地球物理学报  2020, Vol. 63 Issue (3): 988-1001   PDF    
青藏高原东北缘重力场深部结构及其动力学特征
王鑫, 姜文亮, 张景发, 王德华, 田云峰, 申文豪     
中国地震局地壳应力研究所, 北京 100085
摘要:本文采用欧拉反褶积、场源参数成像(SPI)、场源边界提取(SED)、莫霍面反演、地壳三维可视化等多源方法,对青藏高原东北缘地区的布格重力场进行反演与分析,深入研究该地区的深部结构与变形特征,探讨区域深部孕震环境及动力学机制.研究表明,青藏高原东北缘的布格重力场整体呈负异常值,具有明显的分区性,表现出鄂尔多斯盆地异常值相对偏高、阿拉善块体次之、青藏高原块体极低的特点,其中海源断裂系形成了一条宽缓的弧形重力梯度条带,梯度值达1.2 mGal·km-1.欧拉结果显示,鄂尔多斯盆地相比于青藏高原块体而言,场源点具有较强的均一性,场源强度值高(密度值高)且深度稳定在25~32 km范围内,而高原块体的中下地壳尺度广泛分布着低密度异常体.SPI图可知,海源弧形断裂系位于"浅源异常"弧形区,反映其地壳较为活跃,易发生中强地震.SED图揭示青藏高原地壳向东北扩展,经过几大断裂系的调节后运动矢量向东或东南转化,SED与GPS、SKS运动特征大致相同,说明地表-地壳-地幔的运动特征有着较强的一致性.青藏高原东北缘地区壳幔变形是连贯的,加之莫霍面由北向南、由东向西是逐渐加深的,因此属于垂向连贯变形机制,不符合下地壳管道流动力学模式.区域形成了似三联点构造格局,其中海源弧形断裂系的深部地壳结构复杂,高低密度异常体复杂交汇,是青藏高原、阿拉善、鄂尔多斯三大块体相互作用的重要枢纽,其运动学特征总体为中段走滑尾端逆冲,而断裂系正处于大型的弧形莫霍面斜坡带之上,具备强震的深部孕震环境,因此大尺度的运动调节与深部孕震条件共同促使了该地区中强震的多发.
关键词: 青藏高原东北缘      重力场      深部结构      动力学特征      深部孕震环境     
Deep structure of the gravity field and dynamic characteristics of the northeastern margin of the Tibetan Plateau
WANG Xin, JIANG WenLiang, ZHANG JingFa, WANG DeHua, TIAN YunFeng, SHEN WenHao     
Institute of Crustal Dynamics, China Earthquake Administration, Beijing 100085, China
Abstract: This paper studies the Bouguer gravity field of the northeastern margin of the Tibetan Plateau by data inversion. Several methods are employed including Euler deconvolution, Source Parameter Imaging (SPI), Source Edge Detection (SED), Moho inversion and Three-Dimensional (3-D) crustal visualization. The purpose is to reveal the deep structure and deformation characteristics, and discuss the deep seismogenic environment and dynamic mechanism in this region. The research shows that the Bouguer gravity field of the northeastern Tibet Plateau has obvious regionalization with negative gravity anomalies decreasing gradually from the Ordos Basin, through the Alxa Block to the Tibetan Plateau. The Haiyuan fault system displays a wide arc gravity gradient belt with a gradient value of 1.2 mGal·km-1. The Euler result indicates that compared with the Tibetan Plateau, the Ordos Basin has stronger homogeneity of field source points and higher strength (higher density) of field source with depth of 25~32 km. Low density anomalies are widely distributed in the middle and lower crust of the Tibetan plateau block. The SPI map shows that the Haiyuan fault system is located in the arc area of "shallow source anomalies", which indicates that the crust is more active, so that it is easy to generate moderate and strong earthquakes. The SED map reveals that the crust of the Tibetan Plateau extends to the northeast, and the motion vectors transform eastward or southeastward by the adjustment of several major fault systems. The movement characteristics of the SED are similar to the GPS and the SKS, indicating that the movement characteristics of the surface, crust, and mantle are consistent. The crust-mantle deformation of the northeastern Tibetan Plateau is coherent with the Moho gradually thickening from north to south and from east to west, which indicates that it can be explained by vertical coherent deformation mechanism rather than the lower crustal channel flow model. This study region forms a quasi-triple point structure. The high and low density anomaly bodies intersect complexly in deep crust of the Haiyuan fault system, which is an important hub for the interaction of the Tibetan Plateau, Alxa and Ordos. The Haiyuan fault system is characterized by the strike-slip movement of the middle segment and thrust movement of the tail. And it is located in the large arc Moho slope zone, indicating the deep seismogenic environment of strong earthquakes. Therefore, large-scale motion regulation and deep seismogenic conditions jointly lead to occurrence of moderate and major earthquakes in this area.
Keywords: Northeastern margin of Tibetan Plateau    Gravity field    Deep structure    Dynamic characteristics    Deep seismogenic environment    
0 引言

青藏高原东北缘地区作为印度—欧亚板块碰撞作用由近NS向NE、E转换的重要场所,成为了隆升变形机制远场效应的重要地区之一(Tapponnier et al., 2001Yin et al., 2008Tian and Zhang, 2013).青藏高原东北缘地处青藏高原块体、阿拉善块体和鄂尔多斯块体交汇地带(田勤俭和丁国瑜,1998),区域地质构造复杂,活动构造发育,出现了一系列NW向活动强烈的弧形构造带(邓起东等,2007),如海原断裂带、香山—天景山断裂、烟囱山断裂等,这些大型活动断裂对该区地壳稳定性起着重要的调节作用,而在彼此的共同作用下,该区新构造运动强烈,一直以来地震活动十分活跃,曾发生过1920年海原8.5级地震、1927年古浪8.0地震、1879年的武都8.0级地震等.

