青藏高原東南緣瑞利波群速度分布特征及其構(gòu)造意義探討

范莉蘋，吳建平，房立華，王未來

中國地震局地球物理研究所，北京 100081

1 引言

印度—?dú)W亞大陸碰撞是新生代地球上最為壯觀的重大地質(zhì)事件，它導(dǎo)致了青藏高原快速隆升、周邊地區(qū)強(qiáng)烈的造山運(yùn)動、大型走滑斷裂活動，以及大量物質(zhì)的側(cè)向逃逸 （Tapponnier et al.，2001；Molnar and Tapponnier，1978）.為了解釋青藏高原隆升與演化機(jī)制，學(xué)者們提出了多種不同模型，其中最具代表性的有：高原地殼物質(zhì)東向擠出模型、地殼擠壓增厚模型以及地殼流模型等（Molnar and Tapponnier，1975；Allegre et al.，1984；Royden et al.，1997）.青藏高原東緣地區(qū)作為構(gòu)造逃逸和可能的地殼流的必經(jīng)區(qū)域，是研究和檢驗(yàn)不同模型的理想場所.對該地區(qū)殼幔三維速度結(jié)構(gòu)的研究，有助于深入認(rèn)識青藏高原的形成機(jī)制和動力學(xué)演化過程.

長期以來，青藏高原東南緣的深部結(jié)構(gòu)研究一直受到人們的高度重視，取得了一系列很有意義的成果（劉福田等，2000；吳建平等，2001；王椿鏞等，2007，2008；陳九輝等，2009；鄧文澤等，2014；Huang et al.，2002；Wang et al.，2003，2010b；Li et al.，2008；Yao et al.，2008，2010；劉啟元等，2009；郭飚等，2009；Lei et al.，2009；Zhang et al.，2010；李昱等，2010；Chen et al.，2013；Liu et al.，2014）.然而由于受臺站分布的限制，有關(guān)青藏高原東南緣整體區(qū)域的高分辨率S波成像研究仍然不多.噪聲層析成像在近年來迅速發(fā)展，與傳統(tǒng)的天然地震面波成像方法相比，噪聲層析成像不依賴天然地震的方位分布，可以獲得較短周期的面波頻散信息和較為密集的射線覆蓋，因此能夠?qū)Φ貧?nèi)部進(jìn)行高分辨率的成像.近年來，這一方法在很多地區(qū)得到了廣泛應(yīng)用（Shapiro et al.，2005；Yao et al.，2008，2010；Fang et al.，2010；房立華等，2013）.

自2011年3月份以來，中國地震局地球物理研究所等單位在青藏高原東南緣布設(shè)了350套寬頻帶流動地震儀，平均臺站間距約為35km（圖1）.這是迄今為止在該地區(qū)布設(shè)的臺站數(shù)量最多、密度最高的地震臺陣.本文利用青藏高原東南緣地區(qū)流動地震臺陣和固定地震臺網(wǎng)557個(gè)寬頻地震臺的連續(xù)波形資料，采用背景噪聲成像方法，獲得了這一地區(qū)6～48s的面波群速度分布圖像.新的觀測結(jié)果為研究青藏高原東南緣地殼和上地幔結(jié)構(gòu)、構(gòu)造邊界、殼幔變形和耦合機(jī)制等重要問題提供了新的信息.

2 數(shù)據(jù)和方法

我們收集了青藏高原東南緣557個(gè)臺站垂直分量的連續(xù)波形數(shù)據(jù)，這些臺站包括吳忠良、丁志峰等承擔(dān)的中國地震科學(xué)探測臺陣一期的350個(gè)寬頻帶流動臺站，觀測時(shí)間為2011年10月初至2012年10月末；吳建平等負(fù)責(zé)在小江斷裂帶及周邊地區(qū)布設(shè)的50個(gè)寬頻帶流動臺站，觀測時(shí)間為2009年1月初至12月；麻省理工學(xué)院和成都理工大學(xué)在川滇地區(qū)布設(shè)的25個(gè)流動臺站，觀測時(shí)間為2003年9月至2004年10月；以及青藏高原東南緣的132個(gè)固定臺站（Zheng et al.，2010；鄭秀芬等，2009），觀測時(shí)間為2009年1月初至12月.臺站分布如圖1所示.

