地震面波与重力联合成像分析苏拉威西周缘壳幔热-流变学结构.pdf

第6 6 卷第7 期2023年7 月姜程浩，张健，李志伟等.2 0 2 3.地震面波与重力联合成像分析苏拉威西周缘壳慢热-流变学结构地球物理学报，6 6（7）：2961-2972,doi:10.6038/cjg2022Q0364.Jiang C H,Zhang J,Li Z W,et al.2023.Thermal rheological structure analysis of crustand upper mantle in Sulawesi based onjoint tomography of surface wave and gravity data.Chinese J.Geophys.(in Chinese),66(7):2961-2972,doi:10.6038/cjg2022Q0364.地球物理学报CHINESE JOURNAL OF GEOPHYSICSVol.66,No.7Jul.,2023地震面波与重力联合成像分析苏拉威西周缘壳慢热-流变学结构姜程浩1，张健1*，李志伟3，郝天1.2.4，董淼，方桂11中国科学院大学，北京10 0 0 492中国科学院地质与地球物理研究所，北京10 0 0 2 93北京卫星环境工程研究所，北京10 0 0 9 44中国科学院地球科学研究院，北京10 0 0 2 9摘要苏拉威西岛位于苏拉威西海、班达海之间，是研究海陆耦合、俯冲后撤等地球动力学问题的重要地区.本文利用这一地区2 4台宽频带地震台站记录的地震面波和背景噪声数据中提取出的面波频散数据和来自卫星的重力异常数据，开展了地震面波与重力联合层析成像反演，获得了苏拉威西周缘地区深至2 40 km深度的三维Vs速度模型.基于三维波速模型，本文利用热-流变学方法，计算了该区岩石圈底界的热流变学边界层厚度、黏性变化特征，结果表明：（1）苏拉威西岛岩石圈流变边界层东南厚、西北薄，这可能导致新生代苏拉威西岛在陆壳碎块位移与重组过程中，岛东支的东部北向速率最大，岛北支西部北向速率次之；（2）北苏拉威西海沟俯冲后撤板片上覆地壳对应S波波速低值异常区，可能代表了富含流体的软弱板片，推测苏拉威西俯冲带是一个慢速俯冲带，且后撤过程不连续.关键词苏拉威西岛；面波与重力联合成像；热流变边界层；海陆耦合；俯冲后撤doi:10.6038/cjg2022Q0364Thermal rheological structure analysis of crustand upper mantle in Sulawesi basedJIANG ChengHao,ZHANG Jian*,LI ZhiWei,HAO TianYaol.2.4,DONG Miao,FANG Gui!4 Innovation Academy for Earth Science,Chinese Academy of Sciences,Beijing 100029,ChinaAbstract Sulawesi is an important area to study geodynamic problems of ocean-continentcoupling and subduction rollback.In this paper,according to the surface wave dispersion dataextracted from seismic surface wave and ambient noise from 24 broadband seismic stations and thesatellite gravity anomaly data,we used the joint tomographic inversion to obtain the three-dimensional Vs velocity model up to 24o km around Sulawesi.Based on this velocity model,wecalculated the thickness and viscosity variation characteristics of the thermal rheological boundary中图分类号P541，P7 38on joint tomography of surface wave and gravity data1 University of Chinese Academy of Sciences,Beijing 100049,China2 Institute of Geology and Geophysics,Chinese Academy of Sciences,Beijing 100029,China3Beijing Institute of Spacecraft Environment Engineering,Beijing 100094,China收稿日期2 0 2 2-0 5-30，2 0 2 3-0 5-2 8 收修定稿基金项目国家自然科学基金（42 17 6 0 52,918 58 2 12，4190 6 0 56），中国科学院战略性先导科技专项（XDB42020104），国家重点研发计划重点专项（2 0 2 1YFA0716002)联合资助.