地球物理探测是认识地壳结构与深部构造的重要技术手段,它能够反映地壳变形和构造运动的全过程,是研究地壳深部结构与和动力学特征的重要途径之一.前人利用地震测深、天然地震、电法、重力等技术手段,对青藏高原东北缘地区地球物理特征开展了大量的研究,取得了丰硕的成果.地震测深资料揭示青藏高原的松潘—甘孜地块与西秦岭造山带存在着中下地壳P波低速度层(李松林等, 2001, 2002Liu et al., 2006Zhang et al., 2013),走时层析成像证实了这一观点,并指出在秦祁地块存在40~70 km的高速体,阻断了中下地壳低速层向东北方向的延伸,不支持下地壳管道流模式(董兴鹏和滕吉文,2018).大地电磁剖面显示该地区的下地壳顶部存在20~25 km厚的低阻层(赵国泽等,2004Xiao et al., 2013),而远震接收函数结果显示区域上地壳与下地壳之间普遍存在着S波低速层,可能为一壳内滑脱层,造就了上地壳变形与下地壳解耦(Liu et al., 2014张洪双等,2015).接收函数H-k叠加分析可知,松潘—甘孜北部与西秦岭呈现出中低泊松比,鄂尔多斯六盘山一带为高泊松比(v>0.30)(Wang et al., 2010, 2014),因此青藏高原东北缘整体表现为中下地壳的低波速、低阻率和高热流值的特点(王春镛等,2016).

在重力方面,高原东北部均为负重力异常,三大块体接壤处形成重力极变区(江为为等,2000),其中贺兰山—六盘山—川滇南北构造带的北段形成了一条重力梯级带,其东西两侧的重力形态与深部结构截然不同(孟小红等,2012),壳内密度异常等值线和地壳厚度等值线均与大型断裂构造走向一致,该密度结构有利于地震孕育发生和地壳物质侧向流动(吴立辛等,2011王新胜等,2013),而西秦岭—松潘的低重力特征意味着岩石圈在此发生过大规模地幔流底侵作用,地幔流的上涌导致了西秦岭的隆升(毕奔腾等,2016).

以上的研究很大程度上促进了青藏高原东北部地区的地球物理学发展,揭示了其岩石圈结构及动力学模式,且已有的重力场研究在该地区的密度结构与横向构造上给出了一定的认识.本文在前人基础之上,以青藏高原东北缘地区作为研究对象(图 1),区域范围:33°N —40°N,101°E—110°E,利用较大比例尺的布格重力数据,采用多源位场反演方法,多尺度多角度地对该地区深部结构与变形特征进行分析,并结合其他技术手段下的研究成果,进一步探讨区域深部孕震环境及动力学机制,为该地区的深部研究提供地球物理学依据.

图 1 青藏高原东北缘地震构造图 F1:西秦岭北缘断裂;F2:海源断裂带;F3:香山—天景山断裂;F4:烟囱山断裂;F5:牛首山—六盘山断裂带;F6:贺兰山东麓断裂;F7:龙首山断裂;F8:玛多—甘德断裂;F9:东昆仑断裂;F10:塔藏断裂;F11:日月山断裂;F12:白龙江断裂;F13:光盖山—迭山断裂;F14:临潭—宕昌断裂;F15:略阳—勉县—洋县断裂;F16:康县北断裂;F17:两当—江洛南缘断裂;F18:宁陕—南宽坪断裂;F19:山阳断裂;F20:华山山前断裂;F21:临潼—长安断裂;F22:渭河断裂;F23:扶风—三原—蒲城断裂;F24:拉脊山北缘断裂;F25:金城关断裂;F26:马衔山断裂;F27:庄浪河断裂;F28:皇城—双塔断裂;F29:黄河断裂;F30:雅布赖山断裂;F31:巴彦乌拉山山前断裂;F32:磴口—本井断裂.图中白色虚线表示省界;黑色实线表示断层;彩色圆圈表示6级及以上历史地震(公元128年至1990年);断层参考中国活动断层分布图(邓起东等,2007)并根据重力各方向梯度场进行了重新解译;蓝色箭头表示相对于北部阿拉善块体的GPS速度场,该速度场根据Liang等(2013)重新计算而得. Fig. 1 Seismotectonic map of the northeastern margin of the Tibetan Plateau F1: West Qinling northern margin fault; F2: Haiyuan fault zone; F3: Xiangshan-Tianjingshan fault; F4: Yancongshan fault; F5: Niushoushan-Liupanshan fault zone; F6: Helanshan eastern piedmont fault; F7: Longshoushan fault; F8: Maduo-Gande fault; F9: East Kunlun fault; F10: Tazang fault; F11: Riyueshan fault; F12: Bailongjiang fault; F13: Guanggaishan-dieshan fault; F14: Lintan-Dangchang fault; F15: Lueyang-Mianxian-Yangxian fault; F16: Kangxian northern fault; F17: Liangdang-Jiangluo southern margin fault; F18: Ningshan-Nankuanping fault; F19: Shanyang fault; F20: Huashan piedmont fault; F21: Lintong-Chang′an fault; F22: Weihe fault; F23: Fufeng-Sanyuan-Pucheng fault; F24: Lajishan northern margin fault; F25: Jinchengguan fault; F26: Maxianshan fault; F27: Zhuanglanghe fault; F28: Huangcheng-Shuangta fault; F29: Yellow River fault; F30: Yabulaishan fault; F31: Bayanwulashan piedmont fault; F32: Dengkou-Benjing fault. White dotted lines represent boundaries of provinces; Black solid lines represent faults; The colored circles represent historical earthquakes of magnitude 6 and greater (from A.D. 128 to 1990); Faults are cited from Deng et al. (2007) and mended based on gravity gradient field; Blue arrows represent GPS velocity field relative to the northern Alxa block, which is recalculated by Liang et al. (2013).
1 数据与方法

