Crustal velocity structure beneath the northern North-South Seismic Zone from local seismic tomography and its tectonic implications
-
摘要: 收集和拾取了“中国地震科学台阵”探测项目在南北地震带北段布设的680个流动地震台站和中国地震台网217个固定台站所记录的地震事件的P波和S波初至到时，通过层析成像研究获得了南北地震带北段水平网格间距为0.33°×0.33°的地壳P波和S波速度分布。结果显示：在30 km深度上青藏高原东北部表现为显著的整体性低速异常，低速异常区向南延伸至龙门山断裂，以106°E为界线将秦岭造山带分为西侧的低速异常和东侧的高速异常，并沿银川—河套地堑向东北展布，向北穿过河西走廊，在阿拉善地块表现为低速异常，这可能暗示了青藏高原向东的扩展被较为坚固的四川盆地和秦岭造山带阻挡，而向北的扩展可能影响到了河西走廊至阿拉善地块，并沿银川—河套地堑影响到鄂尔多斯西北缘；在50 km深度上，阿拉善地块、祁连造山带东段显示高速异常，有可能是阿拉善地块向祁连东段下方俯冲所致。研究区内大部分地震分布在P波和S波高低速异常相间及速度剧烈变化的地区，M≥6.0强震几乎全部投影在30 km深度的低速异常区域内，说明强震发生的背景可能与地震源区下方的低速区有关。Abstract: We collected and picked the first arrivals of P and S waves of local and regional events recorded by 680 portable broadband seismic stations of the ChinArray-Himalaya Ⅱ and 217 fixed stations of the Chinese Seismic Network located on the northern North-South Seismic Zone （96°E−110°E, 30°N−44°N）. We got a 3D P and S wave velocity （vP and vS） structure of the crust beneath the northern North-South Seismic Zone with a horizontal grid space of 0.33°×0.33° by tomography. The tomography results reveal obvious integrated low velocity anomalies at 30 km depth beneath the northeastern Tibetan Plateau. The low velocity zone extends southward to the Longmenshan fault and extends eastward to the 106°E, dividing the Qinling orogenic belt into low velocity zone at westside and high velocity zone at eastside. The low velocity zone also extends northeast along the Yinchuan-Hetao graben, and extends northward through the Hexi Corridor, and it shows low velocity anomalies beneath the Alxa block at 30 km depth. This implicates that the extension of the Tibetan Plateau may be blocked by the relatively strong Sichuan basin and Qinling block in the east, while the extension affects the Hexi Corridor and the Alashan block, as well as the northwestern margin of Ordos along the Yinchuan-Hetao graben. At 50 km depth, it shows high velocity anomalies beneath the Alxa block and eastern Qilian orogenic belt, indicating possible southward subduction of the Alxa block beneath the eastern Qilian orogenic belt. Most crustal earthquakes in the studied region generally occurred along the fault zones between low velocity and high velocity zones where vP and vS change drastically over a short distance. The projections of large earthquakes （M≥6.0） at 30 km depth are almost located in the low velocity zone, which may indicate that the background of strong earthquakes is related to the low velocity zone beneath the source area.
-
引言
洋脊与俯冲带相互作用导致洋脊消亡是常见的地球动力学过程，对应于威尔逊旋回中的大洋闭合阶段（沈晓明等，2010）。当扩张洋脊俯冲时便形成了洋脊-海沟-海沟（ridge-trench-trench，缩写为RTT）型三联点。智利三联点（Chile Triple Junction，缩写为CTJ）（约46°30′S，75°45′W），是典型的RTT型三联点，位于纳兹卡板块、南极洲板块和南美板块的交界处（王振山，魏东平，2018）。
智利洋脊大致平行于智利海沟（图1），一系列转换断层将其分割为长度不同的洋脊区段（Tebbens et al，1997）。从14 Ma至今，洋脊区段和转换断层交替俯冲至南美板块之下，CTJ的类型也随之转变（贾鸿瑞，魏东平，2021）：当转换断层俯冲时，CTJ的三个边界分别为转换断层-海沟-海沟（fault-trench-trench，缩写为FTT）型三联点；当洋脊区段俯冲时，CTJ为RTT型三联点。洋脊区段俯冲至大陆板块之下继续扩张，大洋板块边界会被热的地幔包围，导致板块边界停止生长，板片窗在深部发育（Bourgois，Michaud，2002）。巴塔哥尼亚板片窗是智利洋脊长期俯冲的结果之一。Breitsprecher和Thorkelson （2009）基于运动学假设给出了巴塔哥尼亚板片窗的演化过程，并推断现今巴塔哥尼亚板片窗的南、北边界分别位于里奥穆塔（Rio Murta）和赛罗哈德孙（Cerro Hudson volcanic centers）地区。
![]()
