宽角反射/折射剖面揭示的祁连造山带莫霍面深度

吴国炜，熊小松,*，高 锐，陈宣华，李英康，王 冠，任海东

1 中国地质科学院 地球深部探测中心，北京 100037

2 自然资源部 深地动力学实验室/中国地质科学院地质研究所，北京 100037

3 中山大学地球科学与工程学院，广州 510275

4 自然资源实物地质资料中心，廊坊 101149

5 青海大学 地质工程系，西宁 810016

0 引 言

绵延1 000余公里的祁连造山带地处青藏高原东北缘（图1），受印度板块与欧亚板块于中生代末—新生代早期以来的碰撞及持续至今的向北推挤作用的远程效应的影响，记录了高原边缘地壳缩短变形的重要过程（Yin and Harrison, 2000; Yin,2010; Zuza and Yin, 2016）。 祁连造山带是我国中央造山带或秦祁昆造山系的重要组成部分（陈宣华等，2019a；潘桂棠和肖庆辉，2015；杨经绥等，2010），由北祁连造山带、中祁连地块和南祁连造山带等组成（陈宣华等, 2019b; Yin and Harrison,2000）.祁连造山带在漫长的地质演化中经历了多期构造变形和造山过程：中元古代大陆裂解（Wang et al., 2016）、新元古代大洋俯冲、大陆碰撞与裂解（ Wu et al., 2016; 杨经绥等, 2009; Zuza et al., 2017）、早古生带大洋俯冲、大陆俯冲和碰撞造山（陈宣华等, 2019a; 潘桂棠和肖庆辉, 2015; 宋忠宝等, 2007; Song et al., 2014; Wu et al., 2016; Xiao et al., 2009; 杨经绥等, 2009, 2010）、中生代陆内伸展（Chen et al., 2003; 陈宣华等, 2019b; 李奋其,2003; Li et al., 2019）和新生代陆内造山（Wu et al.,2016; Zuza et al., 2016; Zuza and Yin, 2016），具有复杂造山带地壳结构和深部过程（Wang et al.,2011）.

图1 祁连山及周缘断层构造体系略图（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)

莫霍面是记录地壳结构及其演化的重要界面，其深度及形态变化记录了地壳的生长及其经历的地球动力学过程，是人类认识地球演化的关键证据.由于地震波在莫霍面上传播特征和产生的强弱反射最为明显，能够为人们直观识别，所以地震学探测（主动源和被动源）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，宽角反射/折射方法得到的莫霍面深度是最可靠的，由它所获得的莫霍面深度误差约为±1 km（曾融生等，1995）.由于青藏高原东北缘地处印度板块与欧亚板块碰撞远程效应的关键位置（熊小松等，2010，2019），对其莫霍面结构的探测有助于揭示青藏高原隆升前缘的地壳变形特征和地球动力学过程.

针对青藏高原东北缘地壳的生长方式，前人曾提出了四个代表性的模型，包括：（1）逆冲叠置：南北两侧大陆同时向青藏高原下汇聚俯冲的“底垫作用”导致高原隆升，并在板块接触边缘通过发育大规模的壳内逆冲断裂，调节地壳缩短（Argand,1924; Kind et al., 2002; Powell and Conaghan, 1973）；（2）滑脱缩短：新生代亚洲大陆地壳或岩石圈呈分散式缩短，青藏高原陆壳存在滑脱层，上下地壳解耦变形（Dewey et al., 1988; England and Houseman, 1986; 黄兴富等 , 2018; 熊小松 等, 2019）；（3）管道流模型：新生代青藏高原内部中下地壳存在一个平行的管道，使地壳物质由高原内部向东北缘流动（Bird, 1991; Clark and Royden, 2000; Royden et al., 1997; Zhao and Morgan, 1987）；（4）背向生长：海原左行走滑断裂为正花状超壳断裂，自中间分别向南北方向扩展.综合以上四个观点，可以看到目前对青藏高原东北缘的生长方式的争议主要包括：高原北东向扩展的运动方式是逆冲、走滑亦或是地壳物质的塑性流动？其扩展的运动行为是在整个地壳还是发生在地壳的某个层位？

自1980年代以来，前人在青藏高原东北缘开展了大量的宽角反射/折射探测，揭示了该区的地壳结构，尤其是莫霍面的深度及形态变化.本文通过对以往宽角反射/折射剖面的梳理，综合分析了青藏高原东北缘的莫霍面深度及其变化特征，进而探讨了其深度变化所代表的地球动力学意义，以期对青藏高原东北缘地壳的生长方式提供一定的启示.

