〔作者简介〕 魏聪敏, 女, 1994年生, 现为中国地震局兰州地震研究所固体地球物理学专业在读硕士研究生, 研究方向为GPS地壳形变观测, 电话: 13051467088, E-mail: 15554186885@163.com。
西秦岭-松潘构造结下地壳黏滞系数的定量化研究是理解青藏高原东缘及东北缘动力过程的基础。 为进一步认识该区域岩石圈动力学的演化过程, 建立下地壳流与不同时间尺度岩石圈变形特征的相互联系, 文中以下地壳管道流模型为基础, 利用地貌形态估算下地壳的黏滞系数, 探讨深部岩石圈流变学过程如何作用于上地壳形变和构造地貌特征; 同时结合GPS速度场分析现今的地壳形变, 进一步研究区域弥散构造变形过程。 结果表明: 1)若尔盖-红原盆地北侧及东北侧下地壳的黏滞系数小于东侧及东南侧; 2)下地壳流具有向NE低黏滞系数区流动的趋势, 较好地解释了该区域的造山运动过程、 弧形等高线分布及“V”形展布断裂的发育; 3)GPS数据揭示的现今地表运动方向与黏滞系数反演的下地壳历史演化方向一致, 说明下地壳与上地壳可能具有良好的耦合特征。 研究结果最终为解释不同走向和性质的断裂系发育、 造山带形成、 宏观地貌发育特征以及深入探讨青藏高原东北缘岩石圈的流变学和隆升动力学提供了依据。
The western Qinling-Songpan tectonic node is located at the intersection of three major tectonic units of Tibetan plateau, the South China Block and the Ordos Block, and is at the forefront of the northeastern margin of Tibetan plateau. It has unique geological and dynamic characteristics from the surface to the deep underground. Based on the model for ductile flow in the lower crust, the geomorphological form is used to estimate the viscosity of the lower crust, and how the rheological process of the deep lithosphere acts on the upper crust deformation and structural geomorphology. And combined with GPS velocity field data, the current crustal deformation is analyzed to further study the regional dispersive deformation process. The results show that the viscosity of the north and northeast of the Zoige-Hongyuan Basin is smaller than that of the east and southeast. Therefore, the lower crust flow has a tendency of flowing to the northeastern low viscosity zone. We believe that when the lower crust flows from the central plain of the Qinghai-Tibet Plateau to the rigid Sichuan Basin with a higher viscosity of the lower crust, it cannot flow into the basin, and part of the lower crust flow accumulate here, causing the upper crust to rise, and the uplifting led to the formation of the Longmen Mountains and a series of NNE-striking faults as well. When the lower crust flows to the northeast direction with a low viscosity, the brittle upper crust is driven together. Because of the remote effects from the Ordos Basin and the Longxi Basin, the mountains in this region are built slowly and the stepped arc-shaped topography of the current 3 000-meter contour line and the 2 000-meter contour line are developed. At the same time, a series of NWW-trending left-lateral strike-slip faults are developed. This explains the seismogenic tectonic model of the western Qinling-Songpan tectonic node as from NWW-trending left-lateral strike-slip faulting to the NNE-trending right-lateral strike-slip faulting and both having a thrust component. The current crustal movement direction revealed by the GPS velocity field is consistent with the direction of historical crust evolution of the lower crust revealed by the viscosity, implying that there is a good coupling relationship between the lower crust and upper crust. The results provide a basis for studying the development of fault systems with different strikes and properties, the formation of orogenic belts, the macroscopic geomorphological evolution characteristics, and the rheological and uplift dynamics of the lithosphere in the northeastern margin of the Tibetan plateau.
