南北地震帶南段遠震P波走時層析成像研究

徐小明， 丁志峰,2， 張風雪,2

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國地震局地球物理研究所, 地震觀測與地球物理成像重點實驗室， 北京 100081

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南北地震帶南段遠震P波走時層析成像研究

徐小明1， 丁志峰1,2， 張風雪1,2

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國地震局地球物理研究所, 地震觀測與地球物理成像重點實驗室， 北京 100081

南北地震帶南段位于青藏高原東南緣，是青藏高原與揚子克拉通的過渡地帶.本文收集了該區域內90個固定臺站和356個流動臺站的遠震波形數據，采用波形互相關方法拾取了88691個P波走時殘差數據，應用FMTT(Fast Marching Teleseismic Tomography)層析成像方法獲取了南北地震帶南段深部的三維P波速度結構.結果顯示了研究區深部的結構具有顯著的不均勻性：騰沖火山地區深部400 km以淺的深度內分布著明顯的低速異常；四川盆地西南部下方300 km內具有較強的高速異常；在上地幔頂部，沿川滇菱形塊體周邊的大型斷裂帶及川滇菱形塊體南端分布著顯著的低速異常，這些低速異常為青藏高原物質向東南方向擠出提供了必要的通道；保山地塊下方存在一東傾的高速異常帶，該高速異常帶為印度板塊巖石圈向東俯沖的體現.

遠震層析成像; 南北地震帶; 走時殘差; 殼幔結構

1 引言

印度板塊與歐亞大陸自50Ma以來的碰撞導致了青藏高原的不斷隆升、地殼增厚及其物質側向逃逸(Molnar and Tapponnier, 1975; Rowley, 1996; Royden et al., 2008).青藏高原東南緣是高原內部物質擠出的一個重要通道，這里強烈的造山運動和

大型的走滑斷裂活動使得該區域地質構造十分復雜、地震活動頻繁.研究區位于青藏高原東南緣的南北地震帶南段，是青藏高原與揚子克拉通的過渡地帶，包含騰沖地塊、保山地塊、川滇菱形塊體、揚子克拉通和多條近南北走向的走滑斷裂帶(圖1).另外，研究區西部的騰沖區域還是我國大陸年輕的近代火山活動區之一.利用遠震P波走時層析成像，研究該區域的深部速度結構對揭示青藏高原的隆升機制和板塊間的構造演化具有重要的科學意義.

圖1 研究區位置及構造圖(蔡麟孫等，2002；Liu et al., 2007)

南北地震帶南段地區的深部地球物理研究近年來得到了廣泛關注，并取得了一些有益的研究進展.人們在該區域進行了多條人工地震測深剖面研究(Liu et al., 2006)，給出了地殼內部的精細速度結構.考慮到人工地震測深剖面研究的局限，為能獲取地殼和上地幔速度結構的整體異常形態，自20世紀90年代末以來，在青藏高原東南緣開展了接收函數(Xu et al., 2007; 李永華等，2009)、面波層析成像(Yao et al., 2008; Li et al., 2014)和體波走時層析成像(丁志峰等，1999；Huang et al., 2002; Wang et al., 2003)等研究，對南北地震帶南段地區的殼幔結構取得了很多一致的認識.但受到地震臺站分布不均勻和臺站間距較大的影響，有待于利用臺站分布均勻、密集的地震觀測臺陣對該區域開展進一步的深部速度結構成像研究.

2010年以來，隨著科技部公益性行業科研專項“中國地震科學臺陣探測—南北地震帶南段”的啟動與推進，大量的寬頻帶流動地震臺站被布設到南北地震帶南段地區.結合該區域已有的固定地震臺站(鄭秀芬等，2009)，在南北地震帶南段地區形成了密集的地震觀測臺陣(圖2)，這為我們在該區域開展深部速度結構研究提供了可靠的數據保障.本文利用觀測臺陣記錄的遠震P波走時數據，進行了南北地震帶南段深部的三維速度結構研究.

