李蕙琳， 黃興富， 高銳,3*， 葉卓

1 中山大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院, 廣州 510275 2 桂林理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院&廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 桂林 541004 3 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所自然資源部深地動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100037 4 中國地質(zhì)科學(xué)院地球深部探測中心, 北京 100037

0 引言

亞洲板塊與印度板塊間的碰撞以及大陸巖石圈的俯沖變形，導(dǎo)致了青藏高原的形成和生長(Molnar et al., 1993; Molnar and Tapponnier, 1975; Tapponnier et al., 2001; Yin and Harrison, 2000).大陸碰撞遠(yuǎn)場效應(yīng)作用的青藏高原東北緣祁連山地區(qū)，被認(rèn)為是研究大陸內(nèi)部變形機(jī)制和高原生長地球動(dòng)力學(xué)特征的最佳場所之一(Meyer et al., 1998; Tapponnier et al., 2001; Yin and Harrison, 2000).在青藏高原向北東向擴(kuò)展這一構(gòu)造背景之下，祁連山的東段與西段在地貌上以及地表新生代構(gòu)造變形樣式上表現(xiàn)出了截然不同的特征.地貌上，祁連山西段主要表現(xiàn)為高海拔的山脈，如疏勒南山、黨河南山和托來南山等，平均海拔約為4000 m；而祁連山東段主要表現(xiàn)為地勢相對(duì)平坦的臨夏盆地和隴中盆地，平均海拔約為2200 m(圖1).地表新生代構(gòu)造變形樣式上，祁連山西段主要表現(xiàn)為一系列呈NW-SE走向的逆沖斷裂及褶皺組合樣式，也被稱之為祁連山—南山褶皺逆沖帶(Zuza et al., 2013, 2016)，構(gòu)造的走向基本與祁連山的走向一致(圖1)；祁連山東段構(gòu)造樣式以向北東方向突出的弧形左行走滑斷裂為主，如海原走滑斷裂、天景山走滑斷裂、煙筒山走滑斷裂及馬銜山走滑斷裂，在蘭州盆地和六盤山地區(qū)存在一系列呈N-S走向的褶皺構(gòu)造(圖1).那么在相近的區(qū)域和相同的構(gòu)造背景下，祁連山西段和東段為何會(huì)產(chǎn)生巨大的地貌和構(gòu)造樣式差異，目前針對(duì)此問題的研究和認(rèn)識(shí)程度不夠.一般來說，淺表的地質(zhì)、地貌響應(yīng)與深部的地殼或者地幔結(jié)構(gòu)具有直接或間接的聯(lián)系，這說明祁連山東西向的深部結(jié)構(gòu)決定了青藏高原北東向擴(kuò)展方式的差異.由于青藏高原東北緣的重要性，大量針對(duì)地殼結(jié)構(gòu)及巖石圈地幔結(jié)構(gòu)的地球物理探測工作已經(jīng)在此開展(金勝等, 2012; Gao et al., 2013; Feng et al., 2014; Guo et al., 2019).Tian等(2021)通過統(tǒng)計(jì)對(duì)比青藏高原與其周邊地塊的地殼速度，推測高原邊界的地形變化取決于高原內(nèi)外中、下地殼強(qiáng)度的差異.但是目前普遍關(guān)注的重點(diǎn)仍在高原向外擴(kuò)展的機(jī)制及動(dòng)力學(xué)背景方面(Liang et al., 2012; Shen et al., 2015; Wei et al., 2017; Ye et al., 2015).因此，對(duì)祁連山西段和東段深部地殼或者地幔結(jié)構(gòu)差異的研究具有重要意義.

圖1 青藏高原東北緣地形(a)及中下地殼平均剪切波速度分布(引自Bao et al., 2015)(b)圖 青藏高原東北緣主要包括祁連地塊、柴達(dá)木地塊、昆侖—西秦嶺地塊等，并在北部、東部及東南部分別被阿拉善地塊、鄂爾多斯地塊及四川盆地包圍.紅色三角形代表38個(gè)寬頻密集臺(tái)陣，測線AA′由藍(lán)色實(shí)線表示.藍(lán)色虛線是距離測線AA′約200 km的測線BB′ (Deng et al., 2018).主要斷裂帶由黑色實(shí)線表示：LMSF：龍門山斷裂帶；KF：昆侖斷裂；WQLF：西秦嶺斷裂；MXSF：馬銜山斷裂；HYF：海原斷裂；TJSF： 天景山斷裂；LPSF：六盤山斷裂；GF：古浪斷裂；RYSF：日月山斷裂；LJS：拉脊山；ATF：阿爾金斷裂帶.Fig.1 Tomographic map of the northeastern (NE) Tibetan Plateau (a) and the map of average shear-wave velocities in the mid-lower crust (Bao et al., 2015) (b) The northeastern (NE) Tibetan Plateau consists of the Qilian block, the Qaidam block and the Kunlun-West Qinglin block from north to south. The Alxa block, the Ordos block and the Sichuan basin are surrounding with the study area to the north, the east and the southeast, respectively. The red triangles are 38 three-component seismic stations and the blue solid line shows the profile AA′. The blue dashed line is profile BB′ about 200 km west of our seismic array (Deng et al., 2018). Main faults are represented by black solid lines. LMSF: the Longmenshan fault; KF: the Kunlun fault; WQLF: the West Qinling fault; MXSF: the Maxianshan fault; HYF: the Haiyuan fault; TJSF: the Tianjingshan fault; LPSF: the Liupanshan fault; GF: the Gulang fault; RYSF: Riyueshan Fault; LJS: Lajishan; ATF: Altyn Tagh fault.

