譚 萍

(防災科技學院 河北省地震動力學重點實驗室， 河北 三河 065201)

0 引言

印度板塊和歐亞板塊的陸陸碰撞造就了世界上最大的高原——青藏高原，歷來被視為研究大陸動力學的天然實驗室[1-2]。青藏高原隆升的動力來源是板塊碰撞產(chǎn)生的擠壓應力，在這樣一個強烈南北向擠壓的環(huán)境下，高原內(nèi)部卻發(fā)育了東西向伸展的構(gòu)造，比如高原中部發(fā)育的Ⅴ型共軛走滑斷層，前人認為其調(diào)節(jié)了高原同時期的南北向縮短和東西向伸展[3-4]。共軛走滑斷層分布于班公湖-怒江縫合帶兩側(cè)，北側(cè)的北東走向斷層表現(xiàn)為左旋性質(zhì)，南側(cè)的北西走向斷層表現(xiàn)為右旋性質(zhì)。對共軛走滑斷層的形成機制進行研究，可為認識高原的變形特征和隆升過程提供重要約束。作為淺表觀察到的伸展構(gòu)造，研究共軛走滑斷層的形成機制，最直接的證據(jù)來源于其下方精細的殼幔結(jié)構(gòu)，特別是地殼，作為連接淺表與深部的紐帶，其速度結(jié)構(gòu)對共軛走滑斷層的成因有極強的約束作用。此外，各向異性廣泛存在于地殼和地幔中[5-6]，上地殼中的各向異性一般認為是應力引起的充滿流體的裂縫定向排列導致的[7-8]，而下地殼和地幔中的各向異性一般歸因于應變導致的礦物晶格優(yōu)先取向[9-10]。通過觀測地震各向異性可以為共軛走滑斷層深部地殼變形提供更多地震學證據(jù)。

背景噪聲層析成像方法通過對兩個臺站記錄的長時間噪聲信號進行互相關(guān)計算，能夠得到短-中周期高信噪比的面波信號，相對于基于地震事件的傳統(tǒng)面波方法，該方法不受地震事件分布不均勻、地震參數(shù)誤差以及短周期面波信號存在強衰減和散射的影響，是目前重建地殼精細結(jié)構(gòu)的主流方法之一[11]。本文發(fā)揮背景噪聲面波層析成像方法的優(yōu)勢，利用高原中部流動地震臺站和研究區(qū)內(nèi)固定地震臺站數(shù)據(jù)，反演獲得高原中部相速度和方位各向異性分布，為探討青藏高原中部地殼變形以及淺表構(gòu)造與深部過程之間的聯(lián)系等科學問題提供可靠線索。

1 數(shù)據(jù)與方法

2013—2017年，中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室殼幔結(jié)構(gòu)探測學科組在青藏高原中部，跨班公湖-怒江縫合帶布設了二維寬頻帶地震臺陣SANDWICH[12]，為青藏高原中部的深部結(jié)構(gòu)探測工作奠定了基礎(chǔ)。臺陣布設所使用的三分量地震計類型為 Guralp CMG-3ESP，頻帶范圍為60/30s～50Hz，采集器有 RefTek72A和RefTek 130兩種，平均臺間距約為40km。本文收集了SANDWICH臺陣中53個臺站2013年11月到2015年11月記錄的連續(xù)波形數(shù)據(jù)以及與SANDWICH臺陣具有相同數(shù)據(jù)記錄時間的研究區(qū)內(nèi)30個固定臺站的連續(xù)波形數(shù)據(jù)[13](圖 1)。

本文利用連續(xù)波形記錄的垂向分量進行互相關(guān)計算，進而提取Rayleigh面波頻散信息。在此之前，需要對單臺數(shù)據(jù)進行預處理[14]，包括去除儀器響應，去均值，去傾斜，將數(shù)據(jù)重采樣到 5Hz，帶通濾波，將連續(xù)波形截取成以天為單位的數(shù)據(jù)，利用滑動絕對平均法進行時間域歸一化以及頻譜白化處理。經(jīng)過上述預處理之后，對臺站對數(shù)據(jù)進行互相關(guān)計算和疊加，并計算臺站間的經(jīng)驗格林函數(shù)。為了降低噪聲源分布不均勻性帶來的影響并提高信噪比，本文利用背景噪聲互相關(guān)函數(shù)正負分支的反序平均來計算經(jīng)驗格林函數(shù)。

