2016年1月21日01时13分在青海海北州门源县(37.662°N，101.622°E)发生M_S6.4地震，这是继2008年在青藏高原东缘龙门山地区发生的汶川M_S8.0地震和2013年芦山M_S7.0地震，青藏高原东北缘西秦岭地区2013年岷县漳县M_S6.6地震之后，青藏高原周缘地区发生的又一次破坏性中强地震.该次地震发生在青藏高原东北缘地区祁连—海原断裂带冷龙岭断裂部分附近，震中距离门源县城约35 km，震源深度约11.4 km(中国地震台网中心网站(CENC)，http://www.csndmc.ac.cn；中国地震局地质研究所网站，http://www.eq-igl.ac.cn；中国地震局地球物理研究所网站, http://www.eq-igl.ac.cn；徐锡伟等，2017).

2016年1月21日门源M_S6.4地震发生之后，对该地震的发震构造、成因等研究认识不一.梁姗姗等(2017)通过余震序列重定位和主震震源机制解揭示的门源M_S6.4地震为纯逆冲型地震的特征，这与郑文俊等(2009)通过断裂晚第四纪滑动速率及跨断裂GPS应变速率的研究认为冷龙岭断裂表现为强烈的走滑趋势的运动特征不一致.胡朝忠等(2016)对发震构造初步研究推测发震断裂是冷龙岭北侧一条南盘下降、北盘上升，并将冲沟左旋错断的北倾活动断裂.郭鹏等(郭鹏，2016；郭鹏等，2017)通过探槽开挖、构造地貌分析并结合余震分布等资料对地震构造进行了研究，认为冷龙岭断裂全新世以来表现为走滑特征，其西北侧存在着伴生的弧形冷龙岭北侧断裂，认为该断裂作为门源M_S6.4地震发震断裂较为恰当.中强地震的发生并不一定与地表的活动断裂有直接的关系(Han et al., 2012)，想要揭示此类地震的发震构造，需要进行详细的深部地球物理探测工作，Cai等(2017)利用密集电磁三维成像技术揭示了2014年鲁甸M_S6.4地震发震构造，然而在2016年1月21日门源M_S6.4地震区及其附近地区没有较详细的深部地球物理探测研究工作.已有的地球物理探测多集中在祁连—海原断裂带东段，如詹艳等(2008)对1927年古浪8.0级地震区的深部结构进行过大地电磁探测研究，结果揭示了古浪地震是一次发生在高低阻间断面上的地震，地震区附近青藏高原表现出明显的北东向逆冲特征.

门源地震发生的祁连造山带冷龙岭地区历史地震活动强烈，自1900年以来，仅在门源M_S6.4地震震中附近100 km范围内就发生了6级以上地震5次，其中最大的地震是距离该次地震东侧55 km外的1927年5月23日古浪8.0级地震，此外该地震西侧约10 km附近于1986年发生过门源M_S6.5地震(邓起东等，2003；Shen et al，2017；徐锡伟等，2017).该地震附近的冷龙岭断裂带处于广义的祁连—海原断裂带中西段，该断裂带是青藏高原向北和向东北扩展的前沿地段，是正在强烈活动的青藏高原和稳定的阿拉善地块之间的构造转换带，现今地壳运动场研究结果揭示该区表现为极为明显的左旋剪切和南北向地壳缩短以及强烈的垂直向隆升趋势(张培震等，2002；郑文俊等，2013；Zheng et al., 2013；Hao et al., 2014).因此揭示该区此类中强地震及其附近地区的深部构造和孕震环境，除了对于评价该地区未来地震危险性具有实际意义之外，还可以更好认识青藏高原隆升和向北扩展的机制(张培震等，2002；郑文俊等，2013；Zheng et al., 2013).

