青藏高原东北缘的构造单元以陇中盆地为主.北侧的海原断裂带将陇中盆地和阿拉善地块分隔开来.东侧的六盘山断裂带将陇中盆地与鄂尔多斯地块分隔开来；而南侧的西秦岭断裂带则将陇中盆地和西秦岭地块分隔(图 1).在青藏高原东北缘内部，除局部出露的火山岩物质外，第三系和第四系沉积物广泛稳定发育，基本覆盖了全区范围(图 1)，从而造成了该地区构造活动指示不明显.尽管如此，前人的地表地质填图研究还是发现了研究区内兰州市南部山区存在的一条长约115 km、宽约8~10 km呈北西—南东伸展的马衔山断裂带(图 1)(袁道阳等，2013).

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原东北缘高程图，深地震反射剖面位置如紫线所示 GPS数据来自Gan等(2007)；研究区内火山杂岩体位置编辑自1 : 250万中国地质图；右上角小图指示了整个青藏高原物质逃逸的整体方向以及研究区地理位置；研究区马衔山断裂带及周边小震震中平面分布及沿AB线的垂向分布数据来源于袁道阳等(2003)；F1:马衔山北缘断裂，F2:兴隆山南缘断裂，F3:兴隆山北缘断裂，F4:马衔山南缘断裂; 蓝色五角星代表马衔山断裂带两侧野外观测点；TB:塔里木盆地，TP:青藏高原，SCB：华南块体，IP:印度板块，W.S.Basin:武山盆地. Fig. 1 Map showing topography and tectonic motion of the northeastern Tibetan Plateau and locations of long deep seismic reflection profiles (purple lines) GPS data are from Gan et al. (2007). Pluton locations are from 1 : 2.5 million Geological Map of China. Inset shows the extrusion direction of the Tibetan Plateau and the geographic location of the research area. Map view and cross section along line AB regarding the distribution of earthquake epicenters along the Maxian Shan fault zone and adjacent areas are from Yuan et al. (2003). Blue stars represent the field geologic investigations on both sides of the Maxian Shan fault zone. TB: Tarim basin; TP: Tibetan Plateau; SCB: South China block; IP: Indian Plate; W.S.Basin: Wushan Basin.

袁道阳等(2003, 2004)沿断裂带的野外追踪考察和详细地表地质填图表明该断裂带为左旋走滑兼具逆冲运动分量的活动断裂带.马衔山断裂带主要由4条晚更新世活动断裂组成，包括马衔山北缘断裂F1、兴隆山南缘断裂F2、兴隆山北缘断裂F3和马衔山南缘断裂F4(袁道阳等，2004)(图 1).这四条活动断裂中，以马衔山北缘断裂活动规模最强.自晚第四纪以来该断裂主要以走滑变形为主.其余三条断裂带为伴生断裂，具逆冲变形特征(袁道阳等, 2003, 2004).另外，研究区密集的“中国地壳运动观测网络”GPS站点和已有的3期观测资料(1999, 2001, 2004)研究表明马衔山断裂带自北缘向中段有1.4至3.0 mm·a^-1逐渐升高的左旋逆倾滑移速率(周德敏等，2005).

由于马衔山断裂带第四纪以来构造活跃性，尤其有记录显示1125年的兰州M_S7.0地震就发生在马衔山断裂带北缘的西侧(宋方敏等，2007)，所以该区域地震台网分布密集，其监测能力可以达到记录M_L2.4及以上地震震源深度.得益于这些数据，自1970—2001年以来所记录的微震震中数据统计显示，马衔山断裂带活动所造成的震中深度大约在20 km范围内(袁道阳等，2003)(图 1)，而且马衔山断裂带是兰州地区重要的控震断裂带.它的构造活动直接影响和制约了本地区的地震活动(袁道阳等，2003)(图 1).然而，目前，我们对于马衔山断裂带的了解还仅仅局限于地表分布，缺少对其质的认识，即它的形成机制.一般来说，地块内部如果存在一条大型的走滑断裂带，那么就说明这条断裂带两侧存在明显的物质成分差异(Molnar and Dayem, 2010).但是在青藏高原东北缘，由于地表覆盖有厚厚的沉积物，并且缺少足够多的火山、岩浆岩地球化学对深部地质的指示，我们没有办法得知这一地区更多的深部结构知识，所以对马衔山断裂带的了解也只能局限于地表的认知.

