台阵地震学实验室
Laboratory of Lithospheric Seismic Array
中国地震局地质研究所 地震动力学国家重点实验室 State Key Laborotary of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, CEA
地壳通道流和跨断层应变分区共同协调的青藏高原东扩
（刘启元研究员科研团队，地震动力学国家重点实验室）
多年来，青藏高原变形方式及其动力学一直是国际地球科学科学研究的前沿和重点。相关的争论尚未完结。近年来，作为青藏高原东扩的关键通道，川西高原成为青藏高原动力学研究关注的焦点。2014年3月，国际著名学术刊物Nature Geoscience第3期发表了以我所刘启元研究员为第一作者的研究论文?地壳通道流和跨断层应变分区共同协调的青藏高原东扩?。该文首次利用在川西高原密集布设的宽频带流动地震台阵揭示了台阵下方100公里深度范围内的高分辨率地壳上地幔三维S波速度结构，对青藏高原东扩的变形方式和动力学，地壳结构对2008年汶川大地震及研究区内地震活动的控制作用等问题提出了新的重要认识，有力地证明了密集宽频带流动地震台阵对大陆动力学研究具有不可替代的作用。该文发表后立即引起了国内外学术界的广泛关注。
全文如下:
大约50个百万年前，印度板块与欧亚大陆开始发生碰撞，并由此造就了青藏高原。但是，有关青藏高原变形方式的争论并未完结，并引发了在相关地区众多的地质、地球物理研究。在青藏高原东南部，由于不同构造单元的相互作用，该地区成为中国地震活动最活跃的地区之一（图1），并成为青藏高原动力学研究关注的焦点。地壳通道流模型成功地解释了四川盆地以西地壳的缓慢横向变形以及新第三纪缺乏实质性缩短与横跨龙门山高海拔和陡峭地形之间的矛盾。这一动力学模型得到了高电导率，低剪切波速以及地震各向异性随深度变化等研究结果的支持。但是，地壳通道流模型的有效性遭到了众多质疑（特别是2008年汶川地震之后）。对于青藏高原隆升和扩展的机制依然莫名其妙。在相当程度上，形成这种状况的原因在于二维剖面观测外推造成的不确定性，单独数据集解释的非唯一性，以及由于空间分辨率不足造成的地震学成像给出的深部构造难以客观、有效地与地表地质观测联系起来。事实上，理解青藏高原东部动力学需要对三维地壳结构的地震学约束，在较大的空间和深度范围上具有比迄今为止更高空间分辨率。利用前所未有的，在青藏高原东南部密集布设的，由大约300地震台站组成的地震台阵观测数据，我们现在已可以得到这种认识（图1）。
图1 a研究区的主要地质、地形和地震构造特征；b川西台阵的宽频带流动地震台站的分布
图1a展示了研究区的主要地质、地形和地震构造特征，并展示了不同构造单元（松潘，康定，滇中，四川盆地）的相互作用及其内部变形，它们被具有地壳尺度的边界断层（鲜水河，龙门山，丽江，安宁河-则木河-小江断裂）所分割。图1a表明，研究区内的大多数强震均发生在这些边界断层上；以鲜水河断裂和安宁河-则木河-小江断裂为界，地壳向东运动的速率具有明显的分区性。在研究区南部（康定和滇中地块，它们构成了所谓的川滇块体），地壳的快速水平运动约17毫米/年，并显示了围绕东喜马拉雅构造结的顺时针转动。在研究区北部（松潘地块），地表位移缓慢并呈现向东逐步递减的特征。在龙门山断裂带附近，地壳缩短速率已经小于3毫米/年。
