二維初至波層析成像揭示的北祁連—阿拉善南緣淺層地殼結構

吳國煒, 熊小松 , 高 銳, 陳宣華, 李英康, 葉 卓, 王 冠, 吳鴻梅

1)中國地質調查局中國地質科學院地球深部探測中心, 北京 100037;2)自然資源部深地動力學重點實驗室, 中國地質科學院地質研究所, 北京 100037;3)中山大學地球科學與工程學院, 廣東 廣州 510275; 4)自然資源實物地質資料中心, 河北 廊坊 101149;5)青海省第四地質勘查院, 青海 西寧 810029

北祁連、河西走廊盆地及其以北的阿拉善地塊南緣位于青藏高原東北緣及其以北地區, 從早古生代祁連洋閉合以來, 經歷了多期次的構造演化(楊經綏等, 2009; Xiao et al., 2009; Song et al., 2014;Wang et al., 2016)。新生代印度和歐亞兩大板塊南北向碰撞擠壓應力持續向北傳遞的遠程效應致使該區發生強烈的陸內變形, 最終奠定了其現今的地形地貌和地殼結構特征(Wu et al., 2016; Zuza and Yin,2016; Zuza et al., 2017)。其內部構造變形的幾何學和運動學特征記錄了地球最新演化歷史過程中構造、剝蝕和氣候變化之間的復雜關系, 是研究青藏高原隆升、高原向北擴展, 進而理解正在進行中的印度與歐亞大陸碰撞的大陸內部構造作用的關鍵部位(尹安, 2001; 高銳等, 2001; 袁道陽等, 2002;Zhang et al., 2004; Yin, 2010; Lease et al., 2012;Craddock et al., 2014)。北祁連造山帶位于青藏高原北緣, 呈北西西—南東東向展布, 夾持于祁連地塊和河西走廊盆地之間, 向西止于阿爾金走滑斷裂帶,向東與西秦嶺構造帶相接, 長度近1000 km(圖1)。作為青藏高原構造變形和向北推擠的最前緣, 北祁連是青藏高原北部邊緣新構造和活動構造的變形特征記錄最為敏感的部位(Tapponnier et al., 1990)。河西走廊盆地位于祁連造山帶和阿拉善地塊之間, 近NWW—SEE走向, 延伸超過1000 km, 是青藏高原邊緣主要的會聚構造帶之一。河西走廊盆地與其南側平均海拔達4500 m的北祁連形成了將近3000 m的海拔落差, 其形成演化與北祁連造山帶的構造演化息息相關, 大致經歷了早古生代活動陸緣、晚古生代—早中生代前陸盆地、中生代中晚期伸展斷陷和新生代擠壓變形和前陸盆地演化 4個階段(戴霜等, 2003; 杜遠生等, 2004)。尤其是新生代以來印度板塊和歐亞板塊持續的碰撞和向北推擠所導致的高原隆升和大規模的走滑斷裂作用, 形成了這一典型的新生代壓陷盆地(葛肖虹和劉俊來, 1999; 鄭文俊等, 2016)。同時, 其內部又被一組活動性很強的NNW—NW 向斷裂所控制的隆起分割成幾個次級盆地, 包括酒西盆地、酒東盆地、民樂盆地等。阿拉善地塊, 傳統認為是華北板塊的一部分, 南以龍首山斷裂與河西走廊盆地相鄰(吳泰然和何國琦,1993)。

新生代中晚期以來, 祁連山山體快速隆升, 地殼增厚變形, 形成了地形起伏較大的盆山相間的地貌,并且發育有多條重要的活動斷裂, 如海原斷裂、祁連山北緣斷裂等, 吸收和調節著高原山脈隆升和地殼變形(Tapponnier et al., 2001; 鄭文俊等, 2016)。青藏高原北緣持續的向北擴展可能已越過祁連山北緣斷裂, 前緣已進入走廊盆地內部(Wang et al., 2020)。

