青藏高原東北緣地殼及上地幔頂部速度結(jié)構(gòu)研究

夏思茹, 石磊, 李永華, 郭良輝

1 中國(guó)地震局地球物理研究所, 北京 100081 2 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京), 地球物理與信息技術(shù)學(xué)院 , 北京 100083 3 中國(guó)地震局震源物理重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100081

0 引言

青藏高原東北緣是青藏高原向北東方向擴(kuò)展的前緣部位，晚新生代構(gòu)造變形強(qiáng)烈、地震活動(dòng)頻繁(Meyer et al., 1998; Tapponnier et al., 2001)(圖1a)，不僅是研究大陸動(dòng)力學(xué)演化的熱點(diǎn)區(qū)域，也是研究大陸強(qiáng)震孕育相關(guān)過程的理想場(chǎng)所.前人在青藏高原東北緣及鄰區(qū)開展了大量的地球物理探測(cè)與研究工作(Zhang et al., 2010; 孟小紅等, 2012; Xiao et al., 2016; Feng et al., 2020)，相關(guān)成果不僅推進(jìn)了對(duì)青藏高原隆升過程與巖石圈變形機(jī)制的認(rèn)識(shí)，也為認(rèn)識(shí)強(qiáng)震孕育環(huán)境及其發(fā)生機(jī)理提供了重要的深部資料.

但由于不同研究給出的結(jié)果不盡一致，部分深部構(gòu)造問題并未取得共識(shí).如，深地震測(cè)深剖面探測(cè)(張先康等, 2008; 王帥軍等, 2019)及接收函數(shù)(李永華等, 2006; Wang et al., 2016)等研究表明，青藏高原東北緣地殼厚度變化劇烈，整體地殼厚度介于42～65 km之間，其中松潘—甘孜地塊地殼厚度約為47～55 km，西秦嶺造山帶地殼厚度介于42～60 km之間，祁連構(gòu)造帶地殼厚度較厚，約為44～65 km.地殼平均波速比略低于全球平均波速比，地殼物質(zhì)組成以長(zhǎng)英質(zhì)為主，不存在大規(guī)模熔融.地震體波走時(shí)成像顯示青藏高原東北緣存在明顯殼內(nèi)低速層(肖卓和高原, 2017; 李敏娟等, 2018; 莘海亮等, 2020; 瞿辰等, 2020)，但是由于體波成像垂向分辨率較低，關(guān)于低速層的深度分布仍存在爭(zhēng)議(Guo et al., 2019; Xin et al., 2019).此外，體波成像研究主要基于線性反演展開，對(duì)初始模型依賴明顯，不同研究給出了相對(duì)速度異常，但不同研究結(jié)果的絕對(duì)速度差異很難比較(Ye et al., 2016; Sun et al., 2019).地震面波和噪聲成像研究顯示，松潘—甘孜地塊和祁連構(gòu)造帶下方地殼呈明顯的S波低速異常，但關(guān)于殼內(nèi)低速是否連續(xù)分布、及其成因仍存在爭(zhēng)議(Bao et al., 2013; Li et al., 2017; 付媛媛和肖卓, 2020).

前人利用體波走時(shí)與面波聯(lián)合反演，很好地描繪了殼幔的速度結(jié)構(gòu)(Fang et al., 2016; Guo et al., 2018).本文基于面波和噪聲成像結(jié)果(Xie et al., 2013; Shen et al., 2016)構(gòu)建三維初始模型，采用雙差層析成像方法(Zhang and Thurber, 2003, 2006)反演青藏高原東北緣地區(qū)固定和流動(dòng)地震臺(tái)站的P、S波走時(shí)資料，獲得了研究區(qū)可以解釋體波走時(shí)與面波觀測(cè)資料的較高分辨率的三維P、S波速度結(jié)構(gòu)和地震重定位結(jié)果，并對(duì)速度模型的可能地質(zhì)含義及研究區(qū)地震的孕育背景進(jìn)行了分析與探討.