1 地质背景

祁连造山带位于青藏高原东北缘，夹持于北侧的河西走廊盆地与南侧的柴达木盆地之间，西侧被NEE走向的阿尔金左行走滑断裂带所截切，北缘以青藏高原北缘断裂带、祁连山北缘断裂带和祁连山东缘断裂带与河西走廊盆地相邻，南东与西秦岭造山带相接，东缘与鄂尔多斯地块相邻.祁连造山带具有多阶段的演化特征，志留纪末期的祁连运动使得祁连山于加里东晚期褶皱变形，故晚古生代—中、新生代时期祁连山处于部分剥蚀阶段（向鼎璞，1982）.这一重要构造运动在地层中的表现为该区泥盆系岩层普遍高角度不整合于前泥盆纪地层之上，例如：北祁连山及河西走廊见中下泥盆统不整合于古生界及加里东晚期花岗岩之上；拉脊山见中下泥盆统不整合于中奥陶统之上；南祁连山乌兰大坂见上泥盆统不整合于下志留统之上（向鼎璞，1982）.晚白垩纪到古新世期间，欧亚大陆和印度次大陆之间被温暖宽阔的新特提斯洋所分割（Copley et al., 2009; Molnar and Stock, 2009; 张培震等, 2014）.印度板块向北俯冲消减于欧亚板块之下，据此可推测当时沿欧亚板块南缘可能发育有类似于现今南美的安第斯型造山带（Ding et al., 2014;Royden et al., 2008）.来自青藏高原内部有关碰撞起始时间的古地磁及海洋古地磁的证据共同表明印度板块与欧亚板块的碰撞时间大致集中在50 Ma左右（Wang et al., 2014; 张培震等, 2014）.陆-陆碰撞及印度板块持续的楔入作用导致了新特提斯海的退出，青藏高原南部和中部的地壳增厚，并隆起形成“原青藏高原”（Wang et al., 2008; 张培震等,2014）.碰撞及其强烈的楔入作用还造成了青藏高原南部岩石圈块体向SE方向的大规模挤出，碰撞带正前方的拉萨地块、保山地块、兰坪-思茅地块和整个印度支那地块均被强烈地向SE方向挤出（Burchfiel and Chen, 2012; Royden et al., 2008; 张培震等, 2014）.

中新世（30 Ma）以来，随着青藏高原大规模SE向挤出的减弱，印度板块向欧亚大陆的碰撞和楔入引起了向NE方向挤压的增强，导致了青藏高原本身向S和向NE方向的扩展（张培震等，2014）.构造变形因此向北扩展至昆仑山断裂，昆仑山及上覆的可可西里盆地在这一时期快速隆升，同时造成柴达木盆地、河西走廊、陇西盆地弯折下沉开始接受新生代陆相沉积，形成青藏高原东北缘的大规模晚新生代沉积盆地群.青藏高原向NE方向的扩展对青藏高原东北缘地区产生了重大的影响（黄兴富等，2016）.大约30 Ma之前，该区可能处于接受轻微剥蚀的状态，并没有形成大规模的新生代沉积盆地.自青藏高原北边界扩展到昆仑山以来，大规模的沉积盆地开始发育（张培震等，2014）.

大约10 Ma以来，东亚地区一系列重要构造事件的发生，奠定了今日的构造变形框架、山川地貌雏形和生态环境格局（An et al., 2001; Burchfiel and Chen, 2012; Molnar et al., 1993; Royden et al., 2008;Yuan et al., 2013; 张培震等, 2014）.青藏高原持续向NE方向扩展，导致祁连山、秦岭、六盘山、龙门山等山脉快速隆升，形成今日青藏高原的地貌景观（张培震等，2014）.青藏高原向周边生长扩展，边界从前期的昆仑断裂带向北迁移到祁连山北缘.新生代沉积盆地演化和消亡的研究表明：青藏高原东北缘中新世（约30 Ma）以来开始成为巨大的前陆盆地，沉积了1 km左右的新生代陆相沉积物.但这一巨大的沉积盆地在中新世晚期发生解体并逐渐结束沉积，形成由逆冲断裂控制的挤压“盆岭构造”，其原因被认为是青藏高原向NE方向扩展，逆冲断裂控制的山脉隆升所导致的（张培震等，2014）.

