青藏高原东北缘祁连山中部精细地壳结构研究

高锐， 齐蕊,2*， 黄兴富， 陈宣华, 熊小松，郭晓玉， 刘晓惠, 廖杰

1 中山大学地球科学与工程学院， 广州 510275 2 清华大学数学科学系， 北京 100084 3 桂林理工大学地球科学学院&广西隐伏金属矿产勘查重点实验室， 桂林 541004 4 中国地质科学院地球深部探测中心， 北京 100037

0 引言

青藏高原作为地球上最大的造山高原，它是在至少 60～50 Ma 以前开始的印度大陆和欧亚大陆持续的碰撞和挤压过程中，由复杂的地壳变形造成的(Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001).目前，欧亚大陆与印度大陆之间的持续汇聚、挤压仍在进行中，从而造成青藏高原目前仍然在持续向外扩张(Zhang et al., 2004).青藏高原的形成记录了两个大陆碰撞的过程，以及大陆内部的变形过程及变形机制.因此，青藏高原被认为是研究陆陆碰撞过程以及大陆动力学天然的理想实验室.诸多地球科学家经过约一个世纪的深入研究，提出了多种模型用以解释青藏高原的形成，概括起来有以下几种经典模型：(1)大陆底垫模型(图1a)，即印度大陆的岩石圈向北俯冲底垫于青藏高原之下导致青藏高原的快速隆升、地壳的加厚以及高原的向外生长(Powell, 1986)；(2)连续变形模型(图1b)，模型认为青藏高原的地壳或岩石圈在印度大陆的挤压之下，发生同步的、均匀的缩短变形，造成青藏高原隆升与变形(Dewey and Burke, 1973; England and Housemann, 1986; Molnar and Lyon-Caent, 1993)；(3)刚性块体侧向挤出与俯冲(图1c)，即青藏高原内部的古老缝合带，在欧亚大陆与印度大陆碰撞的影响下，重新活化，成为岩石圈尺度的大型走滑断裂，而组成青藏高原的各个次级块体沿着这些活化的走滑断裂发生不同程度的侧向逃逸并伴随有各块体之间的短距离陆陆俯冲作用(Meyer et al.,1998; Tapponnier et al., 2001)；(4)通道流模型(图1d)，该模型认为中-下地壳存在地质时间尺度可流动的塑性层是造成青藏高原隆升与变形的控制因素(Zhao and Morgan, 1987; Bird, 1991; Royden et al., 1997; Clark and Royden; 2000; Royden et al., 2008).上述关于青藏高原形成的概念模型对高原岩石圈结构与动力学进行了预测，需要接受详细探测与数值模拟的检验(Lu et al., 2022; Qi et al., 2022).

图1 关于青藏高原形成的经典模型(a) 大陆底垫模型； (b) 均匀缩短模型； (c) 刚性块体的侧向挤出与俯冲模型； (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.

青藏高原东北缘祁连山地区作为高原的北东边界(图2b)，虽然在欧亚大陆与印度大陆碰撞早期就有变形记录(Yin et al., 2002; Yuan et al., 2013; Cheng et al., 2019b; He, 2020)，但是其大规模的隆升形成时间是在 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，作为青藏高原东北缘边界的祁连山地区，其隆升到现今高度的时间是晚于高原中部的隆升时间(50～23 Ma；Wang et al., 2008).从形成时代上来说，青藏高原东北缘祁连山地区是高原向外扩张的前缘地带之一，记录了高原地壳最新的变形方式，是理解和检验各种前文提出的关于青藏高原形成模型的理想场所之一(Zuza et al., 2016)，而且该地区至今仍在持续活动中，成为青藏高原周缘的一活动地震带(图2b).

