喜马拉雅山脉是世界上最大也是记录最完好的大陆碰撞带之一，并为俯冲/碰撞动力学提供了重要约束(Argand，1924; Yin and Harrison，2000; Tapponnier et al.，2001; Royden et al.，2008; Li et al.，2011; 许志琴等，2011).东构造结(Eastern Himalayan Syntaxis，EHS)也称之为南迦巴瓦构造结(Namche Barwa Syntaxis，NBS)，它位于喜马拉雅造山带的东缘.这里地质界限、构造格架和地貌水系发生急剧转折(图 1)，是构造应力最强、隆升和剥蚀最快、新生代变质和深熔作用最强的地区之一(钟大赉和丁林，1995；Burg et al.，1998；Ding et al.，2001；许志琴等，2008；Booth et al.，2009).区内从南往北划分为印度地体、雅鲁藏布江缝合带和拉萨地体三个构造单元.构造结核部区域的南迦巴瓦变质体为印度大陆高喜马拉雅岩系，由比鲁构造岩片、直白构造岩片、南派乡构造岩片和多雄拉变质穹隆组成，其外侧为欧亚大陆岩系.

图 1

Fig. 1

图 1 喜马拉雅东构造结宽频地震流动台站位置分布图 本研究共使用48个宽频带台站，包括13个来自Lehigh项目的台站(黑色三角，台站代码见图a)和35个我们布设的南迦巴瓦台阵(蓝色三角，台站代码见图b)，绿色三角代表南迦巴瓦峰，接收函数CCP叠加剖面AA′，BB′和CC′位置如图所示，缝合带和大型活动断层由黑色实线标示(据Taylor et al.，2003; Xu et al.，2012).其中，IYS-印度斯—雅江缝合带；TSZ-提定缝合带；JSZ-嘉黎剪切带；BNS-班公湖—怒江缝合带.主要地质单元包括： 北拉萨地体(NLS)； 南拉萨地体(SLS)； 喜马拉雅地体(HM)以及东构造结(NBS). Fig. 1 Locations of broadband seismic stations around the eastern Himalayan syntaxis A total of 48 broadband seismic stations used in this study，which include 13 existing stations(black triangles，station code see fig.a)from the Lehigh project and our 35 stations(blue triangles，station code see fig.b). The green triangle shows the peak of Namche Barwa mountain. The fig.a also shows the position of CCP stacking profile AA′，BB′ and CC′. The black solid lines demonstrate the suture zones and large active faults in this region(Taylor et al.，2003; Xu et al.，2012). IYS，the Indus-Yarlung suture; TSZ，the Tidding suture zone; JSZ，the Jiali shear zone; BNS，the Bangong-Nujiang suture. The main geological units include the north Lhasa terrain(NLS)，the south Lhasa terrain(SLS)，the Himalaya terrain(HM)and the Namche Barwa syntaxis(NBS).

40 Ma 以来，印度板块持续快速地向北推进，形成了沿Sagaing断裂分布的大型右行走滑断裂系，并同时造成了雅江缝合带在东构造结的逐渐弯曲(Xu et al.，2012 ).喜马拉雅造山带的东段因印度和欧亚大陆之间强烈而持续的汇聚作用，使造山运动自碰撞以来就没有停止过，形成一系列以南迦巴瓦峰为中心的差异性隆升性质的高角度正断层体系(Wang and Burchfiel，1997).在东构造结形成的动力学机制方面，最近的研究认为楔形印度板块与亚洲板块的碰撞同时产生正向碰撞和斜向碰撞两类效应，而东、西构造结的形成均受到斜向碰撞的影响，并且与深部板块的俯冲角度和样式以及板块边界的几何学、运动学、岩石圈流变学等有关(许志琴等，2011).关于喜马拉雅造山带中的伸展构造以及高喜马拉雅变质体的形成机制包括重力垮塌、刚性或韧性楔形挤出、channel flow模式等观点，但至今尚无定论.

尽管近些年来对喜马拉雅东构造结的构造格架和岩石学研究都有了进一步认识，但由于受制于南迦巴瓦构造结复杂的地形条件，宽频地震的研究程度相对较低，仅麻省理工大学(MIT)、利哈伊大学(Lehigh)和成都地质和矿产资源所的合作项目在邻近地区布设了宽频地震台阵(Lev et al.，2006；Sol et al.，2007；Yao et al.，2010；Li et al.，2008；Wei et al.，2013).但该计划的台站主要分布在东构造结北部区域，难以揭示构造结正下方的壳幔结构.为此，我们在南迦巴瓦峰周边进一步开展了宽频地震流动台站的布设和观测(彭淼等，2012).

接收函数包含地震台站下方地壳和上地幔速度间断面所产生的转换波及其多次反射波的信息.早在1964年，Phinney提出利用远震体波研究地壳及上地幔结构的接收函数方法.朱露培等人利用1991—1992年PASSCAL宽频台站观测数据将这种方法首次用于青藏高原的研究(Zhu et al.，1995).根据PASSCAL资料，国内学者采用时间域的最大熵谱反褶积算法得到了台站接收函数的一维S波速度分布(吴庆举等，2003).近些年来，国内外学者利用接收函数研究青藏高原壳幔结构的成果不断涌现.研究者普遍采用时间域反褶积技术(Ligorria and Ammon，1999)及其改进算法提取接收函数，进而利用H-κ叠加方法获得单个台站下方的地壳厚度和平均波速比(Zhu and Kanamori，2000; Chevrot and van der Hilst，2000; Niu and James，2002; Nair et al.，2006；危自根等，2011)，也有学者采用共转换点(CCP)叠加方法来研究地壳结构(Kosarev et al.，1999；Zhu 2000；Kind et al.，2002；Wittlinger et al.，2004；张广成等，2013).

