青藏高原東北緣巖石層結(jié)構(gòu)的高密度地震響應(yīng)

青藏高原東北緣巖石層結(jié)構(gòu)的高密度地震響應(yīng)

0青海湖東北緣巖石層結(jié)構(gòu)的演化青藏高原的高度和增長(zhǎng)形成于500世紀(jì)至1970年代與印度-歐亞大陸的沖突中。此后，該板塊繼續(xù)聚集（dewiya等人，1988；yihorson，2000）。然而,對(duì)于青藏高原在時(shí)間和空間上是怎樣生長(zhǎng)的,還存在較多爭(zhēng)議。在早期研究中,將亞洲巖石層近似看作薄粘性板塊模型,印度板塊的剛性壓縮引起青藏高原逐漸向北抬升和生長(zhǎng)(EnglandandHouseman,1986)。此后,還有其他模型強(qiáng)調(diào)亞洲巖石層塊體通過(guò)側(cè)向擠壓以響應(yīng)板塊的匯聚(Tapponnieretal,1982)。近期提出的三維地球動(dòng)力學(xué)模型表明,在青藏高原內(nèi)部巖石層性質(zhì)的橫向變化和邊界條件可能對(duì)青藏高原的抬升和生長(zhǎng)起重要作用(YangandLiu,2009,2013)。青藏高原時(shí)空生長(zhǎng)的地質(zhì)證據(jù)雖然尚未明確(YinandHarrison,2000;Wangetal,2014a,2014b),但很明顯,青藏高原東北緣是新生代晚期地殼變形集中的主要區(qū)域之一(DuvallandClark,2010;Wangetal,2014a,2014b)。Yuan等(2013)提出青藏高原南部受到剛性的印度板塊的擠壓和北部亞洲塊體的阻擋,很大程度上限制了高原的生長(zhǎng),只存在有限的側(cè)向擴(kuò)張。青藏高原不同的演化模型預(yù)測(cè)了高原邊界地區(qū)不同的巖石層變形。因此研究青藏高原東北緣(阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體邊界)的巖石層結(jié)構(gòu)(如圖1),對(duì)于了解青藏高原如何生長(zhǎng)至關(guān)重要。前期接收函數(shù)研究結(jié)果表明,亞洲巖石層(即華北克拉通)俯沖到了青藏高原北部和中部區(qū)域(Kumaretal,2006;Yeetal,2015)。但Liang等(2012)利用高密度地震臺(tái)網(wǎng)數(shù)據(jù)得到的層析成像結(jié)果表明青藏高原中部下方存在高速體,并解釋為印度板塊的碎片,而不是北部連貫的亞洲地幔巖石層。Shen等(2015)利用青藏高原東北緣固定臺(tái)站的地震資料對(duì)該區(qū)域的巖石層—軟流圈邊界(LAB)進(jìn)行了成像,發(fā)現(xiàn)在青藏高原北部下方?jīng)]有明顯的亞洲巖石層俯沖。然而,由于該區(qū)域固定臺(tái)站的覆蓋密度不夠,以上結(jié)果都不足以反映青藏高原東北緣地殼和地幔巖石層結(jié)構(gòu)的詳細(xì)變化,而這些證據(jù)是確定青藏高原如何橫向生長(zhǎng)所必須的。本研究利用青藏高原東北緣的兩個(gè)高密度地震臺(tái)陣和該區(qū)域的固定臺(tái)站資料(圖1a),通過(guò)S波和P波接收函數(shù)偏移對(duì)巖石層結(jié)構(gòu)進(jìn)行成像。本文研究結(jié)果顯示:銀川地塹下方的地幔巖石層結(jié)構(gòu)與青藏高原的類(lèi)似,表明在東北角高原的橫向擴(kuò)張延伸到了銀川地塹,該邊界帶的地殼結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)明顯縮短和增厚的跡象。在東北緣的其他區(qū)域,青藏高原不存在顯著的橫向擴(kuò)張。1早寒武紀(jì)基底發(fā)育時(shí)期本文研究區(qū)位于青藏高原東北緣與鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體交匯區(qū)(圖1a)。鄂爾多斯塊體是華北克拉通的殘塊,其東部在中生代開(kāi)始就再次熱活化(Zhuetal,2012);在整個(gè)新生代時(shí)期鄂爾多斯塊體的構(gòu)造一直是穩(wěn)定的(Zhangetal,1998)。