新生代以来,印度板块—欧亚板块的碰撞,导致形成了青藏高原及其周缘增厚的地壳与强烈的地表变形.为研究陆-陆碰撞过程及其演化,前人在青藏高原开展了大量的深部结构探测方面的研究工作,揭示出青藏高原南、北壳幔结构具有强烈的横向变化.如,地震波成像( Owens and Zandt, 1997;Tilmann et al., 2003;Li et al., 2008;Zhang et al., 2012)和接收函数(Zhao et al, 2010, 2011)研究所显示的高速的、向北倾斜的异常体,被认为是印度大陆岩石圈地幔向北俯冲的证据,但是关于印度大陆岩石圈 向北俯冲的位置仍有争议(Owens and Zandt, 1997; Tilmann et al., 2003;Li et al.,2008;Zhou and Murphy, 2005).近来开展的接收函数研究(Zhao et al, 2010, 2011;Kind et al., 2002)还显示,在青藏高原的北缘也存在向南俯冲的转换界面,被解释为亚洲大陆岩石圈向南俯冲的证据.然而,最新的地震体波成像结果(Liang et al., 2012)则认为在青藏高原的北缘并不存在岩石圈地幔向南俯冲的迹象.此外,地震波成像研究(Zhang et al., 2012;Liang et al., 2012;Huang et al., 2003;Priestley et al., 2006)揭示出藏北地区存在显著的壳幔低速异常,然而关于该低速异常的深度分布仍存在争议.如,地震体波成像(Zhang et al., 2012;Liang et al., 2012)显示藏北地区的低速异常从地壳向下一直延伸到300 km深的上地幔,被认为是地幔拆沉的重要证据;而Priestley等(2006)的结果则显示该低速异常仅局限于下地壳和100 km深度之上的上地幔.显然,澄清和证实上述争议,将为青藏高原的形成、演化模型的确定提供重要的深部证据.
作为青藏高原最年轻的部分,青藏高原东北缘为研究青藏高原的生长和变形,以及两大板块碰撞的远程效应提供了重要的试验场(Tilmann et al., 2003;许志琴等, 2001).开展面波成像研究,获取研究区下方的S波速度结构将为澄清上述争议提供重要的约束.事实上,前人已经在此开展了大量的面波方面的研究工作.如,业已开展的全球和大陆尺度的面波成像研究(Huang et al., 2003;Priestley et al., 2006;Shapiro and Ritzwoller, 2002;朱良保等,2002;徐果明等,2007;Chen et al., 2010;Feng et al., 2011)很好地描绘了大尺度的岩石圈/软流圈地幔结构.为弥补前述研究缺乏短周期面波、无法很好约束地壳结构这一不足,Yang等(2010,2012)利用噪声成像方法,得到了青藏高原及其周边地区6~50 s的相速度,并反演了地壳和上地幔顶部的S波速度结构.目前在青藏东北缘布设的密集的固定和流动地震台网记录了大量的远震资料,为我们采用面波方法开展高分辨的深部速度结构研究提供了重要的资料保障.
本文研究收集了2007年8月到2012年1月内位于青藏高原东北缘的68个甚宽频带以及19个宽频带数字台站记录到的远震面波资料(图 1),挑选出信噪比好的垂直向记录,采用双台法(Wu et al., 2009)提取了台站间的基阶Rayleigh波相速度和群速度(15~140 s)频散曲线,运用Yanovskaya和Ditmar(1990),Ditmar和Yanovskaya(1987)提出的面波层析成像方法重构了青藏高原东北缘分辨率高达0.5°×0.5°的相速度和群速度分布图.然后通过对提取到的每个格点的相速度和群速度频散进行联合反演,得到了该网格点一维 S波速度结构,最后通过线性插值得到了青藏高原东北缘地壳和上地幔三维S波结构,并对其可能的地质意义进行了探讨.