布格重力异常是指地壳质量分布不均所引起的重力值偏离正常重力值的异常响应,是不同规模、不同形态、不同深度的地质体在平面上的综合反映,可以直观地展示地质体的分布、深部构造特征以及壳幔密度结构等信息(曾华霖,2005).然而,重力场是叠加场,包含岩石圈不同层次的场源信息,即区域场与局部场信号的叠加、深部场与浅部场信号的叠加,深、浅部重力信息的叠加使得具有地质意义的构造特征难以在原始场上识别,增加了地质构造解译的难度,因此需要根据研究对象的不同对重力场数据进行不同方式的位场转换,从而提取更多有效信息.本文收集了研究区布格重力资料,数据来源于中国地质调查局,是地面测量的重力数据,由1:20万和1:50万组成,经过了地形校正、布格校正和正常场校正等一系列处理,以5 km×5 km的网格间隔进行采样.本次研究采用的位场反演方法有方向求导、欧拉反褶积、场源参数成像(SPI)、场源边界提取(SED)、莫霍面反演,下文将简要介绍相关方法的原理.

1.1 欧拉反褶积

欧拉反褶积(Euler Deconvolution)又称欧拉反演,是一种在已知信息较少的情况下对重、磁数据进行快速反演的方法,可自动或半自动地圈定地质体及其边界,能够对其场源深度进行估算,具备良好的直观性、适用性和灵活性(王明等,2012).该方法是有效的位场分离方法之一,可以分离重力场中交织在一起的信号,提取出地壳的局部场信息,反映地壳的密度体分布与埋藏深度.近年来,欧拉反褶积方法已在地学领域得到了广泛的应用,已有诸多学者通过该方法有效地进行了断层、坳陷等地质构造的解析(范美宁,2006陈青,2010徐剑春等,2016).

Peter(1949)最早提出了欧拉反褶积方法,后经Reid等(1990)改进,推广到三维网格空间,建立了三维欧拉齐次方程表达式(公式(1)),同时开展了位场解译,扩大了欧拉反褶积的适用范围.公式(1)为

(1)

式中,xyz为观测点,x0y0z0为场源点, 为三个方向的导数,B为背景场,N为构造指数,它表示位场异常强度随着深度变化的衰减率,与场源的位置和深度有关.

1.2 场源参数成像

场源参数成像(Source Parameter Imaging,SPI)方法是基于栅格化的重磁场数据自动计算重磁场源的深度,可以把占主导异常的场源深度以栅格形式显示出来,场源深度是根据场源模型参数算出来的,场源模型包括:断层、岩层(岩脉)或水平柱面.SPI方法精度在±20%范围内,这一结论是用实际钻井数据计算而得,精度类似于欧拉反褶积的精度,但能够获取更完整的相干点数据集,该方法的具体算法见文献(Thurston and Smith, 1997Smith et al., 1998).

1.3 场源边界提取

场源边缘提取(Source Edge Detection,SED)方法通过分析位场数据的局部梯度确定异常体的边缘与中心位置,能够给出重磁场横向突变点的位置和地壳岩石的密度体排列.Grauch和Cordell(1987)提出了重磁场总水平导数技术,SED方法在该技术上进行了改进,提取出重磁场栅格数据中水平梯度最大值,确定地质的边界及场源梯度变化,其公式为

(2)

式中θ为方向.图件用“┻”符号表示位场异常边界的位置和梯度方向.

1.4 莫霍面反演

本文基于布格重力资料反演莫霍面深度,采用的是Parker-Oldenburg密度模型,壳幔密度差为一常数,可以在空间域或频率域中完成莫霍面深度的反演(Parker,1972Oldenburg,1974),其表达式为

(3)

式中Δg为布格重力异常,G为万有引力常数,h为界面起伏,Z0为莫霍面平均深度,Δρ为壳幔密度差.