In addition, our research differs from the previous studies in the spatial and temporal scale. Previous studies included either the entire Qinghai-Tibet Plateau or only the eastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau. However, our analysis on the contours and topographical differences in the topography of the western Qinling-Songpan tectonic knot reveals that the study area is controlled by the lower crust flow. Our results are confirmed by various observations such as seismology, magnetotellurics and geophysical exploration. Moreover, the previous studies did not point out enough that the elevation contours are elliptical, and the elliptical geomorphology further illustrates that the formation and evolution of the Qinghai-Tibet Plateau has rheological characteristics and also conforms to the continuous deformation mode. Meanwhile, in terms of time scale, the evolution time of the study area is divided into three types of simulation time according to geochronology. And the GPS velocity field is introduced to observe the present-day crustal deformation.
20世纪80年代以来, 大量研究者给出了青藏高原不同的变形模式, 主要有刚性块体模型(Tapponnier et al., 1976, 1982; Avouac et al., 1993)、 连续变形模型(England et al., 1982, 1985, 1986; Houseman et al., 1986)与地壳流模型(Bird, 1991; Royden et al., 1997; Clark et al., 2000)等。 同时, 许多研究人员通过岩石力学实验预测中地壳或下地壳可能存在弱黏性区, 将其与脆性的上地壳分开(Goetze et al., 1979; Brace et al., 1980; Kirby, 1983), 并且许多地球物理学观测结果也表明地壳存在黏滞性(Jin et al., 1994; Makovsky et al., 1996; Nelson et al., 1996), 因此下地壳弱黏性层能够在地质时间尺度上流动(Block et al., 1990; Bird, 1991; Kruse et al., 1991; Wdowinski et al., 1992)。
