东昆仑深部结构地震探测研究现状与展望

赵荣涛,赵文津,刘志伟,宋 洋,陈昌昕

中国地质科学院,北京 100037

55 Ma以来,印度板块与欧亚大陆发生俯冲碰撞,造成青藏高原隆升和地壳增厚(Molnar and Tapponnier,1975; 许志琴等,2006)。随着青藏高原研究从南部的俯冲碰撞边界从南向北逐渐深入,位于青藏高原北部的东昆仑日益成为国际研究的热点。东昆仑经历了复杂的构造演化历史,保存了板块碰撞、洋盆俯冲、岩石圈变形以及岩浆作用的丰富记录(Yang et al.,1996; 许志琴等,2016)。东昆仑是青藏高原北部的重要构造地貌边界,北邻柴达木盆地,南邻可可西里—巴颜喀拉—松潘—甘孜地块(以下简称松潘—甘孜地块)。由于其所处的特殊构造地貌部位,研究东昆仑的深部结构对深入认识青藏高原的形成演化具有重要的科学价值(Yin and Harrison,2000; 许志琴等,2007)。目前地质学家普遍认为东昆仑和柴达木盆地同属一个地块,然而,二者之间形成了青藏高原内最长的地形前缘和最大的地形起伏(Yin et al.,2008),其深部必然存在复杂的结构构造,地质和地球物理学家对东昆仑深部结构和过程的认识仍存在严重分歧(Meyer et al.,1998;Zhu and Helmberger,1998; Tapponnier et al.,2001;Shi et al.,2009)。

随着近年来地球物理深部探测的大规模开展,逐渐揭开了东昆仑及邻区的深部壳幔结构,为加深理解东昆仑的造山机制和动力学演化提供了诸多证据。本文搜集近年来藏北地区主要的地球物理观测,总结了东昆仑地区地震探测获得的地壳结构、壳幔不连续面特征和壳幔各向异性等方面成果,希望为认识东昆仑深部结构和变形过程提供线索。

1 地质构造背景

东昆仑具有长期复杂的地质构造演化历史(Yang et al.,1996; 莫宣学等,2007; 许志琴等,2016),区内侵入岩和火山岩广泛分布,以侵入岩最为发育。区内的花岗岩形成时代可分为 4个时段,对应 4个造山旋回(郭正府等,1998; 莫宣学等,2007),其中,晚古生代—早中生代花岗岩类出露最为广泛。该造山带保存了多期构造叠加作用,包含底侵作用和岩浆混合作用的地质记录(莫宣学等,2007)。

古元古代金水口群是东昆仑最古老的变质基底,可以认为,东昆仑基底可能形成于古元古代晚期(莫宣学等,2007)。早古生代也是东昆仑构造演化过程中的一个重要阶段,野外调查在清水泉、阿奇克库勒湖、黑山、鸭子泉等地区陆续发现了早古生代蛇绿岩残片(图 1)(高延林等,1988; Yang et al.,1996; 王国灿等,1999; 杨金中等,1999; 陈隽璐等,2004; 郝杰等,2005),表明东昆仑在早古生代为洋盆形成和扩张阶段。在晚奥陶世,东昆仑从俯冲转入碰撞阶段,并于早—中泥盆世进入碰撞造山阶段(Liu et al.,2005; Zhu et al.,2006)。近年来,在东昆仑夏日哈木地区发现了超大型铜镍矿床(图 1),矿体位于东昆仑西段早古生代岛弧内。这一发现引起地质和地球物理学家对这一地质时期的广泛关注。

三叠纪花岗岩类是东昆仑地区出露最为广泛的岩浆岩,表明晚古生代—早中生代是该区最为重要的一期造山事件。研究认为,晚二叠世—早三叠世俯冲是东昆仑地区的板块俯冲造山期(郭正府等,1998; Yin and Harrison,2000),这一时期的花岗岩十分发育,构成东昆仑造山带的主体。新生代以来,由于印度板块与欧亚板块的碰撞对东昆仑的远程效应,东昆仑造山带又卷入了青藏高原碰撞造山系统。