本文采用的數(shù)據(jù)處理步驟與Bensen等（2007）類似，主要包括去線性趨勢、去均值、去除儀器響應(yīng)、帶通濾波和降采樣（2Hz）處理.與One－bit時(shí)間域歸一化方法不同，我們采用了Shen等（2012）提出的頻率－時(shí)間域正則化方法，這種方法解決了傳統(tǒng)方法中無法得到均衡能量譜的問題.其基本原理為

圖1 青藏高原東南緣構(gòu)造分區(qū)、斷裂和臺站分布圖白色三角為地震臺站.黑線為塊體邊界，灰線為次級塊體邊界，CXB－川西北次級塊體，DZB－滇中次級塊體，NPB－南盤江盆地.Fig.1 Sketch map of tectonic boundaries and seismic stationsin the southeastern margin of the Tibetan Plateau White triangles represent seismic stations.Black and gray lines represent boundaries of blocks and subblocks respectively.CXB，Chuanxibei Subblock；DZB，Dianzhong Subblock；NPB，Nanpanjiang Basin.

本研究采用 Herrmann和Ammon（2002）基于多重濾波方法開發(fā)的CPS軟件來測量基階瑞利面波的群速度頻散曲線，共得到13972條頻散曲線.為了獲得可靠的面波成像結(jié)果，我們對這些頻散曲線進(jìn)行了篩選，要求臺站間距大于3倍波長（Bensen等，2007）且不小于180km.同時(shí)使用群簇分析方法（Fang et al.，2010；Wang et al.，2014）提高所選取的頻散曲線的可靠性和射線覆蓋的均勻性，最終挑選出6023條頻散曲線.圖3為各個(gè)周期用于面波成像的射線路徑數(shù)量.

在反演瑞利波群速度時(shí)，本文采用Ditmar和Yanovskaya（1987），Yanovskaya和 Ditmar（1990）提出的面波層析成像方法.它是在Tikhonov正則化方法框架下同時(shí)滿足多條限制條件時(shí)求解群速度分布的一種方法，其數(shù)學(xué)表達(dá)如下所示：

圖2 濾波頻帶寬度為0.02～0.25Hz，部分臺站對之間的互相關(guān)波形.其中橫坐標(biāo)為互相關(guān)延時(shí)，縱坐標(biāo)為臺站對之間的距離Fig.2 Cross－correlation waveforms filtered with a Butterworth filter at 0.02～0.25Hz.The horizontal axis gives the lag time of cross－correlations；the vertical axis represents distances between stations

圖3 不同周期用于反演的射線路徑的數(shù)目，橫坐標(biāo)代表面波群速度周期，縱坐標(biāo)代表射線路徑的數(shù)量Fig.3 Ray path numbers at different periods.The abscissa represents periods and the ordinate denotes ray path numbers

3 反演結(jié)果

使用上述層析成像方法，我們反演得到了6～48s周期的群速度分布圖像.圖4（a—f）分別為6s，14，20，24，30s和48s周期的群速度分布圖像，圖5（a—f）為對應(yīng)上述6個(gè)周期的分辨率.在圖5中可以看出大部分地區(qū)的橫向分辨率在60km以內(nèi)，研究區(qū)的中心區(qū)域，由于射線分布密集，分辨率優(yōu)于40km.

瑞利面波群速度對S波速度比較敏感，不同周期的瑞利面波反映了不同深度范圍的S波速度特征，周期越長穿透深度越大.我們計(jì)算了基階瑞利面波群速度對橫波速度的敏感核（圖6），速度模型參考 Wang等（2014）.地殼厚度設(shè)為46km，地殼內(nèi)分為4層，上地幔采用AK135模型.

周期為6s的群速度（圖4a）對5～7km深度的S波速度較為敏感，主要反映地殼淺部的結(jié)構(gòu).圖4a中四川盆地、楚雄盆地和蘭坪—思茅盆地等表現(xiàn)為低速異常，沿彌勒斷裂至黔西一帶也存在低速異常，其中四川盆地的低速異常面積最大、速度值最低.在四川盆地內(nèi)部，龍泉山斷裂帶和華鎣山斷裂帶之間的川中丘陵西部群速度相對較高.在石棉西側(cè)、理塘—德巫斷裂帶以東，以及研究區(qū)的西側(cè)表現(xiàn)為明顯的高速異常.攀枝花向東至昭通附近也有零散的高速異常體分布.