青藏高原东北缘地区是否存在下地壳流一直存在争议。 虽然青藏高原东北部(特别是西秦岭-松潘构造结附近)与喜马拉雅山脉不同, 其没有足够的结构、 变质、 温度测量和地质年代学数据等下地壳流模型的证据(Searle, 2015), 但在地震学领域, 无论是利用接收函数方法(Liu et al., 2015)、 环境噪声层析成像(Yang et al., 2010), 还是利用区域地震衰减层析成像(Bao et al., 2011)进行分析, 结果均证明青藏高原东北部存在中下地壳流(潘佳铁等, 2017)。 另外, 利用地球物理学方法, 例如建立二维黏弹塑性有限元模型(尹力等, 2018)以及地壳三维密度图像分析(杨文采等, 2017)等, 其结果也支持青藏高原下地壳物质流动已到达青藏高原东北缘的假说。
近年来, 以Poiseuille流和Couette流模型为基础的下地壳流动模型是青藏高原变形数值模拟的研究热点。 下地壳流变学在控制地壳形变方面发挥着重要作用, 估算下地壳的流变参数可以探索构造变形与地形之间的关系(Clark et al., 2000)。 黏滞系数是反映地球介质流变特性的重要参数之一(王庆良等, 1997), 前人已对青藏高原岩石圈下地壳的黏滞系数进行了反演与估计, 并开展了系统性的研究与分析。 目前, 估算黏滞系数主要有2种方法: 1)通过GPS及InSAR等大地测量方法观测震后形变以求得黏滞系数(Ryder et al., 2007, 2010, 2011; Diao et al., 2018); 2)通过地形地貌解析方法, 以物理学概念中的流体力学理论获得黏滞系数(Clark et al., 2000)。
西秦岭-松潘构造结位于青藏高原东北部, 研究其周缘的黏滞系数可为该区域下地壳流模型提供重要的参数和依据, 以便进而分析青藏高原东北缘的造山机制等。 在西秦岭-松潘构造结南部发生2008年汶川MS8.0地震及2017年九寨沟MS7.0地震后, 国内研究者开始对2次地震的震后形变过程开展深部流变学参数研究(Diao et al., 2018); 而历史文献记载西秦岭-松潘构造结北部, 即西秦岭北缘断裂以南的甘东南毗邻地区发生过多次破坏性地震, 包括离逝时间约2 200a的186BC甘肃武都7~7 1/4级地震(袁道阳等, 2007a)、 离逝时间> 130a的1879AD武都南8级大地震(顾功叙, 1983; 冯希杰等, 2005; 侯康明等, 2005)等。 由于该区无有效大地测量等地壳震后形变数据, 很难通过震后形变研究方法对下地壳黏滞系数进行有效约束。
因此, 本文以下地壳管道流模型为基础, 采用地貌解析方法估算西秦岭-松潘构造结及邻区的下地壳黏滞系数, 从而推断下地壳流流动的优势方向, 并进一步讨论深部岩石圈流变学过程。 同时, 利用GPS速度场分析该区域的地表变形和弥散构造变形, 进而对比分析地表与深部研究结果, 探讨深部岩石圈流变与地表变形、 构造地貌演化的匹配关系。
新生代以来, 印度板块向欧亚板块俯冲碰撞导致青藏高原快速隆升、 高原周边强烈变形, 形成现今高原内部和周边的地貌格局(Molnar et al., 1975)。 西秦岭-松潘构造结(图 1)位于青藏高原、 华南地块、 鄂尔多斯地块三大构造单元的交会地带, 又处于青藏高原东北缘扩展的前缘部位, 属于地壳尺度上的巨型构造结, 总体呈倒三角形, 具有独特的从地表到深部的地质与动力学特征(张国伟等, 2004)。 该区地质构造背景复杂, 在印支期以来大量先存构造的基础上, 北侧的西秦岭地区主要发育NW向和NE向2组活动断裂, 组成独特的“ V” 字弧形构造(袁道阳等, 2004; 郑文俊等, 2016; 张波等, 2018); 南侧主要发育了东昆仑尾端帚状散开的弧形构造系, 包括龙日坝断裂、 岷江断裂和虎牙断裂等(Ren et al., 2013)。 断裂的几何展布情况也充分体现了青藏高原向外扩展时与华南块体和鄂尔多斯块体的相互作用。 区域内构造活动强烈, 是南北地震带北段8级大地震最集中的区域, 地震灾害严重(张培震等, 2013)。 