穿越岡底斯地體的寬頻地震探測研究

薛光琦, 吳珍漢, 趙文津, 宿和平, 史大年, 錢 輝

1)中國地質科學院礦產資源研究所, 北京 100037;

2)中國地質科學院, 北京 100037; 3)中國地質科學院地質研究所, 北京 100037

青藏高原是大約60 Ma以來印度次大陸與歐亞大陸直接碰撞形成的, 是研究大陸碰撞過程和發展板塊構造理論的最佳場所。岡底斯(GDS)構造帶位于印度次大陸與歐亞大陸碰撞的前沿地帶, 對岡底斯地體的探測結果將直接影響到對大陸碰撞過程和整個青藏高原地殼變形過程的認識。本次穿越岡底斯地體的寬頻地震深部探測剖面北端始于那曲地區聶榮縣桑榮鄉, 位于班公怒江斷裂帶北側, 向南穿越了崩錯—嘉黎斷裂帶、岡底斯地體、雅魯藏布縫合線, 并跨過了藏南拆離斷層系(STD), 終止于喜馬拉雅山脈南坡錯那縣的浪波鄉。該剖面經過了藏南若干條重大的構造斷裂帶以及岡底斯成礦區帶, 是當今國際地球科學領域在高原隆升及深部成礦問題的熱點研究地區之一。

1992年, 中法合作在青藏高原的拉薩、日喀則、麻江以北布設了 51個地震臺站, 為研究高原的隆升獲得了可貴的寬頻地震信息。遺憾的是由于觀察時間短, 數據量比較少。自1992年至2001年在西藏開展的 INDEPTH項目, 用多種技術方法、多國合作的方式, 在喜馬拉雅造山作用、雅魯藏布江縫合帶的結構構造等關鍵問題上獲得了大量科學研究成果; 此外, 還有中美合作的 HICLIMB項目及中國地質科學院(高銳等, 2009)、中國科學院、地震局、PASSCAL等單位都曾在西藏地區布設了大量的寬頻地震臺陣, 致力于認識青藏高原形成和演化過程等問題。

在研究前人成果的基礎上, 中國地質科學院于2011年9月至2012年9月在那曲地區聶榮縣桑榮鄉—錯那縣的浪波鄉沿線布設了 50臺寬頻地震儀器, 剖面長度約為500 km, 且跨越岡底斯地體關鍵成礦地段。本文依據地震層析成像結果, 僅就沿剖面位置區間的深部構造進行討論, 為研究該區成礦作用深部構造、巖漿活動的動力學背景和過程提供信息。

地震探測剖面自那曲地區的聶榮縣, 至山南地區的錯那縣, 全長約為500 km, 跨過了數個構造單元(圖1)。剖面北端位于班公怒江斷裂帶北緣, 向南穿越了聶榮微地塊、崩錯—嘉黎斷裂帶、雅魯藏布縫合線、藏南拆離斷層系(STD)等; 自北而南經過了岡底斯地體、特提斯喜馬拉雅、高喜馬拉雅, 各個地體都是以斷裂帶或縫合線為界, 且構造線走向基本呈東西向。這些地體和構造帶的形成時代有由北向南漸新的趨勢, 而且都可以和高原東、西部的主要構造帶相連接。

圖1 GDS地區地質構造簡圖Fig.1 Geological and tectonic sketch map of GDS area

1 地震層析反演

1.1 資料及模型

此次野外施工使用了50臺頻帶寬度為60 s的GURALP三分量地震儀器, 記錄到的體波震相清晰。用于遠震層析反演的大于5.0級的P+PKP震相,地震事件共1001次, 射線為24807條。考慮到線性臺站布設的方式, 本文的反演技術采用了 ACH遠震地震層析方法(薛光琦等, 2011)。這種由相對走時殘差反演臺站下方速度結構的方法首先由Aki等人提出(稱為ACH法)。最簡單且常用的參數化方法是將研究區沿垂向分為若干水平層, 每層給定一平均速度Vio, 然后再將每層劃分為若干個矩形塊, 每一塊的速度擾動由觀測到的遠震P波走時殘差δt求出,用數學公式表示, 對某一條射線, 穿過模型的走時殘差可由下式表示:

