二维初至波层析成像揭示的北祁连—阿拉善南缘浅层地壳结构

吴国炜, 熊小松 , 高 锐, 陈宣华, 李英康, 叶 卓, 王 冠, 吴鸿梅

1)中国地质调查局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重点实验室, 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, 广东 广州 510275; 4)自然资源实物地质资料中心, 河北 廊坊 101149;5)青海省第四地质勘查院, 青海 西宁 810029

北祁连、河西走廊盆地及其以北的阿拉善地块南缘位于青藏高原东北缘及其以北地区, 从早古生代祁连洋闭合以来, 经历了多期次的构造演化(杨经绥等, 2009; Xiao et al., 2009; Song et al., 2014;Wang et al., 2016)。新生代印度和欧亚两大板块南北向碰撞挤压应力持续向北传递的远程效应致使该区发生强烈的陆内变形, 最终奠定了其现今的地形地貌和地壳结构特征(Wu et al., 2016; Zuza and Yin,2016; Zuza et al., 2017)。其内部构造变形的几何学和运动学特征记录了地球最新演化历史过程中构造、剥蚀和气候变化之间的复杂关系, 是研究青藏高原隆升、高原向北扩展, 进而理解正在进行中的印度与欧亚大陆碰撞的大陆内部构造作用的关键部位(尹安, 2001; 高锐等, 2001; 袁道阳等, 2002;Zhang et al., 2004; Yin, 2010; Lease et al., 2012;Craddock et al., 2014)。北祁连造山带位于青藏高原北缘, 呈北西西—南东东向展布, 夹持于祁连地块和河西走廊盆地之间, 向西止于阿尔金走滑断裂带,向东与西秦岭构造带相接, 长度近1000 km(图1)。作为青藏高原构造变形和向北推挤的最前缘, 北祁连是青藏高原北部边缘新构造和活动构造的变形特征记录最为敏感的部位(Tapponnier et al., 1990)。河西走廊盆地位于祁连造山带和阿拉善地块之间, 近NWW—SEE走向, 延伸超过1000 km, 是青藏高原边缘主要的会聚构造带之一。河西走廊盆地与其南侧平均海拔达4500 m的北祁连形成了将近3000 m的海拔落差, 其形成演化与北祁连造山带的构造演化息息相关, 大致经历了早古生代活动陆缘、晚古生代—早中生代前陆盆地、中生代中晚期伸展断陷和新生代挤压变形和前陆盆地演化 4个阶段(戴霜等, 2003; 杜远生等, 2004)。尤其是新生代以来印度板块和欧亚板块持续的碰撞和向北推挤所导致的高原隆升和大规模的走滑断裂作用, 形成了这一典型的新生代压陷盆地(葛肖虹和刘俊来, 1999; 郑文俊等, 2016)。同时, 其内部又被一组活动性很强的NNW—NW 向断裂所控制的隆起分割成几个次级盆地, 包括酒西盆地、酒东盆地、民乐盆地等。阿拉善地块, 传统认为是华北板块的一部分, 南以龙首山断裂与河西走廊盆地相邻(吴泰然和何国琦,1993)。

新生代中晚期以来, 祁连山山体快速隆升, 地壳增厚变形, 形成了地形起伏较大的盆山相间的地貌,并且发育有多条重要的活动断裂, 如海原断裂、祁连山北缘断裂等, 吸收和调节着高原山脉隆升和地壳变形(Tapponnier et al., 2001; 郑文俊等, 2016)。青藏高原北缘持续的向北扩展可能已越过祁连山北缘断裂, 前缘已进入走廊盆地内部(Wang et al., 2020)。