由于布格重力场包括了地壳密度的不均匀分布、莫霍面的起伏以及上地幔物质的质量盈亏等多方面响应,因此原始场受到地壳局部场信息的干扰,即地壳密度的不均匀分布所产生的重力异常,不适合作为反演莫霍面的场源数据.向上延拓方法可以有效地抑制地壳浅部的局部场信息,突出深部的区域场信息(曾华霖,2005),为了更准确地反演区域莫霍面深度,适当地向上延拓处理是十分必要的.已有学者指出,上延20~25 km基本去除了地壳的局部场信息(姜文亮和张景发,2012Jiang et al., 2014Wang et al., 2019),用来反演莫霍面效果极佳,因此本文将上延20 km布格重力场作为莫霍面反演的输入数据(图 3d).

图 3 青藏高原东北缘重力方向导数图与向上延拓图 (a)水平X方向导数图;(b)水平Y方向导数图;(c)垂直Z方向导数图;(d) 20 km上延图. Fig. 3 Directional derivatives and upward continuation map of Bouguer gravity anomalies in the northeastern margin of the Tibetan Plateau (a) Horizontal X-direction derivative; (b) Horizontal Y-direction derivative; (c) Vertical Z-direction derivative; (d) Upward continuation of 20 km.
2 布格重力场特征

在青藏高原东北缘地区的布格重力场中,重力值总体呈负异常现象,范围在-95~-473 mGal变化,区域重力异常表现为东高西低的格局,具有明显的分区性(图 2).区域东侧为鄂尔多斯块体(鄂尔多斯盆地),重力值相对偏高,这是由于该块体的岩石圈厚度较薄,下地壳强度较高,上、下地壳运动耦合在一起,其岩石圈尺度上表现为较强的刚性特征,最高值位于延安以南,为-95 mGal;区域西南侧的青藏高原块体,表现为极低值异常区,反映青藏高原块体的强烈隆升机制,块体的西北侧重力值极低,最低值位于夏河县以西,达-473 mGal,异常值由西南至东北方向逐渐升高,体现了块体向外扩张的运动性质;区域西北侧的阿拉善块体,其异常值介于鄂尔多斯与青藏高原块体之间,由西南向东北方向稳步增高,体现了受青藏高原块体影响向北东扩展的性质.此外,图中界定了其余的一级断裂构造,如NW向的西秦岭北缘断裂、弧形走向的海源断裂带、香山—天景山断裂、近NS走向的牛首山—六盘山断裂带等.

图 2 青藏高原东北缘布格重力异常图 Fig. 2 Bouguer gravity anomalies of the northeastern margin of the Tibetan Plateau

海源弧形断裂系(包括海源断裂带、香山—天景山断裂、烟囱山断裂、牛首山—六盘山断裂带)沿古浪县、海源、固原、西安一线,形成了NW走向的大型重力梯度条带,梯度条带在西侧的古浪—海源一带为近EW,向东南至海源—固原地区转为NW,经固原至西安一带再次转向NWW,可称之为海源重力梯度条带,其划分着青藏高原、阿拉善、鄂尔多斯三大块体.海源重力梯度条带的形成归咎于青藏高原块体向东或东南方向运动,遇到鄂尔多斯刚性块体的阻挡,物质持续堆积所致,加之青藏高原块体内部的运动性差异以及多条断裂走滑作用的调节,造就了大尺度大规模的梯度带现象.在海源梯度条带中,牛首山—六盘山断裂带所形成的近NS走向重力梯级带最为显著,分隔着东西两侧的鄂尔多斯与青藏高原、阿拉善块体,其梯度值变化剧烈,由北向南逐渐加剧,最高值可达1.2 mGal·km-1,反映了鄂尔多斯西界的断裂逆冲与地壳隆升的性质(Zhang et al., 1991李小强等,2015),该断裂带处于重力均衡正异常状态,吸收了大量的应变能(佘雅文等,2016),在高原扩展的尾端起着重要的调节作用.

3 场源反演与分析 3.1 重力梯度场与断裂

本文对布格重力数据进行了方向导数处理,一是作为欧拉反演的参数,二是利用不同方向的重力导数图准确解译出该地区主要断裂的几何分布,揭示断裂与重力方向梯度场之间的关系.基于各方向导数图分别解译了不同走向、不同规模的断裂,所有的断裂分布结果汇总到图 1.

方向导数方法是数据体沿某一方向进行求导计算,在重力场中突出某一方向的地质体特征及不同构造边界,能够准确地揭示浅层构造、断裂构造及区域构造格架.重力场水平X方向(东西向)导数图突出近NS向的断裂构造,如图 3a所示,线性特征明显的梯度值主要分布在青藏高原、阿拉善与鄂尔多斯块体的交汇处,海源断裂带东段、香山—天景山断裂东段与牛首山—六盘山断裂带均表现为正高线性条带,其中牛首山—六盘山断裂带的异常现象十分明显,夹带在正、负高异常条带之间,形成了大规模线性条带,说明断裂带内部经历过多期活动且严重破碎,这是由于青藏高原向东运动受鄂尔多斯阻挡所致.区域西侧的日月山断裂、庄浪河断裂也表现为NNE向线性特征.重力场水平Y方向(南北向)导数图,突出近EW向的地质体及断裂构造,如图 3b所示,异常特征明显的主要位于青藏高原块体内部,西秦岭北缘、海原断裂西段、香山—天景山等主干断裂形成了NW、NNW串珠状正高异常特征,此外区域西南侧的东昆仑断裂、塔藏断裂、光盖山—迭山断裂、白龙江断裂、拉脊山北缘断裂以及鄂尔多斯盆地南侧的近EW向断裂也表现为NNW或EW向正高、负高线性特征,而异常体长轴方向间接说明了高原块体受阻挡后向东南逃逸的机制.重力场垂向一阶导数(Z方向)反映的是垂向上的重力梯度变化,压制了长波的区域场信息,增强了浅层异常体引起的局部异常,突出场源图的细节,在圈定局部异常、划分构造单元以及确定断裂构造方面具有重要的作用,如图 3c所示,鄂尔多斯盆地呈异常平缓区,均一性较强,说明在地壳浅层已经呈现刚性块体的性质,而周边地区表现的支离破碎,反映地壳复杂的变形过程,其中海源断裂形成了串珠状正高线性条带,贯穿区域中央,串珠状长轴方向呈NW向是断裂走滑运动的结果,鄂尔多斯周边的贺兰山断裂、牛首山—六盘山断裂、渭河断裂带也表现为较强的串珠状正高线性条带,串珠状长轴方向不连续,反映了几条断裂在深部上不连通.

