利用面波頻散與接收函數(shù)聯(lián)合反演青藏高原東南緣地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)

鄭晨, 丁志峰, 宋曉東

1 中國(guó)地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 Department of Geology, University of Illinois at Urbana-Champaign, IL 61820, USA 3 中國(guó)地震局地震觀測(cè)與地球物理成像重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100081 4 武漢大學(xué)測(cè)繪學(xué)院， 武漢 430079

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利用面波頻散與接收函數(shù)聯(lián)合反演青藏高原東南緣地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)

鄭晨1,2, 丁志峰1,3*, 宋曉東2,4

1 中國(guó)地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 Department of Geology, University of Illinois at Urbana-Champaign, IL 61820, USA 3 中國(guó)地震局地震觀測(cè)與地球物理成像重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100081 4 武漢大學(xué)測(cè)繪學(xué)院， 武漢 430079

青藏高原東南緣對(duì)于青藏高原的隆升、增厚和物質(zhì)逃逸等問題有著重要的研究?jī)r(jià)值.本文對(duì)研究區(qū)內(nèi)布設(shè)的大型流動(dòng)地震臺(tái)陣的觀測(cè)記錄進(jìn)行處理，聯(lián)合反演面波頻散與接收函數(shù)數(shù)據(jù)，獲得了地殼厚度、沉積層厚度分布情況以及地殼上地幔高精度S波速度結(jié)構(gòu).聯(lián)合反演的結(jié)果表明： (1) 研究區(qū)域內(nèi)地殼厚度變化很大，從西北往東南方向地殼厚度逐漸變??； (2) 沉積層厚度與研究區(qū)內(nèi)沉積盆地的分布情況較為一致； (3) 在研究區(qū)中下地殼內(nèi)由北向南呈條帶狀分布有兩條主要的殼內(nèi)低速體，其中一條從川西北次級(jí)塊體向南延伸，穿過麗江斷裂到達(dá)滇中次級(jí)塊體下方，另一條低速體沿小江斷裂分布，向南延伸到24°N左右，兩條低速體在中地殼范圍被四川盆地及峨眉山大火成巖省內(nèi)帶下方的高速異常所隔開.

聯(lián)合反演； 面波頻散； 接收函數(shù)； 青藏高原東南緣； 峨眉山大火成巖省

1 引言

青藏高原作為印度板塊與歐亞板塊碰撞的產(chǎn)物，經(jīng)歷了南北方向的縮短以及向東、東南和東北方向的生長(zhǎng)(Molnar and Tapponnier, 1975; Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001).伴隨著青藏高原的隆升以及增厚過程，來自印度板塊的擠壓作用也影響了青藏高原周圍相鄰地塊的地質(zhì)地貌及構(gòu)造演化過程.對(duì)于青藏高原形變模式的解釋，目前主流的理論包括三種：(1)剛性塊體擠出模型，認(rèn)為隨著印度板塊的擠壓，青藏高原沿幾條近東西向斷裂大規(guī)模向東擠出(Tapponnier and Molnar, 1976; Tapponnier et al., 1982; Avouac and Tapponnier, 1993)；(2)巖石圈連續(xù)變形模型，認(rèn)為脆性變形主要存在于上地殼，在深部巖石圈表現(xiàn)為連續(xù)變形(England and Houseman, 1986; Holt et al., 2000)；(3)中下地殼通道流模型，認(rèn)為存在塑形流動(dòng)的中下地殼(Royden et al., 1997; Shen et al., 2001).

作為青藏高原的邊界地帶，青藏高原東南緣經(jīng)歷了復(fù)雜的地質(zhì)變形作用，新構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈，區(qū)內(nèi)地震活動(dòng)頻繁，歷史上發(fā)生了多次破壞性地震，是檢驗(yàn)上述不同地質(zhì)演化模型的理想地區(qū).近年來眾多學(xué)者圍繞著青藏高原東南緣利用多種地球物理手段開展了大量的研究，包括GPS形變特征(Shen et al., 2000; Liang et al., 2013)、人工地震探深(Wang et al., 2007, 2009; 徐濤等, 2015)、近震P波成像(Wang et al., 2003; 吳建平等, 2013)、遠(yuǎn)震P波成像(Huang and Zhao, 2006)、Pn波成像(Liang et al., 2004; Liang and Song, 2006; Xu and Song, 2010)、SKS各向異性(常利軍等, 2006; 王椿鏞等, 2007)、噪聲成像(Yao et al., 2006, 2008; Yang et al., 2010)、天然地震面波成像(Li et al., 2014b)、接收函數(shù)(李永華等, 2009; Xu et al., 2013)等等.然而，已有研究結(jié)果仍存在諸多的不一致和爭(zhēng)議.如研究區(qū)中下地殼是否存在通道流，通道流分布的位置以及幾何形態(tài)等.

塑形流動(dòng)的地殼流對(duì)應(yīng)了S波速度的低速體(LVZs)，因此研究S波速度結(jié)構(gòu)對(duì)于了解青藏高原物質(zhì)運(yùn)動(dòng)及形變模式有著重要的意義.面波和接收函數(shù)方法都被認(rèn)為是獲取地下介質(zhì)S波速度結(jié)構(gòu)的有效手段(Yao et al., 2008; 武巖等, 2011; Yang et al., 2012; Li et al., 2013, 2014a; 王興臣等, 2015).其中面波資料對(duì)介質(zhì)的S波平均速度非常敏感，但對(duì)速度變化不太敏感，與之相反，接收函數(shù)對(duì)臺(tái)站下方介質(zhì)的界面變化非常敏感，但對(duì)S波絕對(duì)速度的約束較差(Ammon et al., 1990; Julià et al., 2000).接收函數(shù)與面波頻散聯(lián)合反演，可以充分利用二者在介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)研究上的互補(bǔ)性這一特點(diǎn)，彌補(bǔ)各自存在的缺點(diǎn)，進(jìn)而獲得更為可靠的S波速度結(jié)構(gòu)(Li et al., 2008; Shen et al., 2013; Xu et al., 2013; Sun et al., 2014; Bao et al., 2015b).

中國(guó)地震局開展的中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣探測(cè)項(xiàng)目，在青藏高原東南緣相關(guān)區(qū)域布設(shè)了350套密集分布的寬頻帶流動(dòng)數(shù)字地震觀測(cè)臺(tái)站(圖1)，為研究區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu)研究提供了可靠的數(shù)據(jù)保障.本研究利用該臺(tái)陣記錄的地震波形資料，采用接收函數(shù)與面波頻散聯(lián)合反演的方法獲取了該區(qū)的S波速度結(jié)構(gòu)，并對(duì)其地質(zhì)含義進(jìn)行了探討.

2 地質(zhì)背景

本文的研究區(qū)域(21°N—30°N，98°E—108°E)位于南北地震帶的南段，是華南板塊、印度板塊和青藏高原等多個(gè)塊體的交匯處，區(qū)內(nèi)構(gòu)造活動(dòng)復(fù)雜，斷裂眾多.主要的斷裂包括小江斷裂、紅河斷裂、麗江斷裂、安寧河斷裂等多條重要的斷裂，此外還包含了揚(yáng)子塊體、四川盆地、川滇菱形塊體在內(nèi)的多個(gè)地質(zhì)構(gòu)造.

