南北地震带作为中国大陆内部强震发生的主要地区之一，也是中国大陆东西部大地构造的主要分界.其地球物理特征表现为一条巨型重力梯度带、均衡重力异常和区域磁异常的分界带，同时它又是地壳厚度和岩石圈厚度急剧变化的地带(王椿镛等，2015).马杏垣等(1989)认为南北地震带即为南北构造带.但是至今地学界对其形成机制和动力学来源仍然缺乏完整和统一的认识，因此深入全面地研究该区的深部壳幔结构有重要意义.

本文所述的南北地震带北段涉及到的主要构造块体有：包括祁连造山带、西秦岭造山带和松潘甘孜地块在内的青藏东北缘以及与之相邻的阿拉善、鄂尔多斯地块和四川盆地北部(见图 1).南北地震带北段位于青藏高原与华北克拉通和扬子克拉通的过渡区，具有复杂的结构和强烈的构造变形特征.由于印度板块和欧亚板块的汇聚碰撞作用，青藏高原至今仍在不断地向外扩展和隆升，这一过程伴随着复杂深部动力学过程.现有的动力学模型(Houseman and England，1993; Royden et al.，1997; Tapponnier et al.，2001; Klemperer，2006)仍存在众多争议，这主要是因为对深部的地球动力学过程很难进行直接观测，而对可间接反映现今动力学过程的深部物质分布与形态则缺乏一致的认识.青藏东北缘作为可能的青藏高原岩石圈物质东移终点，研究该区的深部岩石圈和上地幔的速度结构有助于了解深部物质状态和运移过程，同时也为研究各块体的相互作用与印度—欧亚碰撞的远程效应提供重要信息.

图 1

Fig. 1

图 1 成像区域及构造背景 黑色线条为主要构造单元分界线，洋红色虚线为所切剖面位置. Fig. 1 Map showing the major geological features of imaging region Black lines show the major block boundaries. Magenta dashed lines show the position of profiles.

20世纪80年代以来，在南北地震带北段进行了许多地球物理探测，包括多条人工深地震探测剖面(李松林等，2002; Wang et al.，2003，2007，2014; Liu et al.，2006;张先康等，2008; 滕吉文等，2010; 酆少英等，2011; Zhang et al.，2011; 李洪强等，2013)，揭示了剖面下方地壳和上地幔顶部的速度结构，但是人工地震剖面在获取地壳和上地幔速度结构的整体异常形态上存在局限性.在天然地震成像方面，大区域范围的体波(比如Huang and Zhao，2006)和面波成像(比如Li et al.，2013a，2013b，2014a; Jiang et al.，2014)取得了较高分辨率的壳幔结构并给出了各块体的整体速度特征.在小区域速度结构的研究中，环境噪声成像成为研究地壳速度结构的常用方法.Li等(2014b)利用环境噪声面波层析成像获得了10~50s的群速度频散曲线，反演了S波速度结构，发现北祁连在25 km深度以下低速异常，但在南祁连中下地壳并未发现地壳流模型预测的低速异常.余大新等(2014)利用Rayleigh波相速度和群速度联合反演获得了青藏东北缘地壳和上地幔S波速度结构.面波结果为我们认识青藏东北缘地区的深部结构提供了重要的地球物理信息，但面波成像的横向分辨率较低，只能反映大尺度的S波速度变化，同时其最大探测深度受限于最长周期.相比之下，体波方法的横向分辨率较高，同时远震体波穿透深度更深，利用体波层析成像获得的速度分布图像可为地幔动力学研究提供直观的地震学证据.早期很多学者对青藏东北缘地区进行了有意义的体波层析成像研究(比如丁志峰等，1999; 郭飚等，2004)，但这些结果因为台站稀疏导致空间分辨率较低，仅能反映大尺度结构信息.Li等(2014c)利用台站间Pg和Sg差分走时层析成像研究提供了可靠的中下地壳速度图像.Pn波成像(Li et al.，2012; 黎源和雷建设，2012)构建了上地幔顶部的速度结构和各向异性结构模型.这些模型的深度都有限，不能提供对研究区域上地幔结构的整体认识.Lei和Zhao(2016)利用固定台网资料对青藏东缘地区进行了远震P波成像研究，结果表明该区上地幔显示低速异常，并在地幔过渡带中发现高速异常.基于已有的地震层析成像研究结果，前人对南北地震带北段的壳幔结构取得了一些有意义的认识，但因为地震台站分布不均匀和台站间距较大等因素而大大受限；要取得对该区域的壳幔精细结构更进一步的探测结果，有待于利用台站分布均匀、密集的地震观测台阵对该区域开展进一步的深部速度结构成像研究.