周期為14s的群速度（圖4b）對8～15km深度的S波速度較為敏感.14s周期的群速度分布圖像與6s的相似，但整體速度值增大.沉積盆地仍然表現(xiàn)為低速異常，西南部盆地間的低速異常連成一體，范圍明顯擴(kuò)大.四川盆地內(nèi)華鎣山斷裂帶西側(cè)存在與之平行的弱相對高速異常.攀枝花至昭通的高速異常明顯呈現(xiàn)近東西走向帶狀分布的特點(diǎn).理塘—德巫斷裂帶東側(cè)的高速異常范圍增大，北西端一直到研究區(qū)域的邊界，南東端到達(dá)西昌.

周期為20～24s的群速度（圖4c，d）對10～30km深度的S波速度結(jié)構(gòu)較為敏感（圖6），群速度分布圖像主要體現(xiàn)了中下地殼結(jié)構(gòu)橫向變化特征.圖中研究區(qū)西南部為大范圍的低速異常，速度值低于14s周期的速度.小江斷裂帶中部存在橫跨斷裂帶的低速異常，其東南邊界為南盤江盆地所限.攀枝花及其周邊仍然顯示為高速異常，與麗江—小金河斷裂帶西北側(cè)的低速異常形成鮮明對比.

周期為30s（圖4e）和48s（圖4f）的群速度主要對深度20～70km的S波速度結(jié)構(gòu)比較敏感，其速度分布特征與下地殼和上地幔結(jié)構(gòu)有關(guān).低速異常主要分布在松潘—甘孜褶皺帶、川滇菱形塊體的西部，以及小江斷裂帶附近.四川盆地和南盤江盆地表現(xiàn)為高速異常，且后者的異常幅度要遠(yuǎn)大于前者.接收函數(shù)研究表明，研究區(qū)域的地殼厚度從東南方向的30km左右向西北逐漸增厚至～70km（Xu et al.，2007；Wang et al.，2010a），地殼厚度的橫向變化是影響這兩個(gè)周期速度分布的主要因素.

4 討論

圖4 青藏高原東南緣各周期瑞利面波群速度分布圖黑色實(shí)線為斷裂，F(xiàn)1龍門山斷裂帶，F(xiàn)2龍泉山斷裂，F(xiàn)3華鎣山斷裂，F(xiàn)4鮮水河斷裂，F(xiàn)5大涼山斷裂，F(xiàn)6則木河斷裂，F(xiàn)7安寧河斷裂，F(xiàn)8小江斷裂帶，F(xiàn)9彌勒斷裂，F(xiàn)10紅河斷裂帶，F(xiàn)11麗江—小金河斷裂，F(xiàn)12甘孜—理塘斷裂，F(xiàn)13理塘—德巫斷裂.Fig.4 Rayleigh wave group velocity maps at different periods in the southeastern margin of the Tibetan Plateau Black lines represent faults.F1，Longmenshan Fault Zone；F2，Longquanshan Fault；F3，Huayingshan Fault；F4，Xianshuihe Fault；F5，Daliangshan Fault；F6，Zemuhe Fault；F7，Anninghe Fault；F8，Xiaojiang Fault Zone；F9，Mile Fault；F10，Red River Fault Zone；F11，Lijiang－Xiaojinhe Fault；F12，Ganzi－Litang Fault；F13，Litang－Dewu Fault.

在四川盆地，6～20s周期的群速度表現(xiàn)為明顯的低速異常和很強(qiáng)的橫向不均勻性.四川盆地內(nèi)部主要沉積蓋層為侏羅系和白堊系（Yokoyama et al.，2001），盆地周邊造山帶出露的主要是三疊紀(jì)或更老的地層（程裕淇，2004）.四川盆地厚度較大、相對年輕的沉積蓋層是導(dǎo)致低速異常的主要原因.地質(zhì)研究表明，四川盆地曾經(jīng)歷過復(fù)雜的沉積演化過程，三疊紀(jì)至白堊紀(jì)的盆地沉積主要受周邊各造山帶逆沖推覆作用的控制，在推覆體前緣的盆地形變帶內(nèi)形成沉積中心，接受周邊的風(fēng)化剝蝕物，最終造成邊緣沉積層厚度大于盆地中心.侏羅紀(jì)和白堊紀(jì)四川盆地北部及西北部的沉降幅度最大，與短周期群速度揭示的低速區(qū)存在較好的一致性.與之前的研究相比（Zhang et al.，2010，2013；Xu et al.，2007；Yao et al.，2008；Liu et al.，2014），本研究給出了四川盆地內(nèi)部更高分辨率的群速度分布.6～20s周期群速度分布表現(xiàn)出的西部和北部速度低、中部和東南速度相對較高的特征，較好地揭示四川盆地內(nèi)部沉積層厚度的橫向變化.

