通過接收函數(shù)和瑞利波聯(lián)合反演揭示青藏高原東南緣兩個(gè)殼內(nèi)低速通道

Xuewei Bao　Xiaoxiao Sun　Mingjie Xu　David W.Eaton　Xiaodong Song　Liangshu Wang　Zhifeng Ding　Ning Mi　Hua Li　Dayong Yu　Zhouchuan Huang　Pan Wang

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通過接收函數(shù)和瑞利波聯(lián)合反演揭示青藏高原東南緣兩個(gè)殼內(nèi)低速通道

Xuewei BaoXiaoxiao SunMingjie XuDavid W.EatonXiaodong SongLiangshu WangZhifeng DingNing MiHua LiDayong YuZhouchuan HuangPan Wang

摘要目前解釋青藏高原東緣的生長與擴(kuò)張有諸多動力學(xué)模型，如：剛性塊體擠出模型、連續(xù)變形和中下地殼流模型。由于受到巖石層結(jié)構(gòu)模型分辨率的限制，青藏高原演化和變形的動力學(xué)過程仍不清楚。我們利用最新布設(shè)在青藏高原東南緣的地震臺陣，通過接收函數(shù)和瑞利波聯(lián)合反演得到了該區(qū)高分辨率三維巖石層橫波速度模型，更好地揭示了殼內(nèi)低速帶(LVZ)分布特征。我們的速度模型顯示研究區(qū)殼內(nèi)存在兩個(gè)低速通道，這兩個(gè)低速通道邊界與該區(qū)主要走滑斷裂相對應(yīng)，且沿著東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)順時(shí)針分布，這與該區(qū)地殼物質(zhì)順時(shí)針運(yùn)動模式比較一致。此外，我們觀測到該區(qū)域主要大地震分布在這兩個(gè)低速通道邊界區(qū)域。據(jù)此，我們提出塑性流動和剪切變形在青藏高原的隆升和變形過程中都起了重要作用。

關(guān)鍵詞青藏高原低速帶地殼流瑞利波接收函數(shù)聯(lián)合反演

0引言

新生代印度—?dú)W亞板塊碰撞導(dǎo)致了青藏高原(TP)的隆升、地殼縮短與增厚(Harrisonetal，1992；Hubbard and Shaw，2009；Molnar and Tapponnier，1975；Roydenetal，2008；Tapponnieretal，2001；Yin and Harrison，2000)。不同學(xué)者提出了諸多模型用以解釋青藏高原東緣的變形特征，例如：(1)剛性塊體擠出模型，變形主要集中在塊體邊界走滑斷裂上(Molnar and Tapponnier，1975；Tapponnieretal，1982，2001)；(2)連續(xù)變形模式，認(rèn)為大陸變形是連續(xù)分布的(England and Houseman，1986；Yang and Liu，2013)；(3)中下地殼流模型(Clark and Royden，2000；Roydenetal，1997；Shenetal，2001)。受研究方法和數(shù)據(jù)分辨率限制，青藏高原生長和變形機(jī)制尚不清楚。因此，究竟哪種模型最適合描述青藏高原東緣巖石層變形，目前尚無統(tǒng)一認(rèn)識。

我們的研究區(qū)域(圖1中白色線框)是研究青藏高原運(yùn)動學(xué)和動力學(xué)的理想?yún)^(qū)域(Copley，2008)。該研究區(qū)被怒江斷裂(NJF)、金沙江—紅河斷裂(JSJF-RRF)和安寧河—?jiǎng)t木河—小江斷裂(ANHF-ZMHF-XJF)劃分為4個(gè)主要塊體(圖2)：滇緬泰塊體(YMTB)、印支塊體(ICB)、川滇菱形塊體(SYDB)和華南地塊(SCB)。小金河斷裂(XJHF)將川滇菱形塊體分為南北兩部分。先前的研究表明青藏高原東南緣低速區(qū)可能在深部被該區(qū)斷層截?cái)?Chenetal，2014；Huangetal，2002；Wangetal，2003；Yaoetal，2008，2010)。由于空間分辨率不足或限于先前巖石層結(jié)構(gòu)模型的地理范圍，青藏高原東南緣低速區(qū)與斷層之間的關(guān)系仍不十分清楚。

全球定位系統(tǒng)速度場(相對于華南地塊)顯示川滇菱形塊體沿著東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)發(fā)生順時(shí)針旋轉(zhuǎn)(圖1)，表明因印度—?dú)W亞板塊碰撞，青藏高原地殼物質(zhì)向東南擠出(Ganetal，2007；Shenetal，2005；Zhangetal，2004)。但全球定位系統(tǒng)速度場為什么會在26°N附近改變方向(由向南變?yōu)橄蛭髂?，到了更南邊全球定位系統(tǒng)速度方向甚至變?yōu)橄蛭?？目前并沒有很好的解釋。由于各個(gè)塊體間復(fù)雜的構(gòu)造運(yùn)動，研究區(qū)內(nèi)地震事件發(fā)生相對頻繁。大多數(shù)地震事件沿著研究區(qū)主要斷層發(fā)生，震源機(jī)制解以走滑斷裂為主(圖1)。自1970年代以來，有8個(gè)大地震(震級≥7.0)發(fā)生在該區(qū)域。如近年來，2014年8月3日魯?shù)榘l(fā)生6.5級地震，造成了巨大的傷亡和損失。對地震活動性和地殼運(yùn)動的進(jìn)一步理解需要我們對深部地殼結(jié)構(gòu)有更深的認(rèn)識。

圖1　青藏高原東南緣及其周邊地形和研究區(qū)位置(白色線框)。綠色箭頭代表該區(qū)相對于華南地塊全球定位系統(tǒng)速度場(Shen et al，2005)；沙灘球代表該區(qū)的震源機(jī)制解(該圖的彩色解釋，讀者可以參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