获得祁连山及周缘之下的岩石圈结构是验证上述模型合理性的关键因素之一.因此，诸多学者在祁连山及周缘地区开展了大量地球物理探测工作，获得了此地岩石圈的电性结构(金胜等，2012；Liang et al., 2020)、速度结构(Liu et al., 2006; Zhang et al.,此外，现今的祁连山地区是在古生代一系列碰撞造山事件基础之上(Xiao et al., 2009; Song et al., 2013; Zuza et al., 2018)，叠加中生代一系列陆内构造变形(Tong et al., 2020)之后，于新生代在欧亚大陆与印度次大陆碰撞拼合事件的影响之下重新隆升成山的(Zuza et al., 2018).新生代以来活动的断层走向与古生代缝合带的走向是一致的(图2b)，推测新生代以来活动的断层是在古生代断层基础之上，于新生代重新开始活动.因此，现今祁连山地区深部结构的研究同时有助于了解早古生代晚期北祁连洋(又称为“原特提斯洋”或“祁连洋”)的俯冲闭合等构造演化过程.目前关于北祁连洋闭合的一个重要问题是关于俯冲极性的问题，涉及到向南或者向北的俯冲，或者双向俯冲等众多不同的模型(Sobel and Arnaud, 1999; Gehrels et al., 2003; Xiao et al., 2009; Song et al., 2013; 陈宣华等, 2019a).显然，高精度岩石圈结构的揭示对限定北祁连洋的俯冲极性也有重要作用.

2013; 李文辉等, 2017; Jia et al., 2019; Sun et al., 2021)、几何结构(Gao et al., 2013a; Guo et al., 2015, 2016; Ye et al., 2015, 2021; Huang et al., 2021; Tian et al., 2021)以及各向异性特征(Ye et al., 2016; Hao et al., 2021).学者们依照各自的探测结果，做出不同的分析，提出各自关于青藏高原形成机制的理解，形成了地壳分层缩短模型(Huang et al., 2020)、岩石圈俯冲伴随上地壳缩短模型(Meyer et al., 1998)、逆冲楔模型(Cheng et al., 2019b; Ye et al., 2021)以及基于格尔木—额济纳地学断面计划提出的双向挤压模型(Gao et al., 1999)等多种机制.20世纪90年代初期的格尔木—额济纳地学断面计划对祁连山北缘以及周缘的河西走廊进行了详细的探测(Gao et al., 1999)，但是，祁连山内部的精细结构仍不清晰.因此，我们仍需对祁连山内部进行高精度的岩石圈结构探测研究，以期获得更加清晰的结果.

基于以上考虑，我们选择一条最新获得的穿越祁连山中部关键地区的、长约165 km的深地震反射剖面为研究对象(图2c)，旨在揭示其深部的高精度岩石圈结构图像.以此精细的岩石圈结构图像为基础，结合前人地质以及地球物理资料，探讨高原地壳的生长方式以及古生代北祁连洋闭合过程中的俯冲极性问题.

图2 (a) 青藏高原及邻区地形地貌图.白色矩形框表示图2b的位置. (b) 叠加于地貌图之上的祁连山及邻区的主要新生代构造和地震活动. 构造信息引自Yuan等(2013)和Allen等(2017). 震级大于5级的地震震源机制解引自Molnar和Lyon-Caent(1989)和美国地质调查局网站的全球CMT目录. 黑色小点表示的是发生于1980年至2019年的背景地震事件，数据下载自美国地质调查局网站. 蓝色和粉色的粗虚线表示北祁连缝合带. 蓝色实线表示海原断裂. 粉色实线表示深地震反射剖面位置. ALF：阿尔金断裂；NBT：北边界逆冲断裂；HLSF：合黎山断裂；LSSF：龙首山断裂；NQLF：祁连山北缘断裂；TJSF：天景山断裂；HYF：海原断裂；RYSF：日月山断裂；QHNSF：青海南山断裂；NQTS：柴达木盆地北缘逆冲系. (c) 深地震反射剖面沿线基本地质构造情况.黑色实线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 地质背景

祁连山整体长约1300 km，宽约350 km，平均海拔4500 m左右，在河西走廊地区地形快速下降到1500 m以下(图2b).从早古生代到新生代，祁连地区经历了多期次的构造活动(Xiao et al., 2009; Song et al., 2013; Zuza et al.,2018, 2019; Tong et al., 2020).

