青藏高原東北緣的地殼結構與速度結構

青藏高原東北緣的地殼結構與速度結構

大約50ma（kietal，2000）之前，印度板塊與歐亞板塊發(fā)生了沖突。沖突發(fā)生后，印度板塊向北延伸，形成了世界上最高的高原-青藏高原。這是研究陸地和陸地沖突過程以及高原梯度機制的自然實驗室。關于青藏高原如何達到今天的共識，科學家進行了大量研究?；诓煌难芯拷Y果和他們的想象，他們提出了許多高原梯度模型（clark等人，2000；tapponier等人，2001）。然而，基于這些模型的數據有限，以及高原的結構復雜性，高原的高度和擴展機制之間的模型遠未達到統(tǒng)一。1區(qū)域地質環(huán)境及地質地質工作青藏高原的東北緣位于鄂爾多斯地塊,秦祁地塊,四川盆地與青藏高原各地塊的拼合處,構造極其復雜(圖1).從地貌上看,該區(qū)位于青藏高原的西南部高原和東北部丘陵地帶的分界線,是一級地貌變異帶,是中國大陸東西及南北分異的主要構造結(詹艷,2008).昆侖走滑斷裂將研究區(qū)分成了松潘-甘孜地體和塔里木-祁連地體,其中的逆沖和左旋走滑構造導致了一系列的NW-SE走向山脈的形成(Tapponnier等,2001).構造上,研究區(qū)位于南北地震帶與中央造山帶(殷鴻福等,1998)的交匯處,由青藏塊體、鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體構成了似三聯(lián)點構造(田勤儉等,1998;李松林等,2006),是研究碰撞造山和塊體之間相互作用機制的理想場所.該區(qū)地震密度極高,我國23條地震帶中的2條(六盤山帶和蘭州-天水帶)均位于此,歷史上發(fā)生了1920年的海原8.5級,1927年的古浪8.0級和1932年的昌馬7.6級大地震.因此研究區(qū)也是研究地震孕育、發(fā)生機制的天然實驗室.前人在青藏高原東北緣開展了大量的地球物理工作.地表GPS觀測(Zhang等,2004;Gan等,2007)描繪的構造應力場的特征表明該區(qū)受到強烈的擠壓,從青藏高原到其東北邊緣,擠壓方向由北東向逐步過渡到近東西向和近南東向.從1991年至今,中國地震局在研究區(qū)及附近開展了大量的人工地震探測研究工作(周民都,2006),其中穿過本研究區(qū)的有6條地震寬角反射/折射剖面和一條地震深反射剖面,它們分別是:門源-平涼-渭南人工地震測深剖面(王椿鏞等,1995),靈臺-阿木去乎人工地震測深剖面(閔祥儀等,1991),成縣-西吉人工地震測深剖面(李清河等,1991),瑪沁-蘭州-靖邊人工地震測深剖面(李松林等,2002;趙金仁等,2005;Liu等,2006),西吉-中衛(wèi)深地震測深剖面(李松林等,2001),馬爾康-合作-古浪寬角反射/折射聯(lián)合地震測深剖面(嘉世旭等,2008)和合作-唐克深地震反射剖面(高銳等,2006).這些剖面揭露了研究區(qū)較為精細的地殼結構.在研究區(qū)及附近還開展了大地電磁測深研究(屈健鵬,1998;郭守年等,1999;楊長福等,2003;趙國澤等,2004).詹艷(2008)總結了青藏高原東北緣已有的大地電磁測深研究成果,詳細探討了該區(qū)的三維電性結構變化.在天然源地震探測方面,陳九輝等(2005)、李永華等(2006)和段永紅等(2007)通過P波接收函數方法研究了臺站下方的S波速度結構;郭飚等(2004)和Zhang等(2011)分別通過走時層析成像和面波層析成像方法展示了研究區(qū)深部速度圖像;常利軍等(2008)、LiJ等(2011)和LiYH等(2011)則通過橫波分裂等方法描繪了該區(qū)的深部構造形變.已有研究結果表明,青藏高原東北緣的殼幔結構極為復雜,東西向與南北向的變化均極為劇烈.Tapponnier等(2001)認為,青藏高原是由多期碰撞逐步隆升而形成的,地殼在擠壓方向上縮短增厚;Clark等(2000)用15km厚的下地殼管道擬合4條地形剖面,認為青藏高原東部和東北部可能是下地殼物質的流動促使地表隆升.