历史上发生过多次7级以上大地震, 如1654年天水南8级地震(韩竹军等, 2001; 杨晓平等, 2015)、 1879年武都南8级地震(顾功叙, 1983; 侯康明等, 2005; 冯希杰等, 2005)、 2008年汶川MS8.0地震(张培震等, 2009; Zhang, 2013)、 186BC武都7~71/4级地震(袁道阳等, 2007a)、 1976年松潘7.2级地震、 1933年叠溪7.5级地震(Ren et al., 2018)等。 因此, 结合活动断裂运动特征和震源机制解, 同时利用GPS速度场分析西秦岭-松潘构造结及其邻区现今的地壳形变机制, 可进一步研究区域弥散构造变形过程。
西秦岭-松潘构造结既是高原边缘的构造交会区, 也是地形地貌的过渡区。 构造结北部的西秦岭为青藏高原向黄土高原的过渡区, 构造结东南侧的龙门山为青藏高原向四川盆地的过渡区。 过渡区地形起伏度极大, 山大沟深, 发育有白龙江、 白水江、 涪江、 岷江和洮河等大型河流。 地貌被严重地侵蚀破坏, 例如仅美武高原保留较完整的一块主夷平面, 武都地区残留多级岩溶夷平面(陈洪凯等, 1997; 潘保田等, 2002)。 差异地貌明显, 多以深大断裂为边界, 例如西秦岭北缘断裂为西秦岭和陇西盆地的宏观地貌边界, 龙门山断裂、 虎牙断裂为松潘构造结与四川盆地的边界(Chen et al., 1994; Tian et al., 2018)。 基于下地壳流模型对构造结复杂的地形地貌进行解析, 可研究松潘-西秦岭构造结及邻区的下地壳黏滞系数, 结合GPS速度场, 综合讨论深部岩石圈流变学过程。
本文采用地形地貌解析方法, 使用SRTM地形数据估算西秦岭-松潘构造结及邻区的下地壳黏滞系数。 地形地貌解析方法将板块碰撞导致青藏高原整体隆升的变形简化为一种可以以量化形式表达的重力加载过程以模拟岩石圈变形的过程, 为青藏高原下地壳流概念的提出和相关定量参数的获取提供依据。 首先, 以若尔盖-红原盆地为中心, 采集了解析半径约350km的9条呈扇形分布的地形条带(图 2); 然后, 通过下地壳管道流模型反演一系列空间均匀的下地壳黏度的地形剖面, 并与真实的条带状剖面地形梯度变化特征进行拟合比较(图 3); 最终, 选择与真实地形剖面最吻合的剖面的黏滞系数结果作为此区域的下地壳黏滞系数。
Clark等(2000)提出的下地壳管道流模型将下地壳看作一个厚度均匀的通道, 在这个通道中地壳物质可随着横向压力梯度变化而流动, 进而引起地形变化。
在二维模型中, Turcotte等(1982)假设牛顿流体通过厚度为h的通道时, Poiseuille流在通道顶部和底部的流速为0, 而通道中物质的流动速度(u)与黏滞系数(μ )、 横向压力梯度
通道中物质的流量(U)可通过速度在厚度上的积分获得:
同时, 流量与地壳厚度(c)随时间(t)的变化有关:
模型假设通道中的横向压力梯度仅是地形的函数, 即p=ρ cgT(x)。 同时引入Airy模式的地壳均衡假说, 即将地形所增减的质量补偿于山根或反山根。 Airy模型表明, 大陆上山根的大小(M)与地形高程(T)线性相关, 即M=
随着下地壳中地壳物质的流动, 地形高程随时间的变化可表示为
其中, T(x)为地形高程的函数, ρ m为地幔密度(3 300kg/m3), ρ c为地壳密度(2 600kg/m3), g为重力加速度, μ 为黏滞系数。 根据地震学及大地电磁数据获得的中下地壳中低速、 低阻的软弱层结果(Zhang et al., 2010; Yang et al., 2012; 朱介寿等, 2017), 设定通道厚度h为20km, 并假定黏滞系数在同一剖面并不随空间距离而变化。
