青藏高原東西向差異形變與隆升機(jī)制

姜效典，李德勇，宮偉，秘叢永

1中國海洋大學(xué)海洋地球科學(xué)學(xué)院，青島 266100

2海底科學(xué)與探測技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，青島 266100

1 引言

青藏高原內(nèi)部構(gòu)造形變本質(zhì)上受形成于不同時期的三條邊界構(gòu)造帶控制，由北至南分別為：柴達(dá)木地塊南緣的古生代昆侖斷裂縫合帶、羌塘地塊北緣的三疊紀(jì)金沙江斷裂縫合帶和拉薩地塊北緣的班公湖—怒江斷裂縫合帶（圖1），它們的地表形態(tài)、傾角及延伸長度、延展深度等基本要素是認(rèn)識高原構(gòu)造形變需要搞清的問題.其中之一是，與縫合帶有關(guān)的邊界斷層基底在哪兒？換句話說，它們的斷裂深度是多少？由于高昂的費(fèi)用和二維地震成像精度的限制，它們的構(gòu)造特征至今尚不清楚.然而，這些邊界斷裂的延展深度是理解青藏高原隆升過程和機(jī)制的重要基礎(chǔ).如果邊界斷層切穿了整個巖石圈或者說上地幔巖石圈正處于被撕裂的準(zhǔn)縫合狀態(tài)，如Airy地殼均衡理論所說的那樣，巖石圈為與印度和歐亞大陸之間的持續(xù)收斂運(yùn)動相協(xié)調(diào)將會發(fā)生純粹增厚產(chǎn)生垂向補(bǔ)償，同時導(dǎo)致巖石圈強(qiáng)度逐漸減小.Dewey和Burke（1973）的上地殼增厚模型、Tapponnier等（2001）的巖石圈整體增厚模型以及England和Houseman（1989）的整體巖石圈垂向持續(xù)應(yīng)變模型均強(qiáng)調(diào)巖石圈強(qiáng)度在青藏高原變形中的作用.與上述構(gòu)造模式相對應(yīng)，青藏高原90°E以西部分（圖1）可能與巖石圈整體增厚到一定程度導(dǎo)致的機(jī)械強(qiáng)度減小有關(guān)，定量估計(jì)其有效彈性厚度比較低，約5～20km（Braitenberg et al.，2003；Jiang et al.，2004；Jordan and Watts，2005）.

與西部不同，青藏高原90°E以東部分（圖1）巖石圈強(qiáng)度明顯增加，有效彈性厚度（Te）達(dá)30～50km（Braitenberg et al.，2003；Jiang et al.，2004；Jordan and Watts，2005）.即使應(yīng)用最簡單的地?zé)崮Ｐ?，青藏高原地殼也達(dá)正常厚度的兩倍左右，因此僅用有效彈性厚度值（Te）難以有效描述衍生于地殼與上地幔之間流變?nèi)廴谌拥膱?jiān)硬巖石圈特征（Jin et al.，2008）.由相干譜證明的兩種褶皺模式也均顯示完整的巖石圈并非由單層結(jié)構(gòu)組成（Jin et al.，1994）.因此，關(guān)于青藏高原東部巖石圈的更合理解釋是：其機(jī)械強(qiáng)度為被黏塑性下地殼所分割的堅(jiān)硬上地殼和堅(jiān)硬上地幔兩部分巖石強(qiáng)度的疊加之和.青藏高原東部巖石圈的去耦模型與西部的整體增厚模型截然不同.Zhao和Morgan（1987）曾經(jīng)提出一種液壓注入模型來解釋青藏高原的變形解耦過程.下地殼的流動性特征也已經(jīng)被用來解釋上地殼與上地幔變形的不一致性（Royden et al.，1997；Clark and Royden，2000；Royden et al.，2008）.

柴達(dá)木盆地同樣位于90°E以東，其本是塔里木盆地原型的一部分，自漸新世開始逐漸由阿爾金斷裂裂離走滑所形成（Meng and Fang，2008）.該盆地并未因逆沖推覆作用發(fā)生明顯的巖石圈增厚，但已經(jīng)達(dá)到了屈服應(yīng)力的臨界點(diǎn)并且正在發(fā)生撓曲變形（Meng and Fang，2008）.受塔里木盆地的阻礙，柴達(dá)木盆地的壓縮量較小，說明其具有半解耦的巖石圈流變結(jié)構(gòu)（Jin et al.，2008）.

