基于被動(dòng)源地震探測(cè)的青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣殼幔結(jié)構(gòu)解析一、引言1.1研究背景與意義青藏高原，作為地球上最年輕且海拔最高的高原，其形成和演化過程一直是地球科學(xué)領(lǐng)域研究的熱點(diǎn)和難點(diǎn)問題。它是印度板塊與歐亞板塊在新生代持續(xù)碰撞擠壓的產(chǎn)物，這場(chǎng)板塊間的劇烈碰撞深刻地改變了亞洲大陸的地質(zhì)構(gòu)造格局，塑造了如今青藏高原雄偉壯觀的地形地貌。在碰撞過程中，印度板塊持續(xù)向北推移，受到歐亞板塊的強(qiáng)大阻擋，巨大的應(yīng)力促使青藏高原發(fā)生強(qiáng)烈隆升，平均海拔超過4000米，成為“世界屋脊”。同時(shí)，高原物質(zhì)在水平方向上也發(fā)生了顯著的運(yùn)動(dòng)，呈現(xiàn)出向東和南東方向的擠出運(yùn)動(dòng)態(tài)勢(shì)。青藏高原東緣作為高原向低海拔地區(qū)過渡的關(guān)鍵地帶，是高原物質(zhì)向東擠出的重要通道，其地質(zhì)構(gòu)造活動(dòng)極為復(fù)雜且活躍。該區(qū)域受到來自印度板塊碰撞作用力的持續(xù)影響，同時(shí)還受到揚(yáng)子地臺(tái)的阻擋作用，板塊間的相互作用在這里表現(xiàn)得淋漓盡致。復(fù)雜的地質(zhì)構(gòu)造背景使得青藏高原東緣成為多種構(gòu)造體系的匯聚區(qū)域，發(fā)育了一系列規(guī)模宏大的斷裂帶，如龍門山斷裂帶、鮮水河斷裂帶、安寧河斷裂帶和則木河斷裂帶等。這些斷裂帶的活動(dòng)不僅控制著區(qū)域內(nèi)的地震活動(dòng)，還對(duì)地殼結(jié)構(gòu)和上地幔物質(zhì)的分布產(chǎn)生了深遠(yuǎn)影響。揚(yáng)子地臺(tái)西緣緊鄰青藏高原東緣，是穩(wěn)定的揚(yáng)子地塊與活動(dòng)的青藏高原之間的過渡區(qū)域。揚(yáng)子地臺(tái)在漫長的地質(zhì)歷史時(shí)期中，經(jīng)歷了多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的改造，但整體保持了相對(duì)穩(wěn)定的克拉通構(gòu)造特征。然而，在其西緣與青藏高原東緣接壤的地帶，由于受到青藏高原隆升和物質(zhì)擠出的遠(yuǎn)程效應(yīng)影響，地質(zhì)構(gòu)造也發(fā)生了明顯的變化。這種變化主要體現(xiàn)在地殼厚度、巖石圈結(jié)構(gòu)以及深部物質(zhì)組成等方面，使得揚(yáng)子地臺(tái)西緣成為研究克拉通邊緣響應(yīng)構(gòu)造活動(dòng)的理想?yún)^(qū)域。青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的相互作用對(duì)整個(gè)中國西南地區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造、地震活動(dòng)、地貌演化以及資源分布都產(chǎn)生了至關(guān)重要的影響。從地質(zhì)構(gòu)造角度來看，兩者的相互作用導(dǎo)致了復(fù)雜的構(gòu)造變形，形成了一系列褶皺、逆沖斷層和走滑斷層，這些構(gòu)造形跡記錄了板塊間相互作用的歷史和過程。在地震活動(dòng)方面，該區(qū)域是中國地震活動(dòng)最為頻繁和強(qiáng)烈的地區(qū)之一，龍門山斷裂帶發(fā)生的汶川8.0級(jí)特大地震以及蘆山7.0級(jí)地震等，都給當(dāng)?shù)厝嗣裆?cái)產(chǎn)帶來了巨大損失。深入研究該區(qū)域的地殼上地幔結(jié)構(gòu)，對(duì)于理解地震的孕育和發(fā)生機(jī)制，提高地震預(yù)測(cè)和防災(zāi)減災(zāi)能力具有重要意義。在地貌演化方面，青藏高原東緣的隆升和物質(zhì)擠出與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的相對(duì)穩(wěn)定形成鮮明對(duì)比，兩者的相互作用塑造了獨(dú)特的地形地貌，如高聳的山脈、深切的河谷以及復(fù)雜的水系網(wǎng)絡(luò)。這種地貌格局不僅影響了區(qū)域內(nèi)的氣候、水文和生態(tài)環(huán)境，還對(duì)人類的生產(chǎn)生活產(chǎn)生了深遠(yuǎn)影響。此外，該區(qū)域豐富的礦產(chǎn)資源分布也與深部地殼上地幔結(jié)構(gòu)密切相關(guān)，研究兩者的關(guān)系有助于揭示礦產(chǎn)資源的形成和富集規(guī)律，為資源勘探和開發(fā)提供科學(xué)依據(jù)。被動(dòng)源地震探測(cè)方法作為地球物理學(xué)領(lǐng)域研究深部結(jié)構(gòu)的重要手段之一，具有獨(dú)特的優(yōu)勢(shì)和價(jià)值。它利用天然地震作為震源，通過在地面布置密集的地震臺(tái)站，接收和記錄地震波在地球內(nèi)部傳播過程中攜帶的信息，進(jìn)而反演地下介質(zhì)的結(jié)構(gòu)和物性參數(shù)。與主動(dòng)源地震探測(cè)方法相比，被動(dòng)源地震探測(cè)方法具有以下優(yōu)點(diǎn)：一是可以利用全球范圍內(nèi)的天然地震事件，無需人工激發(fā)震源，成本較低且不受時(shí)間和空間限制；二是天然地震波的頻率范圍較寬，能夠提供更豐富的地下結(jié)構(gòu)信息，尤其是對(duì)于深部地殼和上地幔結(jié)構(gòu)的探測(cè)具有明顯優(yōu)勢(shì)；三是被動(dòng)源地震探測(cè)可以在較大范圍內(nèi)進(jìn)行觀測(cè)，能夠獲取區(qū)域尺度的地下結(jié)構(gòu)信息，有助于研究區(qū)域構(gòu)造的整體特征和演化規(guī)律。在研究青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼上地幔結(jié)構(gòu)方面，被動(dòng)源地震探測(cè)方法可以發(fā)揮重要作用。通過對(duì)該區(qū)域內(nèi)大量天然地震事件的記錄和分析，可以獲得高分辨率的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)、泊松比分布以及深部構(gòu)造界面的形態(tài)和深度等信息。這些信息對(duì)于揭示青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的深部構(gòu)造特征、板塊相互作用過程以及地震活動(dòng)機(jī)制等具有關(guān)鍵作用。例如，利用接收函數(shù)方法可以精確測(cè)定莫霍界面的深度和形態(tài)，研究地殼厚度的變化規(guī)律；通過面波層析成像技術(shù)可以獲取地殼和上地幔的三維速度結(jié)構(gòu)，分析深部物質(zhì)的分布和流動(dòng)特征；而對(duì)地震波走時(shí)和波形的聯(lián)合反演則可以進(jìn)一步提高反演結(jié)果的精度和可靠性，為深入理解該區(qū)域的地質(zhì)構(gòu)造演化提供更堅(jiān)實(shí)的基礎(chǔ)。1.2研究現(xiàn)狀在國際上，針對(duì)板塊碰撞帶和復(fù)雜構(gòu)造區(qū)域的被動(dòng)源地震探測(cè)研究開展得較為廣泛。例如，在阿爾卑斯造山帶，研究人員通過密集的地震臺(tái)陣觀測(cè)，利用接收函數(shù)和面波層析成像等方法，詳細(xì)研究了地殼上地幔的速度結(jié)構(gòu)和深部構(gòu)造特征，揭示了該區(qū)域由于非洲板塊與歐亞板塊碰撞導(dǎo)致的復(fù)雜構(gòu)造變形和深部物質(zhì)運(yùn)移情況。在安第斯山脈，通過長期的被動(dòng)源地震監(jiān)測(cè)，獲取了高精度的地殼上地幔結(jié)構(gòu)模型，對(duì)俯沖帶的深部結(jié)構(gòu)和地震活動(dòng)機(jī)制有了更深入的認(rèn)識(shí)，發(fā)現(xiàn)俯沖板塊的形態(tài)和深部物質(zhì)的相互作用對(duì)該區(qū)域的地震活動(dòng)和火山噴發(fā)具有重要影響。在國內(nèi)，青藏高原作為地球科學(xué)研究的熱點(diǎn)區(qū)域，受到了眾多學(xué)者的關(guān)注，利用被動(dòng)源地震探測(cè)方法對(duì)青藏高原及其周邊地區(qū)的研究也取得了豐碩的成果。在青藏高原東北緣，科研團(tuán)隊(duì)通過布設(shè)流動(dòng)地震臺(tái)站，采用接收函數(shù)和體波層析成像技術(shù)，研究了該區(qū)域的地殼上地幔結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)地殼厚度存在明顯的橫向變化，且上地幔頂部存在低速異常區(qū)，這與區(qū)域內(nèi)的構(gòu)造活動(dòng)和深部物質(zhì)流動(dòng)密切相關(guān)。在青藏高原南部，利用寬頻帶地震臺(tái)陣數(shù)據(jù)，通過面波頻散分析和反演，獲得了高分辨率的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)，揭示了印度板塊向北俯沖過程中對(duì)青藏高原南部地殼結(jié)構(gòu)的改造和深部物質(zhì)的響應(yīng)。針對(duì)青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣這一特定區(qū)域，前人也進(jìn)行了大量的被動(dòng)源地震探測(cè)研究工作。一些學(xué)者利用接收函數(shù)方法，對(duì)該區(qū)域的地殼厚度和泊松比進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)青藏高原東緣地殼厚度明顯大于揚(yáng)子地臺(tái)西緣，且在兩者的過渡地帶，地殼厚度和泊松比存在顯著的橫向變化，反映了不同構(gòu)造單元之間的深部結(jié)構(gòu)差異和相互作用。通過面波層析成像技術(shù)，研究人員獲取了該區(qū)域地殼和上地幔的三維速度結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)青藏高原東緣中下地殼存在低速層，可能與地殼物質(zhì)的部分熔融和塑性流動(dòng)有關(guān)；而揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼速度相對(duì)較高，結(jié)構(gòu)較為穩(wěn)定，顯示出克拉通地塊的特征。然而，目前對(duì)于青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼上地幔結(jié)構(gòu)的研究仍存在一些不足之處。在數(shù)據(jù)方面，雖然已經(jīng)積累了一定數(shù)量的地震觀測(cè)數(shù)據(jù)，但在一些地形復(fù)雜、交通不便的區(qū)域，地震臺(tái)站的分布仍然相對(duì)稀疏，導(dǎo)致數(shù)據(jù)覆蓋范圍有限，這在一定程度上影響了反演結(jié)果的分辨率和可靠性。不同研究采用的數(shù)據(jù)來源和處理方法存在差異，使得研究結(jié)果之間難以進(jìn)行直接對(duì)比和綜合分析，不利于對(duì)該區(qū)域深部結(jié)構(gòu)形成全面、統(tǒng)一的認(rèn)識(shí)。在研究方法上，現(xiàn)有的被動(dòng)源地震探測(cè)方法在反演深部結(jié)構(gòu)時(shí)，往往存在多解性問題。例如，接收函數(shù)反演中，由于對(duì)地殼速度模型的先驗(yàn)假設(shè)不同，可能會(huì)得到不同的地殼厚度和波速比結(jié)果；面波層析成像中，對(duì)地震波傳播路徑和速度模型的簡(jiǎn)化處理，也會(huì)導(dǎo)致反演結(jié)果存在一定的不確定性。多種方法的聯(lián)合應(yīng)用還不夠充分，未能充分發(fā)揮不同方法的優(yōu)勢(shì)，進(jìn)一步提高對(duì)深部結(jié)構(gòu)的探測(cè)精度。在對(duì)深部結(jié)構(gòu)的動(dòng)力學(xué)解釋方面，雖然已經(jīng)提出了一些關(guān)于青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣相互作用的動(dòng)力學(xué)模型，但這些模型大多基于有限的觀測(cè)數(shù)據(jù)和理論假設(shè)，缺乏足夠的深部結(jié)構(gòu)約束。對(duì)于地殼上地幔結(jié)構(gòu)與地震活動(dòng)、構(gòu)造演化之間的內(nèi)在聯(lián)系，尚未形成清晰、完整的認(rèn)識(shí)，需要進(jìn)一步深入研究。1.3研究目標(biāo)與內(nèi)容本研究旨在利用被動(dòng)源地震探測(cè)方法，對(duì)青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼上地幔結(jié)構(gòu)展開深入研究，揭示該區(qū)域深部結(jié)構(gòu)特征及其動(dòng)力學(xué)演化機(jī)制，為理解板塊相互作用、地震活動(dòng)以及區(qū)域地質(zhì)演化提供關(guān)鍵的地球物理依據(jù)。