王志王劍 付修根

1)中國科學(xué)院邊緣海與大洋地質(zhì)重點實驗室,南海海洋研究所,南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院,廣州,510301;

2)南方海洋科學(xué)與工程廣東省實驗室,廣州,511458;3)西南石油大學(xué)羌塘盆地研究院,成都,610500

內(nèi)容提要:青藏高原東緣和揚子西緣的構(gòu)造帶是中國特提斯構(gòu)造域的重要組成部分, 該構(gòu)造域受歐亞板塊與印度板塊陸—陸碰撞、高原隆升、塊體裂解或拼接擠壓等強烈構(gòu)造活動的影響,記錄和保存了多期次的特提斯構(gòu)造演化歷史痕跡。 同時,該研究區(qū)域也是中國西部地區(qū)地殼形變最強烈的地區(qū)之一,其淺表形變特征與深部構(gòu)造之間存在怎樣的關(guān)聯(lián)和制約機制是目前國際地球科學(xué)的一個研究熱點。 本研究依據(jù)作者十多年來持續(xù)在該區(qū)域開展的地質(zhì)—地球物理研究,通過深部地球物理多參數(shù)結(jié)構(gòu)成像、沉積盆地分析、地殼形變和強震孕育機制等綜合對比分析,發(fā)現(xiàn)在青藏高原東緣的下地殼存在低速和高泊松比異常帶,該異常體與來自青藏高原上涌的軟流圈熱物質(zhì)匯聚,導(dǎo)致從揚子西緣到青藏高原的下地殼和上地幔的深部結(jié)構(gòu)發(fā)生顯著變化。 沿著龍門山斷裂帶,中、下地殼存在交疊相間的低速(高泊松比)和高速(低泊松比)區(qū)域,這些深部結(jié)構(gòu)分布特征與地表形變及前陸盆地隆坳格局具有較好的一致性。 基于上述認識,提出了青藏高原東緣—揚子板塊的深部接觸模式及其相應(yīng)的盆山耦合關(guān)系,闡明了板塊碰撞—耦合的深部動力學(xué)過程對劇烈地殼形變、盆地隆坳格局和強震誘發(fā)的制約關(guān)系。 本研究成果將為深入認識青藏高原東緣高原急劇隆升、盆地基底結(jié)構(gòu)與隆拗格局,以及強烈地殼形變的深部動力學(xué)機制提供參考信息。

由松潘—甘孜、川滇和揚子三大塊體組成的構(gòu)造域是中國西南地區(qū)地殼形變最強烈與強震最活躍的地區(qū)之一 (圖1),該構(gòu)造域受歐亞板塊與印度板塊陸—陸碰撞、高原隆升、塊體裂解或拼接擠壓等強烈構(gòu)造活動的影響,記錄和保存了十分全面的特提斯構(gòu)造活動歷史痕跡,其深部結(jié)構(gòu)特征與地表形變和強震響應(yīng)機制一直是國際地球科學(xué)界廣泛關(guān)注的熱點和研究前沿(Jimenez-Munt et al., 2008; Wang Zhi et al., 2014, 2015)。 隨著2008 年5 月12 日汶川大地震和2013 年4 月20 日蘆山強震的發(fā)生,位于青藏高原東緣的龍門山構(gòu)造帶在5 年的時間內(nèi)兩次大的地震帶來的構(gòu)造“活化”特征,更加引發(fā)對該構(gòu)造域的深部結(jié)構(gòu)、淺層變形機制和強震響應(yīng)關(guān)系的廣泛關(guān)注(徐錫偉等, 2003;Lei Jianshe and Zhao Dapeng, 2009; Pei Shunping et al., 2010, 2019; Wang Zhi et al., 2010, 2015)。 這種淺層強烈形變和地震誘發(fā)響應(yīng)與深部結(jié)構(gòu)及流體侵入之間存在怎樣的關(guān)系仍不清楚。 具體來說,該構(gòu)造域不同地塊(松潘—甘孜、川滇和揚子板塊)之間深部接觸關(guān)系,各斷裂帶深部動力學(xué)特征和巖石塑性形變(如流體侵入)對地表形變和強震孕育響應(yīng)的制約作用等,這些科學(xué)問題都與該構(gòu)造域復(fù)雜多變的深部構(gòu)造和沿斷裂帶流體侵入等密切關(guān)聯(lián)。

圖1 青藏高原東緣板塊構(gòu)造格局與地形圖(修改自Wang Zhi et al., 2015)Fig. 1 Tectonic framework and topography of the Eastern Xizang(Tibetan) Plateau (modified from Wang Zhi et al., 2015)