图 1 智利三联点区域构造背景及观测数据（a） 智利三联点区域1906—2021年地震分布，数据来自国际地震中心（Bondár，Storchak，2011；Storchak et al，2017，2020）；（b） 智利三联点区域热流数据分布（Lucazeau，2019）Figure 1. Geotectonic background of the Chile Triple Junction and the observed data（a） Earthquake distribution in the area of CTJ from 1906 to 2021，the seismicity data are from the International SeismologicalCenter （Bondár，Storchak，2011；Storchak et al，2017，2020）；（b） The heat flow data in the area of CTJ （Lucazeau，2019）受洋脊俯冲等因素影响，CTJ以南的南美大陆热异常比较显著（Hamza et al，2005；Goddard，Fosdick，2019）。Lagabrielle等（2000）基于Taitao半岛的钻孔资料和地质背景推测，在CTJ以南50 km内，由于该区域在6 Ma以来接连受到两次洋脊俯冲影响，部分区域在较浅处就可能达到850—950℃的高温。此外，俯冲带的热异常通常与多种因素相关，但与板块年龄、板块之间的汇聚速率、俯冲角度、地幔楔的性质、上覆板块厚度等因素相比，洋脊俯冲的影响可能占主导地位（Guo et al，2021）。
近年来对地震各向异性的研究表明，三联点区域的地形、岩石层热结构及地震活动性十分复杂（Eakin et al，2010）。例如，CTJ以南地震很少，CTJ以北地震相对较多（Murdie et al，1993；Bohm et al，2002）（图1a）。在43°S以南，震源深度普遍较浅，且未观测到明显的贝尼奥夫（Wadati-Benioff）带。据推测，上述现象可能与该地区温度较高且洋壳年龄很小，难以孕育深源地震有关（Kirby et al，1996；Lange et al，2007；Agurto-Detzel et al，2014）。在43°S以北，贝尼奥夫带较为明显（Agurto-Detzel et al，2014）。
板块间地震活动性与板块边界的运动情况紧密相关（Wei，Seno，1998）。在CTJ以北，纳兹卡板块向南美板块俯冲，速率约为6.6 cm/a；在CTJ以南，南极洲板块向南美板块俯冲，速率约为1.8 cm/a （Maksymowicz et al，2012）。尽管影响板块间地震分布的因素较多，例如，俯冲带的应力状态及流体压强、沉积层的俯冲、俯冲板块与上覆板块的耦合程度等（张克亮，魏东平，2011，Völker et al，2011；Zhang，Wei，2012），但相关研究表明，控制板块间地震活动性分布的首要因素是温度（Tichelaar，Ruff，1991；Oleskevich et al，1999；Völker et al，2011）。Klotz等（2006）根据板块间接触面的温度定义了孕震区宽度，且通过该定义计算的孕震区宽度在诸多俯冲带与地震活动性数据相符，包括墨西哥俯冲带、阿拉斯加俯冲带、智利俯冲带等（Tichelaar，Ruff，1991；Oleskevich et al，1999；Völker et al，2011）。Guo等（2021）将CTJ以南南极洲板片的俯冲定义为楔俯冲（wedge subduction），即年龄较小且较薄的板片区段先俯冲，年龄较大且较厚的板片区段后俯冲的俯冲模式，并讨论了楔俯冲对CTJ以南岩石层热结构及孕震区的影响。此外，作者基于楔俯冲对孕震区宽度的影响推测，洋脊俯冲可能是造成CTJ以南部分区域观测不到明显贝尼奥夫带的主要原因，但缺少直接证据。目前，洋脊俯冲对CTJ区域地震活动性分布的影响多基于理论推测，相关数值模拟和实验很少，亟待进一步开展研究。
本文拟以CTJ区域的地质背景为基础，以地表热流、地震活动性等观测资料为约束，采用有限元软件ASPECT建立二维简化数值模型，对伴随洋脊的大洋板块向大陆板块的俯冲过程进行数值模拟，讨论洋脊俯冲及汇聚速率、俯冲角度等控制因素对CTJ区域孕震区尺度的影响，以期对洋脊俯冲过程及洋脊俯冲区域的地震活动分布有进一步的认识。
1. 数值模型与参数设置
采用有限元数值算法“ASPECT”建立二维简化数值模型（Kronbichler et al，2012；Heister et al，2017；Rose et al，2017；Fraters et al，2019；Bangerth et al，2020）。“ASPECT”算法主要求解动量守恒、质量守恒和热量守恒方程，具体可参见刘梦雪等（2019）。
以智利三联点（CTJ）区域的地质背景为基础建立一组包含洋脊的大洋板块向大陆板块俯冲的二维地球动力学数值模型。模型的平面尺度均为2 500 km×660 km，其中大陆板块的上表面长度为1 500 km，大洋板块的上表面长度为1 000 km。根据CTJ区域的层析成像及前人在CTJ区域建立的相关数值模型（van der Hilst，Hoop，2005；Scherwath et al，2006，2009；Simmons et al，2010；Völker et al，2011；Maksymowicz et al，2012；徐佳静等，2019），将参考模型中板片的初始俯冲角度设置如下：在海沟处为0°，随深度逐渐增大，至岩石层底部附近增至约30°。
参考模型的边界条件设置为：在模型的左边界上部施加与大洋板块等厚度的速度边界条件，初始时刻速度设置为6.6 cm/a，以模拟板块的持续汇聚作用；左边界下部施加相同大小的流出速度（刘梦雪等，2019）；模型的上边界为自由表面；右、下边界均为自由滑动边界（图2）。初始温度场设置为：大洋板块及大陆板块的上边界温度为0℃，下边界均设为1 300℃ （Tetreault，Buiter，2012；Shi et al，2018；史亚男等，2019）。大洋板块的初始温度模型采用板块冷却模型（plate model），将其最大厚度设为95 km，大洋板块的岩石层厚度及初始温度场T（x，y）根据板块年龄计算得到（Stein，Stein，1992；Richards et al，2018）：
![]()
图 2 参考模型初始设置及边界条件这些参数由干橄榄岩（Hirth，Kohlstedt，2004）的位错蠕变和扩散蠕变的流变实验获得Figure 2. Initial setups and boundary conditions of the reference modelAll these parameters come from the rheological experiments on dislocation creep and diffusion creep of dry olivine （Hirth，Kohlstedt，2004）$$ T （ x，y ） ＝{T}_{\mathrm{m}}\left[\frac{y}{a}＋\sum _{n＝1}^{\mathrm{\infty }}\frac{2}{n\mathrm{\pi }}\mathrm{exp}\left(-\frac{{\beta }_{n}x}{a}\right)\mathrm{s}\mathrm{i}\mathrm{n}\left(\frac{n\mathrm{\pi }y}{a}\right)\right]， $$ (1) 式中：x和y为横、纵坐标；a为板块的最大厚度；Tm为板块下边界温度；$\;{\beta _n} ＝ \sqrt { {{R^2} ＋ {n^2}{\pi ^2}} } － R$，R＝va/（2κ），κ为热扩散系数，v为洋脊的半扩张速率。将大陆板块的岩石层厚度设为100 km，其中上、下地壳的厚度均设为20 km （Assumpção et al，2013；Bagherbandi et al，2017； 刘梦雪等，2019）。大陆板块的初始温度场采用线性插值的方法（李忠海，石耀霖，2016），将莫霍面温度设置为600℃。地幔中采用线性温度梯度0.25℃/km （Tetreault，Buiter，2012），通过计算可得模型底部温度约为1440℃。各层的力学参数参考相关研究进行选取，具体信息列于表1 （Völker et al，2011，刘梦雪等，2019；徐佳静等，2019）。
表 1 数值模型的相关参数Table 1. Relevant parameters of numerical model物质名称 厚度
/km热扩散率κ
/10−6 （m2·s−1）比热容Cp
/（J·kg−1· K−1）密度ρ
/（kg·m−3）热膨胀系数
α/10−5 K−1内摩擦角
φ/°黏聚力
C/106 Pa生热率A
/（W·m−3）流变
准则①晶粒大小