圖2 臺站分布正方形為流動觀測臺站，三角為固定觀測臺站.Fig.2 The distribution of stations The squares denote the portable stations, and the triangles denote the permanent stations.

2 數據資料與方法

本文研究區的范圍為21—29.5°N，97.3—107.5°E，位于圖1中黑色實線方框內.我們收集了由科技部公益性行業科研專項資助布設在南北地震帶南段地區的356個流動地震觀測臺站和中國地震局省局區域地震臺網中的90個固定臺站所記錄的遠震事件波形數據.其中，固定臺站選取的地震數據記錄時間范圍為2008年1月至2010年12月，而流動臺站的地震數據記錄時間范圍為2011年8月至2013年5月.這些寬頻帶地震臺站記錄的波形數據信噪比較高，有利于我們開展遠震P波走時層析成像研究.

依據美國地質調查局(USGS)提供的地震目錄，我們按照IASP91速度模型(Kennett et al.，1991)計算每個遠震事件到達各個臺站的理論到時截取了P波波形.為能拾取準確、可靠的走時資料，保證反演質量，選取遠震波形事件的原則為：(1)震中距要求在30°～90°之間，以減少地表效應和核幔邊界復雜結構對P波走時產生的影響；(2)震級大于MS5.0，保證臺站記錄震中距較大的遠震波形數據也具有較高的信噪比；(3)每個遠震事件具有清晰P波初至記錄的臺站個數要大于10.然后，對篩選后的遠震波形數據進行去均值、去傾斜、去儀器響應和帶通濾波(0.02～0.1 Hz)等處理，采用波形互相關方法(VanDecar et al., 1990; Rawlinson et al., 2004; 張風雪等，2013a)拾取遠震走時殘差.最后，拾取到P波初至清晰的遠震走時數據共88691個.符合要求的遠震事件共827個，其震中位置的分布如圖3所示，從圖中可以看出這些遠震事件具有較好的方位角覆蓋范圍.

圖3 地震事件分布Fig.3 The distribution of the epicenters

本研究中采用FMTT(Fast marching Teleseismic)走時層析成像的方法進行速度結構反演，研究南北地震帶南段深部的速度結構特征.FMTT走時層析成像是近些年發展起來的一種新的研究地球內部速度結構的方法，在國內外均得到了很多不錯的研究成果(Rawlinson et al., 2006,2008; 張風雪等，2013b).該方法通過FMM(Fast Marching Method)來進行射線追蹤，以求解程函方程的數值解來獲取射線路徑(Rawlinsion et al., 2006)，從而具有快速高效、無條件穩定的特點，其核心思想是利用由波前節點組成的窄帶模擬波前曲面的演化.在反演計算時，本文采用帶阻尼的最小二乘(LSQR)反演算法(Paige et al., 1982)，LSQR反演算法可以高效的進行大型稀疏矩陣反演.

3 反演的可靠性

地球物理反演問題存在解的不唯一性，對反演結果可靠性的評價分析是非常必要的.本文將從檢測板測試、阻尼因子選擇和反演前后相對走時殘差分布等三個方面對反演結果的可靠性進行評價，以檢驗反演結果的可靠性.

3.1 檢測板分辨測試

在檢測板分辨測試時，地震臺站、遠震事件及其相應的射線分布與實際的反演計算應完全一致.在初始模型上加±3%的速度擾動，計算合成各個臺站的理論相對走時殘差，然后將該走時殘差作為已知量，以未加擾動的模型作為參考模型，采用與實際觀測數據反演時相同的反演參數進行反演計算，將反演得到的模型與加了擾動的模型相比，其能夠分辨出的最小異常尺度就是該檢測板測試的分辨率.

