青藏高原东北缘祁连山西段与东段岩石圈结构差异研究

李蕙琳， 黄兴富， 高锐,3*， 叶卓

1 中山大学地球科学与工程学院, 广州 510275 2 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 3 中国地质科学院地质研究所自然资源部深地动力学重点实验室, 北京 100037 4 中国地质科学院地球深部探测中心, 北京 100037

0 引言

亚洲板块与印度板块间的碰撞以及大陆岩石圈的俯冲变形，导致了青藏高原的形成和生长(Molnar et al., 1993; Molnar and Tapponnier, 1975; Tapponnier et al., 2001; Yin and Harrison, 2000).大陆碰撞远场效应作用的青藏高原东北缘祁连山地区，被认为是研究大陆内部变形机制和高原生长地球动力学特征的最佳场所之一(Meyer et al., 1998; Tapponnier et al., 2001; Yin and Harrison, 2000).在青藏高原向北东向扩展这一构造背景之下，祁连山的东段与西段在地貌上以及地表新生代构造变形样式上表现出了截然不同的特征.地貌上，祁连山西段主要表现为高海拔的山脉，如疏勒南山、党河南山和托来南山等，平均海拔约为4000 m；而祁连山东段主要表现为地势相对平坦的临夏盆地和陇中盆地，平均海拔约为2200 m(图1).地表新生代构造变形样式上，祁连山西段主要表现为一系列呈NW-SE走向的逆冲断裂及褶皱组合样式，也被称之为祁连山—南山褶皱逆冲带(Zuza et al., 2013, 2016)，构造的走向基本与祁连山的走向一致(图1)；祁连山东段构造样式以向北东方向突出的弧形左行走滑断裂为主，如海原走滑断裂、天景山走滑断裂、烟筒山走滑断裂及马衔山走滑断裂，在兰州盆地和六盘山地区存在一系列呈N-S走向的褶皱构造(图1).那么在相近的区域和相同的构造背景下，祁连山西段和东段为何会产生巨大的地貌和构造样式差异，目前针对此问题的研究和认识程度不够.一般来说，浅表的地质、地貌响应与深部的地壳或者地幔结构具有直接或间接的联系，这说明祁连山东西向的深部结构决定了青藏高原北东向扩展方式的差异.由于青藏高原东北缘的重要性，大量针对地壳结构及岩石圈地幔结构的地球物理探测工作已经在此开展(金胜等, 2012; Gao et al., 2013; Feng et al., 2014; Guo et al., 2019).Tian等(2021)通过统计对比青藏高原与其周边地块的地壳速度，推测高原边界的地形变化取决于高原内外中、下地壳强度的差异.但是目前普遍关注的重点仍在高原向外扩展的机制及动力学背景方面(Liang et al., 2012; Shen et al., 2015; Wei et al., 2017; Ye et al., 2015).因此，对祁连山西段和东段深部地壳或者地幔结构差异的研究具有重要意义.

图1 青藏高原东北缘地形(a)及中下地壳平均剪切波速度分布(引自Bao et al., 2015)(b)图 青藏高原东北缘主要包括祁连地块、柴达木地块、昆仑—西秦岭地块等，并在北部、东部及东南部分别被阿拉善地块、鄂尔多斯地块及四川盆地包围.红色三角形代表38个宽频密集台阵，测线AA′由蓝色实线表示.蓝色虚线是距离测线AA′约200 km的测线BB′ (Deng et al., 2018).主要断裂带由黑色实线表示：LMSF：龙门山断裂带；KF：昆仑断裂；WQLF：西秦岭断裂；MXSF：马衔山断裂；HYF：海原断裂；TJSF： 天景山断裂；LPSF：六盘山断裂；GF：古浪断裂；RYSF：日月山断裂；LJS：拉脊山；ATF：阿尔金断裂带.Fig.1 Tomographic map of the northeastern (NE) Tibetan Plateau (a) and the map of average shear-wave velocities in the mid-lower crust (Bao et al., 2015) (b) The northeastern (NE) Tibetan Plateau consists of the Qilian block, the Qaidam block and the Kunlun-West Qinglin block from north to south. The Alxa block, the Ordos block and the Sichuan basin are surrounding with the study area to the north, the east and the southeast, respectively. The red triangles are 38 three-component seismic stations and the blue solid line shows the profile AA′. The blue dashed line is profile BB′ about 200 km west of our seismic array (Deng et al., 2018). Main faults are represented by black solid lines. LMSF: the Longmenshan fault; KF: the Kunlun fault; WQLF: the West Qinling fault; MXSF: the Maxianshan fault; HYF: the Haiyuan fault; TJSF: the Tianjingshan fault; LPSF: the Liupanshan fault; GF: the Gulang fault; RYSF: Riyueshan Fault; LJS: Lajishan; ATF: Altyn Tagh fault.

