2015, Vol. 58
2. 国土资源部深部探测与地球动力学重点开放实验室, 北京 100037;
3. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029
, GAO Rui1,2, TIAN Xiao-Bo3, TENG Ji-Wen3, LI Qiu-Sheng1,2, YE Zhuo1,2, LIU Zhen3, SI Shao-Kun3
2. Key laboratory of Eearth Probe and Geodynamics, Ministry of Land and Resources of the People's Republic of China, Beijing 100037, China;
3. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
The receiver function waveform inversion technique (PROGRAM330) is used to analyze the crustal S-wave velocity structure below seismic stations. The receiver functions are estimated by a time-domain iterative deconvolution method of Ammon (1991) with four different Gaussian coefficients (α=1.0, 1.5, 2.0 and 2.5). Firstly, receiver functions, which are much similar in waveforms and within a narrow range of back-azimuth (less than 10°) and ray parameter (less than 0.002), are stacked to enhance the main signal characteristics. To maintain the intrinsical details of the receiver functions, they are stacked without normal moveout. Results of Tian et al. (2013) and Li et al. (2006) are used as the constraints in the inversion process to reduce the uncertainty.
The results show thata relatively low velocity layer (LVL) exists between the upper and lower crust in the region between the East Kunlun fault and the Haiyuan fault. The depth of the LVL shallows northeastward from ~35 km to ~20 km along the surface movement direction, while the Moho uplifts. The variation in thickness of the upper crust is more obvious than the lower crust. The thickness of the lower crust (15~20 km) beneath the Kunlun-west Qinling orogenic belt is thinner than that beneath the adjacent Qilian block (25~30 km). Beneath the NE Tibetan plateau, as well as the Alashan and Ordos blocks, the S-wave velocity in the lower crust increases with depth.The whole crustal S-wave velocity increases with depth beneath the eastern part of the west Qinling orogenic belt, the Ordos and Alashan blocks.
It can be concluded that the observed LVL in the NE Tibetan plateau can act as an intra-crustdecollement/detechment to decouple the deformation between the upper and lower crust. The geometry of the LVL and the Moho indicates that the NE Tibetan crust is growing northeastward, and is predominated by upper-crustal thickening at present.The lower crust of the Kunlun-west Qinling orognic belt may be more rigid than the adjacent Qilian block and thus has experienced less deformation and crustal thickening. The lower crust of the NE Tibetan plateau is normal and possess high viscosity, so that is not conducive to the flow of the lower crust.
本文所述的青藏高原东北缘涉及被三条大型左旋走滑断裂带(南侧的昆仑山断裂、西北侧的阿尔金断裂和东北侧的海原断裂)所包围的昆仑—西秦岭造山带、祁连地块和河西走廊，以及与之相邻的阿拉善地块和鄂尔多斯地块(图 1).研究区地处青藏高原向内陆扩展的前缘部位，是陆-陆碰撞远程效应研究和陆内造山过程、机制研究的理想地区(Tapponnier et al.，2001; Yin et al.，2008).地质学研究表明昆仑断裂以北大部分的新生代构造都晚于11 Ma(Meyer et al.，1998)，沉积层年代学研究指示青藏高原东北缘在早新生代还是一个巨大的内陆湖盆，直到晚新生代期间才隆起并褶皱成山(张培震等，2006)，并且现今构造运动仍很活跃.因此，可以认为高原东北缘处于年轻的、正在生长的阶段，可作为一个实例来研究高原的演化和发展.