2 宽角反射/折射探测程度

宽角反射/折射地震探测也称深地震测深，该方法是获得地壳结构信息的重要手段之一（宋向辉等，2021；曾融生等，1995；张先康等，2007），是利用地震波传播过程中的运动学和动力学特性来约束重建地壳速度结构模型（邓阳凡等，2011）.地壳结构对于了解主要断裂的空间展布性质和深浅构造关系以及地壳变形特征十分重要（张先康等，2007），宽角反射/折射地震观测技术和资料处理解释方法的快速发展，使我们获得精细的地壳结构模型成为可能（Fuis et al., 1996, 2001; 张先康等,2007）.在祁连山及周缘开展的主动源地震观测始于1980年代（卢德源和王香泾，1990），截止目前，祁连造山带及其周缘完成的宽角反射/折射地震探测剖面合计15条，累计长度约10 000 km（图2，表1）.

表1 祁连造山带及周缘宽角反射/折射剖面探测程度表（总长度：10 997 km）Table 1 Wide-angle reflection/refraction profiles acquired in the Qilian orogenic belt and adjacent regions (Total length: 10 997 km)

图2 祁连造山带及周缘宽角反射/折射剖面探测程度图Fig.2 Wide-angle reflection/refraction probing extent in Qilian orogenic belt and adjacent regions

1982年，国家地震局组织完成了横跨祁连山—六盘山—秦岭长约968.9 km的门源—平凉—渭南宽角反射/折射剖面，资料刻画了测区内莫霍面自西向东的起伏形态（张少泉等，1985）.1986年，国家地震局部署采集了成县—西吉宽角反射/折射剖面，揭示了研究区地壳可分为沉积层、上地壳、中地壳与下地壳四层（李清河等，1991）.国土资源部于1988年实施的可可托海—阿克塞宽角反射/折射剖面于1989年在青藏高原东北缘布置了一条长约1 600 km的“阿尔金—龙门山”宽角反射/折射剖面（王有学等，2005）.1990年中国地震局部署采集了460 km长的灵台—阿木去乎宽角反射/折射剖面（闵祥仪等，1991）.1992年7月至9月中国地质科学院完成的“格尔木-额济纳旗”宽角反射/折射剖面横跨柴达木盆地、祁连山和北山地区.主剖面长1 050 km，揭示了全线跨越的柴达木地块、祁连山构造带和北山构造带的地壳结构（崔作舟等，1995）.1999年国家地震局完成的宁夏西吉—中卫宽角反射/折射剖面全长248 km，剖面刻画了鄂尔多斯地台西缘的祁连山地槽、贺兰山褶皱带以及内蒙古地台等构造单元的壳幔速度结构和深部构造特征（李松林等，2001）.2000年以后，地震局实施了“大柴旦—若羌—拜城”剖面（赵俊猛等, 2004; Zhao et al., 2006, 2008）.为研究青藏高原块体和鄂尔多斯地块间的相互作用和构造变形的深部驱动机制（李松林等，2002），中国地震局地球物理勘探中心和地质研究所部署采集了全长980 km的玛沁—兰州—靖边综合地球物理勘探剖面，剖面西南起自青海达日，东北至陕西靖边（李松林等，2002）.2004年，中国地震局地球物理勘探中心以阿尼玛卿缝合带为中心，南起马尔康，向北穿过若尔盖盆地，阿尼玛卿缝合带东段，经碌曲、合作、民和至甘肃古浪一线实施完成了马尔康—碌曲—古浪宽角反射/折射剖面的探测（张先康等，2008）.2013年在中国地质调查局“中央造山带与南北构造带交汇区地壳深部地质调查”项目资助下，中国地质科学院地质研究所会同国土资源地质实物资料中心、俄克拉何马大学合作实施了六盘山“陇西—黄陵”宽角反射/折射地震探测实验.剖面总体为东西走向，全长410 km（李文辉等，2017）.2013年中国科学院在景泰和合作之间完成了430 km长的宽角反射/折射剖面（Zhang et al.,2013）.2014年中国地震局部署采集了750 km长的玛多—共和—雅布赖宽角反射/折射剖面（郭文斌等, 2016; Jia et al., 2019）.2016—2018年，中国地质科学院完成了跨越柴北缘—祁连造山带—河西走廊—银额盆地的宽角反射/折射剖面.其中2016年实施的“北祁连—河西走廊”宽角反射/折射剖面从祁连县野牛沟到北大山腰泉附近，长度为200 km（熊小松等，2019）；2017年部署采集的“柴北缘—中祁连”宽角反射/折射剖面从柴达木盆地北缘乌兰县柯柯镇到野牛沟长度为250 km；“银额盆地”宽角反射/折射剖面长200 km，于2018年部署采集完成.剖面穿越北祁连造山带、中祁连地块、河西走廊和银额盆地，以揭示柴达木盆地北缘与祁连造山带之间的地壳深层精细结构与盆山耦合关系和整个祁连山构造带的深部结构以及其地球动力学过程.

