吳國煒，熊小松,*，高 銳，陳宣華，李英康，王 冠，任海東

1 中國地質(zhì)科學(xué)院 地球深部探測中心，北京 100037

2 自然資源部 深地動力學(xué)實(shí)驗(yàn)室/中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

3 中山大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，廣州 510275

4 自然資源實(shí)物地質(zhì)資料中心，廊坊 101149

5 青海大學(xué) 地質(zhì)工程系，西寧 810016

0 引 言

綿延1 000余公里的祁連造山帶地處青藏高原東北緣（圖1），受印度板塊與歐亞板塊于中生代末—新生代早期以來的碰撞及持續(xù)至今的向北推擠作用的遠(yuǎn)程效應(yīng)的影響，記錄了高原邊緣地殼縮短變形的重要過程（Yin and Harrison, 2000; Yin,2010; Zuza and Yin, 2016）。 祁連造山帶是我國中央造山帶或秦祁昆造山系的重要組成部分（陳宣華等，2019a；潘桂棠和肖慶輝，2015；楊經(jīng)綏等，2010），由北祁連造山帶、中祁連地塊和南祁連造山帶等組成（陳宣華等, 2019b; Yin and Harrison,2000）.祁連造山帶在漫長的地質(zhì)演化中經(jīng)歷了多期構(gòu)造變形和造山過程：中元古代大陸裂解（Wang et al., 2016）、新元古代大洋俯沖、大陸碰撞與裂解（ Wu et al., 2016; 楊經(jīng)綏等, 2009; Zuza et al., 2017）、早古生帶大洋俯沖、大陸俯沖和碰撞造山（陳宣華等, 2019a; 潘桂棠和肖慶輝, 2015; 宋忠寶等, 2007; Song et al., 2014; Wu et al., 2016; Xiao et al., 2009; 楊經(jīng)綏等, 2009, 2010）、中生代陸內(nèi)伸展（Chen et al., 2003; 陳宣華等, 2019b; 李奮其,2003; Li et al., 2019）和新生代陸內(nèi)造山（Wu et al.,2016; Zuza et al., 2016; Zuza and Yin, 2016），具有復(fù)雜造山帶地殼結(jié)構(gòu)和深部過程（Wang et al.,2011）.

圖1 祁連山及周緣斷層構(gòu)造體系略圖（修改自Duvall et al., 2013; Yin et al., 2008a, 2008b; Zuza et al., 2016）Fig.1 Sketch map of the fault structure system of Qilian Mountains and surrounding areas (modified from Duvall et al., 2013; Yin et al., 2008a, 2008b; Zuza et al., 2016)

莫霍面是記錄地殼結(jié)構(gòu)及其演化的重要界面，其深度及形態(tài)變化記錄了地殼的生長及其經(jīng)歷的地球動力學(xué)過程，是人類認(rèn)識地球演化的關(guān)鍵證據(jù).由于地震波在莫霍面上傳播特征和產(chǎn)生的強(qiáng)弱反射最為明顯，能夠?yàn)槿藗冎庇^識別，所以地震學(xué)探測（主動源和被動源）一直是探知莫霍面深度的主要方法（Deng et al., 2015; 熊小松等, 2010; Xu et al.,2014; Wu et al., 2017）.此外，寬角反射/折射方法得到的莫霍面深度是最可靠的，由它所獲得的莫霍面深度誤差約為±1 km（曾融生等，1995）.由于青藏高原東北緣地處印度板塊與歐亞板塊碰撞遠(yuǎn)程效應(yīng)的關(guān)鍵位置（熊小松等，2010，2019），對其莫霍面結(jié)構(gòu)的探測有助于揭示青藏高原隆升前緣的地殼變形特征和地球動力學(xué)過程.

