王寒枫 , 梁晓峰, 邓阳凡
(1.中国科学院 地质与地球物理研究所, 岩石圈演化国家重点实验室, 北京 100029; 2.中国科学院大学 地球与行星科学学院, 北京 100049; 3.中国科学院 广州地球化学研究所, 同位素地球化学国家重点实验室, 广东 广州 510640)
青藏高原被誉为世界屋脊, 是地球上海拔最高、地壳最厚的高原, 并且仍处于隆升过程中(Royden et al., 1997; Reilinger et al., 2006; Royden et al., 2008)。新生代以来印度板块与欧亚板块俯冲碰撞导致青藏高原的地壳物质发生运移、调整(Meyer et al., 1998; Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001; Chen et al., 2013), 形成了青藏高原东缘地形起伏陡峭、东北缘和东南缘相对平缓的地貌特征, 并分布有很强的地震活动(马杏垣, 1989)。青藏高原东部是青藏高原侧向扩展的前缘, 研究其深浅结构变形特征对认识青藏高原的侧向扩张机制非常重要, 对理解高原演化和大陆动力学具有重要意义。
为了解释青藏高原高海拔、巨厚地壳的形成原因, 研究者提出了多种动力学模型, 比较主流的观点包括: ①刚性块体侧向挤出(图1b): 该模型认为印度板块与欧亚板块汇聚形成青藏高原的过程中, 地壳和上地幔岩石圈具有相同的强度, 壳幔变形是耦合的, 高原内部的脆性地体沿着地体边界的大型走滑断裂侧向挤出, 形变主要发生在脆性地体很窄的边界处, 而地体内部变形较少(Tapponnier and Molnar, 1976; Tapponnier et al., 1982, 2001); ②连续变形(图1c): 在该模型中, 介质被视为非刚性连续介质。由于印度板块对青藏高原的挤压作用, 高原内部地体从南到北发生不同程度的缩短, 在整个高原内部的岩石圈发生连续形变(Houseman and England, 1993; Copley, 2008); ③中下地壳流(图1a): 该模型认为高原内部软弱的中下地壳物质向东逃逸, 形成地壳流, 从而导致上地壳和下伏地幔之间发生解耦变形。在青藏高原周缘遇到比较坚硬的刚性岩石圈地体时, 地壳流被阻挡, 形成了例如龙门山区域陡峭的突变型地貌特征; 反之如未遇到坚硬岩石圈的阻挡, 比如东北缘和东南缘, 则形成宽阔而平缓的过渡型地貌(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; Klemperer, 2006; Royden et al., 2008)。另外还有双板块叠置(Argand, 1924)、岩石圈拆沉(Molnar, 1988)、陆内地体俯冲(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观测证据, 可以解释部分相应的地质和地球物理观测现象, 但同时面临诸多挑战。在近年来的研究中, 研究人员越来越多的认识到, 在区域演化过程中, 可能不止一种变形机制在起作用, 区域构造变形可能是几种机制共同作用或者先后调节的结果(Bendick and Flesch, 2007; Liu et al., 2014; Deng et al., 2018)。然而, 各种机制在高原演化过程中的参与度及协调关系仍然是一个尚在讨论且意义十足的问题。
图1 青藏高原主要的变形动力学模型 Fig.1 Dynamic models to explain the thickening and uplift of the Tibetan Plateau
中下地壳流模型因为可以解释青藏高原东缘陡峭的地形及较弱的新生代缩短变形, 而广受青睐。研究表明, 如果存在中下地壳流, 地壳介质应具备以下3个条件(Klemperer, 2006; 张培震, 2008): ①中下地壳存在能够发生流动的软弱层; ②存在横向压力梯度, 可以产生泊肃叶(Poiseuille)流; ③脆性上地壳或刚性上地幔相对软弱层发生运动, 产生科特(Couette)流。地壳介质强度受成分、温度、压力等多因素控制, 而地球物理探测是查明中下地壳是否存在软弱层的主要手段。地壳介质的地震波速度会随着温度升高而降低, 如果存在部分熔融则介质地震波速度会显著降低(Christensen and Mooney, 1995)。