青藏高原东北缘是印度—欧亚碰撞作用由近南北方向向东、北东方向转换的重要场所, 强震频发.作为青藏高原最年轻的部分, 青藏高原东北缘自晚新生代以来发生了剧烈的构造变形, 至今仍处岩石圈变形的早期、活跃阶段, 是开展青藏高原大陆动力学研究的关键场所(Meyer et al., 1998; Tapponnier et al., 2001; 高锐等, 2011).与青藏高原东北缘相邻的鄂尔多斯和阿拉善地块则是华北克拉通的西部块体.与华北克拉通东部块体遭受了严重的破坏不同, 华北克拉通西部块体仍然保持基本稳定.研究该区的深部结构对于了解华北克拉通的形成和演化也具有重要的意义.

在青藏高原东北缘及其相邻地区, 前人利用不同的地球物理方法已开展过很多有关壳幔结构的探测和研究(Yang et al., 2012; Li et al., 2013, 2014a；Gao et al., 2013; 刘启民等, 2014；Deng et al., 2015; 张洪双等, 2015).然而, 关于青藏高原东北缘的变形机制仍存有争议.如, 有学者认为青藏高原物质沿着大型走滑断裂向高原外部运移(Tapponnier et al., 2001), 而以Royden为代表的通道流学派则认为, 与青藏高原东南缘一样, 青藏高原东北缘是物质向外逃逸的另外一个通道(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000), 高原内部物质以中下地壳通道流的形式向高原外部发生了塑性流动.但是, 最近接收函数研究结果发现(Wang et al., 2016), 青藏高原东北缘下方具有较低的波速比(V_P/V_S)和较强的地壳方位各向异性, 且地壳与上地幔各向异性具有较一致的快波方向, 倾向于支持垂直连贯变形模型.对前面两种机制尤其是“地壳流”模式而言, 研究该地区精细的地壳上地幔结构, 探测低速层的分布可以为其提供地震学上的约束.然而, 目前关于低速层的分布仍存在不同的认识, 有学者认为该区广泛存在壳内低速层(Yang et al., 2012；张洪双等, 2015), 而有人则认为壳内低速层仅局部存在(黄忠贤等, 2013；刘启民等, 2014；Li et al., 2014a).圈定低速层的分布范围, 将有助于进一步认识青藏高原东北缘的壳幔结构和变形机制.

地震面波层析成像是探测地球内部结构的有力手段之一, 被国内外学者广泛应用于壳幔速度结构的研究中(Wu and Levshin, 1994；Yao et al., 2006；Yang et al., 2012；Li et al., 2013, 2014b；黄忠贤等, 2013；Shen et al., 2016).如基于大尺度面波成像研究给出的全球模型(如Crust1.0和Lithos1.0模型)和区域尺度模型(如Li et al., 2013), 为了解中国大陆的形成与演化提供了重要深部约束.小尺度的面波和噪声成像结果则进一步揭示了研究区壳幔结构的差异, 如Yang等(2010)利用噪声成像获取了青藏高原及其周边地区周期8~50 s Rayleigh波的相速度分布.Li等(2014a)利用噪声成像得到了青藏高原东北缘周期10~50 s的Rayleigh波群速度分布并反演了S波速度结构.他们的噪声成像结果都一致认为松潘—甘孜块体下方存在明显的壳内低速层.天然地震面波成像与噪声成像相比, 能够更容易地获取较长周期(如>40 s)的频散, 对更深的上地幔结构有约束.在青藏高原东北缘及其相邻地区, 前人也开展过天然地震面波层析成像的研究(易桂喜等, 2008；Li et al., 2013; 余大新等, 2014), 然而限于台站的分布, 对本研究区的分辨尤其是阿拉善及其以北地区十分有限.

“中国地震科学台阵南北地震带北段”观测项目(喜马拉雅二期), 在青藏高原东北缘及其相邻地区架设了674套流动地震台(图 1).这为我们在该地区开展高分辨率的深部结构探测提供了绝佳的契机.本文利用密集的“喜马拉雅二期”台站记录的资料, 通过天然地震双台法开展了面波层析成像研究, 得到了青藏高原东北缘及其相邻地区周期10~80 s的Rayleigh波相速度分布图(0.5°×0.5°), 并结合研究区的地质构造背景, 对区内的S波速度结构及其包含的动力学意义进行了探讨.