峨眉山大火成巖省(Emeishan Large Igneous Province, ELIP)形成于～260Ma左右(Shellnutt et al., 2008)，是中國(guó)境內(nèi)唯一被國(guó)際科學(xué)界認(rèn)可的大火成巖省(Chung and Jahn, 1995; 徐義剛和鐘孫

圖1 (a) 研究區(qū)地形與地質(zhì)構(gòu)造.黑色實(shí)線表示區(qū)內(nèi)主要斷裂，白色圓點(diǎn)代表峨眉山大火成巖省內(nèi)帶、中帶和外帶的分布邊界，白色三角表示騰沖火山，藍(lán)色箭頭為相對(duì)于穩(wěn)定歐亞板塊的地殼運(yùn)動(dòng).(b) 流動(dòng)地震臺(tái)站分布圖. 黑色三角代表地震臺(tái)站， 紅色三角為圖4例子對(duì)應(yīng)的臺(tái)站， 紅色實(shí)線表示圖8剖面的位置. SC: 四川盆地, YZ: 揚(yáng)子塊體, IC: 印支塊體, CXB: 川西北次級(jí)地塊, DZ: 滇中次級(jí)塊體, XJF: 小江斷裂, ANHF: 安寧河斷裂, RRF: 紅河斷裂, LJF: 麗江斷裂Fig.1 (a) The topography and geological setting in the study region. The black solid lines represent main faults, the white dots outline the boundaries between the inner, intermediate and outer zones of Emeishan Large Igneous Province(ELIP) , the white triangle denotes the location of Tengchong volcano, the blue arrows mark crust motion relative to the stable Eurasia block. (b) Location of the temporary seismic array. The black triangles represent the seismic stations, the red triangles mark the stations plotted in Fig. 4, the red solid line denotes the location of the cross section in Fig.8. SC: Sichuan Basin, YZ: Yangtze Block, IC: Indo-China Block,CXB:Chuanxibei Block, DZ: Dianzhong Block, XJF: Xiaojiang Fault, ANHF: Anninghe Fault, RRF: Red River Fault, LJF: Lijiang Fault

霖, 2001)，受到了國(guó)內(nèi)外學(xué)者的廣泛關(guān)注與研究.峨眉山玄武巖呈一南北向的菱形分布在研究區(qū)域內(nèi)，自西向東可以分為內(nèi)帶、中帶、外帶和邊緣連續(xù)沉積帶.其中內(nèi)帶為一直徑400 km的圓形區(qū)域，包括云南大理、四川鹽邊、米易一帶，而中帶為一寬300 km的弧形環(huán)帶，包括云南東部和四川西南部(何斌等, 2003).

峨眉山大火成巖省與地幔柱的活動(dòng)是否有關(guān)還存在爭(zhēng)議，許多學(xué)者通過噴發(fā)前上千米的地殼隆升、上揚(yáng)子西緣茅口灰?guī)r的差異剝蝕以及存在苦橄欖巖等不同證據(jù)論證了大火成巖省的形成與古地幔柱的活動(dòng)存在關(guān)系(張招崇和王福生, 2002; He et al., 2003; 何斌等, 2003; Xu et al., 2004).

本文利用大范圍高密度地震臺(tái)陣的觀測(cè)數(shù)據(jù)，對(duì)面波頻散與接收函數(shù)數(shù)據(jù)進(jìn)行聯(lián)合反演，獲取高分辨率的研究結(jié)果，試圖揭示相關(guān)區(qū)域的深部構(gòu)造環(huán)境特征，探討青藏高原物質(zhì)運(yùn)動(dòng)及其與區(qū)內(nèi)地質(zhì)構(gòu)造之間的關(guān)系.

3 數(shù)據(jù)

3.1 接收函數(shù)

本研究收集了中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣探測(cè)項(xiàng)目一期在青藏高原東南緣地區(qū)所布設(shè)的350套流動(dòng)地震觀測(cè)臺(tái)站在2011年06月到2013年06月期間觀測(cè)到的遠(yuǎn)震波形記錄.

我們從臺(tái)陣布設(shè)期間的遠(yuǎn)震記錄中選取了震中距在30°～90°范圍內(nèi)，震級(jí)大于5.5級(jí)的遠(yuǎn)震事件.從中進(jìn)一步挑選出具有清晰震相記錄的554個(gè)地震事件，圖2給出了研究中所用到地震事件的震中位置分布情況.通過在時(shí)間域內(nèi)進(jìn)行反褶積計(jì)算，提取得到接收函數(shù)(Zhu et al., 2000).對(duì)于每個(gè)臺(tái)站，我們將接收函數(shù)以射線參數(shù)進(jìn)行排列，分別在射線參數(shù)值0.04，0.05，0.06，0.07附近挑選4個(gè)具有清晰Ps轉(zhuǎn)換波的接收函數(shù)波形作為聯(lián)合反演的數(shù)據(jù).我們?cè)谘芯拷邮蘸瘮?shù)波形情況時(shí)發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)域西北部臺(tái)站的接收函數(shù)有較大的Ps轉(zhuǎn)換波走時(shí)，表明臺(tái)站下方存在較厚的地殼.但是這些接收函數(shù)往往不存在一致性較好的多次反射波，因此我們只選取前15 s波形進(jìn)行反演，雖然這可能減弱較厚地殼地區(qū)多次波的約束信息，但避免了手動(dòng)挑選接收函數(shù)的后續(xù)波形，為反演引入人為干擾.3.2 Rayleigh波頻散

本研究的聯(lián)合反演中使用了Rayleigh波群速度和相速度頻散數(shù)據(jù)，該頻散資料同樣使用了中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣探測(cè)項(xiàng)目一期臺(tái)陣記錄的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)，采用雙臺(tái)法提取10～70 s Rayleigh波群速度和相速度頻散曲線，其中Rayleigh波群速度頻散曲線超過3000條，相速度頻散曲線超過3500條，最終反演獲得了青藏高原東南緣分辨率高達(dá)0.5°×0.5°群速度和相速度的分布(Li et al., 2014b; 潘佳鐵等, 2015).我們從中提取了各個(gè)臺(tái)站對(duì)應(yīng)的不同周期的群速度和相速度值，作為聯(lián)合反演的面波頻散數(shù)據(jù).

圖2 接收函數(shù)研究中所用遠(yuǎn)震事件的震中分布Fig.2 Epicentral distribution of teleseismic events for receiver functions used in this study

4 反演方法

本文的反演程序基于Xu等(2013)提出的全局搜索方法進(jìn)行修改.該方法所使用的NA算法(Neighborhood Algorithm)(Sambridge, 1999)是一種非線性反演算法，通過對(duì)模型參數(shù)空間內(nèi)的參數(shù)在一定的取值范圍內(nèi)進(jìn)行搜索，計(jì)算每次搜索到參數(shù)對(duì)應(yīng)的失配值(misfit).本文的NA搜索基本步驟為：

(1) 在整個(gè)參數(shù)空間中均勻產(chǎn)生一組200個(gè)初始模型；

(2) 分別計(jì)算最新生成的一組模型對(duì)應(yīng)的失配值，從中選取失配值最低的5個(gè)模型；

(3) 對(duì)于選擇的5個(gè)失配值最低的模型，分別在每一個(gè)Voronoi單元中，均勻隨機(jī)游動(dòng)產(chǎn)生20個(gè)新模型，總共100個(gè)新模型；

(4) 利用這100個(gè)新生成的模型返回步驟(2)重新計(jì)算.

我們將反演過程分成兩步.第一步，單獨(dú)反演面波頻散數(shù)據(jù)得到一個(gè)較為簡(jiǎn)單的模型; 第二步，聯(lián)合反演面波頻散和接收函數(shù)數(shù)據(jù)得到最終的速度模型.為了減少反演所需的參數(shù)數(shù)量，節(jié)約反演時(shí)間，同時(shí)得到一個(gè)相對(duì)較為平滑的模型，引入B樣條曲線來描述地下介質(zhì)的S波速度結(jié)構(gòu).

在單獨(dú)反演面波頻散數(shù)據(jù)時(shí)，用一組15個(gè)控制點(diǎn)的B樣條曲線來表示地下150 km以內(nèi)介質(zhì)的S波速度結(jié)構(gòu).反演過程中，將每次搜索的樣條曲線轉(zhuǎn)換成5 km層厚的分層速度模型，根據(jù)該分層速度模型正演面波頻散結(jié)果，并由公式(1)計(jì)算失配值，通過NA算法在整個(gè)參數(shù)空間內(nèi)進(jìn)行500次迭代搜索最優(yōu)解.

