阿尔金左行断裂带是全球主要陆内走滑断裂带之一(Meyer et al., 1996; Molnar and Dayem, 2010), 具有显著的线性地貌特征.向西与西昆仑造山带相接, 向东切过了祁连造山带, 全长约1500 km(Cui et al., 2001; Molnar and Tapponnier, 1975), 构成了青藏高原的北部边界.自印度—欧亚大陆发生碰撞以来, 阿尔金断裂带承载了高原内部物质向周缘扩展以及塔里木盆地向高原之下斜向俯冲的影响(许志琴等, 1999).在阿尔金断裂带的中段和西段, 近年来, 发生有多次6级以上的强震；但是在断裂带的东段及邻近地区, 近50多年来, 缺少6级以上的强震(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 阿尔金断裂带区域位置(a), 构造背景及地震震中分布图(b) ATF:阿尔金断裂；HYF:海原断裂；KLF:东昆仑断裂带；XXF:鲜水河—小江断裂；RRF:红河断裂；NQLF:祁连山北缘断裂；DHNF:党河南山断裂.断裂构造参考邓起东等(2003), 1965—2018年发生的震级大于2.0的地震以圆点显示, 震中数据下载自http://data.earthquake.cn/. Fig. 1 Regional position (a) and tectonic setting overprinted with earthquake epicenters (b) of the Altyn Tagh fault ATF: Altyn Tagh fault; HYF: Haiyuan fault; KLF: East Kunlun fault; XXF: Xianshuihe-Xiaojiang fault; RRF: Red River fault; NQLF: North Qilian fault; DHNF: Danghenan Shan fault. The faults are referred to Deng et al. (2003), Earthquake epicenters from 1965 to 2018 with magnitude no less than 2.0 are shown in dots and downloaded from http://data.earthquake.cn/.

我国学者较早从地质上开展了对阿尔金断裂带的几何学与运动学的研究(Cui et al., 2001; 郑剑东, 1991; 丁国瑜, 1995).丁国瑜(1995)在平面上将阿尔金断裂带划分出11个段落, 并识别出多个弯曲和阶区构造.在阿尔金断裂带的东段, 包括有阿克塞段、肃北—昌马段以及昌马—玉门段.地表地质以及测地手段表明, 阿尔金断裂带在中西段具有相对稳定的滑动速率, 平均~10 mm·a^-1(图 1), 但是在断裂带的东段, 段落之间的走滑速率出现了显著的降低(Shen et al., 2001; Zhang et al., 2007; Bendick et al., 2000; Elliott et al., 2008; Jolivet et al., 2008; Mériaux et al., 2005, 2012; Gold et al., 2011; Cowgill et al., 2009; Xu et al., 2005; Meyer et al., 1996; Seong et al., 2011; Zheng et al., 2013a).阿尔金断裂东段在经过党河南山断裂和祁连山北缘断裂时经历了两次走滑速率的明显降低(图 1).从地表活动断裂分布图上看, 祁连山内部新生代的主要活动断裂呈NWW走向, 并表现出向阿尔金断裂带收敛的样式.由于祁连山自古生代早期以来具有复杂的增生演化历史(Xiao et al., 2009), 祁连山内部的活动断裂可能是在早期缝合带基础上的继承活动, 它们与阿尔金断裂带的关系如何, 需要有详细的深部结构证据.

以往对阿尔金断裂的地球物理研究主要揭示的是断裂带两侧块体之间的接触关系(吴宣志等, 1995; Wittlinger et al., 1998; 高锐等, 2001; 李秋生等, 2001; Jiang et al., 2004; 王有学等, 2005; Zhao et al., 2006, 2010; Zhang et al., 2015a), 总体上揭示了以阿尔金断裂带为界, 北侧块体有向青藏高原之下俯冲的迹象.但是, 对于阿尔金断裂带沿走向方向的连通性, 以及阿尔金断裂带与旁侧断裂之间的几何关系缺少专门的研究和高分辨率的地球物理证据, 而这些资料对于评价阿尔金断裂带滑动速率的分解与转换具有直接的指示意义.

大地电磁(MT)方法是以天然交变电磁场作为场源, 利用电磁感应效应获取地下介质电阻率的分布信息(Simpson and Bahr, 2005), 对断裂带引起的横向电阻率变化比较敏感.在全球主要走滑断裂的结构研究中, MT方法发挥了重要的作用.Jones等(1992)对加拿大弗雷泽河走滑断裂的大地电磁测深结果显示，断裂带在中地壳与薄的高导带对应, 呈近直立的几何特征, 并与下地壳的高导层相连.Ingham和Brown(1998)利用大地电磁测深揭示了新西兰阿尔卑斯走滑断裂在上地壳表现为近直立的高导带.Becken等(2011)利用多条平行大地电磁测深剖面揭示了圣安德烈斯断裂带蠕滑段与高导的流体圈闭对应, 而壳内高导流体缺失的地方对应断裂闭锁段.Karaş等(2017)报道了对北安纳托利亚断裂闭锁部位的上地壳电性结构研究成果, 揭示了与断裂带有关的高导异常结构.Xiao等(2011, 2012, 2015, 2017)分别在阿尔金断裂带东段不同部位展开密集点距的MT工作, 揭露了阿尔金断裂带与高低阻边界的对应关系, 并由此发现断裂带向东的切割深度明显变小与走滑速率的减小有对应关系, 揭示了断裂带东端部位的分支几何特征.但是在我们的早期研究中, 并没有专门针对阿尔金断裂带与紧临的祁连山内部断裂的结构关系展开研究, 对阿尔金断裂走滑速率衰减及其影响范围并不清楚.本研究以阿尔金断裂带昌马段为窗口, 针对阿尔金断裂带走滑速率的变化, 获取覆盖阿尔金断裂昌马段及相邻地区的大地电磁测深数据.通过成熟的二维反演技术获取剖面电性结构, 分析阿尔金走滑断裂及相邻断裂在空间上的展布样式, 进一步探讨青藏高原北缘的关键动力学问题, 即:是阿尔金断裂的走滑活动控制了祁连山的生长, 还是印度—欧亚板块碰撞引起的南北挤压应力被层层吸收之后造就了阿尔金断裂带走滑速率的变化？

