徐小明， 丁志峰,2， 葉慶東， 呂苗苗

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國地震局地球物理研究所,地震觀測與地球物理成像重點實驗室， 北京 100081 3 中國地震局第一監(jiān)測中心， 天津 300180

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基于Love波相速度反演南北地震帶地殼上地幔結構

徐小明1， 丁志峰1,2， 葉慶東3， 呂苗苗1

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國地震局地球物理研究所,地震觀測與地球物理成像重點實驗室， 北京 100081 3 中國地震局第一監(jiān)測中心， 天津 300180

收集了南北地震帶區(qū)域地震臺網(wǎng)中292個地震臺站2008年1月至2011年3月期間的地震波形數(shù)據(jù)，由頻時分析方法提取了Love波相速度頻散曲線，經(jīng)過反演得到了研究區(qū)內的Love波相速度分布.根據(jù)Love波純路徑頻散，采用線性反演方法對0.25°×0.25°的網(wǎng)格點進行了一維S波速度結構反演，利用線性插值獲取了南北地震帶地區(qū)的三維S波速度結構.結果顯示了松潘—甘孜地體和川滇菱形塊體地區(qū)的下地殼具有明顯的S波低速層分布，該異常分布特征支持解釋青藏高原隆升及其地殼物質運移的下地殼流模型.在100至120 km深度上，川滇菱形塊體西北部呈現(xiàn)較強的S波高速異常，這可能是印度巖石圈板塊沿喜馬拉雅東構造結下插至該區(qū)域所致，該區(qū)域下地殼的低速軟弱物質與上地幔的高速強硬物質形成了鮮明對比，暗示了地殼和上地?？赡芫哂胁煌臉嬙爝\動和變形方式，這為該區(qū)域的殼幔動力學解耦提供了條件.

南北地震帶； 層析成像； Love波； 互相關函數(shù)； 相速度

1 引言

南北地震帶位于青藏高原東部地區(qū)，是一條縱貫中國大陸的地貌分界帶，也是分割東部相對穩(wěn)定塊體與西部強烈隆升高原之間的邊界活動構造帶.這里的地震活動性非常高，1970年以來發(fā)生的5級以上地震達6百多次，區(qū)域構造也十分復雜，包含多個地質構造單元(圖1a).該區(qū)北起阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體，跨越祁連造山帶和秦嶺—大別造山帶，穿過松潘—甘孜地體和四川盆地，經(jīng)過川滇菱形塊體和揚子克拉通西部向南至云南南部區(qū)域(鄧起東等，2002；張家聲等，2003；黃忠賢等，2013).

受印度巖石圈板塊不斷向青藏高原下方俯沖作用的影響，青藏高原不斷隆起及向周圍生長，其巖石圈變形強烈，地殼厚度兩倍于正常地殼.同時，相鄰的穩(wěn)定地塊對青藏高原的隆起和運動也起到一定的制約作用(Tapponnier et al.，2001；Wang et al.，2001；Zhang et al.，2004).本文的研究區(qū)便處于青藏高原向東、東南和東北方向的生長區(qū)與相鄰穩(wěn)定塊體阻擋而發(fā)生強相互作用的區(qū)域.這里被認為是研究和探索印度板塊與歐亞板塊碰撞遠程效應的場所(張家聲等，2003).獲取南北地震帶地區(qū)的殼幔結構對揭示該區(qū)域的深部構造、不同塊體的深層耦合關系和青藏高原的隆升機制及其與相鄰塊體的相互作用等地球動力學問題具有重要的科學意義.

