2017, Vol. 60
2. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037
2. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China
地表长达近2000 km的阿尔金断裂带是亚洲大陆内部一条巨型NEE向左旋走滑断裂带(图 1), 它切割了青藏高原北部的不同构造单元, 在青藏高原北部新生代大规模叠置和缩短运动及其后期的隆升和向东流动变形中起着重要的边界控制作用, 控制了青藏高原北部的几何学特征及基本的构造格架, 调节了印度/欧亚大陆碰撞作用产生远程效应(Molnar and Tapponnier, 1975; Avouac and Tapponnier, 1993; Tapponnier et al., 2001; Yin et al., 2002; 李海兵等, 2006).新生代以来阿尔金断裂带发生了多期次走滑运动并伴随着强烈的隆升作用(李海兵等, 2006), 它是研究青藏高原北东向快速隆升、及邻区的构造变形演化的关键构造边界部位, 也是大陆动力学研究的热点.与阿尔金断裂带的西端研究程度(高锐等, 2001b; He et al., 2009)相比, 我们对阿尔金断裂带的东端下的深部结构特征了解甚少, 因而限制了我们对青藏高原北东向生长(Zheng et al., 2013a)深部动力学构造成因的认识.本文试图利用布置在该区域的80个宽频带流动地震观测台站和16个固定台网(图 1)所记录的地震波形数据, 通过远震P波层析成像技术, 并结合已有的研究成果综合刻画阿尔金断裂带东端下的结构特征.
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图 1 研究区及邻区主要构造特征和台站分布 红色三角及黑色菱形为台站位置, 蓝色实线框为研究区.Tarim:塔里木；Tibet:青藏高原；ATF:阿尔金断裂；Alxa:阿拉善；F1宽滩山—黑山断裂；F2阿拉善南缘断裂束:F2-1金塔南山断裂, F2-2慕少梁南麓断裂, F2-3盘头山—养圈沟断裂, F2-4天城—苏亥阿木断裂, F2-5阿右旗断裂. Fig. 1 Tectonics of the study area and adjacent regions and distribution of seismic stations Red triangles and black rhombus denote station positions. Blue solid box is the study area. F1: Kuantanshan-Heishan fault; F2: Alxa south-edge fault; F2-1: Jinta-Nanshan fault; F2-2: Mushaoliang south-piedmont fault; F2-3: Pantoushan-Yangjuangou fault; F2-4: Tiancheng-Suhai′amu fault; F2-5: Alax Youqi fault. |
阿尔金断裂带东端(图 1)处于北山造山带、塔里木地块、阿拉善地块、祁连山北缘—河西走廊的接合部位.该区域曾经是早古生代古特提斯关闭的强烈区域.祁连山造山带的形成使得塔里木及阿拉善块体与柴达木盆地拼贴在一起(许志琴等, 2001).在中生代末期, 首先是科瑞斯坦微板块在尼泊尔拼贴碰撞, 导致阿尔金断裂带的形成(葛肖虹等, 1998), 而新生代的印度板块向欧亚板块的碰撞和持续至今的向北推挤作用所形成的远程效应(Molnar and Tapponnier, 1975)使得阿尔金断裂带和祁连山造山带快速隆升, 塔里木及阿拉善块体内变形强烈, 如从新近纪中新世开始, 最具特征的表现形式是阿尔金活动断裂带的大规模左行平移(崔军文等, 1999; Yin et al., 1999)、祁连山的大规模快速隆升、河西走廊的相对强烈凹陷(许志琴等, 1999), 而北山造山带及其以北的中亚造山带(李锦轶等, 2009)并未受到影响.为此, 如图 1所示的现今北祁连—河西走廊的构造格局(葛肖虹和刘俊来, 1999; 陆洁民等, 2004)逐渐形成.这里是青藏高原北东向隆升及扩展的最前缘(Yin and Harrison, 2000; Wang et al., 2014), 地震活动频繁, 新构造活动十分强烈, 其新构造和活动构造的展布是青藏高原变形特征记录较为敏感的部位, 是追踪阿尔金走滑断裂是否北东向延伸轨迹及研究印度与欧亚大陆间的陆陆碰撞形成的远程效应(新生盆地变形和构造活动)的理想区域(图 1).