阿尔金断裂带昌马段大致包含了从石包城至赤金的范围(图 2).在断裂带的北侧是塔里木盆地与阿拉善地块的过渡部位, 这一带多被新生代沉积物所覆盖, 仅沿三危山一带有基底出露.在阿尔金断裂带的南侧, 在昌马盆地有较大范围新生代沉积物, 面积大约3000 km²(王胜利等, 2001).其余部位为祁连山古生代以及前寒武纪地层.在祁连山北缘断裂与阿尔金断裂之间, 发育有酒西盆地, 属于河西走廊最西边的盆地, 盆地内中新生代沉积物总厚度达到了7000 m(陈启林和杨占龙, 2010), 仅新生代沉积物就有1500 m(覃素华等, 2013).

图 2

Fig. 2

图 2 阿尔金东段昌马段地质图及大地电磁测深点位分布 紫色三角是本次采集的测点, 蓝色三角是以往工作采集的测点.F1:阿尔金断裂带；F2:旱峡—大黄沟断裂；F3:昌马断裂；F4:大雪山北山断裂；F5:鹰嘴山南缘断裂；F6:野马河—大雪山北缘断裂；F7:托勒南山断裂；F8:党河南山断裂；F9:中祁连北缘断裂(西段)；F10:玉门断裂；F11:白南断裂；F12:新民堡断裂；F13:阴洼山断裂；F14:嘉峪关断裂；F15:干峡山断裂；F16:三危山北断裂；F17:三危山南断裂.V:垂直滑动速率, S:缩短速率, H:水平滑动速率.断裂构造参考邓起东等(2003), Vernon等(2014).地质图据1:250万中国地质图, 在线浏览地址: http://www.ngac.org.cn/. Fig. 2 Geology map around the Changma section of the Altyn Tagh fault together with the location of magnetolluric sites The purple triangles show the new MT sites in this work. The blue triangles show the MT sites of the previous work.F1: Altyn Tagh fault; F2: Hanxia-Dahuanggou fault; F3: Changma fault; F4: North hill of Daxue Shan fault; F5: Southern margin of Yingzui Shan fault; F6: North Yemahe-Daxue Shan fault; F7: Tuolenan Shan fault; F8: Danghenan Shan fault; F9: Northern margin fault of middle Qilian Shan (western section); F10: Yumen fault; F11: Bainan fault; F12: Xinminbao fault; F13: Yinwa Shan fault; F14: Jiayuguan fault; F15: Ganxia Shan fault; F16:North Sanwei Shan fault; F17:South Sanwei Shan fault.V: Vertical slip rate; S: Shortening rate; H: Horizontal slip rate. The faults are referred to Deng et al. (2003), Vernon et al. (2014). The geology data of 1:2.5 M scale can be browsed at the website: http://www.ngac.org.cn/.

在祁连山内部, 活动断裂十分发育, 它们主要呈NWW向展布, 在靠近阿尔金断裂带的部分断裂走向呈近东西向.这些断裂带的主要特征如下:

F2:旱峡—大黄沟断裂, 属于祁连山北缘断裂的西段, 与阿尔金断裂带相连, 西起昌马大坝, 全长约160 km, 总体走向N55°W, 逆冲为主(王胜利等, 2001), 断裂自新近纪以来发生过多期构造活动(何文贵等, 2004).

F3:昌马断裂, 是祁连山断裂系中一条活动强烈的走滑断裂带, 从昌马盆地南缘开始, 总体走向N70°—80°W, 全长约120 km.目前, 已有的研究显示断裂带具有左旋走滑速率, 且由西向东具有明显增大的趋势, 在断裂带的西段具有一定的垂直滑动和缩短分量(罗浩等, 2013).1932年12月25日在昌马地区发生的M7.6地震, 宏观震中就位于鱼儿红乡昌马断裂带上(时振梁等, 1974).

F5:鹰嘴山南缘断裂, 与阿尔金断裂小角度相交, 断裂表现为以逆冲活动为主, 水平滑动迹象不明显.石包城以东地区的逆冲速率为0.16±0.06 mm·a^-1, 缩短速率为0.28±0.08 mm·a^-1; 鹰嘴山以东地区的逆冲速率为0.35±0.14 mm·a^-1, 缩短速率为0.61±0.24 mm·a^-1(罗浩, 2010).

F6:野马河—大雪山北缘断裂, 全新世以来活动强烈, 全长170 km.西起于肃北南侧, 在肃北段以挤压逆冲为主(Meyer et al., 1998), 地表缩短速率为5 mm·a^-1(Van Der Woerd et al., 2001), 中段以及东段以左旋走滑为主(Luo et al., 2015; 何文贵等, 2018), 中段野马河段倾角较陡, 水平走滑速率约为2.50±0.36 mm·a^-1 (Luo et al., 2015), 东段大雪山段倾角较缓, 水平滑动速率为1.40~2.73 mm·a^-1(吴明, 2017).