地壳结构记录了地壳内部变形特征、断裂空间展布及深浅构造关系等重要信息, 其中浅层地壳主要由沉积盖层及部分出露的基底组成, 对于陆内变形最为敏感直接。因此, 浅层地壳结构的研究是揭示盆山耦合关系及浅部地壳变形的关键。地震波是获取地球内部结构与物质信息最有效的工具之一(Aki, 1957; Claerbout, 1968), 被誉为照亮地下的一盏明灯(陈颙和朱日祥, 2005)。基于常规地震反射方法发展而来的深地震反射是探测研究岩石圈精细结构最有效的方法, 能获取地壳内部和莫霍面的细微变化(高锐等, 2009)。目前, 该技术已经成为探测地壳精细结构的有效手段之一, 尤其在解决重大地质问题和推动造山带的研究等方面取得了诸多进展(Brown et al., 1986; 卢占武等, 2006; 高锐等, 2009,2022; 王海燕等, 2012, 2014; Xiong et al., 2015; Hou et al., 2015; 熊小松等, 2019)。深反射地震资料中的初至波到时信息蕴含着丰富的浅表地质构造信息,对其初至到时进行层析成像反演可以获得上地壳浅部的P波速度结构(侯贺晟等, 2009; 谢樊等, 2021;吴国炜等, 2022)。该方法自20世纪70年代引入地学领域以来已广泛应用于油气勘探、金属矿产、地热资源调查以及防灾减灾等领域(常旭和王辉, 1998;林伯香等, 2002; 史大年等, 2004)。地震波层析成像法主要分为主动源和被动源两大类, 其中主动源包括利用深反射地震剖面初至波走时数据或宽角反射&折射地震(深地震测深)初至波(Pg波震相)走时数据参与反演计算(张先康等, 2007; 嘉世旭和张先康,2008; 徐涛等, 2014; 林吉焱和段永红, 2016; 张明辉等, 2019; 林吉焱等, 2020)。被动源地震层析成像方法是利用固定台站或流动台站通过观测天然地震波走时信息来反演岩石圈尺度的速度结构(吴建平等, 1998; 郑洪伟等, 2007), 其精度较主动源低。2016年, 中国地质科学院在北祁连—阿拉善地块南缘部署采集了长约 225 km的深地震反射剖面(NQL-2016), 剖面自南向北依次穿过北祁连造山带、酒东盆地、榆木山构造带、民乐盆地和阿拉善地块南缘(图2)(熊小松等, 2019; 陈宣华等, 2019a)。本文通过初至走时层析成像反演方法, 获得了沿测线的浅层地壳P波速度结构, 刻画了沿线各盆地的沉积厚度、多处断裂带的发育位置, 并探讨了研究区盆山间的耦合关系及不同构造事件间的关系。

图2 北祁连—阿拉善南缘地质简图(改自陈宣华等, 2018; 图中蓝线为北祁连—阿拉善2016深反射地震测线, 黑色数字表示剖面距离, 单位: 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 地质背景

祁连造山带位于青藏高原东北缘, 处在柴达木盆地和河西走廊盆地之间, 西北部被阿尔金断裂带所截, 东部与秦岭造山带等相接(图1)。祁连造山带由南向北可分为南祁连造山带、中祁连地块和北祁连造山带(陈宣华等, 2019b)。最北部的北祁连造山带位于托莱南山与河西走廊之间, 其基底主要由太古宇和古元古界的结晶变质岩系组成(陈宣华等,2019b)。北祁连作为一条多旋回造山带, 记录了自新元古代裂解以来的多次地块拼合演化历史(任纪舜, 1994)。其经由寒武纪裂谷盆地、奥陶纪初期成熟洋盆(古祁连洋)、奥陶纪中晚期北祁连活动大陆边缘、志留纪—早、中泥盆世碰撞造山而形成(许志琴等, 1994; Yin and Harrison, 2000; 吴才来等, 2004,2006; Song et al., 2006, 2013; Yin et al., 2007; Xiao et al., 2009; Gehrels et al., 2011); 在中生代侏罗纪和白垩纪处于稳定的伸展环境(Horton et al., 2004);随后在新生代伴随印度-欧亚板块之间的碰撞又逐渐复活成为褶皱逆冲造山带, 内部广泛发育有新生代褶皱, 逆冲和走滑断裂(Tapponnier et al., 1990,2001; Burchfiel et al., 1991; Yin and Harrison, 2000;Zheng et al., 2010)。北祁连造山带出露地层主要有寒武系、下奥陶统、下志留统、石炭系, 零星出露二叠系和三叠系。位于北祁连造山带最北部的榆木山构造带以榆木山北缘断裂与中—新生代河西走廊盆地为界, 榆木山构造带将河西走廊盆地南北分割为酒东盆地和民乐盆地。前人对榆木山的构造属性存在不同的认识, 有人认为其是燕山运动晚期形成的断隆或隆起(刘宝睿等, 2009), 也有人认为它可能是由于祁连山北缘断裂的北东向叠瓦状逆冲作用形成的推覆岩片(潘宏勋等, 2000; 陈干等, 2017)。陈宣华等(2019a)通过深地震反射和大地电磁剖面测量的结果发现, 祁连山北缘断裂以北发育的逆冲推覆作用在榆木山北缘山系构成飞来峰构造, 将早白垩世酒东盆地的一部分掩盖在前中生代地层之下。熊小松等(2019a)利用深地震反射剖面揭示了榆木山构造带的深部结构及隆升成因, 推测其隆升受控于两条背向逆冲断裂带的控制。