面波層析成像是研究地球殼幔結構的一種有效方法.近些年來，人們利用面波頻散資料在南北地震帶地區(qū)開展了很多的研究工作，對殼幔結構的研究取得了一系列成果(李白基等，1989；何正勤等，1990；莊真等，1992；朱良保等2002；蘇偉等，2002；張雪梅等，2007；黃忠賢等，2013；Li et al.，2009，2010；Xu et al.，2011；Zhou et al.，2012).早在20世紀，利用Rayleigh波群速度頻散資料，前人便對南北地震帶及鄰近區(qū)域不同地質構造單元的深部結構進行了研究(李白基等，1989；何正勤等，1990；莊真等，1992)，但由于所用的臺站數(shù)量少，結果的分辨率較低.進入本世紀后，面波資料得到了不斷累積，朱良保等(2002)、蘇偉等(2002)和張雪梅等(2007)分別給出了該區(qū)內巖石圈尺度的面波層析成像結果，其橫向分辨率在5°以內.黃忠賢等(2013)應用面波成像方法反演了南北地震帶區(qū)域地殼上地幔的三維S波速度結構，討論了不同塊體的結構特征，并指出了青藏高原東緣下地殼存在低速層.地震背景噪聲成像近年來得到迅速發(fā)展，相比于天然地震資料，能夠更好地分辨地殼的結構信息，Li等(2009，2010)、Xu等(2011)和Zhou等(2012)利用背景噪聲資料提取了面波頻散，獲取了南北地震帶不同區(qū)域內的殼幔S波速度結構，也揭示了在松潘—甘孜地體和川滇菱形塊體的中下地殼存在著低速層.

上述的面波成像研究工作給出了南北地震帶地區(qū)殼幔結構的基本特征，本文將收集更多的臺站數(shù)據(jù)，提取Love波的相速度頻散曲線，試圖進一步研究南北地震帶地區(qū)的殼幔結構，對其深部構造和動力學意義進行探討.“十五”期間中國地震觀測系統(tǒng)得到了迅速發(fā)展，特別是在南北地震帶這一重點地震監(jiān)視區(qū)，地震臺站布設得非常密集(鄭秀芬等，2009).本文收集了該區(qū)內231個寬頻帶、57個甚寬頻帶和4個超寬頻帶數(shù)字地震臺站(圖1b)的面波數(shù)據(jù)，這為本文開展Love波相速度成像研究提供了有利的數(shù)據(jù)保障.

2 數(shù)據(jù)資料和處理

2.1 數(shù)據(jù)資料

我們收集了南北地震帶區(qū)域國家數(shù)字地震臺網(wǎng)中292個臺站(其中，231個寬頻帶、57個甚寬頻帶和4個超寬頻帶臺站)的三分量地震事件波形數(shù)據(jù)，時間范圍為2008年1月至2011年3月.圖1b給出了這些臺站在研究區(qū)內的分布.

2.2 數(shù)據(jù)預處理

本文采用雙臺法測量面波的相速度頻散曲線.雙臺法無需考慮震源定位誤差、發(fā)震時刻誤差和初始相位等因素，僅要求兩個臺站與震源大致位于同一條大圓弧路徑上，且震中距遠大于臺站間距，便可以測量到可靠的頻散曲線.為減小近源效應和高階面波干涉的不利影響，我們要求震中距在20°至75°之間.另外，地震面波震級大于5.0且震源深度小于50 km，以保證面波波形具有較高的信噪比.臺站對間距越小，頻散測量的誤差越大，為使相速度頻散曲線測量的誤差較小，我們設定最小的臺站對間距為300 km.之后，我們對波形數(shù)據(jù)進行重采樣、去均值、去傾斜和去儀器響應等處理，再對配好對的臺站波形數(shù)據(jù)進行互相關計算，以求取臺站對間的格林函數(shù).至此，我們便可以進行Love波頻散曲線的測量.

2.3 頻散曲線測量

頻時分析(Frequency-Time Analysis)是一種基于圖像分析的快速提取相速度頻散曲線的方法(Bensen et al.，2007).該方法可以快速提取相速度頻散曲線，且具有較高的測量精度，被廣泛應用在基于背景噪聲資料的相速度頻散曲線提取中(Lin et al., 2008; Zhou et al., 2012).本文采用此方法對研究區(qū)內所有臺站對的格林函數(shù)進行了Love波相速度頻散曲線的測量.