基于該構(gòu)造域深部結(jié)構(gòu)特征的重要性,近年來,國內(nèi)外地球物理學(xué)家開展了青藏高原東緣殼幔結(jié)構(gòu)成像、地殼形變和地震活動性等方面的研究(王椿鏞等, 2006; 李永華等,2009; 吳建平等,2013; Wang Zhi et al., 2010, 2015; Liu Qiyuan et al., 2014; Huang Runqiu et al., 2009; Zhao Guoze et al., 2012; Zhan Yan et al., 2013; Pei Shunping et al., 2019)。 這些研究工作為認識該區(qū)域的深部構(gòu)造特征與淺層響應(yīng)關(guān)系提供了重要的參考信息。 然而,這些研究成果還不足以為揭示該構(gòu)造域的深部動力學(xué)過程對地表強烈變形和強震誘發(fā)的制約機制提供必要和充分的地質(zhì)—地球物理證據(jù)鏈。

通過上述分析,作者在長期從事青藏高原東緣深部結(jié)構(gòu)成像、地表形變、沉積盆地分析和地震孕育的研究的基礎(chǔ)上(Wang Zhi et al.,2009, 2010, 2011a, 2014, 2015;王志等, 2017),結(jié)合前人在青藏高原東緣開展的地質(zhì)—地球物理研究取得的成果(王劍,2000; 徐錫偉等,2003;王椿鏞等, 2006; 常利軍等,2006;高銳等,2011;王劍等, 2012; Zhao Guoze et al., 2012; 吳建平等,2013; Liu Qiyuan et al., 2014),對青藏高原東緣—揚子板塊碰撞動力學(xué)模式與盆山耦合關(guān)系、深部流體應(yīng)力變化、地殼形變和地震孕育機制,以及四川盆地基地結(jié)構(gòu)特征開展了地質(zhì)—地球物理綜合研究,以期揭示該構(gòu)造域的地表形變、強震誘發(fā)和前陸盆地隆坳格局與深部構(gòu)造及流體侵入作用的響應(yīng)機制。

1 三維深部結(jié)構(gòu)成像地震數(shù)據(jù)的篩選

為了獲得青藏高原東緣—揚子特提斯構(gòu)造域三維深部多參數(shù)結(jié)構(gòu),我們使用了大量且高質(zhì)量的近震和遠震的地震P 波與S 波走時數(shù)據(jù)。 數(shù)據(jù)包括兩部分:其中一組數(shù)據(jù)包括發(fā)生在2000 年1 月1 日至2013 年5 月31 日之間的21609 個近震事件(如圖2a),并從中挑選出了300269 條P 波和270995條S 波走時數(shù)據(jù),這些走時數(shù)據(jù)被184 個固定和50個臨時臺站所記錄;另一組數(shù)據(jù)包括4782 個發(fā)生在1991 年6 月1 日至2013 年5 月31 日之間,來自全球的遠震(Ms > 5.5)事件 (如圖2b),該組地震被180 個固定臺站和70 個臨時臺站所記錄,從該組地震事件中,挑選出了49173 條P 波和39572 條S 波相對走時數(shù)據(jù)。 通過開展近震和遠震三維聯(lián)合反演(Zhao Dapeng et al., 1992; Wang Zhi, 2014),獲得了研究區(qū)域的殼—幔多參數(shù)三維深部結(jié)構(gòu)(如圖3和4 所示)。

圖2 青藏高原東緣—揚子特提斯構(gòu)造域臺站分布(a)與遠震地震數(shù)據(jù)分布圖(b)Fig. 2 Distributions of seismic data and stations in the Tethys tectonic domain of the Eastern Xizang(Tibetan) margin—Yangtze platform (a) and distributions of teleseismic events (b)

2 青藏高原東緣深部三維多參數(shù)結(jié)構(gòu)

