Crust structure feature below the zhangmu shuanghu broadband seismic profile in the tibetan plateau

Scientific Journal of Earth Science September 2014, Volume 4, Issue 3, PP.165-170

Crust Structure Feature below the Zhangmu-Shuanghu Broadband Seismic Profile in the Tibetan Plateau Wei Wanga, Jumeng Zhaob, Xing Gaoa, Changhui Juc, Hongbing Liub, Shunping Peib a The State Key Laboratory of Resources and Environmental Information System, Institute of Geographic Sciences and Natural Resources Research, Chinese Academy of Science, Beijing 100101, China b Institute of Tibetan Plateau Research , Chinese Academy of Sciences, Beijing 100085 , China c China University of Geosciences, Beijing 100083 , China

Abstract In this paper, convincing results obtained from Zhangmu-Shuanghu broadband seismic profile data recorded by broadband digital seismic instruments with conversion point receiver function migration and HK scanning approach. The Moho dip to inner under the south of YZS and the north of BNS, both have faults near suture with about 10 km or 4-6 km displacement, and change dramatically from 50km to the deepest 80km, then gradually rise to 70km, along the profile from south to north. The average crustal Poisson's ratio is 0.26-0.29. Finally, discussed the relations between Poisson's ratio and partial melting material, the exchange entrance of crust and mantle material.

Keyword: Receiver Function, Migration, Moho, Suture

青藏高原樟木-双湖宽频带地震剖面地壳结构特征 王伟1，赵俊猛2，高星1，琚长辉3，刘红兵2，裴顺平2 1.资源与环境信息系统国家重点实验室，中科院地理科学与资源研究所，北京 100101 2.中国科学院青藏高原研究所，北京 100101 3.地球探测与信息技术学院，中国地质大学（北京） ，北京 100085 摘

要：本文对青藏高原中部樟木-双湖宽频带数字台站探测剖面资料用接收函数共转换点叠加、H-K 扫描方法处理，得

到清晰的莫霍面结构特征：雅鲁藏布缝合带以南莫霍面北倾，莫霍面明显错断，断距达 10 公里；班公-怒江缝合带以北莫 霍面南倾，缝合带附近莫霍面具有间断特征；莫霍面埋深在喜马拉雅地体最浅（50-60 公里） ，拉萨地体达到最深（80 公 里） ，在羌塘地体为 70 公里。沿剖面青藏高原地壳平均泊松比为 0.26-0.29，整体都较高并探讨了莫霍面间断、错断与地 壳、地幔物质交换关系。 关键词：接收函数；偏移成像；莫霍面；缝合带

1 引言 青藏高原由若干地体拼贴而成，这些地体自早古生代以来从北到南依次增生在欧亚大陆南缘[1-4]。青藏高 原的地体划分如图1所示，从南至北依次是喜马拉雅地体、拉萨地体、羌塘地体、松潘－甘孜－可可西里地 体、东昆仑－柴达木地体、祁连山地体，不是一个均一的整体。青藏高原在地体拼合过程中，就已经发生不 均匀的抬升。印度板块与欧亚板块的双向汇聚挤压是高原隆升的动力主源，岩石圈拆层与板块断离作用引起 - 165 http://www.j-es.org

高原快速隆升和后期的伸展。 莫霍面是地壳与地幔的分界面，地震波在通过该界面时速度、能量都会出现台阶式跃变，莫霍面的构造 形态直接反映岩石圈上地幔的变形特征，因此可以利用地震得到该界面的形态,从而推测岩石圈地幔的变形特 征[5-8]。青藏高原是全球地学界共同关注的大陆动力学研究的焦点，青藏高原莫霍面的深度及其横向变化、壳 幔界面的精细结构是揭示岩石圈动力学过程的重要参数。几十年来大量地震深部探测结果揭示出青藏高原内 部许多不同地区的壳幔结构特征的细节，每一次新发现都对大陆动力学研究有重要的促进作用。 人工源宽角折射/反射地震研究[9-13]给出班公-怒江缝合带南侧拉萨地体地壳厚度 75-78km，北侧的羌塘地 体地壳厚度为 68-70km。天然源接收函数、地震各向异性和层析成像方法获取了大量关于青藏高原隆升、构 造演化和上地幔特征等信息，促进了极大丰富了青藏高原地壳及深部结构物理信息[14-23]，部分研究结果显示 莫霍面在青藏高原的主要缝合带下部都有不同程度的错断，然而这些莫霍面错断的真实性一直存在争议，因 为它们很有可能是由于错误的震相识别或者横向的地震波速度变化引起的，而并非真实的深度变化。基于 1998－1999 年实施的 INDEPTH 计划，Kind（1996）的研究结果认为，Moho 在班公湖－怒江缝合带下部不 存在大规模错断[25]，而李永华等推断整个班公湖－怒江缝合带存在约 10km 的莫霍面错断，是由拉萨地体北 缘的地幔盖层向北俯冲到羌塘地体之下所致[26,27]，这个结论和穿越班公湖－怒江缝合带中部的错勤－藏北三 个湖人工地震剖面所得到的研究结果一致[9]。Shi Danian（2004）利用接收函数偏移成像的方法重新解释了 INDEPTH3 数据，发现班公湖－怒江缝合带对应于其北部大约 50 公里存在的莫霍面凹槽，并且在崩错－嘉 黎断裂下面存在大约～5±3km 的莫霍面错断[28]。Wittlinger（2004）的青藏高原西部的远震接收函数成像结果 显示[29]，Moho 在羌塘地体的西部最深达到 90km，并且在阿尔金断裂和班公湖－怒江缝合带下部快速升高～ 20km 和～10km。Xiaobo Tian（2005）对 INDEPTH—Ⅲ数据再处理结果也显示出班公-怒江缝合带附近莫霍 面不连续的特征[30]。通过附近剖面显示雅鲁藏布江、班公-怒江缝合带附近存在不同程度的错断或间断[31,32]。 因此有关莫霍面错断的真实性一直存在争议。本文对樟木-双湖(ANTILOPEII)宽频带地震数据用接收函数方 法得到沿该剖面（图 1）莫霍面结构特征，为进一步研究青藏高原隆升及动力学机制提供依据。