前人的研究(Harrison et al., 1992; Clark et al., 2000)假定20Ma BP青藏高原在该区域发生隆升, 但本文将分为3类时间尺度对研究区内的9条剖面进行模拟。 首先, 对于共和盆地、 循化盆地及贵德盆地附近的青海南山和拉脊山等山系, 根据前人利用地磁地层学(Zhang et al., 2012)以及碎屑锆石U-Pb年代学研究(Lease et al., 2007)得到的6~10Ma BP开始隆升的结果, 假定剖面A— C穿过的区域在10Ma BP开始隆升。 其次, 据Yuan等(2013)的研究结果可知, 约15Ma BP以来青藏高原东北缘NE-SW向甚至ENE-WSW向加速缩短变形, 模拟剖面D— F穿过的西秦岭等区域在15Ma BP开始隆升。 最后, 关于龙门山区域存在的差异隆升, 侯明才等(2012)对磷灰石和锆石的裂变径迹年龄进行分析, 认为龙门山南段在38~10Ma BP发生快速隆升、 北段在10~0Ma BP快速隆升; 此外, 唐哲民等(2011)对龙门山中、 南段测定的结果表明其在20Ma BP左右开始快速隆升。 因此, 针对剖面G— I的位置, 我们模拟其在10Ma BP开始隆升。
地形高程随时间的变化是下地壳流流动的结果。 通过输入地形剖面数据可由以上模型公式反演获得下地壳的黏滞系数, 进而可推理下地壳流在地质学时间尺度上如何作用于现今构造地貌形态, 并最终揭示出构造运动的历史过程。
由于下地壳黏滞系数仅能反映中— 新生代以来地壳深部的动力学特征, 为了在不同时空尺度上分析西秦岭-松潘构造结的演化过程, 引入GPS速度场观测现今地壳的形变过程, 并开展对比分析。
本文使用的GPS观测数据来源于中国大陆构造环境监测网络(CMONOC)二期工程以及国际GNSS服务提供的部分IGS观测数据。 GPS观测数据包括2009年以来西秦岭-松潘构造结附近所有的连续GPS数据与2009、 2011、 2013、 2015、 2017年的流动GPS观测数据。 另外, 汶川地震前1999— 2007年的GPS速度场结果采用王敏(2009)解算的速度场结果; 2009— 2018年的GPS速度场结果则由作者自行解算得到。
GPS数据处理分为3个主要步骤: 首先, 使用GAMIT程序中的单日松弛解处理, 将区域观测数据与全球IGS站的数据合并解算, 得到待估坐标及其协方差矩阵; 然后, 将上步获得的单日松弛约束解与SOPAC(Scripps Orbital and Position Analysis Center)提供的ITRF2014全球框架解通过GLOBK软件进行合并, 获得在ITRF2014参考框架下的合并解; 最后, 利用GLOBK软件, 通过卡尔曼滤波程序估算站点的位置与速度。
经过以上处理的速度场数据以ITRF2014全球框架为参考框架, 不能直观地反映研究区西秦岭-松潘构造结及邻区的地壳形变。 因此, 需将速度场的参考框架由ITRF2014全球框架转换为天水-成县块体区域参考框架, 尽可能地最小化块体内部的稳定运动, 以观察西秦岭-松潘构造结相对天水-成县块体的地壳运动趋势。
西秦岭-松潘构造结南部为松潘-甘孜地块, Xie等(2013)通过地震学研究认为其下地壳处于部分熔融状态, 平均海拔为4~5km, 与周围山体的高差不大, 而下地壳黏滞系数的估计主要考虑研究区内最高、 最低点的海拔高度及其之间的距离等构成曲线的参数。 西秦岭-松潘构造结由于受到印度板块NE向的推挤作用而发生造山过程, 形成了阿尼玛卿山、 太子山、 光盖山-迭山和岷山等新生代造山带, 因此拟合曲线的起始点为地形梯度变化较大的区域, 多为新生代造山带的最高点。 Clark等(2000)与Wang等(1998)均认为最大地形包络线是先前抬升面在现今的高程位置, 因此本文选取新生代造山带的最大高程点与区域地形的最低点作为图 3 中各个剖面拟合红线的起点和终点, 以约束下地壳黏滞系数。
