趙榮濤,趙文津,劉志偉,宋 洋,陳昌昕

中國地質科學院,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。東昆侖經(jīng)歷了復雜的構造演化歷史,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造地貌邊界,北鄰柴達木盆地,南鄰可可西里—巴顏喀拉—松潘—甘孜地塊(以下簡稱松潘—甘孜地塊)。由于其所處的特殊構造地貌部位,研究東昆侖的深部結構對深入認識青藏高原的形成演化具有重要的科學價值(Yin and Harrison,2000; 許志琴等,2007)。目前地質學家普遍認為東昆侖和柴達木盆地同屬一個地塊,然而,二者之間形成了青藏高原內最長的地形前緣和最大的地形起伏(Yin et al.,2008),其深部必然存在復雜的結構構造,地質和地球物理學家對東昆侖深部結構和過程的認識仍存在嚴重分歧(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)的深部殼幔結構,為加深理解東昆侖的造山機制和動力學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,總結了東昆侖地區(qū)地震探測獲得的地殼結構、殼幔不連續(xù)面特征和殼幔各向異性等方面成果,希望為認識東昆侖深部結構和變形過程提供線索。

1 地質構造背景

東昆侖具有長期復雜的地質構造演化歷史(Yang et al.,1996; 莫宣學等,2007; 許志琴等,2016),區(qū)內侵入巖和火山巖廣泛分布,以侵入巖最為發(fā)育。區(qū)內的花崗巖形成時代可分為 4個時段,對應 4個造山旋回(郭正府等,1998; 莫宣學等,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造疊加作用,包含底侵作用和巖漿混合作用的地質記錄(莫宣學等,2007)。

古元古代金水口群是東昆侖最古老的變質基底,可以認為,東昆侖基底可能形成于古元古代晚期(莫宣學等,2007)。早古生代也是東昆侖構造演化過程中的一個重要階段,野外調查在清水泉、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張階段。在晚奧陶世,東昆侖從俯沖轉入碰撞階段,并于早—中泥盆世進入碰撞造山階段(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。這一發(fā)現(xiàn)引起地質和地球物理學家對這一地質時期的廣泛關注。

三疊紀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),這一時期的花崗巖十分發(fā)育,構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東昆侖的遠程效應,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)育多條重要活動斷裂。以東昆侖中斷裂為界,東昆侖可分為昆北和昆南兩個地體(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(簡稱阿尼瑪卿縫合帶)展布,是一條第四紀以來一直在活動的斷裂。南側的松潘—甘孜地塊周邊地震頻發(fā),先后發(fā)生過1976年松潘6.7級地震,1997年瑪尼7.9級地震,2001年昆侖山口8.1級地震,2008年汶川8.0級地震和2010年玉樹 7.1級地震。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造形跡清楚,深度梯級明顯的脆-韌性斷裂帶(車自成等,2016),地質調查沿斷裂發(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)此認為該斷裂是一條重要的構造拼接帶。在東昆侖與柴達木交界附近,Meyer et al.(1998)推測一條南傾的深入地幔的逆沖斷層——東昆侖北逆沖斷裂,其向西延伸進一步劃分出祁漫塔格地體,但地球物理探測尚未找到可靠證據(jù),趙文津等(2014b)認為這一斷裂并不存在,相反,地質調查和深反射剖面識別出一系列北傾的殼內逆沖斷裂(Yin et al.,2008; 劉志偉等,2016)。

圖1 東昆侖及其周邊地質構造簡圖(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 地震探測取得的研究成果

2.1 地震探測方法簡介

利用各種地球物理方法研究地球內部結構時,地震方法是最有效的一種。根據(jù)地震來源的不同,地震探測方法包括人工地震探測方法和天然地震探測方法。人工地震探測包括深地震測深(又稱寬角/廣角地震)和深地震反射(又稱近垂直地震反射)。深地震測深是利用地震波傳播過程中的動力學和運動學特征來約束重建地殼速度結構模型,以研究殼幔結構的探測方法。工作方法一般采用折射波法或反射波法,勘探深度大,爆炸點到接收點的距離可達數(shù)百公里,因此可以提供大區(qū)域的深部構造背景。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造,是研究地殼上地幔精細結構的最有效方法之一,該方法具有較高的縱向分辨能力,可探測地殼和上地幔的精細結構。

人工地震成本高昂,野外施工條件要求較高,探測深度有限,天然地震探測則可以克服這些限制。天然地震探測主要有接收函數(shù)、剪切波分裂、體波/面波走時層析成像及背景噪音成像等方法。接收函數(shù)主要通過分析轉換波震相來研究地殼和上地幔結構,可細分為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)對垂向波速變化敏感,垂向分辨率高,橫向分辨率取決于臺站間距。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構的有效方法,成為P波接收函數(shù)的很好補充。剪切波分裂主要用于研究巖石圈變形和殼幔結構的地震各向異性特征,快波偏振方向和快慢波延遲時間分別表示各向異性的方向和強度。體波層析成像方法是最傳統(tǒng)而又常用的地震學方法之一,而面波因能量強,具有頻散特征,不同波長可穿透深度不同等原因,在地震學研究中得以大規(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,通過對成對地震臺站記錄到的長時間連續(xù)背景噪聲記錄進行互相關計算,提取臺站間的格林函數(shù)后進行層析成像。這種方法因為不依賴天然地震發(fā)生,因而得到了更加廣泛的應用。總體來看,層析成像方法由于成像精度有限,其結果更多作為人工地震探測和接收函數(shù)方法的補充。