第一作者简介姜程浩，男，1998 年生，博士研究生，主要从事海洋地球物理、地震反演研究E-mail：7 98 436 158 q q.c o m*通讯作者张健，男，196 3年生，教授，主要从事海洋地球物理、地球动力学研究E-mail：z h a n g j i a n u c a s.a c.c n2962layer at the bottom of the lithosphere by the thermal rheological method.The results suggestthat:(1)the rheological boundary layer of the lithosphere in Sulawesi island is thick in thesoutheast and thin in the northwest,resulting in the maximum northward velocity in the east ofthe East Branch of Sulawesi island and the second in the west of the North Branch of Sulawesiisland during the continental crust fragment displacement and reorganization in the Cenozoic;(2)The low Vs anomalous velocity zone corresponding to the overlying crust of the subductionretreating plate of the North Sulawesi trench may be a fluid-rich weak plate.And the Sulawesisubduction is thought to be a sluggish subduction with discontinuous retreating.Keywords Sulawesi;Joint tomography;Thermal rheological boundary layer;Ocean continent。引言苏拉威西岛位于加里曼丹东侧，由岛北支、东支、南支、东南支组成，呈“K”形分布于苏拉威西海和班达海之间（图1).晚渐新世时，苏拉威西岛东南支随班达海板块向北漂移，逐渐与岛南支拼接，同时，岛东支开始靠近岛北支；晚上新世-早更新世，班达海洋壳向西、向北下插人苏拉威西岛东支和东南支陆壳之下（Hinschberger etal.，2 0 0 5），苏拉威西岛构造定型（Van Leeuwen et al.，2 0 0 7;Sp e n c e r,201l;Advokaat etal.，2 0 17)；距今约5Ma的早上新世（Surmontetal.，1994），苏拉威西海盆南缘开始向南俯冲，下插入苏拉威西岛北支,形成北苏拉威西海沟俯冲带（吕川川等，2 0 19；NicholsandHall，1999;Polvet al.，19 9 7;Silv e r e t a l.,19 8 3).此后，北苏拉威西海沟持续向北后撤，并以岛北支东端的万鸦老为轴顺时针旋转，导致古近纪已存在的帕卢-科洛断裂发展为左旋走滑断裂.苏拉威西岛在苏拉威西海、班达海共同作用下，在新生代经历陆壳碎块位移与重组、俯冲带后撤与旋转等过程(Van Leeuwenand Muhardjo,2005;Hennig et al.，2 0 17),是研究“海陆耦合”壳、慢热-流变学结构的有利区域.在全球板块数字模型PB2002中（Bird，2 0 0 3），北苏拉威西海沟俯冲带与帕卢-科洛左旋走滑断裂所围限的岛北支、岛东支属于马鲁古海板块，岛南支、岛东南支属于班达海板块（Ranginetal.，1999).由陆壳拼接重组的苏拉威西岛在周缘海洋板块之间的不稳定活动状态，与深部速度结构、热-流变结构密切相关.结合GPS数据和GEODYSSEA提供的断层活动滑移率（Walpersdorf et al.，19 9 8；Ra n g in e tal.，19 9 9)开展的地热学研究认为（张健等，2 0 2 1）：班达海洋壳在向北推进过程中，岛东支的北向运动地球物理学报（Chinese J.Geophys.）coupling;Rollback66卷速度快、岛北支的北向运动速度慢.基于远震体波数据所得震源机制和深度，结合自由空间重力异常和动力学模型推断（Greenfield et al.，2 0 2 1）：苏拉威西岛观测到的变形是由岩石圈内部“传递应力”引起，在给定驱动力条件下，岩石圈内部横向流变结构决定变形速率.