通過在青藏高原東緣開展野外地震寬頻臺流動觀測,同時收集該區(qū)域固定和臨時地震臺網(wǎng)數(shù)據(jù),采用速度和泊松比反演新方法聯(lián)合反演近、遠震地震資料,獲得了研究區(qū)域的深部多參數(shù)三維精細結(jié)構(gòu)(圖3 和圖4)。 由圖3 可以看出,在上地殼6 km 深度,四川前陸盆地(龍門山造山帶前緣與揚子克拉通之間的沉積帶)表現(xiàn)為低速度和高泊松比,而松潘—甘孜地塊則表現(xiàn)為相反的特征。 在32 ～48 km深度, 松潘—甘孜地塊西部靠近鮮水河與龍門山斷裂帶附近的位置存在強低速異常,四川盆地為高速度異常,這與前期研究中揭示的在鮮水河斷裂帶西側(cè)存在低速度和高電導(dǎo)率異常一致 (Huang Runqiu et al., 2009, Bai Denghai et al., 2010), 同時也與近期研究在龍門山及周邊地區(qū)發(fā)現(xiàn)了地震結(jié)構(gòu)異常特征相似 (Lei Jianshe and Zhao Dapeng, 2009; Pei Shunping et al., 2010)。 四川盆地淺層的異常特征反映了在盆地存在較厚的中生代與古生代沉積層,特別是在靠近龍門山斷裂帶的前陸盆地,沉積層厚度可能達到了10 km 以上。 相比之下不同的是,松潘—甘孜地塊的高速異常主要位于上地殼(圖3)。該強烈的對比構(gòu)造顯示,在淺層龍門山斷裂帶可能是四川盆地與松潘—甘孜地塊的邊界,但隨著深度增加,這一邊界特征逐漸消失,龍門山斷裂帶表現(xiàn)出與四川盆地一致的異常特征,說明在深部,龍門山斷裂帶不是揚子板塊和青藏高原的邊界,而是揚子板塊的一部分。

圖3 青藏高原東緣—揚子特提斯構(gòu)造域不同深度的速度和泊松比圖像切片F(xiàn)ig. 3 Map views ofVp,Vs and Poisson’s ratio images at different depths in the Tethys tectonic domain of the Eastern Xizang (Tibetan) margin—Yangtze platform

值得注意的是,在48 km 的深度的速度和泊松比圖像上顯示一個近似“Y”字形低速異常區(qū)域,該異常體在空間上與由鮮水河斷裂、龍門山斷裂及安寧河斷裂組成的Y 形斷裂系統(tǒng)相似,只是在位置上略微有所偏離。 根據(jù)地球物理多參數(shù)綜合分析,該地速度異常構(gòu)造可能與流體滲入到這些大規(guī)?？p合帶深部,或在這些斷裂帶的下地殼存在部分熔融物質(zhì)有關(guān)。 在下地殼,四川盆地為顯著的高速度和低泊松比異常,相反,松潘—甘孜地塊則表現(xiàn)為低速度和高泊松比異常。 這些對比顯著的異常結(jié)構(gòu)特征分別與位于四川盆地的古老和穩(wěn)定的揚子克拉通以及青藏高原下地殼存在巖石塑性形變(部分熔融)相對應(yīng)。 隨著深度的增加(如100 km,150 km),四川紅色實線表示沿龍門山斷裂帶的三條典型斷層 (詳見圖1)。 灰色實線表示活動斷層,黑色粗實線表示主要構(gòu)造邊界(Deng Qidong, 2007)。 黑點顯示沿每個深度在3～5 km 范圍內(nèi)余震分布。 兩個綠色的五星分別代表汶川8.0 和蘆山7.0 級地震Red solid lines indicate the three typical faults along the Longmenshan fault zone (see Fig. 1 for details). Gray solid lines show active faults and black bold solid lines indicate the main tectonic boundaries (Deng Qidong, 2007). Black dots show the after shocks within a thickness of 3～5 km bound to each depth. Two green stars indicate the epicenters of theMs8.0 Wenchuan and 2013Ms7.0 Lushan earthquakes, respectively盆地及揚子板塊的大部分地區(qū)為高速度異常,反映了剛性穩(wěn)定揚子克拉通塊體性質(zhì)(圖4)。 由于印度板塊連續(xù)向青藏高原碰撞擠入,使得松潘—甘孜、羌塘、拉薩及印支板塊右旋擠出運動,導(dǎo)致青藏高原東緣與揚子板塊的強烈相互碰撞作用,從而在青藏高原東緣—揚子特提斯構(gòu)造域引起強烈且復(fù)雜的地表形變和地震活動。 因此,剛性穩(wěn)定揚子克拉通塊體和強烈橫向不均勻性的青藏高原東緣的地殼及巖石圈結(jié)構(gòu)特征,可能是制約青藏高原東緣一系列地表復(fù)雜過程的最關(guān)鍵因素。

圖4 青藏高原東緣的縱、橫波垂直剖面 (修改自Wang Zhi et al., 2010)Fig. 4 Vertical sections of P- and S-wave images in the eastern margin of Xizang(Tibet)(modified from Wang Zhi et al., 2010)