圖2　(a)研究區(qū)構(gòu)造背景：綠色實(shí)線代表塊體邊界；黑色實(shí)線代表該區(qū)主要斷裂。YMTB：滇緬泰塊體；ICB：印支塊體；SYDB：川滇菱形塊體；SCB：華南地塊；SB：四川盆地；SM：思茅盆地；CX：楚雄盆地；NJF：怒江斷裂；LCJF：瀾滄江斷裂；JSJF：金沙江斷裂；RRF：紅河斷裂；LTF：理塘斷裂；XJHF：小金河斷裂；DLF：大理斷裂；CHF：程海斷裂；LZJF：綠汁江斷裂；CTF：楚雄—通海斷裂；XJF：小江斷裂；ZMHF：則木河斷裂；ANHF：安寧河斷裂；SMF：石棉斷裂；RLF：瑞麗—龍陵斷裂；NTHF：南汀河斷裂；WLSF：無量山斷裂；QJF：曲江斷裂。(b)臺站分布圖(三角形)?；疑切伪硎驹趫DS4(詳見原文附錄)中沿25°N描繪接收函數(shù)剖面所用的臺站(該圖的彩色解釋，讀者可以參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

本文通過P波接收函數(shù)和瑞利波相速度以及群速度聯(lián)合反演，研究青藏高原東南緣的低速區(qū)分布特征。利用青藏高原東南緣最新布設(shè)的密集臺陣，我們試圖獲得研究區(qū)高分辨率地殼和上地幔剪切波三維速度結(jié)構(gòu)。低速區(qū)經(jīng)常被視為因流體或部分熔融而形成的軟弱區(qū)，因此我們會著重關(guān)注殼內(nèi)低速區(qū)的詳細(xì)分布特征以及它們之間的連通性(Liuetal，2014；Nelsonetal，1996；Unsworthetal，2005；Weietal，2001)。我們模型的顯著特征包括：(1)中下地殼存在兩個(gè)低速通道。這兩個(gè)低速通道繞東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)呈順時(shí)針分布，與全球定位系統(tǒng)顯示的該區(qū)地殼運(yùn)動模式較對應(yīng)；(2)這兩個(gè)低速通道邊界與該區(qū)主要走滑斷裂對應(yīng)，且該區(qū)主要大地震沿著低速通道邊界分布。我們的結(jié)果為青藏高原東南緣的變形和地震活動性提供了新的視野。

1數(shù)據(jù)

我們使用了兩組獨(dú)立數(shù)據(jù)：P波接收函數(shù)及瑞利波相速度和群速度。接收函數(shù)由中國地震科學(xué)探測臺站項(xiàng)目位于青藏高原東南緣的300多個(gè)寬頻帶流動臺站(圖2b)，在2011年8月至2012年8月期間記錄的遠(yuǎn)震P波波形數(shù)據(jù)計(jì)算獲得(Ding and Wu，2013)。這些臺站由中國地震局和南京大學(xué)在2010年9月布設(shè)，臺站平均間距約為35km。每個(gè)臺站由一個(gè)Guralp CMG-40或一個(gè)CMG-3ESP地震檢波器和一個(gè)Reftek 130數(shù)據(jù)采集系統(tǒng)組成。瑞利波相速度和群速度數(shù)據(jù)(周期范圍為10～70s)來源于中國大陸噪聲成像，此研究工作利用了1 000多個(gè)地震臺站，包括最近更新的中國區(qū)域地震臺網(wǎng)和幾個(gè)青藏高原地區(qū)大陸巖石層臺陣地震研究計(jì)劃(PASSCAL)的流動臺陣，成像結(jié)果在青藏高原東南緣分辨率達(dá)到1°(Baoetal，2015)。圖S1(詳見原文附錄)展示了幾個(gè)代表性瑞利波相速度圖以及兩個(gè)瑞利波頻散數(shù)據(jù)反演的剪切波速度剖面(分別沿著25°N和26°N)。

2方法

2.1接收函數(shù)

我們共收集到震級≥5，震中距30°～90°，具有高信噪比的545個(gè)地震事件(圖3)，采用時(shí)間域迭代反褶積方法(Ligorria and Ammon，1999)計(jì)算接收函數(shù)。計(jì)算中利用高斯低通濾波去除高頻噪聲，對每個(gè)地震事件，我們設(shè)高斯系數(shù)為2.0(對應(yīng)拐角頻率1Hz)。為確保接收函數(shù)的可靠性，我們使用Funclab軟件(Eagar and Fouch，2012)對每個(gè)臺站所有接收函數(shù)逐一挑選，舍棄波形質(zhì)量差的事件，共得到10 702個(gè)徑向接收函數(shù)。圖S2～3(詳見原文附錄)分別顯示了臺站53065以及53156徑向和切向接收函數(shù)。圖S4(詳見原文附錄)顯示了沿25°N徑向接收函數(shù)剖面，大多數(shù)臺站Pms轉(zhuǎn)換波清晰可見，在臺站52048以西可觀測到強(qiáng)的殼內(nèi)負(fù)震相。本文我們只利用徑向接收函數(shù)獲取各向同性速度結(jié)構(gòu)，雖然切向接收函數(shù)上的能量有可能表明研究區(qū)有著復(fù)雜的構(gòu)造結(jié)構(gòu)(如方位各向異性或傾斜界面)(圖S2～3，詳見原文附錄)。

圖3　地震事件震中分布。紅色實(shí)心圓代表地震事件；綠色三角代表臺陣中心(該圖的彩色解釋，讀者可以參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