3 祁连造山带莫霍面深度变化

为了更加直观地了解研究区莫霍面深度，本文对各剖面沿线探测的莫霍面深度沿剖面按照 5～10 km 进行了采样, 在块体边界和深大断裂带附近进行了加密采样。 在图3中沿测线标注出莫霍面深度值（单位：km）；通过对采样的莫霍面深度数据进行克里金插值绘制祁连造山带及其周缘莫霍面深度等值线图（图4）。结果显示，青藏高原东北缘地区不同块体地壳结构存在明显差异，地壳厚度整体呈自西向东逐渐减薄的趋势，莫霍面深度变化范围在40～70 km（图3）.莫霍面最深处位于祁连造山带中部的哈拉湖地区，深度大约在70 km左右（崔作舟等，1995），最浅莫霍面位于祁连造山带东部与鄂尔多斯地块交接处，深度在40～50 km范围内（李清河等, 1991; 李松林等, 2001; 李文辉等, 2017; 闵祥仪等, 1991; 张先康等, 2008; Zhang et al, 2013）.

图3 沿测线莫霍面深度分布图（图中数字代表附近区域的莫霍面深度，单位：km）.宽角反射/折射剖面: ：门源—平凉—渭南；：成县—西吉；：阿尔金—龙门山；：灵台—阿木去乎；：可可托海—阿克塞；：格尔木—额济纳旗；：西吉—中卫；：玛沁—兰州—靖边；：大柴旦—若羌—拜城；：马尔康—碌曲—古浪；：陇西—黄陵；：景泰—合作；：玛多—共和—雅布赖；：柴北缘—河西走廊：：银额盆地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

图4 已有宽角反射/折射剖面莫霍面深度插值得到的青藏高原东北缘及其周缘莫霍面深度分布图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 祁连造山带东段莫霍面深度

成县—西吉宽角反射/折射剖面（2号剖面）显示在天水至渭南一带莫霍面深度在43 km 左右（李清河等，1991）.灵台—阿木去乎剖面（4号剖面）西部地壳厚度约51 km，而测线东部鄂尔多斯地台区仅为44 km（闵祥仪等，1991）.西吉—中卫宽角反射/折射剖面（7号剖面）显示，弧形构造带中部为一莫霍面隆起，深度在45 km左右（李松林等，2001）.马尔康—碌曲—古浪宽角反射/折射剖面（10号剖面）获得的地壳结构剖面表明，该地区莫霍面埋深约在48～51 km范围内，整体呈现北部浅南部较深的特征，横向变化不大（张先康等，2008）.陇西—黄陵宽角反射/折射剖面（11号剖面）全地壳反演结果显示，青藏高原东北缘一侧地壳厚度约为50 km，鄂尔多斯地块地壳厚度约为42 km，这与成县—西吉剖面（2号剖面）得到的深度相同（李文辉等，2017）.景泰—合作宽角反射/折射剖面（12号剖面）得出地壳速度模型的主要特征包括：地壳在约48～54 km范围内从南到北变薄（Zhang et al., 2013）.