具體研究內(nèi)容包括：地震數(shù)據(jù)采集與處理：收集研究區(qū)域內(nèi)現(xiàn)有的地震臺(tái)站數(shù)據(jù)，包括中國地震局地震臺(tái)網(wǎng)、區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)以及過往科學(xué)考察項(xiàng)目所積累的數(shù)據(jù)。同時(shí)，在重點(diǎn)研究區(qū)域部署流動(dòng)地震臺(tái)站，加密觀測(cè)，以獲取更全面、更密集的地震波傳播信息。對(duì)采集到的地震數(shù)據(jù)進(jìn)行預(yù)處理，包括去噪、濾波、儀器響應(yīng)校正等操作，以提高數(shù)據(jù)質(zhì)量，為后續(xù)的分析和反演奠定基礎(chǔ)。通過地震定位技術(shù)，精確確定地震事件的震源位置和發(fā)震時(shí)刻，為地震波傳播路徑分析提供準(zhǔn)確的震源參數(shù)。地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)研究：運(yùn)用接收函數(shù)方法，利用遠(yuǎn)震事件產(chǎn)生的地震波，通過對(duì)地震波在地球內(nèi)部傳播過程中產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波進(jìn)行分析，提取地殼和上地幔頂部的速度結(jié)構(gòu)信息，精確測(cè)定莫霍界面的深度和形態(tài)，研究地殼厚度在青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的變化規(guī)律，分析不同構(gòu)造單元之間地殼厚度的差異及其與地質(zhì)構(gòu)造的關(guān)系?；诿娌▽游龀上窦夹g(shù)，對(duì)區(qū)域內(nèi)的面波數(shù)據(jù)進(jìn)行處理和分析，反演地殼和上地幔的三維速度結(jié)構(gòu)。通過構(gòu)建高分辨率的三維速度模型，揭示深部物質(zhì)的速度分布特征，分析低速異常區(qū)和高速異常區(qū)的分布范圍和深度，探討深部物質(zhì)的流動(dòng)和變形情況。泊松比分布特征研究：結(jié)合接收函數(shù)和體波走時(shí)數(shù)據(jù)，聯(lián)合反演研究區(qū)域的泊松比分布。泊松比是反映巖石物理性質(zhì)的重要參數(shù)，不同巖石類型具有不同的泊松比，通過分析泊松比的分布特征，可以推斷地下巖石的成分和物質(zhì)狀態(tài)。研究青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣泊松比的橫向和縱向變化，確定不同構(gòu)造單元內(nèi)泊松比的取值范圍，分析泊松比與地殼厚度、速度結(jié)構(gòu)之間的相關(guān)性，探討深部物質(zhì)組成和變形機(jī)制。深部構(gòu)造界面與斷裂帶研究：利用地震波的反射和折射特征，識(shí)別研究區(qū)域內(nèi)的深部構(gòu)造界面，如莫霍界面、康拉德界面等，研究這些構(gòu)造界面的起伏變化和形態(tài)特征，分析其與地表地質(zhì)構(gòu)造的對(duì)應(yīng)關(guān)系，探討深部構(gòu)造界面在區(qū)域構(gòu)造演化中的作用。通過對(duì)地震波場(chǎng)的分析，研究主要斷裂帶在深部的延伸情況和構(gòu)造特征，確定斷裂帶的深部幾何形態(tài)、傾角以及斷層面兩側(cè)的速度差異，分析斷裂帶對(duì)地震波傳播的影響，探討斷裂帶的活動(dòng)性與深部結(jié)構(gòu)的關(guān)系。地殼上地幔結(jié)構(gòu)與動(dòng)力學(xué)演化關(guān)系研究：綜合地震探測(cè)得到的地殼上地幔結(jié)構(gòu)信息，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料、地球化學(xué)數(shù)據(jù)以及板塊運(yùn)動(dòng)學(xué)模型，建立青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的深部動(dòng)力學(xué)演化模型。分析印度板塊與歐亞板塊碰撞對(duì)該區(qū)域深部結(jié)構(gòu)的影響機(jī)制，探討青藏高原物質(zhì)東向擠出過程中與揚(yáng)子地臺(tái)相互作用的深部動(dòng)力學(xué)過程，解釋地殼增厚、巖石圈變形以及地震活動(dòng)的深部動(dòng)力學(xué)背景。研究地殼上地幔結(jié)構(gòu)與地震活動(dòng)的內(nèi)在聯(lián)系，分析地震活動(dòng)與深部速度異常、泊松比變化以及斷裂帶分布的相關(guān)性，探討地震的孕育和發(fā)生機(jī)制，為地震預(yù)測(cè)和防災(zāi)減災(zāi)提供深部結(jié)構(gòu)約束。1.4研究方法與技術(shù)路線本研究采用多種被動(dòng)源地震探測(cè)技術(shù)，綜合分析地震波傳播信息，以獲取青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼上地幔結(jié)構(gòu)的詳細(xì)信息。主要研究方法包括：接收函數(shù)法：接收函數(shù)是利用遠(yuǎn)震P波在地球內(nèi)部傳播時(shí)，在不同介質(zhì)界面上產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波（如P-to-S轉(zhuǎn)換波）來研究地殼和上地幔結(jié)構(gòu)的一種有效方法。通過對(duì)地震臺(tái)站記錄的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)進(jìn)行處理，去除直達(dá)P波和其他干擾震相，提取出轉(zhuǎn)換波信息，進(jìn)而反演得到地殼厚度、波速比以及深部界面的深度等參數(shù)。具體步驟如下：首先對(duì)原始地震數(shù)據(jù)進(jìn)行預(yù)處理，包括去噪、濾波、儀器響應(yīng)校正等操作，以提高數(shù)據(jù)質(zhì)量；然后采用時(shí)間域或頻率域的反褶積方法，計(jì)算接收函數(shù)，將地震波信號(hào)轉(zhuǎn)換為反映地下介質(zhì)結(jié)構(gòu)的響應(yīng)函數(shù)；通過H-κ掃描等方法，搜索最佳的地殼厚度（H）和波速比（κ）組合，確定莫霍界面的深度和地殼的平均波速比；對(duì)多個(gè)臺(tái)站的接收函數(shù)進(jìn)行共轉(zhuǎn)換點(diǎn)（CCP）偏移疊加成像，提高反演結(jié)果的橫向分辨率，獲得地殼上地幔結(jié)構(gòu)的二維或三維圖像。面波層析成像技術(shù)：面波是地震波在地球表面?zhèn)鞑サ囊环N波型，包括瑞利波和勒夫波。面波的傳播速度與地球內(nèi)部介質(zhì)的彈性性質(zhì)密切相關(guān)，通過分析面波的頻散特性，可以反演得到地殼和上地幔的速度結(jié)構(gòu)。在本研究中，利用區(qū)域內(nèi)多個(gè)地震臺(tái)站記錄的面波數(shù)據(jù)，提取不同周期面波的相速度或群速度信息；基于地震波傳播理論，建立面波速度與地下介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)之間的關(guān)系模型；采用層析成像算法，對(duì)大量面波速度數(shù)據(jù)進(jìn)行反演，構(gòu)建地殼和上地幔的三維速度模型，揭示深部物質(zhì)的速度分布特征。體波走時(shí)反演：體波包括P波和S波，它們?cè)诘厍騼?nèi)部傳播時(shí)，其走時(shí)受到地下介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)的影響。通過對(duì)區(qū)域內(nèi)地震事件的體波走時(shí)數(shù)據(jù)進(jìn)行分析和反演，可以獲取地下介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)信息。收集研究區(qū)域內(nèi)地震臺(tái)站記錄的地震事件的P波和S波走時(shí)數(shù)據(jù)，結(jié)合地震定位結(jié)果，確定地震波的傳播路徑；建立初始的地下速度模型，采用線性或非線性反演算法，不斷調(diào)整速度模型參數(shù)，使計(jì)算得到的體波走時(shí)與實(shí)際觀測(cè)走時(shí)的差異最小化，從而得到優(yōu)化后的地下速度結(jié)構(gòu)模型。多種方法聯(lián)合反演：為了提高反演結(jié)果的精度和可靠性，充分發(fā)揮不同方法的優(yōu)勢(shì)，本研究將接收函數(shù)法、面波層析成像技術(shù)和體波走時(shí)反演等方法進(jìn)行聯(lián)合應(yīng)用。例如，將接收函數(shù)得到的地殼厚度和波速比信息作為面波層析成像和體波走時(shí)反演的約束條件，或者將面波層析成像得到的速度結(jié)構(gòu)作為接收函數(shù)反演的初始模型，通過多次迭代和優(yōu)化，實(shí)現(xiàn)多種方法的相互約束和補(bǔ)充，得到更準(zhǔn)確的地殼上地幔結(jié)構(gòu)模型。本研究的技術(shù)路線如下：數(shù)據(jù)采集與整理：收集研究區(qū)域內(nèi)現(xiàn)有的地震臺(tái)站數(shù)據(jù)，包括中國地震局地震臺(tái)網(wǎng)、區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)以及過往科學(xué)考察項(xiàng)目所積累的數(shù)據(jù)。同時(shí)，在重點(diǎn)研究區(qū)域部署流動(dòng)地震臺(tái)站，加密觀測(cè)，擴(kuò)大數(shù)據(jù)覆蓋范圍。對(duì)收集到的數(shù)據(jù)進(jìn)行整理和歸檔，建立地震數(shù)據(jù)庫，方便后續(xù)的數(shù)據(jù)處理和分析。數(shù)據(jù)預(yù)處理：對(duì)地震數(shù)據(jù)進(jìn)行預(yù)處理，去除噪聲干擾，提高數(shù)據(jù)質(zhì)量。預(yù)處理步驟包括去噪處理，采用濾波、信號(hào)增強(qiáng)等技術(shù)，去除儀器噪聲、環(huán)境噪聲和人為干擾等；儀器響應(yīng)校正，根據(jù)地震儀器的響應(yīng)參數(shù)，將記錄的地震信號(hào)轉(zhuǎn)換為真實(shí)的地面運(yùn)動(dòng)；時(shí)間校正，對(duì)地震記錄的時(shí)間進(jìn)行精確校正，確保不同臺(tái)站之間的時(shí)間同步；數(shù)據(jù)格式轉(zhuǎn)換，將不同格式的地震數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)換為統(tǒng)一的標(biāo)準(zhǔn)格式，便于后續(xù)的數(shù)據(jù)處理和分析。地震波特征提?。横槍?duì)預(yù)處理后的地震數(shù)據(jù)，采用不同的方法提取地震波的特征信息。利用接收函數(shù)方法提取遠(yuǎn)震P波在地下介質(zhì)界面上產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波信息；通過面波分析技術(shù)，提取面波的頻散特性，包括相速度和群速度；從地震記錄中讀取體波的走時(shí)數(shù)據(jù)，為后續(xù)的反演提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。單一方法反演：分別運(yùn)用接收函數(shù)法、面波層析成像技術(shù)和體波走時(shí)反演等方法，對(duì)提取的地震波特征信息進(jìn)行反演，得到初步的地殼上地幔結(jié)構(gòu)模型。在接收函數(shù)反演中，確定地殼厚度、波速比和深部界面深度；面波層析成像反演得到地殼和上地幔的三維速度結(jié)構(gòu)；體波走時(shí)反演獲取地下介質(zhì)的速度分布。聯(lián)合反演與模型優(yōu)化：將單一方法反演得到的結(jié)果進(jìn)行綜合分析，采用聯(lián)合反演算法，實(shí)現(xiàn)多種方法的相互約束和融合。通過多次迭代和優(yōu)化，不斷調(diào)整模型參數(shù)，使聯(lián)合反演結(jié)果與多種地震波觀測(cè)數(shù)據(jù)達(dá)到最佳擬合，得到更精確、更可靠的地殼上地幔結(jié)構(gòu)模型。結(jié)果分析與解釋：對(duì)聯(lián)合反演得到的地殼上地幔結(jié)構(gòu)模型進(jìn)行深入分析，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料、地球化學(xué)數(shù)據(jù)以及板塊運(yùn)動(dòng)學(xué)模型，解釋深部結(jié)構(gòu)特征與地質(zhì)構(gòu)造、板塊相互作用、地震活動(dòng)之間的關(guān)系。探討青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼上地幔結(jié)構(gòu)的形成機(jī)制和演化過程，為區(qū)域地質(zhì)演化和地震動(dòng)力學(xué)研究提供科學(xué)依據(jù)。