常英娜， 梁春濤,2*， 曹飛煌， 周魯， 廖江濤， 陸威帆， 王朝亮

1 地球勘探與信息技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(成都理工大學(xué))， 成都 610059 2 地質(zhì)災(zāi)害防治與地質(zhì)環(huán)境保護(hù)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(成都理工大學(xué))， 成都 610059 3 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院， 北京 100091

0 引言

Langston等(2006)首次提出波場梯度理論，其通過在密西西比河布設(shè)大型爆炸震源來研究強(qiáng)地面運(yùn)動，用有限差分法計算了一維臺網(wǎng)的波場梯度和地震波相速度.隨后，Langston應(yīng)用波場梯度法分析一維線性臺陣數(shù)據(jù)得出了地震波的慢度和幾何擴(kuò)散參數(shù)(Langston, 2007a).同年又提出了計算小尺度二維臺網(wǎng)波場梯度的方法，得到了波場的方位角和輻射花樣(Langston, 2007b,c).Liang和Langston(2009)首次將波場梯度法應(yīng)用于天然地震波中，運(yùn)用加權(quán)反演聯(lián)合折合速度的方法，計算出了大尺度不規(guī)則臺網(wǎng)的波場梯度，其主要利用低頻Rayleigh面波來計算深部地殼和地幔的速度.Poppeliers利用小波變換對地震波進(jìn)行分離，從而提取波場梯度(Poppeliers, 2010, 2011).基于一維和二維波場梯度研究，Poppeliers等提出了在三維空間中波場梯度法測量的理論基礎(chǔ)，并可準(zhǔn)確估計地震波的方位角和速度(Poppeliers et al., 2013; Poppeliers and Punosevac, 2013).

隨著波場梯度法的提出和發(fā)展，這種全新的密集臺陣數(shù)據(jù)處理方法逐步被應(yīng)用于各個領(lǐng)域.Sollberger等(2016)應(yīng)用波場梯度法從月球地震活動數(shù)據(jù)中提取橫波信息，推導(dǎo)出了月球表面的速度模型.通過垂直波場梯度測量法(VSWG)，利用井眼陣列波場來估算附近的速度、阻抗和衰減結(jié)構(gòu)(Langston and Ayele, 2016).波場梯度法在環(huán)境噪聲方面也得到了一定的應(yīng)用和發(fā)展(Edme and Yuan, 2016; Porter et al., 2016).

近年來，國內(nèi)外的密集臺陣快速發(fā)展，也為波場梯度法提供了應(yīng)用基礎(chǔ).Maeda等(2016)利用Hi-net密集臺網(wǎng)數(shù)據(jù)，應(yīng)用波場梯度法重構(gòu)二維地震波場對各臺站的地震波跡進(jìn)行可視化和特征化的展現(xiàn)(Maeda et al., 2016).周魯?shù)?2017)利用USArray數(shù)據(jù)，用波場旋轉(zhuǎn)研究了美國中東部地區(qū)三分量的波場梯度，有效獲取了地震波的相位和振幅信息.在國內(nèi)，Cao等(2020)將波場梯度法應(yīng)用到川西臺陣上，得到了青藏高原東南緣周期為20 s、40 s和60 s的各向異性相速度結(jié)構(gòu)、方位各向異性結(jié)構(gòu)和介質(zhì)的地震波傳播參數(shù)(方位角變化、幾何擴(kuò)散和輻射花樣).目前波場梯度法為地震波成像的前沿領(lǐng)域，尤其在地質(zhì)構(gòu)造豐富、臺陣數(shù)據(jù)眾多的國內(nèi)，其發(fā)展空間較大.以上研究都只應(yīng)用于大尺度區(qū)域，頻帶多為低頻.而基于波場梯度法分析小尺度、高密度、高頻的臺陣數(shù)據(jù)的相關(guān)研究還未見發(fā)表.

