青藏高原东缘上地幔顶部Pn波速度结构及各向异性研究

黎 源，雷建设

中国地震局地壳应力研究所（地壳动力学重点实验室），北京 100085

1 引 言

本文的研究区域为（20°N—40°N，91°E—109°E），处于青藏高原东缘（图1）.该区域构造较为复杂，不仅分布有稳定的阿拉善块体、柴达木盆地和四川盆地，而且还存在大量活动断裂如昆仑山断裂带、龙门山断裂、鲜水河断裂和红河断裂带.在这些断裂带上，分布有大量历史强震如2008年汶川8.0级地震、2010年玉树7.2级地震，尤其是在研究区西南地区还存在腾冲火山及以西存在缅甸弧俯冲带（图1）.这些特殊的地质构造现象，一直吸引着无数地质学与地球物理学家开展多学科综合研究，且取得了富有成效的研究成果，如人工地震测深[1-3］、三维地震层析成像[4-6］、上地幔各向异性[7-10］、地壳上地幔速度间断面[11-13］以及利用GPS观测资料研究区域形变特征[14-16］.

近年来，很多研究者利用Pn波对整个中国大陆上地幔顶部做过大量研究工作[17-19］，其中也包含了本研究的青藏高原东缘.针对青藏高原东缘，最近利用Pn波资料也开展了大量上地幔顶部的波速横向不均匀性和各向异性研究[20-25］，取得了一些有意义的研究结果.这些结果尽管存在很多类似之处，但是无论是研究范围、所用资料还是研究结果均存在着一定差异.就所用资料而言，黄金莉等[21］主要使用1997年之前中国地震年报和云南、四川地震观测报告；崔仲雄和裴顺平[23］除了使用与黄金莉等[21］相类似资料外，还增加了INDEPTH和ISC（国际地震中心）1964-2006年间观测报告；胥颐等[24］主要利用2000—2008年间四川省地震台网观测报告资料.然而，目前很少有研究者使用2008年以来中国区域数字化地震台网观测报告中的Pn波资料开展类似工作，可是该时间段内中国地震区域台网迅猛发展，在青藏高原东缘积累了大量高质量观测资料，而且2010—2011年期间在国家自然科学基金资助下，中国地震局地壳应力研究所在云南红河断裂两侧和腾冲火山区加密了21个流动地震观测[26］，弥补了云南省固定地震台站的稀疏性.因此，2008年以来区域台网观测报告中的高质量到时资料，结合我所流动地震台站观测资料，为我们获取青藏高原东缘Pn波上地幔顶部高质量成像结果提供了可能性.

2 资料与方法

图1 研究区的区域地质构造及历史强震震中分布圆圈代表研究区域内自1962年以来发生的6.0级以上地震的震中位置，其大小代表震级大小，白色圆圈代表地震震源深度浅于50km，灰色圆圈代表震源深度深于50km；红色五角星分别代表2008年汶川8.0级地震（WC Eq.）和2010年玉树7.1级地震（YS Eq.）；ALSB，阿拉善块体；QTB，羌塘块体；CDDB，川滇菱形块体；EHS，青藏高原东构造结；QDB，柴达木盆地；SCB，四川盆地；KQFZ，昆仑山—祁连山褶皱带；QLFZ，秦岭褶皱带；SGB，松潘—甘孜块体；XSR，鲜水河断裂带；LRB，龙日坝断裂带；LMS，龙门山断裂带；AZR，安宁河—则木河断裂带；XJF，小江断裂带；RRF，红河断裂带.Fig.1 Distribution of regional tectonic settings and hypocenters of historic earthquakes in the study region Circles denote hypocenters of earthquakes（M＞6.0）since 1962.White and gray circles denote focal depths of earthquakes above and below 50km，respectively.Red stars denote the 2008Wenchuan（M8.0）and 2010Yushu（M7.1）earthquakes.ALSB，the Alashan block；QTB，the Qiangtang block；CDDB，Chuan-Dian diamond block；EHS，the eastern Himalayan Syntaxis；QDB，the Qaidam basin；SCB，the Sichuan basin；KQFZ，the Kunlun-Qilian fold zone；QLFZ，the Qinling fold zone；SGB，the Songpan-Garzêblock；XSR，the Xianshui-River fault；LRB，the Longriba fault；LMS，the Longmenshan fault；AZR，the Anninghe-Zemuhe-River fault；XJF，the Xiaojiang fault；RRF，the Red-River fault.