二、研究區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造背景2.1青藏高原東緣地質(zhì)構(gòu)造青藏高原東緣是一個(gè)地質(zhì)構(gòu)造極為復(fù)雜的區(qū)域，它見證了印度板塊與歐亞板塊持續(xù)碰撞擠壓的漫長過程，這一過程對(duì)其地質(zhì)構(gòu)造產(chǎn)生了深遠(yuǎn)且關(guān)鍵的影響。印度板塊以每年約5厘米的速度向北移動(dòng)并與歐亞板塊發(fā)生碰撞，這種強(qiáng)烈的碰撞導(dǎo)致了青藏高原的急劇隆升，平均海拔迅速攀升至4000米以上，成為舉世矚目的“世界屋脊”。在碰撞過程中，強(qiáng)大的擠壓力使得青藏高原東緣的地殼發(fā)生了顯著的變形和縮短，形成了一系列規(guī)模宏大、走向復(fù)雜的斷裂帶和褶皺構(gòu)造。龍門山斷裂帶作為青藏高原東緣最為著名且重要的斷裂帶之一，它由茂汶-汶川斷裂、北川-映秀斷裂和彭縣-灌縣斷裂等三條主干斷裂組成，呈北東-南西走向，綿延長度超過500公里，寬度在30-50公里之間。該斷裂帶是青藏高原與四川盆地的重要分界線，其兩側(cè)的地形地貌和地質(zhì)構(gòu)造存在顯著差異。在2008年5月12日，龍門山斷裂帶突發(fā)了震驚世界的汶川8.0級(jí)特大地震，此次地震釋放出的巨大能量對(duì)當(dāng)?shù)氐牡刭|(zhì)構(gòu)造和生態(tài)環(huán)境造成了毀滅性的破壞，大量山體崩塌、滑坡和泥石流等地質(zhì)災(zāi)害頻發(fā)，也使得人們對(duì)龍門山斷裂帶的活動(dòng)性和地震危險(xiǎn)性有了更為深刻的認(rèn)識(shí)。研究表明，龍門山斷裂帶在晚新生代以來經(jīng)歷了強(qiáng)烈的逆沖推覆運(yùn)動(dòng)，其垂直滑動(dòng)速率約為3-5毫米/年，水平滑動(dòng)速率約為1-3毫米/年，這種持續(xù)的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致了斷裂帶兩側(cè)地殼的強(qiáng)烈變形和應(yīng)力積累，為地震的孕育和發(fā)生創(chuàng)造了條件。鮮水河斷裂帶同樣是青藏高原東緣一條極具活動(dòng)性的斷裂帶，呈北西-南東走向，全長約350公里。它是一條左旋走滑斷裂帶，歷史上曾多次發(fā)生強(qiáng)烈地震，如1786年康定7.75級(jí)地震、1973年?duì)t霍7.6級(jí)地震等。這些地震不僅造成了巨大的人員傷亡和財(cái)產(chǎn)損失，也使得鮮水河斷裂帶成為地震學(xué)家和地質(zhì)學(xué)家關(guān)注的焦點(diǎn)。研究發(fā)現(xiàn)，鮮水河斷裂帶的左旋走滑速率約為5-10毫米/年，其活動(dòng)性與印度板塊向北推擠導(dǎo)致的青藏高原物質(zhì)向東擠出密切相關(guān)。在板塊碰撞產(chǎn)生的強(qiáng)大應(yīng)力作用下，青藏高原物質(zhì)沿鮮水河斷裂帶向東運(yùn)移，使得斷裂帶兩側(cè)的巖石發(fā)生強(qiáng)烈的剪切變形和破裂，從而引發(fā)地震。安寧河斷裂帶和則木河斷裂帶位于青藏高原東緣的南部地區(qū)，它們呈南北走向，與龍門山斷裂帶和鮮水河斷裂帶相互交織，共同構(gòu)成了該區(qū)域復(fù)雜的斷裂網(wǎng)絡(luò)。安寧河斷裂帶全長約250公里，是一條兼具逆沖和走滑性質(zhì)的斷裂帶，其垂直滑動(dòng)速率約為1-2毫米/年，水平滑動(dòng)速率約為2-4毫米/年。則木河斷裂帶全長約100公里，是一條左旋走滑斷裂帶，其左旋走滑速率約為3-6毫米/年。這兩條斷裂帶在歷史上也曾發(fā)生過多次中強(qiáng)地震，如1536年西昌7.5級(jí)地震等，對(duì)當(dāng)?shù)氐牡刭|(zhì)構(gòu)造和社會(huì)經(jīng)濟(jì)發(fā)展產(chǎn)生了重要影響。它們的活動(dòng)性同樣受到印度板塊與歐亞板塊碰撞的控制，是青藏高原物質(zhì)南東向擠出過程中的重要構(gòu)造邊界。除了這些主要斷裂帶外，青藏高原東緣還發(fā)育有眾多規(guī)模較小的斷裂和褶皺構(gòu)造，它們相互交織、相互作用，使得該區(qū)域的地質(zhì)構(gòu)造更加復(fù)雜多樣。在一些地區(qū)，由于斷裂的交錯(cuò)切割，形成了復(fù)雜的斷塊構(gòu)造，這些斷塊在構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的作用下發(fā)生相對(duì)位移，進(jìn)一步加劇了區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造的復(fù)雜性。褶皺構(gòu)造在青藏高原東緣也較為發(fā)育，它們的形態(tài)和規(guī)模各異，有的呈緊閉褶皺，有的呈開闊褶皺，褶皺的軸向也各不相同，反映了不同時(shí)期構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)的變化。這些褶皺構(gòu)造與斷裂帶相互配合，共同記錄了青藏高原東緣地質(zhì)構(gòu)造的演化歷史。在印度板塊與歐亞板塊碰撞的影響下，青藏高原東緣的地殼結(jié)構(gòu)也發(fā)生了顯著變化。通過地震探測(cè)等地球物理方法研究發(fā)現(xiàn)，該區(qū)域地殼厚度變化較大，從青藏高原內(nèi)部向邊緣逐漸變薄。在青藏高原東緣的一些地區(qū)，地殼厚度可達(dá)60-70公里，而在靠近四川盆地等地，地殼厚度則減薄至40公里左右。這種地殼厚度的急劇變化表明，在板塊碰撞過程中，青藏高原東緣地殼發(fā)生了強(qiáng)烈的縮短和增厚，深部物質(zhì)也發(fā)生了復(fù)雜的運(yùn)移和調(diào)整。同時(shí)，研究還發(fā)現(xiàn)，青藏高原東緣的地殼結(jié)構(gòu)存在明顯的橫向非均勻性，不同構(gòu)造單元之間的地殼物質(zhì)組成和物理性質(zhì)存在差異，這也進(jìn)一步反映了該區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造的復(fù)雜性。印度板塊與歐亞板塊的碰撞對(duì)青藏高原東緣的地質(zhì)構(gòu)造產(chǎn)生了多方面的深遠(yuǎn)影響，形成了復(fù)雜的斷裂帶和褶皺構(gòu)造體系，導(dǎo)致了地殼厚度和結(jié)構(gòu)的顯著變化。這些地質(zhì)構(gòu)造特征不僅控制了區(qū)域內(nèi)的地震活動(dòng)，也對(duì)地貌演化、資源分布等方面產(chǎn)生了重要影響，為深入研究青藏高原的形成演化和地球動(dòng)力學(xué)過程提供了關(guān)鍵線索。2.2揚(yáng)子地臺(tái)西緣地質(zhì)構(gòu)造揚(yáng)子地臺(tái)西緣作為揚(yáng)子地塊與青藏高原東緣之間的過渡區(qū)域，其地質(zhì)構(gòu)造特征受到了兩者的共同影響，呈現(xiàn)出獨(dú)特而復(fù)雜的面貌。在漫長的地質(zhì)歷史時(shí)期中，揚(yáng)子地臺(tái)西緣經(jīng)歷了多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的疊加和改造，這些構(gòu)造運(yùn)動(dòng)不僅改變了該區(qū)域的巖石組合和構(gòu)造形態(tài)，還對(duì)其深部結(jié)構(gòu)和物質(zhì)組成產(chǎn)生了深遠(yuǎn)的影響。從大地構(gòu)造位置來看，揚(yáng)子地臺(tái)西緣位于揚(yáng)子板塊的西部邊緣，其西側(cè)緊鄰青藏高原東緣，東側(cè)與揚(yáng)子地臺(tái)的穩(wěn)定核心區(qū)相連。這種特殊的地理位置使得揚(yáng)子地臺(tái)西緣成為了板塊相互作用的前沿地帶，受到了來自印度板塊與歐亞板塊碰撞產(chǎn)生的強(qiáng)大構(gòu)造應(yīng)力的遠(yuǎn)程影響。在區(qū)域構(gòu)造演化中，揚(yáng)子地臺(tái)西緣扮演著重要的角色，它是青藏高原物質(zhì)向東擠出的重要阻擋邊界，同時(shí)也是揚(yáng)子地臺(tái)響應(yīng)板塊碰撞構(gòu)造變形的關(guān)鍵區(qū)域。在地質(zhì)歷史上，揚(yáng)子地臺(tái)西緣經(jīng)歷了晉寧期、加里東期、海西期和印支期等多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)。晉寧期是揚(yáng)子地臺(tái)基底形成的重要時(shí)期，該時(shí)期的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)使得揚(yáng)子地臺(tái)西緣的巖石發(fā)生了強(qiáng)烈的變質(zhì)變形，形成了一套復(fù)雜的變質(zhì)巖系，如中元古界峨邊群等，這些變質(zhì)巖系構(gòu)成了揚(yáng)子地臺(tái)西緣的基底巖石。加里東期，揚(yáng)子地臺(tái)西緣整體處于相對(duì)穩(wěn)定的構(gòu)造環(huán)境，主要表現(xiàn)為海相沉積作用，沉積了一套以海相碳酸鹽巖和碎屑巖為主的地層，如震旦系至二疊系地層。然而，在加里東晚期，受全球構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響，揚(yáng)子地臺(tái)西緣局部地區(qū)發(fā)生了微弱的褶皺變形和巖漿活動(dòng)，形成了一些小型的褶皺構(gòu)造和侵入巖體。海西期，揚(yáng)子地臺(tái)西緣的構(gòu)造活動(dòng)較為強(qiáng)烈，發(fā)生了大規(guī)模的裂谷作用和巖漿活動(dòng)。其中，最為顯著的是峨眉山大火成巖省的形成，該時(shí)期大量的幔源巖漿噴發(fā)至地表，形成了廣泛分布的峨眉山玄武巖，其厚度可達(dá)數(shù)千米。這些玄武巖的噴發(fā)不僅改變了揚(yáng)子地臺(tái)西緣的巖石組成和地貌形態(tài)，還對(duì)該區(qū)域的深部結(jié)構(gòu)和物質(zhì)組成產(chǎn)生了重要影響。研究表明，峨眉山玄武巖的噴發(fā)可能與地幔柱活動(dòng)有關(guān)，地幔柱的上涌導(dǎo)致了地殼的局部拉張和減薄，為巖漿的噴發(fā)提供了通道和動(dòng)力。在裂谷作用的影響下，揚(yáng)子地臺(tái)西緣還形成了一系列的裂谷盆地，如攀西裂谷等，這些裂谷盆地內(nèi)沉積了豐富的陸相碎屑巖和火山碎屑巖，記錄了當(dāng)時(shí)的構(gòu)造演化和沉積環(huán)境信息。印支期，隨著印度板塊與歐亞板塊的逐漸靠近和碰撞，揚(yáng)子地臺(tái)西緣受到了強(qiáng)烈的擠壓作用，構(gòu)造變形加劇。該時(shí)期形成了一系列規(guī)模宏大的逆沖斷裂和褶皺構(gòu)造，這些構(gòu)造帶呈北北西向或南北向展布，控制了區(qū)域內(nèi)的地層分布和構(gòu)造格局。龍門山斷裂帶南段的部分構(gòu)造變形就與印支期的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)有關(guān)，這些構(gòu)造帶的形成使得揚(yáng)子地臺(tái)西緣的地殼發(fā)生了強(qiáng)烈的縮短和增厚，深部物質(zhì)也發(fā)生了復(fù)雜的運(yùn)移和調(diào)整。在擠壓作用的影響下，揚(yáng)子地臺(tái)西緣還發(fā)生了大規(guī)模的隆升運(yùn)動(dòng)，使得該區(qū)域的地形高差逐漸增大，形成了現(xiàn)今的地貌格局。揚(yáng)子地臺(tái)西緣的斷裂構(gòu)造十分發(fā)育，這些斷裂帶在區(qū)域構(gòu)造演化中起到了重要的控制作用。其中，一些主要的斷裂帶包括小金河斷裂、程海斷裂、紅河斷裂等。小金河斷裂呈南北向展布，是揚(yáng)子地臺(tái)西緣的一條重要邊界斷裂，它控制了兩側(cè)地層的分布和構(gòu)造變形特征，其西側(cè)為松潘-甘孜褶皺帶，東側(cè)為揚(yáng)子地臺(tái)西緣。該斷裂帶在晚新生代以來活動(dòng)較為強(qiáng)烈，表現(xiàn)為左旋走滑運(yùn)動(dòng)，其走滑速率約為3-5毫米/年，這種活動(dòng)導(dǎo)致了斷裂帶兩側(cè)巖石的強(qiáng)烈變形和破裂，形成了一系列的構(gòu)造地貌，如斷層崖、斷陷盆地等。程海斷裂同樣呈南北向展布，是一條兼具走滑和逆沖性質(zhì)的斷裂帶，它對(duì)區(qū)域內(nèi)的水系分布和地震活動(dòng)具有重要影響。在歷史上，程海斷裂帶附近曾發(fā)生過多次中強(qiáng)地震，表明其具有較高的活動(dòng)性。紅河斷裂是揚(yáng)子地臺(tái)西緣一條規(guī)模較大的走滑斷裂帶，它呈北西-南東向展布，延伸長度超過1000公里。紅河斷裂的活動(dòng)歷史悠久，從新生代早期就開始活動(dòng)，其走滑運(yùn)動(dòng)對(duì)區(qū)域內(nèi)的構(gòu)造演化和板塊運(yùn)動(dòng)產(chǎn)生了深遠(yuǎn)影響。研究表明，紅河斷裂的左旋走滑運(yùn)動(dòng)可能與印度板塊與歐亞板塊碰撞導(dǎo)致的青藏高原物質(zhì)擠出有關(guān)，它是青藏高原物質(zhì)向東南方向運(yùn)移的重要通道之一。