F7:托勒南山断裂, 位于祁连山内部, 以往的研究较少, 郑文俊等(2009)根据遥感影像和部分区段的考察, 判断该断裂是晚更新世以来活动的左旋走滑断裂, 具有叠瓦逆冲的特点, 晚更新世以来, 水平滑动速率为2.6 mm·a^-1, 垂直滑动速率为0.6 mm·a^-1(苏琦等, 2016).

F10:玉门断裂是祁连山北缘断裂的前缘断裂, 位于祁连山北麓冲积扇上, 以垂直运动为主, 没有明显的水平运动(Hetzel et al., 2002; 李安等, 2016), 垂直滑动速率约为0.35±0.05 mm·a^-1, 缩短速率为0.43 mm·a^-1, 向西南方向倾斜~30°(Hetzel et al., 2002).

从已有的断裂滑动速率研究结果来看, 阿尔金断裂带在昌马段的走滑速率衰减量与其相邻的祁连山内部断裂带的滑动速率并不匹配, 祁连山内部断裂带的滑动速率在部分地段甚至大于阿尔金断裂带上的走滑速率衰减量, 如昌马断裂的东段.因此, 对阿尔金断裂带在昌马段的滑动速率减小现象, 不能简单地将其归结为向祁连山内部断裂构造发生了分解, 而应当首先探索断裂带的结构与连通性, 进而分析阿尔金断裂发生走滑速率分解的可能性.另外, 对祁连山内部断裂滑动速率的产生还需要有更加全面的认识.

野外测量工作于2018年9—11月间展开, 测量中使用了5台德国Metronix公司生产的ADU07e仪器, 测点大致沿4条测线(L16、L17、L18、L19)布设(图 2).4条测线总体呈近南北向展布, 近垂直地穿过阿尔金断裂带昌马段的不同部位.测线间距在20 km左右, 长度80~100 km, 沿每条剖面的测点间距在跨过阿尔金断裂带时最小, 有的部位点距不到1 km.在数据采集过程中, 设置了4096 Hz、128 Hz和4 Hz三个不同的采样频率, 其中低频4 Hz连续采样.在资料处理阶段, 除了采用仪器自带的数据处理软件进行选择迭加处理以及远参考处理(Gamble et al., 1979)外, 还采用不同的单点Robust处理技术(Egbert, 1997; Varentsov et al., 2003)数据处理程序对低频数据(即4 Hz采样数据)进行处理, 最后得到总的频率范围在1000~0.0001 Hz的视电阻率和相位曲线(图 3).总体上看, 测区电磁环境以阿尔金断裂带为界, 在断裂带北侧, 由于高压输电线以及风电场的影响, 测点的1~0.1 Hz频段表现出明显的近场干扰特征, 影响观测数据曲线的连续性, 而在断裂带南侧大部分测点曲线平滑合理.

图 3

Fig. 3

图 3 L16—L19测线部分测点的视电阻率和相位曲线 其中红色实心点为XY分量, 蓝色空心为YX分量. Fig. 3 Apparent resistivity and phase curves of selected MT sites in profiles L16—L19 Red solid circles: XY components; Blue empty circles: YX components.

L16测线共布39个测点, 在1601和1602, 1606和1607, 1615和1617以及最北端1638和1639之间分别跨过了4条已知断裂, 它们是:野马河—大雪山北缘断裂、鹰嘴山南缘、阿尔金断裂、三危山北断裂(图 2).从视电阻和相位曲线变化形态(图 3)来看, 从1615号测点开始, XY分量的视电阻率曲线由于受近场影响(主要是高压输电线), 在1~0.1 Hz频段视电阻率曲线出现了明显的超过45°上升现象, 对应的相位值也接近于0, 这种现象一直持续到测线结束, 并且越向北, 受近场效应影响的频率范围越宽.从观测点128 Hz的磁场时间序列变化幅度来看, 从1615到1629再到1637测点, 磁场时间序列观测幅值明显变大(图 4).另外也有一部分测点(如1603、1615、1620等)的低频段(频率＜0.001 Hz)出现视电阻率或相位数据明显偏离曲线正常形态的现象.除此之外, 利用Rhoplus一维拟合技术(Parker and Booker, 1996)来对观测数据的合理性进行检测, 在阿尔金断裂带南侧大部分测点的相位和视电阻率曲线具有很好的相关性, 比较合理.

图 4

Fig. 4

图 4 128 Hz采样频率时不同测点的磁场时间序列对比 红色1615测点, 蓝色1629测点, 灰色1637点. Fig. 4 Comparison of the magnetic fields at different MT sites with time series at 128 Hz sampling frequency Red lines are from site 1615; blue for site 1629, and gray for site 1637.

L17测线共布33个测点, 1705-1706、1709-1710、1723-1724分别跨过了大雪山北山断裂、昌马断裂和阿尔金断裂(图 2).这其中, 1706与其北侧测点以及1709与1710号测点之间都存在明显的YX分量曲线形态的变化.从1718测点开始往北, YX分量观测曲线率先受到近场效应的影响(主要是风力发电), 到1726号点, XY和YX分量同时表现出较强的近场效应并一直持续到测线结束.

L18测线共布34个测点, 1811-1812、1821-1822、1827-1828测点分别跨过了昌马断裂、旱峡—大黄沟断裂和阿尔金断裂(图 2).其中1801和1809测点出现了相位超象限的现象；1826-1834测点受近场效应(主要是高压线、风电场)的影响在0.1~10 Hz频段相位趋近0°或180°, 视电阻率曲线呈现斜率超过45°的陡变.