2013年以来，在科技部公益性行业科研专项“中国地震科学台阵探测—南北地震带北段”的支持下，多家研究单位联合在南北地震带北段地区布设了大量的宽频带流动地震台站，形成了密集的地震观测台阵(见图 2a)，这为在该区域开展更高分辨率的深部速度结构研究提供了可靠的数据保障.本文利用该观测台阵记录到的远震P波走时数据，进行了南北地震带北段深部的三维P波速度结构研究.

图 2

Fig. 2

图 2 本文研究中用到的观测台阵和地震事件分布图 (a)台站分布(蓝色三角)；(b)远震事件分布(圆圈)，其中蓝色方框为成像区域. Fig. 2 Distribution of seismic stations(blue triangles)；(b)Epicenter locations of teleseismic events used in this study. The blue box denotes the present study area

本次地震层析成像研究用到的地震数据为远震的相对走时残差数据.在研究区范围内收集了喜马拉雅地震科学台阵(2011)在南北地震带北段布设的678个流动宽频地震观测台站在2013年10月至2015年4月记录的远震波形数据.因为波形数据信噪比较高，本文采用波形互相关方法(Rawlinson and Kennett，2004; 张风雪等，2013)拾取远震走时残差，可以很好地避免人工拾取所带来的人为误差.

依据美国地质调查局(USGS)提供的地震目录，我们按照IASP91速度模型(Kennett and Engdahl，1991)计算每个远震事件到达各个台站的理论到时并截取了P波波形.为能拾取准确、可靠的走时资料，保证反演质量，选取远震波形事件的原则为：(1)震中距要求在30°～90°之间，以减少地表和核幔边界复杂结构对P波走时产生的影响；(2)震级大于M_S5.0，保证台站记录的远震波形数据具有较高的信噪比；(3)每个远震事件具有清晰P波初至记录的台站个数要大于5.然后，对筛选后的远震波形数据进行去均值、去倾斜、去仪器响应和带通滤波(0.1～1.0 Hz)等处理.最终，经过数据检查和筛选，本项研究在反演中采用了473个远震事件(图 2b)的130309个P波相对走时残差数据.

在远震层析成像之前，通过分析相对走时残差的分布，可以对该地区的深部结构做一些初步了解.图 3给出了本研究中台站平均相对走时残差的分布情况.其中正值表示速度偏慢，负值表示速度偏快.从图中可以看出，整个研究区分为明显的快和慢区域：东部克拉通区域残差为负，西部青藏东北缘地区残差为正，表示克拉通地区的速度偏快，青藏东北地区速度偏慢，这与我们以前的认识是一致的；在东西过渡区域残差幅值较小；阿拉善块体正负值共存.更为细节的是在银川裂陷盆地残差为正值，表现出慢速特征，这也与我们之前的认识是一致的.由上面的分析可知远震数据较为精确，很好地反映了研究区域下方的主要结构特征.

图 3

Fig. 3

图 3 台站平均相对走时残差分布 圆圈表示台站下方的射线走时偏慢，加号表示走时偏快.(a)为所有方向的所有走时数据平均走时残差，(b)、(c)、(d)和(e)分别为地震位于东北、西北、东南和西南方向时的平均走时残差分布. Fig. 3 Distribution of the average traveltime residuals at every seismic station The red circles and blue crosses denote the delayed and early arrivals respectively.(a)shows the distribution of the all average traveltime residuals; (b)(c)(d)and(e)present the distribution of the average traveltime residuals from four different quadrants.