2.2聯(lián)合反演

接收函數(shù)和面波聯(lián)合反演已成為獲取剪切波速度結(jié)構(gòu)的有效方法(Gilliganetal，2014；Julietal，2000；Lawrence and Wiens，2004；Liuetal，2014；Shenetal，2013；Sosaetal，2014；Xuetal，2013b)。本文以AK135為初始模型(Kennettetal，1995)，利用線性聯(lián)合反演方法(Herrmann and Ammon，2002；Julietal，2000)獲得青藏高原東南緣地殼和上地幔剪切波速度結(jié)構(gòu)。接收函數(shù)對速度界面比較敏感，而瑞利波頻散曲線可以約束平均速度(Baoetal，2011b；Julietal，2000)，因此二者聯(lián)合反演可以更好地約束剪切波速度結(jié)構(gòu)(圖S5，詳見原文附錄)。通過聯(lián)合反演這兩組數(shù)據(jù)，我們期望獲得青藏高原東南緣更好的剪切波速度結(jié)構(gòu)，利用瑞利波約束大尺度背景速度，接收函數(shù)約束小尺度速度變化。分辨率測試顯示聯(lián)合反演分辨率大概為2km，誤差小于0.05km/s(圖S5，詳見原文附錄)。結(jié)果模型對初始模型依賴性較小是聯(lián)合反演的另一優(yōu)勢(Julietal，2000)。

通常每個(gè)臺站有很多接收函數(shù)，那么聯(lián)合反演有兩種方法，且兩種方法反演結(jié)果類似。第一種方法是獲取一個(gè)速度模型擬合所有接收函數(shù)(Sunetal，2014)；第二種方法先將各臺站所有接收函數(shù)分別疊加再進(jìn)行聯(lián)合反演(Liuetal，2014)。本文采用第二種方法聯(lián)合反演以節(jié)約計(jì)算時(shí)間。此外，我們利用自助法(Efron and Tibshirani，1991)估計(jì)聯(lián)合反演速度模型誤差，如果臺站有N個(gè)接收函數(shù)，則從這N個(gè)接收函數(shù)中隨機(jī)抽取1.5*N個(gè)接收函數(shù)并進(jìn)行疊加。重復(fù)操作500次得到500個(gè)疊加的接收函數(shù)，分別對這500個(gè)接收函數(shù)和瑞利波頻散數(shù)據(jù)聯(lián)合反演得到500個(gè)剪切波速度模型。測試結(jié)果顯示了聯(lián)合反演的穩(wěn)定性，速度模型誤差在0.05km/s范圍內(nèi)(圖S6，詳見原文附錄)。

圖4　(a)臺站51048反演的剪切波速度結(jié)構(gòu)。(b)接收函數(shù)擬合：黑色曲線為實(shí)際觀測接收函數(shù)；藍(lán)色曲線為反演模型的理論接收函數(shù)。(c)瑞利波相速度和群速度擬合：黑點(diǎn)為實(shí)際相速度；藍(lán)點(diǎn)為理論相速度；黑色三角為實(shí)際群速度；藍(lán)色三角為理論群速度(該圖的彩色解釋，讀者可以參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

圖5　接收函數(shù)和瑞利波聯(lián)合反演的莫霍面深度。黑色三角代表騰沖火山；紅色短棒代表橫波分裂結(jié)果(Lev et al，2006；Sol et al，2007；Wang et al，2008)；短棒方向和長度分別代表快波方向和延遲時(shí)間(該圖的彩色解釋，讀者可以參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

我們將垂向速度梯度局部最大且S波速度在下地殼和上地幔波速之間(如3.8～4.3km/s)的速度界面視為莫霍面。圖4顯示了臺站51048聯(lián)合反演的結(jié)果，從圖4a中可見殼內(nèi)存在低速，圖4b，c顯示接收函數(shù)和瑞利波頻散都擬合得很好。補(bǔ)充材料中有更多聯(lián)合反演結(jié)果實(shí)例(圖S7～9，詳見原文附錄)。

為了說明聯(lián)合反演的可靠性，我們做了正演測試。將聯(lián)合反演得到的S波速度模型作為初始模型，計(jì)算接收函數(shù)和瑞利波群速度以及相速度，并進(jìn)行聯(lián)合反演S波速度。圖S10(詳見原文附錄)顯示結(jié)果模型較好，與初始模型只存在微小差別。

3結(jié)果

聯(lián)合反演結(jié)果顯示青藏高原東南緣地殼厚度和S波速度結(jié)構(gòu)均存在明顯的橫向不均一性。由南到北，莫霍界面由淺(約30km)變深(約60km)(圖5)，與前人研究結(jié)果一致(Lietal，2006；Lietal，2014；Xuetal，2007)。值得注意的是地殼由薄變厚明顯變化的轉(zhuǎn)換帶在26°N附近，這一區(qū)域全球定位系統(tǒng)速度方向(圖1)、橫波分裂快波方向(圖5)及殼內(nèi)低速層走向(圖6)均發(fā)生明顯變化。圖6顯示了3km，15km，21km，31km，41km，52.5km，67.5km和115km深度S波速度變化情況。圖7顯示了幾個(gè)代表性速度剖面(0～100km)，從圖中可以看出低速層分布復(fù)雜，低速層邊界與研究區(qū)主要走滑斷裂對應(yīng)。