东昆仑发育多条重要活动断裂。以东昆仑中断裂为界,东昆仑可分为昆北和昆南两个地体(图1)。其中,东昆仑南断裂(又称东昆仑断裂)沿阿尼玛卿—东昆仑—木孜塔格缝合带(简称阿尼玛卿缝合带)展布,是一条第四纪以来一直在活动的断裂。南侧的松潘—甘孜地块周边地震频发,先后发生过1976年松潘6.7级地震,1997年玛尼7.9级地震,2001年昆仑山口8.1级地震,2008年汶川8.0级地震和2010年玉树 7.1级地震。其中,昆仑山口地震是我国大陆地区过去100年来记录到的最大地震(Lin,2003;贺鹏超等,2018)。东昆仑中断裂是一条地表构造形迹清楚,深度梯级明显的脆-韧性断裂带(车自成等,2016),地质调查沿断裂发现了大量蛇绿岩、混杂岩等(姜春发等,2000; 李荣社等,2008),据此认为该断裂是一条重要的构造拼接带。在东昆仑与柴达木交界附近,Meyer et al.(1998)推测一条南倾的深入地幔的逆冲断层——东昆仑北逆冲断裂,其向西延伸进一步划分出祁漫塔格地体,但地球物理探测尚未找到可靠证据,赵文津等(2014b)认为这一断裂并不存在,相反,地质调查和深反射剖面识别出一系列北倾的壳内逆冲断裂(Yin et al.,2008; 刘志伟等,2016)。

图1 东昆仑及其周边地质构造简图(修改自姜春发等,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 地震探测取得的研究成果

2.1 地震探测方法简介

利用各种地球物理方法研究地球内部结构时,地震方法是最有效的一种。根据地震来源的不同,地震探测方法包括人工地震探测方法和天然地震探测方法。人工地震探测包括深地震测深(又称宽角/广角地震)和深地震反射(又称近垂直地震反射)。深地震测深是利用地震波传播过程中的动力学和运动学特征来约束重建地壳速度结构模型,以研究壳幔结构的探测方法。工作方法一般采用折射波法或反射波法,勘探深度大,爆炸点到接收点的距离可达数百公里,因此可以提供大区域的深部构造背景。深地震反射利用不同物性界面反射弹性波产生的同相轴来研究地下构造,是研究地壳上地幔精细结构的最有效方法之一,该方法具有较高的纵向分辨能力,可探测地壳和上地幔的精细结构。

人工地震成本高昂,野外施工条件要求较高,探测深度有限,天然地震探测则可以克服这些限制。天然地震探测主要有接收函数、剪切波分裂、体波/面波走时层析成像及背景噪音成像等方法。接收函数主要通过分析转换波震相来研究地壳和上地幔结构,可细分为P波接收函数和S波接收函数两种方法。P波接收函数对垂向波速变化敏感,垂向分辨率高,横向分辨率取决于台站间距。S波接收函数不受浅部波速间断面的多次波干扰,是研究岩石圈地幔结构的有效方法,成为P波接收函数的很好补充。剪切波分裂主要用于研究岩石圈变形和壳幔结构的地震各向异性特征,快波偏振方向和快慢波延迟时间分别表示各向异性的方向和强度。体波层析成像方法是最传统而又常用的地震学方法之一,而面波因能量强,具有频散特征,不同波长可穿透深度不同等原因,在地震学研究中得以大规模开展。背景噪声成像方法是近年来快速发展的一种地震成像方法,通过对成对地震台站记录到的长时间连续背景噪声记录进行互相关计算,提取台站间的格林函数后进行层析成像。这种方法因为不依赖天然地震发生,因而得到了更加广泛的应用。总体来看,层析成像方法由于成像精度有限,其结果更多作为人工地震探测和接收函数方法的补充。

