青藏高原東部和周邊地區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)的背景噪聲層析成像

范文淵，陳永順，唐有彩，周仕勇，馮永革，岳漢，王海洋，金戈，魏松嶠，王彥賓，蓋增喜，寧杰遠(yuǎn)

北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院地球物理研究所，北京 100871

1 引言

平均海拔5000m的青藏高原是現(xiàn)今地球上最大的陸地高原之一.它形成于約50Ma之前的印度板塊與歐亞板塊的陸－陸碰撞（Harrison et al.，2000；Tapponier et al.，2001）.自北向南，青藏高原可以大體上分為柴達(dá)木塊體，松潘—甘孜塊體，羌塘塊體和拉薩塊體；昆侖斷裂帶，金沙縫合帶和班公怒江縫合帶依次將這些塊體分開.時至今日，印度板塊仍以每年6cm的速度向北運動（Bilham et al.，1997）.由陸－陸碰撞引起的壓縮變形由南向北延伸至整個青藏高原，導(dǎo)致其地殼增厚（60～70km）.位于青藏高原向北新生長的柴達(dá)木塊體正在經(jīng)歷著地形的隆升和地殼增厚（Meyer et al.，1998）.然而，青藏高原巨厚的地殼結(jié)構(gòu)仍無定論.國際上用于解釋青藏高原的隆升和地殼增厚的兩種主要的學(xué)說是在20世紀(jì)80年代提出的大陸逃逸模型（Tapponnier et al.，1982）和連續(xù)形變模型（England and Searle，1986）.

地震層析成像是用于研究地球內(nèi)部地震波速度結(jié)構(gòu)不均勻分布的最有效手段之一.在過去的30年中，地球物理學(xué)家利用寬頻帶流動觀測地震臺陣記錄，運用各種地震層析成像技術(shù)來探測青藏高原及其周邊地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu).前人通過瑞利面波的頻散特性大尺度地研究了整個歐亞大陸（Curtis et al.，1998；Feng and Teng，1983；Ritzwoller and Levshin，1998；Ritzwoller et al.，1998；Wu and Levshin，1994），也曾利用更多數(shù)據(jù)，采用更小網(wǎng)格精細(xì)地獲得區(qū)域面波層析成像結(jié)果（Bourjot and Romanowicz，1992；Brandon and Romanowicz，1986；Griot et al.，1998；Huang et al.，2003；Romanowicz，1982）.被認(rèn)為青藏高原東部物質(zhì)溢出出口的川滇菱形塊體也被很多學(xué)者所研究（Huang et al.，2002；Yao et al.，2008）.同時，青藏高原內(nèi)有諸多體波研究層析成像結(jié)果.若干研究（Huang and Zhao，2006，Xu et al.，2002）使用區(qū)域和遠(yuǎn)震地震數(shù)據(jù)來反演青藏高原及其周邊區(qū)域的三維P波結(jié)構(gòu).還有學(xué)者（Barron and Priestley，2009；Hearn et al.，2004；Liang and Song，2006；Liang et al.，2004）采用Pn波和Sn波來研究青藏高原地殼底部的橫向不均勻性和各向異性.

然而，已有的研究結(jié)果對于全面了解青藏高原及其周邊地區(qū)的地殼速度結(jié)構(gòu)的橫向變化仍存在較大的局限性.（1）限于臺站覆蓋的區(qū)域和空間分辨率，現(xiàn)有結(jié)果對所感興趣區(qū)域淺部結(jié)構(gòu)分辨率有限；而且大多數(shù)流動臺站分布于藏南地區(qū)，柴達(dá)木塊體及青藏高原北緣的流動臺站觀測稀缺.（2）基于傳統(tǒng)方法的面波研究因為短周期信號衰減較快，對地殼淺部結(jié)構(gòu)分辨率有限；而采用天然地震的體波成像結(jié)果對縱向分辨率略遜于面波成像.（3）除少數(shù)反射折射地震學(xué)方法所得的二維地殼成像結(jié)果外，整個青藏高原及其周邊地區(qū)的高分辨率地殼三維成像結(jié)果稀缺.所幸近幾年布設(shè)結(jié)束的INDEPTH IV的流動臺陣覆蓋了大部分青藏高原東部地區(qū)和柴達(dá)木塊體.

本文所用數(shù)據(jù)源自多個流動地震臺陣和固定臺網(wǎng)，覆蓋了青藏高原東部和周邊地區(qū)（圖1）.采用背景噪聲層析成像方法對連續(xù)地震記錄數(shù)據(jù)處理，得到了研究區(qū)域的地殼瑞利面波相速度異常分布圖像.研究目的是利用連續(xù)記錄的背景噪聲數(shù)據(jù)和相應(yīng)的相速度層析成像技術(shù)，反演獲得青藏高原東部地區(qū)和東緣的三維地殼結(jié)構(gòu).進(jìn)一步，通過瑞利面波相速度分布結(jié)果反演得到研究區(qū)域的三維剪切波速度結(jié)構(gòu)和莫霍面深度分布.本研究所得青藏高原東部和周邊地區(qū)的地殼三維地震波速度結(jié)構(gòu)，為進(jìn)一步深入討論青藏高原形成和生長的動力學(xué)機制提供了重要地震觀測約束.