本文利用喜马拉雅东构造结及邻区台站的远震宽频带波形记录提取接收函数，利用改进的H-κ叠加和共转换点(CCP)叠加成像方法来共同解析喜马拉雅东构造结的地壳深部结构，进而探讨其动力学意义.

南迦巴瓦地区地形复杂，通行条件较差.沿雅鲁藏布江的道路狭窄，险情不断，全程400多公里的路线有120 km需步行工作.以往在本区的深部探测工作极少，属于青藏高原仅有的深部探测的空白区.区内墨脱县2012年以前是全国唯一不通公路的县城，山高路险，多处塌方，工作车辆无法通行，只能徒步穿越整个墨脱地区.2009年至2013年项目组多次进入到西藏林芝、易贡、波密和墨脱等地围绕南迦巴瓦峰进行布台.台站的观测仪器主要采用美国Ref-Tek130地震仪，配备STS-2和Trillium-40检波器，台站间距约15 km.

本文的宽频地震数据主要由两部分组成：一部分是从美国地震学研究联合会(IRIS)收集到的地震数据，该数据来自MIT-Lehigh-CIGMR研究组从2003年到2004年在南迦巴瓦及其周边地区完成的宽频带地震探测项目(Lev et al.，2006；Sol et al.，2007；Yao et al.，2010)，本文优选了其中的13个台站(图 1，黑色三角标示).另一部分数据来自我们在南迦巴瓦地区实施的宽频带地震台(图 1，蓝色三角标示)，期间共布设三分量地震台站35台，该台网观测具有更密的台站分布.此外，本文还使用了国家测震台网西藏林芝地方台的地震记录(郑秀芬等，2009).

在研究区域的接收函数波形记录中，初至P波之后的30 s内主要有三个震相，分别为Moho面的Ps转换波和地表多次波PpPs和PpSs+PsPs震相.理论上，已知地壳平均速度的前提下，利用震相和初至P波之间的时间差可以计算地壳厚度.在地壳厚度-波速比域(H-κ域)，三个震相时间差方程表现为三条斜率不同相交于一点的曲线，而相交点对应于最佳的地壳厚度与波速比.但在实际情况下，由于背景噪音的影响，地壳中不均匀体引起的散射和其他间断面的转换震相的存在，从单个接收函数识别出Moho界面产生的Ps以及其他多次震相并标出到时是很困难的.为了提高信噪比，通常将多个地震的接收函数在时间域内叠加.Zhu和Kanamori(2000)提出了一个在H-κ域直接叠加的方法：

(1)

上式中ω₁，ω₂和ω₃分别为Ps转换波，PpPs和PpSs+PsPs多次波的加权系数，且ω₁+ω₂+ω₃=1；r_i为接收函数振幅，PpSs+PsPs振幅与其他两个震相振幅极性相反，故取负号.

当叠加中使用正确的地壳厚度与波速比时，方程右边各个震相对应于准确到时(最大振幅)，使s(H-κ)达到最大值.因此可以通过测试不同的值，在H-κ域中搜索三个震相叠加后的最大振幅，从而获得最佳地壳厚度和波速比.上述方法的主要优点是：不用人工挑选震相走时，可以避免挑选震相时人为因素的影响，同时能高效批量处理大量数据，因此适用于对大尺度区域地壳厚度和平均波速比的研究.

一般来说，Ps波振幅较大，受噪声干扰相对较小，最容易识别；PpPs波次之；而PpSs+PsPs震相能量较小，易受噪声干扰，可辨别性较差.但是，这一方法在实际应用中无法有效消除H和κ的折衷效应，在H-κ域图中常常出现条带状的幅值带，导致获得的地壳厚度和波速比误差较大.为了改进这一问题，本文采用了一种改进的H-κ域搜索方法(Niu et al.，2007；Chen et al.，2007，2010)：

(2)

为提高H-κ域搜索的稳定性，计算Ps转换波和多次波震相在不同波速比下的一致性.在算法中，首先对三个震相的每一波速比(κ)值做时间-深度转换，然后计算各接收函数Ps转换波分别与PpPs(C₁₂)和PpSs+PsPs(C₁₃)在波峰附近的相关系数，并将相关系数C₁₂或C₁₃，亦或(C₁₂+C₁₃)/2作为加权因子c(κ)；同时，对每一地壳厚度(H)值也计算各接收函数Ps转换波分别与PpPs(C₁₂)和PpSs+PsPs(C₁₃)在波峰附近的相关系数，并作为加权因子c(H).算法中分别进行κ和H的自适应搜索，并假定当κ或H为最佳值时，各道在幅值附近的彼此相关性最好.这一方法能有效消除H和κ的折衷效应，并使H-κ域图中幅值带有较好收敛，从而能提高H-κ叠加方法的稳定性和可靠性(Chen et al.，2007).