指数m地幔 660 0.989 750 3 300 2 20 20 干橄榄岩 3 大陆上地壳 20 1.21 750 2 800 2 20 20 10−6 湿石英 1 大陆下地壳 20 1.15 750 2 900 2 20 20 4×10−7 湿钙长石 1 岩石层地幔 0—87 9.87 750 3 300 2 20 20 干橄榄岩 3 沉积层 4 1.21 750 3 000 2 5 10 辉长岩 1 大洋地壳 8 1.15 750 3 100 2 20 10 辉长岩 1 薄弱带 1.21 750 3 300 2 0.03 1 辉长岩 1 物质名称 前因子② （Pa−n·m−p·s−1） 应力指数n 活化能E/103 （J·mol−1） 活化体积V/10−6 （m3·mol−1） 扩散蠕变 位错蠕变 扩散蠕变 位错蠕变 扩散蠕变 位错蠕变 扩散蠕变 位错蠕变 地幔 2.37×10−15 6.52×10−16 1 3.5 375 530 4 13 大陆上地壳 1×10−50 8.57×10−28 1 4.0 0 223 0 0 大陆下地壳 1×10−50 7.13×10−18 1 3.0 0 345 0 0 岩石层地幔 2.37×10−15 6.52×10−16 1 3.5 375 530 4 18 沉积层 1×10−50 1.12×10−10 1 3.4 0 497 0 0 大洋地壳 1×10−50 1.12×10−10 1 3.4 0 497 0 0 薄弱带 1×10−50 1.12×10−10 1 3.4 0 497 0 0 注：① 流变准则：干橄榄岩来自Hirth和Kohlstedt （2004）；湿石英来自Gleason和Tullis （1995）；湿钙长石来自Rybacki （2006）；辉长岩来自Wilks和Carter （1990）。② 黏滞系数的前因子来自平面应变单轴试验结果（Naliboff，Buiter，2015；刘梦雪等，2019）. 2. 数值模拟结果
2.1 参考模型
图3为包含洋脊的大洋板块向大陆板块的俯冲过程。由于初始模型中存在板片（图2），故根据洋脊的半扩张速率2.4 cm/a及板片的长度对板片加热，通过计算得到俯冲板片的初始温度场，将计算完成时刻计为0 Ma （图3a）。随后，根据纳兹卡板块和南极洲板块向南美板块的汇聚速率设置参考模型的汇聚速率：在0—3 Ma （图3 t＝0 Ma），洋脊向海沟方向汇聚，将模型中板块的汇聚速率设置为纳兹卡板块向南美板块的汇聚速率，即6.6 cm/a；模型运行至3 Ma时洋脊已临近海沟，在3—19.5 Ma （图3a），洋脊开始向南美板块下方俯冲，将汇聚速率设置为南极洲板块向南美板块的汇聚速率，即1.8 cm/a。参考模型未考虑剪切生热，在6—10 Ma，洋脊与海沟首次接触（表2）。
![]()
图 3 参考模型成分场（a）和黏滞系数η场的演化（b）图中橙色实线为等温线，最低为100 ℃，最高为1 250 ℃Figure 3. Evolutions of the material field （a） and the viscosity coefficient η field （b） of the reference modelOrange solid lines are isotherms，with a minimum of 100 ℃ and a maximum of 1 250 ℃表 2 参考模型孕震区宽度演化Table 2. Evolution of the width of the seismogenic zone of the reference model时间/Ma 闭锁区宽度/km
x（350℃）－x（100℃）过渡带宽度/km
x（450℃）－x（350℃）孕震区宽度/km
x（350℃）－x（100℃） ＋0.5× ［ x（450℃） －x（350℃） ］洋脊与海沟横
坐标差/km0 86 36 104 −164 3 70 31 86 −60 6 89 34 106 −13 10 68 44 90 32 15 52 39 72 78 19.5 49 34 66 112 有理论表明，板块间的孕震区主要受温度控制（Tichelaar，Ruff，1991；Oleskevich et al，1999；Völker et al，2011）。孕震区的宽度与板块间地震活动性分布紧密相关。智利区域（Tichelaar，Ruff，1991；Oleskevich et al，1999）及CTJ以北的纳兹卡俯冲带（Völker et al，2011）的地震分布与该理论吻合较好。在俯冲板片与上覆板块的接触面上，Klotz等（2006）根据温度作如下定义：① 100—350℃是地震的闭锁区；② 350—450℃是闭锁区到滑动区的过渡带；③ 闭锁区的宽度加上过渡带宽度的一半是孕震区（Völker et al，2011）。
根据图3中100℃，350℃和450℃等温线与板片上边界（沉积层上表面）交点的横坐标，表2统计了参考模型在洋脊俯冲过程中闭锁区、过渡带和孕震区宽度的演化。可以发现，在洋脊俯冲过程中岩石层地幔底部黏度有所减小（图3b），大洋板块和上覆大陆板块间孕震区的宽度持续减小，且其宽度小于洋脊俯冲之前（表2）。在0 Ma，孕震区宽度约为104 km；在洋脊向海沟方向汇聚的过程中，孕震区宽度先减小后增大，至6 Ma时其宽度约为106 km；至19.5 Ma洋脊距海沟的水平距离约为112 km，孕震区宽度约减小至66 km，比0 Ma时约减小了38 km。这表明，洋脊俯冲导致了孕震区宽度减小，影响了CTJ区域的地震分布。因此，在CTJ以南，受智利洋脊俯冲影响，该区域地震必然少于CTJ以北。CTJ区域的地震分布（图1a）明显可见上述差异。
2.2 汇聚速率对洋脊俯冲过程中孕震区宽度的影响
智利洋脊俯冲至南美板块之下会继续扩张，发育为巴塔哥尼亚板片窗。由于俯冲至南美板块下方的洋脊扩张速率难以确定，因此建立了不同汇聚速率的洋脊俯冲模型，以探究汇聚速率对洋脊俯冲过程中板块间孕震区宽度的影响。在洋脊俯冲过程中，参考模型的汇聚速率为1.8 cm/a，为慢速汇聚模型。在此基础上，分别建立了汇聚速率为6.6 cm/a的快速汇聚模型和介于二者之间汇聚速率为4.2 cm/a的模型。
图4为不同汇聚速率模型在俯冲汇聚量相同时的成分场和等效黏滞系数场。可以看出，当俯冲汇聚量相同时，即汇聚速率为1.8，4.2和6.6 cm/a的三个模型分别在19.5 Ma，10 Ma和7.5 Ma时，三者的孕震区宽度分别约为66，101和113 km。这表明，汇聚速率越大，板块间的孕震区越宽。此外，不同汇聚速率模型的孕震区宽度在洋脊俯冲过程中均呈减小趋势。
![]()
图 4 不同汇聚速率模型在俯冲汇聚量相同时的成分场（a）和黏滞系数场η（b）Figure 4. The material field （a） and the viscosity field η （b） of different convergence rate models when the convergence distances are the same2.3 俯冲角度对洋脊俯冲过程中孕震区宽度的影响
CTJ以北的层析成像证据表明，纳兹卡板块的俯冲角度向北呈增大趋势（van der Hilst，Hoop，2005；Scherwath et al，2006，2009；Contreras-Reyes et al，2010；Maksymowicz et al，2012）。CTJ以南层析成像的证据很少，南极洲板块俯冲角度尚不明确。Breitsprecher和Thorkelson（2009）基于运动学假设推测CTJ附近南极洲板片的俯冲角度很小，约为10—13°。参考模型的俯冲角度为30°，在此基础上建立了初始俯冲角度分别为15°和45°的数值模型，探究俯冲角度对洋脊俯冲过程中孕震区宽度的影响。
图5为不同初始俯冲角度模型在19.5 Ma时的成分场和等效黏滞系数场。表3给出了当俯冲角度分别为15°，30°和45°时洋脊俯冲过程中孕震区宽度的演化。可以发现，在6 Ma时，俯冲角度为45°模型的洋脊已经开始俯冲，其余两个模型的洋脊尚未与海沟接触。这表明，当汇聚速率相同时，俯冲角度越大洋脊越早开始俯冲。此外，在6 Ma时，俯冲角度为15°，30°和45°模型的孕震区宽度分别约为85 km，106 km和74 km。其中俯冲角度为45°模型的孕震区宽度最小，这是由于6 Ma时该模型的洋脊已经开始俯冲，其距海沟的水平距离约为8 km，孕震区宽度随着洋脊俯冲有所减小。在19.5 Ma时，俯冲角度为15°，30°和45°模型中孕震区宽度分别约为80 km，66 km和52 km。这表明，当俯冲时间相同时，俯冲角度越大，洋脊俯冲过程中孕震区的宽度越小。
