青藏高原東緣巖石圈及軟流圈結構

范　軍, 朱介壽, 江曉濤, 吳　朋, 楊宜海

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

?

青藏高原東緣巖石圈及軟流圈結構

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 地球物理學院, 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構的研究是認識該區域地殼上地幔的構造形變及高原內部物質向東運移的重要手段。通過搜集四川區域數字地震臺站和野外臨時地震臺站記錄的觀測資料，采用接收函數共轉換點(CCP)偏移疊加成像方法對青藏高原東緣深部結構研究。研究結果揭示：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構的明顯差異，體現了該地區的深部地球動力學背景的復雜性。

[關鍵詞]青藏高原東緣；接收函數；共轉換點偏移疊加；巖石圈；軟流圈

地質學家在對地球內部的認識過程中，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部結構的重要內容，其研究結果對地球的物質成分及地殼上地幔內部物質的運動形式的認識具有十分重要的意義。

近年來，許多學者對青藏高原東緣的地球深部結構及動力學背景進行了研究，特別是在該地區內的龍門山斷裂帶上相繼發生汶川8.0和蘆山7.0地震后，其研究工作更是得到了深入和發展。張忠杰等對青藏高原深部物質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、爆破地震剖面的結果對汶川地震的巖石圈深部結構與動力學特征進行研究[2]；沈旭章等用遠震接收函數方法對青藏高原東北緣地殼及上地幔結構進行研究[3]，并進一步采用S波接收函數成像方法研究了該地區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的爆破地震測深以及天然地震層析成像、接收函數與面波頻散反演研究，探討了汶川8.0級大地震的發生與巖石圈精細速度結構和動力機制[5]；沈旭章采用聯合P波和S波遠震接收函數偏移成像結果，對蘆山7.0地震和汶川8.0地震震源區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的介質響應信息，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的介質響應，就是提取接收函數的過程。遠震接收函數包含了接收區下方地殼及上地幔內速度不連續面產生的PS轉換波及其多次波信號[7]。通過接收函數波形內的這些震相來研究地殼上地幔的速度結構，近年來已成為一種常規方法。

本文搜集了60個四川區域數字地震臺站和成都理工大學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，用接收函數方法對上述臺站的遠震P波數據提取接收函數，采用CCP偏移疊加成像方法，對青藏高原東緣和四川盆地，特別是龍門山地區莫霍面分布、地殼至巖石圈上地幔速度結構的精細成像，得到了研究區域的地殼上地幔及巖石圈分布和形態，從而對地殼上地幔速度結構和動力學過程進行研究。

1地質構造背景

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。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，頻繁的大地震常發生在青藏高原東緣及附近區域。眾多斷裂帶分布在青藏高原東緣的區域內，如龍門山、鮮水河、安寧河、馬邊-滎經斷裂活動帶等，是顯著的地殼厚度和重力梯度帶[8,9]。圖1為研究區斷裂構造與地震分布圖。

青藏高原東緣地處持續抬升的高原板塊與穩定的華南地塊相互作用的前沿地區，長期以來一直是地質學家研究的熱點地區。研究區內的川西地區是活動的川滇、松潘-甘孜塊體與四川盆地的交界處，其地質構造復雜，結構變形巨大，大地震頻發[10]。

由于受到上新世至第四紀期間左旋運動的斷層影響，青藏高原東緣的深部結構變形一直在持續，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]。研究區內高程劇烈變化的地形，被看作是受到高原內部軟弱的地殼物質向東運移而在青藏高原東緣內部聚集，從而形成了該地區地殼增厚的結果[15-18]。

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

2資料選取

本文選取四川數字地震臺網的60個寬頻帶區域數字地震臺站和成都理工大學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，用接收函數方法對上述臺站的遠震P波數據提取接收函數，對設計的AA’、BB’和CC’ 3條剖面(圖2)采用CCP偏移疊加成像方法，進行地殼上地幔結構成像，以期得到地下深部速度結構。

本文從這122個區域數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次的記錄數據，用于 P波接收函數的提取計算、接收函數的地下深部速度結構反演和成像。圖3為遠震震中分布。