2.2 人工源地震探測成果

莫霍面是地球內部最重要的兩個一級速度間斷面之一,是人工地震探測的首要目標。在格爾木附近觀測到遠震雙脈沖現(xiàn)象(Zhu and Helmberger,1998),表明東昆侖—柴達木交界附近存在～20 km的莫霍面突變。亞東—格爾木地學斷面顯示柴達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,在柴達木盆地南緣存在“雙莫霍面”,作者認為兩莫霍面之間可能是南側擠入的東昆侖下地殼流(圖3)。深反射地震通常能夠探測到莫霍面,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,或者是地震波在復雜莫霍面發(fā)生折射或繞射現(xiàn)象,側面說明了莫霍面的復雜結構。東昆侖—柴達木地塊內的多條深反射剖面識別出上地殼內一系列北傾逆沖斷層(Yin et al.,2008; 劉志偉等,2016),表明柴達木盆地上地殼沿盆地南緣發(fā)生了南向逆沖,這與青藏高原內一系列逆沖推覆構造性質相同。但在深反射剖面上東昆侖內的主要斷裂,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～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。這可能是因為人工地震剖面主要沿中部的高速公路布設有關,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)模還沒調查清楚,要加強地表地質調查和大震附近的深部構造探測。

圖2顯示柴達木盆地南部和松潘—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、下地殼低速是相對全球同等深度地殼而言。圖3還顯示在柴達木盆地南緣上地殼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,與柴達木盆地布格重力異常圖(黃漢純等,1996)反映的柴達木南緣東西走向的重力低異常帶相對應。這條異常帶沿柴達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,因為共和盆地和昆侖山北緣之間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熱資源賦存區(qū),盆地內花崗巖不存在高放射性生熱異常(張超等,2020),推測地熱資源可能與中和(或)下地殼內部分熔融層有關。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上涌有關還是南部地塊向北擠壓造成,還要進一步研究。此外,柴達木盆地地殼厚度與PREM 標準陸殼相比明顯增厚,除去地表新生代地層外,有學者認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(Yin et al.,2008; 趙文津等,2014b)。東昆侖—柴達木地塊低速層對現(xiàn)有很多問題的認識十分關鍵,需要加強研究,查明低速層的原因將會取得突破性進展。

圖2 沱沱河—格爾木一線地殼P波速度結構剖面(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波速度地殼結構剖面圖(據(jù)Karplus et al.,2011)Fig.3 Crustal P-wave structure along the INDEPTH IV profile (after Karplus et al.,2011)

2.3 天然地震探測成果

由于經(jīng)濟性和地質地理條件的原因,人工地震探測受到了很大限制。在東昆侖乃至整個青藏高原地區(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—柴達木交界附近殼幔結構較為復雜,深地震測深和深反射地震沒有取得理想的結果,而穿過東昆侖中部的接收函數(shù)剖面,特別是國內外不同項目組利用藏北地區(qū)天然地震記錄,得到了更加清晰的莫霍面結構。目前,多數(shù)接收函數(shù)剖面都觀測到東昆侖—柴達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,天然地震觀測到柴達木盆地南緣莫霍面下方存在北傾～35°的正轉換震相(圖4中“MC”)。利用 INDEPTH IV密集臺站獲得的天然地震結果(Zhao et al.,2011; Karplus et al.,2019; 趙榮濤等,2020),研究時使用了部分相同的臺站記錄,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,這一轉換震相是否是盆地上部不連續(xù)面的多次波。根據(jù)柴達木盆地波速結構剖面估算,柴達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達到>70 km的地幔深處。另外,在柴達木盆地東緣的接收函數(shù)剖面顯示柴達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構類似。因此柴達木南緣莫霍面下方的北傾界面應該是一個真實的不連續(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果(圖 6)顯示,東昆侖—柴達木地塊發(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。在地質演化過程中,板塊俯沖的構造記錄可以在深部保存很長地質時間(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。廣角地震反演結果顯示(圖 2,圖 3),柴達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)。俯沖遺跡地表對應位置在東昆侖中斷裂附近,地質調查沿該斷裂兩側的清水泉、溫泉、納赤臺、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,野外調查還發(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(Meng et al.,2013)。銅鎳礦床的成礦理論和礦體分布規(guī)律已進行了大量研究,提出了一些成礦模式,但地球化學方面的研究較多,礦區(qū)深部結構研究還很缺乏,加強這方面的研究對于解決礦物來源、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查清楚,沿斷裂發(fā)育的鐵鎂質巖是否是蛇綠巖的組成部分也存在一定的爭議,因此需要加強區(qū)域地質和構造研究。對該地區(qū)的深部殼幔結構進行深入研究,對于揭示東昆侖地區(qū)的動力學演化、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”關系,表明在東昆侖地區(qū),重力均衡調整不是東昆侖莫霍面加深的主要原因。柴達木東緣發(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),這些說明柴達木盆地和東昆侖之間的逆沖過程對莫霍面形態(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,青藏高原對柴達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,向北則逐漸減弱,高原的抬升從南向北逐漸推進(趙文津和宋洋,2017)。東昆侖在地殼逐漸增厚的過程中,同時經(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整過程中,還沒有達到最終的均衡狀態(tài)。

