青藏高原東部地殼流可能分布范圍的探討

王寒楓 , 梁曉峰, 鄧陽凡

(1.中國科學院 地質與地球物理研究所, 巖石圈演化國家重點實驗室, 北京 100029; 2.中國科學院大學 地球與行星科學學院, 北京 100049; 3.中國科學院 廣州地球化學研究所, 同位素地球化學國家重點實驗室, 廣東 廣州 510640)

0 引 言

青藏高原被譽為世界屋脊, 是地球上海拔最高、地殼最厚的高原, 并且仍處于隆升過程中(Royden et al., 1997; Reilinger et al., 2006; Royden et al., 2008)。新生代以來印度板塊與歐亞板塊俯沖碰撞導致青藏高原的地殼物質發生運移、調整(Meyer et al., 1998; Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001; Chen et al., 2013), 形成了青藏高原東緣地形起伏陡峭、東北緣和東南緣相對平緩的地貌特征, 并分布有很強的地震活動(馬杏垣, 1989)。青藏高原東部是青藏高原側向擴展的前緣, 研究其深淺結構變形特征對認識青藏高原的側向擴張機制非常重要, 對理解高原演化和大陸動力學具有重要意義。

為了解釋青藏高原高海拔、巨厚地殼的形成原因, 研究者提出了多種動力學模型, 比較主流的觀點包括: ①剛性塊體側向擠出(圖1b): 該模型認為印度板塊與歐亞板塊匯聚形成青藏高原的過程中, 地殼和上地幔巖石圈具有相同的強度, 殼幔變形是耦合的, 高原內部的脆性地體沿著地體邊界的大型走滑斷裂側向擠出, 形變主要發生在脆性地體很窄的邊界處, 而地體內部變形較少(Tapponnier and Molnar, 1976; Tapponnier et al., 1982, 2001); ②連續變形(圖1c): 在該模型中, 介質被視為非剛性連續介質。由于印度板塊對青藏高原的擠壓作用, 高原內部地體從南到北發生不同程度的縮短, 在整個高原內部的巖石圈發生連續形變(Houseman and England, 1993; Copley, 2008); ③中下地殼流(圖1a): 該模型認為高原內部軟弱的中下地殼物質向東逃逸, 形成地殼流, 從而導致上地殼和下伏地幔之間發生解耦變形。在青藏高原周緣遇到比較堅硬的剛性巖石圈地體時, 地殼流被阻擋, 形成了例如龍門山區域陡峭的突變型地貌特征; 反之如未遇到堅硬巖石圈的阻擋, 比如東北緣和東南緣, 則形成寬闊而平緩的過渡型地貌(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; Klemperer, 2006; Royden et al., 2008)。另外還有雙板塊疊置(Argand, 1924)、巖石圈拆沉(Molnar, 1988)、陸內地體俯沖(Tapponnier et al., 2001)、大地幔楔(Lei et al., 2009; Lei and Zhao, 2016)等一系列模型被提出。需要指出的是, 不同模型均有一定的觀測證據, 可以解釋部分相應的地質和地球物理觀測現象, 但同時面臨諸多挑戰。在近年來的研究中, 研究人員越來越多的認識到, 在區域演化過程中, 可能不止一種變形機制在起作用, 區域構造變形可能是幾種機制共同作用或者先后調節的結果(Bendick and Flesch, 2007; Liu et al., 2014; Deng et al., 2018)。然而, 各種機制在高原演化過程中的參與度及協調關系仍然是一個尚在討論且意義十足的問題。

圖1 青藏高原主要的變形動力學模型 Fig.1 Dynamic models to explain the thickening and uplift of the Tibetan Plateau

中下地殼流模型因為可以解釋青藏高原東緣陡峭的地形及較弱的新生代縮短變形, 而廣受青睞。研究表明, 如果存在中下地殼流, 地殼介質應具備以下3個條件(Klemperer, 2006; 張培震, 2008): ①中下地殼存在能夠發生流動的軟弱層; ②存在橫向壓力梯度, 可以產生泊肅葉(Poiseuille)流; ③脆性上地殼或剛性上地幔相對軟弱層發生運動, 產生科特(Couette)流。地殼介質強度受成分、溫度、壓力等多因素控制, 而地球物理探測是查明中下地殼是否存在軟弱層的主要手段。地殼介質的地震波速度會隨著溫度升高而降低, 如果存在部分熔融則介質地震波速度會顯著降低(Christensen and Mooney, 1995)。因此, 地震波低速層可以指示地下介質的物質組成或狀態, 同時綜合考慮其他的物理量, 則可以進一步推斷地下是否存在地殼流及其可能的分布范圍和特征。例如, 地震波速度結構差異能指示地殼低速層范圍, 而電性結構中高導、低阻層的分布對高溫熔融體具有特殊敏感性(Wei et al., 2001), 兩者結合可以得出精度更高且更可信的推論。殼內各向異性研究結果獲得的地震波快波方向, 與地殼內最大主壓應力場的大小和方向有很好的對應關系(Crampin, 1984), 如果將各向異性與低波速、低電阻的觀測證據結合, 可以指示地殼流可能的運移方向。