为了探测研究祁连造山带中东段与阿拉善地块的深部接触关系，在国家自然科学基金项目资助下，我们于2015年7—9月期间跨过祁连造山带中东段实施了两条南南西—北北东方向的大地电磁探测剖面，其中一条剖面紧邻2016年1月21日青海门源M_S6.4地震震中区，利用这两条剖面的探测结果，再结合该区GPS速度场，重力场以及水准场等分布特征(Hao et al，2014；祝意青等，2016)，对2016门源M_S6.4地震的发震构造、区域深部孕震环境进行了初步研究.

2016年门源M_S6.4地震发生在青藏高原东北缘与阿拉善地块之间隆起区的祁连造山带中东段内(如图 1a所示)，地震区附近发育众多断裂，主要包括西秦岭北缘断裂、大坂山断裂、冷龙岭断裂(祁连—海原断裂带)、天桥沟—黄羊川断裂、皇城—双塔断裂等.距离本次地震震中最近的断裂为震中南侧的冷龙岭断裂，距离约5~7 km左右(邓起东等，2003；郭鹏等，2017；徐锡伟等，2017).

图 1

Fig. 1

图 1 区域构造和大地电磁剖面位置图(断裂邓起东等，2003；郭鹏等，2017；徐锡伟等，2017) Fig. 1 Maps showing tectonics of study area and magnetotelluric survey profiles (major faults cited from Deng et al., 2003;Guo et al., 2017;Xu et al., 2017)

图 1b、c给出了门源地震区及其附近地区的区域构造和地形图，实施的两条大地电磁剖面(DKLB-M和HYFP)实测测点也显示在图 1b、c中.其中DKLB-M剖面紧邻2016年1月21日青海门源M_S6.4地震震中区，地震震中就位于该测线上51、52号点西北约20 km处.DKLB-M剖面西南起于青海贵德到贵南之间，向东北经过湟中县、门源县，东北止于永昌县东南约30 km处，剖面全长约280 km，完成了33个点测量，自西南到东北跨过西秦岭北缘断裂、拉脊山断裂、大坂山断裂、冷龙岭断裂、皇城—双塔断裂、丰乐断裂.另一条剖面(HYFP)是在詹艳等(2008)的剖面基础上进行的延伸观测，位于DKLB-M剖面东侧80 km左右，沿剖面布置28个测点，剖面长约240 km，剖面南段跨过了冷龙岭断裂，剖面北段延伸进入了阿拉善地块(赵凌强等，2018).

野外数据采集工作使用了加拿大Phoenix公司的MTU-5A仪器，每个测点观测时间在35 h以上，以获得尽量长的周期数据，增加低频数据的谱叠加次数，提高数据质量.为了测量方便，每个测点布设方式均为“十”字型五分量观测方式，记录正南北向的磁场分量和电场分量，东西向的磁分量和电场分量以及垂直地面的磁场分量，野外数据采集的同时在陕西乾县和湖北潜江分别设置了远参考站.使用了先进的数据处理技术对全部测点数据进行了处理，包括远参考和“Robust”技术(Egbert and Booker, 1986；Chave et al., 1987)，获得了各测点的谱数据，大部分测点低频数据超过2000 s.图 2给出了沿剖面10个典型测点的视电阻率和阻抗相位曲线形态和数值(测点位置见图 1c中DKLB-M剖面上的黄色圆点).图中所示沿剖面的西秦岭北缘断裂带、冷龙岭断裂、丰乐断裂两侧测点的视电阻率曲线形态和数值区别较大.西秦岭北缘断裂带以南为西秦岭地块，相应测点(32、34)的视电阻率曲线自高频到低频呈现出低、高、低的变化特点；西秦岭北缘断裂带、冷龙岭断裂带之间为出大坂山隆起和西宁盆地，相应测点(37、40、44、47、50)有相似的视电阻率曲线形态，但是各测点视电阻率曲线的高频段的数值高低不同，视电阻率数值出现极大值的频段也不尽相同，反映出大坂山隆起和西宁盆地深部电性结构成层性较差，并且在深部呈现出低阻趋势；冷龙岭断裂带到丰乐断裂带之间为冷龙岭隆起，相应测点(51，54)视电阻率曲线形态自高频到低频部分数值较高，表明该地段的深部结构自浅部至一定深度均为高阻特征.丰乐断裂带东北侧区域为武威盆地，相应测点(62)视电阻率数值整体较低，自高频到低频呈现出由高到低再降低特点.