1 數(shù)據(jù)與方法

本文使用的地震走時(shí)數(shù)據(jù)分為兩部分，第一部分是由中國(guó)地震臺(tái)網(wǎng)中心提供的自2008年1月至2019年12月71個(gè)固定臺(tái)站記錄的P、S波震相報(bào)告；第二部分是利用“中國(guó)地震科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣-南北地震帶北段”418個(gè)流動(dòng)臺(tái)站(圖1b)于2013年9月至2016年3月記錄的近震波形資料，根據(jù)中國(guó)地震臺(tái)網(wǎng)中心提供的地震目錄截取地震波形，手動(dòng)拾取1.5級(jí)以上地震事件的P、S波到時(shí).本研究采用雙差走時(shí)成像算法(TomoDD)開展體波走時(shí)反演(Zhang and Thurber, 2003, 2006)，此方法將雙差定位(Waldhauser and Ellsworth, 2000)和絕對(duì)走時(shí)層析成像方法(Thurber, 1983)相結(jié)合，同時(shí)反演單一地震事件的絕對(duì)走時(shí)數(shù)據(jù)和兩個(gè)相鄰事件的相對(duì)走時(shí)數(shù)據(jù)，以實(shí)現(xiàn)對(duì)三維速度結(jié)構(gòu)與震源位置的聯(lián)合反演.假設(shè)兩個(gè)相鄰地震事件i與j之間的距離遠(yuǎn)小于這兩個(gè)事件到臺(tái)站k的距離，可以默認(rèn)兩個(gè)地震事件的傳播路徑相似，將兩個(gè)事件的走時(shí)殘差相減即為雙差.由于地震位置與到時(shí)的關(guān)系是非線性的，因此需要用Taylor級(jí)數(shù)展開的方法使其線性化，一般將地下速度結(jié)構(gòu)劃分為三維網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)(x1,x2,x3)，因此表示為如下線性關(guān)系式：

圖1 (a) 研究區(qū)地形與構(gòu)造背景， (b) 研究區(qū)臺(tái)站位置分布圖 黑色實(shí)線為構(gòu)造邊界(Taylor and Yinn, 2009)，F(xiàn)1:昆侖斷裂帶，F(xiàn)2:西秦嶺北緣斷裂帶，F(xiàn)3:海原斷裂帶，F(xiàn)4:祁連北緣斷裂帶，Songpan-Garzê：松潘—甘孜地塊，West Qinling：西秦嶺造山帶，Qilian：祁連造山帶，Alxa：阿拉善地塊；紅色五角星為甘肅岷彰6.7級(jí)地震，綠色五角星為九寨溝7.0級(jí)地震，藍(lán)色五角星為玉樹7.3級(jí)地震.圖(a)中藍(lán)色圓點(diǎn)為地震事件，圖(b)中藍(lán)色方形表示固定臺(tái)站，黑色三角星表示 流動(dòng)臺(tái)站，白色虛線表示圖8中垂直切面位置.Fig.1 Topography and tectonic background (a) and distribution of seismic stations (b) of the research area Black solid lines are tectonic boundary (Taylor and Yinn, 2009), F1: Kunlun Faults, F2: West Qinling Faults, F3: Haiyuan Faults, F4: Qilian northern marginal Faults, Songpan-Garzê: Songpan-Garzê Block, West Qinling: West Qinling Orogen, Qilian: Qilian Orogenic, Alxa: Alxa Block, red star is the epicenter of Minzhang MS6.7, green star is the epicenter of Jiuzhaigou MS7.0, blue star is the epicenter of Yushu MS7.3. Blue dots in Fig(a) are seismic events, blue squares and black triangles in Fig(b) represent the fixed and mobile stations, respectively. White dashed lines represent the position of vertical sections in Fig.8.

(1)

為了確保反演結(jié)果的可靠性，反演過程中要求每個(gè)事件被至少5個(gè)臺(tái)站記錄到，共獲取地震事件25454個(gè).本文根據(jù)地震波走時(shí)時(shí)距曲線挑選初至震相(圖2)，包括震中距≤200 km的Pg、Sg波震相，和震中距>200 km的Pn、Sn波震相.用于反演的Pg和Pn波到時(shí)共計(jì)179584條，Sg和Sn波到時(shí)共計(jì)145131條.反演過程中將Pg和Pn波權(quán)重設(shè)置為1，Sg和Sn波的權(quán)重設(shè)置為0.5，以此進(jìn)行聯(lián)合反演.地震事件對(duì)與臺(tái)站之間的最大距離為500 km，事件對(duì)之間的最小距離為0.1 km，最大距離為50 km，其中每一個(gè)事件對(duì)所需要的震相數(shù)的最小值設(shè)為8，最大值設(shè)為120，且將每個(gè)地震事件的最大鄰居數(shù)設(shè)為50，剔除數(shù)據(jù)中存在的明顯異常，最終用于反演的地震事件19424個(gè).