在本次研究中，我们将首次利用综合地球物理数据资料，包括区域重力异常数据资料和横跨马衔山断裂带的深地震反射剖面数据资料，以及马衔山断裂带两侧的地表地质特征的差异，系统地从横向到纵深开展青藏高原东北缘地区地壳结构分布的研究.结合前人在该地区所做的地球化学、岩石学研究成果，我们将进一步探讨青藏高原东北缘马衔山断裂带两侧基底属性分布特征.研究结果最终将有效地帮助我们了解马衔山断裂带的构造特征和构造属性.对活动断裂带属性的全面了解可以协助我们积极地做好减震防灾工作.

作为青藏高原北缘重要的构造地质单元，祁连造山带从早古生代开始就经历了一系列的构造事件(图 1)(Xiao et al., 2009; Xu et al., 2010)，包括北祁连的马里亚纳式岛弧与中祁连的日本式岛弧的碰撞和拼贴、增生楔的形成，以及蛇绿岩、高压和超高压变质岩在地表的出露等(Xiao et al., 2009；Yang et al., 2015).然而，研究区内，除了在白银、兰州和宝鸡附近出露的火山杂岩体之外，有关祁连造山带最东缘早期的构造活动痕迹都已消失殆尽(图 1).原有的山地可能都已被临夏盆地和陇中盆地沉积物所覆盖.

新生代开始的印度—欧亚大陆的碰撞在青藏高原东北缘引起了一系列穿时响应(图 1).西秦岭断裂带于45~50 Ma开始首先发生走滑运动响应(Clark et al., 2010；Duvall et al., 2011).这一时期，西秦岭断裂带快速隆升冷却.西部北西西向的拉脊山在22 Ma开始突击生长，这与北北东向的构造挤压有关(Lease et al., 2011).大约在15 Ma左右，构造挤压方向由北北东向转为北东东向(Lease et al., 2011).这一构造重组使拉脊山东部的积石山大约在13 Ma受挤压隆起(Lease et al., 2011).同时，海原断裂带的左旋走滑也在此时期被激活(Duvall et al., 2013).祁连造山带北缘广泛存在的北西西向逆冲断裂活动也逐渐向东汇聚于海原断裂带的走滑运动(Gaudemer et al., 1995).最东缘的六盘山断裂带则在大约8 Ma发生了快速的隆升(Zheng et al., 2006).这样海原—六盘山断裂带和南侧的西秦岭断裂带则在渭河盆地附近交汇(Zhang et al., 1998).而在青藏高原内部，陇中盆地与其南侧的临夏盆地被马衔山断裂带南北向分隔开来.陇中盆地于第三系早期开始下沉并接收沉积物沉积(Song et al., 2001; Horton et al., 2004).与此同时，临夏盆地也经历了近20°的顺时针构造旋转(Fang et al., 2003; Dupont-Nivet et al., 2004, 2008).而陇中盆地南缘，靠近西秦岭断裂带附近的武山盆地在大约16 Ma才开始接收沉积物沉积，它的形成则与西秦岭断裂带的构造活动息息相关(Wang et al., 2012).

由此可以看出，尽管青藏高原东北缘的构造压缩活动频繁，而且这个地区的地壳厚度增厚至48~54 km(Zhang et al., 2013).但研究区内的临夏盆地和陇中盆地却在此时期形成，而盆地的形成则与拉张构造活动有关.同时，陇中盆地和临夏盆地于新生代构造活动的构造响应也不十分相同.这说明了青藏高原东北缘构造响应的独特性以及两个盆地内部基底的差异性.所以，为了解马衔山断裂带的构造特征和属性，我们首先要了解青藏高原东北角的基底属性特征.