青藏高原的顯著特征是擁有巨厚地殼, 平均地殼厚度約為70 km, 是正常大陸地殼厚度的兩倍(Molnar and Tapponnier, 1975; Xu et al., 2011)。地殼厚度由西南向東北逐漸減薄, 南部地殼厚度約為70～75 km, 東北緣和東南緣厚度約60～65 km(Zhang et al., 2011a)。越來越多的地質和地球物理證據表明: 青藏高原中下地殼是高溫、軟弱的。主要證據包括: 廣泛分布的新生代火山作用(Chung et al., 2005); 高熱流和高地殼溫度(孫玉軍等, 2013; Deng and Tesauro, 2016; Jiang et al., 2019); 中下地殼低電阻率 (Bai et al., 2010; Zhao et al., 2012); 地震震源深度集中分布于上地殼, 缺乏中下地殼地震(Liang et al., 2008; Wei et al., 2010; Sloan et al., 2011; Wang et al., 2020); 中下地殼廣泛分布地震波低速層(Liu et al., 2014; Sun et al., 2021; Zhao et al., 2021)以及區域性顯著地殼各向異性(Kong et al., 2016; Zheng et al., 2018)。此外, 在青藏高原東部, 地殼和地幔之間的變形可能存在解耦性(Sol et al., 2007; Yao et al., 2010; Zheng et al., 2016; Huang et al., 2017)。由此表明, 中下地殼流在青藏高原內部可能大范圍存在, 其在高原演化過程中應當扮演著極為重要的角色, 然而地殼流存在的具體范圍、連通情況以及是如何與其他構造變形作用一起調節高原演化的, 還存有很大爭議性, 有待更深入的研究。針對現階段已有的大量地球物理探測資料, 特別是針對探討地殼流模型的研究結果, 進行有效梳理、分類整合和概要總結, 對系統探討地殼流的分布范圍, 進而討論該模型在青藏高原側向擴展過程中的動力學作用有十分重要的意義, 也可以為之后開展更具針對性的科學研究提供有價值的參考。

1 青藏高原東部的構造背景

青藏高原南接印度板塊, 北鄰塔里木盆地, 東緣毗鄰鄂爾多斯盆地和四川盆地, 其內部由南到北分別是: 喜馬拉雅地體、拉薩地體、羌塘地體、松潘-甘孜地體、柴達木盆地、祁連造山帶(圖2; Yin and Harrison, 2000)。高原內部不同地體間被縫合帶隔開, 由南到北分別是: 印度河-雅魯藏布江縫合帶、班公湖-怒江縫合帶、金沙江縫合帶、阿尼瑪卿-昆侖-木孜塔格縫合帶。

青藏高原東部存在著一系列復雜的新生代構造斷裂(圖2)(Yin and Harrison, 2000; Xu et al., 2011), 從東南緣至東北緣, 由南到北分別為: 紅河斷裂帶、鮮水河-小江斷裂帶、龍門山斷裂帶、昆侖斷裂帶、南祁連斷裂帶、北祁連斷裂帶、阿爾金斷裂帶和海原斷裂帶。

青藏高原東南緣的構造特征是缺乏大規模的地表隆起和縮短變形(Royden et al., 1997), 該區域主要包含三條大的走滑斷裂: 安寧河-則木河-小江斷裂、紅河-哀牢山斷裂、麗江-小金河斷裂, 以這三條斷裂為邊界的地體稱為川滇菱形地體(Wang et al., 1998)(圖2)。青藏高原東緣主要有NW-SE向的鮮水河斷裂和NE-SW向的龍門山斷裂帶, 龍門山斷裂中南段整體表現為逆沖運動、北段兼具走滑運動(張培震, 2008; Feng et al., 2021)。該區域是川滇菱形地體、松潘-甘孜地體和四川盆地三大地體的接觸交界區, 構造變形結構復雜, 是中國大陸地震活動最強烈的地區之一。龍門山斷裂帶寬約30～40 km, 主要由3條主干斷裂: 茂縣-汶川斷裂、北川-映秀斷裂和彭縣-灌縣斷裂, 及其他分支小斷裂等組成(李智武等, 2008; 張培震等, 2008; 郭飚等, 2009)。以龍門山斷裂帶為界, 東南側為地形平緩的四川盆地, 北西側為松潘-甘孜地體。青藏高原東北緣是高原與阿拉善地體、鄂爾多斯盆地、秦嶺造山帶的交匯地帶, 構造活躍且變形復雜, 包括一系列NW-SE走向的逆沖和走滑斷裂, 如: 昆侖斷裂、秦嶺斷裂、海原斷裂和南、北祁連斷裂(圖2)(Li et al., 2014; Wang et al., 2017)。

