青藏高原中部INDEPTH-III剖面低速層研究

牛 瀟 ， 鄭洪偉 ， 賀日政 *， 李娛蘭 ， 嚴江勇 ， 李宗旭

1)中國地質(zhì)科學院地球深部探測中心， 北京 100037； 2)中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所， 北京 100037；3)中國科學技術大學地球和空間科學學院， 安徽合肥 230026

由多個地體在不同時期拼合而成的青藏高原(常承法和鄭錫瀾， 1973)， 在新生代以來經(jīng)歷了印度大陸北向碰撞與俯沖(Yin and Harrison， 2000)， 形成了地球表面年代最新、規(guī)模最大、海拔最高的構(gòu)造匯聚區(qū)并且碰撞過程持續(xù)至今， 是研究陸陸碰撞的天然實驗室(高銳， 1997； Yin and Harrison， 2000；Haines et al.， 2003)。始于20世紀70年代多國科學家聯(lián)合在高原內(nèi)開展的深部探測研究(Gao et al.，2005)， 為探索青藏高原的隆升機制提供了初步框架認識， 如地殼擠壓疊覆加厚(Dewey and Burke，1973； England and Houseman， 1986)、 地 殼俯 沖(Roger et al.， 2000； Tapponnier et al.， 2001)、底侵加厚(Molnar and Tapponnier， 1977)等模型。隨著研究的深入， 青藏高原內(nèi)部仍有很多深部結(jié)構(gòu)、構(gòu)造和性質(zhì)的問題有待研究(高銳， 1997)， 如青藏高原低速層分布及其構(gòu)造成因。本次研究選擇探測研究程度較高的INDEPTH-III剖面所經(jīng)過的班公湖—怒江縫合帶中段(Gao et al.， 2005； 劉國成等， 2014)， 利用接收函數(shù)反演技術研究該區(qū)域下的低速層分布特征并探討可能的構(gòu)造成因。

位于藏北高原中部的班公湖—怒江縫合帶(Yin and Harrison， 2000)是青藏高原重要的縫合帶， 以此為界的拉薩地體和羌塘地體的殼幔屬性具有明顯的南北差異， 如羌塘下的殼內(nèi)低速層分布特征(李永華等， 2006a； 嚴江勇等， 2019)， 青藏高原普遍存在低速層(李永華等， 2006b； 賀日政等， 2007； 滕吉文等， 2012)， 或低速層并不普遍存在(Owens and Zandt， 1997； 吳慶舉和曾融生， 1998)。因此對班公湖—怒江縫合帶兩側(cè)低速層分布特征的研究尤為重要。

利用接收函數(shù)一維波形反演方法(劉啟元等，1996)獲取跨越班公湖—怒江縫合帶的INDEPTH-III剖面速度結(jié)構(gòu)特征， 再收集最近20多年利用 INDEPTH-III項目數(shù)據(jù)發(fā)表的研究成果(Zhao et al.， 2001； Michie et al.， 2004； Ross et al.，2004； Tian et al.， 2005； He et al.， 2010)以及其它相關探測成果(鄒長橋等， 2012； Gao et al.， 2013； 劉國成等， 2014； 吳蔚等， 2017； 嚴江勇等， 2019)基礎上，綜合分析班公湖—怒江縫合帶兩側(cè)的殼內(nèi)低速層分布特征，不僅對理解青藏高原內(nèi)部物質(zhì)變化、板塊俯沖、地幔對流等深部物理化學過程具有非常重要的意義(滕吉文等， 2012)， 而且從側(cè)面認識青藏高原的形成和演化機制。因此對藏北高原中部青藏高原不同地塊內(nèi)地殼結(jié)構(gòu)以及低速層的研究尤為重要。