2 數(shù)據(jù)及處理流程

本文所用的連續(xù)記錄地震資料來源于：在過去5年里完成的3個北京大學(xué)寬頻帶流動觀測地震臺陣，包括北京大學(xué)銀川臺陣，于田臺陣和東昆侖臺陣；國家數(shù)字測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備分中心提供的甘肅、青海、四川及西藏臺網(wǎng)的固定臺站的連續(xù)記錄及INDEPTH IV寬頻帶流動觀測地震臺陣（Zheng et al.，2010）.圖1為地震臺陣分布圖.表1為所用地震臺陣及臺網(wǎng)的儀器信息.

由表1可以看出，不同地震臺陣、臺網(wǎng)之間至少有10個月的記錄時間重疊，得以保障最終所得各臺站對之間的互相關(guān)函數(shù)信噪比（SNR）較高.表1還顯示，不同的臺陣、臺網(wǎng)所采用的儀器不同，所以在做互相關(guān)之前，需要去除儀器響應(yīng)，將記錄轉(zhuǎn)換為位移記錄.由于研究目標(biāo)是獲取瑞利面波信號，所以僅采用垂向記錄.同時，將記錄時間全部換算至格林威治時間（GMT）.這些數(shù)據(jù)的預(yù)處理保證了之后獲取的瑞利面波群速度和相速度頻散曲線的一致性和準(zhǔn)確性.

圖1 臺站分布及研究區(qū)域地質(zhì)塊體邊界Fig.1 Station map of studying region

表1 地震臺陣及儀器信息Table 1 Station and instrument list

背景噪聲層析成像（Ambient Noise Tomography）近年來在地震大地構(gòu)造學(xué)研究中得到廣泛的應(yīng)用，從地震尾波的互相關(guān)（Campillo and Paul，2003；Paul et al.，2005）（Seismic Coda）或背景噪聲的互相關(guān)（Shapiro et al.，2005；Shapiro and Campillo，2004）（Ambient Noise）函數(shù)中，可提取出面波經(jīng)驗格林函數(shù).近幾年來被廣泛地應(yīng)用于區(qū)域?qū)游龀上裱芯浚⊿hapiro et al.，2005；Kang and Shin 2006）和大陸尺度的層析成像研究（Yang et al.，2007；Zheng et al.，2008）.相關(guān)文獻(xiàn)（Shapiro and Campillo，2004；Campillo，2006；Lobkis and Weaver，2001；Snieder，2004；Wapenaar，2004）就背景噪聲層析成像的理論和方法做過詳細(xì)討論.這些研究成果是本文的理論依據(jù).

本文數(shù)據(jù)處理主要依據(jù)Bensen等（Bensen et al.，2007）發(fā)展的由背景噪聲數(shù)據(jù)測量瑞利面波相速度頻散曲線及相速度層析成像的方法及處理流程.首先，對一個臺站對的垂向記錄做互相關(guān)運算，之后從互相關(guān)函數(shù)里獲取該臺站對之間的經(jīng)驗格林函數(shù).并且對所獲取的臺站對經(jīng)驗格林函數(shù)做帶通濾波，以保留高信噪比記錄.本文采用Bensen（Bensen et al.，2007）所提出對信噪比的定義，對噪聲即“在一給定時窗內(nèi)的面波信號與之后的噪聲信號的均方根之比”，對面波為最大振幅之比.圖2為疊加正負(fù)部分后的臺站A01與其余臺站之間的互相關(guān)函數(shù).其次，采用時頻分析方法（FTAN）獲取所有臺站對之間的周期從6～60s的瑞利面波群速度及相速度頻散曲線.臺站對A01和XHA（圖1）的群速度頻散曲線如圖3所示.該臺站對跨越青藏高原東緣（圖1中的淺藍(lán)色虛線（張培震等，2003）），由圖3可以看出，在12s周期附近群速度出現(xiàn)局部極值，這與其特殊路徑相關(guān).基于臺站對距離需大于三個波長的挑選準(zhǔn)則，因此對于本文使用的地震臺站分布（圖1），大于60s周期的群速度無法可靠的從互相關(guān)函數(shù)所得的經(jīng)驗格林函數(shù)中獲取.

最后，在得到了所有臺站對之間的瑞利面波群速度和相速度的頻散曲線之后，采用Barmin（Barmin et al.，2001）提出的面波層析成像反演方法來獲取研究區(qū)域的瑞利面波群速度和相速度的速度異常分布.計算格點為0.5°×0.5°，所用平滑阻尼參數(shù)依據(jù)所采用反演格點而定.