1.1 古生代

祁连洋在早古生代晚期发生闭合，形成了现今的祁连缝合带，其标志为祁连地区广泛出露的蛇绿混杂岩(Yin and Harrison, 2000; Xiao et al., 2009; Menold et al., 2009, 2016; Song et al., 2013, 2014; Zuza et al., 2018).祁连洋的关闭是南侧的柴达木微陆块和北侧的华北克拉通碰撞的结果(Song et al., 2014; Zuza et al., 2018).祁连山地区广泛出露的古生代火山岩和侵入岩见证了祁连洋的闭合(Wu et al., 2017).祁连洋的俯冲极性与祁连洋闭合形成的缝合带的数目一直是研究的热点 (Xiao et al., 2009; Song et al., 2013; Wu et al., 2017; Zuza et al., 2018).祁连洋闭合后，碰撞带经历了一次构造垮塌事件导致A-型花岗岩侵入(Song et al.，2013).晚古生代地层记录到了相对连续的沉积物(Zuza et al., 2018; Tong et al., 2020)，这说明祁连山地区在晚古生代没有经历大的构造事件，而是处于稳定沉积的状态.

1.2 中生代

祁连地区在中生代经历了复杂的构造作用，表现为多期次的挤压和伸展构造(Chen et al.， 2019).青藏高原东北缘及邻区形成了一系列侏罗系和白垩系伸展和张拉沉积盆地，指示了伸展构造背景(Vincent and Allen, 1999; Chen et al., 2003; Horton et al., 2004; Yin et al., 2008; Chen et al., 2014; Cheng et al., 2019a).该区中生代伸展构造背景与中生代古特提斯洋和中特提斯洋的闭合有关 (Pullen et al., 2008; Zhang et al., 2014).柴达木微陆块南侧的古特提斯洋和中特提斯洋发生板片回撤，导致柴达木北侧的区域进入拉张环境(霍永录和谭试典, 1995; Vincent and Allen, 1999; Chen et al., 2003; Yin et al., 2008).此外，该地区的侏罗纪和白垩纪地层记录到了一系列的挤压构造变形，发生挤压变形的时间为早侏罗世(Tong et al., 2020)和早白垩世(Qi et al., 2016; 陈宣华等, 2019b; 邵浩浩等, 2019).这些变形表明该地区在早侏罗世和早白垩世经历了挤压作用，白垩纪由挤压构造环境向伸展构造环境过渡大约发生在129.3 Ma (邵浩浩等, 2019).

1.3 新生代

祁连山地区位于青藏高原的东北缘.欧亚板块和印度板块在距今60～50 Ma发生陆陆碰撞形成了青藏高原(Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001)，印度—欧亚大陆碰撞的远程效应到达祁连山(Molnar and Stock, 2009)，使得祁连山南部地区在新生代开始隆升(Yin et al.,2002; Yuan et al., 2013; Cheng et al., 2019b; He, 2020).在印度和欧亚大陆持续碰撞的作用下，祁连山及其周边地区不断隆起并向外生长扩展.前人的研究表明，祁连山地区在20～8 Ma时经历了快速抬升(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)，最终形成了现今的地貌及范围.现今的祁连山仍然受到N30°E、5～7 mm·a-1的挤压作用(Zhang et al., 2004; Gan et al.,2007; Zheng et al., 2013).祁连山地区的隆升和生长扩展以一系列北西向的逆冲断层为特征，断层相关褶皱的间距为30～40 km(Tapponnier et al., 1990; Meyer et al., 1998; 杨树锋等, 2007; Yin et al., 2008; Zuza et al., 2016; Hu et al., 2019; Cao et al., 2019).这些北西向的逆冲断层吸收了新生代至少250～350 km的地壳缩短量，这相当于从柴达木盆地到河西走廊的400 km 的区域上产生40%～45%的缩短应变(Zuza et al., 2016) .

