青藏高原东北缘地壳上地幔速度结构的地震层析成像研究①

周民都，王椿镛，曾融生

（1．中国地震局兰州地震研究所，甘肃兰州 730000；2．中国地震局地球物理研究所，北京 100081）

青藏高原东北缘地壳上地幔速度结构的地震层析成像研究①

周民都1，王椿镛2，曾融生2

（1．中国地震局兰州地震研究所，甘肃兰州 730000；2．中国地震局地球物理研究所，北京 100081）

本文收集了甘肃、青海、宁夏、陕西和四川台网的130个台站1980－2002年间记录的3 229个区域地震（MS≥1．5）和168个远震资料，从55 024个区域地震震相中挑选出了51 210个最大走时残差为3．0s的震相，选取了2 651个远震震相。层析成像结果显示：（1）青藏高原东北缘地区下地壳存在大范围的P波速度低速异常，上地幔顶部多数地区平均P波速度为8．05km／s左右，接近于大陆下方全球的Pn波平均速度8．1km／s，使得莫霍间断面比较清晰，莫霍面反射波能量较强；（2）研究区内发生大震的震中大多位于深度图中10km的低速区、30km的高速区附近和50 km的低速区附近，表明这些区带为孕震区；（3）青藏高原东北缘地区的主要断裂带均是逆冲兼走滑断裂，多数位于速度正负异常的过渡区上，且很可能是超壳断裂；（4）从张掖经海原、平凉再向南拐的弧形地带可能就是青藏高原的边缘地带；且预示着阿拉善地块有地台活化的迹象；（5）从层析成像结果中切出的二维速度扰动剖面与人工地震测深剖面吻合较好。

青藏高原东北缘；地震层析成像；莫霍面；地壳上地幔速度结构

Abstract：The seismic data including 3 229local earthquakes（MS≥1．5）and 168teleseismic events occurred during 1980to 2002recorded by 130seismic stations in the seismic networks of Gansu，Qinghai，Ningxia and Sichuan province are collected，and from 55 024local phases we selecte 51 210with the maximum travel time residual of 3．0s，and 2 651teleseismic phases．The tomographic inversion results show that：（1）Lower P－wave velocity anomaly exists widely in the lower crust beneath the northeastern margin of the Qinghai－Tibet plateau．Average P－wave velocity in most of the top of upper mantle is 8．05km／s that is close to the global continental average Pn－wave velocity with 8．1km／s．It indicates the existence of a clear Moho interface and strong reflections from Moho interface．（2）The epicenters of most strong earthquakes occurred in the research region are located in the lower velocity areas in the 10km depth range，around thehigher velocity areas in the 30km depth range and lower velocity areas in the 50km depth range，which suggests that these areas could be the possible earthquake pregnancy regions．（3）Major fault belts in the region are reverse thrust with strike slip，locate on the transition zones between lower and higher velocity anomalies，and are possibly ultra－crustal faults．（4）The arc belt from Zhangye to Haiyuan and Pingliang and turns to south is possibly the marginal belt of Qinghai－Tibetan plateau，and indicates the platform activation in Alashan platform．（5）The 2Dvelocity perturbation profile taken from the seismic tomographic results shows fairly agreement with deep seismic sounding profile．

Key words：Northeastern margin of the Qinghai－Tibetan plateau；Seismic tomography；Moho interface；Velocity structure of crust and upper mantle

0 引言

青藏高原东北缘地区是整个青藏块体向大陆内部扩展的前缘部位，晚新生代到现今的构造变形十分强烈，遍布全区的第四纪活动逆冲断裂、走滑断裂和活动褶皱表明整个地区正在遭受地壳缩短和左旋剪切作用，并导致了一系列7级以上大地震的发生。本文的研究区域是32°～40°N，100°～108°E，属青藏块体东北缘和鄂尔多斯地块西南缘。据有文字记载以来（中国强震目录，中国地震局，1999），本区发生了7级以上地震24次，其中8级以上地震5次：1654年天水8级地震、1739年平罗8级地震、1879年武都8级地震、1920年海原级地震和1927年古浪8级地震，其频度之高，强度之大在全国属少见。

