張洪雙, 高銳, 田小波, 滕吉文, 李秋生,葉卓, 劉震, 司少坤

1 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所， 北京 100037 2 國(guó)土資源部深部探測(cè)與地球動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)開放實(shí)驗(yàn)室， 北京 100037 3 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所， 北京 100029

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青藏高原東北緣地殼S波速度結(jié)構(gòu)及其動(dòng)力學(xué)含義
——遠(yuǎn)震接收函數(shù)提供的證據(jù)

張洪雙1,2, 高銳1,2, 田小波3, 滕吉文3, 李秋生1,2,葉卓1,2, 劉震3, 司少坤3

1 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所， 北京 100037 2 國(guó)土資源部深部探測(cè)與地球動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)開放實(shí)驗(yàn)室， 北京 100037 3 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所， 北京 100029

利用青海和甘肅地震臺(tái)網(wǎng)2007—2009年記錄的遠(yuǎn)震波形資料，提取多頻段P波接收函數(shù)，反演得到了青藏高原東北緣及相鄰地塊下方0～100 km深度的地殼和上地幔S波速度結(jié)構(gòu).結(jié)果表明：(1)青藏高原東北緣的上、下地殼之間普遍存在一個(gè)S波速度低速層，其深度由南端的約35 km 向北變淺約為20 km，推測(cè)該低速層為一殼內(nèi)滑脫層，表明東北緣地區(qū)的上地殼變形與下地殼解耦，從滑脫層的深度分布可以認(rèn)為青藏高原東北緣的地殼縮短自南向北進(jìn)行，現(xiàn)階段以上地殼增厚為主；(2)昆侖—西秦嶺造山帶的下地殼厚度較北側(cè)的祁連地塊薄，一種推測(cè)是西秦嶺造山帶的下地殼抗變形能力更強(qiáng)，也可能這種差異在塊體拼合前已經(jīng)存在；(3)青藏高原東北緣及鄂爾多斯和阿拉善地塊的下地殼S波速度隨深度的增加而增加，這種正梯度增加的S波速度結(jié)構(gòu)反映較高黏滯性的下地殼，推測(cè)青藏高原東北緣的地殼結(jié)構(gòu)不利于下地殼流的發(fā)育.

青藏高原東北緣； 地殼S波速度； 接收函數(shù)； 殼內(nèi)低速層； 滑脫層

The receiver function waveform inversion technique (PROGRAM330) is used to analyze the crustal S-wave velocity structure below seismic stations. The receiver functions are estimated by a time-domain iterative deconvolution method of Ammon (1991) with four different Gaussian coefficients (α=1.0, 1.5, 2.0 and 2.5). Firstly, receiver functions, which are much similar in waveforms and within a narrow range of back-azimuth (less than 10°) and ray parameter (less than 0.002), are stacked to enhance the main signal characteristics. To maintain the intrinsical details of the receiver functions, they are stacked without normal moveout. Results of Tian et al. (2013) and Li et al. (2006) are used as the constraints in the inversion process to reduce the uncertainty.

The results show thata relatively low velocity layer (LVL) exists between the upper and lower crust in the region between the East Kunlun fault and the Haiyuan fault. The depth of the LVL shallows northeastward from ～35 km to ～20 km along the surface movement direction, while the Moho uplifts. The variation in thickness of the upper crust is more obvious than the lower crust. The thickness of the lower crust (15～20 km) beneath the Kunlun-west Qinling orogenic belt is thinner than that beneath the adjacent Qilian block (25～30 km). Beneath the NE Tibetan plateau, as well as the Alashan and Ordos blocks, the S-wave velocity in the lower crust increases with depth.The whole crustal S-wave velocity increases with depth beneath the eastern part of the west Qinling orogenic belt, the Ordos and Alashan blocks.