图 2

Fig. 2

图 2 沿DKLB-M剖面10个典型测点的测量方向的视电阻率和阻抗相位曲线 Fig. 2 Apparent resistivity and impedance phase curves of 10 typical measuring sites in profile DKLB-M

在实施二维反演之前，应通过二维偏离度等参数来判断测线经过区域的地下结构的维数性.张量分解技术(Caldwell et al., 2004；Bibby et al., 2005；蔡军涛和陈小斌，2010；Booker，2014；Zhang et al., 2017)是近年来常用于定性分析测区地下介质维数性特征的方法.相位张量φ定义为大地电磁阻抗张量实部矩阵的逆矩阵与虚部矩阵的乘积，一般用椭圆来表示.椭圆长短轴分别是φ_max和φ_min，椭圆主轴方向是α-β，α是区域电性构造主轴方向与观测坐标系X轴之间的偏离角，β是相位张量与等效对称张量主轴方向的偏离角，也称相位张量的二维偏离度.在理想情况下，相位张量二维偏离度β绝对值大于0就指示地下结构为三维，但考虑到实际观测数据含有一定的误差，一般认为|β|大于5，可认为地下结构三维性较强(Caldwell et al., 2004；Cai et al., 2017).另外引用相位响应也是一个旋转不变量，不会受局部畸变和静位移的影响.相位响应只包含电阻率梯度以及变化的信息，虽然不能用以确定地下结构的具体电阻率数值大小，但可以用于定性分析地下介质电阻率的变化趋势，当φ₂的值大于45°时，说明电阻率沿深度的增加下降，当φ₂的值小于45°时，说明电阻率沿深度的增加而增加(Heise et al., 2008).

图 3a中给出了DKLB-M剖面上各测点相位张量二维偏离度|β|随频率的分布，可见剖面上各测点的|β|值整体小于5，仅在在剖面所经区域的祁连造山带南部及西秦岭北缘断裂附近低频部分二维偏离度值大于5的情况.相位张量二维偏离度角|β|分布特征基本上能够说明电性方向总体上沿剖面具有二维特性，说明我们使用二维反演能获得较合理地下电阻率结构.图 3b中给出了各测点分频点的相位不变量φ₂分布，可见沿在中高频部分，祁连山及其两侧地块的φ₂值等于或略小于45°，说明在研究区的上层，电阻率结构以不变或者小幅增加为主.而在低频部分，特别是51号测点以南地区φ₂的值普遍的大于45°甚至65°，这说明在冷龙岭断裂以南地区的深部存在一个广泛的低阻层，低频部分φ₂值分布表明祁连山地块的深部结构较为复杂.

图 3

Fig. 3

图 3 相位张量分解获得的二维偏离度角|β|(a)和相位不变量φ2(b)随频率分布图 Fig. 3 |β|(a), φ2(b) and phase tensor ellipses of different periods from the phase tensor decomposition in profile

图 4给出了沿剖面全部测点分频段和全频段的阻抗张量分解电性走向玫瑰花瓣图(陈小斌等，2004).图 4中分频段和全频段的电性走向玫瑰花瓣图显示了沿剖面的优势电性走向为NW35°或者SE55°，结合该区地质构造走向为北西-南东东向，即可判断该区电性走向为NW35°.将剖面上35个测点按照最佳主轴方向进行旋转，获得了TE模式和TM模式数据(陈乐寿和王光锷，1990).