圖6顯示不同深度的S波速度分布具有不同特點(diǎn)。在3km深度，四川盆地存在低速異常，與該區(qū)厚的沉積層有關(guān)，而騰沖火山顯示高速特征，可能與近地表火山巖有關(guān)。其他一些低速異?？赡苁窃搮^(qū)小盆地造成的，例如楚雄盆地和思茅盆地。在15km深度，研究區(qū)低速層廣泛分布，并存在一些高速體，這與淺部3km速度分布完全不同。在21km深度，最顯著的特征是兩個(gè)低速帶A和B繞著東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)順時(shí)針分布，這與該區(qū)全球定位系統(tǒng)速度場反映的地殼物質(zhì)流動方向一致(圖1)，其中低速帶A從川滇菱形塊體北邊向南穿過金沙江—紅河斷裂帶進(jìn)入滇緬泰塊體，低速帶B沿著綠汁江斷裂從川滇菱形塊體東南邊向南穿過紅河斷裂進(jìn)入印支塊體。在31km深度，低速帶A和B分別終止于紅河斷裂和楚雄—通海斷裂，斷裂處地殼厚度也發(fā)生明顯變化(圖5)。在41km深度，S波速度結(jié)構(gòu)再次變化，研究區(qū)內(nèi)只存在一個(gè)范圍較大的低速帶，這可能是研究區(qū)北邊地殼較厚造成的(圖5)。在52.5km深度，騰沖火山以及印支塊體下方的低速層可能與上涌的軟流層有關(guān)。在67.5km深度，軟流層相關(guān)低速層出現(xiàn)在滇緬泰塊體、印支塊體和華南地塊下方，這一低速特征在115km深度更加明顯，突出了26°N南北兩側(cè)巖石層結(jié)構(gòu)的差異，北部巖石層厚，南部巖石層薄。該巖石層厚度轉(zhuǎn)換帶與前人的研究結(jié)果一致(An and Shi，2006)，并與橫波分裂快波方向變化一致(北部主要南北向，南部近東西向)(圖5)(Fleschetal，2005；Levetal，2006；Soletal，2007；Wangetal，2008)，表明南北兩邊橫波分裂起因不同，北部主要因?yàn)閹r石層各向異性(Soletal，2007)，而南部為軟流層各向異性。

圖7顯示了6條東西向的地殼厚度分布和S波速度結(jié)構(gòu)剖面。剖面AA′顯示殼內(nèi)存在兩個(gè)不同深度的低速區(qū)A和B，低速區(qū)A在10～20km深度且其東邊界與瀾滄江斷裂對應(yīng)，而低速區(qū)B在20～30km深度且東西邊界分別和小江斷裂和無量山斷裂對應(yīng)。剖面BB′顯示低速區(qū)A和B零星分布，表明低速介質(zhì)之間復(fù)雜的連通關(guān)系。北邊剖面CC′和DD′均顯示兩個(gè)殼內(nèi)低速區(qū)A和B變厚，這與北邊地殼增厚相關(guān)。且低速區(qū)B的西邊界與綠汁江斷裂對應(yīng)，而其東邊界穿過小江斷裂延伸到華南地塊。值得注意的是，剖面CC′顯示殼內(nèi)低速區(qū)東邊界在臺站52048附近(即105°E附近)，沿著25°N剖面的接收函數(shù)(圖S4，詳見原文附錄)顯示臺站52048以西殼內(nèi)存在強(qiáng)負(fù)震相，這可能與殼內(nèi)低速層有關(guān)，說明了我們模型的可靠性。以剖面CC′和DD′為例，比較聯(lián)合反演和瑞利波頻散單獨(dú)反演結(jié)果(圖S1e～f，詳見原文附錄)可以看出，聯(lián)合反演可以更好地約束低速層的分布和莫霍面的特征。剖面EE′顯示了最近在魯?shù)榘l(fā)生的6.5級地震(紅色五角星)位于低速區(qū)B的上方。更北邊剖面FF′顯示低速區(qū)A很厚，從10km一直延伸到40km深度，該低速區(qū)可能與Liu等(2014)在研究區(qū)北邊發(fā)現(xiàn)的低速區(qū)域連通。值得關(guān)注的是研究區(qū)大部分地震(黑色十字)都發(fā)生在殼內(nèi)低速區(qū)A和B的邊界區(qū)域(圖7)。

4青藏高原東南緣變形模式

地殼流模型要求中下地殼強(qiáng)度比上地殼弱幾個(gè)數(shù)量級。該模型可以很好地解釋青藏高原東緣地形變化以及上地殼沒有明顯縮短現(xiàn)象(Clark and Royden，2000；Roydenetal，1997，2008；Shenetal，2001)。諸多地球物理研究成果支持中下地殼軟弱層的存在，例如：殼內(nèi)低速層的存在(Baoetal，2013；Ceylanetal，2012；Fuetal，2010；Lietal，2008；Xuetal，2013a；Xu and Song，2010；Yangetal，2012；Yaoetal，2008)、中下地殼低電阻率(Baietal，2010；Unsworthetal，2005；Weietal，2001)、地殼平均波速比較高(Sunetal，2014；Xuetal，2007)、高熱流值(Huetal，2000)和高衰減(Baoetal，2011；Zhaoetal，2013)等，表明中下地殼存在部分熔融、黏度降低等現(xiàn)象，從而可能造成地殼物質(zhì)的塑性流動。此外，各向異性研究顯示在青藏高原東南緣存在很強(qiáng)的徑向各向異性，進(jìn)一步支持由于地殼塑性流動而造成殼內(nèi)云母和(或)角閃石的水平定向排列(Huangetal，2010；Shapiroetal，2004；Xieetal，2013)。

圖6　3km，15km，21km，31km，41km，52.5km，67.5km和115km深度剪切波速度VS結(jié)構(gòu)。黑色三角代表騰沖火山。(a)剖面AA′-FF′顯示圖7速度剖面位置。(b)紅色空心圓代表1970～2014年地震震中分布，MS>5；紅色五角星代表2014年8月3日魯?shù)榈卣?；P4顯示圖8剖面位置。(c～d)白色虛線代表殼內(nèi)兩個(gè)低速區(qū)A和B的邊界(該圖的彩色解釋，讀者可以參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