+w3‖Lm‖,

(1)

式中，失配值的計(jì)算可以表示成三部分.根據(jù)每次搜索的模型進(jìn)行正演運(yùn)算得到對(duì)應(yīng)的面波頻散，將其與實(shí)際面波頻散比較，表示對(duì)面波頻散數(shù)據(jù)的擬合程度，作為失配值的第一部分.同時(shí)，為了加強(qiáng)對(duì)深部S波速度的約束，我們?cè)?5～150 km深度上引入Bao等(2015a)通過1316個(gè)地震臺(tái)站提取10～140 s Rayleigh波群速度和相速度頻散反演獲得的中國(guó)大陸巖石圈S波速度結(jié)構(gòu)作為參考模型.在此深度范圍內(nèi)，將搜索的速度模型與參考模型進(jìn)行比較，作為失配值的第二部分.另外，為了使最終獲取的模型較為平滑，減少相鄰層間S波速度值的跳躍，根據(jù)Laplacian算子計(jì)算模型的平滑程度，作為失配值的第三部分.將每一部分給以不同的權(quán)重相加得到總的失配值，進(jìn)行NA搜索.

圖3 聯(lián)合反演中使用的23個(gè)參數(shù)Fig.3 23 model parameters used in the joint inversion

在聯(lián)合反演面波頻散和接收函數(shù)數(shù)據(jù)時(shí)，我們將臺(tái)站下方的S波速度結(jié)構(gòu)分為3部分(圖3)，分別表示沉積層、地殼、150 km以上的上地幔.對(duì)于這3部分，分別用3個(gè)控制點(diǎn)、9個(gè)控制點(diǎn)、9個(gè)控制點(diǎn)的B樣條曲線來表示S波速度結(jié)構(gòu).另外，包括沉積層厚度以及地殼厚度2個(gè)參數(shù)，整個(gè)反演一共有23個(gè)參數(shù).反演過程中，將每次搜索的樣條曲線轉(zhuǎn)換成分層速度模型.其中，沉積層部分層厚0.1 km，地殼以及地幔頂部30 km部分層厚2 km，其余上地幔部分層厚5 km.根據(jù)該層狀速度模型分別正演面波頻散及接收函數(shù)結(jié)果，并由公式(2)計(jì)算失配值，通過NA算法在整個(gè)參數(shù)空間進(jìn)行800次迭代搜索最優(yōu)解.

+w3‖m-m0‖+w4‖Lm‖,

(2)

式(2)與式(1)相比，多了一項(xiàng)用來表示接收函數(shù)的擬合程度.根據(jù)每次搜索的模型進(jìn)行正演運(yùn)算得到對(duì)應(yīng)的面波頻散與接收函數(shù)，將其與實(shí)際面波頻散與接收函數(shù)波形比較.對(duì)面波頻散和接收函數(shù)部分分別給以不同的權(quán)重，與其他兩項(xiàng)相加得到總的失配值，進(jìn)行NA搜索.本文聯(lián)合反演過程中，四個(gè)權(quán)重參數(shù)的選取分別為1.0, 0.25, 1.0, 0.3.從最終總失配值來看，30%的失配值來自于面波頻散，60%的失配值來自于接收函數(shù)，剩余10%的失配值來自于模型及平滑約束.為了加快反演速度，我們將搜索模型與第一步單獨(dú)反演面波頻散所得到的初始模型進(jìn)行比較，如果任一層內(nèi)S波速度差超過0.5 km·s-1，則給該組模型一個(gè)很大的失配值，不進(jìn)行后續(xù)的正演運(yùn)算，節(jié)約計(jì)算時(shí)間.第二步聯(lián)合反演過程一共進(jìn)行800次迭代，得到80200組模型，從這些模型中選取失配值最低的結(jié)果作為最終的S波速度模型.

5 結(jié)果

根據(jù)前面介紹的聯(lián)合反演方法對(duì)研究區(qū)域內(nèi)各個(gè)臺(tái)站的數(shù)據(jù)進(jìn)行逐個(gè)反演，使用NA搜索得到失配值最低的S波速度模型，圖4給出了4515臺(tái)站、53064臺(tái)站的聯(lián)合反演結(jié)果作為示例.最后，通過表面曲率連續(xù)的網(wǎng)格插值算法獲得了整個(gè)研究區(qū)內(nèi)地殼厚度、沉積層厚度和地殼上地幔S波速度模型.

從地殼厚度的分布情況來看(圖5a)，研究區(qū)地殼厚度有著強(qiáng)烈的橫向變化.從西北往東南方向地殼厚度逐漸變薄.在研究區(qū)西北的川西北次級(jí)塊體，最厚的地殼厚度超過了60 km，而東部揚(yáng)子塊體地殼厚度相對(duì)較薄，最薄的地方地殼厚度不到30 km.地殼厚度與地表地形有較好的相關(guān)性，也與此前一些學(xué)者利用人工地震、接收函數(shù)H-κ方法獲取的地殼厚度分布情況相一致(鄧陽凡等, 2011; Li et al., 2014a; 王興臣等, 2015).

從沉積層厚度的分布情況來看(圖5b)，反演得到沉積層厚度與研究區(qū)內(nèi)的沉積盆地的分布具有較好的一致性.區(qū)內(nèi)主要的沉積盆地包括四川盆地、楚雄盆地以及思茅盆地.其中，四川盆地沉積層的厚度較大，而楚雄盆地及思茅盆地的沉積層厚度相對(duì)較小.此外，在騰沖附近也存在有一定范圍的沉積層分布.

從地殼及上地幔S波速度結(jié)構(gòu)來看(圖6)，各層的速度結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)出一定的規(guī)律，與區(qū)內(nèi)斷裂及其他地質(zhì)構(gòu)造分布有一定的相關(guān)性.具體表現(xiàn)為：

(1) 10 km深度的水平速度切片顯示，在揚(yáng)子塊體及四川盆地下方部分區(qū)域S波速度表現(xiàn)為高速

圖4 利用面波頻散和接收函數(shù)聯(lián)合反演4515 (a)，53064 (b)臺(tái)站下方S波速度結(jié)構(gòu). 對(duì)于每個(gè)臺(tái)站，左側(cè)小圖中紅色實(shí)線為失配值最低的S波速度結(jié)構(gòu)， 黑色背景為200組次優(yōu)解. 右上角小圖黑色實(shí)線表示真實(shí)的接收函數(shù)，紅色虛線為正演的接收函數(shù).右下角小圖黑色三角表示真實(shí)的面波頻散數(shù)據(jù)，紅色實(shí)線為正演的面波頻散曲線Fig.4 Joint inversion results with surface wave dispersion and receiver functions under station 4515 (a) and station 53064 (b). For each station, the red solid line in the left figure represents the best Vs model with smallest misfit value while the black background for the best 200 models. The black solid lines in top right figure represent real receiver function data and the red dashed lines denote predicted receiver functions. The black triangles in bottom right figure represent real surface wave dispersion data and the red solid lines denote predicted surface wave dispersion

圖5 聯(lián)合反演獲得的地殼厚度(a)、沉積層厚度(b)分布圖，黑色實(shí)線代表區(qū)內(nèi)主要斷裂，黑色三角表示騰沖火山 Fig.5 Map of crustal thickness (a) and sediment thickness (b) from joint inversion. The black solid lines represent the main faults in study region and the black triangle denotes the location of Tengchong volcano

異常，在滇中次級(jí)塊體內(nèi)部也有相對(duì)較高的S波速度，紅河斷裂兩側(cè)則為低速異常.

(2) 20 km深度的水平速度切片顯示，殼內(nèi)低速帶的分布與構(gòu)造分布呈現(xiàn)一致性.在四川盆地及揚(yáng)子塊體下方有著S波高速異常分布，而在川西北次級(jí)塊體以及小江斷裂下方，則有著較為明顯的S波低速異常.兩條主要的低速體被中間滇中次級(jí)塊體所隔開.

(3) 30 km深度的水平速度切片顯示，在此深度內(nèi)S波速度分布的大體特征與20 km深度基本一致.在川滇塊體、小江斷裂以及騰沖火山下方分布有低速異常.