針對青藏高原東北緣地殼的生長方式，前人曾提出了四個(gè)代表性的模型，包括：（1）逆沖疊置：南北兩側(cè)大陸同時(shí)向青藏高原下匯聚俯沖的“底墊作用”導(dǎo)致高原隆升，并在板塊接觸邊緣通過發(fā)育大規(guī)模的殼內(nèi)逆沖斷裂，調(diào)節(jié)地殼縮短（Argand,1924; Kind et al., 2002; Powell and Conaghan, 1973）；（2）滑脫縮短：新生代亞洲大陸地殼或巖石圈呈分散式縮短，青藏高原陸殼存在滑脫層，上下地殼解耦變形（Dewey et al., 1988; England and Houseman, 1986; 黃興富等 , 2018; 熊小松 等, 2019）；（3）管道流模型：新生代青藏高原內(nèi)部中下地殼存在一個(gè)平行的管道，使地殼物質(zhì)由高原內(nèi)部向東北緣流動（Bird, 1991; Clark and Royden, 2000; Royden et al., 1997; Zhao and Morgan, 1987）；（4）背向生長：海原左行走滑斷裂為正花狀超殼斷裂，自中間分別向南北方向擴(kuò)展.綜合以上四個(gè)觀點(diǎn)，可以看到目前對青藏高原東北緣的生長方式的爭議主要包括：高原北東向擴(kuò)展的運(yùn)動方式是逆沖、走滑亦或是地殼物質(zhì)的塑性流動？其擴(kuò)展的運(yùn)動行為是在整個(gè)地殼還是發(fā)生在地殼的某個(gè)層位？

自1980年代以來，前人在青藏高原東北緣開展了大量的寬角反射/折射探測，揭示了該區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)，尤其是莫霍面的深度及形態(tài)變化.本文通過對以往寬角反射/折射剖面的梳理，綜合分析了青藏高原東北緣的莫霍面深度及其變化特征，進(jìn)而探討了其深度變化所代表的地球動力學(xué)意義，以期對青藏高原東北緣地殼的生長方式提供一定的啟示.

1 地質(zhì)背景

祁連造山帶位于青藏高原東北緣，夾持于北側(cè)的河西走廊盆地與南側(cè)的柴達(dá)木盆地之間，西側(cè)被NEE走向的阿爾金左行走滑斷裂帶所截切，北緣以青藏高原北緣斷裂帶、祁連山北緣斷裂帶和祁連山東緣斷裂帶與河西走廊盆地相鄰，南東與西秦嶺造山帶相接，東緣與鄂爾多斯地塊相鄰.祁連造山帶具有多階段的演化特征，志留紀(jì)末期的祁連運(yùn)動使得祁連山于加里東晚期褶皺變形，故晚古生代—中、新生代時(shí)期祁連山處于部分剝蝕階段（向鼎璞，1982）.這一重要構(gòu)造運(yùn)動在地層中的表現(xiàn)為該區(qū)泥盆系巖層普遍高角度不整合于前泥盆紀(jì)地層之上，例如：北祁連山及河西走廊見中下泥盆統(tǒng)不整合于古生界及加里東晚期花崗巖之上；拉脊山見中下泥盆統(tǒng)不整合于中奧陶統(tǒng)之上；南祁連山烏蘭大坂見上泥盆統(tǒng)不整合于下志留統(tǒng)之上（向鼎璞，1982）.晚白堊紀(jì)到古新世期間，歐亞大陸和印度次大陸之間被溫暖寬闊的新特提斯洋所分割（Copley et al., 2009; Molnar and Stock, 2009; 張培震等, 2014）.印度板塊向北俯沖消減于歐亞板塊之下，據(jù)此可推測當(dāng)時(shí)沿歐亞板塊南緣可能發(fā)育有類似于現(xiàn)今南美的安第斯型造山帶（Ding et al., 2014;Royden et al., 2008）.來自青藏高原內(nèi)部有關(guān)碰撞起始時(shí)間的古地磁及海洋古地磁的證據(jù)共同表明印度板塊與歐亞板塊的碰撞時(shí)間大致集中在50 Ma左右（Wang et al., 2014; 張培震等, 2014）.陸-陸碰撞及印度板塊持續(xù)的楔入作用導(dǎo)致了新特提斯海的退出，青藏高原南部和中部的地殼增厚，并隆起形成“原青藏高原”（Wang et al., 2008; 張培震等,2014）.碰撞及其強(qiáng)烈的楔入作用還造成了青藏高原南部巖石圈塊體向SE方向的大規(guī)模擠出，碰撞帶正前方的拉薩地塊、保山地塊、蘭坪-思茅地塊和整個(gè)印度支那地塊均被強(qiáng)烈地向SE方向擠出（Burchfiel and Chen, 2012; Royden et al., 2008; 張培震等, 2014）.