式中Vio為模型的參考速度,δV/Vio為相對于模型參考速度的速度擾動。上述積分方程經模型參數化后可劃為線性方程組, 求解如下:

d為相對走時殘差向量,A為射線穿過每一塊的理論走時矩陣,m為所求的未知速度擾動向量。利用隨機逆對上述問題求解可得:

θ為阻尼系數, 它由數據和模型的方差決定,m即為所求的每個塊體相對平均速度的擾動。理論上講, 臺站下方橫向速度變化的確定要求有大量來自不同方向和震中距的射線。所有的臺站幾乎呈直線分布(近南北), 而且地震射線大多數來自北東和南東兩個方向, 這必然造成東西向射線稀少。為保證每個模型塊都有足夠的射線數, 使解更為可靠, 假定模型為二維模型, 即東西向速度均勻, 這種假設對該地區是合理的, 因為該地區的構造主體是東西走向。ACH方法是地震層析成像反演中比較有效的方法之一, 由于射線的轉折點在模型之外, 所以初始模型的建立對反演結果的影響很小。但是ACH方法的不足是對數據的要求比較嚴格, 個別誤差較大的數據會影響計算效果; 再有就是模型塊體的劃分也對反演結果有影響。所以,一是嚴格進行數據檢查, 刪除反演中誤差較大的數據; 還要合理的配置模型塊體垂直、水平尺寸。本次研究參考前人在該區的研究成果, 模型的建立采用了7層結構, 由于地震波到時挑選的精確度高, 模型選擇合理, 所以反演前的走時殘差方差為 0.1448, 反演后的方差為 0.01199, 層析反演數據的改進值為92.3%。

1.2 速度結構特征

1.2.1 區域性速度分布特征

圖 2 為 27°—33°N 及 90.5°—94°E 區間不同深度的地震層析相對速度擾動圖像。速度擾動值如色標所示, 冷色為高速, 暖色表示低速。圖 2a為 20—70 km深度的層析圖, 反映了中下地殼的速度分布特征。自北向南, 班公怒江斷裂帶至嘉黎斷裂帶之間的岡底斯地體北部以高速擾動分布為主; 在嘉黎斷裂至雅魯藏布縫合線之間的岡底斯地體南部則是被大面積的低速擾動覆蓋。在這片低速擾動區帶中, 有很多的熱泉分布, 像羊八井、德仲、日多溫泉等等, 這與 INDEPTH-2多方法調查發現在岡底斯帶殼內有一個大的部分熔融層位置相當。據研究認為, 該熔融層生成機制主要是由于殼內發生的多個大型推覆構造磨擦生熱及殼內放射性元素產生的熱所造成的(趙文津等, 2004)。但該熔融層仍不能證明青藏高原中下地殼存在著廣泛的物質流動。除了熱泉, 還有大量的地震在該區發生過, 所以這是一個構造運動相當劇烈的活動地塊。另外, 甲瑪斑巖銅礦成礦帶位于高低速度擾動的交界位置, 即構造的變化地帶。雅江縫合線以南的低速擾動一直到達藏南滑脫層(STD)。

70—130 km深度的速度分布(圖2b)反映了下地殼上地幔的速度結構, 剖面北部的班公怒江斷裂至那曲比如逆沖斷裂之間的聶榮微地塊仍為高速擾動體覆蓋; 嘉黎斷裂以北分布著低速塊體, 斷裂以南是零散的、較弱的高速擾動體; 甲瑪斑巖銅礦附近的地震臺站位于弱強度的高低速擾動體交界部位邊緣。岡底斯地體的南端分布的低速擾動體穿越雅魯藏布縫合線直至喜瑪拉雅山南麓, 跨越STD的剖面南端位于較強的高速擾動體中, 而且該高速體的范圍在向北發展擴大。