除了斷裂構(gòu)造外，揚(yáng)子地臺(tái)西緣還發(fā)育有一系列的褶皺構(gòu)造，這些褶皺構(gòu)造的形態(tài)和規(guī)模各異，反映了不同時(shí)期構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)的變化。在一些地區(qū)，褶皺構(gòu)造呈現(xiàn)出緊閉褶皺的形態(tài)，軸面傾向西或南西，反映了強(qiáng)烈的擠壓作用；而在另一些地區(qū)，褶皺構(gòu)造則較為開闊，軸面近于直立，可能與相對(duì)較弱的構(gòu)造應(yīng)力或后期構(gòu)造改造有關(guān)。這些褶皺構(gòu)造與斷裂構(gòu)造相互交織，共同構(gòu)成了揚(yáng)子地臺(tái)西緣復(fù)雜的構(gòu)造網(wǎng)絡(luò)。揚(yáng)子地臺(tái)西緣的巖漿活動(dòng)也較為頻繁，不同時(shí)期的巖漿活動(dòng)形成了多種類型的巖漿巖。除了海西期的峨眉山玄武巖外，在晉寧期還發(fā)育有中基性火山巖和基性-中酸性侵入巖體，這些巖漿巖的形成與當(dāng)時(shí)的構(gòu)造環(huán)境密切相關(guān)。晉寧期的巖漿活動(dòng)可能與板塊的俯沖和碰撞有關(guān)，巖漿的侵入和噴發(fā)導(dǎo)致了地殼物質(zhì)的混合和改造，對(duì)區(qū)域內(nèi)的巖石組成和地球化學(xué)特征產(chǎn)生了重要影響。在印支期和燕山期，揚(yáng)子地臺(tái)西緣也有少量的巖漿活動(dòng)，形成了一些小型的侵入巖體和火山巖脈，這些巖漿活動(dòng)可能與區(qū)域內(nèi)的構(gòu)造應(yīng)力調(diào)整和深部物質(zhì)運(yùn)移有關(guān)。揚(yáng)子地臺(tái)西緣的地質(zhì)構(gòu)造特征是多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)疊加和改造的結(jié)果，其斷裂構(gòu)造、褶皺構(gòu)造和巖漿活動(dòng)相互作用，共同控制了該區(qū)域的地質(zhì)演化和深部結(jié)構(gòu)特征。在區(qū)域構(gòu)造演化中，揚(yáng)子地臺(tái)西緣作為青藏高原與揚(yáng)子地臺(tái)之間的過渡區(qū)域，既受到了青藏高原隆升和物質(zhì)擠出的影響，又保留了揚(yáng)子地臺(tái)相對(duì)穩(wěn)定的構(gòu)造特征，成為研究板塊相互作用和區(qū)域構(gòu)造演化的關(guān)鍵區(qū)域。2.3兩區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造關(guān)系青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣在地質(zhì)構(gòu)造上緊密相連，兩者的相互作用對(duì)區(qū)域地質(zhì)演化產(chǎn)生了深遠(yuǎn)影響。印度板塊與歐亞板塊的碰撞是塑造這兩個(gè)區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造格局的關(guān)鍵因素。在碰撞過程中，印度板塊持續(xù)向北擠壓歐亞板塊，使得青藏高原發(fā)生強(qiáng)烈隆升和變形，這種變形向東傳遞至青藏高原東緣，并對(duì)揚(yáng)子地臺(tái)西緣產(chǎn)生了顯著影響。從板塊尺度來看，青藏高原東緣是青藏高原向揚(yáng)子地臺(tái)過渡的地帶，兩者之間存在明顯的構(gòu)造邊界。龍門山斷裂帶作為青藏高原東緣的重要構(gòu)造邊界，同時(shí)也是揚(yáng)子地臺(tái)西緣的重要構(gòu)造分界線。該斷裂帶的活動(dòng)不僅控制了青藏高原東緣的地殼變形和地震活動(dòng)，也對(duì)揚(yáng)子地臺(tái)西緣的構(gòu)造演化產(chǎn)生了重要影響。在晚新生代以來，由于印度板塊與歐亞板塊碰撞產(chǎn)生的強(qiáng)大擠壓應(yīng)力，龍門山斷裂帶發(fā)生強(qiáng)烈的逆沖推覆運(yùn)動(dòng)，導(dǎo)致青藏高原東緣地殼縮短增厚，并使揚(yáng)子地臺(tái)西緣受到強(qiáng)烈的擠壓作用，地殼發(fā)生變形和隆升。在深部結(jié)構(gòu)方面，青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣也存在明顯的差異和相互作用。通過地震探測(cè)等地球物理方法研究發(fā)現(xiàn)，青藏高原東緣地殼厚度較大，可達(dá)60-70公里，且地殼結(jié)構(gòu)復(fù)雜，存在明顯的橫向非均勻性；而揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼厚度相對(duì)較薄，約為40公里左右，地殼結(jié)構(gòu)相對(duì)穩(wěn)定，具有克拉通地塊的特征。然而，在兩者的過渡地帶，地殼厚度和結(jié)構(gòu)存在顯著的變化，反映了不同構(gòu)造單元之間的相互作用和深部物質(zhì)的調(diào)整。研究表明，在青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的過渡地帶，地殼內(nèi)部存在復(fù)雜的物質(zhì)流動(dòng)和變形。青藏高原東緣中下地殼存在低速層，可能與地殼物質(zhì)的部分熔融和塑性流動(dòng)有關(guān)，這些物質(zhì)在板塊碰撞產(chǎn)生的應(yīng)力作用下，向揚(yáng)子地臺(tái)西緣方向流動(dòng)，導(dǎo)致?lián)P子地臺(tái)西緣地殼深部結(jié)構(gòu)發(fā)生改變。同時(shí)，揚(yáng)子地臺(tái)西緣相對(duì)剛性的地殼對(duì)青藏高原東緣物質(zhì)的流動(dòng)起到了阻擋作用，使得物質(zhì)在兩者的邊界處發(fā)生堆積和變形，進(jìn)一步加劇了構(gòu)造的復(fù)雜性。斷裂構(gòu)造在青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的相互作用中也起到了重要的作用。除了龍門山斷裂帶外，青藏高原東緣的鮮水河斷裂帶、安寧河斷裂帶和則木河斷裂帶等與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的小金河斷裂、程海斷裂、紅河斷裂等斷裂帶相互交織，共同構(gòu)成了復(fù)雜的斷裂網(wǎng)絡(luò)。這些斷裂帶的活動(dòng)相互影響，控制了區(qū)域內(nèi)的地震活動(dòng)和地殼變形。例如，鮮水河斷裂帶的左旋走滑運(yùn)動(dòng)可能與紅河斷裂的左旋走滑運(yùn)動(dòng)存在一定的關(guān)聯(lián)，它們共同反映了青藏高原物質(zhì)向東南方向的擠出運(yùn)動(dòng)。而龍門山斷裂帶與小金河斷裂等的交匯部位，由于斷裂帶的相互作用，應(yīng)力集中明顯，地震活動(dòng)頻繁，是區(qū)域內(nèi)地震災(zāi)害的高發(fā)區(qū)。在地質(zhì)歷史時(shí)期，青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的構(gòu)造演化也存在密切的聯(lián)系。在晚三疊世時(shí)期，隨著特提斯洋的關(guān)閉和板塊的碰撞，龍門山構(gòu)造帶開始顯示由北向南的逆沖作用，控制了龍門山構(gòu)造帶前陸盆地的成生和發(fā)展，這一構(gòu)造運(yùn)動(dòng)對(duì)揚(yáng)子地臺(tái)西緣的沉積環(huán)境和地層分布產(chǎn)生了重要影響。在新生代，印度板塊與歐亞板塊的碰撞加劇，導(dǎo)致青藏高原快速隆升，其東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的相互作用更加顯著，形成了現(xiàn)今復(fù)雜的地質(zhì)構(gòu)造格局。青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣在地質(zhì)構(gòu)造上相互作用、相互影響，它們之間的關(guān)系是理解區(qū)域地質(zhì)演化和地震活動(dòng)的關(guān)鍵。兩者的相互作用不僅導(dǎo)致了地殼厚度、結(jié)構(gòu)和斷裂構(gòu)造的變化，還對(duì)區(qū)域內(nèi)的地貌演化、沉積作用和礦產(chǎn)資源分布等產(chǎn)生了深遠(yuǎn)影響。深入研究這兩個(gè)區(qū)域的地質(zhì)構(gòu)造關(guān)系，對(duì)于揭示青藏高原的形成演化機(jī)制、地震活動(dòng)規(guī)律以及區(qū)域資源勘探等具有重要的科學(xué)意義和實(shí)際應(yīng)用價(jià)值。三、被動(dòng)源地震探測(cè)方法原理與數(shù)據(jù)采集3.1被動(dòng)源地震探測(cè)方法原理3.1.1接收函數(shù)法接收函數(shù)法是研究地殼和上地幔結(jié)構(gòu)的重要被動(dòng)源地震探測(cè)方法之一，其核心原理基于地震波在地球內(nèi)部傳播時(shí)，在不同介質(zhì)界面上會(huì)產(chǎn)生轉(zhuǎn)換波這一物理現(xiàn)象。當(dāng)遠(yuǎn)震P波以一定角度入射到地球內(nèi)部的速度間斷面（如莫霍界面、康拉德界面等）時(shí)，除了會(huì)產(chǎn)生反射P波和透射P波外，還會(huì)在界面上產(chǎn)生轉(zhuǎn)換波，其中最為常見的是P-to-S轉(zhuǎn)換波。這些轉(zhuǎn)換波攜帶了地球內(nèi)部介質(zhì)界面的深度、速度變化等重要信息，通過對(duì)其進(jìn)行分析和處理，能夠反演得到地殼和上地幔的結(jié)構(gòu)參數(shù)。在接收函數(shù)法中，首先需要對(duì)地震臺(tái)站記錄的三分量地震數(shù)據(jù)進(jìn)行處理。通常采用反褶積的方法，將地震記錄中的震源函數(shù)和傳播路徑效應(yīng)去除，從而得到僅反映接收點(diǎn)下方地球介質(zhì)結(jié)構(gòu)的響應(yīng)函數(shù)，即接收函數(shù)。反褶積過程可以看作是一個(gè)信號(hào)處理過程，通過特定的算法，從復(fù)雜的地震波形中提取出與地下結(jié)構(gòu)相關(guān)的信息。在實(shí)際計(jì)算中，常用的反褶積方法包括時(shí)間域反褶積和頻率域反褶積。時(shí)間域反褶積通過直接對(duì)地震波的時(shí)間序列進(jìn)行運(yùn)算，去除震源和傳播路徑的影響；頻率域反褶積則是將地震波數(shù)據(jù)變換到頻率域，利用頻率特性進(jìn)行反褶積計(jì)算，然后再將結(jié)果變換回時(shí)間域，得到接收函數(shù)。為了確定地殼厚度和波速比等參數(shù)，常采用H-κ掃描方法。該方法通過在一定范圍內(nèi)搜索不同的地殼厚度（H）和波速比（κ）組合，計(jì)算出相應(yīng)的理論接收函數(shù)，并與實(shí)際觀測(cè)得到的接收函數(shù)進(jìn)行對(duì)比，尋找兩者之間的最佳匹配。當(dāng)理論接收函數(shù)與實(shí)際接收函數(shù)的擬合程度達(dá)到最優(yōu)時(shí)，所對(duì)應(yīng)的地殼厚度和波速比即為反演得到的結(jié)果。H-κ掃描方法的原理基于地震波傳播理論，不同的地殼厚度和波速比會(huì)導(dǎo)致轉(zhuǎn)換波的走時(shí)和振幅發(fā)生變化，通過對(duì)這些變化的分析和比較，可以確定地下介質(zhì)的結(jié)構(gòu)參數(shù)。在實(shí)際應(yīng)用中，通常會(huì)設(shè)置一定的搜索步長，以確保能夠找到較為準(zhǔn)確的結(jié)果。同時(shí)，為了提高反演結(jié)果的可靠性，還可以結(jié)合其他約束條件，如地質(zhì)資料、區(qū)域地球物理背景等。共轉(zhuǎn)換點(diǎn)（CCP）偏移疊加成像技術(shù)是提高接收函數(shù)橫向分辨率的有效手段。在地震波傳播過程中，來自不同震源方向的地震波在地下同一界面上的轉(zhuǎn)換點(diǎn)分布在一定的范圍內(nèi)。CCP偏移疊加成像技術(shù)通過將不同地震事件的接收函數(shù)按照轉(zhuǎn)換點(diǎn)的位置進(jìn)行偏移和疊加，使得來自同一轉(zhuǎn)換點(diǎn)的信息能夠得到增強(qiáng)，從而提高成像的分辨率。具體實(shí)現(xiàn)過程中，首先需要根據(jù)地震波的傳播路徑和速度模型，計(jì)算出每個(gè)地震事件在地下不同深度界面上的轉(zhuǎn)換點(diǎn)位置；然后將對(duì)應(yīng)同一轉(zhuǎn)換點(diǎn)的接收函數(shù)進(jìn)行疊加，得到該轉(zhuǎn)換點(diǎn)處的綜合響應(yīng)；通過對(duì)不同深度界面上的轉(zhuǎn)換點(diǎn)進(jìn)行成像，就可以得到地殼和上地幔結(jié)構(gòu)的二維或三維圖像。CCP偏移疊加成像技術(shù)能夠有效地壓制噪聲干擾，突出地下結(jié)構(gòu)的特征，為研究區(qū)域構(gòu)造提供更清晰的圖像。3.1.2面波頻散分析面波是地震波在地球表面?zhèn)鞑サ囊环N波型，包括瑞利波和勒夫波。面波的傳播速度與地球內(nèi)部介質(zhì)的彈性性質(zhì)密切相關(guān)，并且面波具有頻散特性，即不同頻率的面波在地球內(nèi)部傳播時(shí)具有不同的速度，這種頻散特性是面波頻散分析方法的基礎(chǔ)。