西藏南部埋藏峡谷揭示出构造对雅鲁藏布江大峡谷的控制作用

西藏南部埋藏峡谷揭示出构造对雅鲁藏布江大峡谷的控制作用

Ping Wang1, Dirk Scherler*2, Jing Liu-Zeng1, Jürgen Mey3,

Jean-Philippe Avouac2, Yunda Zhang4 and Dingguo Shi4.

1State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, P. R. China.

2Division of Geological and Planetary Sciences, California Institute of Technology, Pasadena, CA 91125, USA. Institute of Earth and Environmental Sciences, University Potsdam, 14476 Potsdam, Germany.

Chengdu Engineering Corporation, Chengdu 610072, P. R. China. 34

摘要: 喜马拉雅山被数条地球上最深、最显著的峡谷所切割。探讨河流下切和岩石隆起之间相互作用的关系对理解该地区构造变形具有重要意义。本文报道关于目前在喜马拉雅东端埋藏在>500米沉积层之下的雅鲁藏布江大峡谷的发现。对原来河谷充填底部沉积的重建表明，雅鲁藏布江峡谷从2-2.5Ma前开始变陡是由于岩石加速隆升的结果。因此，在峡谷内的高侵蚀速率是岩石快速抬升的直接结果。

一句话总结：埋藏的峡谷揭示雅鲁藏布江峡谷坡度变陡是由于东喜马拉雅构造结自~ 2.5 Myr岩石加速隆 升的结果。

山脉的地貌演化是构造和侵蚀的共同作用的结果（1-3），控制了河流和大气环流系统（4-6）。虽然构造与侵蚀有着相反的作用效果，但可能存在相互耦合的反馈作用（7,8）。喜马拉雅的两端构造结地区是典型例子，两条流经西藏最大的河流——印度河和雅鲁藏布江，在年轻的变质地块中切出深峡谷（图1A；11-17）。有学者提出构造动脉瘤模型，认为在这些峡谷中快速下切使地壳受到热弱化，现在抬升和侵蚀之间的仍然有正反馈（9,10）；但它如何以及何时发生，仍然不清楚。

在整个喜马拉雅存在深切的峡谷，总是与快速岩石隆起和下切区的陡峭河流坡度相一致（18-20）。在喜马拉雅，或可能在地球上，最壮观和最具代表性的峡谷是雅鲁藏布江大峡谷，那里的雅鲁藏布江海拔高度下降2公里，在穿过宽~50公里的东喜马拉雅构造结，侵蚀率异常地高（图2B）。雅鲁藏布江从西藏高原流出越过其东边缘时，河道陡峭、扭曲，被认为是在最近地质时期被向上游溯源侵蚀的布拉马普特拉河所袭夺的证据，袭夺位置是藏布江过去与帕隆藏布、易贡藏布汇合的地方，这2条江可能曾与更东部的河流相连（5,6,9,18）。然而，喜马拉雅前陆盆地沉积物源研究认为，中新世中期之前雅鲁藏布江与布拉马普特拉河就已经是连接在一起了（21-23），有力地表明了峡谷的稳定性。最近有人发现在堵塞河流的冰坝后方的峡谷上游存在大量湖泊沉积，因而提出第四纪冰川坝作用曾阻碍了布拉马普特拉河侵蚀向上游西藏高原内部的扩展（24），可能有助于引发岩石快速隆起（25）。

在进入峡谷之前，藏布江有300 Km长度流过宽阔的冲积平原，然后与来自北部的尼洋曲汇合，汇合前藏布江逐渐变宽（图2 A）。在坝的上游有河流汇入中地震动力地学质 国研家究重所点 实验室国地震局

的湖泊，常见到这样的朝下游方向变宽现象。在汇合点与藏布江峡谷之间，冲积平原再次变窄。最近在雅鲁藏布江钻探的5个钻孔（图1C）证实存在很厚的沉积充填，每个钻孔都靠近河谷中心，穿过不同厚度的未固结沉积到达基岩，在上游最远的1号钻孔，基岩深度约70 m，上游距与尼洋曲汇合点80 Km处的3号孔基岩深度最大为567 m，在河谷狭窄部分分别距离峡谷40 Km和20 km的4、5号钻孔，基岩深度分别为510 m和230 m。