本文基于中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所的一條寬頻密集臺(tái)站數(shù)據(jù)開展P波速度約束下的面波頻散和接收函數(shù)的聯(lián)合反演研究.該密集臺(tái)站數(shù)據(jù)由38個(gè)三分量寬頻地震儀接收，采集時(shí)間是從2011年11月至2013年3月.此剖面從北至南依次經(jīng)過了阿拉善南緣、北祁連縫合帶、祁連山東段(即中祁連，包括隴中盆地和臨夏盆地)、昆侖—西秦嶺地塊和松潘甘孜地塊，將青藏高原東北緣祁連山東段至華北板塊過渡轉(zhuǎn)換帶切開，更為精細(xì)地展示了青藏高原東北緣巖石圈的速度結(jié)構(gòu)及其橫向變化；并結(jié)合祁連西段的密集臺(tái)陣數(shù)據(jù)以及東西段的深地震反射剖面資料進(jìn)行對(duì)比，探討祁連東段與西段的殼內(nèi)結(jié)構(gòu)和構(gòu)造變形方式的差異.這些差異的可能原因更為精細(xì)地反映了青藏高原東北緣祁連山不同區(qū)域隆升的深部機(jī)制差異，并對(duì)祁連山及其周邊地塊是如何協(xié)同來調(diào)和大陸內(nèi)部碰撞具有一定的啟示.

1 地質(zhì)構(gòu)造背景

祁連山位于青藏高原東北緣，長約800 km，寬約200～400 km，呈現(xiàn)為北西走向的帶狀分布.祁連山從北至南可分成北祁連縫合帶和祁連地塊，北祁連縫合帶是形成于早古生代時(shí)期的大洋俯沖縫合帶，而祁連地塊發(fā)育古生代沉積覆蓋的前寒武紀(jì)基底疊瓦狀逆沖構(gòu)造(Yin and Harrison, 2000; Song et al., 2013; Wu et al., 2016).北側(cè)的華北板塊是一個(gè)古老而穩(wěn)定的克拉通，南側(cè)的柴達(dá)木地塊和西秦嶺造山帶則分別為中生代陸內(nèi)盆地及中生代大陸島弧(Yin and Harrison, 2000; Zhang et al., 2013; Song et al., 2013).祁連山自元古代以來，經(jīng)歷了一系列復(fù)雜的地質(zhì)演化過程：(1) 新元古代Rodinia裂解形成了原特提斯洋(北祁連洋)；(2) 晚寒武世至奧陶世期間北祁連洋的閉合；(3) 中新生代祁連山卷入青藏高原的隆升及變形(Gehrels et al., 2011; Song et al., 2013).新生代以來再活化的祁連山不斷縮短變形，其造山機(jī)制一直是地質(zhì)與地球物理學(xué)家研究的熱點(diǎn)(Feng et al., 2014; Zhang et al., 2013; Zuza et al., 2018).全球定位系統(tǒng)(GPS)結(jié)果顯示，沿N21°E方向自柴達(dá)木盆地北緣至祁連山移動(dòng)速率增大，繼續(xù)向北至河西走廊西南緣則逐漸減小；而在東西向上，祁連地塊的移動(dòng)速率自西向東顯著增大，且移動(dòng)方向逐漸由北東向轉(zhuǎn)為東南向(Wang et al., 2001; Zhang et al., 2004).

2 數(shù)據(jù)與方法

增加先驗(yàn)信息可以減少反演過程中的多解問題，提高計(jì)算結(jié)果的精度，因此多種參數(shù)聯(lián)合反演是地震資料處理和成像中常用的方法.本文利用P波接收函數(shù)、面波群速度和相速度頻散數(shù)據(jù)以及P波速度等3種地球物理資料，進(jìn)行聯(lián)合反演和地震剖面成像.P波接收函數(shù)來自于中國地質(zhì)科學(xué)院的38個(gè)寬頻密集臺(tái)陣的地震數(shù)據(jù)，臺(tái)站間距約為15 km.利用時(shí)間域迭代反褶積方法(Ligorría and Ammon, 1999)獲取P波接收函數(shù)，并對(duì)每個(gè)臺(tái)站的接收函數(shù)進(jìn)行單臺(tái)疊加，用于后續(xù)的聯(lián)合反演.面波群速度和相速度頻散數(shù)據(jù)來自于Bao等(2015)的結(jié)果(圖1b)，其使用了1316個(gè)地震臺(tái)站的背景噪聲和地震數(shù)據(jù).聯(lián)合反演中作為約束條件的P波速度結(jié)構(gòu)模型來自于兩個(gè)寬角地震反射/折射數(shù)據(jù)集，其中北部的P波速度結(jié)構(gòu)為沿景泰—合作430 km長剖面(Zhang et al., 2013)的P波速度結(jié)構(gòu)，該剖面與我們寬頻密集臺(tái)陣中北部的30個(gè)臺(tái)站(從臺(tái)站T109到臺(tái)站T138站)大致重疊；另一個(gè)P波速度模型來自馬爾康—古浪637 km長的地震數(shù)據(jù)剖面，與我們南部的8個(gè)寬頻地震臺(tái)站(從臺(tái)站T101至臺(tái)站T108)重疊(Jia et al., 2010; 張先康等, 2008).