It can be concluded that the observed LVL in the NE Tibetan plateau can act as an intra-crustdecollement/detechment to decouple the deformation between the upper and lower crust. The geometry of the LVL and the Moho indicates that the NE Tibetan crust is growing northeastward, and is predominated by upper-crustal thickening at present.The lower crust of the Kunlun-west Qinling orognic belt may be more rigid than the adjacent Qilian block and thus has experienced less deformation and crustal thickening. The lower crust of the NE Tibetan plateau is normal and possess high viscosity, so that is not conducive to the flow of the lower crust.Keywords Northeastern Tibetan plateau; Crustal Swave velocity; Receiver functions; Intra-crustal lower velocity layer; Decollement

1 引言

本文所述的青藏高原東北緣涉及被三條大型左旋走滑斷裂帶(南側(cè)的昆侖山斷裂、西北側(cè)的阿爾金斷裂和東北側(cè)的海原斷裂)所包圍的昆侖—西秦嶺造山帶、祁連地塊和河西走廊，以及與之相鄰的阿拉善地塊和鄂爾多斯地塊(圖1).研究區(qū)地處青藏高原向內(nèi)陸擴(kuò)展的前緣部位，是陸-陸碰撞遠(yuǎn)程效應(yīng)研究和陸內(nèi)造山過(guò)程、機(jī)制研究的理想地區(qū)(Tapponnier et al., 2001; Yin et al., 2008).地質(zhì)學(xué)研究表明昆侖斷裂以北大部分的新生代構(gòu)造都晚于11 Ma(Meyer et al., 1998)，沉積層年代學(xué)研究指示青藏高原東北緣在早新生代還是一個(gè)巨大的內(nèi)陸湖盆，直到晚新生代期間才隆起并褶皺成山(張培震等，2006)，并且現(xiàn)今構(gòu)造運(yùn)動(dòng)仍很活躍.因此，可以認(rèn)為高原東北緣處于年輕的、正在生長(zhǎng)的階段，可作為一個(gè)實(shí)例來(lái)研究高原的演化和發(fā)展.

近半個(gè)多世紀(jì)以來(lái)，國(guó)內(nèi)外學(xué)者相繼在青藏高原東北緣地區(qū)開展了大量的地球物理探測(cè)試驗(yàn)和研究.人工源地震和天然地震探測(cè)表明，相對(duì)于東北側(cè)的鄂爾多斯地塊和北側(cè)的阿拉善地塊，青藏高原東北緣的地殼已明顯加厚(Li et al., 2006; Liu et al., 2006; Gao et al., 2013; Tianand Zhang, 2013).其中西秦嶺造山帶和隴西盆地的地殼厚度為48～54 km(劉啟元等1996；陳九輝等2005; Zhang et al., 2013)，柴達(dá)木盆地地殼厚度為50～53 km(滕吉文，1974; 曾融生等，1994; 崔作舟等，1995)，盆地北側(cè)的祁連山逆沖推覆帶和南側(cè)的昆侖斷裂帶附近地殼厚達(dá)60～70 km(Vergne et al., 2002; 李秋生等，2004; Karplus et al., 2011; Zhang et al., 2011).然而，在地殼增厚機(jī)制和方式問題上，不同學(xué)者的認(rèn)識(shí)仍存在較大分歧.噪聲成像研究發(fā)現(xiàn)青藏高原東北緣下方30～50 km深度存在大范圍的低速異常，認(rèn)為是下地殼流活動(dòng)所導(dǎo)致的(Zheng et al., 2010)；雖然人工源地震探測(cè)研究(劉啟元等1996； Liu et al.,2006; 嘉世旭等2009; Zhang et al.,2011; Wang et al.,2013)發(fā)現(xiàn)青藏高原東北緣的下地殼確有增厚，但對(duì)比地震波速度和泊松比結(jié)構(gòu)，認(rèn)為東北緣地殼偏酸性，長(zhǎng)英質(zhì)成分含量高，其密度小于鐵鎂質(zhì)成分，從而降低了中、下地殼的地震波速度和泊松比值，推測(cè)藏東北下地殼是一個(gè)丟失了鐵鎂質(zhì)的地殼層；也有學(xué)者(Galvé et al., 2002; 李永華等，2006; Tianand Zhang, 2013)認(rèn)為地殼泊松比偏低是由于長(zhǎng)英質(zhì)的上地殼增厚規(guī)模大于鐵鎂質(zhì)的下地殼增厚規(guī)模導(dǎo)致的；另外，Zhang等(2013) 還發(fā)現(xiàn)從阿拉善南緣到中祁連地塊的上地殼底部存在一向南加深的地震波低速層，并提出這一低速層在高原東北緣地殼變形中可能起到了關(guān)鍵作用.