本文的研究区域地处青藏东北缘(88°E—100°E, 31°N—42°N),区内主要的大型缝合带和断层有班公—怒江缝合带、金沙江缝合带、昆仑山断裂带和海原断裂带.由南到北大致依次分布为拉萨地块、羌塘地块、松潘—甘孜地块、柴达木盆地和祁连山地块(图 1).该区域构造极其复杂,地震活动强烈,最近的一次大地震即是2010年4月14日7时49分40秒发生在96.7°E,33.1°N的7.1级玉树地震.
2.2 数据收集与选取本文研究共使用了研究区内87个宽频带地震 台站(其中68个甚宽频带地震台站,19个宽频带台站)记录到的远震记录.为尽可能地增加地震射线的覆盖和交叉,我们收集了2007年8月到2012年1月期间22个中国数字地震台网(CDSN)固定台站(郑秀芬等,2009)和65个IRIS流动台站的观测资料.台站位置分布如图 1所示.
在提取Rayleigh波频散之前,我们首先按以下标准挑选了波形记录:①为了避免近源效应和高阶面波干扰,震中距限定在15°至100°;②为保证面波 发育、且具有较好的信噪比,震源深度需小于70 km, 震级介于5.5和7.5之间;前述所有地震记录的震源参数均来自USGS地震目录;③由于双台法是基于大圆弧理论,在选取台站对时,要求远台站到近台站的方位角与远台站到地震事件的方位角之差小于3°.本文研究共选用了190个地震事件(图 2), 由图 2可以看到地震事件方位覆盖比较均匀.
本文研究中我们通过对选取的地震垂向记录进行频时分析,以获取Rayleigh波频散.在频散测量之前,对所有符合前述条件的地震波垂向记录进行了预处理,这包括去除仪器响应、重采样到1 Hz、去均值和去倾斜等.然后采用小波变换频时分析技术 (Wu et al., 2009)测量了双台间的基阶Rayleigh 波相速度.对于群速度的测量,为了获得高质量的频散曲线,我们先进行了Wiener滤波,重建了双台间格林函数,然后对这些格林函数利用小波变换频时分析技术(Wu et al., 2009)测量双台间的基阶Rayleigh波群速度.
对于提取得到的频散曲线,我们手动逐一检查了其可靠性和光滑性,经过严格挑选,分别获得了1216条相速度和653条群速度频散曲线.对于同一 路径的频散曲线我们进行了算术平均处理,最终 分别获得了742和408条高质量独立路径的基阶Rayleigh波相速度和群速度频散曲线.图 3是周期为60 s和120 s时的相速度射线路径分布情况,可以看到路径基本均匀地覆盖了研究区域.
基于以上获得的频散路径,本文采用Ditmar和Yanovskaya(1987),Yanovskaya和Ditmar(1990) 提出的二维线性反演方法.该方法是Backus Gillbert 一维反演理论在二维下的推广.对于不同类型和周期的面波,该方法通过最小化以下罚函数来获得每个周期的相速度或群速度C(θ,φ)分布.
其中
这里wi是第i条路径的权重,由于本文将所有相同路径进行了算术平均,所有路径权重是相同的,在反演中我们均取为1;tpredi和tobsi分别表示第i条路径模型计算得到的走时和观测走时; A 是位置矢量;s是参与反演的路径;λ是正则化参数,控制着走时残差与反演结果的光滑程度.这一方法在中国大陆地区许多面波成像中有广泛应用(何正勤等, 2009;潘佳铁等, 2011;Li et al., 2012b).在该方法中,正则化参数的选取尤为重要,本文通过测试,最终选取λ=0.2作为正则化参数输入. 4.2 分辨率测试 4.2.1 横向空间分辨率测试
采用上述反演方法在获得相速度和群速度分布的同时,还可以获得研究区域内的横向空间分辨率.图 4是60 s周期相速度和群速度的横向空间分辨率,可以看到研究区域内相速度的分辨率图大部分地区均达到50 km.即使分辨稍差的群速度图,其大部分区域的空间分辨率也达到100 km左右,在研 究区的边缘,由于路径分布偏少,分辨率有所降低. 由于射线路径分布直接决定横向分辨率,随着周期增大或者减少,射线路径相对60 s周期均有减小,从而导致其横向空间分辨率也将有所降低.
