高銳， 齊蕊,2*， 黃興富， 陳宣華, 熊小松，郭曉玉， 劉曉惠, 廖杰

1 中山大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院， 廣州 510275 2 清華大學(xué)數(shù)學(xué)科學(xué)系， 北京 100084 3 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 4 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地球深部探測(cè)中心， 北京 100037

0 引言

青藏高原作為地球上最大的造山高原，它是在至少 60～50 Ma 以前開(kāi)始的印度大陸和歐亞大陸持續(xù)的碰撞和擠壓過(guò)程中，由復(fù)雜的地殼變形造成的(Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001).目前，歐亞大陸與印度大陸之間的持續(xù)匯聚、擠壓仍在進(jìn)行中，從而造成青藏高原目前仍然在持續(xù)向外擴(kuò)張(Zhang et al., 2004).青藏高原的形成記錄了兩個(gè)大陸碰撞的過(guò)程，以及大陸內(nèi)部的變形過(guò)程及變形機(jī)制.因此，青藏高原被認(rèn)為是研究陸陸碰撞過(guò)程以及大陸動(dòng)力學(xué)天然的理想實(shí)驗(yàn)室.諸多地球科學(xué)家經(jīng)過(guò)約一個(gè)世紀(jì)的深入研究，提出了多種模型用以解釋青藏高原的形成，概括起來(lái)有以下幾種經(jīng)典模型：(1)大陸底墊模型(圖1a)，即印度大陸的巖石圈向北俯沖底墊于青藏高原之下導(dǎo)致青藏高原的快速隆升、地殼的加厚以及高原的向外生長(zhǎng)(Powell, 1986)；(2)連續(xù)變形模型(圖1b)，模型認(rèn)為青藏高原的地殼或巖石圈在印度大陸的擠壓之下，發(fā)生同步的、均勻的縮短變形，造成青藏高原隆升與變形(Dewey and Burke, 1973; England and Housemann, 1986; Molnar and Lyon-Caent, 1993)；(3)剛性塊體側(cè)向擠出與俯沖(圖1c)，即青藏高原內(nèi)部的古老縫合帶，在歐亞大陸與印度大陸碰撞的影響下，重新活化，成為巖石圈尺度的大型走滑斷裂，而組成青藏高原的各個(gè)次級(jí)塊體沿著這些活化的走滑斷裂發(fā)生不同程度的側(cè)向逃逸并伴隨有各塊體之間的短距離陸陸俯沖作用(Meyer et al.,1998; Tapponnier et al., 2001)；(4)通道流模型(圖1d)，該模型認(rèn)為中-下地殼存在地質(zhì)時(shí)間尺度可流動(dòng)的塑性層是造成青藏高原隆升與變形的控制因素(Zhao and Morgan, 1987; Bird, 1991; Royden et al., 1997; Clark and Royden; 2000; Royden et al., 2008).上述關(guān)于青藏高原形成的概念模型對(duì)高原巖石圈結(jié)構(gòu)與動(dòng)力學(xué)進(jìn)行了預(yù)測(cè)，需要接受詳細(xì)探測(cè)與數(shù)值模擬的檢驗(yàn)(Lu et al., 2022; Qi et al., 2022).

圖1 關(guān)于青藏高原形成的經(jīng)典模型(a) 大陸底墊模型； (b) 均勻縮短模型； (c) 剛性塊體的側(cè)向擠出與俯沖模型； (d) 管道流模型.Fig.1 Classical models related to the formation of Tibetan Plateau(a) Continental underplating model; (b) Continuum deformation model; (c) Rigid-block extrusion and subduction model; (d) Channel flow model.

青藏高原東北緣祁連山地區(qū)作為高原的北東邊界(圖2b)，雖然在歐亞大陸與印度大陸碰撞早期就有變形記錄(Yin et al., 2002; Yuan et al., 2013; Cheng et al., 2019b; He, 2020)，但是其大規(guī)模的隆升形成時(shí)間是在 20～8 Ma(Jolivet et al., 2001; Craddock et al., 2011; Duvall et al., 2013; Wang et al., 2016b, 2017; Zheng et al., 2017; Pang et al., 2019; Li et al., 2019).因此，作為青藏高原東北緣邊界的祁連山地區(qū)，其隆升到現(xiàn)今高度的時(shí)間是晚于高原中部的隆升時(shí)間(50～23 Ma；Wang et al., 2008).從形成時(shí)代上來(lái)說(shuō)，青藏高原東北緣祁連山地區(qū)是高原向外擴(kuò)張的前緣地帶之一，記錄了高原地殼最新的變形方式，是理解和檢驗(yàn)各種前文提出的關(guān)于青藏高原形成模型的理想場(chǎng)所之一(Zuza et al., 2016)，而且該地區(qū)至今仍在持續(xù)活動(dòng)中，成為青藏高原周緣的一活動(dòng)地震帶(圖2b).

