2018, Vol. 61
2. 中国科学院大学, 北京 100049
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
青藏高原的抬升源于印度板块持续向北推挤，在约50 Ma(Yin and Harrison, 2000)时间里，印度板块和欧亚大陆的碰撞造山使得地壳缩短了至少1400 km，形成了世界上最高的高原高度和深达70~90 km的地壳厚度.在两个大陆板块的碰撞、挤压过渡带——喜马拉雅造山带地域，构造运动、地震活动、水热活动和异常的地球物理场特征等至今尚在继续(滕吉文等，1999)，表明青藏高原仍在不断地向外扩展和隆升.高原的扩展和隆升过程伴随着复杂的构造变形和深部动力学过程，使得其成为了解造山机制和研究大陆动力学演化历史的最佳天然实验室.关于青藏高原的隆升模式，有“重力拆沉”、“块体挤出”、“地壳通道流”等多种假说，然而相对于广袤的青藏高原，这些模式建立所采用的数据确非常有限，并且目前仍无单一模式的解释可完全符合所有的观测，因而关于高原隆升及扩展机制的模型尚远未达到共识(刘启民等，2014).为了获得更多的资料和地震学证据，地球物理学家们正逐步聚焦到青藏高原周缘的地域，以期进一步了解青藏高原岩石圈和上部地幔构造与格局(Lei et al., 2014; Lei and Zhao, 2016; 王琼等，2013).
青藏高原东北缘作为青藏块体东北部大型边界变形带，地处鄂尔多斯地块、秦祁地块、四川盆地与青藏高原各地块的交汇处，晚新生代到现今的构造变形十分强烈，是整个青藏块体向大陆内部扩展的前缘.全区内部发育了多条规模较大的逆冲断裂和走滑断裂，如：阿尔金断裂、祁连山断裂带和海原断裂等，这表明整个地区正在遭受地壳缩短和左旋剪切作用，并导致了一系列7级以上大地震的发生.青藏高原东北缘向东滑移导致了一系列北西西向构造的形成，区域地壳缩短和山体隆升主要就是通过这一系列北西西向逆冲断裂和造山带实现的(Tapponnier et al., 2001).该区在构造上为青藏块体、鄂尔多斯块体和阿拉善块体的结合部位，是我国大陆中最典型和最具代表性的似三联点构造(田勤俭和丁国瑜，1998；李松林和赖晓玲，2006)，是研究碰撞造山和块体之间相互作用的理想场所.地震层析成像是研究地球内部非均匀结构和动力学过程的重要工具，深入研究该地区的壳幔速度结构，将有助于理解该区域内块体深部构造和形变场特征，剖析不同块体间的相互作用及不同圈层的耦合关系.同时，对解释板块间的碰撞模式、青藏高原的隆升机制以及物质的逃逸方式等动力学过程具有特殊意义(高原和滕吉文，2005).
前人在青藏高原东北缘开展了大量的深部结构探测方面的研究工作(Kosarev et al., 1999; 李永华等，2006; 雷建设等，2009; 滕吉文等，2012；Li et al., 2011, 2013; 王椿镛等，2016).Kosarev等(1999)和Kind等(2002)利用接收函数的方法研究均显示在青藏高原北缘存在向南俯冲的转换界面(范围33°N—37°N)，此转换边界被认为是亚洲板块向南俯冲的证据.Li等(2013)使用Rayleigh波群速度反演S波速度结构，结果显示在西藏的南部和北部边缘同时存在两个面对面的大陆板块俯冲.然而，Liang等(2012)利用布设在西藏地区301个流动台站的地震体波成像研究结果显示藏北地区上地幔却由非常均匀的低速层组成，不存在亚洲板块向南俯冲痕迹.对于青藏高原北缘是否发生过重力拆沉，不同研究人员得到的结论也存在争议.面波层析成像(Priestley et al., 2006)结果显示藏北地区的低速异常体分布范围有限，最深处不超过地下100 km；体波层析成像结果(Zhang et al., 2012)却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.Shen等(2015)接收函数的结果则表明青藏高原东北缘中下地壳存在明显方位各向异性的低速层，与下地壳通道流模式相吻合.然而，Li等(2015)接收函数结果却显示青藏高原东北缘中下地壳低速层在东昆仑地区截止，不支持中下低速地壳模型.显然，青藏高原及其邻区壳幔结构和隆升机制还存在较大争议，需要进一步研究.