中新世（30 Ma）以來，隨著青藏高原大規(guī)模SE向擠出的減弱，印度板塊向歐亞大陸的碰撞和楔入引起了向NE方向擠壓的增強(qiáng)，導(dǎo)致了青藏高原本身向S和向NE方向的擴(kuò)展（張培震等，2014）.構(gòu)造變形因此向北擴(kuò)展至昆侖山斷裂，昆侖山及上覆的可可西里盆地在這一時(shí)期快速隆升，同時(shí)造成柴達(dá)木盆地、河西走廊、隴西盆地彎折下沉開始接受新生代陸相沉積，形成青藏高原東北緣的大規(guī)模晚新生代沉積盆地群.青藏高原向NE方向的擴(kuò)展對青藏高原東北緣地區(qū)產(chǎn)生了重大的影響（黃興富等，2016）.大約30 Ma之前，該區(qū)可能處于接受輕微剝蝕的狀態(tài)，并沒有形成大規(guī)模的新生代沉積盆地.自青藏高原北邊界擴(kuò)展到昆侖山以來，大規(guī)模的沉積盆地開始發(fā)育（張培震等，2014）.

大約10 Ma以來，東亞地區(qū)一系列重要構(gòu)造事件的發(fā)生，奠定了今日的構(gòu)造變形框架、山川地貌雛形和生態(tài)環(huán)境格局（An et al., 2001; Burchfiel and Chen, 2012; Molnar et al., 1993; Royden et al., 2008;Yuan et al., 2013; 張培震等, 2014）.青藏高原持續(xù)向NE方向擴(kuò)展，導(dǎo)致祁連山、秦嶺、六盤山、龍門山等山脈快速隆升，形成今日青藏高原的地貌景觀（張培震等，2014）.青藏高原向周邊生長擴(kuò)展，邊界從前期的昆侖斷裂帶向北遷移到祁連山北緣.新生代沉積盆地演化和消亡的研究表明：青藏高原東北緣中新世（約30 Ma）以來開始成為巨大的前陸盆地，沉積了1 km左右的新生代陸相沉積物.但這一巨大的沉積盆地在中新世晚期發(fā)生解體并逐漸結(jié)束沉積，形成由逆沖斷裂控制的擠壓“盆嶺構(gòu)造”，其原因被認(rèn)為是青藏高原向NE方向擴(kuò)展，逆沖斷裂控制的山脈隆升所導(dǎo)致的（張培震等，2014）.

2 寬角反射/折射探測程度

寬角反射/折射地震探測也稱深地震測深，該方法是獲得地殼結(jié)構(gòu)信息的重要手段之一（宋向輝等，2021；曾融生等，1995；張先康等，2007），是利用地震波傳播過程中的運(yùn)動學(xué)和動力學(xué)特性來約束重建地殼速度結(jié)構(gòu)模型（鄧陽凡等，2011）.地殼結(jié)構(gòu)對于了解主要斷裂的空間展布性質(zhì)和深淺構(gòu)造關(guān)系以及地殼變形特征十分重要（張先康等，2007），寬角反射/折射地震觀測技術(shù)和資料處理解釋方法的快速發(fā)展，使我們獲得精細(xì)的地殼結(jié)構(gòu)模型成為可能（Fuis et al., 1996, 2001; 張先康等,2007）.在祁連山及周緣開展的主動源地震觀測始于1980年代（盧德源和王香涇，1990），截止目前，祁連造山帶及其周緣完成的寬角反射/折射地震探測剖面合計(jì)15條，累計(jì)長度約10 000 km（圖2，表1）.

