趙榮濤,趙文津,劉志偉,宋 洋,陳昌昕

中國地質(zhì)科學(xué)院,北京 100037

55 Ma以來,印度板塊與歐亞大陸發(fā)生俯沖碰撞,造成青藏高原隆升和地殼增厚(Molnar and Tapponnier,1975; 許志琴等,2006)。隨著青藏高原研究從南部的俯沖碰撞邊界從南向北逐漸深入,位于青藏高原北部的東昆侖日益成為國際研究的熱點(diǎn)。東昆侖經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化歷史,保存了板塊碰撞、洋盆俯沖、巖石圈變形以及巖漿作用的豐富記錄(Yang et al.,1996; 許志琴等,2016)。東昆侖是青藏高原北部的重要構(gòu)造地貌邊界,北鄰柴達(dá)木盆地,南鄰可可西里—巴顏喀拉—松潘—甘孜地塊(以下簡(jiǎn)稱松潘—甘孜地塊)。由于其所處的特殊構(gòu)造地貌部位,研究東昆侖的深部結(jié)構(gòu)對(duì)深入認(rèn)識(shí)青藏高原的形成演化具有重要的科學(xué)價(jià)值(Yin and Harrison,2000; 許志琴等,2007)。目前地質(zhì)學(xué)家普遍認(rèn)為東昆侖和柴達(dá)木盆地同屬一個(gè)地塊,然而,二者之間形成了青藏高原內(nèi)最長的地形前緣和最大的地形起伏(Yin et al.,2008),其深部必然存在復(fù)雜的結(jié)構(gòu)構(gòu)造,地質(zhì)和地球物理學(xué)家對(duì)東昆侖深部結(jié)構(gòu)和過程的認(rèn)識(shí)仍存在嚴(yán)重分歧(Meyer et al.,1998;Zhu and Helmberger,1998; Tapponnier et al.,2001;Shi et al.,2009)。

隨著近年來地球物理深部探測(cè)的大規(guī)模開展,逐漸揭開了東昆侖及鄰區(qū)的深部殼幔結(jié)構(gòu),為加深理解東昆侖的造山機(jī)制和動(dòng)力學(xué)演化提供了諸多證據(jù)。本文搜集近年來藏北地區(qū)主要的地球物理觀測(cè),總結(jié)了東昆侖地區(qū)地震探測(cè)獲得的地殼結(jié)構(gòu)、殼幔不連續(xù)面特征和殼幔各向異性等方面成果,希望為認(rèn)識(shí)東昆侖深部結(jié)構(gòu)和變形過程提供線索。

1 地質(zhì)構(gòu)造背景

東昆侖具有長期復(fù)雜的地質(zhì)構(gòu)造演化歷史(Yang et al.,1996; 莫宣學(xué)等,2007; 許志琴等,2016),區(qū)內(nèi)侵入巖和火山巖廣泛分布,以侵入巖最為發(fā)育。區(qū)內(nèi)的花崗巖形成時(shí)代可分為 4個(gè)時(shí)段,對(duì)應(yīng) 4個(gè)造山旋回(郭正府等,1998; 莫宣學(xué)等,2007),其中,晚古生代—早中生代花崗巖類出露最為廣泛。該造山帶保存了多期構(gòu)造疊加作用,包含底侵作用和巖漿混合作用的地質(zhì)記錄(莫宣學(xué)等,2007)。

古元古代金水口群是東昆侖最古老的變質(zhì)基底,可以認(rèn)為,東昆侖基底可能形成于古元古代晚期(莫宣學(xué)等,2007)。早古生代也是東昆侖構(gòu)造演化過程中的一個(gè)重要階段,野外調(diào)查在清水泉、阿奇克庫勒湖、黑山、鴨子泉等地區(qū)陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了早古生代蛇綠巖殘片(圖 1)(高延林等,1988; Yang et al.,1996; 王國燦等,1999; 楊金中等,1999; 陳雋璐等,2004; 郝杰等,2005),表明東昆侖在早古生代為洋盆形成和擴(kuò)張階段。在晚奧陶世,東昆侖從俯沖轉(zhuǎn)入碰撞階段,并于早—中泥盆世進(jìn)入碰撞造山階段(Liu et al.,2005; Zhu et al.,2006)。近年來,在東昆侖夏日哈木地區(qū)發(fā)現(xiàn)了超大型銅鎳礦床(圖 1),礦體位于東昆侖西段早古生代島弧內(nèi)。這一發(fā)現(xiàn)引起地質(zhì)和地球物理學(xué)家對(duì)這一地質(zhì)時(shí)期的廣泛關(guān)注。