H-k疊加方法獲得了地震臺站下方地殼的P、S波速度比值,從而揭示了地殼物質組分的變化。藏北地震臺站 H-k疊加結果顯示(Kind et al.,2002;Vergne et al.,2002; Yue et al.,2012; Karplus et al.,2019),東昆侖—柴達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)地殼內不存在大規(guī)模的地殼流或熔融物質。這與其它地球物理探測存在矛盾: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,推測中、下地殼發(fā)生大規(guī)模部分熔融,厚達30 km,甚至可能發(fā)生流動,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)。有學者提出藏北地區(qū)可能存在上地殼長英質和下地殼鐵鎂質分層(Vergne et al.,2002)。Kind et al.(2002)則提出地殼內可能含有少量的流體或熔融物質,雖然不足以改變地殼的波速比值,但仍然能夠造成中、下地殼較高的導電性。這可以更好地解釋東昆侖及鄰區(qū)相對正常的地震波速比,但還需進一步研究證實,比如通過室內物質模擬實驗可能提供一些啟示。

S波接收函數(shù)研究獲得了東昆侖—柴達木地塊下的巖石圈地幔結構,有研究人員提出柴達木巖石圈在東昆侖—柴達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的一條南傾的正轉換震相(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,地殼內不存在俯沖帶內經(jīng)常觀測到的地震成帶現(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構和造山機制,認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,上層也應該伸展到柴達木盆地以南,否則會破壞古洋殼俯沖遺跡。目前所有的天然地震剖面在柴達木盆地內部都存在研究的空白區(qū),難以追溯盆地南北兩側殼幔結構在深部的延伸。故有必要在柴達木盆地內安裝天然地震臺站加強觀測,研究盆地內的殼幔結構,以對上述問題提供關鍵證據(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、風火山斷裂等活動斷裂走向基本一致,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觀測結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,快波偏振方向順時針偏轉,快慢波延遲時間逐漸減小。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各向異性晶體的優(yōu)勢排列。基于東昆侖地區(qū)活躍的地震活動,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)

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

關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。前者認為整個巖石圈發(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)的殼幔變形機制十分復雜,在以后的研究中,要加強對中、下地殼低速帶的研究,通過計算機模擬驗證現(xiàn)有觀測是一種可行的方法。

2.3.3 層析成像研究成果

由于地震臺站分布不均,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,對人工地震和接收函數(shù)等方法形成了很好的補充。

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 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果(Li et al.,2014)。柴達木盆地的中地殼存在強度較弱、厚度較薄的低速異常,支持東昆侖山下低速帶可能擠壓進入柴達木造成盆地地殼增厚的觀點。

3 總結與展望

近幾十年來在東昆侖及鄰區(qū)開展的地震探測,對于揭示深部的殼幔結構提供了豐富的地球物理資料。通過對現(xiàn)有地震資料的綜合分析,得出以下幾點認識:(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,通過青藏高原對柴達木盆地擠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,其向北擠入柴達木盆地中或下地殼,是柴達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問題的理想場所。上述研究成果為我們認識東昆侖的形成、發(fā)展演化和殼幔結構特征等提供了基礎資料,但仍然有很多觀點存在爭議。例如,東昆侖中下地殼流或部分熔融觀點與地震分布、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。將來要將研究重點放在藏北地區(qū)中、下地殼低速帶,采取波形反演、室內試驗、計算機模擬等研究方法加強研究。針對深反射地震在東昆侖地區(qū)成像效果較差的問題,要加大技術攻關,提高復雜構造地區(qū)的成像質量。針對殼幔復雜結構,如傾斜界面和各向異性介質,發(fā)展成像質量更好的接收函數(shù)成像手段。還要綜合利用多種觀測資料,加強聯(lián)合反演研究,不斷提高研究區(qū)殼幔結構的分辨率。針對不同研究所用地震觀測數(shù)據(jù)不足的問題,建議建立大型的云數(shù)據(jù)共享平臺,實現(xiàn)科研數(shù)據(jù)的充分共享,加強國內和國際合作,這也是當前十分迫切的任務。

Acknowledgements:

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