(4) 45 km深度的水平速度切片顯示，研究區(qū)內(nèi)的揚(yáng)子塊體和四川盆地已經(jīng)開始進(jìn)入地幔部分，有著相對(duì)較高的S波速度，而川滇塊體北部區(qū)域還處于地殼部分，S波波速較低.

(5) 70 km深度的水平速度切片顯示，紅河斷裂以西區(qū)域的印支塊體有著較低的S波速度分布，而揚(yáng)子塊體下方則表現(xiàn)為高速異常.

(6) 100 km深度的水平速度切片顯示，研究區(qū)域內(nèi)S波速度以26°N為界，表現(xiàn)出明顯的速度差異.在26°N以南區(qū)域，S波速度表現(xiàn)為低速異常，而在北部則主要為高速異常.

6 討論

6.1 與前人研究結(jié)果比較

在相近的研究區(qū)域內(nèi)，此前有其他學(xué)者同樣利用面波頻散和接收函數(shù)方法進(jìn)行聯(lián)合反演.如Sun等(2014)在研究區(qū)內(nèi)一條測(cè)線的聯(lián)合反演結(jié)果中觀測(cè)到中下地殼內(nèi)存在兩個(gè)低速體，Bao等(2015b)則通過加入更多臺(tái)站的接收函數(shù)數(shù)據(jù)，反演獲取到了兩個(gè)殼內(nèi)低速體的分布范圍.我們使用的地震數(shù)據(jù)和方法與Bao等(2015b)存在不同.在接收函數(shù)數(shù)據(jù)方面，Bao等(2015b)通過將同一臺(tái)站的所有接收函數(shù)進(jìn)行疊加，使用疊加后的接收函數(shù)進(jìn)行反演.由于接收函數(shù)的Ps轉(zhuǎn)換波及其他多次波與震中距直接相關(guān)，不考慮震中距直接疊加獲得的平均值可能并不能真實(shí)反映臺(tái)站下方介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu).本文通過選擇4個(gè)具有不同射線參數(shù)的接收函數(shù)進(jìn)行反演，權(quán)衡了保留接收函數(shù)原始信息及反演運(yùn)算速度兩個(gè)因素.在面波頻散數(shù)據(jù)方面，Bao等(2015b)通過中國(guó)大陸地震臺(tái)站提取的Rayleigh波群速度和相速度作為面波頻散資料，而本文使用的面波頻散為研究區(qū)域內(nèi)超過300個(gè)流動(dòng)地震臺(tái)站提取到的，臺(tái)站分布更密，在短周期部分具有更高的分辨率.這些都保證了本文反演結(jié)果的可靠性.另外，在反演方法上，本文通過選擇NA搜索算法進(jìn)行非線性反演，減少了對(duì)初始模型的依賴.在模型的設(shè)置上，使用樣條曲線來表示包括沉積層、地殼及上地幔的速度結(jié)構(gòu)，減少了反演所需的參數(shù).但我們也必須認(rèn)識(shí)到，樣條曲線在加快效率的同時(shí)也可能帶入了某些接收函數(shù)與面波頻散數(shù)據(jù)本身所不存在的非客觀約束.例如較難擬合接收函數(shù)的高頻成分，造成垂向分辨能力的減弱.作為取舍，我們?cè)诘貧ぶ性O(shè)置了12個(gè)控制點(diǎn)的樣條曲線，以期在保證反演速度的同時(shí)，盡可能避免垂向分辨能力的損失.

本文聯(lián)合反演的結(jié)果與前人結(jié)果大體一致.在我們獲取到的S波速度結(jié)構(gòu)上同樣可以觀測(cè)到呈條帶狀分布的兩個(gè)低速體，但是低速體的具體形態(tài)以及位置與Bao等(2015b)的結(jié)果存在一定的差異.例如在Bao等(2015b)的水平切面圖上顯示，兩條低速體在中地殼范圍內(nèi)(～20 km)貫穿了整個(gè)研究區(qū)域.而本文的研究結(jié)果表明兩條低速體分布范圍有限，從北向南只延伸到24°N左右.在騰沖火山下方以及研究區(qū)域南部雖然同樣存在一些低速體的分布，但是這些低速體與兩條主要的低速體并不連續(xù).這種結(jié)果上的差異可能與我們采用了更高分辨率的面波頻散資料有關(guān).

6.2 殼內(nèi)低速體的位置與形態(tài)

我們分別沿不同的緯度做了6條垂直剖面(圖7)來探討研究區(qū)內(nèi)殼內(nèi)低速體與構(gòu)造之間的關(guān)系.結(jié)果顯示，在不同剖面上都能觀測(cè)到殼內(nèi)低速體的存在.在研究區(qū)域內(nèi)，由北向南呈條帶狀分布有兩條主要的低速體，這兩條低速體主要分布在中下地殼內(nèi).其中西低速體從川西北次級(jí)塊體向南延伸至滇中次級(jí)塊體，東低速體則主要沿小江斷裂分布，向南延伸到24°N左右.另外，在騰沖火山下方以及研究區(qū)域南部地殼中同樣分布有一定的低速體，但這些低速體分布較為離散.兩條主要的低速體在其他學(xué)者的相關(guān)研究中也都有體現(xiàn)(Yao et al., 2008; Yang et al.,2012; Xie et al., 2013; Chen et al., 2014; Bao et al., 2015b).從我們獲得的S波速度結(jié)構(gòu)上看，位于川西北次級(jí)塊體的西低速體由北向南在部分區(qū)域穿過了麗江斷裂到達(dá)滇中次級(jí)塊體下方，這一特征與Liu等(2014)利用川西流動(dòng)地震臺(tái)陣觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行噪聲與接收函數(shù)的聯(lián)合反演結(jié)果較為一致.而東低速體則主要沿小江斷裂分布，其北部及東部為堅(jiān)硬的四川盆地和揚(yáng)子塊體.

Royden等(1997)提出的青藏高原中下地殼通道流模型認(rèn)為在青藏高原東緣存在一個(gè)黏性流動(dòng)層，高原物質(zhì)沿此通道流出.前人的研究結(jié)果顯示，在研究區(qū)域S波低速體位置存在其他地球物理性質(zhì)的異常，如高電導(dǎo)率(Bai et al., 2010)、低Q值(Zhao et al., 2013)、高VP/VS波速比(Sun et al., 2014)、高熱流值(Hu et al., 2000)等，這些證據(jù)在一定程度上支持了通道流的理論.Bai等(2010)通過大地電磁的觀測(cè)資料，發(fā)現(xiàn)青藏高原內(nèi)有兩條高導(dǎo)異常帶，認(rèn)為在青藏高原東南緣可能存在兩條中下地殼的弱物質(zhì)流，該推測(cè)也得到了最近一些研究結(jié)果的支持(Sun et al., 2014; Bao et al., 2015b).從我們獲得的S波速度結(jié)構(gòu)上看，在與Bai等(2010)測(cè)線重合的小江斷裂下方同樣觀測(cè)到低速體的分布，但是具體位置跟Bai等(2010)所推測(cè)的通道存在差異.如Bai等(2010)推測(cè)的通道B主要沿鮮水河斷裂和小江斷裂分布，經(jīng)松潘—甘孜塊體向南穿過滇中次級(jí)塊體.但是我們的研究顯示在中下地殼內(nèi)有兩條主要的低速體，他們彼此之間似乎并不相連，位于小江斷裂下方的東低速體與位于川滇塊體下方的西低速體被四川盆地及滇中次級(jí)塊體下方的高速構(gòu)造所隔開，這一結(jié)果與Chen等(2014)背景噪聲成像的結(jié)果相吻合.Zhao等(2013)對(duì)青藏高原地區(qū)Lg波衰減成像的研究同樣顯示，與青藏高原周邊區(qū)域主要呈現(xiàn)高Q值的衰減特征不同，在云貴高原存在一個(gè)較為孤立的低Q值分布.這表明如果在研究區(qū)域內(nèi)確實(shí)存在中下地殼物質(zhì)流通道，其具體位置與形態(tài)可能與之前研究所推測(cè)的有所不同.此外，從VP/VS波速比的情況來看，在小江斷裂南段區(qū)域似乎并不存在一個(gè)較高的VP/VS值(徐強(qiáng)等, 2009) ，而VP/VS所對(duì)應(yīng)的泊松比是判斷物質(zhì)是否熔融或部分熔融的關(guān)鍵參數(shù)(王椿鏞等, 2010).Xie等(2013)的研究結(jié)果同樣認(rèn)為青藏高原只在松潘—甘孜塊體北部、川滇塊體北部及羌塘塊體的部分區(qū)域內(nèi)較可能存在部分熔融，其中川滇塊體的北部與我們研究結(jié)果中西低速體較為吻合，但是小江斷裂下方的東低速體似乎缺少發(fā)生部分熔融的條件.這些地球物理結(jié)果上的差異及不一致可能說明青藏高原東南緣下方的低速體不僅在位置與形態(tài)上較為復(fù)雜，其變形演化機(jī)制及物理特征同樣存在進(jìn)一步研究的空間.

