寧鑠現(xiàn) 陳永順,2,?

北京大學學報(自然科學版) 第59卷 第3期 2023年5月

Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 59, No. 3 (May 2023)

10.13209/j.0479-8023.2023.018

國家自然科學基金(41890814, U1901602)、深圳市海外高層次人才創(chuàng)新創(chuàng)業(yè)專項資金(KQTD20170810111725321)和大洋“十三五”深海資源潛力評估項目(DY135—G2-1-01)資助

2022–05–22;

2022–05–30

青藏高原東南緣存在連通的下地殼流嗎?

寧鑠現(xiàn)1陳永順1,2,?

1.北京大學地球與空間科學學院, 北京 100871; 2.南方科技大學海洋科學與工程系, 深圳 518055; ?通信作者, E-mail: johnyc@sustech.edu.cn

利用國家數(shù)字地震臺網的 137 個固定臺站以及 332 個 ChinArray 流動臺站的數(shù)據(jù), 基于背景噪聲和遠震面波成像方法, 共同約束瑞利面波相速度, 并通過非線性方法(馬爾科夫鏈蒙特卡洛方法)反演青藏高原東南緣的地殼三維剪切波速度結構。反演結果表明, 青藏高原東南緣存在大范圍連通的下地殼流, 表現(xiàn)為下地殼存在連通的波速小于 3.55km/s 的近水平的剪切波低速區(qū), 且與地表地形有很好的對應關系。推斷青藏高原東南緣存在 3 支連通的地殼流, 第一支位于攀枝花一帶以西, 第二支位于攀枝花一帶以東, 第三支位于攀枝花一帶的下地殼。來自青藏高原的下地殼流受到四川塊體堅硬下地殼的阻擋而轉向, 通過峨眉山一帶向南流動, 與第三支通過峨眉山大火成巖省(ELIP)內帶(攀枝花一帶)向南流動的下地殼流一起, 改造了峨眉山大火成巖省中帶南部的下地殼, 并使地殼增厚。推斷青藏高原東南緣連通的下地殼流的南端目前大約在北緯24°附近, 并將隨著時間的推移向南遷移, 即通過下地殼流導致該地區(qū)地殼增厚的范圍也隨時間的推移向南擴展。

青藏高原; 地殼流; 面波層析成像; 峨眉山大火成巖省

青藏高原東南緣主要包括川滇地塊、松潘–甘孜地塊、揚子地塊西南緣和印支地塊北緣。青藏高原的隆升和擴展機制是備受關注的涉及物質守恒關系的科學問題。Molnar 等[1]認為青藏高原的物質沿著紅河和鮮水河等大型走滑斷裂被擠出, 進而提出剛性地塊擠出模型[2–4], Royden 研究組[5–8]則提出地殼流模型。

如果不考慮青藏高原東南緣的物質是否絕對剛性, 紅河斷裂的右旋走滑性質和鮮水河斷裂的左旋走滑性質足以表明青藏高原東南緣存在地表物質的擠出。但是, 青藏高原東南緣是否存在地殼流, 相對來說并不直觀。在早期研究中, 多數(shù)地球物理反演結果支持青藏高原東南緣存在地殼流。根據(jù)衰減模型, Rodgers 等[9]和 Fan 等[10]都提出青藏高原的北部存在廣泛的地殼熔融。Wang 等[11]通過對比 PmP波形理論值與觀測值幅度的差別, 認為下地殼存在高衰減。Zhao 等[12]基于 Lg 波進行值成像, 發(fā)現(xiàn)青藏高原存在若干高衰減區(qū), 認為青藏高原存在地殼流。Peng 等[13]基于接收函數(shù)方法, 反演青藏高原東南緣的三維地殼結構, 結果顯示青藏高原東南緣存在廣泛的殼內低速體圖像。Wang 等[14]基于接收函數(shù)方法, 得到青藏高原東南緣的地殼厚度和泊松比, 認為青藏高原東南緣可能存在殼內部分熔融和地殼流。Bai 等[15]和 Rippe 等[16]根據(jù)大地電磁結果, 也認為青藏高原東南緣存在地殼流。最近, Zhao 等[17]給出松潘–阿壩地區(qū)存在地殼流的大地電磁學證據(jù)。Li 等[18]利用噪聲和遠震面波層析成像結果反演青藏高原中部至東緣的巖石圈結構, 得到青藏高原廣泛存在弱中下地殼的結論, 結合徑向各向異性特征, 認為存在流向青藏高原東南緣的地殼流。Du等[19]基于噪聲和重力聯(lián)合反演結果, 揭示青藏高原東南緣與四川盆地地殼結構有明顯差異, 特別提出支持地殼流模型。

