引言

巴颜喀拉地块位于青藏高原中北部，该地块呈西部狭长、东侧张开的倒三角形，北侧、西南侧、东南侧分别为柴达木—西秦岭褶皱带、羌塘地块和四川盆地（张培震等，2003；徐锡伟等，2008；闻学泽等，2011；嘉世旭等，2017）。巴颜喀拉地块运动模式受控于南、北边界的大型走滑断裂带，其北边界为昆仑断裂带（Meyer et al，1998；Kirby et al，2000；van der Woerd et al，2002），东边界为兼右旋走滑分量的龙门山逆冲断裂（杜方等，2013）。作为南北地震带中段的重要组成部分，巴颜喀拉地块东缘现今的地震活动强烈，区内已经发生过多次强震（徐锡伟等，2002，2008；Densmore et al，2007；邓起东等，2010；闻学泽等，2011；杜方等，2018）。自2000年以来，青藏高原东缘巴颜喀拉地块边界又相继发生了多次强震，如2001年M_S8.1昆仑山口西地震、2008年M_S8.0汶川地震、2010年M_S7.1玉树地震和2013年M_S7.0芦山地震。2017年8月8日巴颜喀拉地块东缘发生九寨沟M_S7.0地震，该地震震中位于东昆仑断裂带的分支，断层走向为NW−SE （图1）。因此，针对巴颜喀拉地块东缘及邻区的深部结构、孕震环境及地震危险背景开展研究，对深入认识地块间的接触耦合、褶皱造山机制及其与强震构造环境关系等问题具有重要意义。

图  1  巴颜喀拉地块及邻区的构造背景及地震分布

Figure  1.  Tectonic settings and distribution of earthquakes around the Bayan Har block and its surroundings

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近年来，针对巴颜喀拉地块东缘及邻区的深部结构先后开展过大量的地球物理测深和研究，经由该区域内布设的多条人工深地震剖面（Wang et al，2003；李永华等，2006a；嘉世旭，张先康，2008；Huang et al，2015；嘉世旭等，2017）和大地电磁探测剖面（汤吉等，2005）获取了研究区介质的深部结构特征，例如：两条跨过西秦岭造山带的玛沁—兰州—靖边（李松林等，2002）和马尔康—兰州—武威（嘉世旭，张先康，2008）人工地震宽角折/反射探测剖面揭示了西秦岭造山带存在显著的横向不均匀性；玛沁—兰州—靖边大地电磁探测剖面揭示了巴颜喀拉地块与秦祁地块深部介质的电性特征具有一定的相似性，且巴颜喀拉地块、鄂尔多斯地块和秦祁地块的下地壳均存在低阻层（汤吉等，2005；詹艳，2008）。跨过西秦岭造山带东部的两条大地电磁测深剖面的地壳上地幔深部结构的研究结果则表明西秦岭造山带东部地壳的深部结构呈现高阻与低阻相互组合的异常特征（詹艳等，2014）。与此同时，通过天然地震的波形记录，采用地震层析成像方法获取的速度结构结果对巴颜喀拉地块及其周缘的壳幔深部结构的研究也取得了一些有意义的认识（丁志峰等，1999；李永华等，2006b；Shen et al，2011；Lei，Zhao，2016；Liu et al，2017；杨歧焱等，2018；Li et al，2018）。这些探测和成像研究结果对于认识巴颜喀拉地块东缘及其周围各地块的运动方式、深部过程均具有重要的意义，然而，该地区强烈的地震活动性和深部孕震背景仍需进一步研究。为此，本文主要收集2009年5月至2016年8月期间四川省及邻区的数字测震台网共计203个地震台站记录到的远震P波走时数据，拟应用体波有限频走时层析成像方法，反演获取巴颜喀拉地块东缘50—600 km深度范围内的三维P波速度结构特征，以期揭示巴颜喀拉地块东缘、秦祁褶皱系和东部克拉通地块的深部结构差异，并对2017年九寨沟M_S7.0地震的深部构造背景予以深入分析。

1.   数据与方法

本文重点收集了2009年5月至2016年8月四川及邻区的数字测震台网共计203个地震台站记录到的远震P波走时资料，研究区地震台站的位置分布见图1。首先，按照以下原则来筛选远震事件：① 震中距位于30°—90°；② 震级M_S≥5.5；③ 每个地震事件至少被10个台站记录到。然后，对波形数据进行去倾斜、去均值、去仪器响应以及带通滤波等一系列预处理，滤波采用0.02—0.1 Hz频段；最后，利用波形互相关方法（Rawlinson，Kennett，2004）拾取走时残差，共计获取28 944个P波走时数据，990个有效远震事件（图2）。从图2中可以看出，所选用的远震事件具有较好的后方位角覆盖。

