青藏高原地区因其独特的地理位置及其正在发生的构造变形，成为地球科学研究的天然试验场，因而吸引了全世界地球科学家的极大关注，把对青藏高原运动学与动力学的研究作为当今地球科学中的重大问题来对待(Tapponnier et al., 2001).祁连山造山带作为青藏高原东北缘地区一个局部高原，正处于青藏高原东北缘向北扩展变形与欧亚大陆之间的汇聚区(Zheng et al., 2013, 2017；Zhang et al., 2017)，也是青藏高原东北缘地区剧烈的侧向逃逸、强烈的南北向地壳缩短以及快速垂直向隆升的三种构造变形运动最为集中的地区(Zhang et al., 2004；Hao et al., 2014)，可见该区是研究青藏高原向北东方向扩展演化的理想地区之一.很多学者已通过祁连山造山带附近的临时和固定地震台站观测数据开展了P波、S波、瑞雷波和拉夫波以及接收函数等成像研究，来探讨青藏高原在祁连山地区的构造变形方式(Li et al., 2014；Tian et al., 2014；Zheng et al., 2016；Shen et al., 2017)，其中接收函数研究结果揭示莫霍面深度分布特征认为祁连山造山带有明显的地壳缩短(Tian et al., 2014)，P波和S波成像研究表明祁连山造山带的横向生长控制着该区多次地震发生(Shen et al., 2017)；接收函数等成像研究揭示祁连山造山带中下地壳存在着明显的低速结构(Li et al., 2014)，但是在祁连山造山带东南部与西秦岭造山带接触区中下地壳则没有发现低速体(Zheng et al., 2016)，这些研究结果认为祁连山造山带有连续变形和地壳缩短运动模式(Li et al., 2014)，而不是地壳通道流变形模式(Zheng et al., 2016).上述的地球物理探测结果所使用的地震台站数据未涉及到祁连山东端冷龙岭隆起以及北侧的阿拉善地块的沙漠覆盖区域，对祁连山东端冷龙岭隆起特别是与南北两侧地块的深部结构特征及其相互接触关系研究相对较少.想要对青藏高原东北缘地区的变形模式和扩展前缘等科学问题进行全面研究，进一步探测祁连山东端冷龙岭隆起及其与南北两侧地块的深部结构特征及其相互接触关系是关键之一.

祁连山东端冷龙岭隆起及附近地区也是中国大陆中强地震频繁地区之一(邓起东等, 2003)，其中于1927年、1954年和2016年分别发生过古浪M8.0地震、民勤M7.0地震和门源M6.4地震(刘洪春等, 2000；郑文俊等, 2004；詹艳等, 2008；刘白云等, 2014；中国地震台网中心CENC网站，http://www.csndmc.ac.cn).跨过1927年古浪地震区的大地电磁探测剖面揭示了该区域深部电性结构为西南深、东北浅的似“鼻烟壶”状的高阻结构特征，古浪地震发生在“鼻烟壶”状高阻结构的西南深、东北浅的接触位置(詹艳等, 2008).赵凌强等(2018)将大地电磁探测研究扩展到了1954年民勤地震区，结果揭示出震源区附近存在着隐伏在腾格里沙漠腹地下方的红崖山—四道山断裂，其空间位置处于詹艳等(2008)发现的“鼻烟壶”状高阻结构北东前缘地带.赵凌强等(2019)对2016年青海门源M6.4地震区开展的大地电磁探测研究揭示该次地震震源区东北侧的深部结构为西南深、东北浅的“鼻烟壶”状高阻结构.这3项大地电磁探测研究主要针对3个地震的地震构造，对于该地区强地震的深部孕育环境和动力学背景未进行全面探讨.