利用Rayleigh波相速度頻散曲線，通過反演可以得到研究區(qū)各個周期相速度分布圖像，也可以同時反演不同周期方位各向異性的空間分布。對于反演區(qū)中的任一點M，其Rayleigh波相速度可以表示為[18]：

c(T，M，θ)=c0(T)(1+a0(T，M)+

a1(T，M)cos2θ+a2(T，M)sin2θ

(1)

式中，T為周期；θ為方位角；c0(T)為參考相速度；a0為各向同性相速度擾動；a1和a2為方位各向異性參數(shù)。方位各向異性的強度Ac和快波方向Θ可以表示為：

(2)

(3)

本文設定網(wǎng)格大小為0.2°×0.2°，采用一種基于連續(xù)模型的廣義反演方法得到不同周期的Rayleigh波相速度分布和方位各向異性參數(shù)[19-22]。反演模型m(a0，a1，a2)可以通過最小化目標函數(shù)Φ(m)來獲得：

(4)

式中，m為反演模型；mp為先驗模型；t為利用模型m計算的預測走時向量；tobs為觀測走時向量；CD為數(shù)據(jù)協(xié)方差矩陣，代表數(shù)據(jù)不確定性，與相速度頻散測量的標準誤差σd相關(guān)。CM為先驗模型協(xié)方差矩陣，協(xié)方差函數(shù)可以表示為：

(5)

為了檢測反演方法的可靠性和反演結(jié)果的分辨率，本文進行了檢測板測試[23]。輸入模型中相速度的平均值取為4.0km/s，速度擾動設為±7%，異常尺度為0.4°×0.4°和0.8°×0.8°。對于方位各向異性，定義各向異性強度為4%，方向為±45%，異常尺度為0.8°×0.8°和1.6°×1.6°。在真實射線覆蓋基礎(chǔ)上，本文計算了大圓路徑上的相速度頻散，同時加入1%的高斯隨機噪聲，利用與真實數(shù)據(jù)同樣的方法進行純路徑頻散反演。圖 3和圖 4分別為10s、20s、30s、40s時的相速度和方位各向異性的檢測板測試結(jié)果，可以看出周期為10s、20s、30s時，研究區(qū)內(nèi)的相速度分辨率可達到0.4°，方位各向異性的分辨率可達到0.8°，而40s時相速度分辨率為0.8°，方位各向異性的分辨率為1.6°。

2 結(jié)果

由于不同周期的相速度對不同深度范圍內(nèi)S波速度結(jié)構(gòu)的敏感程度存在差異，本文計算了面波相速度對S波速度的偏微分作為不同周期相速度的敏感核函數(shù)[24](圖 5)?？梢钥吹?，短周期面波相速度的敏感深度比較窄，分辨率較高，而中長周期面波的敏感深度比較寬，分辨率較低。

圖 5 不同周期的瑞雷波相速度對S波速度的靈敏度Fig.5 Sensitivity of Rayleigh wave phase velocity to S-wave velocity at different periods

圖 6展示了研究區(qū)瑞雷波相速度及方位各向異性分布。結(jié)合敏感核函數(shù)，短周期時(10s)，瑞雷波相速度主要對地殼淺層S波速度敏感，由于沉積層速度低于結(jié)晶巖石的速度，因此淺層相速度可以用來分析沉積層厚度、結(jié)晶基底埋深等構(gòu)造特征?？梢钥吹降退佼惓Ｖ饕植加诎喙?怒江縫合帶以南，位于色林錯和當惹雍錯及附近區(qū)域，表示該區(qū)域沉積層較厚。相對的高速主要分布于中間和研究區(qū)南部的高海拔地區(qū)。在中周期(20s、 30s)，相速度主要對中地殼速度敏感，可以看到低速異常廣泛分布于共軛走滑斷層區(qū)，且速度分布特征與上地殼(周期為10s)有相似之處。在長周期(40s)，相速度主要對高原下地殼速度敏感，速度分布特征與中上地殼有很大差異，研究區(qū)內(nèi)速度特征表現(xiàn)為西高東低。