我们首先分析了若尔盖盆地北侧、 西北侧跨越拉脊山、 共和盆地、 龙羊峡的3条剖面(A— C)的地貌形态, 确定了青藏高原东北缘的流变学边界特征, 或若尔盖盆地下地壳流变物质对其北侧地壳的影响范围; 其次, 分析了东北侧、 东侧及东南侧6条地形剖面(D— I)的形态, 并与采用不同黏度系数的下地壳管道流模型计算得到的地形剖面结果进行对比, 得到的结果为(表1): 黏滞系数μ 沿6条剖面的顺时针方向(D— I)增大, 变化范围为9× 1018~1× 1020Pa· s。 该结果可理解为若尔盖盆地北侧及东北侧下地壳管道流物质具有低黏度的性质, 东南侧地区下地壳管道流物质可能具有高黏滞系数的特征。
由于若尔盖盆地北侧、 东北侧的下地壳黏滞系数小于其东侧及东南侧(图 3), 这在一定程度上说明若尔盖盆地向N或者NE向推挤变形, 即西秦岭-松潘构造结北部(即甘东南地区)的下地壳有向NE流动的趋势。
对比1999— 2007年与2009— 2018年期间的GPS速度场结果(图4)可知, 相对于天水-成县块体的结果显示2008年汶川地震之前GPS在西秦岭-松潘构造结区域并没有观测到明显的地壳缩短现象, 揭示龙门山断裂处于完全闭锁状态; 汶川地震发生之后, GPS速度场在龙门山断裂和3km等高线区被明显划分为的2个区域, 2017年九寨沟MS7.0地震和2013年岷县漳县MS6.6地震就发生在闭锁3km等高线附近(图 2 中的红色等高线)。 汶川地震破裂可能触发或加速了龙门山以北3km等高线区的应力积累和释放过程。
研究结果表明, 西秦岭-松潘构造结及邻区东南侧的下地壳黏滞系数最高, 向W、 向N逐渐减小。 式(1)说明黏滞系数与流动速度呈反比, 即黏滞系数越大则越不容易流动。 因此, 下地壳流体无法向构造结东南侧流动, 而是向黏滞系数较小的NE向流动。 研究结果表明青藏高原东北缘下地壳流向NE的弥散扩散运动也影响了西秦岭-松潘构造结及其邻区。 下地壳流向NE的扩散导致在西秦岭形成一系列向NE凸出的断裂, 且具有明显的逆冲性质, 如临潭-宕昌断裂等, 并在东侧产生SN向或NE向的逆走滑断裂, 如岷江断裂和哈南-稻畦子断裂等; 更南侧发育具有右旋性质的NE向断裂, 如龙日坝断裂和龙门山断裂。 此模型解释了西秦岭-松潘构造结发育不同走向、 不同性质的活动断裂系和非常频繁、 密集的大震活动的原因。
阿尼玛卿造山带的隆起导致东昆仑断裂的左旋走滑速率向E逐渐降低, 并转换发育了西秦岭-松潘构造结东缘的褶皱造山带, 内部存在若干条左旋走滑到逆冲的弧形转换断裂带。 这些断裂带具有极低的滑动速率且广泛平行分布, 与造山带地形地貌有很好的匹配。 同时, 西秦岭北缘断裂在通过阿尼玛卿山的弧形构造转换过程中吸收了一部分来自青藏高原中南部向N推挤变形的应变能量, 在断裂处于强闭锁的状态下, 可能会导致东昆仑与西秦岭北缘断裂带的次级走滑逆冲断裂带发生地震, 2013年甘肃岷县漳县MS6.6地震正是在这样的构造背景下发生的位于走滑逆冲转换部位(葛伟鹏, 2013)的、 靠近断层面脆性层底部的一次破裂事件。 其发生在临潭-宕昌断裂和西秦岭北缘断裂之间的弧形逆冲变形带上, 从震源机制解来看(图 1), 主要以逆冲为主, 伴随有非常微弱的走滑分量, 可以认为此次地震反映了西秦岭北缘断裂带周边次级断裂的破裂过程。 因此, 阿尼玛卿造山带的形成与演化过程能够影响整个西秦岭-松潘构造结的形成、 发展和演化。
临潭-宕昌断裂、 迭山-光盖山断裂、 白龙江断裂及塔藏断裂等一系列弧形断裂构造与褶皱的形成, 可以解释为是在较长的地质学时间尺度(30~10Ma)内受到若尔盖盆地下地壳流沿着低黏度梯度和热梯度 N20° ~30° E向区域运动演化的结果。