1 區(qū)域構(gòu)造背景

青藏高原被普遍認為是由多個地體在不同地質(zhì)時代在經(jīng)歷了多期次碰撞拼合而成的一個復雜的地質(zhì)構(gòu)造單元(圖 1； Chang et al.， 1986)。在其內(nèi)部的相鄰地質(zhì)構(gòu)造單元間的標志為一系列近東西走向的縫合帶， 自南向北依次為， 雅魯藏布江縫合帶、班公湖—怒江縫合帶、龍木錯—雙湖縫合帶、金沙江縫合帶、阿尼瑪卿—昆侖山縫合帶， 祁連縫合帶(圖1)。位于青藏高原中部的班公湖—怒江縫合帶， 作為中生代關閉消亡的中特提斯大洋的產(chǎn)物， 其西起班公湖， 向東經(jīng)改則、東巧、丁青、嘉玉橋至八宿縣的上林卡， 經(jīng)左貢扎玉、梅里雪山西坡與昌寧、孟連帶相通(潘桂棠等， 2004)， 東西綿延數(shù)千公里(Yin and Harrison， 2000)。

作為拉薩地體和羌塘地體間的重要構(gòu)造邊界，班公湖—怒江縫合帶與其南北兩側(cè)， 不論是構(gòu)造還是地表地質(zhì)甚至是巖漿活動事件， 存在著顯著差異(尹安， 2001； 潘桂棠等， 2004)， 如班公湖—怒江縫合帶以北的新生代火山巖漿活動主要與亞洲地幔大面積拆離(羅照華等， 2006)或部分斷離作用有關(He et al.， 2014)， 而其南部的岡底斯帶大多與碰撞機制有關(羅照華等， 2006)。班公湖—怒江縫合帶還是一個重要的多金屬成礦帶(唐菊興， 2019)。因此， 探測班公怒江縫合帶及其兩側(cè)的地殼上地幔深部結(jié)構(gòu)特征并開展區(qū)域?qū)Ρ妊芯浚?顯得尤為重要。利用INDEPTH-III寬頻帶地震觀測數(shù)據(jù)(Tilmann et al.，2003)開展接收函數(shù)分析， 研究班公湖—怒江縫合帶兩側(cè)的地殼結(jié)構(gòu)差異， 非常之必要。

2 接收函數(shù)方法及數(shù)據(jù)

接收函數(shù)是從三分量地震臺站記錄中分離出垂直分量與水平分量做反卷積后得到的地震時間序列，具有很好的臺站下方結(jié)構(gòu)分辯率， 避免了震源和傳播路徑因素的影響， 是研究地球深部重要的方法之一(Ammon et al.， 1990； Langston， 1979)。由于地下結(jié)構(gòu)會對P-to-S轉(zhuǎn)換波(簡寫為Ps)產(chǎn)生擾動， Ps傳播過程中記錄了地下介質(zhì)結(jié)構(gòu)信息， 不僅用于反演殼幔分層速度(Langston， 1979)， 地殼厚度和泊松比估算(Zhu and Kanamori， 2000)， 還用于殼幔結(jié)構(gòu)成像(Tian et al.， 2005)。為了提取接收函數(shù)， 目前廣泛采用方法主要是時間域迭代反褶積(Owens and Zandt，1997)和頻率域反褶積(Langston， 1979)。在此基礎上，利用不同的方法獲取臺站(或臺陣)下方結(jié)構(gòu)特征。

圖1 研究區(qū)內(nèi)的區(qū)域構(gòu)造特征及本文所用的臺站分布和地震事件分布圖(縫合帶行跡來自尹安, 2001)Fig. 1 The regional structural characteristics of the study area, the station distribution and seismic event distribution(suture belt after YIN, 2001)

接收函數(shù)反演分為線性反演和非線性反演。線性反演(Ammon et al.， 1990； Owens and Zandt， 1997)，具有運算速度快優(yōu)點， 但需要先驗結(jié)構(gòu)模型， 而且要求臺站下方介質(zhì)結(jié)構(gòu)特征光滑連續(xù)且不能存在斷裂。顯然， 該方法不能滿足“地下介質(zhì)屬性及其結(jié)構(gòu)特征具有明顯的非連續(xù)性”。為克服線性反演方法的局限性， 一些非線性反演方法， 如遺傳因子(Shibutani et al.， 1996)， 接收函數(shù)復譜比(劉啟元等，1996)和模擬退火(高星等， 2005)等方法運用而生。本文采用了劉啟元等(1996)提出的接收函數(shù)復譜比非線性反演方法。該方法不依賴初始模型而且還對初始模型沒有過分嚴格要求。

