 跨祁连山深部构造图(石油地震剖面据何光玉等，2007)(小震剖面BB′具体位置见图 4a) Fig. 7 Deep structure of the Qilian mountains (The petroleum seismic profile is from He et al., 2007 and location is shown in Fig. 4a) |
图 7中AA′为红柳峡段的石油地震解释剖面，阿尔金断裂带在红柳峡段呈现出正花状构造变形，具有强烈向南逆冲的特征(何光玉等，2007)，西侧的旱峡—大黄沟断裂(F7)表现为向北叠瓦状逆冲.BB′为垂直断裂截取的小震剖面(沿剖面线两侧各取3 km)，与石油地震剖面AA′结合来揭示深部构造特征.小震基本沿断裂分布，震源深度由北往南逐渐加深，依据石油地震剖面AA′中解释断裂的延伸趋势以及小震的空间展布特征，推测3条分支断裂往南逐渐汇聚到一条主断裂，介于15~25 km深度之间.
2 震源机制解计算地震的震源机制解携带着区域构造应力场及构造运动的信息，是认识发震断层及破裂特征的主要手段.利用研究区丰富的震源机制解信息可以从断裂的现今运动特征方面开展断裂系统构造转换模式的研究工作.
2.1 CAP方法反演震级≥ML4.0地震的震源机制解CAP方法是一种全波形反演方法，将宽频带数字波形记录分为P波和S波两部分，在假定震源是双力偶源的条件下，分别计算其合成地震图和观测地震图的误差函数，在给定参数空间中进行网格搜索，以得到二者全局差异最小的震源机制解和震源矩心深度.CAP方法自从其建立(Zhao and Helmberger, 1994)和发展后(Zhu and Helmberger, 1996)，在反演地震震源机制解和研究震源深度方面获得广泛的应用(吕坚等，2008；韦生吉等，2009；郑勇等2009；唐有彩等，2011；张帆等，2017).
本文采用CAP方法来反演ML4.0以上地震的震源机制解，将区域近震宽频带波形资料分割为P波和S波部分，赋予不同的权重，通过0.05~0.2 Hz和0.02~0.1 Hz的4阶Butterworth带通滤波器来压制噪声，采用频率-波数法(F-K)(Zhu and Rivera, 2002)计算格林函数，得到理论地震图，分别计算理论地震图和实际观测波形之间的目标误差函数，在给定的参数空间中进行网格搜索，得到二者全局误差最小的震源机制解和震源矩心深度.
2.2 P/S波振幅比方法反演震级＜ML4.0地震的震源机制解P/S波振幅比方法是利用区域地震台网记录到的垂直向位移中的P波和S波最大振幅的比值来求解(Kisslinger，1980; Kisslinger et al., 1981；梁尚鸿等，1984；Hardebeck and Shearer, 2002；莘海亮等，2017)，选取不同方位、不同震中距的台站记录的中小地震波形，利用从震源向上出射的直达P波和直达S波引起的地动位移振幅比求解震源机制，辐射花样的比值来求解震源机制参数.选取震中距小于180 km范围、P波初动清晰的至少4个台站的地震波形资料，P波初动振幅量取原则是初动半振幅，S波振幅量取S波到时2 s之内的最大振幅，反演过程中考虑初动和S/P振幅比错误数目，选取合适的搜索间隔，小于预设容错范围内的解被自动挑出，在可接受的解中，以振幅比之均方根误差最小者为此次地震事件的最优解.
2.3 震源机制解分布特征整理筛选研究区1900年以来有震源机制解的中强地震36次，其中6.0级以上7次，最大地震为1932年昌马7.6级地震.随着“十五”数字化台网改造完成，可利用的台站资料增多，采用P/S波振幅比方法计算2008年6月—2017年3月之间的ML3.0~3.9地震震源机制解，获得221个数据；采用CAP方法计算ML4.0以上地震的震源机制解，获得25个数据.本文采用的震源机制解数据共计282个(图 8).
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图 8 研究区地震震源机制解分布图 Fig. 8 Focal mechanism solutionisms of earthquakes in the study area |
研究区内地震分布比较广泛，在野马河—大雪山断裂、昌马断裂、旱峡—大黄沟断裂、玉门—冰沟口断裂以及宗务隆山断裂附近地震相对密集，根据震源机制解分布特征可以划分为3个区域.A区为野马河—大雪山断裂与阿尔金断裂带近平行区域，总体以走滑运动为主.靠近断裂交汇处震源机制解分布较为杂乱，推测由于该区域不同方向断层较多，局部应力场复杂.由交汇区向北东，断裂以走滑运动为主.该区内发生过3次中强地震，分别为1951年12月27日6.0级地震、1952年1月23日5.5级地震和1952年2月6日5.3级地震，均以走滑运动为主.B区内断裂走向由北东东向转变为北西西向，震源机制解以逆冲性质为主.该区内最大地震为1932年12月25日发生的昌马7.6级地震，以逆冲运动为主夹走滑分量(Selva and Marzocchi, 2004).旱峡—大黄沟断裂附近发生的2002年12月14日玉门5.9级地震为典型的逆冲性质地震，包括一系列4级以上余震均为逆冲性质地震.C区位于研究区南端，距离构造转换区较远，断裂走向北西西，运动特征基本一致，为德令哈地震密集带，震源机制解均以逆冲性质为主.