圖1 青藏高原東北緣區(qū)域構(gòu)造與臺(tái)站分布斷層的運(yùn)動(dòng)方式參考Yin 等(2008)，三角形為臺(tái)站位置，數(shù)字標(biāo)號(hào)①—④為4條剖面(藍(lán)色直線)的序號(hào)，紅色羅馬數(shù)字I—VIII為8個(gè)區(qū)域的標(biāo)號(hào).KL-昆侖斷裂，ATF-阿爾金斷裂，HF-海原斷裂，NFQ-秦嶺北緣斷裂.Fig.1 Map of the northeastern Tibetan plateau showing topography and major tectonic features (after Yin et al., 2008) The triangles mark seismic stations. The numbers ①—④ mark the four profiles (blue lines), and the red Roman numerals I—VIII mark the eight regions. KL-Kunlun fault, ATF-Altun Tagh fault, HF-Haiyuan fault, NFQ-north margin fault of Qinling.

圖2 以蘭州臺(tái)(LZH)為例展示多頻段P波接收函數(shù)波形擬合反演

可見，雖然已對(duì)青藏高原東北緣進(jìn)行了大量的地質(zhì)和地球物理探測(cè)研究，但多數(shù)研究結(jié)果是以二維剖面形式展現(xiàn)的，加之不同學(xué)者的關(guān)注點(diǎn)不同，聯(lián)合現(xiàn)有研究尚不足以建立一個(gè)理性的、客觀的、區(qū)域性的地殼變形模式.要完善這一模式，首先要弄清楚兩個(gè)問題：青藏高原東北緣的地殼中是否存在低速層，其空間分布如何？殼內(nèi)低速層是在橫向流變，還是在協(xié)調(diào)上覆和下覆地層的非協(xié)調(diào)變形？為此，本研究借助青海和甘肅臺(tái)網(wǎng)的遠(yuǎn)震波形資料，得到了青藏高原東北緣的地殼S波速度結(jié)構(gòu)，為研究該地區(qū)地殼形變樣式提供了深部地球物理證據(jù)和約束.

2 數(shù)據(jù)資料與研究方法

2.1 數(shù)據(jù)資料

本研究利用了青海和甘肅地震臺(tái)網(wǎng)2007—2009年記錄的遠(yuǎn)震波形資料，臺(tái)站分布如圖1所示.研究中，我們挑選震中距范圍30～90°，震級(jí)MS>5.0的遠(yuǎn)震P波波形提取接收函數(shù).地震事件的震中分布如圖2a所示.

2.2 接收函數(shù)波形反演方法

本研究采用時(shí)間域反褶積方法(Ligorría and Ammon, 1999)提取每個(gè)臺(tái)站的P波接收函數(shù)和最小二乘線性反演方法反演臺(tái)站下方的地殼S波速度結(jié)構(gòu)(Ammon and Vidale, 1993).在提取P波接收函數(shù)時(shí)，我們分別利用α=1.0，1.5，2.0和2.5的高斯系數(shù)進(jìn)行低通濾波，得到了四個(gè)頻段的接收函數(shù)，頻率近似為f≈α/π.在反演過(guò)程中，我們選擇一定方位角和震中距范圍內(nèi)相關(guān)性較好的P波接收函數(shù)進(jìn)行疊加，以增強(qiáng)信噪比.挑選接收函數(shù)主要參考以下幾點(diǎn)標(biāo)準(zhǔn)：(1)能夠反映波形信號(hào)的主要特征；(2)反方位角范圍不超過(guò)10°，射線參數(shù)范圍不超過(guò)0.002；(3)波形相似度較高；(4)疊加的接收函數(shù)波形個(gè)數(shù)不宜過(guò)多，一般不超過(guò)10條.其中后兩條標(biāo)準(zhǔn)可以避免疊加過(guò)程丟失細(xì)節(jié)信息.