20世纪60年代初期，中国科学院地球物理研究所利用工业爆破进行地震深部探测，在甘肃景泰地区得到了地壳内部的速度分布，并发现地壳中存在高速夹层［1］。20世纪80年代以来，国家地震局在此区或穿过此区作了5条人工地震探测（折射、宽角反射）剖面［2－7］，即：门源—平凉—渭南剖面，郑州—银川剖面，灵台—阿木去乎剖面，成县－西吉剖面和玛沁—兰州—靖边剖面。1989年地矿部第二综合物理勘探大队作的青海花石峡—四川简阳人工地震测深剖面①地质矿产部第二综合物理勘探大队．青海花石峡—四川简阳爆破地震测深成果报告．1991．也穿过此区。人工地震测深剖面解释结果显示青藏高原东北缘地区地壳的平均P波速度偏低，仅为6．25km／s左右；而青藏高原东北缘地区上地幔顶部多数地区平均P波速度为8．05 km／s左右，使得莫霍间断面比较清晰，Pn波能量较强。周民都等［8］利用这些人工地震剖面和天然地震资料反演得到的结果给出了这一地区莫霍界面深度分布图，青藏高原东北缘地区莫霍界面深度总的趋势是东北浅、西南深，深度由银川盆地的38km增至玛沁附近的63km左右。

用天然地震资料确定青藏高原东北缘地区的地壳三维速度结构已有一些研究工作［9－10］。由于他们使用的地震资料较少，精度和考虑的范围有限，这些结果仅能大体上反映青藏高原东北缘地区的速度结构，而未能显示较详细的地壳和上地幔速度结构图象。

本文利用青藏高原东北缘地区丰富的天然地震波走时资料及人工地震测深和天然地震反演给出的莫霍面形态资料，反演地壳上地幔的地震波速度结构，研究该地区深浅构造的关系，并探讨强地震发生的深部环境。

1 区域地质背景

青藏高原东北缘地区跨越三个大的构造单元［11］（图1）：中朝准地台、青藏高原和扬子准地台。中朝准地台可分为鄂尔多斯地块和阿拉善地块两个次一级的构造单元；青藏高原可分为祁连山褶皱系、秦岭褶皱系和甘孜褶皱系三个次一级的构造单元。各单元间都以深大断裂分界。

中朝准地台位于研究区北部和东北角，以西秦岭北缘断裂，六盘山断裂和龙首山断裂为界与祁连和秦岭褶皱系分开。西侧阿拉善台隆在早古生代以后长期隆升；东侧的鄂尔多斯地块在晚石炭纪到白垩纪期间平稳下沉，连续接受一套以滨海相到陆相沉积，厚度巨大，产状平缓［10，12－13］；中间从贺兰山东侧到六盘山一带形成一SN向拗陷带，称为鄂尔多斯西缘褶皱带，构造比较活动，分开了鄂尔多斯与阿拉善两大地块。

图1 研究区内的地质构造轮廓［8］Fig．1 Framework of tectonics in the research area．

祁连褶皱系是一个走向NW的加里东褶皱系，南侧分别以青海南山断裂，西秦岭北缘断裂和秦岭褶皱系相隔。自NE向SW又可分为走廊过渡带，北祁连褶皱带，中祁连隆起带和南祁连褶皱带，各带之间分别被深断裂所分开。祁连褶皱带在新生代随着青藏高原的隆升构成隆起区的东北边缘，沿祁连山北缘断裂发生强烈垂直抬升，山脉内部的多条断裂在新构造运动中活动十分明显［14］。

秦岭褶皱系南侧以库玛断裂、迭部—略阳断裂为界与松潘甘孜褶皱系分开，内部自北向南又可分为北秦岭加里东褶皱带、礼县―柞水华力西褶皱带和南秦岭印支褶皱带，是由北向南在不同时代，多旋廻形成的地槽系，其主要沉积层是上古生界至三迭系［15］。

甘孜褶皱系位于研究区西南角的库玛和迭部―略阳断裂以南地区，东侧以龙门山断裂为界与扬子准地台区相邻，在晚三迭世的印支运动中褶皱。在喜山运动中本褶皱系随青藏高原隆升，造成沿龙门山断裂发生向四川盆地的推覆逆冲［16］。