地殼結構記錄了地殼內部變形特征、斷裂空間展布及深淺構造關系等重要信息, 其中淺層地殼主要由沉積蓋層及部分出露的基底組成, 對于陸內變形最為敏感直接。因此, 淺層地殼結構的研究是揭示盆山耦合關系及淺部地殼變形的關鍵。地震波是獲取地球內部結構與物質信息最有效的工具之一(Aki, 1957; Claerbout, 1968), 被譽為照亮地下的一盞明燈(陳颙和朱日祥, 2005)。基于常規地震反射方法發展而來的深地震反射是探測研究巖石圈精細結構最有效的方法, 能獲取地殼內部和莫霍面的細微變化(高銳等, 2009)。目前, 該技術已經成為探測地殼精細結構的有效手段之一, 尤其在解決重大地質問題和推動造山帶的研究等方面取得了諸多進展(Brown et al., 1986; 盧占武等, 2006; 高銳等, 2009,2022; 王海燕等, 2012, 2014; Xiong et al., 2015; Hou et al., 2015; 熊小松等, 2019)。深反射地震資料中的初至波到時信息蘊含著豐富的淺表地質構造信息,對其初至到時進行層析成像反演可以獲得上地殼淺部的P波速度結構(侯賀晟等, 2009; 謝樊等, 2021;吳國煒等, 2022)。該方法自20世紀70年代引入地學領域以來已廣泛應用于油氣勘探、金屬礦產、地熱資源調查以及防災減災等領域(常旭和王輝, 1998;林伯香等, 2002; 史大年等, 2004)。地震波層析成像法主要分為主動源和被動源兩大類, 其中主動源包括利用深反射地震剖面初至波走時數據或寬角反射&折射地震(深地震測深)初至波(Pg波震相)走時數據參與反演計算(張先康等, 2007; 嘉世旭和張先康,2008; 徐濤等, 2014; 林吉焱和段永紅, 2016; 張明輝等, 2019; 林吉焱等, 2020)。被動源地震層析成像方法是利用固定臺站或流動臺站通過觀測天然地震波走時信息來反演巖石圈尺度的速度結構(吳建平等, 1998; 鄭洪偉等, 2007), 其精度較主動源低。2016年, 中國地質科學院在北祁連—阿拉善地塊南緣部署采集了長約 225 km的深地震反射剖面(NQL-2016), 剖面自南向北依次穿過北祁連造山帶、酒東盆地、榆木山構造帶、民樂盆地和阿拉善地塊南緣(圖2)(熊小松等, 2019; 陳宣華等, 2019a)。本文通過初至走時層析成像反演方法, 獲得了沿測線的淺層地殼P波速度結構, 刻畫了沿線各盆地的沉積厚度、多處斷裂帶的發育位置, 并探討了研究區盆山間的耦合關系及不同構造事件間的關系。

圖2 北祁連—阿拉善南緣地質簡圖(改自陳宣華等, 2018; 圖中藍線為北祁連—阿拉善2016深反射地震測線, 黑色數字表示剖面距離, 單位: km)Fig. 2 Simplified geological map of North Qilian Orogenic to southern Alxa Block(modified from CHEN et al., 2018; the numbers along the survey line of NQL2016 (blue line) indicate the distance between the sampling points and the south end of the profile; unit: km)

1 地質背景

祁連造山帶位于青藏高原東北緣, 處在柴達木盆地和河西走廊盆地之間, 西北部被阿爾金斷裂帶所截, 東部與秦嶺造山帶等相接(圖1)。祁連造山帶由南向北可分為南祁連造山帶、中祁連地塊和北祁連造山帶(陳宣華等, 2019b)。最北部的北祁連造山帶位于托萊南山與河西走廊之間, 其基底主要由太古宇和古元古界的結晶變質巖系組成(陳宣華等,2019b)。北祁連作為一條多旋回造山帶, 記錄了自新元古代裂解以來的多次地塊拼合演化歷史(任紀舜, 1994)。其經由寒武紀裂谷盆地、奧陶紀初期成熟洋盆(古祁連洋)、奧陶紀中晚期北祁連活動大陸邊緣、志留紀—早、中泥盆世碰撞造山而形成(許志琴等, 1994; Yin and Harrison, 2000; 吳才來等, 2004,2006; Song et al., 2006, 2013; Yin et al., 2007; Xiao et al., 2009; Gehrels et al., 2011); 在中生代侏羅紀和白堊紀處于穩定的伸展環境(Horton et al., 2004);隨后在新生代伴隨印度-歐亞板塊之間的碰撞又逐漸復活成為褶皺逆沖造山帶, 內部廣泛發育有新生代褶皺, 逆沖和走滑斷裂(Tapponnier et al., 1990,2001; Burchfiel et al., 1991; Yin and Harrison, 2000;Zheng et al., 2010)。北祁連造山帶出露地層主要有寒武系、下奧陶統、下志留統、石炭系, 零星出露二疊系和三疊系。位于北祁連造山帶最北部的榆木山構造帶以榆木山北緣斷裂與中—新生代河西走廊盆地為界, 榆木山構造帶將河西走廊盆地南北分割為酒東盆地和民樂盆地。前人對榆木山的構造屬性存在不同的認識, 有人認為其是燕山運動晚期形成的斷隆或隆起(劉寶睿等, 2009), 也有人認為它可能是由于祁連山北緣斷裂的北東向疊瓦狀逆沖作用形成的推覆巖片(潘宏勛等, 2000; 陳干等, 2017)。陳宣華等(2019a)通過深地震反射和大地電磁剖面測量的結果發現, 祁連山北緣斷裂以北發育的逆沖推覆作用在榆木山北緣山系構成飛來峰構造, 將早白堊世酒東盆地的一部分掩蓋在前中生代地層之下。熊小松等(2019a)利用深地震反射剖面揭示了榆木山構造帶的深部結構及隆升成因, 推測其隆升受控于兩條背向逆沖斷裂帶的控制。