川西安寧河—則木河斷裂帶是青藏高原東南緣川滇活動地塊中川滇菱形塊體東邊界斷裂帶上的一條重要斷裂，為高角度陡傾斷層(聞學(xué)澤, 2000; 徐錫偉等, 2003; 萬戰(zhàn)生等, 2010).它位于川滇菱形地塊與華南地塊的交界部位，其北接鮮水河斷裂帶，東鄰大涼山斷裂帶，南接小江斷裂帶(圖1a)，是一條左旋走滑活動斷裂帶.安寧河斷裂帶呈NS走向，長約160 km，自石棉途經(jīng)冕寧止于西昌(王新民等, 1998)；則木河斷裂帶呈NW走向，長約110 km，傾向主要為NE或SW向(唐榮昌和韓渭濱, 1993; 杜平山, 1994; 易桂喜等, 2004).其中冕寧—西昌段一直處于高應(yīng)力作用下的相對閉鎖狀態(tài)，并具有較大尺度凹凸體性質(zhì)(易桂喜等, 2004, 2008; 祝愛玉等, 2015)，該段具有潛在強(qiáng)震危險.

在目前研究中，安寧河—則木河斷裂帶所在的青藏高原東南緣已成為地震活動性研究、地球動力學(xué)研究的熱門區(qū)域.取得的主要成果包括面波頻散和接收函數(shù)聯(lián)合反演(Bao et al., 2015; 鄭晨等, 2016; Liu et al., 2018)、噪聲層析成像(Yao et al., 2006, 2008; Yang et al., 2010, 2012; Zhou et al., 2012; Zheng et al., 2015; 范莉蘋等, 2015; 鄭定昌和王俊, 2017; Liang et al., 2020)、SKS快波分裂研究(常利軍等, 2006; 王椿鏞等, 2007)、地殼與上地幔速度結(jié)構(gòu)與各向異性(雷建設(shè)和周蕙蘭, 2002; Lei et al., 2014; Lei and Zhao, 2016; Chu et al., 2019; Li et al., 2019, 2021; Jiang et al., 2020; 王懷富等, 2020; Jia et al., 2021)、根據(jù)地幔轉(zhuǎn)換帶提出大地幔楔結(jié)構(gòu)模型(Lei et al., 2019)、利用遠(yuǎn)震P波和S波各向異性研究(Wei et al., 2013; Huang et al., 2015, 2018; 常利軍等, 2015; Shao et al., 2022)、GPS觀測構(gòu)造形變特征(Zhang et al.,2019; Shen et al., 2000)、人工震源測深(Wang et al., 2009)、波場梯度法(Cao et al., 2020)等等.

鑒于安寧河—則木河斷裂帶的構(gòu)造特殊性，許多學(xué)者分析了該區(qū)域的地震破裂特征及地震危險性(聞學(xué)澤, 2000; 易桂喜等, 2004, 2008; 韓渭賓和蔣國芳, 2005; 聞學(xué)澤等, 2007; 朱艾斕等, 2009; 程建武等, 2010; 劉辛中等, 2015; 李姜一等, 2020).喬慧珍等(2006)利用數(shù)字遙測地震臺網(wǎng)的數(shù)字地震記錄資料對安寧河—則木河斷裂帶的地震視應(yīng)力進(jìn)行研究，阮祥等(2011)、祝愛玉等(2015)和宋劍(2016)研究其震源參數(shù)和應(yīng)力狀態(tài)，以及鄭兵等(2013)利用該區(qū)域的流動重力觀測數(shù)據(jù)研究其重力變化規(guī)律，這些研究總結(jié)了安寧河—則木河斷裂帶的構(gòu)造活動規(guī)律，并得出該區(qū)域有潛在強(qiáng)震風(fēng)險.目前對安寧河—則木河斷裂帶這種小區(qū)域的成像研究還較少.王夫運(yùn)等(2008)和楊卓欣等(2011)利用人工震源實(shí)施并完成鹽源—西昌—昭覺—馬湖深地震測深和高分辨探測剖面，從而獲得沿剖面的基底P波速度結(jié)構(gòu)和構(gòu)造圖像.譚夏露等(2018)采用背景噪聲成像對安寧河—則木河斷裂帶及周邊地區(qū)面波群速度進(jìn)行研究.目前針對安寧河—則木河斷裂帶中具有潛在強(qiáng)震危險性特點(diǎn)的冕寧—西昌段和西昌—普格段的小區(qū)域的速度研究很少，更多的是關(guān)于此區(qū)域的應(yīng)力狀態(tài)和構(gòu)造研究.