表1 祁連造山帶及周緣寬角反射/折射剖面探測程度表（總長度：10 997 km）Table 1 Wide-angle reflection/refraction profiles acquired in the Qilian orogenic belt and adjacent regions (Total length: 10 997 km)

圖2 祁連造山帶及周緣寬角反射/折射剖面探測程度圖Fig.2 Wide-angle reflection/refraction probing extent in Qilian orogenic belt and adjacent regions

1982年，國家地震局組織完成了橫跨祁連山—六盤山—秦嶺長約968.9 km的門源—平?jīng)觥寄蠈捊欠瓷?折射剖面，資料刻畫了測區(qū)內(nèi)莫霍面自西向東的起伏形態(tài)（張少泉等，1985）.1986年，國家地震局部署采集了成縣—西吉寬角反射/折射剖面，揭示了研究區(qū)地殼可分為沉積層、上地殼、中地殼與下地殼四層（李清河等，1991）.國土資源部于1988年實(shí)施的可可托?！⒖巳麑捊欠瓷?折射剖面于1989年在青藏高原東北緣布置了一條長約1 600 km的“阿爾金—龍門山”寬角反射/折射剖面（王有學(xué)等，2005）.1990年中國地震局部署采集了460 km長的靈臺—阿木去乎寬角反射/折射剖面（閔祥儀等，1991）.1992年7月至9月中國地質(zhì)科學(xué)院完成的“格爾木-額濟(jì)納旗”寬角反射/折射剖面橫跨柴達(dá)木盆地、祁連山和北山地區(qū).主剖面長1 050 km，揭示了全線跨越的柴達(dá)木地塊、祁連山構(gòu)造帶和北山構(gòu)造帶的地殼結(jié)構(gòu)（崔作舟等，1995）.1999年國家地震局完成的寧夏西吉—中衛(wèi)寬角反射/折射剖面全長248 km，剖面刻畫了鄂爾多斯地臺西緣的祁連山地槽、賀蘭山褶皺帶以及內(nèi)蒙古地臺等構(gòu)造單元的殼幔速度結(jié)構(gòu)和深部構(gòu)造特征（李松林等，2001）.2000年以后，地震局實(shí)施了“大柴旦—若羌—拜城”剖面（趙俊猛等, 2004; Zhao et al., 2006, 2008）.為研究青藏高原塊體和鄂爾多斯地塊間的相互作用和構(gòu)造變形的深部驅(qū)動機(jī)制（李松林等，2002），中國地震局地球物理勘探中心和地質(zhì)研究所部署采集了全長980 km的瑪沁—蘭州—靖邊綜合地球物理勘探剖面，剖面西南起自青海達(dá)日，東北至陜西靖邊（李松林等，2002）.2004年，中國地震局地球物理勘探中心以阿尼瑪卿縫合帶為中心，南起馬爾康，向北穿過若爾蓋盆地，阿尼瑪卿縫合帶東段，經(jīng)碌曲、合作、民和至甘肅古浪一線實(shí)施完成了馬爾康—碌曲—古浪寬角反射/折射剖面的探測（張先康等，2008）.2013年在中國地質(zhì)調(diào)查局“中央造山帶與南北構(gòu)造帶交匯區(qū)地殼深部地質(zhì)調(diào)查”項(xiàng)目資助下，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所會同國土資源地質(zhì)實(shí)物資料中心、俄克拉何馬大學(xué)合作實(shí)施了六盤山“隴西—黃陵”寬角反射/折射地震探測實(shí)驗(yàn).剖面總體為東西走向，全長410 km（李文輝等，2017）.2013年中國科學(xué)院在景泰和合作之間完成了430 km長的寬角反射/折射剖面（Zhang et al.,2013）.2014年中國地震局部署采集了750 km長的瑪多—共和—雅布賴寬角反射/折射剖面（郭文斌等, 2016; Jia et al., 2019）.2016—2018年，中國地質(zhì)科學(xué)院完成了跨越柴北緣—祁連造山帶—河西走廊—銀額盆地的寬角反射/折射剖面.其中2016年實(shí)施的“北祁連—河西走廊”寬角反射/折射剖面從祁連縣野牛溝到北大山腰泉附近，長度為200 km（熊小松等，2019）；2017年部署采集的“柴北緣—中祁連”寬角反射/折射剖面從柴達(dá)木盆地北緣烏蘭縣柯柯鎮(zhèn)到野牛溝長度為250 km；“銀額盆地”寬角反射/折射剖面長200 km，于2018年部署采集完成.剖面穿越北祁連造山帶、中祁連地塊、河西走廊和銀額盆地，以揭示柴達(dá)木盆地北緣與祁連造山帶之間的地殼深層精細(xì)結(jié)構(gòu)與盆山耦合關(guān)系和整個(gè)祁連山構(gòu)造帶的深部結(jié)構(gòu)以及其地球動力學(xué)過程.