阿拉善塊體是古亞洲巖石層的一部分,主要由寒武紀(jì)到中奧陶世地層的早寒武紀(jì)基底組成(Songetal,2006);海原斷裂是青藏高原和阿拉善板塊的邊界,它與祁連山造山帶相連,并向西延伸到阿拉金走滑斷裂,形成了整個(gè)青藏高原的北部邊界?？拷Ｔ瓟嗔褨|端和天景山斷裂匯合區(qū)(圖1a)的地質(zhì)年齡不清楚。天景山斷裂西部為左旋走滑,它受到沿著SEE方向約105.2°E的推力。天景山斷裂在深處與海原斷裂合并(Cavaliéetal,2008)。海原斷裂和天景山斷裂在東端合并成六盤(pán)山逆沖斷裂,形成了青藏高原和鄂爾多斯塊體的邊界。六盤(pán)山斷裂逆沖起始時(shí)間約在7.3~8.2Ma之前(Zhangetal,2006),這個(gè)時(shí)間也一般被當(dāng)作是橫向擴(kuò)展的青藏高原到達(dá)鄂爾多斯塊體的年齡(Wangetal,2014a,2014b)。阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體被銀川地塹分隔,部分環(huán)鄂爾多斯的隆升系統(tǒng)在過(guò)去幾百萬(wàn)年前就開(kāi)始形成(Zhangetal,1998)。從銀川斷裂到青藏高原東緣被稱(chēng)為中國(guó)的南北地震帶,具有強(qiáng)烈的地震活動(dòng)性。2p波接收函數(shù)和巖石層—數(shù)據(jù)和方法本研究收集了布置在青藏高原東北緣的兩個(gè)高密度臺(tái)陣記錄的地震波形:(1)中國(guó)地震局地震預(yù)測(cè)研究所布設(shè)的24個(gè)海原地震臺(tái)陣2012年12月到2014年10月的遠(yuǎn)震記錄;(2)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所布設(shè)的15個(gè)秦嶺地震臺(tái)陣2011年2月到2013年2月的數(shù)據(jù)。為了進(jìn)一步提高覆蓋面,還收集了中國(guó)地震局(CEA)甘肅和寧夏地震臺(tái)網(wǎng)的13個(gè)固定臺(tái)站2008年1月到2011年12月的遠(yuǎn)震資料。所有臺(tái)站分布如圖1a所示,本文共利用了52個(gè)寬頻帶地震儀組成的臺(tái)站所記錄的資料。本文利用接收函數(shù)來(lái)研究該區(qū)域的地殼和巖石層地幔結(jié)構(gòu)的變化。接收函數(shù)是地震學(xué)中利用遠(yuǎn)震事件研究地殼和巖石層地幔結(jié)構(gòu)間斷面的一種常用的方法。該方法通過(guò)對(duì)入射P波或S波作反褶積,消除震源影響,進(jìn)而分離出P-S或S-P轉(zhuǎn)換波(Yuanetal,2006;Kumaretal,2006;Shenetal,2015)。接收函數(shù)的波形提供了間斷面深度和尖銳程度等特征信息。P波接收函數(shù)(使用P-S轉(zhuǎn)換波)很適合研究莫霍面和上地幔間斷面,但由于受到莫霍面或更淺部結(jié)構(gòu)的多次波干擾,使得P波接收函數(shù)對(duì)巖石層—軟流圈邊界的研究具有局限性。S波接收函數(shù)的轉(zhuǎn)換波在S震相之前,而其多次波在S震相之后,因此S波接收函數(shù)在確定巖石層—軟流圈邊界時(shí)具有天然的優(yōu)越性。由于在P波到達(dá)之前無(wú)其他波形的干擾,所以P波接收函數(shù)通常是相對(duì)穩(wěn)定并容易計(jì)算的。先于S波到時(shí)的震相比P波復(fù)雜很多,因此從S震相分離出穩(wěn)定的S-P轉(zhuǎn)換震相難度較大。本研究將結(jié)合P波和S波接收函數(shù)來(lái)探討研究區(qū)域下方的莫霍面和巖石層—軟流圈邊界。為了確?？陀^性和可重復(fù)性,計(jì)算P波和S波接收函數(shù)的過(guò)程都可以通過(guò)程序?qū)崿F(xiàn)數(shù)據(jù)的自動(dòng)化處理,并利用P波接收函數(shù)在莫霍面的P-S轉(zhuǎn)換震相,作為評(píng)估S波接收函數(shù)有效性的標(biāo)準(zhǔn)。