三疊紀(jì)花崗巖類是東昆侖地區(qū)出露最為廣泛的巖漿巖,表明晚古生代—早中生代是該區(qū)最為重要的一期造山事件。研究認(rèn)為,晚二疊世—早三疊世俯沖是東昆侖地區(qū)的板塊俯沖造山期(郭正府等,1998; Yin and Harrison,2000),這一時(shí)期的花崗巖十分發(fā)育,構(gòu)成東昆侖造山帶的主體。新生代以來,由于印度板塊與歐亞板塊的碰撞對(duì)東昆侖的遠(yuǎn)程效應(yīng),東昆侖造山帶又卷入了青藏高原碰撞造山系統(tǒng)。

東昆侖發(fā)育多條重要活動(dòng)斷裂。以東昆侖中斷裂為界,東昆侖可分為昆北和昆南兩個(gè)地體(圖1)。其中,東昆侖南斷裂(又稱東昆侖斷裂)沿阿尼瑪卿—東昆侖—木孜塔格縫合帶(簡(jiǎn)稱阿尼瑪卿縫合帶)展布,是一條第四紀(jì)以來一直在活動(dòng)的斷裂。南側(cè)的松潘—甘孜地塊周邊地震頻發(fā),先后發(fā)生過1976年松潘6.7級(jí)地震,1997年瑪尼7.9級(jí)地震,2001年昆侖山口8.1級(jí)地震,2008年汶川8.0級(jí)地震和2010年玉樹 7.1級(jí)地震。其中,昆侖山口地震是我國大陸地區(qū)過去100年來記錄到的最大地震(Lin,2003;賀鵬超等,2018)。東昆侖中斷裂是一條地表構(gòu)造形跡清楚,深度梯級(jí)明顯的脆-韌性斷裂帶(車自成等,2016),地質(zhì)調(diào)查沿?cái)嗔寻l(fā)現(xiàn)了大量蛇綠巖、混雜巖等(姜春發(fā)等,2000; 李榮社等,2008),據(jù)此認(rèn)為該斷裂是一條重要的構(gòu)造拼接帶。在東昆侖與柴達(dá)木交界附近,Meyer et al.(1998)推測(cè)一條南傾的深入地幔的逆沖斷層——東昆侖北逆沖斷裂,其向西延伸進(jìn)一步劃分出祁漫塔格地體,但地球物理探測(cè)尚未找到可靠證據(jù),趙文津等(2014b)認(rèn)為這一斷裂并不存在,相反,地質(zhì)調(diào)查和深反射剖面識(shí)別出一系列北傾的殼內(nèi)逆沖斷裂(Yin et al.,2008; 劉志偉等,2016)。

圖1 東昆侖及其周邊地質(zhì)構(gòu)造簡(jiǎn)圖(修改自姜春發(fā)等,2000; Meng et al.,2013)Fig.1 Simplified tectonic map of the East Kunlun Mountains and adjacent areas(modified after JIANG et al.,2000; Meng et al.,2013)

2 地震探測(cè)取得的研究成果

2.1 地震探測(cè)方法簡(jiǎn)介

利用各種地球物理方法研究地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)時(shí),地震方法是最有效的一種。根據(jù)地震來源的不同,地震探測(cè)方法包括人工地震探測(cè)方法和天然地震探測(cè)方法。人工地震探測(cè)包括深地震測(cè)深(又稱寬角/廣角地震)和深地震反射(又稱近垂直地震反射)。深地震測(cè)深是利用地震波傳播過程中的動(dòng)力學(xué)和運(yùn)動(dòng)學(xué)特征來約束重建地殼速度結(jié)構(gòu)模型,以研究殼幔結(jié)構(gòu)的探測(cè)方法。工作方法一般采用折射波法或反射波法,勘探深度大,爆炸點(diǎn)到接收點(diǎn)的距離可達(dá)數(shù)百公里,因此可以提供大區(qū)域的深部構(gòu)造背景。深地震反射利用不同物性界面反射彈性波產(chǎn)生的同相軸來研究地下構(gòu)造,是研究地殼上地幔精細(xì)結(jié)構(gòu)的最有效方法之一,該方法具有較高的縱向分辨能力,可探測(cè)地殼和上地幔的精細(xì)結(jié)構(gòu)。

