西藏西部地區(qū)的遠(yuǎn)震P波層析成像研究＊

樊 杰 楊文采

（中國杭州 310027 浙江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院）

引言

青藏高原是世界上面積最大、海拔最高、形成時(shí)代最晚的高原，它形成于印度板塊與亞歐板塊的碰撞過程中，該碰撞始于距今50 Ma前.持續(xù)的碰撞使得青藏高原現(xiàn)今的地殼仍在增厚，并且在其邊緣發(fā)生了很多強(qiáng)震（Yin，Harrison，2000）.青藏高原獨(dú)特的地理位置和地質(zhì)背景使其成為板塊碰撞及俯沖相關(guān)的地球動(dòng)力學(xué)研究的天然實(shí)驗(yàn)室.

前人已運(yùn)用體波成像、面波成像、背景噪聲、接收函數(shù)等多種方法在青藏高原開展了大量的深部結(jié)構(gòu)探測研究，地球動(dòng)力學(xué)、高原內(nèi)部殼幔結(jié)構(gòu)地區(qū)差異及其兩側(cè)板塊俯沖狀態(tài)等方面取得了豐富的成果.

關(guān)于青藏高原地球動(dòng)力學(xué)方面的研究，Molnar和Tapponnier （1975）認(rèn)為印度板塊的俯沖可能貫穿整個(gè)西藏地區(qū)地殼，但還未擴(kuò)展至300 km或400 km深度以上.Razi等（2014）采用體波層析成像得到了西藏西部地區(qū)上地幔的速度結(jié)構(gòu)，其結(jié)果顯示該區(qū)上地幔存在狹長的高速異常，這一高速異?？赡苁怯《劝鍓K俯沖到青藏高原下方之后地殼底部物質(zhì)榴輝巖化所致.Bao等（2015）關(guān)于印度板塊撕裂的研究表明印度板塊向北俯沖的過程中，青藏高原南部東西兩邊的俯沖角度較小，中間位置的俯沖角度較大，因而推斷其在俯沖過程中發(fā)生了撕裂，這與喜馬拉雅地區(qū)地面裂谷的形成具有一定關(guān)聯(lián).Chen等（2015）提出板塊撕裂或停滯模型，該模型指出印度板塊存在不同的俯沖角度，可以很好地解釋拉薩地塊東部所布設(shè)臺陣相對西側(cè)具有明顯的SKS到時(shí)滯后現(xiàn)象.Peng等（2016）關(guān)于喜馬拉雅造山帶東構(gòu)造結(jié)地區(qū)的遠(yuǎn)震P波層析成像結(jié)果表明：向北俯沖的印度板塊在西側(cè)比較平緩，東側(cè)比較陡峭，板塊撕裂發(fā)生在平緩與陡峭區(qū)域的交界處，從而導(dǎo)致軟流層物質(zhì)上涌，上覆大陸受到底部侵蝕；向北俯沖的印度板塊呈小角度的近水平俯沖，向東北俯沖的印度板塊以大角度俯沖進(jìn)入緬甸板塊，這種俯沖會(huì)加速板塊的水平擴(kuò)張，并導(dǎo)致最終的撕裂.Wang等（2019）提出印度板塊先向北俯沖，然后在東西兩側(cè)受一定水平推力的影響發(fā)生拆離，掉入上地幔，從而形成喜馬拉雅弧形造山帶.綜上，板塊撕裂按照延伸方向分為兩種方式：一種是水平撕裂，其延伸方向垂直于碰撞方向，通常在青藏高原東部由于重力失穩(wěn)而導(dǎo)致板塊拆沉或斷裂（Rosenbaumet al，2008）；另一種是垂直撕裂，撕裂方向近乎平行于延伸方向，在青藏高原的中部和西部通常會(huì)由于不同的俯沖速率造成剪切撕裂從而導(dǎo)致板塊拆離或板塊破裂（Huanget al，2010）.