圖1 研究區(qū)位置及臺站分布

圖2 不同臺站對的Love波相速度頻散曲線Fig.2 Examples of the Love wave phase velocity dispersion curves from the different interstation paths

圖3 (a)和(b)為15 s和50 s周期的射線分布；(c)和(d)是相應周期的相速度誤差分布；(e)和(f)則是檢測板測試結果，15 s周期的網(wǎng)格為1°×1°，50 s周期的網(wǎng)格為1.5°×1.5°Fig.3 (a) and (b) denote the distribution of ray paths at 15 s and 50 s respectively. (c) and (d) are the distribution of phase velocity errors at corresponding periods. (e) and (f) indicate the results of the checkboard resolution test at 15 with a grid spacing of 1°×1° and 50 s with a grid spacing of 1.5°×1.5°

圖4 不同周期的Love波相速度分布Fig.4 The distribution of the Love wave phase velocity at different periods

圖2給出了研究區(qū)內3條不同臺站對的頻散曲線.其中，YCI-HCS臺站對的路徑位于鄂爾多斯塊體、四川盆地和揚子克拉通等穩(wěn)定的塊體內，其Love波相速度最高；ZOD-NZH臺站對經(jīng)過了川滇菱形塊體和四川盆地，其具有中等的Love波相速度；CAD-TSS臺站對橫跨了松潘—甘孜地體，而具有最低的Love波相速度.

經(jīng)過嚴格的挑選，我們保留了光滑、可靠的頻散曲線，并針對存在多條重復路徑的相速度頻散，對其進行了算術平均處理.圖3a和3b顯示了周期15 s(4231條)和50 s(4396條)的射線分布，可以看出射線交叉、密集，基本均勻地覆蓋了研究區(qū).

3 Love波相速度成像

3.1 Tarantola反演方法

Tarantola和Valette(1982)、Tarantola和Nercessian(1984)發(fā)展了非線性面波反演方法.該方法就是通過極小化目標函數(shù)Φ(s)來反演面波相速度：

(1)

式中，t和s分別是預測的相走時和相慢度模型矢量，tobs是觀測的相走時資料，sp是先驗的二維相慢度模型，CD是先驗數(shù)據(jù)協(xié)方差矩陣，CM是先驗模型協(xié)方差矩陣.模型協(xié)方差矩陣可以表示為點r1和r2的解析形式：

(2)

其中，σs是先驗慢度偏差，L是相關長度，σc是先驗相速度偏差，c0是平均相速度.慢度偏差決定了反演結果中異常幅度的大小，而相關長度則決定了反演結果的平滑程度，對模型偏差和分辨起到折衷作用.李昱等(2010)在川西的相速度層析成像研究中將σc取值為各個周期相速度值的兩倍標準偏差，c0取不同周期相速度的平均結果，模型的相關長度L取為L=c0T/2，T為相速度的周期.然而，Montagner(1986)認為相關長度L的取值下限為一個波長.本文中為了避免反演結果中出現(xiàn)短周期的虛假異常和長周期的過度平滑，反演中各個周期的相關長度取值為L=c0T/2.

為了評估反演結果的可靠性和分辨能力，本文給出了15s和50s周期的相速度誤差分布(圖3c和3d)及其相應周期的檢測板測試(圖3e和3f).周期15s的相速度誤差在研究區(qū)大部分區(qū)域小于0.04km·s-1，而周期50s的相速度誤差則基本小于0.03km·s-1.在研究區(qū)的邊緣，由于射線分布偏少，誤差較大.在檢測板測試中，初始模型速度值為3.3km·s-1，加入的擾動值為±0.3km·s-1，15s周期的網(wǎng)格劃分為1°×1°，50s周期的網(wǎng)格為1.5°×1.5°.經(jīng)過檢測板測試后，我們可以看到整個研究區(qū)內基本可以得到很好的恢復，這也表明了本文網(wǎng)格劃分的可行性及相應周期的分辨尺度.

3.2 Love波相速度分布

采用上述反演方法，我們獲取了研究區(qū)15～80 s周期的Love波相速度，圖4給出了各個周期的相速度分布.