为研究不同区域内构造应力场的分布特征，需要对得到的震源机制解参数进行统计分析，以10°为间隔进行归一频数统计分析，观察震源参数在阈值内的分布情况.A区内参与统计的地震数量为34次，B区为65次，C区为72次.图 9给出了地震震源机制解P、T轴的统计玫瑰图.虽然P轴、T轴方位角散布域较宽，但还是具有较为明显的优势分布.
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图 9 分区域地震P轴和T轴倾角及走向每10°归一频数分布 Fig. 9 Normalized frequency distribution of plunges and azimths of P axis and T axis at iterval 10° |
A区中P轴在南南西向(190°~200°)和北东东向(60°~70°)存在2组主优势方向，倾角分布峰值范围0°~10°之间，约占总数的35.3%.T轴主优势方向为北西向(320°~330°)和南东东向(90°~100°)，倾角分布峰值范围10°~30°，约占41.2%.B区域中P轴主优势方向为北东东向(70°~80°)，还存在一组次优势方向北北东向(20°~40°)，倾角分布峰值范围0°~40°，约占73.8%.T轴主优势方向为北西向(280°~320°)和南西西向(250°~260°)，倾角分布峰值范围30°~50°之间，约占41.5%.C区域中主优势方向为北北东向(10°~20°)，倾角分布峰值范围0°~10°之间，约占27.8%.T轴方位角则相对离散，主要集中在北北西(280°~320°)，倾角分布峰值范围0°~10°之间，约占26.4%.
三个区域内P轴倾角均比较小，表明主要受水平方向的主压应力的作用.A、C两区的主压应力P轴优势方向比较一致，为北北东-南南西向，而B区为北东-北北东向，与前者略有偏差，推测为构造转换对局部应力场的影响.GPS数据显示在A区南部及C区内运动方向为北北东向，与P轴分布优势方向一致，而A区北部与B区内的GPS速率明显变小，基本趋于零(Zheng et al., 2013).B区域内阿尔金断裂向东转入祁连山腹地，断裂运动复杂，构造转换特征明显，在主压应力方面也得到响应.
3 野外地质调查小震定位与震源机制解从地震学的方面揭示出野马河—大雪山断裂的构造转换特征，有必要开展野外地质调查，从地质学的角度加以验证.沿野马河—大雪山断裂选取了扎子沟、大藏德勒和查汗哈德这3个关键地点开展野外地质调查(具体位置见图 1).
在扎子沟附近，两条雁列式次级断裂形成了小型拉分盆地和挤压脊(赵朋，2009；邵延秀，2010；Luo et al., 2013)(图 10).由于断裂的左旋走滑活动，造成山前洪积扇或洪积台地上的阶地、冲沟等左旋位错，形成明显的断层陡坎，发育与左旋走滑不连续阶区的挤压脊或小拉分阶区，长约3 km，山前冲积扇上两排陡坎形成一个小地堑.前人跨两排断层陡坎分别开挖探槽(邵延秀，2010)，揭示断层具张剪性特征.
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图 10 扎子沟附近挤压脊地貌 图(a)影像据Google Earth. Fig. 10 Ridge geomorphology near Zhazihu The image of (a) is from Google Earth. |
在大藏德勒洪积扇上发育一系列冲沟，均被左旋断错约4~16 m，形成断裂凹槽，表现有正断层的特征(图 11)(Luo et al., 2013).图 11c为位错量最大的一条冲沟，被断裂左旋断错，错量达到16 m.
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图 11 大藏德勒冲沟左旋断错地貌 图(a)影像据Google Earth，图(b)、(c)照片据罗浩. Fig. 11 A series of sinistral offset gullies in Dazangdele The image of (a) is from Google Earth and the pohtos of (b) and (c)are from Luo et al (2013). |
查汗哈德附近一条季节性冲沟发育三级阶地，断裂断错了3级阶地(图 12)，其中T1阶地陡坎比较平缓，前人开挖探槽揭示出4条断层，呈叠瓦状由南向北逆冲，剖面上各地层界限清晰，近水平，层理未受断层活动破坏，两盘对应的砾石呈Z字型展布(图 12)(Luo et al., 2013).地貌未见明显的走滑形变，结合探槽揭示的4条逆冲断裂，可以确定断裂在该地点的运动特征已经转换为逆冲运动.
