徐小明， 丁志峰,2， 張風(fēng)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(yuǎn)震P波走時層析成像研究

徐小明1， 丁志峰1,2， 張風(fēng)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(qū)域內(nèi)90個固定臺站和356個流動臺站的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)，采用波形互相關(guān)方法拾取了88691個P波走時殘差數(shù)據(jù)，應(yīng)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(jié)構(gòu).結(jié)果顯示了研究區(qū)深部的結(jié)構(gòu)具有顯著的不均勻性：騰沖火山地區(qū)深部400 km以淺的深度內(nèi)分布著明顯的低速異常；四川盆地西南部下方300 km內(nèi)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(zhì)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(xiàn).

遠(yuǎn)震層析成像; 南北地震帶; 走時殘差; 殼幔結(jié)構(gòu)

1 引言

印度板塊與歐亞大陸自50Ma以來的碰撞導(dǎo)致了青藏高原的不斷隆升、地殼增厚及其物質(zhì)側(cè)向逃逸(Molnar and Tapponnier, 1975; Rowley, 1996; Royden et al., 2008).青藏高原東南緣是高原內(nèi)部物質(zhì)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(qū)域地質(zhì)構(gòu)造十分復(fù)雜、地震活動頻繁.研究區(qū)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(qū)西部的騰沖區(qū)域還是我國大陸年輕的近代火山活動區(qū)之一.利用遠(yuǎn)震P波走時層析成像，研究該區(qū)域的深部速度結(jié)構(gòu)對揭示青藏高原的隆升機制和板塊間的構(gòu)造演化具有重要的科學(xué)意義.

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

南北地震帶南段地區(qū)的深部地球物理研究近年來得到了廣泛關(guān)注，并取得了一些有益的研究進(jìn)展.人們在該區(qū)域進(jìn)行了多條人工地震測深剖面研究(Liu et al., 2006)，給出了地殼內(nèi)部的精細(xì)速度結(jié)構(gòu).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(jié)構(gòu)的整體異常形態(tài)，自20世紀(jì)90年代末以來，在青藏高原東南緣開展了接收函數(shù)(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(qū)的殼幔結(jié)構(gòu)取得了很多一致的認(rèn)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(qū)域開展進(jìn)一步的深部速度結(jié)構(gòu)成像研究.

2010年以來，隨著科技部公益性行業(yè)科研專項“中國地震科學(xué)臺陣探測—南北地震帶南段”的啟動與推進(jìn)，大量的寬頻帶流動地震臺站被布設(shè)到南北地震帶南段地區(qū).結(jié)合該區(qū)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(qū)形成了密集的地震觀測臺陣(圖2)，這為我們在該區(qū)域開展深部速度結(jié)構(gòu)研究提供了可靠的數(shù)據(jù)保障.本文利用觀測臺陣記錄的遠(yuǎn)震P波走時數(shù)據(jù)，進(jìn)行了南北地震帶南段深部的三維速度結(jié)構(gòu)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(shù)據(jù)資料與方法

本文研究區(qū)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(nèi).我們收集了由科技部公益性行業(yè)科研專項資助布設(shè)在南北地震帶南段地區(qū)的356個流動地震觀測臺站和中國地震局省局區(qū)域地震臺網(wǎng)中的90個固定臺站所記錄的遠(yuǎn)震事件波形數(shù)據(jù).其中，固定臺站選取的地震數(shù)據(jù)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(shù)據(jù)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(shù)據(jù)信噪比較高，有利于我們開展遠(yuǎn)震P波走時層析成像研究.