图  2  远震事件分布

Figure  2.  Teleseismic events used in this study

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图  3  检测板测试结果

（a） 不同深度h上的水平向分辨率；（b） 沿不同经纬度的垂向分辨率

Figure  3.  Test results of checkboard test

（a） Resolution in the horizontal direction at different depths h；（b） Resolution in the vertical direction along different longitudes and latitudes

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国内外很多研究人员基于有限频理论的远震走时层析成像方法反演三维P波速度结构，以此来研究地球内部的结构特征，并取得了很多有意义的成果（Dahlen et al，2000；Hung et al，2000，2004，2011；杨峰等，2010；张风雪等，2013，2018；张风雪，吴庆举，2019）。有限频理论认为地震波在传播过程中，其走时不受射线路径上速度结构的影响，而对射线路径周边区域三维空间内的速度特征最为敏感。因此，本文将基于Crust1.0模型（Laske et al，2013）来反演三维P波速度结构特征（Paige，Saunders，1982a，b）。

2.   分辨率分析

考虑到反演问题存在非唯一性，对反演结果进行分辨率测试成为一个必要环节。常规做法是：首先在模型空间内设置一定量变化的速度异常，计算理论走时，然后进行反演计算，最后将反演计算得到的结果与初始合成模型进行对比，以检查对构建初始模型的还原程度，进而评价地震层析成像分辨率的高低。本文中，我们在模型格点处输入±3%的速度扰动值，然后计算合成走时数据，再对该数据进行反演。图3a给出了不同深度层位上的水平向分辨率的检测结果，图3b给出了沿不同经纬度的垂向分辨率的检测结果。可见：不同深度层位上的分辨率效果较好，成像结果的水平向分辨率为1.0°，垂直向分辨率为100 km。基于此，本文以水平向（东西向和南北向）间距0.5°、垂直向间距50 km的标准来划分地块。

图  3  检测板测试结果

（a） 不同深度h上的水平向分辨率；（b） 沿不同经纬度的垂向分辨率

Figure  3.  Test results of checkboard test

（a） Resolution in the horizontal direction at different depths h；（b） Resolution in the vertical direction along different longitudes and latitudes

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在反演过程中，若阻尼系数选取过大，会使最终走时残差结果偏高，反之走时残差则会减小，但模型会变得粗糙，速度异常值出现尖锐突变（丁志峰等，1999；Hung et al，2004；张风雪等，2013）。因此，为了确定阻尼因子的最佳取值点，一般通过绘制由不同阻尼因子产生的数据方差与模型方差的权衡曲线来评价，本文的权衡曲线如图4所示，选取反演所用的阻尼系数为40。

图  4  剩余走时残差与速度模型间的权衡曲线

图中数字为反演过程中采用的阻尼值

Figure  4.  The trade-off curve between traveltime residual variances and velocity anomaly

The figures denote the damping values used in inversion

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图5为阻尼值为40时反演前后获得的相对走时残差分布。可以看出：反演之前，走时残差主要集中分布在−2.0—2.0 s范围内；反演之后，残差逐渐向中间收敛，主要集中于−1.0—1.0 s范围内，这说明所用速度模型与观测到的相对走时残差基本能拟合，反演结果收敛。

图  5  反演前（a）、后（b）走时残差对比图

Figure  5.  Distribution of the travel-time residuals before （a） and after （b） inversion

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3.   速度结构特征

图6给出了研究区50—600 km深度上的水平速度扰动剖面。从50 km和150 km深度的水平速度扰动剖面（图6a，b）可以看出：巴颜喀拉地块东缘及其邻区的壳幔结构具有明显的横向非均匀性和分区特征，这与该区东西方向显著的地质构造和地形地貌等特征相对应，其中松潘—甘孜造山带、西秦岭和祁连山褶皱系的整体速度较低，而研究区东部的四川盆地西北缘和鄂尔多斯盆地南缘则呈现明显的高速异常，该结果与徐果明等（2007）和Yao等（2008）的结果相一致。还可以看到，在鄂尔多斯地块西缘与四川盆地西北缘之间存在近东西向的低速异常带，该低速异常向西延伸至祁连地块下方的低速异常，并自西向东进入摩天岭地块下方，终止于平武—青川断裂附近。平武—青川断裂是摩天岭微地块与扬子陆块北缘的分界断裂，属于中深层次的构造，区域上称为青川—略阳大断裂。该断裂形成于印支晚期秦岭造山带由北西向南东的推移作用所导致的摩天岭地块向扬子陆块北缘发生的逆冲推覆运动，下地壳低速层的存在构成了本区重要的深部动力来源。从大地构造演化的角度而言，四川盆地强烈阻挡了东向流动的低速层，地壳产生塑性变形，应力进而传递给上覆的脆性地壳，随着应力的不断积累，上地壳的断块沿着壳内低速层产生滑动形成了秦岭中升区及其周缘的一系列推覆构造。从新构造的角度分析，该区域属于东部弱隆区到西部强升区的过渡地带，夹持于秦岭北缘断裂与龙门山构造带之间，具有由北向南掀斜抬升的特点，第四纪以来的抬升幅值约为1 000—2 000 m，呈现出与周边祁连山强断隆和四川盆地微弱抬升具有显著差异的地形地貌特征（嘉世旭等，2017）。