接收函数H-κ叠加方法在结构复杂地区会引起在各方位的接收函数的差异，本文从以下三个方面来克服这一不利因素：一是采用改进的H-κ域搜索方法通过搜索多相关系数下的结果来消除H和κ的折衷效应，提高结果的稳定性；二是对于高质量接收函数较少或各方位接收函数差异较大的台站综合考虑邻近台站的结果并作出合理性判断；三是选取不同频率的接收函数计算H-κ，并通过综合分析剔除不合理结果，对结果中多次出现的H和κ认定为最可能的结果并对它们做算术平均作为最终结果.

首先将原始数据转换成sac格式，从中国地震数据中心(CEDC)下载地震事件数据，选择震中距在10°~104°范围内的远震事件(图 2)，利用TauP程序(Crotwell et al.，1999)计算理论走时，然后利用GSAC工具(Herrmann and Ammon，2004)进行0.05~2 Hz的带通滤波消除干扰噪音，并自动截取P波初至的前50 s至后150 s的波形数据，然后识别P波初至挑取到时.

图 2

Fig. 2

图 2 本研究所使用的远震震中分布图 红色圆圈代表 2003年至2004年震级≥5.0的737个远震事件；蓝色圆圈代表 2010年至2013年震级≥5.2的724个远震事件.所有事件都分布于震中距在30°和92°之间.黑色块代表东喜马拉雅的台站所在区域. Fig. 2 Epicenter distribution of teleseismic events in this study The red circles denote the 737 teleseismic events with magnitude ≥5.0 from 2003 to 2004，and the blue circles represent the 724 teleseismic events with magnitude ≥5.2 from 2010 to 2013 with the epicentral distance between 30° and 92°. The black patch denotes region of the seismic stations in the eastern Himalaya.

处理时，对每个事件进行波形互相关计算后自动拾取P波初至.然后按事件逐一检查波形，对个别初至还需进行手动调整.接收函数的提取需首先对截取波形数据的水平分量作坐标旋转得到径向和切向分量，然后对垂直分量(Z)和径向分量(R)做时间域迭代反褶积计算(Ligorria and Ammon，1999)获得接收函数.一般来说，用较低的滤波因子所获得的接收函数转换波振幅相对宽缓，所指示速度间断面为壳幔主要间断面(如Moho)的信息，较高的滤波因子所获得的接收函数中转换波振幅相对尖锐，指示的则是更多壳内次级速度间断面的信息.为了考虑不同频率接收函数得到的结构的差异性，本文对多种滤波因子进行了试算和深入比较，最终确定并选择a=1.0和a=2.5两种高斯滤波因子来提取接收函数.当Gaussian系数a=1.0时，在频率域大致对应拐点频率为0.6 Hz的滤波器；而当Gaussian系数a=2.5时则大致对应拐点频率为1.2 Hz，其接收函数所涵盖的频率范围更宽并包含一定的高频成分.

以b121台站的数据处理为例，共利用了2010年5月至2012年8月间震级大于5.2级的远震事件1310个，提取接收函数后通过互相关计算从中筛选出相似度高的接收函数(互相关系数大于85%).其中当选取高斯滤波因子a=1.0时，共筛选出45条反方位角在20°~100°之间、震中距在20°~100°之间的高质量接收函数；选取高斯滤波因子a=2.5时，共筛选出22条反方位角在40°~80°之间、震中距在30°~70°之间的高质量接收函数.将这些高质量接收函数按计算得到的射线参数从大到小排列成接收函数道集(图 3c和3f).很显然，对于b121台站而言，采用高斯滤波因子为1.0时提取得到的高质量接收函数要显著多于高斯滤波因子选2.5时提取的数量.从图中可以看出，该台具有清晰的Ps转换波的震相，并且各道后续的PpPs和PpSs+PsPs震相也具有较好的一致性.利用改进的H-κ搜索叠加方法，对挑出的远震P波接收函数进行了搜索叠加，得到了各台站下方的地壳厚度(H)和地壳平均纵横波速比(V_P/V_S).

图 3

Fig. 3

图 3 b121台站接收函数按射线参数排列道集 (a)和(d)分别显示了高斯滤波因子为a=1.0和a=2.5的各道接收函数的震中距(Gcarc)和反方位角(Baz)；(b)和(e)分别显示了a=1.0和a=2.5的各道接收函数的射线参数(Ray Para.)；(c)和(f)分别为a=1.0和a=2.5时按射线参数大小排列的接收函数道集. Fig. 3 Receiver functions from b121 station according to ray parameters (a)and(d)show epicenter distance(Gcarc)and back azimuth(Baz)of receive functions with the gaussian filtering factor of 1.0 and 2.5 respectively;(b)and(e)show ray parameters(Ray Para.)of receiver functions with the gaussian filtering factor of 1.0 and 2.5 respectively;(c)and (f)show receiver functions according to ray parameters with the gaussian filtering factor of 1.0 and 2.5 respectively.