本文基于中国地质科学院地质研究所的一条宽频密集台站数据开展P波速度约束下的面波频散和接收函数的联合反演研究.该密集台站数据由38个三分量宽频地震仪接收，采集时间是从2011年11月至2013年3月.此剖面从北至南依次经过了阿拉善南缘、北祁连缝合带、祁连山东段(即中祁连，包括陇中盆地和临夏盆地)、昆仑—西秦岭地块和松潘甘孜地块，将青藏高原东北缘祁连山东段至华北板块过渡转换带切开，更为精细地展示了青藏高原东北缘岩石圈的速度结构及其横向变化；并结合祁连西段的密集台阵数据以及东西段的深地震反射剖面资料进行对比，探讨祁连东段与西段的壳内结构和构造变形方式的差异.这些差异的可能原因更为精细地反映了青藏高原东北缘祁连山不同区域隆升的深部机制差异，并对祁连山及其周边地块是如何协同来调和大陆内部碰撞具有一定的启示.

1 地质构造背景

祁连山位于青藏高原东北缘，长约800 km，宽约200～400 km，呈现为北西走向的带状分布.祁连山从北至南可分成北祁连缝合带和祁连地块，北祁连缝合带是形成于早古生代时期的大洋俯冲缝合带，而祁连地块发育古生代沉积覆盖的前寒武纪基底叠瓦状逆冲构造(Yin and Harrison, 2000; Song et al., 2013; Wu et al., 2016).北侧的华北板块是一个古老而稳定的克拉通，南侧的柴达木地块和西秦岭造山带则分别为中生代陆内盆地及中生代大陆岛弧(Yin and Harrison, 2000; Zhang et al., 2013; Song et al., 2013).祁连山自元古代以来，经历了一系列复杂的地质演化过程：(1) 新元古代Rodinia裂解形成了原特提斯洋(北祁连洋)；(2) 晚寒武世至奥陶世期间北祁连洋的闭合；(3) 中新生代祁连山卷入青藏高原的隆升及变形(Gehrels et al., 2011; Song et al., 2013).新生代以来再活化的祁连山不断缩短变形，其造山机制一直是地质与地球物理学家研究的热点(Feng et al., 2014; Zhang et al., 2013; Zuza et al., 2018).全球定位系统(GPS)结果显示，沿N21°E方向自柴达木盆地北缘至祁连山移动速率增大，继续向北至河西走廊西南缘则逐渐减小；而在东西向上，祁连地块的移动速率自西向东显著增大，且移动方向逐渐由北东向转为东南向(Wang et al., 2001; Zhang et al., 2004).

2 数据与方法

增加先验信息可以减少反演过程中的多解问题，提高计算结果的精度，因此多种参数联合反演是地震资料处理和成像中常用的方法.本文利用P波接收函数、面波群速度和相速度频散数据以及P波速度等3种地球物理资料，进行联合反演和地震剖面成像.P波接收函数来自于中国地质科学院的38个宽频密集台阵的地震数据，台站间距约为15 km.利用时间域迭代反褶积方法(Ligorría and Ammon, 1999)获取P波接收函数，并对每个台站的接收函数进行单台叠加，用于后续的联合反演.面波群速度和相速度频散数据来自于Bao等(2015)的结果(图1b)，其使用了1316个地震台站的背景噪声和地震数据.联合反演中作为约束条件的P波速度结构模型来自于两个宽角地震反射/折射数据集，其中北部的P波速度结构为沿景泰—合作430 km长剖面(Zhang et al., 2013)的P波速度结构，该剖面与我们宽频密集台阵中北部的30个台站(从台站T109到台站T138站)大致重叠；另一个P波速度模型来自马尔康—古浪637 km长的地震数据剖面，与我们南部的8个宽频地震台站(从台站T101至台站T108)重叠(Jia et al., 2010; 张先康等, 2008).