地震波数值模拟在研究地球内部结构方面发挥着重要作用，比较常用的方法有:有限差分法(Alford et al., 1974; Yang et al., 2007; Liu et al., 2014)、谱元法(Komatitsch and Vilotte, 1998; Liu et al., 2017)等，但当前天然地震领域应用最广泛的依然是射线追踪方法.本文研究收集了2010年5月至2011年5月期间位于青藏高原东北缘109个宽频带数字台站记录到的远震P波资料(图 1)，使用FMTT方法(Rawlinson et al., 2006；张风雪等，2011；毛慧慧等，2016)重构了青藏高原东北缘较为详实的上地幔P波速度结构，并探讨了可能的地质意义和地球动力学过程.
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图 1 研究区内构造背景与台站分布图 Fig. 1 Tectonic sketch and seismic stations distribution of research region |
本研究使用了研究区内109个宽频带地震台站在2010年4月至2015年3月记录到的远震资料(郑秀芬等，2009)，开展远震P波的走时层析成像研究.根据USGS(美国地质调查局)地震目录，本文选取了163个远震事件，它们的震中距和方位分布见图 2，可以看到地震事件方位覆盖比较均匀.我们在选取波形记录遵循以下几条标准：(1)震中距限定在30°—90°，可以清楚辨认选取震相以及避免多重路径到时的复杂性；(2)震级大于6.0，确保地震波在到达台站时仍有足够能量，保持较高的信噪比；(3)每个地震事件至少有超过15条P波走时资料.经过以上三个条件的筛选后，将符合条件的事件采用由VanDecar和Crosson(1990)提出的多道波形互相关(multi-channel cross correlation, MCCC)方法, 确定研究区内各台站所接收到远震P波相对走时残差.在使用多道互相关拾取走时残差前，我们对数据进行了去均值、去倾斜、去仪器响应和滤波等预处理工作，滤波采用的是带通滤波器，频段为0.01~2 Hz，最终拾取到10697个有效走时数据.显见，在研究区的四周均有地震事件发生，并取得有效的地震记录.
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图 2 远震震中分布图 Fig. 2 The distribution of teleseismic events |
多道互相关(Multi-channel Cross-Correlation)是一种半自动方法，能够精确确定远震的相对震相到时，并进行不确定性估计.对于每一个可能的地震道对，通过搜索它们互相关函数的最大值以获得相对延迟时间，然后通过最小二乘法解这些相对延迟时间组成的超定方程组并得到最优相对到时.
对于研究区内有很多台站的情况下，通过人工拾取震相来初始排列地震图非常耗时.迭代互相关和叠加(ICCS)算法能够近乎自动地排列地震道，因此联合ICCS算法和MCCC算法可以有效地提高拾取远震相对走时残差的效率.这一过程主要分为以下四个步骤(Lou et al., 2013)：
(1) 利用ICCS算法对所有台站目标震相进行粗对齐.对于某一地震事件，利用第i(i=1, …, N)个台站理论到时0Ti和一个相对较大的时间窗口Wa，以ICCS算法通过1Ti进行迭代对齐的各台站震相.
(2) 手动拾取各台站的观测到时.1Ti是相对于理论到时，为了将它和绝对参考时间联系起来，需要手动拾取各台站的观测到时2Ts，并将2T′i定义为1Ti和一个常量之和：
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(1) |
其中，1Ts是1Ti的平均值，此时需要一个较Wa小的时间窗Wb来集中目标震相的能量.
(3) 利用ICCS算法对所有台站目标震相进行精确对齐.
(4) 利用MCCC算法对所有台站目标震相进行最终对齐.使用2Ti作为输入时间，MCCC算法在时间窗Wb内解出一组均值为零的最优相对到时Ri，相对走时残差ri可以表示为如下形式：
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(2) |
其中，0Tm是所有台站理论到时的均值.
1.3 研究区平均相对走时残差分布图 3为本文研究所使用的163个远震事件的相对走时残差分布.根据图例，平均值大于0说明台站下方的速度相对于其他地方偏低，地震波传播较慢；平均值小于0则说明台站下方的速度偏高，地震波传播较快.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；而参考地表的形态及前人对该区的研究成果，可在一定程度上分析远震资料的准确性.在总体上看，在松潘—甘孜地块、昆仑断裂带、秦祁地块和海原断裂等区域地震波传播速度相对偏慢；而在四川盆地北部、鄂尔多斯地块西南缘和阿拉善地块南部等区域地震波传播速度相对较快.台站平均相对走时残差的分布与前人的研究结果(周民都等，2012)十分类似，这说明本论文所使用的远震数据是正确的.