因此, 地震波低速层可以指示地下介质的物质组成或状态, 同时综合考虑其他的物理量, 则可以进一步推断地下是否存在地壳流及其可能的分布范围和特征。例如, 地震波速度结构差异能指示地壳低速层范围, 而电性结构中高导、低阻层的分布对高温熔融体具有特殊敏感性(Wei et al., 2001), 两者结合可以得出精度更高且更可信的推论。壳内各向异性研究结果获得的地震波快波方向, 与地壳内最大主压应力场的大小和方向有很好的对应关系(Crampin, 1984), 如果将各向异性与低波速、低电阻的观测证据结合, 可以指示地壳流可能的运移方向。
青藏高原的显著特征是拥有巨厚地壳, 平均地壳厚度约为70 km, 是正常大陆地壳厚度的两倍(Molnar and Tapponnier, 1975; Xu et al., 2011)。地壳厚度由西南向东北逐渐减薄, 南部地壳厚度约为70～75 km, 东北缘和东南缘厚度约60～65 km(Zhang et al., 2011a)。越来越多的地质和地球物理证据表明: 青藏高原中下地壳是高温、软弱的。主要证据包括: 广泛分布的新生代火山作用(Chung et al., 2005); 高热流和高地壳温度(孙玉军等, 2013; Deng and Tesauro, 2016; Jiang et al., 2019); 中下地壳低电阻率 (Bai et al., 2010; Zhao et al., 2012); 地震震源深度集中分布于上地壳, 缺乏中下地壳地震(Liang et al., 2008; Wei et al., 2010; Sloan et al., 2011; Wang et al., 2020); 中下地壳广泛分布地震波低速层(Liu et al., 2014; Sun et al., 2021; Zhao et al., 2021)以及区域性显著地壳各向异性(Kong et al., 2016; Zheng et al., 2018)。此外, 在青藏高原东部, 地壳和地幔之间的变形可能存在解耦性(Sol et al., 2007; Yao et al., 2010; Zheng et al., 2016; Huang et al., 2017)。由此表明, 中下地壳流在青藏高原内部可能大范围存在, 其在高原演化过程中应当扮演着极为重要的角色, 然而地壳流存在的具体范围、连通情况以及是如何与其他构造变形作用一起调节高原演化的, 还存有很大争议性, 有待更深入的研究。针对现阶段已有的大量地球物理探测资料, 特别是针对探讨地壳流模型的研究结果, 进行有效梳理、分类整合和概要总结, 对系统探讨地壳流的分布范围, 进而讨论该模型在青藏高原侧向扩展过程中的动力学作用有十分重要的意义, 也可以为之后开展更具针对性的科学研究提供有价值的参考。
青藏高原南接印度板块, 北邻塔里木盆地, 东缘毗邻鄂尔多斯盆地和四川盆地, 其内部由南到北分别是: 喜马拉雅地体、拉萨地体、羌塘地体、松潘-甘孜地体、柴达木盆地、祁连造山带(图2; Yin and Harrison, 2000)。高原内部不同地体间被缝合带隔开, 由南到北分别是: 印度河-雅鲁藏布江缝合带、班公湖-怒江缝合带、金沙江缝合带、阿尼玛卿-昆仑-木孜塔格缝合带。
青藏高原东部存在着一系列复杂的新生代构造断裂(图2)(Yin and Harrison, 2000; Xu et al., 2011), 从东南缘至东北缘, 由南到北分别为: 红河断裂带、鲜水河-小江断裂带、龙门山断裂带、昆仑断裂带、南祁连断裂带、北祁连断裂带、阿尔金断裂带和海原断裂带。
青藏高原东南缘的构造特征是缺乏大规模的地表隆起和缩短变形(Royden et al., 1997), 该区域主要包含三条大的走滑断裂: 安宁河-则木河-小江断裂、红河-哀牢山断裂、丽江-小金河断裂, 以这三条断裂为边界的地体称为川滇菱形地体(Wang et al., 1998)(图2)。青藏高原东缘主要有NW-SE向的鲜水河断裂和NE-SW向的龙门山断裂带, 龙门山断裂中南段整体表现为逆冲运动、北段兼具走滑运动(张培震, 2008; Feng et al., 2021)。该区域是川滇菱形地体、松潘-甘孜地体和四川盆地三大地体的接触交界区, 构造变形结构复杂, 是中国大陆地震活动最强烈的地区之一。龙门山断裂带宽约30～40 km, 主要由3条主干断裂: 茂县-汶川断裂、北川-映秀断裂和彭县-灌县断裂, 及其他分支小断裂等组成(李智武等, 2008; 张培震等, 2008; 郭飚等, 2009)。以龙门山断裂带为界, 东南侧为地形平缓的四川盆地, 北西侧为松潘-甘孜地体。青藏高原东北缘是高原与阿拉善地体、鄂尔多斯盆地、秦岭造山带的交汇地带, 构造活跃且变形复杂, 包括一系列NW-SE走向的逆冲和走滑断裂, 如: 昆仑断裂、秦岭断裂、海原断裂和南、北祁连断裂(图2)(Li et al., 2014; Wang et al., 2017)。