Xu等(2013)基于Sambridge(1999a,b)发展的邻域算法(NA)设计了一种联合反演方案，利用接收函数和面波频散求解地壳和上地幔的剪切波速度结构.Li等(2017)通过在联合反演中引入P波速度结构作为约束条件和改变地壳部分的参数化模型修正了Xu等(2013)提出的模型.联合反演过程中，初始模型VS值仅由每个台站位置的频散数据产生；然后，利用初始速度模型，以P波速度模型VP值为约束，开展P波接收函数和面波频散数据的联合反演，反复迭代来求取最终速度模型.在此过程中我们要寻找目标参数的最小化：

+λ‖m-m0‖+φ‖Lm‖).

图2 P波接收函数和面波频散联合反演结果(以台站T106和台站T132为例，台站位置见图1) (a1)、(a2)为台站T106和台站T132的初始VS模型(红色)和联合反演的VS模型(蓝色)，箭头指示着根据速度梯度和参数化的沉积层估计的Moho深度.(b1)、(b2)为输入的P波速度模型，其中台站T106(b1)的P波速度曲线来自马尔康—古浪637 km长的地震数据剖面(Jia et al., 2010; 张先康等, 2008)，台站T132(b2)的P波速度曲线来自景泰—合作430 km长宽角反射/折射剖面(Zhang et al., 2013).(c1)、(c2)为联合反演得到的速度比VP/VS剖面.(d1)、(d2)分别为联合反演得到最佳拟合S波速度模型(a1)、(a2)时的观测P波接收函数波形(红色Obs)和预测P波接收函数波形(蓝色Syn)的差异情况.(e1)、(e2)分别为联合反演得到最佳拟合S波速度模型(a1)、(a2)时的观测 Rayleigh波相速度和群速度频散曲线(红色Obs)和预测Rayleigh波相速度和群速度频散曲线(蓝色Syn)的差异情况.Fig.2 Examples of the joint inversion results of RFs and surface wave dispersions from station T106 (a1—e1) and station T132 (a2—e2) (for station locations, seeFig.1) (a1)/(a2) The initial VS model (red) and inverted VS model (blue) from the joint inversion. The arrow marks the estimated Moho depth from the velocity gradient and a sedimentary layer in the parameterisation. (b1)/(b2) The input VP model of station T106 (b1) from Jia et al. (2010) and station T132 (b2) from Zhang et al. (2013) using the wide-angle seismic reflection/refraction profile. (c1)/(c2) VP/VS profile from the joint inversion. (d1)/(d2) The observed RF (red) and the predicted RF (blue) from the best fitting model in Figures (a1) and (a2). (e1)/(e2) The observed Rayleigh wave phase and group dispersion curves (red) and the predicted Rayleigh wave phase and group dispersion curves (blue) from the best fitting model in Figures (a1) and (a2).