地震波速度剖面揭示了沿下地殼和上地幔存在低速度層(圖4),該低速度異常與大地電磁和地球物理模擬的所揭示的在青藏高原東緣存在的地殼流(或管道流)相吻合。 進一步分析發(fā)現(xiàn),青藏高原東緣的地殼流(或管道流)不僅存在于中、下地殼,同時存在上地幔頂部。 其空間分布特征是:在松潘—甘孜和羌塘地塊,表現(xiàn)為地殼流,在四川盆地西緣為北東向和南東向的管道流,既圍繞四川盆地西緣運動,其北東支達到了秦嶺造山帶,而其南東支在云南的楚雄盆地北邊界終斷,沿四川盆地右拐東進(圖5)顯示為不連續(xù)性(Hu Yaping and Wang Zhi, 2018)。 以上深部多參數(shù)結(jié)構(gòu),證實了在青藏高原東緣20～150 km 深度存在強烈的低速度和高泊松比異常帶,該異常帶來自于松潘—甘孜地塊的上地幔軟流圈,并底侵到揚子板塊西緣的上地殼中,暗示著青藏高原東緣存在幔源軟流圈物質(zhì)上涌通道。

3 青藏高原東緣深部流體侵入與地殼部分熔融

在青藏高原東緣的松潘—甘孜地塊與揚子板塊的碰撞帶,深部地球物理參數(shù),如Vp,Vs、Vp/Vs 和導(dǎo)電率等的變化,反映了深部巖石的構(gòu)造屬性,包括巖石組成、溫度和流變等,這些因素對地表形變、活動構(gòu)造及地震孕育具有顯著的影響(O’Connell and Budiansky, 1974; Sibson, 1992; Wang Zhi et al., 2006, 2019)。 巖石成分是引起地殼速度異常一個不可忽略的因素。 例如,位于青藏高原東緣龍門山斷裂帶的兩個低速度區(qū)(圖3 中6 km 和20 km 深度的A 和B 區(qū))與前人研究發(fā)現(xiàn)的新生代淺海陸棚碎屑沉積巖和臺地碳酸鹽巖位置吻合(Burchfiel, et al., 1995; Chen Shefa et al., 1995; Burchfiel et al., 2008; Yan Danping et al., 2008)。 在這兩個低速區(qū)的深層地殼中,由于震旦紀—古生代巖石富含孔隙、微裂縫和溶解裂縫,如果來自青藏高原下地殼的流體侵入到這些區(qū)域的上地殼中,將會極大地降低地震速度和增加Vp/Vs 值。 在這兩個低速區(qū)的淺層地殼中,新生代—古生代地層經(jīng)歷了區(qū)域的韌性變形也會降低地震速度(Burchfiel, et al., 1995; Chen Shefa et al., 1995; Yan Danping et al., 2008)。 因為震旦紀—古生代地層是一套發(fā)育于淺海陸棚的碎屑沉積巖, 其地層深度<5 km,而這兩個低速異常區(qū)卻向下延伸到了20 km, 因此,這兩個異常區(qū)的低速不能僅由巖石組成分來解釋,它還可能與來自深部的流體底侵有關(guān)。 事實上,大量的前期研究揭示了沿青藏高原東緣下地殼存在低速度、高泊松比和高電導(dǎo)率的異常帶,在這些異常帶的深部可能積累流體壓力,導(dǎo)致從中、下地殼上升的流體很可能通過巖石孔隙(即使孔隙高寬比為～0.01),或通過裂縫的閉合—打開—擴展方式侵入到一個較淺的上地殼中,如上面討論的兩個低速和高Vp/Vs 區(qū) ( O’Connell and Budiansky, 1974; Rutter and Brodie, 1998; Wang Zhi et al., 2006, 2019; Pei Shunping et al., 2019 )。

地震學(xué)和地球動力學(xué)模擬研究認為,在一個典型的中地殼深度(～15 km),巖石的溫度低于700 ℃,這樣的溫度不足以引起地殼熔融或部分熔融,因為中地殼巖石的固相線大約在900 ～1200 ℃ 之間(Hacker et al., 2000; Jimenez-Munt et al., 2008)。但是,如果有流體侵入,巖石的固相線急劇下降到700～800 ℃ 之間(Hacker et al., 2000; Mechie et al., 2004; Jimenez-Munt et al., 2008; Wang Zhi et al., 2014, 2015)。 在青藏高原東緣,由于地殼厚度達到了60 km 左右(圖4),中地殼深度大約為30 km,中地殼和下地殼溫度分別達到了700 ～800 ℃ 和～1000 ℃ ,如果有流體侵入,這樣的溫度條件足夠使中、下地殼的巖石產(chǎn)生部分熔融(Hacker et al., 2000; Mechie et al., 2004; Jimenez-Munt et al., 2008; Wang Qiang et al., 2016)。 巖石學(xué)和地球化學(xué)研究表明,在上新世—第四紀,位于松潘—甘孜地塊20～50 km 處的低速度和高電導(dǎo)率異常帶,被證實發(fā)生了部分熔融(Wang Qiang et al., 2016)。 這表明,熔體電導(dǎo)率在1～10 S/m(西門子/米)量級的流體侵入有可能在中下地殼引起熔融或部分熔融(Wang Zhi et al., 2015; Wang Qiang et al., 2016)。事實上,我們的地震成像(圖3 的48 km 深度和圖5)和前人的大地電磁測深研究一致表明,在青藏高原中、下地殼確實存在低速度、高泊松比和高導(dǎo)電性異常帶(圖3～圖5),這些數(shù)據(jù)記錄了該區(qū)域由于高溫下韌性流的積累所引起的地殼熔融或部分熔融(Hacker et al., 2000; Mechie et al., 2004; Jimenez-Munt et al., 2008; Bai Denghai et al., 2010; Zhao Guoze et al., 2012; Wang Zhi et al., 2014; Wang Qiang et al., 2016)。 基于以上分析,在青藏高原東緣的中、下地殼的低速度和高泊松比異常區(qū)域發(fā)生了流體侵入,從而引起的地殼熔融或部分熔融。