目前, 对阿尔金断裂东端及邻区的研究认识大多来自地质地貌及地球化学分析的成果, 但其研究区内块体之间的接触关系、深部结构和动力学过程还缺少地球物理证据.因此本文拟借助远震体波层析成像获取壳幔深部介质的速度结构及其他物性参数等信息, 可为研究区内的深部速度结构和动力学过程提供重要的深部约束.在本文中, 我们利用地震行业专项项目所架设的流动台站和固定台网的数据资料, 进行远震P波走时层析成像研究, 获取了研究区下方深达400 km的P波速度结构, 探讨柴达木、阿拉善块体、祁连山造山带、北山造山带以及巨型阿尔金走滑断裂带的深部接触关系, 进而研究可能的青藏高原北东向生长机制.
3 数据和方法本文的研究范围为96°E—104°E, 38°N—43°N, 图 1中的蓝色实线框内.中国地震局在2013年开始实施了喜马拉雅计划二期“中国地震科学台阵探测——南北地震带北段”项目, 按照项目设计的总体要求, 中国地震局地球物理勘探中心在内蒙古西部阿拉善盟和甘肃西北部地区架设了80套宽频带地震仪, 进行了两年的连续观测.另外, 还收集本研究区内16个固定台网的数据(郑秀芬等, 2009). 80套流动地震台站采用的全是CMG-3T_120 s的地震计和REFTEK-130数据采集器.数据记录的采样率为100 Hz, 台站的间距为30~60 km左右.在数据解编过程中, 对台站位置参数经行了月平均处理, 同时也考虑了GPS的高程与地震计之间的高差.利用在2013年10月至2015年6月间的连续记录资料.在河西走廊地区对台站适当加密处理(图 1).
本文研究的这些远震事件满足MS震级不小于5.0, 震中距在30°~90°之间(这样尽量避免核幔边界和下地幔中的复杂构造对地震波走时的影响), 地震事件的震源参数源自美国地质调查局(USGS: http://www.usgs.gov/).对原始数据进行去均值、去倾斜、带通滤波(0.02~0.1 Hz)后, 利用波形互相关方法(VanDecar and Crosson, 1990; Rawlinson and Sambridge, 2004; 张风雪等, 2013)拾取所有地震台站接收的远震P波走时残差.此外, 挑选数据还依据这两个规则:(1) 波形记录要有较高的信噪比(不小于2.0), 保证P波震相有较清晰的识别标志; (2) 用于成像反演中的每个地震事件至少被10个台站接受.经筛选后, 最终得到787个符合条件的地震事件(图 2), P波初至较为清晰的49052条射线(图 3), 显示台站记录的地震事件分布较为均匀.
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图 2 本文研究中远震事件震中分布中间的小方块为本研究区. Fig. 2 Map showing distribution of epicenters of teleseismic events used in this study Box shows the study region. |
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图 3 研究区内的地震射线分布 Fig. 3 Distribution of the seismic rays used in the study |
利用一维的IASP91地球模型, 计算了P波的理论走时(Tcal), 并对地球的椭圆率进行了校正.对于第j个地震事件被第i个台站记录得到的远震走时残差(Δtij)可表示为:
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(1) |
式中Tobs为观测值.对于远震而言, 由于震源一侧远离台站部分的射线路径基本相同, 只有靠近台站部分其射线路径才有明显差别, 作为一级近似, 射线远离台站部分对走时残差的贡献, 包括震源位置和发震时刻的误差及脉冲初至位置的选择的影响, 对同一地震是不随台站变化的.为了降低震中错位、震源时间以及研究区域外的速度异常影响, 通过公式(1) 计算出第j个地震事件的相对走时残差(Δrij)如下:
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(2) |
nj表示记录到第j个地震事件的地震台站总数.Δrij就是用于远震层析成像的相对走时残差资料.对于同一台站记录到的所有远震的走时残差求平均得到了远震走时的相对残差:
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(3) |
其中M表示该台站记录到的所有地震事件总数, Δrs表示每个台站的平均相对走时残差.图 4给出了每个台站的平均相对走时残差, 其与地质构造单元特征相吻合, 表明本次研究获得的走时残差是准确的.