2 数据采集与处理

2.1 数据采集

深地震反射剖面数据采集，均采用大药量、长排列和一定井深的激发、接收方式，中、深层各保留到了一定的有效信号反射.反射大炮激发统一采取井深70～90 m，药量500 kg，大炮为单边接收，中、小炮为两边对称接收.覆盖次数：60次(小炮)、15次(中炮).检波器型号均为SM-24.组合方式为：单串12个检波器，沿测线线性组合方式埋置，组内距1 m，特殊情况采用垂直测线或斜交测线线性组合方式埋置.组合基距：11 m；挖坑埋置检波器，同道检波器排放须保持同一高度，并采用有效措施保证在各类地表地质条件下的有效耦合.详细的激发及采集参数见表1.

表1 深地震反射剖面施工及采集参数Table 1 Source and acquisition parameters of the deep seismic reflection profile

2.2 数据处理

在深反射剖面特殊精细处理过程中，在详细分析原始资料的基础上，对处理方法和参数进行了大量的测试工作，获得的具体处理参数见表2.其中关键处理技术包括：严格的叠前预处理、静校正、子波一致性处理和叠前去噪等.针对中浅层地震资料的处理流程着重加强了对信噪比和分辨率的提高，应用的技术手段以提高资料的连续性和频率特征为主.具体处理流程见图3.经过精细的数据处理过程，最终获得了一条叠加剖面以及一条偏移剖面.本文的研究采用了偏移剖面(图4a).

表2 深地震反射剖面处理参数Table 2 Processing parameters of the deep seismic reflection profile

图3 深地震反射数据处理流程图Fig.3 Flowchart of the deep seismic reflection data processing

3 深地震反射剖面

3.1 反射特征

图4a展示了精细处理之后的偏移剖面.

3.1.1 上地壳反射特征

以双程走时(two-way-travel time)4～6 s为界，以上部分按照地震反射剖面的反射特征差异将其划分为上地壳(图4b).上地壳的反射特征以共深度点(CDP)9600为界，可以划分为两部分.CDP 5051～9600之间的上地壳反射特征表现为以一系列褶皱的反射轴为主；而CDP 9600～13201之间的上地壳部分以一系列向南倾斜的反射轴为主要特征，但是由于采集数据的问题，中间缺少了许多信息.

3.1.2 中、下地壳反射特征

深地震反射剖面内中、下地壳的反射信息主要集中在CDP 5551～10051(图4b)，主要有两种类型的反射轴，一种表现为向南倾斜的反射轴，另一种表现为向上凸起的弧形反射轴.反射剖面其余位置表现为一种无强烈反射信息，接近透明的反射特征(图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态呈现为断续分布的反射轴，从北向南莫霍面的深度不断变浅(图4b).反射剖面南部莫霍面的深度在双程走时约21 s处，而在剖面的北端莫霍面的深度在双程走时约16.5 s.以地壳平均P波速度6 km·s-1进行深度转换，则莫霍面的深度为63～49.5 km.这一地壳厚度与其他地球物理方法揭示的该地区地壳厚度比较一致(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没有反射信息，呈现为透明反射的特征，这与反射剖面中常见的上地幔反射特征(Gao et al., 2013a)一致.

3.2 构造解释

3.2.1 壳内滑脱层

深地震反射剖面揭示了上地壳与中、下地壳反射特征的巨大差异(图4b)，我们推测引起这一差异的原因可能是因为上地壳与中、下地壳的变形方式存在差异，即上地壳与中、下地壳的变形是解耦的，两者之间的变形差异可能通过两者之间的滑脱层来调节(图4c).青藏高原东北缘地区普遍存在这一壳内滑脱层(张洪双等，2015；Gao et al.,2013a; Ye et al., 2015，2021; Guo et al., 2015, 2016; 黄兴富等，2018；熊小松等，2019).本文中的深地震反射剖面揭示的壳内滑脱层位于双程走时约5～8 s，即15～24 km的深度，其中在剖面的中部位置被海原断裂错断，断错距离大于10 km(图4c).