人工地震成本高昂,野外施工條件要求較高,探測(cè)深度有限,天然地震探測(cè)則可以克服這些限制。天然地震探測(cè)主要有接收函數(shù)、剪切波分裂、體波/面波走時(shí)層析成像及背景噪音成像等方法。接收函數(shù)主要通過分析轉(zhuǎn)換波震相來研究地殼和上地幔結(jié)構(gòu),可細(xì)分為P波接收函數(shù)和S波接收函數(shù)兩種方法。P波接收函數(shù)對(duì)垂向波速變化敏感,垂向分辨率高,橫向分辨率取決于臺(tái)站間距。S波接收函數(shù)不受淺部波速間斷面的多次波干擾,是研究巖石圈地幔結(jié)構(gòu)的有效方法,成為P波接收函數(shù)的很好補(bǔ)充。剪切波分裂主要用于研究巖石圈變形和殼幔結(jié)構(gòu)的地震各向異性特征,快波偏振方向和快慢波延遲時(shí)間分別表示各向異性的方向和強(qiáng)度。體波層析成像方法是最傳統(tǒng)而又常用的地震學(xué)方法之一,而面波因能量強(qiáng),具有頻散特征,不同波長可穿透深度不同等原因,在地震學(xué)研究中得以大規(guī)模開展。背景噪聲成像方法是近年來快速發(fā)展的一種地震成像方法,通過對(duì)成對(duì)地震臺(tái)站記錄到的長時(shí)間連續(xù)背景噪聲記錄進(jìn)行互相關(guān)計(jì)算,提取臺(tái)站間的格林函數(shù)后進(jìn)行層析成像。這種方法因?yàn)椴灰蕾囂烊坏卣鸢l(fā)生,因而得到了更加廣泛的應(yīng)用?？傮w來看,層析成像方法由于成像精度有限,其結(jié)果更多作為人工地震探測(cè)和接收函數(shù)方法的補(bǔ)充。

2.2 人工源地震探測(cè)成果

莫霍面是地球內(nèi)部最重要的兩個(gè)一級(jí)速度間斷面之一,是人工地震探測(cè)的首要目標(biāo)。在格爾木附近觀測(cè)到遠(yuǎn)震雙脈沖現(xiàn)象(Zhu and Helmberger,1998),表明東昆侖—柴達(dá)木交界附近存在～20 km的莫霍面突變。亞東—格爾木地學(xué)斷面顯示柴達(dá)木盆地南緣地殼厚度～52 km,東昆侖、松潘—甘孜地塊莫霍面由北向南從東昆侖北坡的61 km加深到金沙江縫合帶下～75 km,在東昆侖—柴達(dá)木之間存在～10 km的莫霍面突變(圖2)。INDEPTH IV廣角地震得到東昆侖和松潘—甘孜地塊莫霍面穩(wěn)定在～70 km,在柴達(dá)木盆地南緣存在“雙莫霍面”,作者認(rèn)為兩莫霍面之間可能是南側(cè)擠入的東昆侖下地殼流(圖3)。深反射地震通常能夠探測(cè)到莫霍面,然而在東昆侖中、東部地區(qū)開展的深反射地震(Wang et al.,2011; 劉志偉等,2016),卻沒有獲得莫霍面的清晰圖像,原因可能是炸藥使用量不足,或者是地震波在復(fù)雜莫霍面發(fā)生折射或繞射現(xiàn)象,側(cè)面說明了莫霍面的復(fù)雜結(jié)構(gòu)。東昆侖—柴達(dá)木地塊內(nèi)的多條深反射剖面識(shí)別出上地殼內(nèi)一系列北傾逆沖斷層(Yin et al.,2008; 劉志偉等,2016),表明柴達(dá)木盆地上地殼沿盆地南緣發(fā)生了南向逆沖,這與青藏高原內(nèi)一系列逆沖推覆構(gòu)造性質(zhì)相同。但在深反射剖面上東昆侖內(nèi)的主要斷裂,都不清晰,連續(xù)性差。2001年可可西里地震在地表沿東昆侖南斷裂產(chǎn)生了長達(dá)～450 km的巨型破裂帶,破裂帶在深反射剖面上也沒有清晰顯示。這可能是因?yàn)槿斯さ卣鹌拭嬷饕刂胁康母咚俟凡荚O(shè)有關(guān),而且昆侖山口地震距離深反射剖面上百公里,因此,東昆侖南斷裂的深度和規(guī)模還沒調(diào)查清楚,要加強(qiáng)地表地質(zhì)調(diào)查和大震附近的深部構(gòu)造探測(cè)。