圖7　剪切波速度VS剖面(剖面位置見圖6a)。A和B代表殼內(nèi)兩個(gè)低速區(qū)(圖6c，d)。白色曲線代表莫霍界面；黑色十字代表地震事件(圖6b)；EE′剖面中的紅色五角星代表2014年8月3日魯?shù)榈卣稹Ｋ俣绕拭嫔戏綖榈匦螆D(該圖的彩色解釋，讀者可以參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

最近的研究表明青藏高原東南緣可能存在兩個(gè)地殼流動通道(Baietal，2010；Sunetal，2014；Zhaoetal，2013)。Bai等(2010)大地電磁成像結(jié)果顯示了青藏高原殼內(nèi)20～40km深度存在兩個(gè)高電導(dǎo)率通道，并將其解釋為兩個(gè)獨(dú)立的地殼流通道。Zhao等(2013)通過Lg波衰減成像在青藏高原東南緣發(fā)現(xiàn)了兩個(gè)殼內(nèi)高衰減通道，揭示了更加復(fù)雜的地殼流動模式。Sun等(2014)聯(lián)合反演接收函數(shù)和瑞利波群速度，結(jié)果顯示在青藏高原東南緣25°N附近存在兩個(gè)殼內(nèi)剪切波低速區(qū)。Chen等(2014)的噪聲成像結(jié)果也顯示了青藏高原東南緣殼內(nèi)低速層的非連通性。圖8比較了沿著P4剖面(圖6b)電導(dǎo)率(Baietal，2010)、QLg值(Zhaoetal，2013)與本文得到的低速層分布情況。從圖中可以看出，兩個(gè)高電導(dǎo)率層(Baietal，2010)較好地對應(yīng)兩個(gè)低速層，且低速層B與低QLg(高衰減)(Zhaoetal，2013)大致對應(yīng)，可能表明低速層內(nèi)存在部分熔融。但低速層A在另一高衰減帶的東邊，可能是因?yàn)樗p模型在這一區(qū)域的分辨率較低所致。圖8d顯示了附近剖面的地殼平均波速比(VP/VS)分布情況(Sunetal，2014)，小江斷裂西側(cè)波速比較高，小江斷裂以東低速層波速比為正常值，但其仍與高衰減和強(qiáng)徑向各向異性區(qū)對應(yīng)(Xieetal，2013)。

由于先前地震數(shù)據(jù)有限或分辨率較低等局限，青藏高原東南緣整個(gè)區(qū)域殼內(nèi)低速層分布情況，以及低速層與地表運(yùn)動、主要斷裂的關(guān)系尚不十分清楚。青藏高原東南緣密集分布的寬頻帶流動臺站使我們能夠獲得該區(qū)高分辨率巖石層結(jié)構(gòu)。我們的速度模型顯示青藏高原東南緣中下地殼存在兩個(gè)獨(dú)立的低速帶A和B(圖6，7)，這兩個(gè)低速帶繞著東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)順時(shí)針分布，且其邊界與研究區(qū)主要走滑斷裂，如金沙江斷裂、小江斷裂和綠汁江斷裂相對應(yīng)。低速區(qū)A和B對應(yīng)高電導(dǎo)(Baietal，2010)、強(qiáng)衰減(Zhaoetal，2013)和強(qiáng)徑向各向異性(Huangetal，2010；Xieetal，2013)，很可能是殼內(nèi)的軟弱層，在重力勢能作用下發(fā)生塑性流動(Clark and Royden，2000；Copley，2008)。地殼運(yùn)動方向(圖1)與低速帶A和B走向(圖6)的一致性可能表明低速帶對該區(qū)上地殼順時(shí)針旋轉(zhuǎn)有一定的影響。研究區(qū)主要走滑斷裂與低速區(qū)A和B邊界的對應(yīng)關(guān)系可能表明殼內(nèi)低速層的形成與該區(qū)剪切變形有著密切聯(lián)系，一方面，塊體間沿著走滑斷裂相對運(yùn)動產(chǎn)生的剪切熱量，可能降低中下地殼的黏度和地震波速度，從而形成殼內(nèi)低速(Leloupetal，1999)；另一方面，低黏度的低速層也會促進(jìn)上地殼的相對運(yùn)動。因此，我們認(rèn)為塑性流動和剪切變形在青藏高原的隆升和擴(kuò)展過程中都起了重要作用。前人的相關(guān)研究也指出了地殼流動和剪切變形對青藏高原東南緣變形的重要性(Liuetal，2014；Yaoetal，2008，2010)。

研究區(qū)復(fù)雜的地殼不均一性對該區(qū)地震災(zāi)害的理解有著重要意義。地殼塑性流動和剪切變形的聯(lián)合解釋為該區(qū)地震活動性提供了一些新的認(rèn)識。圖7顯示該研究區(qū)內(nèi)絕大多數(shù)地震事件都發(fā)生在低速區(qū)A和B的邊界區(qū)域。這一關(guān)系表明雖然地震事件一般發(fā)生在中上地殼，但中下地殼低速層可能促進(jìn)斷層運(yùn)動而觸發(fā)地震，因此地球深部變形對地震生成也起著重要作用。

圖8　沿P4剖面。(a)地形圖。(b)lg(QLg)與lg(f)的關(guān)系(Zhao et al，2013)。(c)剪切波速度VS結(jié)構(gòu)，其中A和B代表殼內(nèi)兩個(gè)低速區(qū)域，矩形框標(biāo)出了高電導(dǎo)區(qū)域(Bai et al，2010)。(d)沿25°N附近剖面波速比分布(Sun et al，2014)(原圖為彩色圖——譯注)

