青藏高原形成与发展是新生代重要的构造事件, 目前统一的观点为青藏高原形成于新生代以来持续向北漂移的印度大陆与相对稳定的欧亚大陆之间的碰撞拼合(Clark and Royden, 2000; Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001; Royden et al., 2008)。两个大陆的碰撞拼合以及碰撞之后的持续汇聚过程不但塑造了现今青藏高原的高海拔地貌——平均海拔约4000m, 同时也形成青藏高原地区全球范围内最厚的大陆地壳-莫霍面, 平均埋深60~70km(Gao et al., 2013), 最厚处可达80km(吴功建等, 1991)。

作为青藏高原北缘边界的阿尔金断裂带, 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; Peltzer et al., 1989; Replumaz and Tapponnier, 2003; Mériaux et al., 2005;许志琴等, 2011), 另一种潜在的作用是调节大陆内部构造变形, 即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 and Molnar, 1997, 2005; Royden et al., 1997; Zhang et al., 2007)。

阿尔金断裂带东段与党河南山、大雪山和祁连山的交汇区域, 是青藏高原向东北伸出的前端, 也是一个典型的构造转换区(Yuan et al., 2011, 2013; Zhang et al., 2014)。对于阿尔金断裂带东段地区深部构造与动力学机制, 前人积累了丰富的基础资料。人工地震宽角反射/折射剖面(测深剖面)与人工地震深反射剖面揭示该区莫霍面变化趋势总体从北往南变深, 地壳内普遍存在低速体, 其在北部金塔地区位于14~24km的深度, 往南到哈拉湖地区加深到20~30km(崔作舟等, 1995;高锐等, 1995;吴宣志等, 1995;孟令顺等, 1998), 祁连山地区下地壳的挤压和上地壳的逆冲走滑以及后期伸展构造组成了岩石圈变形的力学系统(吴宣志等, 1995), 这些深部探测成果对区域地壳分层、构造活动背景意义重大。然而, 受探测区地质条件、当时技术水平的制约, 早期剖面对深部断裂的精细刻画不足。

近年来, 小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;房立华等, 2013;刘亢等, 2015, 2018)。在阿尔金断裂带东段地区, 已有个别学者利用小震信息来开展深部构造方面的研究, 如张元生等(2004)应用数字化地震台网自1996~2002年以来记录到的小震资料, 反演获得祁连山中东段地区的三维速度图像; 王熠熙和张辉(2013)利用祁连山西段范围内2001~2012年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; 刘亢等(2018)根据小震定位与震源机制解信息开展了阿尔金断裂东段地区的构造转换研究。

通过小震数据刻画断裂空间展布形态、运动特征, 综合野外地质调查以及前人地球物理探测成果, 开展深浅部构造分析, 对研究区断裂系统的空间展布、运动特征及其动力学机制研究提供了一个新思路。

研究区位于阿尔金断裂带与祁连山断裂带交汇区域, 属于青藏高原东北缘, 在区域大地构造上主要包括甘青地块北部的祁连褶皱系, 受印度板块与欧亚板块碰撞及持续至今向北推挤作用远程效应的影响。区域内出露的地层自老到新主要为：前寒武纪变质基底、下古生界、白垩系、新近系以及第四系。

研究区断裂、褶皱发育, 是第四纪以来强烈活动的构造区。伴随北东东向阿尔金左旋走滑断裂带出现了一系列近北西西向的逆冲断裂带, 成为该地区特殊的构造组合(图 1)。阿尔金断裂带切错党河南山、大雪山和祁连山构造带后进入河西走廊西段部分, 存在多条走滑、逆冲断裂。

图 1

Fig. 1

图 1 研究区断裂分布图 图中的部分活动断裂特征据袁道阳等(2004)和郑文俊等(2009); F1-阿尔金断裂带; F2-玉门-冰沟口断裂; F3-旱峡-大黄沟断裂; F4-肃南-祁连断裂; F5-昌马断裂; F6-中祁连北缘断裂; F7-野马河-大雪山断裂; F8-托莱南山断裂; F9-大雪山-疏勒南山断裂; F10-党河南山北缘断裂; F11-党河南山主峰断裂; F12-党河南山南缘断裂; F13-宗务隆山-青海南山断裂; F14-宗务隆山南缘断裂; F15-欧龙布鲁克山北缘断裂; F16-乌兰东-鄂拉山-温泉断裂 Fig. 1 Fault distribution map in the study area