圖2顯示柴達(dá)木盆地南部和松潘—甘孜地塊的中地殼分別存在～10 km的低速層。而圖3顯示東昆侖、松潘—甘孜地塊20–35 km、50–70 km深度波速均較低,但剖面顯示從淺到深P波速度逐漸增加,不存在中間低于上、下深度的低速層,有研究人員提出中、下地殼低速是相對(duì)全球同等深度地殼而言。圖3還顯示在柴達(dá)木盆地南緣上地殼5.9 km/s的P波速度等值線下凹 4 km,趙文津等(2014b)解釋為柴南緣裂谷,與柴達(dá)木盆地布格重力異常圖(黃漢純等,1996)反映的柴達(dá)木南緣東西走向的重力低異常帶相對(duì)應(yīng)。這條異常帶沿柴達(dá)木盆地南緣從盆地西部的英雄嶺,向東依次經(jīng)茫崖鎮(zhèn)、格爾木市,延伸到都蘭。若繼續(xù)向東追溯,可能延伸到東部的共和盆地,因?yàn)楣埠团璧睾屠錾奖本壷g莫霍面存在類似突變(Vergne et al.,2002)。共和盆地是我國最著名的干熱巖地?zé)豳Y源賦存區(qū),盆地內(nèi)花崗巖不存在高放射性生熱異常(張超等,2020),推測(cè)地?zé)豳Y源可能與中和(或)下地殼內(nèi)部分熔融層有關(guān)。東昆侖山下5.9 km/s的速度等值線向上隆起,是與中地殼部分熔融物質(zhì)上涌有關(guān)還是南部地塊向北擠壓造成,還要進(jìn)一步研究。此外,柴達(dá)木盆地地殼厚度與PREM 標(biāo)準(zhǔn)陸殼相比明顯增厚,除去地表新生代地層外,有學(xué)者認(rèn)為深部地殼增厚可能與東昆侖低速的中(或下)地殼擠入有關(guān)(Yin et al.,2008; 趙文津等,2014b)。東昆侖—柴達(dá)木地塊低速層對(duì)現(xiàn)有很多問題的認(rèn)識(shí)十分關(guān)鍵,需要加強(qiáng)研究,查明低速層的原因?qū)?huì)取得突破性進(jìn)展。

圖2 沱沱河—格爾木一線地殼P波速度結(jié)構(gòu)剖面(據(jù)李秋生等,2004)Fig.2 Crustal P-wave velocity structure along the Tuotuo River–Golmud profile (after LI et al.,2004)

圖3 INDEPTH IV P波速度地殼結(jié)構(gòu)剖面圖(據(jù)Karplus et al.,2011)Fig.3 Crustal P-wave structure along the INDEPTH IV profile (after Karplus et al.,2011)

2.3 天然地震探測(cè)成果

由于經(jīng)濟(jì)性和地質(zhì)地理?xiàng)l件的原因,人工地震探測(cè)受到了很大限制。在東昆侖乃至整個(gè)青藏高原地區(qū),利用天然地震獲得了更多的研究成果。

2.3.1 接收函數(shù)研究成果

東昆侖—柴達(dá)木交界附近殼幔結(jié)構(gòu)較為復(fù)雜,深地震測(cè)深和深反射地震沒有取得理想的結(jié)果,而穿過東昆侖中部的接收函數(shù)剖面,特別是國內(nèi)外不同項(xiàng)目組利用藏北地區(qū)天然地震記錄,得到了更加清晰的莫霍面結(jié)構(gòu)。目前,多數(shù)接收函數(shù)剖面都觀測(cè)到東昆侖—柴達(dá)木交界附近的莫霍面突變現(xiàn)象(Vergne et al.,2002; Zhao et al.,2011; Karplus et al.,2019),此外,天然地震觀測(cè)到柴達(dá)木盆地南緣莫霍面下方存在北傾～35°的正轉(zhuǎn)換震相(圖4中“MC”)。利用 INDEPTH IV密集臺(tái)站獲得的天然地震結(jié)果(Zhao et al.,2011; Karplus et al.,2019; 趙榮濤等,2020),研究時(shí)使用了部分相同的臺(tái)站記錄,接收函數(shù)圖像上都可以發(fā)現(xiàn)這一北傾震相。需要確定,這一轉(zhuǎn)換震相是否是盆地上部不連續(xù)面的多次波。根據(jù)柴達(dá)木盆地波速結(jié)構(gòu)剖面估算,柴達(dá)木盆地南緣沉積層厚度～6 km,向南逐漸變淺(圖3)。盆地南緣和西緣的接收函數(shù)類似(史大年等,2007),都顯示盆地地表是速度逐漸增加的沉積層,而非像塔里木盆地淺部那樣存在明顯的速度不連續(xù)面。鑒于盆地淺部沉積層厚度較小且波速連續(xù)增加,沉積層的多次波不會(huì)達(dá)到>70 km的地幔深處。另外,在柴達(dá)木盆地東緣的接收函數(shù)剖面顯示柴達(dá)木盆地莫霍面下方也存在微向北傾的界面(圖5中“MC”),只是傾角較緩,與中部格爾木附近莫霍面結(jié)構(gòu)類似。因此柴達(dá)木南緣莫霍面下方的北傾界面應(yīng)該是一個(gè)真實(shí)的不連續(xù)界面。

