文档库 最新最全的文档下载
当前位置:文档库 › 青藏高原莫霍面的研究进展

青藏高原莫霍面的研究进展

注:本文为国家自然科学基金重点项目(编号40334035)的成果。

收稿日期:2004-06-25;改回日期:2004-09-16;责任编辑:章雨旭。

作者简介:李秋生,男,1958年生。1982年毕业于原长春地质学院应用地球物理系。现为中国矿业大学(北京校区)博士研究生,中国地质科学院地质研究所研究员。主要从事岩石圈结构地震学探测与研究。电话:010-********;Email :liqiush eng@cag https://www.wendangku.net/doc/4516113021.html, 。

青藏高原莫霍面的研究进展

李秋生1,2) 彭苏萍1) 高 锐2)

1)中国矿业大学(北京校区),北京,100083; 2)中国地质科学院地质研究所,北京,100037

内容提要 本文首先简要回顾了莫霍面的发现,介绍其基本性质,然后对青藏高原莫霍面研究的重要进展进

行了评述。在区域尺度上,被动源地震(天然地震)方法研究结果勾勒出青藏高原地壳及岩石圈底部的深部构造轮廓。然而受分辨率的限制,天然地震结果给出的地壳及上地幔结构的细节不足。近年来已经用分辨率达到几千米甚至百米级的主动源地震(包括宽角反射与折射地震和深反射地震)方法,揭示出青藏高原地壳及上地幔的精细结构。本文对近30年来深地震探测获得的青藏高原各个地块的莫霍面深度、壳幔结构和上地幔盖层速度等基本数据进行了较系统的分析,并对青藏高原莫霍面研究存在的有关问题进行了讨论。

关键词 青藏高原 莫霍面 宽角反射/折射地震 深反射地震

地壳与地幔分界面,即莫霍面,作为地球内部最

接近地球表面的全球性分界面,与人类的生存环境

关系最为密切,也最有可能与地表观察的结果相联

系,因此自20世纪初被发现以来,一直被地球科学

界所关注。青藏高原这个地球上海拔最高、最年轻的

大陆以其巨厚地壳而著称。近20多年来大量的深部

地震探测资料进一步揭示出青藏高原内部的壳幔结

构特征的细节,每一次新发现都对大陆动力学研究

进展有重要的促进作用。青藏高原的地壳与上地幔

结构研究进展文献浩如烟海,近年已有多次较全面

的评述(高锐,1997;曾融生等,1998;滕吉文,2002;

赵文津等,2004),本文仅聚焦于青藏高原的莫霍面

研究领域的进展和存在的问题,以地震探测和研究

结果为主,其中又侧重于深地震测深剖面的研究结

果。作为简单的背景知识,本文自莫霍面的发现、意

义和基本数据谈起。1 莫霍面的发现、意义及基本数据在所有研究地球内部结构的地球物理方法中,地震波方法是最有效、最精确的一种工具。迄今,人类对自身居住的这个星球的内部结构的认识,几乎都是来源于对地震波的观察和分析。地壳与地幔的分界面是1909年前南斯拉夫地震学家莫霍洛维奇(Andrija Moho rovicic ,1857~1936)在整理巴尔干半岛的地震资料(Pn 波)时首先发现的,后经世界各

地观测证实这一间断面普遍存在,因此被命名为莫霍洛维奇界面,简称莫霍面或莫氏面,常用M 或M oho 表示。其主要特征是,地震纵波的速度在此界面之上为 6.7~7.6km /s(地壳),在此界面之下为7.9~8.2km /s (上地幔),中间不连续。莫霍面发现的意义在于它对确立地球内部圈层结构模型的贡献,莫霍面——壳幔分界面是地球内部最明显的两个一级速度间断面之一(另一个是核幔分界面),这两个界面奠定了将地球内部划分为地壳、地幔和地核的基础。以后相继发现的413km 、984km (Bullen,1963)和650km (Joh nso n,1967)深度的地幔内间断面,以及地壳内的康拉德界面等,都是速度—深度曲线的二级不连续,即速度变化率的不连续面。其作用不过是将地球的圈层模型进一步精细刻画。莫霍面的普遍存在性已被世界各地相继探测到

的数据证实,同时这些数据也揭示出莫霍面埋藏深

度(若从自地表算起也称为地壳厚度)及其性质的横

向不一致。就全球尺度而言,莫霍面深度变化大体上

可与地表所见的洋、陆分布相关:大洋之下莫霍面较

浅,一般为5~17km 。最浅处为洋中脊,仅3~5km 。

最深处对应大陆边缘的深海盆地,约12~17km 。大

陆之下莫霍面较深,一般为30~50km (中国东部平

均35km ),高山(指与板块会聚有关的)地区可深达

60~80km (如青藏高原)。岛弧地区莫霍面深度值第50卷 第6期2004年11月 地 质 论 评 GEO LOGICAL REV IEW V o l.50 No.6

Nov . 2004

界于洋壳与陆壳之间,为过渡型,一般为15~30 km。

大陆上地幔顶部的Pn波速度一般为8.0~8.2 km/s左右,但在许多活动带及大陆与海洋的过渡带之下,Pn速度只有7.6~7.8km/s;大陆裂谷带下Pn速度为7.6~8.0km/s;而在某些古生代的造山带(褶皱带)之下,如哈萨克斯坦中部和北部,Pn速度可达8.4~8.6km/s。

2 莫霍面性质及主要类型

自从莫霍面被发现以来,其性质一直存在争议。早期曾用橄榄岩的水化作用形成蛇纹岩的反应(Hess,1959,1962)来解释,实验证明橄榄岩的蛇纹岩化的确能使地震波速度降低到下地壳速度值范围。但这意味着莫霍面不在玄武岩层的底部,而在蛇纹岩化的橄榄岩的底部,后来越来越多的实测资料证实这种假说预测的现象在全球不具有普遍意义。在莫霍面的研究历史上逐渐形成两种代表性的观点:化学(岩性)间断面说和物理“相变”面说。

持化学成分间断面观点的人(曾融生,1964; Ring w ood,1975;Garland,1979;Prodeh l,1984)基于这样的事实:野外观测到的地震波在地壳中传播的速度与实验室模拟地球深部温压环境测定的普通岩石如花岗岩和辉长岩(玄武岩)的速度范围相当,而莫霍面之下的地震波速度则与地表相对稀少的致密岩石(如纯橄榄岩、橄榄岩和榴辉岩)的实验室测定值良好一致。因此莫霍面被解释为:将富含长石的结晶岩(例如辉长岩)与下伏的纯橄榄岩或橄榄岩(主要为镁铁纯橄榄石和辉石)分开的一个岩性或化学(成分)间断面。

近年趋向于认为化学间断面可能是全球延展的,普遍存在于地壳下部玄武岩成分的物质和上地幔具有长石橄榄岩成分的物质之间。

此间断面的深度在大洋地区和大陆地区位于不同的深度。在大陆内部的不同构造单元也是变化的。如果地震测量获得的莫霍面主要反映岩石学界面,则该界面位于硅铝质(酸性的、花岗质的)或镁铁质(基性的、玄武质的)陆壳岩石与超镁铁质(超基性的、橄榄岩的)的地幔岩石之间。这是最常见的莫霍面类型。

岩石学或化学间断面的解释主要基于莫霍面是地球内部速度(密度)的一级(尖锐的)间断面的地震观测事实。这种认识主要源于天然地震固定台网观测资料给出的台站下方的一维(垂向)速度结构,在速度结构模型中从下地壳到上地幔,莫霍面对应1.0~ 1.5km/s的速度差。如此突然的、量值很大的“阶跃式的变化”,一般不可能是“相变”性质的。

所谓的“相变:是指在一定温度和压力条件下,化学组成相同的岩石从一种矿物相转变为另一种矿物相,物理性质(例如密度)发生变化的反应。

持物理相变面观点的人(Hess,1959;Kennedy, 1959)认为在莫霍面所处的温压环境下可能发生的(物理)相变,例如“辉长岩—榴辉岩反应”,也能造成壳幔界面两侧的速度跃变。辉长岩与榴辉岩在矿物学中是有明显差异的岩石,却基本上有相同的化学成分,但榴辉岩的平均密度(3.5g/cm3)却比辉长岩(2.9g/cm3)大10%左右,这一差别与地震波证据表明的存在于莫霍面处的差异在同一数量级。

“相变”观点被质疑的原因在于一般辉长岩必须重结晶才能形成榴辉岩。实验表明,石榴子石粒变岩—榴辉岩边界上的温度在相当于正常大陆地壳底界的压力(1.0GPa)时为670℃,而稳定的大陆构造区(前寒武纪地盾和大陆克拉通),地壳底界的温度一般小于450℃,低于“辉长岩—榴辉岩”相变反应需要的温度条件,故“辉长岩—榴辉岩”相变上述区域地质构造中不起明显作用。

但是近30年来,随着人工源反射地震探测在世界各地广泛开展,多次报道有些地区的下地壳底部存在弱梯度薄层,其底部一般与重合的折射地震测量(“折射地震剖面”是“宽角反射与折射地震剖面”的简称,也称“深地震测深剖面”,英文为Deep Seismic So unding;对等的是“反射地震剖面”,它是“近垂直反射地震剖面”的简称)获得的莫霍面相关(M oo ney et al.,1987)。对比研究发现,下地壳底部存在弱梯度薄层的地区折射地震记录到的莫霍面震相往往也不清晰(滕吉文,2003)。这与“相变”说预测的结果近似,在相变的意义下,莫霍面代表结晶结构的变化,该变化不是发生于一个确定的深度上,而是延展一个压力范围。因此在构造活动区,如年轻的造山带、大陆边缘和岛弧带等板块会聚带,由辉长岩—榴辉岩相变形成另一类型的莫霍面是完全可能的,在上述特殊区带,地温梯度往往较稳定大陆下大的多,且具备地壳物质被带到上地幔深度的动力学环境。因此折衷的观点(Wyllie,1963)已被接受,“相变”性质的莫霍面作为一种重要类型,丰富了对莫霍面的认识。然而,必须注意到形成“相变”型莫霍面的温压条件要求相当苛刻,这种类型的莫霍面并不十分常见。

599

第6期李秋生等:青藏高原莫霍面的研究进展

随着人工源地震探测分辨率的提高,发现有些地区的莫霍面位于一组高、低速薄互层组成(Dav ydova et a l.,1972)的强反射的下地壳的底部。其下是缺少反射信息的上地幔顶部。这是用上述的“岩性界面”和“相变”面都难以解释的,被认为代表莫霍面的另一个重要类型。具有薄互层结构特征的莫霍面被解释为与拉(扩)张区域(如板块的离散边界)的超铁镁质岩的底侵作用有关。

3 青藏高原莫霍面基本特征

青藏高原被公认是地球上最年轻的陆陆碰撞形成的造山带,但是迄今为止其碰撞过程(包括地点、时间和方式)问题并没有得到完满解答。而揭示这一过程仅靠地表观察显然是不够的,莫霍面的深度及其横向变化、壳幔界面的精细结构是揭示岩石圈动力学过程的重要参数,本节笔者等根据近年深部地震探测结果给出青藏高原莫霍面的基本特征,并介绍由此得到的有关高原形成机制及演化过程的新认识。