河谷两边的山坡较陡，平均坡度~ 30º，与峡谷下游山坡相似，属于稳定的临界坡度（14）。将雅鲁藏布江和尼洋河汇合点山坡投影到地下，得到估计的基岩深度~1000 m（图2A），那里河底最宽。假定河谷充填以下的山坡与河谷充填以上的山坡相似，我们用人工神经网络方法（26）重建了到基岩的估计深度的连续图（图1C和图2A），估计的深度与钻孔岩芯观察结果很接近，说明重建结果是可信的，证实我们起初所说的原来的河谷底部的高度随着朝着接近藏布江-尼洋曲汇合点逐步减小。从河流汇合点再向下游更远处，藏布江河床仍然是4 Km宽，有很深的沉积充填（图2A）,直到离开雅鲁藏布江缝合带（IYZS），突然变窄

从最靠近峡谷的3个钻孔（3-5号，图1C，2A）的岩芯看，出露的沉积由碎屑组成，主要是砾卵石和砂构成的河流沉积，3、4号钻孔下半部的颗粒较粗大，含有直径达50 cm的巨砾，上半部主要是很细的砂层与亚粘土粉砂层，可能源于湖期（图2A；表S1）。这个向上变细序列表示一个水动力降低，与雅鲁藏布江峡谷上游回填期的低坡度相符。但这些上部细砂层在5号钻孔不存在，该钻孔靠近峡谷，位于120 m以下，可能与在隆起和峡谷下切期间受到侵蚀相关 (Fig.S4)。我们从3号钻孔岩芯底部附近采集了3个样品，用原地形成的10Be和26Al测定宇宙成因核素（26）的年龄，（样品采自561-564 m的深度的砂层，其下面是3米厚的巨石砾石沉积，再下面是片麻岩基岩）。3个样品得到一致的结果，它们不确定性范围内的重叠（表S2），表明采样点的沉积是从2-2.5Ma前开始的（图S5和S6），由于3号钻孔位于峡谷上游~150 Km处，沉积可能不会立即开始，峡谷的隆起和变陡开始可能会更早些。

雅鲁藏布江峡谷变陡可能是岩石隆升速率加快或侵蚀效率降低的结果。采自峡谷基岩的多种矿物的冷却年龄一致显示岩石抬升速率的增加开始于〜4Ma前（图2C，11-13）。如果在过去2-2.5 Ma岩体隆升速率一直不变，以及所有地表隆升只是由于单位河流功率（重力、水密度、河流坡度与单位宽度排放量的乘积）的改变引起的，那么当时的年排放量必须至少比现在大4倍，才能补偿因较小河道坡度产生的不足（图2A）。不存在气候变化或河流袭夺的证据，以支持这种规模的排放减少。堵塞河流的冰川坝（25）也不可能是侵蚀效率降低的原因，因为隆升的河流段位于2 Km的高度以下，与冰川的影响距离很远，而且，冰坝作用（24）产生的冰碛下面存在>200 m的沉积，这与冰川堰塞坝一开始就中地震动力地学质 国研家究重所点 实验室国地震局

中

动力

地震图1 喜马拉雅的河流峡谷。（A）西藏与喜马拉雅地理概况：位于陡峭山区的内部河流（水平线条），主要河流，峡谷（红点与黑点），5km半径范围内地形高差>2km。黑色多边形表示西边印度河的山脉流域盆地和东边雅鲁藏布江-布拉马普特拉河山脉流域盆地，印度-雅鲁藏布缝合带是欧亚（北边）与印度（南边）板块之间的边界,它在印度峡谷（IG）和藏布峡谷（TG）被强烈扭曲。(B)沿北东方向从空中看雅鲁藏布峡谷的藏布江上游（Google Earth)。