3 结果

图3c显示了位于祁连山东段(经过临夏和陇中盆地)联合反演得到的横波速度VS剖面(测线AA′).为了研究祁连山东段和西段地壳结构及变形方式的差异，将跨越祁连山西段东缘、位于测线AA′西侧距离约200 km的宽频密集台站测线BB′(Deng et al., 2018)与测线AA′一同投影到青藏高原东北缘的地形图上(图1)，并将横波速度VS剖面以统一比例尺和色标画在一起(图3b).测线BB′从北至南依次经过了华北板块的西南缘、北祁连缝合带、祁连地块西段东缘、昆仑—西秦岭地块和松潘甘孜地块.测线BB′显示祁连西段东缘的海拔约为3000 m，而测线AA′经过的祁连东段海拔约为2200 m(图3a)，且在两条测线间，祁连地块由西向东海拔迅速下降(图1a).对比两条横波速度VS剖面，最明显的特征是南部昆仑—西秦岭地块与北部祁连地块之间的速度结构对比差异，但南北速度差异的分界线却不相同，祁连东段(测线AA′)显示以西秦岭断裂(纬度～35.3°)为界，而祁连西段(测线BB′)显示以南祁连缝合带(纬度～36°)为界.两个剖面的横波速度鲜明对比在地壳内部和岩石圈地幔顶部均可以看到，横波速度VS由南部的松潘甘孜地块和昆仑—西秦岭地块较低的特征(地壳一般低于3.6 km·s-1，岩石圈地幔顶部约为4.0～4.4 km·s-1)，突变为北侧的祁连地块、北祁连缝合带和华北地块西南缘较高的特征(地壳约为3.2～3.8 km·s-1，岩石圈地幔顶部一般高于4.1 km·s-1)(图3).纵向上，横波速度VS剖面显示各个块体的地壳和岩石圈地幔顶部之间的速度似乎也存在对应关系，即地壳速度的低/高特征通常与岩石圈地幔顶部速度的低/高特征相对应.

祁连东段(测线AA′)的Moho深度约为50 km，相对平坦，向北有变浅的趋势，祁连西段(测线BB′)的Moho在中祁连和北祁连缝合带之间的海原断裂下方发生近15 km的错断，中祁连下方Moho深度约为60 km，北祁连缝合带下方Moho深度约为45 km.两条测线均能看到在松潘甘孜地块和昆仑—西秦岭地块中下地壳出现明显的低速带LVZ，其横波速度VS小于3.4 km·s-1(图3).测线AA′显示低速带分布在20～40 km深度处，由松潘甘孜地块呈锥形向北逐渐减薄，在昆仑断裂下存在明显的错断，向北于西秦岭断裂带南侧消失；而测线BB′显示低速带存在深度约为25～35 km的中地壳，向北稍微有加深趋势，而后可能由于昆仑断裂的影响在其北侧上扬并消失.在祁连地块、北祁连缝合带区域和华北板块的西南缘下方，两条剖面下地壳结构相对均一稳定，横波速度约为3.7 km·s-1.在20～40 km的深度处，祁连西段(测线BB′)中地壳存在约10 km厚的低速层，横波速度为3.2～3.4 km·s-1；祁连东段(测线AA′)中地壳横波速度约为3.5～3.9 km·s-1，并不存在局部低速层，而在深度约为15 km处的上地壳底部存在极薄(厚度约为5 km)且不连续的低速层LVL，其横波速度较祁连西段中地壳稍高，约为3.3～3.5 km·s-1，此低速层LVL在马衔山断裂带下方被截断.此外，在120 km以上的岩石圈地幔部分，祁连西段(测线BB′)存在局部的低速块体，横波速度约为4.1～4.4 km·s-1，祁连东段(测线AA′)横波速度基本上高于4.4 km·s-1，整体表现为相对统一的高速体.

图3 测线AA′与BB′的地形及构造划分(a)以及联合反演得到的沿测线BB′ 的横波速度VS剖面(b)(根据Deng等(2018)修改)和测线AA′的横波速度VS剖面(c)对比.(b)中黑色十字线条和白色虚线为Moho界面和壳内低速带(Deng et al., 2018)，(c)中灰色实线左侧和右侧区域分别是以Jia等(2010)和Zhang等(2013)的P波速度模型作为约束条件得到的反演结果.将P波接收函数偏移剖面结果获得的Moho结构和局部低速层LVL投影到VS速度剖面上 (白色虚线和红色虚线)(李蕙琳, 2022).LVZ：低速带，LVL：低速层Fig.3 The topography and tectonic units along the profile AA′ and BB′ (a). (b) and (c) are the VS profiles from joint inversion along profile BB′ (modified according to Deng et al.(2018)) and profile AA′. The black cross line and the white dashed line in (b) are the Moho depth and the intracrustal low-velocity zone(Deng et al., 2018). The left side and right side of the grey solid line in (c) were produced by the joint inversion with the VP model from Jia et al. (2010) and from Zhang et al. (2013), respectively. Detailed structures including Moho and the regional low-velocity layer LVL, are depicted in white dashed lines and red dotted lines from the P-wave migrated RFs profile (Li et al., 2022) to the VS profile in (c). LVZ: the low-velocity zone; LVL: the low-velocity layer