首先選定遠(yuǎn)震事件計(jì)算P波和S波接收函數(shù)。選擇M對(duì)于計(jì)算P波接收函數(shù),截取在P波初動(dòng)前20s和之后150s的三分量波形,然后根據(jù)反方位角將波形從北—東—垂直(N-E-Z)旋轉(zhuǎn)到徑向—切向—垂直(R-T-Z)坐標(biāo)系。之后對(duì)選擇的波形利用1~10s的帶通濾波器進(jìn)行濾波。將三分量波形(R-T-Z)和Z向波形在P波初動(dòng)前10s到之后90s的時(shí)間內(nèi)進(jìn)行反褶積,分離出R,T和Z向的響應(yīng),代表了遠(yuǎn)震波形的源信息。反褶積方法類(lèi)似Kumar等(2006)在時(shí)間域的反褶積方法。R向和Z向的反褶積結(jié)果用于P波初動(dòng)±2s時(shí)間窗內(nèi)的波形做偏振分析,根據(jù)最大P波能量確定入射角(實(shí)際入射角),可將R向和Z向結(jié)果旋轉(zhuǎn)到L向(P波振動(dòng)方向)和Q向(SV波振動(dòng)方向)。如果實(shí)際入射角和IASP91模型計(jì)算得到的理論入射角(KennettandEngdahl,1991)之間的差值大于10°,則該波形被去掉。根據(jù)理論反方位角和實(shí)際入射角,將原始的Z-N-E三分量P波旋轉(zhuǎn)到L-Q-T坐標(biāo)系,即P-SV-SH方向,然后Q向和L向在P波初動(dòng)前10s和到后90s內(nèi)做反褶積。通常情況下正常的L向接收函數(shù)是簡(jiǎn)單的脈沖函數(shù)。然而,對(duì)于一些異常的L向接收函數(shù)會(huì)出現(xiàn)奇怪的大振幅信號(hào)。為此,我們定義了一個(gè)接收函數(shù)選取標(biāo)準(zhǔn),當(dāng)L向反褶積結(jié)果中,P波之后5~60s之間的平方根的3倍大于-2~2s之間的平方根時(shí),認(rèn)為反褶積結(jié)果存在異常,對(duì)于這些異常的接收函數(shù),本文會(huì)去掉。采用類(lèi)似的過(guò)程截取S波初動(dòng)前200s到后100s的波形數(shù)據(jù)計(jì)算S波接收函數(shù)。與P波接收函數(shù)類(lèi)似,利用反方位角將波形從東—北—垂直(N-E-Z)旋轉(zhuǎn)到R-T-Z坐標(biāo)系。對(duì)旋轉(zhuǎn)后的R向和Z向做反褶積,通過(guò)偏振分析測(cè)量波形Q向分量SV波初動(dòng)±2s內(nèi)的最大S波能量,確定實(shí)際入射角。當(dāng)計(jì)算得到的入射角和理論入射角差別大于25°時(shí),該波形為異常波形被去掉。由于S波比P波復(fù)雜,S波接收函數(shù)的這個(gè)標(biāo)準(zhǔn)比P波接收函數(shù)較低,因此只去掉一些極端的異常觀測(cè)波形?；诜捶轿唤呛蛯?shí)際入射角對(duì)三分量記錄作旋轉(zhuǎn),通過(guò)S波的L向和Q向做反褶積得到S波接收函數(shù)。為了與P波接收函數(shù)保持一致,對(duì)S波接收函數(shù)的時(shí)間軸和震相振幅作翻轉(zhuǎn)。類(lèi)似于P波接收函數(shù),選擇S波接收函數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)也根據(jù)Q向接收函數(shù)5~60s與-2~2s均方根的比值。與我們之前使用手動(dòng)挑選波形的工作相比(Shenetal,2015),本次研究通過(guò)程序?qū)崿F(xiàn)數(shù)據(jù)的自動(dòng)化處理,更具有客觀性和可重復(fù)性。3p波和s波接收函數(shù)的轉(zhuǎn)換依據(jù)上述過(guò)程,對(duì)P波和S波接收函數(shù)進(jìn)行帶通濾波,最終獲得5069條P波接收函數(shù)和3545條S波接收函數(shù)。