瑞利波是一種沿地球表面?zhèn)鞑サ拿娌ǎ滟|(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)軌跡在垂直平面內(nèi)呈逆時(shí)針橢圓極化。在均勻半空間介質(zhì)中，瑞利波的傳播速度約為橫波速度的0.9194倍。然而，地球內(nèi)部介質(zhì)并非均勻，而是存在著明顯的分層結(jié)構(gòu)和橫向非均勻性，這導(dǎo)致瑞利波在傳播過程中不同頻率成分的速度發(fā)生變化，形成頻散現(xiàn)象。勒夫波也是一種面波，其質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)方向與傳播方向垂直，且平行于地球表面。勒夫波的傳播需要存在低速層，在低速層與高速層的界面上，勒夫波能夠以不同的速度傳播，從而產(chǎn)生頻散。面波頻散分析的基本步驟包括面波信號(hào)提取、頻散曲線計(jì)算和反演。在實(shí)際數(shù)據(jù)處理中，首先需要從地震記錄中提取出面波信號(hào)。這通?？梢酝ㄟ^濾波、信號(hào)增強(qiáng)等技術(shù)手段來實(shí)現(xiàn)。例如，采用帶通濾波器，選擇合適的頻率范圍，將面波信號(hào)從復(fù)雜的地震波場(chǎng)中分離出來。對(duì)于瑞利波和勒夫波，可以根據(jù)它們的質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)特征和傳播特性，采用不同的濾波方法進(jìn)行提取。提取面波信號(hào)后，接下來計(jì)算頻散曲線。頻散曲線描述了面波相速度或群速度隨頻率（或周期）的變化關(guān)系。計(jì)算頻散曲線的方法有多種，常見的包括空間自相關(guān)法（SPAC法）、頻率-波數(shù)法（F-K法）等。空間自相關(guān)法通過計(jì)算不同接收點(diǎn)之間地震信號(hào)的空間自相關(guān)系數(shù)，利用自相關(guān)系數(shù)與面波相速度之間的關(guān)系，得到頻散曲線。該方法需要在一定區(qū)域內(nèi)布置多個(gè)地震檢波器，形成檢波器臺(tái)陣，通過分析臺(tái)陣內(nèi)各檢波器接收到的地震信號(hào)之間的相關(guān)性來提取頻散信息。頻率-波數(shù)法是基于地震波在頻率-波數(shù)域的特性，通過對(duì)地震信號(hào)進(jìn)行二維傅里葉變換，將時(shí)間-空間域的信號(hào)轉(zhuǎn)換到頻率-波數(shù)域，然后在頻率-波數(shù)域中識(shí)別出面波的能量分布，從而確定頻散曲線。該方法對(duì)數(shù)據(jù)的要求較高，需要保證地震信號(hào)在空間上的均勻分布和時(shí)間上的同步性。得到頻散曲線后，通過反演可以獲得地球內(nèi)部介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)。反演過程通?；诘卣鸩▊鞑ダ碚摚⒚娌ㄋ俣扰c地下介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)之間的關(guān)系模型。常用的反演方法包括線性反演和非線性反演。線性反演方法是基于對(duì)模型的線性化假設(shè)，通過最小二乘法等算法，求解反演問題，得到地下介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)參數(shù)。這種方法計(jì)算速度較快，但對(duì)初始模型的依賴性較強(qiáng)，當(dāng)初始模型與真實(shí)模型相差較大時(shí)，反演結(jié)果可能不準(zhǔn)確。非線性反演方法則不需要對(duì)模型進(jìn)行線性化假設(shè)，能夠更準(zhǔn)確地反映地下介質(zhì)的真實(shí)結(jié)構(gòu)，但計(jì)算量較大，需要耗費(fèi)更多的計(jì)算資源和時(shí)間。在實(shí)際應(yīng)用中，為了提高反演結(jié)果的精度和可靠性，通常會(huì)采用多種反演方法相結(jié)合的方式，并結(jié)合其他地球物理資料進(jìn)行約束反演。3.1.3體波走時(shí)反演體波包括P波和S波，它們?cè)诘厍騼?nèi)部傳播時(shí)，其走時(shí)受到地下介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)的顯著影響。體波走時(shí)反演就是利用這一原理，通過對(duì)區(qū)域內(nèi)地震事件的體波走時(shí)數(shù)據(jù)進(jìn)行分析和反演，來獲取地下介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)信息。在地震發(fā)生時(shí)，地震波從震源向四周傳播，P波傳播速度較快，最先到達(dá)地震臺(tái)站，S波傳播速度較慢，隨后到達(dá)。地震臺(tái)站記錄到的P波和S波的走時(shí)數(shù)據(jù)，包含了地震波在傳播路徑上經(jīng)過的地下介質(zhì)的速度信息。當(dāng)?shù)叵陆橘|(zhì)速度均勻時(shí)，體波的走時(shí)與傳播距離成正比；而當(dāng)?shù)叵陆橘|(zhì)存在速度變化時(shí)，體波的走時(shí)會(huì)發(fā)生改變，這種改變反映了地下介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)特征。體波走時(shí)反演的基本步驟包括數(shù)據(jù)收集、初始模型建立、反演算法選擇和模型迭代優(yōu)化。首先，需要收集研究區(qū)域內(nèi)地震臺(tái)站記錄的地震事件的P波和S波走時(shí)數(shù)據(jù)，同時(shí)結(jié)合地震定位結(jié)果，確定地震波的傳播路徑。地震定位是確定地震事件的震源位置和發(fā)震時(shí)刻的過程，準(zhǔn)確的地震定位對(duì)于體波走時(shí)反演至關(guān)重要，它能夠?yàn)樽邥r(shí)數(shù)據(jù)的分析提供準(zhǔn)確的震源參數(shù)和傳播路徑信息。建立初始的地下速度模型是體波走時(shí)反演的重要環(huán)節(jié)。初始模型的選擇通?；谇叭说难芯砍晒^(qū)域地質(zhì)資料以及地球物理背景知識(shí)。例如，可以參考該地區(qū)已有的地震探測(cè)結(jié)果、地質(zhì)構(gòu)造模型等，構(gòu)建一個(gè)初步的地下速度模型。初始模型雖然不一定準(zhǔn)確反映地下真實(shí)結(jié)構(gòu)，但它為反演提供了一個(gè)起點(diǎn)，后續(xù)通過不斷的迭代優(yōu)化，使模型逐漸逼近真實(shí)情況。選擇合適的反演算法對(duì)于體波走時(shí)反演的結(jié)果至關(guān)重要。常見的反演算法包括線性反演算法和非線性反演算法。線性反演算法如阻尼最小二乘法，它基于對(duì)速度模型的線性化假設(shè)，通過求解線性方程組來調(diào)整速度模型參數(shù)，使計(jì)算得到的體波走時(shí)與實(shí)際觀測(cè)走時(shí)的差異最小化。線性反演算法計(jì)算效率較高，但對(duì)初始模型的依賴性較強(qiáng)，容易陷入局部最優(yōu)解。非線性反演算法如遺傳算法、模擬退火算法等，它們不依賴于模型的線性化假設(shè)，能夠在更廣泛的模型空間中搜索最優(yōu)解，具有較強(qiáng)的全局搜索能力，但計(jì)算量較大，計(jì)算時(shí)間較長。在實(shí)際應(yīng)用中，通常根據(jù)研究區(qū)域的特點(diǎn)和數(shù)據(jù)情況，選擇合適的反演算法，或者將多種反演算法結(jié)合使用，以提高反演結(jié)果的精度和可靠性。在反演過程中，通過不斷調(diào)整速度模型參數(shù)，進(jìn)行多次迭代計(jì)算，使計(jì)算得到的體波走時(shí)與實(shí)際觀測(cè)走時(shí)的差異逐漸減小，最終得到優(yōu)化后的地下速度結(jié)構(gòu)模型。在每次迭代中，根據(jù)反演算法的計(jì)算結(jié)果，對(duì)速度模型進(jìn)行更新，然后重新計(jì)算體波走時(shí)，并與觀測(cè)走時(shí)進(jìn)行對(duì)比。這個(gè)過程不斷重復(fù)，直到滿足一定的收斂條件，如走時(shí)殘差達(dá)到預(yù)設(shè)的精度要求，或者模型參數(shù)的變化量小于一定閾值，此時(shí)得到的速度模型即為反演結(jié)果。通過對(duì)反演得到的速度模型進(jìn)行分析，可以了解地下介質(zhì)的速度分布特征，推斷地質(zhì)構(gòu)造和深部結(jié)構(gòu)的信息。3.2數(shù)據(jù)采集與處理為了全面獲取青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼上地幔結(jié)構(gòu)信息，本研究進(jìn)行了廣泛的數(shù)據(jù)采集工作，涵蓋了固定地震臺(tái)站和流動(dòng)地震臺(tái)站的數(shù)據(jù)。固定地震臺(tái)站數(shù)據(jù)主要來源于中國地震局地震臺(tái)網(wǎng)以及區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)，這些臺(tái)站長期穩(wěn)定運(yùn)行，積累了大量的地震觀測(cè)數(shù)據(jù)。流動(dòng)地震臺(tái)站則是根據(jù)研究區(qū)域的地質(zhì)構(gòu)造特點(diǎn)和重點(diǎn)研究區(qū)域的需求，有針對(duì)性地進(jìn)行部署，以加密觀測(cè)，彌補(bǔ)固定臺(tái)站分布的不足。在青藏高原東緣，沿著龍門山斷裂帶、鮮水河斷裂帶、安寧河斷裂帶和則木河斷裂帶等主要構(gòu)造帶，部署了一系列流動(dòng)地震臺(tái)站。這些地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜，地震活動(dòng)頻繁，是研究的重點(diǎn)區(qū)域。通過在這些區(qū)域加密部署流動(dòng)臺(tái)站，可以更詳細(xì)地獲取地震波傳播信息，揭示深部結(jié)構(gòu)特征。在揚(yáng)子地臺(tái)西緣，主要在小金河斷裂、程海斷裂、紅河斷裂等附近地區(qū)部署流動(dòng)臺(tái)站，這些斷裂帶對(duì)揚(yáng)子地臺(tái)西緣的構(gòu)造演化和深部結(jié)構(gòu)具有重要影響，通過對(duì)這些區(qū)域的觀測(cè)，能夠更好地了解揚(yáng)子地臺(tái)西緣與青藏高原東緣的相互作用關(guān)系。在數(shù)據(jù)采集過程中，選用了先進(jìn)的地震儀器設(shè)備，以確保數(shù)據(jù)的高質(zhì)量采集。地震儀器采用了高精度的寬頻帶地震計(jì)，其頻率響應(yīng)范圍覆蓋了從低頻到高頻的廣泛頻段，能夠準(zhǔn)確記錄地震波的各種頻率成分，為后續(xù)的數(shù)據(jù)分析和處理提供豐富的信息。數(shù)據(jù)采集器具備高分辨率和低噪聲的特點(diǎn)，能夠精確采集地震計(jì)輸出的信號(hào)，并將其轉(zhuǎn)換為數(shù)字信號(hào)進(jìn)行存儲(chǔ)和傳輸。數(shù)據(jù)傳輸采用了無線傳輸和有線傳輸相結(jié)合的方式，確保數(shù)據(jù)能夠及時(shí)、穩(wěn)定地傳輸?shù)綌?shù)據(jù)處理中心。在一些信號(hào)較弱或地形復(fù)雜的區(qū)域，采用了有線傳輸方式，以保證數(shù)據(jù)傳輸?shù)目煽啃?；而在信?hào)較好的開闊區(qū)域，則采用無線傳輸方式，提高數(shù)據(jù)傳輸?shù)男屎捅憬菪?。?duì)采集到的地震數(shù)據(jù)進(jìn)行預(yù)處理是后續(xù)分析和反演的關(guān)鍵步驟，預(yù)處理的目的是去除噪聲干擾，提高數(shù)據(jù)質(zhì)量，使數(shù)據(jù)更適合進(jìn)行各種地球物理分析。預(yù)處理步驟主要包括去噪處理、儀器響應(yīng)校正和時(shí)間校正。去噪處理采用了多種濾波技術(shù)，如帶通濾波、高通濾波、低通濾波等，根據(jù)地震波的頻率特征和噪聲的頻率范圍，選擇合適的濾波器參數(shù)，去除儀器噪聲、環(huán)境噪聲和人為干擾等。對(duì)于高頻噪聲，采用低通濾波器進(jìn)行去除；對(duì)于低頻噪聲，則采用高通濾波器進(jìn)行處理。采用小波變換等信號(hào)增強(qiáng)技術(shù)，進(jìn)一步提高地震信號(hào)的信噪比，突出有效信號(hào)。儀器響應(yīng)校正根據(jù)地震儀器的響應(yīng)參數(shù)，將記錄的地震信號(hào)轉(zhuǎn)換為真實(shí)的地面運(yùn)動(dòng)。每臺(tái)地震儀器都有其特定的頻率響應(yīng)函數(shù)，在數(shù)據(jù)采集過程中，儀器的響應(yīng)會(huì)對(duì)地震信號(hào)產(chǎn)生影響，導(dǎo)致記錄的信號(hào)與真實(shí)的地面運(yùn)動(dòng)存在差異。通過儀器響應(yīng)校正，能夠消除這種差異，使地震信號(hào)能夠真實(shí)反映地下介質(zhì)的運(yùn)動(dòng)情況。時(shí)間校正是對(duì)地震記錄的時(shí)間進(jìn)行精確校正，確保不同臺(tái)站之間的時(shí)間同步。