圖2 A01及其臺站對之間的互相關(guān)函數(shù)（5～100s）Fig.2 Cross－correlation of A01and its station pairs

瑞利面波相速度的變化對介質(zhì)密度和P波速度變化不敏感，而對S波速度的變化非常敏感（Takeuchi et al.，1964）.基于所得的瑞利面波相速度層析成像，反演得到研究區(qū)域的三層地殼剪切波速度模型及莫霍深度分布.剪切波速度模型反演對初始參考模型敏感，而本文的研究區(qū)域涵蓋面積較大，包括青藏高原東部和周邊地區(qū)，其地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜.因此我們將研究區(qū)域以昆侖斷裂帶（36°N）和龍門山斷裂帶（102°E）為界，劃分為3個子區(qū)域（圖4）：青藏高原、新造高原—即柴達(dá)木地塊、青藏高原東緣地區(qū).在3個子區(qū)域內(nèi)，分別依據(jù)區(qū)域內(nèi)平均瑞利面波頻散曲線反演獲得該區(qū)域內(nèi)的一維剪切波平均速度模型.之后以獲得的平均速度模型為初始參考模型，在各子區(qū)域內(nèi)計算每一個格點的一維剪切波速度及地殼厚度.最終將各格點反演獲得的一維速度結(jié)果拼合可得研究區(qū)域的三維剪切波速度模型.在剪切波速度反演過程中，利用Saito的程序（Saito，1988）計算理論相速度和其對速度的偏微分.在線性反演過程中，用一系列水平層來描述地球介質(zhì)，每層厚度10km到30km不等.假定這些水平層厚度不變，擬合頻散曲線來反演每一層的剪切波速度.另外，為了得到莫霍面的深度，莫霍面上下兩層的厚度也設(shè)為待反演的參數(shù)，即在反演過程中可以在一定范圍內(nèi)自由變化.

圖3 不同頻段經(jīng)驗格林函數(shù)（a）及臺站對A01－XHA群速度頻散曲線（b）Fig.3 （a） Empirical Green′s functions in different frequency bands and（b）Group velocity dispersion curse of station pair A01－XHA

3 結(jié)果

3.1 檢測板測試

為了檢驗本文層析成像結(jié)果的分辨率和可靠性，按照慣例做了檢測板測試.輸入檢測板的速度異常體大小約為200km（2°×2°），輸入模型為相速度，在±2.5%之間變化.反演格點為0.5°×0.5°，輸入模型和檢測結(jié)果如圖5所示.從檢測結(jié)果可以看出，在周期為6s和60s范圍內(nèi)，青藏高原的東緣和北緣可以較好的得以重建，但其余地區(qū)分辨率略低.在8～55s周期范圍，本文的地震臺站分布和反演方法能夠在研究區(qū)內(nèi)得到比較可靠而且穩(wěn)定的結(jié)果，包括祁連山、柴達(dá)木盆地、松潘—甘孜地塊、羌塘地塊、拉薩地塊的北部和青藏高原東緣地區(qū)，速度異常均可被精確的分辨重建.在臺陣內(nèi)部，或射線覆蓋好的區(qū)域，分辨率小于200km，不僅能夠探測到速度異常體的形態(tài)，而且能較好地反映異常體的速度差異.而在射線覆蓋不好的區(qū)域，分辨率隨著周期的增加逐漸降低.

3.2 群速度和相速度層析成像

圖6為觀測到的研究區(qū)內(nèi)瑞利面波平均群速度和相速度頻散曲線.與全球一維平均速度模型AK135的頻散曲線相比較可以得出一個很重要的結(jié)論：本文測量的研究區(qū)域（包括青藏高原、柴達(dá)木地塊和青藏高原東緣）內(nèi)平均相速度都比AK135模型的相速度慢很多.這可以部分歸因于研究區(qū)內(nèi)增厚的地殼（主要影響在30～60s范圍），但是對應(yīng)于6～20s范圍則可能是由于研究區(qū)內(nèi)物質(zhì)不同所致（如存在比平均大陸厚很多的沉積層）.這一點在后面展示反演獲得的一維剪切波速度模型時還要進(jìn)行詳細(xì)討論.

圖7和圖8的各個周期圖像中的二維速度異常分布均相對于圖6中的平均速度頻散曲線而言.不同周期的群速度和相速度的敏感核對應(yīng)于不同深度，同時不同周期的群速度和相速度的敏感核又有部分重疊.長周期的速度敏感核較為寬泛，因而所得的不同周期的瑞利波相速度異常變化圖像隨周期加大而趨于平緩.經(jīng)驗而言，基階瑞利波群速度和相速度對約1／3波長深度附近介質(zhì)的S波速度結(jié)構(gòu)最為敏感；面波成像反應(yīng)平均結(jié)果，而非特定深度結(jié)果.圖7和圖8分別展示了瑞利面波群速度異常和相速度異常分布圖像.圖7中的群速度異常與圖8中的大多數(shù)相速度異常一致，些許不同源于群速度和相速度不同的敏感核.