P波接收函數(shù)的P50s透射轉(zhuǎn)換點(diǎn)和S波接收函數(shù)S90p透射轉(zhuǎn)換點(diǎn)都繪制在圖1b中。圖2顯示了用5~50s的帶通濾波器進(jìn)行濾波后,所有的P波和S波接收函數(shù)按照震中距排列的結(jié)果。在P波和S波接收函數(shù)上約7s附近的正信號(hào)表示來(lái)自莫霍面的P-S和S-P轉(zhuǎn)換震相。這些信號(hào)的一致性說(shuō)明計(jì)算得到的P波和S波接收函數(shù)是穩(wěn)定和可靠的。3.1不同有效正演性剖面的slp波信號(hào)圖2b中,S波接收函數(shù)上除了7s附近的正信號(hào)(由莫霍面引起的),在10~20s之間的負(fù)信號(hào)提供了地幔巖石層和軟流圈低速度梯度結(jié)構(gòu)的信息。相比P波接收函數(shù)受到淺部結(jié)構(gòu)多次波的干擾,S波接收函數(shù)對(duì)于巖石層結(jié)構(gòu)的分辨更為可靠。在全球其他區(qū)域的巖石層中也發(fā)現(xiàn)了在這個(gè)時(shí)間(或深度范圍)內(nèi)的負(fù)信號(hào),本文都先表示為巖石層—軟流圈邊界,盡管其他巖石層中部的間斷面(Karatoetal,2015)也可以引起這個(gè)負(fù)信號(hào)(見(jiàn)下文)。在下文中,將這些信號(hào)稱(chēng)為SLp,并認(rèn)為這些信號(hào)可能來(lái)自巖石層—軟流圈邊界或巖石層內(nèi)其他間斷面的信號(hào)。我們將S波接收函數(shù)沿著穿過(guò)青藏高原東北緣的幾個(gè)剖面進(jìn)行疊加(圖3a)?；贗ASP91全球參考模型,參考6.4s/(°)慢度,對(duì)所有接收函數(shù)進(jìn)行距離偏移校正。對(duì)于每個(gè)剖面,挑選出S90p透射轉(zhuǎn)換點(diǎn)距離剖面1°以?xún)?nèi)的S波接收函數(shù),然后沿經(jīng)度以0.2°為步長(zhǎng),對(duì)該范圍內(nèi)的透射轉(zhuǎn)換點(diǎn)對(duì)應(yīng)的S波接收函數(shù)進(jìn)行疊加;相鄰三個(gè)經(jīng)度步長(zhǎng)之內(nèi)的S波接收函數(shù)按照距離的平方反比來(lái)對(duì)疊加的結(jié)果作平滑處理。圖3b~3f為沿不同緯度剖面疊加的S波接收函數(shù)。這5個(gè)剖面穿過(guò)了青藏高原、鄂爾多斯塊體以及兩者之間的過(guò)渡帶。在所有的剖面上都能清晰地看到來(lái)自莫霍面5~7.5s之間的SMp震相和來(lái)自地幔10~20s之間的SLp震相。在剖面#1~#3中看到鄂爾多斯塊體下方SLp震相比較尖銳和簡(jiǎn)單,而青藏高原邊緣和過(guò)渡帶的SLp震相較復(fù)雜。鄂爾多斯塊體西邊(六盤(pán)山斷裂)區(qū)域顯示出地幔結(jié)構(gòu)差異性很大。剖面#4~#5顯示從阿拉善塊體到鄂爾多斯塊體下方的SLp震相是相似的。圖4顯示了沿NS方向的5個(gè)剖面(圖4a),結(jié)果與圖3的EW剖面一致。在青藏高原和過(guò)渡帶下方的SLp波信號(hào)相對(duì)鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體下方的信號(hào)較弱和復(fù)雜。剖面#8~#10的北部是銀川盆地,SLp波信號(hào)變得更深、更復(fù)雜,這和青藏高原下方相似,可能是青藏高原地幔流的侵入作用引起的(見(jiàn)下文)。圖5顯示了鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體與青藏高原邊緣過(guò)渡帶地區(qū)SLp波信號(hào)的一般特征及其差異。根據(jù)90km深度處的S-P波透射轉(zhuǎn)換點(diǎn)(圖5a)將接收函數(shù)分成過(guò)渡區(qū)、鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體3個(gè)區(qū)域,經(jīng)過(guò)走時(shí)校正后對(duì)每個(gè)區(qū)域的S波接收函數(shù)進(jìn)行疊加,并使用自助重采樣方法(EfronandTibshiran,1998)來(lái)估計(jì)疊加后的誤差。