青藏高原東北緣地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)的地震層析成像研究①

周民都，王椿鏞，曾融生

（1．中國地震局蘭州地震研究所，甘肅蘭州 730000；2．中國地震局地球物理研究所，北京 100081）

青藏高原東北緣地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)的地震層析成像研究①

周民都1，王椿鏞2，曾融生2

（1．中國地震局蘭州地震研究所，甘肅蘭州 730000；2．中國地震局地球物理研究所，北京 100081）

本文收集了甘肅、青海、寧夏、陜西和四川臺網(wǎng)的130個臺站1980－2002年間記錄的3 229個區(qū)域地震（MS≥1．5）和168個遠震資料，從55 024個區(qū)域地震震相中挑選出了51 210個最大走時殘差為3．0s的震相，選取了2 651個遠震震相。層析成像結(jié)果顯示：（1）青藏高原東北緣地區(qū)下地殼存在大范圍的P波速度低速異常，上地幔頂部多數(shù)地區(qū)平均P波速度為8．05km／s左右，接近于大陸下方全球的Pn波平均速度8．1km／s，使得莫霍間斷面比較清晰，莫霍面反射波能量較強；（2）研究區(qū)內(nèi)發(fā)生大震的震中大多位于深度圖中10km的低速區(qū)、30km的高速區(qū)附近和50 km的低速區(qū)附近，表明這些區(qū)帶為孕震區(qū)；（3）青藏高原東北緣地區(qū)的主要斷裂帶均是逆沖兼走滑斷裂，多數(shù)位于速度正負異常的過渡區(qū)上，且很可能是超殼斷裂；（4）從張掖經(jīng)海原、平?jīng)鲈傧蚰瞎盏幕⌒蔚貛Э赡芫褪乔嗖馗咴倪吘壍貛?；且預(yù)示著阿拉善地塊有地臺活化的跡象；（5）從層析成像結(jié)果中切出的二維速度擾動剖面與人工地震測深剖面吻合較好。

青藏高原東北緣；地震層析成像；莫霍面；地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)

Abstract：The seismic data including 3 229local earthquakes（MS≥1．5）and 168teleseismic events occurred during 1980to 2002recorded by 130seismic stations in the seismic networks of Gansu，Qinghai，Ningxia and Sichuan province are collected，and from 55 024local phases we selecte 51 210with the maximum travel time residual of 3．0s，and 2 651teleseismic phases．The tomographic inversion results show that：（1）Lower P－wave velocity anomaly exists widely in the lower crust beneath the northeastern margin of the Qinghai－Tibet plateau．Average P－wave velocity in most of the top of upper mantle is 8．05km／s that is close to the global continental average Pn－wave velocity with 8．1km／s．It indicates the existence of a clear Moho interface and strong reflections from Moho interface．（2）The epicenters of most strong earthquakes occurred in the research region are located in the lower velocity areas in the 10km depth range，around thehigher velocity areas in the 30km depth range and lower velocity areas in the 50km depth range，which suggests that these areas could be the possible earthquake pregnancy regions．（3）Major fault belts in the region are reverse thrust with strike slip，locate on the transition zones between lower and higher velocity anomalies，and are possibly ultra－crustal faults．（4）The arc belt from Zhangye to Haiyuan and Pingliang and turns to south is possibly the marginal belt of Qinghai－Tibetan plateau，and indicates the platform activation in Alashan platform．（5）The 2Dvelocity perturbation profile taken from the seismic tomographic results shows fairly agreement with deep seismic sounding profile．

Key words：Northeastern margin of the Qinghai－Tibetan plateau；Seismic tomography；Moho interface；Velocity structure of crust and upper mantle

0 引言

青藏高原東北緣地區(qū)是整個青藏塊體向大陸內(nèi)部擴展的前緣部位，晚新生代到現(xiàn)今的構(gòu)造變形十分強烈，遍布全區(qū)的第四紀活動逆沖斷裂、走滑斷裂和活動褶皺表明整個地區(qū)正在遭受地殼縮短和左旋剪切作用，并導(dǎo)致了一系列7級以上大地震的發(fā)生。本文的研究區(qū)域是32°～40°N，100°～108°E，屬青藏塊體東北緣和鄂爾多斯地塊西南緣。據(jù)有文字記載以來（中國強震目錄，中國地震局，1999），本區(qū)發(fā)生了7級以上地震24次，其中8級以上地震5次：1654年天水8級地震、1739年平羅8級地震、1879年武都8級地震、1920年海原級地震和1927年古浪8級地震，其頻度之高，強度之大在全國屬少見。