圖2 地震體波層析結果水平切片圖Fig.2 Horizontal layers of the body wave in the tomography mapping

在這層深度上, 岡底斯地體的速度擾動分布較為復雜, 呈現高速、低速、高速的結構。可否理解為出現在藏南的部分熔融層只局限在地殼內, 印度板塊俯沖產生的劇烈的構造活動對高原隆升的影響在地殼內產生的構造變形更大些。另外, 剖面南部高速體向北的擴張可以解讀為印度地體的巖石圈在向北俯沖。

130—210 m深度的速度圖(圖2c)表現出在地幔深度上班公怒江斷裂帶以北的唐古拉山一帶為高速擾動體覆蓋, 聶榮微地塊內則是以低速為主, 那曲以南有一局部高速擾動體; 地幔中的低速體集中分布在岡底斯地體的中部, 即嘉黎斷裂兩側; 剖面向南穿過了雅魯藏布縫合線和STD, 該地段為高速擾動帶。

可以看到剖面穿過的地帶在這層深度中除了嘉黎斷裂兩側(恰好進入念青唐古拉山系地段)依舊保持低速度(較熱)外, 其余地段都已進入高速的(較冷)地幔了。剖面南部越過雅魯藏布江的高速擾動塊體,表現出印度地體巖石圈繼續保持向北俯沖的趨勢。

1.2.2斷面的速度分布特征

在0—100 km深度, 沿剖面(圖3)自北向南首先經過的是岡底斯地體, 在班公怒江斷裂帶至雅魯藏布江之間300余km的地段, 其下方對應著大面積的低速擾動體, 在嘉黎斷裂一帶厚度可達 70 km;據研究表明, 在岡底斯基巖的北緣有一系列自北向南逆沖推覆構造(Wu et al., 2013), 這與印度大陸北向俯沖密切相關, 同時也導致了很多熱泉的出現和局部熔融的產生(Nelson et al., 1996)。大約在甲瑪地區, 近地表的低速擾動體延深至 200 km之下。關于甲瑪大型斑巖銅礦大量銅金屬的來源有觀點認為是地幔熱物質帶上來的, 還有的認為是從上升的下地殼萃取的。據本次層析結構所描繪出的速度結構分布狀況分析, 基本支持前者的推論, 因為該區位于高低速擾動的邊緣, 也就是構造變化較劇烈的地段, 所受到的板塊碰撞擠壓的程度超強, 而且這條低速擾動帶與幔源物質相連(Liang et al., 2012),很像一條殼幔間熱物質傳遞的通道。據吳珍漢等(2009)在《青藏高原新生代構造演化與隆升過程》一書中所給出的推論, 在印度地塊與歐亞地塊持續擠壓作用下, 上熔融層的花崗質物質分3個階段侵入、剝蝕而出露地表, 帶來成礦物質, 形成巨大的斑巖銅礦, 這是大陸碰撞擠壓條件下巖漿上侵的成礦模式, 也為拉薩地塊中新世早中期大型斑巖銅礦成礦提供了較為合理的構造解釋。

