2023, Vol. 43
滇西北三江并流地区位于青藏高原东南缘、喜马拉雅东构造结东侧，是印度板块与欧亚板块碰撞的侧向地带，同时也是青藏高原物质向东南逃逸的重要区域[1]。由于受大陆板块侧向碰撞的影响，第四纪以来，该区构造活动强烈，地形地貌复杂，深大断裂体系发育[1-2]，是地学研究的热点区域之一。诸多学者从不同角度对滇西北三江并流地区开展研究，主要包括构造物理模拟[3]、变形分析[4]、同位素热年代学[5]、古地磁[6]等，为该区岩浆作用、变质变形作用及构造演化等方面作出了贡献[7]。在深部构造方面，由于受观测台站覆盖密度的限制(该区地震台站数量较少，台间距较大)，相关研究较少。中国地震科学台阵(ChinArray)探测项目Ⅰ期实施以来，获取了近2.5 a的连续波形记录，为该区深部结构研究提供了较好的数据基础。
S波速度是研究地球内部物理、壳幔动力学及地质演化过程的重要参数[8]。基于远震P波接收函数进行反演是获取S波速度的有效方法之一。另外，中国地震科学实验场地区地壳剪切波速模型[9]的构建及发布，为川滇地区速度结构成像提供了很好的模型基础。鉴于此，本文根据滇西北三江并流地区36个台站记录的远震接收函数反演S波速度，对该区的地壳深部结构进行探测，以研究其岩石圈结构及作用机制。该工作的开展对于理解滇西北三江并流地区的孕震背景和青藏高原东南向扩展机制具有重要意义。
1 数据和方法 1.1 数据来源本文数据来源于滇西北三江并流地区(26°~29.1°N，98.5°~100°E)36个宽频带地震台站(图 1)，其中ChinArray探测项目Ⅰ期台站32个，云南区域台网固定台站4个，获得2011-09-02~2014-01-16震中距介于30°~90°、震级M≥5.8的238个远震事件的三分量波形资料。地震目录由IRIS网站提供，其中5.8≤M＜6.0地震101个，6.0≤M＜7.0地震123个，7.0≤M＜8.0地震13个，M≥8.0地震1个。从远震空间分布来看(图 1左下角小图)，这些地震事件具有较好的方位和震中距覆盖，可为获得稳定、可靠的研究结果提供高质量的数据保障。
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图 1 研究区概况 Fig. 1 Overview of the study area |
对各台站记录的波形资料进行处理，提取径向P波接收函数，具体计算过程为[10]：1)截取P波到达之前10 s至P波到达之后100 s的时间信号；2)将三分量记录ENZ旋转到ZRT坐标系下；3)在时间域里完成R分量对Z分量的反褶积；4)使用带宽参数为1.0的高斯滤波器提取P波接收函数。为保证反演结果的可靠性，共挑选出Moho面转换相、多次相较可靠的径向P波接收函数832个(平均每个台站23个左右)用于反演S波速度结构。
1.2 初始速度模型传统的接收函数反演主要是基于研究区或更大区域的前人研究结果[11]构建简单的初始模型来完成的。姚华建教授课题组构建并发布的中国地震科学实验场地区地壳剪切波速模型为本文的S波速度反演提供了较好的模型基础。另外，考虑到研究区较为显著的地形差异和地下结构横向不均匀性的影响，将其划分为3个区域(图 1)，基于中国地震科学实验场地区地壳剪切波速模型提取3个区域的平均S波速度作为各自的初始模型(图 2，0~70 km深度范围内，层厚为2 km的S波速度结果)，以完成各区内相关台站的S波速度结构反演。
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图 2 3个区域的S波速度初始模型 Fig. 2 Initial S-wave velocity models of the three regions |
采用时间域线性反演方法[11]和bootstrap重采样技术[12]反演各台站下方的S波速度，以分别位于3个区域的51060、53016和53025台为例阐述实际数据处理过程。通过前期接收函数的提取和挑选，分别获得Moho面转换相、多次相较可靠的径向P波接收函数34、30和30个，然后基于各区域的初始模型，采用时间域线性反演方法对各台站的接收函数进行逐个反演，分别获得34、30和30个速度模型。由图 3可知，在计算过程中，同一台站来自不同方位和震中距的接收函数虽然采用了相同的初始模型进行反演，但反演结果仍存在一定的差异，这体现了解的非唯一性[10]。因此，采用bootstrap技术(采样次数为1 000)分别对获得的34、30和30个速度模型进行重采样，其目的是充分考虑来自不同方位和震中距的接收函数对反演结果的实际贡献，并对结果进行统计和评估，以获取最优解(图 3)。
