三维成像揭示的青藏高原地壳流体层分布

刘晓宇,杨文采,陈召曦, 瞿辰,于长青

1)中国地质大学(北京),北京,100083; 2)浙江大学,杭州, 310058;3)中国地质科学院地质研究所,北京,100037

内容提要:应用三维地球物理成像技术可以揭示陆域地壳的流体分布。在青藏高原,高分辨率的地震波速度三维图像是揭示高原地壳流体层分布的主要方法。从取得的三维波速、密度和电阻率图象可见,低波速、低密度和低电阻率异常指示了地壳流体层的位置和范围。同时,高波速高密度异常也揭示上方发育的屏蔽盖层。据此,划分出高原地壳的多个流体发育层的分布范围。根据地壳高分辨率地震层析成像的结果还发现,青藏高原地壳流体发育层分布,与其下面的软流圈上涌有密切关联。

地球动力学研究地下物质的运动,主要进行地壳变形和地壳地幔流体运动成像。地壳内部的流体物质包括水、岩浆、天然气、甲烷、二氧化碳和氮气等等,它们的运动速度比较快,对地球上的人居环境有比较大的影响。笔者等曾经根据地球物理数据的反演成像,讨论过软流圈的流体运动(杨文采等,2022),本文继续讨论青藏高原地壳流体的存在和分布。文中岩石圈的流体发育层简称为流体层。

1 地壳流体层的物理属性

大地电磁法是研究岩石圈流体分布的好方法,因为岩石圈流体层反映为电阻率的降低,而且电阻率对低含量的流体也非常敏感。例如,图1a左边是塔里木盆地中部地区的岩石圈电阻率观测曲线,深度为对数坐标;中间为对应的电阻率分层模型,右边为对应的地层含流体分层模型(杨文采等,2015a)。由此可见,应用三维成像可以揭示大陆地壳的流体分布。在美国的岩石圈调查同样得到相同的统计规律(Pakiser and Mooney, 1989 )。中地壳电阻率降低主要是由于地层含水造成的,下地壳电阻率降低还由于地层含烃类和CO2等气体(杨文采等,2008,2020)。大地电磁法的缺点是垂直分辨率不高,而且深度越大成像的分辨率越低。

图1 (a)塔中地区岩石圈电阻率观测曲线及其对应的分层模型(杨文采等,2015a);(b)青藏高原地壳P波速度的分层模型(肖序常等,1988)Fig.1(a)An electricalresistivity curve in the central Tarim basin and its crustal model(from Yang Wencai et al., 2015a&); (b) a stratified model of P wave velocity in the Qinghai—Xizang(Tibet) Plateau crust(Xiao Xuchang et al., 1988&)

地震层析成像也是研究岩石圈流体分布的重要方法,因为它的成像分辨率最高。但是,地震P波速度对流体含量变化不十分敏感,而对地层的矿物成分变化比较敏感。矿物成分决定物质密度,所以密度成像对流体含量变化也不十分敏感。例如,图1b是青藏高原地壳P波速度的分层模型,数据来自地震折射法观测(肖序常等,1988)。由图可见,地壳P波速度的分层和大陆上、中、下地壳的分层不存在直接的对应关系。但是,地壳P波速度的明显降低与地层含流体相关,大概率地反映地下流体层的分布(杨文采等,2017a,2019a,2019b)。地壳高P波速度的地层可能不含流体,可称为地下流体的屏蔽层,对研究流体分布也提供盖层的信息。同样,地壳密度的明显降低也与地层含流体相关,反映地下流体分布(杨文采等,2015b,2015c,2021)。

青藏高原是一个地形陡变、地震频发、地质构造非常复杂的汇聚造山带,地壳厚度最大可达72 km。在周边的塔里木和四川盆地已经发现了许多深层的天然气藏,在高原的内部的柴达木盆地、羌塘盆地和措勤也有一定的油气储存量(王剑等,2020)。我们在对青藏高原地壳进行高分辨率地震层析成像之后,探讨整个高原的深层流体运动活跃,下面介绍地震波速成像的结果。