为了评估射线路径覆盖能否恢复真实模型以及确定相速度和群速度成像时网格的大小,本文还进 行了检测板测试.我们分别将研究区域划分为1.0°×1.0°和0.5°×0.5°网格,初始模型速度值为3.8 km/s, 扰动值±0.3 km/s,同时在理论射线走时里面加入了标准差为0.15 s的高斯噪声,然后采用相同的反演方法和参数设置,分别对60 s和120 s两个周期进行了检测板实验.结果显示(图 5),在1.0°×1.0°的网格大小下,能很好地恢复输入模型;在0.5°×0.5°网格大小下绝大部分地区都能较好地恢复.证明将研究区域划分为0.5°×0.5°的网格进行反演是可行的.
采用4.1节所述的反演方法和参数,我们反演得到了0.5°×0.5°网格下周期为15~140 s的Rayleigh波相速度和群速度分布.图 6展示了周期为15 s,25 s,40 s,60 s,90 s和120 s的相速度与群速度分布.为了将不同周期的面波和不同深度的地下结构变化联系起来,本文分别计算了不同周期Rayleigh波相速度和群速度在深度方向上的敏感核(图 7).结果显示,同一周期的相速度比群速度能反映更深的地下结构.短周期面波较长周期面波的敏感范围要窄,所以短周期面波在深度方向上(尤其是地壳和上地幔顶部)的分辨率相对较高,而中长周期的面波在深度方向上的分辨率相对要差,仅能反映上地幔较大深度范围内的平均速度结构变化(易桂喜等,2008).同时敏感核图还显示我们的频散范围可以反映15~250 km内地壳和上地幔的结构变化,而且不同周期相速度和群速度存在一定的对应关系,如25 s相速度和40 s群速度反映的地下深度大致是一致的.下面我们将分别讨论周期为15 s,25 s,40 s,60 s,90 s和120 s时相速度和群速度的分布及其与地表地质、壳幔深部结构之间的关系.
短周期15 s的群速度主要对表层和上地壳的S波速度结构十分敏感.沉积层中的波速比造山带表层的波速小得多,也就造成柴达木盆地显示低速异常,而北部的祁连山表现为突出的高速异常.在柴达 木盆地以南,金沙江缝合带以北的部分区域显示高速异常,这一分布特征在Yang等(2010)给出的周期为12 s的群速度分布图中也有清晰的显示.
15 s的相速度和25 s周期的群速度共同反映了15~25 km左右深度内的地下结构,其速度分布都仍主要受地表地形和沉积层的影响.从速度分布图上看,相速度和群速度表现出很好的一致性,在松潘—甘孜地块、羌塘地块、柴达木盆地及其周边地区均显示低速异常,而北部的祁连山和阿尔金山地区显示为相对高速异常,这同前人(Ritzwoller & Levshin, 1998;Villaseor et al., 2001;Yao et al., 2005;Li et al., 2012a)的研究结果是一致的.
25~50 s的相速度和40~60 s的群速度主要对30~70 km的横波速度最为敏感,其分布主要受地壳结构尤其地壳厚度的影响.总体上,在研究区域内相速度和群速度分布一致表现为南部低速北部高速,这与地壳厚度由南向北逐渐减薄的形态是吻合的(高星等,2005;张雪梅等,2007;Sun et al., 2008).
60~120 s的相速度和90~120 s的群速度反映了100~250 km内地幔上部的速度结构变化.较之于中长周期的速度分布图,低速区不断缩小,大部分地区显示出高速异常,但昆仑山断裂带及其附近地区表现为低速异常.