Xu等(2013)基于Sambridge(1999a,b)發(fā)展的鄰域算法(NA)設(shè)計(jì)了一種聯(lián)合反演方案，利用接收函數(shù)和面波頻散求解地殼和上地幔的剪切波速度結(jié)構(gòu).Li等(2017)通過在聯(lián)合反演中引入P波速度結(jié)構(gòu)作為約束條件和改變地殼部分的參數(shù)化模型修正了Xu等(2013)提出的模型.聯(lián)合反演過程中，初始模型VS值僅由每個(gè)臺(tái)站位置的頻散數(shù)據(jù)產(chǎn)生；然后，利用初始速度模型，以P波速度模型VP值為約束，開展P波接收函數(shù)和面波頻散數(shù)據(jù)的聯(lián)合反演，反復(fù)迭代來求取最終速度模型.在此過程中我們要尋找目標(biāo)參數(shù)的最小化：

+λ‖m-m0‖+φ‖Lm‖).

圖2 P波接收函數(shù)和面波頻散聯(lián)合反演結(jié)果(以臺(tái)站T106和臺(tái)站T132為例，臺(tái)站位置見圖1) (a1)、(a2)為臺(tái)站T106和臺(tái)站T132的初始VS模型(紅色)和聯(lián)合反演的VS模型(藍(lán)色)，箭頭指示著根據(jù)速度梯度和參數(shù)化的沉積層估計(jì)的Moho深度.(b1)、(b2)為輸入的P波速度模型，其中臺(tái)站T106(b1)的P波速度曲線來自馬爾康—古浪637 km長的地震數(shù)據(jù)剖面(Jia et al., 2010; 張先康等, 2008)，臺(tái)站T132(b2)的P波速度曲線來自景泰—合作430 km長寬角反射/折射剖面(Zhang et al., 2013).(c1)、(c2)為聯(lián)合反演得到的速度比VP/VS剖面.(d1)、(d2)分別為聯(lián)合反演得到最佳擬合S波速度模型(a1)、(a2)時(shí)的觀測P波接收函數(shù)波形(紅色Obs)和預(yù)測P波接收函數(shù)波形(藍(lán)色Syn)的差異情況.(e1)、(e2)分別為聯(lián)合反演得到最佳擬合S波速度模型(a1)、(a2)時(shí)的觀測 Rayleigh波相速度和群速度頻散曲線(紅色Obs)和預(yù)測Rayleigh波相速度和群速度頻散曲線(藍(lán)色Syn)的差異情況.Fig.2 Examples of the joint inversion results of RFs and surface wave dispersions from station T106 (a1—e1) and station T132 (a2—e2) (for station locations, seeFig.1) (a1)/(a2) The initial VS model (red) and inverted VS model (blue) from the joint inversion. The arrow marks the estimated Moho depth from the velocity gradient and a sedimentary layer in the parameterisation. (b1)/(b2) The input VP model of station T106 (b1) from Jia et al. (2010) and station T132 (b2) from Zhang et al. (2013) using the wide-angle seismic reflection/refraction profile. (c1)/(c2) VP/VS profile from the joint inversion. (d1)/(d2) The observed RF (red) and the predicted RF (blue) from the best fitting model in Figures (a1) and (a2). (e1)/(e2) The observed Rayleigh wave phase and group dispersion curves (red) and the predicted Rayleigh wave phase and group dispersion curves (blue) from the best fitting model in Figures (a1) and (a2).