接收函數(shù)復譜比反演按照 Tarantloa的構(gòu)造公式所示的目標函數(shù)S(m)：

其中g(m)和d分別為反演中的理論和觀測的數(shù)據(jù)矢量，g(m)和d的分量相應于不同頻率的接收函數(shù)復譜比，m為模型參數(shù)矢量， 角標p表示其先驗信息，CD和CM分別為數(shù)據(jù)和模型的協(xié)方差矩陣， *表示復共軛， 上腳標T表示轉(zhuǎn)置。

之后對目標函數(shù)用共扼梯度法進行優(yōu)化， 主要計算目標函數(shù)的梯度Nγ即：

g?和mi分別是預測數(shù)據(jù)矢量和模型矢量的分量， I為單位矩陣， R表示模型空間中解的分辨率， 角標N表示第N次迭代的解。最后經(jīng)過多次迭代， 選取最佳擬合波形， 得到反演結(jié)果。接收函數(shù)復譜比正演計算采用了反射率法。對于確定的慢度， 它僅依賴于地表附近介質(zhì)絕對參數(shù)的量， 而數(shù)值檢驗結(jié)果表明接收函數(shù)復譜比反演的結(jié)果與初始模型的選擇無關(劉啟元等， 1996)。

本文所用的數(shù)據(jù)來源于INDEPTH-III計劃布設的寬頻帶地震儀所記錄的遠震事件， 地震記錄的采樣率為50 Hz， 臺間距大多在10 km左右。地震事件參數(shù)來自美國地質(zhì)調(diào)查局(http：//www.usgs.gov)， 地震事件震級Mb≥5.5， 震中距在 30°～90°之間。

本次研究采用的數(shù)據(jù)處理流程如下： 首先對寬頻帶地震儀記錄的三分量地震事件波形數(shù)據(jù)進行處理， 即(1)對原始數(shù)據(jù)以 20 Hz的采樣率重采樣， 截取P波初動前10 s和之后100 s的波形； (2)去均值、線性趨勢及儀器響應等； (3)利用后方位角對原始的Z-N-E三分量地震波形數(shù)據(jù)旋轉(zhuǎn)到 Z-R-T(垂向， 徑向和切向)坐標系， 做帶通濾波(帶寬 0.05～2 Hz)；(4)應用時間域迭代反褶積對垂向和徑向分量進行反褶積， 高斯系數(shù)選取 2.5； (5)利用 CrazySeismic 軟件(Yu et al.， 2017)挑選高信噪比(不小于 2.0)的接收函數(shù)。而對于較低信噪比的接收函數(shù)， 采用基于S變換的相位濾波技術(曲中黨等， 2015)獲取較李永華等(2006a)更多臺站下方的接收函數(shù)。(6)利用接收函數(shù)復譜比非線性反演(劉啟元等， 1996)獲取了臺站下方的一維S波速度結(jié)構(gòu)特征。(7)構(gòu)建適合剖面所在區(qū)域的標準速度模型： 由于 IASPEI91標準模型的Moho深度較青藏高原實際Moho深度淺得多，依據(jù)前人 H-k 疊加結(jié)果(李永華等， 2006b； 劉國成等，2014)修改了IASPEI91標準速度模型中的Moho深度。(8)利用地震波層析成像思想， 基于改進的IASPEI速度模型， 計算改進后的模型與反演結(jié)果之間的擾動， 獲取了剖面下的速度異常分布特征，突出殼內(nèi)低速及莫霍面變化特征。

3 反演結(jié)果與分析

依據(jù)前述規(guī)則， 獲得了INDEPTH-III剖面中信噪比較高的23個臺站下方的接收函數(shù)， 其中ST02、ST03等18個臺站(圖1)下方的接收函數(shù)因信噪比很低而舍去。圖2展示了高信噪比的23臺站下方的接收函數(shù)的傾斜疊加(slant stack)結(jié)果， 清楚地展示 P波初至和P-s轉(zhuǎn)換震相。之后利用接收函數(shù)復譜比非線性反演方法(劉啟元等， 1996)獲得了該23個臺站反演結(jié)果(圖 3)， 顯示所有垂向分量的反演結(jié)果與實際波形相關系數(shù)都為 0.96， 而徑向分量的相關系數(shù)大多都在0.95以上。這主要是由于加入了相位濾波技術(曲中黨等， 2015)提高了擬合系數(shù)， 使得反演結(jié)果更加可靠。對每個臺站下的速度結(jié)構(gòu)進行中值濾波， 有效地抑制反演結(jié)果中的小尺度異常并保留了主要界面特征(圖4)。