圖4 INDEPTH IV東昆侖中部P波接收函數(shù)成像圖(據(jù)趙榮濤等,2020)Fig.4 P-wave receiver function image along the INDEPTH IV profile (after ZHAO et al.,2020)

圖5 東昆侖東部P波接收函數(shù)圖像(據(jù)Shi et al.,2009)Fig.5 P-wave receiver function image of the eastern part of the Eastern Kunlun Mountains (after Shi et al.,2009)

柴達(dá)木盆地南緣這一北傾地幔界面,最可能代表板塊俯沖界面。在現(xiàn)今發(fā)生板塊俯沖的地區(qū),如喜馬拉雅山下(Shi et al.,2020)、秘魯南部(Bishop et al.,2017)等,普遍觀測(cè)到了幔源地震現(xiàn)象(Schneider et al.,2013; Zheng et al.,2020)。而藏北地震精確重定位結(jié)果(圖 6)顯示,東昆侖—柴達(dá)木地塊發(fā)生的地震集中于15 km以淺的上地殼,30 km以下幾乎沒有地震,表明該地區(qū)目前不存在巖石圈地幔俯沖。在地質(zhì)演化過程中,板塊俯沖的構(gòu)造記錄可以在深部保存很長地質(zhì)時(shí)間(Velden and Cook,2005;Schiffer et al.,2014; Audet and Kim,2016),通過各種地震手段在世界各地如歐洲、加拿大、四川盆地等已經(jīng)探測(cè)到類似現(xiàn)象,包括深地震反射(Calvert et al.,1995; Gao et al.,2016),廣角地震(Clowes et al.,2010)以及接收函數(shù)(Mercier et al.,2008; Schiffer et al.,2014; Bishop et al.,2017)等。因此,這一北傾界面可能是古老俯沖的遺跡。廣角地震反演結(jié)果顯示(圖 2,圖 3),柴達(dá)木莫霍和下部北傾界面之間 P波速度為 7.0～7.5 km/s,與蛇紋石化的地幔楔速度類似(Bostock et al.,2002)。俯沖遺跡地表對(duì)應(yīng)位置在東昆侖中斷裂附近,地質(zhì)調(diào)查沿該斷裂兩側(cè)的清水泉、溫泉、納赤臺(tái)、阿奇克庫勒湖等地區(qū)發(fā)現(xiàn)大量蛇綠巖殘片(圖 1),研究認(rèn)為該斷裂可能是一條古老的縫合帶(肖序常和李廷棟,2000; Meng et al.,2013)。在該斷裂帶兩側(cè),野外調(diào)查還發(fā)現(xiàn)了早古生代榴輝巖(圖1)(楊經(jīng)綏等,2000; Meng et al.,2013;祁生勝等,2014)。這些現(xiàn)象可能是早古生代昆侖洋俯沖的證據(jù)。在東昆侖中斷裂北側(cè)發(fā)育夏日哈木超大型銅鎳礦床,可能與早古生代東昆侖地區(qū)大規(guī)模的俯沖事件有關(guān)(Meng et al.,2013)。銅鎳礦床的成礦理論和礦體分布規(guī)律已進(jìn)行了大量研究,提出了一些成礦模式,但地球化學(xué)方面的研究較多,礦區(qū)深部結(jié)構(gòu)研究還很缺乏,加強(qiáng)這方面的研究對(duì)于解決礦物來源、成礦過程等方面的問題將很有幫助。東昆侖中斷裂在地表的出露行跡還沒有完全調(diào)查清楚,沿?cái)嗔寻l(fā)育的鐵鎂質(zhì)巖是否是蛇綠巖的組成部分也存在一定的爭(zhēng)議,因此需要加強(qiáng)區(qū)域地質(zhì)和構(gòu)造研究。對(duì)該地區(qū)的深部殼幔結(jié)構(gòu)進(jìn)行深入研究,對(duì)于揭示東昆侖地區(qū)的動(dòng)力學(xué)演化、礦床成因等具有重要意義。

圖6 青藏高原地震分布圖(據(jù)Wei et al.,2010)Fig.6 Earthquake distribution in the Tibetan Plateau (after Wei et al.,2010)