本文采用TOMOG3D层析成像方法(Zhao et al.，1992，1994)来进行远震成像.该方法利用有效的三维射线追踪技术计算走时及射线路径，允许模型中引入复杂速度界面(如莫霍面)，针对反演计算中产生的大型稀疏矩阵，采用LSQR算法(Paige and Saunders，1982)，利用迭代方法求解线性方程组.

为对研究区空间进行模型参数化，根据台站及地震射线三维空间分布特点，将研究区域划分为0.5°×0.5°的网格，在0~800 km深度空间范围内以50 km为间隔设置界面.一维初始速度模型采用IASP91模型(Kennett and Engdahl，1991).在计算中引入速度界面，莫霍面深度参考CRUST1.0模型(Laske et al.，2012).在反演计算过程中设置阻尼系数以保证求解方程时尽快收敛.为了选取最佳的阻尼系数，需要在速度扰动变化和走时残差均方根之间进行折中平衡.本研究测试了不同的阻尼系数，得到的折中曲线图如图 4所示，最终采用的最佳阻尼系数值为30.

图 4

Fig. 4

图 4 速度扰动变化与走时残差均方根之间的折中曲线 圈圈表示测试过程中采用的一系列阻尼系数，灰色圆圈(30)为本文最终采用的最佳阻尼系数. Fig. 4 Trade-off curve for the norm of solution and the root-mean-square(RMS)travel-time residual Numbers in the circles denote the damping parameters adopted for the tomographic inversions，and the number in the solid gray circle denotes the optimal damping parameter.

本文采用检测板测试方法测试在上述初始模型和数据结构情况下层析成像反演结果能达到的分辨率.在该方法中，相邻网格的初始速度按“棋盘式”被赋予大小相等、互为正负的速度扰动值，采用相同的数据结构作反演，结果如能复原“棋盘式”速度扰动分布，则分辨率好.本文采用±3%的相对一维速度模型初始扰动值，并在计算理论走时过程中加入标准差为0.1 s的随机误差来检测计算稳定性，测试结果如图 5所示.由于较为均匀的密集地震台站分布及较多的到时数据，测试结果显示在研究区大部分范围内正负异常均呈现“棋盘式”分布，无论是速度异常的样式和幅度均得以恢复，分辨率尺度达到或优于0.5°.表明本文成像结果能可靠分辨约100 km尺度的速度异常体.

图 5

Fig. 5

图 5 0.5°×0.5°网格间距的检测板分辨率测试结果 Fig. 5 Results of checkerboard resolution test when a 0.5°×0.5° grid was adopted The depth of the layer is shown on the top of each map. Solid and open circles denote high and low velocities，respectively. The velocity perturbation scale is shown at the bottom.

经过反演计算最终得到研究区域0~800 km、0.5°×0.5°的P波速度扰动水平分布图像，如图 6所示.从图中可以看出成像结果揭示了在研究区下方P波速度结构显示强烈的不均一性和显著的分区、分块特征.

图 6

Fig. 6

图 6 水平速度扰动分布图 红、蓝色分别代表相对于一维速度初始模型的负、正扰动. Fig. 6 Horizontal slices of P wave velocity perturbations Red and blue colours denote low and high velocities，respectively.

在50 km深度上，速度分布图像显示了研究区岩石圈速度结构具有显著的东西差异，同时也描绘出了青藏高原内外的轮廓.青藏高原内部地区，由北向南包括祁连、西秦岭和松潘—甘孜地块，显示了明显的低速异常，而青藏高原北部的内蒙造山带和东部的鄂尔多斯及四川盆地北部则显示了明显的高速异常，而且鄂尔多斯和四川盆地的高速异常是整体相连的.而位于鄂尔多斯和祁连造山带之间的阿拉善地块则表现出高、低速异常兼具的特征.