 | 图 1 青藏高原东北缘区域构造与台站分布 断层的运动方式参考Yin 等(2008)，三角形为台站位置，数字标号①—④为4条剖面(蓝色直线)的序号，红色罗马数字I—VIII为8个区域的标号.KL-昆仑断裂，ATF-阿尔金断裂，HF-海原断裂，NFQ-秦岭北缘断裂.Fig. 1 Map of the northeastern Tibetan plateau showing topography and major tectonic features (after Yin et al.,2008) The triangles mark seismic stations. The numbers ①—④ mark the four profiles (blue lines), and the red Roman numerals I—VIII mark the eight regions. KL-Kunlun fault, ATF-Altun Tagh fault, HF-Haiyuan fault, NFQ-north margin fault of Qinling. |
近半个多世纪以来，国内外学者相继在青藏高原东北缘地区开展了大量的地球物理探测试验和研究.人工源地震和天然地震探测表明，相对于东北侧的鄂尔多斯地块和北侧的阿拉善地块，青藏高原东北缘的地壳已明显加厚(Li et al.，2006; Liu et al.，2006; Gao et al.，2013; Tian and Zhang，2013).其中西秦岭造山带和陇西盆地的地壳厚度为48~54 km(刘启元等1996；陈九辉等2005; Zhang et al.，2013)，柴达木盆地地壳厚度为50~53 km(滕吉文，1974; 曾融生等，1994; 崔作舟等，1995)，盆地北侧的祁连山逆冲推覆带和南侧的昆仑断裂带附近地壳厚达60~70 km(Vergne et al.，2002; 李秋生等，2004; Karplus et al.，2011; Zhang et al.，2011).然而，在地壳增厚机制和方式问题上，不同学者的认识仍存在较大分歧.噪声成像研究发现青藏高原东北缘下方30~50 km深度存在大范围的低速异常，认为是下地壳流活动所导致的(Zheng et al.，2010)；虽然人工源地震探测研究(刘启元等1996； Liu et al.，2006; 嘉世旭等2009; Zhang et al.，2011; Wang et al.，2013)发现青藏高原东北缘的下地壳确有增厚，但对比地震波速度和泊松比结构，认为东北缘地壳偏酸性，长英质成分含量高，其密度小于铁镁质成分，从而降低了中、下地壳的地震波速度和泊松比值，推测藏东北下地壳是一个丢失了铁镁质的地壳层；也有学者(Galvé et al.，2002; 李永华等，2006; Tian and Zhang，2013)认为地壳泊松比偏低是由于长英质的上地壳增厚规模大于铁镁质的下地壳增厚规模导致的；另外，Zhang等(2013)还发现从阿拉善南缘到中祁连地块的上地壳底部存在一向南加深的地震波低速层，并提出这一低速层在高原东北缘地壳变形中可能起到了关键作用.
可见，虽然已对青藏高原东北缘进行了大量的地质和地球物理探测研究，但多数研究结果是以二维剖面形式展现的，加之不同学者的关注点不同，联合现有研究尚不足以建立一个理性的、客观的、区域性的地壳变形模式.要完善这一模式，首先要弄清楚两个问题：青藏高原东北缘的地壳中是否存在低速层，其空间分布如何？壳内低速层是在横向流变，还是在协调上覆和下覆地层的非协调变形？为此，本研究借助青海和甘肃台网的远震波形资料，得到了青藏高原东北缘的地壳S波速度结构，为研究该地区地壳形变样式提供了深部地球物理证据和约束.
2 数据资料与研究方法2.1 数据资料本研究利用了青海和甘肃地震台网2007—2009年记录的远震波形资料，台站分布如图 1所示.研究中，我们挑选震中距范围30~90°，震级MS>5.0的远震P波波形提取接收函数.地震事件的震中分布如图 2a所示.