柴達(dá)木盆地南緣莫霍面最淺～50 km,向北莫霍面逐漸加深(Yue et al.,2012; 趙榮濤等,2020),從東昆侖向南到松潘—甘孜地塊,莫霍面逐漸加深。東昆侖山下莫霍面不是最深,即莫霍面形態(tài)與地表海拔不呈造山帶地區(qū)通常表現(xiàn)出的“鏡像”關(guān)系,表明在東昆侖地區(qū),重力均衡調(diào)整不是東昆侖莫霍面加深的主要原因。柴達(dá)木東緣發(fā)現(xiàn)一條北傾的逆沖斷裂(圖 5中“NC”),延伸到地表與阿尼瑪卿縫合帶位置接近,深反射也揭示了一系列北傾逆沖斷裂(Yin et al.,2008; 劉志偉等,2016),這些說明柴達(dá)木盆地和東昆侖之間的逆沖過程對(duì)莫霍面形態(tài)變化起到了重要作用(Zhang et al.,2011)。新生代印度板塊向北俯沖到喜馬拉雅山下,青藏高原對(duì)柴達(dá)木盆地的擠壓造成東昆侖地殼垂向增厚,是東昆侖地殼增厚的重要原因。另一方面,印度-青藏高原相互作用在高原南部最強(qiáng),向北則逐漸減弱,高原的抬升從南向北逐漸推進(jìn)(趙文津和宋洋,2017)。東昆侖在地殼逐漸增厚的過程中,同時(shí)經(jīng)歷了長期夷平化作用。與東昆侖類似,北部的祁連山也沒有“山根”(Shi et al.,2017)。表明高原北部山脈比較年輕,目前處于重力均衡調(diào)整過程中,還沒有達(dá)到最終的均衡狀態(tài)。

H-k疊加方法獲得了地震臺(tái)站下方地殼的P、S波速度比值,從而揭示了地殼物質(zhì)組分的變化。藏北地震臺(tái)站 H-k疊加結(jié)果顯示(Kind et al.,2002;Vergne et al.,2002; Yue et al.,2012; Karplus et al.,2019),東昆侖—柴達(dá)木地塊波速比值與全球大陸地殼平均值差異不大,表明藏北地區(qū)地殼內(nèi)不存在大規(guī)模的地殼流或熔融物質(zhì)。這與其它地球物理探測(cè)存在矛盾:S波接收函數(shù)波形模擬顯示藏北地區(qū)地殼泊松比較高,推測(cè)中、下地殼發(fā)生大規(guī)模部分熔融,厚達(dá)30 km,甚至可能發(fā)生流動(dòng),熱源來自上地幔(Owens and Zandt,1997); 大地電磁發(fā)現(xiàn)藏北中、下地殼具有高導(dǎo)電異常,說明中下地殼存在大規(guī)模熔融體(Wei et al.,2002); 大地電磁模擬分析提出東昆侖以南的地殼熔融體可以侵入到東昆侖山下(Pape et al.,2012)。有學(xué)者提出藏北地區(qū)可能存在上地殼長英質(zhì)和下地殼鐵鎂質(zhì)分層(Vergne et al.,2002)。Kind et al.(2002)則提出地殼內(nèi)可能含有少量的流體或熔融物質(zhì),雖然不足以改變地殼的波速比值,但仍然能夠造成中、下地殼較高的導(dǎo)電性。這可以更好地解釋東昆侖及鄰區(qū)相對(duì)正常的地震波速比,但還需進(jìn)一步研究證實(shí),比如通過室內(nèi)物質(zhì)模擬實(shí)驗(yàn)可能提供一些啟示。

S波接收函數(shù)研究獲得了東昆侖—柴達(dá)木地塊下的巖石圈地幔結(jié)構(gòu),有研究人員提出柴達(dá)木巖石圈在東昆侖—柴達(dá)木邊界俯沖到東昆侖山下(Zhao et al.,2011),還有研究根據(jù)P波接收函數(shù)莫霍面下方上地幔內(nèi)的一條南傾的正轉(zhuǎn)換震相(Kosarev et al.,1999; Kind et al.,2002),提出亞洲巖石圈地幔向南俯沖。但這條震相在其他P波接收函數(shù)上沒有發(fā)現(xiàn),在S波接收函數(shù)圖像上也沒有出現(xiàn)(Zhao et al.,2011;Yue et al.,2012),因此很可能是東昆侖地殼內(nèi)不連續(xù)界面的多次波。再者,該區(qū)地震主要集中于15 km以淺的上地殼,地殼內(nèi)不存在俯沖帶內(nèi)經(jīng)常觀測(cè)到的地震成帶現(xiàn)象(Nabelek et al.,2009; Schneider et al.,2013),地幔中也沒有發(fā)現(xiàn)深源地震(圖 6a,b),柴達(dá)木盆地南緣還發(fā)現(xiàn)了古洋殼俯沖遺跡,這些都不支持亞洲巖石圈地幔在東昆侖—柴達(dá)木邊界向南俯沖。通過綜合分析青藏高原北部地區(qū)的S波接收函數(shù)結(jié)果(Yue et al.,2012; Feng et al.,2014),趙文津等(2014a,b)探討了東昆侖山和祁連山的深部結(jié)構(gòu)和造山機(jī)制,認(rèn)為印度巖石圈地幔在高喜馬拉雅下拆離成兩層,上層沿高原地殼底部一直向北伸展到祁連山下。即使印度巖石圈地幔真的發(fā)生拆離,上層也應(yīng)該伸展到柴達(dá)木盆地以南,否則會(huì)破壞古洋殼俯沖遺跡。目前所有的天然地震剖面在柴達(dá)木盆地內(nèi)部都存在研究的空白區(qū),難以追溯盆地南北兩側(cè)殼幔結(jié)構(gòu)在深部的延伸。故有必要在柴達(dá)木盆地內(nèi)安裝天然地震臺(tái)站加強(qiáng)觀測(cè),研究盆地內(nèi)的殼幔結(jié)構(gòu),以對(duì)上述問題提供關(guān)鍵證據(jù)。