趙國澤等(2008)用電磁法首次提出青藏高原東部邊緣中下地殼“管流層”的證據,在東北緣,大量研究(李清河等,1991;閔祥儀等,1991;王椿鏞等,1995;屈健鵬,1998;郭守年等,1999;李松林等,2001,2002;趙國澤等,2004;周民都,2006;Liu等,2006)證明了低速高導層的存在.可見,要了解青藏高原東北緣的地殼加厚方式及隆升機制,必須清楚該區(qū)詳細的地殼結構與構造.本文利用ASCENT計劃于2007年布設在青藏高原東北緣的二維寬頻帶流動臺網約一年的觀測資料,通過接收函數方法反演青藏高原東北緣不同構造部位的地殼速度結構,分析低速層的空間展布及殼幔過渡帶的結構特點,結合人工源地震探測結果綜合分析,為該區(qū)地殼加厚方式研究提供深部約束.2數據和方法2.1地震數據的采集地震學是研究地球內部結構的有效方法,該方法利用穿透地球內部的地震波所攜帶的地球內部信息研究地球內部結構.因此,地震數據是研究青藏高原深部結構與動力學問題不可缺少的材料.從20世紀90年代開始,一系列的國際合作項目,如INDEPTH(Zhao等,1993),Hi-CLIMB(Nabelek等,2009)和ANTILOPE(Zhao等,2010)等在青藏高原布設了大量的地震臺站,進行密集的地震觀測.ASCENT計劃于2007年在青藏高原布設了97個流動地震觀測臺站,本研究所使用的是其中位于高原東北緣的18個流動臺站(圖1)約1年的觀測數據.2.2接收函數的確定P波接收函數(徐強等,2008)已經發(fā)展為研究臺站下方地殼結構的常規(guī)方法.計算得到的接收函數是一個時間序列,主要包含臺站下方地殼和上地幔速度間斷面所產生的Ps轉換波及其多次反射波的信息.計算過程主要包括坐標軸旋轉和反卷積兩步,更進一步的處理,如Moveout,CCP疊加等被用來對殼內界面、410和660km等間斷面成像(Yuan等,1997).根據USGS(美國地質調查局)地震目錄,本文選取了震中距為30°~90°,震級大于5.5的地震事件(圖2),截取P波到時前10s至后90s數據,用以計算接收函數.由于地震傳感器存在漂移現(xiàn)象,且三分量漂移的量也不一樣,因此三分量(ZNE)原始地震記錄首先經過去均值、去線性和0.02~2Hz的Butterworth帶通濾波,然后被旋轉到ZRT(垂向、徑向和切向)坐標系.Ligorria等(1999)的時間域迭代反卷積算法被用來計算R分量接收函數,該方法直接在時間域提取接收函數,算法穩(wěn)定,隨著迭代次數的增加逐步完成主要信息到細節(jié)信息的提取.經過簡單的測試,確定使用的高斯濾波器寬度為2.5,迭代次數為500次,盡管大多數情況100次已經足夠.R分量的接收函數主要包含了臺站下方地殼和上地幔速度間斷面所產生的Ps轉換波及其多次反射波的信息.為了保證數據質量,研究中進行了兩次數據篩選.一次是手動挑選三分量信噪比較高的地震數據,另一次是挑選計算得到的接收函數.把單臺計算得到的接收函數按后方位角排列畫到一張圖上,然后手動去掉部分不好的數據.圖3是一個計算接收函數的例子.從圖中可以看出:該臺站數據質量很高,可用事件達到190多個.在6s左右Moho的的Ps轉換波幾乎在所有的方位均可被觀測到,而且非常清晰.多次波的一致性較差,但和方位角相關度較大.2.3gs06b-ps-ppss+ps-ps編碼及信度分析為了較好地估算地殼厚度,研究中采用了廣泛使用的H-uf06b算法(Zhu等,2000)來搜索地殼厚度和縱橫波波速比(VP/VS).該方法假設地殼為一層P波速度固定的均勻層狀介質,通過在H-uf06b域掃描,獲得使Ps轉換波和多次波能量加權之和達到最大時的地殼厚度和波速比.由于研究區(qū)結構變化劇烈,臺站相對稀疏,本研究使用Crust2.0(Bassin等,2000)模型的地殼平均速度,Ps,PpPs和PpSs+PsPs的權重分別為0.7,0.2和0.1.對于Moho的多次波不明顯或接收函數數目較少的臺站,則根據Moho的Ps到時估算地殼厚度.圖4是GS08臺站H-uf06b掃描的結果.從圖4可以看出,該臺站收斂性非常好,因此,計算結果可信度較高.2.4面波聯(lián)合反演方法,總覽圖2.