2.2 人工源地震探测成果

莫霍面是地球内部最重要的两个一级速度间断面之一,是人工地震探测的首要目标。在格尔木附近观测到远震双脉冲现象(Zhu and Helmberger,1998),表明东昆仑—柴达木交界附近存在～20 km的莫霍面突变。亚东—格尔木地学断面显示柴达木盆地南缘地壳厚度～52 km,东昆仑、松潘—甘孜地块莫霍面由北向南从东昆仑北坡的61 km加深到金沙江缝合带下～75 km,在东昆仑—柴达木之间存在～10 km的莫霍面突变(图2)。INDEPTH IV广角地震得到东昆仑和松潘—甘孜地块莫霍面稳定在～70 km,在柴达木盆地南缘存在“双莫霍面”,作者认为两莫霍面之间可能是南侧挤入的东昆仑下地壳流(图3)。深反射地震通常能够探测到莫霍面,然而在东昆仑中、东部地区开展的深反射地震(Wang et al.,2011; 刘志伟等,2016),却没有获得莫霍面的清晰图像,原因可能是炸药使用量不足,或者是地震波在复杂莫霍面发生折射或绕射现象,侧面说明了莫霍面的复杂结构。东昆仑—柴达木地块内的多条深反射剖面识别出上地壳内一系列北倾逆冲断层(Yin et al.,2008; 刘志伟等,2016),表明柴达木盆地上地壳沿盆地南缘发生了南向逆冲,这与青藏高原内一系列逆冲推覆构造性质相同。但在深反射剖面上东昆仑内的主要断裂,都不清晰,连续性差。2001年可可西里地震在地表沿东昆仑南断裂产生了长达～450 km的巨型破裂带,破裂带在深反射剖面上也没有清晰显示。这可能是因为人工地震剖面主要沿中部的高速公路布设有关,而且昆仑山口地震距离深反射剖面上百公里,因此,东昆仑南断裂的深度和规模还没调查清楚,要加强地表地质调查和大震附近的深部构造探测。

图2显示柴达木盆地南部和松潘—甘孜地块的中地壳分别存在～10 km的低速层。而图3显示东昆仑、松潘—甘孜地块20–35 km、50–70 km深度波速均较低,但剖面显示从浅到深P波速度逐渐增加,不存在中间低于上、下深度的低速层,有研究人员提出中、下地壳低速是相对全球同等深度地壳而言。图3还显示在柴达木盆地南缘上地壳5.9 km/s的P波速度等值线下凹 4 km,赵文津等(2014b)解释为柴南缘裂谷,与柴达木盆地布格重力异常图(黄汉纯等,1996)反映的柴达木南缘东西走向的重力低异常带相对应。这条异常带沿柴达木盆地南缘从盆地西部的英雄岭,向东依次经茫崖镇、格尔木市,延伸到都兰。若继续向东追溯,可能延伸到东部的共和盆地,因为共和盆地和昆仑山北缘之间莫霍面存在类似突变(Vergne et al.,2002)。共和盆地是我国最著名的干热岩地热资源赋存区,盆地内花岗岩不存在高放射性生热异常(张超等,2020),推测地热资源可能与中和(或)下地壳内部分熔融层有关。东昆仑山下5.9 km/s的速度等值线向上隆起,是与中地壳部分熔融物质上涌有关还是南部地块向北挤压造成,还要进一步研究。此外,柴达木盆地地壳厚度与PREM 标准陆壳相比明显增厚,除去地表新生代地层外,有学者认为深部地壳增厚可能与东昆仑低速的中(或下)地壳挤入有关(Yin et al.,2008; 赵文津等,2014b)。东昆仑—柴达木地块低速层对现有很多问题的认识十分关键,需要加强研究,查明低速层的原因将会取得突破性进展。

图2 沱沱河—格尔木一线地壳P波速度结构剖面(据李秋生等,2004)Fig.2 Crustal P-wave velocity structure along the Tuotuo River–Golmud profile (after LI et al.,2004)

图3 INDEPTH IV P波速度地壳结构剖面图(据Karplus et al.,2011)Fig.3 Crustal P-wave structure along the INDEPTH IV profile (after Karplus et al.,2011)