在15 s的短周期上(圖4a)，Love波相速度主要反映了地殼淺部的橫向速度結構變化特征.低速異常位于四川盆地、松潘—甘孜地體和川滇菱形塊體內部，而高速異常分布于揚子克拉通和鄂爾多斯塊體.周期30～50 s(圖4b和4c)的Love波相速度大體反映的是研究區(qū)中下地殼部分的速度結構.從30 s和50 s周期的相速度分布來看，二者的分布特征較為相似.北起祁連造山帶，向南穿過松潘—甘孜地體，至川滇菱形塊體的區(qū)域均為較強的低速異常，而高速異常則出現(xiàn)在阿拉善塊體、鄂爾多斯塊體、秦嶺—大別造山帶、四川盆地和揚子克拉通等地區(qū).這也意味著在具有較高地形的青藏高原東緣中下地殼廣泛分布著較低的Love波相速度異常，但像阿拉善塊體、鄂爾多斯塊體、四川盆地和揚子克拉通等剛性塊體的中下地殼具有較高的Love波相速度分布.該異常分布特征與Zhou等(2012)獲取的Rayleigh波相速度分布具有一定的相似性.在周期為80 s的長周期上(圖4d)，Love波相速度體現(xiàn)的是上地幔的速度結構.研究區(qū)內的Love波相速度均在4.2 km·s-1以上，最高的相速度達4.75 km·s-1左右.較低的相速度只是分布在松潘—甘孜地體西部和川滇菱形塊體西南的騰沖火山地區(qū)，研究區(qū)的其他區(qū)域基本上都分布著高速異常.

4 S波速度結構

4.1 最小二乘線性反演方法

Herrmann和Ammon(2004)發(fā)展了最小二乘線性迭代反演方法，假設每個節(jié)點的純路徑頻散為un，給定初始S波速度模型后，用泰勒展開來表示un與速度模型之間的關系：

(3)

其中，u0(Tn)表示由初始模型計算的周期為Tn的Love波相速度，Δvm表示速度模型中第m層的S波速度修正量.若初始速度模型接近待反演的S波速度模型，則可以忽略展開式中的高階項，得到線性化的表達：

(4)

那么將式(4)用矩陣形式表示，并在反演過程中引入阻尼因子λ，則待求的S波速度模型修正量可以寫為

m=(GTG+λI)-1GTd,

(5)

式中，d為Love波相速度的變化量，m為S波速度模型的修正量，G為表征修正量m和d之間關系的一階微分矩陣.

4.2 一維S波速度反演

采用該線性反演方法，本研究對0.25°×0.25°網(wǎng)格的Love波純路徑頻散進行了一維S波速度結構反演.根據(jù)Love波不同周期的敏感核(圖5a)，我們的數(shù)據(jù)能夠分辨120 km深度內的S波速度結構.反演中的初始模型采用一維層狀模型，其地殼部分采用CRUST1.0模型(Laske et al., 2013)，每層厚度為2 km，地幔部分采用AK135模型(Kennett et al., 1995)，Moho面至120 km深度分為12層，120 km深度以下則每層厚度為10 km.地殼厚度對S波反演結果存在一定的影響，為采用更為準確的地殼厚度，本文依據(jù)P波接收函數(shù)的結果(Xu et al., 2013; Li et al., 2014b)對地殼厚度進行約束(圖6a).在反演中，我們固定P波與S波速度比、密度和層厚度值，且對模型中不同的層設置了不同的權重，0～150 km深度中每層權重均為1.0，150～200 km深度內權重從0.85降至0.15，200 km以下的權重設定為0.當頻散曲線擬合的標準偏差小于0.01時，將停止反演，其最大的反演次數(shù)為40次.另外，為避免起始反演時模型擾動量過大，我們將前兩次反演的阻尼因子設為10，而后反演的阻尼因子設為0.1.

我們可以利用反演時計算的分辨矩陣來評估S波速度結構的分辨率(Li et al., 2013)，圖5b給出了0～120 km深度內S波反演的分辨矩陣，可以看出隨深度的增加，分辨矩陣的峰值逐漸減小，這意味著分辨能力在逐漸下降.圖6b和6c為網(wǎng)格點I和II的頻散擬合與一維S波速度結構，其擬合的頻散與觀測的頻散吻合較好，進一步說明了反演的可靠性.

4.3 三維S波速度結構

在得到研究區(qū)每個網(wǎng)格點的一維S波速度之后，本文通過線性插值獲取了南北地震帶地區(qū)地殼上地幔的三維S波速度結構.我們用不同深度范圍內的水平切片(圖7)和不同位置的垂直剖面(圖8)展示了南北地震帶地區(qū)的三維S波速度結構分布特征.