本文中，我們將波場梯度法應(yīng)用于小區(qū)域的相對高頻的地震波形(5～15 s)獲得高分辨率的速度結(jié)構(gòu).運(yùn)用布設(shè)在安寧河—則木河斷裂帶附近的密集臺陣數(shù)據(jù)，利用Maeda等(2016)提出的重構(gòu)地震波場來實(shí)現(xiàn)非規(guī)則臺站分布的波場梯度研究.將整個研究區(qū)域按比平均臺站間距更小的距離進(jìn)行網(wǎng)格化，反演每個網(wǎng)格點(diǎn)的地震波場和空間梯度.根據(jù)Liang和Langston(2009)，利用波場梯度法計算研究區(qū)域5～15 s的Rayleigh面波各向同性相速度、方位角變化、幾何擴(kuò)散和輻射花樣，進(jìn)而反演出研究區(qū)域下深度3～20 km的三維速度結(jié)構(gòu)，將波場梯度法的反演結(jié)果與該區(qū)域構(gòu)造資料相結(jié)合，為該區(qū)域的地震活動性、地質(zhì)構(gòu)造和動力學(xué)研究提供更細(xì)節(jié)的參考.

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 數(shù)據(jù)

本文的研究區(qū)域構(gòu)造如圖1所示，由安寧河斷裂帶南段和則木河斷裂帶的北段組成.地震數(shù)據(jù)為北京大學(xué)2020年6月16日—2020年9月12日在安寧河—則木河斷裂帶附近區(qū)域部署的臨時密集臺陣的連續(xù)波形數(shù)據(jù).該密集臺陣由中國地震局地球物理研究所牽頭，在國家重點(diǎn)研發(fā)計劃的支持下，在冕寧—西昌—越西地區(qū)(102°E—102.5°E, 26.5°N—29°N)沿著斷裂帶布設(shè)了163臺PSD-Ⅱ型一體式三分量短周期地震儀.臺站分布如圖1b所示，臺間距約6.5 km.地震事件目錄從USGS下載，選擇的事件主要為兩部分：震級M在5級以上的震中距0～160°的地震事件和震級M在4級以上的震中距0～2000 km的地震事件.針對垂直分量的波形數(shù)據(jù)，本文篩選出Rayleigh面波清晰的臺站和地震事件，最終得到了71個有效事件(Liang and Langston, 2009).

1.2 方法

本研究采用的數(shù)據(jù)處理步驟如下：(1)檢查地震波數(shù)據(jù)，確保目標(biāo)相位在所有波形中清晰；(2)去除波形數(shù)據(jù)的線性趨勢以及均值；(3)對目標(biāo)周期帶通濾波；(4)去除面波波形不明顯和振幅峰值異常的臺站數(shù)據(jù)；(5)地震數(shù)據(jù)網(wǎng)格化，計算網(wǎng)格點(diǎn)的空間梯度和波場；(6)計算面波相速度、傳播方向、幾何擴(kuò)散和輻射花樣；(7)挑取頻散曲線，根據(jù)不同方位角上面波相速度進(jìn)行深度反演，得出三維速度結(jié)構(gòu).

在實(shí)際應(yīng)用中，本文對臺陣在垂直分量上的波形數(shù)據(jù)進(jìn)行預(yù)處理.由于各臺站使用的地震觀測儀器相同，該研究無需去除數(shù)據(jù)的儀器響應(yīng).去除線性趨勢和均值后，對地震數(shù)據(jù)中的垂直分量進(jìn)行帶通濾波，所用的中心周期為5～15 s，每0.5 s為間隔，濾波頻帶為中心周期加減10%.并根據(jù)所選周期的數(shù)據(jù)波形，去掉Rayleigh面波波形不明顯和振幅大于或小于附近臺站約30%的臺站數(shù)據(jù).

由于研究區(qū)域范圍較小，臺陣為條狀非規(guī)則分布，常規(guī)的二維波場梯度法不能準(zhǔn)確地反映出該區(qū)域的空間梯度變化.本文參考Maeda等(2016)提出的重構(gòu)地震波場原理，將研究區(qū)域劃分為比實(shí)際觀測臺站平均間距更小的0.05°間距的網(wǎng)格，根據(jù)實(shí)際臺陣數(shù)據(jù)反演出每個網(wǎng)格點(diǎn)的地震波場.