 | 图 2 以兰州台(LZH)为例展示多频段P波接收函数波形拟合反演 (a)远震事件分布，红色圆标出的地震为挑选出用于反演的事件； (b)地壳厚度50 km、P波速度6.4 km·s-1、VP/VS为1.73的地壳模型中转换波(Ps)和多次波(PpPs，PsPs和PpSs)相对直达P波的相对走时曲线； (c)灰色线为挑选出用于反演的接收函数，红色线为未经动校正的接收函数叠加波形，绿色线为动校正后的接收函数叠加波形； (d)单频段接收函数反演的S波速度结构(绿色)与多频段接收函数反演的S波速度结构(红色).Fig. 2 An example of multi-frequency Pwave receiver functions inversion (a) Open circles show the locations of earthquakes, and red-filled circles are the eventsused in the inversion; (b) Theoretical travel time of Ps and multiples (PpPs, PsPs and PpSs) relative to direct P wave. The crustal thickness is 50 km, P wave velocity is 6.4 km·s-1, and VP/VS is 1.73; (c) Gray waveforms show the selected receiver functions which are used in the inversion. Red and green lines show the stacked receiver functions before (red line) and after (green line) normal moveout correction, respectively. |
本研究采用时间域反褶积方法(Ligorría and Ammon，1999)提取每个台站的P波接收函数和最小二乘线性反演方法反演台站下方的地壳S波速度结构(Ammon and Vidale，1993).在提取P波接收函数时，我们分别利用α=1.0，1.5，2.0和2.5的高斯系数进行低通滤波，得到了四个频段的接收函数，频率近似为f≈α/π.在反演过程中，我们选择一定方位角和震中距范围内相关性较好的P波接收函数进行叠加，以增强信噪比.挑选接收函数主要参考以下几点标准：(1)能够反映波形信号的主要特征；(2)反方位角范围不超过10°，射线参数范围不超过0.002；(3)波形相似度较高；(4)叠加的接收函数波形个数不宜过多，一般不超过10条.其中后两条标准可以避免叠加过程丢失细节信息.
由于接收函数中转换波(Ps震相)相对直达P波的相对走时随着震中距(射线参数)的变化而变化(如图 2b所示)，因此，对接收函数叠加之前往往要进行动校正(陈九辉等，2005; 李永华等，2006)，即通过使用一维参考模型，将来自不同震中距的接收函数校正到同一个参考射线参数，以消除时差影响.而动校正处理会存在两个问题，其一，对参考模型的估计不准确会导致接收函数得不到合理的校正；其二，由于多次波(PpPs和PsPs、PpSs)的时距关系与转换波Ps不同(如图 2b所示)，这样的动校正处理势必会影响多次波.接收函数波形拟合反演对波形要求极高，为了避免动校正处理对波形的改变，最大程度地保留信号的原本特征，实际应用中所使用的接收函数的射线参数动态范围均不超过0.001，以保证转换波和多次波震相的相对走时变化足够小(图 2b)，不进行动校正处理也能得到较高信噪比的波形.如图 2c所示，未经动校正的接收函数叠加波形与经过动校正的接收函数叠加波形基本一致，因此，本研究均是对原始波形进行的叠加.
反演S波速度结构时，同时对四个频段的接收函数进行波形拟合，其中低频信息可以用来约束大尺度结构变化，高频信息能够捕捉壳、幔速度结构的细节变化.不同频段P波接收函数的相互制约，将使反演结果更接近地壳的真实速度结构.图 2d展示了多频段P波接收函数波形反演在兰州台(LZH)的应用，可以看到，多频段接收函数反演结果较单频段反演结果有明显改善.我们还将本研究结果与刘启元等(1996)利用非线性反演方法得到的兰州台(LZH)的地壳、上地幔S波速度结构进行了对比，两者基本一致，均在上地壳底部(~22 km)存在S波速度降低，因此我们认为利用多频段P波接收函数反演得到的地壳S波速度结构更为合理和可靠.
对于线性反演方法，初始模型的选择对于反演结果具有较大的影响，因此在确定初始模型的速度结构时，我们参考了人工源地震探测得到的该地区平均地壳P波速度值(Liu et al.，2006; Zhang et al.，2011，2013)和Tian等(2013)、李永华等(2006)得到的各台站下方的地壳厚度和VP/VS值，以减少反演的非唯一性.初始模型设计的地壳和地幔均为等速度，其中地壳部分P波速度设为6.2 km·s-1，地幔部分参考IASP91模型(Kennett and Engdahl，1991).