然而, 以上结论仅限于以若尔盖盆地为中心的半径约200km的东侧及东北侧局部范围内。 在西北一侧, 有研究表明10Ma BP以来存在1次快速隆升过程, 例如临夏盆地自7.8Ma BP起至1.8Ma BP持续堆积, 随后随着黄河、 大夏河的出现, 开始河流下切侵蚀和堆积风成黄土的过程, 最终形成现有地貌(袁道阳等, 2007b); 贵德盆地约8.2Ma BP起快速持续隆升(宋春晖等, 2001); 共和盆地附近的青海南山和拉脊山等山系在6~10Ma BP开始隆升(Zhang et al., 2012)。 本文假设根据年代学数据对盆地堆积时间的估计即为区域高原演化的平均时间, 而地表河流等侵蚀发生的时间和区域相对本研究而言时间和空间尺度较小, 对下地壳黏滞系数结果的影响可以忽略不计。 而西北一侧由于受到东昆仑断裂及鄂拉山和拉脊山隆起等影响, 引发下地壳中可能存在的多个黏滞系数不同的流变介质流动, 进而导致EW向的挤压变形。 因此, 上述断裂的形成与此次快速隆升事件的关系仍需开展深入研究。
前人通过大地测量学观测青藏高原内部及周缘地震的震后变形, 给出了相关区域的下地壳黏滞系数。 例如, 王庆良等(1997)估计通海、 炉霍、 共和地震的震后指数松弛特征时间平均为5a, 假定地壳的剪切模量为4× 1010Pa, 则可得到地壳的黏度为6.3× 1018Pa· s; 沈正康等(2003)在研究东昆仑活动断裂近70a 5次7级以上地震间的黏滞应力触发时采用王庆良等(1997)的研究结果, 取中下地壳的黏滞系数为6.3× 1018Pa· s。 我们通过松弛时间和黏滞系数的关系式τ R=2η /μ 可发现, 6.3× 1018Pa· s对应了约10a的松弛时间。 同时, 万永革等(2003)认为上地壳为孕震脆性层, 黏度不可能很低, 估计为2.0× 1019Pa· s; Ryder等(2007)在研究玛尼地震时给出的黏滞系数为4× 1018Pa· s; Ryder等(2010)等对西藏改则地震的震后余滑进行了研究, 取中— 下地壳的黏滞系数3× 1017Pa· s作为Maxwell半空间模型的输入参数; Ryder等(2011)使用Burger体流变学模型对2001年MW7.8可可西里(昆仑山)地震的震后余滑和黏弹性松弛等进行研究, 得到下地壳震后初期的瞬态黏滞系数和经过若干年后的稳态黏滞系数分别为9× 1017Pa· s和1× 1019Pa· s, 并与玛尼地震的流变学参数进行对比, 得到流变学黏滞系数的有效约束为5× 1017Pa· s。 王晓芳等(2012)通过大量模拟发现, 发生管道流动的下地壳物质黏滞系数在青藏高原东部区可能为(1~5)× 1018Pa· s到(1~4)× 1020Pa· s; 杨辉等(2013)模拟了青藏高原通道流模型, 认为青藏高原上、 中地壳之间存在一低速层, 深度为(20± 5)km, 与本文的反演结果基本一致; 孙玉军等(2013)认为青藏高原存在着厚度最大、 强度和等效黏滞系数最低的下地壳, 并根据其厚度20~30km、 强度约0.1MPa, 得到其等效黏滞系数只有1018~1021Pa· s。 上述研究表明, 随着对青藏高原中下地壳流变学特性研究的不断深入, 不同方法得到的黏滞系数和对变形特征的认识及观点趋于一致。
约45Ma BP以来, 印度与欧亚大陆的碰撞导致了喜马拉雅山脉的迅速隆起以及地势高但地形起伏并不大的中央高原的发展(Le Fort, 1975; Molnar et al., 1975)。 其中, 中央高原如此平坦可归因于低强度的岩石圈阻止了由地形梯度产生的侧向压力梯度。 侧向压力梯度是由地壳内部的厚度或密度不均而引起的, 而在下地壳足够弱的情况下, 它将通过下地壳管道流动而变形(Bird, 1991; Royden, 1996; Bott, 1999; Beaumont et al., 2001)。 压力驱动下的流动可使上、 下地壳存在差异性增厚现象, 并且可能在超过100km的距离内进行地壳的长距离转移(Synder et al., 1986; Block et al., 1990; Schmeling et al., 1990; Kruse et al., 1991; Marquart, 1991; Royden et al., 1997; Clark et al., 2000, 2005; McQuarrie et al., 2000)。 因此, 中央高原的形成可具体归因于低黏度层的发展。 中下地壳低黏度层的存在也得到了高原区域下方高温流(Hu et al., 2000)、 高反射体和高导电体(Nelson et al., 1996)等证据的支持。 根据上述不同方法得到的青藏高原的黏滞系数结果, 认为侧向压力梯度驱动着具有约1018Ps· s数量级黏滞系数的中央高原下地壳流向不同方向扩展, 但下地壳流是否扩展到青藏东北缘一直饱受争议。 由黏滞系数结果反映的下地壳流动过程表明, 中央高原的下地壳流已经流入西秦岭-松潘构造结, 并向NE流动。