本次反演中模型的網格參數化采用等間隔的方式劃分：水平方向網格大小0.5°×0.5°，垂直方向的深度間隔則為50 km.經過反復的檢測板測試，我們發現在輸入兩倍于原本網格劃分尺度的正負異常大小時，可以得到很好的恢復，這說明本次反演中能夠分辨的異常體尺度為1°×1°×100 km.圖4為不同深度上的檢測板測試結果，我們可以從圖中明顯的看到，在400 km深度內研究區大部分區域都具有較好的分辨能力，只是在50和100 km較淺的深度上受臺站分布的影響，研究區的邊緣地區分辨較差.通過檢測板測試表明，本研究的反演結果分辨能力較高，具有一定的可信度.

3.2 阻尼因子與走時殘差分析

本次層析成像反演計算采用的是帶阻尼的LSQR算法(Paige et al., 1982)，阻尼因子的選擇影響著結果的可靠性.最佳的LSQR反演結果應同時使得模型方差和數據走時殘差方差最小.反演計算時，選取不同的阻尼因子會讓反演后的模型方差與數據走時殘差方差呈現此消彼長的變化.那么，要得到最佳的反演結果，就要選取合適的阻尼因子，其選取往往通過模型方差和數據走時殘差方差的折衷曲線來確定.圖5給出了本次反演的模型方差和數據走時殘差方差的折衷曲線，根據該曲線，最后確定15是最為理想的阻尼因子.

圖6為研究區內射線路徑和各個臺站的平均走時殘差分布.其中，圖6(a—d)分別為來自研究區東北、東南、西南和西北等四象限內的射線路徑和相應各個臺站的平均走時殘差，而圖6e為研究區內88691條射線路徑的分布和每個臺站的平均走時殘差.由圖6中的射線路徑和各個臺站的平均走時殘差分布可以看出，射線路徑的方向對臺站的平均走時殘差影響較小.在圖6(a—d)中，研究區東北部為四川盆地地區，基本都分布著正的走時殘差；研究的西北部為青藏高原，南部區域為保山塊體和揚子克拉通南部，這些地區則分布著負的走時殘差.本次反演中均勻、密集的射線分布保證了反演結果的可靠性.圖7是反演前后走時殘差的統計結果.圖7a為反演前的走時殘差，其主要集中在-1.0～0.8 s的范圍內；而反演后的走時殘差則大部分集中于-0.5～0.5 s之間(圖7b)，并呈正態分布，這也表明經過反演后初始模型朝著“能擬合走時異常的模型”演化，而不是背離(張風雪等，2013b).

4 結果與討論

以全球一維速度模型IASP91(Kennett et al.，1991)作為初始參考模型，本文應用FMTT走時層析成像反演方法獲取了南北地震帶南段的P波速度結構.圖8是研究區400 km深度內的P波速度結構水平分布，圖9給出了沿圖8a中路徑AA′、BB′和CC′的P波速度結構剖面.本文所得的結果反映了研究區深部結構具有十分顯著的不均勻性.

在水平切片中(圖8)，研究區東北部的四川盆地地區呈現較明顯的高速異常，并向下延伸至近300 km的深度；研究區西北部的青藏高原地區在350 km深度內存在較強的低速異常，隨著深度的增加，該低速異常逐漸向研究區西北方向縮小；在騰沖火山地區，400 km以淺的深度上均分布著明顯的低速異常；在川滇菱形塊體周邊的斷裂帶地區，100～150 km深度的切片上可以見到沿著斷裂帶走向的條帶狀低速異常，而川滇菱形塊體內部在150～400 km深度內都呈高速異常；研究區東南部的揚子克拉通地區，在50～200 km深度內分布著較大面積的低速異常，該低速異常在50～100 km深度上與川滇菱形塊體周圍低速異常相連，直至研究區西北部的青藏高原地區；研究區西南部的保山地塊從150 km深度開始，隨著深度增加至400 km，高速異常從保山地塊西部逐漸向東部擴展.