反演問題本質上是模型參數空間的搜索問題,根據搜索方法的不同接收函數反演方法分為線性反演(Owens等,1987;Ammon等,1990)和非線性反演(Shibutani等,1996;Sambridge,1999a,1999b)兩種.非線性反演方法采用隨機算法搜索模型參數空間,對初始模型依賴較小,但計算速度慢,容易陷入局部極值,反演結果也不穩(wěn)定.線性反演算法則相反,雖然對初始模型依賴程度較高,但計算速度快,反演結果穩(wěn)定.Ammon等(1990)發(fā)展了線性化反演方法,討論了該方法的優(yōu)勢與缺陷,并指出只有獨立的先驗信息的加入才能更好地解決模型的非唯一性問題.聯(lián)合反演也是一種提高模型唯一性的較好的方法.Julià等(2000)發(fā)展了接收函數與面波聯(lián)合反演方法,該方法能夠利用接收函數方法和面波方法的優(yōu)勢,得到更準確的速度結構.本研究使用的是Ammon等(1990)的線性化反演方法.研究中將單臺各個方位接收函數疊加得到單臺的平均接收函數,用以反演臺站下方S波速度結構.為了保證反演結果的可靠性,本研究使用了兩組共四個模型,以臺站GS08為例,說明測試結果對初始模型的依賴程度(圖5).第一組(圖5(a))是兩個均勻半空間模型,從圖中可以看出,雖然模型簡單,但在反演得到的模型中,低速層和Moho形態(tài)均較為一致,說明反演方法穩(wěn)定可靠.第二組(圖5(b))是兩個Crust2.0模型,左圖為梯度模型,右圖為連續(xù)變化模型,并加入計算得到的地殼厚度值.從圖5(b)可以看出,在反演得到的模型中,低速層的一致性較第一組(圖5(a))改善很多,Moho形態(tài)也得到了較好的約束,連續(xù)變化模型所得到的速度結構較梯度模型復雜.我們認為,雖然梯度模型得到的速度結構更為簡單,但是它也容易掩蓋掉一些細節(jié)信息,連續(xù)變化模型更適合于觀察速度結構變化.因此,本研究將連續(xù)的Crust2.0模型(Bassin等,2000)作為初始模型,并用H-uf06b算法所得到的地殼厚度作為約束,用Ammon等(1990)的線性化反演方法,得到了臺站下的速度結構.圖6是GS08臺站S波速度結構反演的一個例子.3西秦東區(qū)gs14根據計算結果,并結合研究區(qū)的構造特點,我們將臺站分為4組(表1和圖1)進行討論:GS02,GS03和GS17屬于青藏高原區(qū),該區(qū)海拔較高(3km以上),地殼較厚(約50km以上);GS01,GS06,GS08,GS18和GS05屬于青藏高原與西秦嶺過渡帶,該區(qū)海拔和地殼厚度變化較大;GS12,GS14,GS04,GS13,GS16和GS15屬于西秦嶺北段,該區(qū)海拔2km左右;GS07,GS10,GS11和GS09屬于西秦嶺南段,該區(qū)位于四川盆地北緣,海拔低于2km.3.1地殼厚度差異經過仔細挑選,18個臺站總共得到了2547個接收函數,大部分臺站得到的接收函數的個數均在100以上.用H-uf06b方法獲得了14個臺站下方的地殼厚度.對于多次波不明顯或者數據質量較差的臺站,采用人工拾取Moho的Ps轉換波的時間來估算地殼厚度,計算結果匯總成表1(uf06b值為空表示該臺站地殼厚度是采用Moho的Ps轉換波的時間估算的,GS15臺站因數據質量太差未被采用).本研究收集了研究區(qū)內已發(fā)表的81個臺站計算得到的地殼厚度值(Pan等,2011),加之本研究的17個臺站資料,將98個臺站的地殼厚度值繪制成圖7.從表1中可以看出,研究區(qū)的地殼平均P波速度變化范圍為6.0~6.5km/s,Moho深度為40~60km,反映了研究區(qū)構造的復雜性.H-uf06b方法計算得到的臺站下Moho深度與Crust2.0模型的地殼厚度均相差不到5km,與已有的研究結果(郭飚等,2004;陳九輝等,2005;李永華等,2006)類似,表明計算結果正確可靠.整體上,青藏高原區(qū)地殼從內部向邊緣逐漸變薄,比西秦嶺的地殼厚5km以上.青藏高原區(qū)的Moho的Ps轉換波時間約7s,明顯地大于西秦嶺,Moho的Ps轉換波時間與地殼厚度的正相關關系得到體現(xiàn).