图 4

Fig. 4

图 4 沿剖面全部测点的分频段和全频段的相位张量分解最佳主轴电性走向玫瑰花瓣图 Fig. 4 Rose diagrams of the geoelectric strikes along the profile from phase tensor decomposition

在“MTDATABASE”大地电磁数据处理反演集成系统(肖骑彬，2005)下利用NLCG(Rodi and Mackie, 2001)方法选用初始模型100 Ωm均匀半空间进行了二维反演计算，在反演计算过程中同时进行了剔除“飞点”的操作.根据前人研究结论(蔡军涛等；2010；Cherevatova et al., 2015)并结合反演模型、拟合误差、模型粗糙度以及二维理论相应曲线和实测曲线形态、数值拟合程度综合分析后，我们最后选择了TM模式视电阻率和阻抗相位均为5%的门限误差、TE模式的视电阻率和阻抗相位分别为10%和5%的门限误差的反演结果.选择处于L曲线拐点的Tau为3的反演结果作为最终解释结果(如图 5所示).图 6给出了理论响应和实测的视电阻率和阻抗相位数据对比图(观测数据中空白部分为剔除掉的“飞点”)，其中a1、a2分别为观测的TM视电阻率和阻抗相位；a3、a4分别为观测的TE视电阻率和阻抗相位；b1、b2分别为反演得到的TM视电阻率和阻抗相位；b3、b4分别为反演得到的TE视电阻率和阻抗相位，结果表明实测数据与理论响应拟合较好，总体二维反演拟合误差Rms为3.13.

图 5

Fig. 5

图 5 DKLB-M剖面不同正则化因子反演得到的模型粗糙度、拟合误差曲线图 Fig. 5 Curve of Rms and roughness for profile DKLB-M from inversion using varied regularization factors

图 6

Fig. 6

图 6 剖面实测与2-D模型理论计算的TE和TM极化模式的视电阻率和阻抗相位柱状图 Fig. 6 Comparison of TE and TM apparent resistivity and impedance phase along the profile from measurement and calculation on a 2-D theoretical model

图 7a给出了DKLB-M剖面深部电性结构图像，图 7b给出了HYFP剖面的深部电性结构图像(赵凌强等，2018).根据该区的地质构造、断裂分布(郑文俊等，2013；郭鹏等，2017；徐锡伟等，2017)和大地电磁测点的相对位置，以及深部电性结构图像所揭示的电性差异带，将研究区地块划分为：西秦岭地块、西宁盆地、大坂山隆起、冷龙岭隆起、武威盆地、潮水盆地、北大山隆起等.其中冷龙岭隆起和武威盆地是青藏高原至阿拉善地块的过渡区，共同组成了古浪过渡带(詹艳等，2008)，代表了青藏高原北东向拓展的最前沿位置.对沿剖面的冷龙岭断裂(F1)、可能存在的冷龙岭北侧断裂(F1-1)、皇城—双塔断裂(F3)、丰乐断裂(F4)、红崖山—四道山断裂(F5)、大坂山断裂(F6)、拉脊山断裂(F7)、西秦岭北缘断裂(F8)深部延展特征进行了解译(图 7a，b).在图 7a、b中也绘制了Shen等(2017)通过地震学方法获得了祁连山东段及其邻近区域的莫霍面(Moho)深度.2016年门源M_S6.4地震主余震分布、1927年古浪M_S8.0地震(詹艳等，2008)、1954年民勤M_S7.0地震(刘白云等，2014；赵凌强等，2018)位置也展示在电性结构图中.除此之外，图 7c绘制出了门源M_S6.4地震主余震的平面分布显示图与震中附近地貌图以及地表断裂走向分布.