图1 深反射地震测线位置图及研究区主要地质构造图(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)

阿拉善地块位于北祁连造山带的北东侧, 南侧与北祁连早古生代造山带以龙首山断裂为界, 其北部与巴丹吉林沙漠毗邻; 由龙首山地块(古元古代基底残块)、阿拉善右旗—迭布斯格新太古代—古元古代基底杂岩(Ar3-Pt1)、龙首山岩浆弧、巴丹吉林岩浆弧、民勤—阿拉善左旗坳陷盆地等组成。潮水盆地位于龙首山和北大山之间, 西抵合黎山, 东至腾格里沙漠, 为中新生代断陷盆地。盆地基底主要由古老结晶变质岩及元古宙—中生界岩浆岩组成,隶属于华北板块阿拉善地块。盆地盖层为侏罗系、白垩系、新近系(杨昆等, 2017)。测线经过的盆地西部总体上处于构造挤压抬升环境, 构造样式以断裂构造为主, 褶皱构造次之(杨昆等, 2017)。阿拉善地块内部的银额盆地在古生代褶皱基底基础上, 中—新生代新构造体制下形成的中—新生代沉积盆地,经历了多次构造升降及沉积演化后形成了现今的格局。侏罗纪和白垩纪是盆地最主要的演化阶段。前人研究认为, 银额盆地侏罗纪为坳陷-断陷型湖盆演化阶段; 白垩纪进入伸展裂谷盆地演化阶段。研究区也发育多条断裂带, 如北祁连逆冲断层系主要有野牛沟南缘断裂、昌马—俄博断裂、祁连山北缘断裂、榆木山北缘断裂和合黎山南缘断裂等(陈宣华等, 2019a, b)。

2 初至波走时层析成像

在所有地震波场中, 由于初至震相可追踪、易识别, 其到时信息在地震学领域占有重要的位置,广泛地应用于叠前偏移、叠前速度分析、地震走时层析成像及地震定位等(Hole, 1992; 刘洪等, 1995;Zhang et al., 2000; 赵连锋等, 2003; 徐涛等, 2004;张中杰等, 2004; 赵爱华和丁志峰, 2005; 潘纪顺等,2006; 刘玉柱等, 2009)。大当量震源和长排列的观测系统使得深反射地震资料通常能够获得更多携带上地壳浅部信息的初至波, 如来自地壳顶部覆盖层的回折波或首波。利用层析成像方法对深反射地震记录中的初至到时进行反演成像能够获得上地壳精细速度结构, 这对于了解上地壳浅部变形特征、断裂空间展布及深浅构造关系具有重要意义(侯贺晟等, 2009; 谢樊等, 2021; 吴国炜等, 2022)。初至波层析成像方法是利用接收地震波的到时数据反演出测线下方地质体的速度结构, 并用速度等值线图的形式直观地表示出来。由于在已知走时矩阵的情况下直接求取速度分布具有一定的困难, 所以需要首先建立初始速度模型, 将地下介质离散化为一定大小的速度网格, 每个网格内的速度大小设为常量; 对初始速度模型进行正演计算并得到地震波在模型中的理论走时矩阵和射线路径, 利用理论走时和观测走时之差对速度模型进行修正, 拟合走时曲线; 再通过多次正反演迭代不断修正模型至满足拟合精度为止(侯贺晟等, 2009; 吴国炜等, 2022)。地下速度结构的获取是通过求解初至旅行时T与其穿过的网格慢度值Pi及网格的射线路径长度di三者构建的线性方程组((1)式, 其中N为射线穿过的模型网格数目)。