宽频带密集测点大地电磁探测技术可以实现对隐伏断裂带深部延展状态和中强地震区的地震构造探测研究，也能较好揭示大型地块之间深部接触关系以及区域孕震背景.在2008汶川8.0级地震区、2013年芦山7.0级地震区、2013年岷县6.6级地震区和2014年鲁甸6.5级地震区(Zhao et al., 2012；詹艳等, 2013；赵凌强等, 2015；Cai et al., 2017；王绪本等，2018)的大地电磁探测工作不仅揭示了隐伏地震构造，而且表明中强地震的发生与活动构造区地下介质电阻率结构分布特征有密切关系，壳内电阻率结构特征在某种程度上可能控制了地震的发生(Bürgmann，2018；Muñoza et al., 2018).近些年大地电磁探测技术还应用于如印度板块和喜马拉雅碰撞带的深部接触关系(Unsworth et al., 2005)，青藏高原东北缘、东缘与其周围地块的接触关系以及印度板块和欧亚板块碰撞的远程动力学过程等研究(Bai et al., 2010；Zhao et al., 2012；Wang et al., 2014；Wei et al., 2014；Zhang et al., 2015；Xiao et al., 2017；王绪本等，2017).为了进一步揭示祁连山东端冷龙岭隆起及其两侧地块深部接触关系以及该区中强地震深部孕震环境以及动力学背景，我们在詹艳等(2008)和赵凌强等(2018)在冷龙岭隆起完成的剖面基础上，向西南增测了大地电磁数据，使得该剖面向西南跨过了陇西盆地和西秦岭地块，并在祁连—西海原断裂和红崖山—四道山断裂附近进行了加密测量，形成了一条跨过青藏高原东北缘冷龙岭隆起和阿拉善地块长约460 km大地电磁剖面，并结合门源地震区的探测结果(赵凌强等，2019)，探讨祁连山东端冷龙岭隆起及其两侧地块的深部电性结构特征、相互接触关系以及区域地震孕育动力学背景.

本文研究区位于祁连山东端冷龙岭隆起及邻区(见图 1)，祁连山东端横亘在青藏高原东北缘与阿拉善地块之间，该地区在晚新生代以来经历了非常强烈的构造变形，这种强烈的构造变形作用造就了青藏高原最新的、正在形成的组成部分(Yuan et al., 2013).该地区目前分布大量的第四纪褶皱、逆冲断裂和走滑断裂，活动断裂带主要发育为两组：一组为北西西向的大型断裂带，自西南往东北依次为西秦岭北缘断裂带(WQLF)、祁连—西海原断裂带(QHF)、红崖山—四道山断裂(SHF)等，这些断裂构成了本区的划分地块的主边界带断裂，将研究区自西南向北东依次划分为西秦岭地块(WQL)、南祁连地块(SQL)、陇西盆地(LXB)、古浪推覆体(GLT)和阿拉善地块(ALB)，这几条断裂的运动性质以走滑兼逆冲为主.另一组为北北西向规模较小的断裂，如拉脊山断裂(LJSF)、天桥沟—黄羊川断裂(THF)、祁连山北缘断裂(NQLF)和皇城—双塔断裂(HSF)等，这些断裂主要为左旋逆冲或者弧形逆冲-褶皱带.上述两组断裂的发育和持续活动在祁连山冷龙岭隆起及其附近地区区域构造变形和强震孕育过程中起到了至关重要的作用(邓起东等，2003；Yuan et al., 2013).

图 1

Fig. 1

图 1 (a) 青藏高原及其邻区区域构造图; (b)研究区区域构造与大地电磁实测点位图QHF：祁连—西海原断裂；THF：天桥沟—黄羊川断裂；HSF：皇城—双塔断裂；NQLF：祁连山北缘断裂；SHF：红崖山—四道山断裂；LSSNF：龙首山北缘断裂；DBSF：大坂山断裂；LJSF：拉脊山断裂；WQLF：西秦岭北缘断裂；WQL:西秦岭地块；SQL:南祁连地块；LXB:陇西盆地；GLT:古浪推覆体；ALB:阿拉善地块. Fig. 1 (a) The tectonic outline in Tibetan Plateau and its neighboring areas; (b) The topography and tectonic of study area and magnetotelluric measured sitesQHF:Qilian-West Haiyuan fault; THF:Tiaoqiaogou-Huangyangchuan fault; HSF:Huangcheng-Shuangta fault; NQLF:Northern Qilian fault; SHF:Hongyashan-Sidaoshan fault; LSSNF:Longshoushan Northern fault; DBSF:Dabanshan fault; LJSF:Lajishan fault; WQLF:West Qinling fault; WQL: West Qinling Block; SQL: Southern Qilian Block; LXB: Longxi Basin; GLT: Gulang Nappe Transition; ALB: Alxa Block.