3 結(jié)果

圖3c顯示了位于祁連山東段(經(jīng)過臨夏和隴中盆地)聯(lián)合反演得到的橫波速度VS剖面(測線AA′).為了研究祁連山東段和西段地殼結(jié)構(gòu)及變形方式的差異，將跨越祁連山西段東緣、位于測線AA′西側(cè)距離約200 km的寬頻密集臺(tái)站測線BB′(Deng et al., 2018)與測線AA′一同投影到青藏高原東北緣的地形圖上(圖1)，并將橫波速度VS剖面以統(tǒng)一比例尺和色標(biāo)畫在一起(圖3b).測線BB′從北至南依次經(jīng)過了華北板塊的西南緣、北祁連縫合帶、祁連地塊西段東緣、昆侖—西秦嶺地塊和松潘甘孜地塊.測線BB′顯示祁連西段東緣的海拔約為3000 m，而測線AA′經(jīng)過的祁連東段海拔約為2200 m(圖3a)，且在兩條測線間，祁連地塊由西向東海拔迅速下降(圖1a).對(duì)比兩條橫波速度VS剖面，最明顯的特征是南部昆侖—西秦嶺地塊與北部祁連地塊之間的速度結(jié)構(gòu)對(duì)比差異，但南北速度差異的分界線卻不相同，祁連東段(測線AA′)顯示以西秦嶺斷裂(緯度～35.3°)為界，而祁連西段(測線BB′)顯示以南祁連縫合帶(緯度～36°)為界.兩個(gè)剖面的橫波速度鮮明對(duì)比在地殼內(nèi)部和巖石圈地幔頂部均可以看到，橫波速度VS由南部的松潘甘孜地塊和昆侖—西秦嶺地塊較低的特征(地殼一般低于3.6 km·s-1，巖石圈地幔頂部約為4.0～4.4 km·s-1)，突變?yōu)楸眰?cè)的祁連地塊、北祁連縫合帶和華北地塊西南緣較高的特征(地殼約為3.2～3.8 km·s-1，巖石圈地幔頂部一般高于4.1 km·s-1)(圖3).縱向上，橫波速度VS剖面顯示各個(gè)塊體的地殼和巖石圈地幔頂部之間的速度似乎也存在對(duì)應(yīng)關(guān)系，即地殼速度的低/高特征通常與巖石圈地幔頂部速度的低/高特征相對(duì)應(yīng).

祁連東段(測線AA′)的Moho深度約為50 km，相對(duì)平坦，向北有變淺的趨勢，祁連西段(測線BB′)的Moho在中祁連和北祁連縫合帶之間的海原斷裂下方發(fā)生近15 km的錯(cuò)斷，中祁連下方Moho深度約為60 km，北祁連縫合帶下方Moho深度約為45 km.兩條測線均能看到在松潘甘孜地塊和昆侖—西秦嶺地塊中下地殼出現(xiàn)明顯的低速帶LVZ，其橫波速度VS小于3.4 km·s-1(圖3).測線AA′顯示低速帶分布在20～40 km深度處，由松潘甘孜地塊呈錐形向北逐漸減薄，在昆侖斷裂下存在明顯的錯(cuò)斷，向北于西秦嶺斷裂帶南側(cè)消失；而測線BB′顯示低速帶存在深度約為25～35 km的中地殼，向北稍微有加深趨勢，而后可能由于昆侖斷裂的影響在其北側(cè)上揚(yáng)并消失.在祁連地塊、北祁連縫合帶區(qū)域和華北板塊的西南緣下方，兩條剖面下地殼結(jié)構(gòu)相對(duì)均一穩(wěn)定，橫波速度約為3.7 km·s-1.在20～40 km的深度處，祁連西段(測線BB′)中地殼存在約10 km厚的低速層，橫波速度為3.2～3.4 km·s-1；祁連東段(測線AA′)中地殼橫波速度約為3.5～3.9 km·s-1，并不存在局部低速層，而在深度約為15 km處的上地殼底部存在極薄(厚度約為5 km)且不連續(xù)的低速層LVL，其橫波速度較祁連西段中地殼稍高，約為3.3～3.5 km·s-1，此低速層LVL在馬銜山斷裂帶下方被截?cái)?此外，在120 km以上的巖石圈地幔部分，祁連西段(測線BB′)存在局部的低速塊體，橫波速度約為4.1～4.4 km·s-1，祁連東段(測線AA′)橫波速度基本上高于4.4 km·s-1，整體表現(xiàn)為相對(duì)統(tǒng)一的高速體.

圖3 測線AA′與BB′的地形及構(gòu)造劃分(a)以及聯(lián)合反演得到的沿測線BB′ 的橫波速度VS剖面(b)(根據(jù)Deng等(2018)修改)和測線AA′的橫波速度VS剖面(c)對(duì)比.(b)中黑色十字線條和白色虛線為Moho界面和殼內(nèi)低速帶(Deng et al., 2018)，(c)中灰色實(shí)線左側(cè)和右側(cè)區(qū)域分別是以Jia等(2010)和Zhang等(2013)的P波速度模型作為約束條件得到的反演結(jié)果.將P波接收函數(shù)偏移剖面結(jié)果獲得的Moho結(jié)構(gòu)和局部低速層LVL投影到VS速度剖面上 (白色虛線和紅色虛線)(李蕙琳, 2022).LVZ：低速帶，LVL：低速層Fig.3 The topography and tectonic units along the profile AA′ and BB′ (a). (b) and (c) are the VS profiles from joint inversion along profile BB′ (modified according to Deng et al.(2018)) and profile AA′. The black cross line and the white dashed line in (b) are the Moho depth and the intracrustal low-velocity zone(Deng et al., 2018). The left side and right side of the grey solid line in (c) were produced by the joint inversion with the VP model from Jia et al. (2010) and from Zhang et al. (2013), respectively. Detailed structures including Moho and the regional low-velocity layer LVL, are depicted in white dashed lines and red dotted lines from the P-wave migrated RFs profile (Li et al., 2022) to the VS profile in (c). LVZ: the low-velocity zone; LVL: the low-velocity layer