![]()
图 5 不同初始俯冲角度模型在19.5 Ma时的成分场（a）和黏滞系数场η（b）Figure 5. The material field （a） and the viscosity field η （b） of models of different initial slab dips at 19.5 Ma表 3 不同初始俯冲角度模型孕震区宽度演化Table 3. Evolution of the width of the seismogenic zone of models of different initial slab dips时间/Ma 孕震区宽度/km 洋脊与海沟横坐标差/km 15° 30° 45° 15° 30° 45° 0 111 104 66 −145 −164 −158 3 96 86 76 −67 −60 −36 6 85 106 74 −33 −13 8 10 94 90 60 14 32 36 15 90 72 51 46 78 67 19.5 80 66 52 77 112 92 2.4 洋壳参数及剪切生热对洋脊俯冲过程中孕震区宽度的影响
在参考模型的基础上，分别建立洋壳比热容为1 171 J/（kg·K）和洋壳内摩擦角为10°的两个对比模型，探究洋壳参数对洋脊俯冲过程中孕震区宽度的影响。此外还建立了包含剪切生热的对比模型。图6给出了上述三个模型在洋脊俯冲过程中孕震区宽度随时间的演化。可以发现，上述三者中剪切生热对孕震区宽度的影响最大。在19.5 Ma时，包含剪切生热模型的孕震区宽度在洋脊俯冲的过程中由约99 km减小至约15 km；参考模型由约104 km减小至约66 km。这表明，剪切生热对洋脊俯冲过程中孕震区宽度的影响不可忽略。实际上，数值模型中未考虑洋脊区域的地幔热物质上涌，且板块间接触面温度与实际相比偏低，因此数值结果中孕震区的宽度可能偏大。尽管如此，考虑剪切生热的模拟结果中孕震区宽度已减小至约15 km，可以认为洋脊俯冲导致CTJ以南部分区域的地震难以发生，即出现不能观测到贝尼奥夫带的现象。
![]()
图 6 对比模型孕震区宽度的演化Figure 6. Evolution of the width of the seismogenic zone of contrast models由图6可以发现，增大洋壳比热容或内摩擦角均会导致孕震区宽度增大。当洋壳内摩擦角由10°增大至20°时，孕震区宽度在6 Ma时由约95 km增大至约106 km，在19.5 Ma时由约64 km增大至约66 km；当洋壳的比热容由750 J/（kg·K）增大至1 171 J/（kg·K）时，孕震区宽度在10 Ma时由约90 km增大至约95 km，在19.5 Ma时由约66 km增大至约74 km。由此可见，在19.5 Ma时，增大洋壳比热容后模拟的孕震区宽度比参考模型宽8 km；减小洋壳内摩擦角后模拟的孕震区宽度比参考模型窄2 km，可忽略不计。这表明，洋脊俯冲后洋壳内摩擦角和比热容两种参数对孕震区宽度的影响较小。
3. 讨论
3.1 热流数据与模拟结果
对比数值模拟结果与观测数据以测试模型能否反映洋脊俯冲不同阶段的地表热流特征。采用ASPECT软件的后处理功能获得了各模型的地表热流（Gresho et al，1987；Bangerth et al，2020）。选取了剖面附近50 km以内的热流数据投影至剖面与模拟结果进行对比（图1），热流数据来自Lucazeau （2019）。CTJ以南热流数据很少（图1b），根据热流数据的分布，我们选取了CTJ附近的两个剖面，分别为CTJ以北的剖面1 （46°13′S）和CTJ以南的剖面2 （47°35′S）。当洋脊临近海沟时，各模型的板片年龄与剖面1的大致相同；当模型的汇聚速率为1.8 cm/a，t＝19.5 Ma时，模型中俯冲板片的年龄与剖面2的大致相同，但模型的洋脊位置位于实际的板片窗边界附近，模型中洋脊与海沟的距离小于实际距离。这是由于数值模型的两个俯冲板块采用了相同的汇聚速率。
图7a和7b为剖面1附近的地表热流和各模型的热流结果。对比不同汇聚速率模型的地表热流结果与观测数据可以发现（图7a），与热流观测数据最相符的模型既不是以南极洲板块汇聚速率俯冲的慢速俯冲模型（1.8 cm/a），也不是以纳兹卡板块汇聚速率俯冲的快速俯冲模型（6.6 cm/a），而是汇聚速率介于二者之间的模型（4.2 cm/a）。这是由于剖面1位于CTJ附近，剖面上海沟与洋脊的位置基本重合，且剖面附近的热流观测数据多位于智利洋脊附近，但海沟西、东两侧的板块汇聚速率不同，分别为南极洲板块和纳兹卡板片的汇聚速率，而数值模型采用了相同的汇聚速率，因此，采用二者的平均汇聚速率（4.2 cm/a）得到的热流结果与海沟附近的热流观测数据较为一致，该速率约为洋脊中心的俯冲速率。此外，由图7a可以看出，与汇聚速率相比，其它因素对地表热流的影响相对较小，且汇聚速率越大，海沟附近的地表热流越高。
![]()
图 7 海沟附近地表热流分布（a） 剖面1各模型热流结果；（b） 剖面1不同初始俯冲角度模型热流结果（汇聚速率＝4.2 cm/a）；（c） 剖面2不同初始俯冲角度模型热流结果（汇聚速率＝1.8 cm/a）Figure 7. Surface heat flow in the vicinity of the trench（a） Heat flow results of different models of profile 1；（b） Heat flow results of models with different initial slab dips of profile 1 （convergence rate＝4.2 cm/a）；（c） Heat flow results of models with different initial slab dips of profile 2 （convergence rate＝1.8 cm/a）图7b给出了剖面1附近汇聚速率为4.2 cm/a、不同俯冲角度数值模型的地表热流结果；图7c给出了剖面2附近汇聚速率为1.8 cm/a、不同俯冲角度数值模型的地表热流结果，模型的初始俯冲角度分别为15°，30°和45°。可以看出，与汇聚速率相比，俯冲角度对地表热流的影响相对较小且较为复杂，难以一概而论。在图7b中，在海沟附近热流数据较密集处，俯冲角度为45°模型的地表热流略大于其它两个模型的热流数据。此外，尽管图7c中海沟前方的热流结果低于观测数据，但总体上看，本文的数值模拟可以大致反映CTJ区域的地表热流特征。
3.2 地震活动性数据与模拟结果
图8为剖面1和剖面2的深部构造（Simmons et al，2010）。需要指出，由于CTJ以南地震数据很少，该区域的不同层析成像模型相差很大。Maksymowicz等（2012）的层析成像结果表明，在海沟前方150 km内，剖面2附近的俯冲角度约为10°。Breitsprecher和Thorkelson （2009）基于运动学假设推测，CTJ附近南极洲板片的俯冲角度约为10°—13°。上述证据表明，CTJ附近南极洲板片的俯冲角度较小。
![]()
图 8 剖面1（左）和剖面2（右）的P波速度扰动（Simmons et al，2010）Figure 8. Vertical cross sections of P wave velocity perturbations （Simmons et al，2010） along the profile 1 （left） and the profile 2 （right）对比数值模拟结果与地震活动性数据以测试模型能否反映洋脊俯冲不同阶段的孕震区宽度。地震活动性数据（1906—2021）来自ISC （Bondár，Storchak，2011；Storchak et al，2017，2020）。我们选取了海沟前方、剖面1和剖面2附近50 km以内的地震活动性数据与模拟结果进行对比（图9）。根据热流对比结果，剖面1选取了不同俯冲角度、汇聚速率为4.2 cm/a的三个数值模型（图9a）。
![]()