本文所用到的重力数据主要从ICGEM(International Center for Global Earth Models)数字网站下载.全球重力场数据都是经过长期连续卫星观测，以克服地表暂时小范围活动对重力场的影响.用户所选区域重力异常利用球谐模型修正重力异常值.简单布格重力异常值计算过程中涉及到的密度参数为2.67 g·cm^-3.我们利用与Guo等(2014)和Xu等(2016)同样的处理方法获得了简单布格重力异常(图 4a).考虑到该研究区域较大的研究范围，莫霍面深度对简单布格重力异常值已经产生了较大的影响.从图 4a可以看出，重力异常值向西南方向逐级降低并且重力等值线逐渐密集起来，表明自北东向西南这个方向莫霍面逐渐加深以及朝北东方向的地壳缩短运动.同时我们发现在马衔山断裂带附近存在一明显的重力异常梯度带(图 4a).该梯度带自东南向西北逐渐变窄.这一现象说明马衔山断裂带的存在已经影响了简单布格重力异常值的空间分布.并且，马衔山断裂带两侧重力异常值的分布呈现出不同特征.在简单布格重力异常图中(图 2a)，马衔山断裂带南侧简单布格重力异常等值线基本为北西—南东向平行展布.但是马衔山断裂带以北的地区，简单布格重力异常等值线曲线则出现了跳跃及半圈闭结构.马衔山断裂带则位于这种异常等值线结构分布变化的转折带位置.在这一点上，我们基本可以判断出马衔山断裂带为一深大断裂带的构造特征.

图 2

Fig. 2

图 2 研究区简单布格重力异常(a)和剩余布格重力异常(b) 图中黑线代表了研究区的断裂带；红线代表了深地震反射剖面的位置；紫色箭头代表了GPS测量(Gan et al., 2007)所获得的研究区的构造逃逸方向. Fig. 2 Simplified maps of Bouguer anomalies (a) and residual Bouguer anomalies (b) of the research area Black lines represent the faults in the research area. Red line is long deep seismic reflection profile. Purple arrows indicate the extrusion direction from GPS measurements (Gan et al., 2007).

在了解了研究区整体简单布格异常等值线分布格局的基础之上，我们做了剩余布格重力异常处理(图 4b)，为的是进一步区分深部和浅部物质结构特征.剩余重力异常的计算通过简单布格重力异常减去低频长波长异常得到.减去的低频频率通过分析对比向上延拓结果得出.向上延拓从30 km到60 km每隔5 km一个结果，测试对比发现，向上延拓40 km后异常在研究区域没有明显变化，因此定义该结果为区域长周期低频异常，异常值受到地壳以下更深结构单元影响，与研究区域地壳内部结构无关.青藏高原东北缘的剩余布格重力异常则被划分为四个区域.这与地表所显示的区域块体结构相一致(图 1和图 2b).其中Ⅰ区为临夏盆地块体、Ⅱ区为白银火山杂岩体西侧沉积物堆积区域、Ⅲ区为白银火山杂岩体东侧沉积物堆积区域，也是陇中盆地的主沉积区域、Ⅳ区则为陇山火山杂岩体区域(图 1和2b).与区域布格重力异常不同的是，剩余布格重力异常表现出了从西到东高低相间的分布状态.考虑到研究区分布的兰州火山杂岩体和白银火山杂岩体以及东南角的陇中杂岩体(图 1)，研究区中Ⅱ和Ⅳ的高剩余布格重力异常值(图 2b)可能代表了这些区域分别从兰州火山杂岩体、白银火山杂岩体和陇山火山杂岩体获得的高密度物质.低布格重力异常值区域Ⅲ出现在了研究区的中间位置，则与研究区陇中盆地内部广泛存在的第三系沉积物和第四纪黄土有关.区域Ⅰ在分布结构上与其他三个区域有所不同，它代表的是临夏盆地.其剩余布格异常等值线仍然呈北西—南东向展布，这一特征与区域布格重力异常基本一致，表明了这个区域浅层与深部受应力影响一致的从西南向北东的构造挤压.然而，越过马衔山断裂带向北，剩余布格重力异常等值线表现为圈闭状态.长轴方向与北侧的海原断裂带相垂直.由此，我们认为这个区域的构造挤压方向以北东—南西向为主.这与GPS测量所揭示的这个区域运动方向(图 2b中紫色箭头)一致.而马衔山断裂带仍然表现为重力异常结构展布差异的边界构造单元：马衔山断裂带或者可以认为是临夏盆地块体的北部边界，或者可以认为是陇中盆地的南边界.同时，陇中盆地与临夏盆地表现出了不同的重力异常特征，说明了二者之间构造基底存在差异.