3.1 青藏高原莫霍面的轮廓特征

3.1.1 天然地震约束的形态特征

最早的青藏高原地壳厚度量的概念来自重力反演,高原内部的布格重力异常平均值为-426m Gl,对应的地壳厚度约为65km,大致相当于正常地壳厚度的2倍。由全球地震台网记录的天然地震资料(面波、体波)给出的速度图像显示在厚约70km的低速的地壳下面90~130km深度范围是高速的(姚振兴等,1981;库普塔等,1982;周兵等,1991;庄真等,1992),因此有印度岩石圈插入到整个高原下面的推测。最新更精确的资料的结果显示,青藏高原南缘的莫霍面变化最为急剧,高原内部相对平坦,高原北部从班公—怒江缝合带向北莫霍面呈台阶状抬升,在整个青藏高原下莫霍面呈不对称的盆底状。利用直接布置到高原内部的宽频带地震台站可以弥补固定台站不足的缺陷,改善面波成像的分辨率,图版Ⅰ-1较精细地刻画了青藏高原地壳厚度近南北向变化的轮廓特征(苏伟等,2002)。青藏高原的莫霍面特征及速度结构还呈现与大地构造特征相关的分区性,与印度次大陆、塔里木盆地有明显差异。穿过青藏高原地壳传播的地震波衰减较快,表明它相对于印度地盾和塔里木地台更“柔软”(冯锐等,1981;孙克忠等,1985)。

天然地震层析成像方法对界面不敏感,不能直接对莫霍面成像,但可以间接反映莫霍面形态的三维变化。青藏高原的地壳和岩石圈上部表现为速度和厚度不同的块体,其空间位置及其边界与地质划分的具有不同性质、历史和年龄的地块(地体)基本吻合,从而支持了青藏高原为不同地质时期的微板块拼合体(潘裕生等,1980;常承法等,1982;曾融生等,1998)。在这些块体中,羌塘块体的地壳厚度约为70km,且具有低速特征;从金沙江缝合带到柴达木盆地地壳及岩石圈逐渐变薄,且具有高速特征(Wittling er et al.,1996)。青藏高原的南缘(拉萨以南)和北缘(格尔木)的地壳尺度内分别存在向高原内倾斜的构造(丁志峰等,1999)。在100km及更大的深度范围,高原南部下存在向北倾斜的高速体(吕庆田等,1996);而高原北部存在向南倾的高速体(姜枚等,1996),它们被认为分别是向北俯冲的印度板块岩石圈和柴达木地块(古亚洲)岩石圈。

接收函数法的提出和应用(Ow ens et al., 1984;Cassidy,1992)是天然地震研究地球内部结构领域的一项重要进展。接收函数非常有用的特性之一是对横波速度的垂向变化敏感,在远震事件记录中,开头二三十秒的波形包含台站下方岩石圈不同界面所产生的PS转换波,其中最强的是莫霍面的PS转换波(曾融生等,1998),因此通过接收函数分析能够揭示莫霍面的形态。近年进一步发展了接收函数叠加技术,利用它不仅能显示PS波转换界面的深度、形态,还能进一步给出界面连续性及其横向变化的提示信息。宽频带地震接收函数分析显示,在青藏高原南部莫霍面自喜马拉雅山开始向北缓倾,在雅鲁藏布江缝合带附近达到最大深度(Yuan et al.,1997;Kosa rev et al.,1999)。在青藏高原北部,至少从金沙江缝合带到柴达木南缘,莫霍面一直向南缓倾(Ko sarev et al.,1999;Kind,2002;Galvéet al.,2002)图版Ⅰ-2。

3.1.2 天然地震约束的上地幔顶部的速度特征

早期报道的青藏高原Pn波速度在8.0~8.4km/s之间,离散程度较大,这些结果都是利用在邻区的地震台站记录青藏高原发生的地震,地震射线通过的路径包含相当多非青藏高原的成分,而且所用地震的震中距很大(达到18°,相当于1200km 以上),由于射线路径的差异造成结果的离散。大致可以归为两类;一是8.1km/s(Chen et al.,1981;贾素娟等,1981);另一种是大于8.4km/s(B a ra zangi et al.,1982,Beg houl et al.,1989;Ho lt et al., 1990)。

丁志峰等(1992)和吴建平等(1998)利用近震

600地 质 论 评2004年

走时资料确定的青藏高原下面上地幔顶部Pn波速度平均值为8.15±0.03km/s,由于所用的仪器和台站的合理分布都是前所未有的,对震中位置和Pn 视速度的约束更可靠,其精度和可信度高于过去由高原外部固定台站资料分析的结果。宽频地震双站法也给出藏南莫霍面速度为8.20km/s的结果(赵文津等,2001)。新的数据表明,青藏高原下Pn速度与正常的大陆上地幔顶部的速度没有明显差异,并且明显低于印度地盾下方的Pn波速度(Ni et al., 1983),即西藏南部的上地幔顶部不存在Holt等(1990)给出的厚达100km、Pn速度达8.4km/s的正速度梯度层。从而否定了印度岩石圈俯冲到整个青藏高原地壳之下的推论。

丁志峰等(1992)分析Ho lt等(1990)得出异常高的Pn波速度可能的原因为:①记录台站位于高原之外,那里的地壳比青藏高原薄;②大于1200km,Pn到时明显提前;③用国际地震中心(ISC)的震源参数时,地震波的走时偏小;④西藏地区莫霍面比正常深35km,该深度处水平面的曲率也相应增大,也能使Pn速度增大0.55% (Mo lnar,1988)。

McNam ara等(1997)利用来自高原周围的1510个区域纵波到时对青藏高原的上地幔顶部的速度横向变化进行了填图,以高原外部的结果作为初级的约束,再利用高原内部记录的40个地震事件对初步结果进行修正,改进分辨率(达到1°),Pn 波速度平均误差为0.03。结果表明,班公—怒江缝合带(BNS)以南的高原南部(8.1~8.3km/s),高原北部的羌塘地块Sn波不能有效传播,该处的Pn波速度(8.0km/s)也较高原南部和塔里木盆地(8.1~8.3km/s)为低。Pn波速度低且伴随Sn波传播低效,年轻火山岩的广泛出露,被认为是羌塘地块深部处于部分熔融状态的证据。M cNama ra等(1997)的结果强调了班公—怒江缝合带的重要性,其南北两侧上地幔的性状明显不同。该研究结果暗示,如果存在印度岩石圈向青藏高原下的俯冲活动,其前缘只能到达班公—怒江缝合带。后来的宽频带地震接收函数剖面(Kosarev et al.,1999;Tilma nn et al., 2003)进一步给出了印度岩石圈向青藏高原下俯冲过程中与地壳拆离,在班公—怒江缝合带拆沉的几何图象,唐古拉山附近的布格重力最低值(-500 m Gl)可能与这一深部过程有关。最近赵文津等(2004)根据层析成像结果提出印度岩石圈拆离成上下两层(中间有低速层隔开)向青藏高原下插入的模型,上层大约位于80km深度,向北延伸到雁石坪(唐古拉山),下层则从喜马拉雅山下即开始以较陡的角度俯冲到软流圈中。

3.2 青藏高原各块体莫霍面特征及其与缝合带、深

大断裂的关系

近年来对青藏高原莫霍面的新认识,主要得益于主动源的地震探测揭示的高原内部地壳及上地幔的精细结构。所谓主动源是相对于天然地震(其位置和发震时间不可控制,称为被动源)而言,包括折射(地震剖面)法和反射(地震剖面)法两种,习惯上是依据它们的采集参数划分的。折射地震剖面数据采集一般使用较稀疏的炮点(间距20~100km)和接收点(间距1~5km)以及大到200~300km的炮检距(shot-to-receiv er offset)。相比之下,通常的反射地震剖面数据采集采用密集的炮点(间距50~500m)和接收点(间距25~100m)以及小得多的偏移距(2~10km)。

对青藏高原的大规模深部地震探测开始于20世纪70年代中期,迄今已有折射地震剖面14条(图1)。亚东—格尔木沿线的探测剖面已经几乎贯穿整个高原,在高原西部(东经84°左右),近南北向的剖面也已经深入到青藏高原腹地(图1)。450km反射地震剖面主要分布在青藏高原南部,主动源的深部地震探测分辨率达到几千米甚至百米级(深反射地震剖面),不仅给出组成高原的各地块地壳结构的基本特征,还揭示出莫霍面的局部特征和丰富的细节,从而奠定了分析莫霍面深度、性质(结构、速度等)与各地块对应关系的资料基础。

折射地震剖面是最早用于探测青藏高原地壳及上地幔结构的现代地震技术,它以记录大药量激发的大角度(宽角)反射及折射波为主要目的。探测地壳二维结构的观测系统通常设计为相遇或追逐的,以纵测线为主,辅之以非纵(扇形)测线。纵测线(一般垂直于构造单元的走向布置)观测资料用以获得剖面下的地壳结构,非纵(扇形)观测经常是作为昂贵的三维观测的简化和替代办法,用以获得各个块体地壳厚度和结构变化的粗略信息。以下主要根据折射地震剖面结果给出青藏高原莫霍面的特征。3.2.1 青藏高原各块体的莫霍面特征

喜马拉雅地块位于南部的印度地盾和北部的印度河—雅鲁藏布缝合带(IYS)之间,由三个构造岩片(低喜马拉雅、高喜马拉雅和北喜马拉雅)组成,从南到北分别以主边界逆冲断裂(M BT)、主中央逆冲断裂(M C T)和藏南拆离系(STDS)为界(Yin et

601

第6期李秋生等:青藏高原莫霍面的研究进展

al .,2000)。

(1)高喜马拉雅:

较早由折射地震非纵观测给

图1 青藏高原地质构造背景及深地震剖面分布示意图(截止到2003年)

Fig .1

 Tecto nic se tting a nd sketch ma p o f DSS pro file in Tibet pla teau a nd adjacent ar ea (up to 2003)1—正断裂;2—逆冲断裂;3—走滑断裂;4—缝合带;5—地震剖面。构造背景(据Yin et al.,2000简化):KDS —库地缝合带;N QS —北祁连缝合带;DHS —党河南山缝合带;SQS —南祁连缝合带;AKM S —阿尼玛卿—昆仑—木孜塔格缝合带;JS —金沙江缝合带;BNS —班公湖—怒江缝合带;IYS —印度河—雅鲁藏布缝合带;S TDS —藏南拆离系;M C T —主中央逆冲断裂;M BT —主边界逆冲断裂。地震剖面及编号:①—1977年中国科学院亚东—当雄剖面(中国科学院地球物理研究所,1981);②、③、④—1981~1982年中法合作佩枯错—普莫雍错剖面(滕吉文等,1983;H irn et al .,1984a);色林错—雅安多剖面(滕吉文等,1985;Sapin 等,1985);嘎拉—安多非纵剖面(虚线)(Hirn et al.,1984b);⑤—1983年原地质矿产部沱沱河—格尔木剖面(卢德源等,1990);⑥—1989年原地质矿产部阿克赛—花石峡(徐新忠等,1993);⑦—1992年原地质矿产部格尔木—额济纳旗剖面(崔作舟等,1999);⑧—1994年中国科学院措勤—三个湖剖面(熊绍柏等,1997);⑨—国土资源部泉水沟—独山子剖面(李秋生等,2001);10—1998年INDEPT H 项目德庆—龙尾错剖面(Zhao et al.,2001);1—1998年中法合作玉树—共和剖面(Galv éet al.,2002);12—2001年青藏973项目樟木—措勤剖面(刘宏兵①);13—2000年中国科学院共和—玉树—下察隅剖面(Zh ang et al.,2002);14—2001年中国地震局唐克—奔子栏剖面(王椿镛等,2003)

