2013, Vol. 56
, ThomasHEARN2 , 陈永顺1 , 裴顺平3 , 冯永革1 , 岳汉1 , 金戈1 , 周仕勇1 , 王彦宾1 , 盖增喜1 , 宁杰远1 , EricSandvol4 , JamesNI2
2. Department of Physics, New Mexico State University, USA;
3. 中国科学院青藏高原研究所, 北京 100085;
4. Department of Geological Sciences, University of Missouri, Columbia, MO, USA
, Thomas HEARN2, CHEN Yong-Shun1, PEI Shun-Ping3, FENG Yong-Ge1, YUE Han1, JIN Ge1, ZHOU Shi-Yong1, WANG Yan-Bin1, GE Zeng-Xi1, NING Jie-Yuan1, Eric SANDVOL4, James NI2
2. Department of Physics, New Mexico State University, USA;
3. Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100085, China;
4. Department of Geological Sciences, University of Missouri, Columbia, MO, USA
作为地球上面积最大、平均海拔高度最高的高原, 青藏高原的地球动力学研究一直是地学界关注的焦点之一[1-4].这一现今仍然十分活跃的高原和造山带由约55Ma开始的印度板块与欧亚板块的碰撞所形成.前人研究表明三个主要的构造过程, 包括印度板块向欧亚板块的北向俯冲、高原物质沿着大型走滑断层的东西向挤出以及高原的隆升, 控制着青藏高原的演化, 使得青藏高原内部地质结构十分复杂：柴达木块体, 松潘甘孜块体, 羌塘块体和拉萨块体由北向南分布；昆仑断层, 金沙缝合带和班公怒江缝合带是这些块体的地质边界.
前人使用不同的地球物理方法对青藏高原的地壳与上地幔结构进行了广泛深入的研究[5-8]：体波和面波层析成像结果显示青藏高原的地壳与上地幔速度结构具有很强的横向不均匀性和各向异性；接收函数与重力的研究则表明高原下界面的起伏十分显著.基于不同的研究结果, 前人提出不同的青藏高原动力学模型[9], 争议延续至今.本文通过Pn波层析成像得到上地幔顶部速度以及地壳厚度的信息, 进而对青藏高原的动力学模型提供约束.
Pn波, 也叫做首波, 即最先到达台站的下行波地震记录, 通常出现在震中距在2°和12°之间.一般认为, Pn波沿着莫霍面（上地幔顶部）传播, 因此, Pn波层析成像可以反映上地幔顶部的速度结构, 从而可以对与速度结构关系密切的温度、压力以及物质成分进行约束.同时, Pn波层析成像得到的台站延迟时间可以提供直接的地壳厚度信息, 如果台站足够密集, 就可以得到详细的地壳厚度模型.不同的学者已经得到了中国以及周边区域的Pn波速度结构[10-15], 基本结果非常接近：平均Pn波速度约为8.05km/s；中国东部的Pn波速度比西部稍低；高速和低速异常与区域地质结构十分吻合.随着布设在青藏高原及周边区域的流动观测台站的增加, 青藏高原的Pn波精细结构的研究也陆续展开.前人的结果显示高原内部的高速异常存在于柴达木盆地和西藏南部, 而高原中部和松潘-甘孜地体则有显著的低速异常[16-18].
虽然在以往的Pn波研究中, 青藏高原的射线覆盖可以达到反演要求, 但共同的缺陷是青藏高原内部的台站分布非常稀疏, 从而制约了速度结构的反演稳定性和分辨率, 而且地壳厚度的约束较弱.为了克服这个缺陷, 我们收集了布设在青藏高原内部及周边的流动观测台站的数据, 其中包括近期结束的INDEPTH第4期以及Namche Barwa台阵, 和北京大学布设在东昆仑断层以及银川盆地的台阵.利用这些分布在高原内部高质量的宽频带流动观测台站数据, 可以显著的提高青藏高原内部Pn波层析成像的分辨率和稳定性, 同时还可以得到详细的高原内部地壳厚度分布的信息.