扬子准地台位于研究区东南角，研究区内主要分布地台西北角的龙门山—大巴山台缘褶皱带，是在燕山运动和喜山运动中强烈褶皱变形。

2 三维速度结构反演

2．1 反演方法

用区域地震的P波到时资料确定台网下方的地壳三维速度结构的方法，最初是由Aki和Lee［17］提出的，后来又有不少的改进。区域地震到时资料的优点在于入射角可以在很大范围内变化，因此可以取得地壳内部的良好分辨。这一反演方法的前提是，必须考虑震源位置和速度模型的耦合问题。在众多的走时反演算法中本研究选择了一种适合本地区台站分布和地壳结构的反演方法，即赵大鹏的层析成像方法。这一方法的基本技术路线［18－24］是利用体波的射线追踪方法，采用近似弯曲技术进行走时正演；利用阻尼最小二乘法（DLSQR）作速度分布的反演；网格划分采用球坐标；速度模型采用8节点内插法。这一方法的优点是考虑了地壳和上地幔内间断面的复杂形状，并发展了含有复杂形状间断面的横向变化介质中的射线追踪算法，用于计算在三维介质中的理论走时。

2．2 地震资料

研究区位于32°～40°N；100°～108°E，为了尽可能地消除反演中的边缘效应，我们在地震事件和台站的选取上对研究区东西方向外延伸了3°；南北方向外延伸了2°的区域。本研究使用了甘肃、青海、宁夏、陕西和四川台网的130个台站记录到的从1980年到2002年的3 229个区域地震（MS≥1．5）和168个远震资料。从55 024个区域地震震相（¯P、Pn、¯S或Sn）中挑选出了51 210个最大走时残差为3．0s的震相，选取了2 651个远震震相，每个地震的最小到时数为5。图2是研究区内及附近的地震台站分布；图3是反演计算所用区域地震分布；图4是反演计算所用远震地震分布；图5是区域地震的走时图。由于台站分布的不均匀，对青藏高原内部、阿拉善地块和鄂尔多斯地块个别地区地震的监控能力降低，将造成在上述地区层析成像的精度降低。

图2 研究区内及附近地震台站分布图Fig．2 Distribution of seismic stations used in the research area．

图3 区域地震事件分布图Fig．3 Distribution of earthquake epicenters in research area．

图4 远震地震事件分布图（中心座标为36°N；104°E）Fig．4 Ditribution of teleseismic events（Central coordinate：36°N；104°E）．

2．3 初始模型

在反演中模型的网格取得小一些，会提高分辨率，但误差会增大；网格取得大一些，会减小误差，但分辨率会下降。根据资料的分布情况并经过多次检测板试验，采用三维网格节点对研究区的速度模型进行了参数化。初始模型在水平方向上以0．5°× 0．5°等间隔划分网格；在深度方向从地表到80km深度划分了1、10、30、50、65和80km共6层。初始模型中设置了2个速度间断面，分别为康氏面和莫霍面两个间断面；其中莫霍面深度来自文献［8］，康氏面深度是利用人工地震测深剖面解释结果给出的。

图5 区域地震的走时图Fig．5 Travel time of regional seismic wave used in the study．

网格节点的P波和S波速度一维初始模型如图6所示。模型中非节点上的速度值可由周围8个节点上的速度值线性内插得到，计算公式为

其中，φ是纬度，λ是经度；h是地球表面以下的深度；V（φi，λj，hk）表示点（φ，λ，h）周围的8个节点的速度值。

图6 P波和S波速度一维初始模型Fig．6 Initial 1Dseismic P－and S－wave velocity model used in the research area．

2．4 解的分辨分析

本文的分辨率讨论主要以检测板实验结果来进行的［25］。检测板实验的基本原理是在初始一维速度模型上首先建立一个正负相间扰动的理论模型（3%），根据地震和台站分布情况拟合理论走时，再在无正负相间的速度模型下反演还原正负相间模型。根据还原后模型和理论模型的差异来判断分辨效果。如果分辨效果好可增加网格节点，反之可减少网格节点。经过多次试验可选择一个既能较好地反映研究区构造，又能有较好的分辨效果的模型参数化方式。图7给出了不深度剖面的检测板试验结果。