1—Normal fault;2—th rust fault;3—strike-slip fault ;4—su tu re;5—s eis mic p rofile.Tectonic s etting(revis ed from Yin et al.,2000):KDS —Kudi su tu re;NQ S —no rth Qilian s uture;DHS —Danghenanshan su tu re ;SQS —sou th Qilian s uture;AKM S —Ayimaqin —Kunlun —M u tztagh su tu re ;JS —J insh a river s uture;BN S —Bangong —Nu j iang s uture;IYS —Ind us —Yarlung Z angb o s uture;S TDS —Sou th Tibet Detachment System;M C T —M ain Central Th rust;M BT —M ain Boundary Th rus t

Seismic profiles &Number :①—Yad ong —Damxung profile car ried out by Chin es e Academy of Science (CAS )in 1977(ins titu te of geoph ysics of CAS ,1981);②,③,④—Paik ǜCo —Puma Yumco p rofile (Teng et al .,1983;Hirn et al .1984a ),Sil ing Co —Ya ′ngand o

profile (Teng et al .,1985;Sapin et al .,1985)and Gala —Amdo fan profile car ried out b y Sino —France cooperation 1981

~1982(Hirn et al .,1984b );⑤—Tuotuo He

—Golmud profile (Lu et al .,1990)carried ou t by th e minis try of geology and mineral resources (M GM R )in 1983;⑥—Aksay —Huashixia profile carried out b y M GM R in 1989;⑦—Golm ud —Ejin Qi profile (Cui et al .,1999)carried out by M GM R

in 1992;⑧—Coq ün

—Sangehu profile (Xiong et al .,1997)car ried out by C AS in 1994;⑨—Quan shuig ou —Dush anz i profile (Li et al .,2001)carried out by the M inis try of Land and Res ources (M L R)in 1997;10—D üq ün —Longw ei Co profile(Z h ao et al.,2001)carried out by IN DE PTH in 1998;1—Gongh e —Yush u profile(Galv éet al.,2002)carried out by Sino —France cooperation in 1998;12—Zh am —

Coqen Profile (Liu ①)carried out by th e p roject of Qinghai —Xiz ang (Tibet )973in 2001;1

3—Gongh e —Yush u —Zayu p rofile (Z h ang et al .,2002)carried ou t by CAS in 2000;14—Tangk e —Benz ilan profile(W ang et al.,2003)carried ou t by China Seis mological Bureau in 2001出的高喜马拉雅的莫霍面深度为55km (Hirn,1984b )。后来深反射地震在帕里一带获得的莫霍面双程反射时间为24s,按 6.3km /s 的平均速度估算为75km (Zhao et al.,1993),与根据重力资料预测

602地 质 论 评2004年

的结果基本吻合(Lyo n -Caen et al .,1984)。显然先

后进行的两种地震方法的测量结果差异很大,但是

本文笔者认为它们不一定是互斥的。其主要原因在

于两种观测在空间上并不重合,折射地震非纵剖面

的反射点在地表的投影线位于INDEPT H 反射地

震剖面以西大约250km 处(珠穆朗玛峰附近),莫

霍面是否沿构造走向发生了突变还有待检验;另外,

若承认莫霍面在高喜马拉雅下的深度为75km ,则

意味着莫霍面在很短的距离内变化了约40km ,因

为印度地盾在恒河平原的莫霍面深度仅为33±

3km (赵文津等,2004)或38km,这样急剧的过渡伴

随怎样的大陆动力学过程,物理学上是否可能?目

前尚未见令人信服的解释。仅就两种地震方法分辨

率差异而言,根本不至于产生莫霍面深度相差

20km 尺度的影响。因此高喜马拉雅的莫霍面深度

还有待更多新的深地震探测剖面检验。

(2)北喜马拉雅又称为特提斯喜马拉雅:位于

喜马拉雅山北坡的近东西向宽角反射地震剖面——

佩枯错—普莫雍错剖面早期的解释为70~79km

(H irn et al.,1984a;藤吉文等,1985),最近的重新

解释结果为74km 左右(张中杰等,2002)。

图2 普莫雍错炮向西地震记录剖面上的Pn 震相(据Hirn et al.,1990)Fig .2 The Pn w av es phase for m sho t Puma lake to w est (after H ir n et a l .,1990)折合时间的折合速度为8.0k m /s Th e traveling-time has reduced with the velocity of 8.0km /s

(3)拉萨地块:几次测量获得的该地块南部的

莫霍面深度大体一致:1977年中国科学院完成的纵

剖面测量结果是70~73km (中国科学院地球物理

研究所,1981),1981~1982年中法合作完成的非纵

剖面测量的结果显示羊八井以南至少70km (壳—

幔过渡带底部)(熊绍柏等,1985)。该地块北部莫霍

面深度曾一度存在50~60km 还是70km ~75km 的

争议,主要是非纵剖面与纵剖面的结果不协调以及

对地壳下部平均速度为

7.4km /s 的梯度带的认识分

歧所致。非纵剖面显示羊八

井以北莫霍面深度只有50~

60km ,而对色林错—蓬错—

雅安多纵剖面[紧靠班公—

怒江缝合带(南侧),呈近东

西向展布]的解释却出现分

歧。结果显示存在约20km

厚的壳幔过渡带,其顶面速

度为 6.5~ 6.6km /s ,底面位

于75±5km (见图版Ⅰ-3中

的红虚线),速度为7.36~

7.45km /s,平均7.4km /s 。

层厚20km 左右。在大约500km 以西的措勤—三个湖剖面上不存在壳幔过渡层,莫霍面深度为75~78km (熊绍柏等,1997),相当于东线剖面壳幔过渡带底部的深度。张中杰等(2001)对中法合作的色林错—雅安多近东西向剖面资料重新进行了解释,倾向于70~75km,并特别指出,甚至在亚东—谷露裂谷的北部延长线上可能存在局部大于80km 的莫霍面“下凹”。以前非纵剖面显示的在雅鲁藏布江缝合线两侧莫霍面相差15~20km ,现在更多的数据表明两侧的差异仅为6~8km,充其量不大于10km 。就整体平均而言,拉萨地块的莫霍面略浅于北喜马拉雅地块。看来印度大陆与欧亚大陆碰撞,两大陆的前缘部分都遭受了变形——地壳明显地缩短增厚,只是被动一侧的拉萨地块变形更强烈一些。拉萨地块与北喜马拉雅最主要的差异特征表现在壳幔过渡层的出现。在藏南,无论折射还是反射方法,都记录到了清晰的莫霍面反射,Pn 波也比较清楚(图2),在喜马拉雅山以北,莫霍面可以被追踪到靠近雅鲁藏布江缝合线的江孜附近。在帕里附近深反射地震剖面获得了清晰的莫霍面反射;但是缝合线以北,折射地震记录剖面上的莫霍面震相较弱,反射地震剖面上则基本分辩不出莫霍面波组。这表明,拉萨地块下面莫霍面的结构或性质不同于喜马拉雅地块。壳幔过渡层可能是拉萨地块独有的。壳幔过渡层是一个正梯度层,其形成可能与新特提斯洋(以沿雅鲁藏布江分布的蛇绿岩为代表)洋壳的向北俯冲有关,俯冲引起地幔上部热活动,基性(玄武质的)洋壳在高温高压下变质,发生辉岩—榴辉岩相变反应;或者俯冲引起地幔物质上涌——底侵作用导致壳幔物质混合,随后的陆陆碰撞603第6期李秋生等:青藏高原莫霍面的研究进展

和持续挤压将这些壳幔混合物质推挤到拉萨地块之下。近东西向剖面还反映谷露裂谷延长线上存在一个从莫霍面到结晶基底面的继承性隆起。

(4)羌塘地块:北界为班公—怒江缝合带(BN S),南界为金沙江缝合带(JS),呈中间宽(约500~600km),东、西窄(小于150km)的形状。羌塘地处青藏高原腹地,其恶劣的自然环境和交通、后勤条件严重限制了地球物理工作的开展。迄今,羌塘地体南部和北部已有莫霍面数据,羌塘地体中心仍为空白地带。INDEPTH-Ⅲ德庆—龙尾错折射地震剖面给出羌塘地块南部在班戈—双湖一线小于65km (Zhao et al.,2001),近垂直入射调查记录的时间叠加剖面显示,莫霍面在双程旅行时(TW T)约22s 处。该剖面以西约500km的措勤—三个湖折射地震剖面给出莫霍面的深度为65~68km(熊绍柏等, 1997)。沱沱河—格尔木折射地震剖面给出羌塘地块北部的莫霍面深度为68~70km(卢德源等,1990;李秋生等,2004)。仅从羌塘地块南、北部的莫霍面深度和产状推测,整个羌塘地块之下莫霍面可能是平坦的,或微向北倾,与高原这一部分高而平坦的地形相对应。据此有人提出下地壳广泛熔融的地壳模型,有待于今后检验。

(5)松潘—甘孜—可可西里地块:位于阿尔金断裂带的东南侧,其南面以金沙江缝合带(JS)为界,北面以阿尼玛卿—东昆仑—木孜塔格缝合带[东昆仑南缘断裂(SK F)]为界,是一个呈三角形的构造单元。已经有两条折射地震剖面穿过松潘—甘孜—可可西里地块,沱沱河—格尔木剖面沿拉萨—格尔木公路,另一条为玉树—共和剖面,在其东北约300km处。两条剖面给出的莫霍面深度比较接近,为60~70km(卢德源等,1990;Verg ne et al., 2002;Ga lvéet al.,2002;李秋生等,2004),莫霍面呈连续南倾的斜坡,自北东向南西逐渐加深,在金沙江缝合带附近达到70km。宽频带接收函数剖面(Kind et al.,2002)给出的莫霍面深度与折射地震剖面的结果大致相当,倾向一致,仅莫霍面的倾角略小,更显平缓,这可归结于两种方法的分辩率不同。

(6)东昆仑—柴达木地块:南以阿尼玛卿—昆仑—木孜塔格缝合带为界,即图版Ⅰ-3中SK F以北的部分。从东昆仑到柴达木,莫霍面深度从大于60km(李秋生等,2004)骤减到52±2km(崔作舟等,1999),山盆过渡带下面存在垂直断距不大于10 km的莫霍面错断(Ga lvéet al.,2002;李秋生等, 2004)。