圖4 研究子區(qū)域劃分Fig.4 Sub－regions division of studying area

短周期相速度異常分布圖像中（圖8，6～14s），高速異常與低速異常同地表地質(zhì)構(gòu)造相關(guān)性較高.例如，柴達(dá)木盆地和四川盆地的范圍被低速異常精確地勾繪出來.短周期圖像反映了上地殼的地震波速度特征，因此盆地的低速異常反映了這兩個盆地內(nèi)大范圍的沉積層.柴達(dá)木盆地和四川盆地沉積層厚度的差異也為兩塊低速異常體所描述，相較于四川盆地的低速異常消失于12s周期之后的分布圖像，柴達(dá)木較厚沉積層的影響，使該地區(qū)低速異常持續(xù)至更長周期.山脈為高速異常體所勾繪，例如四川盆地西部的岷山和龍門山山脈均顯示為條帶狀高速異常.昆侖山和祁連山對短周期相速度異常圖像有同樣的影響，但其高速異常被低速異常間或分隔為塊體狀而非條帶狀.在祁連山脈和昆侖山脈交匯的地方，共和盆地的沉積層為8～12s異常分布圖像中的低速異常所描述.

基于本文數(shù)據(jù)分辨率，青藏高原主要顯現(xiàn)低速異常.同時，不同地塊之間存在差異，相較于羌塘和拉薩地塊的較為均一的低速異常體，松潘—甘孜的低速異常間或被小的高速異常分割.使用較大阻尼系數(shù)加強平滑反演后仍得到相似結(jié)果.尤其值得注意的是，在青藏高原東緣并無一明顯邊界來界定青藏高原和四川盆地，而是在兩者之間存在若干小的速度異常體.在圖8，10s周期的相速度異常分布圖像中，可以看到A和B兩塊速度異常體.A位于尼瑪—玉樹—鮮水河斷裂帶和金沙—紅河斷裂帶的交匯點，走向位于喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)的北北東延長線上，在A和青藏高原東緣地區(qū)之間為川滇菱形塊體.川滇菱形塊體在短周期圖像中，呈現(xiàn)為高速異常，但隨周期加大，異常逐漸轉(zhuǎn)換為低速異常.B位于青藏高原東緣地區(qū)，鄂爾多斯地塊和柴達(dá)木地塊的交匯處，為低速異常.

中周期相速度異常分布圖像（圖8，16～35s）描繪了更深的速度結(jié)構(gòu).16s及更長周期的圖像與較短周期的圖像差異很大.這是由于16～30s這段周期的相速度對30～40km深的速度結(jié)構(gòu)最為敏感，而此深度也正好是平均大陸莫霍面的深度.青藏高原的莫霍面遠(yuǎn)深于這個深度，因此，在青藏高原與青藏高原東緣地區(qū)之間應(yīng)該存在明顯速度異常差異.如圖8，中周期相速度異常分布圖像所示，所得結(jié)果與預(yù)期一致，高速區(qū)對應(yīng)于莫霍面較淺的地區(qū)（如青藏高原東緣地區(qū)），而低速異常對應(yīng)于莫霍面較深的地區(qū)（青藏高原）.短周期圖像中存在的青藏高原東部與青藏高原東緣地區(qū)之間的若干破碎狀速度異常體逐漸融合.在短周期圖像中松潘—甘孜地塊間或出現(xiàn)的高速異常逐漸消失，整個塊體呈現(xiàn)均一低速異常；但仍與羌塘和拉薩地塊存在差異.

整個青藏高原呈現(xiàn)低速異常.青藏高原東緣地區(qū)呈現(xiàn)均一高速異常，這是因為下地殼速度結(jié)構(gòu)影響了該地區(qū)的中周期的速度異常分布.相似的低速異常轉(zhuǎn)為高速異常的特點也出現(xiàn)在柴達(dá)木盆地和祁連山下.但其低速異常的消失較四川盆地緩慢，低速異常一直影響至30s周期的相速度異常分布圖像.這可能是源于柴達(dá)木盆地更厚的沉積層.從30s周期圖像開始，明顯的青藏高原東緣和北緣邊界出現(xiàn).速度異常的對比勾勒出青藏高原與周邊地體的邊界.前面提到的高速異常A消失于30s周期的相速度異常圖像之后.同時，川滇菱形塊體呈現(xiàn)低速異常.但這一異常以鮮水河斷裂和金沙紅河斷裂為界并未與青藏高原的低速異常融合.從圖8，20s的相速度異常分布圖像中，可以看出在柴達(dá)木盆地以北的祁連山脈中出現(xiàn)東西走向低速異常條帶.標(biāo)記這一低速異常體為C.它的出現(xiàn)可能與祁連山脈下物質(zhì)流變性質(zhì)有關(guān)，也可能與過深的莫霍深度相關(guān).