图 7

Fig. 7

图 7 DKLB-M和HYFP剖面深部电性结构图和门源地震区地表断裂走向与主、余震分布图 Fig. 7 Deep electric structure on profiles DKLB-M and HYFP, surface faults, and main shock and aftershocks of the 2016 Menyuan event

冷龙岭断裂带处于广义的祁连—海原断裂带中西段，DKLB-M和HYFP两条剖面电性结构图均显示该断裂为明显的高角度SW倾向电性分界带特征，断裂北部为大规模完整的高阻构造，断裂南部为中祁连和南祁连的中低阻混合构造带，电性差异从地表延伸至地下60 km以下，穿过了莫霍面，表明该断裂为大型断裂带.DKLB-M剖面上冷龙岭断裂位于50和51号测点之间靠近51点附近，5 km深度以下出现了明显的低阻构造，呈SW向倾向，一直延伸至莫霍面以下，此区域恰好邻近于2016年1月21日门源M_S6.4地震震源区位置(如图 7a中主余震的分布特征所示)，推测该次地震可能是发生在低阻体中，在该低阻体上部可能还伴生存在冷龙岭北侧断裂，共同组成冷龙岭断裂系统，整体表现为走滑为主兼具逆冲运动性质，该地区莫霍面(Shen et al，2017)分布发生了明显的错变，表明该地区构造极为复杂.DKLB-M和HYFP两条剖面电性结构图均显示出冷龙岭隆起和武威盆地中上地壳均为高阻构造为主，北部中下地壳出现低阻构造，高阻体形状类似于詹艳等(2008)提出的“烟斗”构造，皇城—双塔断裂即发育在冷龙岭隆起与武威盆地接触部位深度约20 km左右电阻率陡坎状变化的“烟斗”与“烟嘴”部位，此断裂亦为1927年古浪8.0级地震发震断裂.

HYFP剖面显示在民勤南部出现了强烈的高低阻电性界断面，位于可能存在的红崖山—四道山断裂位置，表明此处可能存在着深大断裂，此处也恰位于刘洪春等(2000)通过地表地质调查发现的1954年民勤M_S7.0地震地表破裂带和等震线区域以及刘白云等(2014)通过小震精定位统计认为的地震区位置，即为推测存在的红崖山—四道山断裂.电性结构图显示此断裂在上地壳为陡立高角度南倾高低阻电性分界带，分割了南侧的武威盆地和北侧的潮水盆地，向下延伸超过20 km，北侧民勤盆地电性结构自地表到几公里范围内表现为低阻构造，为新生代盆地样式，到十几公里深处出现次高阻层，呈现出较为稳定的构造特征，南侧武威盆地，与冷龙岭上地壳电性连为一体均为高阻结构.拉脊山山体表现为较为完整的高阻结构，延伸深度超过20 km，在山体南侧位置呈现出低阻状态且向深部延伸，此低阻体可能破碎含水构造，表明拉脊山南缘断裂可能是拉脊山断裂系统的主控断裂.西秦岭北缘断裂表现为高角度南倾电性边界带，一直延伸至西秦岭地块下地壳穿过莫霍面，表明此断裂带和祁连—海原断裂类似为大型岩石圈边界断裂，在西秦岭地块中段先前完成的两条大地电磁剖面也发现了西秦岭北缘断裂有类似的构造特征(赵凌强等，2015).

赵凌强(2018)以及Zheng等(2013)认为青藏高原与阿拉善地块的边界带位于龙首山北缘断裂至红崖山—四道山断裂一线，结合DKLB-M和HYFP两条剖面电性结构图分析，我们确定广义的祁连造山带位于西秦岭北缘断裂和红崖山—四道山断裂之间，包括西宁盆地、大坂山隆起、冷龙岭隆起、武威盆地四个次级单元.此地区构造复杂，断裂发育众多，其中祁连—海原断裂带冷龙岭断裂部分出现了明显的电性间断面，间断以北冷龙岭隆起，武威盆地共同组成了古浪过渡带，表现为较为完整的高阻结构，是青藏高原东北向拓展的最前沿位置，其中冷龙岭部分高阻体规模较深，延伸至60 km以下.古浪过渡带高阻结构表现为西南深、东北浅的形态，中上地壳高阻连为一体，形似于早期认为的“鼻烟壶”状(詹艳等，2008).下地壳表现出和其北侧的民勤盆地相互连接的中低阻构造，推测其为阿拉善地块俯冲物质.祁连—海原断裂带冷龙岭断裂部分以南的南祁连区域，浅部电性结构呈现出破碎状的高阻特征，高阻层之下的中下地壳出现了分布广泛的低阻层.据郑文俊等(2009, 2013)的研究表明，祁连山构造带主要形成一个由南向北扩展的发育的“花状构造”，表现出明显的向北扩展特征，其中祁连—海原断裂是该“花状构造”的中心断裂，也是该区域最主要的大型断裂带，与此次大地电磁探测结果相似，说明了青藏高原整体对祁连山构造带的挤压作用.