本研究所用资料的Pn波到时资料主要有以下几个来源：（1）中国地震局地壳应力研究所2010年4月至2011年7月在云南省布设的21个流动地震台站记录到的波形资料[26］，由这些波形资料我们提取了研究区内Pn波2.0级以上968个地震记录到的4721条Pn波到时资料；（2）为了提高缅甸弧和腾冲火山地区的射线覆盖及方位角分布质量，本研究还挑选了2007—2011年间发生在缅甸境内3.6级以上549个地震事件，分别在由中国地震局地球物理研究所数据备份中心提供的云南、四川、贵州、广西、重庆等191个固定台站组成的区域台网记录到的波形资料[27］中提取到8087条Pn波到时资料；（3）云南、四川地区1985-2005年间地震台网观测报告以及云南、贵州、广西、四川、重庆、西藏、青海、甘肃、宁夏、陕西等省市2008—2011年间中国地震台网观测报告中的6152个地震事件被256个固定台站记录到的40294个Pn波到时资料.

图2 资料走时曲线及残差分布情况（a）相对8.0km／s的平均视速度得到的初始走时残差分布；（b）经挑选后的资料绘制的走时曲线；（c）反演前相对于初始模型的走时残差分布；（d）反演后走时残差分布.Fig.2 Distribution of observed travel time curves and residuals（a）Initial travel time residuals relative to average apparent velocity of 8.0km／s；（b）Travel time curves of chosen data versus epicentral distance in km；（c）Travel time residuals based on the initial model before the inversion；（d）The same as（c）but for those after the inversion.

本研究主要用以下标准来挑选Pn波到时资料：（1）震中距在1.8°～15°之间；（2）震源深度小于40.0km；（3）每个地震事件至少被5个台站所记录，每个台站至少记录到了5次地震事件；（4）走时残差在±4.0s以内.该残差主要是根据以下模型获得：地壳平均速度为6.3km／s，经过对时距曲线的线性拟合得到平均地壳厚度为44.6km，上地幔平均速度为8.0km／s（图2）.经过挑选后，我们获得了6701次地震事件被325个地震台站记录到的53102条Pn波到时资料（图3a）.由图3a可以看出，在32°N以南，台站主要分布97°E以东地区，特别是我所流动地震台站弥补了云南南部地震台站的稀疏性；而在32°N以北，密集台站主要集中在100°E以东地区.地震主要以条带状分布，在龙门山断裂带附近最多.另外，本研究还增加了云南以外印—缅俯冲带中的地壳地震.从整个研究区来看，射线覆盖也不均匀，沿龙门山断裂带及往南的安宁河—则木河断裂附近至澜沧江断裂有较多射线覆盖，而96°E以西相对稀疏些（图3b）.

本文使用Hearn在1996年对美国西部Pn波速度成像的方法[28］.经大量检测板分辨率实验，认为将青藏高原东缘上地幔顶部划分为1°×1°网格是较为理想的模型参数化，每个网格内速度均匀.第i个台站所记录到第j个事件的Pn波走时残差（观测走时与理论走时之差）tij=ai+bj+∑dijk（sk+Akcos2φ+Bksin2φ），式中ai是第i个台站的静延迟，bj是第j次地震的静延迟，dijk是第j次地震事件到第i个台站时穿过网格k的射线长度，sk是第k个网格的慢度扰动，Ak和Bk是第k个网格内的速度各向异性系数，φ是地震事件相对于台站的反方位角.波速各向异性大小为快波方向为1／2arctan（Bk／Ak）+90°.在求解过程中，为了降低到时资料随机误差和射线分布不均匀带来的反演结果的不稳定性，本研究使用带阻尼的最小二乘迭代算法求解走时 方 程 中ai、bj、sk、Ak和Bk五 个未知量.有关该方法的细节，请参阅文献[28］.为了选择合理的阻尼因子，我们将不同阻尼因子获得的模型速度／各向异性扰动方差与走时残差均方根绘制成L形曲线，当L形曲线的曲率值最大时，便是所选取的阻尼因子[29-30］.经过一系列试验，我们最终选取速度不均匀性阻尼因子为100，而各向异性阻尼因子为75.反演后走时残差的标准差由反演前的2.21s降低到了1.02s.图2c和d为反演前后走时残差的分布对比，可以看到反演后资料的残差出现了明显的收敛.