4 討論

4.1 東、西段巖石圈結(jié)構(gòu)差異

4.1.1 Moho(地殼厚度)差異

接收函數(shù)結(jié)果表明(Deng et al., 2018; Ye et al., 2015)，測線BB′在中祁連和北祁連縫合帶下方的Moho深度約為60 km和45 km，在海原斷裂下方發(fā)生明顯錯(cuò)斷；而測線AA′顯示北祁連縫合帶、臨夏和隆中盆地的Moho深度約為50 km，相對(duì)平坦，無明顯錯(cuò)斷，表明祁連西段的下地殼變形強(qiáng)度更加劇烈，可能伴隨更大程度的縮短變形.此外，通過統(tǒng)計(jì)大量地球物理觀測資料(表1)，發(fā)現(xiàn)Moho深度在祁連西段和東段有10 km左右的差距，祁連西段地殼厚度約為58～65 km，而東段地殼厚度約為50 km.這種地殼厚度的差異很可能與華北板塊和青藏高原板塊間的縮短變形相關(guān) (Li et al., 2014; Meyer et al., 1998; Pan and Niu, 2011; Wang et al., 2016; Yue et al., 2012).

表1 祁連西段與東段地殼厚度統(tǒng)計(jì)Table 1 Statistics of crustal thickness in the western Qilian and the eastern Qilian

4.1.2 殼內(nèi)低速層差異

殼內(nèi)最明顯的差異體現(xiàn)在20～40 km的深度處，測線BB′顯示祁連西段東緣下方存在軟弱的低速層(3.2～3.4 km·s-1)，其橫波速度較松潘甘孜地塊(VS<3.4 km·s-1)稍高，但祁連東段(測線AA′)的中地殼并不存在低速帶.中地殼低速物質(zhì)在祁連西段與東段的差異也得到層析成像結(jié)果的印證(Li et al., 2014; Zhao et al., 2021; Zheng et al., 2016)，低速帶廣泛分布于祁連西段的中地殼，速度基本低于3.4 km·s-1，而祁連東段橫波速度約為3.5 km·s-1，東西段橫波速度相差約0.1 km·s-1，且橫波速度在祁連西段至東段轉(zhuǎn)換位置迅速升高.整體來看，祁連西段殼內(nèi)物質(zhì)更加軟弱，變形也更劇烈，而祁連東段變形程度相對(duì)較弱.一般來說，殼內(nèi)低速的形成原因主要包括殼內(nèi)流體(Nesbitt, 1993)、部分熔融(Nelson et al., 1996; Schilling et al., 1997)和糜棱巖化(Ten Grotenhuis et al., 2004; Zorin et al., 2002).前人的研究中也發(fā)現(xiàn)過祁連下方較薄的低速層(Li et al., 2014; Ye et al., 2015; Zhang et al., 2013)，然而與普遍觀測到可能的地殼流的厚度和速度相比，祁連西段中地殼低速物質(zhì)厚度過于薄(～10 km厚)并且具有更高的橫波速度(3.2～3.4 km·s-1)，且其與松潘甘孜地塊下方連續(xù)的低速帶已斷開，以局部低速帶的形式存在，并不能認(rèn)為其是祁連西段下方存在地殼流的標(biāo)志.環(huán)境噪聲層析成像也曾在祁連地塊觀察到較薄的厚度和較低的橫波速度等特征，并認(rèn)為這可能是祁連地殼內(nèi)出現(xiàn)部分熔融或流體的信號(hào)，而不是普遍意義的地殼流(Bao et al., 2013; Li et al., 2014).一般來說，殼內(nèi)巖石發(fā)生熔融需要高于800 ℃的溫度(Thompson, 1999).雖然地殼中含水時(shí)可降低殼內(nèi)巖石的熔融溫度，而黑云母和角閃石是花崗質(zhì)地殼中主要的含水礦物，這些礦物發(fā)生脫水反應(yīng)的溫壓條件是超過710 ℃和0.12 GPa (Brown and Fyfe, 1970).根據(jù)地溫梯度推斷祁連下方20～40 km深度處溫度約為300～600 ℃(沈顯杰等, 1995)，因此，黑云母或角閃石似乎不太可能發(fā)生脫水反應(yīng)而產(chǎn)生含水流體.綜上，部分熔融似乎不太可能發(fā)生在20～40 km深度的地殼內(nèi)部.由于華北板塊和青藏高原地塊間的強(qiáng)烈擠壓作用，糜棱巖化可能是祁連西段下方低速帶形成的原因，并充當(dāng)祁連西段下方上地殼與下地殼間的滑脫帶(Huang et al., 2021).