图 1中展示了LJS-N剖面的位置，该剖面西南起始于青海省同仁县，向北东经过化隆、乐都、甘肃省古浪和民勤，北东止于阿拉善地块内的红沙梁乡以北，总长约460 km，自西南至北东跨过了西秦岭地块(WQL)、陇西盆地(LXB)、古浪推覆体(GLT)和阿拉善地块(ALB)，也经过了1927年古浪M8.0和1954年民勤M7.0两次历史地震的震中附近.LJS-N剖面分布了65个大地电磁测点，其中34个测点(图 1中绿色三角形)数据为2017年和2018年新测，东北段测点的数据(图 1中黑色三角形)来源于詹艳等(2008)和赵凌强等(2018).赵凌强等(2019)对2016年门源地震区实施的大地电磁剖面位置(DKLB-M)也放置在图 1中(图 1中蓝色三角符号)，该剖面西南起始于青海大通县，经过门源，北东止于甘肃省金昌东南，总长约280 km，包含33个测点；自西南至北东跨过了西秦岭地块(WQL)、南祁连地块(SQL)、古浪推覆体(GLT)，位于2016年青海门源M6.4地震震中东侧约20 km.LJS-N和DKLB-M剖面基本平行且相距约80 km，剖面布设方向都约为NE20°.

LJS-N剖面新测的34个测点在数据采集时使用“十字”型五分量布设方式进行观测，使用了加拿大Phoenix公司的MTU-5A仪器，每个测点记录时间均超过35 h，个别干扰较大的测点还进行了加长时间记录.数据处理采用远参考和“Robust”技术(Egbert and Booker, 1986；Chave et al., 1987).从各测点的视电阻率曲线数值和形态特征可以看出，沿剖面所经过西秦岭地块、南祁连地块和陇西盆地、古浪推覆体以及阿拉善地块各自具有不同的深部电性结构特征.图 2展示了沿LJS-N剖面7个典型测点(点位见图 1红色三角形)的视电阻率和阻抗相位曲线图.西秦岭地块(L-10A)测点视电阻率数值随着周期增大整体表现为低-高-低-次高阻的变化特征，视电阻率值均在1~0.1 s范围内达到最高值然后开始降低，在100 s之后的低频部分出现上翘趋势，表明西秦岭地块内深部结构呈现分层的结构样式.陇西盆地内各测点(L-21A、L-31A和L-34A)视电阻率曲线形态较为平缓，两个方向的曲线延伸趋势较为一致，表明陇西盆地深部电性结构可能较为简单且成层性较好.古浪推覆体内(P-05和L-42B)测点的视电阻率数值整体较大且曲线形态在长周期段呈现出上扬的趋势，其南部测点(P-05)视电阻率数值在全频段整体大于北部测点(L-42B)，指示古浪推覆体深部可能表现为南深、北浅的高阻结构.阿拉善地块内的测点(P-15)的视电阻率曲线形态和数值较为一致，且两个方向的视电阻率曲线几乎重合，反映出阿拉善地块内的深部电性结构较一致且成层稳定性较好.

图 2

Fig. 2

图 2 沿LJS-N剖面7个典型测点视电阻率相位曲线 Fig. 2 Apparent resistivity and impedance phase curves of 7 typical measuring points along LJS-N profile

相位张量二维偏离度β是分析区域电性维性的有效工具(Bibby et al., 2005; Caldwell et al., 2004)，一般可认为当|β|值大于5时地下电性结构三维性较强(Booker, 2014; Cai et al., 2017).对LJS-N剖面上全部测点的数据进行阻抗张量分解计算，获得的二维偏离度|β|值随周期的分布展示在图 3a中.