目前對于青藏高原地球動(dòng)力學(xué)的解釋主要分為以下模型：高原隆升模型，該模型認(rèn)為下地殼和上地幔流導(dǎo)致了高原隆升（Deweyet al，1988；Molnaret al，1993）；變形增厚模型，該模型認(rèn)為該地區(qū)巖石圈本身在新生代發(fā)生塑性縮短增厚，而且增厚的巖石圈地幔在重力和熱對流作用下發(fā)生剝離（England，Houseman，1989）；陸內(nèi)俯沖模型，該模型認(rèn)為青藏高原下方發(fā)生了亞洲巖石圈的陸內(nèi)俯沖（Meyeret al，1998）；印度板塊俯沖模型（Kosarevet al，1999；Tapponnieret al，2001；周華偉等，2002；Baoet al，2015；Li，Song，2018）等.

關(guān)于青藏高原殼幔結(jié)構(gòu)的地區(qū)差異，從多年的地球物理研究（Chen，Molnar，1981；Barazangi，Ni，1982；Sandvolet al，1997；Chen，Yang，2004；Hearnet al，2004）中得到的一個(gè)最主要的特征是盡管青藏高原的地形開闊平坦，但其不同地區(qū)的深部殼幔結(jié)構(gòu)存在差異，這導(dǎo)致不同地區(qū)深部的物理性質(zhì)有一定差異，南北差異主要表現(xiàn)在：北部上地幔P波和S波的速度較低，而南部速度較高（Chen，Molnar，1981）；Sn在北部傳播比較慢，而在南部傳播較快（Barazangi，Ni，1982）；橫波分裂在北部地區(qū)較明顯，而在南部地區(qū)相對較弱（Sandvolet al，1997）；Pn波速度在北部地區(qū)較低，而在南部地區(qū)較高（Hearnet al，2004）.南部與北部的物理參數(shù)差異說明了殼幔結(jié)構(gòu)的南北差異. 東西差異主要表現(xiàn)在：拉薩地塊東西向展現(xiàn)出明顯的SKS橫波分裂橫向變化，在拉薩地塊東側(cè)SKS到時(shí)滯后很多，可達(dá)1.0—2.0 s （Chenet al，2015），這表明東側(cè)下覆上地幔為低速；在西藏地區(qū)的東南部，印度板塊呈近水平俯沖狀態(tài)，同時(shí)伴有水平方向的撕裂，至少被撕裂成兩部分；而在印度板塊俯沖的最西側(cè)，俯沖板塊發(fā)生斷裂并拆沉至軟流圈內(nèi)部（Ceylanet al，2012）.印度板塊東西部不同的俯沖狀態(tài)導(dǎo)致東西殼幔結(jié)構(gòu)的差異.

關(guān)于青藏高原南北兩側(cè)板塊俯沖狀態(tài)的討論中，Kind等（2002）的接收函數(shù)研究結(jié)果顯示青藏高原北緣存在轉(zhuǎn)換界面（33°N—37°N），此轉(zhuǎn)換界面被認(rèn)為是亞歐板塊向南俯沖的證據(jù).然而，Liang等（2012）利用布設(shè)在西藏地區(qū)內(nèi)部的流動(dòng)臺站得到的地震數(shù)據(jù)進(jìn)行地震體波成像，其研究結(jié)果顯示藏北地區(qū)上地幔由非常均勻的低速層組成，不存在亞歐板塊向南俯沖的痕跡.Riaz等（2019）的研究結(jié)果也顯示西藏東北部的主要構(gòu)造活動(dòng)是由于印度板塊對亞歐大陸的擠壓造成南北方向縮短和東西方向伸長所致，并且由持續(xù)擠壓造成的該區(qū)域物質(zhì)流出所形成的轉(zhuǎn)換斷層可能與2017年8月九寨溝地震的發(fā)生有關(guān).

本研究所關(guān)注的西藏西部地區(qū)主要包括拉薩地塊和羌塘地塊（圖1）.拉薩地塊處于青藏高原最南端，南界為雅江縫合帶，該地塊東西長約2 000 km，南北寬約300 km，北部隔班公—怒江縫合帶與羌塘地塊相接，羌塘地塊北界為金沙縫合帶，該地塊在青藏高原中部寬500—600 km，而在東西兩側(cè)寬150 km （Yin，Harrison，2000）.拉薩地塊和羌塘地塊在晚古生代之前曾是岡瓦納大陸的一部分（Kappet al，2003，2007），早中生代從岡瓦納大陸分離，開始向北漂移；晚侏羅紀(jì)拉薩地塊與羌塘地塊發(fā)生碰撞（Yin，Harrison，2000；Kappet al，2003）；白堊紀(jì)之后，由于兩地塊之間的碰撞，拉薩地塊的地殼部分縮短增厚，表面隆起.