3 祁連造山帶莫霍面深度變化

為了更加直觀地了解研究區(qū)莫霍面深度，本文對各剖面沿線探測的莫霍面深度沿剖面按照 5～10 km 進(jìn)行了采樣, 在塊體邊界和深大斷裂帶附近進(jìn)行了加密采樣。 在圖3中沿測線標(biāo)注出莫霍面深度值（單位：km）；通過對采樣的莫霍面深度數(shù)據(jù)進(jìn)行克里金插值繪制祁連造山帶及其周緣莫霍面深度等值線圖（圖4）。結(jié)果顯示，青藏高原東北緣地區(qū)不同塊體地殼結(jié)構(gòu)存在明顯差異，地殼厚度整體呈自西向東逐漸減薄的趨勢，莫霍面深度變化范圍在40～70 km（圖3）.莫霍面最深處位于祁連造山帶中部的哈拉湖地區(qū)，深度大約在70 km左右（崔作舟等，1995），最淺莫霍面位于祁連造山帶東部與鄂爾多斯地塊交接處，深度在40～50 km范圍內(nèi)（李清河等, 1991; 李松林等, 2001; 李文輝等, 2017; 閔祥儀等, 1991; 張先康等, 2008; Zhang et al, 2013）.

圖3 沿測線莫霍面深度分布圖（圖中數(shù)字代表附近區(qū)域的莫霍面深度，單位：km）.寬角反射/折射剖面: ：門源—平?jīng)觥寄希唬撼煽h—西吉；：阿爾金—龍門山；：靈臺—阿木去乎；：可可托?！⒖巳?；：格爾木—額濟(jì)納旗；：西吉—中衛(wèi)；：瑪沁—蘭州—靖邊；：大柴旦—若羌—拜城；：馬爾康—碌曲—古浪；：隴西—黃陵；：景泰—合作；：瑪多—共和—雅布賴；：柴北緣—河西走廊：：銀額盆地Fig.3 Depth distribution map of the Moho surface along the survey line (the number in the figure represents the depth of the Moho surface in the nearby area, unit: kilometer).Deep seismic sounding profiles: : Menyuan-Pingliang-Weinan; : Chengxian-Xiji; : Altyn-Longmenshan; : Lingtai-Amuquhu; : Akesai-Keketuohai; : Geermu-Ejinaqi; :Xiji-Zhongwei; :Maqin-Lanzhou-Jingbian;: Dachaidan-Ruoqiang-Baicheng;: Maerkang-Luqu-Gulang;: Longxi-Haungling;: Jingtai-Hezuo;: Maduo-Gonghe-Yabulai; : Chaibeiyuan-Hexizoulang;: YineDSS

圖4 已有寬角反射/折射剖面莫霍面深度插值得到的青藏高原東北緣及其周緣莫霍面深度分布圖Fig.4 Moho depth distribution map of NE Tibetan Plateau and its periphery obtained by Moho depth interpolation of existing wideangle reflection/refraction profiles