隨著地震成像的分辨率不斷提高, 青藏高原地殼流可能在川滇地塊受阻這一情況被研究者關注。雖然對該區(qū)域著名的峨眉山大火成巖省(Emeishan Large Igneous Province, ELIP)的形成機制存在爭議, 但多數(shù)學者認為它是地幔柱活動的產物[20–25]。

Yao 等[26]基于他們布設在青藏高原東南緣的25 個臺站的地震觀測資料, 利用噪聲和遠震面波層析成像結果反演青藏高原東南緣的巖石圈結構, 認為廣泛存在地殼低速區(qū), 但需要考慮復雜結構的影響。Yao 等[27]基于不同的資料, 利用噪聲和遠震面波層析成像結果反演青藏高原東南緣的巖石圈結構, 認為青藏高原東南緣存在廣泛分布的地殼流, 但這些地殼流可能不連通。張智奇等[28]在峨眉山大火成巖省內帶地殼中觀測到一個非常明顯的柱狀高速體, 認為是峨眉山大火成巖省形成時殘留在地殼中的基性–超基性物質, 同時認為小江斷裂帶附近的低速帶不是由于青藏高原的物質擠出形成的。

劉偉等[29]利用雙差層析成像方法反演青藏高原東南緣的地殼波速結構, 認為該區(qū)域中下地殼分布著兩條低速帶, 一條沿著安寧河斷裂、小江斷裂分布在川滇菱形地塊的東側, 另一條主要分布在川西北次級地塊內, 并穿過麗江斷裂向南延伸, 推測這兩條低速帶可能是青藏高原中下地殼物質向南逃逸的通道。最近, Dai 等[30]基于近震體波資料進行青藏高原東南緣的值成像, 認為因受到峨眉山大火成巖省的阻擋, 地殼流在滇中地塊分為兩支。He等[31]利用更多的資料, 基于 Lg 波進行地殼值成像, 認為青藏高原東南緣存在連通的地殼流, 并提出淺部剛性地塊擠出、深部地殼流的動力學模型。Li 等[32]發(fā)現(xiàn)楚雄盆地存在高阻結構, 認為二疊紀地幔柱在殼內的殘余物阻擋了地殼流。

Liu 等[33]基于接收函數(shù)和噪聲成像聯(lián)合反演青藏高原東南緣的地殼結構, 認為青藏高原的擴展可能是由地殼流和斷層共同實現(xiàn)的。Bao 等[34]基于接收函數(shù)和瑞利面波聯(lián)合反演, 研究青藏高原東南緣的殼內低速結構, 認為存在兩支地殼流通道。鄭晨等[35]利用面波頻散與接收函數(shù)聯(lián)合反演青藏高原東南緣地殼上地幔波速結構, 結果顯示在該區(qū)域中下地殼內, 由北向南分布著兩條主要條帶狀低速體, 其中一條從川西北次級地塊向南延伸, 穿過麗江斷裂到達滇中次級地塊下方, 另一條沿小江斷裂分布, 兩條低速體在中地殼范圍被四川盆地及峨眉山大火成巖省內帶下方的高速異常體隔開。Yang 等[36]基于噪聲互相關方法以及遠震體波和面波的聯(lián)合反演結果研究青藏高原東緣的殼幔結構, 認為峨眉山大火成巖省內帶的高速地殼物質對地殼流形成阻擋。Zhao 等[37]利用 P 波和布格重力異常資料聯(lián)合反演, 研究青藏高原東南緣的地殼結構, 認為峨眉山大火成巖省內帶的高強度地殼物質完全阻擋了地殼流。

地殼流在青藏高原東南緣的分布范圍, 尤其是其是否克服了位于楚雄盆地一帶的峨眉山大火成巖省內帶高強度地殼物質的阻擋, 目前仍然有待探討。本研究基于青藏高原東南緣的密集地震觀測資料, 同時利用噪聲互相關技術和遠震事件中提取的面波信號, 進行高分辨率的瑞利面波相速度成像, 同時通過基于貝葉斯后驗概率的非線性反演, 對 S波速度結構進行反演。本文基于對三維拓撲結構的理解來認識地殼流的連通問題, 根據(jù)研究結果提取地殼厚度以及上下地殼的分界, 通過把波速結構與地表地形、上下地殼分界面及莫霍面進行對比來廓清圖像, 并通過與其他研究結果的對比, 得出最終結論。