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图 4 台站平均相对走时残差(图例参考图 1) Fig. 4 Distribution of average relative traveltime residuals of stations(other explanations are same as Fig. 1) |
为了适应本研究区的复杂构造特征(如起伏的地形, 地表松散沉积厚度大), 本文采用球坐标下的FMM(Fast Marching Method)方法(Rawlinson et al., 2006)来进行射线追踪.该算法的核心思想是利用由节点组成的窄带模拟波前曲面的演化, 再利用后差分求取程函方程的弱解.在反演计算时, 采用了能够高效求解大型稀疏矩阵的带阻尼因子的最小二乘法(LSQR)(Paige and Saunders, 1982), 三维样条插值用于模型空间内的格点插值(Sandwell, 1987).
尽管研究区域地壳有较强的横向不均匀性, 但是在本文研究中使用的相对走时残差幅值不超过2.0 s.在此基础上反演了地壳和上地幔的三维速度结构, 且并没有进行地壳校正.这是因为该区域没有合适的地壳模型.本文初始模型中地壳部分的速度结构利用研究区内人工地震探测的速度结果(吴功建, 1998; 崔作舟等, 1999; 嘉士旭等, 尚未发表)和接收函数结果(He et al., 2014)而获得, 而地幔部分的速度结构由IASP91模型得到, 见图 5.
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图 5 初始模型的P波速度 Fig. 5 Velocity of P-waves in the initial model |
由于地球物理反演都存在解的非唯一性问题, 对反演结果可靠性的评价与分析是非常必要的.本文将从检测板测试、阻尼因子选择和反演前后相对的走时残差分布等三个方面对反演结果的可靠性及分辨率进行评价, 以检验反演结果的可靠性.
在检测板分辨测试时, 地震台站、远震事件及其相应的射线分布与实际的反演中完全一致.在初始模型上加±3%的速度扰动, 计算合成各个台站的理论相对走时残差, 然后将该走时残差作为已知量, 以未加扰动的模型作为参考模型, 采用与实际观测数据反演时相同的反演参数进行反演计算, 将反演得到的模型与加了扰动的模型相比, 其能够分辨出的最小异常尺度就是该检测板测试的分辨率.本研究中我们采用水平和垂直方向均为等间隔的剖分法, 在模型空间内建立了3-D网格, 在横向上采用0.25°×0.25°的网格格点, 垂向网格的间距是25 km.我们尝试将不同数量的同向相邻的块体组合在一起做检测板测试, 经过反复的测试后, 发现在输入两倍于原本网格划分尺度的正负异常大小时, 可以得到很好的恢复, 这说明本次反演中能够分辨的异常体尺度为0.5°×0.5°×50 km.
本文采用了带阻尼因子的LSQR算法(Paige and Saunders, 1982)进行反演计算.在计算过程中, 对阻尼系数选取做了测试, 最佳的阻尼系数值为10(图 6).图 7是采用阻尼因子值为10进行反演前后相对走时残差分布的统计结果, 经过10次反演迭代后, 残差绝大部分集中在-0.3~0.3 s之内.走时残差的正态分布特征表明反演后的速度模型基本能拟合观测到的相对走时残差.
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图 6 阻尼系数选取曲线 圆点旁边的数字为层析成像反演中的阻尼系数, 星号旁边的数字为最终层析成像模型选用的最佳阻尼系数. Fig. 6 Tradeoff curve of damping coefficient Numbers beside the dots denote damping parameters adopted for tomographic inversions. The number beside the star denotes the optimal damping parameter for the final tomographic model. |
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图 7 反演前(a)和反演后(b)相对走时残差统计 Fig. 7 Statistic of relative traveltime residuals before(a)and after(b)inversion |
本文检测板的输入模型是在参考模型的基础上加一个正负相间分布的3%的速度扰动并辅以1%的随机误差.浅部研究区(深度≤20 km)具有较低的分辨率, 因为远震射线在地壳内部不能够很好地交叉, 这种现象在远震层析成像研究中非常普遍.尽管研究区西太平洋海域地震事件相对更为集中(图 2), 但本次研究中台站(图 1)相对比较集中, 地震射线在下地壳和上地幔内部很好地交叉(图 3), 模型分辨率(图 8b)较好.基于检测板分析获得的三维模型尺度的分辨尺度(图 8b), 获得了研究区下的三维速度结构(图 8c).