综合区域布格重力异常和剩余布格重力异常，我们发现，在整体区域范围内，青藏高原东北缘的构造挤压运动方向以北东向为主.然而在近地表范围内，区域的运动方向存在一小范围的顺时针旋转：由临夏盆地内的北北东，越过马衔山断裂带之后变为北东—北东东向.以至于在研究区的最东南角的陇山杂岩体附近变为东南方向.这一明显差异表明青藏高原东北缘对印度—欧亚碰撞的构造响应存在解耦现象，并且马衔山断裂带为一条明显的重力梯度带，区分了南北两侧的构造变形响应.

为了进一步厘清马衔山断裂带的构造特征和构造属性，尤其其深部伸展的结构构造，我们获取了研究区存在的一条横跨马衔山断裂带的深地震反射剖面(图 3a，剖面位置见图 1).该剖面全长310 km，从北侧的海原断裂带一直向南延伸至西秦岭断裂带.数据采集和处理步骤已经在Gao等(2013)中有详尽的表述，在此就不再赘述.这条剖面深度可达20 s(t.w.t双程走时)或者60 km(如果取6 km·s^-1的经验速度值)，揭示了从上地壳到莫霍面尺度的地壳结构和变形信息.为了更清楚地显示剖面所揭示的地壳结构信息，我们对这条深地震反射剖面的强振幅反射进行了提取(图 3b).然后结合研究区的地表地质信息以及前人所做的地球化学研究成果进行了构造解释.结果如图 4所示.

图 3

Fig. 3

图 3 (a) 没有解释过的海原—西秦岭深地震反射剖面(纵向上没有拉伸)；(b)通过提取深地震反射剖面强振幅反射所获得的线状结构图 Fig. 3 (a) Original Haiyuan-West Qinling long deep seismic reflection profile (no vertical exaggeration); (b) Linear structure derived from extracted high-amplitudes in deep seismic reflection profile

图 4

Fig. 4

图 4 海原—西秦岭深地震反射剖面构造解释结果，可见马衔山断裂带地壳尺度的结构特征(编辑自Guo et al. (2016)) Fig. 4 Structural interpretation of the Haiyuan-West Qinling long deep seismic reflection profile showing crustal-scale structural features of the Maxian Shan fault zone (compiled after Guo et al., (2016))