圖5沿下地殼和上地幔邊界的下地殼流空間分布圖(修改自Wang Zhi et al., 2011b)Fig. 5 Spatial distribution of the ductile crustal flow along the lower crust and uppermost mantle (modified from Wang Zhi et al., 2011b)

4 青藏高原東緣深部動力學(xué)模型

揚子板塊與青藏高原是特提斯構(gòu)造域的重要組成部分,它們的拼合不但強烈影響了東特提斯構(gòu)造域的地殼形變和地震孕育等重大地質(zhì)過程,而且還制約了沉積盆地的基底結(jié)構(gòu)和隆坳格局(尹力等,2018),其深部地球動力學(xué)模式一直是科學(xué)界研究的熱點和難點。 本研究采用多參數(shù)層析成像新方法,結(jié)合地表構(gòu)造變形特征及應(yīng)力場數(shù)據(jù)分析,提出了青藏高原東緣“幔源物質(zhì)上涌”的深部動力學(xué)新模式(圖6)。 在這個模型中,一方面,來自青藏高原的下地殼流與來自上地幔的上涌軟流層熱物質(zhì)相遇,該流變物質(zhì)在印度板塊的俯沖擠壓作用下向北、北東和南東方向運移,由于受到剛性和穩(wěn)定的揚子板塊阻擋作用,聚集在青藏高原東緣并維持足夠高的流體壓力。 另一方面,揭示了在青藏高原東緣存在對比鮮明的深部結(jié)構(gòu)特征,在揚子臺地之下是穩(wěn)定的克拉通巖石圈,而高原東緣存在來自下地殼和上地幔流變物質(zhì)上涌通道。 該橫跨青藏高原東緣的地球物理參數(shù)顯著變化的深部構(gòu)造特征,與地殼變形、地殼—上地幔的耦合關(guān)系等一致。 該模型表明,地殼隆升形變是由下地殼流變與上地幔軟流圈物質(zhì)上升形成的流體應(yīng)力維持的,因為從高原中心向外流動的下地殼物質(zhì)受到了位于揚子地臺下古老而強大的克拉通巖石圈的支撐,導(dǎo)致高流體應(yīng)力在上地殼聚集(Royden et al., 2008; Hubbard and Shaw, 2009; Wang Zhi et al., 2010, 2015; Hu Yaping and Wang Zhi, 2018),并保持陡峭的地形。 這個模型不需要在地表發(fā)生顯著的水平縮短,因為深部流體壓力使上地殼大部分上升,而不是橫向位移,這與地表GPS 觀測到較小橫向運動數(shù)據(jù)一致。 該模型從深部過程角度揭示了青藏高原東緣急劇隆升、盆地基底結(jié)構(gòu)、及強烈地殼形變的深部動力學(xué)機制,明確了東特提斯構(gòu)造域強震誘發(fā)與深部過程的響應(yīng)關(guān)系。

圖6 青藏高原東緣深部地球動力學(xué)模型示意圖(修改自Wang Zhi et al., 2010)Fig. 6 Schematic diagram of deep geodynamic model under the eastern Xizang(Tibetan) Plateau (modified from Wang Zhi et al., 2010)