研究区不仅山高坡陡, 在山岭和山坡上往往发育有古夷平面的残余, 形成多级夷平面地貌。阿尔金断裂带切割了青藏高原北部多个构造单元, 构成“盆-岭”地貌格局(图 1)。研究区自北向南发育有祁连山、大雪山与党河南山等一系列近平行的山脉, 这些山脉和褶皱(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)。山岭之间发育着与山脊走向一致的山间盆地, 多为窄长条状, 主要为断裂构造控制的新生代盆地, 最南端为苏干湖盆地, 往北依次为党河南山、盐池湾盆地、野马河南山、野马河盆地、大雪山、昌马盆地、照壁山、酒泉盆地、黑山、河西走廊(图 1), “盆-岭”地貌特征非常典型。

本文使用双差定位法对研究区中小地震进行了重新定位。该方法是一种相对定位法, 通过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, 从而在很大程度上消除了介质横向不均造成的路径效应, 由此获得较高精度的地震位置的相对空间分布(Waldhauser and Ellsworth, 2000)。

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月期间的地震观测报告, 包括8025个地震事件。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均存在少量错误震相(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, 最终获得比较可靠地观测报告(图 2b)。

图 2

Fig. 2

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

为提高地震重新定位结果的可靠性, 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0.38s(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波绝对到时数据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。参考研究区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。

图 3

Fig. 3

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 Statistical graph of earthquake location error

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, 残差为0.29s(图 3b)。其中, 水平方向地震定位精度在150~2000m之间, 平均精度为552m, 其中绝大部分地震定位水平精度在800m之内(图 3c); 垂直方向地震定位精度在120~1500m之间, 平均精度为663m, 其中绝大部分地震定位精度在800m之内(图 3d)。可以看出, 重新定位之后, 地震定位残差和误差明显减小。

采用双差定位法重新定位后的小震收敛性更好, 可以看出, 沿活动断裂明显呈线(带)分布, 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。沿阿尔金断裂带地震分布较少, 这与阿尔金断裂带东段滑移速率逐渐减弱乃至趋于零的GPS监测成果一致(郑文俊等, 2009; Zheng et al., 2013)。相比之下, 北西西向的祁连山断裂带地震分布相对较多, 在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中玉门市东南侧存在两处地震密集区, 分别对应玉门油田采油区和镜铁山铁矿区, 小震频繁可能跟当时的采油、采矿施工相关。德令哈市西侧的地震密集区为2008年6.5级、2009年6.2级以及6.6级这3次地震及其余震分布区。

图 4

Fig. 4

图 4 重新定位后的小震分布图 Fig. 4 Distributions of epicenters 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量化描述。重新定位后, 研究区获得6013个地震事件, 震源深度总体较浅, 基本位于26km的深度以内, 其中4~14km之间的地震约占86%。

旱峡-大黄沟断裂(F3)、昌马断裂(F5)和野马河-大雪山断裂(F7)3条断裂上小震较为密集。选择邻近昌马盆地的段落, 垂直断裂走向截取了5条震源深度剖面(Ⅰ-Ⅳ、BB′), 沿剖面线两侧各5km范围内选取地震数据(图 4)。野马河-大雪山断裂(F7)与阿尔金断裂带小角度交汇, 往北东方向逐渐过渡到与祁连山断裂带平行, 通过小震数据可以精细刻画整条断裂的空间展布, 探讨断裂的构造转换特征。

剖面Ⅰ、Ⅱ、Ⅳ均位于野马河-大雪山断裂(F7)拐弯处, 该处断裂走向由北东东转变为北西西向, 地震相对密集。这3条剖面刻画出断裂的空间展布特征为：断裂倾向保持一致, 倾角逐渐变缓。其中, 剖面Ⅰ中显示2009年10月2日该处发生M 5.1地震, 震源机制解为走滑运动特征。