5結(jié)論

本文通過接收函數(shù)和瑞利波聯(lián)合反演，利用青藏高原東南緣新布設(shè)的密集臺陣，獲得了該區(qū)高分辨率巖石層剪切波速度模型。我們的模型為青藏高原東南緣兩個(gè)低速通道的復(fù)雜分布提供了更好的約束。這兩個(gè)低速通道有以下顯著特征：(1)繞著東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)順時(shí)針分布，與該區(qū)地殼運(yùn)動方向較一致，其邊界與該區(qū)主要走滑斷層對應(yīng)；(2)該區(qū)主要大地震沿著低速通道邊界分布。低速帶分布的新信息為研究青藏高原東南緣變形和地震活動性提供了重要資料。我們認(rèn)為塑性流動和剪切變形在青藏高原的隆升和擴(kuò)展過程中都起了重要作用。

附錄A補(bǔ)充材料

與本文相關(guān)的補(bǔ)充材料可以上網(wǎng)查詢，網(wǎng)址為：http：//dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2015.01.020。

參考文獻(xiàn)

An，M.J.，Shi，Y.L.，2006.Lithospheric thickness of the Chinese continent.Phys.Earth Planet.Inter.159，257-266.

Bai，D.，Unsworth，M.J.，Meju，M.A.，Ma，X.，Teng，J.，Kong，X.，Sun，Y.，Sun，J.，Wang，L.，Jiang，C.，Zhao，C.，Xiao，P.，Liu，M.，2010.Crustal deformation of the eastern Tibe-tan Plateau revealed by magnetotelluric imaging.Nat.Geosci.3，358-362.

Bao，X.，Sandvol，E.，Ni，J.，Hearn，T.，Chen，Y.J.，Shen，Y.，2011a.High resolution regional seismic attenuation tomography in eastern Tibetan Plateau and adjacent regions.Geophys.Res.Lett.38，L16304.

Bao，X.，Song，X.，Li，J.，submitted for publication.High-resolution lithospheric structure beneath Mainland China from ambient noise and earthquake surface-wave tomography.Earth Planet.Sci.Lett.

Bao，X.，Song，X.，Xu，M.，Wang，L.，Sun，X.，Mi，N.，Yu，D.，Li，H.，2013.Crust and upper mantle structure of the North China Craton and the NE Tibetan Plateau and its tectonic implications.Earth Planet.Sci.Lett.369-370，129-137.

Bao，X.，Xu，M.，Wang，L.，Mi，N.，Yu，D.，Li，H.，2011b.Lithospheric structure of the Ordos Block and its boundary areas inferred from Rayleigh wave dispersion.Tectonophysics 499，132-141.

Ceylan，S.，Ni，J.，Chen，J.Y.，Zhang，Q.，Tilmann，F(xiàn).，Sandvol，E.，2012.Fragmented Indian plate and vertically coherent deformation beneath eastern Tibet.J.Geophys.Res.117，B11303.

Chen，M.，Huang，H.，Yao，H.，van der Hilst，R.，Niu，F(xiàn).，2014.Low wave speed zones in the crust beneath SE Tibet revealed by ambient noise adjoint tomography.Geophys.Res.Lett.2013GL058476.

Clark，M.K.，Royden，L.H.，2000.Topographic ooze：building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow.Geology 28，703-706.

Copley，A.，2008.Kinematics and dynamics of the southeastern margin of the Tibetan Plateau.Geophys.J.Int.174，1081-1100.

Ding，Z.，Wu，Z.，2013.Advances of ChinArray program.AGU，San Francisco，CA.Paper presented at 2013 AGU Fall Meeting.

Eagar，K.C.，F(xiàn)ouch，M.J.，2012.FuncLab：a MATLAB Interactive Toolbox for handling receiver function datasets.Seismol.Res.Lett.83，596-603.

Efron，B.，Tibshirani，R.，1991.Statistical data analy-sis in the computer age.Science 253，390-395.

England，P.，Houseman，G.，1986.Finite strain calculations of continental deformation.2.Compa-rison with the India-Asia collision zone.J.Geophys.Res.91，3664-3676.

Flesch，L.，Holt，W.，Silver，P.，Stephenson，M.，Wang，C.，Chan，W.，2005.Constraining the extent of crust-mantle coupling in central Asia using GPS，geologic，and shear wave splitting data.Earth Planet.Sci.Lett.238，248-268.

Fu，Y.V.，Li，A.，Chen，Y.J.，2010.Crustal and upper mantle structure of southeast Tibet from Rayleigh wave tomography.J.Geophys.Res.115，B12323.

Gan，W.，Zhang，P.，Shen，Z.-K.，Niu，Z.，Wang，M.，Wan，Y.，Zhou，D.，Cheng，J.，2007.Pre-sent-day crustal motion within the Tibetan Pla-teau inferred from GPS measurements.J.Geophys.Res.112，B08416.

Gilligan，A.，Roecker，S.W.，Priestley，K.F.，Nunn，C.，2014.Shear velocity model for the Kyrgyz Tien Shan from joint inversion of receiver function and surface wave data.Geophys.J.Int.199，480-498.

Harrison，T.M.，Copeland，P.，Kidd，W.S.F.，Yin，A.，1992.Raising Tibet.Science255，1663-1670.

Herrmann，R.B.，Ammon，C.J.，2002.Computer Programs in Seismology：Surface Wave，Recei-ver Function and Crustal Structure.Saint Louis University，St.Louis，MO，USA.

Hu，S.B.，He，L.J.，Wang，J.Y.，2000.Heat flow in the continental area of China：a new data set.Earth Planet.Sci.Lett.179，407-419.