2 数据和方法本文使用布设在青藏高原内部及周边区域的244台流动地震仪, 台站间距一般为50到100km, 很好的覆盖了青藏高原东部和东北缘（图 1）.其中, INDEPTH第4期即ASCENT台阵（共98台站）布设在羌塘地块、松潘-甘孜地块、柴达木盆地和甘肃南部, 布设时间是2007年5月到2009年4月；NamcheBarwa台阵主要布设在拉萨地块和羌塘地块, 观测期间为2003年7月到2004年10月；北京大学东昆仑台阵（15台站）布设于东昆仑断层两侧, 观测持续8个月, 从2008年9月到2009年4月；北京大学银川台阵是银川盆地内的一条测线, 观测为期1年, 从2007年10月到2008年9月.
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图 1 青藏高原地形以及台站分 244个流动地震仪主要分布在青藏高原东部以及甘肃南部.蓝色三角形代表INDEPTH第四期台阵, 红色三角形代表Lehigh大学布设的Namche Barwa台阵, 粉红色三角形代表北京大学东昆仑台阵和银川盆地台阵. Fig. 1 Topography of Tibetan plateau and 244 stations located in the eastern Tibetan plateau and south of Gansu province Blue triangles stand for the INDEPTH IV array, red triangles stand for Namche Barwa array by Lehigh University and pink triangles stand for Peking University Eastern Kunlun array and Yinchuan basin array. |
在与台站布设时间相对应的期间内, 记录到1324个震级大于4.5的区域天然地震事件, 定位结果选自中国地震目录.首先经过手工挑选Pn波到时, 得到最初射线21268条.为保证反演结果稳定可信, 应用以下的射线筛选准则：台站至少要记录到8条射线, 地震事件至少被5个台站记录到；考虑到青藏高原的地壳厚度为60km以上, 因此, 要求地震深度小于60km；射线走时残差小于6s；震中距范围是2.5°到11.0°.最终, 筛选得到13218条有效射线, 209个台站和852个天然地震事件（图 2a）.根据射线分布, 利用线性拟合, 得到本研究区域内平均上地幔速度为8.10km/s（图 2b）.
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图 2 射线分布(a)和Pn走时数据(b), 图b中平均Pn波速度为8.10km/s 图a中黄色三角形代表台站, 红色圆点代表所采用的地震. Fig. 2 (a) Ray paths of Pn waves.Yellow triangles represent stations, while red points represent the selected earthquakes; (b) Pn travel times, plotted with a reduction velocity of 8.1km/s |
本文研究中我们采用Hearn的反演Pn波速度和台站延迟的方法[16, 19], 将研究区域划分为网格, 模拟Pn波沿着上地幔顶部传播, 其中传播路径可以分为三部分：震源到莫霍面, 莫霍面到地震台站以及沿莫霍面传播的部分：
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(1) |
其中, tij为从震源i到地震台站j的走时, ai和bj分别为台站延迟时间和地震事件延迟, dijk为射线在第k个网格内的传播路程, 而sk为网格内的地震波慢度.地壳厚度（zi）、地壳内的平均速度vc和上地幔顶部的平均速度vm等三个因素决定台站延迟时间：
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(2) |
地震事件延迟的表达式相似, 只是用震源到莫霍面的距离代替（2）式中的地壳厚度.
初始模型假设为均匀层状模型, 在选择平均地壳速度时, 根据前人研究成果, 结合地壳模型, 设定平均地壳P波速度为6.3km/s.地壳平均厚度是根据线性拟合震中距-走时数据获得的截距, 计算约为60km.根据初始模型, 计算参考走时以及台站延迟和事件延迟；然后从观测数据中减去模型数据, 得到走时残差（Δtij）、相对台站（Δai）和事件延迟（Δbj）；最后利用线性阻尼最小二乘法求解（1）式, 得到Pn波速度结构.在反演中, 利用一个阻尼因子约束慢度sk的求解, 用以平衡模型分辨率和解的不确定性.高阻尼意味着模型分辨率降低, 但可以降低解的不确定性；低阻尼意味着提高模型分辨率, 但解的不确定度也随之升高[20].同时, 不同的网格划分方式会导致不同数量的模型参数, 根据现有数据选取模型参数也是反演的一个重要方面.经过一系列实验, 最终确定阻尼因子为500, 研究区域划分为0.25°×0.25°的网格, 以保证模型参数数量适度, 不会造成反演矩阵欠定, 同时保证正演精度.