在30～48s周期，四川盆地的群速度值明顯高于青藏高原及周邊造山帶.根據(jù)不同周期群速度的敏感深度分布，這兩個(gè)周期主要對20～70km的S波速度比較敏感，可以推測四川盆地中下地殼和上地幔的S波速度明顯高于青藏高原地區(qū).四川盆地西部的群速度不僅比中東部地區(qū)低，而且還存在其北部相對較高、南部相對較低的特征，表明下地殼和上地幔速度結(jié)構(gòu)可能存在明顯的橫向差異.從短周期群速度分布看，北部比南部的低，因此在30～48s周期南部速度相對較低的特征并不是由于中上地殼S波速度較低造成的.接收函數(shù)研究揭示，該地區(qū)北部和南部具有相近的地殼厚度（Hu et al.，2011）.可見較低的群速度也不是由地殼厚度差異造成.因此推斷，該低速異常是由下地殼和上地幔的相對低速結(jié)構(gòu)引起.該地區(qū)上地幔范圍內(nèi)相對較低的地震波速度在遠(yuǎn)震層析成像中也被觀測到（Yang et al.，2014），并認(rèn)為青藏高原東部地區(qū)低速上地幔物質(zhì)可能侵蝕了四川盆地的一部分巖石圈地幔.

地質(zhì)研究表明，四川盆地西南地區(qū)上地殼存在新生代褶皺、斷裂地質(zhì)構(gòu)造活動和明顯的地殼縮短（Hubbard and Shaw，2009）.接收函數(shù)研究揭示四川盆地西部在成都以南泊松比為0.28～0.33，而以北大多小于0.26（王椿鏞等，2010）.影響介質(zhì)泊松比的主要因素包括物質(zhì)組分和溫度等，溫度的增加可以導(dǎo)致泊松比增高.地?zé)嵫芯勘砻髟诖ㄎ鞒啥家阅系牡乇頍崃骷s為60mW·m－2，并且向西南逐漸增加，而成都以北約為45mW·m－2（徐明等，2011）.鑒于上述多種地質(zhì)地球物理觀測證據(jù)，我們推測四川盆地西南地區(qū)相對西北部地區(qū)下地殼和上地幔較低的S波速度，是由相對較高的溫度引起的.溫度的升高，不僅使下地殼，也使上地殼介質(zhì)強(qiáng)度降低，在青藏高原物質(zhì)的擠壓作用下，其更易發(fā)生地殼縮短和斷裂、褶皺等構(gòu)造活動.

在攀枝花及其周邊區(qū)域不同周期的群速度均表現(xiàn)為相對高速的特征.在6s到24s，此高速異常為近東西走向，西起攀枝花以西東至昭通以東；在30s到48s，高速異常呈北東—南西向，并逐漸收縮于攀枝花附近.短周期高速異常意味著淺層存在高速、高密度巖石.區(qū)域地質(zhì)和地球化學(xué)研究表明（徐義剛和鐘孫霖，2001），在晚二疊世263～251Ma期間，華南塊體西部云南、四川和貴州三省境內(nèi)發(fā)生了著名的峨眉山大火成巖省巖漿活動，其動力作用模式很可能與地幔柱活動有關(guān)，殼內(nèi)巖漿巖侵入體的物質(zhì)來源與噴發(fā)玄武巖一致，都來自于深部地幔（Xu et al.，2001）.由穹窿構(gòu)造和玄武巖厚度分布揭示的地幔柱活動中心位于攀枝花附近（沈傳波等，2007；徐義剛和鐘孫霖，2001）.我們認(rèn)為攀枝花附近由淺至深的高速異常，可能與地幔柱上升過程中巖石圈不同深度的高密度基性和超基性巖侵入體有關(guān).

