黑色三角形为国家固定台阵, 蓝色三角形为 ChinArray I 期流动台阵; 白色虚线方框内为研究区; 黑色实线为主要构造单元的界线[38], 黑色虚线为要构造线[39], 下同
图1 区域构造图
Fig. 1 Geological map of research region
北京大学学报(自然科学版) 第59卷 第3期 2023年5月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 59, No. 3 (May 2023)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2023.018
国家自然科学基金(41890814, U1901602)、深圳市海外高层次人才创新创业专项资金(KQTD20170810111725321)和大洋“十三五”深海资源潜力评估项目(DY135—G2-1-01)资助
收稿日期: 2022–05–22;
修回日期: 2022–05–30
摘要 利用国家数字地震台网的 137 个固定台站以及 332 个 ChinArray 流动台站的数据, 基于背景噪声和远震面波成像方法, 共同约束瑞利面波相速度, 并通过非线性方法(马尔科夫链蒙特卡洛方法)反演青藏高原东南缘的地壳三维剪切波速度结构。反演结果表明, 青藏高原东南缘存在大范围连通的下地壳流, 表现为下地壳存在连通的波速小于 3.55km/s 的近水平的剪切波低速区, 且与地表地形有很好的对应关系。推断青藏高原东南缘存在 3 支连通的地壳流, 第一支位于攀枝花一带以西, 第二支位于攀枝花一带以东, 第三支位于攀枝花一带的下地壳。来自青藏高原的下地壳流受到四川块体坚硬下地壳的阻挡而转向, 通过峨眉山一带向南流动, 与第三支通过峨眉山大火成岩省(ELIP)内带(攀枝花一带)向南流动的下地壳流一起, 改造了峨眉山大火成岩省中带南部的下地壳, 并使地壳增厚。推断青藏高原东南缘连通的下地壳流的南端目前大约在北纬24°附近, 并将随着时间的推移向南迁移, 即通过下地壳流导致该地区地壳增厚的范围也随时间的推移向南扩展。
关键词 青藏高原; 地壳流; 面波层析成像; 峨眉山大火成岩省
青藏高原东南缘主要包括川滇地块、松潘–甘孜地块、扬子地块西南缘和印支地块北缘。青藏高原的隆升和扩展机制是备受关注的涉及物质守恒关系的科学问题。Molnar 等[1]认为青藏高原的物质沿着红河和鲜水河等大型走滑断裂被挤出, 进而提出刚性地块挤出模型[2–4], Royden 研究组[5–8]则提出地壳流模型。
如果不考虑青藏高原东南缘的物质是否绝对刚性, 红河断裂的右旋走滑性质和鲜水河断裂的左旋走滑性质足以表明青藏高原东南缘存在地表物质的挤出。但是, 青藏高原东南缘是否存在地壳流, 相对来说并不直观。在早期研究中, 多数地球物理反演结果支持青藏高原东南缘存在地壳流。根据衰减模型, Rodgers 等[9]和 Fan 等[10]都提出青藏高原的北部存在广泛的地壳熔融。Wang 等[11]通过对比 PmP波形理论值与观测值幅度的差别, 认为下地壳存在高衰减。Zhao 等[12]基于 Lg 波进行 Q 值成像, 发现青藏高原存在若干高衰减区, 认为青藏高原存在地壳流。Peng 等[13]基于接收函数方法, 反演青藏高原东南缘的三维地壳结构, 结果显示青藏高原东南缘存在广泛的壳内低速体图像。Wang 等[14]基于接收函数方法, 得到青藏高原东南缘的地壳厚度和泊松比, 认为青藏高原东南缘可能存在壳内部分熔融和地壳流。Bai 等[15]和 Rippe 等[16]根据大地电磁结果, 也认为青藏高原东南缘存在地壳流。最近, Zhao 等[17]给出松潘–阿坝地区存在地壳流的大地电磁学证据。Li 等[18]利用噪声和远震面波层析成像结果反演青藏高原中部至东缘的岩石圈结构, 得到青藏高原广泛存在弱中下地壳的结论, 结合径向各向异性特征, 认为存在流向青藏高原东南缘的地壳流。Du等[19]基于噪声和重力联合反演结果, 揭示青藏高原东南缘与四川盆地地壳结构有明显差异, 特别提出支持地壳流模型。
随着地震成像的分辨率不断提高, 青藏高原地壳流可能在川滇地块受阻这一情况被研究者关注。虽然对该区域著名的峨眉山大火成岩省(Emeishan Large Igneous Province, ELIP)的形成机制存在争议, 但多数学者认为它是地幔柱活动的产物[20–25]。
Yao 等[26]基于他们布设在青藏高原东南缘的25 个台站的地震观测资料, 利用噪声和远震面波层析成像结果反演青藏高原东南缘的岩石圈结构, 认为广泛存在地壳低速区, 但需要考虑复杂结构的影响。Yao 等[27]基于不同的资料, 利用噪声和远震面波层析成像结果反演青藏高原东南缘的岩石圈结构, 认为青藏高原东南缘存在广泛分布的地壳流, 但这些地壳流可能不连通。张智奇等[28]在峨眉山大火成岩省内带地壳中观测到一个非常明显的柱状高速体, 认为是峨眉山大火成岩省形成时残留在地壳中的基性–超基性物质, 同时认为小江断裂带附近的低速带不是由于青藏高原的物质挤出形成的。
刘伟等[29]利用双差层析成像方法反演青藏高原东南缘的地壳波速结构, 认为该区域中下地壳分布着两条低速带, 一条沿着安宁河断裂、小江断裂分布在川滇菱形地块的东侧, 另一条主要分布在川西北次级地块内, 并穿过丽江断裂向南延伸, 推测这两条低速带可能是青藏高原中下地壳物质向南逃逸的通道。最近, Dai 等[30]基于近震体波资料进行青藏高原东南缘的 Q 值成像, 认为因受到峨眉山大火成岩省的阻挡, 地壳流在滇中地块分为两支。He等[31]利用更多的资料, 基于 Lg 波进行地壳 Q 值成像, 认为青藏高原东南缘存在连通的地壳流, 并提出浅部刚性地块挤出、深部地壳流的动力学模型。Li 等[32]发现楚雄盆地存在高阻结构, 认为二叠纪地幔柱在壳内的残余物阻挡了地壳流。
Liu 等[33]基于接收函数和噪声成像联合反演青藏高原东南缘的地壳结构, 认为青藏高原的扩展可能是由地壳流和断层共同实现的。Bao 等[34]基于接收函数和瑞利面波联合反演, 研究青藏高原东南缘的壳内低速结构, 认为存在两支地壳流通道。郑晨等[35]利用面波频散与接收函数联合反演青藏高原东南缘地壳上地幔波速结构, 结果显示在该区域中下地壳内, 由北向南分布着两条主要条带状低速体, 其中一条从川西北次级地块向南延伸, 穿过丽江断裂到达滇中次级地块下方, 另一条沿小江断裂分布, 两条低速体在中地壳范围被四川盆地及峨眉山大火成岩省内带下方的高速异常体隔开。Yang 等[36]基于噪声互相关方法以及远震体波和面波的联合反演结果研究青藏高原东缘的壳幔结构, 认为峨眉山大火成岩省内带的高速地壳物质对地壳流形成阻挡。Zhao 等[37]利用 P 波和布格重力异常资料联合反演, 研究青藏高原东南缘的地壳结构, 认为峨眉山大火成岩省内带的高强度地壳物质完全阻挡了地壳流。