3 结 果

3.1 Pn波速度结构

图3 本研究所用地震台站（三角）、地震震中（白色圆圈）和Pn波射线路径（兰线）（a）及射线覆盖密度（b）分布图红色三角代表中国地震局地壳应力研究所2010—2011年在云南红河断裂及腾冲火山地区布设的流动地震台站，黑色三角为固定地震台站；（b）中颜色越深代表该地区射线覆盖密度越高，其他符号与图1相同.Fig.3 （a）Seismic stations（triangles），epicentral distance（white circles）and Pn ray paths（blue lines）Red triangles denote portable seismic stations deployed around the Red-River fault and Tengchong volcanic areas by our institute in 2010—2011，while black triangles denote permanent seismic stations；（b）Density of ray path coverage.The blacker，the denser.Other symbols are the same as those as shown in Fig.1.

图4 Pn波速度横向变化及各向异性结果Pn波平均速度为8.0km／s，红色表示低速，蓝色代表高速.黑色细线代表Pn波各向异性结果，其中长度代表各向异性强弱，走向代表各向异性快波方向；粗线代表SKS分裂结果，其长度为快慢波时间延迟大小，而走向代表快波方向，其中红色线条代表 Wang等（2008）[8］结果；黄色线条代表 Li等（2011）[10］结果.灰色箭头代表GPS测量的地表速度场（Gan等，2007）[16］.其他符号意义与图1中相同.Fig.4 Lateral heterogeneities and anisotropic results of Pn-wave The average Pn velocity is 8.0km／s.Red and blue colors denote low-velocity and high-velocity anomalies.Thinner black lines denote Pn anisotropic results，the length and striking of which denote the anisotropic strength and fast direction of Pn propagation.Thicker lines denote SKS splitting results，the length and striking of which denote the delays magnitude and fast direction.Red and yellow lines denote the results from Wang et al.（2008）[8］and Li et al.（2011）[10］，respectively.Gray arrows denote the observed GPS velocity field（Gan et al.，2007）[16］.Other symbols are the same as those in Fig.1.

图4 显示了本研究反演得到的青藏高原东缘上地幔顶部Pn波速度结构.由图4可以看出，研究区上地幔顶部存在明显横向不均匀性，与地表地质构造单元存在相关性.古老稳定的柴达木盆地、阿拉善块体和四川盆地均表现为明显高波异常，在拉萨地块存在近NS向高波速异常，其上地幔顶部速度值均在8.2km／s以上.昆仑山—祁连山褶皱系至西秦岭造山带、川滇菱形块体北部和四川盆地以南的上地幔顶部均出现相对弱的高波速异常.在龙日坝断裂带至龙门山断裂带之间的松潘—甘孜地块下方，经安宁河—则木河断裂带至小江断裂带以西的川滇菱形块体南部，为一条近南北向明显低波速异常条带，其速度值可低达7.7km／s左右.在东构造结的三江地区和缅甸弧俯冲带等呈现为明显低波速异常，在四川盆地东南地区也出现200～300km大范围低速异常.图4中圆圈代表自1962年以来研究区内6.0级以上地震的震中分布，其中白色圆圈代表地壳地震（震源深度在40km深度以上），而灰色圆圈则代表地幔地震（震源深度在50km以下的俯冲带内）.可以看出，地壳地震有些发生在高波速异常边缘，如昆仑山—祁连山褶皱系和柴达木盆地边缘，而有些地震发生在高低波速异常过渡带，如川滇菱形块体边缘，这些结果表明壳源地震的发生可能与上地幔顶部介质结构的横向不均匀性密切相关，能量容易在块体边缘而非块体内部积累形成地震.另外，地幔中地震（灰色圆圈）的发生，与印度板块俯冲密切相关[31］，而震源区上方低波速异常可能反映了俯冲板块脱水造成热物质上涌[5］.