剖面Ⅲ、Ⅳ与BB′均位于昌马断裂西段。昌马断裂由西向东的左旋滑动速率具有明显增大的趋势, 受阿尔金断裂活动和下盘阻挡的影响, 昌马断裂由西段的逆走滑运动转换为东段的正走滑运动(罗浩等, 2013), 结合1932年昌马7.6级地震以逆冲运动为主的震源机制解(Selva and Marzocchi, 2004)(图 4), 剖面Ⅲ、Ⅳ与BB′揭示出昌马断裂(F5)与旱峡-大黄沟断裂(F3)的空间展布形态, 即这两条断裂倾向南、倾角平缓, 推测其为以逆冲运动为主的断裂模型。垂直阿尔金断裂截取的剖面Ⅸ上, 小震空间展布特征揭示阿尔金断裂带在金塔一带产状近直立。研究区地震震源深度分布在26km以内, 与石油地震剖面深度范围比较接近, 可以用石油地震剖面解释成果来限定小震剖面的构造分析, 此外丰富的小震信息则扩展了石油地震剖面的探测范围。

图 5中AA′为红柳峡段的石油地震解释剖面, 旱峡-大黄沟断裂(F3)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10km), 与石油地震剖面AA′结合来揭示深部构造特征。这两条剖面有一定重合, 可以互相印证、补充, 提供比较合理的地质解释。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, 进入构造滑脱带(在该区域位于15~25km之间), 即低速带, 而小震基本位于断裂面之上。阿尔金断裂带在红柳峡段呈现出正花状构造变形, 具有强烈地向南逆冲的特征, 造成断层北侧下白垩统赤金堡组(K₁c)逆冲于时代较新的下白垩统中沟组(K₁z)之上(何光玉等, 2007)。2002年发生的玉门M_S 5.9地震(图 4), 震源机制解显示为逆冲运动特征(荣代潞和李亚荣, 2005)。

图 5

Fig. 5

图 5 跨祁连山深部构造图 石油地震剖面据何光玉等, 2007修改; 剖面位置见图 4 Fig. 5 Deep structure map crossing Qilian Mountains

研究区南端的宗务隆山一带出现小震密集区, 在2008~2009年间发生了多次5级、6级地震。等间距选择4条剖面线(剖面Ⅴ-Ⅷ), 垂直截取2km宽度内小震, 清晰刻画出断裂深部形态。宗务隆山-青海南山断裂(F13)、宗务隆山南缘断裂(F14)和欧龙布鲁克山北缘断裂(F15)这三条断裂呈叠瓦状(图 6)。震源机制解揭示出该组断裂深部表现为逆冲运动特征, 与地表断层展布特征基本吻合。该区域断裂系统总体特征为高倾角的叠瓦状逆冲断裂。

图 6

Fig. 6

图 6 跨宗务隆山小震纵剖面图 Fig. 6 Vertical profiles of small earthquakes crossing Zongwulong mountains

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23~14mm/a (Van Der Woerd et al., 2001;李海兵, 2001;徐锡伟等, 2003; Mériaux et al., 2005);肃北至石堡城之间的滑移速率为16~8mm/a(Van Der Woerd et al., 2001;李海兵, 2001;徐锡伟等, 2003);石堡城至祁连山之间的滑移速率为7~4mm/a(Meyer et al., 1998;王峰等, 2003;徐锡伟等, 2003);祁连山以东的滑移速率小于2mm/a(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)。明显存在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Ⅰ、Ⅱ、Ⅵ位于野马河-大雪山断裂(F7)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, 断裂倾向保持一致, 倾角逐渐变缓(图 4)。剖面Ⅰ中显示2009年10月2日该处发生M 5.1地震, 震源机制解为走滑运动特征。剖面Ⅲ、Ⅳ与BB′均位于昌马断裂西段, 结合昌马7.6级地震逆冲运动特征, 这3条剖面刻画出昌马断裂(F5)与旱峡-大黄沟断裂(F3)的空间展布形态：断裂倾向南, 倾角平缓, 以逆冲运动为主。

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(F7)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-大雪山断裂选取大藏德勒和查汗哈德这2个关键地点开展野外地质调查(具体位置见图 1)。

在大藏德勒洪积扇上发育一系列冲沟, 均被左旋断错约4~16m, 形成断裂凹槽, 表现有正断层的特征(图 7a)(Luo et al., 2013)。图 7b为位错量最大的一条冲沟, 被断裂左旋断错, 错量达到16m。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, 与M 5.1地震震源机制解信息一致(图 4)。

图 7

Fig. 7

图 7 野外地质调查 (a)大藏德勒冲沟左旋断错影像(Luo et al., 2013修改); (b)大藏德勒冲沟左旋断错地貌; (c)查汗哈德附近断层陡坎影像(据Google Earth); (d)探槽西壁素描图(Luo et al., 2013); (e)宗务隆山南缘断裂影像(据Google Earth); (f)宗务隆山南缘断裂野外露头.具体位置见图 1 Fig. 7 Photos from field geological survey