5 速度结构反演 5.1 1D速度结构反演前述提及的不同周期的面波频散分布虽然与不同深度的壳幔结构具有一定的相关性,但是并不能直接反映壳幔结构的速度变化,因此有必要对频散进行反演,以获取壳幔不同深度的S波速度.已有研究表明(Shapiro and Ritzwoller, 2002;Martínez et al., 2000),联合反演较之于单一的相速度或者群速度频散反演,对地下结构能够提供更好的约束.这是因为(1)如前所述,同一周期下群速度比相速度对浅层的结构更敏感,同时联合相速度和群速度反演,将对整体的地下结构提供更好的立体约束;(2)本研究中的相速度和群速度是独立提取的,测量误差也是独立的,二者在联合反演中将独立地约束频散曲线的拟合,进而共同更好地反演S波速度结构模型.本文首先通过对研究区0.5°×0.5°网格点上的Rayleigh波相速度和群速度频散进行联合反演,得到了各点下方的地壳上地幔一维S波速度结构.
我们知道,面波频散同时受介质密度、P波速度和S波速度的影响,但由于相速度和群速度对S波速度的偏导数比对介质密度和P波速度的偏导数要大得多(Urban et al., 1993),这里选取起主要作用的S波速度作为反演对象.事实上,Rayleigh 波主要对垂直极化的剪切波速度(Vsv)敏感,为简便起见,本文将其直接视作S波速度. 由于本文反演采用了Herrmann和Ammon(2002)的线性反演方法,因此选取一个合理的初始模型十分关键.研究中参考了Sun等(2008)利用体波震相资料重建的地壳结构作为地壳初始模型; 上地幔部分初始速度结构则采用全球AK135模型,其中100 km以上的地幔部分层 厚10 km,100~400 km之间的上地幔层厚20 km. 本文采用了差分反演算法,该方法的目的是使最终反演得到的理论频散与观测值之间的误差最小.
如前所述,由于我们采用的Rayleigh面波频散资料周期范围为15~140 s,依据敏感核(图 7)在深 度方向上的分辨率,我们的数据能够很好地分辨15~250 km 深度范围内的S波速度结构.图 8给出了两个典型地区一维S波速度结构和频散曲线的拟合情况,可以看到,反演模型的频散曲线与真实模型的频散点能够很好地吻合,说明反演结果是可靠的.
在得到不同网格点的1D速度模型之后,我们通过线性插值得到了研究区内的三维S波速度结构.图 9给出了不同深度的S波速度结构图.同时,在研究区内我们截取了一条剖面(剖面位置如图 1中AB),结果如图 10所示.
在研究区内从中地壳到下地壳,以36°N为界,北部地区S波速度明显要比南部地区高.Huang等(2003)认为以30°N—35°N和82°E—100°E为范围的广大地区在中地壳存在一个低速区,这一结果在我们的速度图上也可以看到,但本文结果显示此低速区域继续向北延伸到了36°N.进入下地壳后,柴达木盆地的高速异常特征表现得更加突出,Li等(2012a)所给出的45~70 km深度内S波速度图像上也有明显的相同特征.
在60 km的深度剖面上,羌塘地块仍然处在下地壳,而北部的柴达木盆地和祁连山地区已经进入上地幔(高星等,2005;张雪梅等,2007),这与S波速度结构图像上北部高速而南部低速的主要特征是一致的.在100 km的深度剖面上,班公—怒江缝合带表现为显著的高速异常.从140 km的深度剖面开始,研究区的北部显示出高速异常,与南部的高速异常形成南北高速中间低速的形态,Zhang等(2012)体波层析成像的结果也显示出相近的形态.随着深度的增大,中部地区的低速异常范围逐渐向昆仑山断裂带附近缩小.结合图 10可以看到,在昆仑山断 裂带附近,从下地壳到上地幔始终显示为低速带. Bao等(2011)体波成像的结果也显示从75 km 到337 km,昆仑山断裂带附近S波和P波均为低速异常.