在圖9中，剖面AA′西起騰沖地塊，經過騰沖火山地區，橫跨川滇菱形塊體后進入四川盆地，騰沖火山下方可見明顯的低速異常，而四川盆地300 km深度以上為顯著的高速異常；剖面BB′從川滇菱形塊體北部的青藏高原東南部起經過小江斷裂帶，到達揚子克拉通南部地區，在該剖面中可見高原下方為低速異常，川滇菱形塊體區域為高速異常，而從小江斷裂帶至揚子克拉通下方為低速異常；剖面CC′為沿著緯度23°的垂直剖面，它西部為保山地塊，東部為揚子克拉通，該剖面中揚子克拉通下方100～150 km深度上分布著一條低速異常帶，保山地塊東部至紅河斷裂帶下方150 km深度內為低速異常，保山地塊下方存在一東向俯沖的高速異常帶.

圖5 阻尼因子折衷曲線圓圈里的數字為阻尼因子值，15是最終選取的阻尼因子.Fig.5 The tradeoff curve for the damping factor The numbers in the circles indicate the damping factors, and we select 15 as final damping factor.

圖6 平均走時殘差分布

圖7 反演前(a)、后(b)走時殘差統計Fig.7 The statistic of the traveltime residuals before (a) and after (b) inversion

圖8 速度結構水平切片

圖9 速度結構垂直剖面

4.1 騰沖火山

騰沖地塊位于怒江斷裂帶以西，是一個狹長的微大陸.在第三紀初，騰沖地塊處于印度板塊和歐亞板塊的碰撞帶上，之后一直處于強烈的構造活動之中，這也導致騰沖地區的巖漿活動十分強烈.騰沖地區火山巖屬于高鉀性巖系，熔巖源區為俯沖帶再循環的富集地幔(鄧萬明，2003).在騰沖地區已經開展的地球物理研究表明，騰沖地區具有高熱流值(闞榮舉等，1996；Hu et al., 2000)、低電阻率(孫潔等，1989；Bai et al., 2001)、低Q值(Qin et al., 1998; 胡家富等，2003)和低波速(Li et al., 2008; Lei et al., 2009; Wang et al., 2010; Yang et al., 2014)等特征.

在本研究中，騰沖火山地區分布著明顯的低速異常.圖8的P波速度異常水平切片和圖9a穿過騰沖地區的垂直剖面顯示了騰沖火山地區在50～400 km深度上低速異常的分布形態特征.在騰沖火山地區，已有的地震層析成像研究基本上都獲得了騰沖火山下方低速異常的分布，但該低速異常的形態和向下延伸的深度范圍卻不盡相同.Li等(2008)反演的P波速度結構顯示，騰沖火山下方的低速異常向下僅延伸至約150 km的深度.Yang等(2014)的層析成像結果中，該低速異常延伸至約300 km的深度.顯然，本研究中騰沖火山下方低速異常的深度范圍大于Li等(2008)和Yang等(2014)獲取的結果.Lei等(2009)和Wang等(2010)的研究結果分別給出了騰沖火山下方低速異常延伸至400 km及以上的深度，該結果與本文獲得的低速異常分布更為相近.

4.2 四川盆地

四川盆地屬于上揚子地臺的一部分，四周為高山環繞，內部為低山丘陵，該盆地基底為中晚古代固結的產物(江為為等，2001).在圖8和圖9a中，四川盆地西南地區300 km深度內分布著不同程度的高速異常.在四川盆地地區，已有的層析成像結果(Huang et al.，2006；Yao et al.，2008；Wang et al.，2010；Yang et al.,2014)均顯示該區域上地幔部分為高速異常，但不同的結果給出的高速異常分布也存在差異.Yao等(2008)應用面波層析成像發現該區域下方250 km以上分布著高速異常.Huang等(2006)在對中國大陸的層析成像研究中，四川盆地下方的高速異常深達300 km，這和Yang等(2014)反演得到的四川盆地地區高速異常深度范圍相一致.在Wang等(2010)南北地震帶地區的層析成像結果中，四川盆地下方的高速異常可延伸至400 km以下的深度.根據本文所獲取的速度結構，四川盆地西南部下方的高速異常向下可追溯至約300 km的深度，這一結果與Huang等(2006)和Yang等(2014)的結果較為相似，該高速異常也說明四川盆地是非常穩定的塊體.