2.3.2 剪切波分裂研究

研究表明,藏北地區(qū)是各向異性強(qiáng)度最大的區(qū)域,松潘—甘孜地塊、羌塘地塊及東昆侖深部是Sn無效傳播的區(qū)域(Ni and Barazangi,1983; McNamara et al.,1994; Zhou and Lei,2016)。剪切波分裂結(jié)果顯示藏北地區(qū)快波偏振方向與東昆侖南斷裂、鮮水河斷裂、風(fēng)火山斷裂等活動(dòng)斷裂走向基本一致,但與古老的金沙江縫合帶等存在明顯偏差(圖7)(McNamara et al.,1994; 史大年等,1996; Becker et al.,2012; Eken et al.,2013),GPS觀測(cè)結(jié)果也與快波偏振方向基本一致(Wang et al.,2001; Zhang et al.,2004; Soto et al.,2012),即 SKS快波偏振方向與GPS速度方向、地表活動(dòng)斷裂方向基本一致(圖 7),支持東昆侖地區(qū)的殼幔耦合變形,在高原東部也存在類似現(xiàn)象(Wang et al.,2008)。從羌塘地塊,經(jīng)松潘—甘孜到東昆侖,快波偏振方向順時(shí)針偏轉(zhuǎn),快慢波延遲時(shí)間逐漸減小。McNamara et al.(1994)根據(jù)藏北地區(qū) SKS波較大延遲提出上地幔蓋層內(nèi)各向異性晶體的優(yōu)勢(shì)排列?；跂|昆侖地區(qū)活躍的地震活動(dòng),Eken et al.(2013)提出藏北地區(qū)各向異性反映了正在發(fā)生的巖石圈變形過程,而不是殘留在巖石圈中的的“化石各向異性”(Silver and Chan,1991)。

圖7 藏北SKS剪切波分裂結(jié)果(據(jù)Eken et al.,2013)Fig.7 SKS splitting results for northern Tibetan Plateau(after Eken et al.,2013)

從東昆侖到柴達(dá)木盆地南緣,快波偏振方向基本保持不變,而快慢波延遲時(shí)間則有所下降(Soto et al.,2012; Eken et al.,2013)。由于最北端的地震臺(tái)站位于柴達(dá)木盆地南緣,因此延遲時(shí)間最可能和東昆侖地區(qū)的巖石圈結(jié)構(gòu)有關(guān),也有可能是由于相對(duì)剛性的柴達(dá)木盆地具有相對(duì)較小的變形(Eken et al.,2013)。

關(guān)于青藏高原的造山模式,前人提出了薄黏性板(England and Housman,1986)和地殼流(Nelson et al.,1996; Royden et al.,1997)兩種模型。前者認(rèn)為整個(gè)巖石圈發(fā)生連續(xù)變形,后者提出中、下地殼流與上地殼和上地幔發(fā)生解耦變形(Tapponier et al.,2001)。東昆侖地區(qū)的剪切波分裂結(jié)果支持殼幔耦合變形,但這又與中、下地殼流模型矛盾。有研究人員提出上地殼和上地幔與中、下地殼同向變形,只是速率不同。由此可見,東昆侖地區(qū)的殼幔變形機(jī)制十分復(fù)雜,在以后的研究中,要加強(qiáng)對(duì)中、下地殼低速帶的研究,通過計(jì)算機(jī)模擬驗(yàn)證現(xiàn)有觀測(cè)是一種可行的方法。

2.3.3 層析成像研究成果

由于地震臺(tái)站分布不均,地震射線覆蓋密度不足,地震方位角不均勻分布等方面的差異,不同研究人員獲得的成像結(jié)果差異較大,存在較大分歧。但層析成像作為日益成熟且不斷發(fā)展的地震成像方法,對(duì)人工地震和接收函數(shù)等方法形成了很好的補(bǔ)充。