西秦嶺北段的Moho的Ps轉換波時間比南段大約0.5s,相應地,北段Moho的深度比南段深約3km.表1中較為特殊的臺站有GS15和GS16,它們均位于西秦嶺南段,計算得到的接收函數均超過100個.GS15臺站位于鄂爾多斯地塊,各個方位均未發(fā)現(xiàn)明顯的Moho的Ps轉換波,由于只有一個臺站的數據,本文不做討論.GS16臺站位于海原斷裂與秦嶺斷裂的交匯點上,計算得到的接收函數有明顯的方位各向異性,僅后方位角145°~200°的地震事件能看到Moho的Ps轉換波,并且TPs為7.8s,相應的地殼厚度約為65.6km(如圖8).從圖7中也可以發(fā)現(xiàn),海原斷裂附近Moho的深度較兩側明顯加大.Liu等(2006)的深地震測深剖面也發(fā)現(xiàn),在海原斷裂附近,有一個Moho下凹區(qū)域,并且成像效果較差.橫切海原斷裂和秦嶺邊界斷裂的西吉-中衛(wèi)深地震測深剖面(李松林等,2001)揭露了一個類三明治的結構,中段海原縣至香山下方結構簡單,兩側則結構復雜,但均包含了低速層.從這些結果來看,海原斷裂的深部結構十分復雜.秦祁地塊從整體上來看,Moho由西向東逐漸變淺(圖7).105°E以東,Moho平均深度約為45km,以西則為50km以上,比東部至少深5km.Zhang等(2011)在該區(qū)域的面波成像結果也顯示在105°E附近,從地表到地下100km,兩側的面波相速度和S波速度均存在明顯的差異,其西側表現(xiàn)為約2%左右的低速異常,東側則表現(xiàn)為約2%左右的高速異常.由此推測105°E附近可能存在一個秦嶺與祁連分界線.研究區(qū)縱橫波波速比變化范圍為1.71~1.84,平均為1.7523,對應泊松比為0.2401~0.2904,平均為0.2585,略低于全球平均值0.265(Christensen,1996),與李永華等(2006)和Pan等(2011)的結果一致.Pan等(2011)發(fā)現(xiàn)青藏高原東北緣比鄂爾多斯盆地的泊松比低,因此認為青藏高原東北緣屬于長英質地殼,與地殼流模型不符.此次計算得到的泊松比也支持這種觀點,由于泊松比與地殼物質組成的關系尚不十分明確(Christensen,1996),更小范圍討論泊松比十分困難.3.2中下地殼低頻層的分布以Crust2.0模型為初始模型,用H-uf06b算法得到的地殼厚度為約束,使用線性化反演方法(Ammon等,1990)得到了數據質量較好的15個臺站下方的S波速度結構(圖9,圖10).從圖1中可以看出,臺站GS06,GS05,GS04,GS12,GS13和GS14均位于主動源測深測線附近.臺站GS06(圖10(b),圖1)位于瑪沁-蘭州-靖邊剖面與馬爾康-古浪剖面交點附近,Moho深47.6km左右,其下方30km左右存在低速層,與張先康等(2008)和Liu等(2006)的研究接近;臺站GS05和臺站GS04(圖10,圖1)分別位于靈臺-阿木去乎人工地震剖面距靈臺100km左右和200km左右,經對比,與閔祥儀等(1991)結果相似;臺站GS13(圖10(c),圖1)位于成縣-西吉剖面與西吉-中衛(wèi)剖面附近,李松林等(2001)的研究結果顯示下方20km和40km左右均存在低速層,而反演得到的結果則表明下方地殼平均速度非常低,并未見低速層,這與接收函數方法的精度和反演的非唯一性有關;臺站GS12(圖10(c),圖1)位于靈臺-阿木去乎測線與成縣-西吉測線交點附近,Moho面深約47.3km,其下方10~20km處有一低速層,與閔祥儀等(1991)和李清河等(1991)的研究結果極為一致.以上和已有研究成果的比較,表明整體上此次反演結果較為可信.從圖10可以看出:青藏高原與西秦嶺過渡帶(圖10(b))和西秦嶺北段(圖10(c))均存在中地殼低速層,為了更好的研究低速層的空間分布,筆者手動數字化已有研究成果(閔祥儀等,1991;李清河等,1991;李松林等,2001;張先康等,2008),將低速層的分布綜合繪制成圖11.