圖2 青藏高原及鄰區構造圖 Fig.2 The topography of the Tibetan Plateau and its adjacent areas

作為青藏高原東向擴展的前緣, 青藏高原東部從南到北不同的地貌特征指示其深部動力學活動存在差異, 而地殼流可能扮演了重要角色。下文將按照從南到北的順序分別討論青藏高原東南緣、東緣和東北緣可能的地殼流分布范圍, 并分析其對不同區域構造變形特征的影響。

2 青藏高原東南緣地殼流分布

根據地殼流模型, 高原內部熱且軟弱的中下地殼向東流動, 受到堅硬的四川盆地阻擋, 產生向北和向南兩個分支。已有地球物理探測結果顯示(Liu et al., 2014; Bao et al., 2015; Zhang et al., 2020), 在青藏高原東南緣普遍觀測到的低速層、高導層等證據, 支持存在流向東南的地殼流分支, 一定程度上可以解釋青藏高原東南緣的地形演化。但是, 不同學者根據不同觀測數據和處理方法, 獲得的低速層分布范圍、低速層與高導層分布范圍并不一致, 導致無法有效推斷地殼流具體的流動模式、存在區域和邊界范圍, 因此需要對大量的研究資料進行整理分析, 認清關鍵矛盾和問題所在, 為以后的科學研究提供參考。

2.1 青藏高原東南緣的速度結構

青藏高原東南緣的地殼結構成像指示, 無論體波成像、面波成像還是聯合反演, 均表明青藏高原東南緣的地殼中存在低速異常。

Liu et al.(2014)基于四川近300臺密集寬頻帶地震儀采集的數據資料, 采用接收函數和面波頻散聯合反演, 獲得了該區域地殼三維速度結構。結果表明: 鮮水河斷裂帶以南的康定地體表現出大范圍的中下地殼低速異常。結合大地電磁和各向異性的證據, 作者認為可能存在從青藏高原流向東南緣的連通性地殼流。鮮水河斷裂帶以北的松潘-甘孜地體存在小規模的低速異常。整體來看, 該區域地殼流分布受到大型地體邊界斷裂帶的限制。綜合速度結構和大地測量的觀測結果, 作者認為剛性塊體擠出模型和地殼流模型, 共同協調控制了青藏高原東南緣的構造演化。Bao et al.(2015)搜集了喜馬拉雅計劃一期觀測、PASSCAL流動臺網和省級地震臺網的觀測數據, 利用接收函數和Rayleigh波頻散曲線聯合反演的方法, 也獲得了青藏高原東南緣的高分辨率地殼速度結構。其結果顯示: 環繞喜馬拉雅東構造結存在兩條順時針走向的低速層通道, 推斷與地殼流有關。兩條低速通道一深一淺、一大一小, 并與東南部的主要走滑斷裂相關聯(圖3)。作者認為青藏高原東南緣增長和擴張的動力, 部分來源于兩條地殼流動通道和走滑斷裂剪切的共同作用。

圖3 青藏高原東南緣地殼低速層、高導層、各向異性分布情況 Fig.3 Distribution of low velocity layer, high conductivity layer and anisotropy in the crust of the southeastern Tibetan Plateau

中國科學技術大學姚華建研究團隊針對青藏高原東南緣的地殼結構開展了持續性研究工作, 并利用多種地震信號開展聯合反演, 取得了一系列新的成果。Huang et al.(2020)利用面波反演獲得了整個青藏高原的S波速度結構, 結果顯示高原內部的低速異常并非連續貫通性分布, 而是與不同地質單元的構造環境有關。東南緣存在圍繞東構造結分布的低速異常。沿著印度河-雅魯藏布江縫合帶也出現低速異常體。結合東南緣強烈的各向異性, 作者認為存在中下地殼流, 地殼物質在時間尺度上表現出的向東流動可能是由重力勢能、或自西向東中下地殼厚度減薄的機制所驅動。Yang et al.(2020)通過對P波接收函數、Rayleigh波頻散和Rayleigh波ZH比的多數據聯合反演, 獲得高分辨率地殼速度結構, 同樣顯示出兩條低速異常通道: 一條從鮮水河斷裂和麗江-小金河斷裂的西側延伸到紅河斷裂的西側, 另一條在小江斷裂帶周圍。兩條低速異常通道的形態分布與Bao et al.(2015)的研究結果基本一致。峨眉山大火成巖省(Emeishan Large Igneous Province, ELIP)內部呈現高速異常, 暗示其地殼剛性強度較高, 可以阻礙地殼流向南的塑性流動。另外, Zhang et al.(2020)利用雙臺法面波成像得到的結果, 同樣顯示東南緣中下地殼存在兩條低速帶, 且這兩條低速帶在安寧河-則木河斷裂系附近被一條高速帶隔開, 此高速帶主要位于ELIP內帶。鄧山泉等(2020)利用體波雙差層析成像方法, 對川滇南部地殼結構特征進行反演, 結果顯示中下地殼流主要集中在兩條南北向條帶狀的低速層內, 且地殼流向南并沒有穿過紅河斷裂到達滇西的蘭坪-思茅盆地, 而非Clark and Royden (2000)認為的川滇南部中下地殼深度范圍內普遍存在地殼流。