2.3 天然地震探测成果

由于经济性和地质地理条件的原因,人工地震探测受到了很大限制。在东昆仑乃至整个青藏高原地区,利用天然地震获得了更多的研究成果。

2.3.1 接收函数研究成果

东昆仑—柴达木交界附近壳幔结构较为复杂,深地震测深和深反射地震没有取得理想的结果,而穿过东昆仑中部的接收函数剖面,特别是国内外不同项目组利用藏北地区天然地震记录,得到了更加清晰的莫霍面结构。目前,多数接收函数剖面都观测到东昆仑—柴达木交界附近的莫霍面突变现象(Vergne et al.,2002; Zhao et al.,2011; Karplus et al.,2019),此外,天然地震观测到柴达木盆地南缘莫霍面下方存在北倾～35°的正转换震相(图4中“MC”)。利用 INDEPTH IV密集台站获得的天然地震结果(Zhao et al.,2011; Karplus et al.,2019; 赵荣涛等,2020),研究时使用了部分相同的台站记录,接收函数图像上都可以发现这一北倾震相。需要确定,这一转换震相是否是盆地上部不连续面的多次波。根据柴达木盆地波速结构剖面估算,柴达木盆地南缘沉积层厚度～6 km,向南逐渐变浅(图3)。盆地南缘和西缘的接收函数类似(史大年等,2007),都显示盆地地表是速度逐渐增加的沉积层,而非像塔里木盆地浅部那样存在明显的速度不连续面。鉴于盆地浅部沉积层厚度较小且波速连续增加,沉积层的多次波不会达到>70 km的地幔深处。另外,在柴达木盆地东缘的接收函数剖面显示柴达木盆地莫霍面下方也存在微向北倾的界面(图5中“MC”),只是倾角较缓,与中部格尔木附近莫霍面结构类似。因此柴达木南缘莫霍面下方的北倾界面应该是一个真实的不连续界面。

图4 INDEPTH IV东昆仑中部P波接收函数成像图(据赵荣涛等,2020)Fig.4 P-wave receiver function image along the INDEPTH IV profile (after ZHAO et al.,2020)

图5 东昆仑东部P波接收函数图像(据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)

柴达木盆地南缘这一北倾地幔界面,最可能代表板块俯冲界面。在现今发生板块俯冲的地区,如喜马拉雅山下(Shi et al.,2020)、秘鲁南部(Bishop et al.,2017)等,普遍观测到了幔源地震现象(Schneider et al.,2013; Zheng et al.,2020)。而藏北地震精确重定位结果(图 6)显示,东昆仑—柴达木地块发生的地震集中于15 km以浅的上地壳,30 km以下几乎没有地震,表明该地区目前不存在岩石圈地幔俯冲。在地质演化过程中,板块俯冲的构造记录可以在深部保存很长地质时间(Velden and Cook,2005;Schiffer et al.,2014; Audet and Kim,2016),通过各种地震手段在世界各地如欧洲、加拿大、四川盆地等已经探测到类似现象,包括深地震反射(Calvert et al.,1995; Gao et al.,2016),广角地震(Clowes et al.,2010)以及接收函数(Mercier et al.,2008; Schiffer et al.,2014; Bishop et al.,2017)等。因此,这一北倾界面可能是古老俯冲的遗迹。广角地震反演结果显示(图 2,图 3),柴达木莫霍和下部北倾界面之间 P波速度为 7.0～7.5 km/s,与蛇纹石化的地幔楔速度类似(Bostock et al.,2002)。俯冲遗迹地表对应位置在东昆仑中断裂附近,地质调查沿该断裂两侧的清水泉、温泉、纳赤台、阿奇克库勒湖等地区发现大量蛇绿岩残片(图 1),研究认为该断裂可能是一条古老的缝合带(肖序常和李廷栋,2000; Meng et al.,2013)。在该断裂带两侧,野外调查还发现了早古生代榴辉岩(图1)(杨经绥等,2000; Meng et al.,2013;祁生胜等,2014)。这些现象可能是早古生代昆仑洋俯冲的证据。在东昆仑中断裂北侧发育夏日哈木超大型铜镍矿床,可能与早古生代东昆仑地区大规模的俯冲事件有关(Meng et al.,2013)。铜镍矿床的成矿理论和矿体分布规律已进行了大量研究,提出了一些成矿模式,但地球化学方面的研究较多,矿区深部结构研究还很缺乏,加强这方面的研究对于解决矿物来源、成矿过程等方面的问题将很有帮助。东昆仑中断裂在地表的出露行迹还没有完全调查清楚,沿断裂发育的铁镁质岩是否是蛇绿岩的组成部分也存在一定的争议,因此需要加强区域地质和构造研究。对该地区的深部壳幔结构进行深入研究,对于揭示东昆仑地区的动力学演化、矿床成因等具有重要意义。