图 1

Fig. 1

图 1 台站位置分布及地质分区图 A：鄂尔多斯块体；B：河套盆地；C：阿拉善块体；D：蒙古褶皱带；E：祁连山造山带；F：秦岭造山带；G：松潘—甘孜块体；H：四川盆地；I：汾渭盆地. Fig. 1 The distribution of stations and the tectonic sketch map of the study region Red triangles denote the very broadband stations equipment with the seismometer of CMG-3T. Blue triangles are the broadband stations equipment with the seismometer of CMG-3ESP. The orange lines are the boundaries of the geology units. A: Ordos Block; B: Hetao Basin; C:Alxa Block; D:Inner Mongolia Fold Belt; E:Qilian Orogen; F:Qinling Orogen; G:Songpan-Garzê Block; H:Sichuan Basin; I:Fenwei Basin.

本文收集了喜马拉雅二期台阵674个台站, 于2013年9月至2014年8月间记录的远震垂直向观测资料.其中, 339和335个台分别配备了CMG-3ESP和CMG-3T地震计, 通带范围内依次为0.02~60 s和0.02~120 s, 平均台站间距是大约50 km (台站位置分布如图 1), 数据采集器装备的是Reftek130系列数采.每个台站均采用GPS授时, 保证了时间服务的一致性.

对资料的处理, 首先需对原始数据进行重采样(至1 s), 去倾斜、去均值、去仪器响应等预处理, 然后再按事件挑选资料.本研究中的面波层析成像是基于经典射线理论利用双台法开展的.在选取资料时, 有如下准则：(1) 按照经典的射线理论, 假定面波沿大圆弧传播, 即要求两个观测台站与震中大致位于同一条大圆弧上, 事件到近台的方位角与近台到远台的方位角之差要小于3°.(2) 双台间距大于200 km.一方面, 台站间距过小, 频散测量的误差尤其是短周期部分就会很大；另一方面, 还可以排除掉大量近距离的台站对, 减少频散测量的工作量.(3) 为保证挑选到信噪比高且面波频散发育的远震波形事件, 我们选取了震级5.5~7.5之间, 震源深度小于70 km的浅源地震.(4) 为了避免高阶面波干涉和近源效应带来的不利影响, 近台震中距大于15°, 最后震中距选定的范围是15°~90°.

参考ISC (International Seismological Center)地震目录, 我们最终挑选到146个符合上述准则的地震事件.对于研究区台站而言, 这些事件的方位分布比较均匀(图 2).不同方位地震事件的采用, 可以使射线路径的方位分布更均匀, 分辨能力更好.

图 2

Fig. 2

图 2 事件分布图(146个).红色五角星表示研究区的中心 Fig. 2 The distribution of events (146). The red star represents the center of the study region

本文采用基于连续小波变换的频时分析方法(Wu et al., 2009)测量双台间的Rayleigh波相速度.与基于傅里叶变换的频时分析方法相比, 连续小波变换频时分析方法滤波器系数的选择是自适应的, 并且小波变换既能保留谱随延迟时间的变化信息, 又能在时间域和频率域得到同样好的分辨.方法的原理参见文献(Wu et al., 2009；潘佳铁等, 2011), 本文不再赘述.

利用该方法, 我们测得了27142条相速度频散曲线.每条频散曲线均为人工手动测量而得, 这样做的优点是能够及时剔除相速度明显异常的虚假频散, 只选取频散曲线上连续、光滑的部分.合并重复路径后, 最终得到18491条独立路径上10~80 s高质量的Rayleigh波相速度频散曲线.频散数量最多时在30 s超过了18000条, 最少时在80 s也超过了7800条(图 3).与已有的研究相比(易桂喜等, 2008；余大新等, 2014), 我们得到的频散曲线数量更多, 射线的分布也更为密集和均匀(图 4).这为我们开展高分辨率的面波层析成像提供了很好的保证.

图 3

Fig. 3

图 3 不同周期对应的路径数 Fig. 3 Number of paths at each interested period

图 4

Fig. 4

图 4 不同周期射线密度分布图 Fig. 4 The density of ray paths at the period of 10 s, 40 s and 60 s, respectively

本文采用Yanovskaya和Ditmar (Ditmar and Yanovskaya, 1987；Yanovskaya and Ditmar, 1990)提出的反演方法, 该方法是Backus-Gilbert一维方法在二维情况下的推广, 是开展面波层析成像时被国内外学者广泛采用的方法之一(Wu and Levshin, 1994；Li et al., 2013, 2014b; 潘佳铁等, 2014, 2015).