圖1 西藏西部地區(qū)構(gòu)造背景及本文所用臺陣分布Fig.1 Tectonic settings of western Tibet and the seismic arrays used in this study

本文的研究區(qū)域聚焦西藏西部地區(qū)，在該區(qū)域有兩組研究人員的研究結(jié)果值得關(guān)注.Razi等（2014）利用區(qū)域體波層析成像對西藏西部地區(qū)120 km深度以淺的殼幔速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究，其結(jié)果表明：在中地殼深度，青藏高原內(nèi)部呈現(xiàn)為明顯的低速異常，而在喜馬拉雅山地區(qū)呈現(xiàn)為明顯的高速異常，雅江縫合帶則為低速異常南部的分界線.他們的剖面結(jié)果顯示：一高速體以40°向北俯沖，最終俯沖至34°N，高低速異常邊界比較明顯；另一高速體以40°向東俯沖，最終俯沖至82°E，根據(jù)該高速體所處的位置推測其可能為撕裂的印度板塊.Li和Song （2018）通過Pn波和S波層析成像對西藏西部地區(qū)的地下結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究，其研究結(jié)果顯示：印度板塊在上地幔被分成四部分，且撕裂的印度板塊與青藏高原接觸地區(qū)的地震活動(dòng)比較頻繁；在上地幔130 km的深度上，S波速度分布顯示印度板塊撕裂更加明顯，在撕裂的印度板塊與青藏高原接觸的地方應(yīng)力比較集中.

確定西藏西部地區(qū)的深部結(jié)構(gòu)對于研究印度板塊的俯沖狀態(tài)（包括俯沖角度和向北俯沖范圍）和青藏高原的地質(zhì)構(gòu)造演化均具有極其重要的意義.本文研究區(qū)域?yàn)槲鞑匚鞑康貐^(qū)，盡管前人對該地區(qū)的淺部結(jié)構(gòu)已經(jīng)有所研究，但是若要更清楚地分析印度板塊的俯沖狀態(tài)以及西藏西部地區(qū)的一些深部構(gòu)造特征，僅有淺部結(jié)果遠(yuǎn)不夠.此外，西藏西部的地理位置特殊且自然環(huán)境惡劣，導(dǎo)致該地區(qū)的地震數(shù)據(jù)一直缺失，對前期研究結(jié)果造成一定的影響.另外，盡管前人對于青藏高原整體大背景進(jìn)行了較為深入的研究，但是對于青藏高原西部深部結(jié)構(gòu)的研究結(jié)果不夠深入且目前仍存在較大爭議.為此，本研究擬利用大量西藏西部臺陣數(shù)據(jù)，采用快速行進(jìn)法（fast marching teleseismic tomography，縮寫為FMTT）正演計(jì)算理論走時(shí)，并采用子空間迭代反演算法得到西藏西部地區(qū)更高分辨率的深部速度相對分布，以期更加清楚地認(rèn)識青藏高原地區(qū)的地球動(dòng)力學(xué)背景，了解印度板塊向北俯沖的范圍及形態(tài)，推斷青藏高原內(nèi)部是否存在地殼管道流，并以此來推測青藏高原未來的演化趨勢.