20世紀60年代初期，中國科學(xué)院地球物理研究所利用工業(yè)爆破進行地震深部探測，在甘肅景泰地區(qū)得到了地殼內(nèi)部的速度分布，并發(fā)現(xiàn)地殼中存在高速夾層［1］。20世紀80年代以來，國家地震局在此區(qū)或穿過此區(qū)作了5條人工地震探測（折射、寬角反射）剖面［2－7］，即：門源—平?jīng)觥寄掀拭妫嵵荨y川剖面，靈臺—阿木去乎剖面，成縣－西吉剖面和瑪沁—蘭州—靖邊剖面。1989年地礦部第二綜合物理勘探大隊作的青?；ㄊ瘝{—四川簡陽人工地震測深剖面①地質(zhì)礦產(chǎn)部第二綜合物理勘探大隊．青海花石峽—四川簡陽爆破地震測深成果報告．1991．也穿過此區(qū)。人工地震測深剖面解釋結(jié)果顯示青藏高原東北緣地區(qū)地殼的平均P波速度偏低，僅為6．25km／s左右；而青藏高原東北緣地區(qū)上地幔頂部多數(shù)地區(qū)平均P波速度為8．05 km／s左右，使得莫霍間斷面比較清晰，Pn波能量較強。周民都等［8］利用這些人工地震剖面和天然地震資料反演得到的結(jié)果給出了這一地區(qū)莫霍界面深度分布圖，青藏高原東北緣地區(qū)莫霍界面深度總的趨勢是東北淺、西南深，深度由銀川盆地的38km增至瑪沁附近的63km左右。

用天然地震資料確定青藏高原東北緣地區(qū)的地殼三維速度結(jié)構(gòu)已有一些研究工作［9－10］。由于他們使用的地震資料較少，精度和考慮的范圍有限，這些結(jié)果僅能大體上反映青藏高原東北緣地區(qū)的速度結(jié)構(gòu)，而未能顯示較詳細的地殼和上地幔速度結(jié)構(gòu)圖象。

本文利用青藏高原東北緣地區(qū)豐富的天然地震波走時資料及人工地震測深和天然地震反演給出的莫霍面形態(tài)資料，反演地殼上地幔的地震波速度結(jié)構(gòu)，研究該地區(qū)深淺構(gòu)造的關(guān)系，并探討強地震發(fā)生的深部環(huán)境。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

青藏高原東北緣地區(qū)跨越三個大的構(gòu)造單元［11］（圖1）：中朝準地臺、青藏高原和揚子準地臺。中朝準地臺可分為鄂爾多斯地塊和阿拉善地塊兩個次一級的構(gòu)造單元；青藏高原可分為祁連山褶皺系、秦嶺褶皺系和甘孜褶皺系三個次一級的構(gòu)造單元。各單元間都以深大斷裂分界。

中朝準地臺位于研究區(qū)北部和東北角，以西秦嶺北緣斷裂，六盤山斷裂和龍首山斷裂為界與祁連和秦嶺褶皺系分開。西側(cè)阿拉善臺隆在早古生代以后長期隆升；東側(cè)的鄂爾多斯地塊在晚石炭紀到白堊紀期間平穩(wěn)下沉，連續(xù)接受一套以濱海相到陸相沉積，厚度巨大，產(chǎn)狀平緩［10，12－13］；中間從賀蘭山東側(cè)到六盤山一帶形成一SN向拗陷帶，稱為鄂爾多斯西緣褶皺帶，構(gòu)造比較活動，分開了鄂爾多斯與阿拉善兩大地塊。

圖1 研究區(qū)內(nèi)的地質(zhì)構(gòu)造輪廓［8］Fig．1 Framework of tectonics in the research area．

祁連褶皺系是一個走向NW的加里東褶皺系，南側(cè)分別以青海南山斷裂，西秦嶺北緣斷裂和秦嶺褶皺系相隔。自NE向SW又可分為走廊過渡帶，北祁連褶皺帶，中祁連隆起帶和南祁連褶皺帶，各帶之間分別被深斷裂所分開。祁連褶皺帶在新生代隨著青藏高原的隆升構(gòu)成隆起區(qū)的東北邊緣，沿祁連山北緣斷裂發(fā)生強烈垂直抬升，山脈內(nèi)部的多條斷裂在新構(gòu)造運動中活動十分明顯［14］。