依據(jù)美國地質(zhì)調(diào)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(yuǎn)震事件到達(dá)各個臺站的理論到時截取了P波波形.為能拾取準(zhǔn)確、可靠的走時資料，保證反演質(zhì)量，選取遠(yuǎn)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(yīng)和核幔邊界復(fù)雜結(jié)構(gòu)對P波走時產(chǎn)生的影響；(2)震級大于MS5.0，保證臺站記錄震中距較大的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)也具有較高的信噪比；(3)每個遠(yuǎn)震事件具有清晰P波初至記錄的臺站個數(shù)要大于10.然后，對篩選后的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)進(jìn)行去均值、去傾斜、去儀器響應(yīng)和帶通濾波(0.02～0.1 Hz)等處理，采用波形互相關(guān)方法(VanDecar et al., 1990; Rawlinson et al., 2004; 張風(fēng)雪等，2013a)拾取遠(yuǎn)震走時殘差.最后，拾取到P波初至清晰的遠(yuǎn)震走時數(shù)據(jù)共88691個.符合要求的遠(yuǎn)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(yuǎn)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(jìn)行速度結(jié)構(gòu)反演，研究南北地震帶南段深部的速度結(jié)構(gòu)特征.FMTT走時層析成像是近些年發(fā)展起來的一種新的研究地球內(nèi)部速度結(jié)構(gòu)的方法，在國內(nèi)外均得到了很多不錯的研究成果(Rawlinson et al., 2006,2008; 張風(fēng)雪等，2013b).該方法通過FMM(Fast Marching Method)來進(jìn)行射線追蹤，以求解程函方程的數(shù)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(wěn)定的特點，其核心思想是利用由波前節(jié)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(jìn)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(jié)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(jié)果的可靠性進(jìn)行評價，以檢驗反演結(jié)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(yuǎn)震事件及其相應(yīng)的射線分布與實際的反演計算應(yīng)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(shù)據(jù)反演時相同的反演參數(shù)進(jìn)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(wǎng)格參數(shù)化采用等間隔的方式劃分：水平方向網(wǎng)格大小0.5°×0.5°，垂直方向的深度間隔則為50 km.經(jīng)過反復(fù)的檢測板測試，我們發(fā)現(xiàn)在輸入兩倍于原本網(wǎng)格劃分尺度的正負(fù)異常大小時，可以得到很好的恢復(fù)，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(jié)果，我們可以從圖中明顯的看到，在400 km深度內(nèi)研究區(qū)大部分區(qū)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(qū)的邊緣地區(qū)分辨較差.通過檢測板測試表明，本研究的反演結(jié)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(jié)果的可靠性.最佳的LSQR反演結(jié)果應(yīng)同時使得模型方差和數(shù)據(jù)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(shù)據(jù)走時殘差方差呈現(xiàn)此消彼長的變化.那么，要得到最佳的反演結(jié)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(shù)據(jù)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(shù)據(jù)走時殘差方差的折衷曲線，根據(jù)該曲線，最后確定15是最為理想的阻尼因子.

圖6為研究區(qū)內(nèi)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(qū)東北、東南、西南和西北等四象限內(nèi)的射線路徑和相應(yīng)各個臺站的平均走時殘差，而圖6e為研究區(qū)內(nèi)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?qū)ε_站的平均走時殘差影響較小.在圖6(a—d)中，研究區(qū)東北部為四川盆地地區(qū)，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(qū)域為保山塊體和揚子克拉通南部，這些地區(qū)則分布著負(fù)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(jié)果的可靠性.圖7是反演前后走時殘差的統(tǒng)計結(jié)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(nèi)；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(tài)分布，這也表明經(jīng)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(fēng)雪等，2013b).

4 結(jié)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(yīng)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(jié)構(gòu).圖8是研究區(qū)400 km深度內(nèi)的P波速度結(jié)構(gòu)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(jié)構(gòu)剖面.本文所得的結(jié)果反映了研究區(qū)深部結(jié)構(gòu)具有十分顯著的不均勻性.

在水平切片中(圖8)，研究區(qū)東北部的四川盆地地區(qū)呈現(xiàn)較明顯的高速異常，并向下延伸至近300 km的深度；研究區(qū)西北部的青藏高原地區(qū)在350 km深度內(nèi)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(qū)西北方向縮??；在騰沖火山地區(qū)，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(qū)，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(nèi)部在150～400 km深度內(nèi)都呈高速異常；研究區(qū)東南部的揚子克拉通地區(qū)，在50～200 km深度內(nèi)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(qū)西北部的青藏高原地區(qū)；研究區(qū)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(jīng)過騰沖火山地區(qū)，橫跨川滇菱形塊體后進(jìn)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(jīng)過小江斷裂帶，到達(dá)揚子克拉通南部地區(qū)，在該剖面中可見高原下方為低速異常，川滇菱形塊體區(qū)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(nèi)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(shù)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(tǒng)計Fig.7 The statistic of the traveltime residuals before (a) and after (b) inversion