图4 (a) 未解译的深地震反射偏移剖面. (b) 标注了主要反射特征的深地震反射剖面偏移图. (c) 叠加于深地震反射剖面之上的构造解释图. f1：海原断裂；f4：祁连山北缘断裂；f5：木里—江仓断裂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 海原断裂的深部结构

海原断裂是青藏高原东北缘的一条重要边界断裂带，是高原在青藏高原东北缘东段的分界断裂(图2b).断裂主体呈NWW-SEE走向延伸，西端一直延伸至疏勒南山和哈拉湖一带(图2b).然而，由于缺乏高精度的成像资料，海原断裂在西端的深部延展形态并未明确.本论文研究中所用的深地震反射剖面穿过海原断裂的西端，因此可以对海原断裂西端的深部延伸结构进行较好的约束.

根据反射剖面揭露的反射特征，我们勾勒出了海原断裂西端的深部延伸几何形态.海原断裂与深地震反射剖面的地表交汇位置大致位于CDP11051附近，根据揭示的结果，海原断裂以一个较小的倾角，约22°，向深部延伸，一直延伸至CDP7051之下，双程走时约11 s附近，即约33 km的深度(图4c).断裂在该位置继续向下延伸时，可能分为两支断裂(图4c).其中一支可能以更小的倾角，约10°，继续向深部延伸；另一支倾角变陡至约44°，继续向下延伸至双程走时约20 s处，即深度约60 km处(图4c).本文揭示的海原断裂西端的深部结构与Gao等(2013a) 揭示的海原断裂带中东段的深部几何结构具有显著差异.

3.2.3 地壳尺度双重构造

深地震反射剖面揭示在海原断裂上盘的中地壳位置可见一双重逆冲构造(图4c).滑脱层的一部分构成了双重逆冲构造的顶板逆冲断层，而海原断裂带的一部分则构成了双重逆冲构造的底板逆冲断层(图4c).顶板逆冲断层与底板逆冲断层之间的壳内弧形反射轴构成了双重逆冲构造中的逆冲断片(horse)，截断各逆冲断片的逆冲断层组成了双重逆冲构造内部的次级叠瓦状逆冲断层(图4c).

3.2.4 中、下地壳逆冲断裂系

深地震反射剖面中，在海原断裂的下盘，一系列近于平行的、向南倾斜的反射同相轴被揭示了出来(图4b).根据夹持于其中的一系列倾斜角度更低的反射同相轴的错断，我们认为这些被地震剖面揭示出的向南倾斜的反射同相轴可能为一组近平行、等间距分布的逆冲断层系(图4c)，我们将其命名为祁连逆冲断裂系.类似于其他地震反射剖面中揭示的地壳尺度的断坡构造(Brown et al., 1983; Ando et al., 1983; Nelson et al., 1985; Bois et al., 1986).

4 讨论

4.1 早古生代北祁连洋俯冲极性讨论

如前文所述，早古生代晚期研究区经历了北祁连洋的闭合以及随后的碰撞造山(Song et al., 2013).但是，关于北祁连洋的俯冲极性一直是研究北祁连洋闭合过程中大家关注与争论的重要问题之一.目前，涉及到北祁连洋俯冲极性的观点主要有以下几种：(1)向南俯冲(Yin et al., 2007; Xiao et al., 2009；Yan et al., 2010; Zuza et al., 2018)；(2)向北俯冲(Yang et al., 2009; Song et al., 2013)；(3)双向俯冲(陈宣华等, 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个贯穿中、下地壳的断坡构造，即图4c中所示的祁连逆冲断裂系.这类地壳尺度的断坡在挤压造山带中是一种很常见的构造，如由COCORP 揭示的 Appalachians 造山带(Brown et al., 1983; Ando et al., 1983; Nelson et al., 1985; Bois et al., 1986)和Cordillera造山带(Allmendinger et al., 1983, 1986, 1987; Potter et al., 1986)，MOIST 揭示的苏格兰加里东造山带以及阿尔卑斯造山带(Ando et al., 1984)之下都存在这一现象.通常来说，前人将这种地壳尺度的断坡构造解释为一种继承性的构造，早期大陆裂解阶段形成的古老被动大陆边缘在后期大陆碰撞造山的过程中可能会成为一个地壳尺度的断坡构造(Price, 1981; Cook et al., 1981; Ando et al., 1983, 1984; Smithson et al., 1986).前寒武纪裂谷阶段形成的边缘正断层可能在随后的挤压期被重新激活为基底逆冲断层，正如Jackson(1980)在扎格罗斯山脉所提出的复活模型一样.而后期的伸展构造阶段，这些地壳尺度的断坡构造同样会利于后期的伸展作用，比如在一些变质核杂岩之中，后期的伸展拆离断层就是利用了先前的地壳尺度的断坡构造(Coney and Harms, 1984).因此，这类大型的地壳尺度的断坡一般被认为是继承于被动大陆边缘，而且其中还有可能存在裂谷阶段形成的古老正断层的重新活化.