5 青藏高原東緣地殼形變

綜合地質(zhì)—地球物理研究結(jié)果表明,在青藏高原東緣的中下地殼存在大范圍的巖石塑性流變,這些流變物質(zhì)在印度板塊與歐亞板塊的匯聚和擠壓下發(fā)生向東的大規(guī)模運移,形成下地殼流(Royden et al., 1997; Bai Denghai et al., 2010; Wang Zhi et al.,2010,2011b,2012,2014,2015)。 三維成像反演結(jié)果顯示,四川盆地深部表現(xiàn)為高速度和低泊松比異常,反映了在四川盆地下方存在古老的、堅硬的巖石圈,并向西斜向擠入到龍門山斷裂帶下方(圖6)。它的存在阻擋了下地殼流體繼續(xù)向東發(fā)展,并將下地殼的流體分為兩個部分。 一部分來自下地殼的流體連同軟流圈中的流體被擠壓到青藏高原東緣斷裂帶地殼的脆弱區(qū)中(Hubbard and Shaw, 2009; Wang Zhi et al., 2010)。地殼中流體持續(xù)侵入導(dǎo)致巖石中流體應(yīng)力持續(xù)上升,從而抬升了地殼并使地形變得陡峭(Royden et al., 2008; Hubbard and Shaw, 2009;Wang Zhi et al., 2010, 2011b, 2015)。 而剩余部分流變物質(zhì)則分別向東北方向、東南方向逃逸,分別對應(yīng)東昆侖南緣斷裂與鮮水河斷裂以及小江斷裂下方的低速、高泊松比異常(圖5)。 其中,向東南逃逸的流體受到堅硬的川滇菱形塊體的阻擋,導(dǎo)致川滇菱形塊體北部次級地塊快速抬升。 同時,由于印度板塊向北運動的同時產(chǎn)生了向東擠壓的分量,其巖石圈向緬甸板塊下方俯沖并一直向南北地震帶南段下方延伸,并推動川滇菱形地塊向東快速滑移。 然而,位于其南段中下地殼的高速、低泊松比、高力學(xué)強度塊體阻礙了川滇菱形塊體向南滑移,并在中上地殼低速、高泊松比異常區(qū)域產(chǎn)生了較大的地表形變,導(dǎo)致曲江—石屏斷裂帶在以走滑為主的同時兼具擠壓逆沖的特征(吳建平等,2013)。

綜合本研究的三維速度和泊松比模型以及前人的電阻率結(jié)構(gòu)分析結(jié)果,研究表明:制約青藏高原東緣地殼形變的主要因素與下地殼結(jié)構(gòu)異常及熱軟流圈產(chǎn)生的流體壓力的持續(xù)增加與侵入有關(guān)。 一方面,在下地殼及上地幔,四川盆地為高速度和低泊松比異常,反映了在四川盆地下方存在古老的、堅硬的巖石圈并向西斜向擠入到龍門山斷裂帶下方:另一方面,青藏高原的下地殼和上地幔為低速度和高泊松比異常,說明在高原深部存在部分熔融或熔融。依據(jù)這一地球動力學(xué)模型,來自青藏高原下地殼和上地幔中的物質(zhì)流被擠入到龍門山斷裂帶的地殼中(Hubbard and Shaw, 2009; Wang Zhi et al., 2010, 2014; Liu Guannan and Wang Zhi, 2020), 產(chǎn)生的流體壓力抬升了地殼并使地形變得陡峭(Royden et al., 2008; Hubbard and Shaw, 2009)。 同時,前人的研究揭示了龍門山斷裂帶、四川盆地和青藏高原的上、下地殼的具有不同厚度(Zhang Zhongjie et al., 2009),在地殼增厚區(qū)域,上地幔與下地殼中流體壓力使地殼中的物質(zhì)發(fā)生了運移和重組。 在青藏高原下地殼流體的驅(qū)動作用下,使高原物質(zhì)向東北和東南方向運移和擴張,部分物質(zhì)(如熔融體或流體)被擠入到龍門山斷裂帶的脆弱區(qū)域 (圖7)。 沿著青藏高原東緣的低速、高泊松比和高電導(dǎo)率異常帶,主要是由于青藏高原下地殼的部分熔融或流體物質(zhì)在深部流體壓力作用下滲入到該區(qū)域破裂的巖石中,減少了地震波的速度,增加了巖石泊松比和電導(dǎo)率,從而提高了斷裂帶的流體壓力,由于熱的軟流圈物質(zhì)的持續(xù)侵入,導(dǎo)致巖石中流體應(yīng)力的進一步增加,引起該區(qū)域強烈的地殼形變(圖6 和7)。

圖7 青藏高原東緣地殼變形機制示意圖Fig. 7 Schematic diagrams to show the mechanism of crustal deformation in the eastern Xizang(Tibetan) Plateau