3.1 祁連造山帶東段莫霍面深度

成縣—西吉寬角反射/折射剖面（2號剖面）顯示在天水至渭南一帶莫霍面深度在43 km 左右（李清河等，1991）.靈臺—阿木去乎剖面（4號剖面）西部地殼厚度約51 km，而測線東部鄂爾多斯地臺區(qū)僅為44 km（閔祥儀等，1991）.西吉—中衛(wèi)寬角反射/折射剖面（7號剖面）顯示，弧形構(gòu)造帶中部為一莫霍面隆起，深度在45 km左右（李松林等，2001）.馬爾康—碌曲—古浪寬角反射/折射剖面（10號剖面）獲得的地殼結(jié)構(gòu)剖面表明，該地區(qū)莫霍面埋深約在48～51 km范圍內(nèi)，整體呈現(xiàn)北部淺南部較深的特征，橫向變化不大（張先康等，2008）.隴西—黃陵寬角反射/折射剖面（11號剖面）全地殼反演結(jié)果顯示，青藏高原東北緣一側(cè)地殼厚度約為50 km，鄂爾多斯地塊地殼厚度約為42 km，這與成縣—西吉剖面（2號剖面）得到的深度相同（李文輝等，2017）.景泰—合作寬角反射/折射剖面（12號剖面）得出地殼速度模型的主要特征包括：地殼在約48～54 km范圍內(nèi)從南到北變?。╖hang et al., 2013）.

3.2 祁連造山帶中、西段莫霍面深度

格爾木—額濟(jì)納旗剖面（6號剖面）揭示了全線跨越的柴達(dá)木地塊、祁連山構(gòu)造帶和北山構(gòu)造帶的地殼結(jié)構(gòu)，結(jié)果顯示柴達(dá)木地塊的地殼厚度為50～53 km；祁連造山帶內(nèi)地殼厚整體大于60 km，在哈拉湖地區(qū)達(dá)到最深約70 km；北山構(gòu)造帶地殼厚度為40～43 km（崔作舟等，1995）.門源—平?jīng)觥寄蠈捊欠瓷?折射剖面（1號剖面）揭示的莫霍面自西向東逐漸變淺，由55 km減薄到40 km，在西段較為平緩，在中段和東段起伏較大，顯示出一個(gè)上端略寬、下端略窄的“U”形構(gòu)造（張少泉等，1985）.該剖面探測結(jié)果說明祁連造山帶中段的莫霍面深度大約在55 km，較東部更深.瑪多—共和—雅布賴寬角反射/折射剖面（13號剖面）結(jié)果表明，阿拉善地塊內(nèi)部地殼厚度約為45～48 km，受到青藏高原北緣碰撞擠壓的影響，河西走廊地殼厚度為48～59 km，向南明顯增厚，位于青藏高原東北緣的秦嶺褶皺帶（QFB）、共和盆地和峨拉山山脈平均地殼厚度51～56 km（郭文斌等, 2016; Jia et al., 2019）.可可托?！⒖巳麑捊欠瓷?折射剖面（5號剖面）得到阿克塞地區(qū)測線下方地殼厚度在60 km左右.阿爾金—龍門山寬角反射/折射剖面（3號剖面）的研究結(jié)果表明，阿爾金北側(cè)的塔里木盆地莫霍面為50 km，而其南側(cè)的祁連地塊莫霍面突然加深至73 km，柴達(dá)木盆地莫霍面又抬升至58 km左右（王有學(xué)等，2005）.