L19测线共布29个测点, 1903-1905、1908-1910、1914-1915、1927-1929测点分别跨过了中祁连北缘断裂、昌马断裂、旱峡—大黄沟断裂和阿尔金断裂(图 2).部分测点(1915-1919)在小于10^-3 Hz时出现XY分量相位数据偏离Rhoplus拟合曲线, 视电阻率存在明显“飞点”.另有部分测点(1925-1929)在受近场效应(主要是高压线、风电场)的影响在0.1~10 Hz频段相位曲线趋近0°或180°, 其他频段数据比较合理.

二维反演技术不需要考虑沿走向的结构变化, 对于沿剖面方向的电性结构变化具有较好的分辨能力.在实际应用中, 对于剖面大地电磁测深数据, 我们首先要对数据所反映的维性特征进行分析.相位张量不受电场畸变的影响, 由相位张量计算的偏离度(β)可以用来判断地下电性结构的复杂程度(Caldwell et al., 2004; 蔡军涛等, 2010).在理想情况下, 如果相位张量是对称的(β=0°)并且相位张量主轴方位角稳定, 那么可推知区域电性分布特征为一维或二维.在二维情况下, 相位张量主轴方位与区域电性走向方位平行(或垂直).在三维情况下, 偏离角β不为0°, 相位张量的主轴也是变化的.实际应用中, |β|的门槛值可以取3°(Caldwell et al., 2004).

对L16—L19测线的相位张量偏离度及主轴方位角分别进行了计算, 图 5a—d中, 测线的β值图像在周期小于1 s时的绝对值总体＜3°；而在更长周期则出现了较大的|β|值.相位张量主轴方位角1~100 s间变化较为剧烈(图 5e—h).以L16测线为例, 在周期小于1 s时, 图 5a中β的绝对值总体＜3°, 并且对应的相位张量主轴在0°(或90°)左右变化(图 5e, 图 6), 指示了相对简单的电性结构(如二维).而测线中段-北段(测点1606-1639)在周期0.1~100 s出现相对较大的|β|, 相位张量主轴方位角相对其他频率范围也出现明显的变化(图 5e, 图 6)；这种现象在L17—L19测线中也存在.考虑到测点观测数据越靠测区北边, 在这一周期段受到高压线及风电场影响越严重, 对于测线北部测点在0.1~100 s出现的较大|β|值, 不能完全用它来指示地下电性特征；但是阿尔金断裂带南侧的测点, 则指示了下方相对复杂的三维电性结构特征.在更长周期(100~1000 s), 视电阻率和相位曲线没有受到近场影响, 计算得到的|β|值在L16以及L19线的北部测点总体>3°, 而在L17以及L18线的北部测点总体＜3°.但是相位张量主轴方位角在这一周期范围内总体变化较小, 接近0°(或90°)(图 5e, 图 6).在周期接近10000 s时4条测线都出现了相对较高的偏离度值, 考虑到部分测点的数据在长周期时并不稳定, 所以较大的偏离度可能是数据本身不合理所引起.

图 5

Fig. 5

图 5 4条测线相位张量偏离度与相位张量主轴(长轴)方位角拟断面图对比 Fig. 5 Pseudo-sections of phase tensor skew angles and major axis angles of phase tensor along four MT profiles

图 6

Fig. 6

图 6 4条测线计算得到的相位张量主轴方位角在不同周期范围的玫瑰花统计图 Fig. 6 Rose diagrams of principal axis angles of the phase tensor at different period ranges for the four MT profiles

从前文中沿剖面的相位张量偏离度(β)变化特征来看, 测区浅部(周期小于1 s)电性结构相对简单, 偏离度值较小, 指示二维或一维结构特征.而在周期大于1 s时, 每条测线中存在偏离度值较大的区域(排除阿尔金断裂带北侧受近场影响区域), 指示了相对复杂的三维结构.但是在周期大于100 s时, 相位张量主轴方位较为一致, 呈现0°(或90°), 与阿尔金断裂带在本研究区域的展布方向吻合.Zhang等(2015b)在对穿过阿克塞的大地电磁测深剖面的研究中, 也发现阿尔金断裂带的走向与电性主轴方位一致.我们的剖面基本垂直切过阿尔金断裂带, 在二维反演前, 首先利用Groom-Bailey阻抗张量分解技术(Groom and Bailey, 1989; Chave and Smith, 1994)从按正南北-东西方位观测的阻抗张量中分解出沿测线方向的阻抗值.这样将电场垂直测线方向的极化方式定义为TE模式, 电场沿测线方向的极化方式定义为TM模式.对于张量分解后得到的每一个测点的视电阻率和相位数据, 采用Rhoplus技术检验数据的合理性, 剔除掉观测曲线中显著偏离Rhoplus拟合曲线的频点数据, 包括受近场效应影响显著的频点、低频段出现的“飞点”.对于极少数存在相位超象限的测点(如1801和1901号测点), 则保留视电阻率曲线的完整性, 对部分异常相位数据进行了剔除.