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图 3 163个远震对于台站平均相对走时残差分布(绿圆圈代表台站) Fig. 3 Travel-time anomalies averaged at each station with 163 teleseismic events (green circles are seismic station) |
本文采用了地球一维速度模型AK135做为初始参考模型，如图 4.网格划分：南北方向间隔为0.3°，共35个网格点；东西方向间隔0.36°，共37个网格点；深度方向间隔为50 km，共10个网格点.
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图 4 AK135中P波初始速度模型 Fig. 4 Initial velocity model of P wave in AK135 model |
由于反演问题存在多解性，因此为了验证层析成像结果的可靠性，需要采用检测板测试方法对反演结果进行分辨率测试(Humphreys and Clayton, 1988；Zhao et al., 2000).建立人工合成检测板步骤如下：在初始速度模型Ⅰ基础上建立一个扰动速度正负相间分布的扰动模型Ⅱ，然后利用前文所述的台站和事件分布合成各个台站的理论相对走时残差，作为反演的已知观测量，以模型Ⅰ作为成像反演中的初始参考模型，进行反演得到扰动模型Ⅲ，把模型Ⅲ与模型Ⅱ相比较，在模型Ⅲ中能分辨出的最小异常体的尺度就是该检测板测试的分辨率(田有，2008；张风雪等，2011).
在本文检测板测试方法中，速度结构模型的网格设置采用空间“棋盘式”分布，即每一格点的周围格点的初始速度与之大小相等，但正负正好相反.本研究在初始模型中输入了幅值为0.4 km·s-1的正负相间的速度扰动，研究区域内的台站数目、分布位置以及远震事件均保持不变.通过采用检测板测试方法，对测试结果可以进行非常直观的判别，若反演结果扰动值按照“棋盘式”分布，则表明该区域分辨率较好.
图 5为节点间距南北1.1°，东西1.4°检测板测试结果，在40~140 km深度范围内，台站分布较密集的区域，检测板还原效果较好；在190 km深度层，检测板还原较差，而在300 km深度范围内，检测板还原效果较好；在400 km深度层，检测板还原效果一般.
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图 5 6个代表性深度层上的检测板测试结果(每层深度标于图的左下角) Fig. 5 The resolution results of checkerboard test in six slices (The depths of every slice are marked at bottom left of maps) |
总体上看，秦祁地块、鄂尔多斯地块西南缘、东秦岭断裂带的分辨率较好；由于缺乏台站，阿拉善地块南部、松潘—甘孜地块和四川盆地北部分辨率较差.通过检测板测试，可见，本文研究的分辨能力在东西方向为1.4°，南北方向1.2°.
3 成像的反演结果我们以一维地球速度模型AK135为初始参考模型，采用FMTT走时层析成像的方法反演获得P波速度结构，各个深度层面的成像结果示于图 6.在40~90 km深的切片图上，P波速度异常分布与块体构造有一定的相关性，青藏块体北缘P波速度相对较低，而鄂尔多斯块体西南部和阿拉善块体南部P波速度相对较高，结晶基地出露的秦岭造山带P波速度也相对较高，这与前人体波走时层析成像结果相近.
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图 6 不同切片的P波速度扰动(每层深度标于图的左下角) Fig. 6 The P wave velocity perturbation images in different slices(The depths of every slice are marked at bottom left of maps) |
在140~190 km深的切片图上可以看到，随着深度的增加，松潘—甘孜地块内的低速异常有逐渐集中的趋势，并在西南部出现一个高速异常区；在兰州西北方向出现一个高速异常区，并呈逐渐扩大的趋势.
在300 km的切片图上，速度异常较为复杂，不同块体间的P波速度异常表现为高低速相间的现象；而400 km的切片图与300 km深度及其所成图像大不相同，在兰州—天水呈现出局部的低速扰动.