地壳流在青藏高原东南缘的分布范围, 尤其是其是否克服了位于楚雄盆地一带的峨眉山大火成岩省内带高强度地壳物质的阻挡, 目前仍然有待探讨。本研究基于青藏高原东南缘的密集地震观测资料, 同时利用噪声互相关技术和远震事件中提取的面波信号, 进行高分辨率的瑞利面波相速度成像, 同时通过基于贝叶斯后验概率的非线性反演, 对 S波速度结构进行反演。本文基于对三维拓扑结构的理解来认识地壳流的连通问题, 根据研究结果提取地壳厚度以及上下地壳的分界, 通过把波速结构与地表地形、上下地壳分界面及莫霍面进行对比来廓清图像, 并通过与其他研究结果的对比, 得出最终结论。
如图 1 所示, 本文研究区位于青藏高原东南缘, 包含川滇菱形块体、四川盆地以及周边区域。本研究收集了国家数字地震台网[40]2010 年 6 月至 2012年 7 月的 137 个固定台站以及 2011 年 1 月至 2013 年4 月 ChinArray I 期的 332 个流动台站, 共计 469 个地震台站的连续记录资料。ChinArray I 期台阵由中国地震局等单位布设, 使用的仪器型号为 CMG-3ESP, CMG-3ESPC 和 CMG-3T, 均为宽频或甚宽频地震仪。
相对于 P波, S 波对介质的流变性更敏感, 因此S 波速度结构是推断地下物质流变性差异的重要依据。然而, 由于数据和方法的限制, 用体波进行壳幔结构的 S 波层析成像面临浅部分辨率差的问题。由于面波相速度对 S 波速度的变化敏感, 因此可以通过反演面波相速度频散得到 S 波速度结构。面波层析成像对地球浅部 S 波结构的分辨率高, 是研究岩石圈 S 波速度结构的主要方法, 但传统的远震面波层析成像方法受地震分布限制, 并且从远震提取的短周期地震面波信号强度衰减严重。背景噪声成像方法能同时弥补传统远震面波成像受震源限制和短周期信号不足两个缺陷, 同时使用传统远震面波和噪声互相关面波频散资料, 能够对壳幔 S 波速度结构形成很好约束。
黑色三角形为国家固定台阵, 蓝色三角形为 ChinArray I 期流动台阵; 白色虚线方框内为研究区; 黑色实线为主要构造单元的界线[38], 黑色虚线为要构造线[39], 下同
图1 区域构造图
Fig. 1 Geological map of research region
面波在传播时可能偏离源–台间的大圆路径[41], Forsyth 等[42]的双平面波法在一定程度上解决了远震面波从震源传播到台阵时偏离大圆路径的问题, Yang 等[43]进一步在在双平面波法中引入基于玻恩近似的二维敏感核, 对有限频效应进行修正。
本研究同时利用背景噪声成像方法和远震双平面波法, 在不同频带范围提取瑞利波频散信息, 对青藏高原东南缘及邻区进行瑞利面波层析成像, 分别获得 6～50s 及 20～140s 的瑞利波相速度结构。
本文采用 Bensen 等[44]的噪声处理流程。首先, 将各台站 1Hz 的连续地震记录去均值, 去趋势, 去仪器响应, 进行频率域谱白化和时域滑动平均归一化后, 分别将两两台站间的记录进行互相关, 获得互相关函数。然后, 通过时频分析(frequency-time analysis, FTAN)法[45–46]测量各个台站对的互相关函数, 得到 6～50s 的瑞利波频散数据, 并计算各周期信号的信噪比。对于每个周期, 选用 SNR≥20dB 且台间距大于 3 倍波长的数据, 采用 Barmin 等[47]的层析成像方法构建反演矩阵, 并利用 LSQR 方法[48]对反演矩阵进行求解, 获得研究区域各个周期的二维瑞利波相速度图像。将整个研究区域划分为 0.5°× 0.5°的单元格, 经过考察各周期参数选择以及反演结果对数据的拟合情况, 统一将平滑阻尼系数 α 取为 300, 射线密度阻尼系数 β 取为 10, 高斯平滑系数 σ 取为 100。噪声相速度成像结果如图 2 所示。
6s 时, 四川盆地区域为显著低速异常, 且沿丽江断裂带、红河断裂带和小江断裂带均有带状低速异常; 研究区东南部百色地区为高速异常, 该区域在所有周期均呈高速异常。10s 时, 怒江西侧出现显著高速异常, 且该高速异常在更长周期中均有体现; 相对于 6s 时的图像, 四川盆地的低速异常幅度减弱, 沿丽江断裂带、红河断裂带和小江断裂带的低速带异常区域增大。20s 时, 四川盆地的低速异常消失, 研究区西侧整体上呈低速异常, 形态与地表隆起区域的相关度极高。攀枝花–楚雄地区的波速比周围略高。30s 时, 川滇菱形块体及周沿整体上呈高速异常, 最低速区为丽江–小金河断裂带以北区域; 东部四川盆地转为明显的高速异常, 且在更长周期均呈高速异常。40s 时, 丽江–小金河断裂带以南区域的低速异常幅度减弱, 四川盆地东南侧高速异常幅度增大。50s 时, 川滇菱形块体南部及邻区的异常幅度进一步减小, 丽江–小金河断裂带以南部分区域出现弱高速异常; 红河断裂带中部以南的低速区连为一体, 南部东侧出现低速异常。总体来说, 平均相速度随着周期变长而增大。在 6s左右, 研究区平均 S 波速度为 3.04km/s; 到 50s, 研究区平均速度升至3.86km/s。
本研究将研究区划分为 0.5°×0.5°的格点, 同时采用双平面波法[42–43]对远震面波数据进行层析成像, 获得研究区 20～140s 的瑞利波相速度结构。为满足双平面波法的平面波假设, 将研究区分割成 4个亚区域, 以 26°N 和 103°E 为分隔线, 只有在每个亚区域都有 20 个以上台站记录到的事件才被用于层析成像计算。
为了避免高阶面波以及近源效应的影响, 本研究选取距台阵约 30°～120°的地震事件。同时, 为了面波到达台阵时有足够的能量, 要求震级≥5.5 Mw。在研究区台站覆盖时间内, 符合要求的地震事件共有 2021 个, 其分布如图 3 所示。