4 讨论

4.1 东、西段岩石圈结构差异

4.1.1 Moho(地壳厚度)差异

接收函数结果表明(Deng et al., 2018; Ye et al., 2015)，测线BB′在中祁连和北祁连缝合带下方的Moho深度约为60 km和45 km，在海原断裂下方发生明显错断；而测线AA′显示北祁连缝合带、临夏和隆中盆地的Moho深度约为50 km，相对平坦，无明显错断，表明祁连西段的下地壳变形强度更加剧烈，可能伴随更大程度的缩短变形.此外，通过统计大量地球物理观测资料(表1)，发现Moho深度在祁连西段和东段有10 km左右的差距，祁连西段地壳厚度约为58～65 km，而东段地壳厚度约为50 km.这种地壳厚度的差异很可能与华北板块和青藏高原板块间的缩短变形相关 (Li et al., 2014; Meyer et al., 1998; Pan and Niu, 2011; Wang et al., 2016; Yue et al., 2012).

表1 祁连西段与东段地壳厚度统计Table 1 Statistics of crustal thickness in the western Qilian and the eastern Qilian

4.1.2 壳内低速层差异

壳内最明显的差异体现在20～40 km的深度处，测线BB′显示祁连西段东缘下方存在软弱的低速层(3.2～3.4 km·s-1)，其横波速度较松潘甘孜地块(VS<3.4 km·s-1)稍高，但祁连东段(测线AA′)的中地壳并不存在低速带.中地壳低速物质在祁连西段与东段的差异也得到层析成像结果的印证(Li et al., 2014; Zhao et al., 2021; Zheng et al., 2016)，低速带广泛分布于祁连西段的中地壳，速度基本低于3.4 km·s-1，而祁连东段横波速度约为3.5 km·s-1，东西段横波速度相差约0.1 km·s-1，且横波速度在祁连西段至东段转换位置迅速升高.整体来看，祁连西段壳内物质更加软弱，变形也更剧烈，而祁连东段变形程度相对较弱.一般来说，壳内低速的形成原因主要包括壳内流体(Nesbitt, 1993)、部分熔融(Nelson et al., 1996; Schilling et al., 1997)和糜棱岩化(Ten Grotenhuis et al., 2004; Zorin et al., 2002).前人的研究中也发现过祁连下方较薄的低速层(Li et al., 2014; Ye et al., 2015; Zhang et al., 2013)，然而与普遍观测到可能的地壳流的厚度和速度相比，祁连西段中地壳低速物质厚度过于薄(～10 km厚)并且具有更高的横波速度(3.2～3.4 km·s-1)，且其与松潘甘孜地块下方连续的低速带已断开，以局部低速带的形式存在，并不能认为其是祁连西段下方存在地壳流的标志.环境噪声层析成像也曾在祁连地块观察到较薄的厚度和较低的横波速度等特征，并认为这可能是祁连地壳内出现部分熔融或流体的信号，而不是普遍意义的地壳流(Bao et al., 2013; Li et al., 2014).一般来说，壳内岩石发生熔融需要高于800 ℃的温度(Thompson, 1999).虽然地壳中含水时可降低壳内岩石的熔融温度，而黑云母和角闪石是花岗质地壳中主要的含水矿物，这些矿物发生脱水反应的温压条件是超过710 ℃和0.12 GPa (Brown and Fyfe, 1970).根据地温梯度推断祁连下方20～40 km深度处温度约为300～600 ℃(沈显杰等, 1995)，因此，黑云母或角闪石似乎不太可能发生脱水反应而产生含水流体.综上，部分熔融似乎不太可能发生在20～40 km深度的地壳内部.由于华北板块和青藏高原地块间的强烈挤压作用，糜棱岩化可能是祁连西段下方低速带形成的原因，并充当祁连西段下方上地壳与下地壳间的滑脱带(Huang et al., 2021).