1 研究區(qū)域與研究資料

如圖 1 所示, 本文研究區(qū)位于青藏高原東南緣, 包含川滇菱形塊體、四川盆地以及周邊區(qū)域。本研究收集了國家數(shù)字地震臺網[40]2010 年 6 月至 2012年 7 月的 137 個固定臺站以及 2011 年 1 月至 2013 年4 月 ChinArray I 期的 332 個流動臺站, 共計 469 個地震臺站的連續(xù)記錄資料。ChinArray I 期臺陣由中國地震局等單位布設, 使用的儀器型號為 CMG-3ESP, CMG-3ESPC 和 CMG-3T, 均為寬頻或甚寬頻地震儀。

2 青藏高原東南緣瑞利波層析成像

相對于 P波, S 波對介質的流變性更敏感, 因此S 波速度結構是推斷地下物質流變性差異的重要依據(jù)。然而, 由于數(shù)據(jù)和方法的限制, 用體波進行殼幔結構的 S 波層析成像面臨淺部分辨率差的問題。由于面波相速度對 S 波速度的變化敏感, 因此可以通過反演面波相速度頻散得到 S 波速度結構。面波層析成像對地球淺部 S 波結構的分辨率高, 是研究巖石圈 S 波速度結構的主要方法, 但傳統(tǒng)的遠震面波層析成像方法受地震分布限制, 并且從遠震提取的短周期地震面波信號強度衰減嚴重。背景噪聲成像方法能同時彌補傳統(tǒng)遠震面波成像受震源限制和短周期信號不足兩個缺陷, 同時使用傳統(tǒng)遠震面波和噪聲互相關面波頻散資料, 能夠對殼幔 S 波速度結構形成很好約束。

黑色三角形為國家固定臺陣, 藍色三角形為 ChinArray I 期流動臺陣; 白色虛線方框內為研究區(qū); 黑色實線為主要構造單元的界線[38], 黑色虛線為要構造線[39], 下同

面波在傳播時可能偏離源–臺間的大圓路徑[41], Forsyth 等[42]的雙平面波法在一定程度上解決了遠震面波從震源傳播到臺陣時偏離大圓路徑的問題, Yang 等[43]進一步在在雙平面波法中引入基于玻恩近似的二維敏感核, 對有限頻效應進行修正。

本研究同時利用背景噪聲成像方法和遠震雙平面波法, 在不同頻帶范圍提取瑞利波頻散信息, 對青藏高原東南緣及鄰區(qū)進行瑞利面波層析成像, 分別獲得 6～50s 及 20～140s 的瑞利波相速度結構。

2.1 噪聲相速度成像

本文采用 Bensen 等[44]的噪聲處理流程。首先, 將各臺站 1Hz 的連續(xù)地震記錄去均值, 去趨勢, 去儀器響應, 進行頻率域譜白化和時域滑動平均歸一化后, 分別將兩兩臺站間的記錄進行互相關, 獲得互相關函數(shù)。然后, 通過時頻分析(frequency-time analysis, FTAN)法[45–46]測量各個臺站對的互相關函數(shù), 得到 6～50s 的瑞利波頻散數(shù)據(jù), 并計算各周期信號的信噪比。對于每個周期, 選用 SNR≥20dB 且臺間距大于 3 倍波長的數(shù)據(jù), 采用 Barmin 等[47]的層析成像方法構建反演矩陣, 并利用 LSQR 方法[48]對反演矩陣進行求解, 獲得研究區(qū)域各個周期的二維瑞利波相速度圖像。將整個研究區(qū)域劃分為 0.5°× 0.5°的單元格, 經過考察各周期參數(shù)選擇以及反演結果對數(shù)據(jù)的擬合情況, 統(tǒng)一將平滑阻尼系數(shù)取為 300, 射線密度阻尼系數(shù)取為 10, 高斯平滑系數(shù)取為 100。噪聲相速度成像結果如圖 2 所示。