通过地貌解析法得到的黏滞系数属于长时间尺度的地球深部动力驱动结果, 而GPS速度场揭示的现象属于现今短时间尺度的上地壳运动过程。 根据西秦岭-松潘构造结黏滞系数由北向南逐渐增大的趋势, 可以推测下地壳流从青藏高原扩散过程中经过西秦岭-松潘构造结时在东南侧被黏滞系数较大的四川盆地的阻隔, 进而开始快速的造山运动。 下地壳流转而往黏滞系数较低的NE向运动时, 带动脆性的上地壳一起向坚硬的鄂尔多斯地块、 阿拉善地块方向运动, 受到远程效应在区域内缓慢造山, 形成了现今3km等高线和2km等高线的阶梯弧形地势展布(图 5)。 为了确定现今的地壳运动方向, 我们引入了GPS速度场结果, 发现GPS数据揭示的现今地壳运动方向与黏滞系数揭示的下地壳运动演化方向一致。 综合1976年以来6级以上地震的震源机制解结果也可发现, 大地震均发生在3km等高线附近。
另外, 前人的研究或囊括了整个青藏高原(Clark et al., 2000), 或仅针对青藏高原东缘(王晓芳等, 2012), 本文的研究与前人在空间尺度上存在差异。 本文对青藏高原东北缘, 特别是对西秦岭-松潘构造结在地形地貌上的等高线分析和地形差异分析揭示出研究区受控于下地壳流, 并被多种观测结果所证实, 如地震学、 大地电磁和地球物理探测等。 同时, 在地形地貌方面, 前人的研究并未过多指出高程等高线呈椭圆形, 而椭圆形的地貌形态进一步说明青藏高原的形成演化过程具有流变特性, 也符合Zhang等(2004)提出的连续形变的模式, 未来值得针对此地区进行进一步研究与讨论。 同时, 在时间尺度上本文将研究区域按照地质年代学等给出的演化时间分为3类给定的不同的模拟时间, 并且引入GPS速度场观察现今地壳形变, 进行了古今对比。
地壳流动发生在地壳深部数十km以下的下地壳处, 限于现今技术无法直接进行观测。 目前, 了解下地壳流动力学如何作用于地貌形态和地壳变形是研究下地壳活动的重要途径。 本文主要通过地貌形态估算的下地壳黏滞系数结果(Ma尺度)和GPS速度场显示的地壳形变结果(10a尺度), 深化了对西秦岭-松潘构造结地区岩石圈动力学演化的认识, 建立下地壳流与不同时间尺度岩石圈变形特征的相互联系。
(1)西秦岭-松潘构造结周缘下地壳黏滞系数自东南侧四川盆地区域的1× 1020Pa· s, 逆时针向西秦岭等区域逐渐减小到9× 1018Pa· s, 下地壳具有向NE流动的趋势。
(2)现今GPS速度场揭示的上地壳形变结果与下地壳黏滞系数反演的下地壳流流动方向一致, 可以认为汶川地震后的GPS形变场揭示的西秦岭-松潘构造结及邻区的下地壳与上地壳耦合良好, 下地壳现今仍有NE向的流动趋势, 带动上地壳运动进而发生相关变形, 10a尺度的GPS速度场与青藏高原东缘及东北缘地区现今的造山过程匹配良好。
(3)研究结果可以较好地解释西秦岭-松潘构造结及其周边造山带的形成、 不同走向和性质断裂带的发育、 发震构造模型和地形梯度特征等。
致谢 国家重大科学工程“ 中国大陆构造环境监测网络” 为本文提供了GPS观测资料; IGS数据中心提供了全球IGS站资料; Robert King提供了GAMIT/GLOBK软件; Wessel等(1998)提供了GMT软件。 在此一并表示感谢!
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