至于深度约40～60 km处，测线AA′和测线BB′显示祁连山下地壳均相对稳定，横波速度范围基本一致(约为3.7 km·s-1)，但祁连东段临夏和陇中盆地的缩短变形程度明显低于祁连西段的祁连山—南山褶皱逆冲带.背景噪声成像结果表明，祁连西段的下地壳速度约为3.7～3.75 km·s-1，东段的下地壳速度约为3.8～3.85 km·s-1，保持着同中地壳相似的西低东高的横波速度特征.利用冯建刚等(2012)重新精定位地震事件的深度和震级，将1970年以来距离测线0.2° 宽范围内的地震事件分别投影到测线BB′和AA′上(图4c和4d).地震事件基本分布在中上地壳，而在下地壳几乎没有观察到地震，这说明中上地壳与其下附的下地壳间似乎存在一个脆韧性过渡带.祁连东段的接收函数结果显示(Ye et al., 2015)，祁连东段下方的震相HC应该就是一条脆韧性过渡带，地震事件基本上沿着震相HC，并在其上方分布.

而在0～20 km深度处，测线AA′显示祁连东段的上地壳底部(约深度15 km)似乎存在约5 km厚的低速层(3.3～3.5 km·s-1)，其在马衔山断裂下方似乎是不连续的(图3)，而测线BB′显示祁连西段上地壳并不存在低速物质.Guo等(2016)根据更为精细的深地震反射剖面，发现在～5 s 双程走时(t.w.t)处，马衔山断裂两侧存在两个调和上地壳构造挤压的基底拆离断层，这在深度上刚好对应于我们的速度剖面 10～15 km 深度处的低速层LVL.正是由于祁连地块下方低速层的存在，上下地壳之间才可能存在解耦.值得注意的是，地震事件带在马衔山断裂和海原断裂下方向西南倾斜，两者都延伸到约27 km的深度，然后合并于祁连地块下方的脆韧性转换带HC；另一个代表天景山断裂带走势的地震事件带，似乎在震相HC下方向南延伸(图4d).而祁连西段东缘的地震事件带也是同样沿着海原断裂和古浪断裂向南延伸至约25 km深度的脆韧性转换带(图4c).因此，可以推断出祁连地块以一条脆韧性转换带为界，上地壳发育一系列的逆冲推覆构造和大型走滑断裂，下地壳发生不同程度的缩短变形，祁连东段的低速层LVL仅作为地壳内拆离层存在，使得上地壳与下伏地层和岩石圈解耦.

总而言之，祁连地块隆升变形的过程中，东西段壳内变形存在差异.祁连山西段中地壳低速物质呈现出由西至东逐渐减薄，且剪切波速度有微微增大的趋势(Zheng et al., 2016; Zhao et al., 2021)，而祁连山东段中地壳并不存在低速带.祁连山西段的壳内变形及缩短程度更大，相对更软弱，发育大型祁连山—南山褶皱逆冲带，其内部变形程度也存在西缘高东缘低的特点，但都表现为高海拔山脉的地貌特征；祁连山东段变形及缩短程度相对较弱，其上地壳底部约5 km厚的低速层仅作为地壳内的拆离层存在，地表主要发育一系列左旋走滑断裂，表现为地势相对较平坦的临夏盆地和陇中盆地.

图4 测线AA′与测线BB′周围的地震事件对比 (a) 经过对地震深度及震级重新精确定位后，由红点标出青藏高原东北缘的地震事件分布(冯建刚等, 2012).绿线和蓝线分别代表了图1中的测线AA′和测线BB′.(b) 筛选出自1970年以来，距离测线AA′和测线BB′ 0.2°宽范围内的地震事件分布.(c)和(d)为投影到测线BB′和测线AA′的地震事件分布，(d) 中将P波接收函数偏移剖面结果获得的Moho结构、壳内转换层HC和局部低速层LVL投影到VS速度剖面上 (白色虚线、黑色虚线和红色虚线)(李蕙琳, 2022).Fig.4 The earthquake events around the profile AA′ and the profile BB′ (a) The distributions of the earthquakes in the NE Tibetan Plateau after precise positioning of the magnitude and depth were marked in red dots (Feng et al., 2012). The profile AA′ and the profile BB′ shown in Fig.1 are depicted by the green line and the blue line, respectively. (b) Earthquake events since 1970 were selected within a swath of 0.2° wide along profile AA′ and BB′. (c) and (d) are the earthquake events projected along the profile BB′ and AA′. Detailed structures including Moho and intracrustal converter (HC) and LVL, are depicted in white dashed lines, black dashed lines and red dotted lines from the P-wave migrated RFs profile (Li et al., 2022) to the VS profile in (d).