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 7c), 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, 两盘对应的砾石层呈Z字型展布(图 7d)(Luo et al., 2013)。地貌未见明显的走滑形变, 结合探槽揭示的4条逆冲断裂所表现的逆冲叠瓦状构造, 可以确定野马河-大雪山断裂(F7)在该地点的运动特征已经转换为逆冲性质, 与昌马7.6级地震逆冲运动为主的震源机制解信息基本一致。沿宗务隆山小震密集带, 截取4条小震剖面, 结合震源机制解方面的信息, 清晰揭示出该断裂深部表现为叠瓦状逆冲构造。在德令哈市以北宗务隆山自南向北的小冲沟中, 侏罗系紫色砂岩逆冲在新近系灰色泥岩之上, 断裂上覆薄层冲洪积层未见变形(图 7f), 断层倾向北东, 低倾角逆冲, 与该区震源机制解信息一致。

综上, 小震剖面结合野外地质调查, 揭示研究区主要断裂的构造特征。野马河-大雪山断裂(F7)走向由近平行于阿尔金断裂的北东东向逐渐过渡为平行于祁连山断裂带的近北西西向, 远离阿尔金断裂带, 野马河-大雪山断裂(F7)走向转变为北西西向, 小震刻画出断层深部产状更加平缓, 与大藏德勒与查汗哈德野外露头的现象基本一致。小震剖面Ⅰ和Ⅱ附近的野外地质特征非常典型。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, 与M 5.1地震震源机制解信息一致。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, 与小震剖面揭示的断裂产状特征一致, 显然该地点断裂运动已经转换为逆冲性质。沿宗务隆山小震密集带, 截取4条小震剖面, 清晰揭示出该断裂深部表现为叠瓦状逆冲构造, 与震源机制解信息一致。

1992年格尔木-额济纳旗地学断面项目组在祁连山西段完成了吊达坂-花海人工地震深反射剖面(位置见图 4), 揭示出横过“盆-岭”结合部位, 莫霍面由北面河西走廊44km向祁连山下加深到50km(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, 格尔木附近莫霍界面深约58km, 哈拉湖地区最深可达65km, 低速层在祁连山地区介于10~20km之间。

图 8中CC′为石油地震剖面, DD′为吊达坂-花海人工地震深反射剖面, EE′为小震剖面, 3条剖面方向一致, 重合度高。石油剖面(CC′)探测深度范围为0~20km, 小震剖面(EE′)为0~30km, 而深反射剖面(DD′)探测深度大于60km, 三者结合可以相互验正、补充, 提供更合理的地质解释。

图 8

Fig. 8

图 8 研究区深部构造解释 (a)测线分布图; (b)石油地震剖面(据朱利东等, 2005修改); (c)人工地震深反射剖面地质解释图(据吴宣志等, 1995修改)深反射剖面解释 Fig. 8 Interpretation of deep structures in the study area

深反射剖面(DD′)与石油剖面(CC′)的解释结果基本一致, 说明这两条剖面可信度高, 比较客观地反映深部构造信息(图 8)。深反射剖面(DD′)中酒泉盆地与花海盆地基底的反射比较清晰, 勾画出盆地的边界, 酒泉盆地和花海盆地的新生代沉积分别受控于北祁连北缘逆冲断裂。北祁连山前断裂带向南倾, 地震剖面上可见到断面波并向下追踪到青头山以南第三系向南缓倾的反射, 3.5~4.0s处出现的反射能量带, 尤以出现在CMP50~180的反射波组最为突出, 相邻记录可连续追踪, 是一个滑脱带, 深度约10~12km(吴宣志等, 1995)。宽滩山底部地震反射信息比较丰富, 构造复杂, 存在多解性。莫霍面清晰可见, 由北往南逐渐加深, 在CMP400与1100附近莫霍面存在二处间断, 行迹清晰, 推测为早期断裂。石油剖面(CC′)在金塔附近清晰揭示出阿尔金断裂为正花状构造模式。由于深地震反射剖面在宽滩山深部反射信息较为杂乱, 存在多解性, 难以确定金塔附近阿尔金断裂是否与莫霍面贯通。小震剖面(EE′)刻画出断裂的空间形态, 玉门-冰沟口断裂(F2)与旱峡-大黄沟断裂(F3)在浅表为高倾角逆冲断裂, 往下倾角变缓, 合并为一条断裂, 进入20km深度附近的滑脱层中。