100 km深度上的速度扰动分布整体上延续了东部高速异常西部低速异常的特征.青藏高原东北部继续显示大范围低速异常，鄂尔多斯和四川盆地继续显示高速异常特征，但两个块体之间的西秦岭不再显示高速异常特征，而是显示低速异常.四川盆地只有北部出现在研究区域范围内，而且并未有台站分布在其中，故不做讨论.银川地堑在该深度上不再显示低速异常，而是同鄂尔多斯一样显示高速异常.鄂尔多斯北部的河套盆地则显示低速异常.

在150 km深度上，速度扰动分布与100 km深度的速度扰动分布大体一致.河套盆地在该深度上的低速异常更加显著，而且一直持续到400 km深度上.鄂尔多斯地块与四川盆地之间被一低速异常隔开，同时隔开两个克拉通盆地的还有四川盆地北部造山带下方的一小块高速异常.青藏东北缘范围内依旧为大范围的低速异常.阿拉善地块在靠近祁连地块一侧显示低速异常，中间显示高速异常，与鄂尔多斯地块的高速异常相连.

200 km至250 km深度上，低速异常依然是青藏东北缘地区的主要特征，祁连地块和阿拉善地块的西部显示低速异常，研究区内的松潘—甘孜地块在这个深度上显示低速异常.鄂尔多斯和阿拉善地块东部显示高速异常，延伸至300 km深度.研究区北部的内蒙造山带和河套盆地显示明显的低速异常.

在400 km至600 km深度上，属于地幔过渡带范围，最明显的特征是青藏东北缘地区的高速异常.在400 km深度上，高速异常主要分布在祁连地块、西秦岭和柴达木地块范围内；在500 km～600 km深度上，高速异常从北向南呈条带状分布，范围有扩大趋势，主要分布在105°E以西的地区.

除水平速度扰动图之外，分别沿北纬38°方向、东经107.5°方向以及AA′方向(见图 1红线所示)切了三个垂向切片(图 7、图 8和图 9).

图 7

Fig. 7

图 7 沿北纬38°方向的垂向切片结果 Fig. 7 Vertical cross-sections along the 38°N lines showing in Fig. 1 Red and blue colours denote low and high velocities，respectively.

图 8

Fig. 8

图 8 沿东经107.5°方向的垂向切片结果 Fig. 8 Vertical cross-sections along the 107.5°E lines showing in Fig. 1 Red and blue colours denote low and high velocities，respectively.

图 9

Fig. 9

图 9 沿AA′方向的垂向切片结果 Fig. 9 Vertical cross-sections along the AA′ lines showing in Fig. 1 Red and blue colours denote low and high velocities，respectively.

根据以上对速度扰动分布图像的描述，总结南北地震带北段具有如下P速度结构特征.

在50 km至150 km深度上，速度分布图像显示了研究区岩石圈速度结构具有显著的东西差异，同时也描绘出了青藏高原内外的轮廓.在50 km深度上，在研究区西部，因为该区较厚的地壳，此区在该深度上仍属于地壳范围，祁连、西秦岭和松潘甘孜地块组成的青藏东北缘地区显示明显的低速异常；而在研究区的东部，属于研究区北部的内蒙造山带和东部的鄂尔多斯及四川盆地北部则显示了明显的高速异常，而且鄂尔多斯和四川盆地的高速异常是整体相连的.其中鄂尔多斯地块下方的高速异常延伸至300 km深度，表明其巨厚的岩石圈根，这与以往的体波成像结果也较为相符(Tian et al.，2009; 郭慧丽等，2014).前人做的地震层析成像结果(陈立华等，1992; 郭飚等，2004)也揭示了青藏东北缘地区上地幔顶部出现的低速异常.Li等(2012)对龙门山断裂地区进行的Pn波成像显示青藏高原东部的低速异常与四川盆地下的高速异常形成明显对比.面波层析成像(黄忠贤等，2014)结果揭示南北地震带的东边界是地壳厚度的剧变带，也是地壳速度分布的边界，中下地壳的S波速度低于东侧.