在二维反演中采用的是非线性共轭梯度法(NLCG, Rodi and Mackie, 2001).在构建初始模型时考虑了地形的变化, 初始模型的电阻率为100 Ωm.反演中采用了TE+TM数据, 在实际应用中, 虽然TE极化模式数据对结构的细节不敏感(Tauber et al., 2003), 但是与TM极化模式相比对3D结构更敏感(Unsworth et al., 2004), 合理利用TE数据可以对深部结构进行更好的约束.在NLCG二维反演过程中, 设置TM视电阻率误差水平10%, TE视电阻率误差水平为40%, TM相位误差水平5%, TE相位误差水平10%.反演采取了一系列不同的正则化参数(从1到100)来构成“L”曲线, 通过“L”曲线的最大曲率来选取合适的正则化参数及对应的模型.图 7显示的是NLCG反演中不同正则化参数得到的数据拟合均方根误差RMS与模型粗糙度之间的关系, 据此, 我们对4条测线选取正则化参数tau=7时的模型作为最终模型.

图 7

Fig. 7

图 7 测区L16—L19测线在不同的正则化参数反演得到的均方根误差与模型粗糙度之间的变化曲线 (tau=100, 30, 10, 7, 5, 3, 2, 1) Fig. 7 Trade-off curves (L-curves) between RMS misfit and model roughness for L16—L19 profiles. The curves were obtained with regularization parameter tau=100, 30, 10, 7, 5, 3, 2, and 1 respectively

从二维反演的模型响应与原始数据的拟合曲线来看(图 8), TM分量数据的拟合效果要明显优于TE分量数据, 比如在1604、1704、1706、1809、1820、1914号测点, TE分量的模型响应与原始数据具有较大的偏差.考虑到在反演中TM数据的误差水平要明显小于TE数据的误差水平, 模型结构的变化将主要来自于TM数据的约束, 同时也会兼顾TE曲线的趋势性变化特征.比如从1603到1605号点, TE拟合曲线不会因为1604号点视电阻率观测值的整体向上偏移而完全拟合观测值, 而是保持与相邻点相似的曲线形态和幅值范围.在1704-1706号点、1806-1808号点、1913-1916号点, TE拟合曲线都有类似的特征.从每条剖面中各测点的数据拟合RMS偏差值(图 9a—d)来看, 虽然每条测线中都存在RMS偏差值较大的点(如L16线中的1604、L17线中的1720、L18线中的1820以及L19线中的1914号点), 但是这些点是孤立的.

图 8

Fig. 8

图 8 L16—L19测线二维反演的模型响应与原始视电阻率和相位曲线对比 其中散点为原始数据, 实线为模型响应；红色为TE模式数据, 蓝色为TM模式数据. Fig. 8 Comparison of observed apparent resistivity and phase curves with 2D model responses at selected sites in profiles L16—L19 The scattered symbols show the observed data, while the solid lines show the responses. Red circles and lines: TE component; Blue circles and lines: TM component.

图 9

Fig. 9

图 9 沿测线各测点RMS变化及测线二维电阻率结构模型 (a)—(d)二维反演结果中沿测线各测点的RMS拟合偏差值；(e)—(h)基于TE+TM数据反演得到的二维电性结构图. 其中, c1—c7表示剖面中的(相对)低阻异常体；R1—R10表示高阻异常体. Fig. 9 Site-by-site RMS variations and the two-dimensional resistivity model along each profile (a)—(d) Site-by-site RMS misfit values of the two-dimensional inversion results. (e)—(h) Two-dimensional resistivity models inverted with jointed TE+TM mode data. c1—c7 show the relatively low-resistivity anomalies; R1—R10 indicate high-resistivity anomalies.

从二维电阻率模型可以看到, 在区域背景上, 以阿尔金断裂带(F1)为界, 北侧中上地壳以连续的高阻体为主, 即使在地表有断裂通过的地方也没有引起高阻体发生明显的横向变化.例如, 三危山北断裂(F16)对应部位只在上地壳浅部有微小低阻异常, 之下没有明显的电性边界.F17三危山南断裂延伸到测点1624附近, 测点1624下方正好对应高阻体R1和R2之间的低阻异常隆起区c2, 但是c2并没有完全分隔R1和R2(图 9e), 在上地壳浅部, 高阻体依然连续.在阿尔金断裂带的南侧, 祁连山内部的电性结构在横向上变化较为复杂, 表现在沿剖面发育多个高、低阻异常体, 异常体的电阻率和尺度也变化明显.在阿尔金断裂和祁连山北缘断裂之间的酒西盆地代表了河西走廊西段的构造单元, 在我们的剖面中, 酒西盆地对应了低阻体c4(图 9g、9h), 由西向东低阻体c4的横向上规模逐渐变大, 深度上在L19剖面中也超过了5 km, 与前人结果反映的盆地中新生代沉积物厚度一致(陈启林和杨占龙, 2010).

在断裂带的结构特征上, 阿尔金断裂带(F1)在L16剖面中对应了高阻体异常R1的南边界, 延伸到了~30 km深度.但是向东在L17剖面中阿尔金断裂下方未发现电性边界, 完全在高阻体R1的上方(图 10f).在L18剖面中, 阿尔金断裂在测点1828附近, 测点下方＜5 km层次对应低阻异常体c4与高阻体R9的电性过渡带(图 10g), 再往下则对应高阻体R9与R6之间的过渡带, 该过渡带可以向下延伸到20 km左右.在L19剖面中, F1位于高阻体R9的上方, 没有对应明显的电性边界.

图 10

Fig. 10

图 10 沿L16—L19测线地质剖面图及基于测线二维电性结构的断裂构造解释图 (a)—(d)为沿测线地质剖面图(据甘肃省地矿局, 1989); (e)—(h)为基于二维电性结构模型对测区内活动断裂结构特征所作的解译. Fig. 10 Surface geology and interpretation of faults based on two-dimensional resistivity models along L16—L19 profiles (a)—(d) are profiles of surface geology (based on Gansu Bureau of Geology and Mineral Resources, 1989); (e)—(h) are the interpretation of the active faults based on the resistivity models.