1 數(shù)據(jù)與方法

本文所采用的數(shù)據(jù)分別包括來自于地震學(xué)聯(lián)合研究機(jī)構(gòu)（Incorporated Research Institutions for Seismology，縮寫為IRIS）的YT （2001年9月到2001年10月），Y2 （2007年7月到2010年12月）和XF （2002年9月到2005年8月）等三個(gè)臺陣，以及國際地震中心（International Seismological Centre，縮寫為ISC）網(wǎng)站在印度、尼泊爾地區(qū)的一些地震數(shù)據(jù)（2007年1月到2009年6月）.本文所選用的這四個(gè)臺陣基本上覆蓋了整個(gè)西藏西部地區(qū)（圖1），確保能夠獲得分辨率更高的速度結(jié)構(gòu).數(shù)據(jù)預(yù)處理時(shí)，按照以下條件來篩選地震事件：震中距為30°—90°，采用0.02—1 Hz的頻段進(jìn)行濾波，信噪比高于8，同一個(gè)地震事件能夠被不少于5個(gè)臺站所記錄.本研究共下載了1萬5 103個(gè)地震事件，經(jīng)過預(yù)處理最終篩選出2 191個(gè)地震事件，342個(gè)臺站，4萬4 453個(gè)P波震相.

本研究所采用的地震事件分布如圖2，可以看到以研究區(qū)域?yàn)橹行模卣鹗录诟鱾€(gè)方位覆蓋完整，這樣可以綜合反映各個(gè)方向的地震事件對于速度相對分布的影響.

圖2 反演所用2191個(gè)地震事件的分布Fig.2 Distribution of 2 191 seismic events used in this study

圖3給出了經(jīng)過預(yù)處理之后地震事件的波形，可見P波震相起跳明顯，易于識別，說明預(yù)處理所采用的參數(shù)合適.

圖3 2007年7月18日18點(diǎn)01分25秒地震事件經(jīng)預(yù)處理之后的波形展示Fig.3 Seismic waveforms of an event occurred at 18:01:25 on July 18，2007 after pre-processing

得到適于拾取P波初至的地震波形之后我們進(jìn)行到時(shí)殘差拾取，首先選用AK135模型利用快速行進(jìn)法計(jì)算理論到時(shí).快速行進(jìn)法是一種射線追蹤方法，可用來求解程函方程，進(jìn)而以此來計(jì)算地震波走時(shí)場和射線路徑（李天揚(yáng)等，2021）.直角坐標(biāo)系下的二維程函方程可以表示為

式中，t為地震波走時(shí)，s為地震波在介質(zhì)中傳播的慢度.解程函方程就是求解上式中的t，采用迎風(fēng)差分算法將上式簡化為

通過求解式（2）即可得到走時(shí)t.

由于所采用的地震事件均為遠(yuǎn)震，對于同一個(gè)地震事件而言，每一個(gè)臺站記錄到的波形基本一致，因此可以采用互相關(guān)方法來確定到時(shí)殘差，此處采用自適應(yīng)疊加方法（Rawlinson，Sambridge，2004）.為了平衡研究區(qū)域之外地層的橫向不均勻性、震源定位不準(zhǔn)確等因素對于層析成像結(jié)果的影響，本文采用相對到時(shí)殘差，即用每個(gè)事件所對應(yīng)每個(gè)臺站的到時(shí)殘差減去接收到該事件的所有臺站的殘差平均值，以期通過此方法來去除上述影響.圖4給出了采用自適應(yīng)疊加方法得到的疊加前后的波形對比，可見10次迭代后波形起跳對齊較好，有利于提高到時(shí)拾取效率，節(jié)約到時(shí)殘差的計(jì)算時(shí)間.

圖4 自適應(yīng)疊加方法效果示意圖（a）基于AK135模型的初始對齊數(shù)據(jù)；（b）10次迭代之后的對齊數(shù)據(jù)Fig.4 Adaptive stacking example（a）Alignment of initial traces given by AK135 model；（b）Alignment of final traces achieved after ten iterations

2 反演參數(shù)選取與分辨率測試

反演前需要選取最佳的阻尼因子和光滑因子參數(shù)，選取的參數(shù)既要確保結(jié)果模型與初始模型相差不大，又要確保結(jié)果模型適用于實(shí)際地震數(shù)據(jù).圖5為選取兩個(gè)參數(shù)時(shí)所使用的折中曲線（Rawlinsonet al，2006）.首先按照經(jīng)驗(yàn)先固定光滑因子保持20不變，在0—500之間變換阻尼因子，繪制數(shù)據(jù)方差關(guān)于模型方差的折中曲線，從曲線中選取最佳阻尼因子為20；保持最佳阻尼因子20不變，在0—500之間變換光滑因子，繪制數(shù)據(jù)方差關(guān)于模型粗糙度的折中曲線，從曲線中選取最佳光滑因子為20，與最初預(yù)估的光滑因子基本一致，因此最終選擇的最佳阻尼因子和最佳光滑因子均為20.