在水平切片中，圖7a是10至25 km深度范圍內的平均S波速度.在該深度范圍內，S波低速異常主要分布在鄂爾多斯塊體、松潘—甘孜地體、四川盆地和揚子克拉通大部分區(qū)域，阿拉善塊體、川滇菱形塊體及其西部呈現(xiàn)高速異常.該深度范圍內的S波速度分布體現(xiàn)了南北地震帶地區(qū)上地殼的結構特征，這種S波速度異常主要受到地表沉積和淺層結構的影響.在40至50 km深度的平均S波速度分布中(圖7b)，研究區(qū)以鄂爾多斯塊體和四川盆地的西部、川滇菱形塊體的東部為界，兩側的S波速度異常具有明顯的差異.東部地區(qū)呈現(xiàn)較強的高速異常，而西部則為低速異常，特別是川滇菱形塊體北部與松潘—甘孜地體西部為明顯的S波低速異常.這與前人利用不同資料反演的S波速度結構分布趨勢(蘇偉等，2002；Li et al., 2009, 2010; Zhou et al., 2012；黃忠賢等，2013)有一定的相似性，只是在S波速度異常的局部特征和范圍上，不同結果間還存在一些差異.圖7c和7d分別為60至80 km、100至120 km深度范圍的平均S波速度，屬于南北地震帶的上地幔速度結構.其中，在60至80 km深度中，穩(wěn)定的揚子克拉通、四川盆地和鄂爾多斯塊體呈現(xiàn)較高的S波速度，而在活動的造山帶、松潘—甘孜地體和川滇菱形塊體等高原活動構造區(qū)域表現(xiàn)為較低的S波速度.在100至120 km深度上，祁連造山帶、秦嶺—大別造山帶、松潘—甘孜地體和揚子克拉通均分布著低速異常，而顯著的S波高速異常出現(xiàn)在川滇菱形塊體的西北部區(qū)域，Zhang等(2011)和Wei等(2013)利用P波走時層析成像也發(fā)現(xiàn)了類似的高速異常，Liang和Song(2006)的Pn波成像和Ren和Shen(2008)的有限頻層析成像結果均認為印度板塊在青藏高原東部地區(qū)向東北方向俯沖的距離更長.

圖5 (a) 不同周期Love波相速度的敏感核；(b) 不同深度范圍S波速度的分辨矩陣Fig.5 (a) Love wave phase velocity sensitivity kernels at different periods；(b) Rows of the resolution matrix in different range of depths

圖6 (a) 研究區(qū)地殼厚度分布(Xu et al., 2013; Li et al., 2014)，AA′、BB′、CC′和DD′分別為圖8中4條S波速度剖面的位置，點I和II為圖(b)和(c)的網(wǎng)格點位置；(b) 網(wǎng)格點I和II的純路徑頻散，圓圈為觀測的頻散，實線為擬合的頻散； (c) S波速度反演結果Fig.6 (a) The distribution of the crustal thickness (Xu et al., 2013; Li et al., 2014). AA′, BB′, CC′ and DD′ are the locations of 4 S-wave velocity profiles shown in Fig.8 respectively. I and II denote the locations of the grid nodes in (b) and (c). (b) The pure path dispersions for the grid nodes of I and II. The circles are the observed dispersion curves, and the solid lines are the predicted dispersion curves. (c) Results of S-wave velocity inversion

圖7 不同深度范圍內的S波速度

圖8 S波速度剖面(H指地形的海拔高度)Fig.8 Vertical profiles of S-wave velocity

在垂直剖面中(圖8)，各個剖面位于松潘—甘孜地體和川滇菱形塊體的部分，在地殼的40至50 km深度上均分布著明顯的S波低速層.剖面BB′(圖8b)和CC′(圖8c)中川滇菱形塊體的上地幔100至120 km深度上具有較高的S波速度.另外，鄂爾多斯塊體(圖8b)、四川盆地(圖8d)和揚子克拉通(圖8c和8d)的上地幔部分也分布著S波高速異常.