1.2.1 波場梯度法

波場梯度法可以通過子臺網(wǎng)間的波形差異得到主臺站下方的地震波傳播參數(shù)(Liang and Langston, 2009； 周魯?shù)龋?017； Cao et al.,2020)，本文將Liang和Langston(2009)中反演目標(biāo)從有波形數(shù)據(jù)的主臺站轉(zhuǎn)換為沒有波形數(shù)據(jù)的網(wǎng)格點(diǎn)(xG,yG)，可以得到研究區(qū)域內(nèi)不同位置(網(wǎng)格點(diǎn))地震波的傳播參數(shù).附近臺站為輔助臺站(xSi，ySi)(i=1,…,N).輔助臺站uobs與網(wǎng)格點(diǎn)上的波形u(xG,yG;t)和波場空間梯度有如下關(guān)系(Maeda et al., 2016)：

uobs=Gm,

(1)

(2)

(3)

(4)

本研究對公式(1)采用加權(quán)反演聯(lián)合折合速度方法(Liang and Langston, 2009)，得出網(wǎng)格點(diǎn)上的波場空間梯度，對空間梯度進(jìn)行希爾伯特變換計算出地震波傳播的相速度v、反方位角θ、幾何擴(kuò)散Ar、輻射花樣Aθ(Langston, 2007b).

1.2.2 單一臺陣數(shù)據(jù)分析

本文選取2020年7月17日發(fā)生在印度M6.1的地震事件，震中在(11.849°N,94.936°E)，位置如圖1a.選取其中一個網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)15 km范圍內(nèi)的實(shí)際臺陣為輔助臺站.圖2a和圖2c顯示了臺陣分布、網(wǎng)格劃分、以及地震事件與中心網(wǎng)格點(diǎn)之間大圓路徑的相對位置.由于部分臺站面波波形不夠清楚，本文對該類型臺站波形進(jìn)行篩除，中心網(wǎng)格點(diǎn)與輔助臺站的波形(以7 s和10 s為中心周期濾波)如圖2b和圖2d.中心網(wǎng)格點(diǎn)與輔助臺站的波形之間具有顯著的相似性，有可見的輕微的波形差異，且面波波形明顯.

圖3顯示基于該事件子臺陣的波場梯度計算的主要參數(shù)，分別繪制了7 s和10 s周期中心網(wǎng)格點(diǎn)的波形和計算得到的相速度(v)、方位角變化(δθ)、輻射花樣(Aθ)和幾何擴(kuò)散圖(Ar).以波形峰值的時間點(diǎn)作為參考點(diǎn)，以波峰附近一個周期內(nèi)的各參數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)差為測量誤差，此時相速度、傳播方向、幾何擴(kuò)散以及輻射花樣四個參數(shù)在設(shè)置的波包時窗內(nèi)都相對穩(wěn)定.在時窗內(nèi)面波的兩端都觀測到劇烈的變化，可能是由于與其他震相之間的相干(Langston, 2007c).Rayleigh面波7 s和10 s的相速度分別約為2.85 km·s-1和3.32 km·s-1，接近于PREM模型的Rayleigh面波在該周期的全球平均相速度(Dziewonski and Anderson, 1981; Dahlen and Tromp, 1998).方位角變化分別約為2°和-7°.

圖3 2020年7月17日印度地震(M6.1)事件周期為7 s和10 s時選定網(wǎng)格點(diǎn)的波場梯度參數(shù)圖從上往下依次為選取網(wǎng)格點(diǎn)波形(粉色線條為地震波包絡(luò))、相速度、傳播方向(藍(lán)色直線表示事件與網(wǎng)格點(diǎn)之間大圓路徑的方位角)、輻射花樣和幾何擴(kuò)散，紅色線條部分為設(shè)置的拾取面波波峰的范圍，綠色豎線表示波形峰值時間點(diǎn)，圖片上的數(shù)值分別表示參數(shù)值和相應(yīng)誤差.Fig.3 Wave Gradiometry parameter diagrams of the selected grid point for a single event with periods of 7 s and10 s for the 17 July 2020 Indian Earthquake (M6.1) From top to bottom are the selected grid point waveform (the pink line is envelope), phase velocity, azimuth variation (the blue horizontal line is the azimuth of the great circle path between the event and the grid point), radiation pattern and geometrical spreading. The red lines are the set range of the pickup surface wave peaks. The green vertical lines represent the peak time point of waveform. The values on the pictures are parameter values and corresponding errors respectively.