3 研究结果本研究通过多频段P波接收函数波形拟合，共获得青藏高原东北缘地区42个台站的地壳、上地幔S波速度结构，从波形拟合情况看，接收函数中的主要震相均得到了较好的拟合，只有在台站HXT和LTT中理论接收函数的P波振幅较观测值高，这将造成近地表速度估计过高，但由于Moho转换波和多次波震相的振幅拟合得较好，因此不影响对速度变化的估计.之前，李永华等(2006)已利用本研究中的部分台站进行了接收函数波形拟合反演，本研究结果与之基本一致，只有岷县台(MXT)存在较大差别，我们推测该台站下方地壳结构可能存在方位非均匀性，本研究使用的地震来自反方位角51~60°，而李永华等(2006)所使用的地震来自反方位角135°.
虽然接收函数波形反演能够很好的约束地壳、上地幔的相对S波速度结构变化，但对绝对速度不够敏感，因此本研究只考虑S波速度随深度的变化，不进行横向比较.为了便于分析，我们将台站按垂直构造走向排列成四条NE—SW向剖面(如图 1和图 4所示)，同时还将研究区分成八个小区域，并将位于同一区域内台站的S波速度结构进行叠加平均以获得该区域的平均值(如图 1和图 5所示).从本研究结果可以看出西秦岭造山带东部、鄂尔多斯和阿拉善地块的地壳S波速度结构随深度的增加而稳定增加，符合正常大陆的地壳结构.值得注意的是，研究区内昆仑断裂以北，阿尔金—海原断裂以南的大部区域的上地壳底部普遍存在S波速度降低的低速层，尤其在昆仑—西秦岭地块的西部、祁连地块和河西走廊地带较发育，其深度由南向北变浅(如图 4和图 5所示)，低速层速度最低点埋深在昆仑—西秦岭地块的西部为33 km(区域I)，在拉脊山为28 km(区域II)，在日月山和跨六盘山地区为21~23 km(区域III和IV)，在河西走廊为25 km(区域V).本研究将主要讨论这一壳内低速结构在高原地壳变形中的动力学含义，此外，也将根据本研究得到的下地壳速度结构讨论青藏高原东北缘的下地壳流问题.
 | 图 3 接收函数反演波形拟合(蓝线为观测接收函数，红线为理论接收函数)Fig. 3 Waveform fittings of receiver function inversion. Blue and red lines are the observed and predicted receiver functions, respectively. Abbreviations on the left arestation names. θ and Δ are the back azimuth and epicentral distance, respectively |
 | 图 4 研究区四条剖面上台站的地壳、上地幔S波速度结构从上到下，分别对应图 1的第①—④条剖面，橙色阴影标出青藏高原东北缘壳内低速层. Fig. 4 Crustal and upper-mantle Swave velocity along the four profiles in Fig.1，The orange shaded areas mark the low-velocity layers beneath the northeastern Tibetan plateau |
 | 图 5 研究区八个区域内台站的S波速度结构和平均S波速度结构(红色线) 灰色线为图 4中已展示的台站，彩色线为图中相同颜色字母标示台站的S波速度结构，C-上、下地壳分界面，M-Moho界面.Fig. 5 Swave velocity below eight stations shownin Fig.1 and their average values (red lines) The gray lines are stations shown in Fig.4, and the colored lines are stations marked by the same colored letters.C is the discontinuity between the upper and the lower crust. M is Moho. |
青藏高原东北缘的壳内低速结构在先前的接收函数(陈九辉等，2005; 李永华等，2006)、大地电磁(赵国泽等，2004)和人工源地震探测(王有学等，2005; Zhang et al.，2007，2013)中已有体现.文献(Zhang et al.，2013)跨高原东北缘的流动台站接收函数研究显示昆仑—西秦岭造山带西部、陇西盆地和海原断裂带下方20~30 km深度存在低速层，与本研究结果一致；大地电磁研究(赵国泽等，2004)显示研究区下地壳顶部存在20~25 km厚的低阻层；目前，有三条穿过研究区的宽角反射、折射地震探测剖面捕捉到了青藏高原东北缘的壳内低速结构，例如阿尔泰—龙门山剖面(王有学等，2005)显示剖面北段阿尼玛卿山—柴达木—南山下方地壳约30 km深度存在连续的低速层；马尔康—固兰剖面(Zhang et al.，2007)下方地壳约20 km深度存在一水平低速层；合作—景泰剖面(Zhang et al.，2013)的研究显示自阿拉善地块南端到中祁连地块中部的地壳中存在一向南加深的壳内低速层，其深度与本研究得到的深度基本一致.因此，可以认为本研究得到的青藏高原东北缘的壳内低速结构是可靠的.