3.2 祁连造山带中、西段莫霍面深度

格尔木—额济纳旗剖面（6号剖面）揭示了全线跨越的柴达木地块、祁连山构造带和北山构造带的地壳结构，结果显示柴达木地块的地壳厚度为50～53 km；祁连造山带内地壳厚整体大于60 km，在哈拉湖地区达到最深约70 km；北山构造带地壳厚度为40～43 km（崔作舟等，1995）.门源—平凉—渭南宽角反射/折射剖面（1号剖面）揭示的莫霍面自西向东逐渐变浅，由55 km减薄到40 km，在西段较为平缓，在中段和东段起伏较大，显示出一个上端略宽、下端略窄的“U”形构造（张少泉等，1985）.该剖面探测结果说明祁连造山带中段的莫霍面深度大约在55 km，较东部更深.玛多—共和—雅布赖宽角反射/折射剖面（13号剖面）结果表明，阿拉善地块内部地壳厚度约为45～48 km，受到青藏高原北缘碰撞挤压的影响，河西走廊地壳厚度为48～59 km，向南明显增厚，位于青藏高原东北缘的秦岭褶皱带（QFB）、共和盆地和峨拉山山脉平均地壳厚度51～56 km（郭文斌等, 2016; Jia et al., 2019）.可可托海—阿克塞宽角反射/折射剖面（5号剖面）得到阿克塞地区测线下方地壳厚度在60 km左右.阿尔金—龙门山宽角反射/折射剖面（3号剖面）的研究结果表明，阿尔金北侧的塔里木盆地莫霍面为50 km，而其南侧的祁连地块莫霍面突然加深至73 km，柴达木盆地莫霍面又抬升至58 km左右（王有学等，2005）.

4 讨论

对宽角反射/折射资料所揭示的莫霍面深度进行克里金插值获得了青藏高原东北缘及其周缘莫霍面深度分布图（图4），结果显示青藏高原东北缘及其周缘的莫霍面深度自西向东存在较大的变化范围.北祁连莫霍面深度在60～70 km，莫霍面最深处位于北祁连造山带内的哈拉湖附近，深度达到了约70 km；北祁连西段在北祁连—河西走廊盆地壳内25 km深度处存在低速层，为6.06～6.08 km/s（卢德源和王香泾，1990），同测线的大地电磁测深也显示低阻体的存在（朱仁学和胡祥云，1995）.较深的莫霍面埋深和地壳深处发育的低速高导层等特征反映了北祁连造山带西段地壳的逆冲叠置导致了地壳的加厚（Huang et al., 2021）.北侧的北山构造带向青藏高原东北缘下方俯冲的“底垫作用”导致了该区域的隆升和地壳加厚（图5a）.

祁连造山带中段的莫霍面深度介于东段和西段之间，大地电磁结果显示，在壳内存在低阻带，可能为壳内滑脱层（Liang et al., 2020），深地震反射剖面揭示了在榆木山构造带之下发育有大型的滑脱构造，在该段的地壳变形主要通过滑脱面之上的上地壳的逆冲构造调节（熊小松等，2019）.

在青藏高原东北缘东段宽角反射/折射得到的莫霍面深度大致在50～54 km范围内.大地电磁结果显示，阿拉善地块与祁连造山带东段之间的深部接触为垂向接触（Shen et al., 2015; Sun et al.,2021），大地地磁测深的结果也显示这一特征（Xin et al., 2021）.壳内深度约25 km处存在一薄层低速带，P波速度为6.0 km/s，低于薄层上下的6.2 km/s（Zhang et al., 2013），大地电磁测深的结果也认为局部存在低阻层（Xin et al., 2021）.这些低阻体与较浅的莫霍面埋深表明这一区域在高原隆升的过程中被其北侧的阿拉善地块阻挡，累积的应力被壳内发育的多处逆冲断裂和左行走滑的海原断裂所调节（图5c）.使得该区地壳形变和增厚相对较小，莫霍面较浅.

图5 祁连造山带地壳变形模式图.（a）逆冲叠置；（b）分散缩短；（c）背向生长Fig.5 Crustal deformation pattern of Qilian orogenic belt:(a) crustal underthrusting and duplexing, (b) distributed crustal shortening, and (c) back overthrusting

5 结 论

以上总结的这些剖面实施时间跨度大，位置分布广泛，但大体都按照近南北走向或近东西走向跨越不同构造单元的边界布设，存在多处剖面相互交叉的情况.从图2、3可以看出，这些剖面对各构造单元的莫霍面深度的探测结果基本一致.由此可以判断前人在青藏高原东北缘实施的深地震探测其结果可信度较高，这为我们梳理青藏高原向北扩展的模式提供了有力的数据支撑.这些剖面的探测结果整体显示青藏高原东北缘莫霍面存在东浅西深、北浅南深的特征，而造成这种变化趋势的原因与该区东、中、西段不同的区域内地壳变形和应力调节方式具有密切的关系.西段最深的莫霍面深度对应了大陆俯冲的“底垫作用”导致的地壳加厚.中段的壳内低速体和低阻体反映了该区在上下地壳解耦变形作用下产生的大型滑脱带调节了来自南侧挤压应力.而莫霍面深度最浅的东段累积应力的调节主要依靠左行走滑的海原断裂带和壳内发育的逆冲断裂.