3.2 重力场源与深部结构

本文采用Geosoft软件的Euler3D模块开展了重力场欧拉反褶积计算,为了突出大型断裂构造及地质体边界,因此构造指数N选取0.5(王明等,2012).欧拉反演结果如图 4所示,点源大小表示场源深度,点源颜色表示场源强度,场源强度值小代表地质体密度较低,反之则代表地质体密度较高,其结果在三维可视化图中显示更加直观(图 8).特别说明的是,欧拉结果仅显示区域构造边界带上主要地质体引起的总场异常,是对主导的异常体进行场源强度与深度的估算.

图 4 欧拉反褶积场源分布图 Fig. 4 Map of the field source by Euler deconvolution
图 8 青藏高原东北缘地壳三维可视化模型 上界面为DEM;下界面为莫霍面;圆点为欧拉反演的重力场源点,点颜色代表场源强度,色标见图 4;红色实线代表断层;黑色箭头代表地壳运动方向. Fig. 8 3D crust structure model of the northeastern margin of the Tibetan Plateau The upper interface is DEM; The lower interface is Moho; Dots are the Euler field source points of gravity inversion; The color of the points denote intensity of Euler field source, its color scale is shown in Fig. 4; Red lines denote faults; Black arrows denote crustal movement direction.

欧拉反褶积结果显示(图 4),鄂尔多斯盆地内部的场源点具有较强的均一性,场源强度值高(密度值较高),场源深度稳定在25~32 km范围内,代表着沉积层下方结晶基底的响应,基底物质密度较高,表现出强刚性,在重力场中占主导地位,而沉积层的响应较弱,在盆地边缘的埋深较浅,往盆地内部逐渐加深.青藏高原内部的场源点强度低且埋深波动大,在中上地壳结构中,高原地区的物质密度明显小于鄂尔多斯盆地,鄂尔多斯的高密度异常与高原块体的低密度异常形成了鲜明的对比.在场源点较深的中下地壳尺度中,区域西南侧的青藏高原块体表现为极低的场源强度,代表着低密度异常体的分布,说明中下地壳低密度现象在高原东北缘地区广泛分布,这与深部地球物理探测显示的低速度、低电阻率等特性相对应(王春镛等,2016),其中在久治—夏河一线,场源点深度大且强度低,深部低密度现象尤为明显,与前人指出的松潘—甘孜块体中下地壳P波低速层的分布吻合(李松林等,2002Liu et al., 2006),向东北延伸至夏河—海源一线,属于青藏高原的秦祁地块,场源深度变浅且强度有所增加,说明受构造转换带的影响该地区的中下地壳低密度、低速层现象逐渐消失.

海源断裂带古浪段在欧拉图中场源埋深大且密度低,深度在33~40 km,处于下地壳深度,场源点表现出深层低密度物质错综交汇的现象,这与断层长期以来的左旋运动相关,断裂切割至下地壳但未切穿莫霍面,低泊松比也表示该地段不具备上地幔物质上涌熔融的条件(李永华等,2006Wang et al., 2010, 2014),其深部的低密度物质是块体的固有属性,可能是加里东时期的岛弧或增生地壳(Zhang et al., 2013),该段的场源点不仅横向上沿海源断裂延展,纵向上从古浪至兰州一线也有延伸,说明深部的低密度物质与南侧兰州一带的马衔山断裂相连,反映着下地壳岛弧物质的叠瓦式排列(郭晓玉等,2018).海源断裂带从古浪段向东南延伸,即从古浪至海源一线,场源点深度逐渐变浅且强度增加,断层从深部的结构性差异转变为浅层的物质交错,反映了其活动性向东南逐渐减弱,对应的GPS滑动速率也从中段的4~5 mm·a-1降至东段的1~2 mm·a-1(Zheng et al., 2013),至东南端的六盘山一带,场源点深度浅且密度大,说明海源断裂带在此形成了构造转换,从中段的深层走滑运动转换成了尾端的浅层山脉隆起、断裂逆冲活动(Zhang et al., 1991Zheng et al., 2013李小强等,2015).与海源断裂带尾端相邻的牛首山—六盘山断裂带,其场源强度大且深度浅(密度高且埋深浅),说明高原向东北扩展已经作用到了该断裂之上,使其在地壳浅部发生断裂的逆冲、山脉的隆升.龙首山断裂两侧的场源强度与深部差异明显,说明断裂两侧的块体在结构及运动特征上具有较大的差异.