本次研究采用深反射剖面中的初至波到时进行走时层析成像。数据处理所使用的软件为“复杂探区近地表建模和校正系统 Tomodel”, 该软件基于波动方程的快速行进波前追踪技术(fast marching method, FMM)来实现小网格矩形建模, 并应用小波变换通过非线性迭代反演算法进行反演; 使其在反演精度、运算效率以及深度方向的分辨率等方面更具优势, 能够适用于复杂探区的情况。在保证迭代和反演结果的稳定性方面, Tomodel所采用的非线性反演算法可以保证全局最优解, 使得反演结果不依赖于初始速度模型。本次初至波层析成像数据处理的主要流程包括数据预处理、初至拾取、正演模型建立与层析反演(基本流程见图3)。

图3 初至波走时层析成像数据处理的基本流程Fig. 3 Flow chart of 2D first-arrival seismic tomography data processing

2.1 数据采集

2016年, 中国地质科学院采集了北祁连—阿拉善深反射地震剖面(NQS-2016), 该测线南起祁连县野牛沟, 北至阿拉善右旗腰泉东, 整体呈近 NE走向, 自南向北穿过北祁连造山带、民乐盆地、潮水盆地和阿拉善地块南缘(图2)。测线整体海拔南高北低, 总长度达225 km。NQL-2016剖面野外采集共获得有效中、小炮数1133炮, 其中小炮912个, 中炮 221个, 中炮、小炮记录长度为30 s, 采样率为2 ms。数据采集仪器为428XL数字地震仪器, 检波器型号为SM-24。采用了大药量、长排列和一定井深的激发、接收方式。本次初至波走时层析成像研究所使用的中、小炮震源数据均为720道双边对称接收, 道间距为40 m, 最大偏移距14 380 m, 最小偏移距20 m, 中、小炮覆盖次数分别为15次和60次。检波器组合方式为单通道12个检波器, 沿测线线性组合方式布置, 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。为保证在各类不同地表地质条件下获得高信噪比的地震资料,经现场实验论证, 选择针对沙漠、戈壁和山地三种地表地质类型采用不同的井深和药量组合, 详细数据采集参数见表1。

表1 地震数据采集参数表Table 1 Seismic data sampling parameters

2.2 初至拾取

深反射地震记录中的初至震相作为来自上地壳顶部覆盖层的回折波或首波, 其走时曲线直观地反映了地表沉积盖层的厚度和上地壳介质的速度结构性质(张先康等, 2007)。本次研究采用自动拾取与手动调整相结合的拾取方法。在初至拾取之前正确加载观测系统, 剔除了影响初至震相识别的坏道。采用带通滤波器经多次滤波测试, 最终选择对远近道初至震相整体影响较小的滤波参数进行滤波。由图 4可见经过预处理之后的单炮记录初至清晰, 信噪比高, 大部分单炮记录初至震相可连续追踪至最大偏移距附近(14 380 m)。图 4中位于山地的Shot044炮初至虽然受到地形影响导致初至到时波动, 但整体起跳清晰, 信噪比高, 其他 5炮位于沙漠和戈壁区域, 初至清晰, 时距曲线规则连续。本次研究利用深反射地震的912个小炮和221个中炮震源击发的地震记录拾取得到了约 80万个初至波走时数据, 由整条剖面的初至到时拾取结果(图 5)可见, 走时曲线整体呈线性排列, 沿测线分布均匀,表明初至拾取的一致性和准确性良好。