之前，赵国泽等(2004)曾从电性结构方面探讨了青藏高原东北缘壳内低阻层的成因，认为是由含盐流体所引起的；根据本研究壳内低速层的分布，我们推测上、下地壳的剪切运动也可能降低剪切面的地震波速度.无论壳内低速层的成因为何，它往往是地壳内的薄弱带，在地壳的现今变形中可以起到滑脱层的作用，因此，青藏高原东北缘的上、下地壳变形可能是解耦的.这一推论可以从各向异性研究中得到支持，张辉等(2012)利用近场地壳剪切波分裂得到该区域有明显的近NE到ENE方向的快剪切波偏振方向，反映了中、上地壳的各向异性；而王琼等(2013)的SKS、PKS、SKKS分裂得到WNW方向的快波优势方向，反映了上地幔的各向异性.这两者的差异表明中、上地壳的变形与下覆圈层是解耦的.
地质学与GPS测量研究均表明，青藏高原东北缘的地壳运动方向为NE向(Tapponnier et al.，2001; Gan et al.，2007).本研究NE—SW向剖面揭示剖面下方壳内滑脱层的深度向NE方向逐渐变浅，而Moho界面也沿地壳运动方向略有抬升(如图 4所示)，也就是说，沿剖面的下地壳厚度变化不明显，而上地壳向南加厚(如图 4和图 5所示)这种与地壳运动方向相反的上地壳增厚模式表明，青藏高原东北缘现阶段地壳变形主要表现为上地壳的增厚，且变形顺序自南向北进行.这一推论与李永华等(2006)和Tian和Zhang(2013)通过地壳平均速度比和地壳厚度关系得到的结论一致；另外，Gao等(2013)通过深地震反射图像估计的青藏高原东北缘上地壳应变缩短率高达46%.
此外，从图 5可以看出青藏高原东北缘各块体的下地壳厚度存在着明显差异，其中昆仑—西秦岭造山带的下地壳较薄，厚度仅为15~20 km，其北侧的祁连地块的下地壳厚度为25~30 km，河西走廊和阿拉善地块的下地壳厚度基本一致，为20 km，鄂尔多斯下地壳厚度为25 km.我们推测导致昆仑—西秦岭造山带下地壳较薄的原因之一是该区下地壳具有更强的抗变形能力，在南、北挤压作用力下，其下地壳增厚幅度小于与之相邻的祁连地块.深地震反射剖面研究指出西秦岭造山带曾属于一稳定的大陆地块(Gao et al.，2013)，宽角反射、折射剖面揭示西秦岭造山带的地壳速度结构符合正常大陆地壳属性，而祁连地块的地壳速度结构更接近Sierra Navada弧或增生地壳属性(Zhang et al.，2013)，这可以作为支持本研究推测的间接证据，但仍需要进一步研究结果的证明.另外，导致昆仑—西秦岭造山带与祁连地块下地壳厚度差异的另一种可能是块体的固有属性，也就是各块体在拼合前已经具有不同厚度的下地壳，这种差异与最新的印度—欧亚碰撞事件关系不大.因为受印度—欧亚碰撞的影响，青藏高原地壳向NE方向运动和变形(Tapponnier et al.，2001; Gan et al.，2007)，则研究区南部的昆仑—西秦岭造山带的地壳变形是先于北部的祁连地块的.
