6500万年前，印欧板块发生碰撞，板块的持续汇聚作用造就了现今的青藏高原。青藏高原是陆陆碰撞造山带的热点研究区域。以逆冲断裂为代表的挤压构造大多发育在其周缘，指示着青藏高原持续的南北向缩短；大型走滑断层系则分布在边缘及块体边界，尤其是东南缘和东北缘，指示青藏高原物质向东挤出；高原内部则主要发育了一系列南北向裂谷及一系列的共轭走滑断层（图1），这些走滑断层及其连接的南北向裂谷被认为调节了同时期的南北向缩短和东西向伸展变形。但是这一系列共轭走滑断层的形成机制仍存在诸多争议，其中一个重要原因是对共轭走滑区地壳结构缺少足够的约束。通过对共轭走滑断层区地壳结构进行成像研究，不仅可以探讨共轭走滑断层的形成机制，还可以为认识青藏高原的变形特征和隆升过程提供重要约束。 

　　中科院地质地球所岩石圈演化国家重点实验室周贝贝博士和导师梁晓峰副研究员及其他合作者利用二维宽频带地震台网（SANDWICH）所记录的两年连续地震波形数据，结合附近10个中国地震台网固定台站（CNSN）在相同时间内记录的地震波形数据，加入INDEPTH-III项目记录的人工地震走时数据，在研究区开展了三维近震速度成像研究。在获得研究区三维速度结构的基础上，利用SANDWICH台网记录的地震波形数据开展了近震衰减成像研究（图1）。 

　　根据获得的上地壳速度和衰减成像结果，结合前人获得的其他地球物理信息以及区域地质概况，该研究获得了以下认识： 

　　（1）近地表相对低V_P异常区与研究区内主要沉积盆地相对应；吐错盆地中V_P相对较高区域，对应羌塘背斜； 

　　（2）研究区内上地壳相对较低的V_P/V_S值与前人研究结果相一致，暗示研究区内富石英质岩石广泛分布。同时研究区内Q值较低且分布相对不均匀（图2）； 

　　（3）研究区0-10 km深度反演的速度和Q值模型具有较好分辨率，共轭走滑断层区在此深度范围内以低V_P异常、变化的V_P/V_S和低Q值异常为主要特征。 

　　前人的大地电磁观测显示，该区域上地壳表现为高阻异常（图2），而高地温不足以解释观测的低波速异常特征。综合考虑这些因素，该研究认为沿班公湖-怒江缝合带的上地壳低V_P异常指示了物质组成差异的贡献，其空间上与缝合带附近的蛇绿混杂岩带相吻合，在高原演化过程中该区的物质组成特征可能作为一个弱区促进了共轭剪切带的发育。同时，其他地球物理观测指示青藏高原中部沿班公湖-怒江缝合带可能存在塑性或部分熔融的中/下地壳，在青藏高原南北向挤压力以及中/下地壳物质流动产生的底部剪切力共同作用下，形成了一系列共轭走滑断层（图3）。 

图1  研究区内主要地质构造、台站、天然地震和人工地震位置图。粗虚线为研究区内的缝合带：班公湖-怒江缝合带（BNS），金沙江缝合带（JS）和印度-雅鲁藏布江缝合带（IYS）。两条细虚线为蛇绿岩带：永珠-纳木错蛇绿岩带（YNOB）和龙木措-双湖蛇绿岩带（LSOB）。深红色实线：V型共轭走滑断层系；黑色实线：羌塘背斜（QA）；QT：羌塘地体；LT：拉萨地体；TCB：吐错盆地；LB：伦坡拉盆地；标有数字“1，2和3”的黄色圆点：青藏高原中部的热流数据分布 

图2  沿INDEPTH-III剖面上的Vp（a），Vp/Vs（b），Qp（c）和电阻率（d）成像结果。黑色实线内部是Derivative Weighted Sum（DWS）大于900的区域，检测板测试表明该区域反演结果更为可靠，Vp，Vp/Vs和Qp模型（a-c）是本研究的反演结果，电阻率模型（d）是Solon et al. (2005)在近似位置的结果。BNS：班公湖-怒江缝合带 

图3  基于层析成像反演结果解释共轭剪切走滑带形成机制的卡通简图　　  

　　研究成果发表于Journal of Geophysical Research: Solid Earth。（Zhou B, Liang X, Lin G, et al. Upper Crustal Weak Zone in Central Tibet: An Implication From Three‐Dimensional Seismic Velocity and Attenuation Tomography Results[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2019, 124:4654-4672.DOI: 10.1029/2018JB016653）（原文链接）