2 青藏高原地震波速成像

青藏高原有广大的无人区,国家地震台站十分稀少,对地壳的地震层析成像很难取得高分辨率的结果。2008年以后地方地震台站的仪器已经全部数字化,我们开始研究利用他们的数据开展青藏高原地壳地震波速的三维层析成像研究。在新疆、甘肃、四川、西藏和青海等地方地震局和中国地震局地球物理研究所的帮助下, 统一收集和处理了2008～2018年地方地震台站数据,得到了过青藏高原同台同源的P波和S波的86万条走时数据。通过地震射线走时数据的检测,并进行层析成像反演成像计算。反演成像的网格为0.5°×0.5°×10 km,基本上满足对地壳三维成像的要求(瞿辰等,2020;杨文采等, 2022)。

图2为青藏高原地壳地震P波波速扰动平面图,深度分别为8 km,18 km,28 km和38 km。比较深度8 km和18 km的地震波速可见,在青藏高原东部,上地壳浅部与深部的地震波速发生了根本性的反转。上地壳浅部为大面积的高波速屏蔽盖层,下面是大面积的低波速流体层,波速的变化从+6%变为-5%。在青藏高原西部,上地壳浅部与深部的地震波速没有发生类似的反转。根据岩石物理测定的资料可知(Gary et al., 2009),地震波速的大幅度降低经常反映地层中流体的提高。在图2b中用黑框圈出地震波速最低的研究区范围,它位于青藏高原的东南部。此外,在羌塘和龙门山一带,也分布有低波速地层,反映分布面积巨大的流体层位。在羌塘的低波速异常与同碰撞期的火山活动相关,我们已经研究过(瞿辰等,2020;杨文采等,2022)。

再继续向下看中地壳的情况(图2c、d),根据地震调查,青藏高原的中地壳深度大约从23 km到42 km。在28 km深度,研究区上述的低速异常在中地壳依然明显地存在,但是分布范围有所缩小。但是在38 km深度,研究区的低速异常分布范围进一步扩大,异常幅度也没有缩小。由此可以猜测,如果研究区低速异常反映了流体的存在,它主要来源于下方;流体层的埋藏深度在10 km以上,与中、下地壳是联通的。从波速的变化看,因为青藏高原两侧没有经历南北向的大陆俯冲,其东部的上地壳构造与西部有明显区别。

根据重力场数据,通过小波多尺度分解和分层密度反演的方法,进行地壳密度的三维成像,从而获得研究区域地壳密度的三维模型(侯遵泽等,1997,1998;杨文采等,2015b)。小波多尺度分析方法利用小波基的特征尺度,将地面叠加的重力异常场按尺度进行分解,从而产生恢复其特征尺度的小波细节数据集。而由于特征尺度正比于场源埋藏深度,因此应用小波多尺度分析方法便可以刻画地壳的三维密度结构。

3 根据三维密度成像结果看青藏高原的流体活动

对中国陆域的布格重力场进行小波多尺度分解之后,取得的部分小波细节见图3a、b,此结果反映了不同深度等效层的横向密度变化(杨文采等,2017b,2017c)。根据异常功率谱斜率可以计算出小波细节对应的等效层中心深度,即对应等效层的平均埋藏深度。计算得到小波细节d1的密度扰动见图3a,对应的平均深度为5.4 km,位于上地壳。小波细节d3(图3b)对应的平均深度32.5 km,位于中—下地壳。从图3可以看出,青藏高原的喜马拉雅造山带上地壳以低密度带为特征(图3a),但是青藏高原的东部不存在低密度带。在中地壳(图3b),青藏高原东南部以大面积低密度带为特征,反映了可能存在的流体层的低密度异常,范围很大。在下地壳,青藏高原还有反映下地壳流的大范围的低密度带(杨文采等,2017a—c。总之,三维密度成像结果与地震P波速度成像结果基本一致,说明青藏高原东部的中地壳是流体运动的活跃地区。中地壳流体运动活跃可能反映下地壳流的局部上涌的影响(杨文采等,2017a,2017b,2022)。