6s 時, 四川盆地區(qū)域為顯著低速異常, 且沿麗江斷裂帶、紅河斷裂帶和小江斷裂帶均有帶狀低速異常; 研究區(qū)東南部百色地區(qū)為高速異常, 該區(qū)域在所有周期均呈高速異常。10s 時, 怒江西側出現(xiàn)顯著高速異常, 且該高速異常在更長周期中均有體現(xiàn); 相對于 6s 時的圖像, 四川盆地的低速異常幅度減弱, 沿麗江斷裂帶、紅河斷裂帶和小江斷裂帶的低速帶異常區(qū)域增大。20s 時, 四川盆地的低速異常消失, 研究區(qū)西側整體上呈低速異常, 形態(tài)與地表隆起區(qū)域的相關度極高。攀枝花–楚雄地區(qū)的波速比周圍略高。30s 時, 川滇菱形塊體及周沿整體上呈高速異常, 最低速區(qū)為麗江–小金河斷裂帶以北區(qū)域; 東部四川盆地轉為明顯的高速異常, 且在更長周期均呈高速異常。40s 時, 麗江–小金河斷裂帶以南區(qū)域的低速異常幅度減弱, 四川盆地東南側高速異常幅度增大。50s 時, 川滇菱形塊體南部及鄰區(qū)的異常幅度進一步減小, 麗江–小金河斷裂帶以南部分區(qū)域出現(xiàn)弱高速異常; 紅河斷裂帶中部以南的低速區(qū)連為一體, 南部東側出現(xiàn)低速異常。總體來說, 平均相速度隨著周期變長而增大。在 6s左右, 研究區(qū)平均 S 波速度為 3.04km/s; 到 50s, 研究區(qū)平均速度升至3.86km/s。

2.2 遠震雙平面波相速度成像結果

本研究將研究區(qū)劃分為 0.5°×0.5°的格點, 同時采用雙平面波法[42–43]對遠震面波數(shù)據(jù)進行層析成像, 獲得研究區(qū) 20～140s 的瑞利波相速度結構。為滿足雙平面波法的平面波假設, 將研究區(qū)分割成 4個亞區(qū)域, 以 26°N 和 103°E 為分隔線, 只有在每個亞區(qū)域都有 20 個以上臺站記錄到的事件才被用于層析成像計算。

為了避免高階面波以及近源效應的影響, 本研究選取距臺陣約 30°～120°的地震事件。同時, 為了面波到達臺陣時有足夠的能量, 要求震級≥5.5 Mw。在研究區(qū)臺站覆蓋時間內, 符合要求的地震事件共有 2021 個, 其分布如圖 3 所示。

遠震雙平面波相速度層析成像結果如圖 4 所示。20s 時, 低速異常主要沿麗江–小金河斷裂帶和紅河斷裂帶以北, 川滇地塊以東的揚子地塊西端分布。研究區(qū)東南部百色地區(qū)呈高速異常, 四川盆地也為高速異常。40s 時, 低速異常集中在川滇菱形塊體內部, 其中麗江–小金河以北低速異常最顯著; 南部昆明和東川一帶也有明顯的低速區(qū)域, 麗江–小金河南側區(qū)域低速異常幅度較小, 普洱和保山地區(qū)也呈低速異常; 四川盆地整體上呈高速異常, 中部異常幅度最大; 怒江西側有顯著的高速異常, 且在更長周期中一直存在。60s 時, 紅河斷裂西南出現(xiàn)大面積低速區(qū)域, 保山地區(qū)低速異常最顯著, 該低速異常在更長周期中一直存在; 麗江–小金河斷裂帶北部低速異常幅度減小, 百色地區(qū)轉為低速異常。80 s 時, 麗江–小金河斷裂帶北部低速異?；旧舷? 紅河斷裂帶西南側高速異常幅度減小, 但依舊較為顯著, 且與東部低速區(qū)連通; 研究區(qū)南部整體上呈低速異常; 揚子地塊總體上呈現(xiàn)高速異常。

圖2 背景噪聲瑞利波相速度層析成像結果

3 青藏高原東南緣及鄰區(qū)剪切波速度反演結果

在噪聲方法和雙平面波方法的相速度結果重合的頻段(20～50s), 根據(jù)相速度值的不確定度, 對各格點層析成像結果進行加權平均, 獲得各格點 6～ 140s 的一維頻散曲線。利用每個格點的一維相速度頻散曲線, 采用 MCMC 法[49]反演, 獲得每個格點下方的一維剪切波速度結構。