由于接收函數(shù)中轉(zhuǎn)換波(Ps震相)相對(duì)直達(dá)P波的相對(duì)走時(shí)隨著震中距(射線參數(shù))的變化而變化(如圖2b所示)，因此，對(duì)接收函數(shù)疊加之前往往要進(jìn)行動(dòng)校正(陳九輝等，2005; 李永華等，2006)，即通過(guò)使用一維參考模型，將來(lái)自不同震中距的接收函數(shù)校正到同一個(gè)參考射線參數(shù)，以消除時(shí)差影響.而動(dòng)校正處理會(huì)存在兩個(gè)問題，其一，對(duì)參考模型的估計(jì)不準(zhǔn)確會(huì)導(dǎo)致接收函數(shù)得不到合理的校正；其二，由于多次波(PpPs和PsPs、PpSs)的時(shí)距關(guān)系與轉(zhuǎn)換波Ps不同(如圖2b所示)，這樣的動(dòng)校正處理勢(shì)必會(huì)影響多次波.接收函數(shù)波形擬合反演對(duì)波形要求極高，為了避免動(dòng)校正處理對(duì)波形的改變，最大程度地保留信號(hào)的原本特征，實(shí)際應(yīng)用中所使用的接收函數(shù)的射線參數(shù)動(dòng)態(tài)范圍均不超過(guò)0.001，以保證轉(zhuǎn)換波和多次波震相的相對(duì)走時(shí)變化足夠小(圖2b)，不進(jìn)行動(dòng)校正處理也能得到較高信噪比的波形.如圖2c所示，未經(jīng)動(dòng)校正的接收函數(shù)疊加波形與經(jīng)過(guò)動(dòng)校正的接收函數(shù)疊加波形基本一致，因此，本研究均是對(duì)原始波形進(jìn)行的疊加.

反演S波速度結(jié)構(gòu)時(shí)，同時(shí)對(duì)四個(gè)頻段的接收函數(shù)進(jìn)行波形擬合，其中低頻信息可以用來(lái)約束大尺度結(jié)構(gòu)變化，高頻信息能夠捕捉殼、幔速度結(jié)構(gòu)的細(xì)節(jié)變化.不同頻段P波接收函數(shù)的相互制約，將使反演結(jié)果更接近地殼的真實(shí)速度結(jié)構(gòu).圖2d展示了多頻段P波接收函數(shù)波形反演在蘭州臺(tái)(LZH)的應(yīng)用，可以看到，多頻段接收函數(shù)反演結(jié)果較單頻段反演結(jié)果有明顯改善.我們還將本研究結(jié)果與劉啟元等(1996)利用非線性反演方法得到的蘭州臺(tái)(LZH)的地殼、上地幔S波速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了對(duì)比，兩者基本一致，均在上地殼底部(～22 km)存在S波速度降低，因此我們認(rèn)為利用多頻段P波接收函數(shù)反演得到的地殼S波速度結(jié)構(gòu)更為合理和可靠.

對(duì)于線性反演方法，初始模型的選擇對(duì)于反演結(jié)果具有較大的影響，因此在確定初始模型的速度結(jié)構(gòu)時(shí)，我們參考了人工源地震探測(cè)得到的該地區(qū)平均地殼P波速度值(Liu et al., 2006; Zhang et al., 2011, 2013)和Tian等(2013)、李永華等(2006)得到的各臺(tái)站下方的地殼厚度和VP/VS值，以減少反演的非唯一性.初始模型設(shè)計(jì)的地殼和地幔均為等速度，其中地殼部分P波速度設(shè)為6.2 km·s-1，地幔部分參考IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991).