4.3 上地幔頂部的速度異常

由于印度板塊和歐亞板塊的連續碰撞，導致了碰撞區數千公里的地殼縮短、青藏高原地殼增厚和整體抬升，該變形被沿著大型走滑斷裂的逃逸運動所吸收，同時也造成高原巖石圈物質向東南流出(Rowley, 1996; Tapponnier et al., 2001; Royden et al., 2008).兩大板塊的碰撞在緬甸區域形成了南北向的弧形造山帶，已有的研究(胡家富等，2008; Lei et al., 2009; Yang et al., 2014)證明了印度板塊在東北方向沿著緬甸弧向歐亞板塊俯沖的高速異常是普遍存在的.

圖8(a—c)為50～150 km深度的P波速度異常水平分布，圖9(b—c)分別為沿剖面BB′和CC′的速度異常垂直分布.圖中顯示在50至150 km的深度上沿川滇菱形塊體周邊的大型斷裂帶分布著較強的低速異常，特別是小江斷裂以西、紅河斷裂以北以及二者的交匯處具有較強低速度異常.其中紅河斷裂下方的低速異常向下延伸至150 km深度，而小江斷裂與紅河斷裂交匯處的低速異常深達200 km以上(圖8和9).另外，揚子克拉通南部分布著近東西向的顯著低速異常.Zhang等(2004)由GPS觀測研究指出，川滇菱形塊體以較大的速率向東南方向滑移.Wei等(2010)的地震層析成像結果指出川滇菱形塊體是青藏高原物質向東南方向擠出的重要通道.常利軍等(2006)和Wang等(2008)在該區域研究得到的SKS波分裂結果表明，各項異性的快波方向在川滇菱形塊體地區為近南北向，川滇菱形塊體南端的保山地塊和揚子克拉通南部地區則呈近東西向，這也與文中上地幔頂部的低速異常分布較為相近.綜合已有的研究結果和本文的結果，青藏高原物質不僅存在地殼物質流，而且存在大尺度的上地幔物質向東南方向流出的可能.在本文中，沿小江斷裂和紅河斷裂分布的上地幔頂部低速異常為青藏高原物質向東南方向擠出提供了必要的通道.

在圖9c中，保山地塊100 km深度以下存在一東傾的帶狀高速異常，下插到研究區西南部下方.胡家富等(2008)應用面波資料反演了緬甸弧及鄰區的S波速度結構，給出了體現印度板塊俯沖的高速異常分布和印度板塊向東俯沖的動力學模型.Lei等(2009)的層析成像結果清晰的顯示了印度板塊向東俯沖的高速異常，并用印度板塊俯沖模型解釋了騰沖火山和研究區內的地震構造.Yang等(2014)指出印度板塊向東俯沖高速異常深至地幔轉換帶，并延伸到東經106°附近.這些結果表明，在川滇地區下方所觀測的高速異常是印度板塊巖石圈向東俯沖體現.根據俯沖板塊的平均下沉速度，Richards等(2007)估算了印度板塊俯沖到不同深度時所需要的時間.Replumaz等(2004；2010)基于地震層析成像給出的俯沖巖石圈形態重構了50 Ma以來印度板塊和歐亞板塊的地質碰撞過程，并指出俯沖板塊約40 Ma可俯沖1100 km的深度，其速率在地幔轉換帶以上可達約5 cm·a-1.綜合本文和前人的結果(Lei et al., 2009; Yang et al., 2014；Replumaz et al., 2004; 2010)，保山地塊下方的高速異常在時間和空間上約束了印度板塊的俯沖.本文所獲取的高速異常條帶符合前人對印度板塊向東俯沖的解釋(胡家富等，2008; Lei et al., 2009; Yang et al., 2014; Richards et al., 2007; Replumaz et al., 2004; 2010).

5 結論

利用南北地震帶南段的90個固定臺站和356個流動臺站所記錄遠震波形數據，本文采用波形互相關方法共提取了88691個遠震P波走時殘差數據，應用FMTT走時層析成像方法獲取了研究區內的P波速度結構.本文獲得的三維P波速度結構顯示研究區深部結構具有較強的不均勻性.