图 3

Fig. 3

图 3 LJS-N剖面二维偏离度|β|随频率分布图(a)和使用相位张量分解技术获得的电性走向玫瑰花瓣图(b) Fig. 3 The |β| phase tensor ellipse of different periods (a) and rose diagram for major geoelectric strike using the phase tensor decomposition (b) along LJS-N profile

图中可见该剖面上大部分测点自高频到低频的|β|值小于5，但是在西秦岭地块、古浪推覆体内的有些地段长周期的|β|值明显大于5，说明这两个区域的深部结构具有较明显三维性.图 3b为LJS-N剖面全部测点分频段(320~10 Hz)(10~1 Hz)(1~0.1 Hz)(0.1~0.01 Hz)(0.01~0.001 Hz)(0.001~0.0005 Hz)和总频段(320~0.0005 Hz)的相位张量电性走向玫瑰花瓣图，图中可见沿该剖面总频段(320~0.0005 Hz)和低频段(0.1 Hz以下)电性走向角较为集中，基本为北西70°或北东20°，但是在中高频段(0.1 Hz以上)电性走向角度分布较为离散，优势角度不明显，指示沿该剖面上电性走向角自高频到低频呈现出由复杂到简单的分布特征.从图 1中也可以看出LJS-N剖面在冷隆岭隆起区段，地表发育断裂走向多样化，最佳电性走向角较难确定，相位张量二维偏离度值也揭示了该区段三维性较严重，所以我们将采用大地电磁三维电磁成像反演技术对该剖面数据进行反演以获取较可靠的深部电性结构图像.

从图 1点位图中可看出LJS-N剖面和DKLB-M剖面(赵凌强等，2019)间距离较大，而在每条剖面上测点间距较小.为了在三维反演时尽量多的使用沿剖面上的测点，同时又要考虑计算能力和三维反演运行速度，将对两条剖面的数据单独采用ModEM(Egbert and Kelbert, 2012)大地电磁三维反演软件来计算获取沿剖面的三维电性结构图像.

三维反演前在MTP软件中(陈小斌等，2004)对两条剖面的所有测点数据频点进行插值统一，有效插值频率范围320~0.000137 Hz，插值频点数44个，在有效频率范围内挑选35个频点的数据参与反演.为了初始模型网格的剖分较合理，在topeak软件中(刘钟尹等，2017)把两条剖面的数据旋转到北东70°方向以适应测点分布并限制模型中的网格数(旋转后NE70°为X方向，SE20°为Y方向).LJS-N剖面初始模型水平方向上中心区域有11×121个大小为4.0 km×3.9 km的网格，在中心网格的各边上有10个扩展网格，扩展网格大小以1.5的比例因子增加.LJS-N剖面垂直方向的表层网格厚度为10 m，随着深度的增加，网格厚度以不同的比例因子增加，最后LJS-N剖面建立的初始模型网格为31(X)×142(Y)×75(Z).DKLB-M剖面的网格划分方式与LJS-N剖面相似，最后该剖面建立的初始模型网格为26(X)×93(Y)×75(Z).

在三维反演计算前对两条剖面所有测点视电阻率、阻抗相位曲线上的“飞点”进行了识别，采用加大误差的方式，以减少这些“飞点”在反演计算中的权.LJS-N剖面分别将ρ/φ、Z_xy/Z_yx、ρ/φ /T_xy/T_yx、Z_xy/Z_yx/T_xy/T_yx作为输入数据进行了三维反演计算，我们结合拟合误差值、反演响应曲线和实测曲线形态、再参考地质资料结果等进行综合分析，最后选择使用ρ和φ数据进行三维反演计算获得的结果用于最终的解释.DKLB-M剖面也选择相同的ρ和φ数据进行三维反演计算.在反演过程中对视电阻率ρ和相位φ分别设置5%和2.86°的门槛误差，使用100 Ωm均匀半空间为初始模型，使用可变的正则化因子λ，初始为5000，λ步长设置为10.最后确定的LJS-N和DKLB-M剖面三维反演结果拟合误差(rms)分别为2.31和2.71.图 4给出了两条剖面最终结果的实测数据和反演响应的对比图，可见三维反演获得的实测数据与反演响应的拟合度较好.

图 4

Fig. 4

图 4 DKLB-M和LJS-N剖面的实测数据和三维反演响应对比图obs表示观测数据，resp表示三维反演的响应数据. Fig. 4 Comparison of observed and response data of DKLB-N and LJS-N profiles The obs denotes observed data and the resp denotes response data of the 3D model.