图2 青藏高原及邻区构造图 Fig.2 The topography of the Tibetan Plateau and its adjacent areas
作为青藏高原东向扩展的前缘, 青藏高原东部从南到北不同的地貌特征指示其深部动力学活动存在差异, 而地壳流可能扮演了重要角色。下文将按照从南到北的顺序分别讨论青藏高原东南缘、东缘和东北缘可能的地壳流分布范围, 并分析其对不同区域构造变形特征的影响。
根据地壳流模型, 高原内部热且软弱的中下地壳向东流动, 受到坚硬的四川盆地阻挡, 产生向北和向南两个分支。已有地球物理探测结果显示(Liu et al., 2014; Bao et al., 2015; Zhang et al., 2020), 在青藏高原东南缘普遍观测到的低速层、高导层等证据, 支持存在流向东南的地壳流分支, 一定程度上可以解释青藏高原东南缘的地形演化。但是, 不同学者根据不同观测数据和处理方法, 获得的低速层分布范围、低速层与高导层分布范围并不一致, 导致无法有效推断地壳流具体的流动模式、存在区域和边界范围, 因此需要对大量的研究资料进行整理分析, 认清关键矛盾和问题所在, 为以后的科学研究提供参考。
2.1 青藏高原东南缘的速度结构
青藏高原东南缘的地壳结构成像指示, 无论体波成像、面波成像还是联合反演, 均表明青藏高原东南缘的地壳中存在低速异常。
Liu et al.(2014)基于四川近300台密集宽频带地震仪采集的数据资料, 采用接收函数和面波频散联合反演, 获得了该区域地壳三维速度结构。结果表明: 鲜水河断裂带以南的康定地体表现出大范围的中下地壳低速异常。结合大地电磁和各向异性的证据, 作者认为可能存在从青藏高原流向东南缘的连通性地壳流。鲜水河断裂带以北的松潘-甘孜地体存在小规模的低速异常。整体来看, 该区域地壳流分布受到大型地体边界断裂带的限制。综合速度结构和大地测量的观测结果, 作者认为刚性块体挤出模型和地壳流模型, 共同协调控制了青藏高原东南缘的构造演化。Bao et al.(2015)搜集了喜马拉雅计划一期观测、PASSCAL流动台网和省级地震台网的观测数据, 利用接收函数和Rayleigh波频散曲线联合反演的方法, 也获得了青藏高原东南缘的高分辨率地壳速度结构。其结果显示: 环绕喜马拉雅东构造结存在两条顺时针走向的低速层通道, 推断与地壳流有关。两条低速通道一深一浅、一大一小, 并与东南部的主要走滑断裂相关联(图3)。作者认为青藏高原东南缘增长和扩张的动力, 部分来源于两条地壳流动通道和走滑断裂剪切的共同作用。
图3 青藏高原东南缘地壳低速层、高导层、各向异性分布情况 Fig.3 Distribution of low velocity layer, high conductivity layer and anisotropy in the crust of the southeastern Tibetan Plateau
中国科学技术大学姚华建研究团队针对青藏高原东南缘的地壳结构开展了持续性研究工作, 并利用多种地震信号开展联合反演, 取得了一系列新的成果。Huang et al.(2020)利用面波反演获得了整个青藏高原的S波速度结构, 结果显示高原内部的低速异常并非连续贯通性分布, 而是与不同地质单元的构造环境有关。东南缘存在围绕东构造结分布的低速异常。沿着印度河-雅鲁藏布江缝合带也出现低速异常体。结合东南缘强烈的各向异性, 作者认为存在中下地壳流, 地壳物质在时间尺度上表现出的向东流动可能是由重力势能、或自西向东中下地壳厚度减薄的机制所驱动。Yang et al.(2020)通过对P波接收函数、Rayleigh波频散和Rayleigh波ZH比的多数据联合反演, 获得高分辨率地壳速度结构, 同样显示出两条低速异常通道: 一条从鲜水河断裂和丽江-小金河断裂的西侧延伸到红河断裂的西侧, 另一条在小江断裂带周围。