獲得祁連山及周緣之下的巖石圈結(jié)構(gòu)是驗(yàn)證上述模型合理性的關(guān)鍵因素之一.因此，諸多學(xué)者在祁連山及周緣地區(qū)開(kāi)展了大量地球物理探測(cè)工作，獲得了此地巖石圈的電性結(jié)構(gòu)(金勝等，2012；Liang et al., 2020)、速度結(jié)構(gòu)(Liu et al., 2006; Zhang et al.,此外，現(xiàn)今的祁連山地區(qū)是在古生代一系列碰撞造山事件基礎(chǔ)之上(Xiao et al., 2009; Song et al., 2013; Zuza et al., 2018)，疊加中生代一系列陸內(nèi)構(gòu)造變形(Tong et al., 2020)之后，于新生代在歐亞大陸與印度次大陸碰撞拼合事件的影響之下重新隆升成山的(Zuza et al., 2018).新生代以來(lái)活動(dòng)的斷層走向與古生代縫合帶的走向是一致的(圖2b)，推測(cè)新生代以來(lái)活動(dòng)的斷層是在古生代斷層基礎(chǔ)之上，于新生代重新開(kāi)始活動(dòng).因此，現(xiàn)今祁連山地區(qū)深部結(jié)構(gòu)的研究同時(shí)有助于了解早古生代晚期北祁連洋(又稱為“原特提斯洋”或“祁連洋”)的俯沖閉合等構(gòu)造演化過(guò)程.目前關(guān)于北祁連洋閉合的一個(gè)重要問(wèn)題是關(guān)于俯沖極性的問(wèn)題，涉及到向南或者向北的俯沖，或者雙向俯沖等眾多不同的模型(Sobel and Arnaud, 1999; Gehrels et al., 2003; Xiao et al., 2009; Song et al., 2013; 陳宣華等, 2019a).顯然，高精度巖石圈結(jié)構(gòu)的揭示對(duì)限定北祁連洋的俯沖極性也有重要作用.

2013; 李文輝等, 2017; Jia et al., 2019; Sun et al., 2021)、幾何結(jié)構(gòu)(Gao et al., 2013a; Guo et al., 2015, 2016; Ye et al., 2015, 2021; Huang et al., 2021; Tian et al., 2021)以及各向異性特征(Ye et al., 2016; Hao et al., 2021).學(xué)者們依照各自的探測(cè)結(jié)果，做出不同的分析，提出各自關(guān)于青藏高原形成機(jī)制的理解，形成了地殼分層縮短模型(Huang et al., 2020)、巖石圈俯沖伴隨上地殼縮短模型(Meyer et al., 1998)、逆沖楔模型(Cheng et al., 2019b; Ye et al., 2021)以及基于格爾木—額濟(jì)納地學(xué)斷面計(jì)劃提出的雙向擠壓模型(Gao et al., 1999)等多種機(jī)制.20世紀(jì)90年代初期的格爾木—額濟(jì)納地學(xué)斷面計(jì)劃對(duì)祁連山北緣以及周緣的河西走廊進(jìn)行了詳細(xì)的探測(cè)(Gao et al., 1999)，但是，祁連山內(nèi)部的精細(xì)結(jié)構(gòu)仍不清晰.因此，我們?nèi)孕鑼?duì)祁連山內(nèi)部進(jìn)行高精度的巖石圈結(jié)構(gòu)探測(cè)研究，以期獲得更加清晰的結(jié)果.

基于以上考慮，我們選擇一條最新獲得的穿越祁連山中部關(guān)鍵地區(qū)的、長(zhǎng)約165 km的深地震反射剖面為研究對(duì)象(圖2c)，旨在揭示其深部的高精度巖石圈結(jié)構(gòu)圖像.以此精細(xì)的巖石圈結(jié)構(gòu)圖像為基礎(chǔ)，結(jié)合前人地質(zhì)以及地球物理資料，探討高原地殼的生長(zhǎng)方式以及古生代北祁連洋閉合過(guò)程中的俯沖極性問(wèn)題.