在H-κ叠加过程中，结合研究区的实际情况，选取该区地壳平均P波速度为6.47 km·s^-1(Zhu and Helmberger，1996；彭淼等，2012).P波速度是H-κ方法中的自由参数，它的变化对地壳厚度H的计算结果影响并不是很大.例如，对于一个地壳厚度为30 km，V_P为6.3 km·s^-1的地下结构而言，0.1 km·s^-1的P波速度的变化所引起的地壳厚度变化小于0.5 km(Zhu and Kanamori，2000).对中国大陆地壳厚度和波速比的研究也表明，5%的P波速度变化最多可以导致6%左右地壳厚度的变化(Chen et al.，2010).加权系数的选择对计算结果的影响与研究区的实际地壳结构有关，经过测试，本文选取三个震相Ps，PpPs，PpSs+PsPs的权重分别为0.6，0.2和0.2.

对于每个台站，计算各接收函数中Ps转换波分别与PpPs(C₁₂)和PpSs+PsPs(C₁₃)在波峰附近的相关系数，因而可以分别得到C₁₂，C₁₃和(C₁₂+C₁₃)/2三种情况下的H-κ域图.

考虑到东构造结地区地壳结构的复杂性，选取不同频率(低频1.0和高频2.5)的接收函数分别计算H-κ，并通过综合分析剔除不合理结果，对结果中多次出现的H和κ认定为最可能的结果，对它们做算术平均并作为最终结果.一般来说，如果Moho界面结构单一清晰，仅表现为一简单的速度跳跃界面，那么不同频率接收函数计算的结果是一致的；如果Moho界面存在表现为速度渐变的区域，则低频接收函数(如a=1.0)可以给出该区的平均深度，而高频接收函数(如a=2.5)则可能反映出在此区内速度变化最强烈的一层的深度.从这点考虑的话，不同频率接收函数的计算结果会有差异.在同组频率接收函数中，还要通过比较不同的相关系数计算组合并选择收敛程度最好、最稳定可靠的结果作为最终的地壳厚度和V_P/V_S比值.最终结果应该是在不同相关系数计算组合中多次出现的H-κ的平均值.比如，如果只在某一相关系数计算组合见到H=60 km，但其他的结果中没有，那么除非另有证据，否则无法相信H=60 km是真实的.

当两种频率结果不太一致时，需综合分析并对比邻近台站的H-κ叠加结果，排除不合理的结果，然后选择各系数下多次出现的结果求平均值作为最终结果.以b121台站为例(图 4)，当选择高斯滤波因子a=1.0，采用不同相关系数，即C₁₂，C₁₃和(C₁₂+C₁₃)/2时，H-κ域图的第一极值点分别为(77.06 km，1.652)，(78.04 km，1.659)和(61.55 km，1.843).当选择高斯滤波因子a=2.5，采用不同相关系数时，H-κ域图的第一极值点分别为(66.87 km，1.747)，(66.54 km，1.738)和(66.24 km，1.741).通过综合比较邻近台站的结果可知当a=1.0时，C₁₂(77.06 km，1.652)和C₁₃(78.04 km，1.659)是不合理的结果，予以排除.选择剩下结果中较相近的结果，即当a=2.5时不同相关系数下的H-κ叠加结果对它们求算术平均，得到最佳Moho面深度和波速比(V_P/V_S比值)分别为66.55km和1.742.

图 4

Fig. 4

图 4 b121台站接收函数H-κ域分析图 图中颜色深浅对应于归一化叠加振幅的大小，其中红色代表正振幅，蓝色代表零和负振幅；(a)、(b)和(c)分别显示高斯滤波因子为1.0时采用不同相关系数计算方式的H-κ域图；(d)、(e)和(f)分别显示高斯滤波因子为2.5时采用不同相关系数计算方式的H-κ域图. Fig. 4 Improved H-κ stacking analysis of receiver functions from b121 station In the figure，the different colors represents different values of normalized amplitude，the red color represents positive amplitude and blue color represents zero and negative amplitude;(a)，(b)and(c)show H-κ stacking analysis using different correlation coefficient with the gaussian filtering factor of 1.0;(d)，(e)and(f)respectively show H-κ stacking analysis using different correlation coefficient with the gaussian filtering factor of 2.5.

当两种频率结果相差不大时，直接选择各系数下十分接近的结果求平均值作为最终结果.图 5和图 6分别给出了代表性台站b021和ES34的接收函数道集和H-κ叠加计算图.其中，b021台站位于雅鲁藏布江大拐弯以南，南迦巴瓦构造结的核部.b021台站的Ps波震相清晰，而PpSs+PsPs震相相对PpPs较易识别，PpSs+PsPs的延迟时间约为34 s(图 5a).当选择高斯滤波因子a=1.0，采用不同相关系数的H-κ域图的第一极值点分别为(62.40 km，1.709)，(61.69 km，1.729)和(65.50km，1.702)；当a=2.5时，不同相关系数H-κ域图的第一极值点分别为(61.88 km，1.701)，(67.09 km，1.669)和(66.90 km，1.656).选择图 5(c、d、f)的H-κ叠加结果求平均值，计算得到的b021台下方的地壳厚度和波速比分别为61.99 km和1.713.ES34台站位于波密以西的嘉黎断裂带附近，接收函数道集(图 6a)显示Ps波的震相十分清晰，Moho面以上的中地壳(4 s左右)存在低速层；PpPs的震相也较为清晰，大约位于约27 s处.ES34台站所获得的H-κ域分析图显示：当a=1.0和a=2.5时不同相关系数下进行H-κ叠加计算的结果较为一致，因此对所有图 6(c—h)的H-κ叠加结果求平均值，计算得到的最佳地壳厚度为70.19 km，最佳波速比为1.705.