至于深度約40～60 km處，測線AA′和測線BB′顯示祁連山下地殼均相對(duì)穩(wěn)定，橫波速度范圍基本一致(約為3.7 km·s-1)，但祁連東段臨夏和隴中盆地的縮短變形程度明顯低于祁連西段的祁連山—南山褶皺逆沖帶.背景噪聲成像結(jié)果表明，祁連西段的下地殼速度約為3.7～3.75 km·s-1，東段的下地殼速度約為3.8～3.85 km·s-1，保持著同中地殼相似的西低東高的橫波速度特征.利用馮建剛等(2012)重新精定位地震事件的深度和震級(jí)，將1970年以來距離測線0.2° 寬范圍內(nèi)的地震事件分別投影到測線BB′和AA′上(圖4c和4d).地震事件基本分布在中上地殼，而在下地殼幾乎沒有觀察到地震，這說明中上地殼與其下附的下地殼間似乎存在一個(gè)脆韌性過渡帶.祁連東段的接收函數(shù)結(jié)果顯示(Ye et al., 2015)，祁連東段下方的震相HC應(yīng)該就是一條脆韌性過渡帶，地震事件基本上沿著震相HC，并在其上方分布.

而在0～20 km深度處，測線AA′顯示祁連東段的上地殼底部(約深度15 km)似乎存在約5 km厚的低速層(3.3～3.5 km·s-1)，其在馬銜山斷裂下方似乎是不連續(xù)的(圖3)，而測線BB′顯示祁連西段上地殼并不存在低速物質(zhì).Guo等(2016)根據(jù)更為精細(xì)的深地震反射剖面，發(fā)現(xiàn)在～5 s 雙程走時(shí)(t.w.t)處，馬銜山斷裂兩側(cè)存在兩個(gè)調(diào)和上地殼構(gòu)造擠壓的基底拆離斷層，這在深度上剛好對(duì)應(yīng)于我們的速度剖面 10～15 km 深度處的低速層LVL.正是由于祁連地塊下方低速層的存在，上下地殼之間才可能存在解耦.值得注意的是，地震事件帶在馬銜山斷裂和海原斷裂下方向西南傾斜，兩者都延伸到約27 km的深度，然后合并于祁連地塊下方的脆韌性轉(zhuǎn)換帶HC；另一個(gè)代表天景山斷裂帶走勢的地震事件帶，似乎在震相HC下方向南延伸(圖4d).而祁連西段東緣的地震事件帶也是同樣沿著海原斷裂和古浪斷裂向南延伸至約25 km深度的脆韌性轉(zhuǎn)換帶(圖4c).因此，可以推斷出祁連地塊以一條脆韌性轉(zhuǎn)換帶為界，上地殼發(fā)育一系列的逆沖推覆構(gòu)造和大型走滑斷裂，下地殼發(fā)生不同程度的縮短變形，祁連東段的低速層LVL僅作為地殼內(nèi)拆離層存在，使得上地殼與下伏地層和巖石圈解耦.

總而言之，祁連地塊隆升變形的過程中，東西段殼內(nèi)變形存在差異.祁連山西段中地殼低速物質(zhì)呈現(xiàn)出由西至東逐漸減薄，且剪切波速度有微微增大的趨勢(Zheng et al., 2016; Zhao et al., 2021)，而祁連山東段中地殼并不存在低速帶.祁連山西段的殼內(nèi)變形及縮短程度更大，相對(duì)更軟弱，發(fā)育大型祁連山—南山褶皺逆沖帶，其內(nèi)部變形程度也存在西緣高東緣低的特點(diǎn)，但都表現(xiàn)為高海拔山脈的地貌特征；祁連山東段變形及縮短程度相對(duì)較弱，其上地殼底部約5 km厚的低速層僅作為地殼內(nèi)的拆離層存在，地表主要發(fā)育一系列左旋走滑斷裂，表現(xiàn)為地勢相對(duì)較平坦的臨夏盆地和隴中盆地.

圖4 測線AA′與測線BB′周圍的地震事件對(duì)比 (a) 經(jīng)過對(duì)地震深度及震級(jí)重新精確定位后，由紅點(diǎn)標(biāo)出青藏高原東北緣的地震事件分布(馮建剛等, 2012).綠線和藍(lán)線分別代表了圖1中的測線AA′和測線BB′.(b) 篩選出自1970年以來，距離測線AA′和測線BB′ 0.2°寬范圍內(nèi)的地震事件分布.(c)和(d)為投影到測線BB′和測線AA′的地震事件分布，(d) 中將P波接收函數(shù)偏移剖面結(jié)果獲得的Moho結(jié)構(gòu)、殼內(nèi)轉(zhuǎn)換層HC和局部低速層LVL投影到VS速度剖面上 (白色虛線、黑色虛線和紅色虛線)(李蕙琳, 2022).Fig.4 The earthquake events around the profile AA′ and the profile BB′ (a) The distributions of the earthquakes in the NE Tibetan Plateau after precise positioning of the magnitude and depth were marked in red dots (Feng et al., 2012). The profile AA′ and the profile BB′ shown in Fig.1 are depicted by the green line and the blue line, respectively. (b) Earthquake events since 1970 were selected within a swath of 0.2° wide along profile AA′ and BB′. (c) and (d) are the earthquake events projected along the profile BB′ and AA′. Detailed structures including Moho and intracrustal converter (HC) and LVL, are depicted in white dashed lines, black dashed lines and red dotted lines from the P-wave migrated RFs profile (Li et al., 2022) to the VS profile in (d).