Bedrosian等(2001)也获取了从大雪山—昌马—玉门的大地电磁测深电性剖面, 认为大雪山北山断裂F4和昌马断裂F3都具有低角度逆冲性质, 并向野马河—大雪山北缘断裂收敛.这为我们认识阿尔金山脉南侧的主要断裂带的结构特征提供了借鉴.

F6野马河—大雪山断裂经过了剖面L16的最南端, 在电性剖面上对应了一层(1~4 km)低阻异常, 之下是高阻体R10, 范围在5~15 km.在断裂下方未发现明显电性边界, 说明野马河—大雪山断裂在剖面L16中未明显影响到下方的电性结构, 或者断裂带本身的产状较为平缓.F5鹰嘴山南缘断裂延伸到测点1606附近, 对应了R7高阻异常体的南侧电性边界, 考虑到F5断裂东边是大雪山北山断裂F4, 后者在上地壳的产状为低角度南倾(Bedrosian et al., 2001).因此, 我们在这里也认为F5与F4具有类似的产状特征, 一起控制了大雪山北麓新生代沉积, 并有向野马河—大雪山断裂F6收敛的趋势(图 10e).

大雪山北山断裂F4在L17剖面中从1706号测点附近通过.由于F4断裂通过了大雪山山前新生代沉积区的中间部位, 在电性结构上对应0~3 km部位表现出层状低阻异常, 这使得其下方高阻体R7和R10的异常电阻率值有所下降.与Bedrosian等(2001)的剖面结构类似, F4沿R7和R10的顶面通过向南缓倾(图 10f).

F4断裂的东南方向是中祁连北缘断裂F9, 在L18剖面中, F9在1806号测点附近通过, 对应了高阻体R10顶部的高低阻边界, 沿R10顶部通过向南缓倾, 穿过高阻体R8和R10的接触部位(图 10g)；而在L19剖面中, F9通过1904号测点附近, 对应了R7的顶部南侧的高低阻边界, 同样向南缓倾从高阻体R8的底部通过(图 10h).

从剖面L16到L17, R1高阻体的南侧边界也从阿尔金断裂带转移到了祁连山内部.在1716号点附近, 对应了低阻体c1与高阻体R1的边界部位.高阻体R1南侧边界的连续性也进一步证实了断裂带F18的存在, 它的切割深度与R1对应, 接近20 km(图 10f).F18断裂向东是昌马盆地, 在昌马盆地南侧边界地表有昌马断裂F3通过.Bedrosian等(2001)指出F3的逆冲作用使昌马盆地南侧的基岩向盆地沉积物上叠置, 因此F3在剖面L17中对应了高阻体R7的顶界, 向南缓倾.在剖面L18中, F3从测点1811附近通过, 测点下方依然对应了R7的顶界.R7对应了祁连山内部的前寒武纪基底, 与它北侧的古生代以来地层具有明显的电性边界, 该电性边界在超过5 km深部时向北缓倾, 总体延深接近18 km(图 10g).在剖面L19中, F3从1910号点附近通过, 下方约5 km对应高阻体R7的顶界, 断裂从R7的顶部向南缓倾(图 10h), R7和R6之间厚度存在明显的差异, 分别对应了不同的地质单元(图 2), 与L18剖面中的结构可以对应.

旱峡—大黄沟断裂F2是祁连山北缘断裂带的西段, 在L18剖面中从1821号点附近通过, 位于高阻体R6的顶部, 与酒西盆地c4的分界位置, R6向下延伸到~20 km深度, R6向深部延伸横向规模变大, 形成了酒西盆地c4的基底(图 10g).在剖面L19中, 酒西盆地规模变大, 对应低阻层c4的厚度也明显增大, 这也使盆地下方的高阻特征不太明显, F2从测点1915附近通过, 同样对应R6与c4之间的分界位置, R6的规模显著降低, 深度不超过10 km(图 10h).已有的地质研究表明F2具有明显的向北逆冲证据(陈柏林等, 2008); 杨树锋等(2007)在大量野外地质调查、地震资料解释和钻井资料分析的基础上, 开展祁连山北缘冲断带的特征与空间变化规律的研究, 认为旱峡—大黄沟断裂、玉门断裂以“前展式”向北扩张, 变形时间向北逐渐变新.因此, F2更可能沿R6的顶界面向南缓倾.

在电性结构上, 走滑断裂带通常表现为不同电阻率物质的并置或近直立的低阻带(Unsworth and Bedrosian, 2004), 且断裂带下电性梯度带的延伸深度可以指示断裂带的下切深度(Wei et al., 2007).走滑断裂带的活动性将会影响到地表破裂带的规模及其下切深度, 这一点在阿尔金断裂带的东段得到了很好的体现.在早期的大地电磁剖面中, 发现断裂带下对应高低阻分界带, 高阻体厚度沿断裂带走向发生变化, 提出阿尔金断裂带向东切割深度变小(Xiao et al., 2011, 2015, 2017; Zhang et al., 2015b), 这与断裂带滑动速率的降低一致.其中穿过阿克塞的剖面揭示阿尔金断裂带的切割深度~45 km, 而穿过石包城的剖面揭示的断裂切割深度~30 km(Xiao et al., 2011, 2017).在我们新的大地电磁剖面中, 阿尔金断裂在剖面L16中切割深度30~40 km; 但是继续向东发展, 阿尔金断裂在剖面L17中没有对应明显的电性边界, 阿尔金断裂沿走向方向的连通性中断.尽管在剖面L18中阿尔金断裂重新对应了高阻体R9的南边界, 但它只是中上地壳整体高阻结构中的间断；在L19剖面中, 阿尔金断裂同样没有对应明显的电性边界(图 10h).