综合历年的资料(见图1说明),一条大体NE 向横穿青藏高原的长剖面,如图版Ⅰ-3所示,显示了青藏高原莫霍面的起伏变化形态和特征。

3.2.2 莫霍面变化与缝合带及深大断裂的关系

近年,地学界已经趋向于认同青藏高原是由不同地块按由北而南的次序多次碰撞、拼接而成的(曾融生等,1998),在地表留下的痕迹分别为SKF、JS、BN S和IYS(说明见图1和图版Ⅰ-3),根据折射地震非纵反射剖面提供的高原地壳横向变化的图像(H irn et al.,1984b),缝合带的地表痕迹或块体边界大体上都对应10km以上断距的莫霍面错断,宽频带地震远震纵波走时残差的分布似乎也显示了类似的关系(吕庆田等,1996)。这些结果成为青藏高原的侧向滑移挤出模型的证据(Alleg re et al.,1984; Tappo nnier et al.,2001)。

在折射地震剖面观测中,非纵剖面观测作为纵剖面的辅助观测,有其独到之处,较之于纵剖面,非纵观测的接收距离恰处于莫霍面反射波的超临界反射范围,在横穿喜马拉雅地块、拉萨地块到羌塘地块南部的500km长的非纵反射剖面上(H irn et al., 1984b),莫霍面(Pm P)表现为清晰的反射,并且构成一些分段连续的追踪段,经过简单的校正处理的原始的记录剖面即直观地反映了地块之间、缝合带两侧莫霍面深度的显著差异。

但是,必须指出,由于没有足够数目(每个地块至少一条)的纵剖面提供速度约束,非纵反射剖面以地壳平均速度(6.2~ 6.3km/s)估算出来的各块体莫霍面深度、产状(倾向和倾角)和断距等参数存在较大的不确定性,与真实的情况可能有较大的误差。明显的实例是,INDEPTH-Ⅲ的纵剖面探测结果没有发现Hirn等推断的班公—怒江缝合带(BN S)下20km尺度的莫霍面深度突变的证据(Zhao et al., 2001),只是在班公—怒江缝合带地表痕迹以北20~50km位置发现2~3km的莫霍面深度减小。在INDEPTH-Ⅲ测线500km以西的达瓦错—三个湖剖面发现的BN S附近的莫霍面深度变浅也只有大约4km(孔祥儒等,1996;熊绍柏等,1997)。因此,我们有理由怀疑那些缺失纵(支)测线(支测线通常位于各构造块体内部,沿走向布置,连接非纵测线和主测线)约束的非纵剖面给出的莫霍面错断可能被夸大了。另一方面,后来更精细的多种地球物理测量结果表明,在分辨力提高以后,以前宏观尺度上的莫霍面错断与缝合线的对应关系多数难以成立,一般情况下深部莫霍面错断的位置都不是垂直对应着地表

604地 质 论 评2004年

的缝合线痕迹(参见图版Ⅰ-3),从地表到深部,尤其在缝合带内部及其近侧,一些逆冲、挤入、叠置构造的存在,使各地块之间的耦合关系相当复杂,如雅鲁藏布江缝合带的高速构造残片,明显截断了地表所见的断裂带的向深部延伸,从地壳尺度的图像看,在深部缝合线明显偏南几十千米,位于江孜附近。因此,过去那种从上到下切“豆腐”块切出的地体(构造单元)是缺乏实际资料根据的。

4 关于弱反射莫霍面问题的讨论

深地震反射技术(近垂直反射剖面法)由COCORP在北美大陆率先使用并获得巨大成功,改变了人们对大陆地壳的许多认识。莫霍面的性质和形态是COCO RP研究的重要对象之一,在COCORP剖面上莫霍反射波普遍可观测到,只有一些例外,例如在元古宙克拉通地区缺乏清晰莫霍反射,被认为具有特殊意义——反映了克拉通地区与邻区显生代地块性质上的差别。

1992年中美合作在藏南开展了近垂直深地震反射方法探测巨厚地壳细结构的实验(INDEPT H-Ⅰ),在喜马拉雅北坡之下记录到两组莫霍反射(Zhao et al.,1993),上部反射位于双程反射时间22.8~24.4s,下部反射位于25.2s(赵文津等, 1996)。两个波组都具有低频、多相位特征,具有相对优势能量,但是横向延续追踪距离不足100km。IN DEPT H-Ⅱ继续向北的探测中,在特提斯喜马拉雅的北部和拉萨地块都再未能获得有效的莫霍面反射成像。

青藏高原是一个正在活动的造山带,反射莫霍面的缺失显然无法照搬北美大陆的解释。首先,对激发和接收因素的分析结果基本排除了野外数据采集的原因(Alsdo rf et al.,1998)。那么,什么原因致使莫霍面不能有效成像?中美科学家们根据对上地壳底部的反射亮点(Brow n et al.,1996)以及顺带广角资料P—S转换波振幅的分析(Makov sky et al., 1996)结果,提出了中地壳存在广泛的部分熔融层的假设,认为可能是由于该层强衰减影响了地震波向深部的穿透,导致莫霍面不能有效成像。大地电磁测量的电导率剖面也从另一个侧面证明了这种解释的合理性(Chen et al.,1996)。

但是上述理由并不能圆满解释反射莫霍面在喜马拉雅地块北部的突然消失。天然地震记录的Pn 震相很普遍也很可靠(丁志峰,1992;吴建平等, 1998)。我们注意到,与反射莫霍面的情形完全不同,以记录宽角地震资料为目的布置在堆纳的REFTEK仪器(26号台站),收到了来自康马到江孜一带的反射剖面各炮点激发的清晰的莫霍反射信号(赵文津等,2001)。这是一个很好的例证,说明宽角反射与折射法、近垂直反射法工作原理不同,对莫霍反射性的响应是不同的:对反射系数较小的弱反射界面,常规的近垂直入射不能有效成像(反射莫霍面缺失)时,基于地震波发生临界和超临界反射原理的宽角反射法,却往往可以观测到莫霍面反射。事实上被作为部分熔融证据的反射亮点基本上都出现在雅鲁藏布江以北,雅鲁藏布江以南没有反射亮点或很不明显,因此,从萨马达(反射莫霍面能够向北追踪的最北端)至雅鲁藏布江南侧近200km反射莫霍面不能继续追踪,主要原因可能不是中地壳的部分熔融,而是由于莫霍面结构或上地幔盖层性状的改变,当然这还有待今后的高精度探测的实地检验。

5 关于Pn波问题的讨论

精确的Pn波速度能为我们提供地壳及上地幔结构和物质组成的信息,天然地震资料对青藏高原上地幔盖层速度的约束比较松弛,精度一般不如人工地震结果。但是,在高原内部所有人工地震纵测线观测的共炮点记录剖面图中,极少有清楚的Pn波震相,这与华北地台(嘉世旭等,1995;张成科等, 1998;崔作舟等,1999;Wang et al.,2000;张先康等,2003)、扬子地台(崔作舟等,1996)乃至柴达木盆地(李秋生等,2004)等都记录到Pn波震相的情况形成鲜明的对比,表明青藏高原地壳与周缘陆块有很大的不同。

天然地震观测已经普遍观测到来自青藏高原下的Pn波震相,是什么原因导致Pn波在人工地震记录中普遍缺失?

首先,是否激发能量不足?虽然近年完成的折射地震剖面每炮使用的炸药量较过去使用模拟磁带仪器时代减少了,但是数字地震仪器的动态范围大幅度提高了,可以检测到很微弱的地震动信号。如INDEPTH-Ⅲ使用的REFTEK地震仪的动态范围达到120db以上,可以部分弥补药量不足。而模拟磁带仪器时代的测量每炮都使用了足够当量的TN T炸药(中国科学院地球物理研究所,1981;

H irn,1984b;熊少柏等,1985;Sapin et al.,1985),而且在相同炮检距范围内,莫霍面反射波(Pm P)并没有显示能量不足的任何迹象。因此激发能量不足的原因应该不是主要的。

605

第6期李秋生等:青藏高原莫霍面的研究进展

其次,是否炮点单侧排列长度不够?Pn波属于折射波,近炮点一定距离(小于临界距离)为观测盲区,以高原地壳厚度为70km估计,莫霍面的临界距离估计值为180~210km,通常Pn波在临界点之后30~50km(即250km左右)以初至波形式出现。图2显示了青藏高原内部唯一观测到的Pn波的例子,佩枯错—定结—普莫雍错(PDP)剖面位于喜马拉雅山北坡,普莫雍错炮点以西的记录剖面图中Pn波在260km以远有较清晰的显示,一直可以追踪到430km左右,虽然不是所有的单个波至都很清楚,但用肉眼即可进行波组对比(滕吉文等,1983, Hirn et al.,1990)。

其余的大于或接近300km的波形记录剖面,例如,拉萨地块北部的色林错—雅安多剖面的色林错(炮点)—蓬错、蓬错(炮点)—雅安多的观测记录剖面(滕吉文等,1985;Sapin et al.,1985)等也足够长,但是都没有观测到Pn波震相。我们推测这两条波形记录剖面记录不到Pn波与该剖面下存在巨厚的壳幔过渡层有关:地震波一部分在弱梯度层的顶部回折,剩下的能够到达弱梯度层底部的地震波被强烈地衰减,而壳幔过渡层底界面上下的速度差又很小,不足以形成足能穿透地壳返回(厚70km以上的地壳对Pn波的衰减也是不可忽视的因素)记录台站的Pn波,结果导致在记录图上看不到Pn波。

至于那些炮点单侧仪器排列长度不足250km,或虽然长度大于250km但远炮点记录的信噪比低(强干扰背景)的波形记录剖面,记录不到Pn波则是因为处于盲区(排列长度不足)或Pn波微弱的震动被噪声淹没了。

莫霍面深度大大超过观测系统设计对地壳厚度的估计时与排列长度不够的后果是一样的,例如在亚东—谷露裂谷及其延长线上,以及目前所知很少的羌塘地块腹地地壳厚度可能超过80km,距离炮点300km以上Pn波才会出现,要求排列长度达到350~400km。另外当莫霍面倾斜时,在上倾方向爆破,下倾方向记录,也对记录Pn波不利。

在裂谷之外更广阔的区域,青藏高原莫霍面的平均深度一般为70km左右,Pn波缺失可能与青藏高原莫霍面形态和性质的复杂性有关:

(1)莫霍面局部强烈起伏,如呈板片状高角度倾斜、叠置形态(H irn et al.,1984a)将不利于Pn波在记录剖面图上形成连续的有一定长度的追踪段(一般少于三道记录被认为是不确定的)。这或许是雅鲁藏布江缝合带附近,特别是缝合带南侧Pn波在纵剖面观测时不能有效成像的原因之一。