图4 单炮记录初至拾取(图中红色线为拾取的初至震相)Fig. 4 First arrival pickup of single shot records (red line indicates the first arrival time of the pickup for all channels)

图5 全剖面初至拾取结果Fig. 5 First-arrival pickup results of all single-shot records

2.3 初始模型建立及走时反演

初至波走时层析成像反演的初始模型建立需要设置合理的速度大小和模型深度, 以保证反演过程中射线路径不穿出模型的顶、底界面。这样可以最大限度地保证反演结果的收敛速度和准确性。经测试, 本次研究的反演射线最大穿透深度在地表最高海拔以下约5 km左右。因此, 为了模型计算精度和反演收敛速度的需要, 设置初始模型的最大深度为5 km, 将沿测线高程定义为初始模型的顶界面。初始模型的层速度和层厚度利用初至时距曲线和走时拐点来确定。考虑到地震数据采集的道间距和最终反演结果的垂向分辨率, 初始速度模型的速度块网格单元设置为20 m×10 m的矩形(图6)。

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

如图 6所示建立初始模型后加载实际初至走时数据, 经过 10次迭代, 反演均方差(走时残差)由最初迭代的200 ms左右最终降低到了40 ms以下(层析反演收敛曲线见图7), 通过反演得到的P波速度结构图(图 8b)和射线密度分布图(图 8c)分析, 最终能获得地表以下2～2.5 km深度的P波速度结构。

图7 层析反演的迭代收敛曲线Fig. 7 Iterative convergence curve of tomographic inversion

图8 沿测线高程(a)、层析反演的速度结构(b)和层析反演的射线密度分布图(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 走时反演结果

初至波层析成像反演结果的可信度可根据反演计算的均方根误差和射线的穿透模型网格的密度作为判断依据, 前提是初始模型的建立需要保证反演得到的射线路径不穿出模型的顶底界面。一般情况下, 如果反演射线没有穿出模型的顶底界面, 则说明初始模型的分层速度与层厚度设置合理, 模型底界面深度设置足够。此外, 反演得到的射线路径在整个模型中的分布往往不是均匀的, 一般来说, 穿过网格的射线密度越大, 其反演得到的速度结构也就越准确; 而没有射线穿过的模型网格, 其反演得到的速度是由其他临近区域的网格速度插值外推得到的, 可靠性相对较低。从本次研究获得的射线密度分布图和P波速度结构图可以判断, 层析成像结果的探测深度可以达到地下2～2.5 km以浅。整条剖面的射线密度分布均匀, 绝大多数模型网格内射线覆盖次数达到了 400～600次, 局部区域达到了700～800次。测线南北两端的区域由于观测系统限制, 导致射线覆盖次数降低至 100次左右。从整条测线的实际初至走时(图 9a)和最终模型计算的理论走时(图 9b)以及二者的对比图(图 9c)来看, 实际初至走时和最终模型理论计算走时实现了较为准确的拟合。

图9 实际初至走时(a)、最终模型理论计算走时(b)和实际走时与理论走时对比图(c)(图c中红色线为实际初至, 蓝色线为最终模型的理论计算走时)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 速度结构分析及讨论

在地质构造复杂的地区, 上地壳通常经受强烈变形, 其速度非均匀性通常受沉积盖层、基岩类型以及断裂带分布等各方面因素影响。通常情况下,沉积盆地内的沉积盖层P波速度相对于其下覆的结晶基底更低。也可以通过研究区地质背景以及P波速度等值线疏密变化来判断结晶基底顶部的埋藏深度, 依据是沉积盖层波速的垂向变化率要高于其下覆速度更大的结晶基底。根据本次研究得到的P波速度剖面中的等值线分布情况, 选取4.6 km/s的P波速度等值线作为结晶基底顶部埋深的参考深度。为了直观地对比浅表地质结构和浅层速度结构, 将沿测线地形地貌叠合图和地质剖面图以及速度结构图联合绘制(图 10), 由图 10b可以看出, 层析反演得到的P波速度结构在纵向和横向上均呈现出明显的非均匀特征, 存在多处局部异常高速和低速区域。通过速度剖面(图10b)和沿测线经过的盆地及造山带位置对应关系(图 10a)可以判断, 层析反演对于浅层速度的控制准确性较高。