图 5

Fig. 5

图 5 b021台站的接收函数道集和H-κ域分析图 (a)和(b)显示高斯滤波因子分别为1.0和2.5时按射线参数大小排列的接收函数道集;(c)、(d)和(e)显示高斯滤波因子为1.0时采用不同相关系数计算方式的H-κ域图；(f)、(g)和(h)显示高斯滤波因子为2.5时采用不同相关系数计算方式的H-κ域图. Fig. 5 Receiver functions from b021 station and their H-κ stacking analysis (a)and(b)show receiver functions according to ray parameters with the gaussian filtering factor of 1.0 and 2.5 respectively;(c)、(d)and(e)show H-κ stacking analysis using different correlation coefficient with the gaussian filtering factor of 1.0;(f)，(g)and(h)show H-κ stacking analysis using different correlation coefficient with the gaussian filtering factor of 2.5.

图 6

Fig. 6

图 6 ES34台站的接收函数道集和H-κ域分析图 (a)和(b)显示高斯滤波因子分别为1.0和2.5时按射线参数大小排列的接收函数道集，(c)、(d)和(e)显示高斯滤波因子为1.0时采用不同相关系数计算方式的H-κ域图；(f)、(g)和(h)显示高斯滤波因子为2.5时采用不同相关系数计算方式的H-κ域图. Fig. 6 Receiver functions from ES34 station and their H-κ stacking analysis (a)and(b)show receiver functions according to ray parameters with the gaussian filtering factor of 1.0 and 2.5 respectively;(c)、(d)and(e)show H-κ stacking analysis using different correlation coefficient with the gaussian filtering factor of 1.0;(f)，(g)and(h)show H-κ stacking analysis using different correlation coefficient with the gaussian filtering factor of 2.5.

对南迦巴瓦所有研究台站都按照上述计算方法进行了接收函数提取，并利用H-κ叠加分析计算地壳厚度和波速比，将计算结果列于表 1.

表 1(Table 1)

表 1 H-κ叠加法获得的各台站下方地壳厚度(H)、波速比(κ)及相应误差(dH和dκ) Table 1 Crustal thickness(H)，VP/VS ratio(κ)and corresponding error(dH and dκ) under each station from H-κ stacking analysis 台站代码 接收函数总数 做H-κ叠加分析的 接收函数数量 H(km) κ dH(km) dκ LINZ 168 121 60.48 1.788 0.081 0.009 b001 61 5 61.79 1.676 0.050 0.003 b006 60 47 59.54 1.729 0.091 0.005 b011 33 22 63.58 1.682 0.089 0.002 b016 22 12 57.55 1.770 0.101 0.006 b021 215 147 61.99 1.713 0.090 0.005 b026 53 18 62.67 1.708 0.102 0.008 b031 417 161 56.53 1.760 0.077 0.005 b036 34 25 56.06 1.721 0.037 0.004 b041 388 42 58.44 1.738 0.031 0.003 b046 35 7 59.75 1.732 0.048 0.004 b051 55 31 57.51 1.830 0.043 0.003 b056 35 27 61.75 1.809 0.107 0.007 b061 261 120 63.43 1.730 0.066 0.003 b066 45 31 63.63 1.715 0.057 0.005 b068 84 74 70.51 1.721 0.131 0.003 b071 77 40 65.39 1.801 0.109 0.004 b106 321 237 61.57 1.721 0.161 0.009 b114 50 40 60.38 1.696 0.134 0.009 b121 321 193 66.55 1.742 0.093 0.008 b120 38 18 64.02 1.672 0.125 0.009 b126 67 54 68.26 1.691 0.067 0.005 b131 118 97 72.98 1.670 0.157 0.013 b136 75 60 69.05 1.710 0.106 0.006 b141 75 59 68.08 1.752 0.087 0.004 b201 128 106 71.36 1.729 0.059 0.004 b211 281 221 71.43 1.670 0.113 0.011 b304 59 14 57.53 1.659 0.096 0.004 b301 56 11 56.53 1.714 0.105 0.008 b316 49 14 71.96 1.667 0.156 0.012 ES30 261 102 69.63 1.801 0.019 0.005 ES31 160 47 70.57 1.732 0.021 0.006 ES32 133 63 65.70 1.784 0.064 0.008 ES33 212 96 71.16 1.642 0.017 0.006 ES34 215 110 70.19 1.705 0.038 0.009 ES35 253 87 62.02 1.724 0.031 0.007 ES36 417 104 63.07 1.743 0.015 0.004 ES37 340 131 65.07 1.812 0.027 0.008 ES38 388 53 65.88 1.669 0.031 0.008 ES44 335 105 64.51 1.807 0.026 0.009 ES45 142 61 62.04 1.794 0.043 0.009 ES46 135 75 62.92 1.660 0.046 0.008 ES47 45 27 62.05 1.723 0.028 0.004 ES48 261 134 62.01 1.741 0.042 0.008 注：b101，b116，b206，b306，b311五个台站数据未提取到足量高质量接收函数，未予列入.