5 討論與結論

本文通過收集2008年1月到2011年3月期間南北地震帶地區(qū)的地震記錄，采用頻時分析方法提取了不同臺站對間的Love波相速度頻散，應用Tarantola反演方法獲取了研究區(qū)內的相速度分布.由研究區(qū)內的純路徑頻散，我們利用Herrmann和Ammon(2004)的線性迭代法反演了0.25°×0.25°網(wǎng)格節(jié)點上的一維S波速度結構，經(jīng)過線性插值得到了南北地震帶地區(qū)的三維S波速度結構.根據(jù)上述所獲取的成像結果，本文將試圖對以下幾個熱點問題進行探討.

青藏高原隆升及其物質向外圍逃逸的模型一直是大家討論的熱點問題，近年來受到了地球科學家們的廣泛關注(黃忠賢等，2013；Li et al., 2014a; Liu et al., 2014).其中，下地殼黏滯流模型(Royden et al., 1997, 2008; Clark and Royden, 2000; Shen et al., 2001)是被很多地球物理觀測所支持的一種模型，符合由GPS資料研究顯示的現(xiàn)今地表運動模式(Zhang et al.，2004)，在預測青藏高原地形起伏、地殼厚度、地殼縮短及巖石圈地體東向滑移方面也起了很好的作用.

在我們獲取的三維S波速度結構中，松潘—甘孜地體和川滇菱形塊體區(qū)域呈現(xiàn)了明顯的S波低速層(圖7b和圖8).結合利用其他數(shù)據(jù)資料和方法在該區(qū)得到的結果，如人工地震測深(Liu et al.，2006； Wang et al.，2007)獲取的P波低速層、接收函數(shù)(Xu et al.，2007；Wang et al.，2010)反演得到的S波低速層、地熱學方法(汪集旸和黃少鵬，1990；Hu et al.，2000；Tao and Shen，2008)給出的高熱流值和大地電磁測深(趙國澤等，2008；Bai et al., 2010)得到的低電阻率層等，本文在圖7b和圖8中呈現(xiàn)的S波低速層為下地殼流模型提供了有力的地震學證據(jù).在印度板塊不斷擠壓作用下，青藏高原下地殼的弱強度物質向東發(fā)生側向流動，而在青藏高原的東緣，四川盆地是很穩(wěn)定的地臺區(qū)，地殼物質強度較大，因此高原下方的地殼流流動受到堅硬物質的阻檔，產(chǎn)生向東北和東南方向的流動并導致地形的急劇變化(Clark and Royden, 2000; Royden et al., 2008).本文中S波低速層主要分布于地形海拔較高的四川盆地西南和西北部(圖8)，而進入穩(wěn)定的阿拉善塊體、鄂爾多斯塊體、四川盆地和揚子克拉通前，S波低速層逐漸消失，這與下地殼流模型對青藏高原地殼物質運移和地表地形變化的解釋相吻合(Li et al., 2009; 黃忠賢等，2013).

殼幔耦合方式是當前大陸動力學研究中一個值得探討的問題.王椿鏞等(2007)利用GPS資料和上地幔各向異性分析得出青藏高原內部和外部的云南地區(qū)具有完全不同的殼幔變形特征，認為高原內部為強殼幔耦合型，而云南地區(qū)為殼幔解耦型.胥頤等(2012)綜合GPS資料、上地幔各向異性和速度結構異常給出了滇西地區(qū)存在殼幔解耦的結論.黃忠賢等(2013)由面波資料得到的S波速度結構和面波方位各向異性也表明了青藏高原東緣存在殼幔解耦.從本文的S波速度分布看，川滇菱形塊體區(qū)域具有明顯下地殼低速層(圖7和8).該S波低速層支持下地殼流模型，那么青藏高原地殼物質易于向東南方向流出.圖7d中，川滇菱形塊體西北部存在明顯的S波高速異常.根據(jù)Pn波成像(Liang and Song, 2006)、有限頻成像(Ren and Shen, 2008)和P波走時成像(Zhang et al., 2011; Wei et al., 2013)結果，我們推測該S波高速異?？赡苁怯《葞r石圈沿喜馬拉雅東構造結向東北方向下插到青藏高原東南緣所致.那么，該區(qū)域的地殼和上地幔就可能具有完全不同的構造運動與變形方式，下地殼的低速軟弱物質與上地幔的高速強硬物質形成了鮮明對比，為殼幔動力學解耦提供了條件.因此，本文在川滇菱形塊體區(qū)域獲取的殼幔S波速度異常特征可以視為該地區(qū)存在殼幔解耦的地震學證據(jù).