两条低速异常通道的形态分布与Bao et al.(2015)的研究结果基本一致。峨眉山大火成岩省(Emeishan Large Igneous Province, ELIP)内部呈现高速异常, 暗示其地壳刚性强度较高, 可以阻碍地壳流向南的塑性流动。另外, Zhang et al.(2020)利用双台法面波成像得到的结果, 同样显示东南缘中下地壳存在两条低速带, 且这两条低速带在安宁河-则木河断裂系附近被一条高速带隔开, 此高速带主要位于ELIP内带。邓山泉等(2020)利用体波双差层析成像方法, 对川滇南部地壳结构特征进行反演, 结果显示中下地壳流主要集中在两条南北向条带状的低速层内, 且地壳流向南并没有穿过红河断裂到达滇西的兰坪-思茅盆地, 而非Clark and Royden (2000)认为的川滇南部中下地壳深度范围内普遍存在地壳流。
综合以上研究, 我们认为青藏高原东南缘正在同时经历三种不同的构造作用: 刚性上地壳主要由大型走滑断裂和刚性地体挤压运动控制; 向东南流动的中下地壳粘塑性物质被与ELIP相关的刚性地壳阻挡, 分两支向南迁移; 红河断裂以南的构造变形可能同时受控于岩石圈拆沉和俯冲印度板块的后退作用。
2.2 青藏高原东南缘的电性结构
大地电磁(Magnetotelluric, MT)法是利用自然产生的电磁波对地下介质成像的方法, 其探测得到地壳中的高导、低阻层常被认为是地壳存在熔融的证据。Bai et al.(2010)利用大地电磁法得到的结果显示, 青藏东南缘下方存在两条连续的高导通道(图3), 是地壳流存在的有力证据。Li et al.(2019)反演了两条垂直小江断裂的电磁剖面, 北部剖面显示出两个独立高导层域, 南部剖面显示为规模较大的连通高导层; 高导层走向南北, 与地表断裂走向大致吻合。作者认为下地壳高导层可能指示物质部分熔融, 支持地壳流模型与脆性上地壳挤出共同调节高原侧向生长, 同时认为地壳流主要分布在小江断裂西侧。Yu et al.(2020)对红河断裂带的研究表明, 红河区域下方高导、高阻异常交替出现, 部分高导层与速度结构中观测到的低速层(Bao et al., 2015)分布一致, 进一步支持了下地壳塑性流动、中上地壳脆性变形的协调动力学机制。
2.3 青藏高原东南缘的各向异性
根据使用信号的不同, 地壳内部各向异性主要可以分为: 体波各向异性和面波各向异性。其中, 体波各向异性具有良好的横向分辨率, 面波各向异性具有较高的垂向分辨率。一般而言, 中上地壳的各向异性特征主要受控于区域应力场, 可以指示主压应力场的大小和方向; 接收函数提取的转换波Ps震相测量的各向异性则指示了整个地壳内的介质变形特征; SKS震相测量结果则综合反映了整个地壳与上地幔的变形。
Yao et al.(2010)的面波成像及方位各向异性反演结果表明, 上地壳各向异性显示的快波方向通常平行于地表走滑断裂的走向, 整体呈现绕东构造结顺时针旋转的特征, 且与岩石圈地幔各向异性特征存在明显不同。接收函数获得的各向异性(Kong et al., 2016)和小震测量的直达S波各向异性(Li et al., 2021), 均支持在鲜水河-小江断裂带附近存在中下地壳流分布。Zheng et al.(2018)认为, 地壳各向异性与变形程度有关, 龙门山南段和松潘-甘孜地体的地壳各向异性表明存在从高原中部向东南移动的地壳流。Hu et al.(2020)获得的面波各向异性结果表明, 高原中部中地壳流在93°E左右分为两支。朱子杰等(2021)基于背景噪声的各向异性结果显示, 青藏高原东南缘各地体, 地壳各向异性呈现成层性, 其上地壳的快波方向与其邻近走滑断裂带走向一致, 绕东构造结顺时针旋转; 中下地壳快波优势方向转向北西, 与低速层延伸方向一致。高原等(2020)总结了不同方法获得的青藏高原东南缘各向异性的结果, 发现该地区方位各向异性与对应的低速层分布具有很好的方向一致性(王琼等, 2015; Liu et al., 2021), 可用于指示地壳流的位置和范围。
2.4 讨 论