對于低速層的判定， 本文采取如下規(guī)則：(1)低速層的厚度不小于 5 km， (2)要比改進的IASPEI91速度模型的速度要低， 即同一深度的速度值低于改進后的IASPEI91速度模型。

本項研究結(jié)果與李永華等(2006a)的結(jié)果相比，二者的共同點是在拉薩塊體北部和羌塘地體中下地殼有低速層分布； 二者的差異是， 本文獲得的中上地殼內(nèi)低速層分布特征比較精細， 部分低速區(qū)呈現(xiàn)速度反轉(zhuǎn)即低速區(qū)比上下區(qū)域速度值都低， 更能體現(xiàn)低速特征(圖 5)。這是由于使用了不同的反演算法， 李永華等(2006a)使用的是遺傳算法的反演方法。盡管不論線性還是非線性一維波形反演都具有較大的不確定性(Ammon et al.， 1990)， 但相比之下， 本文所用的復譜比非線性反演方法(劉啟元等，1996)不依賴于通過先驗信息構(gòu)建的初始速度模型(李永華等， 2006a)， 而取決于所挑選的接收函數(shù)的信噪比。

在不同臺站下方的低速層分布特征如下： (1)在ST01、ST08、ST23、ST28、ST29、ST34、ST35、ST37臺站下方低速層厚度較大； (2)在ST05、ST26、ST36臺站下方的低速層較?。?(3)ST37、ST38臺站下方的低速層與吳蔚等(2017)展示的臨近臺站(NQT10、NQT12)速度結(jié)構(gòu)相似； (4)整體上拉薩地體比羌塘地體低速層埋深較淺。

跨班公怒江縫合帶及兩側(cè)的INDEPTH-III深反射探測結(jié)果(Ross et al.， 2004)顯示班公怒江縫合帶頂部約有小于 2 km 厚度的沉積蓋層， 以及上地殼(約 25 km以淺)表現(xiàn)為無反射， 本文 S波速度結(jié)構(gòu)也在 32°N附近 ST15、ST16、ST19的臺站下方近地表出現(xiàn)低速區(qū)。羌塘盆地內(nèi)的S波速度結(jié)構(gòu)(吳蔚等， 2017； 嚴江勇等， 2019)顯示沿 88.5°E 測線南羌塘低速層埋深約 30 km， 北羌塘盆地內(nèi)廣泛存在的低速層明顯變淺， 這與本文得到的S波速度結(jié)構(gòu)(圖4)相似。李永華等(2006a)對INDEPTH-III臺站開展接收函數(shù)分析， 研究顯示拉薩地體北部和羌塘地體下方中地殼有低速層存在， 也與本文結(jié)果有較好的一致性(如圖4)。不同方法及不同數(shù)據(jù)集獲得的低速層分布特征較為一致， 表明本文利用一維速度反演獲得結(jié)果是可靠的。

圖2 研究剖面的地形、臺站位置名稱及臺站下方接收函數(shù)傾斜的疊加Fig. 2 Surface elevation, station position name and slant-stack of receiver function along the profile

利用三次樣條插值方法對反演獲得臺站下方一維速度結(jié)構(gòu)插值得到了測線下方二維速度結(jié)構(gòu)(圖 5b)， 顯示在拉薩地體和羌塘地體普遍存在不連續(xù)的低速體。為了更好的突出低速層分布特征， 利用地震波層析成像方法思想(Zhao et al.， 1992， 1994；Zhao， 2009)， 即與參考模型進行對比并求取速度異常擾動。由于IASPEI91速度模型是全球均勻模型，不適合巨厚地殼的青藏高原研究(He et al.， 2010)。為更好突出顯示青藏高原內(nèi)部低速層分布特征， 我們對該全球標準速度模型做了改進， 即將利用前人通過H-k方法得到的地殼厚度(李永華等， 2006a； 劉國成等， 2014)， 換算為 Moho 深度， 修改 IASPEI91參考模型。再利用計算反演速度(圖5b)與改進后參考模型之間的速度異常擾動的公式(4)， 獲取剖面下的S波速度異常擾動， 突出顯示低速層分布特征。