本研究中, 模型空間分為 3 層來描述。1)沉積層: 沉積層厚度(參考 CRUST1.0 模型[50], 上下浮動3km)以及沉積層頂部和底部的 S 波速度sv(認為在沉積層中sv是線性增加的)。2)地殼: 地殼厚度(莫霍面深度)和 4 個用來擬合sv的 B 樣條系數(shù)。3)地幔: 5 個用來擬合sv的 B 樣條系數(shù)。300km 以下為無限半空間。先驗模型空間為 PREM 模型[51]浮動±20%。反演時,p/s取 1.73,p與密度的關系以 Birch 定律[52]為準。通過合成數(shù)據(jù)測試, 模型的后驗概率分布函數(shù)取馬科夫鏈最終 3000 個模型來計算, 莫霍面允許相對參考模型[53]浮動±10km。

總體來說, 本文的反演結果與前人在該研究區(qū)獲得的結果基本上一致。因為使用更多的資料并進行質量控制, 本文的反演結果具有更高的分辨率。圖 5 中水平速度剖面展示研究區(qū)剪切波三維速度結構。在 10km 深度, 四川盆地呈現(xiàn)約為 3.2km/s 的顯著低速, 騰沖南側有小于 3.3km/s 的顯著低速, 紅河斷裂帶與小江斷裂帶交匯處南側的越南萊州省附近有約為 3.3km/s 的顯著低速, 沿麗江–小金河斷裂帶有弱低速異常, 怒江西側呈現(xiàn) 3.8km/s 的顯著高速, 麗江–小金河斷裂帶的南側楚雄地區(qū)以及四川盆地西南側有弱高速異常, 四川盆地東南側以及研究區(qū)東南部百色地區(qū)呈現(xiàn) 3.7km/s 的明顯高速異常。在 10～20km 深度, 四川盆地下方由低速逐漸轉為高速, 怒江西部的高速異常仍然存在, 騰沖地區(qū)和越南萊州省仍為顯著低速, 且低速區(qū)面積逐漸擴展, 麗江–小金河斷裂帶的南側楚雄地區(qū)以及四川盆地西南側有 3.7km/s 的高速異常, 楚雄盆地南側的低速異常越來越明顯。在 25～40km 深度, 低速區(qū)逐漸擴張至覆蓋整個川滇菱形塊體級周邊區(qū)域, 且各部分低速連通, 低速區(qū)域與地表高程有非常好的對應關系。到 50～60km 深度, 川滇菱形塊體低速異常區(qū)范圍逐漸縮小, 保山地區(qū)仍然有非常明顯的低速異常, 四川盆地呈高速異常。深度增加到 70km時, 紅河斷裂西南側出現(xiàn)大面積低速區(qū), 騰沖火山及附近(保山地區(qū))有約為 4.1km/s 的速度最低值, 麗江小金河以北及四川盆地呈 4.6km/s 以上的高速異常。

黑色線段的一端為臺陣中心位置, 另一段的藍色圓點表示地震事件位置。同心圓從內到外分別代表距離中心 30°, 60°, 90°和 120°。相對于臺陣中心, 震中大致分布在 20°～140°范圍, 對于每組臺站–事件對, 震中距實際上為 30°～120°

4 討論

4.1 關于青藏高原東南緣是否存在連通地殼流的討論

下地殼流模型[55–57]是目前關于青藏高原抬升和擴展機制的最流行的模型。該模型基于理論解, 討論極端情況下地殼流發(fā)育情況以及對地表地形的預測。通過與地表地形的對比, 令人信服地說明地殼流可能控制了青藏高原東緣的隆升和擴展[56–57]。但是, 地殼流的連通性受到質疑。因此, 需要確認青藏高原東南緣地殼流是否具有連通性。

圖4 遠震雙平面波瑞利波相速度層析成像結果

本文的反演結果表明, 不僅攀枝花一帶(峨眉山大火成巖省內帶)上地殼(深度為 10～20km)內存在高速體, 位于峨眉山大火成巖省中帶北部的峨眉山一帶上地殼也存在顯著的殼內高速體(圖 5 中深度 15km), 兩個區(qū)域殼內高速體核心區(qū)域的 S 波速度均為約 3.7km/s, 兩個區(qū)域的下地殼(深度為 30～ 40km)都存在波速約為 3.5km/s 的低速區(qū)。