根据上文所述，深地震反射剖面揭示的目前表现为祁连逆冲断裂系的地壳尺度断坡构造(图4c)很有可能是新元古代晚期大陆裂解形成北祁连洋时期被动陆缘(Zuza et al., 2018)内部的正断层系的遗迹.大陆裂解形成的正断层系在早古生代晚期北祁连洋闭合并发生碰撞造山的时候重新活化而转变为逆冲断裂系，而现今祁连山是在早古生代晚期的构造格架之上于新生代在欧亚大陆与印度大陆碰撞的远程影响之下重新隆起而成(Yin et al., 2008; Zuza et al., 2018).追本溯源来说，现今看到的表现为逆冲断层系的地壳尺度断坡极大可能是来自于更早时期的大陆裂解.这一断坡往上延伸刚好可以与地表两条表示北祁连洋闭合位置的缝合带大致重合.据此，我们可以认为反射剖面揭示的这一断坡构造可能代表了早期形成于被动陆缘的正断层系，从而指示了剖面所在的位置在早古生代晚期北祁连洋闭合的时候，存在向南的俯冲作用.我们的结果不支持北祁连洋闭合时向北的单向俯冲模型，至于是否存在向北的俯冲作用则需要北部精细岩石圈结构的证据.

4.2 新生代高原东北缘二次陆内俯冲

祁连山的基本构造格局奠基于北祁连洋的闭合、随后的碰撞造山及造山后的伸展垮塌(Song et al., 2013; Zuza et al., 2018).新生代时期，在欧亚大陆与印度大陆碰撞拼合的影响之下，祁连山地区重新开始隆起成山(Zuza et al., 2019).欧亚大陆与印度大陆碰撞的初期(60～30 Ma)，其远程效应已经影响至祁连山地区，造成祁连山地区局部的构造响应以及隆升，这些构造活动以及隆升主要集中于块体的边界之上(图5a).这可能是因为块体的边界作为先存的薄弱带，容易最先遭受变形.随着汇聚挤压的持续进行，对祁连山地区的影响持续增强，于20～8 Ma之间祁连山及邻区遭受了大规模的变形与隆升(图5a).控制这一次大规模的变形与隆升，主要可能是形成于北祁连洋闭合时期的老的俯冲构造，即地壳尺度的断坡构造，重新活化，形成目前的海原断裂带(Li et al., 2019)以及中地壳尺度的双重构造和祁连逆冲断裂系(图5b).青藏高原东北缘岩石圈在这一时期，受到欧亚大陆与印度大陆碰撞的远程影响发生了第一次陆内俯冲作用，造就了祁连山主体的隆升.

当祁连山的隆升到达一个临界值的时候，促使其隆升的挤压应力不足以支撑其继续向上隆升(Molnar and Stock, 2009)，从而转变为向北东方向的高原外围扩张.这一向外的扩张导致了阿拉善岩石圈沿着NBT发生了向高原之下的陆内俯冲，形成了地壳尺度的双重构造(图5b).这一次的陆内俯冲作用导致了祁连山东北边界外围的山脉，如黑山、合黎山、榆木山等的隆升以及相关断裂于1～4 Ma时的重新活动(图5a).