图 5给出了LJS-N和DKLB-M剖面三维反演获得的深部电性结构图(0~80 km)，我们将其与DKLB-M和LJS-N(北段)剖面二维反演获得的深部电性结构(赵凌强等, 2018, 2019)进行对比分析，结果表明DKLB-M剖面的二维和三维反演结果基本形同，而LJS-N(北段)剖面在祁连—西海原断裂和古浪推覆体附近的二维和三维反演结果存在一定差异.如前述对LJS-N剖面的维性和电性走向分析，可见该区段断裂走向发育多样化，最佳电性走向角较难确定，而且三维性较严重，因此对LJS-N剖面数据通过三维电磁反演所获得的电性结构图像更能接近真实的地下结构.

图 5

Fig. 5

图 5 DKLB-M和LJS-N剖面三维反演获得的深部电性结构图 Fig. 5 The deep electric structure from 3D inversion of DKLB-M and LJS-N profiles

我们根据大地电磁测点和地表断裂分布(邓起东等, 2003；Yuan et al., 2013)的相对位置，在两条剖面深部电性结构图中对主要断裂的深部延展特征进行了解译和标注，对莫霍面(Moho)深度(Shen et al., 2017)也进行了绘制，同时在两条剖面上部还绘制了沿剖面的地形分布.为了更清楚的比较分析发生在冷龙岭隆起的1927年古浪M8.0地震、1954年民勤M7.0地震和2016年门源M6.4地震的发震构造和深部孕震环境，我们将1927年古浪M8.0地震(侯康明等，1999；詹艳等，2008)、1954年民勤M7.0地震(薛丁等，2010；刘洪春等, 2000；刘白云等, 2014)和2016年门源M6.4地震(中国地震台网中心CENC网站，http://www.csndmc.ac.cn)震中位置和震源机制解也展示在图 5中.

从图 5中的两条剖面的深部电性结构图像可看出祁连—西海原断裂是研究区内的较大型电性边界带，可从地表延伸至地下60 km之下，错断了莫霍面(Shen et al., 2017)，而且在深部延展样式还具有分段特征，在DKLB-M剖面上在约5 km以下表现为明显的略向南倾斜的单一电性边界带，而在LJS-N剖面上该断裂在地表就展现为一定宽度的低阻带，其东北侧的双桥沟—黄羊川断裂可能为祁连—西海原断裂在上地壳的伴生断裂，与地表地质揭示的断裂体系一致(高伟，2018).以祁连—西海原断裂带为界，其西南、东北两侧地块的深部电性结构存在着截然不同的特征，其西南侧区域普遍具有中低阻混杂的深部特点，而东北侧区域地壳结构总体表现为较完整的高阻或者是成层性较好的结构特征.

祁连—西海原断裂带西南侧发育的西秦岭北缘断裂在两条剖面上均表现为向西南倾斜并延伸至下地壳的电性边界带，而拉脊山断裂发育规模明显不及西秦岭北缘断裂，向下仅延伸到上地壳.DKLB-N剖面显示在南祁连地块内大坂山断裂展示为向北倾向的电性差异带，对应地质调查揭示的大坂山断裂地表位置(郭鹏，2016)一致.DKLB-M剖面揭示的南祁连地块和LJS-N剖面揭示的陇西盆地虽然都具有高-低-次高阻的深部结构特征，但是陇西盆地较南祁连地块深部电性结构成层性好，两个地块在上地壳为水平层状分布的高阻结构，中下地壳存在着明显的东西向差别，南祁连地块中下地壳以北深南浅的低阻层为主，陇西盆地中下地壳表现为水平层状低阻结构.西秦岭地块在两条剖面上的深部电性结构特征相似，表现为高-低-次高阻的三层结构，且低阻层呈现出由西南往北东变浅的赋存状态，向北延伸至西秦岭北缘断裂附近时埋深最浅，这与赵凌强等(2015)在西秦岭地块与南北地震带交汇区完成的两条大地电磁剖面揭示的结果相似.