4.1.3 巖石圈地幔差異

對(duì)比兩條測線橫波速度發(fā)現(xiàn)，橫波速度在地殼與巖石圈地幔之間似乎存在正相關(guān)關(guān)系(Deng et al., 2018, 2019; Ye et al., 2017)，即相對(duì)低速的松潘甘孜地塊和昆侖—西秦嶺地塊地殼(一般低于3.6 km·s-1)和巖石圈地幔(一般為4.0～4.4 km·s-1)，和相對(duì)高速的祁連地塊和華北克拉通地殼(一般3.2～3.8 km·s-1)和巖石圈地幔(一般高于4.1 km·s-1)(圖3).在Moho至120 km深度的巖石圈地幔部分，相對(duì)軟弱的祁連西段(測線BB′)在中祁連和北祁連縫合帶均發(fā)現(xiàn)低速塊體(約為4.1～4.4 km·s-1)，而相對(duì)剛性的祁連東段(測線AA′)地幔巖石圈表現(xiàn)為相對(duì)高速的整體(高于4.4 km·s-1).對(duì)于巖石圈地幔低速帶，部分學(xué)者認(rèn)為可能是由于地殼增厚導(dǎo)致巖石圈底部拆沉，軟流圈物質(zhì)上涌隨后形成地幔低速帶 (Li et al., 2013; Zheng et al., 2016).地震層析成像結(jié)果在西藏中部和西藏北部發(fā)現(xiàn)廣泛存在的低速帶，支持了松潘甘孜地塊下方存在大范圍的巖漿作用或向東逃逸的地幔流的可能性(Lei and Zhao, 2016; Li and Van Der Hilst, 2010; Liang et al., 2012; Liu et al., 2004; Chu et al., 2019).然而，祁連西段(測線BB′)巖石圈地幔的低速帶成塊狀分布，Deng等(2018)認(rèn)為青藏高原東北緣的巖石圈地幔正在由南向北經(jīng)歷拆沉作用，松潘甘孜地塊巖石圈地幔已經(jīng)拆沉，而祁連山西段巖石圈地幔正在進(jìn)行拆沉，部分巖石圈地幔殘存保留下來.對(duì)于祁連山東段，其巖石圈地幔并未經(jīng)歷拆沉作用，保持著相對(duì)穩(wěn)定的高速特征.

4.2 東、西段巖石圈變形方式的探討

根據(jù)前人的研究可知，地殼縮短變形作用可能是青藏高原東北緣祁連山地區(qū)地殼增厚的主要機(jī)制(Lease et al., 2012; Tian et al., 2014; Cheng et al., 2015; Zuza et al., 2016; Huang et al., 2020).根據(jù)變形縮短量的計(jì)算結(jié)果顯示，縮短量自西向東有一個(gè)明顯變小的趨勢，祁連西段縮短量可達(dá)到百分之四五十，而祁連東段縮短量只有百分之十幾(楊樹鋒等, 2007; Zuza et al., 2016).而且深地震反射剖面結(jié)果揭示，青藏高原東北緣祁連山地區(qū)的地殼變形是以一殼內(nèi)滑脫層為界，上、下地殼的變形發(fā)生了解耦(Guo et al., 2016; 黃興富等, 2018)，并提出了祁連山西段地殼分層縮短變形的可能模型(Huang et al., 2020).從我們揭示的Moho面結(jié)構(gòu)來看，西段Moho面發(fā)生了強(qiáng)烈的錯(cuò)斷變形等特征(圖3b)，這一特征與深地震反射剖面(黃興富等, 2018; Huang et al., 2020)和天然地震接收函數(shù)(Feng et al., 2014; Shen et al., 2020; Ye et al., 2021)揭示的祁連山西段Moho面復(fù)雜的錯(cuò)斷疊置結(jié)構(gòu)一致，暗示了祁連山西段的下地殼經(jīng)歷了復(fù)雜的縮短變形作用.祁連山東段的Moho面圖像顯示東段的Moho面相對(duì)平直、連續(xù)(圖3c)，這一結(jié)果與深地震反射剖面(Guo et al., 2016)揭示的祁連山東段平坦連續(xù)的Moho面結(jié)構(gòu)一致.因此，根據(jù)東、西段Moho面的結(jié)構(gòu)差異，我們推測相對(duì)軟弱的祁連山西段在周圍多個(gè)剛性塊體的限制下，雖然發(fā)生了上、下地殼的解耦，但是上、下地殼可能都經(jīng)歷了復(fù)雜的縮短變形作用；而祁連山東段的縮短變形可能只發(fā)生于滑脫層之上的地殼部分，并且主要是通過走滑斷層調(diào)節(jié)了殼內(nèi)的變形(圖1)，而滑脫層之下的地殼可能并未發(fā)生強(qiáng)烈的縮短變形.此外，高原內(nèi)外地殼強(qiáng)度的差異導(dǎo)致了祁連西段和東段在高原邊界區(qū)域產(chǎn)生不同的地形地貌，在軟弱的祁連山西段和剛性阿拉善地塊之間中下地殼強(qiáng)度相差較大，更易形成海拔較高的祁連山—南山褶皺逆沖帶，而強(qiáng)度較大的祁連山東段僅在東北緣邊界處形成海拔較高的窄帶變形區(qū)域，如六盤山(Tian et al., 2021).