3.2 Pn波速度各向异性

上地幔介质各向异性，目前普遍认为是由地幔物质形变导致橄榄岩中晶格的优势取向所引起，反映了最近一次构造运动产生的变形痕迹.造成地幔物质形变可能有多种成因，但最为直接的原因是板块运动[7］.因此，获取可靠的上地幔各向异性结果对于了解研究区板块运动过程具有重要意义.获取上地幔各向异性有多种资料和方法，如SKS分裂方法[8，32］、面波成像方法[33］和 Pn波成像技术，在本研究中我们使用Pn波技术获得了上地幔顶部各向异性结果（图4）.结果显示，Pn波各向异性强弱分布与不均匀性存在明显相关性.在高波速异常区（如四川盆地、阿拉善地块和柴达木盆地），各向异性强度相对弱些，表明这些地区不易发生变形；而在低波速异常区或高速异常边缘地区，如松潘—甘孜地块往南经安宁河—则木河断裂带至川滇菱形块体南部、四川盆地东南和印-缅俯冲带地区，各向异性相对较强，表明这些地区变形强度大.

本研究结果还揭示出各向异性快波方向与构造存在着相关性.在柴达木经昆仑—祁连山褶皱带至西秦岭造山带，Pn波各向异性快波方向基本由NWW至NEE再到NW向变化；在羌唐块体内部，94°E以西各向异性快波方向基本为NEE向，往东至98°E范围内快波方向转变为NNW向，至100°E尽管川滇菱形块体北部为近EW向，但其东西两侧快波方向近NNW向；在块体南部则呈现为近NS向，直至24°N位置.在龙门山断裂东西两侧，各向异性快波方向发生了明显变化，由以西松潘—甘孜地块下方的NE向快速度转变为其以东四川盆地下方的近EW向.在四川盆地南、北及东侧，均存在着与该盆地边缘相切的快波方向.在印-缅俯冲带地区，Pn波快波方向为与逆冲断层走向相平行，这种现象也出现在欧州大陆地区[34］.在拉萨地块内部，Pn波快波方向也存在着由西向东顺时针变化趋势.这些结果不仅得到大尺度Pn波各向异性成像结果[18-19］的支持，而且还与区域尺度各向异性结果[21，23，25］相近.各向异性快波方向在青藏高 原东构造结的这些变化，可能与印度板块北向俯冲密切相关.

3.3 检测板实验结果

为证实我们获得结果的可靠性，本研究通过改变模型网格大小和速度异常幅度开展了大量检测板分辨率实验.由于篇幅的原因，本文仅展示网格大小为1°×1°、速度不均匀性异常幅度为±0.4km／s、各向异性异常幅度为±0.4km／s的实验结果.在这些实验中，我们采用完全相同的地震、台站分布和射线数完全相同的资料集，通过增加均值为零、标准差为0.15s的随机误差，使用与实际资料相同的反演方法，我们获得了输出模型.通过与输入模型对比，我们可以直观地判断哪里分辨率好，哪里分辨率弱.由图5我们发现，无论是不均匀性分辨率实验（图5a），还是各向异性分辨率实验（图5b），除射线数分布较少的西北角与94°E以西地区外，其他地区均达到了1°×1°的空间分辨率.