圖7 沿不同緯度S波速度模型垂直切片紅色虛線代表地殼厚度，上方為切片所對(duì)應(yīng)的地表地形.Fig.7 Cross sections of Vs model along different latitude The red dashed lines represent the crustal thickness, the topography is shown above each profile.

6.3 峨眉山大火成巖省高速異常

已有的多種地球物理研究結(jié)果表明，在峨眉山大火成巖省內(nèi)帶下方存在較為明顯的高速異常.如新的P波走時(shí)成像結(jié)果(吳建平等, 2013; 楊婷等, 2014)顯示，在與內(nèi)帶范圍相接近的攀枝花區(qū)域地殼中分布有高速異常，該高速異常在不同的深度范圍都可以觀測(cè)到，一直延伸到中下地殼.人工地震測(cè)線的結(jié)果同樣顯示攀枝花附近存在明顯較高的平均地殼P波速度，下地殼有著局部的高速異常(熊紹柏等, 1993; 徐濤等, 2015).Deng等(2014)通過研究峨眉山大火成巖省區(qū)域的重力異常分布，發(fā)現(xiàn)扣除沉積層等影響后，內(nèi)帶相對(duì)中帶和外帶有著較高的重力異常值(+150 mGal)，從內(nèi)帶區(qū)域往外異常值逐漸減小，表明內(nèi)帶范圍內(nèi)有著較高的密度.

為了探討聯(lián)合反演得到的S波速度結(jié)構(gòu)與峨眉山大火成巖省之間的關(guān)系，我們?cè)?0 km深度S波速度水平切片圖上給出了峨眉山大火成巖省內(nèi)帶、中帶以及外帶的分布范圍.可以看出，在峨眉山大火成巖省內(nèi)帶范圍內(nèi)S波速度相對(duì)周邊區(qū)域速度較高，其周圍分布有明顯的低速異常，S波速度分布與大火成巖省內(nèi)帶邊界位置有著很好的一致性.同時(shí)，我們選取了一條橫跨峨眉山大火成巖省的剖面(圖8)，給出聯(lián)合反演獲得的剖面下方S波速度結(jié)構(gòu).該剖面的結(jié)果顯示，在中上地殼(10～ 25 km)深度，峨眉山大火成巖省內(nèi)帶下方S波速度相對(duì)較高，到了30 km深度，內(nèi)帶區(qū)域開始表現(xiàn)為一定的低速異常.這與熊紹柏等(1993)在麗江—永勝—攀枝花—者海剖面的人工地震測(cè)線結(jié)果相一致，其結(jié)果表明在27～38 km深度內(nèi)存在一個(gè)厚約9 km的低速層.在峨眉山大火成巖省內(nèi)帶的邊界區(qū)域，位于小江斷裂與麗江斷裂下方同樣分布有較為明顯的S波低速體.我們推測(cè)峨眉山大火成巖省噴發(fā)過程中有部分基性超基性物質(zhì)殘留在地殼內(nèi)部，這些高速物質(zhì)隔斷了中地殼內(nèi)低速體的分布.與前人的P波成像結(jié)果大約6.4 km·s-1的P波高速異常不同，在S波速度結(jié)構(gòu)上峨眉山大火成巖省內(nèi)帶區(qū)域的S波速度值并不高.從接收函數(shù)H-κ方法獲得的結(jié)果來看，在內(nèi)帶區(qū)域存在一個(gè)較高的VP/VS波速比，而揚(yáng)子板塊VP/VS值相對(duì)較低(徐強(qiáng)等, 2009; Sun等, 2014).我們推測(cè)該地區(qū)存在較高的VP/VS波速比導(dǎo)致了P波速度值與S波速度值的差異.

關(guān)于下地殼存在的P波高速異常，之前的學(xué)者探討了其與二疊紀(jì)時(shí)期的地幔柱底侵活動(dòng)間的關(guān)系，認(rèn)為峨眉山大火成巖省的內(nèi)帶對(duì)應(yīng)于地幔柱柱頭位置，內(nèi)帶地幔柱活動(dòng)使得部分基性超基性幔源物質(zhì)侵入地殼，從而產(chǎn)生了高速異常(Xu et al., 2004; 吳建平等, 2013; 徐濤等, 2015).需要注意的是，與多數(shù)P波成像結(jié)果不同，本文的S波速度結(jié)果表明該高速異常主要出現(xiàn)在中上地殼深度范圍，而在下地殼范圍的高速異常并不明顯，這一結(jié)果與其他學(xué)者獲取的S波速度結(jié)果相一致(Sun et al., 2014; Bao et al., 2015b)，部分P波成像結(jié)果也有著類似的特征(Xu et al., 2010).關(guān)于峨眉山大火成巖省內(nèi)帶范圍內(nèi)多種成像結(jié)果顯示高速異常分布范圍的這種差異，可能需要做進(jìn)一步的研究.

圖8 沿圖1b測(cè)線S波速度模型垂直切片F(xiàn)ig. 8 Cross-sections of Vs model along the profile shown in Fig.1b

6.4 研究區(qū)深部地幔結(jié)構(gòu)

在100 km深度的水平切片上顯示S波速度以26°N為界，南北部表現(xiàn)出不同的速度分布情況.在26°N以北區(qū)域，S波速度主要表現(xiàn)為高速異常，而在26°N以南區(qū)域，S波速度表現(xiàn)為低速異常.

從GPS觀測(cè)結(jié)果來看，相對(duì)于穩(wěn)定的歐亞板塊，青藏高原東南緣地殼物質(zhì)圍繞著東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)順時(shí)針旋轉(zhuǎn)流動(dòng).小江斷裂以西區(qū)域，GPS觀測(cè)到的速度矢量從川滇塊體的東南向，向南逐漸過渡到南北向并在云南西南部轉(zhuǎn)為西南方向運(yùn)動(dòng)(圖1).

SKS各向異性的研究結(jié)果表明，在研究區(qū)域北部，SKS分裂快波方向主要表現(xiàn)為北東向，與GPS觀測(cè)到上地殼運(yùn)動(dòng)方向基本一致.但在研究區(qū)域南部，SKS分裂快波方向?yàn)榻鼥|西向，垂直于GPS觀測(cè)到上地殼運(yùn)動(dòng)方向(常利軍等, 2006; 王椿鏞等, 2007).面波各向異性的結(jié)果同樣顯示，在26°N以南的區(qū)域長(zhǎng)周期面波快波方向與地殼內(nèi)的快波方向發(fā)生明顯改變，可能意味著殼幔變形在26°N以南是解耦的，從耦合到解耦的過渡區(qū)范圍在26°N—27°N之間(魯來玉等, 2014).