3 研究結(jié)果

本研究通過(guò)多頻段P波接收函數(shù)波形擬合，共獲得青藏高原東北緣地區(qū)42個(gè)臺(tái)站的地殼、上地幔S波速度結(jié)構(gòu)，從波形擬合情況看，接收函數(shù)中的主要震相均得到了較好的擬合，只有在臺(tái)站HXT和LTT中理論接收函數(shù)的P波振幅較觀測(cè)值高，這將造成近地表速度估計(jì)過(guò)高，但由于Moho轉(zhuǎn)換波和多次波震相的振幅擬合得較好，因此不影響對(duì)速度變化的估計(jì).之前，李永華等(2006)已利用本研究中的部分臺(tái)站進(jìn)行了接收函數(shù)波形擬合反演，本研究結(jié)果與之基本一致，只有岷縣臺(tái)(MXT)存在較大差別，我們推測(cè)該臺(tái)站下方地殼結(jié)構(gòu)可能存在方位非均勻性，本研究使用的地震來(lái)自反方位角51～60°，而李永華等(2006)所使用的地震來(lái)自反方位角135°.

雖然接收函數(shù)波形反演能夠很好的約束地殼、上地幔的相對(duì)S波速度結(jié)構(gòu)變化，但對(duì)絕對(duì)速度不夠敏感，因此本研究只考慮S波速度隨深度的變化，不進(jìn)行橫向比較.為了便于分析，我們將臺(tái)站按垂直構(gòu)造走向排列成四條NE—SW向剖面(如圖1和圖4所示)，同時(shí)還將研究區(qū)分成八個(gè)小區(qū)域，并將位于同一區(qū)域內(nèi)臺(tái)站的S波速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行疊加平均以獲得該區(qū)域的平均值(如圖1和圖5所示).從本研究結(jié)果可以看出西秦嶺造山帶東部、鄂爾多斯和阿拉善地塊的地殼S波速度結(jié)構(gòu)隨深度的增加而穩(wěn)定增加，符合正常大陸的地殼結(jié)構(gòu).值得注意的是，研究區(qū)內(nèi)昆侖斷裂以北，阿爾金—海原斷裂以南的大部區(qū)域的上地殼底部普遍存在S波速度降低的低速層，尤其在昆侖—西秦嶺地塊的西部、祁連地塊和河西走廊地帶較發(fā)育，其深度由南向北變淺(如圖4和圖5所示)，低速層速度最低點(diǎn)埋深在昆侖—西秦嶺地塊的西部為33 km(區(qū)域I)，在拉脊山為28 km(區(qū)域II)，在日月山和跨六盤山地區(qū)為21～23 km(區(qū)域III和IV)，在河西走廊為25 km(區(qū)域V).本研究將主要討論這一殼內(nèi)低速結(jié)構(gòu)在高原地殼變形中的動(dòng)力學(xué)含義，此外，也將根據(jù)本研究得到的下地殼速度結(jié)構(gòu)討論青藏高原東北緣的下地殼流問題.

4 動(dòng)力學(xué)討論

4.1 殼內(nèi)低速結(jié)構(gòu)及其動(dòng)力學(xué)含義

青藏高原東北緣的殼內(nèi)低速結(jié)構(gòu)在先前的接收函數(shù)(陳九輝等，2005; 李永華等，2006)、大地電磁(趙國(guó)澤等，2004)和人工源地震探測(cè)(王有學(xué)等，2005; Zhang et al., 2007, 2013)中已有體現(xiàn).文獻(xiàn)(Zhang et al., 2013)跨高原東北緣的流動(dòng)臺(tái)站接收函數(shù)研究顯示昆侖—西秦嶺造山帶西部、隴西盆地和海原斷裂帶下方20～30 km深度存在低速層，與本研究結(jié)果一致；大地電磁研究(趙國(guó)澤等，2004)顯示研究區(qū)下地殼頂部存在20～25 km厚的低阻層；目前，有三條穿過(guò)研究區(qū)的寬角反射、折射地震探測(cè)剖面捕捉到了青藏高原東北緣的殼內(nèi)低速結(jié)構(gòu)，例如阿爾泰—龍門山剖面(王有學(xué)等，2005)顯示剖面北段阿尼瑪卿山—柴達(dá)木—南山下方地殼約30 km深度存在連續(xù)的低速層；馬爾康—固蘭剖面(Zhang et al., 2007)下方地殼約20 km深度存在一水平低速層；合作—景泰剖面(Zhang et al., 2013)的研究顯示自阿拉善地塊南端到中祁連地塊中部的地殼中存在一向南加深的殼內(nèi)低速層，其深度與本研究得到的深度基本一致.因此，可以認(rèn)為本研究得到的青藏高原東北緣的殼內(nèi)低速結(jié)構(gòu)是可靠的.