3.4 台站与事件延迟

利用观测资料开展横向不均匀性和各向异性研究过程中，我们还获得了台站延迟和地震延迟的空间分布.经计算，台站延时在±2.5s内、事件延迟在3.0～ -5.0s内变化.由于台站延迟主要反映了台站下方的地壳速度和厚度的变化，对于本研究采用的6.3km／s地壳P波平均速度来说，1.0s的台站延迟相当于地壳厚度变化10.2km；对于50km的地壳厚度，1.0s的台站延迟相当于0.5km／s的地壳速度变化.由于青藏高原东缘地区地壳平均速度介于6.1～6.6km／s之间[2，35］，相对于6.3km／s的变化量在0.3km／s以内，因此超过0.6s的台站延迟主要反映了台站下方地壳厚度的变化.图6a为台站延时空间分布示意图，除个别台站的延迟存在异常外，整个研究区台站延迟分布基本与莫霍面深度分布相一致，基本反映出青藏高原东缘由东向西、由南向北逐渐增厚的地壳变化趋势.图6b为地震事件延迟空间分布示意图，可以看出尽管事件延迟同样能反映地壳北厚南薄的趋势，但变化的规律性相对弱些，主要由于地震震源深度存在不确性的原因.

4 讨 论

阿拉善块体、柴达木盆地和四川盆地下方Pn波呈现为明显高波速异常（图4），这一结果不仅与前人使用Pn波资料得到的研究结果[21，23-25］相一致，而且得到三维成像结果[4，6］在同深度上结果的支持，说明这些块体和盆地上地幔较稳定.另外，本研究结果揭示出的高波速异常更为明显，且与各盆地和块体地表形态更吻合（图4），可能由于我们使用了更多高质量到时资料的原因.青藏高原拉萨地块中存在近NS向明显高波速异常条带（图4），不仅得到整个中国大陆Pn波成像结果[17-19］的支持，而且还与区域Pn成像结果[21-22］相一致，可能暗示了低角度北向俯冲的印度岩石圈地幔.龙日坝断裂带以东的松潘-甘孜地块、经安宁河—则木河断裂带至川滇菱形块体南部，成像为明显的近NS向低波速异常条带（图4），与前人研究结果[21，23，25］尽管存在着明显细节差别，但在总体模式上还较为相似，说明这一条带下方存在着上地幔热物质上涌，这也得到前人三维体波成像结果[4，6］的支持.

在柴达木盆地至昆仑—祁连山褶皱带附近的6.0级以上地震（包括2010年青海玉树7.1级）多发生在高波速异常边缘，而沿着松潘—甘孜地块往南至川滇菱形块体南部6.0级以上强震（如2008年汶川8.0级地震）多发生在高低波速异常过渡带（图4），可能表明能量容易在块体边界积累形成地震，这种边界可能延伸至上地幔顶部[36］.缅甸弧俯冲带地区的地震属于俯冲板块内的地震，这些地震似乎位于低波速异常内部（图4），但实事上这两者存在深度上差异：本研究的低波速处于50km深度左右，而地震处于50～100km深度范围内.因此，该区地震的发生可能是由印度板块活动（俯冲）作用形成[31］，而上地幔顶部存在明显低波速异常则与板块俯冲脱水密切相关[5］.