根據(jù)95%置信度,疊加過(guò)程中以2倍標(biāo)準(zhǔn)差作為誤差,當(dāng)波形振幅超出誤差的才進(jìn)行顯示。圖5b顯示出各個(gè)區(qū)域S波接收函數(shù)疊加的結(jié)果。在所有區(qū)域莫霍面轉(zhuǎn)換震相(約6s左右)SMp都是清晰的。9s左右的SLp震相在鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體區(qū)域強(qiáng)度較高,但在過(guò)渡帶,該震相比較弱而且分散,這表明青藏高原邊緣地區(qū)的地幔巖石層結(jié)構(gòu)更復(fù)雜。對(duì)比這些區(qū)域的巖石層結(jié)構(gòu)表明,鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體保持了克拉通原有的地幔結(jié)構(gòu)。但沿青藏高原東北角到銀川地塹,地幔巖石層結(jié)構(gòu)被青藏高原構(gòu)造活動(dòng)所改造。3.2地殼厚度和厚度P波接收函數(shù)的周期較短,因而有更好的分辨率,也更適合研究地殼結(jié)構(gòu)。P波和S波接收函數(shù)在近地表的穿透點(diǎn)并不能很好地覆蓋整個(gè)區(qū)域(圖1)。然而PMs波的穿透點(diǎn)很好地覆蓋了海原、天景山和六盤(pán)山斷裂(如圖6a所示)。圖6b~6d為P波接收函數(shù)經(jīng)走時(shí)校正后沿各剖面的疊加結(jié)果,類(lèi)似于S波接收函數(shù)處理方法,P波接收函數(shù)按照維度步長(zhǎng)0.1°疊加。我們對(duì)原始P波接收函數(shù)使用濾波寬度2~50s的帶通濾波來(lái)處理,以研究沿著這些剖面的詳細(xì)地殼結(jié)構(gòu)。沿著AA′剖面(圖6a),在海原斷裂的南端莫霍面較深,這屬于青藏高原北緣地質(zhì)構(gòu)造區(qū)。在海原和天景山斷裂之間,莫霍面深度周?chē)霈F(xiàn)明顯的雙層復(fù)雜地殼結(jié)構(gòu),這表明亞洲和青藏高原地殼可能存在疊加。在BB′剖面中也發(fā)現(xiàn)了類(lèi)似的特征(圖6b),分析這些P波接收函數(shù),可得出青藏高原地殼增厚和橫向生長(zhǎng)超過(guò)了海原斷裂,并到達(dá)天景山斷裂。CC′剖面橫跨六盤(pán)山斷裂,該斷裂將青藏高原邊緣與鄂爾多斯塊體分開(kāi)(圖6d)。在六盤(pán)山逆沖斷層下方的莫霍面是整個(gè)研究區(qū)最深的,具有明顯的雙層地殼,意味著六盤(pán)山是青藏高原橫向生長(zhǎng)的前沿。4從面波及s波接收函數(shù)看地殼內(nèi)在聯(lián)系中的地實(shí)行邊界在S波接收函數(shù)上,來(lái)自巖石層—軟流圈邊界的負(fù)信號(hào)SLp波非常接近SMp波信號(hào)。此外,濾波過(guò)程也有可能影響SMp震相后的負(fù)信號(hào)。為了測(cè)試SLp波信號(hào)的穩(wěn)定性,我們比較了不同濾波范圍的S波接收函數(shù)。圖7a,b表示分別選取帶通濾波寬度5~50s和3~50s時(shí)沿著圖3a中#1剖面的S波接收函數(shù)疊加結(jié)果。根據(jù)正脈沖和負(fù)脈沖的峰值,測(cè)量得到SMp震相的到時(shí)在5~8s,SLp震相的到時(shí)在6~12s。圖7c表示兩個(gè)不同濾波寬度的SMp和SLp震相的到時(shí),圖中不同的濾波寬度的SMp和SLp震相的到時(shí)是相對(duì)穩(wěn)定的。因此說(shuō)明負(fù)信號(hào)是來(lái)自深部結(jié)構(gòu),而不是周?chē)母蓴_。在全球其他區(qū)域S波接收函數(shù)(圖3,4)中也發(fā)現(xiàn)了這種典型地幔巖石層的深度范圍內(nèi)的負(fù)速度梯度帶,這里通常稱(chēng)為巖石層—軟流圈邊界(Kindetal,2012;Sodoudietal,2013)。