SPI的定义是占主导异常体的场源深度,场源成像浅说明占主导的异常体(岩体)分布于地壳浅部,可以代表着活跃的构造区,反之场源成像深说明主导岩体埋藏于地壳深部,代表着稳定的构造单元,因此SPI可以间接地反映地壳长期运动的活跃度.SPI结果如图 5所示,鄂尔多斯块体场源成像整体较深,体现了其稳定的沉积盆地性质,而青藏高原与阿拉善块体大部分地区场源异常浅,形成了不同规模的构造活跃区,其中鄂尔多斯盆地虽然整体稳定,但块体内部存在着差异性,盆地南侧出现条带状的浅源异常区,而北侧形成较深的场源成像,说明南侧的活跃度略高于北侧.此外,鄂尔多斯盆地周边均表现为较高的活跃度,说明高原持续向东北扩展导致了盆地周边出现了大量的活动断裂带,盆地内部南侧受到了高原向东北运动的影响在浅层出现局部活跃的现象.西秦岭北缘断裂以北至牛首山—六盘山断裂均表现为“浅源异常”的块体性质,因此地壳活跃度较高且运动较大,该地区易发生中强地震.海源弧形断裂系位于“浅源异常”弧形区,断裂系中海源、香山—天景山、牛首山—六盘山三条断裂带均形成了各自的串珠状线性条带,因此几条断裂带具备中强震发生的深部环境.

图 5 场源参数成像分布图 Fig. 5 Map of the source parameter imaging
3.3 场源边界与地壳运动

重力总水平梯度场反映的是场源的空间构造形态及密度结构变化,它能够揭示出地壳尺度的地质构造运动(Green,1976唐仁敏和张健,2006马宗晋等,2006),而SED图展示了重力场源边界极值的位置与梯度方向,反映着地壳密度结构的排列方向,因此通过SED图可以确定深部物质的形变特征与流动方向,从而推断地壳尺度下正在进行着的地质运动过程.SED结果如图 6所示,其梯度的长轴方向对应着深部的块体运动方向,下文将结合青藏高原现今GPS速度场(Liang et al., 2013)与SKS上地幔各向异性数据(常利军等,2008)论述该地区的地壳运动特征及模式,其中GPS速度场主要突出了浅地表至上地壳的运动性质,而SKS表示上地幔的物质流动.为了更好地突出青藏高原对于阿拉善块体的相对运动,我们对该速度场进行了进一步转换,在欧亚板块固定的参考系下,再次扣除了阿拉善块体的整体运动,即根据Liang等(2013)相对于欧亚板块的GPS速度场,重新计算了该区相对于北部阿拉善块体的GPS速度场分布(图 1图 6).

图 6 场源边界分布图 红色线段表示SED重力场源边界点;蓝色箭头表示相对于北部阿拉善块体GPS速度场,其矢量大小见图 1图例;绿色线段表示SKS上地幔各向异性(常利军等,2008). Fig. 6 Map of the source edge detection The red lines represent the SED points of gravity anomaly; The blue arrows represent GPS velocity field relative to the northern Alxa block, and its vector size is shown in legend of Fig. 1; The green lines represent the upper mantle anisotropy of SKS (Chang et al., 2008).

位于区域西南端,SED场源边界的长轴方向为NE,表明青藏高原起始向NE方向运动,遇西秦岭北缘断裂其长轴方向转向SE,即运动方向转向SE,使该断裂发生大型的左旋走滑.区域中央形成了两条SED长轴方向呈弧形排列的条带,对应着海源断裂带、香山—天景山断裂,这是由于高原向东北扩展并持续向东运动使得两条断裂带发生左旋走滑运动,受鄂尔多斯块体阻挡,使得西侧尾端的六盘山断裂发生强烈挤压缩短,而尾端的另一条牛首山断裂表现为逆冲兼右旋运动,所以SED在鄂尔多斯西边界的牛首山—六盘山断裂带表现为长轴近NS向且短轴方向相向的排列特征;西秦岭北缘断裂与海源断裂带之间为陇中盆地,陇中盆地的SED场源边界长轴方向排列成环状,其西侧地块向NE运动,加之南侧西秦岭北缘断裂与北侧海源断裂带的左旋运动,造成了该盆地的顺时针旋转,而在该地块内部的GPS速度场也出现了似环状的特点,同时SKS上地幔各向异性的两个点也表现出了不同的运动方向.位于区域西北侧的阿拉善块体中,SED指示青藏高原向东北扩展在阿拉善块体形成了回环的运动方式,这与GPS速度场有着良好的对应关系,该运动方式使得龙首山断裂两侧地块反向运动,即南侧地块向东推挤以及北侧地块向西南运动,促使了其左旋兼逆冲的性质(廖元模等,1992);贺兰山东麓断裂的SED表现为长轴方向NNE且短轴方向相向的特点,反映了受阿拉善块体的推挤与鄂尔多斯的阻挡下断裂的挤压性质.位于区域东侧的鄂尔多斯盆地周边形成了大规模环状的SED场源边界,说明该大型盆地整体呈逆时针旋转.