2 結(jié)果

2.1 數(shù)值模擬測試

為了驗(yàn)證該方法在研究區(qū)域相速度成像結(jié)果的空間分辨率與可靠性，本文采用Liang和Langston(2009)提出的通過高斯函數(shù)合成波形建立二維模型.假設(shè)震源位于(0,0,0)，臺站間距為5 km，觀測臺陣x方向范圍為0～20 km，y方向范圍為1750～1785 km.將二維模型速度劃分為2.9 km·s-1、3.1 km·s-1、2.9 km·s-1，速度界面為1765 km和1770 km，界面之間高速條帶為5 km寬，如圖4a所示，并對合成波形數(shù)據(jù)加入4%和8%的隨機(jī)噪聲.

按照實(shí)際數(shù)據(jù)處理流程，圖4b, 圖4c和圖4d分別顯示基于中心周期為10 s的沒有加入隨機(jī)噪聲、加4%隨機(jī)噪聲與加8%隨機(jī)噪聲的合成波形計算的速度圖.從沒有加入隨機(jī)噪聲的相速度圖(圖4b)中可以看出，即使真實(shí)速度模型中間的高速條帶寬度僅為5 km，也能從模擬的合成波形速度圖中清楚地分辨出1765 km和1770 km處的速度變化界面，高速條帶約為5 km寬.獲得結(jié)果與真實(shí)速度模型相比，除了邊界帶有一定的平滑效應(yīng)外，總體是一致的.對合成波形加入4%和8%的隨機(jī)噪聲后，得到的結(jié)果(圖4c和4d)與圖4a相比，由于噪聲的增加，速度擾動隨之增大，但總體特征基本一致，加入8%隨機(jī)噪聲后獲得的結(jié)果與真實(shí)速度圖大體一致，但是存在局部的變化.測試證明了該方法得到的成像結(jié)果的可靠性，空間分辨率約為臺陣的平均間距，即5 km.

圖4 分辨率測試：真實(shí)速度模型(a)與基于中心周期為10 s的不同噪聲水平的合成波形計算的速度圖(震源位置為(0,0,0))(a) 真實(shí)速度模型(不同顏色代表不同區(qū)域的速度，三角形代表臺陣位置)； (b) 沒有加入隨機(jī)噪聲; (c) 加4%隨機(jī)噪聲; (d) 加8%隨機(jī)噪聲.Fig.4 Resolution test: Real velocity model and velocity structure computed using synthetic waveforms with different noise level with a central period of 10 s. (Source location is (0,0,0))(a) Real velocity model (different colors are different speed regions, triangles are array positions); (b) Add no random noise; (c) Add 4% random noise; (d) Add 8% random noise.

2.2 單個事件波場梯度結(jié)果

將該方法應(yīng)用于所有網(wǎng)格點(diǎn)，在半個波長半徑內(nèi)對參數(shù)值進(jìn)行平均，以消除背景噪聲的影響.圖5為中心周期為7 s與10 s時的四個參數(shù)成果圖.圖5a和圖5e顯示了該研究區(qū)域周期為7 s、10 s時分別相對于平均速度3.1 km·s-1、3.2 km·s-1的相速度擾動，最顯著特征為在安寧河斷裂帶和則木河斷裂帶交界處的西側(cè)有明顯的高速異常，而在則木河斷裂帶東側(cè)的西昌地區(qū)附近則以低速為主.這些結(jié)果與譚夏露等(2018)在該周期的速度成像結(jié)果相一致.根據(jù)范莉蘋等(2015)的基于背景噪聲層析成像，麗江—小金河斷裂帶南側(cè)也發(fā)現(xiàn)在短周期存在有高速異常體.本研究的結(jié)果特征與其他學(xué)者得出的青藏高原東南緣速度結(jié)構(gòu)特征也有著一致性(Yao et al., 2008; 鄭定昌和王俊, 2017; 張智奇等, 2020).方位角變化為地震波的實(shí)際入射角與大圓路徑的方位角差值，差值較大，表明地震波傳播路徑受介質(zhì)影響較大.圖5b和圖5f中看出地震發(fā)生在該研究區(qū)域的西南方向，方位角變化大于0時，表明地震波傳播路徑向東偏移，方位角變化小于0時，表明地震波傳播路徑向西偏移.同時也能大致看出方位角變化分布與傳播方向基本平行，表明其對射線路徑具有強(qiáng)烈的依賴性.