Clark and Royden (2000)推测地壳流从高原内部流出, 遇到坚硬的四川盆地分为东南缘和东北缘两支。在东南缘区域, 地球物理观测表明分布有大范围的低速层和高导层, 且两者基本重合, 可以认为东南缘存在连通的地壳流, 而地震波各向异性结果指示了地壳流的运动方向: 东南缘地壳流主要分布在两条南北向的通道内, 东侧地壳流通道沿小江断裂分布, 西侧通道沿鲜水河断裂、丽江-小金河断裂带分布。但是一些问题尚需要进一步探测: ①地壳流在东南缘分为两支, 是否是由于ELIP内部高速体阻挡形成？②地壳流边界是否越过红河断裂？③地壳流两条分支的规模、深度有何差异及差异成因。尽管对地壳流的边界、规模以及流动分支还存在疑问, 但可以确定的是, 脆性上地壳的挤出变形, 塑性中下地壳流的侧向运移, 共同调节着青藏高原东南缘的向外生长。
与东南缘的地形被大型走滑断裂带切割不同, 青藏高原东缘主要由龙门山逆冲断裂带形成了陡峭的地形, 高差达4000 m左右, 地表缩短率极低, GPS测量显示仅为1～3 mm/a(Wang and Jin, 2010)。近年来, 已有大量成果研究采用地壳流模型解释龙门山断裂带陡峭的地形差异, 但是地壳流的空间分布、动力过程等仍需要讨论。本节将着重讨论青藏高原东缘, 即龙门山及周围区域的壳内地球物理特征指示的地壳流的可能分布范围。
3.1 青藏高原东缘的速度结构
郭飚等(2009)利用远震P波层析成像反演了龙门山区域地壳及上地幔速度结构。其中, 地壳速度结构显示明显的分区特征, 与地貌和地表地质构造相吻合。龙门山西侧松潘-甘孜地体的中下地壳分布大范围的低速异常, 但并不连续; 东侧的四川盆地, 特别是靠近龙门山断裂带附近, 整体表现为高速异常。他们认为, 龙门山断裂带被来自松潘-甘孜地体的低速体分为南北两段, 北段区域范围较大, 整体速度值偏高; 龙门山断裂带逆冲推覆构造的形成是由于坚硬的四川盆地对青藏高原地壳物质向东挤压形成阻挡作用。但是, 远震P波射线在地壳浅部交叉覆盖性差, 该方法本身对地壳结构分辨率不高, 因此无法进一步判别壳内低速层分布的具体深度。P波接收函数的结果显示, 松潘-甘孜地体和龙门山断裂带中下地壳存在广泛低速层(Tian et al., 2020), 并且龙门山断裂带莫霍面存在深度跳跃, 松潘-甘孜地体莫霍面较深, 而四川盆地莫霍面较浅(Zhang et al., 2010)。作者认为原因可能是高原内部地壳物质向东侵入, 被四川盆地阻挡, 导致龙门山断裂带的抬升; 另一方面, 堆积在高原边缘的物质和龙门山的抬升, 使地壳增厚, 导致出现莫霍面深度差异。
Li et al.(2009, 2010)利用环境噪声互相关提取Rayleigh波和Love波, 并进行成像研究, 两个结果表现出高度相似性。在龙门山以西区域显示出地壳内部分布大范围的低速层(图4)。据此, 作者认为松潘-甘孜地体内部的下地壳流东向运动被坚硬的四川盆地阻挡, 并在四川盆地周围向南转移到青藏高原东南部, 因此沿龙门山形成了陡峭地形。最新的环境噪声成像结果显示出两条近似垂直龙门山断裂的低速条带(Feng et al., 2021): 龙门山南部至中部的宝兴和彭灌杂岩体显示出相对较高的地壳速度; 低速层主要存在于龙门山中段至北段下方, 部分位于南段至中段宝兴和彭灌杂岩体周围(图4)。他们认为不存在沿着整个青藏高原东部一直延伸到高原边缘的大范围塑性地壳流; 龙门山南段和中段地壳显示为高速特征, 暗示地壳强度大, 青藏高原主要逆冲于扬子克拉通上; 龙门山北段的壳内低速层可能是软弱的, 高原倾向于横向变形, 形成一系列走滑断裂, 而不是向上或向下滑动(逆冲)。对于龙门山的陡峭地形, 不能仅用塑性地壳流的存在来解释, 塑性地壳流有助于北段沿走向横向变形, 但南段和中段坚硬的彭灌和宝兴杂岩体则倾向于导致高原的水平缩短和垂直变形(逆冲)。
图4 青藏高原东缘地壳低速层、高导层、各向异性分布情况 Fig.4 Distribution of low velocity layer, high conductivity layer and anisotropy in the crust of the eastern Tibetan Plateau
利用接收函数与面波联合反演, Liu et al.(2014)在龙门山西侧松潘-甘孜地体内部同样观测到中下地壳低速层, 且低速层与地表断裂存在空间相关性。据此, 他们认为刚性地体运动和地壳流动不是地壳变形不可调和的模式, 地壳流不均匀分布且与深大断裂所形成的应变分区现象共同作用, 以适应高原东扩(图4)。朱介寿等(2017)根据S波速度结构和泊松比图像认为, 地壳流主要从高原腹地的松潘-甘孜地体中下地壳流出, 沿鲜水河断裂流向东南, 遇到刚性四川盆地转向安宁河断裂, 同时地壳流发生分流, 分为向北或向南的2～3个分支。向北的地壳流引起上地壳隆升, 形成龙门山的陡峭地形; 向南的分支使地壳增厚。