圖5 相速度層析成像檢測板實驗Fig.5 Checkerboard test for phase velocity tomography

圖6 平均相速度群速度頻散曲線Fig.6 Average dispersion curves of group and phase velocity

長周期相速度異常分布圖像中（圖8，40～60s），青藏高原東緣地區(qū)和柴達(dá)木地塊的速度異常反映了上地幔結(jié)構(gòu)信息，而青藏高原則為下地殼信息.祁連山脈中的低速異常C逐漸消失，祁連山脈整體高速異常強度減弱，趨于均值.青藏高原東緣地區(qū)呈現(xiàn)均一高速異常.川滇菱形塊體下的低速異常消失，出現(xiàn)高速異常，并與青藏高原東緣地區(qū)的高速異常融合.青藏高原仍然呈現(xiàn)低速異常，但與其東緣和北緣地區(qū)速度異常相比強度減弱，高速異常與低速異常數(shù)值均減小趨于平均值.青藏高原東部和西部速度結(jié)構(gòu)出現(xiàn)差異，西部速度異常強度大于東部異常.在40～60s周期范圍內(nèi)的速度異常圖像中，速度異常結(jié)構(gòu)主要為莫霍面深度控制，因此青藏高原的東西速度差異可能源于東西不同的地殼厚度.同時，青藏高原下的印度板塊俯沖深度不同（Li et al.，2008），也可能引起青藏高原南、中部地區(qū)地殼底部物質(zhì)成分及溫度的東西差異.這些原因均可能引起青藏高原在長周期的相速度異常分布圖像中出現(xiàn)東西差異，需要更多觀測證據(jù)約束.

3.3 剪切波速度結(jié)構(gòu)和莫霍面深度

根據(jù)瑞利面波相速度分布結(jié)果進(jìn)一步反演獲得剪切波速度分布，可以更直接地認(rèn)識地下速度結(jié)構(gòu).研究區(qū)域內(nèi)青藏高原東緣地區(qū)，柴達(dá)木地塊和青藏高原的地殼厚度差異很大，而不同的初始速度模型在我們采用的反演剪切波速度結(jié)構(gòu)及莫霍面深度的算法中對結(jié)果影響較大.因而，將研究區(qū)域劃分成3個子區(qū)域（圖4）.在不同子區(qū)域內(nèi)分別進(jìn)行剪切波速度及莫霍面深度反演，最終將結(jié)果拼合便得研究區(qū)域內(nèi)的三維剪切波速度模型.

圖9為3個子區(qū)域的平均相速度頻散曲線及反演所獲得的一維平均剪切波速度結(jié)構(gòu).由圖9可以看出3個子區(qū)域存在明顯差異：除最短周期時青藏高原的平均相速度最高外，其余周期的相速度青藏高原均為最低，青藏高原東緣地區(qū)最高，柴達(dá)木地塊居中.反演所得子區(qū)域的一維剪切波速度模型特征與其對應(yīng)的相速度頻散曲線特征一致，青藏高原除在最淺層剪切波速度高于其他兩個子區(qū)域外，在其余層中（中下地殼）速度均為最低.尤其注意到青藏高原在25～40km深度范圍內(nèi)存在顯著低速層，這是否對應(yīng)于青藏高原中地殼的“層流”（Channel flow）？該結(jié)果與藏南瑞利面波所得結(jié)果一致（Jiang et al.，2011）.由圖9中還可看出青藏高原的平均地殼厚度為70km，比其他兩個子區(qū)域厚約10km.

圖10展示了剪切波速度分布的3個深度切片及莫霍面深度分布圖像.射線密度決定反演所獲得的相速度層析成像的精度，而相速度頻散的準(zhǔn)確性限定了反演所得的剪切波速度結(jié)構(gòu)的準(zhǔn)確性.為防止誤差放大，我們僅反演計算了射線密度大于500條區(qū)域的剪切波速度模型.如圖10所示，所得結(jié)果與圖8所示的瑞利面波相速度層析成像結(jié)果特征比較一致.在圖10深度為7.5km的切片上可以看出，剪切波速約為3.0km·s－1的剪切波速約為3.2km·s－1的剪切波速將四川盆地和柴達(dá)木盆地與青藏高原分離.在深度為27.5km的切片中可知，其速度分布與圖8相速度異常分布的中周期部分對應(yīng).前面提到的高速異常A也在該切片顯現(xiàn).在此深度下，剪切波波速在青藏高原中為3.2km·s－1，與相速度異常層析成像中的低速異常相對應(yīng).其中若干速度異常分塊與青藏高原內(nèi)部的橫向不均勻性相對應(yīng).從深度為45km的切片中可知，青藏高原內(nèi)部速度分布均一，但絕對剪切波速度顯示其仍為中地殼速度值，而青藏高原東緣地區(qū)和柴達(dá)木塊體則已經(jīng)達(dá)到了下地殼的速度值.限于我們采用的計算莫霍面方法，所得莫霍面深度結(jié)果較接收函數(shù)等方法而言精度較差.但是莫霍面深度分布模式還是與其他研究結(jié)果有較好吻合.在松潘—甘孜地塊內(nèi)，青藏高原的莫霍面深度達(dá)到最大值，約80km；柴達(dá)木盆地的地殼厚度為50km左右，較青藏高原東緣地區(qū)深.川滇菱形塊體的中部莫霍面深度較深.祁連山地殼厚度較深，為70km左右，這可能是孕育出現(xiàn)圖8中低速特征C的原因之一.