已有研究表明, 走滑断裂带的几何学以及运动学特征会影响走滑速率沿断裂带的分布(Eyal Y and Eyal M, 2015；Bhat et al., 2007).从电性结构上看, 虽然鹰嘴山南缘断裂F5与阿尔金断裂带相连, 但是阿尔金断裂带在连接点沿断裂带方向具有比较稳定的切割深度, 有利于阿尔金断裂带上走滑速率的传播而不会发生流失.从剖面L16到L17, 阿尔金断裂带沿走向切割深度不再连续, 电性结构显示阿尔金断裂和F18断裂都对应了高阻体R1的南部边界, 它们在深部电性结构上是相互连通的, 因此, F18具备吸收阿尔金断裂带上的走滑分量的条件.东侧的昌马断裂F3与断裂F18在地貌上没有明显的连通, 但是它们分别位于昌马盆地的西侧和南侧, 昌马盆地可以视作断裂传播方向上的阶区, 成为应力传播的纽带, 将两条断裂联系起来.然而考虑到昌马断裂东侧的走滑速率明显大于阿尔金断裂在主方向上流失的分量(罗浩等, 2013), 因此可以认为阿尔金断裂对昌马断裂的活动性贡献有限.

从剖面L18到L19, 旱峡—大黄沟断裂(F2)切过了高阻体R6的顶部, 显示出祁连山北部整体向酒西盆地推覆的构造样式.旱峡—大黄沟断裂和阿尔金断裂在地貌上相互连接, 已有的研究显示阿尔金断裂在经过旱峡—大黄沟断裂后走滑速率流失量在0.8~2.6 mm·a^-1(Zheng et al., 2013a；Xu et al., 2005), 然而GPS揭示的旱峡—大黄沟断裂具有约3±2 mm·a^-1的水平滑动速率(Shen et al., 2001), 这说明旱峡—大黄沟断裂和昌马断裂一样, 可以吸收来自阿尔金断裂的走滑分量, 但它自身还受到其他构造活动的影响而积累水平滑动分量.

走滑速率沿走向方向的变化在全球其他主要陆内走滑断裂带上也是普遍的现象(Molnar and Dayem, 2010).位于板块边界附近的走滑断裂, 它的滑动速率变化首先与区域板块汇聚方向关系密切, 如San Andreas断裂(Jones and Wesnousky, 1992)、Alpine断裂带(Norris and Cooper, 2001).同时, 从板块边界到走滑断裂之间的区域环境也会对断裂带上的走滑速率大小产生影响, 如苏门答腊断裂(Bellier and Sébrier, 1995).

与上述主要走滑断裂带有所不同的是, 阿尔金断裂带相对远离了印度—欧亚板块的碰撞边界.印度板块的汇聚速率(约50 mm·a^-1)主体转换为东昆仑断裂带以南区域的高水平运动速率(约40 mm·a^-1)(Tapponnier et al., 2001).阿尔金断裂带北侧的塔里木盆地在结构上具有良好的整体性, 表现出刚性块体特征, 但是断裂带南侧的青藏高原却发生了强烈的构造变形和隆升.Molnar和Dayem(2010)通过模拟发现随着印度板块向北的挤入以及刚性的塔里木盆地的阻挡, 沿阿尔金断裂带的变形集中在一个窄的条带上.Roy和Royden(2000)也通过理论模型来模拟单一走滑断裂(边界)的影响范围与下地壳的流变特性关系密切, 当下地壳具有低黏滞度时, 走滑断裂(边界)的地表变形范围就更大, 否则变形只集中在断裂(边界)附近很窄的范围内.电性结构剖面(图 10, 图 11a)显示在阿尔金断裂带北侧高阻体的整体性好, 可以与刚性的塔里木盆地对应；南侧地壳电性结构变化复杂, 在地壳内存在低阻异常体c1和c5, 但它们并没有显示出稳定连续的样式, 这也说明祁连山内部地壳结构不具备成层性和整体性.同时, 电性剖面显示在阿尔金断裂带昌马段下方下地壳不存在显著低阻异常, 这也进一步说明阿尔金断裂带的活动影响范围有限.同时也从另一侧面暗示阿尔金断裂带在这里即便发生走滑速率的衰减, 也是一个局部的构造事件.

图 11

Fig. 11

图 11 阿尔金断裂带昌马段及邻区剖面电性结构在三维空间的变化(a)及断裂结构变化与关系示意图(b) 图中大箭头表示区域挤压应力方向.L2剖面根据Xiao et al., 2011; L4剖面根据Xiao et al., 2012. Fig. 11 (a) Electrical resistivity structure of each MT profile in three-dimensional space at the Changma section of the Altyn Tagh fault. (b) Schematic diagram showing variations in faults′ structure and their relations The big arrow shows the direction of regional compression stress. The L2 profile is based on Xiao et al., 2011; The L4 profile is based on Xiao et al., 2012.