（C）东喜马拉雅构造结，研究区河谷充填，钻孔位置（红点）。等值线是位于藏布峡谷中央的快速剥露区，锆石U/Th-He(橘红色)和黑云母40Ar/39Ar(黄色)年龄小于2Ma。 地学质 国研家究重所点 实验室 国地震局阻止了基岩下切的假设（25）相矛盾。 这些结果清楚地表明，在2.5Ma前，雅鲁藏布江能够向上游西藏高原侵蚀，形成几乎均衡的剖面（图2），这同喜马拉雅前陆盆地来自雅鲁藏布江峡谷的中新世到第四纪沉积的物源数据一致(23)。约7 Ma前布拉马普特拉河沉积中欧亚板块碎屑的增加(22)可能标志着雅鲁藏布江下切到被侵蚀的西藏地表，而3 Ma前这些碎屑的减少则表明南迦巴瓦和加拉白垒块体快速隆升的开始(12)，这与下面的独立估计相符：根据碎屑冷却年龄(27)，帕隆藏布江的加速下切是从4-9Ma开始的，它很可能雅鲁藏布江被布拉马普特拉河袭夺的结果。 印度河和雅鲁藏布江峡谷之间惊人的相似之处已经被前人所注意（9-11），并认为喜马拉雅构造结的构造格局决定了异常高的岩石隆升速率（11,28）。即使侵蚀和隆升的正反馈有助于维持这些峡谷中的当前位置（9,10），我们的研究结果表明，雅鲁藏布峡谷内的迅速切割是结果，而不是岩石隆起的原因。在印度峡谷里可能发生过相似的演化，那里的矿物冷却和变质年龄显示了同样高的侵蚀速率，通过在1.7 Ma前发生的一定数量级的剥蚀加速的证据。值得注意的是，印度河峡谷上游的积水和1200 m的流水和冰川沉积显然开始于2.6 Ma以前，并且可能也反映了喜马拉雅西构造结岩石抬升的速率的增加。因为新数据是有保证的，我们将在以后继续研究两个喜马拉雅构造结的相似性，以及岩石迅速抬升同步启动的原因。

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中

地震动力地学质 国研家究重所点 实验室14. D. W. Burbank et al., Nature 379, 505–510 (1996). 15. J. L. Crowley, D. J. Waters, M. P. Searle, S. A. Bowring, Earth Planet. Sci. Lett. 288, 408–420 (2009). 16. E. Enkelmann, T. A. Ehlers, P. K. Zeitler, B. Hallet, Earth Planet. Sci. Lett. 307, 323–333 (2011). 17. I. J. Larsen, D. R. Montgomery, Nat. Geosci. 5, 468–473 (2012). 18. L. Seeber, V. Gornitz, Tectonophysics 92, 335–367 (1983). 19. J. Lavé, J.-P. Avouac, J. Geophys. Res. Solid Earth 106 (B11), 26561–26591 (2001). 20. K. Hodges, J. M. Hurtado, K. X. Whipple, Tectonics 20, 799–809 (2001). 21. S. E. Cina et al., Earth Planet. Sci. Lett. 285, 150–162 (2009). 22. F. Chirouze et al., Geol. Soc. Am. Bull. 125, 523–538 (2013). 23. K. A. Lang, K. W. Huntington, Earth Planet. Sci. Lett. 397, 145–158 (2014). 24. D. R. Montgomery et al., Quat. Res. 62, 201–207 (2004). 25. O. Korup, D. R. Montgomery, Nature 455, 786–789 (2008). 26. Materials and methods are available in the supplementary materials on Science Online. 27. A. R. Duvall, M. K. Clark, B. Avdeev, K. A. Farley, Z. W. Chen, Tectonics 31, TC3014 (2012). 28. L. Seeber, A. Pecher, Geology 26, 791–794 (1998). 29. V. S. Cronin, W. P. Johnson, N. M. Johnson, G. D. Johnson, Chronostratigraphy of the upper Cenozoic Bunthang sequence and possible mechanisms controlling base level in Skardu intermontane basin, Karkakoram Himalaya, Pakistan, in Tectonics of the Western Himalayas, L. L. Malinconico, R. J. Lillie, Eds. (Geological Society of America, Boulder, CO, 1989), pp. 295–309. 30. Y. B. Seong, J. Korean Geogr. Soc. 42, 165–176 (2007). 国地震局