致謝 感謝中國地震局地球物理研究所國家數(shù)字測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心(doi:10.7914/SN/CB)為本研究提供地震波形數(shù)據(jù).衷心感謝審稿專家提出的寶貴修改意見.

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(本文編輯 胡素芳)

The crustal and upper mantle structure beneath the South-North seismic zone from the inversion of Love wave phase velocity

XU Xiao-Ming1, DING Zhi-Feng1,2, YE Qing-Dong3, Lü Miao-Miao1

1InstituteofGeophysics,ChinaEarhtquakeAdministration,Beijing100081,China2KeyLaboratoryofSeismicObservationandGeophysicalImaging,InstituteofGeophysics,ChinaEarhtquakeAdministration,Beijing100081,China3FirstCrustMonitoringandApplicationCenterofChinaEarthquakeAdministration,Tianjin300180,China

The South-North Seismic Zone (SNSZ) located the eastern margin of Tibetan plateau is an active tectonic zone between the west of the rising plateau and the east of the stable blocks, where the regional tectonic is quite complex and the seismicity is very high. The crustal and mantle structure beneath the SNSZ has the scientific significance for indicating the uplift mechanism of the Tibetan plateau and the interaction between the Tibetan plateau and its adjacent blocks.

The tomographic method was used to estimate the crustal and mantle structure beneath the SNSZ. A two-step inversion scheme was adopted to obtain the S-wave velocity structure. Firstly, we constructed phase velocity distributions by inverting pure path dispersions of Love wave at different periods. Secondly, we determined the S-wave velocity structure at different depths from the acquired phase velocities.

We collected the seismic waveform data recorded between January 2008 and March 2011 by 292 stations from the Chinese Provincial Digital Seismic Networks, measured the Love wave phase velocity dispersion curves with Frequency-Time Analysis and constructed the distributions of the Love wave phase velocity beneath the SNSZ. From the pure path dispersions of Love wave phase velocity, the one-dimension S-wave velocity was inverted by the linearized inversion program at each node on a 0.25°×0.25° grid. Then these one-dimension S-wave velocity were assembled together to obtain the three-dimension S-wave velocity structure.

Our results suggested that the significantly low velocity layer of S-wave existed in Songpan-Garzê terrane and Chuandian diamond block. The characteristic of the low velocity anomaly supported the lower crust flow model for explaining the uplift of the Tibetan plateau and its crustal materials movement. The high S-wave velocity anomaly was presented in northwestern Chuandian diamond block at the depth 100 to 120 km, which maybe attribute to the underthrust plate of the India lithosphere along the Himalayas east structural knot. The obvious comparison between the weak lower crust with the low S-wave velocity and the hard upper mantle with high S-wave velocity maybe imply the different tectonic movement and deformation mode between the crust and upper mantle, which provided the condition for the dynamic decoupling of the crust and mantle beneath the northwestern Chuandian diamond block.

South-North seismic zone; Tomography; Love wave; Cross-correlation function; Phase velocity

10.6038/cjg20151104.

地震行業(yè)科研專項(201008001和201308011)資助.

徐小明，男，1982年生，助研，從事地球深部結構研究.Email:xuxiaoming@cea-igp.ac.cn

10.6038/cjg20151104

P315

2015-02-12，2015-10-09收修定稿

徐小明， 丁志峰， 葉慶東等. 2015. 基于Love波相速度反演南北地震帶地殼上地幔結構.地球物理學報，58(11):3928-3940 ,

Xu X M, Ding Z F, Ye Q D, et al. 2015. The crustal and upper mantle structure beneath the South-North seismic zone from the inversion of Love wave phase velocity.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(11):3928-3940,doi:10.6038/cjg20151104.