阿拉善地块位于红崖山—四道山断裂以北区域，该区域电性结构呈现出高-低成层特性，中下地壳为相对低阻层，类似于稳定的鄂尔多斯地块(赵国泽等，2004；詹艳等，2005；王鑫等，2010)，稳定地块电性结构的这种特点也在其他地方也得到发现(Jones，1992).

2016年门源M_S6.4地震发生在青藏高原东北缘地区祁连造山带内的祁连—海原断裂冷龙岭段附近(中国地震局地质研究所网站，http://www.eq-igl.ac.cn；徐锡伟等，2017).冷龙岭断裂处于广义的祁连—海原断裂带中西段，梁姗姗等(2017)通过余震序列重定位和主震震源机制解发现的门源M_S6.4地震为纯逆冲型地震特征与郑文俊等(2009)研究发现的冷龙岭断裂表现为强烈走滑运动趋势的结果不一致.大地电磁探测结果显示，冷龙岭断裂为SW倾向，50、51、52号测点之下表现为较宽的SW向低阻体，这样较宽的低阻体存在为冷龙岭断裂和冷龙岭北侧断裂共同存在提供了地球物理学依据.图 7c给出了门源M_S6.4地震主震、余震的空间分布图与震中附近地貌图，根据郭鹏等(郭鹏, 2016；郭鹏等, 2017)推测位置也绘制出了伴生的冷龙岭北侧断裂的分布.如图 7c所示，该次地震主震、余震表现为NW向密集条带分布，优势方位为NW35°，与研究区电性最佳主轴方向较为一致，也与冷龙岭断裂走向相近.大地电磁结果揭示冷龙岭断裂为高角度SW倾向，而此次地震的主，余震绝大部分分布于冷龙岭断裂NE侧区域，表明该次地震主，余震主要分布于冷龙岭断裂下盘，这与一般逆冲型地震主，余震主要分布在断层上盘的特征(徐锡伟等，2013)不符.推测冷龙岭北侧断裂可能对门源M_S6.4地震主震和余震起主要的控制作用，而该断裂为冷龙岭断裂在青藏高原北东向拓展过程中产生的伴生断裂，表现出逆冲特征，此次地震的主，余震绝大部分分布于冷龙岭北侧断裂的上盘.在大的断裂系统中，尤其是构造应力积累演化较快的断裂系统两侧，常常会产生许多小的断层或者破碎带，它们多为主断层错动时产生的撕裂作用引起，多表现为高倾角，在同样的区域构造应力背景下，可能表现出与主断层不同的震源机制.我们推断冷龙岭北侧断裂是冷龙岭断裂在强烈左旋走滑过程中浅部(10 km以上)地壳撕裂而成并承接了冷龙岭断裂的逆冲分量，其与冷龙岭断裂共同组成冷龙岭断裂系统，在浅部(10 km以上)形成类似于小的“花状”构造，并在深部收敛于冷龙岭断裂上，断裂系统整体表现为走滑为主兼具逆冲运动性质.