發(fā)生東西段地殼變形差異的原因可能與深部巖石圈地幔的結(jié)構(gòu)相關(guān).從我們揭示的巖石圈地幔的結(jié)構(gòu)來看，西段的巖石圈地幔以不連續(xù)的分塊特征為主，而東段的巖石圈地幔表現(xiàn)為一個(gè)連續(xù)的整體.西段分塊的、與地殼不連續(xù)的巖石圈地幔，Deng等(2018)將其解釋為拆沉的巖石圈地幔.Deng等(2018)認(rèn)為巖石圈地幔的拆沉是發(fā)生在新生代，是新生代青藏高原東北緣隆升的控制因素.但是，目前對(duì)應(yīng)地區(qū)的地表并未有相應(yīng)的新生代的火山或者巖漿活動(dòng)的報(bào)道.因此，我們推斷巖石圈地幔的拆沉作用可能是發(fā)生于新生代之前.地球化學(xué)結(jié)果揭示中祁連可能是日本型的島弧，而北祁連是馬里亞納型的島弧(Xiao et al., 2009).這一結(jié)果被祁連東段的深地震反射剖面(Guo et al., 2016)和最新的大地電磁結(jié)果(Xin et al., 2021)揭示，認(rèn)為以馬銜山斷裂為界，南北分屬不同的地塊.

因此，我們推斷東、西段變形差異形成的過程可能如下所述.早古生代北祁連洋閉合之后(Song et al., 2013; Xiao et al., 2009)，西段的巖石圈地幔發(fā)生了拆沉作用，而東段的并未發(fā)生巖石圈拆沉.巖石圈的拆沉作用導(dǎo)致軟流圈的上涌，引起地溫梯度的升高，從而改變了其上地殼的性質(zhì)，使其變得更加軟弱，而東段仍然保持著比較剛性的特征.在新生代青藏高原向外擴(kuò)展的大背景之下，西段由于地殼更加軟弱，因此在南邊剛性的柴達(dá)木地塊，西邊剛性的塔里木地塊以及北邊剛性的阿拉善地塊的限制之下，地殼更加容易發(fā)生縮短變形(Huang et al., 2021)；而東段由于相對(duì)表現(xiàn)的更為剛性的特征，因此只能是通過先前縫合帶的重新活化來調(diào)整變形，形成一系列走滑斷層，類似于Tapponnier等(2001)提出的剛性塊體的側(cè)向擠出模型在局部的表現(xiàn).

5 結(jié)論

綜上所述，本文基于祁連東段與西段兩條寬頻密集臺(tái)站陣列，并結(jié)合前人在祁連東、西段深地震反射剖面資料進(jìn)行對(duì)比，開展祁連東段和西段的巖石圈結(jié)構(gòu)及變形方式的差異性研究.主要獲得以下認(rèn)識(shí)：

(1)祁連東段和西段巖石圈結(jié)構(gòu)存在明顯差異.1)殼內(nèi)低速層差異.對(duì)于20～40 km的中地殼，祁連西段(測線BB′)存在殼內(nèi)低速物質(zhì)(3.2～3.4 km·s-1)，而祁連東段(測線AA′)并不存在低速層.祁連西段殼內(nèi)物質(zhì)更加軟弱，變形也更劇烈，而祁連東段變形程度相對(duì)較弱.祁連西段低速層的存在很可能是由于華北板塊和青藏高原板塊間的強(qiáng)烈擠壓導(dǎo)致的糜棱巖化作用，使得上下地殼滑脫解耦.祁連東段上地殼底部約5 km厚的低速層僅為地殼內(nèi)的拆離層.2)巖石圈地幔差異.祁連西段的巖石圈地幔高速異常體表現(xiàn)為分塊的特征，而祁連東段的巖石圈地幔高速異常體表現(xiàn)為比較統(tǒng)一的整體.

(2)祁連東段和西段巖石圈的變形方式也存在差異.祁連西段在周圍各剛性塊體的限制下，地殼以一層殼內(nèi)滑脫層為界，上、下地殼均發(fā)生復(fù)雜的縮短變形；而祁連東段的縮短變形主要體現(xiàn)在滑脫層之上的殼內(nèi)部分，并且發(fā)育了大量左旋走滑斷裂.引起這一殼內(nèi)變形方式的差異可能與其深部巖石圈結(jié)構(gòu)的差異有關(guān).

致謝感謝中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所提供的寬頻密集臺(tái)站數(shù)據(jù)，并感謝鄧陽凡研究員提供跨過祁連山西段的聯(lián)合反演得到的橫波速度原始數(shù)據(jù).