3 分辨率和误差分析为测试反演结果的分辨率和稳定性, 做如下的检测板实验：使用Pn波速度在网格上做正弦变化的模型, 沿实际射线路径正演得到理论走时数据, 然后用前述同样的反演方法计算Pn波速度, 检验恢复给定速度模型的程度.检测板实验表明, 在青藏高原中部, 如松潘甘孜地块和羌塘地块, 2°方格内的速度可以完全复原, 而研究区域周边, 如柴达木盆地北部、青藏高原东北缘以及拉萨地块南部, 模型分辨率降低至3°左右（图 3）.
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图 3 2°×2°的检测板实验结果 Fig. 3 Checkboard test with 2 degree by 2 degree squares |
Pn波速度的反演误差主要来自Pn震相的挑选、地震定位.对于不同震级的地震和不同架设条件的地震仪, 震相挑选的误差有所不同.一般来说, 信噪比较高时, 震相挑选的时间误差约为0.1s；但是在台站噪声水平较高的区域, 如柴达木盆地内, 时间误差可以达到0.2~0.4s.根据（1）式, 对于800km的射线, 这将引入约0.025km/s的Pn波速度误差.地震定位的误差中, 竖直方向的误差可以被地震事件延迟包括在内, 因此对于最后Pn波速度结构的反演结果没有影响；但是根据（1）式, 水平方向上5km的误差, 在震中距为800km时, 可以导致约0.05km/s的Pn波速度变化.而本文研究得到的Pn波速度异常大于0.25km/s, 因此本文反演结果的总体特征应该是真实速度结构的反映.而对于台站延迟, 根据（2）式, 0.2km/s的地壳平均速度变化仅会引入约0.4s的台站延迟变化（假设地壳厚度为60km, 上地幔顶部平均速度为8.1km/s）.因此本文结果中-1.5~2.0s的台站延迟主要是地壳厚度变化的影响.
4 反演结果与讨论层析成像反演结果显示, 研究区域内Pn波速度分布（图 4）和台站延迟分布（图 5）表现出很强的横向非均匀性, 表明青藏高原东部的地壳与上地幔顶部结构的复杂性.其中, Pn波平均速度为8.10km/s, 最高和最低Pn波速度分别为8.35km/s和7.8km/s.平均速度稍高于整个中国的Pn波平均速度8.05km/s, 与前人的结果比较吻合[16].台站延迟的变化范围在-1.5~2.0s.给定地壳平均速度6.3km/s和上地幔顶部平均速度8.1km/s, 根据（2）式, 1s的台站延迟约等于10km的地壳厚度差异.因此, 研究区域内的地壳厚度变化十分剧烈, 可达30~35km, 基本上是青藏高原与中国东部平均地壳厚度的差异值.
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图 4 Pn波速度结构 Fig. 4 Pn wave velocity structure |
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图 5 台站延迟(其中1s的台站延迟表示10km的地壳厚度变化) Fig. 5 Station delays (one second of relative station delay corresponds to about 10 km of crustal thickness variation) |
Pn波高速异常存在于柴达木地块和羌塘及拉萨地块东部, 而低速异常分布在羌塘地块西部和松潘-甘孜地块（图 4）.与前人结果类似, Pn波高速和低速异常与区域地质构造相吻合[16-18].柴达木地块, 包括柴达木盆地和青海湖-共和盆地区域下, 显示出Pn波速度为8.25km/s的高速异常, 但是高速异常并不完全连续.作为青藏高原北部边缘近期最为活跃区域, 地学界称柴达木地块区域为“新增高原”[21], 认为其构造和隆升过程可以反映青藏高原早期形成的模式.Meyer和Yin等[22-23]提出柴达木地块下地壳和地幔岩石圈俯冲于昆仑断层之下.我们认为这里不连续的Pn高速异常可能对应于特提斯洋闭合时北部增生的克拉通地块片段, 在之后的高原演化过程中, 克拉通地块阻挡但并未阻止高原的北向生长.