圖5 最優(yōu)阻尼因子ε和光滑因子η的估計(jì)Fig.5 Trade-off curves of optimum smoothing weight factor η and damping parameter ε

由于我們研究的是上地幔速度結(jié)構(gòu)，地殼部分選用不同的速度模型，可能會(huì)對遠(yuǎn)震層析成像結(jié)果產(chǎn)生一定的影響，因此本文分別選用CRUST1.0和CRUST2.0兩種地殼模型來進(jìn)行層析成像，結(jié)果如圖6所示.可見，采用兩種模型除了對速度相對值有一定的影響之外，并未對研究結(jié)果造成較大不同，因此可以任意選擇其中一種地殼模型.鑒于CRUST1.0精度更高，本研究選用CRUST1.0模型建立地殼部分的速度結(jié)構(gòu)模型.

圖6 基于CRUST1.0 （a）和CRUST2.0模型（b）獲得的西藏西部地區(qū)在100 km和250 km深度處的地殼層析成像結(jié)果（深度標(biāo)于子圖的左下角，下同）Fig.6 Tomography results of the crust in western Tibet at the depth of 100 km and 250 km based on CRUST1.0 （a） and CRUST2.0 （b） models. The depth is labeled at the lower-left corner of each subfigure，the same below

由反演前后得到的到時(shí)殘差分布對比（圖7）可以看出，采用四個(gè)臺陣進(jìn)行六次迭代之后殘差分布呈現(xiàn)向中心收斂的趨勢，并且計(jì)算結(jié)果顯示，殘差方差從1.103下降至0.551，整體下降了50%左右，表明本文的反演方法收斂效果較好，反演方法有效.

圖7 初始模型（a）和最終模型（b）的相對到時(shí)殘差分布圖Fig.7 Distribution of relative arrival time residuals for the initial（a）and final（b）models

為了驗(yàn)證本研究反演結(jié)果的分辨率，進(jìn)行了西藏西部層析成像的棋盤格測試（圖8），所采用的棋盤網(wǎng)格大小為1° × 1°，相鄰兩個(gè)網(wǎng)格間隔為1°.由圖8可以看到：對于100 km以上深度即中上地殼深度，棋盤格測試僅可恢復(fù)出臺站下方的異常，150—410 km深度范圍內(nèi)研究區(qū)域內(nèi)的棋盤格測試均恢復(fù)較好.這表明本文給出的西藏西部地區(qū)臺站下方下地殼和整個(gè)研究區(qū)域上地幔的遠(yuǎn)震層析成像結(jié)果較為可靠.

圖8 西藏西部層析成像棋盤格測試恢復(fù)結(jié)果（左上角為對比模型）Fig.8 Checkerboard tests in this study （The compared model is on the upper-left）