秦嶺褶皺系南側(cè)以庫瑪斷裂、迭部—略陽斷裂為界與松潘甘孜褶皺系分開，內(nèi)部自北向南又可分為北秦嶺加里東褶皺帶、禮縣―柞水華力西褶皺帶和南秦嶺印支褶皺帶，是由北向南在不同時代，多旋廻形成的地槽系，其主要沉積層是上古生界至三迭系［15］。

甘孜褶皺系位于研究區(qū)西南角的庫瑪和迭部―略陽斷裂以南地區(qū)，東側(cè)以龍門山斷裂為界與揚子準地臺區(qū)相鄰，在晚三迭世的印支運動中褶皺。在喜山運動中本褶皺系隨青藏高原隆升，造成沿龍門山斷裂發(fā)生向四川盆地的推覆逆沖［16］。

揚子準地臺位于研究區(qū)東南角，研究區(qū)內(nèi)主要分布地臺西北角的龍門山—大巴山臺緣褶皺帶，是在燕山運動和喜山運動中強烈褶皺變形。

2 三維速度結(jié)構(gòu)反演

2．1 反演方法

用區(qū)域地震的P波到時資料確定臺網(wǎng)下方的地殼三維速度結(jié)構(gòu)的方法，最初是由Aki和Lee［17］提出的，后來又有不少的改進。區(qū)域地震到時資料的優(yōu)點在于入射角可以在很大范圍內(nèi)變化，因此可以取得地殼內(nèi)部的良好分辨。這一反演方法的前提是，必須考慮震源位置和速度模型的耦合問題。在眾多的走時反演算法中本研究選擇了一種適合本地區(qū)臺站分布和地殼結(jié)構(gòu)的反演方法，即趙大鵬的層析成像方法。這一方法的基本技術(shù)路線［18－24］是利用體波的射線追蹤方法，采用近似彎曲技術(shù)進行走時正演；利用阻尼最小二乘法（DLSQR）作速度分布的反演；網(wǎng)格劃分采用球坐標；速度模型采用8節(jié)點內(nèi)插法。這一方法的優(yōu)點是考慮了地殼和上地幔內(nèi)間斷面的復(fù)雜形狀，并發(fā)展了含有復(fù)雜形狀間斷面的橫向變化介質(zhì)中的射線追蹤算法，用于計算在三維介質(zhì)中的理論走時。

2．2 地震資料

研究區(qū)位于32°～40°N；100°～108°E，為了盡可能地消除反演中的邊緣效應(yīng)，我們在地震事件和臺站的選取上對研究區(qū)東西方向外延伸了3°；南北方向外延伸了2°的區(qū)域。本研究使用了甘肅、青海、寧夏、陜西和四川臺網(wǎng)的130個臺站記錄到的從1980年到2002年的3 229個區(qū)域地震（MS≥1．5）和168個遠震資料。從55 024個區(qū)域地震震相（ˉP、Pn、ˉS或Sn）中挑選出了51 210個最大走時殘差為3．0s的震相，選取了2 651個遠震震相，每個地震的最小到時數(shù)為5。圖2是研究區(qū)內(nèi)及附近的地震臺站分布；圖3是反演計算所用區(qū)域地震分布；圖4是反演計算所用遠震地震分布；圖5是區(qū)域地震的走時圖。由于臺站分布的不均勻，對青藏高原內(nèi)部、阿拉善地塊和鄂爾多斯地塊個別地區(qū)地震的監(jiān)控能力降低，將造成在上述地區(qū)層析成像的精度降低。

圖2 研究區(qū)內(nèi)及附近地震臺站分布圖Fig．2 Distribution of seismic stations used in the research area．

圖3 區(qū)域地震事件分布圖Fig．3 Distribution of earthquake epicenters in research area．

圖4 遠震地震事件分布圖（中心座標為36°N；104°E）Fig．4 Ditribution of teleseismic events（Central coordinate：36°N；104°E）．