另一显著的高速异常（8.3km/s）分布在班公-怒江缝合带东部（28°N-32°N, 92°E-98°E）, 与Liang等[24]的结果一致.这一高速异常显示出二维的非均匀分布特征：沿97°E高速异常从28°N一直延伸到金沙江缝合带；95°E以西的高速异常北部以班公-怒江缝合带为界, 且南端仅到达30°N. Liang等[24]将这一Pn高速异常解释为北向俯冲的印度板块前缘的部分岩石圈, 但其结果显示十分连续的低幅度异常分布特征.我们的结果支持这一解释, 但其中复杂的Pn波高速异常几何结构也表明印度板块俯冲前缘的特征不能简单的用一维模型来解释, 要同时考虑到东西向的横向不均匀性.
Pn波低速异常主要分布在研究区域西部、昆仑断层与班公-怒江缝合带之间的区域.昆仑断层将高速异常的柴达木地块与南部的低速松潘-甘孜地块分开.结合体波层析成像结果[25], Pn波在昆仑断层两侧的显著变化同样表明两地块岩石圈温压条件以及物质组成上的差异.松潘-甘孜地块东部平均Pn波速度为8.0km/s, 低速异常是主导特征, 而在龙门山断层的西北, 存在一个7.9km/s的局部极低.研究表明, 松潘-甘孜地块是在青藏高原形成过程中三叠纪洋盆的残余[26-27], 松潘-甘孜地块的泊松比偏高.因此松潘-甘孜地块偏低的Pn波速度表明上地幔顶部较为软弱.羌塘地块和松潘-甘孜地块西部上地幔顶部速度为显著的低速异常, 最低波速达7.8km/s.这一低速区对应于Sn波传播的显著衰减区[29], 并且在前人的实验观测中不断的被验证, 包括面波层析成像、接收函数以及更大区域的Pn波层析成像结果[17].Pei、Liang和Hearn等[17-19]将这一低速区与新生代火山活动相联系；同时, 众多学者研究表明, 大地热流值与Pn波速度呈负相关, 热流值高的地方Pn波波速呈现负异常[30-32]；Mcnamara等[33]结合地球化学结果分析, 也认为这一低速区表明上地幔顶部存在高温异常.Liang等[24]将研究区域内的Pn波速度异常联系起来, 认为高原北部存在一条Pn波的低速带, 这一条带存在高温异常、软弱、易形变.本文的结果支持前人的结论, 虽然图 4中显示高原北部的低速区域异常具有一定的横向非均匀性, 但是总体特征表明, 高原北部, 昆仑断层以南的上地幔顶部软弱, 存在高温异常.
4.2 台站延迟研究区域内的台站延迟同样呈现较强的二维空间分布的非均匀性（图 5）.最大台站延迟为2.0s, 位于羌塘地块东部的唐古拉山区域（33°N, 95°E）, 此区域内9个台站均呈现大于等于1.5s的台站延迟, 表明此处的地壳厚度高达75~80km, 与前人接收函数的结果[34]一致.而周边区域的台站延迟均小于1s, 表明此处的莫霍面存在下凹, 这一下凹对应于此区域内的Pn波高速异常的最北端（图 4）. Zhang等[35]通过对INDEPTH Ⅲ数据的接收函数分析, 发现羌塘地块东部存在80km的厚地壳, 且比东西两侧都厚, 因此提出高原东部的物质东西向挤出可能与局部的地壳增厚有关.Zhang等[36]通过分析GPS速度场, 也认为青藏高原地壳物质向东的挤出吸收了高原内部的地壳缩短.SKS横波分裂结果显示[37]此处的快波方向沿东南方向.Silver等[38]提出青藏高原的横波分裂结果可能是由于岩石圈上地幔早期受到应力挤压作用, 而造成内部应变积累, 从而导致橄榄石晶轴沿最大应变方向排列.结合以上的研究结果, 如果班公-怒江缝合带东部的高速异常对应于向北俯冲的印度板块, 那么80km厚的地壳很可能是由于羌塘地块内部受到东北方向的挤压而产生的变形, 而局部加厚的地壳对于现今地壳物质东西向的挤出有一定推动作用.
