青藏高原東緣巖石圈及軟流圈結(jié)構(gòu)

范　軍, 朱介壽, 江曉濤, 吳　朋, 楊宜海

(1.成都理工大學(xué) 地球物理學(xué)院, 成都 610059; 2.四川省地震局，成都 610041)

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青藏高原東緣巖石圈及軟流圈結(jié)構(gòu)

范軍1,2, 朱介壽1, 江曉濤1, 吳朋2, 楊宜海1

(1.成都理工大學(xué) 地球物理學(xué)院, 成都 610059; 2.四川省地震局，成都 610041)

[摘要]青藏高原東緣巖石圈及軟流圈結(jié)構(gòu)的研究是認識該區(qū)域地殼上地幔的構(gòu)造形變及高原內(nèi)部物質(zhì)向東運移的重要手段。通過搜集四川區(qū)域數(shù)字地震臺站和野外臨時地震臺站記錄的觀測資料，采用接收函數(shù)共轉(zhuǎn)換點(CCP)偏移疊加成像方法對青藏高原東緣深部結(jié)構(gòu)研究。研究結(jié)果揭示：青藏高原東緣的地殼厚度比四川盆地的地殼厚度大10～20 km；在青藏高原東緣與四川盆地的過渡地帶，莫霍面處存在大幅度的垂向錯斷和變形。從青藏高原東緣到四川盆地，巖石圈與軟流圈分界面(LAB)顯示出深度逐步增加、410 km間斷面深度則有變淺的趨勢。在地殼的下界面和LAB界面間以及LAB界面與410 km間斷面間也存在多條不連續(xù)的分層。青藏高原東緣和四川盆地的LAB界面的下方都有明顯的低速層分布，但它們之間存在差別，四川盆地的LAB界面的下方低速層分布較為完整，而青藏高原東緣LAB界面下方的低速層分布中可見離散的高速塊體分布。青藏高原東緣與四川盆地深部結(jié)構(gòu)的明顯差異，體現(xiàn)了該地區(qū)的深部地球動力學(xué)背景的復(fù)雜性。

[關(guān)鍵詞]青藏高原東緣；接收函數(shù)；共轉(zhuǎn)換點偏移疊加；巖石圈；軟流圈

地質(zhì)學(xué)家在對地球內(nèi)部的認識過程中，其認知的對象也從地表、地殼向地球更深處的地幔乃至地核深入。巖石圈及軟流圈的研究是認識地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的重要內(nèi)容，其研究結(jié)果對地球的物質(zhì)成分及地殼上地幔內(nèi)部物質(zhì)的運動形式的認識具有十分重要的意義。

近年來，許多學(xué)者對青藏高原東緣的地球深部結(jié)構(gòu)及動力學(xué)背景進行了研究，特別是在該地區(qū)內(nèi)的龍門山斷裂帶上相繼發(fā)生汶川8.0和蘆山7.0地震后，其研究工作更是得到了深入和發(fā)展。張忠杰等對青藏高原深部物質(zhì)逃逸流與四川盆地間相互作用進行了研究[1]；朱介壽利用面波層析成像、跨龍門山的被動源地震觀測、爆破地震剖面的結(jié)果對汶川地震的巖石圈深部結(jié)構(gòu)與動力學(xué)特征進行研究[2]；沈旭章等用遠震接收函數(shù)方法對青藏高原東北緣地殼及上地幔結(jié)構(gòu)進行研究[3]，并進一步采用S波接收函數(shù)成像方法研究了該地區(qū)地殼及上地幔間斷面分布和特征[4]；滕吉文等運用龍門山斷裂帶、松潘-甘孜塊體和四川盆地內(nèi)的爆破地震測深以及天然地震層析成像、接收函數(shù)與面波頻散反演研究，探討了汶川8.0級大地震的發(fā)生與巖石圈精細速度結(jié)構(gòu)和動力機制[5]；沈旭章采用聯(lián)合P波和S波遠震接收函數(shù)偏移成像結(jié)果，對蘆山7.0地震和汶川8.0地震震源區(qū)地殼巖石圈變形特征進行分析研究[6]。