青藏高原東南緣被阿薩姆楔和四川地塊阻擋, 對青藏高原的擴展產生強有力的阻擋作用。這兩個地質塊體在地殼內不太深的部位均出現(xiàn)波速大于3.8km/s 的高速區(qū), 阿薩姆楔的高速體出現(xiàn)在小于20km 的深度, 四川盆地的高速體則存在于大于 20km 的深度。與這兩個地塊相鄰的青藏高原東南緣區(qū)域, 則在 20～40km 深度范圍存在波速小于 3.55km/s 的低速區(qū)。如果波速小于 3.55km/s 的低速區(qū)代表地殼流的存在空間, 則 35km 深度的圖像充分展示了阿薩姆楔與四川地塊之間的青藏高原東南緣下地殼流的空間展布范圍, 相對應的是邊界區(qū)域附近明顯的地形高程差(4km左右)。

靠近四川盆地一側的全地殼波速為 3.7km/s的峨眉山一帶, 地形高程差則僅 2km 左右; 遠離四川盆地, 靠近川滇菱形地塊的一側, 以及攀枝花一帶, 當波速不太高的高速體(波速為 3.7km/s)僅存在于20km 深度以上的上部地殼, 其下部則表現(xiàn)為低速區(qū)(波速小于 3.6km/s); 相鄰的北部川滇菱形地塊內部, 在 20～50km 深度存在明顯的低速區(qū)(波速小于3.4km)時, 地表沒有特別明顯的地形臺階, 對應于地殼流模型中沒有產生阻擋作用的情況。

白色虛線為峨眉山大火成巖省內帶和中帶的位置[54], 紅色三角形為騰沖火山的位置

為了方便討論, 本文簡單地定義波速小于 3.55km/s 的部分(高溫異常)對應下地殼流, 盡管實際情況下流變性會受深度(壓強)影響。圖 5 展示的三維速度結構顯示, 在下地殼(30～40km 深度范圍)內, 與青藏高原相連接的川滇北部低速區(qū)與峨眉山大火成巖省內帶及中帶高速體下部以及南部的低速區(qū)是連通的, 充分說明峨眉山大火成巖省內帶及中帶上地殼高速體的根部沒有完全阻擋來自川滇北部的下地殼流。

本文中三維地震波速結構展示的動力學圖像如下: 在深度小于 30km 的地殼淺部, 地殼流(s<3.55 km/s)沿著阿薩姆楔、攀枝花和峨眉山 3 個障礙體中間的兩個區(qū)域從北向南流, 其中西部通道的流動更通暢, 這一地區(qū)的局部應力場特征(正斷層發(fā)育)是應力承載層較薄以及應力承載層底部地殼流強力拖動的綜合結果[58]; 在 30km 以下的地殼深部, 攀枝花高速異常體和峨眉山西部高速體的下方也存在地殼流, 并且, 地殼流也明顯有流向騰沖火山的跡象。所以, 青藏高原東南緣的殼內低速區(qū)是連通的, 直到北緯 25°地區(qū)都可能存在來自青藏高原的下地殼流。

雖然上述結果在細結構方面與前人的研究結果有所不同, 但主要圖像是一致的。例如, 面波成像結果[28,36]和近震體波成像結果[37]都顯示, 位于峨眉山大火成巖省中帶北部的峨眉山一帶地殼上部存在顯著的殼內高速體。關于青藏高原東南緣是否存在連通的地殼流, 也就是地殼流是否被峨眉山大火成巖省所阻擋這一問題, 不同研究者的認識不同, 甚至很多研究者持否定態(tài)度[28,35–36]。但是, 他們的研究結果實際上都展示在 40km 左右的深度存在連通的低速區(qū)的圖像。Zhang 等[59]的研究結果則展示與本文類似的青藏高原地殼流受四川盆地下地殼高速(高強度)物質阻擋的圖像。

四川盆地能擋住地殼流, 而滇中地塊擋不住地殼流的原因可能有以下幾個方面。首先, 四川地塊是華南克拉通的核心, 質地堅硬, 完整性更好; 同時, 四川盆地存在較厚的下地殼, 其明顯的高速與盆地以西的低速體呈現(xiàn)顯著的速度差(強度差), 阻擋了來自西部青藏高原的下地殼流, 迫使其改變方向而向南流動。滇中地塊對應的高速下地殼較薄, 在 20～50km 深度速度較低, 為下地殼流通過提供了有利條件。