假设相速度的分布用函数C_e(θ, φ)表示, 通过使下面的目标函数最小获得每个周期的相速度分布,

(1)

其中,

(2)

(3)

(4)

(5)

其中C₀是初始模型速度, 一般取该周期所有射线路径上的平均相速度；r=r(θ, φ)是位置矢量；t_i是沿第i条路径的观测走时；t_0i是根据初始模型计算的走时；l_0i是第i条路径的长度；s是参与反演的路径；α是正则化参数, 它控制着反演结果的光滑程度, α值越小, 反演结果的分辨率越高, 但是误差也越大, 经常会出现高低速交替出现的情况.反之, α值越大, 反演结果越光滑, 分辨率越低.α可以通过几次尝试确定其值, 我们在反演时使用的α值取0.2, 所得的反演结果比较光滑, 且误差较小.

面波层析成像的横向分辨率主要跟射线的密度和方位分布有关.一般来说, 射线越密、交叉越充分, 成像结果的分辨率就越高.我们在采用Yanovskaya-Ditmar方法进行层析反演的同时, 也得到了研究区0.5°×0.5°网格对应的横向分辨率.本文分别给出了周期10 s、40 s和60 s的分辨率分布(如图 5).除了边缘地带, 绝大部分地区的分辨率都在100 km以内.

图 5

Fig. 5

图 5 不同周期反演结果的横向分辨率 Fig. 5 The lateral resolution at different periods

面波的探测深度跟周期有关, 不同周期的面波相速度对不同深度处S波速度的敏感程度不一样.因此, 在根据面波相速度探讨S波速度结构时, 须给出不同周期的相速度在深度上的敏感度核函数.敏感度核函数与使用的地球模型密切相关, 本文采用的是对地壳厚度进行校正后的大陆AK135模型.如图 6所示, 基阶Rayleigh波相速度对大约1/3波长深度处的S波速度最敏感, 并且周期越小, 波长就越短, 相速度的敏感深度就越浅；周期越大, 波长就越长, 就能反映更深处的S波速度结构.

图 6

Fig. 6

图 6 不同周期基阶Rayleigh波相速度(c)对S波速度(VS)随深度变化的敏感度核函数.一维模型是在AK135(Kennett et al., 1995)大陆模型的基础上修改得到的, 上、下地壳厚度按照原比例膨胀, 使地壳厚度增加至48 km (根据王兴臣等(2017), 台阵下方平均地壳厚度约为48 km) Fig. 6 Depth sensitivity kernels to the shear wave velocity (VS) for fundamental Rayleigh wave phase velocities (c) at different periods. The 1-D model used to calculate sensitivity kernels is obtained from AK135 continental model by making upper crust and lower crust thicker with its original ratio until the crust thickness is around 48 km (this is from Wang et al., 2017, the average crustal thickness is about 48 km beneath the array)

采用Yanovskaya-Ditmar方法, 我们获得了研究区周期范围10~80 s Rayleigh波的相速度分布图.反演是针对每个周期单独进行的, 周期间隔分别为1 s (周期≤20 s时)和5 s (周期＞20 s时).本文只展示了周期10 s、15 s、20 s、40 s、60 s及80 s的Rayleigh波相速度分布图(图 7).结果显示, 青藏高原东北缘及其相邻地区的Rayleigh波相速度分布具有很明显的横向非均匀性.整体上, 高低速的分布特征与已有研究结果(如Yang et al., 2010；Shen et al., 2016)大体一致, 但局部地区如松潘—甘孜块体、河套盆地(短周期)的显著低速与前人面波研究结果(如易桂喜等, 2008；Yang et al., 2012；黄忠贤等, 2013)又有所不同, 这可能跟他们的观测台站不够密集有关.下面我们将分别讨论不同周期的相速度分布及其与地表地质、地壳上地幔S波速度结构之间的相互关系.

图 7

Fig. 7

图 7 青藏高原东北缘及其相邻地区周期10~80s Rayleigh波相速度分布 深红色线表示地质单元分界线.JYG:嘉峪关；ZY：张掖；YC：银川；XN：西宁；LZ：兰州；XA：西安. Fig. 7 Phase velocity maps of Rayleigh wave in NE Tibetan plateau and its adjacent areas The dark red lines represent the boundaries of geology units in the study area. Circles represent cities, JYG: Jiayuguan, ZY: Zhangye, YC: Yinchuan, XN: Xining, LZ: Lanzhou, XA: Xi′an.