由于GPS觀測(cè)結(jié)果代表了上地殼形變特征，而SKS分裂主要反映了上地幔各向異性.在研究區(qū)域南部，GPS觀測(cè)結(jié)果和SKS分裂快波方向結(jié)果的不同，說明了脆性上地殼與深部巖石圈運(yùn)動(dòng)特征并不相同.結(jié)合S波速度結(jié)構(gòu)，我們推測(cè)研究區(qū)域南部存在的低速體易于殼幔的變形解耦.在研究區(qū)北部，青藏高原物質(zhì)受龍門山斷裂帶以東堅(jiān)硬四川盆地的阻擋向南逃逸，脆性上地殼及深部巖石圈上地幔同時(shí)向南運(yùn)動(dòng).而在研究區(qū)域南部，脆性上地殼的運(yùn)動(dòng)依然表現(xiàn)為南北方向，而地幔部分受到印度板塊向東俯沖的作用，運(yùn)動(dòng)方向主要為東西向.

7 結(jié)論

本文利用中國(guó)地震局中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣探測(cè)項(xiàng)目一期在青藏高原東南緣地區(qū)所布設(shè)的350個(gè)寬頻帶數(shù)字地震臺(tái)站記錄到的地震波形資料，聯(lián)合反演面波頻散與接收函數(shù)數(shù)據(jù)得到了青藏高原東南緣地殼及上地幔高分辨率S波速度結(jié)構(gòu)成像結(jié)果.

本文的結(jié)果顯示，研究區(qū)地殼厚度有著強(qiáng)烈的橫向變化，從西北往東南方向地殼厚度逐漸變薄，與地表地形有較好的相關(guān)性.而反演獲得的沉積層厚度與研究區(qū)內(nèi)沉積盆地的分布相一致，在四川盆地、楚雄盆地及思茅盆地下方有著較厚的沉積層分布.

S波速度結(jié)構(gòu)模型顯示，在研究區(qū)域內(nèi)由北向南呈條帶狀分布有兩條主要的殼內(nèi)低速體，這兩條低速體主要分布在中下地殼內(nèi).其中一條低速體從川西北次級(jí)塊體向南延伸，在麗江斷裂的南段穿過斷裂到達(dá)滇中次級(jí)塊體下方.而另外一條低速體則主要沿小江斷裂分布，向南延伸到24°N左右.結(jié)合前人研究結(jié)果，我們認(rèn)為青藏高原東南緣下方的低速體有著復(fù)雜的分布形態(tài)，其變形演化機(jī)制及物理特征需要做進(jìn)一步的研究.

在中地殼，低速體的分布被峨眉山大火成巖省內(nèi)帶所隔開，這可能是由于峨眉山大火成巖省噴發(fā)過程中殘留在地殼中的高速物質(zhì)對(duì)青藏高原物質(zhì)流動(dòng)起了阻擋的作用.而在更深的上地幔部分，以26°N為界，南北部分表現(xiàn)出較為不同的S波速度分布.結(jié)合GPS、面波各向異性及SKS分裂的結(jié)果，我們推測(cè)研究區(qū)域南部存在的低速體易于殼幔的變形解耦.致謝 感謝李永華研究員與潘佳鐵副研究員為本研究提供了面波頻散數(shù)據(jù).感謝兩位審稿專家對(duì)本文提出的寶貴修改意見.感謝美國(guó)伊利諾伊大學(xué)香檳分校李江濤在訪問期間提供的幫助，我們一起對(duì)反演程序進(jìn)行了改進(jìn).中國(guó)地震局地球物理研究所“中國(guó)地震科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣數(shù)據(jù)中心”為本研究提供了地震波形數(shù)據(jù)(中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣，2006)，在此一并感謝.

Ammon C J, Randall G E, Zandt G. 1990. On the nonuniqueness of receiver function inversions.JournalofGeophysicalResearch, 95(B10): 15303-15318.Avouac J P, Tapponnier P. 1993. Kinematic model of active deformation in central Asia.GeophysicalResearchLetters, 20(10): 895-898.

Bai D H, Unsworth M J, Meju M A, et al. 2010. Crustal deformation of the eastern Tibetan plateau revealed by magnetotelluric imaging.NatureGeoscience, 3(5): 358-362.

Bao X W, Song X D, Li J T. 2015a. High-resolution lithospheric structure beneath Mainland China from ambient noise and earthquake surface-wave tomography.EarthandPlanetaryScienceLetters, 417: 132-141.

Bao X W, Sun X X, Xu M J, et al. 2015b. Two crustal low-velocity channels beneath SE Tibet revealed by joint inversion of Rayleigh wave dispersion and receiver functions.EarthandPlanetaryScienceLetters, 415: 16-24.

Chang L J, Wang C Y, Ding Z F. 2006. A study on SKS splitting beneath the Yunnan region.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 49(1): 197-204.

Chen M, Huang H, Yao H J, et al. 2014. Low wave speed zones in the crust beneath SE Tibet revealed by ambient noise adjoint tomography.GeophysicalResearchLetters, 41(2): 334-340.

ChinArray. 2006. China Seismic Array Waveform Data. China Earthquake Administration. doi: 10.12001/ChinArray.Data.

Chung S L, Jahn B M. 1995. Plume-lithosphere interaction in generation of the Emeishan flood basalts at the Permian-Triassic boundary.Geology, 23(10): 889-892.

Deng Y F, Li S L, Fan W M, et al. 2011. Crustal structure beneath South China revealed by deep seismic soundings and its dynamics implications.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 54(10): 2560-2574, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.10.013.

Deng Y F, Zhang Z J, Mooney W, et al. 2014. Mantle origin of the Emeishan large igneous province (South China) from the analysis of residual gravity anomalies.Lithos, 204: 4-13.

England P, Houseman G. 1986. Finite strain calculations of continental deformation: 2. Comparison with the India-Asia collision zone.JournalofGeophysicalResearch, 91(B3): 3664-3676.

He B, Xu Y G, Chung S L, et al. 2003. Sedimentary evidence for a rapid, kilometer-scale crustal doming prior to the eruption of the Emeishan flood basalts.EarthandPlanetaryScienceLetters, 213(3-4): 391-405.

He B, Xu Y G, Xiao L, et al. 2003. Generation and spatial distribution of the Emeishan Large Igneous Province: new evidence from stratigraphic records.ActaGeologicaSinica(in Chinese), 77(2): 194-202.

Holt W E, Chamot-Rooke N, Le Pichon X, et al. 2000. Velocity field in Asia inferred from Quaternary fault slip rates and Global Positioning System observations.JournalofGeophysicalResearch, 105(B8): 19185-19209. Hu S B, He L J, Wang J Y. 2000. Heat flow in the continental area of China: a new data set.EarthandPlanetaryScienceLetters, 179(2): 407-419.

Huang J L, Zhao D P. 2006. High-resolution mantle tomography of China and surrounding regions.JournalofGeophysicalResearch: B09305, doi:10.1029/2005JB004066.

Julià J, Ammon C J, Herrmann R B, et al. 2000. Joint inversion of receiver function and surface wave dispersion observations.GeophysicalJournalInternational, 143(1): 99-112.

Li Y H, Wu Q J, Zhang R Q, et al. 2008. The crust and upper mantle structure beneath Yunnan from joint inversion of receiver functions and Rayleigh wave dispersion data.PhysicsoftheEarthandPlanetaryInteriors, 170(1-2): 134-146.

Li Y H, Wu Q J, Tian X B, et al. 2009. Crustal structure in the Yunnan region determined by modeling receiver functions.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 52(1): 67-80.

Li Y H, Wu Q J, Pan J T, et al. 2013. An upper-mantle S-wave velocity model for East Asia from Rayleigh wave tomography.EarthandPlanetaryScienceLetters, 377-378: 367-377.

Li Y H, Gao M T, Wu Q J. 2014a. Crustal thickness map of the Chinese mainland from teleseismic receiver functions.Tectonophysics, 611: 51-60. Li Y H, Pan J T, Wu Q J, et al. 2014b. Crustal and uppermost mantle structure of SE Tibetan plateau from Rayleigh-wave group-velocity measurements.EarthquakeScience, 27(4): 411-419.

