青藏高原东缘岩石圈及软流圈结构

范　军, 朱介寿, 江晓涛, 吴　朋, 杨宜海

(1.成都理工大学 地球物理学院, 成都 610059; 2.四川省地震局，成都 610041)



青藏高原东缘岩石圈及软流圈结构

范军1,2, 朱介寿1, 江晓涛1, 吴朋2, 杨宜海1

(1.成都理工大学 地球物理学院, 成都 610059; 2.四川省地震局，成都 610041)

[摘要]青藏高原东缘岩石圈及软流圈结构的研究是认识该区域地壳上地幔的构造形变及高原内部物质向东运移的重要手段。通过搜集四川区域数字地震台站和野外临时地震台站记录的观测资料，采用接收函数共转换点(CCP)偏移叠加成像方法对青藏高原东缘深部结构研究。研究结果揭示：青藏高原东缘的地壳厚度比四川盆地的地壳厚度大10～20 km；在青藏高原东缘与四川盆地的过渡地带，莫霍面处存在大幅度的垂向错断和变形。从青藏高原东缘到四川盆地，岩石圈与软流圈分界面(LAB)显示出深度逐步增加、410 km间断面深度则有变浅的趋势。在地壳的下界面和LAB界面间以及LAB界面与410 km间断面间也存在多条不连续的分层。青藏高原东缘和四川盆地的LAB界面的下方都有明显的低速层分布，但它们之间存在差别，四川盆地的LAB界面的下方低速层分布较为完整，而青藏高原东缘LAB界面下方的低速层分布中可见离散的高速块体分布。青藏高原东缘与四川盆地深部结构的明显差异，体现了该地区的深部地球动力学背景的复杂性。

[关键词]青藏高原东缘；接收函数；共转换点偏移叠加；岩石圈；软流圈

地质学家在对地球内部的认识过程中，其认知的对象也从地表、地壳向地球更深处的地幔乃至地核深入。岩石圈及软流圈的研究是认识地球内部结构的重要内容，其研究结果对地球的物质成分及地壳上地幔内部物质的运动形式的认识具有十分重要的意义。

近年来，许多学者对青藏高原东缘的地球深部结构及动力学背景进行了研究，特别是在该地区内的龙门山断裂带上相继发生汶川8.0和芦山7.0地震后，其研究工作更是得到了深入和发展。张忠杰等对青藏高原深部物质逃逸流与四川盆地间相互作用进行了研究[1]；朱介寿利用面波层析成像、跨龙门山的被动源地震观测、爆破地震剖面的结果对汶川地震的岩石圈深部结构与动力学特征进行研究[2]；沈旭章等用远震接收函数方法对青藏高原东北缘地壳及上地幔结构进行研究[3]，并进一步采用S波接收函数成像方法研究了该地区地壳及上地幔间断面分布和特征[4]；滕吉文等运用龙门山断裂带、松潘-甘孜块体和四川盆地内的爆破地震测深以及天然地震层析成像、接收函数与面波频散反演研究，探讨了汶川8.0级大地震的发生与岩石圈精细速度结构和动力机制[5]；沈旭章采用联合P波和S波远震接收函数偏移成像结果，对芦山7.0地震和汶川8.0地震震源区地壳岩石圈变形特征进行分析研究[6]。

远源地震波不仅携带了接收区的介质响应信息，而且包含了震源和传播路径等的影响。通过消除这些因素而分离得到接收区的介质响应，就是提取接收函数的过程。远震接收函数包含了接收区下方地壳及上地幔内速度不连续面产生的PS转换波及其多次波信号[7]。通过接收函数波形内的这些震相来研究地壳上地幔的速度结构，近年来已成为一种常规方法。

本文搜集了60个四川区域数字地震台站和成都理工大学通过独立观测或国际合作部署的62个宽频带流动地震台站的地震观测资料，用接收函数方法对上述台站的远震P波数据提取接收函数，采用CCP偏移叠加成像方法，对青藏高原东缘和四川盆地，特别是龙门山地区莫霍面分布、地壳至岩石圈上地幔速度结构的精细成像，得到了研究区域的地壳上地幔及岩石圈分布和形态，从而对地壳上地幔速度结构和动力学过程进行研究。

1地质构造背景

青藏高原素有“世界屋脊”和“第三极”之称，往北，特别是往东地势急剧下降，这种地貌分布特征与青藏高原在新生代强烈隆升有关。受印度板块运动推挤和欧亚板块的阻挡，形成了许许多多新的断裂构造，并控制了高大山脉的走向。实际地震观测显示，频繁的大地震常发生在青藏高原东缘及附近区域。众多断裂带分布在青藏高原东缘的区域内，如龙门山、鲜水河、安宁河、马边-荥经断裂活动带等，是显著的地壳厚度和重力梯度带[8,9]。图1为研究区断裂构造与地震分布图。

青藏高原东缘地处持续抬升的高原板块与稳定的华南地块相互作用的前沿地区，长期以来一直是地质学家研究的热点地区。研究区内的川西地区是活动的川滇、松潘-甘孜块体与四川盆地的交界处，其地质构造复杂，结构变形巨大，大地震频发[10]。