圖2 (a) 青藏高原及鄰區(qū)地形地貌圖.白色矩形框表示圖2b的位置. (b) 疊加于地貌圖之上的祁連山及鄰區(qū)的主要新生代構(gòu)造和地震活動(dòng). 構(gòu)造信息引自Yuan等(2013)和Allen等(2017). 震級(jí)大于5級(jí)的地震震源機(jī)制解引自Molnar和Lyon-Caent(1989)和美國(guó)地質(zhì)調(diào)查局網(wǎng)站的全球CMT目錄. 黑色小點(diǎn)表示的是發(fā)生于1980年至2019年的背景地震事件，數(shù)據(jù)下載自美國(guó)地質(zhì)調(diào)查局網(wǎng)站. 藍(lán)色和粉色的粗虛線表示北祁連縫合帶. 藍(lán)色實(shí)線表示海原斷裂. 粉色實(shí)線表示深地震反射剖面位置. ALF：阿爾金斷裂；NBT：北邊界逆沖斷裂；HLSF：合黎山斷裂；LSSF：龍首山斷裂；NQLF：祁連山北緣斷裂；TJSF：天景山斷裂；HYF：海原斷裂；RYSF：日月山斷裂；QHNSF：青海南山斷裂；NQTS：柴達(dá)木盆地北緣逆沖系. (c) 深地震反射剖面沿線基本地質(zhì)構(gòu)造情況.黑色實(shí)線表示深地震反射剖面位置Fig.2 (a) Topography and geomorphology map of Tibetan Plateau and adjacent areas. The white rectangular shows the position of Fig.2b. (b) Major Cenozoic structures and seismicity of the Qilian Mountains and adjacent regions compiled on a color-shaded topographical map. Structures were modified from Yuan et al. (2013) and Allen et al. (2017). Earthquake focal mechanisms with events >M 5.0 from Molnar and Lyon-Caent (1989) and the global CMT catalog and background seismicity occurred during 1980 to 2019 from the USGS website. The thick dashed blue and pink lines indicate the north Qilian suture zone. The solid blue line marks the Haiyuan fault. The solid pink line represents the location of the deep seismic reflection profile. ALF: Altyn Tagh fault; NBT: North Border Thrust; HLSF: Helishan fault; LSSF: Longshoushan fault; NQLF: North Qilian Shan fault; TJSF: Tianjingshan fault; HYF: Haiyuan fault; RYSF: Riyueshan fault; QHNSF: Qinghai Nan Shan fault; NQTS: North Qaidam thrust system. (c) Basic geological map along the deep seismic reflection profile. Black solid line represents the location of the deep seismic reflection profile

1 地質(zhì)背景

祁連山整體長(zhǎng)約1300 km，寬約350 km，平均海拔4500 m左右，在河西走廊地區(qū)地形快速下降到1500 m以下(圖2b).從早古生代到新生代，祁連地區(qū)經(jīng)歷了多期次的構(gòu)造活動(dòng)(Xiao et al., 2009; Song et al., 2013; Zuza et al.,2018, 2019; Tong et al., 2020).

1.1 古生代

祁連洋在早古生代晚期發(fā)生閉合，形成了現(xiàn)今的祁連縫合帶，其標(biāo)志為祁連地區(qū)廣泛出露的蛇綠混雜巖(Yin and Harrison, 2000; Xiao et al., 2009; Menold et al., 2009, 2016; Song et al., 2013, 2014; Zuza et al., 2018).祁連洋的關(guān)閉是南側(cè)的柴達(dá)木微陸塊和北側(cè)的華北克拉通碰撞的結(jié)果(Song et al., 2014; Zuza et al., 2018).祁連山地區(qū)廣泛出露的古生代火山巖和侵入巖見(jiàn)證了祁連洋的閉合(Wu et al., 2017).祁連洋的俯沖極性與祁連洋閉合形成的縫合帶的數(shù)目一直是研究的熱點(diǎn) (Xiao et al., 2009; Song et al., 2013; Wu et al., 2017; Zuza et al., 2018).祁連洋閉合后，碰撞帶經(jīng)歷了一次構(gòu)造垮塌事件導(dǎo)致A-型花崗巖侵入(Song et al.，2013).晚古生代地層記錄到了相對(duì)連續(xù)的沉積物(Zuza et al., 2018; Tong et al., 2020)，這說(shuō)明祁連山地區(qū)在晚古生代沒(méi)有經(jīng)歷大的構(gòu)造事件，而是處于穩(wěn)定沉積的狀態(tài).

1.2 中生代

祁連地區(qū)在中生代經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造作用，表現(xiàn)為多期次的擠壓和伸展構(gòu)造(Chen et al.， 2019).青藏高原東北緣及鄰區(qū)形成了一系列侏羅系和白堊系伸展和張拉沉積盆地，指示了伸展構(gòu)造背景(Vincent and Allen, 1999; Chen et al., 2003; Horton et al., 2004; Yin et al., 2008; Chen et al., 2014; Cheng et al., 2019a).該區(qū)中生代伸展構(gòu)造背景與中生代古特提斯洋和中特提斯洋的閉合有關(guān) (Pullen et al., 2008; Zhang et al., 2014).柴達(dá)木微陸塊南側(cè)的古特提斯洋和中特提斯洋發(fā)生板片回撤，導(dǎo)致柴達(dá)木北側(cè)的區(qū)域進(jìn)入拉張環(huán)境(霍永錄和譚試典, 1995; Vincent and Allen, 1999; Chen et al., 2003; Yin et al., 2008).此外，該地區(qū)的侏羅紀(jì)和白堊紀(jì)地層記錄到了一系列的擠壓構(gòu)造變形，發(fā)生擠壓變形的時(shí)間為早侏羅世(Tong et al., 2020)和早白堊世(Qi et al., 2016; 陳宣華等, 2019b; 邵浩浩等, 2019).這些變形表明該地區(qū)在早侏羅世和早白堊世經(jīng)歷了擠壓作用，白堊紀(jì)由擠壓構(gòu)造環(huán)境向伸展構(gòu)造環(huán)境過(guò)渡大約發(fā)生在129.3 Ma (邵浩浩等, 2019).