本文應(yīng)用歐亞大陸中部、中國、蒙古及南亞的高分辨率重力數(shù)據(jù)（圖2）、DEM高程數(shù)據(jù)以及深源地震震源深度數(shù)據(jù)（圖3）對青藏高原的巖石圈結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究，提出一種高原巖石圈分區(qū)差異形變模式，其東西向分區(qū)界限在90°E附近.在模型中，構(gòu)造邊界斷裂在青藏高原90°E以西部分往往切穿整個巖石圈，而90°E以東部分在柔軟、黏塑性的下地殼既已終止.差異的邊界斷裂深度說明青藏高原東西兩部分分別具有不同的隆升機(jī)制.

2 布格重力數(shù)據(jù)

本研究中所用的布格重力數(shù)據(jù)分別來自中國、蒙古、前蘇聯(lián)及印度（圖2）.中國境內(nèi)的原始重力數(shù)據(jù)由地質(zhì)礦產(chǎn)部地球物理地球化學(xué)勘查研究所1989年主編的中華人民共和國1∶2500000布格重力異常圖數(shù)字化而來，其數(shù)據(jù)累計(jì)誤差在中國東部（102°E以東）約為±1mGal，在西部約±2mGal.原始重力測點(diǎn)存在幾個大的未覆蓋空白帶，特別是在西南部的青藏高原和北部邊緣.為使青藏高原地區(qū)達(dá)到全覆蓋，研究中補(bǔ)充了部分新的重力測點(diǎn).新增加的重力測點(diǎn)有四個來源，分別為：中石油1994—1999年所做的測量（高瑞祺和趙政璋，2001）；王謙身和安玉林于1998年在青藏高原東部測量所得的349個數(shù)據(jù)；中國海洋大學(xué)在1997年和1998年橫穿青藏高原北部測量所得的468個數(shù)據(jù)（Jiang et al.，2004）以及在2009年橫穿龍門山褶皺帶測量所得的231個數(shù)據(jù).

圖1 青藏高原及其鄰區(qū)巖石圈有效彈性厚度（Te）和主要構(gòu)造邊界圖中Te等值線間距為5km，MFT：前緣逆沖帶；MCT：中央俯沖帶；YZS：雅魯藏布江縫合帶；KRF：喀喇昆侖斷裂；LS：拉薩地塊；BNS：班公湖—怒江縫合帶；QT：羌塘地塊；JRS：金沙江縫合帶；SG：松潘—甘孜地塊；KF：昆侖山斷裂；KS：昆侖縫合帶；WKF：西昆侖斷裂；ATF：阿爾金斷裂；ATT：阿爾金逆沖帶.Fig.1 Effective elastic thickness（Te）of the Tibetan plateau and its vicinity shown by the colored background and scaled in color bars The interval of Te contours is 5km.The abbreviations from south to north are Main Frontal Thrust（MFT），Main Central Thrust（MCT），Yarlung Zangbo Suture（YZS），Karakorum Fault（KRF），Lhasa Block（LS），Bangong—Nujiang Suture（BNS），Qiangtang Block（QT），Jinsha River Suture（JRS），Songpan GarzêBlock（SG），Kunlun Fault（KF），Kunlun Suture（KS），West Kunlun Fault（WKF），Altun Fault（ATF），and Altun Thrust（ATT）.