綜合以上研究, 我們認為青藏高原東南緣正在同時經歷三種不同的構造作用: 剛性上地殼主要由大型走滑斷裂和剛性地體擠壓運動控制; 向東南流動的中下地殼粘塑性物質被與ELIP相關的剛性地殼阻擋, 分兩支向南遷移; 紅河斷裂以南的構造變形可能同時受控于巖石圈拆沉和俯沖印度板塊的后退作用。

2.2 青藏高原東南緣的電性結構

大地電磁(Magnetotelluric, MT)法是利用自然產生的電磁波對地下介質成像的方法, 其探測得到地殼中的高導、低阻層常被認為是地殼存在熔融的證據。Bai et al.(2010)利用大地電磁法得到的結果顯示, 青藏東南緣下方存在兩條連續的高導通道(圖3), 是地殼流存在的有力證據。Li et al.(2019)反演了兩條垂直小江斷裂的電磁剖面, 北部剖面顯示出兩個獨立高導層域, 南部剖面顯示為規模較大的連通高導層; 高導層走向南北, 與地表斷裂走向大致吻合。作者認為下地殼高導層可能指示物質部分熔融, 支持地殼流模型與脆性上地殼擠出共同調節高原側向生長, 同時認為地殼流主要分布在小江斷裂西側。Yu et al.(2020)對紅河斷裂帶的研究表明, 紅河區域下方高導、高阻異常交替出現, 部分高導層與速度結構中觀測到的低速層(Bao et al., 2015)分布一致, 進一步支持了下地殼塑性流動、中上地殼脆性變形的協調動力學機制。

2.3 青藏高原東南緣的各向異性

根據使用信號的不同, 地殼內部各向異性主要可以分為: 體波各向異性和面波各向異性。其中, 體波各向異性具有良好的橫向分辨率, 面波各向異性具有較高的垂向分辨率。一般而言, 中上地殼的各向異性特征主要受控于區域應力場, 可以指示主壓應力場的大小和方向; 接收函數提取的轉換波Ps震相測量的各向異性則指示了整個地殼內的介質變形特征; SKS震相測量結果則綜合反映了整個地殼與上地幔的變形。

Yao et al.(2010)的面波成像及方位各向異性反演結果表明, 上地殼各向異性顯示的快波方向通常平行于地表走滑斷裂的走向, 整體呈現繞東構造結順時針旋轉的特征, 且與巖石圈地幔各向異性特征存在明顯不同。接收函數獲得的各向異性(Kong et al., 2016)和小震測量的直達S波各向異性(Li et al., 2021), 均支持在鮮水河-小江斷裂帶附近存在中下地殼流分布。Zheng et al.(2018)認為, 地殼各向異性與變形程度有關, 龍門山南段和松潘-甘孜地體的地殼各向異性表明存在從高原中部向東南移動的地殼流。Hu et al.(2020)獲得的面波各向異性結果表明, 高原中部中地殼流在93°E左右分為兩支。朱子杰等(2021)基于背景噪聲的各向異性結果顯示, 青藏高原東南緣各地體, 地殼各向異性呈現成層性, 其上地殼的快波方向與其鄰近走滑斷裂帶走向一致, 繞東構造結順時針旋轉; 中下地殼快波優勢方向轉向北西, 與低速層延伸方向一致。高原等(2020)總結了不同方法獲得的青藏高原東南緣各向異性的結果, 發現該地區方位各向異性與對應的低速層分布具有很好的方向一致性(王瓊等, 2015; Liu et al., 2021), 可用于指示地殼流的位置和范圍。

2.4 討 論

Clark and Royden (2000)推測地殼流從高原內部流出, 遇到堅硬的四川盆地分為東南緣和東北緣兩支。在東南緣區域, 地球物理觀測表明分布有大范圍的低速層和高導層, 且兩者基本重合, 可以認為東南緣存在連通的地殼流, 而地震波各向異性結果指示了地殼流的運動方向: 東南緣地殼流主要分布在兩條南北向的通道內, 東側地殼流通道沿小江斷裂分布, 西側通道沿鮮水河斷裂、麗江-小金河斷裂帶分布。但是一些問題尚需要進一步探測: ①地殼流在東南緣分為兩支, 是否是由于ELIP內部高速體阻擋形成？②地殼流邊界是否越過紅河斷裂？③地殼流兩條分支的規模、深度有何差異及差異成因。盡管對地殼流的邊界、規模以及流動分支還存在疑問, 但可以確定的是, 脆性上地殼的擠出變形, 塑性中下地殼流的側向運移, 共同調節著青藏高原東南緣的向外生長。