远震双平面波相速度层析成像结果如图 4 所示。20s 时, 低速异常主要沿丽江–小金河断裂带和红河断裂带以北, 川滇地块以东的扬子地块西端分布。研究区东南部百色地区呈高速异常, 四川盆地也为高速异常。40s 时, 低速异常集中在川滇菱形块体内部, 其中丽江–小金河以北低速异常最显著; 南部昆明和东川一带也有明显的低速区域, 丽江–小金河南侧区域低速异常幅度较小, 普洱和保山地区也呈低速异常; 四川盆地整体上呈高速异常, 中部异常幅度最大; 怒江西侧有显著的高速异常, 且在更长周期中一直存在。60s 时, 红河断裂西南出现大面积低速区域, 保山地区低速异常最显著, 该低速异常在更长周期中一直存在; 丽江–小金河断裂带北部低速异常幅度减小, 百色地区转为低速异常。80 s 时, 丽江–小金河断裂带北部低速异常基本上消失; 红河断裂带西南侧高速异常幅度减小, 但依旧较为显著, 且与东部低速区连通; 研究区南部整体上呈低速异常; 扬子地块总体上呈现高速异常。
图2 背景噪声瑞利波相速度层析成像结果
Fig. 2 Tomography result of Rayleigh wave phase velocity from ambient noise interferometry
在噪声方法和双平面波方法的相速度结果重合的频段(20～50s), 根据相速度值的不确定度, 对各格点层析成像结果进行加权平均, 获得各格点 6～ 140s 的一维频散曲线。利用每个格点的一维相速度频散曲线, 采用 MCMC 法[49]反演, 获得每个格点下方的一维剪切波速度结构。
本研究中, 模型空间分为 3 层来描述。1)沉积层: 沉积层厚度(参考 CRUST1.0 模型[50], 上下浮动3km)以及沉积层顶部和底部的 S 波速度 Vsv (认为在沉积层中 Vsv 是线性增加的)。2)地壳: 地壳厚度(莫霍面深度)和 4 个用来拟合 Vsv 的 B 样条系数。3)地幔: 5 个用来拟合 Vsv 的 B 样条系数。300km 以下为无限半空间。先验模型空间为 PREM 模型[51]浮动±20%。反演时, Vp/Vs 取 1.73, Vp 与密度 ρ 的关系以 Birch 定律[52]为准。通过合成数据测试, 模型的后验概率分布函数取马科夫链最终 3000 个模型来计算, 莫霍面允许相对参考模型[53]浮动±10km。
总体来说, 本文的反演结果与前人在该研究区获得的结果基本上一致。因为使用更多的资料并进行质量控制, 本文的反演结果具有更高的分辨率。图 5 中水平速度剖面展示研究区剪切波三维速度结构。在 10km 深度, 四川盆地呈现约为 3.2km/s 的显著低速, 腾冲南侧有小于 3.3km/s 的显著低速, 红河断裂带与小江断裂带交汇处南侧的越南莱州省附近有约为 3.3km/s 的显著低速, 沿丽江–小金河断裂带有弱低速异常, 怒江西侧呈现 3.8km/s 的显著高速, 丽江–小金河断裂带的南侧楚雄地区以及四川盆地西南侧有弱高速异常, 四川盆地东南侧以及研究区东南部百色地区呈现 3.7km/s 的明显高速异常。在 10～20km 深度, 四川盆地下方由低速逐渐转为高速, 怒江西部的高速异常仍然存在, 腾冲地区和越南莱州省仍为显著低速, 且低速区面积逐渐扩展, 丽江–小金河断裂带的南侧楚雄地区以及四川盆地西南侧有 3.7km/s 的高速异常, 楚雄盆地南侧的低速异常越来越明显。在 25～40km 深度, 低速区逐渐扩张至覆盖整个川滇菱形块体级周边区域, 且各部分低速连通, 低速区域与地表高程有非常好的对应关系。到 50～60km 深度, 川滇菱形块体低速异常区范围逐渐缩小, 保山地区仍然有非常明显的低速异常, 四川盆地呈高速异常。深度增加到 70km时, 红河断裂西南侧出现大面积低速区, 腾冲火山及附近(保山地区)有约为 4.1km/s 的速度最低值, 丽江小金河以北及四川盆地呈 4.6km/s 以上的高速异常。
黑色线段的一端为台阵中心位置, 另一段的蓝色圆点表示地震事件位置。同心圆从内到外分别代表距离中心 30°, 60°, 90°和 120°。相对于台阵中心, 震中大致分布在 20°～140°范围, 对于每组台站–事件对, 震中距实际上为 30°～120°
图3 用于远震面波成像研究的地震位置分布
Fig. 3 Distribution of remote events used in Rayleigh wave phase-velocity tomography
下地壳流模型[55–57]是目前关于青藏高原抬升和扩展机制的最流行的模型。该模型基于理论解, 讨论极端情况下地壳流发育情况以及对地表地形的预测。通过与地表地形的对比, 令人信服地说明地壳流可能控制了青藏高原东缘的隆升和扩展[56–57]。但是, 地壳流的连通性受到质疑。因此, 需要确认青藏高原东南缘地壳流是否具有连通性。
图4 远震双平面波瑞利波相速度层析成像结果
Fig. 4 Two plane wave Rayleigh wave phase-velocity tomography results
本文的反演结果表明, 不仅攀枝花一带(峨眉山大火成岩省内带)上地壳(深度为 10～20km)内存在高速体, 位于峨眉山大火成岩省中带北部的峨眉山一带上地壳也存在显著的壳内高速体(图 5 中深度 15km), 两个区域壳内高速体核心区域的 S 波速度均为约 3.7km/s, 两个区域的下地壳(深度为 30～ 40km)都存在波速约为 3.5km/s 的低速区。
青藏高原东南缘被阿萨姆楔和四川地块阻挡, 对青藏高原的扩展产生强有力的阻挡作用。这两个地质块体在地壳内不太深的部位均出现波速大于3.8km/s 的高速区, 阿萨姆楔的高速体出现在小于20km 的深度, 四川盆地的高速体则存在于大于 20km 的深度。与这两个地块相邻的青藏高原东南缘区域, 则在 20～40km 深度范围存在波速小于 3.55km/s 的低速区。如果波速小于 3.55km/s 的低速区代表地壳流的存在空间, 则 35km 深度的图像充分展示了阿萨姆楔与四川地块之间的青藏高原东南缘下地壳流的空间展布范围, 相对应的是边界区域附近明显的地形高程差(4km左右)。
靠近四川盆地一侧的全地壳波速为 3.7km/s的峨眉山一带, 地形高程差则仅 2km 左右; 远离四川盆地, 靠近川滇菱形地块的一侧, 以及攀枝花一带, 当波速不太高的高速体(波速为 3.7km/s)仅存在于20km 深度以上的上部地壳, 其下部则表现为低速区(波速小于 3.6km/s); 相邻的北部川滇菱形地块内部, 在 20～50km 深度存在明显的低速区(波速小于3.4km)时, 地表没有特别明显的地形台阶, 对应于地壳流模型中没有产生阻挡作用的情况。