图 9 剖面1 （a）和剖面2 （b）的地震分布及孕震区白色圆点为地震活动性数据。图a汇聚速率为4.2 cm/a，图b汇聚速率为1.8 cm/aFigure 9. Earthquake distributions and seismogenic zones of the profile 1 （a） and the profile 2 （b）Seismicity data are indicated by the white dots. The convergence rate of fig.（a） is 4.2 cm/a and 4.2 cm/a for fig.（b）孕震区宽度的定义仅与板块间地震分布有关（Völker et al，2011），不涉及其它位置。在图9中，剖面1和剖面2附近的地震活动性分布不仅在板块接触面附近较为密集，在孕震区的范围之外也大量存在，其中存在大量火山地震、矿震等（Agurto-Detzel et al，2014）。对比板块间的地震活动性数据与模拟结果表明，与剖面2相比，数值模型的孕震区结果与剖面1附近的地震分布相对一致。对比地震数据与模拟结果表明，在初始俯冲角度分别为15°，30°和45°三个模型中，各模型的孕震区与地震活动性分布差异不大，初始俯冲角度为15°模型（图9a）的孕震区及板片位置与剖面1的地震活动性分布相对一致。剖面2附近的地震相对较少（图9b）。数值模拟结果表明，这是由于洋脊俯冲导致了孕震区变窄。与剖面2附近的地震活动性分布相对一致的仍是初始俯冲角度为15°的模型，初始俯冲角度为30°和45°模型孕震区内的地震相对较少。对比结果表明，本文的数值模拟可以大致反映CTJ区域板块间的孕震区宽度特征，且支持CTJ以南的层析成像结果和南极洲板片以小角度俯冲至南美板块下方的推论（Breitsprecher，Thorkelson，2009；Maksymowicz et al，2012）。
3.3 洋脊俯冲与楔俯冲对孕震区宽度的影响
Guo等（2021）讨论了楔俯冲对CTJ以南孕震区宽度的影响，并推测洋脊俯冲可能是造成CTJ以南部分区域观测不到明显贝尼奥夫带的主要原因。与初始条件相同的板片俯冲模型相比，楔俯冲模型的孕震区宽度比其窄4 km，楔俯冲模型的孕震区宽度约为83 km。当楔俯冲模型的汇聚速率由6.6 cm/a减小至1.8 cm/a时，其孕震区宽度减小至约72 km。除洋脊位置及板块年龄外，本文的参考模型与Guo等（2021）部分板片俯冲模型的初始条件大致相同。本文的模拟结果表明，洋脊俯冲过程中孕震区宽度减小。在6 Ma时，参考模型的孕震区宽度约为106 km，此后洋脊俯冲至上覆板块下方。在19.5 Ma时，参考模型的孕震区宽度减小至约66 km；剪切生热模型的孕震区宽度减小至约15 km。这表明，洋脊俯冲对孕震区宽度的影响较大，可能出现由于孕震区过窄而难以观测到贝尼奥夫带的现象。
3.4 洋脊俯冲对孕震区深度的影响
表4给出了洋脊俯冲过程中部分模型孕震区上、下边界深度的演化。可以发现，在洋脊俯冲过程中（6—19.5 Ma），孕震区下边界深度呈减小趋势。在参考模型中，孕震区下边界深度的变化较小，在6 Ma时，其深度约为74 km，至19.5 Ma时仅减小了4 km。与参考模型相比，剪切生热模型的孕震区上边界深度的变化相对较小，下边界深度在洋脊俯冲过程中大幅度减小，其深度由约73 km （6 Ma）减小至约26 km （19.5 Ma）。此时，孕震区的横向宽度为15 km，纵向宽度仅7 km，即孕震区的横、纵向宽度都很窄，可造成难以观测到贝尼奥夫带的现象。
表 4 部分模型孕震区深度演化Table 4. Evolution of the depth of the seismogenic zone for some models时间/Ma 参考模型 汇聚速率＝6.6 cm/a 俯冲角度＝45° 剪切生热 孕震区上边界
深度/km孕震区下边界
深度/km孕震区上边界
深度/km孕震区下边界
深度/km孕震区上边界
深度/km孕震区下边界
深度/km孕震区上边界
深度/km孕震区下边界
深度/km0 7 47 7 47 8 39 8 43 3 23 70 23 70 12 74 24 67 6 14 74 18 94 7 71 11 73 10 17 71 17 91 10 60 11 66 15 17 69 − − 5 51 9 51 19.5 19 70 − − 1 47 19 26 与参考模型相比，当模型的初始俯冲角度增大至45°时，孕震区下边界深度在洋脊俯冲过程中明显减小，在19.5 Ma时其深度可减小至约47 km。与参考模型相比，该模型的孕震区上、下边界深度均有所减小，即俯冲角度越大，洋脊俯冲过程中孕震区越浅。此外，当俯冲汇聚量相同时，汇聚速率越大，孕震区下边界则越深，孕震区的纵向宽度越宽。与参考模型相比，当汇聚速率增大至6.6 cm/a时，孕震区上边界的变化较小，下边界深度明显增大，在6 Ma和10 Ma时其下边界深度均增大了约20 km。这与Guo等（2021）的结果基本一致，即楔俯冲的汇聚速率越大，孕震区越深。
3.5 局限性
洋脊俯冲涉及多种物理过程和地质过程，包括岩浆作用、变质作用、盆地演化等（Sisson et al，2003），是复杂的三维问题。CTJ是典型的洋脊俯冲带，且洋脊被一系列转换断层分割为长度不同的洋脊区段，构造背景尤其复杂，涉及板片窗的演化、转换断层俯冲以及侵蚀等过程。本研究建立了二维数值模型探究洋脊俯冲对孕震区造成的影响，并以CTJ区域的地质背景为例进行探讨，并不能完全反应空间上该区域孕震区分布的复杂性，也未能综合考虑洋脊俯冲过程中的上述多种过程，仅能表明洋脊俯冲及部分控制因素对孕震区的影响。
孕震区的定义（Klotz et al，2006）主要涉及板片边界附近的构造地震，而CTJ附近的地震不仅涉及构造地震，还包括矿震、火山地震等多种形态（Agurto-Detzel et al，2014）。在图9中，数值模拟得到的板片边界附近的孕震区结果和地震分布存在一定的差异，其中不仅存在数值模拟与实际俯冲过程的差异，还包括火山地震等对结果的影响。此外，孕震区的定义与真实的地震机理必然存在一定的差异，孕震区的定义表明，温度是控制孕震区的首要因素，但具体的孕震机理及适用范围仍需要进一步开展研究。
4. 结论
本文以地表热流、地震活动性等观测资料为约束，基于智利三联点区域的构造特征建立了二维有限元模型，对洋脊俯冲过程进行了数值模拟，得到了洋脊俯冲过程中孕震区宽度的演化，讨论了汇聚速率、俯冲角度等因素的影响，主要结论如下：
1） 洋脊俯冲导致孕震区宽度减小，影响了智利三联点区域的地震分布，造成智利三联点以南的地震远少于智利三联点以北。洋壳内摩擦角和比热容对孕震区宽度的影响相对较小，剪切生热对孕震区宽度的影响较大。当考虑剪切生热时，洋脊俯冲过程中孕震区宽度可减小至约15 km，且孕震区很浅。此时，洋脊俯冲已经导致CTJ以南部分区域的地震难以发生，出现部分区域观测不到贝尼奥夫带的现象。
2） 对比数值模拟结果与选取的剖面附近的观测数据表明，本文的数值模拟可以大致反映智利三联点区域板块间的孕震区宽度和地表热流特征。当俯冲角度为15°时，模拟结果中孕震区宽度及板片位置与地震活动性数据相对一致。
3） 当俯冲汇聚量相同时，板块间的汇聚速率越大，则孕震区越宽且孕震区下边界越深。地表热流受汇聚速率的影响较大，受俯冲角度等因素的影响较小。板片的初始俯冲角度越大，洋脊俯冲过程中孕震区越窄。
本文的研究结果为洋脊俯冲区域的地震活动性分布特征提供了一定的数值模拟依据。
-
![]()
图 5 走时残差直方图
Figure 5. Histograms of travel-time residuals for the earthquakes used in this study
![]()
图 7 速度扰动变化与走时残差均方根之间的折中曲线. 灰色实心圆圈中的数字为本研究采用的最佳反演参数
（a） 采用不同阻尼因子的折中曲线；（b） 采用不同平滑参数的折中曲线
Figure 7. Trade-off curve for the norm of solution and RMS travel time residual. The numbers in solid gray circles denote the optimal parameters.