圖4 研究區(qū)四條剖面上臺(tái)站的地殼、上地幔S波速度結(jié)構(gòu)從上到下，分別對(duì)應(yīng)圖1的第①—④條剖面，橙色陰影標(biāo)出青藏高原東北緣殼內(nèi)低速層.Fig.4 Crustal and upper-mantle Swave velocity along the four profiles in Fig.1，The orange shaded areas mark the low-velocity layers beneath the northeastern Tibetan plateau

圖5 研究區(qū)八個(gè)區(qū)域內(nèi)臺(tái)站的S波速度結(jié)構(gòu)和平均S波速度結(jié)構(gòu)(紅色線)灰色線為圖4中已展示的臺(tái)站，彩色線為圖中相同顏色字母標(biāo)示臺(tái)站的S波速度結(jié)構(gòu)，C-上、下地殼分界面，M-Moho界面.Fig.5 Swave velocity below eight stations shownin Fig.1 and their average values (red lines) The gray lines are stations shown in Fig.4, and the colored lines are stations marked by the same colored letters. C is the discontinuity between the upper and the lower crust. M is Moho.

之前，趙國(guó)澤等(2004)曾從電性結(jié)構(gòu)方面探討了青藏高原東北緣殼內(nèi)低阻層的成因，認(rèn)為是由含鹽流體所引起的；根據(jù)本研究殼內(nèi)低速層的分布，我們推測(cè)上、下地殼的剪切運(yùn)動(dòng)也可能降低剪切面的地震波速度.無(wú)論殼內(nèi)低速層的成因?yàn)楹?，它往往是地殼?nèi)的薄弱帶，在地殼的現(xiàn)今變形中可以起到滑脫層的作用，因此，青藏高原東北緣的上、下地殼變形可能是解耦的.這一推論可以從各向異性研究中得到支持，張輝等(2012)利用近場(chǎng)地殼剪切波分裂得到該區(qū)域有明顯的近NE到ENE方向的快剪切波偏振方向，反映了中、上地殼的各向異性；而王瓊等(2013)的SKS、PKS、SKKS分裂得到WNW方向的快波優(yōu)勢(shì)方向，反映了上地幔的各向異性.這兩者的差異表明中、上地殼的變形與下覆圈層是解耦的.

地質(zhì)學(xué)與GPS測(cè)量研究均表明，青藏高原東北緣的地殼運(yùn)動(dòng)方向?yàn)镹E向(Tapponnier et al., 2001; Gan et al., 2007).本研究NE—SW向剖面揭示剖面下方殼內(nèi)滑脫層的深度向NE方向逐漸變淺，而Moho界面也沿地殼運(yùn)動(dòng)方向略有抬升(如圖4所示)，也就是說(shuō)，沿剖面的下地殼厚度變化不明顯，而上地殼向南加厚(如圖4和圖5所示)這種與地殼運(yùn)動(dòng)方向相反的上地殼增厚模式表明，青藏高原東北緣現(xiàn)階段地殼變形主要表現(xiàn)為上地殼的增厚，且變形順序自南向北進(jìn)行.這一推論與李永華等(2006)和Tian和Zhang(2013)通過(guò)地殼平均速度比和地殼厚度關(guān)系得到的結(jié)論一致；另外，Gao等(2013)通過(guò)深地震反射圖像估計(jì)的青藏高原東北緣上地殼應(yīng)變縮短率高達(dá)46%.