2．3 初始模型

在反演中模型的網(wǎng)格取得小一些，會提高分辨率，但誤差會增大；網(wǎng)格取得大一些，會減小誤差，但分辨率會下降。根據(jù)資料的分布情況并經(jīng)過多次檢測板試驗，采用三維網(wǎng)格節(jié)點對研究區(qū)的速度模型進行了參數(shù)化。初始模型在水平方向上以0．5°× 0．5°等間隔劃分網(wǎng)格；在深度方向從地表到80km深度劃分了1、10、30、50、65和80km共6層。初始模型中設(shè)置了2個速度間斷面，分別為康氏面和莫霍面兩個間斷面；其中莫霍面深度來自文獻［8］，康氏面深度是利用人工地震測深剖面解釋結(jié)果給出的。

圖5 區(qū)域地震的走時圖Fig．5 Travel time of regional seismic wave used in the study．

網(wǎng)格節(jié)點的P波和S波速度一維初始模型如圖6所示。模型中非節(jié)點上的速度值可由周圍8個節(jié)點上的速度值線性內(nèi)插得到，計算公式為

其中，φ是緯度，λ是經(jīng)度；h是地球表面以下的深度；V（φi，λj，hk）表示點（φ，λ，h）周圍的8個節(jié)點的速度值。

圖6 P波和S波速度一維初始模型Fig．6 Initial 1Dseismic P－and S－wave velocity model used in the research area．

2．4 解的分辨分析

本文的分辨率討論主要以檢測板實驗結(jié)果來進行的［25］。檢測板實驗的基本原理是在初始一維速度模型上首先建立一個正負相間擾動的理論模型（3%），根據(jù)地震和臺站分布情況擬合理論走時，再在無正負相間的速度模型下反演還原正負相間模型。根據(jù)還原后模型和理論模型的差異來判斷分辨效果。如果分辨效果好可增加網(wǎng)格節(jié)點，反之可減少網(wǎng)格節(jié)點。經(jīng)過多次試驗可選擇一個既能較好地反映研究區(qū)構(gòu)造，又能有較好的分辨效果的模型參數(shù)化方式。圖7給出了不深度剖面的檢測板試驗結(jié)果。

從圖7中可知，在研究區(qū)內(nèi)30km、50km和65 km的檢測板試驗結(jié)果都有比較好的分辨率，1km、10km和80km的檢測板試驗結(jié)果分辨率稍差。而青藏高原內(nèi)部、阿拉善地塊、鄂爾多斯地塊和揚子地臺的個別地區(qū)在各層位的分辨率較差，這是由于臺站布局不盡合理及地震事件較少造成的。我們用的檢測板程序只能用區(qū)域地震資料進行計算，而不能用遠震資料?？傊?，加上遠震資料，在現(xiàn)有數(shù)據(jù)的條件下，該模型的網(wǎng)格劃分在1～80km以上深度能得到較好的反演結(jié)果。

P波速度模型的初始走時殘差平方和為11 209．67s2，RMS殘差為0．791s；一次迭代反演后走時殘差平方和減至8 055．84s2，RMS殘差減至0．633s；經(jīng)3次迭代反演后走時殘差平方和減至7 736．85s2，RMS殘差減至0．619s。S波速度模型的初始走時殘差平方和為12 042．66s2，RMS殘差為0．819s；一次迭代反演后走時殘差平方和減至8 511．22s2，RMS殘差減至0．650s；經(jīng)3次迭代反演后走時殘差平方和減至8 187．81s2，RMS殘差減至0．637s?？紤]到該區(qū)域臺網(wǎng)運行時間較長，儀器類型多，這一誤差評價是可以接受的。

3 層析成像反演結(jié)果

圖8（圖版Ⅰ圖8）和圖9（圖版Ⅱ圖9）是反演得到的研究區(qū)內(nèi)P波和S波速度圖象。為了便于圖象比較，把研究區(qū)中的大震分布和圖1中的斷裂構(gòu)造也放入圖中。

表1給出了垂直向節(jié)點上相應(yīng)的速度初始值和最終值，初始值是綜合考慮了各條人工地震測深剖面的解釋結(jié)果及圖5走時圖的基礎(chǔ)上提出的如圖6所示一維速度值。最終值是經(jīng)反演后垂向同一水平層上各節(jié)點的速度平均值。從表1中可以看到，速度最終值與初始值相差不大，說明我們給出的一維速度初始值是合理的。

表1 青藏高原東北緣地區(qū)地殼上地幔P波和S波的初始值與反演最終速度值

（1）研究區(qū)內(nèi)地形起伏，海拔高程變化很大（幾百米到四千多米）。1km深度層上P波圖象和S波圖象比較相似，在銀川盆地和松潘附近為低速區(qū)；祁連斷裂北側(cè)（走廊過渡帶）速度較低，南側(cè)（秦嶺褶皺帶）和龍首山斷裂速度相對較高，可大致看出斷裂走向，這可能反映了沉積層和地形起伏的情況。