另外, 在約 10km 的深度, 在騰沖火山附近以及中國–老撾–越南交界地區(qū), 存在兩個大面積的低速異常區(qū), S 波的波速低達 3.2km/s, 并且這兩個低速區(qū)與川滇地塊內部的低速區(qū)是連通的。同時, 騰沖火山附近以及中國–老撾–越南交界地區(qū)也是該區(qū)域莫霍面以下僅存的低速區(qū)。所以, 這兩個地區(qū)似乎既有地殼流的熱物質供應, 也有地幔熱物質的供應(很可能反映的是緬甸俯沖帶弧后熱物質上涌)。

4.2 關于攀枝花一帶是否也是峨眉山大火成巖省殘留巖漿房的討論

我國西南地區(qū)在中晚二疊世發(fā)生規(guī)模巨大的火山噴發(fā)事件, 形成著名的峨眉山玄武巖, 是我國最早被國際學術界認可的大火成巖省。雖然對其形成機制存在一定的爭議, 但絕大多數(shù)學者都認為它是早期地幔柱活動的產物[20–25]。

目前流行的觀點認為, 峨眉山大火成巖省是由地幔柱頭(plume head)在 2.65 億年前從地幔深處上升到地表形成的, 攀枝花一帶(峨眉山大火成巖省內帶)的殼內高速體是支撐該假設的重要證據(jù)[34,60]。本文的反演結果展示攀枝花一帶上地殼 10～20km范圍內確實存在巨大高速體(水平方向范圍在 200km 左右), 在核心部位可以向下追蹤到 25km 深度, 在 30km 以下深度轉為低速體。本文認為, 在峨眉山大火成巖省內帶上地殼觀測到的這個巨大高速體的成因可能是 2.65 億年前地幔柱頭部到達地表時, 在上地幔產生的大量玄武巖巖漿上涌入侵上地殼形成巨大的玄武巖巖漿房, 為大范圍噴發(fā)形成峨眉山大火成巖省提供了巖漿源, 現(xiàn)在觀測到的是冷卻后殘留在上地殼內的玄武巖巖漿房。

另一個重要的反演結果是, 在峨眉山一帶也存在上地殼高速體, 與攀枝花一帶上地殼高速體對比, 核心區(qū)域的波速均約為 3.7km/s, 對應基性物質的波速。這一高速體位于峨眉山大火成巖省中帶北端, 高速異常幅度比攀枝花一帶略大, 水平方向展布范圍也更大, 向下可以追蹤到 20km 深度, 然后轉為低速體。對于峨眉山一帶的高速體, 雖然在前人的反演結果中也有顯示, 但少有討論。我們認為在峨眉山大火成巖省中帶北部上地殼觀測到的這個巨大高速體與在內帶觀測到的上地殼高速體一樣, 也可能是 2.65 億年前地幔柱頭到達地表時產生的大量玄武巖巖漿上涌入侵該地區(qū)的上地殼, 形成巨大的玄武巖巖漿房, 為周圍峨眉山大火成巖省中帶地區(qū)地表噴發(fā)的玄武巖提供了巖漿源。

因此, 本研究的重要結果之一, 是分別在峨眉山大火成巖省內帶(攀枝花一帶)和中帶北部(峨眉山一帶)的上地殼觀測到兩個冷卻的巨大玄武巖巖漿房。據(jù)此可以推斷, 當水平方向展布數(shù)千公里的巨大地幔柱頭從下地幔上升到地表時, 產生的巖漿不僅在其核心(內帶)處上涌入侵上地殼, 形成巨大玄武巖巖漿房, 也可能在核心以外地區(qū)(中帶)上涌入侵上地殼, 形成巨大的玄武巖巖漿房(多巖漿房系統(tǒng))。這一研究結果補充和完善了前人關于造成數(shù)千公里大范圍噴發(fā)玄武巖的巖墻噴發(fā)模型[61]。