图6 青藏高原地震分布图(据Wei et al.,2010)Fig.6 Earthquake distribution in the Tibetan Plateau (after Wei et al.,2010)

柴达木盆地南缘莫霍面最浅～50 km,向北莫霍面逐渐加深(Yue et al.,2012; 赵荣涛等,2020),从东昆仑向南到松潘—甘孜地块,莫霍面逐渐加深。东昆仑山下莫霍面不是最深,即莫霍面形态与地表海拔不呈造山带地区通常表现出的“镜像”关系,表明在东昆仑地区,重力均衡调整不是东昆仑莫霍面加深的主要原因。柴达木东缘发现一条北倾的逆冲断裂(图 5中“NC”),延伸到地表与阿尼玛卿缝合带位置接近,深反射也揭示了一系列北倾逆冲断裂(Yin et al.,2008; 刘志伟等,2016),这些说明柴达木盆地和东昆仑之间的逆冲过程对莫霍面形态变化起到了重要作用(Zhang et al.,2011)。新生代印度板块向北俯冲到喜马拉雅山下,青藏高原对柴达木盆地的挤压造成东昆仑地壳垂向增厚,是东昆仑地壳增厚的重要原因。另一方面,印度-青藏高原相互作用在高原南部最强,向北则逐渐减弱,高原的抬升从南向北逐渐推进(赵文津和宋洋,2017)。东昆仑在地壳逐渐增厚的过程中,同时经历了长期夷平化作用。与东昆仑类似,北部的祁连山也没有“山根”(Shi et al.,2017)。表明高原北部山脉比较年轻,目前处于重力均衡调整过程中,还没有达到最终的均衡状态。

H-k叠加方法获得了地震台站下方地壳的P、S波速度比值,从而揭示了地壳物质组分的变化。藏北地震台站 H-k叠加结果显示(Kind et al.,2002;Vergne et al.,2002; Yue et al.,2012; Karplus et al.,2019),东昆仑—柴达木地块波速比值与全球大陆地壳平均值差异不大,表明藏北地区地壳内不存在大规模的地壳流或熔融物质。这与其它地球物理探测存在矛盾:S波接收函数波形模拟显示藏北地区地壳泊松比较高,推测中、下地壳发生大规模部分熔融,厚达30 km,甚至可能发生流动,热源来自上地幔(Owens and Zandt,1997); 大地电磁发现藏北中、下地壳具有高导电异常,说明中下地壳存在大规模熔融体(Wei et al.,2002); 大地电磁模拟分析提出东昆仑以南的地壳熔融体可以侵入到东昆仑山下(Pape et al.,2012)。有学者提出藏北地区可能存在上地壳长英质和下地壳铁镁质分层(Vergne et al.,2002)。Kind et al.(2002)则提出地壳内可能含有少量的流体或熔融物质,虽然不足以改变地壳的波速比值,但仍然能够造成中、下地壳较高的导电性。这可以更好地解释东昆仑及邻区相对正常的地震波速比,但还需进一步研究证实,比如通过室内物质模拟实验可能提供一些启示。