1.3 新生代

祁連山地區(qū)位于青藏高原的東北緣.歐亞板塊和印度板塊在距今60～50 Ma發(fā)生陸陸碰撞形成了青藏高原(Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001)，印度—?dú)W亞大陸碰撞的遠(yuǎn)程效應(yīng)到達(dá)祁連山(Molnar and Stock, 2009)，使得祁連山南部地區(qū)在新生代開(kāi)始隆升(Yin et al.,2002; Yuan et al., 2013; Cheng et al., 2019b; He, 2020).在印度和歐亞大陸持續(xù)碰撞的作用下，祁連山及其周邊地區(qū)不斷隆起并向外生長(zhǎng)擴(kuò)展.前人的研究表明，祁連山地區(qū)在20～8 Ma時(shí)經(jīng)歷了快速抬升(Jolivet et al., 2001; Craddock et al., 2011; Duvall et al., 2013; Wang et al., 2016b, 2017b; Zheng et al., 2017; Pang et al., 2019; Li et al., 2019)，最終形成了現(xiàn)今的地貌及范圍.現(xiàn)今的祁連山仍然受到N30°E、5～7 mm·a-1的擠壓作用(Zhang et al., 2004; Gan et al.,2007; Zheng et al., 2013).祁連山地區(qū)的隆升和生長(zhǎng)擴(kuò)展以一系列北西向的逆沖斷層為特征，斷層相關(guān)褶皺的間距為30～40 km(Tapponnier et al., 1990; Meyer et al., 1998; 楊樹(shù)鋒等, 2007; Yin et al., 2008; Zuza et al., 2016; Hu et al., 2019; Cao et al., 2019).這些北西向的逆沖斷層吸收了新生代至少250～350 km的地殼縮短量，這相當(dāng)于從柴達(dá)木盆地到河西走廊的400 km 的區(qū)域上產(chǎn)生40%～45%的縮短應(yīng)變(Zuza et al., 2016) .

2 數(shù)據(jù)采集與處理

2.1 數(shù)據(jù)采集

深地震反射剖面數(shù)據(jù)采集，均采用大藥量、長(zhǎng)排列和一定井深的激發(fā)、接收方式，中、深層各保留到了一定的有效信號(hào)反射.反射大炮激發(fā)統(tǒng)一采取井深70～90 m，藥量500 kg，大炮為單邊接收，中、小炮為兩邊對(duì)稱接收.覆蓋次數(shù)：60次(小炮)、15次(中炮).檢波器型號(hào)均為SM-24.組合方式為：?jiǎn)未?2個(gè)檢波器，沿測(cè)線線性組合方式埋置，組內(nèi)距1 m，特殊情況采用垂直測(cè)線或斜交測(cè)線線性組合方式埋置.組合基距：11 m；挖坑埋置檢波器，同道檢波器排放須保持同一高度，并采用有效措施保證在各類地表地質(zhì)條件下的有效耦合.詳細(xì)的激發(fā)及采集參數(shù)見(jiàn)表1.

表1 深地震反射剖面施工及采集參數(shù)Table 1 Source and acquisition parameters of the deep seismic reflection profile

2.2 數(shù)據(jù)處理

在深反射剖面特殊精細(xì)處理過(guò)程中，在詳細(xì)分析原始資料的基礎(chǔ)上，對(duì)處理方法和參數(shù)進(jìn)行了大量的測(cè)試工作，獲得的具體處理參數(shù)見(jiàn)表2.其中關(guān)鍵處理技術(shù)包括：嚴(yán)格的疊前預(yù)處理、靜校正、子波一致性處理和疊前去噪等.針對(duì)中淺層地震資料的處理流程著重加強(qiáng)了對(duì)信噪比和分辨率的提高，應(yīng)用的技術(shù)手段以提高資料的連續(xù)性和頻率特征為主.具體處理流程見(jiàn)圖3.經(jīng)過(guò)精細(xì)的數(shù)據(jù)處理過(guò)程，最終獲得了一條疊加剖面以及一條偏移剖面.本文的研究采用了偏移剖面(圖4a).

表2 深地震反射剖面處理參數(shù)Table 2 Processing parameters of the deep seismic reflection profile

圖3 深地震反射數(shù)據(jù)處理流程圖Fig.3 Flowchart of the deep seismic reflection data processing

3 深地震反射剖面

3.1 反射特征

圖4a展示了精細(xì)處理之后的偏移剖面.