(2)莫霍面的薄互层结构——即高速和低速薄层相间叠成一定厚度的莫霍层,可能是Pn波缺失的另一个原因,但存在某些不确定性。因为对青藏高原东北缘达日炮的地震记录剖面的研究给出了类似的结构(张先康等,2003),未见明显的Pn波;但对天山北麓的奎屯向南的记录剖面的小波变换(赵俊猛等,2001)结果认为那里存在薄互层结构(赵俊猛等,2001),其反射波特征是对应一串连续长达2s的波列(滕吉文,2003),Pn波却发育很好(卢德源等, 2000;李秋生等,2001;赵俊猛等,2001)。天然地震观测发现,班公—怒江以北地区Pn速度低且Sn不能有效传播,似乎表明那里的M oho面具有薄互层结构,但由于存在上述的不确定因素,加上目前可供参考的资料很少,在藏北广大区域深部地球物理特征不甚清楚的情况下,急于建立青藏高原演化模式是不太妥当的。

在青藏高原的折射地震剖面资料中,普遍缺失Pn波,使Pm P震相识别的难度加大,可靠性降低,导致莫霍面深度及结构长期争论。不过Pn波缺失也在某种意义上反证了青藏高原莫霍面形态和性质的复杂性。目前,在印度与欧亚两大板块强烈碰撞后快速隆起的青藏高原内部,深部的应力状态、变形规模以及壳—幔物质交换活动的方式仍然知之甚少,莫霍面的细结构和性质,将在相当长的时期内作为青藏高原殛待深入研究的重要课题。

6 结语

(1)青藏高原莫霍面埋藏深度及其横向变化:青藏高原主体的地壳厚度平均70km左右,为正常大陆地壳厚度的两倍,但地壳结构表明,高原地壳不是由印度地壳与西藏地壳简单叠合而成。沿亚东—格尔木的北东—南西剖面,莫霍面的起伏变化如下:在青藏高原南缘,莫霍面深度急剧加深,从印度地盾在恒河平原的莫霍面深度33±3km迅速加深到高喜马拉雅下的75km。再向北继续缓慢加深,在雅鲁藏布江缝合带附近达到79km左右。雅鲁藏布江缝合带以北莫霍面略有抬升,拉萨地块和羌塘地块的莫霍面相对平坦,深度在70km左右。金沙江缝合带以北,青藏高原北部各构造带的莫霍面呈台阶状逐步抬升,从大于70km减小到柴达木盆地的52±2 km。在雅鲁藏布江缝合带以北,地壳厚度似乎随着构造带形成年代的久远以及远离主碰撞—缝合带而减薄,这似乎可与前新生代几个微大陆从北到南依

606地 质 论 评2004年

次增生在欧亚大陆南缘形成青藏高原的过程相联系,也暗示印度板块在南部向北主动俯冲作用为高原地壳缩短增厚变形的主导因素。但是高原中部大范围的平坦莫霍面,必须依赖塔里木和柴达木在北部向南被动楔入的支撑,以及重力对高原中部的均衡调整,多种机制导致地壳增厚并保持现今的状态。

(2)青藏高原地壳平均速度和上地幔盖层速度:青藏高原地壳平均速度偏低,各构造带地壳平均速度值不尽相同,但基本都落在 6.2~ 6.3km/s 范围之内。这一数值范围较正常大陆地壳的平均速度(6.4~ 6.5km/s)略微偏低,我们考察发现青藏高原下地壳的速度达到 6.6~7.0km/s,与正常大陆下地壳速度值相近,因此,青藏高原地壳平均速度偏低主要由其地壳中部广泛存在一定厚度的低速层所致。在青藏高原内部的移动式宽频带地震观测结果给出Pn波平均速度为8.0~8.2km/s,这说明青藏高原具有正常的上地幔盖层,其速度略低于南边的印度地盾(8.3~8.4km/s),因此不是印度地盾上地幔盖层的向北延伸。高原现今仍保持着巨大地壳厚度且上地幔速度无明显异常表明,在某些古生代造山带(如北美盆岭区和中国东部的大别造山带)之下发现的、导致地壳变薄的岩石圈大规模拆沉现象(杨文采,1999),在青藏高原之下还没有广泛发生。只有青藏高原北部的羌塘地区例外,那里Pn波速度低,Sn传播失效,有可能发生了岩石圈局部拆沉。不过,现有Pn波速度值仍然主要来源于天然地震观测资料,高原内部人工地震记录的Pn波资料仍极为缺乏,仅在藏南分辩出了可靠的Pn震相,其速度为8.1~8.2km/s。

(3)青藏高原各地块拼合关系:青藏高原莫霍面在横向上并不总是连续的,在从南到北数条地表可见的近东西向的走向断裂(它们被作为地体边界)之下,几乎无一例外都存在莫霍面的急剧改变,这支持青藏高原由数个中生代微大陆依次拼贴而成的解释。然而近年的研究表明,具有不同地壳结构特征的各个中生代块体间的耦合关系相当复杂,多数情况下莫霍面突变的位置都不是直上直下对应着地表缝合线的痕迹,如雅鲁藏布江缝合带的高速构造残片,明显截断了地表所见的断裂带的向深部延伸,班公—怒江缝合带对应的莫霍面错断在其地表遗迹偏北约25km处之下。而且由新的探测数据约束的莫霍面断距普遍比过去由扇形观测莫霍面反射点估计的值小,基本不存在10km以上断距的超壳断裂。

(4)莫霍面的性质:青藏高原的莫霍面性质尚没有完全统一的认识,但对于藏南地区莫霍面的认识趋于一致,因为沿喜马拉雅山北坡的东西向折射地震剖面各炮记录剖面图上的Pm P震相比较清晰,在临界点之后以初至波和优势波形式出现,其频谱特征和振幅特征符合超临界反射特征,并明确辨认出莫霍面的首波Pn,其速度为8.1~8.2km/s。上述特点表明该区地壳与上地幔之间的波阻抗较大,莫霍面为尖锐的一级速度间断面。这种性质的莫霍面能够在深反射地震剖面上清晰成像。它反映硅铝质或镁铁质的陆壳岩石与超镁铁质的地幔岩石之间的界面。对藏中和藏北的各个构造带折射地震剖面研究显示下地壳几乎或多或少具有正梯度层(速度随深度增大而增加)特征,它反映一种高、低速物质薄层相间的互层状结构,区域的“折射莫霍面”通常与下地壳反射带的底部相关。加拿大的魁北克和缅因州的重合反射/折射剖面提供了有力的证据(Stew ar t et al.,1986)。在反射地震剖面上表现为强反射的高速下地壳和弱反射的莫霍面,这也许是喜马拉雅山下的反射莫霍面再向北未能长距离追踪的原因。高速反射下地壳和弱反射莫霍面被认为是在热或断裂事件期间地幔物质侵入镁铁质地壳的证据。

注 释

①刘宏兵.2003.青藏高原深部三维结构、物质状态及其形成的动

力学过程.国家重点基础研究发展规划(973)项目——青藏高原形成演化及其环境、资源效应的研究报告.

参 考 文 献

崔作舟,陈纪平,吴苓.1996.花石峡—邵阳深部地壳的结构和构造,中华人民共和国地质矿产部地质专报五:构造地质、地质力学,第21号.北京:地质出版社.

崔作舟,李秋生,孟令顺,管烨.1999.格尔木—额济纳旗地学断面岩石圈结构与深部构造.北京:地质出版社.

常承法,潘裕生,郑锡谰,张新明.1982.青藏高原地质构造.北京:科学出版社.

丁志峰,曾融生,吴大铭.1992.青藏高原的Pn波速度和M oh o界面的起伏.地震学报,14(增刊):592~599.

丁志峰,何正勤,孙为国,孙宏川.1999.青藏高原东部及其边缘地区的地壳上地幔三维速度结构.地球物理学报,42(2):197~205.冯锐,周海南.1981.青藏高原的地壳Q值结构.地球物理学报,24

(4):385~393.

高锐.1995.青藏高原地壳与上地幔地球物理调查成果综述(上).中国地质,4:26~28.

高锐.1997.青藏高原岩石圈结构与地球动力学的30个为什么,地质论评,43(5):460~469.

嘉世旭,刘昌铨.1995.华北地区人工地震测深震相与地壳结构研究.

地震地质,17(2):97~105.

贾素娟,曹学锋,鄢家全.1981.青藏高原地区的纵波走时与上地幔结构,西北地震学报,3(3):27~34.

607

第6期李秋生等:青藏高原莫霍面的研究进展

姜枚,吕庆田,史大年,薛光琦,Pou pinet G,Hirn A.1996.用天然地震探测青藏高原中部地壳、上地幔结构.地球物理学报,39(4): 470~482.

孔祥儒,王兼身,熊绍柏.1996.西藏高原西部综合地球物理与岩石圈结构研究.中国科学(D),26(4):308~315.

库普塔(Cupta H K),纳林(Narain N).1982.根据面波频散确定喜马拉雅和青藏高原地区的地壳结构(原著1967).见:青藏高原地区地球物理地质译文集.北京:科学文献出版社.

李秋生,卢德源,高锐,张之英,刘文,李英康,李敬卫,范井义,熊贤明.2001.新疆地学断面(泉水沟—独山子)深地震测深成果综合研究.地球学报,22(6):534~540.

李秋生,彭苏萍,高锐,管烨,范景义.2004.东昆仑大地震的深部构造背景.地球学报,25(1):11~16.

卢德源,王香泾.1990.青藏高原北部沱沱河—格尔木地区的地壳结构和深部作用过程.中国地质科学院院报,21:227~237.

卢德源,李秋生,高锐,李英康,李德兴,刘文,张之英,2000.横跨天山的人工爆炸地震剖面.科学通报,45(9):982~987.

吕庆田,姜枚,马开义,H irn A,Nerces sian A.1996.三维走时反演与青藏高原南部深部构造.地震学报,18(4):451~459.

潘裕生,汪一鹏,常承法.1980.喜马拉雅板块活动证据兼论青藏高原形成模式.地震地质,2(2),1~10.

宋仲和,安昌强,陈国英,陈立华,庄真,傅竹武,吕梓龄,胡家富.

1991.中国西部三维速度结构及其各向异性.地球物理学报,34

(6):694~707.

宋仲和,安昌强,王椿镛,仇志荣,张丽娟.1985.青藏高原地区及南北带上地幔纵波速度结构.地球物理学报,28(增刊Ⅰ):148~

160.

苏伟,彭艳菊,郑月军,黄忠贤.2002.青藏高原及其邻区上地幔S 波速度结构.地球学报,23(3):193~200.

孙克忠,滕吉文.1985.由长周期地震面波研究西藏高原地区的地壳和上地幔的速度分布.地球物理学报,28(增刊Ⅰ):43~53

滕吉文,熊绍柏,尹周勋,徐忠信,王香泾,卢德源.1983.喜马拉雅山北部地区的地壳结构模型和速度分布特征.地球物理学报,26

(6):525~540.

滕吉文,尹周勋,熊绍柏,1985.西藏高原北部地区色林错—蓬错—那曲—索县地带地壳结构与速度分布,地球物理学报,28(增刊Ⅰ):28~42.

滕吉文.1985.西藏高原地区地壳与上地幔地球物理研究概论.地球物理学报,28(增刊Ⅰ):1~15.

滕吉文.2002.中国地球深部结构和深层动力过程与主体发展方向.

地质论评,48(2):125~139.

滕吉文.2003.固体地球物理学概论.北京:地震出版社,191~193.王椿镛,韩渭宾,吴建平,楼海,白志明.2003.松潘—甘孜造山带地壳速度结构.地震学报,25(3):229~241.