3 青藏高原東緣地殼流分布

與東南緣的地形被大型走滑斷裂帶切割不同, 青藏高原東緣主要由龍門山逆沖斷裂帶形成了陡峭的地形, 高差達4000 m左右, 地表縮短率極低, GPS測量顯示僅為1～3 mm/a(Wang and Jin, 2010)。近年來, 已有大量成果研究采用地殼流模型解釋龍門山斷裂帶陡峭的地形差異, 但是地殼流的空間分布、動力過程等仍需要討論。本節將著重討論青藏高原東緣, 即龍門山及周圍區域的殼內地球物理特征指示的地殼流的可能分布范圍。

3.1 青藏高原東緣的速度結構

郭飚等(2009)利用遠震P波層析成像反演了龍門山區域地殼及上地幔速度結構。其中, 地殼速度結構顯示明顯的分區特征, 與地貌和地表地質構造相吻合。龍門山西側松潘-甘孜地體的中下地殼分布大范圍的低速異常, 但并不連續; 東側的四川盆地, 特別是靠近龍門山斷裂帶附近, 整體表現為高速異常。他們認為, 龍門山斷裂帶被來自松潘-甘孜地體的低速體分為南北兩段, 北段區域范圍較大, 整體速度值偏高; 龍門山斷裂帶逆沖推覆構造的形成是由于堅硬的四川盆地對青藏高原地殼物質向東擠壓形成阻擋作用。但是, 遠震P波射線在地殼淺部交叉覆蓋性差, 該方法本身對地殼結構分辨率不高, 因此無法進一步判別殼內低速層分布的具體深度。P波接收函數的結果顯示, 松潘-甘孜地體和龍門山斷裂帶中下地殼存在廣泛低速層(Tian et al., 2020), 并且龍門山斷裂帶莫霍面存在深度跳躍, 松潘-甘孜地體莫霍面較深, 而四川盆地莫霍面較淺(Zhang et al., 2010)。作者認為原因可能是高原內部地殼物質向東侵入, 被四川盆地阻擋, 導致龍門山斷裂帶的抬升; 另一方面, 堆積在高原邊緣的物質和龍門山的抬升, 使地殼增厚, 導致出現莫霍面深度差異。

Li et al.(2009, 2010)利用環境噪聲互相關提取Rayleigh波和Love波, 并進行成像研究, 兩個結果表現出高度相似性。在龍門山以西區域顯示出地殼內部分布大范圍的低速層(圖4)。據此, 作者認為松潘-甘孜地體內部的下地殼流東向運動被堅硬的四川盆地阻擋, 并在四川盆地周圍向南轉移到青藏高原東南部, 因此沿龍門山形成了陡峭地形。最新的環境噪聲成像結果顯示出兩條近似垂直龍門山斷裂的低速條帶(Feng et al., 2021): 龍門山南部至中部的寶興和彭灌雜巖體顯示出相對較高的地殼速度; 低速層主要存在于龍門山中段至北段下方, 部分位于南段至中段寶興和彭灌雜巖體周圍(圖4)。他們認為不存在沿著整個青藏高原東部一直延伸到高原邊緣的大范圍塑性地殼流; 龍門山南段和中段地殼顯示為高速特征, 暗示地殼強度大, 青藏高原主要逆沖于揚子克拉通上; 龍門山北段的殼內低速層可能是軟弱的, 高原傾向于橫向變形, 形成一系列走滑斷裂, 而不是向上或向下滑動(逆沖)。對于龍門山的陡峭地形, 不能僅用塑性地殼流的存在來解釋, 塑性地殼流有助于北段沿走向橫向變形, 但南段和中段堅硬的彭灌和寶興雜巖體則傾向于導致高原的水平縮短和垂直變形(逆沖)。

圖4 青藏高原東緣地殼低速層、高導層、各向異性分布情況 Fig.4 Distribution of low velocity layer, high conductivity layer and anisotropy in the crust of the eastern Tibetan Plateau

利用接收函數與面波聯合反演, Liu et al.(2014)在龍門山西側松潘-甘孜地體內部同樣觀測到中下地殼低速層, 且低速層與地表斷裂存在空間相關性。據此, 他們認為剛性地體運動和地殼流動不是地殼變形不可調和的模式, 地殼流不均勻分布且與深大斷裂所形成的應變分區現象共同作用, 以適應高原東擴(圖4)。朱介壽等(2017)根據S波速度結構和泊松比圖像認為, 地殼流主要從高原腹地的松潘-甘孜地體中下地殼流出, 沿鮮水河斷裂流向東南, 遇到剛性四川盆地轉向安寧河斷裂, 同時地殼流發生分流, 分為向北或向南的2～3個分支。向北的地殼流引起上地殼隆升, 形成龍門山的陡峭地形; 向南的分支使地殼增厚。