4 討論

4.1 青藏高原：松潘—甘孜地塊，羌塘地塊和拉薩地塊

圖7 瑞利波群速度速度異常層析成像Fig.7 Group velocity tomography of Rayleigh wave

青藏高原主要由3個地塊構(gòu)成：松潘—甘孜地塊、羌塘地塊和拉薩地塊（DeCelles et al.，2002）.松潘—甘孜地塊地殼主要由晚三疊紀(jì)早侏羅紀(jì)閉合大洋殘留海盆的濁流巖構(gòu)成；羌塘地塊位于松潘—甘孜地塊南部，于晚古生代時期自岡瓦納古陸漂移至北，后于晚三疊紀(jì)早侏羅紀(jì)時期與松潘—甘孜地塊碰撞.羌塘地塊地殼主要由變質(zhì)巖和古生代及中生代的沉積巖構(gòu)成.拉薩地塊位于最南部，于晚三疊紀(jì)時期自岡瓦納古陸漂移至此，后于晚侏羅紀(jì)中白堊紀(jì)時期與羌塘地塊碰撞.拉薩地塊地殼主要由中級及高級變質(zhì)沉積巖和古生代沉積巖構(gòu)成（DeCelles et al.，2002）.

圖8 瑞利波相速度速度異常層析成像Fig.8 Phase velocity tomography of Rayleigh wave

本文研究結(jié)果表明青藏高原的3個塊體東西向速度結(jié)構(gòu)均有差異.由圖8中短周期相速度異常分布圖像可知，松潘—甘孜地塊上地殼呈現(xiàn)強烈東西向不均勻性，若干低速異常體被高速體分隔.同時，居于青藏高原東緣地區(qū)和青藏高原之間的川滇菱形塊體與周邊塊體速度結(jié)構(gòu)差異很大.因此，我們認(rèn)為在青藏高原和青藏高原東緣地區(qū)的上地殼部分，二者并沒有一個明顯的邊界，而是存在一個過渡帶，如在圖8，12s周期速度異常分布圖像中Line－R和Line－L所圈定的區(qū)域.這一過渡帶寬約500km，過渡帶內(nèi)不僅存在東西向速度結(jié)構(gòu)差異，同時存在南北向速度結(jié)構(gòu)差異.過渡帶內(nèi)的東西向速度異常差異可能是青藏高原物質(zhì)向東非均勻溢出的結(jié)果.同時，過渡帶內(nèi)南北向的速度異常差異可能是源于3個塊體的不同物質(zhì)差異.在圖8的中長周期相速度異常圖像中可以看出，這一過渡帶逐漸消失，最終融入青藏高原的低速異常.因此，青藏高原中下地殼較上地殼要均一.最后，根據(jù)瑞利波相速度異常圖（圖8）可以看出羌塘地塊和拉薩地塊速度結(jié)構(gòu)差異很小，但與松潘—甘孜地塊有較大差異.

圖9 子區(qū)域平均相速度頻散曲線（a）及一維剪切波模型（b）Fig.9 Average phase dispersion curve of three sub－regions

剪切波反演結(jié)果（圖10）顯示松潘—甘孜和羌塘地塊中地殼（27.5～45km）呈現(xiàn)均一的低速結(jié)構(gòu)，可能對應(yīng)于大范圍的中地殼低速層（圖9），為青藏高原中下地殼可能存在大規(guī)模 “層流”提供地震學(xué)觀測證據(jù).類似地震學(xué)觀測研究也在藏南推測存在中下地殼層流（Jiang et al.，2011）.

4.2 新增高原：柴達(dá)木盆地和祁連山脈

位于昆侖山山脈以北的柴達(dá)木盆地占地面積120000km2，北邊界為祁連山南山山脈，盆地沉積層厚度為8～15km（Gu and Di，1989）.圖8周期為8s的相速度異常分布圖像中，柴達(dá)木盆地形狀精確的被低速異常所描繪.從圖8中的周期為8～20s的圖像中可以看出，盆地西部低速異常消失略快于東部低速異常，相對應(yīng)于盆地東、西部的不同沉積層厚度.柴達(dá)木盆地東部的共和盆地為一年輕的盆地（Pares et al.，2003），它對圖8，相速度異常圖像的影響主要體現(xiàn)在8～12s的范圍.將兩個盆地分開的高速異常體與地表出露的古生代和中生代的火成巖相關(guān)（Burchfiel et al，1991）.若干研究（Burchfiel et al.，1991；Tapponnier et al.，1990；Métivier et al.，1998）指出，共和盆地在晚上新世有過明顯的抬升運動.需要指出的是，兩個地區(qū)上地殼本身存在差異，地殼厚度是可能造成所觀測到差別的一種解釋.