4.1 盆地沉积盖层厚度

层析反演的P波速度结构(图10b)显示, 研究区内沉积盆地的P波速度较造山带等基岩出露区域明显更低, 速度剖面中的低速区域与测线经过的酒东盆地(40～70 km)、民乐盆地(85～105 km)、潮水盆地(110～135 km)以及银额盆地(190～225 km)所处位置一致。这些盆地内的P波速度与其邻近造山带出露的基岩存在明显差异。走廊南山与榆木山构造带之间的酒东盆地在剖面上南北向长约 30 km, 平均海拔约2.5 km。参考4.6 km/s的速度等值线作为盆地与结晶基底的分界面, 从图 10c中速度等值线的弯曲特征判断, 盆地的最大深度处位于剖面50 km附近, 深度达2 km左右。此外, 盆地南侧的速度等值线弯曲程度相对较缓, 而最大深度处往北速度等值线迅速向上弯曲, 至60 km处显示沉积盖层与结晶基底分界面从地表以下2 km迅速抬升至1 km。该盆地 60～70 km 范围内速度等值线接近水平, 而盆地南侧与榆木山构造带交界部位速度等值线的下凹形态可能指示该处发生过较为强烈的构造改造运动。民乐盆地(85～105 km)在剖面经过区域的海拔由最南侧榆木山北缘的2 km向北迅速降低至走廊北缘断裂带附近的1.4 km。速度等值线指示该盆地的沉积盖层厚度可能在1.5～1.8 km范围内, 其南侧靠近榆木山附近速度等值线较为陡立, 北侧靠近阿拉善地块区域速度等值线缓慢抬升, 直至被地表切断。从民乐盆地的速度截面图来看, 该盆地可能在新生代形成之后整体发生抬升, 地层经分化剥蚀变薄形成现今形态。潮水盆地(110～135 km)与民乐盆地以走廊北缘断裂南北分割, 其海拔高度与民乐盆地接近, 沉积厚度可能在1.2 km左右。速度等值线指示出该盆地沉积层速度较其他盆地更高, 且速度垂向变化率更低, 其内部速度等值线呈现的驼峰状与该盆地总体上处于构造挤压抬升环境有关(杨昆等, 2017)。银额盆地(190～225 km)平均海拔1.5 km,盆地沉积盖层的厚度由南向北逐渐加厚, 至剖面205 km处达到1.5 km的最大厚度, 速度等值线形态指示这一厚度的沉积盖层在穿出剖面后有继续向北延伸的趋势。

4.2 造山带/构造带基底

速度剖面中的高速异常(红色区域)与地质剖面中(图 10a)的侵入岩体或地表出露基岩位置一致,走廊南山在剖面 10～35 km范围内整体呈现高速特征, 其中 20～30 km 处小范围的相对低速可能由于该区发育多条逆冲断裂所致。榆木山下方速度等值线上凸形态表明该处的速度高于其南北两侧, 可能与该区结晶基底在地表的出露有关; 阿拉善地块南缘(110 km)出露的元古代结晶基底和侵入岩体均在速度剖面上呈现出高速异常特征。

图10 沿测线地形地貌叠合图及地质剖面图(a)、反演得到的速度剖面图(b)和速度剖面解释图(c)(图c中黑色实线和虚线为推测断层位置)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 浅层速度结构指示的构造意义