圖2 地震波走時(shí)時(shí)距曲線 黑色圓點(diǎn)為P波震相，灰色圓點(diǎn)為S波震相.Fig.2 Travel-time curves for P and S waves The black dots are P wave phases, the gray dots are S wave phases.

2 初始模型構(gòu)建與參數(shù)選取

雙差地震成像反演基于線性反演開展，對(duì)初始模型有較強(qiáng)的依賴性，初始模型與實(shí)際結(jié)果偏差較大時(shí)，有時(shí)經(jīng)過多次迭代反演結(jié)果也不收斂.研究中我們將背景噪聲和面波成像得到的S波速度結(jié)果(Xie et al., 2013; Shen et al., 2016)，利用Brocher(2005)給出的VP-VS轉(zhuǎn)換關(guān)系式(公式2)，得到初始P波速度模型.初始模型水平網(wǎng)格間距為0.5°×0.5°，深度方向上0～60 km以5 km為間隔共計(jì)13層.

(2)

在雙差層析成像反演計(jì)算中，光滑權(quán)重與阻尼因子的取值對(duì)反演結(jié)果的穩(wěn)定性有直接的影響.本文采用折中曲線來確定這兩個(gè)正則化參數(shù)(圖3a,b).本文測(cè)試表明，當(dāng)光滑權(quán)重為100，阻尼值為400時(shí)，既可以使得速度模型不過于復(fù)雜，又可以擬合本研究的大部分觀測(cè)數(shù)據(jù).此外，由于雙差反演計(jì)算采用的是快速穩(wěn)定的最小平方QR分解(LSQR)迭代算法，該算法沒有明確的收斂條件，因此需要對(duì)殘差的變化趨勢(shì)判斷是否繼續(xù)迭代，經(jīng)過多次試驗(yàn)，當(dāng)?shù)螖?shù)為10次時(shí)，殘差變化趨勢(shì)曲線趨于平緩，因此本文最終選取的迭代次數(shù)為10次.

圖3 (a) 光滑權(quán)重均衡曲線； (b) 阻尼因子均衡曲線； (c) 不同迭代次數(shù)殘差變化趨勢(shì)Fig.3 (a) The optimum smoothing parameter selected by trade-off curve, (b) The optimum damping factor parameter selected by trade-off curve, (c) Retrieval of residual variation trend by travel time

圖4給出反演前的殘差與反演后的殘差分布直方圖，可以看出，反演前P波殘差主要分布±2 s范圍內(nèi)，均方根為0.81 s；反演后在±1 s范圍內(nèi)，均方根降為0.29 s；反演前S波殘差主要分布在±3 s范圍內(nèi)，均方根為1.17 s；反演后在±1.6 s范圍內(nèi)，均方根降為0.51 s.

圖4 (a) P波反演前、后殘差分布； (b) S波反演前、后殘差分布 灰色實(shí)框?yàn)榉囱萸皻埐睿谏娇驗(yàn)榉囱莺髿埐?Fig.4 (a) P waves residual distribution before and after inversion, (b) S-wave residual distribution before and after inversion, the gray solid boxes are residuals before inversion, and the black hollow boxes are residuals after inversion.

3 分辨率測(cè)試

本文采用棋盤測(cè)試的方法，在初始模型基礎(chǔ)上加入±5%相間的速度擾動(dòng)，再使用與實(shí)際反演相同的射線分布和反演參數(shù)進(jìn)行反演，根據(jù)模型的恢復(fù)效果來評(píng)價(jià)分辨能力.圖5為部分深度棋盤測(cè)試結(jié)果.本研究中P波走時(shí)數(shù)據(jù)總量多于S波，因此P波成像分辨效果優(yōu)于S波成像結(jié)果.整個(gè)反演深度范圍(0～60 km)，除30～40 km深度外(多數(shù)地震分布在25 km以淺)，P波速度成像橫向分辨率可達(dá)0.5°×0.5°.0～20 km深度S波成像橫向分辨率與P波成像分辨率相當(dāng)，約為0.5°×0.5°，由于Sn走時(shí)數(shù)據(jù)較少，40 km以深橫向分辨率降低為1.0°×1.0°.本研究反演所用的Pn和Sn震相均為折射波震相，所形成的地震射線經(jīng)Moho面?zhèn)髦恋乇?，?0 km深度地震射線密度較高，因此60 km的恢復(fù)效果優(yōu)于40 km.