圖3 體波層析沿剖面斷面圖Fig.3 Body wave topography along the profile

圖4 沿剖面的PKP殘差曲線Fig.4 PKP residual mapping along the profile

這層深度上的雅江以南低速體分部零星, 有高速體穿過了 STD, 覆蓋了高喜馬拉雅和特提斯喜馬拉雅地體。這條高速帶自地表緩緩地向北延深, 直至被甲瑪下方的低速體隔斷。該高速體可以視為印度地塊向北俯沖的前緣, 在其內部和下界曾經發生過不少 4級以上的地震, 是一條明顯的地質構造界面。圖3分布在高速帶邊緣的綠色圓形是被再定位的地震(1996年6月9日位于藏南24.68?N, 92.25?E),其深度為(69±5) km(Chen et al., 2004)。據震源機制解的研究, 青藏高原這種中深源的地震多發生在Moho附近, 證明了上地幔頂部具備很強的彈性應變能力, 故而推斷上述的地質構造界面是該區的Moho, 這與接收函數的結果也很吻合(Zhao et al.,2011)。藏南大部分的中深源地震分散在 STD以南地區, 該區淺部是以逆沖為主的構造應力環境, 而中深源地震的震源機制解所反映的構造應力情況則表明它們處于印度巖石圈開始近水平俯沖的區域(Chen et al., 2004; 姜明明等, 2009)。嘉黎斷裂一帶下方70 km左右也有條明顯的高低速分界帶, 而且同樣分布著不少地震, 能否被視為 Moho呢？這條界面下方的高速擾動體為該區的上地幔, 這一點與PKP殘差曲線分布(圖 4)對應很好, 相對殘差到時比較早, 說明下方存在地震波傳輸良好的堅硬物質。

在 100 km深度之下, 速度擾動的顯著特征是在雅魯藏布縫合線兩側存在大面積的低速異常體,并有一部分向下延伸至250 km, 也許殼幔熱物質交流的通道就存在于這里; 雅江以南(特提斯喜馬拉雅)80 km至 240 km深度下方分布的高速擾動體,可能為殘留的古特提斯俯沖洋殼的碎片; GDS地體北部的高速擾動體, 不知可否定義為西藏的巖石圈？參照接收函數和地震面波的結論該深處存在有西藏的 LAB, 即巖石圈與軟流圈的分界面(Zhao et al., 2011; 蘇偉等, 2002); 本文的層析結果顯示這條LAB斷續地出現在岡底斯地體的中、北部, 最深處約為 240 km。這一點可以與前面的水平切片圖(圖2c)呼應, 在接近北緯 31°的位置上嘉黎以北高速的巖石圈延伸至唐古拉山一帶。

1.2.3 PKP走時殘差與Moho的對應

PKP入射角近乎垂直到達臺站下方的遠震震相,它的走時變化與巖石圈內垂向速度變化有關, 而Moho界面是影響PKP走時異常的主要因素, 所以PKP走時殘差的相對變化能粗略反映出Moho的相對起伏。

筆者挑選了發生在南美五次大于 6級的地震 (14/05/2012 10:40.0, D=106 km, (17?40.70′S,69?35.50′W)); (28/05/2012 5:7.23, D=587 km, (28?2.60′S,63?5.60′W)); (07/06/2012 16:3.18, D=110 km,(15?52.60′S, 72?24.80′W)); (02/08/2012 9:38.30, D=145 km, (8?24.80′S, 74?15.50′W)); (05/09/2012 14:42.7,D=35 km, (10?5.90′N,85?18.50′W)), 獲得了一條清晰的PKP走時殘差曲線, 殘差曲線顯示出中部高兩側低的形態。這與該區的地殼厚度分布是相關的, 雅魯藏布江縫合線兩側至嘉黎斷裂帶是地殼厚度最大的地區, 據接收函數的結果(Zhao et al., 2011), 此處的Moho深度可達80余km。而在STD以南, 地殼厚度明顯減薄, 在嘉黎斷裂帶以北的地殼厚度相對要薄一些。表現在殘差曲線上, 則是岡底斯地體的南部、特提斯喜馬拉雅的北部殘差到時晚, 而在岡底斯地體的北部和STD以南, 相對殘差到時早些。接收函數的結果(Zhao et al., 2011)所描繪的 Moho形態支持PKP曲線上述分析。

另外, 岡底斯地體南部和特提斯喜馬拉雅北部到時的延遲比較晚, 也暗示由于其下方地幔中熔融物質的存在而影響了地震波的傳播速度。

2 結論及解釋

(1)地震層析圖像反映在岡底斯地體淺部存在大面積的低速擾動, 可以認為是一個產生在殼內的部分熔融層。這也驗證了 INDEPTH-2多方法調查發現在該區存在部分熔融層的研究結論(Zhao et al.,1993)。但該熔融層仍不能證明青藏高原中下地殼存在著廣泛的物質流動。據研究認為, 該熔融層生成機制主要是由于殼內發生的多個大型推覆構造磨擦生熱及殼內放射性元素產生的熱所造成的(趙文津等, 2004; Wu et al., 2013)。除了熱泉, 還有大量的地震在該區發生過, 所以這是一個構造運動相當活躍的地塊。