S波接收函数研究获得了东昆仑—柴达木地块下的岩石圈地幔结构,有研究人员提出柴达木岩石圈在东昆仑—柴达木边界俯冲到东昆仑山下(Zhao et al.,2011),还有研究根据P波接收函数莫霍面下方上地幔内的一条南倾的正转换震相(Kosarev et al.,1999; Kind et al.,2002),提出亚洲岩石圈地幔向南俯冲。但这条震相在其他P波接收函数上没有发现,在S波接收函数图像上也没有出现(Zhao et al.,2011;Yue et al.,2012),因此很可能是东昆仑地壳内不连续界面的多次波。再者,该区地震主要集中于15 km以浅的上地壳,地壳内不存在俯冲带内经常观测到的地震成带现象(Nabelek et al.,2009; Schneider et al.,2013),地幔中也没有发现深源地震(图 6a,b),柴达木盆地南缘还发现了古洋壳俯冲遗迹,这些都不支持亚洲岩石圈地幔在东昆仑—柴达木边界向南俯冲。通过综合分析青藏高原北部地区的S波接收函数结果(Yue et al.,2012; Feng et al.,2014),赵文津等(2014a,b)探讨了东昆仑山和祁连山的深部结构和造山机制,认为印度岩石圈地幔在高喜马拉雅下拆离成两层,上层沿高原地壳底部一直向北伸展到祁连山下。即使印度岩石圈地幔真的发生拆离,上层也应该伸展到柴达木盆地以南,否则会破坏古洋壳俯冲遗迹。目前所有的天然地震剖面在柴达木盆地内部都存在研究的空白区,难以追溯盆地南北两侧壳幔结构在深部的延伸。故有必要在柴达木盆地内安装天然地震台站加强观测,研究盆地内的壳幔结构,以对上述问题提供关键证据。

2.3.2 剪切波分裂研究

研究表明,藏北地区是各向异性强度最大的区域,松潘—甘孜地块、羌塘地块及东昆仑深部是Sn无效传播的区域(Ni and Barazangi,1983; McNamara et al.,1994; Zhou and Lei,2016)。剪切波分裂结果显示藏北地区快波偏振方向与东昆仑南断裂、鲜水河断裂、风火山断裂等活动断裂走向基本一致,但与古老的金沙江缝合带等存在明显偏差(图7)(McNamara et al.,1994; 史大年等,1996; Becker et al.,2012; Eken et al.,2013),GPS观测结果也与快波偏振方向基本一致(Wang et al.,2001; Zhang et al.,2004; Soto et al.,2012),即 SKS快波偏振方向与GPS速度方向、地表活动断裂方向基本一致(图 7),支持东昆仑地区的壳幔耦合变形,在高原东部也存在类似现象(Wang et al.,2008)。从羌塘地块,经松潘—甘孜到东昆仑,快波偏振方向顺时针偏转,快慢波延迟时间逐渐减小。McNamara et al.(1994)根据藏北地区 SKS波较大延迟提出上地幔盖层内各向异性晶体的优势排列。基于东昆仑地区活跃的地震活动,Eken et al.(2013)提出藏北地区各向异性反映了正在发生的岩石圈变形过程,而不是残留在岩石圈中的的“化石各向异性”(Silver and Chan,1991)。

图7 藏北SKS剪切波分裂结果(据Eken et al.,2013)Fig.7 SKS splitting results for northern Tibetan Plateau(after Eken et al.,2013)

从东昆仑到柴达木盆地南缘,快波偏振方向基本保持不变,而快慢波延迟时间则有所下降(Soto et al.,2012; Eken et al.,2013)。由于最北端的地震台站位于柴达木盆地南缘,因此延迟时间最可能和东昆仑地区的岩石圈结构有关,也有可能是由于相对刚性的柴达木盆地具有相对较小的变形(Eken et al.,2013)。

关于青藏高原的造山模式,前人提出了薄黏性板(England and Housman,1986)和地壳流(Nelson et al.,1996; Royden et al.,1997)两种模型。前者认为整个岩石圈发生连续变形,后者提出中、下地壳流与上地壳和上地幔发生解耦变形(Tapponier et al.,2001)。东昆仑地区的剪切波分裂结果支持壳幔耦合变形,但这又与中、下地壳流模型矛盾。有研究人员提出上地壳和上地幔与中、下地壳同向变形,只是速率不同。由此可见,东昆仑地区的壳幔变形机制十分复杂,在以后的研究中,要加强对中、下地壳低速带的研究,通过计算机模拟验证现有观测是一种可行的方法。