圖1 深反射地震測線位置圖及研究區主要地質構造圖(Yin et al., 2008a, b; Duvall et al., 2013; Zuza and Yin, 2016)Fig. 1 Location of deep seismic reflection profile and geological structure in the study area(after Yin et al., 2008a, b; Duvall et al., 2013; Zuza and Yin, 2016)

阿拉善地塊位于北祁連造山帶的北東側, 南側與北祁連早古生代造山帶以龍首山斷裂為界, 其北部與巴丹吉林沙漠毗鄰; 由龍首山地塊(古元古代基底殘塊)、阿拉善右旗—迭布斯格新太古代—古元古代基底雜巖(Ar3-Pt1)、龍首山巖漿弧、巴丹吉林巖漿弧、民勤—阿拉善左旗坳陷盆地等組成。潮水盆地位于龍首山和北大山之間, 西抵合黎山, 東至騰格里沙漠, 為中新生代斷陷盆地。盆地基底主要由古老結晶變質巖及元古宙—中生界巖漿巖組成,隸屬于華北板塊阿拉善地塊。盆地蓋層為侏羅系、白堊系、新近系(楊昆等, 2017)。測線經過的盆地西部總體上處于構造擠壓抬升環境, 構造樣式以斷裂構造為主, 褶皺構造次之(楊昆等, 2017)。阿拉善地塊內部的銀額盆地在古生代褶皺基底基礎上, 中—新生代新構造體制下形成的中—新生代沉積盆地,經歷了多次構造升降及沉積演化后形成了現今的格局。侏羅紀和白堊紀是盆地最主要的演化階段。前人研究認為, 銀額盆地侏羅紀為坳陷-斷陷型湖盆演化階段; 白堊紀進入伸展裂谷盆地演化階段。研究區也發育多條斷裂帶, 如北祁連逆沖斷層系主要有野牛溝南緣斷裂、昌馬—俄博斷裂、祁連山北緣斷裂、榆木山北緣斷裂和合黎山南緣斷裂等(陳宣華等, 2019a, b)。

2 初至波走時層析成像

在所有地震波場中, 由于初至震相可追蹤、易識別, 其到時信息在地震學領域占有重要的位置,廣泛地應用于疊前偏移、疊前速度分析、地震走時層析成像及地震定位等(Hole, 1992; 劉洪等, 1995;Zhang et al., 2000; 趙連鋒等, 2003; 徐濤等, 2004;張中杰等, 2004; 趙愛華和丁志峰, 2005; 潘紀順等,2006; 劉玉柱等, 2009)。大當量震源和長排列的觀測系統使得深反射地震資料通常能夠獲得更多攜帶上地殼淺部信息的初至波, 如來自地殼頂部覆蓋層的回折波或首波。利用層析成像方法對深反射地震記錄中的初至到時進行反演成像能夠獲得上地殼精細速度結構, 這對于了解上地殼淺部變形特征、斷裂空間展布及深淺構造關系具有重要意義(侯賀晟等, 2009; 謝樊等, 2021; 吳國煒等, 2022)。初至波層析成像方法是利用接收地震波的到時數據反演出測線下方地質體的速度結構, 并用速度等值線圖的形式直觀地表示出來。由于在已知走時矩陣的情況下直接求取速度分布具有一定的困難, 所以需要首先建立初始速度模型, 將地下介質離散化為一定大小的速度網格, 每個網格內的速度大小設為常量; 對初始速度模型進行正演計算并得到地震波在模型中的理論走時矩陣和射線路徑, 利用理論走時和觀測走時之差對速度模型進行修正, 擬合走時曲線; 再通過多次正反演迭代不斷修正模型至滿足擬合精度為止(侯賀晟等, 2009; 吳國煒等, 2022)。地下速度結構的獲取是通過求解初至旅行時T與其穿過的網格慢度值Pi及網格的射線路徑長度di三者構建的線性方程組((1)式, 其中N為射線穿過的模型網格數目)。