(2)甲瑪銅礦恰好處于一個淺部的高速擾動與上述局部熔融體交界位置, 即構造活動變化劇烈的地帶, 由于該區為板塊碰撞的前緣地帶, 而且這條低速擾動帶與地幔相連, 很像一條傳遞殼幔間熱物質的通道, 可否解釋為大量銅金屬是由地幔熱物質帶上來的呢？陸陸碰撞的持續作用導致熔融層內花崗巖被侵蝕、出露, 帶來成礦物質, 形成巨大的斑巖銅礦, 為拉薩地塊中新世早中期大型斑巖銅礦成礦提供較為合理的構造解釋。

(3)本文的層析結果顯示出巖石圈與軟流圈的分界面(LAB)斷續地出現在岡底斯地體的中、北部,最深處約達240 km。前人所作的接收函數和地震面波的研究也表明該深處存在有西藏的 LAB(Zhao et al., 2011; 蘇偉等, 2002)。幾種不同年代的地震探測數據、不同的處理方法得出如此相似的結果可以作為西藏的LAB存在的佐證。

(4)地震層析圖像(圖 3)所示出的另一個顯著現象是剖面中的高速擾動帶均呈現出向北傾斜的趨勢,尤其是在100 km之下的圖像更為清晰。地質研究證明, 青藏高原地表及中上地殼以自北向南逆沖推覆構造為主(Wu et al., 2013; 吳珍漢等, 2013), 這與印度大陸北向俯沖存在密切關系, 也已經被深地震反射、寬頻地震探測所驗證。那么, 對于下地殼上地幔出現的大范圍北傾的高速體, 能否解釋為向北俯沖的印度板塊的巖石圈呢？

(5)PKP殘差曲線描繪出了高原地區Moho界面的大概形態。雅魯藏布縫合線兩側約50 km區間內地殼厚度最大, 在高喜瑪拉雅和岡底斯地體的北部,地殼厚度逐漸減薄。

致謝:感謝在高海拔、缺氧、嚴寒等極其艱苦的條件下為本文撰寫提供原始資料的全體項目組成員;感謝西藏自治區地質調查院、山南、那曲、林芝地區及拉薩市的各級政府部門在項目實施中所給予的支持與協助。

高銳, 熊小松, 李秋生, 盧占武.2009.由地震探測揭示的青藏高原莫霍面深度[J].地球學報, 30(6): 761-773.

姜明明, 周仕勇, 佟嘯鵬, 梁曉峰, 陳永順.2009.藏南地區中深源地震精確定深研究及其地球動力學含義[J].地球物理學報, 52(9): 1-8.

蘇偉, 彭艷菊, 鄭月軍, 黃忠賢.2002.青藏高原及其鄰區地殼上地幔S波速度結構[J].地球學報, 23(3): 193-200.

吳珍漢, 吳中海, 胡道功, 趙遜, 趙希濤, 葉培盛.2009.青藏高原新生代構造演化與隆升過程[M].北京: 地質出版社:245-275.

吳珍漢, 葉培盛, 殷才云.2013.藏北改則新生代早期逆沖推覆構造系統[J].地球學報, 34(1): 31-38.

薛光琦, 趙文津, 宿和平, 錢輝, 馮梅, MECHIE J.2011.藏北低速體存在的地震學證據―INDEPTH4寬頻地震結果[J].地球學報, 32(3): 331-335.

趙文津, 薛光琦, 吳珍漢, 趙遜, 劉葵, 史大年, MECHIE J,NELSON D, BROWN L, HEARN T.2004.西藏高原上地幔的精細結構與構造——地震層析成像給出的啟示[J].地球物理學報, 47(3): 449-455.