3.2 青藏高原東緣的電性結構

Zhao et al.(2012)在高原東緣觀測到一個高導層, 該層與地震波低速層結果吻合, 認為該高導層指示了松潘-甘孜地體塑性地殼流的存在。王緒本等(2018)的研究表明, 沿著龍日壩-岷山-龍門山后山斷裂帶分布著一條高導層。他們認為青藏高原物質東移過程中, 被四川盆地阻擋, 形成逆沖推覆薄皮構造。Zhao et al.(2019)對岷江斷裂帶的研究顯示出三個電性單元, 從西到東分別是若爾蓋盆地、馬爾康北部、岷山地體。若爾蓋和馬爾康地體在上地殼深度具有高電阻, 而在中地殼至下地殼深度具有低電阻, 岷山地體中下地殼高導層與岷江上地殼高導層相交。他們認為青藏高原向東的地殼流穿過龍日壩斷裂, 但被剛性的摩天嶺地體阻擋, 從而導致岷山地體隆起和向東逆沖推覆。另外, 朱濤等(2020)基于大地電磁觀測探討了龍門山地殼黏度結構, 認為上地殼和中下地殼可能是解耦變形的狀態。

3.3 青藏高原東緣的各向異性

Kong et al.(2016)發現, 地殼各向異性在龍門山斷裂帶附近以正交于斷裂帶走向的快波方向為主, 地殼增厚是龍門山斷裂帶高地形起伏的主要原因。Zheng et al.(2018)S波分裂結果表明, 龍門山南段垂直斷裂走向的各向異性與松潘-甘孜地體的地殼流有關, 龍門山中段與斷裂平行的各向異性主要是流體填充裂縫的結果, 北段各向異性可能是垂直伸展的裂縫造成的。高原等(2018)使用長達18年的地震記錄, 獲得了青藏高原東緣構造域及龍門山斷裂帶域的上地殼各向異性特征, 發現快波偏振特征受到區域構造的影響很大, 地體或斷裂邊界附近區域的快波偏振特征非常復雜, 在地體內部則呈現相對明顯的快波優勢方向。Du et al.(2019)獲得的Pn波速度結構和各向異性結果顯示, 在地震波波速較高的四川盆地地殼中, 各向異性較弱; 而低波速的松潘-甘孜地體、川滇地體和大涼山地體, 各向異性較強。作者認為高原內部向東流出的塑性地殼物質遭遇若爾蓋盆地和四川盆地的阻擋時, 發生轉向。在高速體之間的狹窄地帶出現強烈的各向異性, 表明地殼流在通過狹窄通道時趨于加速。Sun and Lei (2019)分別進行了低頻段和高頻段剪切波分裂測量, 結果顯示: 松潘-甘孜地體下高頻和低頻帶的主要快波極化方向基本一致, 表明該地體存在耦合地殼變形; 在龍門山斷裂帶和四川盆地下, 高頻段有兩個主要的快波極化方向, 低頻段只有一個主要的快波極化方向, 表明那里的地殼變形是解耦的。

3.4 討 論

青藏高原內部塑性的中下地殼物質自松潘-甘孜地體和羌塘地體向東流動, 被堅硬的四川盆地阻擋, 可能向東北和東南轉向流動。關于龍門山區域的研究百家爭鳴, 諸多結果并不統一, 甚至存在矛盾, 青藏高原東擴與四川盆地的阻擋相協調的動力學機制仍然未知。根據本文匯總的地球物理學證據推測: 在龍門山北段, 沿斷裂帶走向的橫向地殼流可能導致了一系列走滑斷裂的形成; 龍門山南段和中段則主要為地殼縮短和垂直變形; 龍門山西側的地殼流堆積可能使地殼增厚和莫霍面加深; 中地殼由地殼流主導, 使上下地殼解耦變形, 脆性上地殼被向東推擠, 在局部區域形成剪切縮短變形或疊瓦狀逆沖構造。

4 青藏高原東北緣地殼流分布

根據地殼流模型假設, 青藏高原內部的中下地殼軟弱物質受壓力作用由內向外流動, 受到四川盆地和柴達木盆地的阻擋形成兩個分支, 一支向東南流向云南地區, 一支向東北流向秦嶺和祁連造山帶。前人大量的研究發現, 青藏高原東南緣的中下地殼存在低速高導層(Liu et al., 2014; Bao et al., 2015; Yang et al., 2020), 并觀測到顯著的各向異性特征(Yao et al., 2010; Kong et al., 2016; 高原等, 2020), 這些地球物理證據無疑與地殼流模型相吻合。而青藏高原東北緣是地殼流模型預測的另一個分支, 以下地球物理學觀測可以為我們帶來一些新的啟發。