这种东西显著差异可以从多种角度来得到例证.从地形上看，速度异常的分界线也是地形的突变带.从布格重力异常的分布来看，西部青藏高原属于重力低异常区，高原周边的重力梯级带在北边沿祁连山与河西走廊分布，为东南走向，向东到西秦岭转为近南北方向，沿龙门山西侧分布.相对于高原内部，四川盆地和鄂尔多斯属于重力高异常.从构造角度，南北地震带东侧为克拉通性质的岩石圈，属西太平洋构造域，而西侧是青藏高原主体，属于特提斯构造域，所以在P波速度上的东西显著差异反映了二者分属不同的构造体系，与以往的认识一致.同时也表明东西两侧的岩石圈力学强度一高一低，这一结果暗示了东部高速、高力学强度的克拉通块体(鄂尔多斯和四川盆地)对青藏高原物质的东向挤出起到了强烈的阻挡作用.这种速度的变化与地形、重力异常和地壳厚度的变化表现出一致性，在一定程度上表明岩石圈的动力学过程对青藏东北缘的地壳加厚和高原隆升起主要作用.

一般认为阿拉善地块是华北克拉通的一部分，但对其构造划分仍存在多种不同的认识.阿拉善地块在新生代发生的变形作用是青藏高原北部活动的直接结果，各方面的资料显示这种影响仅发生在中新世中晚期，而目前的活动性已经很低(张进等，2007).在本文的研究中，相比于鄂尔多斯地块，阿拉善地块显示出弱高速和局部弱低速的异常并存的特征.阿拉善地块西部显示低速异常，而东部与鄂尔多斯相邻的地区显示高速异常.从异常的归属上看，东部与属于克拉通性质的鄂尔多斯块体一致，显示高速异常；西南部的低速异常与祁连块体下方的低速异常连成一片；这可能暗示了该地区的岩石圈的变形主要受到青藏高原东北缘的挤压作用，其克拉通性质可能仅在与鄂尔多斯相连的核部保存.

鄂尔多斯北部的河套裂陷盆地下方100 km深度处显示低速异常，并向下延伸逐渐显著，在200~500 km深度低速异常表现明显(图 8).布格重力异常研究(王光杰等，2004)表明，阴山、大青山和呼包盆地的布格重力异常分布具有和地形高程同步变化的特征，而航磁异常分布(王谦身等，2005)则呈现出阴山大部分地区为负磁异常，仅在阴山和呼包盆地接合部显示为条带状强正磁异常.阴山地区的这种重、磁场特异分布表明，这是地壳底部无明显上凸和下凹的反映，即无山根和负山根，鄂尔多斯盆地和阴山造山带的耦合地带尚有深部物质上涌，并且在壳内形成强磁性的物质(滕吉文等，2010).本文获得的这一低速异常向下延伸直至地幔过渡带深度，表明有深部热物质上涌且至少来源于地幔过渡带.

本文的成像结果显示在鄂尔多斯地块和四川盆地之间，100~250 km深度上存在东西向的低速异常带，隔开了两个克拉通块体，并与祁连下方的低速异常带相连.这与以前的大尺度P波成像结果(Liu et al.，2004; Huang and Zhao，2006)类似.瑞雷波层析成像结果也显示在该区下方100至200 km深度范围祁连和秦岭下方显示低速异常，该低速异常位于鄂尔多斯和四川盆地之间，可能代表了软流圈物质的运移通道.秦岭下方是否存在地幔物质向东运移的通道，一直是地学界比较关注的一个问题.Huang等(2008)的剪切波分裂结果显示秦岭下方显示了较强的东西向的上地幔各向异性，认为印度—欧亚大陆碰撞引起的向东的地幔流可能是导致较强各向异性的原因之一.软流圈地幔属于超铁镁质塑性层，在压力的长期作用下，可以半黏性状态缓慢流动.数值模拟研究表明，在低黏滞度软流圈的存在下，印度板块向欧亚大陆之下长达约50Ma的俯冲碰撞有可能引发显著的软流圈物质在水平方向的挤出(Liu et al.，2004).本文结果可能说明了在鄂尔多斯和四川盆地之间的秦岭下方100~250 km深度之间可能存在软流圈物质运移的通道.