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图 3 S波速度反演结果 Fig. 3 S-wave velocity inversion results |
采用上述数据处理方法，分别基于各台站对应区域的初始模型对研究区36个台站进行处理，获取各台站下方0~70 km深度范围内的S波速度结果。对结果进行插值，以获取不同水平和垂直剖面上的S波速度分布，图 4为4 km、10 km、18 km、30 km、36 km和44 km深度处的S波速度分布。
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图 4 不同深度上的S波速度水平剖面 Fig. 4 Horizontal profiles of S-wave velocity at different depths |
由图 4可知，研究区不同深度处的S波速度呈现出明显的横向非均匀性。在4 km深度处(图 4(a))，研究区总体以27.5°N为界，南北两侧的S波速度存在明显的差异。27.5°N以北，除金沙江-红河断裂带附近的51052-53006台和51060-53002台局部区域为相对高速外(S波速度在3.3~3.5 km/s之间)，其他区域呈相对低速分布(S波速度在2.5~3.2 km/s之间)；27.5°N以南，S波速度横向变化较大，澜沧江断裂带附近53015-53023台区域和金沙江-红河断裂带南端的EYA台附近局部区域呈相对低速(S波速度在2.7~3.2 km/s之间)，怒江断裂带以西和金沙江-红河断裂带附近的53016-53049-53022台区域呈相对高速(S波速度在3.3~3.7 km/s之间)。10 km深度处(图 4(b))，研究区以澜沧江断裂带为界，东西两侧S波速度呈现明显的差异性，澜沧江断裂带以西，除53019-53014台和53028-53027台附近局部区域外，其他区域呈相对低速分布(S波速度在2.9~3.5 km/s之间)；澜沧江断裂带以东，除XCE-51046-53007-53008台一带为相对低速外，其他区域呈相对高速分布(S波速度在3.6~4.1 km/s之间)。18 km深度处(图 4(c))，澜沧江断裂带以西区域S波速度分布较10 km深度处总体变化不大，呈相对低速(S波速度在3.2~3.5 km/s之间)，断裂带以东区域总体以27.5°N为界，呈北低南高的分布特征，27.5°N以北S波速度在3.0~3.5 km/s之间，以南S波速度在3.6~4.1 km/s之间。在30 km和36 km深度处(图 4(d)和4(e))，除局部区域外，研究区整体以澜沧江断裂带和27.5°N为界，表现为NE和SW区域以相对低速为主(S波速度在3.3~3.7 km/s之间)，NW和SE区域以相对高速为主(S波速度在3.8~4.1 km/s之间)。44 km深度处(图 4(f))，澜沧江断裂带和27.5°N的边界作用仍然比较明显，NE和SW区域仍然以相对低速为主(S波速度在3.5~3.9 km/s之间)，NW和SE区域S波速度在4.0~4.1 km/s之间，呈相对高速。
为了更好地展示研究区不同深度处的S波速度变化情况，图 5和6分别给出不同方向的S波速度垂直剖面结果，最大深度达70 km，剖面位置见图 1，其中A-A′~C-C′剖面从北至南呈近NE-SW向展布，D-D′~F-F′剖面走向近NW-SE，从西至东分别展布于怒江断裂带、澜沧江断裂带及金沙江-红河断裂带附近。
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图 5 近NE-SW向的S波速度垂直剖面 Fig. 5 Vertical profile of S-wave velocity near NE-SW direction |
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图 6 近NW-SE向的S波速度垂直剖面 Fig. 6 Vertical profile of S-wave velocity near NW-SE direction |
由近NE-SW向展布的A-A′~C-C′剖面可知(图 5)，研究区壳内S波速度从北向南存在较大差异，3个剖面都展示出从地表向下延伸但厚度不均匀的上地壳低速分布特征。A-A′剖面(图 5(a))低速层(VS≤3.5 km/s)整体较为均匀，厚度约25 km；B-B′剖面(图 5(b))金沙江-红河断裂带两侧存在较大差异，断裂带以西区域厚度约8 km，以东最大厚度达25 km；C-C′剖面(图 5(c))低速层厚度在5~10 km之间，且由SW向NE逐渐减薄。值得注意的是，在A-A′剖面上，金沙江-红河断裂带西侧51052台下方5~25 km深度处存在一明显的高速体(VS≥3.7 km/s)，这与图 4(a)~4(c)显示的不同深度51052台处局部区域呈相对高速相对应。