3遠震接收函數CCP偏移疊加成像

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

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

首先根據速度模型進行射線參數和追蹤計算，得到接收點至每一深度內轉換點的轉化波(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轉換震相與P波直達波的到時差。最后可以通過公式(1)和(2)得到研究區內各深度內網格點的相對到時差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　轉換波示意圖Fig.4　Converted wave diagram

(1)

式中:D表示P波到S波轉化的深度;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重因子w的影響。

w=exp(-x2/a2)

(3)

其中：x代表轉換點到任意設定深度位置網格點的距離;a代表高斯寬度的設定值。

通過以上計算我們可以得到設定區域內各網格點內的能量分布。在實際的地球內部，能量會在速度不連續面附近聚集。因而通過接收函數的CCP偏移疊加，可以研究地球內部速度不連續面的分布及變化狀態。

4結果及分析

本文采用前述的接收函數CCP偏移疊加成像方法，對研究區設定的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疊加成像結果剖面(圖5)，剖面AA’呈現了接收函數CCP疊加成像的宣漢-巴塘剖面的結果，剖面BB’顯示了接收函數反演的若爾蓋-瀘州CCP疊加成像結果，剖面CC’顯示了接收函數反演的鄉城-廣安CCP疊加成像結果。

圖5　450 km深度的CCP疊加成像結果剖面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，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存在不連續的低速層分布。

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，存在多條不連續的分層。

綜合AA’、BB’和CC’ 3條剖面圖我們還發現，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討論與結論

巖石圈及軟流圈的研究是研究地球內部結構的重要內容，其研究結果對地球的物質組成成分及內部物質的運動形式的認識都具有十分重要的意義。

接收函數CCP偏移疊加成像方法，對研究區內設定的剖面進行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的間斷面分布。

青藏高原東緣地殼厚度為60±5 km，區內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，區內不存在低速層。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，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。說明在高原地區由于地殼的增厚作用，少部分的上地慢物質可能進入軟流圈的頂部，而在四川盆地中沒有發現此種現象。

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，具有非常復雜的深部結構。該斷裂帶的地表處，是向西傾斜的上沖斷層，而在斷裂帶內部低速層是物質運移的滑脫面。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)呈現出強烈變形，地殼也顯示出下陷和錯斷，巖石圈表現為凹變形的特征；并由此推測蘆山地震和汶川地震發生的地球動力學的深部背景可能是由該地區地殼和巖石圈變形的高應力積累的反應[6]。

總體上看，其結構特征以重力梯度帶和地貌差異明顯地區為界，青藏高原和四川盆地的巖石圈結構存在差異。受青藏高原向東、東南推移和相對穩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，主要表現為上沖型的龍門山斷裂帶位于其北部區域，而主要表現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域，這與該地區的構造變形和應力場分布相一致。

[參考文獻]

[1] Zhang Z J, Yuan X H, Chen Y,etal. Seismic signature of the collision between the east Tibetan escape flow and the Sichuan Basin[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2010, 292: 254-264.

[2] 朱介壽.汶川地震的巖石圈深部結構與動力學背景[J].成都理工大學學報:自然科學版,2008,35(4): 348-356.

Zhu J S. The Wenchuan earthquake occurrence background in deep structure and dynamics of lithosphere[J]. Journal of Chengdu University of Technology(Science & Technology Edition), 2008, 35(4): 348-356. (In Chinese).

[3] Shen X Z, Mei X P, Zhang Y S. The crustal and upper-mantle structures beneath the northeastern margin of Tibet[J]. BSSA, 2011, 101(6): 2782-2795. DOI:10.1785/0120100112.

[4] 沈旭章,梅秀蘋,張元生.青藏高原東北緣地殼及上地幔間斷面研究[J].國際地震動態, 2012(6):6.

Shen X Z, Mei X P, Zhang Y S. The crustal and upper-mantle discontinuity beneath the northeastern margin of Tibet [J]. Recent Developments in World Seismology, 2012(6): 6. (In Chinese)

[5] 滕吉文,楊輝,張洪雙,等.汶川-映秀8.0級大地震的發生與巖石圈精細速度結構和動力機制[J].第四紀研究,2010,(30)4:537-651.