1991~1995年完成的格尔木-额济纳旗人工地震宽角反射/折射剖面(测深剖面)(位置见图 4)获得该区平均地壳厚度大于60km, 由北向南逐渐加深。在20~30km深度范围内存在V_p值为5.8~6.08km/s的低速层(图 9), 可能为结构疏松或强度较小的软弱层(崔作舟等, 1999)。沿格尔木-额济纳旗地学断面全线在地壳内20km深度附近均存在低速层, 壳内低速层厚度一般为5~10km(高锐等, 1995), 在哈拉湖、南祁连地体、中祁连地体、北祁连地体以及河西走廊地区的莫霍面深度依次为73~64~60~58~53~48km, 总体莫霍变化趋势是从北向南变深(高锐等, 2009)。综合地球物理探测成果, 研究区所在地体的莫霍面变化趋势总体从北往南变深, 地壳内普遍存在低速体, 北部金塔地区位于14~24km深度, 往南到哈拉湖地区加深为20~30km(崔作舟等, 1995;高锐等, 1995;孟令顺等, 1998)。

图 9

Fig. 9

图 9 人工地震测深剖面主测线地壳模型(局部截取)(据崔作舟等, 1999修改) Fig. 9 Crustal model of main line from seismic sounding profile (part) (moidified after Cui et al., 1999)

宽角反射/折射地震方法不像垂直反射法那样, 形象、直观地反映断裂构造信息, 它只能借助于地震记录截面图上波组、震相走时不连续或到时差, 判断地震波反射界面是否连续。如果地震反射界面是不连续的, 就可以作为断裂构造存在的依据。图 9速度模型中莫霍面错断比较清晰, 北山地区存在一条较大规模断裂, 错断莫霍面, 倾向南西。往南至祁连山及河西走廊地区, 莫霍面存在4处错断, 呈阶梯状展布, 断裂往上延伸不明显。柴达木盆地的轮廓在速度结构图中比较明显, 在盆地的北部存在一条断裂控制了盆地的生长, 对应于浅表的宗务隆山逆冲断裂带。在柴达木盆地深部莫霍面存在一个较大的间断面。

在北山褶皱带之下, 速度模型中810km处莫霍面存在一处明显断错, 往上延伸进入上地壳, 对应阿拉善北缘断裂带(崔作舟等, 1999)。阿拉善北缘断裂带为物探推断的区域性规模巨大的东西向的隐伏断裂带, 控制着南北两区的地质发展史, “阿拉善地块”和“内蒙华力西晚期褶皱带”正是以此为界。该断裂形成于古生代, 断裂南侧为阿拉善地块, 自古生代以来长期为一隆起带。主要由前震旦亚界变质岩和岩浆杂岩组成结晶基地, 发育一系列东西向展布的紧密褶皱和压性断裂。该断裂北侧自前震旦亚代至晚古生代以来, 长期为一海槽, 地层厚度逾万米。

速度模型中640km与680km附近的2处莫霍面断错与图 8深反射剖面(DD′)中CMP400与1100附近的2处莫霍面断错位置吻合, 莫霍面形态相似, 说明物探资料可信度较高。

综合石油地震剖面、人工地震宽角反射/折射剖面、人工地震深反射剖面, 充分利用小震精确定位信息以及浅表活动构造研究成果, 建立了研究区的三维构造模型(图 10)。莫霍面由北往南逐渐加深, 在哈拉湖附近达到最深, 存在3处断错, 呈阶梯状展布。地壳内部存在一条低速层, 自北向南由15~25km逐渐加深到20~30km, 推测为一滑脱层, 在该层以上为地震多发区。上地壳断裂表现为叠瓦状逆冲构造模式, 断裂深部汇聚到滑脱层中。图 10中GG′与HH′为2条小震剖面(具体位置见图 4), 垂直剖面线取30km范围内小震数据, 清晰刻画出深部断裂形态, 与地表活动构造研究成果基本吻合。在祁连山基底, 断裂系统总体呈“Y”字型, 上部为一系列叠瓦状逆冲断裂, 向下并入一条主干断层, 推测低角度进入低速层。