圖5 P、S波成像分辨率測(cè)試 P波模型水平網(wǎng)格間距為0.5°×0.5°(a—d)，10 km深度和20 km深度的S波模型水平網(wǎng)格間距為0.5°×0.5°(e—f)，40 km和60 km 深度的S波模型水平網(wǎng)格間距為1.0°×1.0°(g—h). P、S波成像檢測(cè)測(cè)試垂向間距為5～10 km (i—l).Fig.5 The checkerboard resolution test at different depths for P and S wave tomographic imaging The P wave velocity model has been parameterized with a grid spacing of 0.5°×0.5° in the horizontal direction (a—d), the S wave velocity model has been parameterized with a grid spacing of 0.5°×0.5° in the 10 km、20 km depth (e—f) and 1.0°×1.0° for 40～60 km depth in the horizontal direction (g—h). P- and S-wave checkerboard anomaly test results in vertical sections, with a grid of 5～10 km (i—l).

4 結(jié)果

4.1 地震事件重定位

本文對(duì)研究區(qū)2008—2019年19424個(gè)1.5級(jí)以上地震進(jìn)行了重定位，重定位后位于阿拉善地塊與祁連構(gòu)造帶的地震事件逐漸收斂到海原斷裂帶，松潘—甘孜地塊與西秦嶺造山帶內(nèi)的地震分布更加集中(圖6a).圖6b為中國(guó)臺(tái)網(wǎng)統(tǒng)一地震目錄的事件深度，受區(qū)域臺(tái)網(wǎng)分布間距較大且速度模型簡(jiǎn)單的影響，主要集中在5～15 km范圍內(nèi)，占事件總數(shù)的55%.重定位后，整體的震源分布有變深的趨勢(shì)，0～15 km深度事件較為均勻分布(圖6c).前人研究(高見等, 2013; 李敏娟等, 2018; 黃焱羚等, 2020)也顯示重定位后地震事件呈現(xiàn)出收斂到斷裂帶周緣的特征，研究區(qū)地震震源深度主要發(fā)生在20 km以淺.

圖6 (a) 重定位前、后震中分布； (b) 重定位前震源深度； (c) 重定位后震源深度Fig.6 (a) The distribution of epicenters before(blue bots) and after(orange bots) relocation； (b) The epicenters depth before relocation； (c) The epicenters depth after relocation

4.2 P和S波速度分布

本文通過聯(lián)合反演獲得了青藏高原東北緣及鄰區(qū)地下0～60 km深度范圍內(nèi)的P、S波速度結(jié)果，展示了5 km、10 km、15 km、20 km、30 km、50 km深度的P、S波速度分布(圖7).在上地殼深度范圍，沉積層較厚的地區(qū)(如阿拉善、柴達(dá)木和松潘—甘孜地塊)表現(xiàn)為P、S波低速異常，而沉積層缺失的山區(qū)則呈現(xiàn)為高速異常，這一點(diǎn)在以往的地震成像研究中也有發(fā)現(xiàn)(Li et al., 2017).其中5～10 km深度范圍，柴達(dá)木和松潘—甘孜地塊都表現(xiàn)為低速異常，而阿拉善地塊在5 km深度表現(xiàn)為低速異常，10 km深度則呈現(xiàn)為高速異常，這暗示阿拉善地塊的沉積層厚度較柴達(dá)木盆地和松潘—甘孜地塊要薄.深地震測(cè)深剖面研究結(jié)果顯示，阿拉善地塊沉積層厚度約4～5 km(郭文斌等, 2016)，與本研究結(jié)果一致.

圖7 不同深度水平切片 黑色實(shí)線為構(gòu)造邊界，紅色五角星形為岷漳6.7級(jí)地震，綠色五角星形為九寨溝7.0級(jí)地震.Fig.7 Velocity images of different layers The black solid lines are structural boundary, the red star is the epicenter of Minzhang MS6.7 earthquake, the green star is the epicenter of Jiuzhaigou MS7.0 earthquake.