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图 8 各个深度上的P波速度扰动及检测板检测结果 (a)地形；(b)检测板分辨率分析；(c)层析成像图像. Fig. 8 P-wave velocity perturbation images and results of checkerboard resolution tests at different depths (a)Topography; (b)Checkboard resolution test; (c)Tomographic image. |
如图 8c所示, 阿尔金断裂带东端及邻区地壳上地幔速度结构具有明显的区域构造分区特征.这与台站的走时残差异常结果(图 4)所显示明显的构造分区特征一致, 表明本次研究获得的三维结构特征是可靠的.
5 结果与讨论考虑到本文主要研究地壳与上地幔的整体结构以及台间距在30 km以上, 近地表及地壳内的结构异常并不能够很好地分辨.该研究区域的地壳厚度大多在40 km以上(崔作舟等, 1999; 高锐等, 1995; He et al., 2014), 因此, 本文仅给出了深度不小于40km的不同深度的水平切片(图 8c).
在40 km深度切片上, 由于研究区域内的地壳厚度大多在40 km以上, 因此, 阿尔金走滑断裂带东端周围普遍属于造山带构造区, 表现为低速区; 而研究区域东北部区域属于阿拉善地体的下地壳表现为高速异常, 为典型的大陆地壳特征.随着深度加大到90 km, 40 km深度水平切片上的阿尔金断裂带及其周缘的造山带下的低速特征明显缩小范围, 祁连山造山带北侧的阿拉善地体下的高速异常特征范围在扩大.深度大于140 km以上水平切片中, 阿拉善地体下的高速异常特征碎片化, 这与华北克拉通的现今的构造格架特征有关(翟明国, 2012); 而祁连山造山带下的低速异常消失显示祁连山造山带具有全球性的典型造山带的特征(Xiao et al., 2009).
为此, 本文展示了三条不同走向的剖面(图 9), 以期获得构造单元间的深部接触关系, 特别是追踪阿尔金走滑断裂带的东北端走向延伸.
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图 9 层析成像结果的垂直剖面 图幅编号所对应的剖面位置见左上平面图中标有字母的蓝线, 成像结果上方为地形图, 靠下部分是速度异常图, 中间是主要地质构造标识.部分图例见图 1：F3龙首山南缘断裂; F4祁连山北缘断裂带; F5弱水断裂; F6多格乌苏东断裂; F7恩格尔乌苏断裂(部分断裂特征据陈文彬和徐锡伟, 2006修改); NBT:北边界逆冲断裂(Gao et al., 1999); NQSF:北祁连山断裂带. Fig. 9 Vertical sections of tomography results Positions of sections are shown with blue lines in the upper left. Upper part is topography. Lower part is velocity anomalies. Middle part is annotations of major geological structures. F3: Longshoushan south-edge fault; F4: Qilian north-edge fault; F5: Ruoshui fault; F6: Duge′usu east fault; F7: Engelwusu fault(after Chen and Xu, 2006). |
剖面AA′(图 9b)位置与走向大致与格尔木—额济纳旗地学断面相同, 便于利用格尔木—额济纳旗地学断面的地球物理资料来佐证本项研究结果.剖面AA′(图 9b)上清楚地显示了深地震反射剖面(高锐等, 2001a)获得的青藏高原北部边界断裂(North Boundary Thrust, NBT), 祁连山造山带北向逆冲在阿拉善地体之上.此外, 柴达木块体的岩石圈厚度大概在160 km左右, 也与S波接收函数分析获得的柴达木岩石圈厚度(LAB)相当(Zhang et al., 2012).剖面AA′(图 9b)揭示了柴达木岩石圈前缘已北向俯冲在祁连山之下.
位于祁连山造山带北缘且沿其走向的剖面BB′(图 9c)切割了阿尔金走滑断裂带东端和仍保留三叠纪以来构造地貌的北山造山带(李锦轶等, 2009).该剖面展示了三个显著特征：剖面穿越的北山造山带成V型的低速异常区, 向下延深可达近百公里; 作为华北克拉通的西南前缘的阿拉善块体岩石圈整体上西南向俯冲在北山造山带东侧之下; 而作为阿尔金断裂带的东向延伸轨迹的河西走廊北侧的系列断裂下的速度异常为低速区, 这表明阿拉善地块的前缘受到了阿尔金断裂带的影响.