本次研究采用深反射剖面中的初至波到時進行走時層析成像。數據處理所使用的軟件為“復雜探區近地表建模和校正系統 Tomodel”, 該軟件基于波動方程的快速行進波前追蹤技術(fast marching method, FMM)來實現小網格矩形建模, 并應用小波變換通過非線性迭代反演算法進行反演; 使其在反演精度、運算效率以及深度方向的分辨率等方面更具優勢, 能夠適用于復雜探區的情況。在保證迭代和反演結果的穩定性方面, Tomodel所采用的非線性反演算法可以保證全局最優解, 使得反演結果不依賴于初始速度模型。本次初至波層析成像數據處理的主要流程包括數據預處理、初至拾取、正演模型建立與層析反演(基本流程見圖3)。

圖3 初至波走時層析成像數據處理的基本流程Fig. 3 Flow chart of 2D first-arrival seismic tomography data processing

2.1 數據采集

2016年, 中國地質科學院采集了北祁連—阿拉善深反射地震剖面(NQS-2016), 該測線南起祁連縣野牛溝, 北至阿拉善右旗腰泉東, 整體呈近 NE走向, 自南向北穿過北祁連造山帶、民樂盆地、潮水盆地和阿拉善地塊南緣(圖2)。測線整體海拔南高北低, 總長度達225 km。NQL-2016剖面野外采集共獲得有效中、小炮數1133炮, 其中小炮912個, 中炮 221個, 中炮、小炮記錄長度為30 s, 采樣率為2 ms。數據采集儀器為428XL數字地震儀器, 檢波器型號為SM-24。采用了大藥量、長排列和一定井深的激發、接收方式。本次初至波走時層析成像研究所使用的中、小炮震源數據均為720道雙邊對稱接收, 道間距為40 m, 最大偏移距14 380 m, 最小偏移距20 m, 中、小炮覆蓋次數分別為15次和60次。檢波器組合方式為單通道12個檢波器, 沿測線線性組合方式布置, 組內距 1 m, 特殊情況采用垂直測線或斜交測線線性組合方式埋置。為保證在各類不同地表地質條件下獲得高信噪比的地震資料,經現場實驗論證, 選擇針對沙漠、戈壁和山地三種地表地質類型采用不同的井深和藥量組合, 詳細數據采集參數見表1。

表1 地震數據采集參數表Table 1 Seismic data sampling parameters

2.2 初至拾取

深反射地震記錄中的初至震相作為來自上地殼頂部覆蓋層的回折波或首波, 其走時曲線直觀地反映了地表沉積蓋層的厚度和上地殼介質的速度結構性質(張先康等, 2007)。本次研究采用自動拾取與手動調整相結合的拾取方法。在初至拾取之前正確加載觀測系統, 剔除了影響初至震相識別的壞道。采用帶通濾波器經多次濾波測試, 最終選擇對遠近道初至震相整體影響較小的濾波參數進行濾波。由圖 4可見經過預處理之后的單炮記錄初至清晰, 信噪比高, 大部分單炮記錄初至震相可連續追蹤至最大偏移距附近(14 380 m)。圖 4中位于山地的Shot044炮初至雖然受到地形影響導致初至到時波動, 但整體起跳清晰, 信噪比高, 其他 5炮位于沙漠和戈壁區域, 初至清晰, 時距曲線規則連續。本次研究利用深反射地震的912個小炮和221個中炮震源擊發的地震記錄拾取得到了約 80萬個初至波走時數據, 由整條剖面的初至到時拾取結果(圖 5)可見, 走時曲線整體呈線性排列, 沿測線分布均勻,表明初至拾取的一致性和準確性良好。