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图 12 查汗哈德附近断层陡坎 图(a)影像据Google Earth，图(c)为探槽西壁素描图(Luo et al., 2013). Fig. 12 Thrusting scarp near Chahanhade The image of (a) is from Google Earth. (c) is the profile of west wall in trench (Luo et al., 2013). |
综上，靠近阿尔金断裂处的扎子沟露头，出现一段长约3 km的挤压脊和一段小型拉分盆地，为强烈走滑运动的典型地貌标志.沿断裂往北西方向，大藏德勒露头揭示出断裂活动继续以走滑性质为主，表现为冲沟被走滑断错.转到查汗哈德露头附近，地表未见明显走滑位移特征，探槽揭示断裂表现为逆冲叠瓦状构造，显然该地点断裂运动已经转换为逆冲性质.野马河—大雪山断裂是一条典型的构造转换断裂，野外地质现象与小震定位、震源机制解结果吻合，从地质学的角度提供了构造转换的有力证据.
4 讨论与结论 4.1 讨论(1) 断裂系统构造转换.阿尔金断裂带东段的滑移速率向东逐渐减小, 安南坝至肃北之间的滑移速率为23~14 mm·a-1(李海兵，2001；Van Der Woerd et al., 2001；徐锡伟等，2003；Mériaux et al., 2005)；肃北至石堡城之间的滑移速率为16~8 mm·a-1(李海兵，2001；Van Der Woerd et al., 2001；徐锡伟等，2003)；石堡城至祁连山之间的滑移速率为7~4 mm·a-1(Meyer et al., 1998；Van Der et al., 2001；王峰等，2003；徐锡伟等，2003)；祁连山以东的滑移速率小于2 mm·a-1(李海兵，2001；徐锡伟等，2003；陈柏林等，2008)，乃至趋于零(郑文俊等，2009；Zheng et al., 2013).众所周知存在明显的走滑断裂向逆冲断裂转换的特征，阿尔金断裂带上绝大部分的走滑速率都已通过一系列的逆冲断裂转换到了北西西向的祁连山断裂带上，引起地壳缩短和党河南山、大雪山、祁连山等地貌抬升.
小震剖面、震源机制解信息结合野外地质调查，揭示野马河—大雪山断裂的构造转换特征.在与阿尔金断裂带近平行的段落，断层产状逐渐由近直立转变为倾向南，震源机制解表现为走滑特征，与扎子沟野外露头认识一致.远离阿尔金断裂带，野马河—大雪山断裂走向转变为北西西向，小震刻画出断层深部产状更加平缓，而震源机制解也变为逆冲性质为主，与大藏德勒与查汗哈德野外露头的现象基本一致.野马河—大雪山断裂位于研究区断裂系统构造转换的关键位置，由线及面，推测整个区域的构造转换模式与野马河—大雪山断裂一致，是一个渐变的连续过程.党河南山断裂、野马河—大雪山断裂、昌马断裂及旱峡—大黄沟断裂现今运动特征与断层的走向、位置密切相关，这些断裂在与阿尔金断裂的交汇区域表现出以走滑为主的运动特征, 向北东方向逐渐转换为以逆冲为主的运动特征，这与GPS运动速率结果比较一致(郑文俊等，2009；Zheng et al., 2013).根据小震定位与震源机制解提供的断裂现今运动特征揭示出断裂系统构造转换的动态过程，并进行了野外地质验证，为研究区断裂系统构造转换提供了有力证据.
(2) 深部构造特征.1991—1995年完成的格尔木—额济纳旗地学断面中人工地震测深剖面揭示区域在20~30 km深度范围内存在Vp值为5.8~6.08 km·s-1的低速层(崔作舟等，1995), 壳内低速层厚度一般为5~10 km(高锐等，1995).1992年在祁连山进行的深地震反射剖面发现北祁连造山带内存在深度约10~12 km的滑脱带(吴宣志等，1995).孟令顺等(1998)利用重力-地震联合反演获得地壳密度模型，认为低速层在祁连山地区介于10~20 km之间.台湾—阿尔泰地学断面揭示天山以南地区在深25 km的部位存在一Vp值为5.9 km·s-1、厚约5 km的低速层(王有学等，2004).综合以上地球物理探测成果，研究区地壳内普遍存在低速体，北部金塔地区介于14~24 km深度范围，往南到哈拉湖地区加深为20~30 km.
图 7中小震基本沿断裂分布，由北往南逐渐加深，结合石油地震剖面AA′解译断裂的延伸趋势，推测3条分支断裂往南逐渐汇聚到一条主断裂，进入构造滑脱带即低速带，介于15~25 km之间，小震震源深度基本位于断层面之上.研究区内小震震源深度基本集中在26 km以上，86%分布在4~14 km之间，可见并未在低速层内，而是位于其上，与前人认为研究区地震基本位于低速层内的认识(国家地震局地质研究所等，1993；高锐等，1995)有所不同，而小震位于低速层之上可能更能真实反映地震破裂特征.