6 龍門山斷裂帶地震機制

前人研究表明,流體侵入對地震孕育、誘發(fā)及其破裂過程起重要作用,流體侵入被認為是影響地震破裂過程的主要因素之一(Nur and Booker, 1972; Steacy et al., 2005; Wang Zhi et al., 2009, 2014, 2015)。 地質(zhì)學(xué)研究提出了一個帶有較薄滑動面的模型,其周圍包裹著高度破裂的斷裂帶(Chester et al., 1993; Sibon, 2003)。 在該模型下,斷層的孔隙中由于積累了較高的流體壓力, 從而影響余震序列的空間分布(Norstro et al., 2005)。 斷層中的流體對電導(dǎo)率、壓力、巖石成分和溫度都是十分敏感的(Nesbitt, 1993),實驗數(shù)據(jù)表明,在約727 ℃ 溫度下,含0.01% H2O 的潮濕巖石的電導(dǎo)率比干燥巖石高出幾百倍(Pommier et al., 2008),對于干燥的固相物質(zhì),地殼熔融或部分熔融的溫度大約為 900 ～1200 ℃ 。 然而,當有流體侵入后,地殼熔融或部分熔融的溫度會急劇地下降到 700 ～800 ℃ (Hacker et al., 2000; Mechie et al., 2004; Galve et al., 2006; Jimenez-Munt et al., 2008)。 上述研究表明,在龍門山斷裂帶,盡管中、下地殼中的溫度還不足以使干燥巖石發(fā)生熔融, 但對于存在流體侵入巖石是可能的。 另外,流體的存在也會導(dǎo)致巖石的電導(dǎo)率出現(xiàn)量級為 1 ～10 S/m 的變化(Li Shenghui et al., 2003)。

由于青藏高原東緣的流體不斷地從下地殼或上地幔侵入到龍門山斷裂帶的孕震層,增加了斷層中的流體壓力。 另外,流體侵入誘發(fā)地震的主要因素有以下幾個方面(王志等,2017;Liu Guannan and Wang Zhi, 2020):① 侵入斷裂帶的流體扮演潤滑劑的角色,能夠顯著地減小斷層面之間摩擦力的同時增加剪切應(yīng)力;② 流體侵入,提高震源區(qū)流體應(yīng)力,同時降低巖石的靜摩擦力;③ 流體還能夠增加巖石的泊松比,使巖石骨架的巖石力學(xué)強度顯著降低,進而更容易發(fā)生破裂。 汶川和蘆山地震都發(fā)生高速和低電導(dǎo)率區(qū)域,其震源位置分別對應(yīng)于彭灌雜巖和寶興雜巖所在位置,這兩個區(qū)域的巖石的力學(xué)強度高于周邊地區(qū),因而震源區(qū)具有較高的巖石力學(xué)強度,可以維持和承受較高的流體壓力 (圖3 和7)。

與此相反,在2008 年汶川和2013 年蘆山地震之間(邛崍西側(cè),圖7 中A),以及2008 年汶川地震破裂帶中部(北川,圖7 中B),分別對應(yīng)于低速度和高泊松比的軟弱區(qū),這一深部結(jié)構(gòu)特征與地質(zhì)資料所揭示的新生代淺海陸棚碎屑沉積巖和臺地碳酸鹽巖位置吻合。 邛崍西側(cè)軟弱區(qū)(2008 與2013 年地震之間的余震空白區(qū))阻擋了地震波能量向南西方向傳播,從而阻止了2008 年龍門山斷裂帶向南進一步破裂的過程(圖7);而位于北川的軟弱區(qū)卻減弱了該區(qū)域的地震同震破裂強度,但又能讓橫波繼續(xù)向北東傳播,從而進一步破裂了龍門山的北邊斷裂帶(Wang Zhi et al., 2009, 2011a, 2014, 2015)。 一旦有流體侵入到這兩個高強度和高應(yīng)力塊體的斷裂中(圖7 中的S2 和S3),就會增加巖石的泊松比(汶川地震為高泊松比,蘆山地震在高、低之間),顯著減少斷層面之間的摩擦力以及震源區(qū)巖石骨架的力學(xué)強度并改變了局部剪切應(yīng)力狀況, 進而觸發(fā)地震(Kono et al., 2006; Wang Zhi et al., 2009, 2011a, 2015)。 研究獲得的三維速度結(jié)構(gòu)以及前人的大地電測研究表明,龍門山斷裂帶的各段表現(xiàn)為強烈的各向異性結(jié)構(gòu),來自青藏高原下地殼的流體侵入到龍門山斷裂帶地殼孕震層,導(dǎo)致流體應(yīng)力增加,減弱了巖石的力學(xué)強度和斷層面之間摩擦力,從而觸發(fā)地震,引起地震破裂(圖8)。 我們推測,青藏高原東緣“幔源物質(zhì)上涌”的深部動力學(xué)機制在2008 年汶川和2013 年廬山地震誘發(fā)中發(fā)揮了關(guān)鍵作用(圖6和8)。