由近NW-SE向展布的D-D′~F-F′剖面可知(图 6)，从地表向下延伸的低速分布大致以27.5°N为界，南北两侧存在较大差异。27.5°N以北，D-D′和E-E′剖面(图 6(a)和6(b))低速层整体分布较为均匀，厚度分别为25 km和20 km，E-E′剖面(图 6(b))53004台下方10~18 km深度范围内呈相对高速；F-F′剖面(图 6(c))低速分布较为复杂，53016-53006台间较为均匀，厚度约25 km，51052台下方5~25 km深度处呈相对高速，51046台下方壳内低速层较为发育，从地表延伸至45 km深处。27.5°N以南，除D-D′剖面(图 6(a))53021-53020台下方低速层从地表一直延伸至约35 km外，其他低速层厚度在4~10 km之间(图 6(a)、6(b)和图 6(c))，另外F-F′剖面(图 6(c))53029-53016台下方4~15 km深度范围内存在连续且厚度相对均匀的高速体。值得注意的是，D-D′和F-F′剖面(图 6(a)和6(c))分别展示了下地壳25~45 km深度范围内存在局部分布的低速层，且与上地壳低速体相连，其中D-D′剖面位于27.5°N以南，厚度约10 km，F-F′剖面位于27.5°N以北，最大厚度达20 km。这与图 4(d)~4(f)展示的研究区总体以澜沧江断裂带和27.5°N为界，NE和SW区域呈相对低速分布为主相对应。另外，由图 6(a)可知，D-D′剖面下地壳低速层下方的上地幔也表现出低速异常，因此下地壳局部区域的低速层可能与上地幔发生变形导致热物质向地壳侵入或渗透有关。
地壳厚度是研究地壳演化背景的重要参数，其空间分布和绝对值大小与岩石圈演化相关[10]。Wang等[13]基于ChinArray Ⅰ期、川西台阵和川滇地区固定台网等的波形资料，采用H-k扫描法获取了中国地震科学实验场高精度的Moho界面模型。图 7为基于Wang等[13]的结果绘制的研究区地壳厚度分布，由图可知，研究区地壳厚度整体以27.5°N为界，呈北深南浅的变化特征，地壳厚度从研究区南部的42 km增加到北部的66 km。怒江断裂带北端53017台附近存在Moho面隆起，地壳厚度为48 km。值得注意的是，澜沧江断裂带附近地壳厚度变化剧烈，为地壳厚度变化的突变带，这与图 4揭示的澜沧江断裂带两侧壳内S波速度差异明显相对应，表明澜沧江断裂带在滇西北三江并流地区的构造演化过程中起到明显的控制作用。
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图 7 研究区地壳厚度分布 Fig. 7 Distribution of crustal thickness in the study area |
1) 滇西北三江并流地区的地壳S波速度结构整体以澜沧江断裂带和27.5°N为界，表现出明显的区域差异。在上地壳，S波速度在0~25 km深度范围内存在由地表向壳内延伸的低速层，但不同区域低速层厚度存在较大差异。27.5°N以北低速层较为发育，厚度在20~25 km之间；27.5°N以南，澜沧江断裂带东西两侧低速层厚度差异明显，断裂带以西在10~25 km之间，断裂带以东保持在4 km左右。
2) 在下地壳，S波速度在横向上表现出以澜沧江断裂带和27.5°N为界的NE与SW区域以相对低速为主，NW和SE区域以相对高速为主的分布特征；在垂向上，怒江断裂带中南部和金沙江-红河断裂带北端附近局部区域25~45 km深度范围内存在低速体，与上地壳低速体相连。
3) 研究区地壳厚度整体以27.5°N为界，呈北深南浅的变化特征，地壳厚度从研究区南部的42 km增加到北部的66 km，怒江断裂带北端局部区域存在莫霍面隆起。另外，澜沧江断裂带为地壳厚度和S波速度变化的重要分界面，对滇西北三江并流地区的构造演化过程起控制作用。
4) P波接收函数波形对界面深度变化敏感，而且具有较高的纵、横向分辨率，由此反演S波速度是探测地壳深部结构的有效方法。本文对滇西北三江并流地区的地壳S波速度进行了厘定，研究结果有助于加深对区域岩石圈结构和动力学机制的了解。
致谢: 本文使用的远震三分量波形数据来源于中国地震科学台阵(ChinArray)探测项目Ⅰ期和云南区域台网，接收函数反演和bootstrap重采样技术计算程序由云南大学胡家富教授课题组提供，文中图件采用GMT6.2软件绘制，在此一并表示感谢。
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