4.1 青藏高原東北緣的速度結構

Jiang et al.(2014)利用背景噪聲層析成像反演的結果顯示, 青藏高原東北緣中地殼存在低速層, 但柴達木盆地中地殼無低速層; 低速層沿著昆侖斷裂向東延伸, 貫穿東昆侖和秦嶺造山帶。該結果與地殼流模型預測的結果一致。Li et al.(2014)的背景噪聲層析成像結果顯示, 祁連山分為西北和東南兩部分, 其中西北部在地下20～40 km出現低速層, 東南部不存在低速層。羌塘和松潘-甘孜地體擁有巨厚地殼, 低速層廣泛存在于中地殼并終止于北昆侖斷裂附近; 祁連造山帶西北部存在相對略低速的低速層(圖5)。Guo et al.(2019)利用多尺度層析成像獲得祁連造山帶的P波速度結構, 結果顯示: 祁連造山帶被拉脊山斷裂分為兩個主要部分, 西北部上地殼和中地殼具有低速特征, 而東南部具有相對高速特征。作者認為西北部地殼逆沖增厚, 東南部地殼韌性剪切擠壓。這同背景噪聲成像的結果一致(Li et al., 2014)。Zhao et al.(2021)的環境噪聲成像結果顯示, 中地殼低速層廣泛分布于松潘-甘孜地體并延伸到西秦嶺地體, 終止于迭部-白龍江斷裂和隴西盆地, 他們認為低速層反映了地殼流向東北擴展, 導致中地殼增厚和高原隆起, 地殼流的規模隨著向高原外延伸而逐漸減弱。地殼流僅限于西秦嶺斷裂的南側, 沒有證據表明其向東擠壓到秦嶺造山帶。并且由于中地殼低速層存在, 上下地殼之間解耦變形, 上地殼縮短參與了高原東北部的生長。Sun et al.(2021) 雙差層析成像結果顯示, 青藏高原東北緣下方低速的中下地殼向北延伸至阿拉善地體至龍首山斷裂, 向東延伸至鄂爾多斯地體至小關山斷裂。其中, 北部河西走廊中下地殼的低速層表明青藏高原地殼物質已楔入阿拉善地體, 上地殼逆沖變形; 東部鄂爾多斯邊界, 低速中下地殼已越過六盤山斷裂到達小關山斷裂。作者認為中下地殼流模型與低速層分布具有很好的一致性, 而上地殼則發生解耦變形。諸多研究都認為松潘-甘孜地體北部的低速層可能是地殼部分熔融的反映(Wu et al., 2017), 但對祁連塊體及西秦嶺殼內低速層的分布仍存在較多爭議。

圖5 青藏高原東北緣地殼低速層、高導層、各向異性分布情況 Fig.5 Distribution of low velocity layer, high conductivity layer and anisotropy in the crust of the northeastern Tibetan Plateau

另一方面, Deng et al.(2015)基于接收函數和面波頻散聯合反演得到: 松潘-甘孜地體中地殼低速層通過阿尼瑪卿縫合帶延伸至柴達木地體。利用接收函數和頻散聯合反演得到的一條貫穿松潘-甘孜地體和北祁連造山帶的殼幔速度結構剖面, 作者認為中下地殼低速層可能存在流動, 但地殼流不是驅動青藏高原東北緣側向生長的機制, 相反地殼流是巖石圈縮短變形的結果, 不同地體內部低速層的規模和幅度代表不同的變形階段(Deng et al., 2018)。Zheng et al.(2016)同樣利用接收函數和Rayleigh波頻散聯合反演結果顯示, 松潘-甘孜地體至東昆侖斷裂具有從中地殼到下地殼的連續低速層, 這一特征符合巖石圈拆沉后誘發的局部地幔上升流模型; 西北祁連造山帶存在局部地殼低速層; 西秦嶺和東南祁連造山帶下未發現地殼低速層, 這與寬角反射未發現殼內低速層的觀測一致(Zhang et al., 2011b); 低速層的分塊分布特征表明地殼流不太可能是高原東北緣生長的主要模式。王興臣等(2017)利用接收函數和H-κ掃描得到了高原東北緣地殼厚度和泊松比, 得到了不同地體的地殼厚度, 總體上呈現由西向東地殼逐漸減薄的特征; 結果顯示高原東北緣具有較低的泊松比, 而發生部分熔融的地殼應當具有較高的泊松比, 因此其不支持單純的地殼流模型。接收函數和Rayleigh波頻散聯合反演(Wang et al., 2017)得到高分辨率S波速度模型, 結果顯示阿拉善地體中下地殼表現為低速; 在北祁連、北松潘-甘孜、西南秦嶺地體的中地殼發現了兩塊顯著的低速層, 表現為孤立狹窄的透鏡狀; 在青藏高原東北緣下地殼中沒有發現低速層, 表明下地殼介質性質應當不利于產生流動。

綜上所述, 青藏高原東北緣地殼內部僅在局部存在低速層, 且低速層呈不連通狀態, 低速層的分布同高地形區域分布存在對應關系, 因此存在是低速層作為地殼流驅動形成高地形, 還是地殼縮短增厚形成低速層的爭論。整體來看, 因為低速層分布區域較小且不連通, 我們更傾向于認為青藏高原東北緣的地殼流可能局部存在, 但不是促進高原擴展的主要機制, 支持低速層可能是擠壓生熱和局部軟流圈上升流的綜合效應造成的。