图1 樟木-双湖测线位置,YZS雅鲁藏布江缝合带，BNS：班公-怒江缝合带，JS：金沙江缝合带， AKMS：阿尼玛卿－昆仑－木孜塔格缝合带，红色三角为宽频带流动台站位置

2 数据和方法 本文研究区域位于27.5°N-34°N与85°E-90°E之间（图1）。使用的宽频带数字台站由30套宽频带地震仪 - 166 http://www.j-es.org

DS-24、24套CMG-3ESP和12套STS-2组成。DS-24地震仪的角频率范围是1/20 Hz－50 Hz，CMG-3ESP地震仪 的角频率范围是1/60Hz－30Hz，STS-2地震仪的角频率范围是1/120 Hz－50 Hz。观测时间从2005年9月至2006 年9月。选用了61个宽频带台站的地震资料，远震资料的选取严格遵照如下标准：震中距介于30°～90°，震级 大于5.5级、具有清晰的P波初至和高信噪比。将ZNE分量旋转到LQT坐标系下，在时间域反褶积求取接收函 数。用水平分层模型（修改的iasp91模型） ，对接收函数的射线反投影叠加偏移成像。 由于壳幔边界速度差异大，Moho 面产生三个主要震相（Pms、PpPms 和 PpSms+PsPms）的走时仅与台 站下的 Moho 面深度、速度有关。选取这三个震相清晰的接收函数，采 H-k 域加权叠加方法来估算地壳厚度 和壳内纵横波速比[33]。

3 结果和讨论 3.1 P 波接收函数偏移成像结果 从61个台站提取了3817个接收函数，每个台站提取接收函数个数和叠加时间剖面见图2。在偏移剖面上 （图3） ，可以看出Moho面的深度自南向北从50 km逐步加深，在雅鲁藏布缝合带（YZS）南侧已达65 km上下， 在拉萨地体Moho面最大深度达80 km，在班公错- 怒江缝合带（BNS）附近已减少到75 km。同时，在雅鲁藏 布江（YZS）和班公错——怒江（BNS）断裂带附近，Moho面均有突变不连续的特征，而且在YZS南侧， Moho从北纬28°、深50公里向北倾斜至29.6°、深80公里，然后向北略有抬升，延伸至31.5°附近。在雅鲁藏布 附近形成莫霍面叠瓦状错断，断距接近10公里。与雅鲁藏布缝合带附近类似，在班公－怒江缝合带南面也出 现了莫霍面不连续特征。北纬31.8°以北，莫霍面逐渐抬升至70km深。

图2 接收函数叠加时间剖面和统计图

3.2 HK 叠加 moho 深度和地壳平均泊松比结果 取地壳P波平均速度为6.1，分别允许H（厚度）和K（波速比） ，在40～90 km和1.65～2.0的范围内变化， 选择与Moho界面相关的震相Pms、PpPms和PpSms+PsPms能够识别的接收函数参与计算，以能量聚焦为准。 Moho面深度结果见图4，其形态与偏移结果相似，在moho面错断的地方，moho面连续性差。 假定沿着剖面地壳平均P波速度不变，地壳厚度整体变化不大。莫霍面从剖面南端至北端，逐渐加深， 北略有抬升。在南段北纬28.5°深约60公里，向北逐渐加深，到北纬31°附近约74公里，向北有抬升至67公里。 - 167 http://www.j-es.org