表 1 H-κ叠加法获得的各台站下方地壳厚度(H)、波速比(κ)及相应误差(dH和dκ) Table 1 Crustal thickness(H)，VP/VS ratio(κ)and corresponding error(dH and dκ) under each station from H-κ stacking analysis

需指出，本文H-κ叠加的计算并未考虑地表沉积层的影响.在中国的广大盆地和平原地区(例如，四川盆地、塔里木盆地、华北平原等地)的确有松散的地表沉积层存在，甚至青藏高原的某些地区也存在地表沉积层(Chen and Niu，2016).一般而言，地表沉积层可以导致初至P震相0.1 s左右的延迟，它对接收函数反演一维 S波速有很大影响，但对H-κ搜索的影响并不大，因为P震相的拟合在反演中占很大比例，而0.1 s的差异对震相搜索影响较小(Chen et al.，2010).而且，Chen和Niu(2016)的研究结果显示，在东构造结附近的西藏林芝台，其初至P震相的延迟小于0.1 s，说明该地区的地表沉积层厚度很可能较小，对本文H-κ搜索结果的影响甚微.

在此基础上，本文进一步采用朱露培教授提出的共转换点(CCP)叠加成像方法(Zhu，2000)获得了东构造结下方的地壳结构图像.进行射线追踪计算时采用的初始一维速度模型取自该地区已有的地壳结构研究成果(Zhu and Helmberger，1996).对台站下方以0.5 km进行深度划分，然后设定每层内共转换点单元和像素点的大小，并通过调整共转换点单元大小和光滑长度等参数来增强成像效果.对本文宽频地震台阵中所有高质量接收函数进行CCP叠加，获得的结果如图 7所示.

图 7

Fig. 7

图 7 喜马拉雅东构造结接收函数CCP叠加剖面 图中左上角显示了各CCP叠加剖面(AA′，BB′和CC′)的位置和穿透点的分布(红点所示)； 其它为接收函数CCP叠加剖面图，其中，IYS-印度斯—雅江缝合带； TSZ-Tidding缝合带； JSZ-嘉黎剪切带； BNS-班公湖—怒江缝合带； NB-南迦巴瓦峰.主要地质单元包括：北拉萨地体(NLS)；南拉萨地体(SLS)； 喜马拉雅地体(HM)以及东构造结(NBS). Fig. 7 CCP stacking result from receiver functions of the eastern Himalayan syntaxis The figure in the top-left corner shows the position of CCP stacking profiles(AA′，BB′，and CC′)and the distribution of piercing points(red dots).IYS，the Indus-Yarlung suture; TSZ，the Tidding suture zone; JSZ，the Jiali shear zone; BNS，the Bangong-Nujiang suture； NB，the peak of Namche Barwa mountain. The main geological units include the north Lhasa terrain(NLS)，the south Lhasa terrain(SLS)，the Himalaya terrain(HM)，the Indian block(INDB)and the Namche Barwa syntaxis(NBS).

AA′剖面和BB′剖面分别从NW-SE向和SW-NE向穿过南迦巴瓦构造结.从成像图AA′剖面可以看出，由西向东的地壳结构发生较大变化：西侧剖面南拉萨(SLS)地体之下具有双地壳的结构，而中段Moho面开始出现明显错断，过渡到东侧剖面(林芝至墨脱段)Moho面则相对较清晰.而且，一个较为突出的特征是：东构造结之下的地壳厚度迅速减薄至55 km左右，呈现隆起的构造形态.BB′剖面更为明显地展示了东构造结之下的隆起构造，其南侧喜马拉雅(HM)地体和北侧北拉萨(NLS)地体的地壳都比东构造结厚5~10 km，这与本文采用H-κ叠加获得的结果也较为一致.此外，还发现AA′剖面和CC′剖面东构造结西部和北部区域的中地壳内具有稳定负幅值带.由于接收函数正的幅度表明间断面两侧速度随深度增加，而负的幅度则相反，因此可能对应于壳内低速带.

利用CRUST2.0全球模型数据(Bassin et al.，2000)给出了区域性地壳厚度分布(图 6a)，其特征如下： 1)地壳厚度横向变化较大，整体呈现南薄北厚的分布特征，其中印度板块(INDB)地壳薄，青藏高原地壳增厚； 2)地壳厚度在东构造结地区(图 8a矩形框内)发生急剧变化，Moho面深度等值线呈反“V”形展布，东构造结刚好位于“V”形转折处.