本文展示了与剖面BB′(图 9c)平行且北西向穿越了北山造山带北部和阿拉善块体西部的剖面CC′下的速度结构图像(图 9d), 显示在剖面BB′展示的北山造山带下的低速异常的延伸限制在了地壳尺度内, 而且其与阿拉善岩石圈的前缘有着更为复杂的接触关系.此外, 如图 1显示的北东向的弱水断裂、恩格尔乌苏断裂和东戈壁断裂并不是阿尔金断裂带的地表延伸轨迹, 而是仅局限于地表的阿尔金断裂东向走滑的影响范围.
基于图 8和图 9展示的P波速度结构异常图像特征, 本文主要集中讨论两个区域问题：阿拉善块体南向俯冲和巨型的阿尔金走滑断裂带北东向延伸, 因为这两个问题始终是该区域的主要构造问题.
(1) 阿拉善块体南向俯冲
作为印度与欧亚大陆间的陆陆碰撞的产物, 青藏高原的快速隆升机制成为了研究热点.与青藏高原南部边界下的印度大陆北向俯冲所产生的构造特征相比, 青藏高原北部边界的祁连山造山带的近5 Ma以来的快速隆升(Zheng et al., 2013a, 2013b)则更难以琢磨, 皆因祁连山造山带下的深部结构认识不清所致.
格尔木—额济纳旗地学断面的综合地球物理解释(高锐等, 1995; 吴功建, 1998)认为, 祁连山与其北侧盆地接触地带的Moho界面呈斜坡状自北向南倾斜, 祁连山地壳平均速度低于北部的盆地, 且祁连山巨厚的地壳和低速结构可能与阿拉善地块的南向插入(俯冲)有关(崔作舟等, 1999).祁连山北侧实施的深地震反射剖面探测结果所发现的青藏高原的北部边界逆冲断裂(NBT)(Gao et al., 1999)清楚地展示了阿拉善地体的南向俯冲在祁连山造山带之下, 但由于反射剖面并未跨越整个祁连山造山带, 因此也无法追踪到其俯冲前缘及其与祁连山造山带和柴达木块体的深部构造接触关系.
剖面AA′的走向完全与格尔木—额济纳旗地学断面中的中心剖面一致.这有利于对不同地震学探测结果进行对比.如图 9b显示, 本次的地震波层析成像图像清楚地显示了南倾的NBT(Gao et al., 1999), 指示了阿拉善块体南向俯冲.阿拉善岩石圈的南向俯冲前缘被北向俯冲在祁连山造山带之下的柴达木岩石圈所终止.这与西昆仑山下的印度岩石圈地幔与塔里木岩石圈地幔的接触关系相似, 即面对面的碰撞关系(高锐等, 2001b; Kao et al., 2001; He et al., 2009).这种清楚的构造接触关系指示了印度大陆北东向深俯冲至青藏高原之下所形成的北东向推力使得祁连山造山带快速隆升(Yin and Harrison, 2000; Zheng et al., 2013a, 2013b; Wang et al., 2014).
(2) 巨型的阿尔金走滑断裂带北东向延伸轨迹
对阿尔金断裂东端的延伸和规模, 近年来深受中外学者的关注(Wang, 1997; Meyer et al., 1998; Ge et al., 2000; Tapponnier et al., 2001; 李海兵等, 2006; 张培震等, 2006).如图 1所示, 在阿尔金断裂带的东北端的北部, 即阿拉善块体内展现了一系列的与阿尔金断裂带主体走向一致的北东向断裂带(如多格乌苏东断裂、弱水断裂)以及地表行迹较为明显的阿拉善南缘走滑逆冲系断裂, 如金塔—花海盆地南缘断裂、合黎山—龙首山南缘断裂等.为此, 地质学家对阿尔金断裂东延的问题长期存在争论, 主要存在两种不同观点.