图 10

Fig. 10

图 10 研究区地壳范围构造模型BB′、GG′与HH′为小震剖面, 具体位置见图 4 Fig. 10 Crustal tectonic model in the study area

基本以低速层为界, 以上为上地壳, 主要以对向的叠瓦状逆冲构造特征为主, 造成祁连山的隆升。低速层以下与莫霍面之间为中下地壳, 壳内物质均一化, 断裂行迹难以识别, 莫霍面存在三处断错现象, 呈现阶梯状, 由北往南逐渐降低。上下地壳内断裂构造特征相异, 地壳增厚方式不同, 基本可以确定以低速层为界, 上地壳与中下地壳发生解耦, 并造成地壳整体增厚。

Zhang et al. (2007)依据GPS观测结果, 郑文俊等(2009)基于遥感解译与地质调查, 张宁等(2016)根据野外调查、断错地貌面测量等工作, 认为阿尔金断裂延伸终止于河西走廊西端的宽滩山一带, 而河西走廊北侧的黑山断裂、蹬蹬山断裂、金塔南山断裂可能共同构成了青藏高原北东向扩展的逆冲前缘。多数学者认为阿尔金断裂经过宽滩山, 沿着阿拉善南缘(黑山断裂、金塔南山断裂等)延伸(朱利东等, 2005;陈文彬和徐锡伟, 2006;张进等, 2007; Zhang et al., 2009;何文贵等, 2012;张波等, 2016; Zhang et al., 2018)。对于阿尔金断裂延伸问题的研究直接关系到对青藏高原北缘演化和扩展机制的认识。石油地震剖面揭示阿尔金断裂带进入花海盆地之中自西向东断距明显减小, 活动强度减弱(何光玉等, 2007)。综合前人研究成果, 阿尔金断裂带向东延伸, 石油地震剖面中解释在宽滩山一带清晰存在, 主断裂进入中下地壳深度范围。小震定位信息揭示阿尔金断裂带在金塔一带小震分布相对密集(图 4), 图 10中ⅨⅨ′与HH′两条小震剖面也清晰刻画出阿尔金断裂在金塔一带产状近直立, 因此本文构造模型中右侧的阿尔金断裂位于酒西盆地内, 推测该断裂穿过酒泉盆地继续往东延伸, 但是断裂活动强度在逐渐减弱, 与大多数学者研究成果一致。

综合浅表活动构造与深部物探成果, 刻画出研究区地壳范围内的深浅部构造模型, 下面简单探讨区域构造变形的动力学机制。

吊达坂-花海深地震反射剖面资料揭示祁连山地壳内部存在滑脱带, 它位于壳内低速层的顶部, 滑脱带之上的地壳部分以一系列南倾、北冲, 并向下终止于滑脱带的逆冲断裂变形为主, 指示了青藏高原向北的扩张方式; 滑脱带之下的地壳以Moho面作为变形标志, 指示了复杂的挤压缩短变形。由于中下地壳物质组成均一化, 除了Moho面存在明显的断错迹象, 很难找到好的变形标志物。地壳变形以壳内滑脱带为界, 上下地壳内变形特征有所区别, 滑脱带之上的地壳自南而北变形逐渐减弱, 主要表现为叠瓦状逆冲构造, 向下汇入低速层中, 而滑脱带之下的地壳变形强度则自南而北显示有逐渐增强的趋势, 表现为在华北板块的俯冲背景下, 两条大型超壳断裂控制了祁连山莫霍面上一系列阶梯状的断错。因此, 祁连山西部地区地壳变形以壳内滑脱带为界上、下解耦。青藏高原东北缘祁连山与酒西盆地结合部位的上、下地壳都经历了缩短变形, 推测地壳整体的缩短变形对青藏高原东北缘地壳的变形增厚起到了决定性的作用, 甚至在整个青藏高原地壳的变形增厚过程中都起到了重要作用(黄兴富等, 2018)。

亚洲板块与青藏高原下面的接触关系, 对于了解青藏高原的发展机制具有重要意义。Ye et al.(2015)利用P波和S波接收函数揭示青藏高原下的厚地壳和岩石圈-软流圈边界(LAB), 与相对薄的地壳和亚洲板块下清晰的岩石圈-软流圈边界(LAB)形成鲜明对比。亚洲板块下的岩石圈-软流圈边界(LAB)向青藏高原下倾斜、延伸。