（a） The curve with different damping parameters; （b） The curve with different smoothing parameters
![]()
图 6 初始一维速度模型（a）及本文采用的地壳厚度分布（b）（引自Li et al，2014b ；Wang et al，2017a ）
Figure 6. 1-D starting velocity model （a） and crustal thickness obtained from results of receiver functions （b） （after Li et al，2014b ；Wang et al，2017a ）
![]()
图 10 不同深度上穿过每个格点的vP （左）和vS （右）的射线条数
Figure 10. Distribution of vP （left） and vS （right） rays numbers passing through each grid node at different depths
![]()
图 8 不同深度处0.5°水平间隔情况下 vP （左）和vS （右）的检测板测试结果
Figure 8. Results of a checkboard resolution test of vP （left） and vS （right） with the lateral grid interval of 0.5° at different depths
![]()
图 9 不同深度处0.33°水平间隔情况下vP （左）和vS （右）的检测板测试结果
Figure 9. Results of a checkboard resolution test of vP （left） and vS （right） with the lateral grid interval of 0.33° at different depths
-
毕奔腾,胡祥云,李丽清,张恒磊,刘双,蔡建超. 2016. 青藏高原东北部多尺度重力场及其地球动力学意义[J]. 地球物理学报,59(2):543–555. doi: 10.6038/cjg20160213 Bi B T,Hu X Y,Li L Q,Zhang H L,Liu S,Cai J C. 2016. Multi-scale analysis to the gravity field of the northeastern Tibetan Pla-teau and its geodynamic implications[J].Chinese Journal of Geophysics,59(2):543–555 (in Chinese) doi: 10.6038/cjg20160213
常利军,丁志峰,王椿镛. 2016. 南北构造带北段上地幔各向异性特征[J]. 地球物理学报,59(11):4035–4047 doi: 10.6038/cjg20161109 Chang L J,Ding Z F,Wang C Y. 2016. Upper mantle anisotropy beneath the northern segment of the north-south tectonic belt in China[J]. Chinese Journal of Geophysics,59(11):4035–4047 (in Chinese) doi: 10.6038/cjg20161109
邓起东,张培震,冉勇康,杨晓平,闵伟,陈立春. 2003. 中国活动构造与地震活动[J]. 地学前缘,10(增刊1):66–73 Deng Q D,Zhang P Z,Ran Y K,Yang X P,Min W,Chen L C. 2003. Active tectonics and earthquake activities in China[J]. Earth Science Frontiers,10(S1):66–73 (in Chinese)
嘉世旭,张先康. 2008. 青藏高原东北缘深地震测深震相研究与地壳细结构[J]. 地球物理学报,51(5):1431–1443 Jia S X,Zhang X K. 2008. Study on the crust phases of deep seismic sounding experiments and fine crust structures in the northeast margin of Tibetan Plateau[J]. Chinese Journal of Geophysics,51(5):1431–1443 (in Chinese)
嘉世旭, 郭文斌, 林吉焱, 王夫运, 段永红. 2017. 青藏高原东北缘地壳深部结构长剖面深地震测深探测研究[R]. 北京: 中国地球科学联合学术年会2017: 360–361. Jia S X, Guo W B, Lin J Y, Wang F Y, Duan Y H. 2017. Study on the Crust Structure of Long Profile Deep Seismic Sounding Experiments in the Northeast Margin of Tibetan Plateau[R]. Beijing: Annual Meeting of Chinese Geoscience Union (CGU) 2017: 360–361 （in Chinese）.
李英康,高锐,米胜信,姚聿涛,高建伟,李文辉,熊小松. 2014. 青藏高原东北缘六盘山—鄂尔多斯盆地的地壳速度结构特征[J]. 地质论评,60(5):1147–1157 Li Y K,Gao R,Mi S X,Yao Y T,Gao J W,Li W H,Xiong X S. 2014. The characteristics of crustal velocity structure for Liupan Mountain−Ordos Basin in the northeastern margin of Qinghai−Xizang (Tibet) Plateau[J]. Geological Review,60(5):1147–1157 (in Chinese)
刘永前,方小敏,宋春晖,李立立,程彧. 2009. 青藏高原东北缘六盘山地区新生代构造旋转及其意义[J]. 大地构造与成矿学,33(2):189–198 Liu Y Q,Fang X M,Song C H,Li L L,Cheng Y. 2009. Cenozoic tectonic rotation of the Liupanshan region in the northeastern Tibetan Plateau and its implications[J]. Geotectonica et Metallogenia,33(2):189–198 (in Chinese)
裴顺平. 2017. 青藏高原东北缘上地壳Pg波速度和各向异性联合成像及其动力学意义[R]. 北京: 中国地球科学联合学术年会2017: 366. Pei S P. 2017. Join Imaging of Pg Velocity and Anisotropy of Upper Crust Beneath the Northeast Margin of Tibetan Plateau and its Dynamics Implications[R]. Beijing: Annual Meeting of Chinese Geoscience Union (CGU) 2017: 366 （in Chinese）.