這個(gè)間斷面的速度下降約在2%~6%,在許多區(qū)域該躍變值大于由面波頻散確定的深度,范圍在200~300km的巖石層—軟流圈邊界(Gungetal,2003)。Karato等(2015)利用彈性調(diào)節(jié)的邊界滑移模型(EAGBS)解釋這種淺部低速躍層,預(yù)測(cè)在穩(wěn)定大陸下方巖石層中部間斷面(60~150km深度處)有速度降。在S波接收函數(shù)中約10s處的負(fù)信號(hào)表示在90km深度處存在速度降,這與彈性調(diào)節(jié)的邊界滑移模型預(yù)測(cè)的巖石層中部間斷面(MLD)是一致的。彈性調(diào)節(jié)的邊界滑移模型預(yù)測(cè)的巖石層中部間斷面對(duì)溫度和水(或熔體)的含量比較敏感(Karatoetal,2015)。在穩(wěn)定大陸下方巖石層中部間斷面具有相對(duì)簡(jiǎn)單的速度降(Karatoetal,2015),如鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體下方。如果巖石層是熱的、并含有水或熔體,彈性調(diào)節(jié)的邊界滑移模型能預(yù)測(cè)出較為復(fù)雜的間斷面,如在青藏高原東北緣和銀川地塹區(qū)域的S波接收函數(shù)所示。體波層析成像結(jié)果表明青藏高原東北緣下方有相對(duì)熱的地幔巖石層,其水的含量較高,或者有部分熔體,這也與研究區(qū)地震活動(dòng)性一致(Liangetal,2012)。面波(Fuetal,2010)和Pn波(LiangandSong,2006)的研究均表明青藏高原東北緣下方地幔巖石層和軟流圈比亞洲大陸更熱。在鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體下方接收函數(shù)相對(duì)簡(jiǎn)單和尖銳,表明除了鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體之間的銀川地塹外,青藏高原下方熱地幔物質(zhì)沒(méi)有侵入到亞洲塊體邊界,銀川地塹下方地幔巖石層結(jié)構(gòu)與青藏高原東北邊緣區(qū)域近似。這可能是青藏高原東部下方的地幔流(OwensandZandt,1997)受到剛性鄂爾多斯塊體的阻擋,使其轉(zhuǎn)到NNE向,進(jìn)入銀川地塹下方促進(jìn)了青藏高原在它東北角的橫向生長(zhǎng)。圖8是基于P波和S波接收函數(shù)來(lái)描繪的青藏高原和亞洲塊體邊界的地殼和地幔巖石層。其地殼結(jié)構(gòu)表明,青藏高原東北緣是高原的橫向生長(zhǎng)區(qū)域,該生長(zhǎng)超出海原斷裂,并到達(dá)了天景山斷裂。青藏高原在地殼中的橫向擴(kuò)張可能與地幔流相關(guān),且地幔流至少到達(dá)了銀川地塹下方。阿拉善和鄂爾多斯之間狹窄帶的地殼生長(zhǎng)和地幔流可能對(duì)中國(guó)“南北地震帶”(該帶南部沿青藏高原東緣)北端地震活動(dòng)性起到重要作用(圖8)。該區(qū)域1920年曾發(fā)生了M圖9是基于巖石層結(jié)構(gòu)及其對(duì)青藏高原橫向生長(zhǎng)影響的示意圖。青藏高原的橫向生長(zhǎng)受到剛性的鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體的阻擋。青藏高原北部下方地幔流被鄂爾多斯塊體阻擋使其流向向東,并轉(zhuǎn)移到銀川地塹下方,即鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體之間的間隔區(qū)域。青藏高原地幔物質(zhì)的侵入促進(jìn)了青藏高原地殼在東北緣的橫向生長(zhǎng),使得天景山斷裂成為青藏高原生長(zhǎng)的最新前沿。青藏高原地殼和地幔在東北緣擴(kuò)展位置不同,可能意味著青藏高原橫向生長(zhǎng)過(guò)程中地殼和地幔存在解耦。5地殼厚度和巖石層組織化我們