针对上述河套盆地下方较显著的大尺度低速异常和秦岭下方相对较弱的小尺度低速异常，进一步进行了检测板可恢复测试.首先人工合成初始模型，在初始模型中包含了这两个低速异常；其次在该模型的基础上进行理论走时计算得到合成数据，之后对合成数据进行反演，在反演参数不变的情况下，反演结果如图 10所示.输入模型与输出结果具有很好的一致性，两个低速异常都可以得到恢复.

图 10

Fig. 10

图 10 低速异常的可恢复测试(沿东经107.5°方向) (a)输入结果；(b)输出结果. Fig. 10 Results of synthetic test along 107.5°E (a)Input model;(b)Output model.

根据本文成像结果，青藏东北缘上地幔显示较为显著的低速异常，而在地幔过渡带深度范围内出现近南北向条带状高速异常体，向南延伸到松潘—甘孜、向北穿越祁连和阿拉善块体的西部，直至内蒙造山带西部.上地幔中的低速异常在前人结果中多有揭示(比如Li et al.，2008; 胥颐等，2014; Lei and Zhao，2016)，地幔过渡带中的高速异常则少有文献讨论.Lei和Zhao(2016)在对青藏东缘的体波成像中发现地幔过渡带中存在高速异常体，认为可能是俯冲的印度板块.而除此之外，可能还存在另外一种解释.对青藏高原的岩石学和地球化学研究(吴福元等，2008)推测，在青藏高原北部下方岩石圈地幔不发育或已丢失，软流圈物质上涌.吴福元等(2008)认为从火山岩角度来看，青藏高原北部大量的新生代火山岩主体是富硅的，且不存在低Sr同位素的岩石圈地幔端元，推测岩石圈地幔发生了拆沉作用，而原先的空间被软流圈所取代.如果从这个角度出发，本文结果显示的上地幔为低速异常、地幔过渡带中出现高速异常的速度结构模型，与吴福元等(2008)的观点较为符合.本文成像结果显示青藏东北缘下方50~200 km深度上具有显著的低速异常，表明青藏高原内部岩石圈的力学强度相对较低，有可能是热的软流圈物质上涌引起的；而在青藏东北缘上地幔过渡带中出现明显的高速异常，则有可能是拆沉的岩石圈地幔.

本文利用“中国地震科学台阵”在2013年10月至2015年4月记录到的走时数据对包含南北地震带北段地区进行了远震层析成像研究，获得了研究区0.5°×0.5°的上地幔P波速度结构，得到如下主要结论与认识：

(1) 在南北地震带北段下方岩石圈速度结构具有显著的东西差异：祁连、西秦岭和松潘甘孜地块组成的青藏东北缘地区显示明显的低速异常，而属于克拉通性质的鄂尔多斯地块和四川盆地则显示高速异常，表明东部高速、高力学强度的克拉通块体(鄂尔多斯和四川盆地)有可能对青藏高原物质的东向挤出起到了强烈的阻挡作用.

(2) 阿拉善地块显示出弱高速和局部弱低速的异常并存的特征.阿拉善地块西部显示低速异常，而东部与鄂尔多斯相邻的地区显示高速异常，这可能暗示了该地区的岩石圈的变形主要受到青藏高原东北缘的挤压作用，其克拉通性质仅在与鄂尔多斯相连的核部残留.

(3) 环鄂尔多斯裂陷带表现出不同的速度结构特征：在鄂尔多斯和四川盆地之间的渭河盆地和秦岭下方100~250 km深度上表现为明显的低速异常，表明该处可能存在软流圈物质的运移通道；鄂尔多斯北部的河套裂陷盆地下方在100~500 km深度内低速异常表现明显，表明该区有深部热物质上涌且至少来源于地幔过渡带.

(4) 青藏东北缘上地幔显示低速异常且地幔过渡带中出现明显的高速异常，这种结构模式也许暗示了高速异常体可能是拆沉的岩石圈地幔，在青藏高原东北缘可能发生了岩石圈拆沉作用.

感谢赵大鹏教授提供的成像程序.感谢评审专家的宝贵意见.本文得到了李永华、吴庆举老师的帮助，在此表示感谢.感谢中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供地震波形数据.