此外，從圖5可以看出青藏高原東北緣各塊體的下地殼厚度存在著明顯差異，其中昆侖—西秦嶺造山帶的下地殼較薄，厚度僅為15～20 km，其北側(cè)的祁連地塊的下地殼厚度為25～30 km，河西走廊和阿拉善地塊的下地殼厚度基本一致，為20 km，鄂爾多斯下地殼厚度為25 km.我們推測(cè)導(dǎo)致昆侖—西秦嶺造山帶下地殼較薄的原因之一是該區(qū)下地殼具有更強(qiáng)的抗變形能力，在南、北擠壓作用力下，其下地殼增厚幅度小于與之相鄰的祁連地塊.深地震反射剖面研究指出西秦嶺造山帶曾屬于一穩(wěn)定的大陸地塊(Gao et al., 2013)，寬角反射、折射剖面揭示西秦嶺造山帶的地殼速度結(jié)構(gòu)符合正常大陸地殼屬性，而祁連地塊的地殼速度結(jié)構(gòu)更接近Sierra Navada弧或增生地殼屬性(Zhang et al., 2013)，這可以作為支持本研究推測(cè)的間接證據(jù)，但仍需要進(jìn)一步研究結(jié)果的證明.另外，導(dǎo)致昆侖—西秦嶺造山帶與祁連地塊下地殼厚度差異的另一種可能是塊體的固有屬性，也就是各塊體在拼合前已經(jīng)具有不同厚度的下地殼，這種差異與最新的印度—?dú)W亞碰撞事件關(guān)系不大.因?yàn)槭苡《取獨(dú)W亞碰撞的影響，青藏高原地殼向NE方向運(yùn)動(dòng)和變形(Tapponnier et al., 2001; Gan et al., 2007)，則研究區(qū)南部的昆侖—西秦嶺造山帶的地殼變形是先于北部的祁連地塊的.

4.2 下地殼速度結(jié)構(gòu)與地殼流分析

地殼流模型指出青藏高原中部存在一個(gè)向東運(yùn)移的中-下地殼流，遇到四川盆地剛性巖石圈的阻擋后，在龍門山斷裂帶西側(cè)發(fā)生分流(Clark and Royden, 2000)，除了大量地球物理探測(cè)所揭示的沿龍門山斷裂帶向南流動(dòng)的支流(Unsworth et al., 2005; Klemperer, 2006; Xu et al., 2007; Yao et al., 2008; Bai et al., 2010; Liu et al., 2014)，Enkelmann等(2006)認(rèn)為秦嶺造山帶西南部9—4 Ma的高原快速抬升事件源于青藏高原NE向運(yùn)移的下地殼流的參與；Zheng等(2010)也將在青藏高原東北緣下方30～50 km深度發(fā)現(xiàn)了大范圍的低速層歸因于下地殼流的活動(dòng).然而，接收函數(shù)(陳九輝等，2005; 李永華等，2006; Pan and Niu, 2011)和寬角反射、折射地震探測(cè)研究(Galvé et al., 2002; Liu et al., 2006; Zhang et al., 2011, 2013; Wang et al., 2013)所揭示的高原東北緣較低的泊松比結(jié)構(gòu)和地震波速度結(jié)構(gòu)，均不支持地殼流的存在；此外，深地震反射剖面(高銳等，2006; Gao et al. 2013)發(fā)現(xiàn)研究區(qū)下方下地殼仍有清晰的、連續(xù)可追蹤的反射軸，表明下地殼并不是如地殼流式的透明反射.

總體上看，本研究中青藏高原東北緣(包括阿拉善地塊和鄂爾多斯地塊)的下地殼S波速度隨深度的增加而增加.這種地震波速度隨深度正梯度增加的下地殼結(jié)構(gòu)符合正常大陸屬性，表明青藏高原東北緣下地殼的黏滯性仍然很高，不利于下地殼流的發(fā)育.對(duì)比發(fā)育地殼流潛在性最大地區(qū)的高原東緣較厚的地殼(平均厚度>60 km)和較薄的巖石圈(平均厚度約120 km)(Zhang et al., 2010; Hu et al., 2011)，青藏高原東北緣(除了昆侖斷裂帶和祁連逆沖推覆帶)地殼加厚幅度并不顯著，平均厚度為50 km(滕吉文，1974; 曾融生等，1994; 崔作舟等，1995; Gao et al., 2013; Tianand Zhang, 2013; Zhang et al., 2013)，并且?guī)r石圈并不薄，平均在140～150 km(Zhang et al., 2012)，因此，我們認(rèn)為青藏高原東北緣發(fā)育大規(guī)模地殼流的可行性不大.