圖4 單炮記錄初至拾取(圖中紅色線為拾取的初至震相)Fig. 4 First arrival pickup of single shot records (red line indicates the first arrival time of the pickup for all channels)

圖5 全剖面初至拾取結果Fig. 5 First-arrival pickup results of all single-shot records

2.3 初始模型建立及走時反演

初至波走時層析成像反演的初始模型建立需要設置合理的速度大小和模型深度, 以保證反演過程中射線路徑不穿出模型的頂、底界面。這樣可以最大限度地保證反演結果的收斂速度和準確性。經測試, 本次研究的反演射線最大穿透深度在地表最高海拔以下約5 km左右。因此, 為了模型計算精度和反演收斂速度的需要, 設置初始模型的最大深度為5 km, 將沿測線高程定義為初始模型的頂界面。初始模型的層速度和層厚度利用初至時距曲線和走時拐點來確定。考慮到地震數據采集的道間距和最終反演結果的垂向分辨率, 初始速度模型的速度塊網格單元設置為20 m×10 m的矩形(圖6)。

圖6 初始2D速度模型Fig. 6 Initial 2D velocity model

如圖 6所示建立初始模型后加載實際初至走時數據, 經過 10次迭代, 反演均方差(走時殘差)由最初迭代的200 ms左右最終降低到了40 ms以下(層析反演收斂曲線見圖7), 通過反演得到的P波速度結構圖(圖 8b)和射線密度分布圖(圖 8c)分析, 最終能獲得地表以下2～2.5 km深度的P波速度結構。

圖7 層析反演的迭代收斂曲線Fig. 7 Iterative convergence curve of tomographic inversion

圖8 沿測線高程(a)、層析反演的速度結構(b)和層析反演的射線密度分布圖(c)Fig. 8 Elevation plots along the survey line (a), velocity structure of the tomographic inversion (b)and ray density distribution map of the tomographic inversion (c)

3 走時反演結果

初至波層析成像反演結果的可信度可根據反演計算的均方根誤差和射線的穿透模型網格的密度作為判斷依據, 前提是初始模型的建立需要保證反演得到的射線路徑不穿出模型的頂底界面。一般情況下, 如果反演射線沒有穿出模型的頂底界面, 則說明初始模型的分層速度與層厚度設置合理, 模型底界面深度設置足夠。此外, 反演得到的射線路徑在整個模型中的分布往往不是均勻的, 一般來說, 穿過網格的射線密度越大, 其反演得到的速度結構也就越準確; 而沒有射線穿過的模型網格, 其反演得到的速度是由其他臨近區域的網格速度插值外推得到的, 可靠性相對較低。從本次研究獲得的射線密度分布圖和P波速度結構圖可以判斷, 層析成像結果的探測深度可以達到地下2～2.5 km以淺。整條剖面的射線密度分布均勻, 絕大多數模型網格內射線覆蓋次數達到了 400～600次, 局部區域達到了700～800次。測線南北兩端的區域由于觀測系統限制, 導致射線覆蓋次數降低至 100次左右。從整條測線的實際初至走時(圖 9a)和最終模型計算的理論走時(圖 9b)以及二者的對比圖(圖 9c)來看, 實際初至走時和最終模型理論計算走時實現了較為準確的擬合。

圖9 實際初至走時(a)、最終模型理論計算走時(b)和實際走時與理論走時對比圖(c)(圖c中紅色線為實際初至, 藍色線為最終模型的理論計算走時)Fig. 9 Plots of first arrival travel time (a), and fitted travel time form the final model (b) vs. survey distance, and superposition of the two plots (c; red line indicates first arrival travel time and the blue line indicates fitted travel time form the final model)

4 速度結構分析及討論

在地質構造復雜的地區, 上地殼通常經受強烈變形, 其速度非均勻性通常受沉積蓋層、基巖類型以及斷裂帶分布等各方面因素影響。通常情況下,沉積盆地內的沉積蓋層P波速度相對于其下覆的結晶基底更低。也可以通過研究區地質背景以及P波速度等值線疏密變化來判斷結晶基底頂部的埋藏深度, 依據是沉積蓋層波速的垂向變化率要高于其下覆速度更大的結晶基底。根據本次研究得到的P波速度剖面中的等值線分布情況, 選取4.6 km/s的P波速度等值線作為結晶基底頂部埋深的參考深度。為了直觀地對比淺表地質結構和淺層速度結構, 將沿測線地形地貌疊合圖和地質剖面圖以及速度結構圖聯合繪制(圖 10), 由圖 10b可以看出, 層析反演得到的P波速度結構在縱向和橫向上均呈現出明顯的非均勻特征, 存在多處局部異常高速和低速區域。通過速度剖面(圖10b)和沿測線經過的盆地及造山帶位置對應關系(圖 10a)可以判斷, 層析反演對于淺層速度的控制準確性較高。