圖2 青藏高原及鄰區(qū)觀測布格重力異常Fig.2 Observed Bouguer gravity anomalies（mGal）in the Tibetan Plateau and its vicinity

圖3 青藏高原及其鄰區(qū)地形圖和深源天然地震分布地形高程數(shù)據(jù)來自DEM，等值線是沉積盆地的沉積物厚度，單位km，間距1km.圓點(diǎn)表示地震震源中心位置，地震記錄來自NEIC（NationalEarthquakeInformationCenter）和USGS（UnitedStatesGeologicalSurvey）1973—2008年觀測到的深度大于80km的深源地震，其中黑色圓點(diǎn)代表震源中心深度在80～100km之間，藍(lán)色代表100～200km，紅色代表200～300km.Fig.3 Topographic image of the Tibetau Plateau and its vicinity from DEM Contours are the basement depths in km in the sedimentary basins over Tibet and its vicinity.Solid circles show deep earthquakes acquired by NEIC and USGS from 1973to 2008with the focal depths larger than 80km.Black solid circles have a depth range from 80～100km，blue for100～200km and red for 200～300km

印度、尼泊爾、緬甸及不丹境內(nèi)的布格重力數(shù)據(jù)由Balakrishnan（1997，2003）編譯的印度次大陸及毗連區(qū)布格重力異常圖數(shù)字化得到.前蘇聯(lián)及蒙古境內(nèi)的的重力數(shù)據(jù)由俄羅斯武裝部隊(duì)地形服務(wù)處于20世紀(jì)90年代測量，該重力數(shù)據(jù)分辨率達(dá)到了10km，精度高于0.5mGal（Kogan and McNutt，1993）.

本文使用的區(qū)域布格重力異常數(shù)據(jù)與基于EGM2008模型的衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)（BGI，http：／／bgi.omp.obs－mip.fr／data－products／Toolbox／Anomaly－mapsvisualization）存在很大的差異.地表區(qū)域重力數(shù)據(jù)較衛(wèi)星重力數(shù)據(jù)更為平滑，衛(wèi)星重力明顯蘊(yùn)含著與地形地貌有關(guān)的短波信息，而由地表重力數(shù)據(jù)計(jì)算的長波布格重力異常則可以更好地反映了巖石圈深部結(jié)構(gòu)和莫霍面起伏特征.

3 布格重力約束的三維空間域巖石圈撓曲形變模擬

巖石圈撓曲模型可以表征地球巖石圈機(jī)械強(qiáng)度的橫向非均勻性變化，進(jìn)而達(dá)到揭示板塊構(gòu)造活動性質(zhì)的目的.目前，撓曲模擬的方法可以歸納為三類：協(xié)函數(shù)技術(shù)、小波表示及數(shù)值求解撓曲方程.Forsyth（1985）提出的協(xié)函數(shù)技術(shù)對巖石圈上部負(fù)載和下部負(fù)載具有良好的表征效果（McNutt，1983；Simons，2000），其中有效彈性厚度（Te）的計(jì)算依賴于譜窗口的最優(yōu)估計(jì)（Bechtel et al.，1990；Jin et al.，1994；Ojeda and Whitman，2002；Audet and Mareschal，2004）.小波表示方法則假設(shè)地球巖石圈撓曲譜可以用長橢球波動方程的本征函數(shù)表示（Thomson，1982；Swain and Kirby，2006；Kirby and Swain，2008）.多窗口技術(shù)在芬諾斯堪地盾、北歐、南美以及安第斯山邊緣巖石圈強(qiáng)度橫向非均勻性研究中都取得了很好的應(yīng)用效果（Pérez－Gussinyé et al.，2004，2007，2008）.

本研究應(yīng)用3D有限差分法在空間域?qū)?qiáng)度橫向非均勻性的地球巖石圈進(jìn)行撓曲模擬.這種方法可以有效消除前述的頻率域算法中每一個單元Te需要保持定值的局限，使結(jié)果與構(gòu)造動力過程更加貼近.但由于數(shù)值求解難度大，研究和應(yīng)用實(shí)例極少.Van Wees和Cloetingh（1994），Stewart和 Watts（1997）以及Torne等（2000）簡單介紹了該方法，金煜和姜效典（2002）給出了其差分方程的完整表達(dá)，Jordan和Watts（2005）在青藏做了實(shí)驗(yàn).考慮巖石圈橫向非均勻性及上部地形負(fù)載的撓曲基本方程表達(dá)式為：