有学者曾指出,高原东北部地区的下方普遍存在中地壳S波低速层,造成了上、下地壳之间的滑脱,认为上、下地壳的变形是解耦的(Liu et al., 2014张洪双等,2015).本文的SED结果反映了地壳深部的运动学特征,这一特征与浅地表的GPS速度场十分吻合,也与上地幔的SKS运动方式大致相似,说明该地区从浅地表至地壳至上地幔,块体的运动与变形是耦合的,因此地表-地壳-地幔尺度的变形是连贯的,属于垂直连续变形模式(Ricard et al., 1993Lithgow-Bertelloni and Richards, 1998),不具备明显的上下地壳或壳幔解耦的现象.

3.4 莫霍面深度

本文参考了前人的地震测深资料(张少泉等,1985李清河等,1991李松林等,2002Liu et al., 2006Zhang et al., 2013李英康等, 2014, 2015王帅军等,2017),作为莫霍面反演的初始和约束条件,得到了区域地壳与上地幔的速度结构及其深度(表 1),同时利用密度与P波速度的经验公式ρ=0.77+0.32VP计算相应的密度值(Berteussen,1997).青藏高原块体的莫霍面平均深度约为55 km,阿拉善地区约48 km,鄂尔多斯盆地约42.5 km,区域壳幔密度差取0.41 g·cm-3.

表 1 青藏高原东北缘地区的地壳平均深度、P波速度、地壳密度列表 Table 1 Average crust thickness, P wave velocity and crustal density of the northeastern margin of the Tibetan Plateau

反演结果如图 7所示,区域莫霍面横向起伏变化较大,范围在41.1~58.3 km之间,莫霍面由西至东、由南至北逐渐变浅,说明地壳由东向西、由北向南逐渐增厚,莫霍面分布形态与地貌形成明显的负相关性.区域西南侧的青藏高原块体莫霍面埋深较大且变化幅度高,对应着高海拔的山川地貌,以西宁—夏河一线为界可划分两个次级块体,界限以西为松潘—甘孜地块,深度在54~58 km之间,界限以东为秦祁地块,深度在48~54 km变化,其中夏河县以南莫霍面极深,深度达58.3 km;区域西北侧的阿拉善块体莫霍面埋深幅度在43~54 km,地壳整体偏厚且幅度变化较大,在古浪县附近深度约54 km,东至贺兰山断裂迅速抬升;区域东侧的鄂尔多斯块体莫霍面埋深较浅且变化幅度较小,埋深在41~45 km之间,对应着稳定的大型沉积盆地.

图 7 青藏高原东北缘莫霍面深度图 Fig. 7 Moho depth of the northeastern margin of the Tibetan Plateau

连线秦祁地块的兰州至鄂尔多斯盆地的延安一线,莫霍面深度由近50 km迅速抬升至近41 km,相差约9 km,形成了走向NW倾向SW莫霍面斜坡带,整体上呈舒缓的变化,最大陡变处出现在牛首山—六盘山断裂带上,对应两大块体边界的深部响应.连线阿拉善块体的金昌至鄂尔多斯盆地的银川一线,莫霍面深度相差近10 km,同样形成了宽缓的莫霍面斜坡带,而在银川附近表现为小规模的莫霍面凹陷区,是贺兰山构造带—银川盆地的深部响应.海源弧形断裂系正位于莫霍面变化带,断裂系走向与莫霍面变化带基本一致,相比于龙门山断裂带的莫霍面形态有所不同,龙门山断裂带下方的莫霍面呈“锯齿状”陡变,是深部断裂切穿莫霍面使上地幔物质上涌所致(Wang et al., 2019),而海源断裂系呈现宽缓状的莫霍面变化,推测断裂系以走滑兼逆冲的运动形式切割至中下地壳尺度,并未切穿莫霍面,而莫霍面的变化归咎于软流层自然上隆所致.此外,青藏高原块体持续向东北运动,受鄂尔多斯盆地阻挡后中上地壳缩短且下地壳增厚,造成了鄂尔多斯西南边界上地貌的不断隆升与莫霍面的持续变形,在这种构造动力学背景下,使得物质容易在莫霍面陡变处堆积,加剧了该地区强震发生的可能.一般中强震多发生在地幔上隆附近或斜坡带之上,而海源弧形断裂系恰位于莫霍面斜坡带上,这也正是该断裂系强震多发的深部条件之一.