15～30 km深度范圍，阿拉善和柴達(dá)木等地塊表現(xiàn)為P、S波高速異常，而青藏高原東北緣其它地塊則呈現(xiàn)低速異常，這與前人采用地震體波和面波成像得到的結(jié)果相同(Li et al., 2014; Jiang et al., 2014; Wei et al., 2017).40 km深度及以下，阿拉善地塊表現(xiàn)為P、S波高速異常，而青藏高原東北緣各地塊則整體表現(xiàn)為低速異常，這主要是因?yàn)樵谠撋疃确秶?，青藏東北緣地區(qū)屬于地殼范圍，而阿拉善地塊則已經(jīng)進(jìn)入上地幔頂部.這與接收函數(shù)研究得到的阿拉善地塊地殼較薄(～40 km)，青藏東北緣地殼厚度較厚(42～65 km)的觀測(cè)結(jié)果相符(王興臣等, 2017).

從垂向剖面來看，祁連構(gòu)造帶和松潘—甘孜地塊下方中下地殼范圍存在明顯的P、S波低速帶，但這兩個(gè)殼內(nèi)低速帶并不相互連通.這一觀測(cè)結(jié)果與前人的面波成像結(jié)果(Li et al., 2017; Shen et al., 2016)相一致.此外，本文研究還顯示，松潘—甘孜地塊的殼內(nèi)低速帶P、S波速度分別為5.5 km·s-1和3.2 km·s-1，較祁連構(gòu)造帶分別要高0.1 km·s-1和0.2 km·s-1.

圖8 典型剖面垂直切片(剖面位置標(biāo)示于圖1b) 紅色五角星形為岷漳6.7級(jí)地震，綠色五角星形為九寨溝7.0級(jí)地震.Fig.8 Velocity images of typical vertical sections The red star is the epicenter of Minzhang MS6.7 earthquake, the green star is the epicenter of Jiuzhaigou MS7.0 earthquake.

岷漳6.7級(jí)地震與九寨溝7.0級(jí)地震震源區(qū)地處不同塊體的邊界，兩側(cè)地殼P、S速度特征明顯不同.這種地震分布在高、低速過渡帶的現(xiàn)象在其他地區(qū)也有發(fā)現(xiàn)(Hauksson and Haase, 1997; Zhao et al., 2000; Huang et al., 2002; Lei and Zhao, 2009; 王長(zhǎng)在等, 2011).研究區(qū)的殼內(nèi)低速層可能處于部分熔融或易于蠕變的狀態(tài)，脆性的上地殼部分更容易積累應(yīng)變能，從而導(dǎo)致地震的發(fā)生.

5 討論和分析

5.1 與已有模型比較

為驗(yàn)證結(jié)果的可靠性，利用Herrmann(2013)的程序分別基于Crust1.0模型、Litho1.0模型和本研究獲得的速度模型合成了對(duì)應(yīng)的Rayleigh波相速度頻散，并與Shen 等(2016)利用噪聲和面波成像方法得到的Rayleigh波相速度頻散結(jié)果進(jìn)行對(duì)比.我們?nèi)我膺x取了研究區(qū)中2個(gè)點(diǎn)的速度模型正演對(duì)比結(jié)果進(jìn)行示例(圖9).可以看出，基于Crust1.0模型、Litho1.0模型合成的Rayleigh波相速度與Shen 等(2016)利用噪聲和面波成像方法得到的相速度存在較大差異，這表明Crust1.0模型和Litho1.0模型無法反映研究區(qū)真實(shí)的地下結(jié)構(gòu).基于本研究速度模型獲得的合成頻散與Shen 等(2016)得到的Rayleigh波頻散較為一致，均在±0.1 km·s-1誤差范圍內(nèi).本研究反演得到的VP和VS模型不僅能很好地解釋體波走時(shí)，也可以很好的擬合面波觀測(cè)數(shù)據(jù)，這也表明本研究得到速度模型較Crust1.0和Litho1.0模型更為可靠.

圖9 觀測(cè)與理論面波相速度頻散比較 帶誤差棒的綠色點(diǎn)為相速度觀測(cè)值(Shen等，2016)，紅色、藍(lán)色和黃色實(shí)線分別代表 基于本研究模型、Crust1.0模型和Litho1.0模型的正演頻散.Fig.9 Comparison of observed and predicted Rayleigh-wave phase velocity dispersion curves at three selected grids The green dots represent the observed dispersions (Shen et al., 2016). The red, blue and yellow lines represent synthetic dispersions based on our model, Crust1.0 model, and Litho1.0 model, respectively.