在地震數(shù)據(jù)采集過程中，由于各種因素的影響，不同臺(tái)站的記錄時(shí)間可能存在微小的差異，這種時(shí)間差異會(huì)對(duì)后續(xù)的地震定位和地震波傳播路徑分析產(chǎn)生影響。通過時(shí)間校正，采用高精度的原子鐘和時(shí)間同步技術(shù)，確保各臺(tái)站的時(shí)間精度達(dá)到微秒級(jí)，保證了不同臺(tái)站之間的時(shí)間一致性。四、青藏高原東緣地殼上地幔結(jié)構(gòu)特征4.1速度結(jié)構(gòu)利用接收函數(shù)、面波層析成像和體波走時(shí)反演等多種被動(dòng)源地震探測(cè)方法，對(duì)青藏高原東緣的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了深入研究，獲得了該區(qū)域詳細(xì)的速度結(jié)構(gòu)模型。從接收函數(shù)反演結(jié)果來看，青藏高原東緣地殼厚度呈現(xiàn)出明顯的橫向變化。在靠近青藏高原內(nèi)部的區(qū)域，地殼厚度較大，可達(dá)60-70公里，如松潘-甘孜地塊部分地區(qū)，這表明該區(qū)域經(jīng)歷了強(qiáng)烈的地殼縮短和增厚過程。隨著向揚(yáng)子地臺(tái)西緣方向過渡，地殼厚度逐漸減薄，在龍門山斷裂帶附近，地殼厚度約為50-60公里，到了四川盆地西部，地殼厚度進(jìn)一步減薄至40-50公里左右。這種地殼厚度的變化趨勢(shì)與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造特征密切相關(guān)，反映了印度板塊與歐亞板塊碰撞擠壓導(dǎo)致的青藏高原物質(zhì)向東擠出和地殼變形。在莫霍界面形態(tài)上，青藏高原東緣的莫霍界面呈現(xiàn)出起伏變化的特征，在一些構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈的區(qū)域，如龍門山斷裂帶下方，莫霍界面表現(xiàn)出明顯的下凹，這可能是由于板塊碰撞產(chǎn)生的應(yīng)力作用使得地殼深部物質(zhì)發(fā)生調(diào)整和變形所致。面波層析成像技術(shù)反演得到的青藏高原東緣地殼和上地幔三維速度結(jié)構(gòu)，揭示了更為豐富的深部速度分布信息。在橫向上，不同構(gòu)造單元的速度結(jié)構(gòu)存在顯著差異。松潘-甘孜地塊中下地殼存在明顯的低速異常區(qū)，速度比正常地殼速度低0.2-0.5公里/秒，這可能與地殼物質(zhì)的部分熔融和塑性流動(dòng)有關(guān)。研究表明，印度板塊與歐亞板塊的碰撞導(dǎo)致青藏高原地殼增厚，深部物質(zhì)受到高溫高壓作用，使得部分巖石發(fā)生部分熔融，形成了低速異常區(qū)。這種低速異常區(qū)的存在為地殼物質(zhì)的塑性流動(dòng)提供了條件，進(jìn)一步影響了區(qū)域的構(gòu)造變形和地震活動(dòng)。與之相對(duì)，四川盆地下方的揚(yáng)子克拉通巖石圈表現(xiàn)出高速特征，速度相對(duì)較高且結(jié)構(gòu)穩(wěn)定，這反映了克拉通地塊的剛性特征。在垂向上，速度結(jié)構(gòu)也呈現(xiàn)出明顯的分層特征。地殼頂部速度相對(duì)較低，隨著深度增加，速度逐漸增大，在莫霍界面附近，速度發(fā)生明顯的跳躍，進(jìn)入上地幔后，速度繼續(xù)增大。在上地幔頂部，部分區(qū)域存在低速異常，可能與軟流圈物質(zhì)的上涌有關(guān)，這對(duì)巖石圈的動(dòng)力學(xué)演化具有重要影響。體波走時(shí)反演結(jié)果進(jìn)一步驗(yàn)證了上述速度結(jié)構(gòu)特征，并提供了更為精確的速度數(shù)值。在青藏高原東緣，不同構(gòu)造單元的P波和S波速度存在明顯差異。松潘-甘孜地塊的平均P波速度約為6.0-6.2公里/秒，S波速度約為3.4-3.6公里/秒；而四川盆地的平均P波速度約為6.4-6.6公里/秒，S波速度約為3.6-3.8公里/秒。這些速度差異反映了不同構(gòu)造單元的巖石組成和物理性質(zhì)的差異。在一些斷裂帶附近，如龍門山斷裂帶、鮮水河斷裂帶等，速度結(jié)構(gòu)存在明顯的突變，這與斷裂帶的活動(dòng)性和深部構(gòu)造特征密切相關(guān)。在龍門山斷裂帶下方，P波和S波速度在斷裂帶兩側(cè)存在顯著差異，表明斷裂帶兩側(cè)的巖石受到不同程度的構(gòu)造變形和改造，深部物質(zhì)組成和結(jié)構(gòu)也存在差異。綜合多種被動(dòng)源地震探測(cè)方法的結(jié)果，青藏高原東緣地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)具有明顯的橫向和垂向非均勻性，不同構(gòu)造單元的速度結(jié)構(gòu)差異顯著，這與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造演化和板塊相互作用密切相關(guān)。這些速度結(jié)構(gòu)特征為深入理解青藏高原東緣的深部動(dòng)力學(xué)過程、地震活動(dòng)機(jī)制以及區(qū)域地質(zhì)演化提供了重要的地球物理依據(jù)。4.2泊松比與密度結(jié)構(gòu)泊松比作為反映巖石物理性質(zhì)的關(guān)鍵參數(shù)，不同巖石類型對(duì)應(yīng)著各異的泊松比值。在青藏高原東緣，通過接收函數(shù)與體波走時(shí)數(shù)據(jù)的聯(lián)合反演，獲取了該區(qū)域泊松比的詳細(xì)分布特征。研究結(jié)果顯示，在松潘-甘孜地塊，泊松比呈現(xiàn)出相對(duì)較高的數(shù)值，平均值約為0.28-0.30，這表明該區(qū)域巖石可能富含較多的基性礦物?；詭r石通常具有較高的密度和較低的波速比，其形成與深部地幔物質(zhì)的上涌和分異作用密切相關(guān)。在印度板塊與歐亞板塊碰撞的強(qiáng)烈構(gòu)造應(yīng)力作用下，青藏高原地殼發(fā)生強(qiáng)烈變形和增厚，深部地幔物質(zhì)上涌，使得松潘-甘孜地塊巖石組成中基性礦物含量增加，從而導(dǎo)致泊松比升高。與之形成鮮明對(duì)比的是，四川盆地下方的揚(yáng)子克拉通巖石圈泊松比相對(duì)較低，平均值約為0.24-0.26，顯示出較為典型的克拉通地塊特征?？死ǖ貕K在漫長的地質(zhì)歷史時(shí)期中，經(jīng)歷了多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的改造，但整體保持了相對(duì)穩(wěn)定的構(gòu)造環(huán)境，巖石組成以酸性和中性巖石為主，這些巖石具有較低的泊松比。這也反映出揚(yáng)子克拉通巖石圈在長期穩(wěn)定的地質(zhì)演化過程中，巖石結(jié)構(gòu)和成分相對(duì)穩(wěn)定，未受到強(qiáng)烈的構(gòu)造擾動(dòng)。在青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的過渡地帶，泊松比存在顯著的橫向變化，呈現(xiàn)出明顯的梯度帶特征。這一梯度帶的存在反映了不同構(gòu)造單元之間巖石組成和物質(zhì)狀態(tài)的急劇變化，是板塊相互作用和構(gòu)造變形的重要體現(xiàn)。在龍門山斷裂帶附近，泊松比變化尤為明顯，斷裂帶西側(cè)的青藏高原東緣區(qū)域泊松比較高，而東側(cè)的揚(yáng)子地臺(tái)西緣區(qū)域泊松比較低，這種差異可能與斷裂帶的活動(dòng)導(dǎo)致的巖石破碎、變形以及深部物質(zhì)的運(yùn)移有關(guān)。龍門山斷裂帶作為青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的重要構(gòu)造邊界，其強(qiáng)烈的逆沖推覆運(yùn)動(dòng)使得兩側(cè)巖石受到不同程度的構(gòu)造應(yīng)力作用，導(dǎo)致巖石結(jié)構(gòu)和成分發(fā)生改變，進(jìn)而引起泊松比的變化。從密度結(jié)構(gòu)來看，青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣同樣存在顯著差異。利用重力數(shù)據(jù)和地震波速度結(jié)構(gòu)反演結(jié)果，研究發(fā)現(xiàn)松潘-甘孜地塊和川滇地塊中-下地殼、上地幔具有低密度特征，這與該區(qū)域速度結(jié)構(gòu)中的低速異常以及泊松比的分布特征相互印證。低密度區(qū)域的存在可能與地殼物質(zhì)的部分熔融、塑性流動(dòng)以及深部流體的存在有關(guān)。在印度板塊與歐亞板塊碰撞產(chǎn)生的高溫高壓條件下，青藏高原東緣地殼深部物質(zhì)發(fā)生部分熔融，形成了低密度的巖漿體和塑性流動(dòng)層，同時(shí)深部流體的存在也降低了巖石的密度。這些低密度物質(zhì)的存在對(duì)區(qū)域的構(gòu)造變形和地震活動(dòng)產(chǎn)生了重要影響，它們?yōu)榈貧の镔|(zhì)的塑性流動(dòng)提供了條件，使得青藏高原東緣地殼在構(gòu)造應(yīng)力作用下更容易發(fā)生變形和破裂。相比之下，四川盆地下方的揚(yáng)子克拉通巖石圈具有穩(wěn)定的高密度特征，這反映了其巖石組成的致密性和穩(wěn)定性。揚(yáng)子克拉通巖石圈在長期的地質(zhì)演化過程中，形成了相對(duì)穩(wěn)定的巖石結(jié)構(gòu)和成分，巖石密度較高，抵抗構(gòu)造變形的能力較強(qiáng)。這種高密度的巖石圈結(jié)構(gòu)對(duì)青藏高原東緣物質(zhì)的向東擠出起到了一定的阻擋作用，使得物質(zhì)在兩者的邊界處發(fā)生堆積和變形，進(jìn)一步加劇了構(gòu)造的復(fù)雜性。在區(qū)域構(gòu)造演化中，泊松比和密度結(jié)構(gòu)與地質(zhì)構(gòu)造和巖石組成密切相關(guān)。不同構(gòu)造單元的泊松比和密度差異反映了其巖石組成和物質(zhì)狀態(tài)的不同，而這些差異又受到板塊相互作用、深部物質(zhì)運(yùn)移和構(gòu)造變形等因素的控制。在青藏高原東緣，強(qiáng)烈的板塊碰撞和構(gòu)造變形導(dǎo)致巖石組成發(fā)生改變，深部物質(zhì)上涌和部分熔融，從而形成了高泊松比和低密度的特征；而揚(yáng)子地臺(tái)西緣相對(duì)穩(wěn)定的構(gòu)造環(huán)境使得巖石組成和密度結(jié)構(gòu)保持相對(duì)穩(wěn)定，呈現(xiàn)出低泊松比和高密度的特征。這些特征不僅為研究區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造演化提供了重要線索，也對(duì)理解地震活動(dòng)、地貌演化以及資源分布等具有重要意義。4.3深部構(gòu)造特征通過對(duì)地震數(shù)據(jù)的深入分析和多種地球物理方法的綜合應(yīng)用，揭示了青藏高原東緣存在顯著的深部構(gòu)造特征。研究區(qū)域內(nèi)莫霍面深度變化顯著，呈現(xiàn)出明顯的區(qū)域差異。在青藏高原內(nèi)部，莫霍面深度較大，約為65-70公里，這表明該區(qū)域地殼經(jīng)歷了強(qiáng)烈的增厚過程，是印度板塊與歐亞板塊碰撞擠壓的結(jié)果。隨著向青藏高原東緣過渡，莫霍面深度逐漸變淺，在龍門山斷裂帶附近，莫霍面深度約為55-60公里。這種莫霍面深度的變化與地殼厚度的變化趨勢(shì)一致，反映了區(qū)域構(gòu)造活動(dòng)對(duì)地殼深部結(jié)構(gòu)的影響。在龍門山斷裂帶下方，莫霍面呈現(xiàn)出明顯的下凹形態(tài)，這可能是由于斷裂帶的強(qiáng)烈活動(dòng)導(dǎo)致地殼深部物質(zhì)發(fā)生變形和調(diào)整。龍門山斷裂帶是青藏高原東緣的重要構(gòu)造邊界，其逆沖推覆運(yùn)動(dòng)使得地殼物質(zhì)在斷裂帶附近發(fā)生堆積和增厚，進(jìn)而導(dǎo)致莫霍面下凹。莫霍面的這種形態(tài)變化也與該區(qū)域的地震活動(dòng)密切相關(guān)，下凹的莫霍面可能會(huì)導(dǎo)致應(yīng)力集中，增加地震發(fā)生的風(fēng)險(xiǎn)。研究還發(fā)現(xiàn)，青藏高原東緣地殼厚度變化顯著，且存在明顯的橫向梯度。在松潘-甘孜地塊，地殼厚度可達(dá)60-70公里，而在四川盆地西部，地殼厚度則減薄至40-50公里左右。這種地殼厚度的急劇變化反映了不同構(gòu)造單元之間的強(qiáng)烈相互作用和深部物質(zhì)的調(diào)整。松潘-甘孜地塊位于青藏高原東緣，受到印度板塊與歐亞板塊碰撞的強(qiáng)烈影響，地殼發(fā)生強(qiáng)烈縮短和增厚；而四川盆地屬于揚(yáng)子克拉通的一部分，構(gòu)造相對(duì)穩(wěn)定，地殼厚度變化較小。兩者之間的過渡地帶，即龍門山斷裂帶附近，地殼厚度變化最為顯著，形成了明顯的橫向梯度帶。在深部構(gòu)造異常方面，青藏高原東緣中下地殼存在低速異常區(qū)，這可能與地殼物質(zhì)的部分熔融和塑性流動(dòng)有關(guān)。通過地震波速度結(jié)構(gòu)反演發(fā)現(xiàn)，在松潘-甘孜地塊中下地殼，P波和S波速度明顯低于正常地殼速度，存在低速異常。