式中LVZ表示擾動大小， 用百分數(shù)表示，VS表示某一深度處的剪切波速度，Vref表示該深度處的經(jīng)修改的參考模型剪切波速度。通過三次樣條插值方法獲得了剖面下方的速度異常結(jié)構(gòu)， 突出顯示了S波速度異常體分布特征(圖5c)。

圖3 23個臺站接收函數(shù)波形擬合結(jié)果Fig. 3 The comparison result between original waveform and inverted waveform by nonlinear inversion for 23 stations

圖4 沿INDEPTH-III剖面下方地殼S波速度結(jié)構(gòu)Fig. 4 The 1-D S-wave velocity structure along the INDEPTH-III profile

圖5 INDEPTH-III剖面下的S波速度剖面Fig. 5 S wave velocity profile under INDEPTH-III profile

圖6 INDEPTH-III剖面所穿過的不同構(gòu)造單元下的和整體的平均S波速度模型Fig. 6 Average shear wave velocity model beneath various tectonic subdivisions along the INDEPTH-III profile and the whole average shear-wave velocity model

INDEPTH-III測線下的偽層析成像S波速度異常結(jié)構(gòu)(圖5c)中藍色部分為S波速度結(jié)構(gòu)速度值比iaspei91模型速度低的區(qū)域， 與圖 5b展示的INDEPTH-III臺站二維速度剖面相比， 圖5c更加地突出顯示了低速層的分布特征。圖5b和圖5c， 綜合顯示了在側(cè)線中廣泛分布有低速區(qū)， 低速區(qū)分布大多集中于 20～40 km 的范圍內(nèi)， 在 32°～32.5°之間殼內(nèi)低速層出現(xiàn)明顯不連續(xù)， 剛好位于班公湖—怒江縫合帶(吳珍漢等， 2016)之下。沿 INDEPTH-III開展的大地電磁測深結(jié)果(魏文博等， 2006)顯示在羌塘地體存在相鄰兩個10～70 km的高導體， 這與本次研究結(jié)果(圖5)顯示的在32.5°～34°之間存在低速區(qū)分布特征相似， 即低速高導體。INDEPTH-III寬頻帶數(shù)據(jù)計算拉薩地體北部和羌塘地體波速比(Vp/Vs)整體偏高(李永華等， 2006b)同樣得出了測線下方普遍存在低速層的結(jié)果。在縫合帶南部的拉薩地體相鄰測線深反射結(jié)果顯示15～20 km處出現(xiàn)高亮點， 拉薩地體地殼中普遍存在低速層(Nelson et al.， 1996)。沿東經(jīng) 88.5°剖面下的 S 波速度結(jié)構(gòu)(吳蔚等， 2017)顯示羌塘地體普遍存在低速層。通過與不同地球物理方法結(jié)果(Nelson et al.， 1996； 賀日政，2003； 魏文博等， 2006； 吳蔚等， 2017)對比， 顯示拉薩地體和羌塘地體下存在低速層。

4 討論

班公湖—怒江縫合帶及其兩側(cè)的復雜速度結(jié)構(gòu)特征(圖 5)表明沿 INDEPTH-III剖面下的拉薩地體(北部)及羌塘地體(南部)物質(zhì)結(jié)構(gòu)差異明顯， 如二者的平均速度結(jié)構(gòu)(圖6)、殼內(nèi)低速層分布特征。