从图7中可知，在研究区内30km、50km和65 km的检测板试验结果都有比较好的分辨率，1km、10km和80km的检测板试验结果分辨率稍差。而青藏高原内部、阿拉善地块、鄂尔多斯地块和扬子地台的个别地区在各层位的分辨率较差，这是由于台站布局不尽合理及地震事件较少造成的。我们用的检测板程序只能用区域地震资料进行计算，而不能用远震资料。总之，加上远震资料，在现有数据的条件下，该模型的网格划分在1～80km以上深度能得到较好的反演结果。

P波速度模型的初始走时残差平方和为11 209．67s2，RMS残差为0．791s；一次迭代反演后走时残差平方和减至8 055．84s2，RMS残差减至0．633s；经3次迭代反演后走时残差平方和减至7 736．85s2，RMS残差减至0．619s。S波速度模型的初始走时残差平方和为12 042．66s2，RMS残差为0．819s；一次迭代反演后走时残差平方和减至8 511．22s2，RMS残差减至0．650s；经3次迭代反演后走时残差平方和减至8 187．81s2，RMS残差减至0．637s。考虑到该区域台网运行时间较长，仪器类型多，这一误差评价是可以接受的。

3 层析成像反演结果

图8（图版Ⅰ图8）和图9（图版Ⅱ图9）是反演得到的研究区内P波和S波速度图象。为了便于图象比较，把研究区中的大震分布和图1中的断裂构造也放入图中。

表1给出了垂直向节点上相应的速度初始值和最终值，初始值是综合考虑了各条人工地震测深剖面的解释结果及图5走时图的基础上提出的如图6所示一维速度值。最终值是经反演后垂向同一水平层上各节点的速度平均值。从表1中可以看到，速度最终值与初始值相差不大，说明我们给出的一维速度初始值是合理的。

表1 青藏高原东北缘地区地壳上地幔P波和S波的初始值与反演最终速度值

（1）研究区内地形起伏，海拔高程变化很大（几百米到四千多米）。1km深度层上P波图象和S波图象比较相似，在银川盆地和松潘附近为低速区；祁连断裂北侧（走廊过渡带）速度较低，南侧（秦岭褶皱带）和龙首山断裂速度相对较高，可大致看出断裂走向，这可能反映了沉积层和地形起伏的情况。

（2）10km深度上的速度扰动图象基本反映了研究区内上地壳速度的横向变化，它与地表地质构造有明显的关系。P波和S波在银川盆地及周围存在大范围的低速区，人工地震测深解释［10］认为银川盆地沉积层较厚且在这一地区已探明有大量的油气储藏。海原西有一低速区，这与人工地震测深结果①相吻合。徐文耀等［26］根据短周期地磁变化异常资料推算出，兰州—天水一带存在一条NWW向高导带；张必敖等［27］根据地温场资料也指出兰州—天水地区存在一地热异常区；人工地震测深解释认为天水地区上地壳底部有一低速体［5－6］，这可能与10 km层面图象上天水北的低速区有关。河西走廓呈现出低速，这可能与祁连山北缘断裂与龙首山断裂之间的褶皱有关。在共和附近、兰州及西南部存在高速区，松潘附近大范围的低速区，这一现象目前还未得到深部介质方面的合理解释。总体上看，秦岭褶皱带速度高些，甘孜褶皱带速度低些，上两个褶皱带的分界断裂是库玛带和迭部略阳断裂，走向较清晰。大地震在此深度上多投影于低速区。

图7 不同深度剖面的检测板试验结果Fig．7 Results of checkerboard resolution test at different depths．

（3）30km深度上的速度扰动图象在研究区内反映的是下地壳的速度分布情况。P波和S波在兰州及周边呈现低速区，这一区域处在祁连褶皱带中。P波图象显示，从张掖经西宁到松潘有一宽约200 km的高速带；而在S波图象中这个带不明显，仅在张掖东南、共和西和合作附近存在高速。总体上看，秦岭褶皱带速度高些，祁连褶皱带速度低些，分界断裂是西秦岭北缘断裂，其走向较清楚，可见似乎切到了此深度。大地震在此深度上多投影于高速区附近。