短周期(如10~15 s)的相速度主要反映了地壳浅部(＜30 km)的结构.在短周期的相速度分布图上(图 7a、7b), 鄂尔多斯盆地、河套地区、银川地堑、阿拉善南部以及青藏高原的北祁连、松潘—甘孜块体主要表现为明显的低速异常, 而秦岭造山带、贺兰山与蒙古褶皱带则呈现为高速异常.在低速异常最为显著的河套盆地, 人工地震测深剖面的研究(滕吉文等, 2008)结果显示, 其沉积层最厚可达8~10 km, 而鄂尔多斯盆地为4km左右.即表明短周期(尤其是10 s)相速度的分布受沉积层的影响较大.一般而言, 断陷盆地、地堑地区沉积层较厚, 山区沉积层较薄.故而低速异常与盆地、地堑对应较好, 而高速异常则与造山带、隆起一致性高.此特征与已有的面波成像结果(如Yao et al., 2006；Yang et al., 2010；Li et al., 2013)一致.

中等周期(如20s~40s)的相速度主要反映了研究区中、下地壳及壳幔过渡带(30~70 km)的结构.在中等周期的相速度分布图上(图 7c、7d), 青藏高原块体内部的祁连山及松潘—甘孜块体下方表现为明显的低速异常, 而在研究区中、东部的鄂尔多斯、阿拉善、秦岭以及北部的蒙古褶皱带下方, 则显示为大范围的高速异常.这表明青藏高原块体与周缘的其他地质单元, 具有显著不同的中、下地壳速度结构.结合研究区的地壳厚度分布情况(王兴臣等, 2017), 青藏高原的地壳较其周缘地区明显增厚, 即表明中等周期的相速度分布受地壳厚度的影响较大.

较长周期(如60~80 s)的相速度主要反映了研究区上地幔顶部(70~150 km)的结构.在较长周期的相速度分布图上(图 7e、7f), 鄂尔多斯、蒙古褶皱带、秦岭及四川盆地下方表现为相对的高速异常, 而在青藏高原块体内的祁连山、松潘甘孜块体下方, 仍然显示为明显的低速异常.表明鄂尔多斯、蒙古褶皱带、秦岭及四川盆地具有更加稳定的上地幔岩石圈.对于阿拉善地块(图 7e), 在表现出整体高速的同时还伴有局部的低速, 并不像鄂尔多斯块体那般具有显著、整体一致的高速, 表明同属于华北板块的阿拉善地块, 可能遭到了青藏高原挤压作用的改造, 并没有鄂尔多斯稳定.

从短周期至长周期(10~80 s), 整体上而言, 我们注意到青藏高原(如祁连山、松潘—甘孜块体)与周缘地区的相速度分布具有较明显的差异.青藏高原主要表现为明显的低速异常, 其中最显著的低速是在松潘—甘孜, 而周缘的蒙古褶皱带、阿拉善(短周期除外)、鄂尔多斯、秦岭造山带则主要表现为高速异常, 这可能暗示与周缘地块相比, 青藏高原具有更为活跃的地壳上地幔结构.

为了检验本文结果的可靠性, 我们将本研究的结果与已有的噪声成像结果(Shen et al., 2016)进行了对比.Shen等(2016)基于中国大陆及邻区超过2000个台站测得的Rayleigh波频散资料, 开展了背景噪声层析成像和天然地震面波层析成像, 获得了中国大陆及邻区周期10~50 s的相速度分布(>50 s的相速度分布仅覆盖了华南和东北).我们对具有重合周期(10~50 s)的相速度分布进行了比较.图 8展示了周期12 s和45 s的频散比较结果.

图 8

Fig. 8

图 8 本研究与噪声层析成像结果(Shen et al., 2016)的对比 (a)(d)为本研究结果；(b)、(e)为Shen等(2016)的结果；(c)、(f)为二者的差值. Fig. 8 Phase velocity maps in this study compared with the previous ambient noise tomography (Shen et al., 2016) Figures located in the top and bottom are at periods of 12 s and 45 s, respectively. Fig (a) and Fig (d) are results from this study, while Fig (b) and Fig (e) are from Shen et al.(2016). Fig (c) and Fig (f) are the difference of phase velocity between them.