4.2 青藏高原東北緣的電性結構

趙國澤等(2004)發現穿過巴顏喀拉地體(松潘-甘孜地體)、秦祁地體和鄂爾多斯地體的電性結構剖面呈現良好的成層性和分區性, 在南北地震構造帶電性成層性復雜, 高阻低阻交替出現。Le Pape et al.(2012)認為電性高導層穿過了昆侖斷裂帶, 且對柴達木盆地的地殼增厚具有貢獻。Xiao et al.(2013)在東昆侖斷裂的東北部發現一個相對高導層, 可能是一個地殼強度較薄弱的構造帶, 被解釋為與一系列北傾疊瓦狀逆沖構造相關, 并認為高原東北緣的地殼增厚是由于由南向北巖石圈擠壓縮短的結果。而對阿爾金斷裂東段的研究表明阿爾金斷裂沒有穿過花海-金塔盆地, 河西走廊地殼呈現高導特征(Xiao et al., 2015)。Xue et al.(2019)認為, 康縣斷裂北側由高阻上地殼和高導下地殼組成, 高原內流出的塑性地殼使西秦嶺造山帶地殼增厚, 同時中地殼薄弱層的存在使上下地殼解耦變形。

4.3 青藏高原東北緣的各向異性

Shen et al.(2015)接收函數各向異性的方位與地殼流模型相同, 認為青藏高原東北緣存在地殼流。Sun and Zhao (2020)認為高原東北緣各向異性與區域應力場相關, 并將各向異性特征歸因于地殼流。作者認為地殼流可能被周圍穩定的剛性地體阻擋, 因此不能在鄂爾多斯盆地和四川盆地之間進一步向東擠壓, 最終在108°E左右終止于秦嶺造山帶。地殼流動導致青藏高原東北部與周圍構造單元之間過渡帶的殼內和地幔變形解耦, 而垂直相干變形更可能發生在周圍的剛性地體中。沿海原斷裂、昆侖斷裂和北秦嶺斷裂等主要斷裂帶, 不同變形模式互相協調、活動斷裂和地體之間相互作用, 最終形成現今復雜的構造格局。但是, 地殼(接收函數, 即Pms震相)、地幔的各向異性以及面波方位各向異性的反演結果顯示, 全地殼的快波偏振方向與上地?？觳ㄆ穹较蚧鞠嗤? 暗示青藏高原東北緣殼幔具有耦合的變形模式, 不支持有大規模地殼流存在(王瓊等, 2013; Wang et al., 2016; 王瓊和高原, 2018; 郭桂紅等, 2019)。

4.4 討 論

大部分證據表明青藏高原東北緣不存在地殼流模型預測的大規模地殼流動, 但在部分區域觀測到了塑性地殼。由于印度-歐亞板塊俯沖碰撞的遠程效應, 整個巖石圈的垂直縮短變形可能是青藏高原東北緣的主要隆升機制。祁連造山帶被拉脊山斷裂分為北祁連斷裂和南祁連斷裂, 其中祁連造山帶北部存在孤立的低速層, 地殼因為逆沖變形增厚; 南部存在高速異常, 堅硬地殼阻擋了塑性地殼的流動。松潘-甘孜地體和西秦嶺地體下存在連通的中地殼低速層, 可能是地殼流向東北擴展, 但其規模逐漸減小, 向北終止于西秦嶺斷裂, 向東終止于迭部-白龍江斷裂, 進而使得低速層由高原內部向邊緣延展的過程中, 發生了地殼增厚和高原抬升。

5 總結與認識

青藏高原東部是青藏高原向東擴展的前緣, 按其構造方位可分為東南緣、東緣和東北緣三個部分。三個區域之間互相影響, 但又各自具有不同的構造特征, 沒有絕對意義上的清晰邊界。東南緣地殼流主要分布在兩條南北向的通道內; 而龍門山區域的地殼流則被四川盆地阻擋, 地殼流與地殼垂直變形共同調整高原東擴; 東北緣除松潘-甘孜地體北緣可能存在連通地殼流外, 其他地區可能基本不分布連通的地殼流。

地殼流在青藏高原東部是以局部連通的條帶狀異常形態存在, 而不是大范圍面狀分布; 同時地殼流又與脆性上覆地殼變形有機結合, 不同地體間復雜的相互作用共同調節了高原東向的擴展過程。但青藏高原地殼流的深淺、邊界、規模、模式、分支, 以及地殼流是青藏高原擴展的原因還是結果等問題, 還需要更多精細的探測和研究。將不同方向的地球物理研究手段結合起來, 利用低速、高導和各向異性等不同參數進行綜合地球物理反演, 無疑為探測青藏高原的演化模式創造了更多的可能。本文僅討論地殼流分布, 不涉及巖石圈地幔變形等深部構造過程。為了更深入認識復雜的高原演化過程, 必須緊跟觀測技術和反演技術的進步, 針對重點地區, 比如青藏高原東南緣的大型走滑斷裂周邊, 開展密集地球物理觀測, 融合不同觀測手段、不同分辨尺度的地球物理資料, 以及動力學模擬的研究, 博采眾長, 推陳出新, 以取得對青藏高原殼內地殼流的更進一步認識。

致謝:感謝三位審稿專家提出的建設性修改建議, 使本文的討論更加深入, 讓作者受益匪淺。