（2）10km深度上的速度擾動圖象基本反映了研究區(qū)內(nèi)上地殼速度的橫向變化，它與地表地質(zhì)構(gòu)造有明顯的關(guān)系。P波和S波在銀川盆地及周圍存在大范圍的低速區(qū)，人工地震測深解釋［10］認為銀川盆地沉積層較厚且在這一地區(qū)已探明有大量的油氣儲藏。海原西有一低速區(qū)，這與人工地震測深結(jié)果①相吻合。徐文耀等［26］根據(jù)短周期地磁變化異常資料推算出，蘭州—天水一帶存在一條NWW向高導(dǎo)帶；張必敖等［27］根據(jù)地溫場資料也指出蘭州—天水地區(qū)存在一地?zé)岙惓^(qū)；人工地震測深解釋認為天水地區(qū)上地殼底部有一低速體［5－6］，這可能與10 km層面圖象上天水北的低速區(qū)有關(guān)。河西走廓呈現(xiàn)出低速，這可能與祁連山北緣斷裂與龍首山斷裂之間的褶皺有關(guān)。在共和附近、蘭州及西南部存在高速區(qū)，松潘附近大范圍的低速區(qū)，這一現(xiàn)象目前還未得到深部介質(zhì)方面的合理解釋。總體上看，秦嶺褶皺帶速度高些，甘孜褶皺帶速度低些，上兩個褶皺帶的分界斷裂是庫瑪帶和迭部略陽斷裂，走向較清晰。大地震在此深度上多投影于低速區(qū)。

圖7 不同深度剖面的檢測板試驗結(jié)果Fig．7 Results of checkerboard resolution test at different depths．

（3）30km深度上的速度擾動圖象在研究區(qū)內(nèi)反映的是下地殼的速度分布情況。P波和S波在蘭州及周邊呈現(xiàn)低速區(qū)，這一區(qū)域處在祁連褶皺帶中。P波圖象顯示，從張掖經(jīng)西寧到松潘有一寬約200 km的高速帶；而在S波圖象中這個帶不明顯，僅在張掖東南、共和西和合作附近存在高速?？傮w上看，秦嶺褶皺帶速度高些，祁連褶皺帶速度低些，分界斷裂是西秦嶺北緣斷裂，其走向較清楚，可見似乎切到了此深度。大地震在此深度上多投影于高速區(qū)附近。

（4）50km深度上的速度擾動圖象在研究區(qū)的西南部反映的是下地殼的速度分布情況，而在東北部反映的是上地幔的速度分布情況。這層的P波和S波均顯示在張掖—蘭州有一大范圍的低速區(qū)，這個區(qū)域處在下地殼底部莫霍面陡變上，劉建華等人［9］所作的研究結(jié)果同此基本吻合。在銀川與海原之間也有一低速體，這可能預(yù)示在這些地區(qū)上地幔頂部有熱介質(zhì)存在。大地震在此深度上多投影于低速區(qū)附近。

（5）65km深度上的速度擾動圖象在研究區(qū)反映的是上地幔頂部的情況。在這層P波圖象顯示，張掖—蘭州—天水—銀川存在大面積（個別小區(qū)域除外）高速區(qū)域，而在50km的圖象上這一區(qū)域是低速區(qū)，這表明此區(qū)莫霍面上、下的速度差異較大；在S波圖象上的高速區(qū)域比P波圖象上要小一些。P波和S波圖象上均顯示龍門山斷裂在65km層面上處于高速；阿拉善左旗以北存在大范圍低速區(qū)。

（6）80km深度上的速度擾動圖象在研究區(qū)反映的是上地幔頂部的情況。在這層中65km層中大面積的高速區(qū)已分解，高、低速區(qū)比較零亂。值得注意的是，西寧周圍是低速區(qū)，而在10km、30km、50km和65km速度擾動圖象上這個區(qū)域也為低速區(qū)，這里可能存在一個上地幔到地殼間的熱流通道。在50km、65km和80km速度擾動圖象上阿拉善左旗以北均處在低速區(qū)，這可能預(yù)示此處在上地幔頂部有熱物質(zhì)存在。