王敏,沈正康,牛之俊,张祖胜,孙汉荣,甘卫军,王琪,任群. 2003. 现今中国大陆地壳运动与活动块体模型[J]. 中国科学:D辑,33(增刊1):21–32 Wang M,Shen Z K,Niu Z J,Zhang Z S,Sun H R,Gan W J,Wang Q,Ren Q. 2003. Contemporary crustal deformation of the Chinese continent and tectonic block model[J]. Science in China:Series D,46(S2):25–40
王帅军,刘保金,嘉世旭,邓晓果,宋向辉,李怡青. 2017. 利用人工地震测深剖面研究银川盆地及两侧区域的S波速度结构[J]. 地球物理学进展,32(5):1936–1943 doi: 10.6038/pg20170510 Wang S J,Liu B J,Jia S X,Deng X G,Song X H,Li Y Q. 2017. Study on S-wave velocity structure difference of Yinchuan basin and blocks on both sides using artificial seismic sounding profiles[J]. Progress in Geophysics,32(5):1936–1943 (in Chinese) doi: 10.6038/pg20170510
王兴臣,丁志峰,武岩,朱露培. 2017. 中国南北地震带北段及其周缘地壳厚度与泊松比研究[J]. 地球物理学报,60(6):2080–2090 Wang X C,Ding Z F,Wu Y,Zhu L P. 2017. Crustal thickness and Poisson’s ratios beneath the northern section of the north-south seismic belt and surrounding areas in China[J]. Chinese Journal of Geophysics,60(6):2080–2090 (in Chinese)
王绪本,罗威,张刚,蔡学林,覃庆炎,罗皓中. 2013. 扇形边界条件下的龙门山壳幔电性结构特征[J]. 地球物理学报,56(8):2718–2727 doi: 10.6038/cjg20130820 Wang X B,Luo W,Zhang G,Cai X L,Qin Q Y,Luo H Z. 2013. Electrical resistivity structure of Longmenshan crust-mantle under sector boundary[J]. Chinese Journal of Geophysics,56(8):2718–2727 (in Chinese) doi: 10.6038/cjg20130820（inChinese）
喻学惠,赵志丹,莫宣学,周肃,朱德勤,王永磊. 2005. 甘肃西秦岭新生代钾霞橄黄长岩的40Ar/39Ar同位素定年及其地质意义[J]. 科学通报,50(23):2638–2643 Yu X H,Zhao Z D,Mo X X,Zhou S,Zhu D Q,Wang Y L. 2006. 40Ar/39Ar dating for Cenozoic kamafugite from western Qinling in Gansu Province[J]. Chinese Science Bulletin,51(13):1621–1627
詹艳,赵国泽,王立凤,王继军,陈小斌,赵凌强,肖骑彬. 2014. 西秦岭与南北地震构造带交汇区深部电性结构特征[J]. 地球物理学报,57(8):2594–2607 doi: 10.6038/cjg20140819 Zhan Y,Zhao G Z,Wang L F,Wang J J,Chen X B,Zhao L Q,Xiao Q B. 2014. Deep electric structure beneath the intersection area of west Qinling orogenic zone with North-South seismic tectonic zone in China[J]. Chinese Journal of Geophysics,57(8):2594–2607 (in Chinese) doi: 10.6038/cjg20140819（inChinese）
詹艳,杨皓,赵国泽,赵凌强,孙翔宇. 2017. 青藏高原东北缘海原构造带马东山阶区深部电性结构特征及其构造意义[J]. 地球物理学报,60(6):2371–2384 doi: 10.6038/cjg20170627 Zhan Y,Yang H,Zhao G Z,Zhao L Q,Sun X Y. 2017. Deep electrical structure of crust beneath the Madongshan step area at the Haiyuan fault in the northeastern margin of the Tibetan Plateau and tectonic implications[J]. Chinese Journal of Geophysics,60(6):2371–2384 (in Chinese) doi: 10.6038/cjg20170627（inChinese）
张乐天,金胜,魏文博,叶高峰,段书新,董浩,张帆,谢成良. 2012. 青藏高原东缘及四川盆地的壳幔导电性结构研究[J]. 地球物理学报,55(12):4126–4137 doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.12.025 Zhang L T,Jin S,Wei W B,Ye G F,Duan S X,Dong H,Zhang F,Xie C L. 2012. Electrical structure of crust and upper mantle beneath the eastern margin of the Tibetan Plateau and the Sichuan basin[J]. Chinese Journal of Geophysics,55(12):4126–4137 (in Chinese) doi: 10.6038/j.issn.0001-5733.2012.12.025（inChinese）
张培震,邓起东,张国民,马瑾,甘卫军,闵伟,毛凤英,王琪. 2003. 中国大陆的强震活动与活动地块[J]. 中国科学:D辑,33(增刊1):12–20 Zhang P Z,Deng Q D,Zhang G M,Ma J,Gan W J,Min W,Mao F Y,Wang Q. 2003. Active tectonic blocks and strong earthquakes in the continent of China[J]. Science in China:Series D,46(S2):13–24
赵盼盼,陈九辉,刘启元,郭飚,李顺成,李昱. 2015. 龙门山断裂带中上地壳速度结构的短周期环境噪声成像[J]. 地球物理学报,58(11):4018–4030 doi: 10.6038/cjg20151111 Zhao P P,Chen J H,Liu Q Y,Guo B,Li S C,Li Y. 2015. Fine structure of middle and upper crust of the Longmenshan fault zone from short period seismic ambient noise[J]. Chinese Journal of Geophysics,58(11):4018–4030 (in Chinese) doi: 10.6038/cjg20151111（inChinese）
Bao X W,Song X D,Xu M J,Wang L S,Sun X X,Mi N,Yu D Y,Li H. 2013. Crust and upper mantle structure of the North China Craton and the NE Tibetan Plateau and its tectonic implications[J]. Earth Planet Sci Lett,369/370:129–137
Cheng B,Zhao D P,Cheng S Y,Ding Z T,Zhang G W. 2016. Seismic tomography and anisotropy of the Helan-Liupan tectonic belt:Insight into lower crustal flow and seismotectonics[J]. J Geophys Res,121(4):2608–2635
Clark M K,Royden L H. 2000. Topographic ooze:Building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow[J]. Geology,28(8):703–706
Dayem K E,Molnar P,Clark M K,Houseman G A. 2009. Far-field lithospheric deformation in Tibet during continental collision[J]. Tectonics,28(6):TC6005 doi: 10.1029/2008TC002344
Ding Z T,Cheng B,Dong Y P,Zhao D P. 2017. Seismic imaging of the crust and uppermost mantle beneath the Qilian orogenic belt and its geodynamic implications[J]. Tectonophysics,705:63–79
Gan W, Zhang P, Shen Z K, Niu Z, Wang M, Wan Y, Zhou D, Cheng J. 2007. Present-day crustal motion within the Tibetan Plateau inferred from GPS measurements[J]. J Geophys Res,112:B08416
Hickman S,Sibson R H,Bruhn R. 1995. Introduction to special section:Mechanical involvement of fluids in faulting[J]. J Geophys Res,100(B7):12831–12840
Huang Z C,Zhao D P,Wang L S. 2011. Stress field in the 2008 Iwate-Miyagi earthquake (M7.2) area[J]. Geochem Geophys Geosyst,12(6):Q06006 doi: 10.1029/2011GC003626
Jiang C X,Yang Y J,Zheng Y. 2014. Penetration of mid-crustal low velocity zone across the Kunlun fault in the NE Tibetan Pla-teau revealed by ambient noise tomography[J]. Earth Planet Sci Lett,406:81–92
Lei J S,Zhao D P. 2009. Structural heterogeneity of the Longmenshan fault zone and the mechanism of the 2008 Wenchuan earthquake (MS8.0)[J]. Geochem Geophys Geosyst,10(10):Q10010 doi: 10.1029/2009GC002590