4 地壳三维可视化及动力学意义

青藏高原东北缘地区存在复杂地质构造及地壳运动特征,本文结合DEM、莫霍面以及重力三维欧拉点数据,构建了地壳三维可视化模型,深入探讨动力学特征及深部孕震环境.如图 8所示,青藏高原块体相比于阿拉善与鄂尔多斯块体而言,地壳平均密度低且地壳厚度大,高原块体向东北挤压阿拉善与鄂尔多斯块体时,受到了这两大块体的阻挡作用,出现了重力的调整,高原块体持续发生地壳缩短与增厚,因此造就了宽缓的海源弧形重力梯度带的形成(图 2).青藏高原向东北扩展遇西秦岭北缘断裂,使其发生大型左旋走滑调节运动,该断裂分担了部分运动矢量,其两侧地块表现明显的场源密度差异,场源点密度低且埋深大,推断下切至莫霍面.高原持续向东北扩张受到阿拉善块体边界的遮挡,产生了大型的海源断裂带、香山—天景山断裂等弧形构造,使其发生了大型的左旋平移运动,通过弧形断裂系的调整,运动矢量向东或东南转化,因此青藏高原的扩展西秦岭北缘断裂起主导作用,而海源弧形构造系主要起后方调节作用.陇中盆地是个相对独立的地块,地块下方出现了高、低密度体错综复杂的现象,受到高原东北运动及西秦岭北缘断裂与海源断裂带的左旋运动的挟持,表现出小范围的顺时针旋转.在青藏高原运动向东或东南逃逸过程中,遇鄂尔多斯刚性块体的阻挡,运动特性转换为地壳的缩短隆升与牛首山—六盘山断裂带的逆冲,就此青藏高原东北缘地区出现了似三联点构造现象(田勤俭和丁国瑜,1998),造就了海源弧形断裂系的形成,断裂系的运动学特征总体为中段走滑尾端逆冲,此外海源弧形断裂系带正处于宽缓的大规模弧形莫霍面斜坡带之上,具备深部强震孕育条件,因此大尺度的运动调节与深部孕震环境共同促使了该地区中强震的多发.受印度板块的持续推挤,青藏高原向东北扩展已到了龙首山断裂一带,该断裂下方出现了高原块体的低密度物质与阿拉善块体中高密度物质融汇的现象,是高原深部扩张至此的有利证据,这与郑文俊等(2016)指出的高原已扩展到阿拉善块体内部的认识一致.

关于青藏高原东北缘地区的动力学模式,一些学者提出了下地壳管道流的观点(Royden et al., 1997Clark and Royden, 2000),认为下地壳塑性流动是带动高原块体向东北运动的主要动力学机制,暗示着地壳内或壳幔有着不同的运动模式.本文的SED结果首先表明了地表-地壳-地幔的运动方向有着较强的一致性,壳幔尺度的变形是连贯的(图 6),而莫霍面表现出由北向南、由东向西逐渐加厚的趋势,因此符合垂向连贯变形机制(Ricard et al., 1993Lithgow-Bertelloni and Richards, 1998).另外,地处鄂尔多斯东侧、阿拉善南侧的青藏高原块体,在海源弧形构造带内出现了中下地壳高、低密度复杂交汇的现象,而未表现出低密度体的条带状分布,因此不具备下地壳管道流的条件.一些学者研究表明,高原东北缘地区的壳内低泊松比v≈0.24(李永华等,2006Wang et al., 2010, 2014)、中下地壳的高黏滞度1019~1021Pa·s(Hilley et al., 2005)、平衡剖面下地壳缩短与地壳增厚的一致性(Lease et al., 2012)以及特异流变性结构(皮娇龙等,2018),均与下地壳管道流模型不符,综合这些证据,本文不支持青藏高原东北缘地区的下地壳管道流动力学模式.

5 结论与认识

本文基于青藏高原东北缘地区的布格重力场数据,利用欧拉反褶积、场源参数成像(SPI)、场源边界提取(SED)、莫霍面反演、地壳三维可视化等方法进行了反演与分析,明确了该地区的地壳深部结构,深入探讨了动力学特征与深部孕震环境,得到以下几点结论:

(1) 青藏高原东北缘地区的布格重力场整体呈负异常值,具有明显的分区性,表现出鄂尔多斯盆地异常值相对偏高、阿拉善块体次之、高原块体极低的特点,其中海源断裂系形成了一条宽缓的弧形重力梯度条带,梯度带走向呈西段EW、中段NW、东段NNW,梯度值达1.2 mGal·km-1.在各方向重力梯度场中,海源弧形断裂系中各断裂带的线性特征明显并伴有串珠状异常,说明其深部结构复杂且地壳十分破碎.

(2) 欧拉结果表明,鄂尔多斯盆地相比于青藏高原块体而言,场源点具有较强的均一性,场源强度值高(密度值高),深度稳定在25~32 km范围内,代表着沉积层下方结晶基底的响应,而青藏高原块体内部的中下地壳尺度广泛分布着低密度异常体,而海源断裂带从古浪段向东南至海源一线,场源深度逐渐变浅且强度增加,断层从深部结的结构性差异转变为浅层的物质交错,其活动性向东南逐渐减弱.SPI图可知,海源弧形断裂系位于“浅源异常”弧形区,反映其地壳的活跃程度高,因此具备中强震发生的深部环境.

(3) SED图揭示青藏高原地壳向东北扩展,经过几大断裂系的调节运动矢量向东或东南转化,SED反映了地壳尺度的运动特征,与GPS、SKS运动方式大致相同,说明该地区地表-地壳-地幔的运动方向有着较强的一致性,壳幔尺度的变形是连贯的,另外莫霍面表现出由北向南、由东向西逐渐加厚的趋势,因此属于垂向连贯变形机制,不符合下地壳管道流动力学模式.

(4) 青藏高原东北缘受青藏高原、阿拉善、鄂尔多斯三大块体的相互作用,形成了似三联点的构造格局,海源弧形断裂系深部地壳结构复杂,高低密度异常体的复杂交汇,是三大块体的重要枢纽,其运动学特征总体为中段走滑尾端逆冲,而断裂系带正处于宽缓的大规模弧形莫霍面斜坡带之上,具备强震的深部孕震环境,因此大尺度的运动调节与深部孕震条件共同促使了该地区中强震的多发.

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