4.2 下地壳速度结构与地壳流分析地壳流模型指出青藏高原中部存在一个向东运移的中-下地壳流，遇到四川盆地刚性岩石圈的阻挡后，在龙门山断裂带西侧发生分流(Clark and Royden，2000)，除了大量地球物理探测所揭示的沿龙门山断裂带向南流动的支流(Unsworth et al.，2005; Klemperer，2006; Xu et al.，2007; Yao et al.，2008; Bai et al.，2010; Liu et al.，2014)，Enkelmann等(2006)认为秦岭造山带西南部9—4 Ma的高原快速抬升事件源于青藏高原NE向运移的下地壳流的参与；Zheng等(2010)也将在青藏高原东北缘下方30~50 km深度发现了大范围的低速层归因于下地壳流的活动.然而，接收函数(陈九辉等，2005; 李永华等，2006; Pan and Niu，2011)和宽角反射、折射地震探测研究(Galvé et al.，2002; Liu et al.，2006; Zhang et al.，2011，2013; Wang et al.，2013)所揭示的高原东北缘较低的泊松比结构和地震波速度结构，均不支持地壳流的存在；此外，深地震反射剖面(高锐等，2006; Gao et al.，2013)发现研究区下方下地壳仍有清晰的、连续可追踪的反射轴，表明下地壳并不是如地壳流式的透明反射.
总体上看，本研究中青藏高原东北缘(包括阿拉善地块和鄂尔多斯地块)的下地壳S波速度随深度的增加而增加.这种地震波速度随深度正梯度增加的下地壳结构符合正常大陆属性，表明青藏高原东北缘下地壳的黏滞性仍然很高，不利于下地壳流的发育.对比发育地壳流潜在性最大地区的高原东缘较厚的地壳(平均厚度>60 km)和较薄的岩石圈(平均厚度约120 km)(Zhang et al.，2010; Hu et al.，2011)，青藏高原东北缘(除了昆仑断裂带和祁连逆冲推覆带)地壳加厚幅度并不显著，平均厚度为50 km(滕吉文，1974; 曾融生等，1994; 崔作舟等，1995; Gao et al.，2013; Tian and Zhang，2013; Zhang et al.，2013)，并且岩石圈并不薄，平均在140~150 km(Zhang et al.，2012)，因此，我们认为青藏高原东北缘发育大规模地壳流的可行性不大.
5 结论本研究中，利用青海和甘肃区域地震台网的宽频带远震资料，采用时间域反褶积方法提取多频段P波接收函数，通过对多频段接收函数波形的同步拟合，反演获取了青藏高原东北缘的地壳S波速度结构，结合该区已有的地质、地球物理研究成果，主要得到以下几点认识：
(1)青藏高原东北缘的上地壳底部普遍存在一个S波速度低速层，其深度由南端的约35 km 向北变浅为约20 km，推测该低速层为一壳内滑脱层，该地区的上地壳变形与下地壳解耦，从滑脱层的深度分布可以认为青藏高原东北缘的地壳缩短变形自南向北进行，且现阶段主要表现为上地壳增厚.
(2)相对祁连地块平均25~30 km厚的下地壳，昆仑—西秦岭造山带的下地壳偏薄，厚度仅为15~20 km.我们推测形成这种与现今地壳运动方向(NE)相反的下地壳变薄模式的原因，其一为西秦岭造山带的下地壳可能具备更强的抗变形能力；其二为这种块体间的下地壳厚度差异可能在块体拼合前已经形成，与最新的印度—欧亚碰撞事件关系不大.
(3)研究区内下地壳S波速度随深度的增加而增加，这种正梯度增加的S波速度结构符合正常大陆地壳的速度变化规律，反映高黏滞性的下地壳属性，推测下地壳流在青藏高原东北缘并不发育.
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