5.2 殼內(nèi)低速層分布及成因

本文研究結(jié)果(圖7)顯示松潘—甘孜地塊及祁連構(gòu)造帶中下地殼表現(xiàn)為顯著的P、S波低速異常.這與前人采用背景噪聲和面波成像(Yang et al., 2012; Li et al., 2014，2017; Bao et al., 2013; Zheng et al., 2016;王瓊和高原, 2018)、體波層析成像(肖卓等, 2017; Sun et al., 2019; Guo et al., 2019)及深地震測(cè)深剖面探測(cè)(Ye et al., 2015; Zhang et al., 2013)得到的研究結(jié)果相一致.祁連構(gòu)造帶低速層主要分布在西北部，P波速度低速層深度范圍為10～40 km，S波速度低速層主要分布在20～40 km深度.由B-B′剖面(圖8c)可進(jìn)一步看出，松潘—甘孜地塊在5～20 km和20～40 km存在雙層P波低速層，大致以100°E為界，東西兩側(cè)分別存在低速層，這兩個(gè)低速層并不聯(lián)通.

目前關(guān)于松潘—甘孜地塊殼內(nèi)低速層的成因及地殼流是否存在是討論的熱點(diǎn).背景噪聲成像反演顯示松潘—甘孜地塊存在低速層，認(rèn)為低速層形成可能與地殼流有關(guān)(范文淵等, 2015; Tan et al., 2015; Wei et al., 2017).但接收函數(shù)(李永華等, 2006; Pan and Niu, 2011; 王興臣等, 2017)與寬角反射、折射地震剖面(Gao et al., 2013；Zhang et al., 2013)研究表明，青藏高原東北緣泊松比及地震波速度均較低，不支持下地殼流的存在.我們的結(jié)果顯示松潘甘孜地塊殼內(nèi)低速層的S波速度小于3.2 km·s-1，這與前人采用背景噪聲層析成像方法所得到松潘—甘孜地塊整體S波速度較低的結(jié)論相一致，他們據(jù)此推測(cè)這種顯著的殼內(nèi)低速異?？赡芘c地殼部分熔融有關(guān)(Yang et al., 2012; Xie et al., 2013; Li et al., 2014; 潘佳鐵等, 2017; Wei et al., 2017).大地電磁研究資料表明，研究區(qū)電導(dǎo)率較高，存在部分熔融可能(趙凌強(qiáng)等, 2015).地?zé)嵫芯拷Y(jié)果顯示，松潘—甘孜地塊東部中地殼地下溫度大致在700～800 ℃，下地殼大致在1000 ℃左右(Jiménez-Munt et al., 2008)，這樣的溫度足以使得殼內(nèi)物質(zhì)發(fā)生熔融.

與松潘—甘孜地塊相對(duì)，祁連構(gòu)造帶的殼內(nèi)低速層范圍較小，其P波速度值低于5.6 km·s-1，S波低速層速度值低于3.4 km·s-1，且低速層主要分布在祁連構(gòu)造帶西北部.肖卓和高原(2017)研究認(rèn)為祁連構(gòu)造帶上中地殼(10～30 km)存在低速層，本文研究結(jié)果顯示P波速度低速層深度范圍為10～40 km.祁連構(gòu)造帶西北部大地?zé)崃髦蹬c全球平均大地?zé)崃髦荡笾孪嗤?Wang, 2001)，且泊松比較低(王興臣等, 2017)，因此推斷不存在部分熔融(Li et al., 2014, 2017).對(duì)于該區(qū)低速層產(chǎn)生原因，背景噪聲和面波成像研究認(rèn)為，祁連構(gòu)造帶下的低速體可能是由于地幔巖漿活動(dòng)底侵作用造成(Li et al., 2017).祁連構(gòu)造帶西北部地形較高，接收函數(shù)研究結(jié)果顯示該區(qū)地殼厚度較厚(Yue et al., 2012; Wang et al., 2017)，低速帶可能與地殼增厚和地表隆升有關(guān)，被認(rèn)為是殼內(nèi)響應(yīng)(Tseng et al., 2009).

5.3 中強(qiáng)地震與速度結(jié)構(gòu)的關(guān)系

青藏高原東北緣由于長(zhǎng)期受到東北方向的擠壓作用，應(yīng)變能不斷積累.自2008年以來，研究區(qū)發(fā)生4級(jí)以上地震138次，5級(jí)以上地震29次，6.5級(jí)以上地震3次，分別是2010年4月14日青海玉樹7.3級(jí)地震，2013年7月22日甘肅岷漳6.7級(jí)地震和2017年8月8日四川九寨溝7.0級(jí)地震.本研究將岷漳6.7級(jí)地震與九寨溝7.0級(jí)地震重定位后震源位置投影到水平與垂直速度切片上，進(jìn)一步討論研究區(qū)中強(qiáng)地震與速度結(jié)構(gòu)的關(guān)系.