从两种成像方法结果的差值分布图可以看出(图 8c、8f), 除边缘地区稍大(>0.1 km·s^-1), 在其它绝大部分地区均较小(＜0.1 km·s^-1).同时, 高低速的主要分布特征(图 8a与8b、图 8d与8e)也很相似.如, 周期12 s的图上, 青藏高原和河套地区主要表现为低速异常, 而秦岭、蒙古褶皱带则主要表现为高速异常.周期45 s的图上, 青藏高原尤其是松潘—甘孜、北祁连块体下方, 均呈现为明显的低速, 而在鄂尔多斯、秦岭、阿拉善和蒙古褶皱带, 则均呈现为高速.

因此, 从对比结果上我们可以看出, 本文天然地震方法与前人噪声方法得到的结果较为一致.二者的速度差分布在绝大部分地区均较小(＜0.1 km·s^-1), 只是在局部地区(如秦岭、河套、松潘—甘孜地块)高、低速异常的幅值有所差异.即表明本文的成像结果是比较可靠的.虽然本文的反演结果与该噪声成像很相似, 但不同之处在于, 本文还获得了更长周期(>50 s)的频散数据, 可为下一步反演上地幔S波速度结构提供约束.

已有的研究通过人工地震测深、面波频散反演等方法给出了研究区的3D地壳结构, 如Crust1.0(Laske et al., 2013)和lithos1.0(Pasyanos et al., 2014)模型.为检验这些模型的合理性, 我们将本文频散结果与基于Crust1.0和Lithos1.0模型合成的相速度频散进行了对比.

Crust1.0为1°×1°的全球地壳参考模型, 该模型的生成综合了全球范围内人工地震测深、面波、地球自由振荡和体波观测数据, 然后通过反演获得.Crust1.0模型将地壳细分为8层, 依次是水、冰、上沉积层、中沉积层、下沉积层、上地壳、中地壳和下地壳, 每层给出的层参数为P波速度(V_P)、S波速度(V_S)和密度(ρ).考虑到Crust1.0模型是地壳模型, 在正演过程中, 地幔部分直接使用了AK135模型用于计算面波的相速度频散曲线.Lithos1.0为1°×1°的全球岩石圈参考模型.它以Crust1.0为地壳的初始模型, 结合25~200 s的面波频散数据(Rayleigh波, Love波, 群速度, 相速度)反演得到.

本研究中, 采用Programs3.30程序(Herrmann, 2013)分别计算了基于Crust1.0和Lithos1.0模型的、周期10~50 s的Rayleigh波相速度频散.然后将基于Crust1.0和Lithos1.0模型合成得到的相速度与本文反演结果进行了比较.图 9显示了合成相速度频散与本文相速度结果的相关性.结果表明, 基于Crust1.0模型的合成频散仅在20~40 s之间与本文结果的相关性较好(相关系数在0.5以上), 而在20 s及以下、40 s以上相关性较差.与Crust1.0模型相比, 在所有周期上由Lithos1.0模型计算得到的相速度与本文结果的相关性更好, 但是20 s以下、40 s以上其相关性仍然相对较差.

图 9

Fig. 9

图 9 本文结果与基于典型模型合成相速度频散的相关性.纵轴为相关系数 Fig. 9 The correlation of phase velocities in this study compared with those calculated from the typical models of Crust1.0 and Lithos1.0. The parameter of vertical axis is correlation between this study and Crust1.0, Lithos1.0

总的来说, 在较短(＜20 s)和较长周期(>40 s), 无论是Crust1.0模型还是Lithos1.0模型, 其相速度与本文结果的相关性均较差.另外, 在典型地质构造单元上(如鄂尔多斯和北祁连块体), 基于Crust1.0和Lithos1.0模型合成得到的频散与本文结果也具有较明显的差异(大部分周期上相速度的差值约为0.1~0.25 km·s^-1), 表明这两个全球参考模型均无法很好地描述研究区壳幔速度结构的横向变化, 尤其对浅部的约束均不够准确.这一方面是因为大尺度的全球参考模型分辨较低, 无法很好地反映复杂构造区速度结构的横向变化, 对于青藏高原东北缘这样壳幔结构复杂的地区尤为明显；另一方面, 全球参考模型的构建过程中缺少短周期频散的约束, 比如用于Lithos1.0模型反演的面波资料缺少周期＜25 s的频散.故基于本文获得的相速度结果可在很大程度上对Crust1.0和Lithos1.0模型进行补充和完善.