這種低速異?？赡苁怯捎谟《劝鍓K與歐亞板塊碰撞導(dǎo)致地殼增厚，深部物質(zhì)受到高溫高壓作用，使得部分巖石發(fā)生部分熔融，形成了低速異常區(qū)。部分熔融物質(zhì)的存在為地殼物質(zhì)的塑性流動(dòng)提供了條件，進(jìn)一步影響了區(qū)域的構(gòu)造變形和地震活動(dòng)。在一些斷裂帶附近，如龍門山斷裂帶、鮮水河斷裂帶等，還存在明顯的速度突變和構(gòu)造不連續(xù)性，這與斷裂帶的活動(dòng)性和深部構(gòu)造特征密切相關(guān)。這些斷裂帶的活動(dòng)導(dǎo)致巖石破碎、變形，深部物質(zhì)組成和結(jié)構(gòu)發(fā)生改變，從而引起速度突變和構(gòu)造不連續(xù)性。青藏高原東緣的深部構(gòu)造特征與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造和地震活動(dòng)密切相關(guān)。莫霍面深度變化、地殼厚度變化以及深部構(gòu)造異常等特征，反映了印度板塊與歐亞板塊碰撞擠壓、青藏高原物質(zhì)東向擠出以及斷裂帶活動(dòng)等多種地質(zhì)過程對(duì)地殼上地幔結(jié)構(gòu)的影響。這些深部構(gòu)造特征的研究，對(duì)于深入理解青藏高原東緣的地質(zhì)演化、地震活動(dòng)機(jī)制以及區(qū)域構(gòu)造穩(wěn)定性具有重要意義。五、揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼上地幔結(jié)構(gòu)特征5.1速度結(jié)構(gòu)利用接收函數(shù)、面波層析成像和體波走時(shí)反演等多種被動(dòng)源地震探測(cè)方法，對(duì)揚(yáng)子地臺(tái)西緣的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行深入探究，獲取了該區(qū)域較為詳細(xì)的速度結(jié)構(gòu)模型。通過接收函數(shù)反演可知，揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼厚度相對(duì)穩(wěn)定，整體呈現(xiàn)出較為均一的狀態(tài)，厚度約為40-45公里。這與揚(yáng)子地臺(tái)作為相對(duì)穩(wěn)定的克拉通地塊的特征相符，在漫長的地質(zhì)歷史時(shí)期中，揚(yáng)子地臺(tái)西緣未經(jīng)歷像青藏高原東緣那樣強(qiáng)烈的地殼縮短和增厚過程。莫霍界面形態(tài)較為平緩，起伏變化較小，表明該區(qū)域深部構(gòu)造相對(duì)穩(wěn)定，沒有受到強(qiáng)烈的構(gòu)造擾動(dòng)。與青藏高原東緣地殼厚度在短距離內(nèi)急劇變化形成鮮明對(duì)比，青藏高原東緣地殼厚度從靠近高原內(nèi)部的60-70公里迅速減薄至龍門山斷裂帶附近的50-60公里，再到四川盆地西部的40-50公里，呈現(xiàn)出明顯的梯度變化，而揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼厚度變化則相對(duì)平緩。面波層析成像技術(shù)揭示的揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼和上地幔三維速度結(jié)構(gòu)顯示，該區(qū)域地殼速度相對(duì)較高，整體表現(xiàn)出較高的剛性。與青藏高原東緣中下地殼存在低速異常區(qū)不同，揚(yáng)子地臺(tái)西緣中下地殼速度分布較為均勻，未出現(xiàn)明顯的低速異常。在揚(yáng)子地臺(tái)西緣，平均P波速度約為6.4-6.6公里/秒，S波速度約為3.6-3.8公里/秒，這種較高的速度反映了其巖石組成以相對(duì)致密的巖石為主，巖石結(jié)構(gòu)較為穩(wěn)定。在上地幔頂部，速度也相對(duì)較高，且未發(fā)現(xiàn)明顯的低速異常區(qū)域，表明上地幔物質(zhì)的流動(dòng)性較弱，巖石圈結(jié)構(gòu)相對(duì)穩(wěn)定。相比之下，青藏高原東緣上地幔頂部部分區(qū)域存在低速異常，可能與軟流圈物質(zhì)的上涌有關(guān)，這使得青藏高原東緣巖石圈動(dòng)力學(xué)演化更為活躍，而揚(yáng)子地臺(tái)西緣則相對(duì)平靜。體波走時(shí)反演結(jié)果進(jìn)一步證實(shí)了上述速度結(jié)構(gòu)特征，并給出了更為精確的速度數(shù)值。在揚(yáng)子地臺(tái)西緣不同區(qū)域，P波和S波速度變化較小，表現(xiàn)出較好的一致性。在靠近青藏高原東緣的邊界區(qū)域，雖然受到一定程度的構(gòu)造影響，但速度變化仍然相對(duì)較小，未出現(xiàn)像青藏高原東緣斷裂帶附近那樣明顯的速度突變。在龍門山斷裂帶西側(cè)的青藏高原東緣區(qū)域，P波和S波速度在斷裂帶兩側(cè)存在顯著差異，而在揚(yáng)子地臺(tái)西緣一側(cè)，速度變化相對(duì)平緩，表明該區(qū)域巖石受到構(gòu)造變形的影響較小，深部物質(zhì)組成和結(jié)構(gòu)相對(duì)穩(wěn)定。揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)相對(duì)穩(wěn)定，與青藏高原東緣存在顯著差異。這種差異反映了兩個(gè)區(qū)域不同的地質(zhì)構(gòu)造演化歷史和板塊相互作用方式，為深入理解區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造和地球動(dòng)力學(xué)過程提供了重要依據(jù)。5.2泊松比與密度結(jié)構(gòu)通過接收函數(shù)與體波走時(shí)數(shù)據(jù)的聯(lián)合反演，對(duì)揚(yáng)子地臺(tái)西緣泊松比分布特征進(jìn)行深入探究，結(jié)果顯示該區(qū)域泊松比相對(duì)較低，平均值約為0.24-0.26，展現(xiàn)出典型的克拉通地塊特征。這一數(shù)值反映出揚(yáng)子地臺(tái)西緣巖石組成主要以酸性和中性巖石為主，巖石結(jié)構(gòu)較為致密，物質(zhì)狀態(tài)相對(duì)穩(wěn)定。與青藏高原東緣松潘-甘孜地塊泊松比平均值約為0.28-0.30相比，揚(yáng)子地臺(tái)西緣泊松比明顯偏低，這是由于兩者地質(zhì)構(gòu)造演化歷史和深部物質(zhì)來源存在顯著差異。松潘-甘孜地塊受到印度板塊與歐亞板塊強(qiáng)烈碰撞影響，深部地幔物質(zhì)上涌，巖石中基性礦物含量增加，導(dǎo)致泊松比升高；而揚(yáng)子地臺(tái)西緣在漫長地質(zhì)歷史中，構(gòu)造環(huán)境相對(duì)穩(wěn)定，未經(jīng)歷強(qiáng)烈構(gòu)造擾動(dòng)，巖石組成和結(jié)構(gòu)保持相對(duì)穩(wěn)定，使得泊松比維持在較低水平。在揚(yáng)子地臺(tái)西緣內(nèi)部，泊松比分布較為均勻，橫向變化較小。這表明該區(qū)域巖石組成和物質(zhì)狀態(tài)在空間上具有較好的一致性，沒有明顯的大規(guī)模構(gòu)造變形或深部物質(zhì)運(yùn)移導(dǎo)致的巖石成分改變。即使在一些斷裂帶附近，泊松比的變化也相對(duì)較小，不像青藏高原東緣斷裂帶附近泊松比變化顯著。例如，在小金河斷裂附近，泊松比僅在較小范圍內(nèi)波動(dòng)，沒有出現(xiàn)像龍門山斷裂帶附近那樣明顯的梯度變化，這說明揚(yáng)子地臺(tái)西緣斷裂帶活動(dòng)對(duì)巖石物理性質(zhì)的影響相對(duì)較弱，深部結(jié)構(gòu)相對(duì)穩(wěn)定。利用重力數(shù)據(jù)和地震波速度結(jié)構(gòu)反演結(jié)果，對(duì)揚(yáng)子地臺(tái)西緣密度結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究，發(fā)現(xiàn)該區(qū)域具有穩(wěn)定的高密度特征。這與揚(yáng)子地臺(tái)西緣相對(duì)穩(wěn)定的地質(zhì)構(gòu)造和巖石組成密切相關(guān)，其巖石圈由相對(duì)致密的巖石組成，抵抗構(gòu)造變形的能力較強(qiáng)。與青藏高原東緣松潘-甘孜地塊和川滇地塊中-下地殼、上地幔具有低密度特征形成鮮明對(duì)比，青藏高原東緣由于地殼物質(zhì)部分熔融、塑性流動(dòng)以及深部流體存在，導(dǎo)致巖石密度降低；而揚(yáng)子地臺(tái)西緣未出現(xiàn)類似情況，其巖石密度較高，結(jié)構(gòu)穩(wěn)定。在揚(yáng)子地臺(tái)西緣與青藏高原東緣的過渡地帶，泊松比和密度結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)出逐漸變化的特征。從揚(yáng)子地臺(tái)西緣向青藏高原東緣，泊松比逐漸升高，密度逐漸降低，反映了兩個(gè)構(gòu)造單元之間巖石組成和物質(zhì)狀態(tài)的過渡。這種過渡特征是板塊相互作用的結(jié)果，隨著向青藏高原東緣靠近，受到印度板塊與歐亞板塊碰撞影響逐漸增強(qiáng)，深部物質(zhì)運(yùn)移和構(gòu)造變形導(dǎo)致巖石組成發(fā)生改變，從而引起泊松比和密度的變化。在過渡地帶，一些地球物理場(chǎng)特征也呈現(xiàn)出過渡性質(zhì)，如重力異常、磁力異常等，進(jìn)一步證明了該區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造的過渡性和復(fù)雜性。揚(yáng)子地臺(tái)西緣泊松比和密度結(jié)構(gòu)特征反映了其相對(duì)穩(wěn)定的地質(zhì)構(gòu)造和巖石組成，與青藏高原東緣存在顯著差異。這些特征為研究區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造演化、板塊相互作用以及深部動(dòng)力學(xué)過程提供了重要依據(jù)，有助于深入理解揚(yáng)子地臺(tái)西緣在區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造格局中的地位和作用。5.3深部構(gòu)造特征通過對(duì)地震數(shù)據(jù)的深入分析，精確確定了揚(yáng)子地臺(tái)西緣莫霍面深度，整體約為40-45公里，且在區(qū)域內(nèi)變化較小，這與揚(yáng)子地臺(tái)西緣作為相對(duì)穩(wěn)定的克拉通地塊特征高度相符。在漫長的地質(zhì)歷史進(jìn)程中，揚(yáng)子地臺(tái)西緣未經(jīng)歷如青藏高原東緣那樣強(qiáng)烈的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，使得其深部構(gòu)造相對(duì)穩(wěn)定，莫霍面形態(tài)較為平緩，未出現(xiàn)明顯的起伏和突變。與青藏高原東緣莫霍面深度在短距離內(nèi)急劇變化形成鮮明對(duì)比，青藏高原東緣莫霍面深度從靠近高原內(nèi)部的65-70公里迅速減薄至龍門山斷裂帶附近的55-60公里，呈現(xiàn)出明顯的梯度變化，而揚(yáng)子地臺(tái)西緣莫霍面深度則相對(duì)穩(wěn)定。在揚(yáng)子地臺(tái)西緣內(nèi)部，未發(fā)現(xiàn)明顯的深部構(gòu)造異常，如低速異常區(qū)、高速異常區(qū)或大規(guī)模的構(gòu)造變形帶等。這表明該區(qū)域地殼和上地幔結(jié)構(gòu)相對(duì)均勻，巖石組成和物理性質(zhì)較為穩(wěn)定，沒有受到強(qiáng)烈的構(gòu)造擾動(dòng)和深部物質(zhì)運(yùn)移的影響。與青藏高原東緣中下地殼存在低速異常區(qū)不同，揚(yáng)子地臺(tái)西緣中下地殼速度分布較為均勻，未出現(xiàn)明顯的低速異常，這進(jìn)一步證明了其深部構(gòu)造的穩(wěn)定性。在揚(yáng)子地臺(tái)西緣與青藏高原東緣的過渡地帶，深部構(gòu)造特征發(fā)生了顯著變化。莫霍面深度逐漸增加，從揚(yáng)子地臺(tái)西緣的40-45公里逐漸過渡到青藏高原東緣的55-60公里，呈現(xiàn)出明顯的梯度變化。這一過渡帶的存在反映了兩個(gè)構(gòu)造單元之間深部物質(zhì)的調(diào)整和相互作用，是板塊相互作用的重要體現(xiàn)。在過渡地帶，還出現(xiàn)了一些構(gòu)造不連續(xù)性和速度突變現(xiàn)象，如在小金河斷裂等附近區(qū)域，地震波速度結(jié)構(gòu)存在明顯變化，這與斷裂帶的活動(dòng)以及深部物質(zhì)的變形有關(guān)。這些構(gòu)造變化表明，在板塊相互作用下，過渡地帶的深部結(jié)構(gòu)受到了強(qiáng)烈影響，巖石組成和物理性質(zhì)發(fā)生了改變。揚(yáng)子地臺(tái)西緣深部構(gòu)造特征相對(duì)穩(wěn)定，與青藏高原東緣存在顯著差異。這種差異反映了兩個(gè)區(qū)域不同的地質(zhì)構(gòu)造演化歷史和板塊相互作用方式，為深入理解區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造和地球動(dòng)力學(xué)過程提供了重要依據(jù)。