（4）50km深度上的速度扰动图象在研究区的西南部反映的是下地壳的速度分布情况，而在东北部反映的是上地幔的速度分布情况。这层的P波和S波均显示在张掖—兰州有一大范围的低速区，这个区域处在下地壳底部莫霍面陡变上，刘建华等人［9］所作的研究结果同此基本吻合。在银川与海原之间也有一低速体，这可能预示在这些地区上地幔顶部有热介质存在。大地震在此深度上多投影于低速区附近。

（5）65km深度上的速度扰动图象在研究区反映的是上地幔顶部的情况。在这层P波图象显示，张掖—兰州—天水—银川存在大面积（个别小区域除外）高速区域，而在50km的图象上这一区域是低速区，这表明此区莫霍面上、下的速度差异较大；在S波图象上的高速区域比P波图象上要小一些。P波和S波图象上均显示龙门山断裂在65km层面上处于高速；阿拉善左旗以北存在大范围低速区。

（6）80km深度上的速度扰动图象在研究区反映的是上地幔顶部的情况。在这层中65km层中大面积的高速区已分解，高、低速区比较零乱。值得注意的是，西宁周围是低速区，而在10km、30km、50km和65km速度扰动图象上这个区域也为低速区，这里可能存在一个上地幔到地壳间的热流通道。在50km、65km和80km速度扰动图象上阿拉善左旗以北均处在低速区，这可能预示此处在上地幔顶部有热物质存在。

4 讨论与结论

大约在4000万年前印度板块与欧亚板块发生碰撞，以后以每年大约5cm的速度继续向北俯冲，至今已造成了约2 000km的地壳缩短量［28－29］。青藏块体前期主要表现为挤压、逆冲和地壳变厚等地壳缩短现象。而在后期，青藏高原地壳虽然继续在缩短，但已经很有限了。变厚了的地壳在强大的推挤作用下，更突出地表现出向外滑动的性质，断裂间的条状块体向E或SE方向滑动［7，30］。正是在上述大背景之下，青藏高原东北缘地区的条状块体也在向E或SE方向滑动［31］。同时，该地区是青藏、鄂尔多斯和阿拉善三个块体的接合部位，东侧的鄂尔多斯地块和北侧的阿拉善地块都是非常稳定和坚硬的块体。由于受这两个坚硬块体的限制，在较软的祁连褶皱系的北部形成了一系列弧形断裂带。地震震源机制、地应力测量和地形变资料一致表明该区主应力方向为NEE―SWW方向。在弧形断裂的西北段为左旋走滑；在东南段则主要表现为挤压和逆冲。滑动和逆冲速率由南向北逐渐减弱［7，30］。

青藏高原东北缘地区的地壳上地幔三维速度结构图象显示的许多有意义的特征与深部探测研究结果基本一致。如天水附近上地壳下部存在一低速体［5－6］，银川盆地沉积层较厚［4］。下面针对本文的层析成像中的几个重要结果、青藏高原东北缘地区地壳上地幔结构总体特征、与重大断裂相关的速度异常图象和青藏高原边界问题进行讨论。

（1）根据本研究和其它研究的深部地壳结构表明，青藏高原东北缘地区是典型的活动地区。地壳厚度的变化幅度近30km［8］。地壳的厚度变化与多种构造因素有关，如地壳的伸缩或挤压、均衡力、岩浆的底侵和侵入等［32］。在青藏高原东北缘地区，地壳的厚度变化主要原因是印度板块的俯冲和挤压受到阿拉善地块和鄂尔多斯地块的阻挡造成的。

青藏高原东北缘地区地壳的平均P波速度偏低，仅为6．25km／s左右，该区下地壳存在大范围的低速异常，这些符合构造活动区的特征［33］。而青藏高原东北缘地区上地幔顶部多数地区平均P波速度为8．05km／s左右，接近于大陆下方全球的Pn波平均速度8．1km／s，使得莫霍间断面比较清晰，莫霍面反射波能量较强，在青藏高原东北缘地区的一些人工地震测深剖面上可以观测到［3，6－7］。这一现象与川滇地区的有所不同［32］。