經過分析和討論，我們得到以下幾點認識：1)騰沖火山地區深部存在明顯的低速異常，在400 km以淺的深度內均可見該低速異常分布；2)四川盆地西南部下方具有較強的高速異常，該高速異常向下可追溯至約300 km的深度；3)在上地幔頂部，沿川滇菱形塊體周邊的大型斷裂帶及川滇菱形塊體南端分布著顯著的低速異常，這些低速異常為青藏高原物質向東南方向擠出提供了必要的通道；4)保山地塊下方的高速異常向東斜插到川滇地區下方，該高速異常是印度板塊巖石圈向東俯沖的體現.

致謝 感謝中國地震局地球物理研究所國家數字測震臺網數據備份中心(doi:10.7914/SN/CB)為本研究提供地震波形數據.衷心感謝審稿專家提供的寶貴修改意見.

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(本文編輯 汪海英)

The teleseismic tomography study by P-wave traveltime data beneath the southern South-north Seismic Zone

XU Xiao-Ming1, DING Zhi-Feng1,2, ZHANG Feng-Xue1,2

1InstituteofGeophysics,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100081,China2KeyLaboratoryofSeismicObservationandGeophysicalImaging,InstituteofGeophysics,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100081,China

The southern South-north Seismic Zone is situated in the southeastern margin of the Tibetan plateau, where is a tectonic transitional zone between the Tibetan plateau and the Yangtze craton. We use the teleseismic tomography method to image the three dimension velocity structures beneath the southern South-north Seismic Zone, which has the scientific implication for revealing the uplift mechanism of the Tibetan plateau and the evolution of the plate tectonics. We collected the teleseismic waveform data recorded by the 90 permanent broadband seismic stations and 356 portable broadband seismic stations. The 88691 P-wave traveltime residuals were picked with the waveform correlation method. We obtained the three dimension P-wave velocity structures beneath the southern South-north Seismic Zone by the FMTT (Fast Marching Teleseismic Tomography). With the checkboard tests, we found that the scale of anomalies with 1°×1°×100 km could be recovered perfectly in most study area. The tomographic results with good resolution illuminate that the three dimension velocity structures are robust and reliable. The three dimension P-wave velocities reveal that the deep structures of the study area present significant inhomogeneities that the Tengchong volcanic region indicates the obvious low P-wave velocities, but the southwest of the Sichuan basin and the deep Baoshan block suggest the remarkable high P-wave velocities. Through analyzing our results determined by the teleseismic tomography, we draw several conclusions: 1) There is a low velocity anomaly above 400 km beneath the Tengchong volcanic region; 2) A high velocity anomaly down to 300 km beneath the southwestern Sichuan basin; 3) The obviously low velocity anomalies exist along the fault belts around the Chuandian diamond block and the south of the Chuandian diamond block, which provide a necessary channel for the lateral extrusion of the Tibetan plateau materials toward to the southeast; 4) The eastward-dipping high velocity anomaly belt beneath the Baoshan block imply the subducted eastwardly lithosphere of Indian plate.

Teleseismic tomography; South-north seismic zone; Traveltime residual; Crustal and upper mantle stucture

10.6038/cjg20151113.

地震行業科研專項(201008001和201308011)和地調項目(GZH201200504)共同資助.

徐小明，男，1982年生，助研，從事地球深部結構研究.E-mail:xuxiaoming@cea-igp.ac.cn

10.6038/cjg20151113

P315

2015-02-12，2015-11-08收修定稿

徐小明， 丁志峰， 張風雪. 2015. 南北地震帶南段遠震P波走時層析成像研究.地球物理學報，58(11):4041-4051,

Xu X M, Ding Z F, Zhang F X. 2015. The teleseismic tomography study by P-wave traveltime data beneath the southern South-north Seismic Zone.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(11):4041-4051,doi:10.6038/cjg20151113.