白色虚线为峨眉山大火成岩省内带和中带的位置[54], 红色三角形为腾冲火山的位置
图5 各深度剪切波速度扰动图像
Fig. 5 Shear velocity perturbation maps at selected depths
为了方便讨论, 本文简单地定义波速小于 3.55km/s 的部分(高温异常)对应下地壳流, 尽管实际情况下流变性会受深度(压强)影响。图 5 展示的三维速度结构显示, 在下地壳(30～40km 深度范围)内, 与青藏高原相连接的川滇北部低速区与峨眉山大火成岩省内带及中带高速体下部以及南部的低速区是连通的, 充分说明峨眉山大火成岩省内带及中带上地壳高速体的根部没有完全阻挡来自川滇北部的下地壳流。
本文中三维地震波速结构展示的动力学图像如下: 在深度小于 30km 的地壳浅部, 地壳流(Vs<3.55 km/s)沿着阿萨姆楔、攀枝花和峨眉山 3 个障碍体中间的两个区域从北向南流, 其中西部通道的流动更通畅, 这一地区的局部应力场特征(正断层发育)是应力承载层较薄以及应力承载层底部地壳流强力拖动的综合结果[58]; 在 30km 以下的地壳深部, 攀枝花高速异常体和峨眉山西部高速体的下方也存在地壳流, 并且, 地壳流也明显有流向腾冲火山的迹象。所以, 青藏高原东南缘的壳内低速区是连通的, 直到北纬 25°地区都可能存在来自青藏高原的下地壳流。
虽然上述结果在细结构方面与前人的研究结果有所不同, 但主要图像是一致的。例如, 面波成像结果[28,36]和近震体波成像结果[37]都显示, 位于峨眉山大火成岩省中带北部的峨眉山一带地壳上部存在显著的壳内高速体。关于青藏高原东南缘是否存在连通的地壳流, 也就是地壳流是否被峨眉山大火成岩省所阻挡这一问题, 不同研究者的认识不同, 甚至很多研究者持否定态度[28,35–36]。但是, 他们的研究结果实际上都展示在 40km 左右的深度存在连通的低速区的图像。Zhang 等[59]的研究结果则展示与本文类似的青藏高原地壳流受四川盆地下地壳高速(高强度)物质阻挡的图像。
四川盆地能挡住地壳流, 而滇中地块挡不住地壳流的原因可能有以下几个方面。首先, 四川地块是华南克拉通的核心, 质地坚硬, 完整性更好; 同时, 四川盆地存在较厚的下地壳, 其明显的高速与盆地以西的低速体呈现显著的速度差(强度差), 阻挡了来自西部青藏高原的下地壳流, 迫使其改变方向而向南流动。滇中地块对应的高速下地壳较薄, 在 20～50km 深度速度较低, 为下地壳流通过提供了有利条件。
另外, 在约 10km 的深度, 在腾冲火山附近以及中国–老挝–越南交界地区, 存在两个大面积的低速异常区, S 波的波速低达 3.2km/s, 并且这两个低速区与川滇地块内部的低速区是连通的。同时, 腾冲火山附近以及中国–老挝–越南交界地区也是该区域莫霍面以下仅存的低速区。所以, 这两个地区似乎既有地壳流的热物质供应, 也有地幔热物质的供应(很可能反映的是缅甸俯冲带弧后热物质上涌)。
我国西南地区在中晚二叠世发生规模巨大的火山喷发事件, 形成著名的峨眉山玄武岩, 是我国最早被国际学术界认可的大火成岩省。虽然对其形成机制存在一定的争议, 但绝大多数学者都认为它是早期地幔柱活动的产物[20–25]。
目前流行的观点认为, 峨眉山大火成岩省是由地幔柱头(plume head)在 2.65 亿年前从地幔深处上升到地表形成的, 攀枝花一带(峨眉山大火成岩省内带)的壳内高速体是支撑该假设的重要证据[34,60]。本文的反演结果展示攀枝花一带上地壳 10～20km范围内确实存在巨大高速体(水平方向范围在 200km 左右), 在核心部位可以向下追踪到 25km 深度, 在 30km 以下深度转为低速体。本文认为, 在峨眉山大火成岩省内带上地壳观测到的这个巨大高速体的成因可能是 2.65 亿年前地幔柱头部到达地表时, 在上地幔产生的大量玄武岩岩浆上涌入侵上地壳形成巨大的玄武岩岩浆房, 为大范围喷发形成峨眉山大火成岩省提供了岩浆源, 现在观测到的是冷却后残留在上地壳内的玄武岩岩浆房。
另一个重要的反演结果是, 在峨眉山一带也存在上地壳高速体, 与攀枝花一带上地壳高速体对比, 核心区域的波速均约为 3.7km/s, 对应基性物质的波速。这一高速体位于峨眉山大火成岩省中带北端, 高速异常幅度比攀枝花一带略大, 水平方向展布范围也更大, 向下可以追踪到 20km 深度, 然后转为低速体。对于峨眉山一带的高速体, 虽然在前人的反演结果中也有显示, 但少有讨论。我们认为在峨眉山大火成岩省中带北部上地壳观测到的这个巨大高速体与在内带观测到的上地壳高速体一样, 也可能是 2.65 亿年前地幔柱头到达地表时产生的大量玄武岩岩浆上涌入侵该地区的上地壳, 形成巨大的玄武岩岩浆房, 为周围峨眉山大火成岩省中带地区地表喷发的玄武岩提供了岩浆源。
因此, 本研究的重要结果之一, 是分别在峨眉山大火成岩省内带(攀枝花一带)和中带北部(峨眉山一带)的上地壳观测到两个冷却的巨大玄武岩岩浆房。据此可以推断, 当水平方向展布数千公里的巨大地幔柱头从下地幔上升到地表时, 产生的岩浆不仅在其核心(内带)处上涌入侵上地壳, 形成巨大玄武岩岩浆房, 也可能在核心以外地区(中带)上涌入侵上地壳, 形成巨大的玄武岩岩浆房(多岩浆房系统)。这一研究结果补充和完善了前人关于造成数千公里大范围喷发玄武岩的岩墙喷发模型[61]。
根据本文反演结果, 我们获得如下新认识: 攀枝花一带下方也存在地壳流, 极大地扩展了青藏高原东南缘下地壳流的东西向展布范围; 攀枝花一带以东, 来自青藏高原的下地壳流受到四川盆地坚硬下地壳阻挡, 转向通过峨眉山一带向南流动, 并与第三支通过峨眉山大火成岩省内带下方地壳向南流动的下地壳流一起, 改造了峨眉山大火成岩省中带南部的下地壳, 并且使其增厚。
根据图 5 展示的下地壳 S 波速度异常平面分布, 可以推断青藏高原东南缘连通的下地壳流的终点, 或者其活动范围的南端, 大致在北纬 24°附近。不仅下地壳(深度为 25～40km)异常体终止在北纬 24°附近, 地壳厚度也从北向南逐渐减薄, 到北纬 24°附近减薄到与大陆平均地壳厚度(40km)相当。究其根源, 青藏高原东南缘连通的下地壳流起因于印度大陆与欧亚大陆的碰撞, 导致南北向地壳缩短, 地壳整体向东逃逸, 受到四川盆地的阻挡, 下地壳转向东南流动。由于印度大陆与欧亚大陆的碰撞过程自新生代以来一直持续至今, 不断把青藏高原的下地壳通过下地壳流大量输运到滇南, 因此, 我们推断青藏高原东南缘下地壳流活动范围的南端会随着时间的推移向南迁移, 即下地壳流导致的该地区地壳增厚的范围也将随时间向南扩展。