北纬29°至31°之间莫霍面有错断现象（台站下方莫霍面深度变化大、连续性差），其中拉萨地块北段Moho界 面埋深较羌塘地体要深3～4km。 沿测线地壳平均波速比见图4，相应波松比为0.26-0.29，整体偏高。将波速比划分为四部分，第一部分 波速比：1.75-1.80，且横向延伸180km由此计算的青藏高原地壳平均泊松比（0.26—0.29）整体都较高；第二 部分波速比平均值最高，平均值达到1.80；第三部分随着维度由南向北线性变化；第四部分波速比平均值为 1.79，且变化范围小。

图3 莫霍面转换波、多次波偏移成像。 （上）Pms成像 (中) PpPms 成像, (下) PpSms + PsPms 成像

图 4 用 HK 方法得到 moho 深度（a）和 Vp/Vs（b） 。黑色虚心表示光滑后的莫霍面，黑线表示平均波速比，按照波速比变化 趋势将剖面划分为四部分 - 168 http://www.j-es.org

3.3 讨论 地壳平均泊松比的变化与许多地球物理和地球化学因素有关。其中部分熔融对P波和s波速度比有很大的 影响，地震波速比值，随着熔融体熔融程度的增加而增大，已有的地球物理资料证明青藏高原中上地壳泊松 比为0.20～0.24，可能为长英质岩石组成；我们的结果表明青藏高原地壳平均泊松比（0.26—0.29）整体都较 高，这与Kind等人的结果相似，结合岩石熔融实验研究结果，可以推断青藏高原中下地壳广泛存在流体和部 分熔融岩浆。此结论还得到了大地电磁、Lg波衰减研究、深反射以及宽角反射等研究的支持。 远震P波接收函数对s波速度较为敏感，偏移成像能够真实地反映莫霍面形态特征。莫霍面错断与宽角折 射反射研究结果相似。结合其它接收函数结果显示，从东到西在缝合带附近都有Moho错断，说明莫霍面形态 特征东西向差异很小。 拉萨地体和羌塘地体沿班公-怒江缝合带于晚侏罗-早白垩拼合，受到印度板块向欧亚板块碰撞影响，拉 萨地体地壳物质沿班公-怒江缝合带附近的莫霍面错断挤入地幔。印度板块的地壳物质从雅鲁藏布缝合线下莫 霍面错断的地方挤入岩石圈地幔顶部。这些挤入地壳物质在高温高压下可能发生榴灰岩化（相变）。在纵向 物质交换的同时，地壳内物质也沿缝合线向东西两侧运移。地幔物质亦有可能沿莫霍面错断进入下地壳，导 致下地壳存在部分熔融物质，对下地壳进行改造。

致谢 本文得到国家自然基金项目（41240027、41130419、41374061、41204048）和博士后基金（2012M510533） 支持，特此致谢.

REFERENCES [1]

常承法, 潘裕生, 郑锡澜, 等. 青藏高原地质构造[M]. 北京: 科学出版社. 1982

[2]

肖序常, 李廷栋. 青藏高原的构造演化与隆升机制[M]. 广东: 广东科技出版社, 2000

[3]

吴功建, 高锐, 余钦范, 等. 青藏高原“亚东- 格尔木地学断面”综合地球物理调查与研究[J]. 地球物理学报,1991,34 (5): 552-562

[4]

尹安. 喜马拉雅-青藏高原造山带的地质演化—显生宙亚洲大陆增长. 地球学报[J], 2001 , 22(3): 193-230

[5]

曾融生, 丁志峰, 吴庆举. 喜马拉雅祁连山地壳构造与大陆一大陆碰撞过程. 地球物理学报[J], 1998. 41(1): 49-6O

[6]

Prodehl C. Structure of the earth’s crust and upper mantle. In: Landolt-Börnstein - Group V.[J]. Geophysics, 1984.vol. 2a: 97- 99

[7]

滕吉文. 中国地球深部结构和深层动力过程与主体发展方向. 地质论评[J], 2002. 48(2): 125-139

[8]

Ringwood A E. Composition and Petrology of the Earth’s Mantle[M]. New York: McGraw-Hilt. 1975

[9]