祁连—西海原断裂带东北侧包括古浪推覆体及北东侧的阿拉善地块.古浪推覆体在LJS-N剖面的深部结构形似南深、北浅的“鼻烟壶”状的完整的高阻结构(郑文俊等，2004；詹艳等，2008)，古浪推覆体下方在25~30 km范围内存在着一条明显的缓倾角电性边界带，这与侯康明等(1999)认为该地区深部25 km左右存在有一条缓倾角的滑脱断层相对应，该电性边界带下方表现出和其北侧的阿拉善地块相互连接的中低阻结构，推测其可能来自阿拉善地块俯冲物质.再往北到阿拉善地块则呈现为高-低-次高水平三层结构样式.DKLB-M剖面向北东虽然没有完全跨过古浪推覆体，但依然可以看出古浪推覆体呈现出与LJS-N剖面相似的“鼻烟壶”状的高阻结构.在LJS-N剖面上皇城—双塔断裂处于深度约25 km左右的高阻结构深度突变位置的上方，民勤县南部附近深部存在一个明显的电性边界带，与隐伏在沙漠下的红崖山—四道山断裂(刘洪春等, 2000；刘白云等, 2014；Su et al., 2019)对应.DKLB-M剖面上的祁连山北缘断裂下方的中下地壳存在着明显的低阻带，而在LJS-N剖面上该低阻带也存在，推测祁连山北缘断裂在深部有向东继续延伸.这些在古浪推覆体南北两端发育的祁连—西海原断裂、祁连山北缘断裂和红崖山—四道山断裂在深部的延展特征展示为以叠瓦状向北北东向顺序推覆拓展的样式.

祁连山冷龙岭隆起及其附近地区是青藏高原地块与阿拉善地块的强烈相互挤压碰撞区域(郑文俊等，2009；Hao et al., 2014)，该地区历史地震活动极为强烈，在20世纪以来就发生过1927年古浪M8.0地震、1954年民勤M7.0地震和2016年门源M6.4地震.

1927年古浪M8.0地震属于逆冲型地震，震源深度约25 km(侯康明等, 1999)，地质调查发现该地震在地表形成了多点面状分布的复杂地震破裂带，破裂范围小，地表遗迹较少(郑文俊等，2004；高伟，2018；Guo et al., 2019).侯康明等(1999)研究分析认为在地震区深部25~30 km左右存在有一条缓倾角的滑脱断层，推测1927年古浪M8.0地震发生在该滑脱带上.1954年民勤M7.0地震发生在腾格里沙漠覆盖区域，属于走滑为主兼具逆冲型地震，震源深度约10~15 km(薛丁等，2010)，刘洪春等(2000)和刘白云等(2014)通过地表地质调查和小震精定位结论推测在1954年民勤M7.0地震区存在着东西向分布的红崖山—四道山断裂，断裂整体上表现为走滑为主兼具逆冲特性，Su等(2019)进一步研究表明红崖山—四道山断裂可能是青藏高原板块与欧亚板块间分界断裂.LJS-N剖面的深部电性结构图像揭示出1927年古浪地震震源区位于形似南深-北浅的“鼻烟壶”状的高阻古浪推覆体下方核部的缓倾角电性边界带上，高阻体下方的低阻层向西南未跨过冷龙岭隆起，向北延伸至阿拉善地块下方.该剖面北段的深部电性结构图揭示1954年民勤地震震源就位于“鼻烟壶”状的高阻古浪推覆体的北侧端部，红崖山—四道山断裂位置下方存在明显的高低阻差异带.

2016年门源M6.4地震属于逆冲型地震，震源深度约11.4 km(中国地震台网中心CENC网站，http://www.csndmc.ac.cn).地震地质调查揭示祁连—西海原断裂冷龙岭段和其北侧伴生断裂可能是该次地震的发震构造(郭鹏，2016).DKLB-M剖面结果揭示冷龙岭断裂下方约5 km深度以下出现了明显的SW倾向低阻带，一直延伸至莫霍面以下.门源地震震源位于该低阻带与上覆高阻地层的接触位置.该低阻带具有一定宽度，这可能就是冷龙岭断裂与其伴生的冷龙岭北侧断裂共同组成的祁连—西海原断裂系统的深部延展体现，低阻带比较陡直且略向南倾斜，支持该断裂表现为走滑为主兼具逆冲运动性质，门源地震震中区北侧也存在着与LJS-N剖面相似的西南深、东北浅的“鼻烟壶”状高阻结构.