图1b给出了在川西地区密集布设的（台站间距10～30公里）近300个流动宽频带地震台站的位置。根据2007～2009年川西台阵记录的波形数据，我们利用P-接收函数与环境噪声面波相速度频散的非线性联合反演方法，研究了地壳和上地幔剪切波速的三维变化。我们得到的三维模型与人工地震折射/宽角反射得到的二维地壳模型一致（补充材料，图12）。与之不同的是，我们的结果提供了大面积高分辨率的探测结果，避免了二维剖面插值的不确定性。
通过一系列不同深度上的横向剖分，图2展示了研究区三维地壳的非均匀变化。在地壳浅部（图2a），川西台阵数据揭示了四川盆地的低速沉积盖层，康定地块的高速异常，以及松潘，滇中和扬子地块相对均匀的介质参数变化。图2b表明，沿鲜水河断裂带及理塘断裂西部的香格里拉地区，上地壳为低速，而图2b中的高速区与峨眉山大火成岩省相对应。图2c显示，中地壳最引人注目的特征是康定地块的低速异常，它穿过丽江断裂并进入了滇中地块。与之成为鲜明对照的是，松潘地块为中等低速区，四川盆地表现为相对的高速。扬子地块则显示了弱的、在空间上变化的低速异常。图2d-f表明，在50～80公里深度范围，龙门山断裂和丽江断裂构成了东部高速地壳上地幔（克拉通）向西部低速地壳上地幔急剧变化的边界。但是，横跨鲜水河断裂带，地壳上地幔的速度结构仅有细微的差别。图2表明，龙门山断裂和丽江断裂构成了青藏高原与扬子克拉通之间的主要构造边界，以至于直到下地壳的深度，青藏高原与扬子克拉通之间的速度结构仍具有明显的横向差异。
图2研究区地壳上地幔不同深度的S波速度结构
垂直剖面进一步说明了从扬子克拉通（包括四川盆地）相对简单的岩石圈向构造复杂的青藏高原的过渡方式。剖面的选择（图3）主要基于通道流模型的预测：剖面A-A'跨越龙门山断裂，从青藏高原到四川盆地，沿该剖面的海拔高度急剧下降；B-B'剖面则沿着较为平缓的地形，从青藏高原进入云南。我们注意到，下面将要讨论的构造特征在其它的垂直剖面也十分清晰。
图3沿A-A’和B-B’剖面的垂向地壳上地幔S波速度结构
在讨论跨主要边界断层的结构变化之前，我们有以下的一般性观察。首先，图3给出了龙门山断裂和丽江断裂以东地壳底部的径向波速变化，不难看出，莫霍面非常清晰（白线）。接收函数剖面进一步给出了相应的证据（补充材料，图4，图5）。第二，这些断层的西面，具有地壳波速的介质一直延伸到了更大的深度，同时接收函数剖面缺乏鲜明的莫霍界面转换波（补充材料，图4，图11，图12，图13），表明该区域不存在尖锐的莫霍面，壳幔之间具有过渡带结构（虚线）。在构造活跃地区，这种现象是普遍的。请注意，我们对地壳厚度的观察并不依赖于壳幔边界的确切性质。第三，与以有研究一致，在一个相对较小的横向距离内，地壳厚度从四川盆地的40公里（扬子地块，?50公里）增加到青藏高原的60-80公里。相应地，下地壳从青藏高原向扬子克拉通不断增厚。第四，青藏高原东南部的地壳（地震）波速低于全球的平均值，而且康定及松潘地块呈现低速异常。第五，在边界断层以西，地壳深部显示了均匀结构，表明青藏东部下地壳具有连续变形的特征。
A-A'和B-B'剖面在若干方面都有重要的差别，龙门山断裂（图3a）两侧的横向构造差异远比丽江断裂两侧的横向变化更为明显（图3b）。A-A'剖面揭示的地壳结构表明，龙门山断裂与陡峭的地形变化及中地壳低速层前缘吻合，中地壳和下地壳共同对青藏高原地壳相对四川盆地的增厚做出了贡献，但下地壳增厚的前缘距地表地形陡变处西侧数十公里的地方（参见补充材料，图15）。B-B'剖面揭示的地壳结构表明，丽江断裂与缓慢但明显的地表隆升一致（图1，图4），并伴随着根据震源机制推断的应力（从南北向东西）方向变化。此处高原地壳（相对于扬子克拉通）的增厚似乎仅限于过渡性的下地壳，中地壳的低速层穿过丽江断裂，进入到地壳增厚区域之外，向东到达峨眉山火成岩省的区域（参见补充材料，图15）。