由于受到上新世至第四纪期间左旋运动的断层影响，青藏高原东缘的深部结构变形一直在持续，这些断层的影响范围从地表的地形地貌向下可深入到地壳上层的老构造[10,11]。Burchficl、Royden和Clark等研究了青藏高原的下地壳的黏滞性层流，认为在下地壳物质向东流动时，受到相对刚性的四川盆地阻挡，地壳流上升引起上地壳变形及地表隆升，并对其进行了模拟[12-14]。研究区内高程剧烈变化的地形，被看作是受到高原内部软弱的地壳物质向东运移而在青藏高原东缘内部聚集，从而形成了该地区地壳增厚的结果[15-18]。

图1　青藏高原东缘断裂构造与地震分布图Fig.1　The fanlted structure on the eastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau and distribution of earthquakes

2资料选取

本文选取四川数字地震台网的60个宽频带区域数字地震台站和成都理工大学通过独立观测或国际合作部署的62个宽频带流动地震台站(图2)的地震观测资料，用接收函数方法对上述台站的远震P波数据提取接收函数，对设计的AA’、BB’和CC’ 3条剖面(图2)采用CCP偏移叠加成像方法，进行地壳上地幔结构成像，以期得到地下深部速度结构。

本文从这122个区域数字地震台和流动地震台的宽频带地震台的340次远震记录中，选取震中距在30°～90°、震级>5.5级的台站波形资料，挑选并抽取出具有清晰波形记录及射线分布均匀的远震220次的记录数据，用于 P波接收函数的提取计算、接收函数的地下深部速度结构反演和成像。图3为远震震中分布。

3远震接收函数CCP偏移叠加成像

远震接收函数共转换点(CCP)偏移叠加成像技术是由Zhu的共反射点叠加(CMP)方法发展而来的[19]。通过速度模型计算射线路径，并将接收函数的振幅转换为不同深度界面下的PS转换波，随后对接收函数作时间-深度域上的转换并校正入射角，振幅会在各深度上重新分布。对剖面上的各台站下方按深度分段，并在各层内选取共转换点和像素点。在对选取的共转换点进行叠加的时候，叠加该点附近共转换点单元内所有点的振幅，并将叠加后的振幅值赋给该转换点附近所有像素点的范围。如此叠加之后生成的即共转换点成像结果，它直观地给出了剖面下方的地下介质速度结构的分布。本文所设定共转换点单元是由菲涅耳带半径加平滑长度所决定的[20]。

当远震P波在传播过程中遭遇速度不连续界面时，就会转换为S波(图4)，在其径向方向汇聚了转换波的优势能量。远源地震波信号主要处在低频段，可以去除地壳非均匀结构中细小尺度的影响。通过对同一台站记录的各接收函数波形进行叠加平均，也可以有效消除地壳横向非均匀性的影响。

首先根据速度模型进行射线参数和追踪计算，得到接收点至每一深度内转换点的转化波(PS波)的到时差tPS(p), 如公式(1)。把公式(1)中水平慢度的值设置为零，可得到接收点至其在地表投影点的到时差tPS(0)。通过公式(2)可计算得到接收函数转换震相与P波直达波的到时差。最后可以通过公式(1)和(2)得到研究区内各深度内网格点的相对到时差ΔtPS(p)。

图2　台站分布及剖面位置图Fig.2　Station distribution and profile location map

图3　远震震中分布图Fig.3　Teleseismic epicenter distribution

图4　转换波示意图Fig.4　Converted wave diagram

(1)

式中:D表示P波到S波转化的深度;vP、vS分别为P波和S波的速度。

ΔtPS(p)=tPS(p)-tPS(0)

(2)

其次，在能量叠加计算时，我们还要考虑高斯权重因子w的影响。

w=exp(-x2/a2)

(3)

其中：x代表转换点到任意设定深度位置网格点的距离;a代表高斯宽度的设定值。

通过以上计算我们可以得到设定区域内各网格点内的能量分布。在实际的地球内部，能量会在速度不连续面附近聚集。因而通过接收函数的CCP偏移叠加，可以研究地球内部速度不连续面的分布及变化状态。

4结果及分析

本文采用前述的接收函数CCP偏移叠加成像方法，对研究区设定的3条剖面AA’、BB’和CC’分别进行成像计算，得到了深度为450 km的CCP叠加成像结果剖面(图5)，剖面AA’呈现了接收函数CCP叠加成像的宣汉-巴塘剖面的结果，剖面BB’显示了接收函数反演的若尔盖-泸州CCP叠加成像结果，剖面CC’显示了接收函数反演的乡城-广安CCP叠加成像结果。

图5　450 km深度的CCP叠加成像结果剖面Fig.5　450 km depth profile of CCP stacking results

图5显示出清晰的莫霍面、岩石圈与软流圈分界面(LAB)和410 km间断面，图中同时也显示出地壳下界面与岩石圈底部间断面间以及410 km间断面之间存在的一些不连续的间断面分布。