圖8中的周期大于25s的圖像顯示，以昆侖斷裂帶為界，被稱為“新增高原”的柴達(dá)木盆地和祁連山脈地區(qū)呈現(xiàn)與青藏高原截然不同的速度結(jié)構(gòu)，反而與青藏高原東緣地區(qū)和川滇菱形塊體速度結(jié)構(gòu)相似.反演獲得的剪切波速度在45km的切片（圖10）也明顯地揭示：青藏高原的松潘—甘孜和羌塘地塊都呈現(xiàn)均一的低速（3.4km·s－1）結(jié)構(gòu)（圖9）；然而，柴達(dá)木盆地和祁連山脈地區(qū)則呈現(xiàn)較強的橫向不均勻性，尤其是柴達(dá)木盆地的高速異常和四川盆地的高速異常相對應(yīng).

本文反演結(jié)果所顯示的柴達(dá)木盆地和祁連山脈地區(qū)呈現(xiàn)與青藏高原截然不同的速度結(jié)構(gòu)，支持前人提出的青藏高原東北向臺階式增長模式（Tapponnier et al.，1990；Métivier et al.，1998），即青藏高原東北部邊界從昆侖山山脈跨越到北祁連山脈，使得柴達(dá)木盆地和祁連山脈地區(qū)成為新增高原.按照這個模式，現(xiàn)今柴達(dá)木盆地和祁連山脈地區(qū)的構(gòu)造運動和隆升過程也就是青藏高原早期的形成模式.根據(jù)柴達(dá)木盆地和祁連山脈地區(qū)的相速度頻散曲線更接近于青藏高原東緣地區(qū)（圖9），我們推測該新增高原還僅僅處于初始階段，這也和柴達(dá)木盆地平均海拔高度僅為2500m相吻合.

圖10 三維剪切波模型及莫霍面深度分布圖Fig.10 Shear wave tomography and Moho depth map

圖9顯示祁連山脈在27.5～45km深度范圍內(nèi)呈現(xiàn)明顯低速異常，對應(yīng)于相速度異常分布（圖8）從20～45s的低速異常體C.野外地質(zhì)調(diào)查顯示祁連山脈主要由古生代的變質(zhì)巖構(gòu)成，該古老的縫合帶現(xiàn)在受青藏高原南北向的擠壓而重新活躍、隆升造山（萬景林et al.，2010；宋述光et al.，2004）.推測在祁連山脈地區(qū)27.5～45km深度范圍內(nèi)發(fā)現(xiàn)的顯著低速異常體對應(yīng)于該造山帶下可能的地幔巖漿活動造成的底侵作用（underplating）.反演同時獲得的莫霍面深度分布（圖10）也顯示祁連山脈地區(qū)莫霍面顯著變深，說明該地區(qū)的地殼增厚主要是由底侵作用引起的.同一地區(qū)的接收函數(shù)研究也揭示祁連山脈地區(qū)莫霍面變深（Yue et al.，2012）.

4.3 四川盆地，川滇菱形塊體和龍門山山脈

從柴達(dá)木盆地向東南看去，松潘—甘孜褶皺帶，龍門山逆沖帶和西四川盆地構(gòu)建起青藏高原的東緣.龍門山的前緣恰好為青藏高原和華南揚子克拉通的碰撞邊界，其長約500km，為四川盆地西緣.龍門山、岷山地區(qū)是世界上最陡峭的大陸斷崖陡坡帶之一，在水平跨度僅為50km左右的范圍內(nèi)，從四川盆地海拔約400m起陡升至龍門山及松潘—甘孜地塊的5000m.相關(guān)文獻(xiàn)（Chen et al.，1995；Chen et al.，1994；Chen and Wilson，1996）提出中下地殼逆沖形成的推覆體來解釋龍門山、岷山的隆升機制.龍門山逆沖帶的變形歷史可以追溯至早白堊，后?。瓪W陸陸碰撞之后，在中新世又重新活躍（Wang et al.，1989）.岷山位于松潘—甘孜褶皺帶內(nèi)，長約180km，寬30～50km，從新生代起至第四紀(jì)為一上升帶（Long，1983）.四川盆地內(nèi)的沉積巖大多為第三紀(jì)的沉積巖，比柴達(dá)木盆地內(nèi)沉積巖老，四川盆地的沉積層厚度約為10km（Xu et al.，2007；Xu et al.，2007）.從圖8中的瑞利波短周期相速度速度異常分布圖像和圖10中的7.5km深的剪切波速度模型切片中均可看出四川盆地的沉積巖與周圍龍門山、岷山山脈的火成巖存在明顯差異.這一差異很好地勾繪了四川盆地的西邊界.然而，從圖8中可知，四川盆地與龍門山脈及岷山山脈的速度異常僅存在于8s至14s的速度異常圖相中，中長周期的速度異常圖像中，四川盆地與龍門山脈及岷山山脈的速度結(jié)構(gòu)均一穩(wěn)定.同樣使用背景噪聲層析成像的方法，但是基于不同的地震數(shù)據(jù)，李昱在研究這一區(qū)域時，得到相同的結(jié)果（Li et al.，2009）.因此，根據(jù)圖10中的剪切波速度結(jié)構(gòu)與莫霍面深度圖像，我們認(rèn)為四川盆地與龍門山山脈的主要差異在于上地殼.在中下地殼，青藏高原東緣地區(qū)為一穩(wěn)定均一地質(zhì)塊體，與青藏高原速度結(jié)構(gòu)差異很大.