圖5 基于2020年7月17日印度地震(M6.1)事件周期為7 s和10 s波場計算的四個參數(shù)圖像(a)、(e) 相速度； (b)、(f) 方位角變化(黑色箭頭為各個臺站上地震波傳播方向)； (c)、(g) 幾何擴(kuò)散； (d)、(h) 輻射花樣，黑色虛線為塊體邊界.Fig.5 Four WG parameter images of a single event of 10s for the 17 July 2020 Indian Earthquake (M6.1)(a), (e) Phase velocity; (b), (f) Azimuth variation (The black arrows are the seismic azimuths of the stations); (c), (g) Geometric diffusion; (d), (h) Radiation pattern. The black dotted lines are block boundaries.

幾何擴(kuò)散圖(圖5c和5g)顯示了其對傳播路徑的依賴性很小，相反，在相速度和幾何擴(kuò)散之間卻呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)的關(guān)系.在安寧河—則木河斷裂帶西側(cè)表現(xiàn)為高速特征，其幾何擴(kuò)散卻為負(fù)值.這種負(fù)相關(guān)可能是由于速度結(jié)構(gòu)的變化引起的地震波的聚焦和散焦(Liang and Langston, 2009; 周魯?shù)? 2017).圖5b與圖5d有較為明顯的正相關(guān)關(guān)系，圖5f與圖5h正相關(guān)關(guān)系不明顯，但是也能清楚看出傳播路徑兩邊輻射花樣的明顯變化.這表明，劇烈的輻射花樣的變化可能是由于沿路徑的散射造成的.安寧河—則木河斷裂帶也可能在輻射花樣依賴性方面有一定的影響.

2.3 平均后不同周期的速度圖

基于不同地震的波場計算的速度圖存在差異，這可能是由于不同地震的波形質(zhì)量不同、經(jīng)過篩選后優(yōu)質(zhì)波形的臺站覆蓋范圍不同導(dǎo)致的.此外，子臺陣內(nèi)介質(zhì)的各向異性也可能導(dǎo)致基于不同方向的地震計算的速度有變化.這些因素造成的影響可以通過平均基于不同方向地震的速度圖來消除.根據(jù)密集臺陣數(shù)據(jù)，通過頻散曲線的挑取與篩查，反演得到了周期范圍為5～15 s、每0.5 s為間隔的速度圖.圖6顯示了中心周期5 s、7 s、10 s和15 s的周期波段的平均相速度圖.

圖6 所有有效地震事件平均后中心周期為5 s、7 s、10 s和15 s的相速度圖(黑色虛線為塊體邊界)Fig.6 Phase velocity maps with 5 s, 7 s, 10 s and 15 s center period after averaging all valid seismic events (The black dotted lines are block boundaries.)

由圖6可見，西昌地區(qū)附近不同周期均出現(xiàn)明顯的低速異常特征.不同周期中也呈現(xiàn)出較大變化.中心周期為5 s時，西昌地區(qū)的低速異常范圍與王夫運(yùn)等(2008)的地震探測剖面結(jié)果低速范圍相一致，且斷裂帶和低速條帶有很好的一致性.周期為7 s和10 s的相速度與上文圖5a、圖5e單個事件7 s和10 s的速度特征相一致.周期為10 s時安寧河斷裂帶西側(cè)的高速帶的覆蓋區(qū)域比5 s和7 s要大.這些差異可能反映了不同周期的敏感深度不同.但在15 s時安寧河斷裂帶西側(cè)呈現(xiàn)低速異常.不同周期的高速分布也有較大差異，需要結(jié)合不同深度的速度圖展開具體分析.這些不同周期段的相速度可以反演該研究區(qū)域的三維速度模型.