4 討論與結(jié)論

大約在4000萬年前印度板塊與歐亞板塊發(fā)生碰撞，以后以每年大約5cm的速度繼續(xù)向北俯沖，至今已造成了約2 000km的地殼縮短量［28－29］。青藏塊體前期主要表現(xiàn)為擠壓、逆沖和地殼變厚等地殼縮短現(xiàn)象。而在后期，青藏高原地殼雖然繼續(xù)在縮短，但已經(jīng)很有限了。變厚了的地殼在強大的推擠作用下，更突出地表現(xiàn)出向外滑動的性質(zhì)，斷裂間的條狀塊體向E或SE方向滑動［7，30］。正是在上述大背景之下，青藏高原東北緣地區(qū)的條狀塊體也在向E或SE方向滑動［31］。同時，該地區(qū)是青藏、鄂爾多斯和阿拉善三個塊體的接合部位，東側(cè)的鄂爾多斯地塊和北側(cè)的阿拉善地塊都是非常穩(wěn)定和堅硬的塊體。由于受這兩個堅硬塊體的限制，在較軟的祁連褶皺系的北部形成了一系列弧形斷裂帶。地震震源機制、地應(yīng)力測量和地形變資料一致表明該區(qū)主應(yīng)力方向為NEE―SWW方向。在弧形斷裂的西北段為左旋走滑；在東南段則主要表現(xiàn)為擠壓和逆沖?；瑒雍湍鏇_速率由南向北逐漸減弱［7，30］。

青藏高原東北緣地區(qū)的地殼上地幔三維速度結(jié)構(gòu)圖象顯示的許多有意義的特征與深部探測研究結(jié)果基本一致。如天水附近上地殼下部存在一低速體［5－6］，銀川盆地沉積層較厚［4］。下面針對本文的層析成像中的幾個重要結(jié)果、青藏高原東北緣地區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu)總體特征、與重大斷裂相關(guān)的速度異常圖象和青藏高原邊界問題進行討論。

（1）根據(jù)本研究和其它研究的深部地殼結(jié)構(gòu)表明，青藏高原東北緣地區(qū)是典型的活動地區(qū)。地殼厚度的變化幅度近30km［8］。地殼的厚度變化與多種構(gòu)造因素有關(guān)，如地殼的伸縮或擠壓、均衡力、巖漿的底侵和侵入等［32］。在青藏高原東北緣地區(qū)，地殼的厚度變化主要原因是印度板塊的俯沖和擠壓受到阿拉善地塊和鄂爾多斯地塊的阻擋造成的。

青藏高原東北緣地區(qū)地殼的平均P波速度偏低，僅為6．25km／s左右，該區(qū)下地殼存在大范圍的低速異常，這些符合構(gòu)造活動區(qū)的特征［33］。而青藏高原東北緣地區(qū)上地幔頂部多數(shù)地區(qū)平均P波速度為8．05km／s左右，接近于大陸下方全球的Pn波平均速度8．1km／s，使得莫霍間斷面比較清晰，莫霍面反射波能量較強，在青藏高原東北緣地區(qū)的一些人工地震測深剖面上可以觀測到［3，6－7］。這一現(xiàn)象與川滇地區(qū)的有所不同［32］。

圖10 研究區(qū)內(nèi)震源深度分布圖Fig．10 Distribution of focal depths in the research area．

（2）青藏高原東北緣地區(qū)是中國大陸地震活動高發(fā)地區(qū)之一，多數(shù)深大斷裂帶與近期發(fā)生過強烈地震活動帶相聯(lián)系，如中國著名的南北地震帶就通過該區(qū)。該區(qū)現(xiàn)代地震構(gòu)造受控于近EW向的區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場和SN向的局部應(yīng)力場。青藏高原東北緣地區(qū)大多數(shù)地震震源深度在5～30km之間地殼范圍內(nèi)（圖10），而從圖8中可以看到，本研究區(qū)內(nèi)發(fā)生大震的震中大多位于10km深度圖中的低速區(qū)、30km深度圖中的高速區(qū)附近和50km深度圖中的低速區(qū)附近，表明這一地區(qū)有條件形成地震活動帶的孕震區(qū)存在便于能量積累的脆性的“積累單元”和便于讓位的“調(diào)整單元”［34］。地震容易發(fā)生在地殼內(nèi)低強度的區(qū)域，因為這些區(qū)域在橫向擠壓的構(gòu)造應(yīng)力場作用下易于破裂［32］。在橫向上，10 km、30km和50km深度速度異常分布顯示，強烈地震發(fā)生在位于正異常區(qū)或正負異常的過渡帶上。在縱向上，這些地震的下方（下地殼，有時直至上地幔頂部）為負速度異常區(qū)。青藏高原東北緣地區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜，每個強烈地震的發(fā)生還有其特定的環(huán)境背景。