Huang，H.，Yao，H.，van der Hilst，R.D.，2010.Radial anisotropy in the crust of SE Tibet and SW China from ambient noise interferometry.Geophys.Res.Lett.37，L21310.

Huang，J.L.，Zhao，D.P.，Zheng，S.H.，2002.Lithospheric structure and its relationship to seismic and volcanic activity in southwest China.J.Geophys.Res.107，2255.

Hubbard，J.，Shaw，J.H.，2009.Uplift of the Longmen Shan and Tibetan Plateau，and the 2008 Wenchuan(M=7.9)earthquake.Nature 458，194-197.

Kennett，B.L.N.，Engdahl，E.R.，Buland，R.，1995.Constraints on seismic velocities in the Earth from travel-times.Geophys.J.Int.122，108-124.

Lawrence，J.F.，Wiens，D.A.，2004.Combined receiver-function and surface wave phase-velocity inversion using a Niching Genetic Algorithm：application to Patagonia.Bull.Seismol.Soc.Am.94，977-987.

Leloup，P.H.，Ricard，Y.，Battaglia，J.，Lacassin，R.，1999.Shear heating in continental strike-slip shear zones：model and field examples.Geophys.J.Int.136，19-40.

Lev，E.，Long，M.，Vanderhilst，R.，2006.Seismic anisotropy in Eastern Tibet from shear wave splitting reveals changes in lithospheric defor-mation.Earth Planet.Sci.Lett.251，293-304.

Li，Y.，Gao，M.，Wu，Q.，2014.Crustal thickness map of the Chinese mainland from teleseismic receiver functions.Tectonophysics 611，51-60.

Li，S.，Mooney，W.D.，F(xiàn)an，J.，2006.Crustal structure of mainland China from deep seismic sounding data.Tectonophysics 420，239-252.

Li，Y.，Wu，Q.，Zhang，R.，Tian，X.，Zeng，R.，2008.The crust and upper mantle structure beneath Yunnan from joint inversion of receiver functions and Rayleigh wave dispersion data.Phys.Earth Planet.Inter.170，134-146.

Ligorria，J.P.，Ammon，C.J.，1999.Iterative deconvolution and receiver-function estimation.Bull.Seismol.Soc.Am.89，1395-1400.

Liu，Q.Y.，van der Hilst，R.D.，Li，Y.，Yao，H.J.，Chen，J.H.，Guo，B.，Qi，S.H.，Wang，J.，Huang，H.，Li，S.C.，2014.Eastward expansion of the Tibetan Plateau by crustal flow and strain partitioning across faults.Nat.Geosci.7，361-365.

Molnar，P.，Tapponnier，P.，1975.Cenozoic tectonics of Asia-effects of a continental collision.Science 189，419-426.

Nelson，K.D.，Zhao，W.，Brown，L.D.，Kuo，J.，Che，J.，Liu，X.，Klemperer，S.L.，Makovsky，Y.，Meissner，R.，Mechie，J.，Kind，R.，Wenzel，F(xiàn).，Ni，J.，Nabelek，J.，Leshou，C.，Tan，H.，Wei，W.，Jones，A.G.，Booker，J.，Uns-worth，M.，Kidd，W.S.F.，Hauck，M.，Alsdorf，D.，Ross，A.，Cogan，M.，Wu，C.，Sandvol，E.，Edwards，M.，1996.Partially molten middle crust beneath Southern Tibet：synthesis of project INDEPTH results.Science 274，1684-1688.

Royden，L.H.，Burchfiel，B.C.，King，R.W.，Wang，E.，Chen，Z.，Shen，F(xiàn).，Liu，Y.，1997.Surface deformation and lower crustal flow in Eastern Tibet.Science 276，788-790.

Royden，L.H.，Burchfiel，B.C.，van der Hilst，R.D.，2008.The geological evolution of the Tibe-tan Plateau.Science 321，1054-1058.

Shapiro，N.M.，Ritzwoller，M.H.，Molnar，P.，Le-vin，V.，2004.Thinning and flow of Tibetan crust constrained by seismic anisotropy.Science 305，233-236.

Shen，Z.-K.，Lü，J.，Wang，M.，Bürgmann，R.，2005.Contemporary crustal deformation around the southeast borderland of the Tibetan Pla-teau.J.Geophys.Res.110，B11409.

Shen，W.，Ritzwoller，M.H.，Schulte-Pelkum，V.，Lin，F(xiàn).-C.，2013.Joint inversion of surface wave dispersion and receiver functions：a Baye-sian Monte-Carlo approach.Geophys.J.Int.192，807-836.

Shen，F(xiàn).，Royden，L.H.，Burchfiel，B.C.，2001.Large-scale crustal deformation of the Tibetan Plateau.J.Geophys.Res.106，6793-6816.

Sol，S.，Meltzer，A.，Bürgmann，R.，van der Hilst，R.D.，King，R.，Chen，Z.，Koons，P.O.，Lev，E.，Liu，Y.P.，Zeitler，P.K.，Zhang，X.，Zhang，J.，Zurek，B.，2007.Geodynamics of the southeastern Tibetan Plateau from seismic anisotropy and geodesy.Geology 35，563-566.

Sosa，A.，Thompson，L.，Velasco，A.A.，Romero，R.，Herrmann，R.B.，2014.3-D structure of the Rio Grande Rift from 1-D constrained joint inversion of receiver functions and surface wave dispersion.Earth Planet.Sci.Lett.402，127-137.

Sun，X.，Bao，X.，Xu，M.，Eaton，D.W.，Song，X.，Wang，L.，Ding，Z.，Mi，N.，Yu，D.，Li，H.，2014.Crustal structure beneath SE Tibet from joint analysis of receiver functions and Rayleigh wave dispersion.Geophys.Res.Lett.41.2014 GL059269.