圖5 各周期瑞利面波群速度層析成像分辨率圖Fig.5 Resolution maps of Rayleigh wave group velocity tomography

圖6 （a）計(jì)算敏感核所用模型參數(shù)，橫坐標(biāo)為參數(shù)數(shù)值大小，縱坐標(biāo)為深度；（b）各周期基階瑞利面波群速度對橫波速度結(jié)構(gòu)的敏感核，橫坐標(biāo)為群速度對橫波的導(dǎo)數(shù)值，縱坐標(biāo)為深度Fig.6 （a）Model parameters used in sensitivity kernel calculation.The horizontal axis represents parameters corresponding to P－wave velocity，S－wave velocity and density.The vertical axis represents depth.（b）Depth sensitivity kernels of fundamental Rayleigh wave group velocity with respect to shear wave velocity structure at different periods.The x－axis represents values of derivative of group velocities with respect to shear velocities.The y－axis represents depth.

圖7 南盤江兩側(cè)不同區(qū)域的平均頻散曲線擬合結(jié)果和反演得到的S波速度結(jié)構(gòu)（a）兩個(gè)區(qū)域的平均頻散曲線（三角）和其擬合曲線（實(shí)線）；橫坐標(biāo)為面波周期，縱坐標(biāo)為群速度.（b）反演的S波速度結(jié)構(gòu)；橫坐標(biāo)為S波速度，縱坐標(biāo)為深度.Fig.7 The average dispersion curves with their fitting results and the inverted S wave velocity structures at both sides of Nanpanjiang（a）Average dispersion curves（triangles）and their fitting curves（solid lines）of these two regions.The horizontal axis represents periods of surface wave；the vertical axis denotes group velocities.（b）S wave velocity structures.The x－axis gives the S－wave velocities；the y－axis denotes depth.

在印度板塊和歐亞板塊的碰撞過程中，高原物質(zhì)發(fā)生側(cè)向擠出和逃逸，川滇菱形塊體是青藏高原物質(zhì)側(cè)向逃逸的主要通道（Clark and Royden，2000；Houseman and England，1986；Tapponnier et al.，2001）.川滇菱形塊體分為北部的川西北次級塊體和南部的滇中次級塊體.在兩個(gè)次級塊體分界的麗江－小金河斷裂帶處，大地水準(zhǔn)面和布格重力異常都發(fā)生了顯著的變化（Jiménez－Munt et al.，2008）.GPS觀測的水平運(yùn)動速度表明，川西北次級塊體的東向分量平移速率為～9mm·a－1，南向分量～13mm·a－1；滇中次級塊體的東向平移速率～5mm·a－1，南向～11mm·a－1（Shen et al.，2005）.水平和垂直方向的差異運(yùn)動也主要發(fā)生在分隔南北兩個(gè)次級塊體的麗江—小金河斷裂帶兩側(cè)附近（何宏林等，1993）.Chen等（2010）給出的瑞利波和勒夫波群速度分布同樣在此斷裂帶處發(fā)生明顯變化.我們的結(jié)果中14s、20s的層析成像結(jié)果表明，在麗江—小金河斷裂帶南側(cè)存在高速異常，且異常體展布與斷裂帶走向基本平行.在20s以上周期，高速異常體縮小在攀枝花附近，從中上地殼至下地殼和上地幔似乎存在向下延伸的根.攀枝花附近的高速異常，在體波層析成像中也可以被觀測到（吳建平等，2013）.我們推測從上地殼延伸至地幔的攀枝花高速異常體是滇中次級塊體相對于川西北次級塊體具有更大力學(xué)強(qiáng)度的原因（Chen et al.，2013），同時(shí)它還導(dǎo)致北部物質(zhì)東南方向的運(yùn)動受到一定程度的阻礙，致使川西北次級塊體快速隆升，海拔遠(yuǎn)高于南部的滇中次級塊體.