在阿尔金断裂带南侧, 祁连山内部存在明显的缩短变形以及断裂带的逆冲活动(Zuza et al., 2016), 如果阿尔金断裂带不能提供这些变形活动的动力来源, 它们更可能与青藏高原北部的区域背景相关.由于祁连山位于印度—欧亚板块碰撞带与阿尔金断裂带之间, 板块碰撞引起的南北向挤压应力将会影响到印度板块以北的区域(England and Monlar, 1997).已有的深部结构也揭示了青藏高原北部存在与挤压变形有关的构造样式.如关于祁连山的双向挤压构造样式(高锐等, 1995；李秋生, 1996；赵文津等, 2014).我们近年来通过穿过柴达木盆地以及祁连山的大地电磁剖面进一步揭示了青藏高原北部的构造样式:在印度—欧亚板块持续碰撞背景下, 统一的具有高阻特征的东昆仑—东柴达木岩石圈地幔向NE方向扩展, 与沿河西走廊北侧向南俯冲的亚洲大陆岩石圈地幔一起控制了祁连山的地壳变形(Xiao et al., 2012, 2013, 2016), 并认为这是青藏高原北部的主要构造样式.同时, 在东昆仑南侧的低黏滞度下地壳物质继续向北的通道可能位于西柴达木与其南侧山脉之下, 这里存在相应的低阻异常带(Xiao et al., 2018).由于阿尔金断裂带南侧结构整体性差, 区域挤压应力在传递到阿尔金断裂带的过程中就会被部分吸收和分解, 即阿尔金断裂带东段走滑速率的变化主要与传递到断裂带上的应力变化有关.

在印度—欧亚板块持续碰撞的背景下, 青藏高原向周边的扩展伴随的是周缘山系的挤压与缩短变形(Wang et al., 2014).前人从地质和测地的手段上观察到阿尔金断裂带在经过昌马地区经历了一个滑动速率的锐减, 但是由于缺乏深部结构上的证据, 认为在地表上阿尔金断裂带与祁连山内部断裂交汇部位发生了走滑速率的分解(Meyer et al., 1998; Xu et al., 2005), 或转换为祁连山内部的逆冲运动(Zheng et al., 2013b).我们的电性结构剖面显示, 阿尔金断裂在与断裂F18交汇处走滑速率具备发生分解或转换的条件.而F18断裂东端的昌马盆地可以作为断裂转换的阶区, 将F18和昌马断裂F3联接.昌马断裂作为一条低角度逆冲走滑断裂, 切过了祁连山内部前寒武纪基底的顶部, 反映的是一种斜向挤压的应力环境.祁连山北缘断裂中的旱峡—大黄沟断裂的水平滑动速率3±2 mm·a^-1(Shen et al., 2001), 其运动应与区域斜向挤压环境有关.事实上, GPS地表水平运动速率也显示在祁连山内部速度场与断裂带斜交(Shen et al., 2001; Zhang et al., 2007), 支持青藏高原东北部的斜向挤压应力环境.

对于阿尔金断裂带昌马段的走滑速率变化、祁连山内部断裂带的结构特征以及二者之间的关系, 我们可以用一个抽象图形来加以描述.如图 11b所示, 区域挤压应力方向与祁连山展布方向斜交, 挤压应力来自于印度—欧亚板块碰撞的远程效应.在青藏高原北缘, 挤压应力首先被祁连山内部的断裂带所吸收, 转换为断裂带的水平和垂直速率；其次才传递到阿尔金断裂带.在阿尔金断裂带的走滑运动中, 由于沿断裂带的结构不均匀性, 而发生走滑速率的分解.我们在昌马段就发现从石包城—昌马大坝, 阿尔金断裂带切割深度发生了很大变化, 阿尔金断裂带在经过剖面L16后在深部结构上与昌马盆地西侧的F18断裂相连, F18是阿尔金断裂带走滑速率分解、吸收的通道.这相对于整个青藏高原北缘的变形机制来说, 只是一个局部构造事件, 但是由于F18的吸收作用, 阿尔金断裂带的走滑速率衰减也间接导致了F18断裂东侧昌马盆地一带的应力环境的改变.

本文通过大地电磁测深方法, 获取了阿尔金断裂带东段昌马段及邻区的电性结构, 以此来进一步解释阿尔金断裂带东段走滑速率衰减的影响因素与机制.通过电性结构分析, 我们对这一地区的区域背景和断裂活动关系有如下认识:

(1) 新增的4条大地电磁测深剖面揭示在阿尔金断裂带北缘, 塔里木盆地东缘地壳结构具有很好的整体性, 以高电阻率为基本特征.而阿尔金断裂带南缘, 祁连山内部的电性结构沿剖面横向变化较大, 有多个规模不等的高、低阻异常体, 不具备成层结构和整体性.

(2) 电性结构揭示阿尔金断裂带在石包城—昌马大坝切割深度沿走向方向并不连续, 阿尔金断裂带在电性结构上与沿昌马盆地西侧的F18断裂相通, 它们位于同一高阻体的南侧.F18断裂可能是阿尔金断裂在昌马段发生走滑速率分解的通道.

(3) 在阿尔金断裂带南侧, 祁连山内部的主要断裂具有低角度结构特征, 它们兼具逆冲和走滑分量, 部分断裂带上的滑动速率大于阿尔金断裂带上的走滑速率衰减量, 我们认为包括阿尔金断裂带在内的青藏高原北部变形是区域斜向挤压应力作用下的结果.阿尔金断裂、F18、昌马盆地以及昌马断裂可以形成一条走滑速率分解-转换-吸收的通道, 但它只能算是一个局部构造事件, 对局部应力状态产生影响.