4.1 拉薩地體及羌塘地體平均速度模型

將臺站下方速度模型分成拉薩地體、班公怒江縫合帶和羌塘地體三個區(qū)域獲得平均的速度模型(圖 6a， b， c)， 與李永華速度模型(2006a)相比， 本文得出的低速層不僅比參考模型速度值低而且出現(xiàn)了速度翻轉(zhuǎn)即低速區(qū)比上下區(qū)域速度值都要低。班公湖—怒江縫合帶下的低速層厚度小于其兩側(cè)的拉薩地體和羌塘地體下的低速層厚度(圖5)。拉薩地體北部和羌塘地體南部普遍存在 20～40 km 低速層， 細節(jié)上有所不同(圖 5)， 羌塘地體低速區(qū)分布比拉薩地體內(nèi)低速層較深， 可能與構(gòu)造變化特征相符， 如中生代晚期就位的拉薩地體北部(潘桂棠等， 2006)、班公湖—怒江縫合帶(鄒長橋等， 2012； 吳珍漢等，2016； 吳蔚等， 2017)和經(jīng)過后期新生代巖漿作用(鄧萬明等， 1996)強烈改造的羌塘地體(吳蔚等， 2017；嚴江勇等， 2019)?；谌齻€地體下方速度模型編制了青藏高原中部平均速度模型(圖 6d)， 突出顯示了INDEPTH-III剖面下的地殼整體上可分為與全球標準模型接近的上地殼(0～20 km)、相對低速的中地殼(20～40 km)及具有強反射特征(Ross et al.， 2004)的相對高速的下地殼(40～65 km)。

4.2 沿INDEPTH-III剖面下的低速層分布特征

INDEPTH-III剖面下S波速度結(jié)構(gòu)反演結(jié)果表明低速層在拉薩地體北部和羌塘地體南部是普遍存在的， 如圖5c所示在拉薩地體北部存在一個低速區(qū)，而羌塘地體南部存在兩個低速區(qū)， 整體上與其他地球物理研究成果(Brown et al.， 1996； Kind et al.，1996； Nelson et al.， 1996； Wei et al.， 2001； Zhao et al.，2001； 鄭洪偉等， 2007； 賀日政等， 2007)相一致。此外， 圖5c也顯示拉薩地體北測和羌塘地體南側(cè)殼內(nèi)低速層橫向分布并不連通， 即在班公湖—怒江縫合帶處出現(xiàn)不連續(xù)。INDEPTH-III項目實施的同剖面的大地電磁探測， 顯示在地殼內(nèi)部分布著不連續(xù)的高導體(魏文博等， 2006)。與鄰近的E88.5°剖面結(jié)果(吳蔚等， 2017)對比， 本文結(jié)果也顯示青藏高原地殼中普遍存在低速層且在羌塘盆地下低速層橫向分布并不連續(xù)(吳蔚等， 2017)。這表明青藏高原中部地殼內(nèi)部低速層廣泛存在但不連續(xù)分布， 推測其動力學成因不僅與寄主地體固有屬性(Chang et al.， 1986)有關， 而且也與青藏高原快速隆升(Yin and Harrison， 2000)相關。

地殼速度變化、物質(zhì)組成與地殼溫壓狀態(tài)有關。隨著溫度升高， 巖石物理狀態(tài)會發(fā)生變化， 如各種干變質(zhì)巖在1000 MPa(地下30 km)和室溫條件下 S波速度平均值為 3.65 km/s， 當溫度上升達到900℃以上時干地殼會塑性變化并發(fā)生熔融， 其 S波速度會下降至3.45 km/s(Yang et al.， 2012)。在這種條件下， 由公式(4)獲得的相對于改進后 iaspei91模型的速度擾動LVZ=(3.45-3.75)/3.75= -8%； 若地殼中存在水時， 地殼的巖石發(fā)生熔融所需的溫度會更低(即較低的S波速度和相對高的S波擾動)。據(jù)此推測， 圖5c所展示的INDEPTH-III剖面下的中地殼擾動為-8%以下的藍色區(qū)域發(fā)生了部分熔融。

沿INDEPTH-III剖面實施的深地震反射剖面調(diào)查(Haines et al.， 2003)顯示拉薩和羌塘地體地下的20～30 km 處出現(xiàn)了跳躍的負震相， 亮點反射被解釋為因部分熔融引起(Haines et al.， 2003)。Mechie et al.(2004)在深地震測深速度模型(Zhao et al.， 2001)基礎上開展了地方震事件波形剖面速度分析， 認為該部分熔融層頂部溫度突然增高(＞700℃)造成了石英 α-β 相變(Mechie et al.， 2004)。該低速層也與INDEPTH-III電磁測深剖面中的高導體(魏文博等，2006； 金勝等， 2010)和 Lg 波衰減特征(Fan and Lay，2002)相一致， 被解釋為部分熔融層。