對于方位各向異性，周期為10s的圖像反映了上地殼的各向異性變化特征，研究區(qū)內(nèi)快剪切波方向與斷裂帶走向一致性較好，但同時受到區(qū)域內(nèi)沉積層厚度的影響。20s周期的結(jié)果反映了中地殼各向異性分布情況，低速異常區(qū)域各向異性快波方向近E-W方向，南部高速區(qū)域快波方向大致為NW-SE方向，但班公湖-怒江縫合帶以北各向異性仍然受到區(qū)域斷裂和地形構(gòu)造的影響，部分區(qū)域快波方向沿斷裂帶走向分布。隨著周期的增加，各向異性強度變大，且快波方向有較大變化。在30s時，低速異常區(qū)近E-W向的快波方向變?yōu)镹W向或NE向。40s周期反映了下地殼的各向異性分布情況，各向異性強度增大且方向近N-S向。

3 討論

青藏高原中部上地殼和中地殼的速度分布特征具有較好的一致性，可能反映了上地殼和中地殼動力學機制上的耦合。下地殼的相速度和方位各向異性特征與中上地殼存在明顯差異，說明該地區(qū)可能存在與中上地殼解耦的下地殼。研究區(qū)中地殼(20～40km)存在明顯的低速異常區(qū)域，且主要分布于共軛走滑斷層區(qū)，指示淺表觀察到的地質(zhì)構(gòu)造與深部地殼速度結(jié)構(gòu)存在垂向連續(xù)性，表明東西向伸展構(gòu)造的形成可能與深部動力學過程有密切的聯(lián)系。前人研究發(fā)現(xiàn)高原中部中下地殼Vp/Vs值相對較高[25-26]，且發(fā)震層深度淺于30km[27-28]，以及存在低Lg Q異常[29]等，上述結(jié)果均反映青藏高原中部存在塑性的中下地殼，可能產(chǎn)生了部分熔融。此外，中地殼低速異常區(qū)域各向異性快波方向近E-W方向，而部分熔融和熔體的定向排列會顯著影響各向異性的特征，表明中地殼可能產(chǎn)生部分熔融，并有可能存在局部東向流動，進而造成礦物成分近E-W的定向排列。成對的廣義剪切變形模型認為南北向擠壓和軟流圈向東流動的基底拖曳力共同產(chǎn)生了沿班公湖-怒江縫合帶分布的成對的廣義剪切變形，導致了共軛走滑斷層的形成[4]。然而，遠震層析成像結(jié)果顯示沿INDEPTH-Ⅲ剖面的班公湖-怒江縫合帶下方上地幔呈現(xiàn)高速異常[30]，反映其下方軟流圈可能不存在塑性流動。因此，本文認為產(chǎn)生共軛走滑斷層的基底拖曳力可能并非軟流圈的東向流動，而更可能與高原中部軟弱層的局部物質(zhì)東流有關(guān)。

4 結(jié)論

本文基于青藏高原中部SANDWICH流動臺陣及研究區(qū)內(nèi)固定地震臺站記錄的連續(xù)觀測數(shù)據(jù)，利用背景噪聲面波層析成像方法，獲得高原中部相速度和方位各向異性分布。青藏高原中部中地殼發(fā)育低速層，并廣泛分布于共軛走滑斷層區(qū)，且方位各向異性也受到低速層的影響。結(jié)合其他證據(jù)，本文認為共軛走滑斷層的形成可能與中地殼軟弱層有關(guān)。此外，下地殼速度和方位各向異性分布特征與中上地殼存在明顯不同，反映了該地區(qū)下地殼與中上地殼是解耦的。

致謝感謝中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室殼幔結(jié)構(gòu)探測學科組提供的SANDWICH連續(xù)波形數(shù)據(jù)以及中國地震局地球物理研究所國家測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心提供的固定臺站數(shù)據(jù)。本文大部分圖件利用GMT程序包[31]繪制。