遠源地震波不僅攜帶了接收區(qū)的介質(zhì)響應(yīng)信息，而且包含了震源和傳播路徑等的影響。通過消除這些因素而分離得到接收區(qū)的介質(zhì)響應(yīng)，就是提取接收函數(shù)的過程。遠震接收函數(shù)包含了接收區(qū)下方地殼及上地幔內(nèi)速度不連續(xù)面產(chǎn)生的PS轉(zhuǎn)換波及其多次波信號[7]。通過接收函數(shù)波形內(nèi)的這些震相來研究地殼上地幔的速度結(jié)構(gòu)，近年來已成為一種常規(guī)方法。

本文搜集了60個四川區(qū)域數(shù)字地震臺站和成都理工大學(xué)通過獨立觀測或國際合作部署的62個寬頻帶流動地震臺站的地震觀測資料，用接收函數(shù)方法對上述臺站的遠震P波數(shù)據(jù)提取接收函數(shù)，采用CCP偏移疊加成像方法，對青藏高原東緣和四川盆地，特別是龍門山地區(qū)莫霍面分布、地殼至巖石圈上地幔速度結(jié)構(gòu)的精細成像，得到了研究區(qū)域的地殼上地幔及巖石圈分布和形態(tài)，從而對地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)和動力學(xué)過程進行研究。

1地質(zhì)構(gòu)造背景

青藏高原素有“世界屋脊”和“第三極”之稱，往北，特別是往東地勢急劇下降，這種地貌分布特征與青藏高原在新生代強烈隆升有關(guān)。受印度板塊運動推擠和歐亞板塊的阻擋，形成了許許多多新的斷裂構(gòu)造，并控制了高大山脈的走向。實際地震觀測顯示，頻繁的大地震常發(fā)生在青藏高原東緣及附近區(qū)域。眾多斷裂帶分布在青藏高原東緣的區(qū)域內(nèi)，如龍門山、鮮水河、安寧河、馬邊-滎經(jīng)斷裂活動帶等，是顯著的地殼厚度和重力梯度帶[8,9]。圖1為研究區(qū)斷裂構(gòu)造與地震分布圖。

青藏高原東緣地處持續(xù)抬升的高原板塊與穩(wěn)定的華南地塊相互作用的前沿地區(qū)，長期以來一直是地質(zhì)學(xué)家研究的熱點地區(qū)。研究區(qū)內(nèi)的川西地區(qū)是活動的川滇、松潘-甘孜塊體與四川盆地的交界處，其地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜，結(jié)構(gòu)變形巨大，大地震頻發(fā)[10]。

由于受到上新世至第四紀(jì)期間左旋運動的斷層影響，青藏高原東緣的深部結(jié)構(gòu)變形一直在持續(xù)，這些斷層的影響范圍從地表的地形地貌向下可深入到地殼上層的老構(gòu)造[10,11]。Burchficl、Royden和Clark等研究了青藏高原的下地殼的黏滯性層流，認為在下地殼物質(zhì)向東流動時，受到相對剛性的四川盆地阻擋，地殼流上升引起上地殼變形及地表隆升，并對其進行了模擬[12-14]。研究區(qū)內(nèi)高程劇烈變化的地形，被看作是受到高原內(nèi)部軟弱的地殼物質(zhì)向東運移而在青藏高原東緣內(nèi)部聚集，從而形成了該地區(qū)地殼增厚的結(jié)果[15-18]。

圖1　青藏高原東緣斷裂構(gòu)造與地震分布圖Fig.1　The fanlted structure on the eastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau and distribution of earthquakes

2資料選取

本文選取四川數(shù)字地震臺網(wǎng)的60個寬頻帶區(qū)域數(shù)字地震臺站和成都理工大學(xué)通過獨立觀測或國際合作部署的62個寬頻帶流動地震臺站(圖2)的地震觀測資料，用接收函數(shù)方法對上述臺站的遠震P波數(shù)據(jù)提取接收函數(shù)，對設(shè)計的AA’、BB’和CC’ 3條剖面(圖2)采用CCP偏移疊加成像方法，進行地殼上地幔結(jié)構(gòu)成像，以期得到地下深部速度結(jié)構(gòu)。

本文從這122個區(qū)域數(shù)字地震臺和流動地震臺的寬頻帶地震臺的340次遠震記錄中，選取震中距在30°～90°、震級>5.5級的臺站波形資料，挑選并抽取出具有清晰波形記錄及射線分布均勻的遠震220次的記錄數(shù)據(jù)，用于 P波接收函數(shù)的提取計算、接收函數(shù)的地下深部速度結(jié)構(gòu)反演和成像。圖3為遠震震中分布。