一种观点认为阿尔金断裂进入阿拉善地块的西缘.Vincent和Allen(1999)、Lamb等(1999)认为在中生代阿尔金断裂就已进入阿拉善地区.抑或阿尔金断裂与北山东侧的北东向系列断裂带相连, 如弱水断裂(Wang and Mo, 1995), 阿尔金断裂在渐新世—中新世进入阿拉善地区并延伸到蒙古境内, 向东北可延伸到鄂霍茨克地区(Darby et al., 2005; Webb and Johnson, 2006), 新生代晚期停止活动(Yue and Liou, 1999; Yue et al., 2001a, 2001b); 该观点得到了依据重磁场特征所推断的阿尔金断裂延入北山地块证据(李占奎, 1987; 张永军和张开均, 2007; 王忠和李百祥, 2008)所支持.与其相反的观点则认为阿尔金断裂没有北东向延伸到阿拉善地块, 而是经过金塔—花海盆地南缘的宽滩山—黑山地区与合黎山—龙首山南缘断裂相连(张进等, 2007); 又或者是阿尔金断裂更新世之前并未延入阿拉善地区, 其走滑分量多数转换到祁连山地区(Burchfiel et al., 1989; Yin et al., 2002); 又或者是阿尔金断裂更新世以来才向东逐渐转换成阿拉善南缘断裂束, 呈“帚状”分布在阿拉善地块南缘(陈文彬和徐锡伟, 2006).而基于地表构造特征的综合地球物理场特征分析(杨重信等, 2005; 何海军等, 2010; 邱爱美和李百祥, 2011)认为, NEE向左旋走滑的阿尔金断裂向北并未进入北山地块, 也未向东穿过弱水断裂.
而利用宽频带地震记录的地震波形特征获得的层析成像图像(图 9c和9d)显示, 北山造山带与阿拉善地体间的速度异常沿北东向较为复杂, 如在BB′剖面揭示的北山造山带下的低速异常向北追踪时却在CC′剖面消失了.这种异常特征并不被已有地震探测资料揭示阿尔金断裂带为一切穿整个地壳的深大断裂(高锐等, 2001a; Wittlinger et al., 1998)证据所支持.因此, 我们认为阿尔金断裂带并没有沿其构造走向(北东向)进入北山造山带东侧.
相反, 在剖面BB′下的速度异常清楚地显示阿拉善南缘断裂及其所伴生的帚状系列走滑断裂位于高速的阿拉善岩石圈之上的低速异常区.这表明由于受到刚性的阿拉善岩石圈阻挡(图 9c), 阿尔金断裂带的末端沿着阿拉善块体南缘断裂继续东向发展.这种推测得到了地表GPS观测证据(Zheng et al., 2013a, 2013b; 李煜航等, 2015)支持, 也与地表地质构造观察(崔军文等, 1999; 陈正乐等, 2002; 徐锡伟等, 2003)相一致.而在阿拉善块体内的帚状分布的系列走滑断裂(如弱水断裂、多格乌苏东断裂)仅是阿尔金断裂带东向走滑中的所涉及的地表影响痕迹, 而非阿尔金断裂带的东向延伸的主体部分.
6 结论本文利用“中国地震科学台阵探测——南北地震带北段”项目的80个流动宽频带地震仪和16个固定台站记录的远震波形资料, 采用波形相关技术在0.02~0.1 Hz的频段内提取了49052条远震P波走时残差数据, 应用走时层析成像方法获取了研究区下方地壳及上地幔三维P波速度结构.其速度异常结果显示:
(1) 阿尔金断裂带东端、祁连山、北山地区下方地壳结构表现为低速异常特征, 具有明显的造山带构造特征; 阿拉善地体下方地壳结构表现为高速异常特征, 为典型的大陆地壳结构特征.
(2) 与格尔木—额济纳旗地学断面走向一致的剖面(图 9b)结果清楚地显示, 阿拉善地块沿着青藏高原北边界逆冲断裂(NBT)南向俯冲, 祁连山造山带下的阿拉善岩石圈俯冲前缘与北向俯冲的柴达木岩石圈在祁连山造山带下形成了面对面的碰撞接触关系(高锐等, 2001a; Kao et al., 2001; He et al., 2009).
(3) 阿尔金断裂带的末端并没有北东向延伸到阿拉善块体内, 而是受到刚性的阿拉善岩石圈阻挡沿着其南缘断裂继续东向发展.
致谢感谢中国地震局地球物理研究所地震科学探测台阵数据中心和国家数字测震台网数据备份中心为本研究提供地震波形数据.感谢中国地震局地球物理研究所张风雪在方法上无私的帮助.感谢两位匿名专家提出的宝贵意见.
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