图10 研究区内震源深度分布图Fig．10 Distribution of focal depths in the research area．

（2）青藏高原东北缘地区是中国大陆地震活动高发地区之一，多数深大断裂带与近期发生过强烈地震活动带相联系，如中国著名的南北地震带就通过该区。该区现代地震构造受控于近EW向的区域构造应力场和SN向的局部应力场。青藏高原东北缘地区大多数地震震源深度在5～30km之间地壳范围内（图10），而从图8中可以看到，本研究区内发生大震的震中大多位于10km深度图中的低速区、30km深度图中的高速区附近和50km深度图中的低速区附近，表明这一地区有条件形成地震活动带的孕震区存在便于能量积累的脆性的“积累单元”和便于让位的“调整单元”［34］。地震容易发生在地壳内低强度的区域，因为这些区域在横向挤压的构造应力场作用下易于破裂［32］。在横向上，10 km、30km和50km深度速度异常分布显示，强烈地震发生在位于正异常区或正负异常的过渡带上。在纵向上，这些地震的下方（下地壳，有时直至上地幔顶部）为负速度异常区。青藏高原东北缘地区的地质构造复杂，每个强烈地震的发生还有其特定的环境背景。

（3）青藏高原东北缘地区的主要断裂带均是逆冲兼左旋走滑断裂，它们是印度洋板块向北挤压欧亚板块，受到准刚性的阿拉善地块和鄂尔多斯地块的阻挡，向东和东南方向逃逸形成的。从沿104°E切出的层析成像二维剖面（图11）上可以看到，库玛断裂带和西秦岭北缘断裂带均位于速度正负异常的过渡区上。库玛断裂带的北面是正异常区，西秦岭北缘断裂带的南面是正异常区。从速度异常分布图上看这两条断裂带都有直至上地幔顶部的异常显示。从图11上看，海原断裂带和天景山断裂带在此二维剖面上穿过上地壳的速度负异常区，可以推断海原大震的震源位于上地壳中。

图11 沿104°E方向的二维速度异常剖面Fig．11 2－D profile of seismic wave velocity perturbation along 104°E．

在50km深度的P波速度扰动图象中可以看到有一个从张掖经海原、平凉再向南的负速度异常区，而这个区域在65km深度的P波速度扰动图象中是正速度异常区。这个区域可能就是青藏高原东北缘的边界。在50km深度这个区域处于莫霍面的陡变带上和负速度异常区，这可能预示着阿拉善地块有地台活化的迹象［11］。青藏高原东北缘地区受到板块碰撞的影响，已经明显表现出地壳增厚和缩短、高原隆升、块体旋转以及侧向挤出等复杂的形变和运动状态。

（4）我们沿玛沁—兰州—靖边人工地震测深剖面切了一条二维层析成像速度扰动剖面，两条剖面有较好的吻合（图12）。人工地震剖面在玛沁的下方下地壳中存在低速块体，在层析成像剖面中有所反映；人工地震剖面在兰州西南下方下地壳中存在低速区，在层析成像剖面中也有，只是层析成像的低速度异常区较人工地震的大些；人工地震剖面在海原下方20km左右深度上存在低速块体，而在层析成像剖面上这一区域是接近正常的区域。两个剖面的差异，可能是由于层析成像的精度不如人工地震的所引起的。

图12 层析成像速度扰动剖面与人工地震剖面对比Fig．12 Comparison of the seismic tomography profile and the deep seismic sounding profile．

本研究使用了赵大鹏（Zhao D．P．）博士编写的Tomog1P程序，在此表示感谢。

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Seismic Tomography of the Velocity Structure of the Crust and Upper Mantle in Northeastern Margin of the Qinghai－Tibet Plateau

ZHOU Min－du1，WANG Chun－rong2，ZENG Rong－sheng2

（1．Lanzhou Institute of Seismology，CEA，Lanzhou 730000，China；2．Institute of Geophysics，CEA，Beijing 100081，China）

P315．25

A

1000－0844（2012）03－0224－10

10．3969／j．issn．1000－0844．2012．03．0224

2011－03－22

国家自然科学基金重点项目（40334041）；国家重点基础研究发展规划项目（95－13－02－02，95－13－02－03）；甘肃省自然科学基金（ZS981－A25－011－Z）；中国地震局地震预测研究所基本科研业务费（A68－4）；中国地震局兰州地震研究所论著编号：LC2012015

周民都（1955－），男（汉族），博士，研究员，从事地震波理论与应用研究工作、天然地震和人工地震测深观测工作、利用天然地震和人工地震波资料反演地壳和上地幔速度结构及解释工作．