（3）青藏高原東北緣地區(qū)的主要斷裂帶均是逆沖兼左旋走滑斷裂，它們是印度洋板塊向北擠壓歐亞板塊，受到準剛性的阿拉善地塊和鄂爾多斯地塊的阻擋，向東和東南方向逃逸形成的。從沿104°E切出的層析成像二維剖面（圖11）上可以看到，庫瑪斷裂帶和西秦嶺北緣斷裂帶均位于速度正負異常的過渡區(qū)上。庫瑪斷裂帶的北面是正異常區(qū)，西秦嶺北緣斷裂帶的南面是正異常區(qū)。從速度異常分布圖上看這兩條斷裂帶都有直至上地幔頂部的異常顯示。從圖11上看，海原斷裂帶和天景山斷裂帶在此二維剖面上穿過上地殼的速度負異常區(qū)，可以推斷海原大震的震源位于上地殼中。

圖11 沿104°E方向的二維速度異常剖面Fig．11 2－D profile of seismic wave velocity perturbation along 104°E．

在50km深度的P波速度擾動圖象中可以看到有一個從張掖經(jīng)海原、平?jīng)鲈傧蚰系呢撍俣犬惓^(qū)，而這個區(qū)域在65km深度的P波速度擾動圖象中是正速度異常區(qū)。這個區(qū)域可能就是青藏高原東北緣的邊界。在50km深度這個區(qū)域處于莫霍面的陡變帶上和負速度異常區(qū)，這可能預(yù)示著阿拉善地塊有地臺活化的跡象［11］。青藏高原東北緣地區(qū)受到板塊碰撞的影響，已經(jīng)明顯表現(xiàn)出地殼增厚和縮短、高原隆升、塊體旋轉(zhuǎn)以及側(cè)向擠出等復(fù)雜的形變和運動狀態(tài)。

（4）我們沿瑪沁—蘭州—靖邊人工地震測深剖面切了一條二維層析成像速度擾動剖面，兩條剖面有較好的吻合（圖12）。人工地震剖面在瑪沁的下方下地殼中存在低速塊體，在層析成像剖面中有所反映；人工地震剖面在蘭州西南下方下地殼中存在低速區(qū)，在層析成像剖面中也有，只是層析成像的低速度異常區(qū)較人工地震的大些；人工地震剖面在海原下方20km左右深度上存在低速塊體，而在層析成像剖面上這一區(qū)域是接近正常的區(qū)域。兩個剖面的差異，可能是由于層析成像的精度不如人工地震的所引起的。

圖12 層析成像速度擾動剖面與人工地震剖面對比Fig．12 Comparison of the seismic tomography profile and the deep seismic sounding profile．

本研究使用了趙大鵬（Zhao D．P．）博士編寫的Tomog1P程序，在此表示感謝。

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Seismic Tomography of the Velocity Structure of the Crust and Upper Mantle in Northeastern Margin of the Qinghai－Tibet Plateau

ZHOU Min－du1，WANG Chun－rong2，ZENG Rong－sheng2

（1．Lanzhou Institute of Seismology，CEA，Lanzhou 730000，China；2．Institute of Geophysics，CEA，Beijing 100081，China）

P315．25

A

1000－0844（2012）03－0224－10

10．3969／j．issn．1000－0844．2012．03．0224

2011－03－22

國家自然科學(xué)基金重點項目（40334041）；國家重點基礎(chǔ)研究發(fā)展規(guī)劃項目（95－13－02－02，95－13－02－03）；甘肅省自然科學(xué)基金（ZS981－A25－011－Z）；中國地震局地震預(yù)測研究所基本科研業(yè)務(wù)費（A68－4）；中國地震局蘭州地震研究所論著編號：LC2012015

周民都（1955－），男（漢族），博士，研究員，從事地震波理論與應(yīng)用研究工作、天然地震和人工地震測深觀測工作、利用天然地震和人工地震波資料反演地殼和上地幔速度結(jié)構(gòu)及解釋工作．