众所周知，中强地震的发生是由于断层整体失稳滑动而致，断层失稳滑动的过程中往往需要一个解耦层为断层的提供整体错动条件，Ma等(1996)研究发现地壳内中强度相对较低的“弱”的低阻低速流体可以提供这种解耦作用.日本学者在20世纪80年代利用大地电磁方法曾发现过一个与活动断层结构紧密相关的低阻异常带(Electromagnetic Research Group for the Active Fault，1982)，此后，在美国加利福尼亚州著名的圣安德列斯断裂带地震区多国科学家也通过大地电磁观测发现了断层西侧存在着上地幔涌出的流体低阻层，引起了断层内部的电阻率显著变化(Unsworth et al., 1997；Becken et al., 2011).我国科学家在青藏高原周缘地区、天山地区以及华南地块等多个活动地震区的大地电磁探测研究(胥颐和王克元，1995；王绪本等，2009；Bai et al., 2010；Zhao et al., 2012；詹艳等，2013；胡祥云等，2017)表明在中下地壳断层带内出现的中低阻层是由于介质在高温高压条件下使岩石发生相变脱水或熔融所致，反映了介质的力学性质.此次大地电磁探测结果显示出2016年门源M_S6.4地震震源区下向表现为较宽的SW向低阻体，与Shen等(2017)在该次地震震源区附近发现的地震波低速区较为相似.梁姗姗等(2017)通过余震序列重定位表明门源M_S6.4地震余震深度集中分布在4~14 km范围内，这也与大地电磁揭示的冷龙岭断裂系统下方5 km深度开始出现SW向低阻体并向下延伸的结果对应，表明门源M_S6.4地震区冷龙岭断裂系统下方可能形成了明显的力学强度软弱区，这种力学强度软弱区的存在促进了地震蠕动、滑移和发生.

图 8a给出了2016年门源M_S6.4地震发生之前青藏高原东北缘地区2011—2014年期间我们通过一年两期流动重力测量获得的累计4年尺度的重力场变化分布(祝意青等，2016)，结果表明青藏高原东北缘地区重力变化在祁连—海原断裂附近出现了明显正负边界带，在祁连—海原断裂以南区域重力变化以负值为主而祁连—海原断裂北侧重力变化转为正值为主，且重力变化正负梯度带与祁连—海原断裂带走向基本一致；图 8b给出了青藏高原东北缘地区现今水准场分布特征(Hao et al., 2014)，结果表明祁连—海原断裂附近出现了明显的边界带特征，在断裂以南区域最大出现5 mm·a^-1左右的隆升趋势，而在断裂以北区域水准场迅速衰减至0~1 mm·a^-1左右；图 9a给出了2016年门源M_S6.4地震发生之前青藏高原东北缘地区2009—2015年GPS观测网络最新获得水平向速度场分布(相对于欧亚板块)，GPS速度场显示出祁连山东段是青藏高原至阿拉善地块重要的水平速度转换带且表现出明显的南东向顺时针转弯趋势.我们将包含两条大地电磁剖面范围内宽220 km，长430 km范围内的GPS站点分解为垂直于祁连—海原断裂方向速度分量(图 9b，NE20°)和平行于祁连—海原断裂方向分量(图 9c，NE110°)(定义GPS速度场以北和东向为正)，图 9b所示，青藏高原东北缘的地区GPS速度分量由高原内部的10 mm·a^-1左右减小到祁连—海原断裂的5 mm·a^-1左右，并表现出往北越来越小的趋势，进入阿拉善地块后衰减至1~2 mm·a^-1左右，表明垂直于祁连—海原断裂方向地壳出现了强烈缩短的趋势.图 9c所示，祁连—海原断裂以南区域GPS速度分量分布在10~15 mm·a^-1左右，而祁连—海原断裂以北区域，GPS速度分量则快速衰减至5 mm·a^-1左右，表明在祁连—海原断裂附近正在遭受着滑动速率至少5 mm·a^-1以上的左旋剪切作用.现今水准场、重力场、GPS速度场分布特征以及结合大地电磁探测结果，表明祁连—海原断裂为青藏高原东北缘地区最为明显的一条边界断裂，受控于青藏高原北东向拓展和阿拉善地块的阻挡作用，祁连—海原断裂附近目前正承受着巨大的NE向挤压应力.两条大地电磁剖面揭示出祁连—海原断裂带冷龙岭断裂部分以北的北部祁连区域均表现为完整的不易变形的高阻结构，这种完整高阻结构的阻挡作用使冷龙岭断裂附近中下地壳软弱低阻物质发生了挤压隆升的造山过程，这导致门源M_S6.4地震区形成了海拔高达5254 m的岗什卡雪山，而这种巨大的NE向挤压应力由于受到北部不易变形高阻结构的阻挡在冷龙岭断裂附近又转化为持续、剧烈的侧向逃逸作用.以上分析表明冷龙岭断裂附近正在经历着明显左旋剪切和南北向地壳缩短以及强烈的垂直向隆升，是青藏高原北东向拓展作用最强烈、构造转化最剧烈的地区，这种动力学环境可能是门源M_S6.4地震发生的最主要原因，与1927年古浪M_S8.0地震(詹艳等，2008)和1954年民勤M_S7.0地震(赵凌强等，2018)相似，2016年门源M_S6.4地震的发生同样是青藏高原北东向拓展过程中的一次地震事件.