4.1 盆地沉積蓋層厚度

層析反演的P波速度結構(圖10b)顯示, 研究區內沉積盆地的P波速度較造山帶等基巖出露區域明顯更低, 速度剖面中的低速區域與測線經過的酒東盆地(40～70 km)、民樂盆地(85～105 km)、潮水盆地(110～135 km)以及銀額盆地(190～225 km)所處位置一致。這些盆地內的P波速度與其鄰近造山帶出露的基巖存在明顯差異。走廊南山與榆木山構造帶之間的酒東盆地在剖面上南北向長約 30 km, 平均海拔約2.5 km。參考4.6 km/s的速度等值線作為盆地與結晶基底的分界面, 從圖 10c中速度等值線的彎曲特征判斷, 盆地的最大深度處位于剖面50 km附近, 深度達2 km左右。此外, 盆地南側的速度等值線彎曲程度相對較緩, 而最大深度處往北速度等值線迅速向上彎曲, 至60 km處顯示沉積蓋層與結晶基底分界面從地表以下2 km迅速抬升至1 km。該盆地 60～70 km 范圍內速度等值線接近水平, 而盆地南側與榆木山構造帶交界部位速度等值線的下凹形態可能指示該處發生過較為強烈的構造改造運動。民樂盆地(85～105 km)在剖面經過區域的海拔由最南側榆木山北緣的2 km向北迅速降低至走廊北緣斷裂帶附近的1.4 km。速度等值線指示該盆地的沉積蓋層厚度可能在1.5～1.8 km范圍內, 其南側靠近榆木山附近速度等值線較為陡立, 北側靠近阿拉善地塊區域速度等值線緩慢抬升, 直至被地表切斷。從民樂盆地的速度截面圖來看, 該盆地可能在新生代形成之后整體發生抬升, 地層經分化剝蝕變薄形成現今形態。潮水盆地(110～135 km)與民樂盆地以走廊北緣斷裂南北分割, 其海拔高度與民樂盆地接近, 沉積厚度可能在1.2 km左右。速度等值線指示出該盆地沉積層速度較其他盆地更高, 且速度垂向變化率更低, 其內部速度等值線呈現的駝峰狀與該盆地總體上處于構造擠壓抬升環境有關(楊昆等, 2017)。銀額盆地(190～225 km)平均海拔1.5 km,盆地沉積蓋層的厚度由南向北逐漸加厚, 至剖面205 km處達到1.5 km的最大厚度, 速度等值線形態指示這一厚度的沉積蓋層在穿出剖面后有繼續向北延伸的趨勢。

4.2 造山帶/構造帶基底

速度剖面中的高速異常(紅色區域)與地質剖面中(圖 10a)的侵入巖體或地表出露基巖位置一致,走廊南山在剖面 10～35 km范圍內整體呈現高速特征, 其中 20～30 km 處小范圍的相對低速可能由于該區發育多條逆沖斷裂所致。榆木山下方速度等值線上凸形態表明該處的速度高于其南北兩側, 可能與該區結晶基底在地表的出露有關; 阿拉善地塊南緣(110 km)出露的元古代結晶基底和侵入巖體均在速度剖面上呈現出高速異常特征。

圖10 沿測線地形地貌疊合圖及地質剖面圖(a)、反演得到的速度剖面圖(b)和速度剖面解釋圖(c)(圖c中黑色實線和虛線為推測斷層位置)Fig. 10 Topographic map along the survey line (a), velocity profile obtained by inversion (b),and interpretation of the velocity profile(c; the black solid line and dotted line indicate faults)