3.1.1 上地殼反射特征

以雙程走時(shí)(two-way-travel time)4～6 s為界，以上部分按照地震反射剖面的反射特征差異將其劃分為上地殼(圖4b).上地殼的反射特征以共深度點(diǎn)(CDP)9600為界，可以劃分為兩部分.CDP 5051～9600之間的上地殼反射特征表現(xiàn)為以一系列褶皺的反射軸為主；而CDP 9600～13201之間的上地殼部分以一系列向南傾斜的反射軸為主要特征，但是由于采集數(shù)據(jù)的問(wèn)題，中間缺少了許多信息.

3.1.2 中、下地殼反射特征

深地震反射剖面內(nèi)中、下地殼的反射信息主要集中在CDP 5551～10051(圖4b)，主要有兩種類型的反射軸，一種表現(xiàn)為向南傾斜的反射軸，另一種表現(xiàn)為向上凸起的弧形反射軸.反射剖面其余位置表現(xiàn)為一種無(wú)強(qiáng)烈反射信息，接近透明的反射特征(圖4b).

3.1.3 莫霍面及上地幔反射特征

深地震反射剖面中莫霍面的形態(tài)呈現(xiàn)為斷續(xù)分布的反射軸，從北向南莫霍面的深度不斷變淺(圖4b).反射剖面南部莫霍面的深度在雙程走時(shí)約21 s處，而在剖面的北端莫霍面的深度在雙程走時(shí)約16.5 s.以地殼平均P波速度6 km·s-1進(jìn)行深度轉(zhuǎn)換，則莫霍面的深度為63～49.5 km.這一地殼厚度與其他地球物理方法揭示的該地區(qū)地殼厚度比較一致(Yue et al., 2012; Tian and Zhang, 2013; Wang et al., 2017a).

莫霍面之下的上地幔部分基本沒(méi)有反射信息，呈現(xiàn)為透明反射的特征，這與反射剖面中常見(jiàn)的上地幔反射特征(Gao et al., 2013a)一致.

3.2 構(gòu)造解釋

3.2.1 殼內(nèi)滑脫層

深地震反射剖面揭示了上地殼與中、下地殼反射特征的巨大差異(圖4b)，我們推測(cè)引起這一差異的原因可能是因?yàn)樯系貧づc中、下地殼的變形方式存在差異，即上地殼與中、下地殼的變形是解耦的，兩者之間的變形差異可能通過(guò)兩者之間的滑脫層來(lái)調(diào)節(jié)(圖4c).青藏高原東北緣地區(qū)普遍存在這一殼內(nèi)滑脫層(張洪雙等，2015；Gao et al.,2013a; Ye et al., 2015，2021; Guo et al., 2015, 2016; 黃興富等，2018；熊小松等，2019).本文中的深地震反射剖面揭示的殼內(nèi)滑脫層位于雙程走時(shí)約5～8 s，即15～24 km的深度，其中在剖面的中部位置被海原斷裂錯(cuò)斷，斷錯(cuò)距離大于10 km(圖4c).

圖4 (a) 未解譯的深地震反射偏移剖面. (b) 標(biāo)注了主要反射特征的深地震反射剖面偏移圖. (c) 疊加于深地震反射剖面之上的構(gòu)造解釋圖. f1：海原斷裂；f4：祁連山北緣斷裂；f5：木里—江倉(cāng)斷裂Fig.4 (a) Uninterpreted migration image of the deep seismic reflection profile. (b) The migrated deep seismic reflection profile with the main reflection features. (c) A structural interpretations superimposed on the deep seismic reflection profile. f1: Haiyuan fault; f4: North Qilian Shan fault; f5: Muli-Jiangcang fault

3.2.2 海原斷裂的深部結(jié)構(gòu)

海原斷裂是青藏高原東北緣的一條重要邊界斷裂帶，是高原在青藏高原東北緣東段的分界斷裂(圖2b).斷裂主體呈NWW-SEE走向延伸，西端一直延伸至疏勒南山和哈拉湖一帶(圖2b).然而，由于缺乏高精度的成像資料，海原斷裂在西端的深部延展形態(tài)并未明確.本論文研究中所用的深地震反射剖面穿過(guò)海原斷裂的西端，因此可以對(duì)海原斷裂西端的深部延伸結(jié)構(gòu)進(jìn)行較好的約束.

根據(jù)反射剖面揭露的反射特征，我們勾勒出了海原斷裂西端的深部延伸幾何形態(tài).海原斷裂與深地震反射剖面的地表交匯位置大致位于CDP11051附近，根據(jù)揭示的結(jié)果，海原斷裂以一個(gè)較小的傾角，約22°，向深部延伸，一直延伸至CDP7051之下，雙程走時(shí)約11 s附近，即約33 km的深度(圖4c).斷裂在該位置繼續(xù)向下延伸時(shí)，可能分為兩支斷裂(圖4c).其中一支可能以更小的傾角，約10°，繼續(xù)向深部延伸；另一支傾角變陡至約44°，繼續(xù)向下延伸至雙程走時(shí)約20 s處，即深度約60 km處(圖4c).本文揭示的海原斷裂西端的深部結(jié)構(gòu)與Gao等(2013a) 揭示的海原斷裂帶中東段的深部幾何結(jié)構(gòu)具有顯著差異.