图 5中两条电磁剖面结果表明1927年古浪M8.0地震、1954年民勤M7.0地震和2016年门源M6.4地震的深部发震构造均处于古浪推覆体统一的高阻背景结构体系中.3个地震的震源区域的介质属性都具有高低阻差异，震源区位于低阻带与高阻体接触区，这表明中强地震的发生与活动构造区地下介质电阻率结构分布特征有密切关系，壳内低阻层形成的机械弱区在某种程度上可能促进和控制了地震的发生(Bürgmann，2018；Muñoza et al., 2018；赵凌强等，2019).

青藏高原东北缘区域的三维地壳运动场分布特征(Zhang et al., 2004；Hao et al., 2014)揭示祁连—西海原断裂门源和古浪段及其附近区域目前正处于青藏高原北东向拓展和构造转化最剧烈的地区，在该区域新生代构造变形的年代框架、变形模式和演化过程研究结果认为祁连山整体上发育形成一个由南向北挤压推覆的“花状构造”，其中祁连—西海原断裂带是该“花状构造”的核心断裂(Zheng et al., 2013；Yuan et al., 2013; Shen et al., 2017；Zhang et al., 2017；Su et al., 2019)，两条电磁剖面结果从深部揭示出冷龙岭隆起区域的祁连—西海原断裂、祁连山北缘断裂和红崖山—四道山断裂以叠瓦状向北北东向顺序推覆拓展到阿拉善地块.在这种推覆拓展作用过程中，古浪推覆体中下地壳深部低阻滑脱带起到了逐渐向北传递应力的作用，促使古浪推覆体整体向北东推覆和向东挤出，导致在古浪推覆体中下方先发生了1927年M8.0古浪地震.而地震区上方完整的高阻结构可能阻止了该次地震破裂的向上传递，这可能是导致该次地震在地表形成了多点面状分布的复杂地震破裂带的原因.如图 6所示，随着古浪推覆体持续的整体向北东挤出，之后在古浪推覆体北侧端部发生1954年M7.0民勤地震和西南侧后端发生2016年门源M6.4地震，这是该地区3个中强地震的深部孕震环境和动力学背景.

图 6

Fig. 6

图 6 祁连山东端冷龙岭隆起及其南北两侧地块接触关系和孕震构造模型 Fig. 6 Contact relationship and earthquake structural model of Lenglongling uplift and its two sides in the eastern end of Qilian Mountains

本文在已有大地电磁数据的基础上，新近在冷龙岭隆起附近以及西南侧区域进行了数据采集，获得了一条长约460 km的大地电磁剖面(LJS-N)数据，并利用三维电磁反演成像技术对全剖面数据进行了反演计算，同时也对位于该剖面西侧约80 km外的一条大地电磁剖面(DKLB-M)数据进行了三维反演计算.根据所获结果对祁连山东端冷龙岭隆起及其两侧地块的深部电性结构特征、相互接触关系以及区域地震孕育动力学背景等进行了探讨研究.获得了如下结论：

(1) 祁连—西海原断裂带展现为略向西南倾斜的较直立大型超壳电性边界带，该断裂是祁连山东端冷龙岭隆起区域最重要的主边界断裂，其北东侧和西南侧地块的深部电性结构呈现出截然不同电阻率分布特征，其西南侧的南祁连地块、陇西盆地以及西秦岭地块在地壳尺度展示为埋深高低不一的高-低-次高阻结构特点，而其北东侧古浪推覆体表现为西南深、东北浅“鼻烟壶”状较完整的高阻结构特征，再往北到阿拉善地块则呈现为高-低-次高水平三层结构样式.

(2) 1927年M8.0古浪、1954年M7.0民勤和2016年M6.4门源地震的震源都处于统一的高阻古浪推覆体中.在青藏高原北东向挤压作用的控制下，祁连山东端冷龙岭隆起区域的祁连—西海原断裂、祁连山北缘断裂和红崖山—四道山断裂以叠瓦状向北北东向顺序推覆拓展到阿拉善地块，这种拓展作用是该区中强地震的动力来源.

我们注意到在距离LJS-N剖面东侧70 km外的腾格里沙漠地区2017年发生了阿左旗M5.0地震(中国地震台网中心CENC网站, http://www.csndmc.ac.cn)，该次地震的发生是否与古浪推覆体整体运动有关，需要在沙漠区域开展进一步的深部探测研究.