2.4 不同深度的速度圖

Rayleigh面波相速度對S波速度較為敏感，因此，不同周期的Rayleigh面波可以反演出不同深度的S波速度特征.周期越長，面波的敏感深度就越深.我們根據(jù)5～15 s的周期波段反演出研究區(qū)域不同深度的S波速度圖(圖7).

圖7 深度為3 km、5 km、7 km、9 km、11 km、15 km、18 km和20 km的S波速度圖(黑色虛線為塊體邊界，圓圈為各深度發(fā)生的地震分布，以每個深度上下1 km為震源深度范圍來劃分，展示出不同深度的地震分布，例如3 km深度的圖像中的地震震源深度為2～4 km)Fig.7 S-wave velocity maps at depths of 3 km, 5 km, 7 km, 9 km, 11 km, 15 km, 18 km and 20 km (The black dotted lines are block boundaries, and circles are earthquakes occurred at each depth. The earthquakes on each map are those with depths 1 km above and below each depth. For example, the seismic source depth in the image with a depth of 3 km is 2～4 km)

圖7、圖8和圖10引用了Feng等(2021)采用雙差定位方法重定位后的2013年1月到2019年1月該研究區(qū)域地震震源分布信息.從圖7中不同深度分布的震源信息來看，安寧河—則木河斷裂帶為活動斷裂帶，近幾年研究區(qū)域基本沒有發(fā)生過較大地震，大多為2.0級以下微小地震，少數(shù)發(fā)生2.0級以上地震.3 km深度小震分布稀疏.地震主要發(fā)生在7 km以下深度，多集中在斷裂帶交匯地區(qū).地震主要分布在斷裂帶附近.研究區(qū)域中的則木河斷裂帶發(fā)生小震分布集中在西昌地區(qū)，該地區(qū)在安寧河斷裂帶和則木河斷裂帶交匯處附近.同時，這些微弱小震活動在則木河斷裂帶西側(cè)及西昌以西區(qū)域也存在.10 km深度以下，斷裂帶附近地震明顯增多，同時附近也發(fā)生了2.0級以上地震，地震增多一直持續(xù)到深度12 km左右.14～19 km深度地震逐漸稀疏，在20 km深度中，斷裂帶附近幾乎不發(fā)生地震，但在越西附近有明顯的微弱地震活動跡象.

圖8 三維S波速度結(jié)構(gòu)以及東西向縱向剖面圖(S1,S2) (小球?yàn)?.0級以下地震，大球?yàn)?.0～3.0級地震)Fig.8 3D S-wave velocity structure and east-west longitudinal profiles (S1, S2) (Small balls are earthquakes with M2.0 or less, large balls are earthquakes with M2.0～3.0)

從不同深度的S波速度結(jié)構(gòu)來看.在3km深度安寧河斷裂帶西側(cè)呈現(xiàn)為低速異常，低速區(qū)一直沿著斷裂帶向東南延伸至西昌地區(qū).而安寧河斷裂帶東側(cè)速度相對較高，呈現(xiàn)為長條狀，該高速異常在研究區(qū)域中從西昌地區(qū)沿著安寧河斷裂帶穿過冕寧延伸至麗江—小金河斷裂，高速異常為不連接的斑點(diǎn)狀.越西地區(qū)呈現(xiàn)低速狀態(tài).在5 km深度中，S波速度特征與3 km深度大體相似.

在7 km深度中，安寧河斷裂帶西側(cè)和西昌地區(qū)的低速異常仍然存在.西昌低速范圍擴(kuò)大.這一深度與5 km相比，安寧河斷裂帶東側(cè)的高速范圍減小，整體向西拉長，軌跡剛剛穿過安寧河斷裂帶南端.越西的低速區(qū)域明顯，麗江—小金河斷裂帶與安寧河斷裂帶之間區(qū)域整體表現(xiàn)為低速，零星分布著一些高速體.

在9 km深度中，安寧河斷裂南端西側(cè)有明顯的高速異常，該高速異常經(jīng)過安寧河斷裂帶后顯示有東西向軌跡，并且穿過斷裂帶進(jìn)入東側(cè)區(qū)域.此深度麗江—小金河斷裂帶與安寧河斷裂帶之間區(qū)域和則木河斷裂帶附近包括西昌地區(qū)仍有低速存在，且分布在冕寧地區(qū)與西昌地區(qū)附近.