3.2.3 地殼尺度雙重構(gòu)造

深地震反射剖面揭示在海原斷裂上盤的中地殼位置可見(jiàn)一雙重逆沖構(gòu)造(圖4c).滑脫層的一部分構(gòu)成了雙重逆沖構(gòu)造的頂板逆沖斷層，而海原斷裂帶的一部分則構(gòu)成了雙重逆沖構(gòu)造的底板逆沖斷層(圖4c).頂板逆沖斷層與底板逆沖斷層之間的殼內(nèi)弧形反射軸構(gòu)成了雙重逆沖構(gòu)造中的逆沖斷片(horse)，截?cái)喔髂鏇_斷片的逆沖斷層組成了雙重逆沖構(gòu)造內(nèi)部的次級(jí)疊瓦狀逆沖斷層(圖4c).

3.2.4 中、下地殼逆沖斷裂系

深地震反射剖面中，在海原斷裂的下盤，一系列近于平行的、向南傾斜的反射同相軸被揭示了出來(lái)(圖4b).根據(jù)夾持于其中的一系列傾斜角度更低的反射同相軸的錯(cuò)斷，我們認(rèn)為這些被地震剖面揭示出的向南傾斜的反射同相軸可能為一組近平行、等間距分布的逆沖斷層系(圖4c)，我們將其命名為祁連逆沖斷裂系.類似于其他地震反射剖面中揭示的地殼尺度的斷坡構(gòu)造(Brown et al., 1983; Ando et al., 1983; Nelson et al., 1985; Bois et al., 1986).

4 討論

4.1 早古生代北祁連洋俯沖極性討論

如前文所述，早古生代晚期研究區(qū)經(jīng)歷了北祁連洋的閉合以及隨后的碰撞造山(Song et al., 2013).但是，關(guān)于北祁連洋的俯沖極性一直是研究北祁連洋閉合過(guò)程中大家關(guān)注與爭(zhēng)論的重要問(wèn)題之一.目前，涉及到北祁連洋俯沖極性的觀點(diǎn)主要有以下幾種：(1)向南俯沖(Yin et al., 2007; Xiao et al., 2009；Yan et al., 2010; Zuza et al., 2018)；(2)向北俯沖(Yang et al., 2009; Song et al., 2013)；(3)雙向俯沖(陳宣華等, 2019a).

本文所用的深地震反射剖面在剖面的中部位置揭示了一個(gè)貫穿中、下地殼的斷坡構(gòu)造，即圖4c中所示的祁連逆沖斷裂系.這類地殼尺度的斷坡在擠壓造山帶中是一種很常見(jiàn)的構(gòu)造，如由COCORP 揭示的 Appalachians 造山帶(Brown et al., 1983; Ando et al., 1983; Nelson et al., 1985; Bois et al., 1986)和Cordillera造山帶(Allmendinger et al., 1983, 1986, 1987; Potter et al., 1986)，MOIST 揭示的蘇格蘭加里東造山帶以及阿爾卑斯造山帶(Ando et al., 1984)之下都存在這一現(xiàn)象.通常來(lái)說(shuō)，前人將這種地殼尺度的斷坡構(gòu)造解釋為一種繼承性的構(gòu)造，早期大陸裂解階段形成的古老被動(dòng)大陸邊緣在后期大陸碰撞造山的過(guò)程中可能會(huì)成為一個(gè)地殼尺度的斷坡構(gòu)造(Price, 1981; Cook et al., 1981; Ando et al., 1983, 1984; Smithson et al., 1986).前寒武紀(jì)裂谷階段形成的邊緣正斷層可能在隨后的擠壓期被重新激活為基底逆沖斷層，正如Jackson(1980)在扎格羅斯山脈所提出的復(fù)活模型一樣.而后期的伸展構(gòu)造階段，這些地殼尺度的斷坡構(gòu)造同樣會(huì)利于后期的伸展作用，比如在一些變質(zhì)核雜巖之中，后期的伸展拆離斷層就是利用了先前的地殼尺度的斷坡構(gòu)造(Coney and Harms, 1984).因此，這類大型的地殼尺度的斷坡一般被認(rèn)為是繼承于被動(dòng)大陸邊緣，而且其中還有可能存在裂谷階段形成的古老正斷層的重新活化.