垂向上，这条剖面可以分为三个区域(图 3a和3b).首先是0~5 s(t.w.t)范围内所代表的上地壳结构信息，主要以正断层为主的拉张变形.其次是5~10 s(t.w.t)范围内所揭示的挤压隆起褶皱变形.10~18 s(t.w.t.)则代表的是研究区的下地壳结构，反射特征不发育.横向上，我们可以明显看出这条反射剖面可以分为南北两大区域，南侧的南祁连地块和北侧的北祁连地块.在上地壳尺度范围内，整条剖面的表现南北两侧没有差异，皆以拉张变形为主，表明了研究区上地壳的变形特征(图 3a和3b).然而，在中地壳尺度范围内，南北两侧则出现不同的结构特征.剖面南段出现了一系列上隆的反射特征(图 3a和3b).联系地表所出现的商丹缝合带，我们认为这一上隆的反射特征与当时缝合带附近的构造挤压有关，并被很好地保存下来.北侧并没有出现大范围的构造挤压隆起现象，相反，我们在中地壳深度范围内(10 s，t.w.t.)发现了一组线性可向北侧向追踪的反射.在最北侧被一南向倾斜并可直接追踪地表的反射组合所截切(图 3a和3b).结合地表地质(图 1)，这一南向倾斜的反射组合地表出露位置与海原断裂带相吻合.同时联系区域布格重力异常和剩余布格重力异常所揭示的青藏高原东北缘的北侧变形解耦的运动过程，我们认为在此区域内中地壳所发现的这一侧向追踪的反射组合为一韧性剪切带.该剪切带向北逐渐延伸，并最终被海原断裂带所截断.并且，北侧的解耦变形实际上就是被这一韧性剪切带和左旋变形的海原断裂带所控制.海原断裂带的北侧也发现了一组上隆并被强烈变形的反射组合.结合这个区域所出现的天景山断裂带，我们认为这组反射组合代表了加里东期东祁连和北侧阿拉善拼贴过程中的同构造产物.

整体上，马衔山断裂带南侧所代表的中祁连地块和北侧所代表的北祁连地块各具有自己独特的反射特征.而各自独特的反射特征又在马衔山断裂带附近出现了终止.尤其北侧的韧性剪切带在马衔山断裂带以南明显消失.前人所做的宽角地震研究(Zhang et al., 2013)和接收函数研究(Ye et al., 2015)皆显示了马衔山断裂带两侧侧向结构的差异，并且两种数据所发现的中地壳低速层同时出现在马衔山断裂带附近被截切、以南消失的现象.由此，可以看出南北两侧的分段性，而分界线则对应的就是地表上所观测到的马衔山断裂带(图 4).尽管在深地震反射剖面中我们没有办法高清晰地显示出这条断裂带的强反射组合，但是通过这条断裂带两侧的反射特征延伸情况以及区域简单布格重力异常等值线的分布结构可以明显判断出来马衔山断裂带在纵深方向上的存在.同时，前人所做的地球化学和岩石学研究(Xiao et al., 2009; Yang et al., 2015)也表明了祁连造山带东缘存在日本式岛弧和马里亚纳式岛弧的碰撞.那么马衔山断裂带有可能就代表了这二者之间的碰撞边界.所以我们有理由相信马衔山断裂带为一条地壳尺度的断裂带，可以一直延伸至下地壳乃至莫霍面附近.

除了掌握大量的地球物理数据资料以外，本研究小组于2016年7—8月期间分别对马衔山断裂带两侧的地表地质进行了详细的地质踏勘.野外观察和擦痕线理的产状赤平投影如图 5A, 5B所示.对比结果显示，马衔山断裂带北侧的活动正断层极其发育，断层面擦痕清晰(图 5A，地理位置如图 1蓝色星号所示).擦痕线理产状测量和赤平投影结果显示马衔山断裂带以北的正断层面基本走向北西，倾向北东.断层面擦痕线理投影结果显示这些正断层以北东向滑移为主.而马衔山断裂带以南地区，我们并没有发现明显的正断层信息.所到之处地表皆被沉积层所覆盖(图 5B), 地层水平.地质图中显示马衔山断裂带以南至西秦岭断裂带地区以第三纪地层为主，由此可以判断马衔山断裂带以南地区可能存在整体抬升变形.对比马衔山断裂带两侧不同的地表信息，我们认为相对于印度—欧亚陆陆碰撞，青藏高原东北缘在马衔山断裂带两侧做出了不同的构造响应.马衔山断裂带北侧的张性运动特征较南侧更为明显.这种现象可能主要由深地震反射剖面所揭示出的基底物质差异所引起的.其中马衔山断裂带北侧的基底中地壳尺度发育了一条明显的滑脱构造结构，造成马衔山断裂带北侧受青藏高原逃逸的影响更为明显.而马衔山断裂带南侧则可能存在地层的整体抬升运动，造成第四纪地层缺失.早古生代祁连南北不同属性的岛弧拼贴形成了马衔山断裂带，新生代的青藏高原逃逸重新激活了这条边界断裂带.因此，马衔山断裂带构造活跃性可能为一种构造继承的结果.