图  6  不同深度h上的P波速度扰动结果

Figure  6.  P wave velocity disturbance results at different depth h

（a） h＝50 km；（b） h＝150 km；（c） h＝200 km；（d） h＝250 km；（e） h＝300 km；（f） h＝400 km；（g） h＝500 km；（h） h＝600 km

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从图6c和图6d可以看出：200 km深度上的速度扰动剖面与250 km深度剖面图中的速度异常特征分布大体一致，即巴颜喀拉地块东缘的松潘—甘孜褶皱系和秦祁褶皱系仍表现为大范围的低速异常特征，其中九寨沟震区在上地幔深度范围内呈较为显著的低速异常，四川盆地西北缘和鄂尔多斯盆地南缘的高速异常特征明显，两地块之间夹持的秦岭中升区内低速异常特征弱化。汤吉等（2005）对青藏高原东北缘玛沁—兰州—靖边大地电磁测深剖面的深部电性研究结果表明，在松潘—甘孜地块、秦祁地块和鄂尔多斯地块下地壳均存在低阻层，祁连地块与西秦岭地块的深部电性结构相似，西秦岭北缘断裂上地壳的高阻层之下出现低阻异常，下地壳低阻的电阻率值仅为几Ω·m到几十Ω·m，且低阻异常几乎贯穿该区，其深度可达200 km左右。本文的P波层析成像所揭示的低速异常分布特征与汤吉等（2005）所给出的该低阻层展布范围和分布深度相一致。

由图6e可见，巴颜喀拉地块东缘及其邻区在300 km深度上主要表现为低速异常特征，但在鲜水河断裂带和西秦岭北缘断裂部分区段仍存在较大的速度差异，地块内部也出现了局部圈闭状的高速异常结构，而四川盆地西北缘呈现局部低速异常，高速异常体内部的结构相对较为均匀。郭飚等（2009）对川西台阵的远震数据的成像结果也证实了这一点，并指出P波速度的特征差异在一定程度上表明了松潘—甘孜地块与四川盆地之间深部动力学关系的差异。

400—600 km深度属于地幔过渡带范围，该深度上的P波速度结构（图6f-6h）显示位于巴颜喀拉地块东缘的松潘—甘孜地块、西秦岭和祁连山地块表现出高、低速异常相间的特征，其中400 km深度范围内的鄂尔多斯盆地南缘整体连续性的高速异常依然存在，表明鄂尔多斯盆地巨厚的岩石层根，与Tian等（2009）关于大范围体波成像结果相一致。

分别沿九寨沟震区的不同方向做4个垂向速度切片，其层析成像结果如图7所示。可见，四川盆地西北缘和鄂尔多斯地块南缘的高速异常特征明显，巴颜喀拉地块东缘的松潘—甘孜地槽褶皱系和秦祁褶皱系表现出大范围的低速异常特征，其中：九寨沟震区及周边50—250 km上地幔深度范围内存在低速层，该低速异常自下而上一直连通至松潘—甘孜地块下地壳；400 km深度范围内的鄂尔多斯盆地南缘呈现整体连续性的高速异常，九寨沟M_S7.0震区在地幔过渡带深度范围内存在大范围的高速异常分布。

图  7  各剖面分布以及P波速度纵剖面的层析成像图

Figure  7.  Location of vertical sections and their tomographic results

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4.   讨论与结论

本文P波成像研究结果表明，巴颜喀拉地块东缘及其邻区的三维P波速度结构具有较明显的分区特征，即：四川盆地西北缘和鄂尔多斯地块南缘的高速异常特征明显，松潘—甘孜地槽褶皱系和秦祁褶皱系表现出大范围的低速异常特征，其中九寨沟震区及周边50—250 km上地幔深度范围存在低速层，该低速异常自下而上一直连通至松潘—甘孜地块的下地壳（图7），据此我们推测其可能是地幔物质上涌的证据，且松潘—甘孜地块的抬升应与地幔物质的上涌有关。由于受到青藏高原强烈隆升和高原地壳物质向东运移的影响，下地壳低速层的存在有利于应力在其上方的脆性地壳内集中（李大虎等，2015），这正是松潘—甘孜褶皱带的重要边界断裂—岷江断裂和巴颜喀拉地块的边界断裂发生强烈地震的深部地球物理条件。加之巴颜喀拉地块向东运移时受到高速、高强度的扬子克拉通地块对青藏高原物质东向挤出的强烈阻挡，在东昆仑断裂塔藏段与岷江断裂北段交会处附近所积累的应力突然释放，从而发生了九寨沟M_S7.0地震。