针对上述2 项研究成果，本文利用苏拉威西周缘地震台站资料、热流资料、重磁资料，通过面波和重力联合反演Vs速度结构、通过热流-居里面反演温度结构，计算了岩石圈的底部流变边界的厚度和黏度，分析了苏拉威西“海陆耦合”以及北苏拉威西俯冲后撤的热-流变学条件.1资料与方法1.1数据前人使用南海及周边地区宽频带地震台站记录到的地震事件，利用面波双台法提取了16 12 0 s周期的瑞利面波频散曲线（Chenetal.，2 0 2 0），同时利用地震背景噪声数据和波形互相关方法提取了1650 s 周期的瑞利面波频散曲线（赵建忠等，2019),并对地震和背景噪声16 50 s相同路径下的频散进行了平均.基于上述数据，本文选取研究区域2 4个符合需求的固定地震台站，挑选出瑞利波相速度频散曲线数据，开展面波与重力联合层析成像反演.这2 4个台站中，15个属于GFZ，9 个属于IRIS，其中在110 130 E、10 S8 N区域分布的地震台站如图1所示.重力数据来源于全球卫星布格重力异常模型WGM2012，精度2 X2.为方便研究区域构造特征，本文将卫星所得的绝对重力异常去均值后转换为剩余重力异常.热流数据来源于全球热流数据库GHFD(Global Heat Flow Database,http:/www.ihfc-iugg.org/products/global-heat-flow-database).7期姜程浩等：地震面波与重力联合成像分析苏拉威西周缘壳慢热-流变学结构112E116E8N2963120E124E苏禄海128E日8 NmGal苏拉威西海4N2004N0000-2004S8S达里爪哇海望加锡4S8S地震台站位置IRISGFZ1.2面波重力联合反演本文利用最终提取的瑞利面波相速度频散曲线，依据岩石物理实验中的速度-密度经验关系，利用球坐标系地震面波与重力联合层析成像方法反演苏拉威西及周边地区的壳慢三维S波速度结构.本文所使用的球坐标系地震面波与重力联合层析成像方法，将基于Eikonal方程的直接面波层析成像和球坐标系下自适应Gauss-Legendre重力数值积分相结合，考虑面波射线的几何形态、地球的曲率对面波和布格重力的影响，将重力和面波走时纳人统一的反演系统（Duet al.，2 0 2 1)，通过引人重力数据约束，反演结果同时拟合解释地震面波和重力数据，可以较好改善面波层析成像的多解性考虑到介质的非均匀性，实际面波射线路径可能会偏离大圆路径.因此本文采用球坐标系下2()KaC(o)8t;(w)=-R.(z,)ak(z,)式（2)中，J是深度方向上的网格节点数，N=KJ是总的节点数，Gi是敏感核矩阵，mi是模型物理参数.对于球坐标系下的六面体，利用Gauss-Legendre数值积分方法，其在地表产生的重力场径向分量可近苏拉威西岛北部热流点40 mmal苏拉威西岛南部10mmarl板块运移图1苏拉威西周缘空间重力异常Fig.1 Free-air gravity anomaly around Sulawesi运用快速推进方法(FMM)求解Eikonal方程的直接面波层析成像方法（FangandZhang，2 0 14）.震源A到台站B的走时t在频率w径i下可由以下公式获得at(a)=t9()-t()=oa0S.()Kk=1式(1)中，tob（）是第i个点的观测走时，t(w）是在反演过程中不断更新的第i个点的计算走时，C（w）=1/S（w）是第k个网格节点的相速度.相速度扰动C（w）可以利用纵波速度、横波速度和密度的相对扰动来表示.因为面波频散对横波速度更为敏感，结合经验关系（Brocher，2 0 0 5），可将速度扰动t；（w）进一步表示为aC;(w)aC:(w)ap(2)=2Gumt,N+R(ziapk(z,)(z)北苏拉威西海沟俯冲带左旋走滑断层C(w)C(a)帕卢一科洛Kk-1(1)(2)2964似为(Afnimar et al.，2 0 0 2)：式中，g,（r o，0 o，o）是点（ro，o，o）处重力场的径向分量，G是万有引力常数，Ros是观测点到密度体的直线距离，是两点震中距，Wi.j.表示各方向的权重系数，（ri，,，Pk）表示各方向Gauss-Legendre积分节点的位置，Ni.J.k表示各方向Gauss-Legendre积分的阶数.将式（2）、（3)结合，且将每一次迭代过程中面波和重力数据拼接到一个稀疏线性系统（Du et al.，2021):GS通过求解式（4)可以得到模型的更新量，不断反复迭代直至反演收敛.1.3热-流变计算苏拉威西周缘共收集到133个热流数据（图1)，本文基于先前的工作（张健等，2 0 2 1）获得的居里面深度H。、莫霍面深度Hm开展热-流变计算.在陆地地表平均地温取15，海底最深处地温取5，其余海底按深度加权由15递减，在大地热流约束下,得到研究区居里点平均温度Tc=560（张健等，2 0 2 1).根据T。/H。=d T/d Z，由居里点温度Tc、居里面深度Hc可得地温梯度dT/dZ.由此，dT/dZ结合表层地温可以计算居里点之上任意深度的温度.同时，可以利用Vs速度结构，反演50 250km深度区间的地慢温度Tm（张健等，2 0 18).