图 8

Fig. 8

图 8 喜马拉雅东构造结及其邻区莫霍面深度和波速比分布图 (a)CRUST2.0全球模型在研究区的地壳厚度分布(据Bassin et al.，2000)；(b)莫霍面深度分布；(c)VP/VS波速比分布. IYS-印度斯—雅江缝合带； TSZ-Tidding缝合带； JSZ-嘉黎剪切带； BNS-班公湖—怒江缝合带.主要地质单元包括：北拉萨地体(NLS)； 南拉萨地体(SLS)；喜马拉雅地体(HM)；印度板块(INDB)以及东构造结(NBS). Fig. 8 A map of distribution of Moho depth and VP/VS ratio around the eastern Himalayan syntaxis and is adjacent areas (a)Map showing the distribution of crustal thickness in the study region from the model CRUST2.0(Bassin et al.，2000)(b)The distribution of Moho depth；(c)The distribution of VP/VS ratio. IYS，the Indus-Yarlung suture; TSZ，the Tidding suture zone; JSZ，the Jiali shear zone; BNS，the Bangong-Nujiang suture. The main geological units include the north Lhasa terrain(NLS)，the south Lhasa terrain(SLS)，the Himalaya terrain(HM)，the Indian block(INDB)and the Namche Barwa syntaxis(NBS).

根据本文H-κ叠加法的计算结果(表 1)计算得到该地区平均地壳厚度为64.03 km，平均V_P/V_S波速比值为1.728.本文接收函数H-κ叠加进一步揭示了东构造结地区密集台站下方的地壳厚度和波速比分布(图 8b，8c).结果显示，地壳厚度分布特征总体上与CRUST2.0全球模型有较好的一致性，莫霍面深度的区域分布特征明显且变化剧烈，呈现出构造结西端和北端厚而中间薄的上隆形态(图 7b黑色虚线所示).地壳上隆区最薄处位于雅江缝合带南侧的构造结(NBS)核部地区，如b016，b031，b036和b041等台站，地壳厚度约57 km，其中b036台站下方的地壳厚度最小，仅56.06 km.地壳最厚处位于北拉萨地块(NLS)波密西侧的b131台站，达到72.98 km.该区域内的其他台站，如b316，ES33，b131和b211台站下方的地壳厚度均达到71 km，这显然比缝合带南侧的构造结核部地区的地下Moho面深14 km左右，说明东构造结Moho面由南向北快速增厚的剧烈变化.莫霍面由南向北在ES35和b201台站处发生突变，地壳增厚约9~10 km.位于南拉萨地块(SLS)的部分台站(如ES38，ES37和b068)也具有较深的Moho面，均超过65 km；而向东延伸各台站的Moho面逐渐变浅，经过林芝直到东构造结核部地区，地壳减至最薄.这一变化表明东构造结Moho面由西向东快速减薄的剧烈变化.莫霍面由西向东在b068和b066台站处发生突变，地壳减薄约6~7 km.

共转换点(CCP)叠加成像结果所揭示的Moho面变化趋势与H-κ叠加结果是一致的，都指示该区域内的地壳结构发生较大横向变化，尤其是东构造结核部之下的地壳迅速减薄，呈现隆起的构造形态.

由H-κ叠加法获得的波速比是地壳不同深度物性的平均效果.已有研究指出，0~10 km深度的高波速比与巨厚的松散沉积层及其空隙含水有关(Li et al.，2009)；中下地壳及其以下区域的高波速比则可能指示含有相对较高的铁镁质矿物成分，与地壳中的流体或局部熔融有关(Rau and Wu，1995；Kim et al.，2005).除此之外，波速比还与岩石的矿物组分相关(Zandt et al.，1995; 徐鸣洁等，2005).东构造结地区地壳平均波速比κ分布在1.642～1.830之间，大部分台站下方的κ都接近平均值1.728.但位于东构造结以西SLS地块内的b071(κ=1.801)，ES37(κ=1.812)，ES44(κ=1.807)和b051(κ=1.830)等台和位于东构造结北东的NLS部分台站(例如ES30和ES32)的平均波速比普遍达到1.8，均表现为高波速比异常.接收函数共转换点(CCP)叠加成像图也同样显示在这两部分区域的中地壳内存在稳定的负幅值带，表明东构造结西侧和北侧地壳内含有低速高波速比的物质.

喜马拉雅东构造结因其独特的地貌水系、构造格架以及地球物理场特征，近些年来一直是地球科学的重点关注地区.较早前就有学者根据“高地温、负重力、低磁”的地球物理场特征，指出该区域是一个地球“热点”，认为东构造结地区的岩石圈地幔物质处在强烈的活动之中，可以看做是一个绕中心顺时针旋转的“热涡流”(汤懋苍等，1998).滕吉文等(2006)利用该区域内的卫星重力异常资料作了更为深入的分析，通过计算布格重力异常反演了地壳深部密度结构剖面，研究结果表明：地幔上隆，陆-陆板块碰撞和汇聚，深部物质重新分异和调整以及热物质上涌及固化是导致东构造结形成的主要深部动力.他们实际上并不完全赞同地球“热点”的观点，提出东构造结应该是一个冷却、固结、高密度的“热点”.

利用本文所有宽频地震台及其邻区已有资料，我们最近的P波层析成像结果(Peng et al.，2016)揭示，印度岩石圈板片向欧亚大陆俯冲的样式在东构造结发生较大变化：在构造结以西，印度板块平俯冲于西藏拉萨地体之下，并可能延伸到班公湖—怒江缝合带；相比之下，构造结以东却发生印度板块向东的陡俯冲.这种差异性俯冲模式导致在平俯冲和陡俯冲之间的构造结之下，印度岩石圈板片发生撕裂并变得破碎.因此，热的软流圈地幔可能通过撕裂窗口上涌，从而进一步导致了南迦巴瓦的快速隆升和东构造结的形成.这种在俯冲/碰撞中具有横向变化以及板片撕裂导致地幔软流圈上涌的模式与特提斯造山带的Hellenide和Anatolide地区相类似.尽管远震层析结果从较大尺度揭示了印度俯冲板片在喜马拉雅东构造结发生角度转换和板片撕裂，但对于东构造结地壳结构的分辨能力却是有限的.为此，本文接收函数方法为进一步深入刻画喜马拉雅东构造结正下方的地壳结构提供了新证据.