3 層析成像結(jié)果

圖9為研究區(qū)域的P波層析成像結(jié)果.50 km深度的層析成像結(jié)果（圖9a）顯示青藏高原內(nèi)部出現(xiàn)大范圍低速區(qū)，表明青藏高原內(nèi)部大部分區(qū)域的下地殼以低速為主，這可能意味著下地殼流的存在（薛光琦等，2006）.Copley和McKenzie （2007）指出西藏地殼的流變狀態(tài)，特別是青藏高原中下地殼存在的管道流導(dǎo)致了青藏高原的地殼物質(zhì)向外流動(dòng).Leech （2008）基于大地電磁資料的研究結(jié)果并結(jié)合花崗巖火山年代認(rèn)為，喀喇昆侖斷層可能是一道阻礙青藏高原內(nèi)部管道流流出的屏障，而本文結(jié)果顯示50—150 km深度的喀喇昆侖斷層以西低速異常很弱，這恰好驗(yàn)證了該觀點(diǎn).在青藏高原西南部邊緣50—150 km深度范圍內(nèi)存在一些高低速異常的相間分布，可能與印度板塊的撕裂相關(guān)，高速區(qū)（圖9b紅色箭頭所示）對應(yīng)于撕裂的印度板塊.且本文在150 km深度處層析成像結(jié)果（圖9b）所顯示的高速體被低速體所截?cái)嗖课慌cLi和Song （2018）所得印度板塊被撕裂的位置基本吻合，印證了此猜測.將低速區(qū)的位置與發(fā)育在該區(qū)的新生代裂谷系相比，可以看到83°E和85°E兩條裂谷系均與本研究150 km深度處的低速異常區(qū)相吻合.楊文采等（2019）關(guān)于區(qū)域重力場的三維密度擾動(dòng)成像和地震層析成像研究結(jié)果表明西藏地區(qū)的新生代裂谷系與上中地殼低密度帶、下地殼低波速的物質(zhì)蠕動(dòng)流有關(guān).基于此，本文認(rèn)為該關(guān)聯(lián)性可以延伸至上地幔深度.有趣的是，周華偉等（2002）也通過高分辨率全球?qū)游龀上衲Ｐ桶l(fā)現(xiàn)雅江縫合帶以北的85°E—93°E之間存在大范圍的低速異常區(qū)，該低速異常被認(rèn)為是地幔物質(zhì)經(jīng)俯沖板塊脆弱部位上隆的證據(jù).

圖9 西藏西部不同深度（a—d）處的層析成像結(jié)果紅色箭頭代表俯沖過程中撕裂的印度板塊Fig.9 Tomography results of western Tibet at different depths （a?d）The red arrows represent the position of the torn Indian Plate

上地幔150—400 km深度范圍內(nèi)，青藏高原內(nèi)部出現(xiàn)一些局部高速異常，這些高速異常大多分布于研究區(qū)域的西南部，可能與印度板塊俯沖過程中發(fā)生的拆沉有關(guān)，因?yàn)閷W(xué)界普遍認(rèn)為印度板塊密度較大，在相對速度分布中呈現(xiàn)高速異常.但也有可能是印度板塊在俯沖過程中發(fā)生撕裂之后與青藏高原底部接觸的部位發(fā)生榴輝巖化，導(dǎo)致接觸部位呈現(xiàn)高速異常（Náběleket al，2009；Raziet al，2014）.武振波等（2020）基于成像結(jié)果和巖石學(xué)研究成果證明藏南地塊下方自西向東均存在俯沖印度板塊的榴輝巖化現(xiàn)象，且印度板塊在80°E這一經(jīng)度下，俯沖板塊前緣到達(dá)班公湖—怒江縫合帶，向東遞減至拉薩地塊中部.從本文150—400 km深度的層析成像結(jié)果（圖9b，c，d）均可看出，印度板塊向北的俯沖范圍從西到東逐漸減小，這一點(diǎn)與Kumar等（2006）關(guān)于西藏西部S?P轉(zhuǎn)換震相結(jié)果以及Liang和Song （2006）的體波層析成像結(jié)果相一致.Li等（2008）的研究也表明印度巖石圈向北俯沖在西部貫穿了喜馬拉雅山脈甚至整個(gè)青藏高原，而在東部的俯沖甚至未到達(dá)雅江縫合帶.這些研究均表明印度板塊在青藏高原西部俯沖年代較早或俯沖速率相對較快.