2013年7月22日在甘肅省定西市岷縣、漳縣交界處發(fā)生6.7級(jí)地震，中國(guó)地震臺(tái)網(wǎng)中心快速測(cè)定的震源位置為東經(jīng)104.21°、北緯34.54°、震源深度15 km.重定位后震源位置在水平方向沒有太大變化，但深度約為8.5 km，與前人研究(孫蒙等, 2015)提供的震源深度基本一致，都位于脆性的上地殼范圍.岷漳6.7級(jí)地震分布在西秦嶺北緣斷裂帶以南西秦嶺地塊內(nèi)，該地震震源以西的西秦嶺地塊下方有明顯的殼內(nèi)低速帶，但其東側(cè)下方則不存在明顯的殼內(nèi)低速異常帶(圖8a,b).

重定位后的九寨溝7.0級(jí)地震震源深度為12 km，與德國(guó)地球科學(xué)研究中心(GFZ)發(fā)布的深度及后續(xù)震源參數(shù)研究結(jié)果(張旭等, 2017; 宋秀青, 2017; 鄭國(guó)棟等, 2019)類似.趙博等(2018a,b)利用地震波形反演得到的破裂面的矩心深度約為8～9 km，較運(yùn)動(dòng)學(xué)方法得到的深度要淺，這與易桂喜等(2017)九寨溝地震震源機(jī)制研究結(jié)果一致.該地震同樣處于脆性的上地殼范圍，其下伏為明顯的殼內(nèi)低速度帶(圖8c,d).九寨溝7.0級(jí)地震地處昆侖斷裂帶東段附近，該地震震源位置以南的松潘—甘孜地塊存在明顯的殼內(nèi)低速異常，其北側(cè)的西秦嶺地塊下方則不存在明顯的殼內(nèi)低速異常帶.

6 結(jié)論

本文利用青藏高原東北緣71個(gè)固定臺(tái)站和手動(dòng)拾取的“中國(guó)地震科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣-南北地震帶北段”418個(gè)流動(dòng)臺(tái)站所記錄到的25454個(gè)天然地震事件資料，采用雙差層析成像方法對(duì)近震走時(shí)數(shù)據(jù)進(jìn)行反演，獲得了研究區(qū)0～60 km高分辨率(0.5°×0.5°)的三維P、S波速度結(jié)構(gòu)和重定位結(jié)果.

研究結(jié)果表明，基于Crust1.0和Litho1.0模型正演所得的頻散曲線與實(shí)際Rayleigh波相速度頻散曲線存在較大誤差.本文給出的P、S波速度模型既可以很好的解釋體波走時(shí)又可以擬合面波相速度觀測(cè)資料，較已有全球模型更為可靠.

松潘—甘孜地塊和祁連構(gòu)造帶下方20～40 km深度范圍表現(xiàn)為顯著的P、S波低速異常.松潘—甘孜地塊殼內(nèi)低速層可能與地殼部分熔融有關(guān).祁連構(gòu)造帶的殼內(nèi)低速層主要分布在祁連構(gòu)造帶西北部，可能與地殼增厚有關(guān).

精定位后的岷漳6.7級(jí)地震和九寨溝7.0級(jí)地震震源深度都位于脆性的上地殼.兩個(gè)地震震源區(qū)地處不同塊體的邊界，兩側(cè)地殼P、S速度特征也都明顯不同，一側(cè)存在明顯的殼內(nèi)低速異常，另一側(cè)則不存在明顯的殼內(nèi)低速異常帶.震源區(qū)的殼內(nèi)低速層可能處于部分熔融或易于蠕變的狀態(tài)，脆性的上地殼部分更容易積累應(yīng)變能，從而導(dǎo)致地震的發(fā)生.

致謝感謝中國(guó)地震局地球物理研究所“中國(guó)地震科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣數(shù)據(jù)中心”為本研究提供地震波形數(shù)據(jù)，感謝中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)張海江教授提供TomoDD程序.本文部分圖件使用GMT軟件繪制(Wessel and Smith, 1998).