吴建平,叶跃红,叶太兰,曾融生.1998.体波波形反演对青藏高原上地幔速度结构的研究.地球物理学报,41(增刊):16~25.

熊绍柏,滕吉文,尹周勋.1985.西藏高原地区的地壳厚度和莫霍面的起伏.地球物理学报,28(增刊Ⅰ):16~27.

熊绍柏,刘宏兵.1997.青藏高原西部的地壳结构.科学通报,42

(12):1309~1312.

徐新忠,齐鹏飞,党淑娟,杨长来.1993.青海花石峡—甘肃阿克赛人工爆破地震测深成果.见:中国地球物理学会年刊,地震出版社,80.

杨文采,1999.后板块地球物理学导论,北京:地质出版社.

姚振兴,李白基,梁尚鸿,朱培定,张立敏,卢善声.1981.青藏高原地区瑞利波群速度和地壳构造.地球物理学报,24(3):287~295.曾融生.1964.莫霍面的性质,地球物理学报,13(2):180~188.

曾融生,丁志峰,吴庆举.1998.喜马拉雅—祁连山地壳构造与大陆

—大陆碰撞过程.地球物理学报,41(1):49~60.

张成科,张先康,盖玉杰,赵金仁,聂文英,任青芳.1998.大同—阳高震区及其邻区壳幔速度结构与深部构造.地震地质,20(4):391~398.

张先康,李松林,王夫运,嘉世旭,方盛明.2003.青藏高原东北缘、鄂尔多斯和华北唐山震区的地壳结构差异——深地震测深的结果.地震地质,25(1):51~60.

张禹慎.1994.青藏高原及邻近地区的上地幔速度结构和地球动力学研究.见:中国固体地球物理学进展,北京:海洋出版社,156~161.

张中杰,李英康,王光杰,滕吉文,Klemplerer S,李敬卫,范景义,陈斌

贝.2001.藏北地壳东西向结构与“下凹”莫霍面——来自宽角反射剖面的启示.中国科学(D辑),31(11):881~888.

张中杰,滕吉文,李英康,Klemplerer S,杨立强.2002.藏南地壳结构与地壳物质“逃逸”——以佩枯错—普莫雍错宽角反射为例.

中国科学(D辑),32(107):793~798.

赵俊猛,张先康,王尚旭,鲁兵,张进,卢苗安.2001.准噶尔盆地、天山造山带、塔里木盆地、阿尔金造山带、柴达木盆地和昆仑造山带(北缘)岩石圈结构及其动力学研究.见:中国地球物理学会年刊.昆明:云南科技出版社,13.

赵文津,Nelson K D,车敬凯,Brow n L D,徐中信,Kuo J T.1996.

深反射地震揭示喜马拉雅地区地壳上地幔的复杂结构.地球物理学报,39(5):615~628.

赵文津,吴珍汉.2004.加强地表层与深层调查的结合,深化对中国大地构造特征的认识——纪念黄汲清先生100周年诞辰.地质论评,50(3):252~262.

赵文津,薛光琦,赵逊,吴珍汉,史大年,刘葵,江万,熊嘉育, INDEPT H研究队.2004.IN DE PTH-Ⅲ地震层析成像——藏北印度岩石圈俯冲断落的证据.地球学报,25(1):1~10.

赵文津及IN DE PTH项目组.2001.喜马拉雅山及雅鲁藏布江缝合带深部结构与构造研究.北京:地质出版社,154.

中国科学院地球物理研究所.1981.西藏高原当雄—亚东地带地壳与上地幔结构和速度分布的爆炸地震研究.地球物理学报,24

(2):157~170.

周兵,朱介寿,秦建业.1991.青藏高原及邻区S波三维速度结构.

地球物理学报,34(4):426~441.

庄真,傅竹武,吕梓龄,胡家富,宋仲和,陈国英,安昌强,陈立华.

1992.青藏高原及邻近地区地壳与上地幔剪切波三维速度结构.地球物理学报,35:694~709.

References

Alleg re C J,Coar tillot V,Tapponnier P,Hirn A,M attauer M, Coulon C,J aeger J J,Ach ache J.1984.Structure and ev olution of th e H imalaya—Tibet orogenic belt.Nature,307

(5):17~22.

Alsdorf D,Brow n L,Nelson K D,M akov sky Y,Klemperer S,and Zhao W J.1998.Crus tal,d eformation of th e Lhasa terrene, Tibet plateau from Project INDEPT H deep seismic reflection p rofiles.Tectonics,17:501~519.

Barazangi M and Ni J.1982.V elocity and propagation ch aracteris tics of Pn and Sn b eneath th e Himalayan arc and Tibetan plateau:Poss ible evidence for underth rus ting of Indian continen tal lithosph ere beneath Tibet.Geology,10:179~185. Begh oul N and Barazangi M.1989.Con trasting upper mantle velocity structure beneath Basin and Rang e Province and the Tibetan Plateau,EO S,70:402.

Brow n L D,Zhao W J,Nels on K D,Hauck M,Als dorf D,Ross A, Cogan M,Clark M,Liu Xianw en,Che J ingkai.1996.Bright Spots,Structure,and M agmatism in sou th ern Tibet from

608地 质 论 评2004年

INDEPT H Seismic Reflection Profiling.Science,274:1688~1690.

Bullen K E,1963.An Introd uction to the Theory of Seismology, 3rd ed.New Yo rk:Camb ridg e University Press.

Cas sidy J F1992.Numerical experiments in broadband receiv er fu nction analysis.Bull Seism.Soc.Am.,82(3):1452~1474. Chang C F,Pan Y S,Zh eng X L,Zhang X M.1982Th e Geological Tectonics of Qinghai—Xizang(Tibet)Plateau.Beij ing:Science Pres s.

Chen L S,Booker J R,Jonees A G,Nong W u,M artyn J.

Uns wo rth,W ei W B,Tan H D.1996.Electrically cond uctive crus t in sou th Tibet from IN DE PTH M agn eto Telluric s urvey.

Science,274:1694~1696.

Chen W P,M olnar P.1981.Constrains on the seismic wave v elocity structu re b eneath th e Tibetan Plateau and th eir implications.J.Geoph ys.Res.,85:5937~5962.

Cui Z Z,Li Q S,M eng L S,Guan Y.1999.Golmud—Ejin Qi lithosph ererial structure&deep tectonic.Beijing:Geological Publish ing House(in Chines e with English abs tract).

Cui Z Z,Ch en J P,W u L.1996.Texture and Structure of Huas hixia—Shaoyang deep crus t.People′s Republic of China M inis try of Geology and M ineral Resou rces,Geological M emoirs.Series5,Number21.Beijing:Geological Publis hing House(in Chines e with Eng lish abs tract).

Dav ydova N K.Kosminskaya I P,Kapus tian N K,M icho ta G G.

1972.M od els of th e Earth′s crus t and M-boundary.Z.

Geophys.,38:369~393.

Ding Z F,He Z Q,Sun W G Sun H C.1999.3-D Crus t and upper mantle velocity s tructu re in Eas tern Tibetan plateau and its su rrou nding areas.Chinese J ou rnal of Geoph ysics,42(2):197~205(in Chines e with Eng lish abs tract).

Ding Z F,Zeng R S,W u F.1992.Pn v elocity and M oho variation ben eath Tibet plateau.Acta Seis mologica Sinica,14(Supp.): 592~599(in Chin es e).

Feng R,Zh ou H N.1981.Th e Crus tal Q-s tructure ben eath th e Tib etan plateau.Acta Geophysica Sinica,24(4):385~393(in Chinese w ith English abstract).

Gajew ski D,Prodehl C.1985.Crustal structu re beneath th e Sw abian Jura,SW Germany,from s eis mic refraction inv es tigations.J.Geoph ysics,56:69~80.

GalvéA,Hirn A,J iang M,Gallart J,V oogd B,Lépine J C,D iaz J, W ang Y X,Qian H.2002.M odes of raising north eas tern Tibet probed by explosion seis mology.Earth and Planetary Science Letters,203:35~43.

Gao R.1995.A review on geophysical su rv ey achievem en ts for crus t and upper mantle(1).China Geology,4:26~28(in Chinese).

Gao R.1997.Thirty problems of lith osph ere structure and geodynamics in the Qinghai—Tibetan Plateau.Geological Review,43(5):460~466(in Chines e with English abs tract). Garland G D.1979.In trod uction to Geophysics(2nd ed.).

Philadeelphia:W B Sau nders.

Hes s H H.1959.The AM SOC h ole to th e Earth′s mantle Trans.

Am.Geoph ys.Union,40(340):295

Hes s H H.1962.H is tory of the ocean basins.In:Eng el A E J, J ames H L,Leonard B F,ed s.Petrological Studies——a V olume in Honou r of A.F.Buddington.Geol.Soc.Am.,85~449.

H irn A,J obert G,Wittlinger G,Xu Z X,Gao E Y.1990.

Explosion s eis mic cons train ts on velocity and Attenuation in th e Tib etan Upper Lithos ph ere.In:Chinese Academ y of Geological Sciences,eds.Evolu tion of Lith osph ere Structure of

Himalayan——Collection of Geophysics Studies in Xizang (Tibet).Beijing:Geological Publish Hou ses.

Hirn A,Lepine J C,J obert G,Sapin M,Wittling er G,Xu Z X, Gao E Y,W ang X J,Teng J W,Xiong S B,Pand ey M R, Tater J M.1984a.Crus tal S tructur and Variability of the Himalayan Border of Tib et.Nature,307(5946):23~25.

Hirn A,Nercessian A,Sapin M,Jobert G,Xu ZX,Gao E Y,Lu D Y,Teng J W.1984b.Lh as a block and bordering s utures,a continuation of a500-km M oh o traverse through Tib et.

Nature,307(5946):25~27.

Holt W E,Wallace T C.1990.Crustal thickness and upper man tle velocity in the Tib etan,Plateau region from th e inversion of regional Pn1waveform:Evidence for a thick upper man tle lid beneath Southern Tib et.J.Geophys.Res.,95(B8):12499~12525.

Ins titu te of Geoph ysics,Chines e Academy of Science.1981.

Ex plosion s tudies on s tructure of Crus t and upper mantle and velocity dis tribution along Damxu ng—Yadong in Xizang(Tib et) Plateau.Acta Geoph ysica Sinica,24(2):157~170(in Chin ese w ith Englis h ab stract).

Jenkins R A,W hite H F.1957.Fu ndam entals of Optics.New York:M cGraw-H ill.

J ia S J,Cao X F,Yan J Q.1981.P w av e traveling-time and s tructure of upper mantle ben eath Tibetan Plateau.

Northw estern Seismological Journal,3(3):27~34(in Chines e).

J ia S X,Liu C Q.1995.Artificial seismic sounding phases and crus tal s tructure in North ern China.Seimology and Geology, 17(2):97~105(in Chin es e with Eng l ish abs tract).

J iang M,Lu Q T,Shi D N,Xue G Q,Pou pinet G,Hirn A.1996.