Li H Y,Shen Y,Huang Z X,Li X F,Gong M,Shi D N,Sandvol E,Li A B. 2014a. The distribution of the mid-to-lower crustal low-velocity zone beneath the northeastern Tibetan Plateau revealed from ambient noise tomography[J]. J Geophys Res,119(3):1954–1970 doi: 10.1002/2013JB010374
Li Y H,Gao M T,Wu Q J. 2014b. Crustal thickness map of the Chinese mainland from teleseismic receiver functions[J]. Tectonophysics,611:51–60
Li Y H,Pan J T,Wu Q J,Ding Z F. 2017a. Lithospheric structure beneath the northeastern Tibetan Plateau and the western Sino-Korea craton revealed by Rayleigh wave tomography[J]. Geophys J Int,210(2):570–584 doi: 10.1093/gji/ggx181
Li Y H,Wang X C,Zhang R Q,Wu Q J,Ding Z F. 2017b. Crustal structure across the NE Tibetan Plateau and Ordos block from the joint inversion of receiver functions and Rayleigh-wave dispersions[J]. Tectonophysics,705:33–41
Liu Q Y,van der Hilst R D,Li Y,Yao H J,Chen J H,Guo B,Qi S H,Wang J,Huang H,Li S C. 2014. Eastward expansion of the Tibetan Plateau by crustal flow and strain partitioning across faults[J]. Nat Geosci,7(5):361–365
Lu H J,Xiong S F. 2009. Magnetostratigraphy of the Dahonggou section,northern Qaidam basin and its bearing on Cenozoic tecto-nic evolution of the Qilianshan and Altyn Tagh fault[J].Earth Planet Sci Lett,288(3/4):539–550
Mulch A,Chamberlain C P. 2006. The rise and growth of Tibet[J]. Nature,439(7077):670–671
Paige C C,Saunders M A. 1982. LSQR:An algorithm for sparse linear equations and sparse least squares[J]. ACM Trans Math Softw,8(1):43–71
Pan S Z,Niu F L. 2011. Large contrasts in crustal structure and composition between the Ordos Plateau and the NE Tibetan Plateau from receiver function analysis[J]. Earth Planet Sci Lett,303(3/4):291–298
Royden L H,Burchfiel B C,King R W,Wang E,Chen Z L,Shen F,Liu Y P. 1997. Surface deformation and lower crustal flow in eastern Tibet[J]. Science,276(5313):788–790
Shen X Z,Yuan X H,Ren J S. 2015. Anisotropic low-velocity lower crust beneath the northeastern margin of Tibetan Plateau:Evi-dence for crustal channel flow[J]. Geochem Geophys Geosyst,16(12):4223–4236 doi: 10.1002/2015GC005952
Sibson R H. 1992. Implications of fault-valve behaviour for rupture nucleation and recurrence[J]. Tectonophysics,211(1/4):283–293
Tapponnier P,Xu Z Q,Roger F,Meyer B,Arnaud N,Wittlinger G,Yang J S. 2001. Oblique stepwise rise and growth of the Tibet Plateau[J]. Science,294(5547):1671–1677
Wang W L,Wu J P,Fang L H,Lai G J,Cai Y. 2017a. Sedimentary and crustal thicknesses and Poisson's ratios for the NE Tibetan Plateau and its adjacent regions based on dense seismic arrays[J]. Earth Planet Sci Lett,462:76–85
Wang X B,Zhang G,Fang H,Luo W,Zhang W,Zhong Q,Cai X L,Luo H Z. 2014. Crust and upper mantle resistivity structure at middle section of Longmenshan,eastern Tibetan Plateau[J]. Tectonophysics,619/620:143–148
Wang X C,Li Y H,Ding Z F,Zhu L P,Wang C Y,Bao X W,Wu Y. 2017b. Three dimensional lithospheric S wave velocity mo-del of the NE Tibetan Plateau and western North China Craton[J]. J Geophys Res,122(8):6703–6720 doi: 10.1002/2017JB014203
Wang Z,Zhao D,Wang J. 2010. Deep structure and seismogenesis of the north-south seismic zone in southwest China[J]. J Geophys Res,115:B12334 doi: 10.1029/2010JB007797
Wu Z B,Xu T,Badal J,Yao H J,Wu C L,Zhang Z J,Teng J W. 2017. Crustal shear-wave velocity structure of northeastern Tibet revealed by ambient seismic noise and receiver functions[J]. Gondwana Res,41:400–410
Wu Z B,Xu T,Liang C T,Wu C L,Liu Z Q. 2018. Crustal shear wave velocity structure in the northeastern Tibet based on the Neighbourhood algorithm inversion of receiver functions[J]. Geophys J Int,212(3):1920–1931
Yang Y J,Ritzwoller M H,Zheng Y,Shen W S,Levshin A L,Xie Z J. 2012. A synoptic view of the distribution and connecti-vity of the mid-crustal low velocity zone beneath Tibet[J]. J Geophys Res,117(B4):B04303 doi: 10.1029/2011JB008810
Ye Z,Gao R,Li Q S,Zhang H S,Shen X Z,Liu X Z,Gong C. 2015. Seismic evidence for the North China plate underthrus-ting beneath northeastern Tibet and its implications for plateau growth[J]. Earth Planet Sci Lett,426:109–117
Yin A,Harrison T M. 2000. Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen[J]. Annu Rev Earth Planet Sci,28(1):211–280
Zhang P Z,Shen Z K,Wang M,Gan W J,Bürgmann R,Molnar P,Wang Q,Niu Z J,Sun J Z,Wu J C,Sun H R,You X Z. 2004. Continuous deformation of the Tibetan Plateau from global positioning system data[J]. Geology,32(9):809–812
Zhang Q,Sandvol E,Ni J,Yang Y J,Chen Y J. 2011. Rayleigh wave tomography of the northeastern margin of the Tibetan Pla-teau[J]. Earth Planet Sci Lett,304(1/2):103–112
Zhao D P,Hasegawa A,Horiuchi S. 1992. Tomographic imaging of P and S wave velocity structure beneath northeastern Japan[J]. J Geophys Res,97(B13):19909–19928
Zhao D P,Hasegawa A,Kanamori H. 1994. Deep structure of Japan subduction zone as derived from local,regional,and teleseismic events[J]. J Geophys Res,99(B11):22313–22329
Zhao D P. 2015. Multiscale Seismic Tomography[M]. New York: Springer: 304.
Zhao L F,Xie X B,He J K,Tian X B,Yao Z X. 2013. Crustal flow pattern beneath the Tibetan Plateau constrained by regional Lg-wave Q tomography[J]. Earth Planet Sci Lett,383:113–122
Zheng D,Li H Y,Shen Y,Tan J,Ouyang L B,Li X F. 2016. Crustal and upper mantle structure beneath the northeastern Tibetan Plateau from joint analysis of receiver functions and Rayleigh wave dispersions[J]. Geophys J Int,204(1):583–590
下载:
计量
- 文章访问数: 1856
- HTML全文浏览量: 1139
- PDF下载量: 154