青藏高原东南缘和东北缘, 是高原内部物质向外部运移的两个主要场所(Clark and Royden, 2000).不同地球物理方法的研究结果显示, 在青藏高原东南缘存在壳内低速-高导层, 为地壳流模式提供了重要的深部证据(Xu et al., 2007；Wang et al., 2008；Bai et al., 2010；Yang et al., 2012；Li et al., 2014b；王琼和高原, 2014).在青藏高原东北缘, 目前也有充分的地震学证据表明存在壳内低速层(Li et al., 2014a, 刘启民等, 2014；张洪双等, 2015).

如果中上地壳范围内存在明显的低速层, 那么对应周期(＜20 s)的Rayleigh波相速度将会随周期的增大而减小, 导致频散曲线出现负斜率.反过来, 据此也可以推测低速层的分布深度和范围(Yang et al., 2012).本文计算了周期12~19 s的斜率分布, 其中只有12~16 s这几个周期结果的负异常表现出整体相似的分布特征.以周期12 s的斜率分布为例(图 11), 负异常中范围相对较大、稳定出现的地区是松潘—甘孜(A)及北祁连(B)块体.根据研究区Rayleigh波的敏感核, 周期12~16 s的Rayleigh波相速度对15~35 km深的S波速度最敏感, 大致反映了研究区中上地壳的S波速度的变化.关于低速层的分布, 本文与部分研究(Yang et al., 2012；Li et al., 2014a)结果一致, 但不同于黄忠贤等(2013)的结果, 他们认为只是在松潘—甘孜块体存在中地壳低速层, 北祁连块体地壳内并未发现有低速层存在的证据.

图 10

Fig. 10

图 10 典型地质构造单元频散曲线的对比图.选取了鄂尔多斯(Ordos Block)和北祁连(Northwestern Qilian Block)这两个典型的地质构造单元作为研究对象, 分别计算了节点(107.5°, 38°)和(99°, 38°)上的纯路径频散, 然后与基于Crust1.0、Lithos1.0模型合成得到的频散进行了对比 (a)鄂尔多斯块体频散曲线的对比；(b)北祁连块体频散曲线的对比. Fig. 10 Comparison for the phase velocity dispersion curves in the typical geological units. In this study, the Ordos Block and the Northwestern Qilian Block are used for the comparison (a) Comparison for the dispersion curves of the Ordos Block; (b) Comparison for the dispersion curves of the Northwestern Qilian Block.

图 11

Fig. 11

图 11 周期12 s相速度频散的斜率分布 Fig. 11 Map of the slope of the Rayleigh wave dispersion curve at the period of 12 s

一般将壳内低速层的形成归结为地壳介质的部分熔融和含水所致.有实验已证实, 少量的熔融体即可大量吸收弹性波能量, 造成花岗岩波速的明显下降(Müller and Raab, 1997).对地壳低速层的另外一种解释是, 云母和角闪石因高孔隙压力而产生的脱水反应, 并以产生低速带的方式降低有效压力(即岩石静压力与孔隙压力之差).低速层构成了地壳流存在的重要深部环境.然而, 单凭低速层并不足以说明地壳流的存在, 还需结合其他地球物理参数(如泊松比、大地热流值、电导率、黏滞系数等)加以综合判断.如基于藏东南高泊松比(>0.3), 高地表热流值, 中地壳高导层和低速层, Xu等(2007)认为藏东南存在地壳流.

对于松潘—甘孜块体下方的壳内低速层, 已有的研究给出了不同的解释, 主要的争论之一在于是否存在地壳流(黄忠贤等, 2013；Li et al., 2014a; Jiang et al., 2014, 刘启民等, 2014；张洪双等, 2015；Deng et al., 2015).近期利用喜马拉雅二期台阵数据开展的接收函数研究表明(王兴臣等, 2017), 松潘—甘孜块体具有比全球平均值略高的泊松比~0.28(全球平均值约0.265), 表明有存在部分熔融的可能.但另一方面, 泊松比并非像青藏高原东南缘那般高(>0.3, Xu et al., 2007), 可能暗示不存在大规模的部分熔融.另外, 深地震反射剖面(Gao et al., 2013)发现研究区下方中下地壳仍有清晰的、连续可追踪的反射轴, 表明中下地壳并不是如地壳流式的透明反射.综合上述结果, 再结合该区较低的大地热流值45 mW·m^-2等特征(Wang, 2001；全球平均值66 mW·m^-2), 我们认为研究区松潘—甘孜块体下方的低速层即便是部分熔融所致, 也不太可能是大规模的部分熔融, 因此松潘甘孜下方可能并不存在地壳流.