地热学与地震学对岩石圈底界定义不同.地热学岩石圈（Thermal lithosphere）的定义是岩石圈地慢热传导层（Morgan，198 4），其底界对应热传导地温线与地慢绝热地温线相交点的深度（130 0 等温面，或12 0 0 1450 温度区间）.地震学岩石圈（Seismiclithosphere)指的是位于低速软流圈之上的高速盖层（A n d e r s o n，1995），其底界对应高速盖层过渡到低速软流圈的转折处.地慢对流数值模拟研究表明(Jaupart and Mareschal，19 9 9；Sle e p，2 0 0 6;何丽娟，2 0 14），固体岩石圈与流体地慢之间并不是一个明显的界面，而是一个流变边界层（RheologicalBoundaryLayer，RBL)（图2).由于温度的连续变化，地震波速层析成像只能确定对流地慢顶界（Artemieva，2009），其上即为流变边界层RBL.我们认为，流变边界层厚度、黏度变化可能是造成苏拉威西海、陆岩地球物理学报(Chinese J.Geophys.）r20292 Gpsrs sino,(-ro+rscosd)Ros(4)66卷NINNK2drsdosds=2wjng(r,0,pe)，(3)i=1 j=1 k=10500Curie-50-地热学岩石圈底层个-100-HRBL地震学岩石圈底层-150-低速带软流层-200-地慢对流图2 岩石圈底部流变边界层模型Fig.2 The model of Rheological Boundary Layer(RBL)石圈底界热-流变性质差异的重要原因.2计算结果地震面波成像结果分辨率受不同周期射线覆盖密度的影响，图3显示了2 2 检测板测试的结果.同时，我们也对3344进行了检测板测试.所有反演网格节点尺度均取11速度扰动为正负10%.图3的结果表明：研究区可以得到较好的恢复，边缘部分由于射线分布稀疏的原因未能得到恢复.面波与重力联合反演得到苏拉威西周缘0 30km(h=5 k m)、30 12 0 k m(h=10 k m)、12 0 240km的（h=20km）三维Vs速度模型，如图4所示.图4给出的纵剖面结果可以看出，虽然面波层析成像结果大体符合重力数据的趋势，但偏差还是较大，远不如联合反演对重力数据的拟合情况.通过联合反演所得的Vs速度模型，不仅得到了与面波反演相似的走时残差（图5、表1），同时更好的拟合了重力数据，一定程度上消除了面波反演的非唯一性T/1000，地热线：1流变边界层绝热线1500岩石圈热传导橄榄岩固相线20007期104E10N姜程浩等：地震面波与重力联合成像分析苏拉威西周缘壳慢热-流变学结构112E120E128E136E104E2965112E120E128E136E104E112E120E128E136E10N000010S10N10S15km10N000010S10N10Skm3.0.km40.km10N000010S5N005S10S105E110E115E120E125EA2000-2000-3088-6888wry/qidea501001502001203.0黑色线为观测的重力异常值；红色线为面波重力联合反演后恢复的重力异常值；绿色线为仅面波反演后恢复的重力异常值；灰色实心圆圈为197 0 2 0 2 2 震级5.0 8.0 的地震（数据来源于美国地震信息中心USGS).Fig.4Profile A-C positions and their inversion resultsThe black lines indicate the observed gravity anomaly;The red lines indicate the gravity anomaly recovered from the joint inversion;The greenlines indicate the gravity anomaly recovered from the surface wave inversion only;The grey solid circles indicate the earthquakes between60.km-10-5图3检测板测试结果(5 10 0 km)Fig.3Checkerboard tests at 510o kmB苏拉威西海加里曼丹岛班达海130E122124Longitude/(E)3.54.0Vs/(kms-)magnitude 5.08.0 during 19702022(Data from USGS)8.0.km05B2000-2000-30006000wy/idea50100150200AC2000-2000-3000wy/ndea501001502001261284.5图4纵剖面A-C位置及其反演结果1.00.km10SVs anomaly/%10-42Latitude/()130132B02116118观测值联合反演仅面波4120122Longitude/(E)5.06.01247.08.01262966地球物理学报(Chinese