基于以上认识, 我们认为青藏高原东南缘的地壳增厚、地表隆升及高原扩展主要地是由下地壳流所控制的, 本文地震学反演结果支持 Royden 研究组[5–8]提出的下地壳流模型。
本文利用国家数字地震台网 137 个固定台站以及 332 个 ChinArray 流动台站的资料, 基于背景噪声和远震面波方法, 共同约束瑞利面波相速度, 并通过非线性方法反演青藏高原东南缘地壳三维剪切波速度结构。本文的波速结构模型展现了青藏高原东南缘下方的下地壳流分布范围, 显示青藏高原东南缘存在大范围连通的下地壳流, 其范围与地表地形有着很好的对应关系, 推断该地区下地壳流对地壳改造起到重要作用, 并且随着青藏高原的隆升, 这种改造作用还在延续。同时, 从本研究的波速结构中观测到两个上地壳中的高速结构, 推断可能为峨眉山大火成岩省在地壳中的冷凝玄武岩浆房, 补充和完善了前人关于造成数千公里大范围喷发玄武岩的岩墙喷发模型。
参考文献
[1] Molnar P, Tapponnier P. Cenozoic tectonics of Asia: effects of a continental collision. Science, 1975, 189: 419–426
[2] Tapponnier P, Molnar P. Slip-line field theory and large-scale continental tectonics. Nature, 1976, 264: 319–324
[3] Tapponnier P, Peltzer G, Dain A, et al. Propagating extrusion tectonics in Asia: new insights from simple experiments with plasticine. Geology, 1982, 10(12): 611–617
[4] Avouac J, Tapponnier P. Kinematic model of active deformation in central Asia. Geophysical Research Letters, 1993, 20(10): 895–898
[5] Royden L H, Burchfiel B C, King R W, et al. Surface deformation and lower crustal flow in Eastern Tibet. Science, 1997, 276: 788–790
[6] Clark M K, Bush J, Royden L H. Dynamic topography produced by lower crustal flow against rheological strength heterogeneities bordering Tibetan Plateau. Geophysical Journal of the Royal Astronomical So-ciety, 2010, 162(2): 575–590
[7] Shen F, Royden L H, Burchfiel B C. Large-scale crustal deformation of Tibetan Plateau. Journal of Geophysical Research, 2001, 106(B4): 6793–6816
[8] Cook K L, Royden L H. The role of crustal strength variations in shaping orogenic plateaus, with app-lication to Tibet. Journal of Geophysical Research, 2008, 113(B8): B08407
[9] Rodgers A J, Schwartz S Y. Lithospheric structure of the Qiangtang Terrane, northern Tibetan Plateau, from complete regional waveform modeling: evidence for partial melt. Journal of Geophysical Research, 1998, 103(B4): 7137–7152
[10] Fan G W, Lay T. Strong Lg wave attenuation in the Northern and Eastern Tibetan Plateau measured by a two-station/two-event stacking method. Geophysical Research Letters, 2003, 30(10): 1530
[11] Wang C, Han W, Wu J, et al. Crustal structure beneath the eastern margin of Tibetan Plateau and its tectonic implications. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2007, 112(B7): B07307
[12] Zhao L, Xie X, He J, et al. Crustal flow pattern beneath Tibetan Plateau constrained by regional Lg-wave Q tomography. Earth and Planetary Science Letters, 2013, 383: 113–122
[13] Peng H, Yang H, Hu J, et al. Three-dimensional S-velocity structure of the crust in the southeast mar- gin of Tibetan plateau and geodynamic implications. Journal of Asian Earth Sciences, 2017, 148: 210–222