P波層析成像顯示,藏北巖石圈具有高速異常,亞洲巖石圈向南俯沖到金沙江縫合帶附近(Zhang et al.,2012)。而瑞利波層析成像發(fā)現(xiàn)東昆侖中部下方存在深達(dá) 200 km的低速帶,不支持亞洲巖石圈向南俯沖(Ceylan et al.,2012)。

Legendre et al.(2015)在東昆侖東部的瑞利波層析成像反演方位角各向異性,得出在青藏高原東北緣地殼和地幔的各向異性方向具有明顯差異,地殼和上地幔發(fā)生解耦變形。Karplus et al.(2013)和Yang et al.(2012)在東昆侖地區(qū)的背景噪音成像顯示30 km以淺的上地殼,藏北縫合帶兩側(cè)的波速具有明顯的差異,以下深度不再明顯。表明上地殼變形與中下地殼可能是解耦的。這與東昆侖地區(qū)地震活動(dòng)主要集中于30 km以淺的上地殼是一致的。

背景噪音成像顯示羌塘地塊、松潘—甘孜地塊中地殼存在明顯低速異常,并在東昆侖逐漸變薄,東昆侖隆升是中地殼低速帶受到擠壓垂向增厚的結(jié)果(Li et al.,2014)。柴達(dá)木盆地的中地殼存在強(qiáng)度較弱、厚度較薄的低速異常,支持東昆侖山下低速帶可能擠壓進(jìn)入柴達(dá)木造成盆地地殼增厚的觀點(diǎn)。

3 總結(jié)與展望

近幾十年來在東昆侖及鄰區(qū)開展的地震探測(cè),對(duì)于揭示深部的殼幔結(jié)構(gòu)提供了豐富的地球物理資料。通過對(duì)現(xiàn)有地震資料的綜合分析,得出以下幾點(diǎn)認(rèn)識(shí):(1)東昆侖山缺乏“山根”,重力均衡不是莫霍面加深的主要原因。印度板塊向北俯沖,通過青藏高原對(duì)柴達(dá)木盆地?cái)D壓造成東昆侖地殼垂向生長是其地殼增厚的主要原因; (2)柴達(dá)木盆地莫霍面下方的北傾界面,可能代表早古生代昆侖洋向北俯沖的遺跡; (3)東昆侖地震活動(dòng)主要集中在上地殼,30 km以下幾乎沒有地震,不支持亞洲巖石圈地幔在藏北地區(qū)向南俯沖; (4)東昆侖中、下地殼低速現(xiàn)象表明,中、下地殼可能存在少量流體或部分熔融,其向北擠入柴達(dá)木盆地中或下地殼,是柴達(dá)木盆地地殼增厚的原因之一。

東昆侖以其特殊的地理位置,是研究板塊俯沖碰撞等科學(xué)問題的理想場(chǎng)所。上述研究成果為我們認(rèn)識(shí)東昆侖的形成、發(fā)展演化和殼幔結(jié)構(gòu)特征等提供了基礎(chǔ)資料,但仍然有很多觀點(diǎn)存在爭(zhēng)議。例如,東昆侖中下地殼流或部分熔融觀點(diǎn)與地震分布、剪切波分裂得出殼幔耦合變形相矛盾,亞洲巖石圈向南俯沖是否存在和俯沖位置等問題。將來要將研究重點(diǎn)放在藏北地區(qū)中、下地殼低速帶,采取波形反演、室內(nèi)試驗(yàn)、計(jì)算機(jī)模擬等研究方法加強(qiáng)研究。針對(duì)深反射地震在東昆侖地區(qū)成像效果較差的問題,要加大技術(shù)攻關(guān),提高復(fù)雜構(gòu)造地區(qū)的成像質(zhì)量。針對(duì)殼幔復(fù)雜結(jié)構(gòu),如傾斜界面和各向異性介質(zhì),發(fā)展成像質(zhì)量更好的接收函數(shù)成像手段。還要綜合利用多種觀測(cè)資料,加強(qiáng)聯(lián)合反演研究,不斷提高研究區(qū)殼幔結(jié)構(gòu)的分辨率。針對(duì)不同研究所用地震觀測(cè)數(shù)據(jù)不足的問題,建議建立大型的云數(shù)據(jù)共享平臺(tái),實(shí)現(xiàn)科研數(shù)據(jù)的充分共享,加強(qiáng)國內(nèi)和國際合作,這也是當(dāng)前十分迫切的任務(wù)。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (No.DD20190367),and National Natural Science Foundation of China (No.41674099).