3遠震接收函數(shù)CCP偏移疊加成像

遠震接收函數(shù)共轉(zhuǎn)換點(CCP)偏移疊加成像技術(shù)是由Zhu的共反射點疊加(CMP)方法發(fā)展而來的[19]。通過速度模型計算射線路徑，并將接收函數(shù)的振幅轉(zhuǎn)換為不同深度界面下的PS轉(zhuǎn)換波，隨后對接收函數(shù)作時間-深度域上的轉(zhuǎn)換并校正入射角，振幅會在各深度上重新分布。對剖面上的各臺站下方按深度分段，并在各層內(nèi)選取共轉(zhuǎn)換點和像素點。在對選取的共轉(zhuǎn)換點進行疊加的時候，疊加該點附近共轉(zhuǎn)換點單元內(nèi)所有點的振幅，并將疊加后的振幅值賦給該轉(zhuǎn)換點附近所有像素點的范圍。如此疊加之后生成的即共轉(zhuǎn)換點成像結(jié)果，它直觀地給出了剖面下方的地下介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)的分布。本文所設(shè)定共轉(zhuǎn)換點單元是由菲涅耳帶半徑加平滑長度所決定的[20]。

當(dāng)遠震P波在傳播過程中遭遇速度不連續(xù)界面時，就會轉(zhuǎn)換為S波(圖4)，在其徑向方向匯聚了轉(zhuǎn)換波的優(yōu)勢能量。遠源地震波信號主要處在低頻段，可以去除地殼非均勻結(jié)構(gòu)中細小尺度的影響。通過對同一臺站記錄的各接收函數(shù)波形進行疊加平均，也可以有效消除地殼橫向非均勻性的影響。

首先根據(jù)速度模型進行射線參數(shù)和追蹤計算，得到接收點至每一深度內(nèi)轉(zhuǎn)換點的轉(zhuǎn)化波(PS波)的到時差tPS(p), 如公式(1)。把公式(1)中水平慢度的值設(shè)置為零，可得到接收點至其在地表投影點的到時差tPS(0)。通過公式(2)可計算得到接收函數(shù)轉(zhuǎn)換震相與P波直達波的到時差。最后可以通過公式(1)和(2)得到研究區(qū)內(nèi)各深度內(nèi)網(wǎng)格點的相對到時差ΔtPS(p)。

圖2　臺站分布及剖面位置圖Fig.2　Station distribution and profile location map

圖3　遠震震中分布圖Fig.3　Teleseismic epicenter distribution

圖4　轉(zhuǎn)換波示意圖Fig.4　Converted wave diagram

(1)

式中:D表示P波到S波轉(zhuǎn)化的深度;vP、vS分別為P波和S波的速度。

ΔtPS(p)=tPS(p)-tPS(0)

(2)

其次，在能量疊加計算時，我們還要考慮高斯權(quán)重因子w的影響。

w=exp(-x2/a2)

(3)

其中：x代表轉(zhuǎn)換點到任意設(shè)定深度位置網(wǎng)格點的距離;a代表高斯寬度的設(shè)定值。

通過以上計算我們可以得到設(shè)定區(qū)域內(nèi)各網(wǎng)格點內(nèi)的能量分布。在實際的地球內(nèi)部，能量會在速度不連續(xù)面附近聚集。因而通過接收函數(shù)的CCP偏移疊加，可以研究地球內(nèi)部速度不連續(xù)面的分布及變化狀態(tài)。

4結(jié)果及分析

本文采用前述的接收函數(shù)CCP偏移疊加成像方法，對研究區(qū)設(shè)定的3條剖面AA’、BB’和CC’分別進行成像計算，得到了深度為450 km的CCP疊加成像結(jié)果剖面(圖5)，剖面AA’呈現(xiàn)了接收函數(shù)CCP疊加成像的宣漢-巴塘剖面的結(jié)果，剖面BB’顯示了接收函數(shù)反演的若爾蓋-瀘州CCP疊加成像結(jié)果，剖面CC’顯示了接收函數(shù)反演的鄉(xiāng)城-廣安CCP疊加成像結(jié)果。