The Study on the s tructure of crust and upper mantle with natural earth quakes in central Tib etan plateau.Acta Geoph ysica Sinica,39(4):470~482(in Chinese with English abs tract).

Joh nson L R.1967.Array meas urem ents of P v elocity in the upp er mantle.J.Geoph ys.Res.,72(6309):37.

Kenned y G C.1959.Th e orign of continents,mou ntain ranges and ocean basins.Am.Sei.,47:491.

Kind R,Ni J,Zhao W,W u J,Yuan X,Zhao L,Sandv ol E,Reese C,Nabelek J,Hearn T.1996.Evidence from earth quak e data for a partially molten crus tal layer in s outh ern Tibet.Science, 274:1692~1694.

Kind R,Yuan X,Saul J,Nels on D,Sobolev S V,M echie J,Zhao W,Kosarev G,Ach au ek U,J iang M.2002.Seismic image of crus t and upper mantle beneath Tib et:Evidence for Eurasian Plate Su bd uction.Science,298:1219~122.

Kong X,W ang Q,Xiong https://www.wendangku.net/doc/4516113021.html,preh ensive g eophysics and lith ospheric s tucture in the w es tern Xizang(Tibet)plateau.

Sci.China(Ser.D),39:348~358.

Kosarev G,Kind R,Sobolev S V,Yuan X,Hanka W,Ores hin S.

1999.Seismic Evid ence for a Detach ed Indian Lithos ph eric M an tle beneath Tibet.Science,283:1306~1309.

LavéJ,Avouce J P,Lacassin R,Tapponnier P,M ontagn er J P.

1996.Seismic anis otropy beneath Tibet:evidence for eas tw ard extrusion of Tib etan Lith osphere?Earth and Plan etary Science Letter,140:83~96.

Li Q S,Lu D Y,Gao R,Zh ang Z Y,Liu W,Li Y K,Li J W,Fan J Y,Xiong X M.2001.An integrated study of d eep seismic s ounding p rofiling along Xinj iang Global Geos ciences Transect (Quans huigou—Dush an z i).Acta Geoscien tia Sinica,22(6): 534~540(in Chinese with Englis h abs tract).

Li Q S,Peng S P,Gao R,Guan Y,Fan J Y.2004.Deep Tectonics

609

第6期李秋生等:青藏高原莫霍面的研究进展

background of Eas tern Kunlu n large Earth quak e.Acta Geoscien tica Sinica,25(1):11~16.(in Ch inese with English abs tract).

Lu D Y,W ang X J.1990.Th e crus tal s tructure and d eep process ben eath th e Tuo tuoh e—Golmud profile in the north ern Tibet plateau.Bulletin of Chines e Academy of Geological Science, 21:227~237(in Chin ese w ith English abs tract).

Lu D Y,Li Q S,Gao R,Li Y K,Li D X,Liu W,Zhang Z Y.

2000.A d eep s eis mic sounding profile across the Tianshan M ountains.Chinese Science Bulletin,(22):2100~2106.

LǜQ T,J iang M,M a K Y,Hirn A,Nerces sian A.1996.trav el time tomog raph y inversion and th e deep s tructu re of th e southern.Acta Seism ologica Sinica,9(4):583~592.

Lyon-Caen H,M olnar P.1984.Gravity anomalies and the s tructure of w es tern Tibet and the southern Tarim basin.Geoph ysical Research letters,11:1251~1254.

M akov sky Y,Klempere S L,Ratsch bacher L,Brown L D,Li M, Zhao W J,M eng F L.1996.IN DE PTH Wide-Ang le reflection observation of P-w ave-to-S-w ave conversion from crus tal brigh t spots in Tib et.Science,274:1690~1691.

M cCar thy J.1986.Reflection p rofile from the Snake Rangemetamorphic core complex:A window into th e mid-crus t.In:Barazangi M,Brow n L,eds.Reflection Seismology: Th e Con tinen tal Crust.Geodyn.Ser.,Vol.14,AGU, W ashington,D. C.,281~292.

M cNamara D E,W alter W R,Ow ens T J,Amm on C J.1997.

Upper man tle velocity structure beneath the Tib etan Plateau from Pn Trav el Time Tomography.J.Geoph ys.Res.,102 (B1):493~505.

M olnar P.1988.A review of geophisical cons train ts on the deep structu re of th e Tibetan plateau,th e Himalaya and Karakorum, and their tectonic implication.Phil.Trans.R oy.Soc.Lond., A326:33~88.

M ooney W D,Broch er T M.1987.Coinciden t seismic reflection/ refraction studies of the continen t lith os pere:A global review.

Review s of Geoph ysics,25(4):723~742.

Nelson K D,1991.A unified view of craton evolu tion motivated by deep reflection and refraction results.Geoph ysical J ournal International,105:25~35.

Nelson K D.1991.Deep seis mic p rofile and con tinental evolu tion.

American Geoph ysical Union,377~382.

Ni J,Barazangi M.1983.H igh frequency seismic w ave propagation ben eath th e Indian Shield,Himalayan Arc Tibetan Plateau and su rrou nding regions:high uppermost mantle v elocity and efficient Sn p ropagation b eneath Tibet.Geophys.J.R.as tr., Soc.,72:665~689.

Ni J,Barazangi M.1984.Seis motectonics of th e H imalayan collision zone:geometry of the underth rus ting India b eneath

H imalayan.J.Geophys.Res.,89:1147~1163.

Owens T J,Taylor S R,Zand t G.1984.Seis mic evidence for an ancien t rift b eneath th e Cumberland Plateau,Tennes see:A detailed analysis of broadband teles eis mic P w av eforms.J.

Geophys.Res.,89(B9):7783~7795.

Pan Y S,W ang Y P,Chang C F.1980.The Evidences of Himalaya Plate Activity and th e forming M odel of Qinghai—Xiz ang (Tib et)Plateau.Seismolog y and Geology,2(2),1~10. Phinney R A.1986.A s eis mic cross s ection of the n ew England Applachians:Th e orog en expos ed.In:In:Barazangi M, Brown L,eds.Reflection Seismolog y:The Con tinen tal Crus t.

Geodyn.Ser.,V ol.14,AGU,Washington,D.C.,157~172.

Prod ehl C.1984.Structure of th e earth′s cru st and upper mantle.

In:Land oldt-Bo rnstein(Grou pⅤ,Geoph yics),v ol.2/s ubv ol.

A:97~99.

R ick er N.1953.W avelet con traction,w avelet ex pansion and the control of seismic resolu tion.Geoph ysics,18:769~92.

R ingw ood A https://www.wendangku.net/doc/4516113021.html, position and Petrology of the Earth′s M an tle.New York:M cGraw-Hilt.

Sapin M,Wang X J,Hirn A,Xu Z X.1985.A s eis mic s tructu re s ounding in th e crus t of Lh as a block,Tibet.An n Geoph ys., 3:637~648.

Song Z H,An C Q,Ch en G Y.1991.3-D velocity s tructure and aniso tropy in th e w es tern portion of China.Acta Geoph ysica Sinica,34(6):694~707(in Ch inese w ith Englis h abs tract). Song Z H,An C Q,W ang C Y,Qiu Z R,Zhang L J.1985.P w ave velocity s tructure of upper mantle beneath Qinghai—Tib et plateau and North—South seismic zone.Acta Geoph ysica Sinica,28(supp.):148~160(in Chines e).

Stew art D B,Unger J D,Phillips J D,Goldsmith R,Lois elle M, Julien P,Poole W H,Spence C P,Green A G.1986.The Quebec-w es tern M aine seis mic reflection profile:Setting and firs t year res ults.In:Barazangi M,Brow n L,eds.Reflection Seis mology:A Global Perspectiv e.Geodyn.Ser.,Vol.14, AGU,Washington, D. C.,189~199.

Su W,Peng Y J,Zh eng Y J,Huang Z X.2002.Crus tal and Upper mantle sh ear V elocity Structu re beneath the Tibetan plateau and adjacen t areas.Acta Geos cientia Sinica,23(3):193~200 (in Chines e with Eng lish abs tract).

Sun K Z,Teng J W.1985.Th e v elocity distribu tion in the cru st and up per man tle ben eath Xizang(Tibetan)plateau from long-period s urface w av es.Acta Geophysica Sinica,28(s upp.):43~

53(in Chinese).

Tapponnier P,Xu Z Q,Roger F,M eyer B,Arnaud N,W ittlinger G,Yang J S.2001.Oblique s tepw ise rise and g row th of the Tibet plateau.Science,294(23):1671~1677.

Teng J W,Xiong S B,Yin Z X,Xu Z X,Wang X J,Lu D Y.

Structure of the crust and Upper man tle Pattern and velocity dis tributional characteris tics at No rth ern region of the Himalayan.Acta Geoph ysica Sinica,26(6):525~540(in Chines e with English abs tract).

Teng J W.1985.An Introd uction to geoph ysics study on th e Tib et Plateau area.Acta Geoph ysica Sinica,28(Supp.):1~15(in Chines e with English abs tract).

Teng J iw en,Yin Zhouxu n,Xiong Shaobai.1985.Crustal s tructu re and velocity dis tribu tion beneath th e Serlin Co—Peng Co—Naqu—Suo Coun ty region in th e Northern Xizang(Tibet) Plateau.Acta Geoph ysica Sinica,28(Su pp.):28~42(in Chines e with English abs tract).

Teng J iw en.2002.Deep structu re of the earth,d eep d ynamic p roces s and leading direction in China.Geological Review,48

(2):125~139(in Chines e with Eng l ish abs tract).

Tilmann F,Ni J,INDEPT H-ⅢSeis mic Team.2003.Seismic Imaging of the Down w elling Indian Lith osph ere Beneath Central Tibet.Science,300:1424~1427.

Vergne J,Wittling er G,Qiang H,Tappon nier P,Poupinet G,J iang M.Herqu el G,Paul A.2002.Seis mic evidence for s tepw ise thickening of the crus t acros s th e NE Tibetan plateau.Earth and Planetary Science Letters,203:25~33.

W ang C Y,Zeng R S,M ooney W D,Hack er B R,2000.A crustal model of the ultra-press ure Dabie Shan orogenic belt,China, derived from d eep refraction profiling.J.Geoph ys.Res.,105 (B5):10857~10869.

W ang C Y,Han W B,W u J P,Lou H,Bai Z M.2003.Crustal s tructure beneath the Song pan—Garze orog enic belt.Acta

610地 质 论 评2004年

Seismologica Sinica,25(3):229~241.

Wittling er G,M asson F,Poupinet G,Tappon nier P,J iang M, Herquel G,Guilbert J,Achuauer U,Xue G Q,Shi D N, Lith oscope Kunlun Team.1996.Seismic Tomog raph y of north ern Tibet and Kun lun:Evidence fo r crus tal blocks and mantle velocity contrasts.Earth and Planetary Science Letter, 139:263~279.

Wittling er G,Tap pon nier P,Poupinet G,J iang M,Shi D N,Herqu el G,M as son F.1998.Evidence for localized lithos pheric s hear along th e Altyn tagh fault.Science,282(2):74~76.