3.2 青藏高原东缘的电性结构
Zhao et al.(2012)在高原东缘观测到一个高导层, 该层与地震波低速层结果吻合, 认为该高导层指示了松潘-甘孜地体塑性地壳流的存在。王绪本等(2018)的研究表明, 沿着龙日坝-岷山-龙门山后山断裂带分布着一条高导层。他们认为青藏高原物质东移过程中, 被四川盆地阻挡, 形成逆冲推覆薄皮构造。Zhao et al.(2019)对岷江断裂带的研究显示出三个电性单元, 从西到东分别是若尔盖盆地、马尔康北部、岷山地体。若尔盖和马尔康地体在上地壳深度具有高电阻, 而在中地壳至下地壳深度具有低电阻, 岷山地体中下地壳高导层与岷江上地壳高导层相交。他们认为青藏高原向东的地壳流穿过龙日坝断裂, 但被刚性的摩天岭地体阻挡, 从而导致岷山地体隆起和向东逆冲推覆。另外, 朱涛等(2020)基于大地电磁观测探讨了龙门山地壳黏度结构, 认为上地壳和中下地壳可能是解耦变形的状态。
3.3 青藏高原东缘的各向异性
Kong et al.(2016)发现, 地壳各向异性在龙门山断裂带附近以正交于断裂带走向的快波方向为主, 地壳增厚是龙门山断裂带高地形起伏的主要原因。Zheng et al.(2018)S波分裂结果表明, 龙门山南段垂直断裂走向的各向异性与松潘-甘孜地体的地壳流有关, 龙门山中段与断裂平行的各向异性主要是流体填充裂缝的结果, 北段各向异性可能是垂直伸展的裂缝造成的。高原等(2018)使用长达18年的地震记录, 获得了青藏高原东缘构造域及龙门山断裂带域的上地壳各向异性特征, 发现快波偏振特征受到区域构造的影响很大, 地体或断裂边界附近区域的快波偏振特征非常复杂, 在地体内部则呈现相对明显的快波优势方向。Du et al.(2019)获得的Pn波速度结构和各向异性结果显示, 在地震波波速较高的四川盆地地壳中, 各向异性较弱; 而低波速的松潘-甘孜地体、川滇地体和大凉山地体, 各向异性较强。作者认为高原内部向东流出的塑性地壳物质遭遇若尔盖盆地和四川盆地的阻挡时, 发生转向。在高速体之间的狭窄地带出现强烈的各向异性, 表明地壳流在通过狭窄通道时趋于加速。Sun and Lei (2019)分别进行了低频段和高频段剪切波分裂测量, 结果显示: 松潘-甘孜地体下高频和低频带的主要快波极化方向基本一致, 表明该地体存在耦合地壳变形; 在龙门山断裂带和四川盆地下, 高频段有两个主要的快波极化方向, 低频段只有一个主要的快波极化方向, 表明那里的地壳变形是解耦的。
3.4 讨 论
青藏高原内部塑性的中下地壳物质自松潘-甘孜地体和羌塘地体向东流动, 被坚硬的四川盆地阻挡, 可能向东北和东南转向流动。关于龙门山区域的研究百家争鸣, 诸多结果并不统一, 甚至存在矛盾, 青藏高原东扩与四川盆地的阻挡相协调的动力学机制仍然未知。根据本文汇总的地球物理学证据推测: 在龙门山北段, 沿断裂带走向的横向地壳流可能导致了一系列走滑断裂的形成; 龙门山南段和中段则主要为地壳缩短和垂直变形; 龙门山西侧的地壳流堆积可能使地壳增厚和莫霍面加深; 中地壳由地壳流主导, 使上下地壳解耦变形, 脆性上地壳被向东推挤, 在局部区域形成剪切缩短变形或叠瓦状逆冲构造。
根据地壳流模型假设, 青藏高原内部的中下地壳软弱物质受压力作用由内向外流动, 受到四川盆地和柴达木盆地的阻挡形成两个分支, 一支向东南流向云南地区, 一支向东北流向秦岭和祁连造山带。前人大量的研究发现, 青藏高原东南缘的中下地壳存在低速高导层(Liu et al., 2014; Bao et al., 2015; Yang et al., 2020), 并观测到显著的各向异性特征(Yao et al., 2010; Kong et al., 2016; 高原等, 2020), 这些地球物理证据无疑与地壳流模型相吻合。而青藏高原东北缘是地壳流模型预测的另一个分支, 以下地球物理学观测可以为我们带来一些新的启发。
4.1 青藏高原东北缘的速度结构