圖5　450 km深度的CCP疊加成像結(jié)果剖面Fig.5　450 km depth profile of CCP stacking results

圖5顯示出清晰的莫霍面、巖石圈與軟流圈分界面(LAB)和410 km間斷面，圖中同時也顯示出地殼下界面與巖石圈底部間斷面間以及410 km間斷面之間存在的一些不連續(xù)的間斷面分布。

地殼厚度在青藏高原東緣約為55～65 km，而在四川盆地約為35～45 km。四川盆地與青藏高原東緣的過渡地帶，尤其在龍門山斷裂帶地區(qū)，莫霍面處存在大幅度的垂向錯斷，其幅度可達10～20 km，在青藏高原東緣中地殼內(nèi)存在不連續(xù)的低速層分布。

巖石圈與軟流圈分界面顯示從青藏高原東緣到四川盆地巖石圈厚度逐步增深的分布特性，在高原地區(qū)巖石圈厚度是80～100 km，高原與盆地的過渡地帶下面為100～110 km，在四川盆地巖石圈厚度增加至120～150 km。

410 km間斷面成像結(jié)果顯示，該間斷面從四川盆地到青藏高原厚度有輕微增深趨勢的分布特性，在四川盆地厚度約為400 km，而在松潘甘孜厚度約為420 km。圖中還顯示，在地殼的下界面和巖石圈底界面間的上地幔部分以及巖石圈與軟流圈分界面與410 km間斷面間，存在多條不連續(xù)的分層。

綜合AA’、BB’和CC’ 3條剖面圖我們還發(fā)現(xiàn)，在青藏高原和四川盆地的巖石圈與軟流圈分界面的下方，有明顯的低速層分布；但它們之間是存在差別的，四川盆地的巖石圈與軟流圈分界面的下方低速層分布較為完整；在青藏高原巖石圈與軟流圈分界面的下方的低速層中可見離散的高速塊體分布。

5討論與結(jié)論

巖石圈及軟流圈的研究是研究地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的重要內(nèi)容，其研究結(jié)果對地球的物質(zhì)組成成分及內(nèi)部物質(zhì)的運動形式的認識都具有十分重要的意義。

接收函數(shù)CCP偏移疊加成像方法，對研究區(qū)內(nèi)設(shè)定的剖面進行CCP疊加成像，得到了各剖面清晰的莫霍面、LAB界面和410 km間斷面，同時還顯示出地殼下界面與巖石圈底部間斷面間以及410 km間斷面之間存在的一些不連續(xù)的間斷面分布。

青藏高原東緣地殼厚度為60±5 km，區(qū)內(nèi)分布有并不是處處存在的中地殼低速層；在四川盆地地殼厚度為40±5km，區(qū)內(nèi)不存在低速層。四川盆地與青藏高原東緣的過渡地帶，尤其在龍門山斷裂帶地區(qū)，Moho界面處存在大幅度的豎直方向錯斷，其幅度可達10～20 km。

LAB界面從青藏高原東緣到四川盆地巖石圈逐步增深的分布特性，在青藏高原東緣巖石圈深度約為80～100 km，龍門山斷裂帶下約為110～120 km，而在四川盆地巖石圈深度大約增加至130～150 km，這與Zhang和沈旭章的結(jié)論基本一致[1,6]。410 km間斷面從四川盆地到青藏高原厚度有輕微增大的趨勢，在四川盆地厚度約為400 km，而在青藏高原厚度約為420 km。在地殼的下界面和巖石圈底界面間的上地幔部分和巖石圈與軟流圈分界面(LAB)與410間斷面間都存在多條不連續(xù)的分層。

在青藏高原東緣和四川盆地的LAB界面的下方，顯示出具有差別的低速層分布；四川盆地的LAB界面下方低速層分布較為完整，在青藏高原東緣LAB界面的下方的低速層分布中可見離散的高速塊體分布。說明在高原地區(qū)由于地殼的增厚作用，少部分的上地慢物質(zhì)可能進入軟流圈的頂部，而在四川盆地中沒有發(fā)現(xiàn)此種現(xiàn)象。