4.1.3 岩石圈地幔差异

对比两条测线横波速度发现，横波速度在地壳与岩石圈地幔之间似乎存在正相关关系(Deng et al., 2018, 2019; Ye et al., 2017)，即相对低速的松潘甘孜地块和昆仑—西秦岭地块地壳(一般低于3.6 km·s-1)和岩石圈地幔(一般为4.0～4.4 km·s-1)，和相对高速的祁连地块和华北克拉通地壳(一般3.2～3.8 km·s-1)和岩石圈地幔(一般高于4.1 km·s-1)(图3).在Moho至120 km深度的岩石圈地幔部分，相对软弱的祁连西段(测线BB′)在中祁连和北祁连缝合带均发现低速块体(约为4.1～4.4 km·s-1)，而相对刚性的祁连东段(测线AA′)地幔岩石圈表现为相对高速的整体(高于4.4 km·s-1).对于岩石圈地幔低速带，部分学者认为可能是由于地壳增厚导致岩石圈底部拆沉，软流圈物质上涌随后形成地幔低速带 (Li et al., 2013; Zheng et al., 2016).地震层析成像结果在西藏中部和西藏北部发现广泛存在的低速带，支持了松潘甘孜地块下方存在大范围的岩浆作用或向东逃逸的地幔流的可能性(Lei and Zhao, 2016; Li and Van Der Hilst, 2010; Liang et al., 2012; Liu et al., 2004; Chu et al., 2019).然而，祁连西段(测线BB′)岩石圈地幔的低速带成块状分布，Deng等(2018)认为青藏高原东北缘的岩石圈地幔正在由南向北经历拆沉作用，松潘甘孜地块岩石圈地幔已经拆沉，而祁连山西段岩石圈地幔正在进行拆沉，部分岩石圈地幔残存保留下来.对于祁连山东段，其岩石圈地幔并未经历拆沉作用，保持着相对稳定的高速特征.

4.2 东、西段岩石圈变形方式的探讨

根据前人的研究可知，地壳缩短变形作用可能是青藏高原东北缘祁连山地区地壳增厚的主要机制(Lease et al., 2012; Tian et al., 2014; Cheng et al., 2015; Zuza et al., 2016; Huang et al., 2020).根据变形缩短量的计算结果显示，缩短量自西向东有一个明显变小的趋势，祁连西段缩短量可达到百分之四五十，而祁连东段缩短量只有百分之十几(杨树锋等, 2007; Zuza et al., 2016).而且深地震反射剖面结果揭示，青藏高原东北缘祁连山地区的地壳变形是以一壳内滑脱层为界，上、下地壳的变形发生了解耦(Guo et al., 2016; 黄兴富等, 2018)，并提出了祁连山西段地壳分层缩短变形的可能模型(Huang et al., 2020).从我们揭示的Moho面结构来看，西段Moho面发生了强烈的错断变形等特征(图3b)，这一特征与深地震反射剖面(黄兴富等, 2018; Huang et al., 2020)和天然地震接收函数(Feng et al., 2014; Shen et al., 2020; Ye et al., 2021)揭示的祁连山西段Moho面复杂的错断叠置结构一致，暗示了祁连山西段的下地壳经历了复杂的缩短变形作用.祁连山东段的Moho面图像显示东段的Moho面相对平直、连续(图3c)，这一结果与深地震反射剖面(Guo et al., 2016)揭示的祁连山东段平坦连续的Moho面结构一致.因此，根据东、西段Moho面的结构差异，我们推测相对软弱的祁连山西段在周围多个刚性块体的限制下，虽然发生了上、下地壳的解耦，但是上、下地壳可能都经历了复杂的缩短变形作用；而祁连山东段的缩短变形可能只发生于滑脱层之上的地壳部分，并且主要是通过走滑断层调节了壳内的变形(图1)，而滑脱层之下的地壳可能并未发生强烈的缩短变形.此外，高原内外地壳强度的差异导致了祁连西段和东段在高原边界区域产生不同的地形地貌，在软弱的祁连山西段和刚性阿拉善地块之间中下地壳强度相差较大，更易形成海拔较高的祁连山—南山褶皱逆冲带，而强度较大的祁连山东段仅在东北缘边界处形成海拔较高的窄带变形区域，如六盘山(Tian et al., 2021).