Jiang et al.(2014)利用背景噪声层析成像反演的结果显示, 青藏高原东北缘中地壳存在低速层, 但柴达木盆地中地壳无低速层; 低速层沿着昆仑断裂向东延伸, 贯穿东昆仑和秦岭造山带。该结果与地壳流模型预测的结果一致。Li et al.(2014)的背景噪声层析成像结果显示, 祁连山分为西北和东南两部分, 其中西北部在地下20～40 km出现低速层, 东南部不存在低速层。羌塘和松潘-甘孜地体拥有巨厚地壳, 低速层广泛存在于中地壳并终止于北昆仑断裂附近; 祁连造山带西北部存在相对略低速的低速层(图5)。Guo et al.(2019)利用多尺度层析成像获得祁连造山带的P波速度结构, 结果显示: 祁连造山带被拉脊山断裂分为两个主要部分, 西北部上地壳和中地壳具有低速特征, 而东南部具有相对高速特征。作者认为西北部地壳逆冲增厚, 东南部地壳韧性剪切挤压。这同背景噪声成像的结果一致(Li et al., 2014)。Zhao et al.(2021)的环境噪声成像结果显示, 中地壳低速层广泛分布于松潘-甘孜地体并延伸到西秦岭地体, 终止于迭部-白龙江断裂和陇西盆地, 他们认为低速层反映了地壳流向东北扩展, 导致中地壳增厚和高原隆起, 地壳流的规模随着向高原外延伸而逐渐减弱。地壳流仅限于西秦岭断裂的南侧, 没有证据表明其向东挤压到秦岭造山带。并且由于中地壳低速层存在, 上下地壳之间解耦变形, 上地壳缩短参与了高原东北部的生长。Sun et al.(2021) 双差层析成像结果显示, 青藏高原东北缘下方低速的中下地壳向北延伸至阿拉善地体至龙首山断裂, 向东延伸至鄂尔多斯地体至小关山断裂。其中, 北部河西走廊中下地壳的低速层表明青藏高原地壳物质已楔入阿拉善地体, 上地壳逆冲变形; 东部鄂尔多斯边界, 低速中下地壳已越过六盘山断裂到达小关山断裂。作者认为中下地壳流模型与低速层分布具有很好的一致性, 而上地壳则发生解耦变形。诸多研究都认为松潘-甘孜地体北部的低速层可能是地壳部分熔融的反映(Wu et al., 2017), 但对祁连块体及西秦岭壳内低速层的分布仍存在较多争议。
图5 青藏高原东北缘地壳低速层、高导层、各向异性分布情况 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)基于接收函数和面波频散联合反演得到: 松潘-甘孜地体中地壳低速层通过阿尼玛卿缝合带延伸至柴达木地体。利用接收函数和频散联合反演得到的一条贯穿松潘-甘孜地体和北祁连造山带的壳幔速度结构剖面, 作者认为中下地壳低速层可能存在流动, 但地壳流不是驱动青藏高原东北缘侧向生长的机制, 相反地壳流是岩石圈缩短变形的结果, 不同地体内部低速层的规模和幅度代表不同的变形阶段(Deng et al., 2018)。Zheng et al.(2016)同样利用接收函数和Rayleigh波频散联合反演结果显示, 松潘-甘孜地体至东昆仑断裂具有从中地壳到下地壳的连续低速层, 这一特征符合岩石圈拆沉后诱发的局部地幔上升流模型; 西北祁连造山带存在局部地壳低速层; 西秦岭和东南祁连造山带下未发现地壳低速层, 这与宽角反射未发现壳内低速层的观测一致(Zhang et al., 2011b); 低速层的分块分布特征表明地壳流不太可能是高原东北缘生长的主要模式。王兴臣等(2017)利用接收函数和H-κ扫描得到了高原东北缘地壳厚度和泊松比, 得到了不同地体的地壳厚度, 总体上呈现由西向东地壳逐渐减薄的特征; 结果显示高原东北缘具有较低的泊松比, 而发生部分熔融的地壳应当具有较高的泊松比, 因此其不支持单纯的地壳流模型。接收函数和Rayleigh波频散联合反演(Wang et al., 2017)得到高分辨率S波速度模型, 结果显示阿拉善地体中下地壳表现为低速; 在北祁连、北松潘-甘孜、西南秦岭地体的中地壳发现了两块显著的低速层, 表现为孤立狭窄的透镜状; 在青藏高原东北缘下地壳中没有发现低速层, 表明下地壳介质性质应当不利于产生流动。
综上所述, 青藏高原东北缘地壳内部仅在局部存在低速层, 且低速层呈不连通状态, 低速层的分布同高地形区域分布存在对应关系, 因此存在是低速层作为地壳流驱动形成高地形, 还是地壳缩短增厚形成低速层的争论。整体来看, 因为低速层分布区域较小且不连通, 我们更倾向于认为青藏高原东北缘的地壳流可能局部存在, 但不是促进高原扩展的主要机制, 支持低速层可能是挤压生热和局部软流圈上升流的综合效应造成的。
4.2 青藏高原东北缘的电性结构