其中w（x，y）為3D空間域的巖石圈撓曲形變，N為單位長度上的背景構(gòu)造應(yīng)力，g為重力加速度，ht為高程，v為泊松比，ρc為地殼密度，Δρ地幔與地殼的密度差，D為撓曲強(qiáng)度，可由下式計(jì)算：

式中E為楊氏模量，h為所模擬巖石圈的有效彈性厚度（Te）.邊界條件由2D撓曲模擬結(jié)果確定.模擬中所用到的參數(shù)取值為：地殼密度ρc＝2670kg·m－3，地幔密度ρm＝3260kg·m－3，楊氏模量E＝1011Pa，泊松比ν＝0.25，水平負(fù)載＝1013N·m－1.由地形引起的上部負(fù)載層密度和由盆地沉積及地幔熱物質(zhì)膨脹上涌導(dǎo)致的下部負(fù)載層密度分別賦值為2670kg·m－3、2450kg·m－3和3350kg·m－3（Jiang et al.，2004；Jiang and Jin，2005）.理論布格重力異常由Parker公式（Parker，1973）計(jì)算.

地形和盆地的沉積巖被作為上部負(fù)載和內(nèi)部負(fù)載加載到撓曲主控方程中.依據(jù)不同深度界面的布格異常譜函數(shù)不同，我們求解Parker公式的功率譜分布，以確定巖石圈的內(nèi)部和下部負(fù)載的界面，具體模擬工作流程則如圖4所示.

圖5顯示的是研究區(qū)布格重力異常功率譜曲線，各密度（負(fù)載）界面對應(yīng)的深度被模擬.8km界面可以解釋為沉積巖底面，19km是康氏面的平均深度，47km是莫霍面的平均深度，220km為巖石圈底界面.與大地電磁測深和廣角地震顯示的在青藏高原200km以下有異常物質(zhì)面相一致（Kind et al.，2002；Zhang et al.，2010）.反演四個密度界面產(chǎn)生的重力異常（圖6）顯示平均深度47km和220km的密度界面起伏的重力異常構(gòu)成了實(shí)測重力數(shù)據(jù)（圖2）的90%.因此，我們把導(dǎo)致青藏高原和鄰區(qū)巖石圈形變的內(nèi)部和下部的異常熱物質(zhì)限定在大于47km的深部.按照上下負(fù)載準(zhǔn)相關(guān)理論（Jin et al.，1994），我們得到了兩個熱物質(zhì)界面的起伏展布（圖7和圖8），它們被作為內(nèi)部負(fù)載加載到撓曲主控方程參加模擬，Airy均衡做方程的邊界條件.

求解板塊彈性形變模型的主控方程，實(shí)測布格重力異常用于約束，得到莫霍面深度的理論計(jì)算值（圖9）.當(dāng)巖石圈處于彈性形變時，莫霍面深度的變化反映了巖石圈撓曲形變的強(qiáng)度和形態(tài).假定印度大陸和歐亞巖石圈的初始彈性厚度分別是80km和40km（圖10），用Parker公式計(jì)算理論重力異常，由實(shí)測布格重力（圖2）做約束，根據(jù)剩余重力異常調(diào)整巖石圈彈性強(qiáng)度、進(jìn)行疊代.剩余布格重力異常最小化會導(dǎo)致上部負(fù)載函數(shù)的收斂速度減小，用其反演替代下部負(fù)載會使模擬迭代過程明顯收斂.當(dāng)布格異常觀測值和理論模擬值之間的均方根差最小時即為有效彈性厚度（Te）的最佳擬合值.據(jù)此，我們得到了青藏高原與鄰區(qū)的巖石圈有效彈性厚度分布（圖1）.

明顯的巖石圈機(jī)械強(qiáng)度的差異展現(xiàn)在圖中：在經(jīng)度90°以西的區(qū)域，Te大多小于30km，在西昆侖斷裂、喀喇昆侖斷裂和雅魯藏布江縫合帶數(shù)值減小到大約5km，部分接近于0，預(yù)示斷裂切穿莫霍面進(jìn)入上地幔，地殼達(dá)到局部均衡.而在經(jīng)度90°以東的區(qū)域Te多在40～50km，反映了中等剛度的巖石圈強(qiáng)度，盡管青藏高原的地殼厚度在60～75km，是平均地殼的兩倍，但其有效彈性厚度僅40～50km，只能解釋為塑性柔軟的下地殼使剛度大的上地殼和上地幔解耦，減弱了整個巖石圈的機(jī)械強(qiáng)度.反射地震和大地電磁測深得到的地層波速（圖11）支持我們的模擬結(jié)果：經(jīng)度小于90°的高原西南部，縱波速度明顯小于其他地區(qū)，當(dāng)?shù)貙由疃却笥?0km后這個特征更加顯著.