在揚(yáng)子地臺(tái)西緣與青藏高原東緣的過渡地帶，深部構(gòu)造特征的變化則揭示了板塊相互作用對(duì)深部結(jié)構(gòu)的影響，對(duì)于研究區(qū)域構(gòu)造演化和地震活動(dòng)具有重要意義。六、兩區(qū)域地殼上地幔結(jié)構(gòu)對(duì)比與動(dòng)力學(xué)分析6.1結(jié)構(gòu)對(duì)比通過對(duì)青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼上地幔結(jié)構(gòu)的詳細(xì)研究，發(fā)現(xiàn)兩區(qū)域在速度、泊松比、密度等結(jié)構(gòu)特征方面存在顯著差異，同時(shí)也存在一些相似之處。在速度結(jié)構(gòu)上，兩區(qū)域地殼厚度和速度分布存在明顯不同。青藏高原東緣地殼厚度變化較大，從靠近高原內(nèi)部的60-70公里迅速減薄至龍門山斷裂帶附近的50-60公里，再到四川盆地西部的40-50公里，呈現(xiàn)出明顯的梯度變化；而揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼厚度相對(duì)穩(wěn)定，約為40-45公里，變化較小。在速度分布上，青藏高原東緣中下地殼存在明顯的低速異常區(qū)，可能與地殼物質(zhì)的部分熔融和塑性流動(dòng)有關(guān)；揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼速度相對(duì)較高，整體表現(xiàn)出較高的剛性，中下地殼速度分布較為均勻，未出現(xiàn)明顯的低速異常。在上地幔頂部，青藏高原東緣部分區(qū)域存在低速異常，可能與軟流圈物質(zhì)的上涌有關(guān)；揚(yáng)子地臺(tái)西緣上地幔頂部速度相對(duì)較高，且未發(fā)現(xiàn)明顯的低速異常區(qū)域。泊松比和密度結(jié)構(gòu)方面，兩區(qū)域也呈現(xiàn)出不同的特征。青藏高原東緣松潘-甘孜地塊泊松比相對(duì)較高，平均值約為0.28-0.30，反映出該區(qū)域巖石可能富含較多的基性礦物；揚(yáng)子地臺(tái)西緣泊松比相對(duì)較低，平均值約為0.24-0.26，顯示出典型的克拉通地塊特征，巖石組成主要以酸性和中性巖石為主。在密度結(jié)構(gòu)上，青藏高原東緣松潘-甘孜地塊和川滇地塊中-下地殼、上地幔具有低密度特征，這與該區(qū)域速度結(jié)構(gòu)中的低速異常以及泊松比的分布特征相互印證，可能與地殼物質(zhì)的部分熔融、塑性流動(dòng)以及深部流體的存在有關(guān)；揚(yáng)子地臺(tái)西緣則具有穩(wěn)定的高密度特征，反映了其巖石組成的致密性和穩(wěn)定性。在深部構(gòu)造特征上，兩區(qū)域同樣存在差異。青藏高原東緣莫霍面深度變化顯著，從高原內(nèi)部到邊緣逐漸變淺，在龍門山斷裂帶下方，莫霍面呈現(xiàn)出明顯的下凹形態(tài)；揚(yáng)子地臺(tái)西緣莫霍面深度相對(duì)穩(wěn)定，約為40-45公里，且在區(qū)域內(nèi)變化較小，莫霍面形態(tài)較為平緩，未出現(xiàn)明顯的起伏和突變。青藏高原東緣地殼厚度變化顯著，存在明顯的橫向梯度，且中下地殼存在低速異常區(qū)和明顯的構(gòu)造不連續(xù)性；揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼厚度變化較小，內(nèi)部未發(fā)現(xiàn)明顯的深部構(gòu)造異常，深部結(jié)構(gòu)相對(duì)穩(wěn)定。兩區(qū)域在結(jié)構(gòu)特征上也存在一些相似之處。在莫霍界面處，兩區(qū)域的速度都發(fā)生了明顯的跳躍，這是地殼與上地幔的重要分界標(biāo)志。在淺部地殼，兩區(qū)域的速度和泊松比等參數(shù)都受到地表地質(zhì)構(gòu)造和巖石類型的一定影響，在靠近地表的部分區(qū)域，由于受到風(fēng)化、侵蝕等外力作用，巖石的物理性質(zhì)可能發(fā)生改變，導(dǎo)致速度和泊松比等參數(shù)出現(xiàn)一定的變化。6.2動(dòng)力學(xué)分析從板塊運(yùn)動(dòng)角度來看，印度板塊與歐亞板塊的碰撞是塑造青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣地質(zhì)構(gòu)造格局的根本動(dòng)力。印度板塊以每年約5厘米的速度向北推移并與歐亞板塊發(fā)生強(qiáng)烈碰撞，這種持續(xù)的碰撞導(dǎo)致了青藏高原的強(qiáng)烈隆升和地殼增厚。在碰撞過程中，印度板塊向北的擠壓力使得青藏高原物質(zhì)產(chǎn)生向東和南東方向的擠出運(yùn)動(dòng)，而揚(yáng)子地臺(tái)西緣作為相對(duì)剛性的地塊，對(duì)青藏高原東緣物質(zhì)的擠出起到了阻擋作用，從而在兩者的接觸地帶形成了復(fù)雜的構(gòu)造變形帶。在青藏高原東緣，由于受到印度板塊碰撞的強(qiáng)烈影響，地殼發(fā)生了顯著的縮短和增厚。龍門山斷裂帶、鮮水河斷裂帶等一系列活動(dòng)斷裂帶的形成，都是板塊碰撞和物質(zhì)擠出的產(chǎn)物。龍門山斷裂帶的逆沖推覆運(yùn)動(dòng)使得青藏高原東緣地殼縮短，地殼厚度增加，同時(shí)也導(dǎo)致了該區(qū)域地震活動(dòng)的頻繁發(fā)生。鮮水河斷裂帶的左旋走滑運(yùn)動(dòng)則反映了青藏高原物質(zhì)向東擠出的過程，斷裂帶兩側(cè)的巖石在走滑運(yùn)動(dòng)中發(fā)生強(qiáng)烈的剪切變形和破裂，引發(fā)了多次強(qiáng)烈地震。從深部物質(zhì)流動(dòng)角度分析，青藏高原東緣中下地殼存在低速異常區(qū)，可能與地殼物質(zhì)的部分熔融和塑性流動(dòng)有關(guān)。印度板塊與歐亞板塊的碰撞導(dǎo)致青藏高原地殼增厚，深部物質(zhì)受到高溫高壓作用，使得部分巖石發(fā)生部分熔融，形成了低速異常區(qū)。這些部分熔融物質(zhì)具有較低的粘度，在板塊碰撞產(chǎn)生的應(yīng)力作用下，能夠發(fā)生塑性流動(dòng)。中下地殼的物質(zhì)可能會(huì)沿著斷裂帶或軟弱層向東或南東方向流動(dòng)，進(jìn)一步影響了區(qū)域的構(gòu)造變形和地震活動(dòng)。這種深部物質(zhì)的流動(dòng)還可能與上地幔物質(zhì)的運(yùn)動(dòng)相互作用，形成復(fù)雜的深部動(dòng)力學(xué)過程。在揚(yáng)子地臺(tái)西緣，雖然構(gòu)造相對(duì)穩(wěn)定，但在與青藏高原東緣的過渡地帶，也受到了深部物質(zhì)流動(dòng)的影響。青藏高原東緣部分熔融物質(zhì)的流動(dòng)可能會(huì)導(dǎo)致?lián)P子地臺(tái)西緣地殼深部結(jié)構(gòu)發(fā)生改變，使得該區(qū)域的速度結(jié)構(gòu)、泊松比和密度結(jié)構(gòu)等出現(xiàn)相應(yīng)的變化。在過渡地帶，地殼厚度逐漸變化，莫霍面深度也呈現(xiàn)出過渡特征，這可能與深部物質(zhì)的調(diào)整和相互作用有關(guān)。深部物質(zhì)的流動(dòng)還可能與地幔對(duì)流有關(guān)。地幔對(duì)流是地球內(nèi)部物質(zhì)的一種大規(guī)模循環(huán)運(yùn)動(dòng)，它可能對(duì)板塊運(yùn)動(dòng)和區(qū)域構(gòu)造演化產(chǎn)生重要影響。在青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣地區(qū)，地幔對(duì)流可能導(dǎo)致上地幔物質(zhì)的上升或下降，從而影響地殼的動(dòng)力學(xué)過程。地幔物質(zhì)的上升可能會(huì)導(dǎo)致地殼的隆升和伸展，而下地幔物質(zhì)的下降則可能會(huì)引起地殼的沉降和擠壓。這種地幔對(duì)流與板塊運(yùn)動(dòng)、深部物質(zhì)流動(dòng)之間的相互作用，共同控制了青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的構(gòu)造演化和深部結(jié)構(gòu)特征。青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣的構(gòu)造演化是板塊運(yùn)動(dòng)和深部物質(zhì)流動(dòng)等多種因素共同作用的結(jié)果。印度板塊與歐亞板塊的碰撞是主導(dǎo)因素，它導(dǎo)致了青藏高原的隆升和物質(zhì)擠出，以及揚(yáng)子地臺(tái)西緣的構(gòu)造響應(yīng)。深部物質(zhì)的流動(dòng)則在區(qū)域構(gòu)造變形和地震活動(dòng)中起到了重要的調(diào)節(jié)作用，它與板塊運(yùn)動(dòng)相互作用，形成了復(fù)雜的深部動(dòng)力學(xué)過程。深入研究這些動(dòng)力學(xué)機(jī)制，對(duì)于理解區(qū)域地質(zhì)演化和地震活動(dòng)具有重要意義。6.3地震活動(dòng)與構(gòu)造關(guān)系青藏高原東緣與揚(yáng)子地臺(tái)西緣是中國地震活動(dòng)較為頻繁的區(qū)域，地震活動(dòng)與地殼上地幔結(jié)構(gòu)及構(gòu)造運(yùn)動(dòng)之間存在著緊密的內(nèi)在聯(lián)系。在青藏高原東緣，地震活動(dòng)主要集中在龍門山斷裂帶、鮮水河斷裂帶、安寧河斷裂帶和則木河斷裂帶等主要構(gòu)造帶上。這些斷裂帶是印度板塊與歐亞板塊碰撞擠壓以及青藏高原物質(zhì)東向擠出的產(chǎn)物，其活動(dòng)性直接控制了區(qū)域內(nèi)的地震活動(dòng)。龍門山斷裂帶在2008年發(fā)生了汶川8.0級(jí)特大地震，2013年又發(fā)生了蘆山7.0級(jí)地震，這些強(qiáng)烈地震的發(fā)生與龍門山斷裂帶的逆沖推覆運(yùn)動(dòng)密切相關(guān)。由于印度板塊持續(xù)向北擠壓，青藏高原物質(zhì)向東運(yùn)移，在龍門山斷裂帶處受到揚(yáng)子地臺(tái)西緣相對(duì)剛性地塊的阻擋，應(yīng)力在斷裂帶處不斷積累，當(dāng)應(yīng)力超過巖石的強(qiáng)度極限時(shí)，就會(huì)導(dǎo)致斷裂帶突然錯(cuò)動(dòng)，引發(fā)強(qiáng)烈地震。鮮水河斷裂帶歷史上也多次發(fā)生強(qiáng)烈地震，如1786年康定7.75級(jí)地震、1973年?duì)t霍7.6級(jí)地震等，其左旋走滑運(yùn)動(dòng)使得斷裂帶兩側(cè)巖石發(fā)生強(qiáng)烈的剪切變形和破裂，從而孕育和引發(fā)地震。從地殼上地幔結(jié)構(gòu)來看，青藏高原東緣地殼厚度變化顯著，存在明顯的橫向梯度，中下地殼存在低速異常區(qū)和明顯的構(gòu)造不連續(xù)性。這些結(jié)構(gòu)特征為地震的孕育和發(fā)生提供了有利條件。低速異常區(qū)可能與地殼物質(zhì)的部分熔融和塑性流動(dòng)有關(guān)，部分熔融物質(zhì)的存在使得地殼巖石的強(qiáng)度降低，容易發(fā)生變形和破裂。同時(shí)，構(gòu)造不連續(xù)性，如斷裂帶、深部構(gòu)造界面的起伏變化等，會(huì)導(dǎo)致應(yīng)力集中，當(dāng)應(yīng)力積累到一定程度時(shí)，就會(huì)引發(fā)地震。在龍門山斷裂帶下方，莫霍面呈現(xiàn)出明顯的下凹形態(tài)，這種深部構(gòu)造特征可能會(huì)導(dǎo)致應(yīng)力在該區(qū)域集中，增加地震發(fā)生的風(fēng)險(xiǎn)。揚(yáng)子地臺(tái)西緣地震活動(dòng)相對(duì)較弱，但在一些斷裂帶附近仍有一定的地震活動(dòng)。小金河斷裂、程海斷裂、紅河斷裂等斷裂帶附近曾發(fā)生過中強(qiáng)地震。這些斷裂帶的活動(dòng)與揚(yáng)子地臺(tái)西緣受到青藏高原東緣構(gòu)造活動(dòng)的影響以及深部物質(zhì)的調(diào)整有關(guān)。雖然揚(yáng)子地臺(tái)西緣整體構(gòu)造相對(duì)穩(wěn)定，但在與青藏高原東緣的過渡地帶，受到板塊相互作用的影響，地殼結(jié)構(gòu)和深部物質(zhì)狀態(tài)發(fā)生改變，導(dǎo)致斷裂帶的活動(dòng)性增強(qiáng)，從而引發(fā)地震。揚(yáng)子地臺(tái)西緣地殼厚度相對(duì)穩(wěn)定，深部構(gòu)造特征變化較小，未發(fā)現(xiàn)明顯的深部構(gòu)造異常。這種相對(duì)穩(wěn)定的地殼上地幔結(jié)構(gòu)使得該區(qū)域地震活動(dòng)的強(qiáng)度和頻度相對(duì)較低。然而，在與青藏高原東緣的過渡地帶，由于受到青藏高原東緣構(gòu)造活動(dòng)的影響，地殼結(jié)構(gòu)發(fā)生變化，莫霍面深度逐漸增加，出現(xiàn)了一些構(gòu)造不連續(xù)性和速度突變現(xiàn)象，這些變化可能會(huì)導(dǎo)致應(yīng)力集中，增加地震發(fā)生的可能性。地震活動(dòng)與地殼上地幔結(jié)構(gòu)及構(gòu)造運(yùn)