由鮮水河小江斷裂帶、紅河斷裂帶和大理斷裂帶圍起的川滇菱形塊體為青藏高原的東南緣主要物質(zhì)溢出出口.研究（Clark et al.，2005；Royden et al.，1997）發(fā)現(xiàn)該塊體內(nèi)無顯著變形、且地表高程變化緩慢，與四川盆地和龍門山前高程的激烈變化相反.GPS觀測顯示該塊體連貫一致地繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)運動（Zhang et al.，2004）.大地電磁測深成像（Bai et al.，2010）和面波成像（Yao et al.，2008）研究發(fā)現(xiàn)該區(qū)域中地殼（20～40km）存在層流，且層流主要存在于該地區(qū)主要斷裂帶之間.本文的瑞利面波相速度異常（圖8）結(jié)果顯示在短周期，即上地殼，這一區(qū)域呈現(xiàn)高速異常；而在中周期，即中地殼，這一區(qū)域則呈現(xiàn)低速異常，并且與青藏高原大范圍的低速異常的連接被紅河斷裂帶所割斷，進(jìn)而從地震學(xué)觀測的角度驗證了近期大地電磁測深成像（Bai et al.，2010）的發(fā)現(xiàn).

5 結(jié)論

利用地震背景噪聲記錄和互相關(guān)技術(shù)，反演獲得了青藏高原東部和周邊地區(qū)的地殼三維地震波速度結(jié)構(gòu).瑞利波相速度分布圖像結(jié)果表明短周期（6～14s）相速度異常分布與地表地質(zhì)構(gòu)造特征吻合較好，在青藏高原和四川盆地之間存在一個明顯的南北向轉(zhuǎn)換帶.中周期（16～35s）相速度分布揭示新造高原—柴達(dá)木盆地和祁連山脈地區(qū)呈現(xiàn)與青藏高原截然不同的中地殼速度結(jié)構(gòu)，反而與青藏高原東緣地區(qū)和川滇菱形塊體速度結(jié)構(gòu)相似.反演獲得的剪切波速度在27.5～45km深度的切片也明顯地揭示：青藏高原的松潘—甘孜地塊和羌塘地塊呈現(xiàn)均一的低速層；然而，柴達(dá)木盆地和祁連山脈地區(qū)則呈現(xiàn)較強的橫向不均勻性，尤其是柴達(dá)木盆地的高速異常和四川盆地的高速異常相對應(yīng).這些地震學(xué)觀測證據(jù)支持前人提出的青藏高原東北向臺階式增長模式.

與全球一維平均速度模型（AK135）相比較發(fā)現(xiàn)，不考慮地殼厚度的顯著不同，本文測量和反演獲得的研究區(qū)域內(nèi)平均相速度和剪切波速度都比AK135模型慢很多，尤其是青藏高原的中地殼（25～40km）剪切波速度顯著低于全球平均速度模型，進(jìn)一步的層析成像反演證實松潘—甘孜和羌塘地塊中地殼（27.5～45km）呈現(xiàn)大范圍均一的低速層，為青藏高原可能存在大規(guī)模中下地殼“層流”（Channel flow）提供地震學(xué)觀測證據(jù).

最后，在祁連山脈的27.5～45km深度觀測到的明顯低速異常體可能對應(yīng)于該造山帶下地幔巖漿活動導(dǎo)致的底侵作用（Underplating），表明引起該地區(qū)地殼增厚的主要機制是來自地幔巖漿的底侵作用.根據(jù)這些地震學(xué)觀測證據(jù)，我們推測現(xiàn)今柴達(dá)木盆地和祁連山脈地區(qū)的構(gòu)造運動和隆升過程也就是青藏高原早期的形成模式.因此深入開展該地區(qū)的研究對于認(rèn)識青藏高原早期形成和隆升過程具有重要科學(xué)意義.

致謝 作者向參與北京大學(xué)流動地震臺陣的架設(shè)、數(shù)據(jù)采集工作的北京大學(xué)“地震大地構(gòu)造學(xué)研究小組”的同學(xué)和老師表示衷心的感謝.感謝中國地震局地球物理研究所“國家數(shù)字測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心”為本研究提供地震波形數(shù)據(jù).

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