4 討論

對寬角反射/折射資料所揭示的莫霍面深度進(jìn)行克里金插值獲得了青藏高原東北緣及其周緣莫霍面深度分布圖（圖4），結(jié)果顯示青藏高原東北緣及其周緣的莫霍面深度自西向東存在較大的變化范圍.北祁連莫霍面深度在60～70 km，莫霍面最深處位于北祁連造山帶內(nèi)的哈拉湖附近，深度達(dá)到了約70 km；北祁連西段在北祁連—河西走廊盆地殼內(nèi)25 km深度處存在低速層，為6.06～6.08 km/s（盧德源和王香涇，1990），同測線的大地電磁測深也顯示低阻體的存在（朱仁學(xué)和胡祥云，1995）.較深的莫霍面埋深和地殼深處發(fā)育的低速高導(dǎo)層等特征反映了北祁連造山帶西段地殼的逆沖疊置導(dǎo)致了地殼的加厚（Huang et al., 2021）.北側(cè)的北山構(gòu)造帶向青藏高原東北緣下方俯沖的“底墊作用”導(dǎo)致了該區(qū)域的隆升和地殼加厚（圖5a）.

祁連造山帶中段的莫霍面深度介于東段和西段之間，大地電磁結(jié)果顯示，在殼內(nèi)存在低阻帶，可能為殼內(nèi)滑脫層（Liang et al., 2020），深地震反射剖面揭示了在榆木山構(gòu)造帶之下發(fā)育有大型的滑脫構(gòu)造，在該段的地殼變形主要通過滑脫面之上的上地殼的逆沖構(gòu)造調(diào)節(jié)（熊小松等，2019）.

在青藏高原東北緣東段寬角反射/折射得到的莫霍面深度大致在50～54 km范圍內(nèi).大地電磁結(jié)果顯示，阿拉善地塊與祁連造山帶東段之間的深部接觸為垂向接觸（Shen et al., 2015; Sun et al.,2021），大地地磁測深的結(jié)果也顯示這一特征（Xin et al., 2021）.殼內(nèi)深度約25 km處存在一薄層低速帶，P波速度為6.0 km/s，低于薄層上下的6.2 km/s（Zhang et al., 2013），大地電磁測深的結(jié)果也認(rèn)為局部存在低阻層（Xin et al., 2021）.這些低阻體與較淺的莫霍面埋深表明這一區(qū)域在高原隆升的過程中被其北側(cè)的阿拉善地塊阻擋，累積的應(yīng)力被殼內(nèi)發(fā)育的多處逆沖斷裂和左行走滑的海原斷裂所調(diào)節(jié)（圖5c）.使得該區(qū)地殼形變和增厚相對較小，莫霍面較淺.

圖5 祁連造山帶地殼變形模式圖.（a）逆沖疊置；（b）分散縮短；（c）背向生長Fig.5 Crustal deformation pattern of Qilian orogenic belt:(a) crustal underthrusting and duplexing, (b) distributed crustal shortening, and (c) back overthrusting

5 結(jié) 論

以上總結(jié)的這些剖面實(shí)施時(shí)間跨度大，位置分布廣泛，但大體都按照近南北走向或近東西走向跨越不同構(gòu)造單元的邊界布設(shè)，存在多處剖面相互交叉的情況.從圖2、3可以看出，這些剖面對各構(gòu)造單元的莫霍面深度的探測結(jié)果基本一致.由此可以判斷前人在青藏高原東北緣實(shí)施的深地震探測其結(jié)果可信度較高，這為我們梳理青藏高原向北擴(kuò)展的模式提供了有力的數(shù)據(jù)支撐.這些剖面的探測結(jié)果整體顯示青藏高原東北緣莫霍面存在東淺西深、北淺南深的特征，而造成這種變化趨勢的原因與該區(qū)東、中、西段不同的區(qū)域內(nèi)地殼變形和應(yīng)力調(diào)節(jié)方式具有密切的關(guān)系.西段最深的莫霍面深度對應(yīng)了大陸俯沖的“底墊作用”導(dǎo)致的地殼加厚.中段的殼內(nèi)低速體和低阻體反映了該區(qū)在上下地殼解耦變形作用下產(chǎn)生的大型滑脫帶調(diào)節(jié)了來自南側(cè)擠壓應(yīng)力.而莫霍面深度最淺的東段累積應(yīng)力的調(diào)節(jié)主要依靠左行走滑的海原斷裂帶和殼內(nèi)發(fā)育的逆沖斷裂.