赵国泽等(2004)发现穿过巴颜喀拉地体(松潘-甘孜地体)、秦祁地体和鄂尔多斯地体的电性结构剖面呈现良好的成层性和分区性, 在南北地震构造带电性成层性复杂, 高阻低阻交替出现。Le Pape et al.(2012)认为电性高导层穿过了昆仑断裂带, 且对柴达木盆地的地壳增厚具有贡献。Xiao et al.(2013)在东昆仑断裂的东北部发现一个相对高导层, 可能是一个地壳强度较薄弱的构造带, 被解释为与一系列北倾叠瓦状逆冲构造相关, 并认为高原东北缘的地壳增厚是由于由南向北岩石圈挤压缩短的结果。而对阿尔金断裂东段的研究表明阿尔金断裂没有穿过花海-金塔盆地, 河西走廊地壳呈现高导特征(Xiao et al., 2015)。Xue et al.(2019)认为, 康县断裂北侧由高阻上地壳和高导下地壳组成, 高原内流出的塑性地壳使西秦岭造山带地壳增厚, 同时中地壳薄弱层的存在使上下地壳解耦变形。
4.3 青藏高原东北缘的各向异性
Shen et al.(2015)接收函数各向异性的方位与地壳流模型相同, 认为青藏高原东北缘存在地壳流。Sun and Zhao (2020)认为高原东北缘各向异性与区域应力场相关, 并将各向异性特征归因于地壳流。作者认为地壳流可能被周围稳定的刚性地体阻挡, 因此不能在鄂尔多斯盆地和四川盆地之间进一步向东挤压, 最终在108°E左右终止于秦岭造山带。地壳流动导致青藏高原东北部与周围构造单元之间过渡带的壳内和地幔变形解耦, 而垂直相干变形更可能发生在周围的刚性地体中。沿海原断裂、昆仑断裂和北秦岭断裂等主要断裂带, 不同变形模式互相协调、活动断裂和地体之间相互作用, 最终形成现今复杂的构造格局。但是, 地壳(接收函数, 即Pms震相)、地幔的各向异性以及面波方位各向异性的反演结果显示, 全地壳的快波偏振方向与上地幔快波偏振方向基本相同, 暗示青藏高原东北缘壳幔具有耦合的变形模式, 不支持有大规模地壳流存在(王琼等, 2013; Wang et al., 2016; 王琼和高原, 2018; 郭桂红等, 2019)。
4.4 讨 论
大部分证据表明青藏高原东北缘不存在地壳流模型预测的大规模地壳流动, 但在部分区域观测到了塑性地壳。由于印度-欧亚板块俯冲碰撞的远程效应, 整个岩石圈的垂直缩短变形可能是青藏高原东北缘的主要隆升机制。祁连造山带被拉脊山断裂分为北祁连断裂和南祁连断裂, 其中祁连造山带北部存在孤立的低速层, 地壳因为逆冲变形增厚; 南部存在高速异常, 坚硬地壳阻挡了塑性地壳的流动。松潘-甘孜地体和西秦岭地体下存在连通的中地壳低速层, 可能是地壳流向东北扩展, 但其规模逐渐减小, 向北终止于西秦岭断裂, 向东终止于迭部-白龙江断裂, 进而使得低速层由高原内部向边缘延展的过程中, 发生了地壳增厚和高原抬升。
青藏高原东部是青藏高原向东扩展的前缘, 按其构造方位可分为东南缘、东缘和东北缘三个部分。三个区域之间互相影响, 但又各自具有不同的构造特征, 没有绝对意义上的清晰边界。东南缘地壳流主要分布在两条南北向的通道内; 而龙门山区域的地壳流则被四川盆地阻挡, 地壳流与地壳垂直变形共同调整高原东扩; 东北缘除松潘-甘孜地体北缘可能存在连通地壳流外, 其他地区可能基本不分布连通的地壳流。
地壳流在青藏高原东部是以局部连通的条带状异常形态存在, 而不是大范围面状分布; 同时地壳流又与脆性上覆地壳变形有机结合, 不同地体间复杂的相互作用共同调节了高原东向的扩展过程。但青藏高原地壳流的深浅、边界、规模、模式、分支, 以及地壳流是青藏高原扩展的原因还是结果等问题, 还需要更多精细的探测和研究。将不同方向的地球物理研究手段结合起来, 利用低速、高导和各向异性等不同参数进行综合地球物理反演, 无疑为探测青藏高原的演化模式创造了更多的可能。本文仅讨论地壳流分布, 不涉及岩石圈地幔变形等深部构造过程。为了更深入认识复杂的高原演化过程, 必须紧跟观测技术和反演技术的进步, 针对重点地区, 比如青藏高原东南缘的大型走滑断裂周边, 开展密集地球物理观测, 融合不同观测手段、不同分辨尺度的地球物理资料, 以及动力学模拟的研究, 博采众长, 推陈出新, 以取得对青藏高原壳内地壳流的更进一步认识。
致谢:感谢三位审稿专家提出的建设性修改建议, 使本文的讨论更加深入, 让作者受益匪浅。
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