图4总结了根据川西台阵数据推断的地壳上地幔三维波速变化，并强调了地壳非均匀性与地表地形之间在空间上的关联性。地表海拔高度与地壳结构及厚度的变化，特别是深部地壳增厚的程度，表明龙门山断裂和丽江断裂勾画出扬子克拉通西边界。在北部的龙门山地区，这个界限是很清晰的，它体现在所有深度。在南部滇中地区，青藏地壳局部逾越到扬子克拉通的岩石圈根。鲜水河断裂带则标志了明显且横向连续的低速层的北部边界。
图4 a研究区岩石圈三维S波速度结构；b青藏高原东扩的变形及动力学模型
综合考虑低横波速度，高泊松比及地壳增厚的现象，可以推断，总体上，青藏高原地壳的力学强度弱于扬子克拉通，但高原各主要地块的强度并非相同。在鲜水河断裂带南段，康定地块（青藏高原中部的羌塘地块东端）具有异常的低速（< 3.3公里/秒），强径向各向异性（Vsh > Vsv）以及高电导率，表明其中地壳，甚至整个地壳都是软弱的，以至于相互联系起来的地壳塑性流动是可能的。在对进一步向东运动没有阻挡的（现今）情况下，这些软弱区域很可能还与青藏高原中部的岩浆活动和地壳流动联系在一起。但是，由于鲜水河断裂带，康定地块与北部较为呆滞的松潘地块则处于分隔的状态。正如大地测量观测给出的结果，由于重力驱动，壳内软弱层会促进脆性上地壳围绕青藏高原东构造结的水平转动。上地壳和岩石圈地幔之间的差异运动则有可能进一步造成剪切生热，从而降低粘滞系数，增强低速层，进而造成力学上动态失控。软弱地壳延伸到扬子克拉通内部（图3b）则可以解释地表相应的平缓地形，以及地表运动速度（相对于青藏高原固定参考系）向云南的增加。
川西台阵的数据揭示了鲜水河断裂带北部，松潘地块壳内低速层深度上的横向变化。图2c和图3a表明，该低速层在东边被龙门山断裂带截断，而且无论体积，还是强度（3.3 < Vs < 3.5公里/秒）都要比康定地块的小得多。松潘地壳的平均粘度要比康定地块高，其低速层可能与壳内的部分熔融有关。尽管如此，四川盆地对松潘地块东向运动的阻挡导致了地壳增厚和局部应变加热，这有助于造成壳内低速层向南的进一步扩张。
如上所述的地壳流变学横向变化和块体边界条件的差异（跨越龙门山断裂的“强”和跨越丽江断裂的“弱”）有助于理解研究区的地震活动方式。结合大地测量给出的松潘地块地表隆升，我们的结果支持2008年汶川地震（Mw=7.9，震中区逆冲，沿龙门山断裂带向东北方向扩张的右旋走滑）源于脆性上地壳的隆升。与之相反，康定地壳内的塑性流动和（侧向）软弱的边界则有利于地壳应变能的释放，从而导致地震能级的增加受到限制，并形成了康定地块（低速层上方）南北向正断型地震向滇中地块东西走向正断型地震的转变。
虽然松潘（A-A'）和康定（B-B'）地块之间的差异以及下地壳向克拉通的增厚，与下地壳流模型预测结果是一致的（图3，图4），但我们的结果表明，这种流动是不均匀的。青藏高原东部的变形主要受块体周边的力学条件，不同块体地壳结构及流变性质的横向变化以及跨断层的应变分区所控制。由于不同地块的相互作用，通过地壳内部相互连接的软弱带可以造成各个块体的内部变形，尽管它们在地壳深部被边界断层切割。这种变形方式协调了青藏高原动力学的典型端元模型，即沿断层的块体（刚性）运动和下地壳流动共同造成了青藏高原的东扩。