Liang C T, Song X D, Huang J L. 2004. Tomographic inversion of Pntravel times in China.JournalofGeophysicalResearch, 109(B11): B11304, doi: 10.1029/2003JB002789.

Liang C T, Song X D. 2006. A low velocity belt beneath northern and eastern Tibetan Plateau from Pn tomography.GeophysicalResearchLetters, 33(22): L22306, doi: 10.1029/2006GL027926.

Liang S M, Gan W J, Shen C Z, et al. 2013. Three-dimensional velocity field of present-day crustal motion of the Tibetan Plateau derived from GPS measurements.JournalofGeophysicalResearch, 118(10): 5722-5732.

Liu Q Y, van der Hilst R D, Li Y, et al. 2014. Eastward expansion of the Tibetan Plateau by crustal flow and strain partitioning across faults.NatureGeoscience, 7(5): 361-365.

Lu L Y, He Z Q, Ding Z F, et al. 2014. Azimuth anisotropy and velocity heterogeneity of Yunnan area based on seismic ambient noise.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(3): 822-836, doi: 10.6038/cjg20140312.

Molnar P, Tapponnier P. 1975. Cenozoic tectonics of Asia: effects of a continental collision.Science, 189(4201): 419-426.

Pan J T, Li Y H, Wu Q J, et al. 2015. Phase velocity maps of Rayleigh waves in the southeast Tibetan plateau.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 58(11): 3993-4006, doi: 10.6038/cjg20151109.

Royden L H, Burchfiel B C, King R W, et al. 1997. Surface deformation and lower crustal flow in eastern Tibet.Science, 276(5313): 788-790.

Sambridge M. 1999. Geophysical inversion with a neighbourhood algorithm—I. Searching a parameter space.GeophysicalJournalInternational, 138(2): 479-494. Shellnutt J G, Zhou M F, Yan D P, et al. 2008. Longevity of the Permian Emeishan mantle plume (SW China): 1 ma, 8 Ma or 18 Ma?.GeologicalMagazine, 145(3): 373-388.

Shen F, Royden L H, Burchfiel B C. 2001. Large-scale crustal deformation of the Tibetan Plateau.JournalofGeophysicalResearch, 106(B4): 6793-6816.

Shen W S, Ritzwoller M H, Schulte-Pelkum V, et al. 2013. Joint inversion of surface wave dispersion and receiver functions: a Bayesian Monte-Carlo approach.GeophysicalJournalInternational, 198(2): 807-836. Shen Z K, Zhao C K, Yin A, et al. 2000. Contemporary crustal deformation in east Asia constrained by Global Positioning System measurements.JournalofGeophysicalResearch, 105(B3): 5721-5734.

Sun X X, Bao X W, Xu M J, et al. 2014. Crustal structure beneath SE Tibet from joint analysis of receiver functions and Rayleigh wave dispersion.GeophysicalResearchLetters, 41(5): 1479-1484. Tapponnier P, Molnar P. 1976. Slip-line field theory and large-scale continental tectonics.Nature, 264(5584): 319-324.

Tapponnier P, Peltzer G, Le Dain A Y, et al. 1982. Propagating extrusion tectonics in Asia: new insights from simple experiments with plasticine.Geology, 10(12): 611-616.

Tapponnier P, Xu Z Q, Roger F, et al. 2001. Oblique stepwise rise and growth of the Tibet Plateau.Science, 294(5547): 1671-1677. Wang C Y, Chan W W, Mooney W D. 2003. Three-dimensional velocity structure of crust and upper mantle in southwestern China and its tectonic implications.JournalofGeophysicalResearch, 108(B9): 2442, doi: 10.1029/2002JB001973.

Wang C Y, Chang L J, Lü Z Y, et al. 2007. Seismic anisotropy of upper mantle in eastern Tibetan Plateau and related crust-mantle coupling pattern.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 50(8): 1150-1160.

Wang C Y, Han W B, Wu J P, et al. 2007. Crustal structure beneath the eastern margin of the Tibetan Plateau and its tectonic implications.JournalofGeophysicalResearch, 112(B7): B07307, doi: 10.1029/2005JB003873.

Wang C Y, Lou H, Wang X L, et al. 2009. Crustal structure in Xiaojiang fault zone and its vicinity.EarthquakeScience, 22(4): 347-356.

Wang C Y, Lou H, Yao Z X, et al. 2010. Crustal thicknesses and poisson′s ratios in Longmenshan Mountains and adjacent regions.QuaternarySciences(in Chinese), 30(4): 652-661.

Wang X C, Ding Z F, Wu Y, et al. 2015. The crustal structure and seismogenic environment in the Ludian Ms6. 5 earthquake region.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 58(11): 4031-4040, doi: 10.6038/cjg20151112.

Wu J P, Yang T, Wang W L, et al. 2013. Three dimensional P-wave velocity structure around Xiaojiang fault system and its tectonic implications.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(7): 2257-2267, doi: 10.6038/cjg20130713.

Wu Y, Ding Z F, Zhu L P. 2011. Crustal structure of the North China Craton from teleseismic receiver function by the Common Conversion Point stacking method.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 54(10): 2528-2537, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.10.010.

Xie J Y, Ritzwoller M H, Shen W S, et al. 2013. Crustal radial anisotropy across eastern Tibet and the western Yangtze craton.JournalofGeophysicalResearch, 118(8): 4226-4252. Xiong S B, Zheng Y, Yin Z X, et al. 1993. The 2-D structure and it′s tectonic implications of the crust in the Lijiang-Panzhihua-Zhehai region.ActaGeophysicaSinica(in Chinese), 36(4): 434-444.

Xu Q, Zhao J M, Cui Z X, et al. 2009. Structure of the crust and upper mantle beneath the southeastern Tibetan Plateau by P and S receiver functions.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 52(12): 3001-3008, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.12.009.

Xu T, Zhang Z J, Liu B F, et al. 2015. Crustal velocity structure in the Emeishan large igneous province and evidence of the Permian mantle plume activity.ScienceChina:EarthSciences, 58(7): 1133-1147. Xu X M, Ding Z F, Shi D N, et al. 2013. Receiver function analysis of crustal structure beneath the eastern Tibetan plateau.JournalofAsianEarthSciences, 73: 121-127.

Xu Y G, Chung S L. 2001. The Emeishan large igneous province: Evidence for mantle plume activity and melting conditions.Geochimica(in Chinese), 30(1): 1-9.

Xu Y G, He B, Chung S L, et al. 2004. Geologic, geochemical, and geophysical consequences of plume involvement in the Emeishan flood-basalt province.Geology, 32(10): 917-920.

Xu Z J, Song X D. 2010. Joint inversion for crustal and Pn velocities and Moho depth in Eastern Margin of the Tibetan Plateau.Tectonophysics, 491(1-4): 185-193.

Xu Z J, Song X D, Zhu L P. 2013. Crustal and uppermost mantle S velocity structure under Hi-CLIMB seismic array in central Tibetan Plateau from joint inversion of surface wave dispersion and receiver function data.Tectonophysics, 584: 209-220. Yang T, Wu J P, Fang L H, et al. 2014. 3-D crustal P-wave velocity structure in western Yunnan area and its tectonic implications.SeismologyandGeology(in Chinese), 36(2): 392-404.

Yang Y J, Ritzwoller M H, Zheng Y, et al. 2012. A synoptic view of the distribution and connectivity of the mid-crustal low velocity zone beneath Tibet.JournalofGeophysicalResearch, 117(B4): B04303, doi: 10.1029/2011JB008810. Yang Y J, Zheng Y, Chen J, et al. 2010. Rayleigh wave phase velocity maps of Tibet and the surrounding regions from ambient seismic noise tomography.Geochemistry,Geophysics,Geosystems, 11(8): Q08010, doi: 10.1029/2010GC003119. Yao H J, van Der Hilst R D, de Hoop M V. 2006. Surface-wave array tomography in SE Tibet from ambient seismic noise and two-station analysis-I. Phase velocity maps.GeophysicalJournalInternational, 166(2): 732-744.