J.Geophys.）4000(a)3000200066卷4000(b)6.50222.59093.1391106.9663134.8021300033.4405aqunN20001000-1000-0绿色代表反演前初始模型（走时=6.50 2 2，6 重力=10 6.96 6 3）；蓝色代表仅面波反演模型（c走时=2.590 9，重力=134.8 0 2 1)；The green indicates the initial model before inversion(otraletime=6.5022,Ogravity=106.9663);The blue indicates the inversion model ofsurfacewaveonly(ouravle time=2.5909.Ogravity=134.8021);Thered indicates the joint inversionmodel(otravletime=3.1391Ogravity=33.4405)表1反演前后走时及重力残差的均方差Table 1RMS of traveltime and gravity residuals beforeand after inversion初始模型面波层析成像联合层析成像走时残差均方差（s）6.5022重力残差均方差（mGal）10 6.96 6 3重-震联合反演计算的苏拉威西周缘地震Vs速度结构如图6 所示.其中，图6 a地壳浅部（10 km）与图6 b地壳深部(20km)横波速度结构有明显的差别.图6 a中，苏拉威西岛北支以北的海沟俯冲带呈现东、西两个不同的速度区域：西侧为低速区，东侧为高速区.岛东支、东南侧都分别对应低速区，岛南支对应高速区.图6 b中，北苏拉威西海沟俯冲带以北为高速区，以南是包括岛北支西部、岛东支、东南支的大片低速区，岛东支与东南支之间的班达海、东南支与南支之间的波尼海湾是弱的高速区.图6 c、6 d、6 e 分别是50km、10 0 k m、16 0 k m 深度地慢横波速度结构图，可以看出，50 km深度，苏拉威西岛是夹在班达海、苏拉威西海高速区之间的低速区，其低速中心对应岛北支与岛东支之间的托米尼湾以东正在发生弧-弧碰撞的马鲁古海.10 0 km、16 0 k m 深度，马鲁古海域转变为高速区，苏拉威西岛北支、东支为高速区，东南支、南支为低速区，与板块构造分区对应.图6 f是各深度层平均Vs随深度变化.可以看出，该区低速层出现在110 150 km深度区间，低速软流圈之上盖层对应地震学岩石圈底界，其平均深度约为10 0 km.0-200走时残差/s图5走时(a)及重力残差(b)分布红色代表面波重力联合反演模型（o走时=3.1391，0 重力=33.440 5）。Fig.5 Distribution of traveltime(a)and gravity residuals(b)反演得到（张健等，2 0 18).2.59093.1391134.802133.440520-100图7 是重、磁反演莫霍面、居里面深度（张健等，2021），以及在海底热流约束下由居里等温面计算的不同深度温度结构.50 km以深温度由Vs速度结构图7 中，居里点深度H。范围在8.52 0.7 km之间（图7 a），平均深度为14.3km.利用大地热流约束，该区居里点温度T。=56 0（张健等，2 0 2 1）.该区莫霍面深度范围Hm在9.6 2 5.5km之间（图7b)，平均深度为18.7 km.依据居里温度结合地温梯度dT/dZ可得到莫霍面温度在548 6 9 0 之间（图7 c），平均值为6 18.整个苏拉威西岛区的莫霍面温度较高，而苏拉威西海、班达海的莫霍面温度较低，均低于6 0 0.图7 d、7 e 分别是2 0 km、50 k m深度的温度，2 0 km深度温度在548 6 7 6 之间，平均值为6 2 7,50 km深度温度在8 7 41154之间，平均值为10 0 4.由于2 0 km深度属于地壳内部,其温度由居里温度计算得到，其温度分布与图7 a居里面形态一致.50 km深度的温度由Vs速度反演得到（张健等，2 0 18），其温度变化特征与图6 c中50km深度的Vs速度分布特征类似.图7 f是各深度层平均温度T随深度的变化.