由昆仑山—祁连山褶皱带至西秦岭造山带，Pn波上地幔顶部各向异性快波方向主要为NWW、NEE和 NNW 向，与前人研究结果[18，19，37］相近，且与地表变形GPS观测结果[14-16］和SKS分裂获得的上地幔快波方向[10］相吻合（图4），不仅说明地表至岩石圈物质变形存在耦合作用，而且体现了青藏高原物质东向逃逸所引起的岩石圈物质流动遇到了坚硬的鄂尔多斯地块和四川盆地的阻挡作用[38］.龙门山断裂带东西两侧Pn波上地幔顶部各向异性快波方向存在较大差别，在其西侧的松潘-甘孜地块下方为NE向，而在其东侧四川盆地下方为近EW向（图4），尽管与胥颐等[24］认为在断裂带两侧无明显变化的结果存在差异，但得到了黄金莉等[21］、Pei等[19］、崔忠雄和裴顺平[23］和李飞等[25］研究结果的强烈支持，表明青藏高原物质向东南方向流动过程中遇到四川盆地阻挡后，在阻挡的前沿地区松潘—甘孜区域产生了物质分岔流动，一支向SW向流动，另一支向NE向流动[38］.然而，地表观测到的GPS形变[14-16］和SKS分裂获得的上地幔岩石圈各向异性快波方向[8，9］在横跨龙门山东西两侧时不存在变化，与我们观测到的上地幔顶部各向异性快波方向模式存在很大差异，可能表明物质分岔流动仅存在上地幔顶部一定深度范围，而不是整个岩石圈，也没延伸至上地壳，说明该区域内的上地壳与岩石圈在上地幔顶部存在一定程度的解耦作用.在四川盆地以南、安宁河—则木河断裂带以东，本研究结果Pn波快波方向（图4）与SKS分裂获得的快波方向[8-9］和地表GPS观测[14-16］相一致，可能暗示出在这些地区地壳与岩石圈地幔存在耦合作用.川滇菱形块体北部上地幔顶部存在近EW向各向异性，而在其两侧及南部块体均呈现为近NS向（图4），可能表明青藏高原物质沿川滇菱形块北部两侧向南流动[38］.这种快波方向与地表GPS观测[14-16］一致性一直延伸至24°N或更南，但与SKS分裂[8-9］一致性仅延伸至26°N（图4），说明26°N以北地壳与地幔岩石圈均存在耦合现象，但在26°N以南地壳与岩石圈地幔可能发生解耦现象，且发生在上地幔顶部以下深度范围内.

5 结 论

本文利用中国地震局地壳应力研究所2010—2011年期间在云南地区的流动地震观测和近年来高密度数字化区域地震台站记录的高质量Pn波到时资料，获得了一个新的青藏高原东缘上地幔顶部Pn波速度及各向异性结构.Pn波速度在7.7～8.2km／s范围内变化，其横向变化与地表地质构造存在明显的相关性.四川盆地、柴达木盆地、阿拉善块体等构造活动较弱的古老盆地、稳定地台呈现为显著的高速异常；青藏高原东部明显NS向高波速异性，可能代表了低角度俯冲的印度岩石圈地幔.在构造活动较强的地区，Pn波速度较低，如三江褶皱系和缅甸弧俯冲带地区.缅甸弧俯冲带地区的低速异常，可能由于印度板块俯冲脱水致软流圈热物质上涌形成.我们的速度成像结果还揭示出壳源强震与速度高低异常分布具有一定的关联性，地震多发生在Pn波速高的异常边缘或者高低波速异常过渡带，不仅说明能量容易在构造单元边界而非构造单元的内部积累，而且说明地壳强震可能与地幔中物质不均匀性分布存在某种关联.

青藏高原东缘Pn波速度各向异性强弱分布与速度异常分布相关联.整体上，低速异常区或者高低速异常过渡带，其速度各向异性较为强烈，而在稳定地块和盆地下方各向异性相对弱些.Pn波快波方向在龙门山断裂两侧发生明显变化，由其西侧松潘—甘孜地块下方的NE向转变为东侧四川盆地下方的近EW向，说明青藏高原物质流动遇到四川盆地后分别向NE和SW向流动.在缅甸弧地区，各向异性的快波方向与印度板块俯冲方向相垂直，呈近NS向，揭示出印度板块深俯冲所导致的跨弧压缩和沿弧方向的延展作用.青藏高原东构造结Pn波各向异性快波方向基本呈顺时针旋转趋势，可能与印度板块北向俯冲作用密切相关.

致 谢 Thomas M.Hearn提供了Pn成像程序，中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”为本研究提供地震波形数据，张广伟参加了野外流动地震观测工作，孙长青博士在各向异性结果讨论中提出了宝贵意见，中国地震局地球物理勘探中心和云南省地震局对野外流动地震观测给予了大力支持和帮助，在此一并表示衷心谢意.

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