關(guān)于印度板塊與亞歐板塊碰撞后印度板塊究竟俯沖至整個(gè)青藏高原下方還是俯沖到一半發(fā)生拆沉進(jìn)入地幔這個(gè)問題長期以來爭論不休.Kosarev等 （1999）的研究表明，印度板塊確實(shí)俯沖到了整個(gè)青藏高原下方，然而喜馬拉雅—青藏大陸巖石層地震探測（Himalayan-Tibetan continental lithosphere during mountain building，縮寫為Hi-Climb）項(xiàng)目采用遠(yuǎn)震和重力數(shù)據(jù)聯(lián)合反演的研究結(jié)果表明，印度巖石圈在青藏高原中部近乎垂直地延伸至雅江縫合帶和班公—怒江縫合帶下方400 km處（Basuyauet al，2013）.本文的成像結(jié)果只聚焦于西藏西部，50 km深度以下本文結(jié)果所呈現(xiàn)的青藏高原西部持續(xù)的高速異常說明印度板塊應(yīng)該不是垂直俯沖，而是近水平俯沖，且高速異常體向北至多延伸至34°N （圖9b，c，d），即班公—怒江縫合帶以南，這說明印度板塊向北俯沖最遠(yuǎn)到達(dá)班公—怒江縫合帶，并未貫穿整個(gè)青藏高原內(nèi)部，該俯沖范圍與Razi等（2014）利用近震得到的西藏西部地區(qū)的層析成像結(jié)果一致.Kind等（2002）利用P波接收函數(shù)方法對垂直于喜馬拉雅山脈走向剖面上所獲取的地震數(shù)據(jù)進(jìn)行研究，其結(jié)果顯示在青藏高原南部下地殼和莫霍面存在兩個(gè)Ps轉(zhuǎn)換震相，表明印度板塊俯沖跨越了雅江縫合帶并接近班公—怒江縫合帶（趙志丹等，2003），本文通過上地幔高速異常的范圍最終確定西藏西部地區(qū)印度板塊的俯沖最北側(cè)到達(dá)班公—怒江縫合帶.與此不同的是，鄭洪偉等（2007）的層析成像研究表明沿88°E剖面位置，印度板塊的俯沖前緣已經(jīng)到達(dá)羌塘地塊的中部，之后進(jìn)入上地幔深處，這種差異有待更深入的研究.呂慶田等（1998）根據(jù)層析成像結(jié)果推測印度板塊僅俯沖到雅江縫合帶以南，而高原腹地的地殼縮短增厚是通過陸內(nèi)變形完成，本文認(rèn)為得出這種結(jié)論的原因在于該研究所采用的臺站基本都位于青藏高原中部，而本文研究中靠近88°E的150 km深度也未觀測到由于印度板塊俯沖所呈現(xiàn)的高速異常（圖9b）.

基于以上結(jié)果及討論，本研究提出印度板塊在西藏西部地區(qū)的俯沖機(jī)制：印度板塊在青藏高原內(nèi)部近水平向北俯沖，西部向北俯沖范圍相對東部較大，但最遠(yuǎn)僅俯沖至34°N附近.且俯沖過程中發(fā)生了板塊撕裂現(xiàn)象，被撕裂的印度板塊拆沉進(jìn)入上地幔，而撕裂間隙由于應(yīng)力釋放影響了西藏西部地區(qū)新生代裂谷的形成.

4 討論與結(jié)論

本文首次將快速行進(jìn)法應(yīng)用于西藏西部地區(qū)，得到了分辨率較高且較為可靠的遠(yuǎn)震層析成像結(jié)果.根據(jù)遠(yuǎn)震P波層析成像結(jié)果，青藏高原內(nèi)部下地殼廣泛的低速異常暗示該地區(qū)存在下地殼管道流，青藏高原內(nèi)部上地幔頂部表現(xiàn)出一定范圍的低速異常，靠近喜馬拉雅山地區(qū)表現(xiàn)為大范圍的高速異常.青藏高原內(nèi)部上地幔明顯的局部高速異?？赡苁怯捎谟《劝鍓K俯沖過程中拆沉或榴輝巖化所致.在上地幔深度，印度板塊向青藏高原俯沖過程中出現(xiàn)了板塊撕裂現(xiàn)象，在速度相對分布上表現(xiàn)為多個(gè)高速條帶，撕裂后各部分的俯沖范圍各不相同，自西向東俯沖至青藏高原內(nèi)部的范圍逐漸減小.本文僅對西藏西部地區(qū)大尺度的地球動(dòng)力學(xué)背景進(jìn)行了一定的分析，后續(xù)若要進(jìn)行局部細(xì)致的地球動(dòng)力學(xué)研究，需增加該區(qū)域地震臺站的密度.