上地壳的逆冲叠置直接引起了祁连山造山带的隆升, 是地壳增厚的原因。青藏高原东北缘祁连山地区地壳变形集中在上地壳的观点在二十世纪九十年代前后比较流行(Burchfiel et al., 1989; Tapponnier et al., 1990)。随着研究的进展, 学者们发现上地壳变形加厚模型无法完全解释青藏高原东北缘祁连山地区地壳的变形加厚现象。青藏高原中下地壳管道流(Chanel flow)是近年来一些学者根据地质和地球物理观测数据提出的一种假说, 认为青藏高原中南部地壳增厚, 弱化的下地壳向北、东流动导致了青藏高原向北、东的生长(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; Clark et al., 2005)。

综合前人研究成果, 我们提出青藏高原东北缘地区的岩石圈结构(图 11)。其中, 岩石圈-软流圈边界(LAB)展布形态主要依据Shen et al.(2015)和Ye et al.(2015)利用宽频带P波和S波接收函数图像以及Zuza et al. (2018)岩石圈模型来确定。宽频带接收函数图像揭示出位于祁连山地体之下的阿拉善地块岩石圈地幔, 指示阿拉善地块也往南边的青藏高原东北缘之下楔入(Feng et al., 2014; Ye et al., 2015)。地震层析成像结果也于青藏高原之下的更深处追踪到了亚洲岩石圈的信息(Replumaz et al., 2013)。结合深反射探测、宽角折射/反射以及重力方法获得的莫霍面信息, 可以推测青藏高原东北缘存在亚洲板块俯冲至祁连山下, 对应的边界断裂为北山褶皱带内的阿拉善北缘断裂带, 为物探推断的区域性规模巨大的东西向的隐伏断裂带。青藏高原岩石圈地幔受到挤压, 向上抬升, 呈阶梯状断错, 由北东往南西方向, 莫霍面逐渐降低。青藏高原东北缘地区是阿拉善地块与祁连地块拼接地区, 是青藏高原边缘地带, 与青藏高原腹地地壳增厚的管状流模型有所区别。研究区位于青藏高原东北缘, 上地壳主要以逆冲推覆构造模式为主, 产生了上地壳增厚现象, 而中下地壳主要为亚洲岩石圈地幔下插, 上地幔的拖曳作用下易发生流动而形成通道流, 引起了地壳增厚, 上下地壳整体发生了增厚。

图 11

Fig. 11

图 11 青藏高原东北缘地区岩石圈结构推测图 Fig. 11 Prediction of lithospheric structure in the northeastern margin of the Tibet Plateau

在开展小震精确定位与野外地质调查基础上, 综合分析前人深部地球物理探测剖面, 对阿尔金断裂带东段地区的深浅部构造特征及青藏高原东北缘地区的动力学机制取得以下几点认识：

(1) 采用小震剖面刻画研究区多条断裂的空间展布形态, 在与阿尔金断裂带平行的段落过渡到与祁连山方向后, 断层产状逐渐由近直立向倾向南过渡; 小震还刻画出断裂深部产状更加平缓, 结合震源机制解信息及野外地质调查, 断裂运动特征由走滑为主逐渐转换到逆冲为主。基于小震定位数据与石油物探剖面, 揭示阿尔金断裂带在金塔一带产状近直立, 推测该断裂穿过酒泉盆地一直往东延伸。

(2) 建立了阿尔金东段地区的三维构造模型：莫霍面由北往南逐渐加深, 存在三处断错, 呈阶梯状展布。地壳内部存在一条低速层, 自北向南由15~25km逐渐加深到20~30km, 推测为一构造滑脱层, 该层以上为地震多发区。在祁连山基底, 断裂系统总体呈“Y”字型, 上部为一系列叠瓦状逆冲断裂, 造成祁连山的隆升, 向下并入一条主干断层, 推测低角度进入低速层。

(3) 探讨了青藏高原东北缘地区岩石圈构造变形的动力学机制。亚洲板块俯冲至祁连山下, 上地壳主要以对向的叠瓦状逆冲构造特征为主, 造成上地壳增厚现象。而中下地壳主要为亚洲岩石圈地幔下插, 上地幔的拖曳作用下易发生流动而形成通道流, 引起了地壳增厚。上下地壳内断裂构造特征相异, 地壳增厚方式不同, 以低速层为界线, 上地壳与中下地壳解耦, 地壳整体增厚。

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。感谢审稿专家提出的宝贵意见。