4.3 關于青藏高原東南緣的地殼增厚及地表隆升機理的討論

根據(jù)本文反演結果, 我們獲得如下新認識: 攀枝花一帶下方也存在地殼流, 極大地擴展了青藏高原東南緣下地殼流的東西向展布范圍; 攀枝花一帶以東, 來自青藏高原的下地殼流受到四川盆地堅硬下地殼阻擋, 轉向通過峨眉山一帶向南流動, 并與第三支通過峨眉山大火成巖省內帶下方地殼向南流動的下地殼流一起, 改造了峨眉山大火成巖省中帶南部的下地殼, 并且使其增厚。

根據(jù)圖 5 展示的下地殼 S 波速度異常平面分布, 可以推斷青藏高原東南緣連通的下地殼流的終點, 或者其活動范圍的南端, 大致在北緯 24°附近。不僅下地殼(深度為 25～40km)異常體終止在北緯 24°附近, 地殼厚度也從北向南逐漸減薄, 到北緯 24°附近減薄到與大陸平均地殼厚度(40km)相當。究其根源, 青藏高原東南緣連通的下地殼流起因于印度大陸與歐亞大陸的碰撞, 導致南北向地殼縮短, 地殼整體向東逃逸, 受到四川盆地的阻擋, 下地殼轉向東南流動。由于印度大陸與歐亞大陸的碰撞過程自新生代以來一直持續(xù)至今, 不斷把青藏高原的下地殼通過下地殼流大量輸運到滇南, 因此, 我們推斷青藏高原東南緣下地殼流活動范圍的南端會隨著時間的推移向南遷移, 即下地殼流導致的該地區(qū)地殼增厚的范圍也將隨時間向南擴展。

基于以上認識, 我們認為青藏高原東南緣的地殼增厚、地表隆升及高原擴展主要地是由下地殼流所控制的, 本文地震學反演結果支持 Royden 研究組[5–8]提出的下地殼流模型。

5 結論

本文利用國家數(shù)字地震臺網 137 個固定臺站以及 332 個 ChinArray 流動臺站的資料, 基于背景噪聲和遠震面波方法, 共同約束瑞利面波相速度, 并通過非線性方法反演青藏高原東南緣地殼三維剪切波速度結構。本文的波速結構模型展現(xiàn)了青藏高原東南緣下方的下地殼流分布范圍, 顯示青藏高原東南緣存在大范圍連通的下地殼流, 其范圍與地表地形有著很好的對應關系, 推斷該地區(qū)下地殼流對地殼改造起到重要作用, 并且隨著青藏高原的隆升, 這種改造作用還在延續(xù)。同時, 從本研究的波速結構中觀測到兩個上地殼中的高速結構, 推斷可能為峨眉山大火成巖省在地殼中的冷凝玄武巖漿房, 補充和完善了前人關于造成數(shù)千公里大范圍噴發(fā)玄武巖的巖墻噴發(fā)模型。

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Is There an Interconnected Lower Crustal Channel Flow beneath Southeastern Margin of Tibetan Plateau?

NING Shuoxian1, CHEN Yongshun1,2,?

1. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871; 2. Department of Ocean Science and Engineering, South University of Science and Technology, Shenzhen 518055; ? Corresponding author, E-mail: johnyc@sustech.edu.cn

A 3-D shear wave velocity model of Southeastern Margin of Tibetan Plateau crust was constructed by Markov Chain Monte Carlo inversion, based on Rayleigh wave phase velocity tomography results which are obtained from ambient noise interferometry and tele-seismic two plane wave analysis, using seismic data of 137 permanent stations from China digital seismic network and 332 portable stations from ChinArray. The velocity model indicates the presence of an interconnected lower crustal channel flow in southeastern margin of Tibetan plateau, which is represented by an interconnected low shear wave velocity zone withs< 3.55 km/s. It consists of three parts which respectively locates beneath the Panzhihua area and to its west and east. The lower crustal channel flow from Tibetan Plateau is blocked by rigid lower crust of the Sichuan block and turns to flow through Emeishan area to the south direction, which alters the lower crust of Emeishan large igneous province (ELIP) together with the lower crustal channel flow beneath Pahzhihua area, thickening the crust in this area. It is infered that the lower crustal channel flow beneath the southeast margin of Tibetan Plateau ends at about 24°N, and has the potential to extend further south, which has the role to extend the scope of crustal thickening in the future.

Tibetan Plateau; crustal channel flow; surface wave tomography; Emeishan Large Igneous Province