Tapponnier，P.，Peltzer，G.，Le Dain，A.Y.，Armijo，R.，Cobbold，P.，1982.Propagating extrusion tectonics in Asia：new insights from simple experiments with plasticine.Geology 10，611-616.

Tapponnier，P.，Zhiqin，X.，Roger，F(xiàn).，Meyer，B.，Arnaud，N.，Wittlinger，G.，Jingsui，Y.，2001.Oblique stepwise rise and growth of the Tibet Plateau.Science 294，1671-1677.

Unsworth，M.J.，Jones，A.G.，Wei，W.，Marquis，G.，Gokarn，S.G.，Spratt，J.E.，2005.Crustal rheology of the Himalaya and Southern Tibet inferred from magnetotelluric data.Nature 438，78-81.

Wang，C.-Y.，Chan，W.W.，Mooney，W.D.，2003.Three-dimensional velocity structure of crust and upper mantle in southwestern China and its tectonic implications.J.Geophys.Res.108，2442.

Wang，C.-Y.，F(xiàn)lesch，L.M.，Silver，P.G.，Chang，L.-J.，Chan，W.W.，2008.Evidence for mechanically coupled lithosphere in central Asia and resulting implications.Geology 36，363-366.

Wei，W.，Unsworth，M.，Jones，A.，Booker，J.，Tan，H.，Nelson，D.，Chen，L.，Li，S.，Solon，K.，Bedrosian，P.，Jin，S.，Deng，M.，Ledo，J.，Kay，D.，Roberts，B.，2001.Detection of widespread fluids in the Tibetan crust by magnetotelluric studies.Science 292，716-719.

Wessel，P.，Smith，W.H.F.，1998.New，improved version of generic mapping tools released.Eos 79，579.http：//dx.doi.org/10.1029/98EO 00426.

Xie，J.，Ritzwoller，M.H.，Shen，W.，Yang，Y.，Zheng，Y.，Zhou，L.，2013.Crustal radial anisotropy across Eastern Tibet and the Western Yangtze Craton.J.Geophys.Res.118，4226-4252.

Xu，L.，Rondenay，S.，van der Hilst，R.D.，2007.Structure of the crust beneath the southeastern Tibetan Plateau from teleseismic receiver functions.Phys.Earth Planet.Inter.165，176-193.

Xu，Z.J.，Song，X.，2010.Joint inversion for crustal and Pn velocities and Moho depth in Eastern Margin of the Tibetan Plateau.Tectonophysics 491，185-193.

Xu，Z.，Song，X.，Zheng，S.，2013a.Shear velocity structure of crust and uppermost mantle in China from surface wave tomography using ambient noise and earthquake data.Earthq.Sci.26(5)，267-281.Xu，Z.J.，Song，X.，Zhu，L.，2013b.Crustal and upper-most mantle S velocity structure under Hi-CLIMB seismic array in central Tibetan Plateau from joint inversion of surface wave dispersion and receiver function data.Tectonophysics 584，209-220.

Yang，Y.，Liu，M.，2013.The Indo-Asian continental collision：a 3-D viscous model.Tectonophysics 606，198-211.

Yang，Y.，Ritzwoller，M.H.，Zheng，Y.，Shen，W.，Levshin，A.L.，Xie，Z.，2012.A synoptic view of the distribution and connectivity of the mid-crustal low velocity zone beneath Tibet.J.Geophys.Res.117，B04303.

Yao，H.，Beghein，C.，van der Hilst，R.D.，2008.Surface wave array tomography in SE Tibet from ambient seismic noise and two-station analysis-II.Crustal and upper-mantle structure.Geophys.J.Int.173，205-219.

Yao，H.，van der Hilst，R.D.，Montagner，J.-P.，2010.Heterogeneity and anisotropy of the lithosphere of SE Tibet from surface wave array tomography.J.Geophys.Res.115，B12307.

Yin，A.，Harrison，T.M.，2000.Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen.Annu.Rev.Earth Planet.Sci.28，211-280.

Zhang，P.-Z.，Shen，Z.，Wang，M.，Gan，W.，Bürgmann，R.，Molnar，P.，Wang，Q.，Niu，Z.，Sun，J.，Wu，J.，Hanrong，S.，Xinzhao，Y.，2004.Continuous deformation of the Tibetan Plateau from global positioning system data.Geology 32，809-812.

Zhao，L.-F.，Xie，X.-B.，He，J.-K.，Tian，X.，Yao，Z.-X.，2013.Crustal flow pattern beneath the Tibetan Plateau constrained by regional Lg-wave Q tomography.Earth Planet.Sci.Lett.383，113-122.

譯 者 簡 介

孫曉曉(1989—)，女，南京大學(xué)地球物理專業(yè)碩士畢業(yè)，主要從事地震學(xué)研究。E-mail：xiaosun198901@gmail.com。

Xuewei Bao，Xiaoxiao Sun，Mingjie Xuetal.2015.Two crustal low-velocity channels beneath SE Tibet revealed by joint inversion of Rayleigh wave dispersion and receiver functions.EarthPlanet.Sci.Lett.415：16-24.doi：http：//dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2015.01.020

孫曉曉，鮑學(xué)偉 譯.2016.通過接收函數(shù)和瑞利波聯(lián)合反演揭示青藏高原東南緣兩個(gè)殼內(nèi)低速帶.世界地震譯叢.47(4)：329-343.doi：10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201604005

南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院孫曉曉，加拿大卡爾加里大學(xué)地球科學(xué)系鮑學(xué)偉譯；

南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院徐鳴潔校

中國地震局地球物理研究所朱玉萍復(fù)校