图5 (a) 祁连山及邻区构造简图及山脉隆升年代图(年龄数据引自Pang等(2019)及其中的文献); 绿色实线表示两条剖面的位置; TS: 托莱山; TNS: 托莱南山; SNS: 疏勒南山; DNS: 党河南山. (b) 青藏高原东北缘祁连山地区二次陆内俯冲模式图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 对高原地壳变形机制的意义

前文提出了多种关于青藏高原地壳变形的经典模型，而这些模型都需要有对应的地壳结构予以支持.大陆底垫模型认为印度大陆的地壳底垫于整个青藏高原地壳之下，因此需要双Moho的地壳结构.亚东—格尔木—额济纳岩石圈地学断面计划的实施发现在青藏高原北部之下存在55 km左右和75 km左右两个宽角地震反射界面，认为这两个界面可能代表新、老两个莫霍面(高锐等，1998).接收函数结果也在拉萨地体之下发现了类似双Moho的结构(Nábělek et al., 2009)，但这一特征并未出现于整个青藏高原之下，仅出现于拉萨地体之下.近十几年我们在青藏高原腹地的反射地震探测，也并未在青藏高原腹地及东北缘地壳内揭示这一现象(Gao et al., 2013a,b; Guo et al., 2013; Wang et al., 2014).连续变形模型认为壳内变形垂向上是连续的，因此，岩石圈中不应存在滑脱带.但是，在青藏高原东北缘地区，壳内滑脱带是普遍存在的(张洪双等, 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壳内滑脱带的存在.刚性块体的侧向挤出与俯冲模型认为青藏高原中存在岩石圈尺度的断裂，这一断裂调整岩石圈地幔的短距离俯冲和侧向挤出，变形主要集中在这一断裂带上.目前地震资料揭示的岩石圈结果图像认为青藏高原东北缘的地壳是整个发生缩短变形(Tian et al., 2013; Shen et al., 2020; Ye et al., 2021)，但是，上下地壳是发生解耦变形的(黄兴富等, 2018; Huang et al., 2020).通道流模型认为中下地壳内存在一连续的、低黏度的、在地质历史时间上可以流动的层.目前在青藏高原东北缘和北缘的中下地壳内揭示出了低速、高导层(Bai et al., 2010; Liu et al., 2014)，并认为这一层位是发生地壳流的层位.但是，从区域上看，这些低速、高导层并不是连续的.Gao等(2013a)讨论了地壳内如果存在通道流的情况下地壳的可能结构，但是目前青藏高原实施的深地震反射剖面并未揭示出相应的结构，本次所用的反射剖面也未揭示出相关结构特征.青藏高原是一个由多地体、进行了多阶段拼合的复杂构造单元，因此，很难用一种统一的构造模型解释其地壳变形行为.目前不同学科、不同构造地区揭示出的岩石圈结构特征不尽相同，我们认为青藏高原的地壳变形行为可能是多种机制共同作用的结果.

5 结论

本文以一条穿越青藏高原东北缘祁连山中部的深地震反射剖面为基础，通过综合解释，获得以下几点初步认识：

(1)祁连山中部之下存在一个中、下地壳尺度的断坡构造，推测其最开始形成于北祁连洋张开时的被动陆缘，并指示了北祁连洋闭合时曾发生了向南的俯冲作用；

(2)新生代，在欧亚大陆与印度大陆碰撞的远程影响之下，该断坡构造重新活化，于祁连山之下发生陆内俯冲作用，形成了海原断裂带以及中地壳尺度的双重构造，造成了祁连山主体的隆升；

(3)该次陆内俯冲作用与沿NBT发生的陆内俯冲作用，造成了现今青藏高原东北缘的构造格局.

致谢感谢编辑及两位审稿人的宝贵修改意见，使本文质量能进一步提升.