圖4 三維空間域巖石圈撓曲形變模擬流程Fig.4 Flow chart of 3Dspatial flexural modeling of lithosphere

圖5 青藏高原及鄰區(qū)布格異常功率譜隨深度的變化Fig.5 Power spectra of Bouguer anomalies versus depth over the Tibetan Plateau and its vicinity

4 剩余布格重力異常討論

觀測數(shù)據(jù)與理論模型數(shù)值之間的差異可以幫助我們評估本文模擬結(jié)果的有效性.圖12展示了布格異常觀測值（圖2）與理論模擬數(shù)值之間的剩余重力異常特征，中國境內(nèi)的剩余異常約為±15mGal，與實(shí)測重力異常值的絕對誤差約為3%，該剩余異常精度印證了我們模型的可靠性，完全滿足本次構(gòu)造動力學(xué)研究的需求.剩余異常的極大和極小值主要分布在東印度板塊和中亞中國大陸西部，這些地區(qū)往往缺少重力測點(diǎn)數(shù)據(jù)的控制，只有對以上地區(qū)做一些實(shí)地測量以填補(bǔ)其數(shù)據(jù)空白才可以提高模擬精度.

5 來自撓曲模擬的地球模型及深源地震震源解釋

應(yīng)用實(shí)測布格重力異常數(shù)值約束的巖石圈撓曲形變模型顯示了青藏高原及鄰區(qū)莫霍面的起伏變化（圖9）.NEIC（National Earthquake Information Center）和USGS（United States Geological Survey）觀測到的位于研究區(qū)內(nèi)的深部地幔地震的震源深度均大于80km，表明地震主要發(fā)生在上地幔巖石圈內(nèi).為說明青藏高原東西區(qū)域隆升機(jī)制的差異，本文建立了一個新的覆蓋青藏高原及其鄰區(qū)的3D地球巖石圈結(jié)構(gòu)模型.

圖6 不同深度界面的理論布格重力異常（a）研究區(qū)平均深度8km密度界面產(chǎn)生的重力異常，界面上下密度差180kg·m－3；（b）平均深度19km密度界面產(chǎn)生的重力異常，界面上下密度差170kg·m－3；（c）平均深度47km密度界面產(chǎn)生的重力異常，界面上下密度差400kg·m－3；（d）平均深度220km密度界面產(chǎn)生的重力異常，界面上下密度差250kg·m－3.Fig.6 Theoretical Bouguer anomalies at different depths（a）Gravity anomalies at 8km depth with density difference of 180kg·m－3 between the upper and lower layers；（b）Gravity anomalies at 19km depth with density difference of 170kg·m－3；（c）Gravity anomalies at 47km depth with density difference of 400kg·m－3；（d）Gravity anomalies at 220km deep depth with density difference of 250kg·m－3.

圖13展示的即為青藏高原及其鄰區(qū)的3D地球模型，模型垂向幅度較水平方向放大了15倍.模型頂層為地形；中層為莫霍面，彩色圓點(diǎn)表示了1973年至2008年間發(fā)生的、深度介于81～288km的1125次地幔地震的震源中心位置；底部的高傾角層面系震源中心的擬合面，在這個由震源中心展布約束的區(qū)帶以下巖層發(fā)生了脆裂形變.

我們的模擬顯示，青藏高原內(nèi)部的昆侖縫合帶、金沙江縫合帶和班公湖—怒江縫合帶處的斷裂活動僅僅局限于地殼內(nèi)部，沒有深切至地幔.同時，深部地震的分布（圖3）清楚地顯示：絕大多數(shù)深源地震分布在青藏高原的西部，少數(shù)深度介于80～100km的地震事件發(fā)生于雅魯藏布江縫合帶（圖3），在經(jīng)度大于90°的高原東部沒有地幔地震發(fā)生.