[14] Wang W, Wu J, Fang L, et al. Crustal thickness and Poisson’s ratio in southwest China based on data from dense seismic arrays. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2017, 122(9): 7219–7235
[15] Bai D, Unsworth M J, Meju M A, et al. Crustal de-formation of the eastern Tibetan plateau revealed by magnetotelluric imaging. Nature Geoscience, 2010, 3 (5): 358–362
[16] Rippe D, Unsworth M J. Quantifying crustal flow in Tibet with magnetotelluric data. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 2010, 179(3/4): 107–121
[17] Zhao C, Zhang L, Yu P, et al. Integrated geophysical evidence for the middle-lower crust melting of the Songpan-Aba Terrain, NE Tibetan Plateau. Frontiers in Earth Science, 2021, 9: 752693
[18] Li L, Zhang X, Liao J, et al. Geophysical constraints on the nature of lithosphere in central and eastern Tibetan plateau. Tectonophysics, 2021, 804: 228722
[19] Du N, Li Z, Hao T, et al. Joint tomographic inversion of crustal structure beneath the eastern Tibetan Pla-teau with ambient noise and gravity data. Geophysical Journal International, 2021, 227(3): 1961–1979
[20] 何斌, 徐义刚, 肖龙, 等. 峨眉山大火成岩省的形成机制及空间展布: 来自沉积地层学的新证据. 地质学报, 2003, 77(2): 194–202
[21] 李宏博, 张招崇, 李永生, 等. 峨眉山地幔柱轴部位置的讨论. 地质论评, 2013, 59(2): 201–208
[22] 何冰辉. 关于峨眉山大火成岩省一些问题的研究现状. 地球科学进展, 2016, 31(1): 23–42
[23] 宋谢炎, 张成江, 胡瑞忠, 等. 峨眉火成岩省岩浆矿床成矿作用与地幔柱动力学过程的耦合关系. 矿物岩石, 2005, 25(4): 35–44
[24] Zhang Z, Mahoney J J, Mao J, et al. Geochemistry of picritic and associated basalt flows of the Western Emeishan Flood Basalt Province, China. Journal of Petrology, 2006, 47(10): 1997–2019
[25] Xu Y, Xu J, Wang Y, et al. Identification of mantle plumes in the Emeishan Large Igneous Province. Episodes, 2007, 30(1): 32–42
[26] Yao H, Beghein C, Van der Hilst R D. Surface wave array tomography in SE Tibet from ambient seismic noise and two-station analysis — II. crustal and upper-mantle structure. Geophysical Journal Interna-tional, 2008, 173(1): 205–219
[27] Yao H, Van der Hilst R D, Montagner J P. Hetero-geneity and anisotropy of the lithosphere of SE Tibet from surface wave array tomography. Journal of Geo-physical Research, 2010, 115(B12): B12307
[28] 张智奇, 姚华建, 杨妍. 青藏高原东南缘地壳上地幔三维 S 波速度结构及动力学意义. 中国科学: 地球科学, 2020, 50(9): 1242–1258
[29] 刘伟, 吴庆举, 张风雪. 利用双差层析成像方法反演青藏高原东南缘地壳速度结构. 地震学报, 2019, 41(2): 155–168
[30] Dai A, Tang C C, Liu L, et al. Seismic attenuation tomography in southwestern China: insight into the evolution of crustal flow in Tibetan Plateau. Tectono-physics, 2020, 792: 228589
[31] He X, Zhao L F, Xie X B, et al. Weak crust in Southeast Tibetan Plateau revealed by Lg-Wave Atte-nuation Tomography: implications for crustal material escape. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2021, 126(3): e2020JB020748