4.3 淺層速度結構指示的構造意義

層析反演得到的P波速度結構對于研究區內斷層的發育有很好的指示意義。在北祁連造山帶內,雖然基底出露導致該區 P波速度呈現整體的高速,但走廊南山以北發育的多個逆沖斷層導致該區在剖面20～30 km處1.5 km以淺范圍內顯示局部的相對低速特征。該區地表出露了大量早古生代變質巖,從低速區的規模來看, 這些斷層的向下延伸規模并不大, 很可能屬于一個向北逆沖的斷裂帶的多個分支斷裂。速度剖面顯示, 榆木山構造帶南北兩側的酒東盆地與民樂盆地雖然海拔高差達1 km, 但二者具有相似的速度結構和沉積厚度。酒東盆地的整體抬升是青藏高原東北緣北向擴展的體現, 而榆木山構造帶的進一步抬升可能是在此基礎上疊加了阿拉善地塊向南擠壓作用, 這與熊小松等(2019)利用深反射剖面揭示的榆木山構造帶是由其南北兩側的逆沖斷裂背向逆沖作用所主導的隆升機制相吻合。走廊北緣斷裂南北兩側P波速度結構明顯的差異顯示,該斷裂是分割河西走廊盆地和北部阿拉善地塊的重要邊界斷裂。剖面 145 km處的合黎山南緣斷裂整體走向為北西—南東方向, 以逆沖性質為主, 其形成可能與阿拉善地塊向南擠壓作用相關(Zheng et al., 2013)。該處速度等值線指示斷裂北傾角度較為陡立, 且向下延伸至結晶基底內部至少2 km。北傾的合黎山南緣斷裂帶的傾角和規模反映了該區構造變形動力主要來自阿拉善地塊的向南擠壓而非青藏高原的北向擴展。阿拉善北緣斷裂(190 km)南北兩側在速度剖面上呈現明顯的速度差異。其南側的高速體主要構成為侵入巖體和元古代結晶基底, 北側的低速區指示了銀額盆地的沉積蓋層。因此該斷裂作為潮水盆地南部邊界斷裂對盆地中生代以來的盆地形成和構造演化起到了一定的控制作用。

5 結論

1)速度剖面中的低速區域揭示了酒東盆地、民樂盆地、潮水盆地以及銀額盆地的沉積厚度和規模。酒東盆地的沉積蓋層厚度最厚可達2 km, 速度剖面顯示該盆地南段(40～60 km)和北段(60～70 km)的沉積蓋層厚度具有 1 km左右的差異, 可能是阿拉善地塊與祁連造山帶的擠壓作用對盆地形成后再次改造的結果。民樂盆地沉積蓋層厚達1.5 km, 盆地內的速度等值線形態的差異可能反映了盆地北部在新生代形成之后整體抬升, 地層剝蝕變薄。潮水盆地的沉積厚度在1.2 km左右, 盆地的速度結構反映該盆地總體上處于構造擠壓抬升環境。銀額盆地的沉積厚度至少1.5 km左右, 且這一厚度有向北繼續延伸至盆地內部的趨勢。

2)走廊南山整體的高速異常代表了該區大面積出露的古老基底和侵入巖體, 但其內部發育的多條逆沖斷裂帶在局部區域呈現低速特征。從規模來看,這些逆沖斷裂系可能作為一條大型逆沖斷裂帶的分支在向下延伸至地下1.5 km后匯聚, 組成一條向北逆沖的主逆沖斷裂; 走廊北緣斷裂南北兩側P波速度結構明顯的差異指示該斷裂是分割民樂盆地和北部潮水盆地的主要邊界; 合黎山南緣斷裂以逆沖性質為主, 斷裂北傾角度較大, 且延伸至結晶基底內部, 其北傾的性質和向南延伸的規模反映出該區的動力背景主要與阿拉善地塊向南擠壓作用相關; 阿拉善北緣斷裂南側的高速體主要構成為侵入巖體和元古代基底, 北側的低速區指示了銀額盆地的沉積蓋層厚度, 該斷裂作為銀額盆地南部邊界斷裂對盆地中生代以來的成盆作用和其后的構造演化起到了一定的控制作用。

3)速度剖面顯示, 榆木山構造帶南北兩側的酒東盆地與河西走廊內的民樂盆地雖然海拔高差達1 km, 但二者具有相似的速度結構和沉積厚度。推測榆木山構造帶的隆升可能與其南北兩側的逆沖斷裂的背向逆沖作用相關。

致謝: 感謝長安大學地質工程與測繪學院李宇老師在成像方法上提供寶貴的指導與幫助, 感謝各位評審專家嚴謹和建設性的建議。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos. 41774114,41590863 and 41574093), China Geological Survey(Nos. DD20190011, DD20179342 and DD20160083),and National Key Research and Development Program of China (No. 2016YFC0600302).