可以看出，变化趋势与图5模式类似，其130 0 等温面平均深度约6 1km.3分析与讨论3.1汽深部流变特征：流变边界层与“海陆耦合”由面波重力联合反演、热-流变计算结果（图6、7)可以分析苏拉威西海、苏拉威西岛、班达海“海陆耦-500重力残差/mGal501007期3N(a)03.2姜程浩等：地震面波与重力联合成像分析苏拉威西周缘壳慢热-流变学结构120E123E哥伦打2967120E123E3N(b)3.20120E3N3.4万鸦老伦打洛0123E4.4万鸭哥伦打洛2日卢3S卢3S3.23.43S.8望加锡6S2.8120E3N(d)03S望加锡6S4.04.14.24.3（a）10 k m；（b）2 0 k m；（c）50 k m；（d）10 0 k m；（e）16 0 k m 深度剪切波速Vs；（f）深度-波速统计特征，红色虚线是剪切波速最小值；黑色实线是剪切波速平均值；蓝色虚线是剪切波速最大值.Fig.6 Shear wave velocity distribution and depth-velocity characteristics(a)10 km;(b)20 km;(c)50 km;(d)100 km;(e)160 km shear wave velocity;(f)Depth-velocity statistical characteristics.The reddashed line indicates the minimum shear wave speed;The black solid line indicates the average shear wave speed;The blue dashed line合”构造区的流变边界层特征，结果如图8 所示.图8 a是苏拉威西岛之下130 0 等温面深度，可认为是热岩石圈底界（Jaupartand Mareschal，1999；A r t e m i e v a a n d M o o n e y，2 0 0 l；臧绍先等，2002；刘绍文等，2 0 0 5).图中，热岩石圈底界深度在54.480.1km之间，平均深度6 1.1km，其中，苏拉威西海、班达海岩石圈底界较深，苏拉威西岛岩石圈底界较浅、呈微隆形态.地热学岩石圈厚度一般小于地震学岩石圈厚度（Jaupart andMareschal，1999；Sleep，2 0 0 6;何丽娟，2 0 14)，由二者厚度差可得到岩石圈与软流圈之间的流变边界层RBL形态，其厚度在2 9.9 48.0 km之间，平均厚度39.3km，如图8 b所示.可以看出，沿苏拉威西岛肯达里一帕卢一线是HRBL较厚区域，HRBL最大区域分别位于苏拉威西岛望加锡6SV/(kmsl)3.23.6123E方鸦4.25哥伦打浴4.215望加锡6SVs/(km-s*l)3.23.64.04.4120E123E3N(e)03S4.05望加锡6SVs/(kms-l)4.54.64.74.8图6 不同深度横波速度分布及深度-波速统计特征indicates the maximum shear wave speed.Vs/(kmsl)4.24.4 4.6 4.8()Vs/(kms*l)4.653.04804.754.7哥伦打浴怕卢肯达里Vs/(kms-l)东南支的东南侧、帕卢的西北侧.苏拉威西岛北支的东段、北苏拉威西海沟西段是HRBL最薄区域，苏拉威西岛中部是相对较厚区域.：图9 是横穿苏拉威西岛的N-S剖面,图中，班达海的HRBL较厚，苏拉威西海的HRBL较薄，苏拉威西岛下的HRBL处于二者之间，但随地形抬升而抬升（图9a、9b).流变边界层相关的数值模拟表明（何丽娟，2 0 14），流变边界层厚度主要由软流圈黏度系数n控制.由地慢温度T(Vs），依据实验流变公式n=eLk(mg-),R=8.314 J/(mol.K),E=260 kJ mol-1,no=1021.5 Pa s,Tm=1300+273K，计算的地慢黏度如图9c所示.图中，随着从1018Pas升高至10 2 Pas，流变边界层厚度HRBL也随之增厚,流变边界层的厚度 HRBL与Lg（n)成正3.6VSmeans.min60wry/udeaLABv120Lowvs180240J4.2V.S.max4.829683N003S地球物理学报(Chinese J.Geophys.）120E123E18小哥伦打洛1866卷120E123E3N万鸦老伦打浴210旧卢243S120E3N6400哥伦打6406403S123E600万鸦600680望加锡6S121620120E123E3N(d)03S6S(a)Depth at curie surface;(b)Depth at Moho;(c)Temperature at Moho;(d)Temperature at 2o km depth;(e)Temperature at 5o kmdepth;(f)Depth-temperature statistical characteristics.The blue dashed line indicates the maximum temperature;The black solid line比，据此推测，班达海之下的黏度大于苏拉威西岛及其北侧的苏拉威西海.流变边界层这种横向差异，控制苏拉威西岛陆壳地块新生代迁移、重组，导致苏拉威西岛各半岛支在南、北两个海洋板块推挤中运动速率不同，岛东支与岛北支之间HRBL最小（图8 b)，北向速率最大，岛北支北向速率次之，岛东南支北向速率最小(图9 a).3.2地壳变形特征：剪切波速、温度与北苏拉威西海沟“俯冲后撤”北苏拉威西海沟“俯冲后撤”是目前备受关注的地球动力学前缘科学问题.早上新世，苏拉威西海盆南缘开始向南俯冲，下插人苏拉威西岛北支，但俯冲深度有限（Ranginetal.