[32] Li X, Ma X, Chen Y, et al. A plume-modified litho-spheric barrier to the southeastward flow of partially molten Tibetan crust inferred from magne-totelluric data. Earth and Planetary Science Letters, 2020, 548: 116493
[33] Liu Q Y, Van der Hilst R D, Li Y, et al. Eastward ex-pansion of Tibetan Plateau by crustal flow and strain partitioning across faults. Nature Geoscience, 2014, 7(5): 361–365
[34] Bao X, Sun X, Xu M, et al. Two crustal low-velocity channels beneath SE Tibet revealed by joint inversion of Rayleigh wave dispersion and receiver functions. Earth and Planetary Science Letters, 2015, 415: 16–24
[35] 郑晨, 丁志峰, 宋晓东. 利用面波频散与接收函数联合反演青藏高原东南缘地壳上地幔速度结构. 地球物理学报, 2016, 59(9): 3223–3236
[36] Yang Y, Yao H, Wu H, et al. A new crustal shear-velocity model in Southwest China from joint seismo-logical inversion and its implications for regional crustal dynamics. Geophysical Journal International, 2020, 220: 1379–1393
[37] Zhao Y, Guo L, Guo Z, et al. High resolution crustal model of SE Tibet from joint inversion of seismic P-wave travel-times and Bouguer gravity anomalies and its implication for the crustal channel flow. Tectono-physics, 2020, 792: 228580
[38] 任纪舜. 中国及邻区大地构造图 1:5000000. 北京: 地质出版社, 1998
[39] 张培震, 邓起东, 张国民, 等. 中国大陆的强震活动与活动地块. 中国科学: 地球科学, 2003, 33(增刊1): 12–20
[40] 郑秀芬, 欧阳飚, 张东宁, 等. “国家数字测震台网数据备份中心”技术系统建设及其对汶川大地震研究的数据支撑. 地球物理学报, 2009, 52(5): 1412–1417
[41] Evernden J F. Direction of approach of Rayleigh waves and related problems (Part I). Geological So-ciety of America Bulletin, 1953, 43(4): 335–374
[42] Forsyth D W, Li A. Array analysis of two-dimensional variations in surface wave phase velocity and azimu-thal anisotropy in the presence of multipathing in-terference. Seismic Earth: Array Analysis of Broad-band Seismograms, 2005, 157: GM06
[43] Yang Y, Forsyth D W. Regional tomographic inversion of the amplitude and phase of Rayleigh waves with 2-D sensitivity kernels. Geophysical Journal Interna-tional, 2006, 166(3): 1148–1160
[44] Bensen G D, Ritzwoller M H, Barmin M P, et al. Processing seismic ambient noise data to obtain re-liable broad-band surface wave dispersion measure-ments. Geophysical Journal International, 2007, 169 (3): 1239–1260
[45] Bloch S, Dziewonski A M, Landisman M. A technique for the analysis of transient seismic signals. Bullseis-msocam, 1969, 59(1): 427–444
[46] Levshin A L, Ritzwoller M H. Automated detec- tion, extraction, and measurement of regional surface waves. Pure and Applied Geophysics, 2001, 158(8): 1531–1545
[47] Barmin M P, Ritzwoller M H, Levshin A L. A fast and reliable method for surface wave tomography. Pure and Applied Geophysics, 2001, 158(8): 1351–1375
[48] Paige C C, Saunders M A. LSQR: an algorithm for sparse linear equations and sparse least squares. Pro-ceedings of the ACM Trans Math Software, 1982, 8(1): 43–71