圖8 速度結(jié)構(gòu)水平切片

圖9 速度結(jié)構(gòu)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(jì)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(gòu)造活動之中，這也導(dǎo)致騰沖地區(qū)的巖漿活動十分強烈.騰沖地區(qū)火山巖屬于高鉀性巖系，熔巖源區(qū)為俯沖帶再循環(huán)的富集地幔(鄧萬明，2003).在騰沖地區(qū)已經(jīng)開展的地球物理研究表明，騰沖地區(qū)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(qū)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(qū)的垂直剖面顯示了騰沖火山地區(qū)在50～400 km深度上低速異常的分布形態(tài)特征.在騰沖火山地區(qū)，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(tài)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(jié)構(gòu)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(jié)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(jié)果.Lei等(2009)和Wang等(2010)的研究結(jié)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(jié)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(huán)繞，內(nèi)部為低山丘陵，該盆地基底為中晚古代固結(jié)的產(chǎn)物(江為為等，2001).在圖8和圖9a中，四川盆地西南地區(qū)300 km深度內(nèi)分布著不同程度的高速異常.在四川盆地地區(qū)，已有的層析成像結(jié)果(Huang et al.，2006；Yao et al.，2008；Wang et al.，2010；Yang et al.,2014)均顯示該區(qū)域上地幔部分為高速異常，但不同的結(jié)果給出的高速異常分布也存在差異.Yao等(2008)應(yīng)用面波層析成像發(fā)現(xiàn)該區(qū)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(dá)300 km，這和Yang等(2014)反演得到的四川盆地地區(qū)高速異常深度范圍相一致.在Wang等(2010)南北地震帶地區(qū)的層析成像結(jié)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(jù)本文所獲取的速度結(jié)構(gòu)，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(jié)果與Huang等(2006)和Yang等(2014)的結(jié)果較為相似，該高速異常也說明四川盆地是非常穩(wěn)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(xù)碰撞，導(dǎo)致了碰撞區(qū)數(shù)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(zhì)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(qū)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(dá)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(jié)果指出川滇菱形塊體是青藏高原物質(zhì)向東南方向擠出的重要通道.常利軍等(2006)和Wang等(2008)在該區(qū)域研究得到的SKS波分裂結(jié)果表明，各項異性的快波方向在川滇菱形塊體地區(qū)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(qū)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(jié)果和本文的結(jié)果，青藏高原物質(zhì)不僅存在地殼物質(zhì)流，而且存在大尺度的上地幔物質(zhì)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(zhì)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(qū)西南部下方.胡家富等(2008)應(yīng)用面波資料反演了緬甸弧及鄰區(qū)的S波速度結(jié)構(gòu)，給出了體現(xiàn)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(xué)模型.Lei等(2009)的層析成像結(jié)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(qū)內(nèi)的地震構(gòu)造.Yang等(2014)指出印度板塊向東俯沖高速異常深至地幔轉(zhuǎn)換帶，并延伸到東經(jīng)106°附近.這些結(jié)果表明，在川滇地區(qū)下方所觀測的高速異常是印度板塊巖石圈向東俯沖體現(xiàn).根據(jù)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(tài)重構(gòu)了50 Ma以來印度板塊和歐亞板塊的地質(zhì)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(zhuǎn)換帶以上可達(dá)約5 cm·a-1.綜合本文和前人的結(jié)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(jié)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(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)，本文采用波形互相關(guān)方法共提取了88691個遠(yuǎn)震P波走時殘差數(shù)據(jù)，應(yīng)用FMTT走時層析成像方法獲取了研究區(qū)內(nèi)的P波速度結(jié)構(gòu).本文獲得的三維P波速度結(jié)構(gòu)顯示研究區(qū)深部結(jié)構(gòu)具有較強的不均勻性.

經(jīng)過分析和討論，我們得到以下幾點認(rèn)識：1)騰沖火山地區(qū)深部存在明顯的低速異常，在400 km以淺的深度內(nèi)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(zhì)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(qū)下方，該高速異常是印度板塊巖石圈向東俯沖的體現(xiàn).

致謝 感謝中國地震局地球物理研究所國家數(shù)字測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心(doi:10.7914/SN/CB)為本研究提供地震波形數(shù)據(jù).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(yè)科研專項(201008001和201308011)和地調(diào)項目(GZH201200504)共同資助.

徐小明，男，1982年生，助研，從事地球深部結(jié)構(gòu)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(fēng)雪. 2015. 南北地震帶南段遠(yuǎn)震P波走時層析成像研究.地球物理學(xué)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.