基于H-κ叠加结果和CCP叠加成像剖面，本文揭示构造结核部地壳具有Moho面上隆的构造形态.关于Moho面上隆的成因，通过综合分析层析结果，发现在印度岩石圈板片撕裂窗中存在高密度、高波速的巨型岩石圈撕裂残片沉入了上地幔软流圈，而该残片正好位于东构造结核部地区的正下方(Peng et al.，2016).由于重力失衡导致了类似下地壳的拆沉作用(高山等，2009)的发生，引起上覆岩石圈减薄和地壳伸展，从而最终导致了构造结核部的上隆构造.从这个角度考虑，正好解释了在东构造结核部变质体中出露的大片高压麻粒岩(钟大赉和丁林，1995)和石榴辉石岩(张泽明等，2007)，它们很可能是东构造结下地壳拆沉的岩石残片经历了(超)高压变质作用后折返至地表的.

藏南雅江缝合带以南地区的中上地壳可能普遍存在低速高导体，这在藏南深部探测研究中已早有报道(谭捍东等，2004；徐果明等，2007).最近康国发等(2013)利用小波变换方法对磁异常进行分解，结果也显示一条地壳高磁异常带沿雅江缝合带东西向展布，但延伸至东构造结时却发生了显著变化，呈弧形分布特征，这与大地电磁法观测到的绕东构造结转动的低阻地壳物质流(Bai et al.，2010)是一致的.事实上，有研究者就曾指出过环绕喜马拉雅东构造结呈顺时针转动的地表GPS水平场的变化(Chen et al.，2000；Zhang et al.，2004)，而且指示了深部壳内物质绕东构造结连续变形的地震剪切波各向异性分布特征(Lev et al.，2006；Sol et al.，2007；崔仲雄和裴顺平，2009).我们利用接收函数与大地电磁数据一维联合反演也曾在南迦巴瓦地区发现中地壳的低阻低速层和130~150 km的软流圈低速层(彭淼等，2012)，并推测可能为中下地壳的部分熔融或岩浆的底侵作用.

本文接收函数所发现的展布于东构造结西侧和东北侧的壳内低速高波速比异常不仅符合上述地球物理场的观测结果，而且与我们最近的远震P波层析所获得的壳内低速层位置也相一致(Peng et al.，2016).因此，我们认为该低速高波速比异常应该是由壳内熔融体所引起，其一是因为板片撕裂较易引起软流圈地幔热物质通过撕裂窗口上涌，当到达地壳深度时由于温压的变化容易成为部分熔融状态.其二是因为东构造结可以看做是一局部刚性体被其西侧和北侧的柔性物质环绕的动力学模型，而并不是纯粹的地球“热点”(汤懋苍等，1998).正是由于其北部的力学性质较弱，才使东构造结呈向北突出的弧状构造特征.

利用喜马拉雅东构造结及邻区台站数据通过接收函数H-κ叠加方法获得了研究区莫霍面深度和平均波速比值分布.研究表明：东构造结及其邻区的平均地壳厚度为64.03 km，平均V_P/V_S波速比值为1.728.大部分台站下方的Moho面深度约在60.48~66.55 km，平均波速比κ主要集中范围为1.696~1.742.研究区域内地壳厚度横向变化剧烈，呈现出构造结西端和北端厚而中间薄的上隆Moho界面.地壳上隆区位于雅江缝合带南侧的NBS核部地区，南北向的上隆幅度约为9~10 km，东西向的上隆幅度约为6~7 km.最浅Moho面位于NBS核部地区，仅56.06 km，位于NLS波密西侧的台站之下的地壳较厚，最厚处达到72.98 km.位于东构造结以西SLS地块内和东构造结以东NLS的部分台站的平均波速比普遍达到1.8，表现为高波速比异常，并主要展布于东构造结的两侧.

进一步采用CCP叠加剖面对地壳结构特征的综合分析表明，南迦巴瓦东构造结核部Moho面具有上隆的构造形态，并且发现环东构造结展布的壳内部分熔融体.构造结核部的上隆构造很可能是由印度岩石圈板片撕裂窗中存在高密度、高波速的巨型岩石圈撕裂残片沉入了上地幔软流圈后重力失衡所形成的.高波速比异常的结果应该是东构造结地区的壳内部分熔融的反映，它的存在与幔源热物质的上涌有关，而软流圈地幔的上涌很可能由板片撕裂所诱发.南迦巴瓦构造结的形成可能是由于拆沉的岩石圈残片经历(超)高压变质后进入地壳内并发生部分熔融，然后进一步“挤出”至地表，从而导致了南迦巴瓦的快速隆升.

国家测震台网数据备份中心为本研究提供了固定台站波形数据，在此表示感谢.