滕吉文等認為，處于各塊體交界及耦合地帶的龍門山斷裂帶，具有非常復(fù)雜的深部結(jié)構(gòu)。該斷裂帶的地表處，是向西傾斜的上沖斷層，而在斷裂帶內(nèi)部低速層是物質(zhì)運移的滑脫面。相對軟弱的松潘-甘孜地塊在龍門山地帶被堅硬的四川盆地阻隔，導(dǎo)致龍門山造山帶以北地帶地殼相對增厚，且地殼速度偏低[1,5]。沈旭章的研究表明，地處青藏高原與華南地塊交界處的龍門山斷裂帶，莫霍面和巖石圈界面(LAB)呈現(xiàn)出強烈變形，地殼也顯示出下陷和錯斷，巖石圈表現(xiàn)為凹變形的特征；并由此推測蘆山地震和汶川地震發(fā)生的地球動力學(xué)的深部背景可能是由該地區(qū)地殼和巖石圈變形的高應(yīng)力積累的反應(yīng)[6]。

總體上看，其結(jié)構(gòu)特征以重力梯度帶和地貌差異明顯地區(qū)為界，青藏高原和四川盆地的巖石圈結(jié)構(gòu)存在差異。受青藏高原向東、東南推移和相對穩(wěn)定的四川盆地阻擋的影響，青藏高原東緣的地殼上地幔增深增厚，表現(xiàn)為莫霍面和巖石圈的變形及高聳的地貌，并形成多條深大斷裂帶；在青藏高原東緣，主要表現(xiàn)為上沖型的龍門山斷裂帶位于其北部區(qū)域，而主要表現(xiàn)為走滑型的鮮水河斷裂帶、安寧河斷裂帶及小江斷裂帶則位于其中南部區(qū)域，這與該地區(qū)的構(gòu)造變形和應(yīng)力場分布相一致。

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[第一作者] 黃俊革(1966-),男,博士,教授,研究方向：地球物理數(shù)值模擬、土木工程監(jiān)測, E-mail:hjg@sit.edu.cn。

Lithosphere and asthenosphere structure on

eastern margin of Qinghai-Tibet Plateau in China

FAN Jun1,2, ZHU Jie-shou1, JIANG Xiao-tao1, WU Peng2, YANG Yi-hai1

1.CollegeofGeophysics,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China;

2.EarthquakeAdministrationofSichuanProvince,Chengdu610041,China

Abstract:Study the structure of the lithosphere and the asthenosphere on the eastern margin of Qinghai-Tibet Plateau is the basis to recognize the tectonic deformation and the movement form of the internal materials in the crust and the upper mantle. Using the earthquake observation data of the Sichuan Digital Seismic Network and the mobile broadband seismic stations, and the receiver function common conversion point (CCP) migration stack imaging method, this paper studies the deep structure on the east margin of Qinghai-Tibet Plateau. The results show that the thickness of the crust on the eastern margin of Qinghai-Tibet Plateau is deeper than that of Sichuan Basin, about 10～20 km. In the transition zone on the eastern margin of Qinghai-Tibet Plateau and Sichuan Basin, at the Moho interface there exists large vertical offsets and deformation. The lithosphere and asthenosphere boundary (LAB) discontinuity presents the deepening of the depth gradually, and 410 km discontinuity depth also has the trend of decreasing the depth from Sichuan Basin to Qinghai-Tibet Plateau. There are multiple discrete layers tilt to the west between the lower crust discontinuity and LAB discontinuity. And there are also multiple discrete layers between LAB discontinuity and 410 km discontinuity, but the extent of tilt to the west is less. Sichuan Basin and the east margin of Qinghai-Tibet Plateau beneath LAB discontinuity present the low-velocity layer distribution obviously, but there is a difference between them. The low-velocity layer distribution in Sichuan Basin is relatively complete, but on the east margin of Qinghai-Tibet Plateau, there is the discrete high-velocity block distribution in the low-velocity layer. The distinct difference in the deep structure of the eastern margin of Qinghai-Tibet Plateau and Sichuan Basin reflects the complexity of the deep geodynamic background in this region.

Key words:east margin of Qinghai-Tibet Plateau; receiver function; common conversion point (CCP); migration stack; lithosphere; asthenosphere

[基金項目]中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查工作項目(1212011120196)。

[收稿日期]2014-07-06。

[文章編號]1671-9727(2015)06-0753-09

DOI:10.3969/j.issn.1671-9727.2015.06.14

[文獻標(biāo)志碼][分類號] P542.5; P631.44 A