图 8

Fig. 8

图 8 青藏高原东北缘2011—2014年累计重力变化(a)(等值线单位：10-8 m·s-2)与水准场年速率分布图(b) Fig. 8 Gravity changes from 2011 to 2014 (a) (ontours represent, unit:10-8m·s-2) and vertical deformation rates (b) in northeastern margin of Tibetan plateau

图 9

Fig. 9

图 9 青藏高原东北缘2009—2015年GPS速度场(a)与GPS垂直冷龙岭断裂分量(b)平行冷龙岭断裂分量(c) Fig. 9 GPS velocity field in northeastern margin of Tibetan Plateau (a), GPS component perpendicular to Lenglongling fault (b), and GPS component parallel to Lenglongling fault (c)

本文对所采集到的数据使用数据处理和反演方法获得了的二维深部电性结构图，结合青藏高原东北缘地区最新获得的相对于欧亚板块2009—2015年GPS速度场分布特征，1月21日门源M_S6.4地震主，余震分布特征以及其他地质与地球物理资料等，探讨了门源M_S6.4地震的发震断裂，断裂带空间展布、延伸位置；分析了门源M_S6.4地震孕震环境与地震动力学背景等以及祁连山地区深部构造特征等相关问题，所获结论如下：

(1) 2016年门源M_S6.4地震震源区下表现为较宽的SW倾向低阻体，低阻体的存在不仅表示应力聚集区，也反映了该地区的构造不稳定性，表明地震震源区附近可能形成了明显的力学强度软弱区，这种力学强度软弱区的存在促进了地震蠕动、滑移和发生，这可能是2016年门源M_S6.4地震发生的原因之一.冷龙岭北侧断裂可能对门源M_S6.4地震主震和余震的发生起控制作用，而该断裂为冷龙岭断裂在青藏高原北东向拓展过程中产生的伴生断裂，推测冷龙岭断裂和冷龙岭北侧断裂共同组成冷龙岭断裂系统，断裂系统整体表现为走滑为主兼具逆冲运动性质.

(2) 现今水准场、重力场、GPS速度场分布特征以及大地电磁探测结果均表明祁连—海原断裂带冷龙岭断裂部分为青藏高原东北缘地区最为明显的一条边界断裂.受控于青藏高原北东向拓展和阿拉善地块的阻挡作用，冷龙岭断裂附近目前正处于青藏高原北东向拓展作用最强烈、构造转化最剧烈的地区，这种动力学环境可能是门源M_S6.4地震发生的最主要原因，与1927年古浪M_S8.0地震和1954年民勤M_S7.0地震相似，2016年门源M_S6.4地震的发生同样是青藏高原北东向拓展过程中的一次地震事件.