Yao H J, Beghein C, Van Der Hilst R D. 2008. Surface wave array tomography in SE Tibet from ambient seismic noise and two-station analysis-II. Crustal and upper-mantle structure.GeophysicalJournalInternational, 173(1): 205-219.

Yin A, Harrison T M. 2000. Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen.AnnualReviewofEarthandPlanetarySciences, 28(1): 211-280.

Zhang Z C, Wang F S. 2002. Discovery of the Permian picrites in the Emeishan large igneous province.GeologyReview(in Chinese), 48(4): 448.

Zhao L F, Xie X B, He J K, et al. 2013. Crustal flow pattern beneath the Tibetan Plateau constrained by regional Lg-waveQtomography.EarthandPlanetaryScienceLetters, 383: 113-122.

Zhu L P, Kanamori H. 2000. Moho depth variation in southern California from teleseismic receiver functions.JournalofGeophysicalResearch, 105(B2): 2969-2980.

附中文參考文獻(xiàn)

常利軍, 王椿鏞, 丁志峰. 2006. 云南地區(qū)SKS波分裂研究. 地球物理學(xué)報(bào), 49(1): 197-204.

鄧陽凡, 李守林, 范蔚茗等. 2011. 深地震測(cè)深揭示的華南地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)及其動(dòng)力學(xué)意義. 地球物理學(xué)報(bào), 54(10): 2560-2574, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.10.013.

何斌, 徐義剛, 肖龍等. 2003. 峨眉山大火成巖省的形成機(jī)制及空間展布: 來自沉積地層學(xué)的新證據(jù). 地質(zhì)學(xué)報(bào), 77(2): 194-202.

李永華, 吳慶舉, 田小波等. 2009. 用接收函數(shù)方法研究云南及其鄰區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu). 地球物理學(xué)報(bào), 52(1): 67-80.

魯來玉, 何正勤, 丁志峰等. 2014. 基于背景噪聲研究云南地區(qū)面波速度非均勻性和方位各向異性. 地球物理學(xué)報(bào), 57(3): 822-836, doi: 10.6038/cjg20140312.

潘佳鐵, 李永華, 吳慶舉等. 2015. 青藏高原東南部地區(qū)瑞雷波相速度層析成像. 地球物理學(xué)報(bào), 58(11): 3993-4006, doi: 10.6038/cjg20151109.

王椿鏞, 常利軍, 呂智勇等. 2007. 青藏高原東部上地幔各向異性及相關(guān)的殼幔耦合型式. 中國(guó)科學(xué): D 輯, 37(4): 495-503.

王椿鏞, 樓海, 姚志祥等. 2010. 龍門山及其鄰區(qū)的地殼厚度和泊松比. 第四紀(jì)研究, 30(4): 652-661.

王興臣, 丁志峰, 武巖等. 2015. 魯?shù)镸s6.5地震震源區(qū)地殼結(jié)構(gòu)及孕震環(huán)境研究. 地球物理學(xué)報(bào), 58(11): 4031-4040, doi: 10.6038/cjg20151112.

吳建平, 楊婷, 王未來等. 2013. 小江斷裂帶周邊地區(qū)三維P波速度結(jié)構(gòu)及其構(gòu)造意義. 地球物理學(xué)報(bào), 56(7): 2257-2267, doi: 10.6038/cjg20130713.

武巖, 丁志峰, 朱露培. 2011. 利用共轉(zhuǎn)換點(diǎn)疊加方法研究華北地區(qū)地殼結(jié)構(gòu). 地球物理學(xué)報(bào), 54(10): 2528-2537, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.10.010.

熊紹柏, 鄭曄, 尹周勛等. 1993. 麗江—攀枝花—者海地帶二維地殼結(jié)構(gòu)及其構(gòu)造意義. 地球物理學(xué)報(bào), 36(4): 434-444.

徐強(qiáng), 趙俊猛, 崔仲雄等. 2009. 利用接收函數(shù)研究青藏高原東南緣的地殼上地幔結(jié)構(gòu). 地球物理學(xué)報(bào), 52(12): 3001-3008, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.12.009.

徐濤, 張忠杰, 劉寶峰等. 2015. 峨眉山大火成巖省地殼速度結(jié)構(gòu)與古地幔柱活動(dòng)遺跡: 來自麗江—清鎮(zhèn)寬角地震資料的約束. 中國(guó)科學(xué): D輯, 45(5): 561-576.

徐義剛, 鐘孫霖. 2001. 峨眉山大火成巖省: 地幔柱活動(dòng)的證據(jù)及其熔融條件. 地球化學(xué), 30(1): 1-9.

楊婷, 吳建平, 房立華等. 2014. 滇西地區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)及其構(gòu)造意義. 地震地質(zhì), 36(2): 392-404.

張招崇, 王福生. 2002. 峨眉山大火成巖省中發(fā)現(xiàn)二疊紀(jì)苦橄質(zhì)熔巖. 地質(zhì)論評(píng), 48(4): 448.

中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣. 2006. 中國(guó)地震科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣波形數(shù)據(jù). 中國(guó)地震局, doi: 10.12001/ChinArray.Data.

(本文編輯 胡素芳)

Joint inversion of surface wave dispersion and receiver functions for crustal and uppermost mantle structure in Southeast Tibetan Plateau

ZHENG Chen1,2, DING Zhi-Feng1，3*, SONG Xiao-Dong2,4

1InstituteofGeophysics,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100081,China2DepartmentofGeology,UniversityofIllinoisatUrbana-Champaign,IL61820,USA3KeyLaboratoryofSeismicObservationandGeophysicalImaging,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100081,China4SchoolofGeodesyandGeomatics,WuhanUniversity,Wuhan430079,China

The Southeast Tibetan is of great scientific value to the problems about the uplift, crustal thickening and escape of the Tibetan Plateau. Through the analysis of observational data recorded by the temporary seismic stations deployed in the study area, crustal thickness, sediment thickness and a high-resolution S wave velocity model of the crustal and upper mantle have been derived. The results demonstrate: (1) Regional crustal thickness varies strongly, the crustal thickness becomes thinner gradually from northwest to southeast. (2) The sediment thickness is consistent with the distribution of sedimentary basins in the research area. (3) There are two main NS-trending low-velocity zones (LVZs) observed in the mid-lower crust. One of the LVZs starts from Chuanxibei sub-block and goes across the Lijiang fault into Dianzhong sub-block. The other one follows the trace of the Xiaojiang fault until about 24 °N. These two LVZs are separated by the high velocity anomaly under Sichuan Basin and the inner zone of Emeishan Large Igneous Province in the middle crust.

Joint inversion, Surface wave dispersion, Receiver function, Southeast Tibetan Plateau, Emeishan large igneous province

10.6038/cjg20160908.

地震行業(yè)專項(xiàng)(201008001), 國(guó)家自然基金(41274056, 41474088)及國(guó)家留學(xué)基金委聯(lián)合資助.

鄭晨，男，1989年生，博士，主要從事地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)方面的研究. E-mail：zhengchen@cea-igp.ac.cn

*通訊作者 丁志峰，男，1962年生，研究員，主要從事地震學(xué)、地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)及動(dòng)力學(xué)研究. E-mail: dingzf@cea-igp.ac.cn

10.6038/cjg20160908

P315

2016-01-27，2016-06-12收修定稿

鄭晨, 丁志峰, 宋曉東. 2016. 利用面波頻散與接收函數(shù)聯(lián)合反演青藏高原東南緣地殼上地幔速度結(jié)構(gòu). 地球物理學(xué)報(bào)，59(9):3223-3236,

Zheng C, Ding Z F, Song X D. 2016. Joint inversion of surface wave dispersion and receiver functions for crustal and uppermost mantle structure in Southeast Tibetan Plateau.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(9):3223-3236,doi:10.6038/cjg20160908.