Teng J W, Yang H, Zhang H S,etal. Wenchuan Ms8.0 earthquake, fine velocity structures of the lithesphere, and dynamical mechanism[J]. Quaternary Sciences, 2010, (30)4: 537-651. (In Chinese)

[6] 沈旭章.四川蘆山7.0地震和汶川8.0地震震源區地殼巖石圈變形特征分析[J].地球物理學報,2013, 56(6):1895-1903. DOI:10.6038/cjg20130612.

Shen X Z. An analysis of the deformation of the crust and LAB beneath the Lushan and Wenchuan earthquakes in Sichuan Province[J]. Chinese J Geophys, 2013, 56(6): 1895-1903. DOI:10.6038/cjg20130612. (In Chinese)

[7] 徐強,趙俊猛.接收函數方法的研究綜述[J].地球物理學進展,2008,23(6):1709-1716.

Xu Q, Zhao J M. A review of the receiver function method[J]. Progress in Geophysics, 2008, 23(6): 1709-1716. (In Chinese)

[8] 馬杏垣.中國巖石圈動力學圖集[M].北京：中國地圖出版社，1989:1-68.

Ma X Y. Lithospheric Dynamics Atlas of China[M]. Beijing: China Cartographic Pressing House, 1989: 1-68. (In Chinese)

[9] Huang Z W, Su Y, Peng Y,etal. Rayleigh wave tomography of China and adjacent regions[J]. J Geophys Res, 2003, 108(B2): 2073. DOI:10.1029/2001JB001696.

[10] 張培震.青藏高原東緣川西地區的現今構造變形、應力分配與深部動力過程[J].中國科學:D輯，2008，38(9)：1041-1056.

Zhang P Z. The present tectonic deformation, stress distribution and deep dynamic process in the West Sichuan of the eastern margin of Tibet Plateau[J]. Science in China (Series D), 2008, 38(9): 1041-1056. (In Chinese)

[11] Burchfiel B C, Chen Z, Liu Y,etal. Tectonics of the Longmen Shan and adjacent regions, Central China[J]. International Geology Reviews, 1995, 37: 661-735.

[12] Burchfiel B C, Royden L H, van der Hilst R D,etal. A geological and geophysical context for the Wenchuan earthquake of 12 May 2008, Sichuan, People’s Republic of China[J]. GSA Today, 2008, 18: 4-11. DOI:10.1130/GSATG18A.l.

[13] Royden L H, Burchfiel B C, King W R,etal. Surface deformation and lower crustal flow in eastern Tibet[J]. Science, 1997, 276: 788-790. DOI:10.1126/Science.276.5313.788.

[14] Clark M K, Royden L H. Topographic ooze: building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow [J]. Geology, 2000, 28(8): 703-706.

[15] Schoenbohm L M, Burchfiel B C, Chen L Z. Propagation of surface uplift, lower crustal flow and Cenozoic tectonics of the southeast margin of the Tibetan plateau[J]. Geolgy, 2006, 34(10): 813-816.

[16] Clark M, Royden L, Burchfiel B C,etal. Late Cenozoic uplift of southeastern Tibet: implication for lower crustal flow[J]. Geophys Res Abs, 2003, 5: 12969.

[17] Kirby E, Whipple K X, Tang W,etal. Distribution of active rock uplift along the eastern margin of the Tibetan Plateau: Inferences from bedrock channel longitudinal profiles[J]. J Geophys Res, 2003, 108(B4): 2217. DOI: 10.1029/2001JB000861.

[18] Clark M K, Schoenbohm L M, Royden L H,etal. Surface uplift, tectonics, and erosion of eastern Tibet from large-scale drainage patterns[J]. Tectonics, 2004, 23, TC1006. DOI:10.1029/2002TC00 1402.

[19] Zhu L P. Crustal structure across the San Andreas Fault, southern California from teleseismic converted waves[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2000, 179(1): 183-190.

[20] Zhu L P, Mitchell B J, Akyol N,etal. Crustal thickness variations in the Aegean region and implications for the extension of continental crust [J]. Journal of Geophysical Research, 2006, 111: B01301. DOI:10.1029/2005JB003770.

[第一作者] 黃俊革(1966-),男,博士,教授,研究方向：地球物理數值模擬、土木工程監測, 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]中國地質調查局地質調查工作項目(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

[文獻標志碼][分類號] P542.5; P631.44 A