從24s開始，研究區(qū)域東南部出現(xiàn)明顯的高速異常，且異常范圍隨周期增大而增大.在30s周期，高速異常體與南盤江盆地的范圍基本一致，北部邊界大致與南盤江一致，表明南盤江盆地與華南塊體西部其他區(qū)域的深部結(jié)構(gòu)存在明顯差異.為了揭示南盤江盆地與周邊區(qū)域的深部結(jié)構(gòu)差異，我們計(jì)算了南盤江兩側(cè)不同區(qū)域范圍內(nèi)的平均群速度頻散曲線，使用阻尼最小二乘線性化反演方法（Herrmann and Ammon，2002）進(jìn)行了S波速度結(jié)構(gòu)的反演.地殼厚度由接收函數(shù)方法確定，在反演過程中固定不變.圖7給出了兩個(gè)區(qū)域的平均S波速度結(jié)構(gòu).可以看出，從地殼淺部至上地幔頂部南盤江盆地的S波速度均高于華南塊體西南其他區(qū)域的速度值，特別是在中下地殼速度差異非常明顯.因此，推測南盤江盆地高速異常體可能具有和四川盆地相似的性質(zhì)，對青藏高原物質(zhì)東南向的逃逸起到了阻擋作用，導(dǎo)致其西側(cè)地殼物質(zhì)主要向南部運(yùn)動（Shen et al.，2005）.

5 結(jié)論

本文利用青藏高原東南緣557個(gè)地震臺站記錄的垂直向連續(xù)波形資料，基于改進(jìn)的背景噪聲數(shù)據(jù)處理流程，采用噪聲層析成像方法獲得了6～48s的瑞利面波群速度分布圖像.與之前的研究相比，本文以較高的橫向分辨率揭示了一些新的速度異常分布特征，并對其成因和機(jī)制進(jìn)行了分析.本文的主要結(jié)論如下：

四川盆地內(nèi)部短周期的低速異常及其不均勻分布與四川盆地的演化過程密切相關(guān).四川盆地內(nèi)部相對周邊造山帶較年輕的沉積地層是導(dǎo)致低速異常的主要原因.速度分布的強(qiáng)烈不均勻性與盆地內(nèi)部侏羅紀(jì)以來的差異沉降和沉積有關(guān)，沉積層總厚度在四川盆地北部和西北部地區(qū)最大.在30～48s周期，龍門山斷裂以東的四川盆地西部群速度存在南部低北部高的分布特征，可能是盆地西南部地區(qū)中下地殼和上地幔溫度較高引起的.溫度的增高進(jìn)一步降低了地殼的力學(xué)強(qiáng)度，在新生代以來青藏高原物質(zhì)向東擠壓過程中，導(dǎo)致盆地內(nèi)部發(fā)生上地殼褶皺、斷裂和縮短等構(gòu)造活動.

攀枝花及其周邊上地殼至上地幔深度表現(xiàn)出的高速異常，可能與地幔柱成因的峨眉山大火成巖省的巖漿活動有關(guān).地幔柱上升的過程中，巖石圈不同深度賦存大量的鎂鐵質(zhì)和超鎂鐵質(zhì)巖漿，冷卻結(jié)晶后形成高速異常體.它在中上地殼位于滇中次級塊體北緣、深部收縮至攀枝花附近，具有相對較大的力學(xué)強(qiáng)度，對青藏高原物質(zhì)的側(cè)向擠出起到一定的阻擋作用，可能是麗江—小金河斷裂兩側(cè)水平與垂直差異運(yùn)動和巨大高程差異的重要原因.

研究區(qū)域東南端的高速異常與南盤江盆地的范圍一致，表明南盤江盆地與華南塊體西南部其他區(qū)域的深部結(jié)構(gòu)存在明顯差異.推測具有中下地殼高S波速度的南盤江盆地，對青藏高原物質(zhì)東南向逃逸起到了阻擋作用，可能是高原物質(zhì)沒有進(jìn)一步沿著紅河斷裂帶向東南方向運(yùn)動的重要因素.

致謝 感謝中國地震臺陣數(shù)據(jù)中心、中國地震臺網(wǎng)備份中心、美國地震研究聯(lián)合會（IRIS）數(shù)據(jù)中心提供的連續(xù)波形數(shù)據(jù).對圣彼得堡大學(xué)T.B.Yanovskaya提供面波層析成像程序表達(dá)誠摯的謝意.兩位審稿專家對本文提出的諸多寶貴建議，使文章增色不菲，在此一并表示感謝.

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