石油地震剖面结合小震剖面揭示出逆冲推覆构造特征，与查汗哈德探槽揭示的浅表逆冲构造特征比较相似.石油地震剖面揭示的逆冲推覆构造为新生代以来，而小震剖面揭示为现今构造活动特征.可以认为研究区断裂进入祁连山腹地后以逆冲推覆构造为主要特征，深浅部构造基本一致，从新近纪以来仍在持续进行逆冲推覆构造运动.
(3) 大陆动力学特征.由于青藏高原块体与阿拉善块体、塔里木块体之间的相互作用，研究区表现出复杂的地质、地球物理特性，应力场呈现分区特征.受印度板块持续向北的推挤作用，青藏高原在近南北向的挤压缩短和垂直向上的隆起过程中，伴随着东西方向的伸展变形(马宗晋等，1998)，青藏高原向东的物质流动增强，强烈的挤压、隆升形成的山脉、褶皱尤其是山前逆冲断裂是在阿尔金断裂带的左旋走滑剪切应力场作用下形成的(Meyer et al., 1998；崔军文等，2002；徐锡伟等，2003；李海兵等，2006)，造成祁连山西段构造变形运动强烈和复杂的深部动力学过程.
李相博等(2001)根据卫星影像解译揭示出祁连山西段(照壁山)的旋转构造，王萍等(2004, 2006)通过对阿尔金断裂东端与祁连山北缘断裂交汇区的疏勒河冲积扇研究，发现阿尔金断裂围限照壁山产生旋转运动，提出阿尔金断裂东端由块体的旋转变形来吸收、调整断裂的左旋走滑运动，在走滑断裂端部发育旋转构造是由特定的边界条件所致.袁道阳(2004)提出青藏高原东北缘地区所在的柴达木—祁连活动地块发生北东向的挤压缩短、顺时针方向旋转和向南东东方向的挤出.古地磁研究结果发现昌马盆地相对于酒西盆地发生59°~30°的顺时针旋转, 与盆地的变形构造研究和沉积地层学研究的结果基本一致(李海兵等，2006)，阿尔金断裂的左旋走滑作用在东端由断裂南侧的块体旋转变形来吸收、调整断裂的左旋走滑活动，青藏高原东北地区的块体旋转作用是阿尔金断裂左旋走滑作用在青藏高原东北缘转换的重要表现形式(孙知明等，2012).
根据区域主压应力分布特征与Zheng等(2013)的GPS数据，揭示图 8中A区南部及C区内GPS运动方向为北北东向，与P轴分布优势方向一致(图 9)，而A区北部与B区内的位移量明显变小，基本趋于零.B区内构造运动复杂，构造转换特征明显，在区域主压应力方面得到了响应，A区域为北北东向主压应力，进入B区域后主压应力转变为北东-北北东向，也可以简单认为区域主压应力发生了顺时针旋转，与前人认识比较一致.
4.2 结论搜集整理研究区2008年1月至2017年3月期间共8025个地震事件，采用双差定位法重新定位后，得到了6013个有效地震事件.整理筛选前人成果，并采用P/S波振幅比方法计算2008年6月至2017年3月间ML3.0~3.9地震的震源机制解，采用CAP方法计算ML4.0以上地震的震源机制解，共获得282次地震的震源机制解.经过分析、讨论，获得如下一些初步结论：
(1) 研究区地震呈现带状及丛状分布特征，总体上在祁连山断裂带附近分布相对较多，震源深度较浅，基本位于26 km以上，绝大多数分布在4~14 km之间，约占86%.
(2) 根据震源机制解分布特征及参数统计结果，研究区存在明显的分区特征：野马河—大雪山断裂与阿尔金断裂带近平行区域内震源机制解以走滑运动为主，靠近断层交汇处震源机制解较杂乱；北西西向祁连山断裂带区域内震源机制解以逆冲性质为主夹有走滑分量；德令哈地震密集区内震源机制解全部为逆冲性质.
(3) 小震剖面刻画出的野马河—大雪山断裂不同位置的深部构造形态，结合震源机制解信息与野外地质调查结果，建立了野马河—大雪山断裂构造转换动态过程，推测整个区域的构造转换模式与野马河—大雪山断裂一致，是一个渐变的连续过程.
致谢 本文使用了中国地震台网中心、甘肃省地震局台网中心和青海省地震局台网中心提供的地震数据.感谢中国地震局地质研究所单新建研究员和中国地震局地球物理研究所房立华研究员对本文的指导和帮助.审稿人在百忙之中为本文提供了宝贵的意见，在此一并表示衷心的感谢.
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