Wu J P,Ye Y H,Ye T L,Zeng R S.1998.Studies on velocity structu re of upper man tle with Bod y waveform inversion ben eath Tibet.Acta Geoph ysica Sinica,41(Supp.):16~25(in Chinese w ith English abstract).

Wyllie P J.1963.The nature of the M oh o dis continuity,a comp romis e,J.Geophys.Res.,68(4611):298

Xiong S B,Liu H B.1997.Crus tal structu re in w es tern Tibet Plateau.Chines e Science Bulletin,42(8):665~668.

Xiong S B,Teng J W,Yin Z X.1985.The thick ness of th e crus t and undulation of M oho discontinuity in Xizang(Tibet)plateau.

Acta Geoph ysica Sinica,28(Supp.):16~27(in Chinese).

Xu X Z,Qi P F,Dang S J,Yang C L.1993.Achievement of Qingh ai Huas hixia—Gans u Akes ai artificial ex plosion seismic s ounding.

In:An nual of Chinese Geoph ysics As sociation.Beijing: Seismology Pres s,80(in Ch inese).

Yang W C.1999.Introduction to earth interior ph ysics of post-plate tectonics.Beijing:Geological Publis hing Houses,58~63(in Chinese w ith English abstract).

Yao Z X,Li B J,Liang S H,Z h u P D,Zhang L M,Lu S S.1981.

Th e Rayleigh w av e g roup velocity and crus tal structu re b eneath Tib etan Plateau.Acta Geoph ysica Sinica,24(3):287~295(in Chinese w ith English abstract).

Yin A,Harris on T M.2000.Geologic Evolution of Th e

H imalayan—Tibetan Orogen.Annu.Earth Planet Sci.,28:

211~280.

Yuan X,Ni J,Kind R,M echie J,Sandv ol E.1997.liths pheric and upper mantle s tructu re of southern Tibet from a s eis mological pas sive s ource exp eriment.J ournal Geoph ysical Res earch,102 (B12):27491~27500.

Zeng R S,Ding Z F,W u Q J.1998.th e Crus tal Structu re from

H imalaya to Qilian and its implication to the continen tal

collision process.Chines e J.Geoph ys(in Chines e with English abs tract),41(1):49~60.

Zeng R S.1964.Nature of th e M oh o.Acta Geoph ysica Sinica,13

(2):180~188(in Chines e).

Zhang C K,Zhang X K,Zhao J R,Nie W Y,R en Q F.1998.

V elocity s tructure and deep tectonic b eneath Datong—Yanggao Earth quak e region and adjacent region.Seismolog y and Geology,20(4):391~398(in Chinese w ith English abstract). Zhang X K,Li S L,W ang F Y,J ia S X,Fang S M.2003.

Diffrences of crustal Structure in no rth eastern edge of Tibet Plateau,Ordos and Tangsh an Earth quak e region in nor th China——res ults of deep seismic s ou nding.Seis mology and Geology,25(1):51~60(in Chin ese w ith English abstract). Zhang Y S.1994.Upper man tle s tructure and plate tectonics u nder th e Tibetan Plateau and adjacent areas.In:Advances in solid earth g eophysics in China——in Honou r of p rofesso r Zeng Rongs heng′70th Birthday.Beij ing:Oceanic Press,156~161 (in Chinese w ith Englis h abs tract).

Zhang Z J,Li Y K,Wang G J,Teng J W,Klem plerer S,Li J W, Fan J Y,Ch en Y.2001.E—W Crus tal s tructure und er th e north ern Tibet and“dow n-bow ing”M oho under the no rth ern

Tibet revealed by w ide-ang le seismic profile.Science in China (Series D),31(11):881~888.

Zhang Z J,Teng J W,Li Y K,Klemplerer S,Yang L Q.2002.

Crustal s tructure under the s outh ern Tibet and“escaping”of Crustal s ubs tance——taking Peiku Co—Pumo Yung Co w ide angle p rofile as example.Science in China(Series D),32(107): 793~798.

Zhang Z J,W ang G J,Sun R M.2002.P-w av e structure along 1100km long w ide-angle seismic profile in th e eas tern Tib et.

AGU,J apan.

Zhao W J,INDEPT H group.2001.Deep Structure and Tectonics beneath Himalayan and Tsanpo Suture.Beijing:Geological Publishing Hous e,154.

Zhao W J,Nels on K D,Che J K,Brow n L D,Xu Z X,Kuo J T.

1996.Deep s eis mic reflection in H imalayan region reveals the complexity of the cru st and upper mantle s tructu re.Acta Geoph ysica Sinica,39(5):615~628(in Chines e w ith English abs tract).

Zhao W J,W u Z H.2004.Em ph asizing s urface inv es tigation combine with deep s urvey,d eepen understanding ch aracteristics of Tectonics of China——In Honour m emory of profess or Huang J iqing′100th Birth day.Geological Review,50(3):252~262.(in Chin es e with English abs tract).

Zhao W J,Xue G Q,Zh ao X,W u Z H,Shi D N,Liu K,J iang W, Xiong J Y,INDEPT H Team.Seis mic Imaging of the s ubducting Indian Lith osph ere beneath North Tibet.Acta Geologica Sinica,25(1):1~10(in Chines e with English abs tract).

Zhao W,M echie J,Brow n L D,Guo J,Haines S,Hearn T, Klemperer S L,M a Y S,M eiss ner R,Nels on K D,Ni J F, Panan ont P,Rapine R,Ros s A,Saul J.2001.Crustal s tructure of central Tibet as derived from project INDEPT H w ide-angle s eis mic data.Geoph ysical Journal International, 145:486~498.

Zhao W,N els on K D and INDEPT H Team.1993.Deep seismic reflection evid ence fo r con tinental u nderth rusting beneath Tibet.Natu re,366:557~559.

Zhou B,Zhu J S,Ch un K.1991.Th ree Dimensional Shear velocity s tructure b eneath Qingh ai—Tibet and Its Ad jacen t Area.Acta Geoph ysica Sinica,34(4):426~441(in Chines e with English abs tract).

Zhuang Z,Fu Z W,Lu Z L,Hu J F,Song Z H,Ch en G Y,An C Q,Ch en L H.1992.3-D Shear velocity model of crus t and up per mantle beneath the Tibetan Plateau and its adjacent regions.Acta Geophysica Sinica,35:694~709(in Chin ese w ith Englis h ab stract).

图 版 说 明

1.沿径向(90°E)的S波速度剖面(据苏伟等,2002)。

2.沿拉萨—格尔木公路的接收函数偏移剖面(包括INDEPT H-Ⅱ,

中法-Sou th,PASS CAL91/92,中法-North试验)(据Kind等, 2002)。

3.近南北向横穿青藏高原的二维纵波速度地壳结构剖面(资料来

源见图1说明)。

IYS—印度河—雅鲁藏布缝合带;BNS—班公—怒江缝合带;JS—金沙江缝合带;SK F—昆仑南缘断裂;+示意东西向剖面莫霍面深度在本剖面的投影(滕吉文等,1983,1985;Sapin et al.,1985);白虚线和红虚线分别示意壳幔混合层顶、底界面;BNS下的红实线示意西剖面莫霍面深度(熊绍柏等,1997)。

611

第6期李秋生等:青藏高原莫霍面的研究进展

A Review on the Moho Discontinuity beneath the Tibetan Plateau

LI Qiusheng1,2),PEN G Suping1),G AO Rui2)

1)China University of Mining Technology(Beijing Campus),Beijing,100083

2)Institute of G eology,Chinese Academy of G eological Sciences,Beijing,100037

Abstract

After a summa ry review of the M oho discovery and introduction of its elementary nature,this paper focus on the impor tant adva ncem ent o n M oho studies in the Tibet plateau.In the regio nal scale,passiv e source seismic(natural earthquake)research achiev em ents sketch the deep tecto nic backg round reached to the basement of the litho sphere.How ev er,due to the limitatio n of resolutio n of passiv e source methods, the results(structure of the crust and upper mantle)g enera lly lack o f eno ugh details.In recent decades, w ith the use o f active source seismic(include w ide-ang le reflection and refractio n seismic profiling,nea r v ertical reflection seismic pro filing)w ith high resolution of sev eral kilom eter ev en hundreds meter,the fine structure of th e crust and upper ma ntle benea th the Tibetan Plateau has been rev ea led.This paper make a systema tic analy sis on the basic data of the M oho depth,crust and uppermo st mantle structure as w ell as the velocity o f the uppermo st m antle in the recent30yea rs and hav e a discussio n on sev eral problems including the Moho research o f the Tibetan Pla teau.

Key words:Qinghai-Xizang(Tibetan)plateau,Moho Discontinuity,Wide-ang le reflectio n/ refraction seismic pro file,deep seismic reflectio n profile

对2002年颁发的地质行业单矿种勘查规范中化学分析质量检查要求的探讨

李锦忠

中国材料工业科工集团江苏总队,南京,211135

作者在勘探地质报告编写与储量报告评审中发现,当其

化学组分的质量分数小于一般工业指标一个数量级时,其内

外检合格率常达不到行业规范要求的百分比。为此,对与之

相关的标准、规范进行了认真的对比研究,并通过对一个典

型水泥用灰岩地质勘探报告中内、外检查样品数据统计分

析,提出了对现行行业标准中关于化学分析质量检查要求的

修改建议。

1 各相关规范的相关条款及要求

(1)《地质矿产实验室测试质量管理规范》(DZ0130.3-

1994)、《冶金、化工石灰岩及白云岩、水泥原料矿产地质勘查

规范》(DZ/T0213-2002)中岩石矿物允许相对双差计算公

式:

Y=c×20x-0.60 x≥3.08% c×12.5x-0.182 x< 3.08%

式中:Y%;c为修正系数;x为测定结果浓度值(%)。

(2)《建材用石灰石化学分析方法》(GB/T5762-2000)中允许误差采用绝对误差;《水泥原料矿产地质勘查规范》(G F95-01)则已被D Z/T0213-2002替代。二者的允许误差摘录如下:

《建材用石灰石化学分析方

法》

《水泥原料矿产

地质勘查规范》

同一实验室不同实验室石灰质④

粘土、

硅质烧失量

SiO2

Fe2O3

Al2O3

CaO

M gO

K2O+Na2O

TiO2

P2O5

游离硅

SO3

Cl

0.25

0.15

0.05①;0.10②

0.15

0.25

0.15

0.10

0.05

0.05③

0.2③

 

0.40

0.20

0.10①;0.15②

0.20

0.40

0.25

0.15

0.10

0.10③

0.3③

 

0.60

0.40

0.30

0.30

0.7

0.4

0.10

0.30

0.05③

0.5③

0.2

0.004

0.60

0.70

0.6

0.5

0.40

0.25

0.15

0.10

0.05③

—③

0.2

0.006

①分析质量分数<0.5%时;②分析质量分数≥0.5%时;③为非标准方法(代用法或推荐性方法);④当出现分段要求时,取其小值。

2 某灰岩矿中MgO内检、N a2O、SO3外检数据统计值

(1)M gO内检:经对122件内检样品中超差样品数据统计,在33件超差样品中,(下转第638页) 

612地 质 论 评2004年

相关文档