6 讨论与结论本文收集了2007年8月到2012年1月期间青藏高原东北缘的长周期地震记录,采用小波变换频时分析技术提取了台站间的Rayleigh 波相速度和群速度频散.利用Yanovskaya和Ditmar(1990), Ditmar和Yanovskaya(1987)提出的二维线性反演 方法,重构了研究区15~140 s周期内分辨率为0.5°×0.5° 的相速度和群速度分布图.与已有结果(Huang et al., 2003;徐果明等,2007;Chen et al., 2010;Villaseor et al., 2001;Bourjot and Romanowicz, 1992; Curtis and Woodhouse, 1997)相比,本文结果具有更高的分辨率.通过联合反演每个格网点上的Rayleigh波相速度和群速度频散,得到了格点下方的地壳上地幔一维S波速度结构.经过线性插值最终得到了研究区域内的三维S波速度结构模型.下面将结合本文面波成像结果(图 9和10),对几个具有争议性的问题进行探讨.
关于印度板块俯冲前缘的位置,一直有很大的争议(Owens and Zandt, 1997;Tilmann et al., 2003;Li et al.,2008;Zhao et al, 2010, 2011; Zhou and Murphy, 2005;Kosarev et al., 1999).在本文的速度结构图上,班公—怒江缝合带下方存在显著的深达180 km的高速异常,这一结果和已有的地震体波成像结果(Owens and Zandt, 1997;Tilmann et al., 2003;Zhang et al., 2012;Liang et al., 2012) 是一致的.我们推断位于班公—怒江缝合带下面的高速块体可能就是印度板块,这表明印度板块的前缘已经俯冲到了班公—怒江缝合带附近.在班公—怒江缝合带以北的松潘—甘孜地块,其上地幔 S波速度表现为低速异常,与Zhou和Murphy(2005) 的体波成像结果不同,我们的结果表明印度板块并没有俯冲到藏北地区下方,这一推断也与最新的体波成像(Zhang et al., 2012;Liang et al., 2012)、接收函数(Zhao et al, 2010, 2011)研究结果相一致.
在青藏高原东北缘,最新的P、S波接收函数研究结果(Zhao et al, 2010, 2011)还显示存在向南俯冲的转换界面,被解释为亚洲大陆岩石圈向南俯冲的证据.我们的结果显示在青藏高原东北缘的柴达木盆地北部和祁连山地块下面100~250 km深处存在板片状高速异常体.事实上,这一高速异常在Zhang等(2012)的P波成像中也有发现.但与Zhang等(2012)的P波成像结果不同的是,本文结果显示该高速异常体前缘并没有到达金沙江缝合带.结合已有的研究结果(Zhang et al., 2012;Zhao et al, 2010, 2011;Kind et al., 2002)和该高速异常体的形态,我们推测此高速异常体可能就是亚洲板块,其前缘已经抵达柴达木盆地北部,且没有明显的向南俯冲的迹象.
在前述印度、亚洲岩石圈地幔中间,我们可以看到显著的延伸到250 km深度的低速异常.最新的体波成像结果(Zhang et al., 2012;Liang et al., 2012;Bao et al., 2011)也有类似的发现.Priestley等(2006)的面波成像结果也观测到了藏北地区存在的低速异常体.但与Priestley等(2006)的结果不同的 是,我们不认为该低速异常仅局限于下地壳和100 km 深度之上的上地幔.Unsworth等(2004)的大地电磁测深结果发现在两大板块之间存在广泛的低阻异常,并且延伸到200 km深度以下,这和我们的低速异常延伸的范围是一致的,不支持该低速异常仅存在于100 km深度以上的观测(Priestley et al., 2006).从图 10中可以看到此低速且低阻异常体的深度远超过南侧的印度板块和北侧的亚洲板块,预示着该低速异常体并非板块俯冲所携带来的流体,我们推测可能是地幔物质底辟上涌现象造成的.
致谢 感谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”和中国数字地震台网,以及IRIS为本研究提供地震波形数据.两位匿名审稿人提出的修改意见对于本文的提高具有很大帮助,在此表示感谢.同时,感谢编辑细致耐心的工作.[1] | Bao X Y, Sandvol E, Ni J, et al. 2011. High-resolution seismic velocity and attenuation models of eastern Tibet and adjacent regions. Monitoring Research Review: Ground-Based Nuclear Explosion Monitoring Technologies. |
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