5 結(jié)論

本研究中，利用青海和甘肅區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)的寬頻帶遠(yuǎn)震資料，采用時(shí)間域反褶積方法提取多頻段P波接收函數(shù)，通過(guò)對(duì)多頻段接收函數(shù)波形的同步擬合，反演獲取了青藏高原東北緣的地殼S波速度結(jié)構(gòu)，結(jié)合該區(qū)已有的地質(zhì)、地球物理研究成果，主要得到以下幾點(diǎn)認(rèn)識(shí)：

(1)青藏高原東北緣的上地殼底部普遍存在一個(gè)S波速度低速層，其深度由南端的約35 km 向北變淺為約20 km，推測(cè)該低速層為一殼內(nèi)滑脫層，該地區(qū)的上地殼變形與下地殼解耦，從滑脫層的深度分布可以認(rèn)為青藏高原東北緣的地殼縮短變形自南向北進(jìn)行，且現(xiàn)階段主要表現(xiàn)為上地殼增厚.

(2)相對(duì)祁連地塊平均25～30 km厚的下地殼，昆侖—西秦嶺造山帶的下地殼偏薄，厚度僅為15～20 km.我們推測(cè)形成這種與現(xiàn)今地殼運(yùn)動(dòng)方向(NE)相反的下地殼變薄模式的原因，其一為西秦嶺造山帶的下地殼可能具備更強(qiáng)的抗變形能力；其二為這種塊體間的下地殼厚度差異可能在塊體拼合前已經(jīng)形成，與最新的印度—?dú)W亞碰撞事件關(guān)系不大.

(3)研究區(qū)內(nèi)下地殼S波速度隨深度的增加而增加，這種正梯度增加的S波速度結(jié)構(gòu)符合正常大陸地殼的速度變化規(guī)律，反映高黏滯性的下地殼屬性，推測(cè)下地殼流在青藏高原東北緣并不發(fā)育.

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(本文編輯 張正峰)

Crustal Swave velocity beneath the northeastern Tibetan plateau inferred from teleseismic Pwave receiver functions

ZHANG Hong-Shuang1,2, GAO Rui1,2, TIAN Xiao-Bo3, TENG Ji-Wen3, LI Qiu-Sheng1,2, YE Zhuo1,2, LIU Zhen3, SI Shao-Kun3

1InstituteofGeology,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100037,China2KeylaboratoryofEearthProbeandGeodynamics,MinistryofLandandResourcesofthePeople′sRepublicofChina,Beijing100037,China3InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China

The northeastern (NE) Tibetan Plateau is an ideal place for investigating the far field effects of collision between the Indian and Eurasian plates. By what ways the Tibetan crust is thickened and extended is a long-term debated issue for absence of convincing evidence for proving the existence of the inner-crustal low velocity zone and its role. Using teleseimic P wave data from the China Seismograph Network in Qinghai and Gansu provinces recorded from 2007 to 2009, the crustal S-wave velocity structure beneath the NE Tibet plateau is resolved.

10.6038/cjg20151108.

國(guó)家自然科學(xué)基金(41104034，41174081，41274066，41430213，41574094，41574092)，國(guó)家專項(xiàng)項(xiàng)目“深部探測(cè)技術(shù)與實(shí)驗(yàn)研究”(Sinoprobe-02)和地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目(12120115027101)聯(lián)合資助.

張洪雙，女，1981年生，中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所副研究員，主要從事地球深部構(gòu)造及地球動(dòng)力學(xué)研究. E-mail: zhanghsh@ymail.com

10.6038/cjg20151108

P315，P541

2014-03-13，2015-09-18收修定稿

張洪雙, 高銳, 田小波等. 2015. 青藏高原東北緣地殼S波速度結(jié)構(gòu)及其動(dòng)力學(xué)含義——遠(yuǎn)震接收函數(shù)提供的證據(jù).地球物理學(xué)報(bào)，58(11):3982-3992,

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