4 青藏高原岩石圈流体活动特征

在大地电磁法调查之后,还取得了三维电阻率成像结果(杨文采等,2020),其中的典型剖面示于图4。大地电磁法的测网和剖面位置见图4a,几乎复盖了高原的中部和南部。3条南北向典型电阻率剖面为W8、W10和W13,分别位于东经89°、91°和93°。从图4b的剖面可见,大地电磁法成像的水平分辨率高,反映了地下流体上涌的形态、规模和位置,它们主要位于印度克拉通俯冲带的上方,和羌塘地块的南侧与中带;其结果也与地震波速成像吻合。但是,由于大地电磁法垂直分辨率不高,在地壳内部很难再按电阻率分层。

根据高分辨率地震波速成像的数据,还可以计算岩石圈的厚度,了解软流圈上涌的深部动力(杨文采等,2021,2022)。图5 青藏高原岩石圈厚度图,黑圈为软流圈上涌区及其编号。在图5可以明显看到,高原西部为薄岩石圈,与东部厚岩石圈有明显分界。从图2和图4还可见,青藏高原的布格重力呈现东高西低的分区;青藏高原西部上地壳有大片低速异常,岩石圈厚度小(图5中编号2),和地面的火山岩带和少数活火山对应。高原东部的中地壳有大片低速异常(图2),岩石圈厚度大,仅在边缘有软流圈上涌(图5中编号1和3),与地面的地震带对应。从电阻率成像的结果看(图4),青藏高原西部和东南部也呈现东高西低的态势。

图5 青藏高原岩石圈厚度图,黑圈为软流圈上涌区及其编号Fig.5 The lithosphere thickness of the Qinghai—Xizang(Tibet) Plateau. The black circles denotes the areas of asthenosphere upwelling

上述信息表明,高原岩石圈的物质运动在一定程度上是受软流圈流体运动控制的。印度克拉通向北俯冲到软流圈时的位置在高原西部,以后引起软流圈内部物质和热流的激烈运动,造成高原西部地幔热流上涌、岩石圈熔融和强烈火山爆发,使地壳波速与电阻率降低、岩石圈厚度减小。而在高原东南部(如图5中编号1和4),印度克拉通向东俯冲到软流圈时间比较晚,作用期在28～0 Ma,因此岩石圈熔融只到达中地壳,上地壳只表现为下方热膨胀引起的抬升和变形,没有强烈的火山爆发和流体活动,岩石圈厚度也没有明显减小。

深流体层形成的机制与研究区频繁的地震有关。根据地球运动长期观测研究(Zen Xianzhi and Yang Wencai, 2021),地震发生时不仅地震带地壳物质发生剧烈运动,同时地震产生了具有一定能量的地震波在地球大范围传播,地震波能量作用使地壳大范围放气。地壳运动长期观测站的记录表明,地震波远程效应造成地壳表层的变化包括以下4个方面:①孔裂隙松动效应;②地层孔隙压力升高和地下水上涌效应;③放气效应;④放热效应。大地震后地震波的滚动会使地壳内的裂隙打开,形成短期的流体通道网络,使地壳深层向上放气,如果地表存在屏蔽盖层气体就可以存储。青藏高原东部是地震频发又存在屏蔽盖层的地区,有地震后释放和储藏流体的地质环境。根据青藏高原东部上地壳的地震波速扰动分布(图6a),可以预测上、中地壳深层流体储藏区范围(图6b)。高原其他区域的上地壳的流体分布,可参照在图2b、d中已经用黑框圈出地震波速最低的研究区范围。

图6 青藏高原东南部:(a)上地壳的地震波速扰动;(b)深流体层分布,图中粉红色区域范围Fig.6 The seismic P-wave velocity map of the upper crust of the southeast Plateau(a) and (b) the predict areas of possible fluid layers based on the low vilocity anomalies shown in (a)

5 结论

(1)应用三维地球物理成像技术可以揭示陆域地壳的流体分布。在青藏高原,高分辨率的地震波速度三维图像是揭示高原地壳流体层分布的主要方法。

(2)从取得的三维波速、密度和电阻率图象可见,低波速、低密度和低电阻率异常指示了地壳流体层的位置和范围。同时,高波速高密度异常也揭示上方发育的屏蔽盖层。据此,划分出高原地壳的多个流体发育层的分布范围。

(3)根据地壳高分辨率地震层析成像的结果还发现,青藏高原地壳流体发育层分布,与其下面的软流圈上涌有密切关联。