[49] Afonso J C, Fullea J, Yang Y, et al. 3-D multi-obser-vable probabilistic inversion for the compositional and thermal structure of the lithosphere and upper mantle. II: general methodology and resolution analy-sis, Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2013, 118(4): 1650–1676
[50] Laske G, Masters G, Ma Z, et al. Update on CRUST1.0 — a 1-degree global model of earth’s crust [EB/OL]. (2013–07–15) [2022–01–02]. https:// igppweb.ucsd.edu/～gabi/rem.html
[51] Dziewonski A M, Anderson D L. Preliminary refer-ence earth model. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 1981, 25(4): 297–356
[52] Birch F. The velocity of compressional waves in rocks to 10 kilobars: 2. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 1961, 65(4): 1083–1102
[53] He R, Shang X, Yu C, et al. A unified map of Moho depth and vp/vs ratio of continental China by receiver function analysis. Geophysical Journal International, 2014, 199(3): 1910–1918
[54] He B, Xu Y, Chung S, et al. Sedimentary evidence for a rapid, kilometer-scale crustal doming prior to the eruption of the Emeishan flood basalts. Earth and Planetary Science Letters, 2003, 213(3/4): 391–405
[55] Royden L. Coupling and decoupling of crust and mantle in convergent orogens: implications for strain partitioning in the crust. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1996, 101(B8): 17679–17705
[56] Clark M K, Royden L H. Topographic ooze: building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow. Geology, 2000, 28(8): 703–706
[57] Clark M K, Bush J W M, Royden L H. Dynamic topography produced by lower crustal flow against rheological strength heterogeneities bordering Tibetan Plateau. Geophysical Journal International, 2005, 162 (2): 575–590
[58] 刘平江, 刁桂苓, 宁杰远. 川滇地块的震源机制解特征及其地球动力学解释. 地震学报, 2007, 29(5): 449–458
[59] Zhang Z, Yao H, Wang W, et al. 3-D crustal azimuthal anisotropy reveals multi-stage deformation processes of the Sichuan basin and its adjacent area, SW China. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2021, 127(1): e2021JB023289
[60] Xu Y, Zhong S. The Emeishan Large Igneous Provin-ce: evidence for mantle plume activity and melting conditions. Geochimica, 2001, 30(1): 1–9
[61] Xu Y. Thermo-tectonic destruction of the archaean lithospheric keel beneath the sino-korean craton in china: evidence, timing and mechanism. Physics & Chemistry of the Earth A, 2001, 26(9/10): 747–757
Is There an Interconnected Lower Crustal Channel Flow beneath Southeastern Margin of Tibetan Plateau?
Abstract 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 with Vs < 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.
Key words Tibetan Plateau; crustal channel flow; surface wave tomography; Emeishan Large Igneous Province