根據(jù)上文所述，深地震反射剖面揭示的目前表現(xiàn)為祁連逆沖斷裂系的地殼尺度斷坡構(gòu)造(圖4c)很有可能是新元古代晚期大陸裂解形成北祁連洋時(shí)期被動(dòng)陸緣(Zuza et al., 2018)內(nèi)部的正斷層系的遺跡.大陸裂解形成的正斷層系在早古生代晚期北祁連洋閉合并發(fā)生碰撞造山的時(shí)候重新活化而轉(zhuǎn)變?yōu)槟鏇_斷裂系，而現(xiàn)今祁連山是在早古生代晚期的構(gòu)造格架之上于新生代在歐亞大陸與印度大陸碰撞的遠(yuǎn)程影響之下重新隆起而成(Yin et al., 2008; Zuza et al., 2018).追本溯源來(lái)說(shuō)，現(xiàn)今看到的表現(xiàn)為逆沖斷層系的地殼尺度斷坡極大可能是來(lái)自于更早時(shí)期的大陸裂解.這一斷坡往上延伸剛好可以與地表兩條表示北祁連洋閉合位置的縫合帶大致重合.據(jù)此，我們可以認(rèn)為反射剖面揭示的這一斷坡構(gòu)造可能代表了早期形成于被動(dòng)陸緣的正斷層系，從而指示了剖面所在的位置在早古生代晚期北祁連洋閉合的時(shí)候，存在向南的俯沖作用.我們的結(jié)果不支持北祁連洋閉合時(shí)向北的單向俯沖模型，至于是否存在向北的俯沖作用則需要北部精細(xì)巖石圈結(jié)構(gòu)的證據(jù).

4.2 新生代高原東北緣二次陸內(nèi)俯沖

祁連山的基本構(gòu)造格局奠基于北祁連洋的閉合、隨后的碰撞造山及造山后的伸展垮塌(Song et al., 2013; Zuza et al., 2018).新生代時(shí)期，在歐亞大陸與印度大陸碰撞拼合的影響之下，祁連山地區(qū)重新開(kāi)始隆起成山(Zuza et al., 2019).歐亞大陸與印度大陸碰撞的初期(60～30 Ma)，其遠(yuǎn)程效應(yīng)已經(jīng)影響至祁連山地區(qū)，造成祁連山地區(qū)局部的構(gòu)造響應(yīng)以及隆升，這些構(gòu)造活動(dòng)以及隆升主要集中于塊體的邊界之上(圖5a).這可能是因?yàn)閴K體的邊界作為先存的薄弱帶，容易最先遭受變形.隨著匯聚擠壓的持續(xù)進(jìn)行，對(duì)祁連山地區(qū)的影響持續(xù)增強(qiáng)，于20～8 Ma之間祁連山及鄰區(qū)遭受了大規(guī)模的變形與隆升(圖5a).控制這一次大規(guī)模的變形與隆升，主要可能是形成于北祁連洋閉合時(shí)期的老的俯沖構(gòu)造，即地殼尺度的斷坡構(gòu)造，重新活化，形成目前的海原斷裂帶(Li et al., 2019)以及中地殼尺度的雙重構(gòu)造和祁連逆沖斷裂系(圖5b).青藏高原東北緣巖石圈在這一時(shí)期，受到歐亞大陸與印度大陸碰撞的遠(yuǎn)程影響發(fā)生了第一次陸內(nèi)俯沖作用，造就了祁連山主體的隆升.

當(dāng)祁連山的隆升到達(dá)一個(gè)臨界值的時(shí)候，促使其隆升的擠壓應(yīng)力不足以支撐其繼續(xù)向上隆升(Molnar and Stock, 2009)，從而轉(zhuǎn)變?yōu)橄虮睎|方向的高原外圍擴(kuò)張.這一向外的擴(kuò)張導(dǎo)致了阿拉善巖石圈沿著NBT發(fā)生了向高原之下的陸內(nèi)俯沖，形成了地殼尺度的雙重構(gòu)造(圖5b).這一次的陸內(nèi)俯沖作用導(dǎo)致了祁連山東北邊界外圍的山脈，如黑山、合黎山、榆木山等的隆升以及相關(guān)斷裂于1～4 Ma時(shí)的重新活動(dòng)(圖5a).

圖5 (a) 祁連山及鄰區(qū)構(gòu)造簡(jiǎn)圖及山脈隆升年代圖(年齡數(shù)據(jù)引自Pang等(2019)及其中的文獻(xiàn)); 綠色實(shí)線表示兩條剖面的位置; TS: 托萊山; TNS: 托萊南山; SNS: 疏勒南山; DNS: 黨河南山. (b) 青藏高原東北緣祁連山地區(qū)二次陸內(nèi)俯沖模式圖Fig.5 (a) Image of the structures in the Qilian Shan and adjacent regions with the chronologies of the uplifting (uplift ages from Pang et al. (2019) and references therein); the solid green lines are the locations of the two seismic profiles; TS: Tuolai Shan; TNS: Tuolai Nan Shan; SNS: Shule Nan Shan; DNS: Danghe Nan Shan. (b) Cartoon for the two-phase intracontinental subductions of the Qilian Shan, northeastern Tibetan Plateau