发生东西段地壳变形差异的原因可能与深部岩石圈地幔的结构相关.从我们揭示的岩石圈地幔的结构来看，西段的岩石圈地幔以不连续的分块特征为主，而东段的岩石圈地幔表现为一个连续的整体.西段分块的、与地壳不连续的岩石圈地幔，Deng等(2018)将其解释为拆沉的岩石圈地幔.Deng等(2018)认为岩石圈地幔的拆沉是发生在新生代，是新生代青藏高原东北缘隆升的控制因素.但是，目前对应地区的地表并未有相应的新生代的火山或者岩浆活动的报道.因此，我们推断岩石圈地幔的拆沉作用可能是发生于新生代之前.地球化学结果揭示中祁连可能是日本型的岛弧，而北祁连是马里亚纳型的岛弧(Xiao et al., 2009).这一结果被祁连东段的深地震反射剖面(Guo et al., 2016)和最新的大地电磁结果(Xin et al., 2021)揭示，认为以马衔山断裂为界，南北分属不同的地块.

因此，我们推断东、西段变形差异形成的过程可能如下所述.早古生代北祁连洋闭合之后(Song et al., 2013; Xiao et al., 2009)，西段的岩石圈地幔发生了拆沉作用，而东段的并未发生岩石圈拆沉.岩石圈的拆沉作用导致软流圈的上涌，引起地温梯度的升高，从而改变了其上地壳的性质，使其变得更加软弱，而东段仍然保持着比较刚性的特征.在新生代青藏高原向外扩展的大背景之下，西段由于地壳更加软弱，因此在南边刚性的柴达木地块，西边刚性的塔里木地块以及北边刚性的阿拉善地块的限制之下，地壳更加容易发生缩短变形(Huang et al., 2021)；而东段由于相对表现的更为刚性的特征，因此只能是通过先前缝合带的重新活化来调整变形，形成一系列走滑断层，类似于Tapponnier等(2001)提出的刚性块体的侧向挤出模型在局部的表现.

5 结论

综上所述，本文基于祁连东段与西段两条宽频密集台站阵列，并结合前人在祁连东、西段深地震反射剖面资料进行对比，开展祁连东段和西段的岩石圈结构及变形方式的差异性研究.主要获得以下认识：

(1)祁连东段和西段岩石圈结构存在明显差异.1)壳内低速层差异.对于20～40 km的中地壳，祁连西段(测线BB′)存在壳内低速物质(3.2～3.4 km·s-1)，而祁连东段(测线AA′)并不存在低速层.祁连西段壳内物质更加软弱，变形也更剧烈，而祁连东段变形程度相对较弱.祁连西段低速层的存在很可能是由于华北板块和青藏高原板块间的强烈挤压导致的糜棱岩化作用，使得上下地壳滑脱解耦.祁连东段上地壳底部约5 km厚的低速层仅为地壳内的拆离层.2)岩石圈地幔差异.祁连西段的岩石圈地幔高速异常体表现为分块的特征，而祁连东段的岩石圈地幔高速异常体表现为比较统一的整体.

(2)祁连东段和西段岩石圈的变形方式也存在差异.祁连西段在周围各刚性块体的限制下，地壳以一层壳内滑脱层为界，上、下地壳均发生复杂的缩短变形；而祁连东段的缩短变形主要体现在滑脱层之上的壳内部分，并且发育了大量左旋走滑断裂.引起这一壳内变形方式的差异可能与其深部岩石圈结构的差异有关.

致谢感谢中国地质科学院地质研究所提供的宽频密集台站数据，并感谢邓阳凡研究员提供跨过祁连山西段的联合反演得到的横波速度原始数据.