熊绍柏, 刘宏兵. 青藏高原西部的地壳结构[J]. 科学通报,1997, 42 (12):1309-1312

[10] 刘宏兵, 孔祥儒, 马晓冰, 等. 青藏高原东南地区地壳物性结构特征[J]. 中国科学(D 辑) , 2001, 31 (增): 61-71 [11] 滕吉文, 熊绍柏, 尹周勋,等. 喜马拉雅山北部地区的地壳结构模型和速度分布特征[J]. 地球物理学报, 1983, 26(6): 525-540 [12] Zhao W J, Nelson K D, Project INDEPTH Team. Deep seismic reflection evidence for continental underthrusting beneath southern Tibet [J]. Nature, 1993 , 366(9): 557-559 [13] 滕吉文, 张中杰, 王光杰, 等. 喜马拉雅碰撞造山带的深层动力过程与陆-陆碰撞新模型[J]. 地球物理学报, 1999, 42 (4): 481-494 [14] 卢占武, 高锐, 李秋生, 等. 中国青藏高原深部地球物理探测与地球动力学研究(1958—2004)[J]. 地球物理学报, 2006 ,49 (3): 753-770 [15] Wittlinger G, M asson F, Poup inet G, et al. Seismic Tomography of northern Tibet and Kunlun: Evidence for crustal blocks and mantle velocity contrasts[J]. Earth and Planetary Science Letter,1996,139: 263-279 [16] 丁志峰, 曾融生. 青藏高原横波分裂的观测研究. 地球物理学报, 1996 , 39(2) : 211-220 [17] 吕庆田, 姜枚, 马开义, 等. 三维走时反演与青藏高原南部深部构造[J]. 地震学报, 1996, 18(4): 451-459 - 169 http://www.j-es.org

[18] 姜枚, 吕庆田, 史大年, 等. 用天然地震探测青藏高原中部地壳、上地幔结构[J]. 1996. 地球物理学报, 39(4): 470-482 [19] Yuan X., Ni J., Kind R., et al.. Lithospheri and upper mantle structure of southern Tibet from a seismological passive source experiment[J]. J. Geophys Res, 1997, 102: 27491-27500 [20] Kind R, Yuan X, Saul J, et al. Seismic images of crust and upper mantle beneath Tibet: evidence for Eurasian plate subduction[J].

Science, 2002, 298: 1219-1221 [21] 吴建平, 叶跃红, 叶太兰, 等. 体波波形反演对青藏高原上地幔速度结构的研究[J]. 地球物理学报, 1998, 41(增刊): 16-25 [22] 王卫民, 苏有亮, 高星, 等. 用转换函数方法研究喜马拉雅地区速度结构[J]. 地球物理学报, 2008, 51(6): 735-744 [23] 吴庆举, 李永华, 张瑞青, 等. 接收函数的克希霍夫2D偏移方法[J]. 地球物理学报, 2007, 50(2): 539-545 [24] 钱辉, 姜枚, Chen Wangping, 等. 青藏高原吉隆-鲁谷(Hi-Climb) 层析成像与印藏碰撞的消减作用[J]. 地球物理学报, 2007, 50(5): 1427-1436 [25] Kind R, Ni J, Zhao W ,Wu J, Yuan X, Zhao L, Sandvol E, ReeseC, NabelekJ ,HearnT. Evidence form earth quake data for apartially molten crustal layer in southern Tibet [J]. Science, 1996, 274: 1692-1694 [26] 李永华, 曾融生, 吴庆举, 等.青藏高原拉萨及羌塘块体的地壳结构研究[J]. 地震学报, 2006, 28(6): 586-595 [27] 李永华, 田小波, 吴庆举, 等. 2006. 青藏高原INDEPTH—III剖面地壳厚度与泊松比: 地质与地球物理含义[J]. 地球物理学 报, 49(4): l037-1044 [28] SHI D N, ZHAO W J,Brown L,et a1.Detection of southward intracontinental subduction of Tibetan lithosphere along the Bangong-Nujiang suture by P-to-S converted waves[J]. Geology, 2004. 32(3): 209-212 [29] Wittlinger G, Vergne J, Tapponnier P, et al. Teleseismic imaging of subducting lithosphere and Moho offsets beneath western Tibet[J] . Earth and Planetary Science Letter, 2004, 221: 117-130 [30] Tian X, Wu Q, Zhang Z, et al. Joint imaging by teleseismic converted and multiple waves and its application in the INDEPTH-Ⅲ passive seismic array[J]. Geophysical Research Letters, 2005, 32: L21315 [31] 王伟, 高星, 历玉英, 等. 用转换函数研究青藏高原地壳Ｓ波速度结构—“Hi-CLIMB”剖面[J]. 地球物理学报, 2011, 54(11): 2769-2778 [32] Zhao J, Yuan X, Liu H, et al. The boundary between the Indian and Asian tectonic plates below Tibet[J]. Proceedings of the National Academy of Sciences, 107(25): 11229-11233 [33] Zhu L P, Helmberger D V. Moho offset across the northern margin of the Tibetan plateau[J]. Science, 1998, 281: 1170-1172

- 170 http://www.j-es.org