從圖11可以看出,除成縣-西吉和西吉-中衛(wèi)剖面在相交區(qū)域西吉附近外,其他的深地震測深剖面結果在剖面相交的區(qū)域吻合得很好,這可能與早期數據的精度有關.低速層研究區(qū)低速層分布極為廣泛,這些低速層主要分布在已知斷裂的兩側,深度約為15~25km.臺站GS02和GS03下方地殼平均速度非常低(圖10(a)),與馬爾康-古浪剖面南段和瑪沁-蘭州-靖邊剖面西段發(fā)現(xiàn)20~60km的低速層一致,該區(qū)域變形十分強烈,結構非常復雜,這可能是由于中下地殼的低阻,低速軟弱層在向北東方向的運動中受到秦祁地塊的阻擋,但是其上地殼卻不斷受到擠壓增厚而導致的.臺站GS12和GS04下方的低速層分別在20和30km左右,與成縣-西吉剖面與靈臺-阿木去乎剖面形成的南北長約100km,東西寬約50km的低速區(qū)域相符,施錦等(2002)基于剖面結果(閔祥儀等,1991;李清河等,1991),并結合大地電磁等研究成果,認為下方存在垂直方向的深部流體通道,即其下方物質來源于深部,其附近的大量金屬礦也與之有關.臺站GS08和GS18下方的低速層在30km左右,可能與龍門山斷裂有關,其他分布很窄的低速層則可能與其附近的斷裂有關.從青藏高原內部到邊緣(圖10(a),10(b)),中下地殼速度逐漸升高,這與已有深地震測深研究觀測結果(李松林等,2002;Liu等,2006)一致.噪音成像結果(Yang等,2012)也表明青藏高原東北緣地殼速度較其內部要高得多.這些結果與青藏高原地塊較熱、較軟(Yang等,2012)的認識一致,而其東北緣則較冷、較硬,與該區(qū)地震頻發(fā)的認識也是一致的.在物質組成上,Pan等(2011)通過接收函數方法發(fā)現(xiàn)青藏高原東北緣比鄂爾多斯盆地的泊松比要小得多,因此推測青藏高原東北緣為長英質地殼,因而不支持青藏高原的“地殼流”模型.Xu等(2007)用藏東南25個流動臺站數據,通過接收函數方法,得到了東構造結附近的地殼厚度和S波速度結構.基于藏東南高泊松比(>0.3),高地表熱流值,中地殼高導層和殼內低速層,Xu等(2007)認為這些證據都支持了藏東南存在地殼流.而本研究區(qū)泊松比均小于0.3,平均泊松比為0.2585,略低于全球平均值0.265(Christensen,1996),也尚未發(fā)現(xiàn)廣泛的高地表熱流值.Lease等(2012)通過計算青藏高原東北緣新生代的地殼縮短速度,認為僅地殼縮短足夠解釋該區(qū)的地殼增厚.從研究區(qū)低速層的分布、地殼的平均速度和地殼物質成分(泊松比)等證據來看,地殼流在青藏高原東北部的邊緣地帶可能不存在,地殼可能是通過在擠壓方向上縮短而加厚.3.3結構差異特點理論上講,Moho是地殼與地幔的分界面,是一級間斷面,在該面上地震波速度發(fā)生了跳躍.但在世界很多地區(qū),地殼與地幔間并非是一級間斷面,而是呈現(xiàn)出一個過渡帶(Jarchow等,1989),這個過渡帶的復雜程度與該地區(qū)的構造活動水平有關(Zhao等,2001,2003).因此,根據殼幔過渡帶的復雜程度我們可以判斷該地區(qū)的構造活動水平.圖10不但給出了研究區(qū)不同塊體地殼和上地幔頂部的速度結構,也給出了不同塊體殼幔過渡帶的結構差異特點.在青藏高原區(qū)(圖10(a)),地殼和地幔間并非以一級間斷面接觸,而是由一個具有一定速度梯度和厚度的過渡帶連續(xù)過渡.這表明,該區(qū)的地殼與地幔之間的過渡帶可能發(fā)生較明顯的變形,殼幔間沒有形成尖銳的一級間斷面,與張先康等(2008)的結果一致;在青藏高原與西秦嶺過渡帶(圖10(b)),不同臺站所反映的殼幔過渡帶有差異,如GS01,GS18和GS18所給出的殼幔過渡帶具有一級間斷面的特點,余者則不同程度地給出了具有一定速度梯度和厚度的殼幔過渡帶,這與由青藏高原向西秦嶺過渡的構造特點相對應;在西秦嶺北段(圖10(c)),幾乎所有的臺站均給出了殼幔間近于一級間斷面的信息,在西秦嶺南段(圖10(d))殼幔之間雖然一級間斷面不如秦嶺北段明顯,但總體上殼幔速度差異較明顯,也呈現(xiàn)出一級間斷面的特點.縱觀研究區(qū)不