对于北祁连下方的中上地壳低速层, 其机制可能与松潘—甘孜块体有所不同.王兴臣等(2017)接收函数研究结果显示, 北祁连具有较低的泊松比(＜0.23).同时, 大地热流值66 mW·m^-2与全球平均值相当(Wang, 2001).因此, 基本可以排除地壳介质存在部分熔融的可能.大地电测测深研究(Xiao et al., 2012)结果表明, 该处高导低阻层电阻率最小为1~10 Ωm, 与典型含水流体的电阻率(0.01~10 Ωm, Sass et al., 2014)大致相当.祁连造山带以伴有软弱下地壳的弱岩石圈、较强的地震活动性为主要特点, 发育有大量叠瓦状的逆冲推覆断层结构(Xiao et al., 2012), 青藏高原东北缘的地壳可能以这种模式在增厚.多期的逆冲推覆会使地壳破裂, 发育很多断层.这些断层可能成为壳内含水流体运移的通道.然而, 虽然逆冲推覆断层中的含水流体可以解释中地壳的低速-高导层, 但却与大地电磁测深观测到的上地壳高阻层这一结果不符(Xiao et al., 2012).鉴于这种情况, 我们认为北祁连的中地壳低速层更有可能是韧脆性转换带, 它为深部地壳含水流体的存在提供了物理上的载体(如Bailey, 1990).

关于松潘—甘孜和北祁连块体下方壳内低速层的成因, 还需开展进一步的研究.如, 利用面波群速度和相速度, 联合反演研究区的3D壳幔S波速度结构, 并开展面波的径向各向异性研究, 了解壳内低速层的具体分布深度和运动学特征, 为青藏高原东北缘的壳幔变形机制和深部动力学过程提供证据.

利用喜马拉雅二期台阵674个台站, 于2013年9月至2014年8月间记录的远震垂直向数据, 采用小波变换频时分析技术提取了台站间的Rayleigh波波相速度频散, 并利用Yanovskaya & Ditmar反演方法, 构建了研究区周期10~80 s的相速度分布图(0.5°×0.5°).研究结果揭示了青藏高原及邻区的地壳上地幔结构的横向非均匀性.主要得到如下结论：

(1) 本文与已有的噪声成像结果具有较为一致的高低速分布特征, 二者的速度差在绝大部分地区均较小(＜0.1 km·s^-1), 揭示了本文结果的可靠性.同时, 与噪声成像相比, 本研究还获得了更长周期(>50 s)的频散数据.

(2) 短周期的Rayleigh波相速度与地表地形密切相关, 中等周期的相速度分布受地壳厚度的影响较大.在长周期, 鄂尔多斯比阿拉善的高速更为明显和完整, 揭示了同属于华北板块的阿拉善地块, 其结构并没有鄂尔多斯稳定.从短周期至长周期(10~80 s), 与周缘地块相比, 青藏高原(北祁连、松潘—甘孜块体)始终表现为明显的低速异常, 可能暗示其具有较为活跃的地壳上地幔结构.

(3) 研究区松潘—甘孜和北祁连块体下方的中上地壳存在低速层.松潘—甘孜块体的壳内低速层可能是小规模的部分熔融, 北祁连的低速层可能与地壳介质含水有关.

(4) 已有的全球参考模型Crust1.0和Lithos1.0均不能很好地解释我们的观测频散数据.基于本文获得的相速度结果可在很大程度上对Crust1.0和Lithos1.0模型进行补充和完善.

本研究获得了对青藏高原东北缘及邻区地壳上地幔结构的一些新认识, 但为了更好地了解研究区的壳幔结构及深部动力学过程, 还需进行频散的反演.利用面波群速度和相速度, 联合反演研究区的3D壳幔S波速度结构, 将是我们下一步需要开展的工作.

感谢T. B. Yanovskaya教授为我们提供了面波层析成像程序.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.