巴颜喀拉地块东缘及其邻区上地幔中的低速异常在前人基于不同资料的地球物理研究结果中多有揭示，例如：徐果明等（2007）采用瑞雷面波双台法得到的成像结果表明青藏高原东缘下地壳和上地幔顶部的速度结果普遍较低；Shen等（2011）利用共转换点相位加权叠加偏移技术对上地幔间断面进行成像的研究结果表明，青藏高原东北缘岩石层发生变形的过程中有热物质被挤出，部分热物质上涌，从而形成了该区丰富的地热、温泉和岩浆岩分布等现象。研究区东部的鄂尔多斯地块南缘和四川盆地西北缘均表现出克拉通地块所具备的高速和高力学强度等特征，鄂尔多斯地块内部至今尚未发现有火山、岩浆的侵入活动，属于保存比较完好的克拉通地块。位于扬子准地台西缘的四川盆地表现出明显的大范围高速异常，表明作为晋宁旋回固化的稳定克拉通的扬子陆块处于相对稳定的状态，四川台坳为龙门山构造带前渊的一个中新生代前陆盆地，具有稳定的结晶基底和沉积盖层二元结构（嘉世旭，张先康，2008；嘉世旭等，2017）。研究区东部特有的高速异常结构特征也表明这些地质上稳定的构造地块具有巨厚的岩石层根，由于青藏高原东北缘秦祁褶皱系和松潘—甘孜褶皱系下方50—250 km深度上具有的显著低速异常可能是由热的软流层物质上涌引起，这些高速、高力学强度的地块对青藏高原物质东向挤出会起到强烈的阻挡作用，其逃逸阻挡作用可深达整个上地幔。

三维P波速度结构还揭示了九寨沟M_S7.0地震震区在400—600 km地幔过渡带深度范围内表现为明显的高速异常特征，已有研究结果也表明了此点，例如：Lei和Zhao （2016）通过对青藏高原东缘的体波层析成像研究揭示了地幔过渡带深度范围内高速异常体的存在；郭慧丽等（2017）的成像结果显示在青藏东北缘地幔过渡带深度范围内存在近SN向的条带状高速异常，该异常向南延伸至松潘—甘孜地槽褶皱系、向北一直延伸至祁连地块和阿拉善地块以西，内蒙西部也出现了明显高速异常，有可能是拆沉的岩石层地幔所致。吴福元等（2008）从火山岩角度分析认为，青藏高原北部大量的新生代火山岩主体富硅，且不存在低Sr同位素的岩石层地幔端元，故推测岩石层地幔发生了拆沉作用，而原先的空间被软流层所取代。

本文三维P波速度结构研究表明巴颜喀拉地块东缘及邻区的壳幔速度结构具有明显的横向不均匀性和分区特征，其中松潘—甘孜地槽褶皱系、西秦岭和祁连山褶皱系整体呈现出低速异常特征，而研究区东部的四川盆地西北缘和鄂尔多斯地块南缘则显示出明显的高速异常。成像研究结果表明了九寨沟震区及周边上地幔存在低速层，该低速异常自下而上一直连通至松潘—甘孜地块的下地壳，据此我们推测该异常可能是热的软流层物质上涌引起，松潘—甘孜地块的抬升应与地幔物质的上涌有关。三维P波速度结构还揭示了九寨沟M_S7.0地震震区在400—600 km地幔过渡带深度范围内表现为明显的高速异常特征。

研究区上地幔P波速度结构差异还表明松潘—甘孜地块的抬升可能与地幔物质的上涌有关，而龙门山构造带的形成机制与松潘—甘孜地块明显不同，巴颜喀拉地块向东南方向运移受到东部高速、高强度的克拉通地块对青藏高原物质的东向挤出强烈的阻挡，而九寨沟震区处于松潘—甘孜地块重要的北东边界断裂交会处附近，易于应力集中，这些因素可能是巴颜喀拉地块东缘地块边界断裂交会处附近发生九寨沟M_S7.0地震的基本动力学背景。