地壳厚度在青藏高原东缘约为55～65 km，而在四川盆地约为35～45 km。四川盆地与青藏高原东缘的过渡地带，尤其在龙门山断裂带地区，莫霍面处存在大幅度的垂向错断，其幅度可达10～20 km，在青藏高原东缘中地壳内存在不连续的低速层分布。

岩石圈与软流圈分界面显示从青藏高原东缘到四川盆地岩石圈厚度逐步增深的分布特性，在高原地区岩石圈厚度是80～100 km，高原与盆地的过渡地带下面为100～110 km，在四川盆地岩石圈厚度增加至120～150 km。

410 km间断面成像结果显示，该间断面从四川盆地到青藏高原厚度有轻微增深趋势的分布特性，在四川盆地厚度约为400 km，而在松潘甘孜厚度约为420 km。图中还显示，在地壳的下界面和岩石圈底界面间的上地幔部分以及岩石圈与软流圈分界面与410 km间断面间，存在多条不连续的分层。

综合AA’、BB’和CC’ 3条剖面图我们还发现，在青藏高原和四川盆地的岩石圈与软流圈分界面的下方，有明显的低速层分布；但它们之间是存在差别的，四川盆地的岩石圈与软流圈分界面的下方低速层分布较为完整；在青藏高原岩石圈与软流圈分界面的下方的低速层中可见离散的高速块体分布。

5讨论与结论

岩石圈及软流圈的研究是研究地球内部结构的重要内容，其研究结果对地球的物质组成成分及内部物质的运动形式的认识都具有十分重要的意义。

接收函数CCP偏移叠加成像方法，对研究区内设定的剖面进行CCP叠加成像，得到了各剖面清晰的莫霍面、LAB界面和410 km间断面，同时还显示出地壳下界面与岩石圈底部间断面间以及410 km间断面之间存在的一些不连续的间断面分布。

青藏高原东缘地壳厚度为60±5 km，区内分布有并不是处处存在的中地壳低速层；在四川盆地地壳厚度为40±5km，区内不存在低速层。四川盆地与青藏高原东缘的过渡地带，尤其在龙门山断裂带地区，Moho界面处存在大幅度的竖直方向错断，其幅度可达10～20 km。

LAB界面从青藏高原东缘到四川盆地岩石圈逐步增深的分布特性，在青藏高原东缘岩石圈深度约为80～100 km，龙门山断裂带下约为110～120 km，而在四川盆地岩石圈深度大约增加至130～150 km，这与Zhang和沈旭章的结论基本一致[1,6]。410 km间断面从四川盆地到青藏高原厚度有轻微增大的趋势，在四川盆地厚度约为400 km，而在青藏高原厚度约为420 km。在地壳的下界面和岩石圈底界面间的上地幔部分和岩石圈与软流圈分界面(LAB)与410间断面间都存在多条不连续的分层。

在青藏高原东缘和四川盆地的LAB界面的下方，显示出具有差别的低速层分布；四川盆地的LAB界面下方低速层分布较为完整，在青藏高原东缘LAB界面的下方的低速层分布中可见离散的高速块体分布。说明在高原地区由于地壳的增厚作用，少部分的上地慢物质可能进入软流圈的顶部，而在四川盆地中没有发现此种现象。

滕吉文等认为，处于各块体交界及耦合地带的龙门山断裂带，具有非常复杂的深部结构。该断裂带的地表处，是向西倾斜的上冲断层，而在断裂带内部低速层是物质运移的滑脱面。相对软弱的松潘-甘孜地块在龙门山地带被坚硬的四川盆地阻隔，导致龙门山造山带以北地带地壳相对增厚，且地壳速度偏低[1,5]。沈旭章的研究表明，地处青藏高原与华南地块交界处的龙门山断裂带，莫霍面和岩石圈界面(LAB)呈现出强烈变形，地壳也显示出下陷和错断，岩石圈表现为凹变形的特征；并由此推测芦山地震和汶川地震发生的地球动力学的深部背景可能是由该地区地壳和岩石圈变形的高应力积累的反应[6]。

总体上看，其结构特征以重力梯度带和地貌差异明显地区为界，青藏高原和四川盆地的岩石圈结构存在差异。受青藏高原向东、东南推移和相对稳定的四川盆地阻挡的影响，青藏高原东缘的地壳上地幔增深增厚，表现为莫霍面和岩石圈的变形及高耸的地貌，并形成多条深大断裂带；在青藏高原东缘，主要表现为上冲型的龙门山断裂带位于其北部区域，而主要表现为走滑型的鲜水河断裂带、安宁河断裂带及小江断裂带则位于其中南部区域，这与该地区的构造变形和应力场分布相一致。

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[第一作者] 黄俊革(1966-),男,博士,教授,研究方向：地球物理数值模拟、土木工程监测, 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

[基金项目]中国地质调查局地质调查工作项目(1212011120196)。

[收稿日期]2014-07-06。

[文章编号]1671-9727(2015)06-0753-09

DOI:10.3969/j.issn.1671-9727.2015.06.14

[文献标志码][分类号] P542.5; P631.44 A