印度巖石圈地幔的北向俯沖(鄭洪偉等， 2007)所形成的巖石圈增厚， 進而發(fā)生的斷離或拆沉等構(gòu)造活動產(chǎn)生多種生熱效應(Haines et al.， 2003； 金勝等， 2019)， 使得地殼溫度升高， 造成部分熔融(Haines et al.， 2003； Ross et al.， 2004)。現(xiàn)有的地震學研究顯示北向俯沖的印度板塊巖石圈地幔前緣已經(jīng)俯沖至班公湖—怒江縫合帶之下的 250 km深(Kosarev et al.， 1999； Zhao et al.， 2001； 鄭洪偉等，2007； He et al.， 2010； Liang et al.， 2012； Zhang et al.，2012； Wang et al.， 2019)， 印度巖石圈地幔的深俯沖所產(chǎn)生的構(gòu)造熱促使班公湖—怒江縫合帶南側(cè)中下地殼溫度升高導致了中地殼發(fā)生了部分熔融， 地球物理異常表現(xiàn)為如圖 5c所示的低速(Fan and Lay，2002； Haines et al.， 2003； Mechie et al.， 2004)、高導(魏文博等， 2006； 金勝等， 2010)和亮點反射(Nelson et al.， 1996； Ross et al.， 2004； 盧占武等， 2014)等。

此外， INDEPTH-III剖面下的0～10 km的上地殼表現(xiàn)為高低速異常體相間， 這與附近的 E88.5°剖面結(jié)果(吳蔚等， 2017)相似。依據(jù)該區(qū)域的地表地質(zhì)特征(王成善等， 2001； 吳珍漢等， 2016)， 近地表的該低速異常體與INDEPTH-III剖面所經(jīng)過的班戈盆地和南羌塘盆地等沉積坳陷一致， 而高速異常體與班公湖—怒江縫合帶內(nèi)出露蛇綠巖帶分布(吳珍漢等， 2016)有很好的對應關系。

5 結(jié)論

本文計算了INDEPTH-III計劃中分布在班公怒江縫合帶兩側(cè)的 23個寬頻帶地震儀采集的接收函數(shù)， 并利用時頻域相位濾波(曲中黨等， 2015)對數(shù)據(jù)進行濾波， 用接收函數(shù)復譜比非線性方法反演(劉啟元等， 1996)獲得臺站下方的一維 S波速度結(jié)構(gòu)，結(jié)合實際地質(zhì)情況對低速層分布及其成因進行討論，獲得以下認識：

南北位于班公怒江縫合帶兩側(cè)的拉薩塊體和羌塘塊體地殼內(nèi)普遍存在低速層且在縫合帶處出現(xiàn)間斷， 有些地區(qū)還存在兩個低速層。上部低速層，埋深較淺， 大多在 0～15 km處， 這可能與羌塘盆地發(fā)育有沉積坳陷相關。位于地殼中下部的低速層可能是由于在由青藏高原隆升所致的特定溫壓條件下巖石發(fā)生部分熔融形成。

由于印度巖石圈地幔的俯沖產(chǎn)生的構(gòu)造熱使拉薩地體中下地殼發(fā)生部分熔融， 而羌塘地體由于印度板塊的俯沖前緣進入地幔使得巖石圈地?；罨M而地幔熱物質(zhì)上涌使中下地殼的溫度升高出現(xiàn)部分熔融。

致謝：本文研究所用的寬頻帶地震觀測數(shù)據(jù)從www.iris.edu下載。在此特別感謝 INDEPTH-III組野外辛苦工作， 感謝中國地震局地質(zhì)研究所劉啟元老師提供的接收函數(shù)復譜比非線性反演程序包， 感謝審稿人的細致審閱和寶貴意見！

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos. 41761134094，41574086 and 41274095)， National Key Research &Development Program of China (Nos. 2016YFC0600301 and 2018YFC0604102)， and China Geological Survey(No. DD20190015).