CHEN Wang-ping, YANG Zhao-hui.2004.Earthquakes Beneaththe Himalayasand Tibet: Evidence for Strong Lithospheric Mantle[J].Science, 304(5679): 1949-1952.

GAO Rui, XIONG Xiao-song, LI Qiu-sheng, LU Zhan-wu.2009.The Moho Depth of Qinghai-Tibet Plateau Revealed by Seismic Detection[J].Acta Geoscientica Sinica, 30(6):761-773(in Chinese with English abstract).

JIANG Ming-ming, ZHOU Shi-yong, TONG Xiao-peng, LIANG Xiao-feng, CHEN Yong-shun.2009.Accurate depth determination of deep earthquake in southren Tibet and its geodynamic implication[J].Chinese Journal of Geophyhics,52(9): 1-8(in Chinese with English abstract).

LIANG Xiao-feng, SANDVOL E, CHEN Y J, HEARN T, NI J,KLEMPERER S, SHEN Yang, TILMANN F.2012.A complex Tibetan upper mantle: A fragmented Indian slab and no south-verging subduction of Eurasian lithosphere[J].Earth and Planetary Science Letters, 333-334: 101-111.

NELSON K D, ZHAO Wen-jin, BROWN L D, KUO J.1996.Partially Molten Middle Crust Beneath Southern Tibet Synthesis of Project INDEPTH Results[J].Science, 274(5293):1684-1688.

SU Wei, PENG Yan-ju, ZHENG Yue-jun, HUANG Zhong-xian.2002.Crust and Upper Mantle Shear Velocity Structure beneath the Tibetan Plateau and Adjacent Areas[J].Acta Geoscientica Sinica, 23(3): 193-200(in Chinese with English abstract).

WU Zhen-han, YE Pei-sheng, BAROSH P J, HU Dao-gong, LU Lu.2013.Early Cenozoic Multiple Thrust in the Tibetan Plateau[J].Journal of Geological Research, 2013: 1-12.

WU Zhen-han, YE Pei-sheng, YIN Cai-yun.2013.The Early Cenozoic Gerze Thrust System in Northern Tibet[J].Acta Geoscientica Sinica, 34(1): 31-38(in Chinese with English abstract).

WU Zhen-han, YU Zhong-hai, HU Dao-gong, ZHAO Xun, ZHAO Xi-tao, YE Pei-sheng.2009.Cenozoic Tectonic Evolution and Uplift Process of the Tibetan Plateau[M].Beijing: Geological Publishing House: 245-275(in Chinese with English abstract).XUE Guang-qi, ZHAO Wen-jin, SU He-ping, QIAN Hui, FENG Mei, MECHIE J.2011.Seismological Evidence for the Existence of the Low-velocity Body in Northern Tibet: A Result from INDEPTH-IV Based Broad-Band Seismological Study[J].Acta Geoscientica Sinica, 32(3): 331-335(in Chinese with English abstract).

ZHAO Wen-jin, KUMAR P, MECHIE J, KIND R, MEISSNER R,WU Zhen-han, SHI Da-nian, SU He-ping, XUE Guang-qi,KARPLUS M, TILMANN F.2011.Tibetan Plate Overriding the Asian Plate in Central and Northern Tibet[J].Nature Geoscience, 4: 870-873.

ZHAO Wen-jin, NELSON K D, Project Indepth Team.1993.Deep seismic reflection evidence for continental underthrusting beneath southern Tibet[J].Nature, 366: 557-559.

ZHAO Wen-jin, XUE Guang-qi, WU Zhen-han, ZHAO Xun, LIU Kui, SHI Da-nian, MECHIE J, NELSON D, BROWN L,HEARN T.2004.Fine Velocity Structure of the Upper Mantel Beneath the Xizang Plateau from Tomography and Its Geological Interpretation[J].Chinese Journal of Geophyhics,47(3): 449-455(in Chinese with English abstract).