4.3 對(duì)高原地殼變形機(jī)制的意義

前文提出了多種關(guān)于青藏高原地殼變形的經(jīng)典模型，而這些模型都需要有對(duì)應(yīng)的地殼結(jié)構(gòu)予以支持.大陸底墊模型認(rèn)為印度大陸的地殼底墊于整個(gè)青藏高原地殼之下，因此需要雙Moho的地殼結(jié)構(gòu).亞?wèn)|—格爾木—額濟(jì)納巖石圈地學(xué)斷面計(jì)劃的實(shí)施發(fā)現(xiàn)在青藏高原北部之下存在55 km左右和75 km左右兩個(gè)寬角地震反射界面，認(rèn)為這兩個(gè)界面可能代表新、老兩個(gè)莫霍面(高銳等，1998).接收函數(shù)結(jié)果也在拉薩地體之下發(fā)現(xiàn)了類似雙Moho的結(jié)構(gòu)(Nábělek et al., 2009)，但這一特征并未出現(xiàn)于整個(gè)青藏高原之下，僅出現(xiàn)于拉薩地體之下.近十幾年我們?cè)谇嗖馗咴沟氐姆瓷涞卣鹛綔y(cè)，也并未在青藏高原腹地及東北緣地殼內(nèi)揭示這一現(xiàn)象(Gao et al., 2013a,b; Guo et al., 2013; Wang et al., 2014).連續(xù)變形模型認(rèn)為殼內(nèi)變形垂向上是連續(xù)的，因此，巖石圈中不應(yīng)存在滑脫帶.但是，在青藏高原東北緣地區(qū)，殼內(nèi)滑脫帶是普遍存在的(張洪雙等, 2015; Gao et al., 2013a; Ye et al., 2015; Huang et al., 2020).文中所用的反射剖面也揭示了殼內(nèi)滑脫帶的存在.剛性塊體的側(cè)向擠出與俯沖模型認(rèn)為青藏高原中存在巖石圈尺度的斷裂，這一斷裂調(diào)整巖石圈地幔的短距離俯沖和側(cè)向擠出，變形主要集中在這一斷裂帶上.目前地震資料揭示的巖石圈結(jié)果圖像認(rèn)為青藏高原東北緣的地殼是整個(gè)發(fā)生縮短變形(Tian et al., 2013; Shen et al., 2020; Ye et al., 2021)，但是，上下地殼是發(fā)生解耦變形的(黃興富等, 2018; Huang et al., 2020).通道流模型認(rèn)為中下地殼內(nèi)存在一連續(xù)的、低黏度的、在地質(zhì)歷史時(shí)間上可以流動(dòng)的層.目前在青藏高原東北緣和北緣的中下地殼內(nèi)揭示出了低速、高導(dǎo)層(Bai et al., 2010; Liu et al., 2014)，并認(rèn)為這一層位是發(fā)生地殼流的層位.但是，從區(qū)域上看，這些低速、高導(dǎo)層并不是連續(xù)的.Gao等(2013a)討論了地殼內(nèi)如果存在通道流的情況下地殼的可能結(jié)構(gòu)，但是目前青藏高原實(shí)施的深地震反射剖面并未揭示出相應(yīng)的結(jié)構(gòu)，本次所用的反射剖面也未揭示出相關(guān)結(jié)構(gòu)特征.青藏高原是一個(gè)由多地體、進(jìn)行了多階段拼合的復(fù)雜構(gòu)造單元，因此，很難用一種統(tǒng)一的構(gòu)造模型解釋其地殼變形行為.目前不同學(xué)科、不同構(gòu)造地區(qū)揭示出的巖石圈結(jié)構(gòu)特征不盡相同，我們認(rèn)為青藏高原的地殼變形行為可能是多種機(jī)制共同作用的結(jié)果.

5 結(jié)論

本文以一條穿越青藏高原東北緣祁連山中部的深地震反射剖面為基礎(chǔ)，通過(guò)綜合解釋，獲得以下幾點(diǎn)初步認(rèn)識(shí)：

(1)祁連山中部之下存在一個(gè)中、下地殼尺度的斷坡構(gòu)造，推測(cè)其最開(kāi)始形成于北祁連洋張開(kāi)時(shí)的被動(dòng)陸緣，并指示了北祁連洋閉合時(shí)曾發(fā)生了向南的俯沖作用；

(2)新生代，在歐亞大陸與印度大陸碰撞的遠(yuǎn)程影響之下，該斷坡構(gòu)造重新活化，于祁連山之下發(fā)生陸內(nèi)俯沖作用，形成了海原斷裂帶以及中地殼尺度的雙重構(gòu)造，造成了祁連山主體的隆升；

(3)該次陸內(nèi)俯沖作用與沿NBT發(fā)生的陸內(nèi)俯沖作用，造成了現(xiàn)今青藏高原東北緣的構(gòu)造格局.

致謝感謝編輯及兩位審稿人的寶貴修改意見(jiàn)，使本文質(zhì)量能進(jìn)一步提升.