图 5A

Fig. 5A

图 5A 马衔山断裂带以北地表测量所观测到的顺层滑动面发育的擦痕及阶步，构造投影指示区域的北东向拉张伸展(详细信息参见正文讨论部分) Fig. 5A Slickensides and steps on slip plane from surface measurement north of the Maxian Shan fault zone. Structural projections indicate NE-trending extension (see text for details)

图 5B

Fig. 5B

图 5B 马衔山断裂带以南地表观测揭示水平地层，显示马衔山断裂带以南地区存在整体变形(抬升) (a)刘家峡水库东岸；(b)刘家峡水库西岸；(c)银川乡李家寺路边；(d)银川乡阳坡村. Fig. 5B Horizontal strata measured south of the Maxian Shan fault zone showing whole deformation (uplift) (a) East bank of the Liujiaxia reservoir; (b) West bank of the Liujiaxia reservoir; (c) Roadside of Lijiasi, Yinchuan township; (d) Yangpo village of Yinchuan township.

综合前人记录的沿马衔山断裂带及邻近区域的小震震中分布、重力数据资料、深地震反射剖面数据资料以及地表野外地质踏勘，我们从平面到纵深方向系统地研究讨论了青藏高原东北缘的结构分布.其中:

(1) 沿马衔山断裂带地震活动频繁.从地震震中分布图中(图 1)我们看到马衔山断裂带及其两侧为地震发生的高频带.虽然在20 km以下没有见到更多的地震活动记录，其中一个原因可能主要是由于地壳在20 km以上以脆性变形为主，能量随着地震的发生而释放并被记录下来.而20 km以下以韧性变形为主，这个深度以下能量更趋向于不断地积累，等积累到一定程度而发生韧性变形并引导上地壳发生脆性变形而释放能量.

(2) 重力数据资料的区域布格重力异常和剩余布格重力异常从平面尺度揭示了研究区沿马衔山断裂带存在一明显的构造梯度带，同时马衔山断裂带两侧南北方向上物质分布差异以及北侧的上下地壳变形解耦现象.

(3) 深地震反射剖面并结合前人所做的地球化学研究从纵深上揭示了造成这一南北向物质分布差异的原因主要是由于南北两侧的日本式岛弧和马里亚纳式岛弧的分布有关.这两种岛弧的分界线则为马衔山断裂带.同时，深地震反射剖面揭示马衔山断裂带北侧中地壳尺度范围内出现了一条明显的韧性剪切带，这一韧性剪切带可向北连续追踪至海原断裂带，并被海原断裂带所截切.所以左旋走滑的海原断裂带和底部的这一韧性剪切带共同控制了马衔山断裂带北侧的地壳解耦变形.而这一现象在马衔山断裂带以南区域并没有出现.

(4) 野外地表地质踏勘显示马衔山断裂带两侧表现出不同的地表构造特征：马衔山以北正断层发育，擦痕面新鲜.擦痕线理投影显示这些正断层面走向北西，倾向东北，且马衔山断裂带以北所观测区域正在进行北东方向的拉张活动.而马衔山断裂带以南，我们并没有发现明显的正断层断裂活动.这些区域基本都被厚厚的沉积盖层所覆盖.

综合以上四点，我们认为青藏高原东北缘变形特征的南北差异揭示马衔山断裂带为一条构造继承性的断裂带，它可能形成于早古生代祁连山东缘马里亚纳式岛弧与日本式岛弧拼贴过程并被很好地保存下来，随后受新生代的印度—欧亚陆陆碰撞构造活动影响被激活.马衔山断裂带及其周边频发的地震活动显示这条断裂带目前仍处于构造活动活跃期.