圖8沿青藏高原東緣地震誘發(fā)機制示意圖Fig. 8 Schematic diagrams of generating mechanism of earthquakes occurred in the eastern margin of Xizang(Tibet)

汶川地震和廬山地震的余震主要分布在高速塊體(圖7 中的S1～S3),而在低速度區(qū)域只有少量地震分布(圖7 中的A 和B 區(qū)),這可能與地殼中低速、高電導(dǎo)率的地質(zhì)體能夠緩解應(yīng)力的積累、耐震、柔軟的巖石相關(guān)(Wang Zhi et al., 2009,2011a,2015; Liu Guannan and Wang Zhi, 2020)。 深部三維結(jié)構(gòu)表明,在龍門山斷裂帶中,高速異常與大范圍的斷裂的錯動相吻合,這意味著龍門山的中間段和北東段的斷層面之間存在著強烈的耦合作用(圖7中S1 和S2)。 在地震發(fā)生之前,這些區(qū)域的斷層面之間是閉鎖的,而地震后是解鎖的(Wang Zhi et al., 2009, 2014, 2015; Pei Shunping et al., 2010)。 此外, GPS 數(shù)據(jù)的分析結(jié)果表明,在汶川地震之前,無論是在松潘—甘孜地塊還是四川盆地,龍門山斷裂帶兩側(cè)的板塊運動是沿東南方向。 而在地震后,松潘—甘孜地塊向東南運動,盆地向西北運動(Wang Zhi et al., 2011b,2014)。 因此,我們推測,地震前后龍門山兩側(cè)的板塊運動方向發(fā)生了較大的改變,可能是斷層面耦合與解耦的表征。

7 結(jié)論

通過地質(zhì)和地球物理綜合研究表明,在青藏高原東緣存在幔源物質(zhì)上涌的通道,使得來自深部熔融或部分熔融物質(zhì)底侵到該區(qū)域斷裂帶的上地殼中,引起深部地球物理參數(shù)的強烈變化,進而造成了板塊俯沖與碰撞造山的地質(zhì)過程、造山模式、淺層地質(zhì)構(gòu)造(如盆地基地結(jié)構(gòu))的多樣性。

(1)四川盆地為顯著的低速度和高泊松比異常,與松潘—甘孜地塊的高速度和低泊松比異常形成鮮明對比,該結(jié)構(gòu)特征反映了四川前陸盆地的古生代與中生代沉積層和松潘—甘孜古生代地層的構(gòu)造特征。 沿著青藏高原東緣的上地殼中的低速、高泊松比和高電導(dǎo)率異常帶,主要是由于青藏高原下地殼部分熔融體和軟流圈的熱物質(zhì),流體壓力作用下持續(xù)侵入該區(qū)域淺層的破裂帶中,提高了斷裂帶的流體壓力,從而造成該區(qū)域強烈的地殼形變。

(2)深部結(jié)構(gòu)表明,沿著龍門山斷裂帶地震孕育和誘發(fā)與孕震層地質(zhì)構(gòu)造、深部結(jié)構(gòu)及流體壓力積累密切相關(guān),2008 汶川和2013 蘆山地震分別發(fā)生在彭灌雜巖和寶興雜巖所在位置,其對應(yīng)的深部結(jié)構(gòu)為高速度和低泊松比異常,暗示兩個震源區(qū)的巖石的力學(xué)強度高于周邊地區(qū),可以比周邊區(qū)域維持和承受較高的流體壓力。 與此相反,在2008 年汶川和2013 年蘆山地震之間的深部結(jié)構(gòu)為低速度和高泊松比的軟弱區(qū),這一深部結(jié)構(gòu)特征和前人研究所揭示的新生代淺海陸棚碎屑沉積巖和臺地碳酸鹽巖位置吻合,由于深部流體侵入到該軟弱區(qū)的孔隙或裂隙中,極大地降低了地震速度(特別是橫波速度),從而阻止了2008 年汶川地震沿著龍門山斷裂帶進一步向南破裂的過程。

因此,青藏高原東緣“幔源物質(zhì)上涌”的深部動力學(xué)新模式為揭示高原急劇隆升和強烈地殼形變、盆地基底結(jié)構(gòu)、以及強震誘發(fā)與深部過程的響應(yīng)關(guān)系提供了參考信息。

致謝:伏毅博士對本文部分圖件的修改,以及審稿專家和編輯提出的寶貴意見和建議,在此深表謝意！

Doi:10.1155/2012/975497