沿穿过阿拉善地块、海原断裂带、秦祁地块、昆仑断裂带和松潘—甘孜地块等构造的103°E经线做一个截面(如图 7).可以看出松潘—甘孜地块下方的低速异常平均延伸到了约120 km的深度，而后呈现一低速窄体向下伸抵230 km左右；秦祁地块下方出现深约70 km的高速异常，在深度230 km左右处分为两枝向深处延伸，可抵近370 km和390 km，但是在其北部出现了深达150 km的低速异常；阿拉善地块下方以高速异常为主，延伸至地下150 km左右.
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图 7 103°E经线对应的P波速度结构图 Fig. 7 P-velocity map plotted along 103°E |
Kuhn提出的通道流模型(Kuhn, 1996)认为以青藏高原为例的一些造山带区域，相对于较为刚性的上地壳和岩石圈上地幔，处于中间层的中、下地壳作为强度较低的塑性流变层，具有更强的流动性，因而在高原厚地壳的重力差异驱动或是上地幔的拖曳作用下易发生流动而形成通道流.“中、下地壳流”模型作为一种可能的动力学演化机制，在解决诸如喜马拉雅造山带和青藏高原东缘、南缘等区域地壳中岩层的通道流或韧性剪切挤出等方面的解释给出了相应的模型和阐述(Yang et al., 2013).
最新的接收函数成果(Shen et al., 2015)表明：接收函数反演求得的青藏高原东北缘中下地壳存在明显方位各向异性的低速层，与下地壳通道流模式相吻合.我们的结果显示在秦祁地块下面有深达70 km的高速异常，而且在下地壳深度层上(图 6, 40 km切片)，秦祁地块和昆仑断裂带均为高速异常，阻断了青藏高原块体下地壳低速层向东北方向的延伸，这与Li等(2015)研究结果相符合.
4.2 四川盆地西南部低速异常区40~140 km深度范围内，四川西南部存在一个低速区，该低速区穿过龙门山断裂带进入到四川盆地内部.雷建设等(2009)研究表明汶川主震震源区下方存在有明显低波速异常体，我们的成像结果与其相一致.出现这一现象原因可能为：在下地壳至上地幔的深度范围内，较软的青藏高原物质斜向下侵入到坚硬的四川盆地的西南部区域.
4.3 祁连山造山带东部低速异常在40 km深度切片图中(图 6)，祁连山造山带东部(西宁周围)是低速区，而在90 km、140 km、190 km、400 km速度扰动图像上这个区域也为低速区，表明这里可能存在一个由上地幔上升到地壳间的一个热流通道(？)或者热点(？).这还有待高精度地球物理场和其他深部探测方法的查明！
4.4 鄂尔多斯地块西南缘与松潘—甘孜地块鄂尔多斯地块作为一稳定地区，地块内部缺乏活动构造迹象，亦无强震发生，是一个整体性强且没有构造活动及物质重新分异与调整的大陆块体.本成像结果给出，鄂尔多斯地块西南缘P波速度相对较高，即表明鄂尔多斯块体为坚硬的固态块体，其介质密度高.松潘—甘孜地块由多条断裂切割，且具强烈构造变形，其东边界的龙门山断裂带吸收了青藏高原与华南块体之间的地壳缩短量.故松潘—甘孜地块分布有较大面积的低速异常，这与青藏高原为较软块体，介质密度亦偏低相吻合.
5 结论本文利用青藏高原东北缘固定台网109个宽频带地震台站记录的远震资料，采用多道互相关(MCCC)技术提取了10697条P波初动到时数据，进一步采用FMTT方法，获取了研究区下方40~400 km深的P波速度结构.通过检测板测试，成像结果分辨能力在东西方向为1.4°，南北方向1.2°，我们的P波速度结构显示：
秦祁地块下面有深达70 km的高速异常，阻断了青藏高原块体下地壳低速层向东北方向的延伸.四川西南部存在一个低速区，该低速区穿过龙门山断裂带进入到四川盆地内部.出现这一现象原因可能为：在下地壳至上地幔的深度范围内，较软的青藏高原物质斜向下侵入到坚硬的四川盆地的西南部区域.
祁连山造山带东部可能存在一个由上地幔上升到地壳的热流通道或热点，这还有待高精度地球物理场和其他深部探测方法的查明；鄂尔多斯地块西南缘P波速度相对较高，表明鄂尔多斯块体为坚硬的固态块体，介质密度高，松潘—甘孜地块分布大面积的低速异常，这与青藏高原为较软块体，介质密度低相吻合.
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”为本研究提供地震波形数据，感谢两位审稿人提出的宝贵意见和建议.
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