6 結(jié)論

據(jù)高精度重力約束的巖石圈撓曲模擬和深源天然地震觀測結(jié)果，得出如下結(jié)論：連接青藏高原西構(gòu)造結(jié)的主要邊界斷裂切穿莫霍面進(jìn)入地幔，嚴(yán)重削弱了該區(qū)域的巖石圈機(jī)械強(qiáng)度，并發(fā)生純剪切構(gòu)造形變；這里的地殼接近局部均衡，厚皮逆沖是地形隆升的主要因素.而與西部不同，青藏高原中東部縫合帶邊界斷層的構(gòu)造形變僅僅局限于地殼內(nèi)部，這里的巖石圈由于塑性柔軟下地殼的作用發(fā)生了構(gòu)造解耦；地殼處于區(qū)域均衡狀態(tài)，下地殼熱物質(zhì)的流動膨脹是地殼隆升的主控要素.

圖7 加載至巖石圈撓曲形變主控方程模擬的內(nèi)部負(fù)載分布，來自下地殼的融熔膨脹的熱物質(zhì)Fig.7 Surface loading distribution stemmed from molten and expanding hot materials of the lower crust，which are loaded to the lithosphere flexural modeling

圖8 加載至巖石圈撓曲形變主控方程的內(nèi)部負(fù)載分布，來自上地幔熱物質(zhì)上涌Fig.8 Surface loading distribution associated with upwelling hot materials of upper mantle，which are loaded to the lithosphere flexural modeling

圖9 實(shí)測布格重力約束的青藏高原及鄰區(qū)理論莫霍面撓曲形變Fig.9 The oretical flexure of Moho constrained by observed Bouguer gravity anomalies over the Tibetan Plateau and its vicinity

圖10 初始巖石圈有效彈性厚度模型Fig.10 Initial model of lithosphere effective elastic thickness

圖11 青藏高原地殼縱波速度（李松林等，2002；李秋生等，2003；Jiang et al.，2006；劉明軍等，2008；Zhang et al.，2011a，2011b，2013；Teng et al.，2013；Wang et al.，2013）（a）40km深度地殼縱波速度；（b）50km深度地殼縱波速度；（c）60km深度地殼縱波速度；（d）70km深度地殼縱波速度.Fig.11 Compressional velocity of crust over the Tibetan Plateau（Li et al.，2002；Li et al.，2003；Jiang et al.，2006；Liu et al.，2008；Zhang et al.，2011a，2011b，2013；Teng et al.，2013；Wang et al.，2013）（a）Compressional velocity at 40km depth of crust；（b）Compressional velocity at 50km depth of crust；（c）Compressional velocity at 60km depth of crust；（d）Compressional velocity at 70km depth of crust.

圖12 觀測布格異常和3D空間域巖石圈撓曲模擬的理論布格異常間的剩余重力異常Fig.12 Residual gravity anomalies between the observed Bouguer anomalies and the theoretical Bouguer anomalies derived from 3Dspatial flexural modeling of the lithosphere

圖13 青藏高原及其鄰區(qū)的3D地球模型（垂向比例幅度較水平方向放大15倍）模型頂層為地形高程，中部為莫霍面，由南至北的高角度傾斜面代表印度巖石圈俯沖，俯沖帶分布受莫霍面以下深源地震震源中心深度（彩色圓點(diǎn)）的控制.1125個地震來自NEIC和USGS記錄的1973年—2008年間震源深度在81～288km的深地震.Fig.13 3DEarth model of the Tibetan plateau and its vicinity（The vertical exaggeration is 15times the horizontal scale）The top horizon is topography and the middle horizon is Moho.The high angle diving horizon from south to north represents the subducting Indian mantle lithosphere，and the diving horizon is constrained by the earthquake focal depths below Moho（balls in color）.There are 1125deep earthquakes from 1973to 2008with focal depths from 81to 288km.The earthquake data are from NEIC and USGS.

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