层析反演得到的P波速度结构对于研究区内断层的发育有很好的指示意义。在北祁连造山带内,虽然基底出露导致该区 P波速度呈现整体的高速,但走廊南山以北发育的多个逆冲断层导致该区在剖面20～30 km处1.5 km以浅范围内显示局部的相对低速特征。该区地表出露了大量早古生代变质岩,从低速区的规模来看, 这些断层的向下延伸规模并不大, 很可能属于一个向北逆冲的断裂带的多个分支断裂。速度剖面显示, 榆木山构造带南北两侧的酒东盆地与民乐盆地虽然海拔高差达1 km, 但二者具有相似的速度结构和沉积厚度。酒东盆地的整体抬升是青藏高原东北缘北向扩展的体现, 而榆木山构造带的进一步抬升可能是在此基础上叠加了阿拉善地块向南挤压作用, 这与熊小松等(2019)利用深反射剖面揭示的榆木山构造带是由其南北两侧的逆冲断裂背向逆冲作用所主导的隆升机制相吻合。走廊北缘断裂南北两侧P波速度结构明显的差异显示,该断裂是分割河西走廊盆地和北部阿拉善地块的重要边界断裂。剖面 145 km处的合黎山南缘断裂整体走向为北西—南东方向, 以逆冲性质为主, 其形成可能与阿拉善地块向南挤压作用相关(Zheng et al., 2013)。该处速度等值线指示断裂北倾角度较为陡立, 且向下延伸至结晶基底内部至少2 km。北倾的合黎山南缘断裂带的倾角和规模反映了该区构造变形动力主要来自阿拉善地块的向南挤压而非青藏高原的北向扩展。阿拉善北缘断裂(190 km)南北两侧在速度剖面上呈现明显的速度差异。其南侧的高速体主要构成为侵入岩体和元古代结晶基底, 北侧的低速区指示了银额盆地的沉积盖层。因此该断裂作为潮水盆地南部边界断裂对盆地中生代以来的盆地形成和构造演化起到了一定的控制作用。

5 结论

1)速度剖面中的低速区域揭示了酒东盆地、民乐盆地、潮水盆地以及银额盆地的沉积厚度和规模。酒东盆地的沉积盖层厚度最厚可达2 km, 速度剖面显示该盆地南段(40～60 km)和北段(60～70 km)的沉积盖层厚度具有 1 km左右的差异, 可能是阿拉善地块与祁连造山带的挤压作用对盆地形成后再次改造的结果。民乐盆地沉积盖层厚达1.5 km, 盆地内的速度等值线形态的差异可能反映了盆地北部在新生代形成之后整体抬升, 地层剥蚀变薄。潮水盆地的沉积厚度在1.2 km左右, 盆地的速度结构反映该盆地总体上处于构造挤压抬升环境。银额盆地的沉积厚度至少1.5 km左右, 且这一厚度有向北继续延伸至盆地内部的趋势。

2)走廊南山整体的高速异常代表了该区大面积出露的古老基底和侵入岩体, 但其内部发育的多条逆冲断裂带在局部区域呈现低速特征。从规模来看,这些逆冲断裂系可能作为一条大型逆冲断裂带的分支在向下延伸至地下1.5 km后汇聚, 组成一条向北逆冲的主逆冲断裂; 走廊北缘断裂南北两侧P波速度结构明显的差异指示该断裂是分割民乐盆地和北部潮水盆地的主要边界; 合黎山南缘断裂以逆冲性质为主, 断裂北倾角度较大, 且延伸至结晶基底内部, 其北倾的性质和向南延伸的规模反映出该区的动力背景主要与阿拉善地块向南挤压作用相关; 阿拉善北缘断裂南侧的高速体主要构成为侵入岩体和元古代基底, 北侧的低速区指示了银额盆地的沉积盖层厚度, 该断裂作为银额盆地南部边界断裂对盆地中生代以来的成盆作用和其后的构造演化起到了一定的控制作用。

3)速度剖面显示, 榆木山构造带南北两侧的酒东盆地与河西走廊内的民乐盆地虽然海拔高差达1 km, 但二者具有相似的速度结构和沉积厚度。推测榆木山构造带的隆升可能与其南北两侧的逆冲断裂的背向逆冲作用相关。

致谢: 感谢长安大学地质工程与测绘学院李宇老师在成像方法上提供宝贵的指导与帮助, 感谢各位评审专家严谨和建设性的建议。

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).