，1990）.古地磁研究（Surmontet al.,1994;Otofuji et al.1981)表明,最近4Ma 以望加锡6SCurie/km3N640哥伦打浴600600望加600锡560600640（a）居里面深度；（b）莫霍面深度；（c）莫霍面温度；（d）2 0 k m 深度的温度；（e）50 k m 深度的温度；（f）深度-温度统计特征.蓝色虚线是温度最小值；黑色实线是温度平均值；红色虚线是温度最大值。Fig.7 Temperature distribution at different depths and Depth-Temperature characteristicsindicates the average temperature;The blue dashed line indicates the minimum temperature.望加锡6SMoho/km12162024120E123E950001050帕卢3S1000望加锡6ST/80090010001100图7 不同深度温度分布及深度-温度统计特征T/540600660(f)T/4008001200160020000老哥伦打洛1050T/来，苏拉威西岛北支顺时针旋转了大约2 0 2 5，沿Palu-Koro断层发生了大约4cma-1的左旋位移（W a lp e r s d o r f e t a l.，1998），导致北苏拉威西海沟“俯冲后撤”.我们的研究表明，在拉应力作用下，地壳浅部的横向温度梯度差异是造成俯冲海沟位置向北迁移的主导因素.苏拉威西岛北部温度梯度、面dVs与温度特征如图10 所示.图10 a中，苏拉威西岛北支以北的地温梯度大于40/km，属于高地热异常背景区，岛北支北侧的苏拉威西海沟俯冲带的地温梯度更高达8 0/km以上，表明其浅部具较强的构造活动性，为海沟“俯冲后撤”创造了有利的地热学条件.图10 c是反演的Vs速度结构中按深度平均后，提取的剩余波速dVs沿AB剖面的特征,其中,与俯冲带对应的是向南缓130060LABTwy/ndaa120180240JmaxTmean7期姜程浩等：地震面波与重力联合成像分析苏拉威西周缘壳慢热-流变学结构120E123E3Na2969120E123E3N肯达厅鸦哥伦打洛0帕卢3S望加锡6S56 64 7280图8 苏拉威西岛热岩石圈底界深度及流变边界层特征（a）地热学岩石圈底界面深度（T=1300）；（b）流变边界层厚度HRBL，Fig.8 Deep thermal-rheological characteristics of Sulawesi Island(a)Depth of thermal lithosphere and asthenosphere boundary(T=1300 C);(b)The thickness of Rheological Boundary Layer.N苏拉威西海北支wy/qpdaa05501wy/ndea1001500wy/udea1001019Pa-s图苏拉威西岛N-S面深部流变特征分析（a）地形剖面（其下部黑色、蓝色箭头代表GPS速度，见图1)；（b）流变边界层厚度变化；（c）流变边界层厚度与黏度系数的Fig.9 Profile analysis of deep rheological characteristicsacross Sulawesi island(a)Topographic profile(the black and blue arrows indicateGPS speed,see Fig.1);(b)Thickness variation of rheologicalboundary layer;(c)Relationship between rheological boundary倾的高速区，其穿过莫霍面向下延伸.俯冲带之上有一低速区，向南在Tomini海湾与岛东支结合形成一个低速圈闭，可能是富含流体的软弱板片.Tomini海湾内的Una Una火山与北苏拉威西俯冲无关，是地壳减薄拉伸导致的地慢上升、减压和熔融造成的结果（Cottametal.，2 0 11).图10 d是居里反演得到的温度剖面，可以看出，地温分布特征与俯冲带相适应，在北苏拉威西海沟和岛北支之间，地温曲万鸦老哥伦打洛0帕卢403S望加锡6SLABr/km3236404448S线向南倾，与dVs剖面的倾向特征一致.该剖面上，东支班达海海沟+2HRBL5x1018Pas关系.layer thickness and viscosity coefficient.HRnL/km莫霍面北浅南深，北侧温度低，接近居里温度56 0(a),南侧温度高,约为6 50.LABT.流变边界层HRBLLABV0-2Lat.HRBL1019Pas5x1019Pas该区地壳较薄，地壳总体温度低于6 50，在地(b)温梯度较高、缓慢俯冲的条件下，会导致地壳内与温-4-6HRBLHRBL1020Pas(c)度有关的岩石强度较弱的韧性部分占比增多，强度较大的脆