2.3.3 层析成像研究成果

由于地震台站分布不均,地震射线覆盖密度不足,地震方位角不均匀分布等方面的差异,不同研究人员获得的成像结果差异较大,存在较大分歧。但层析成像作为日益成熟且不断发展的地震成像方法,对人工地震和接收函数等方法形成了很好的补充。

P波层析成像显示,藏北岩石圈具有高速异常,亚洲岩石圈向南俯冲到金沙江缝合带附近(Zhang et al.,2012)。而瑞利波层析成像发现东昆仑中部下方存在深达 200 km的低速带,不支持亚洲岩石圈向南俯冲(Ceylan et al.,2012)。

Legendre et al.(2015)在东昆仑东部的瑞利波层析成像反演方位角各向异性,得出在青藏高原东北缘地壳和地幔的各向异性方向具有明显差异,地壳和上地幔发生解耦变形。Karplus et al.(2013)和Yang et al.(2012)在东昆仑地区的背景噪音成像显示30 km以浅的上地壳,藏北缝合带两侧的波速具有明显的差异,以下深度不再明显。表明上地壳变形与中下地壳可能是解耦的。这与东昆仑地区地震活动主要集中于30 km以浅的上地壳是一致的。

背景噪音成像显示羌塘地块、松潘—甘孜地块中地壳存在明显低速异常,并在东昆仑逐渐变薄,东昆仑隆升是中地壳低速带受到挤压垂向增厚的结果(Li et al.,2014)。柴达木盆地的中地壳存在强度较弱、厚度较薄的低速异常,支持东昆仑山下低速带可能挤压进入柴达木造成盆地地壳增厚的观点。

3 总结与展望

近几十年来在东昆仑及邻区开展的地震探测,对于揭示深部的壳幔结构提供了丰富的地球物理资料。通过对现有地震资料的综合分析,得出以下几点认识:(1)东昆仑山缺乏“山根”,重力均衡不是莫霍面加深的主要原因。印度板块向北俯冲,通过青藏高原对柴达木盆地挤压造成东昆仑地壳垂向生长是其地壳增厚的主要原因; (2)柴达木盆地莫霍面下方的北倾界面,可能代表早古生代昆仑洋向北俯冲的遗迹; (3)东昆仑地震活动主要集中在上地壳,30 km以下几乎没有地震,不支持亚洲岩石圈地幔在藏北地区向南俯冲; (4)东昆仑中、下地壳低速现象表明,中、下地壳可能存在少量流体或部分熔融,其向北挤入柴达木盆地中或下地壳,是柴达木盆地地壳增厚的原因之一。

东昆仑以其特殊的地理位置,是研究板块俯冲碰撞等科学问题的理想场所。上述研究成果为我们认识东昆仑的形成、发展演化和壳幔结构特征等提供了基础资料,但仍然有很多观点存在争议。例如,东昆仑中下地壳流或部分熔融观点与地震分布、剪切波分裂得出壳幔耦合变形相矛盾,亚洲岩石圈向南俯冲是否存在和俯冲位置等问题。将来要将研究重点放在藏北地区中、下地壳低速带,采取波形反演、室内试验、计算机模拟等研究方法加强研究。针对深反射地震在东昆仑地区成像效果较差的问题,要加大技术攻关,提高复杂构造地区的成像质量。针对壳幔复杂结构,如倾斜界面和各向异性介质,发展成像质量更好的接收函数成像手段。还要综合利用多种观测资料,加强联合反演研究,不断提高研究区壳幔结构的分辨率。针对不同研究所用地震观测数据不足的问题,建议建立大型的云数据共享平台,实现科研数据的充分共享,加强国内和国际合作,这也是当前十分迫切的任务。

Acknowledgements:

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