松潘-甘孜地块内的台站延迟显示地壳厚度由西向东逐渐降低, 由95°E附近的60km减薄到鄂尔多斯地块西南部的45km, 与地形高程变化呈负相关.但是值得注意是100°E附近的东昆仑台站的延迟显示地壳厚度仅为50km, 低于前人接收函数的结果[28].造成偏大的台站负延迟的原因可能是东昆仑台站的记录时间较短（8个月）, 接收地震信号数量有限, 且布设在2008年5月12日汶川Ms8.0地震之后, 因此绝大多数地震（余震）记录都来自于龙门山断层地区, 造成射线方向过于单一, 因此反演结果不够稳定.柴达木盆地南侧的台站延迟约为0, 指示约60km的地壳厚度, 同样与接收函数结果有约5km的差异[28].其原因如前所述, 可能与挑选布设在柴达木盆地里的台站的信号具有较大误差有关（0.4s）.与Pn波研究的结果类似[24, 39], 研究区域外围的台站延迟一般均不稳定, 如拉萨地块南部呈现的负台站延迟.
金沙江缝合带以北, 由台站延迟得到的地壳厚度比缝合带南部有约15km的阶跃, 与Wittlinger等[40]的远场体波层析成像结果一致, 但要大于Liang等[24]由Pn波反演得到的约5km变化的结果.但是我们在青藏高原内部的台站数目远远多于Liang等所用的台站, 分布也更加密集, 因此本文的结果应该更为可信.结合台站延迟和Pn波速度结构, 研究区域内班公-怒江和金沙江缝合带南北两侧地质结构特点表现迥异, 可能与印度板块的北向俯冲的边界密切相关.使用接收函数和体波层析成像分析, 部分学者提出印度板块北向俯冲的边界是班公-怒江缝合带[34, 41].而拉萨和羌塘地块东部的Pn波高速异常以及羌塘地块里的厚地壳可能表明印度板块向北至少俯冲到班公-怒江缝合带.本文反演结果支持Liang等有限频体波层析成像的最新结果[25]——印度板块的东端向北俯冲到羌塘地块中部, 局部地区达到金沙江缝合带.这一初步观测结果还需要将来更全面的地球物理资料进行约束验证.
5 结论通过对分布在青藏高原内部的宽频带流动观测台站数据进行Pn波层析成像, 我们得到了青藏高原东部上地幔顶部的速度分布以及地壳厚度, 二者共同表现出很强的横向不均匀性, 表明了青藏高原内部地质构造的复杂性.结果显示高原内部的地质块体的边界, 比如昆仑断层、金沙江缝合带以及班公-怒江缝合带, 也是地震波速度和地壳厚度变化的分界面.昆仑断层将北部的高速柴达木地块与南部的低速松潘-甘孜地块分开.高速的柴达木地块具有克拉通性质, 很可能是特提斯洋闭合时北部增生的克拉通地块片段, 现今在青藏高原北部的隆升中扮演重要的角色.而松潘-甘孜地块的低速异常的原因很可能是其岩石圈上地幔的高温异常.金沙江缝合带南部的Pn波高速异常对应于向北俯冲的印度洋板块.班公-怒江缝合带与金沙江缝合带之间80km厚的地壳很可能是用于印度板块与欧亚板块碰撞, 致使羌塘地块内部产生变形.以上证据表明印度板块至少向北俯冲到班公-怒江缝合带之下, 但是是否到羌塘地块中部, 仍然需要更多地球物理资料的验证.
致谢作者向参与北京大学流动地震台阵的架设、数据采集工作的北京大学“地震大地构造学研究小组”的同学和老师表示衷心的感谢.同时审稿人提出了宝贵意见, 一并表示感谢.
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