隨著深度的加深，在11 km的深度中，越西地區(qū)高速異常明顯，并且安寧河斷裂帶西側(cè)的高速異常范圍變大，速度也增大.而安寧河斷裂帶東側(cè)主體變?yōu)榈退?，西昌和冕寧地區(qū)附近的低速特征顯著增強(qiáng).

在15 km和18 km的深度中，速度特征基本與11 km深度相一致.以安寧河—斷裂帶南端為界，可以觀測到東低西高的速度對比，在大區(qū)域的噪聲成像中也發(fā)現(xiàn)了類似的現(xiàn)象(Yao et al., 2008; 范莉蘋等, 2015; 譚夏露等, 2018).此外，越西地區(qū)高速異常加強(qiáng)，西昌地區(qū)附近依舊表現(xiàn)為明顯的低速異常.

在20 km的深度中，該研究區(qū)域位于上地殼底部.圖中很明顯的顯示了在斷裂帶西側(cè)有大區(qū)域低速異常；只有小區(qū)域高速存在于冕寧地區(qū)附近.安寧河斷裂帶南端兩側(cè)的速度特征由西高東低變?yōu)榱藮|高西低.越西附近出現(xiàn)明顯的低速異常.西昌地區(qū)的低速特征減弱.

3 討論

安寧河斷裂帶東側(cè)淺部速度結(jié)構(gòu)與張?jiān)罉虻?2003)和王夫運(yùn)等(2008)的構(gòu)造研究相吻合.根據(jù)王夫運(yùn)等(2008)的研究，花崗巖分布從西昌轉(zhuǎn)折點(diǎn)向北延伸至安寧河斷裂北段，與圖7上地殼淺部3～5 km高速帶的分布基本一致,且高速區(qū)域與鄭晨等(2016)的位置也基本一致.西昌盆地以安寧河斷裂、則木河斷裂、峨邊—美姑斷裂、大渡河為界(王運(yùn)生和李云崗, 1996; 伏明珠和覃建雄, 2011),根據(jù)楊卓欣等(2011)對川滇活動地塊東南邊界基底結(jié)構(gòu)的研究，安寧河—則木河斷裂帶以東的西昌盆地基底埋深約6 km左右，淺層上地殼存在低速異常的主要原因是該盆地出露的相對年輕的新生代沉積物.中生代盆地范圍包括西昌、越西等區(qū)域(劉麗華等, 2003)，附近有明顯的低速異常.何宏林和池田安隆(2007)在安寧河斷裂帶西支附近發(fā)現(xiàn)有燕山期花崗巖體，圖7中3～5 km深度斷裂帶西側(cè)分布的高速異?？赡芘c花崗巖有關(guān).而在20 km低速體離散分布于整個研究區(qū)域.這個深度的平均速度比18 km的低0.2 km·s-1左右.這一低速層也在其他的相關(guān)研究中出現(xiàn)(Yao et al., 2008; Chen et al., 2014; Bao et al., 2015).

3.1 速度結(jié)構(gòu)與地質(zhì)構(gòu)造

安寧河—則木河斷裂帶的演化較為復(fù)雜，也造就了該區(qū)域復(fù)雜的地質(zhì)構(gòu)造.從地質(zhì)構(gòu)造特征來看，安寧河斷裂帶作為研究區(qū)域中特征最為特殊的斷裂帶，其具有一個漫長的地質(zhì)演化過程.本研究結(jié)果與該地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造吻合較好.安寧河斷裂帶于元古代產(chǎn)生，控制著周邊的沉積和巖漿活動(何宏林和池田安隆, 2007).

晉寧運(yùn)動早期，安寧河斷裂帶的基底巖系是會理群.安寧河?xùn)|側(cè)的會理群主要由淺變質(zhì)的千枚巖、夾砂巖大理石構(gòu)成，其下部存在有深變質(zhì)的沉積巖和變質(zhì)堿性火山巖.而在安寧河西側(cè)的巖性與東岸的巖性差異很大，其原巖主要為玄武巖與花崗巖等基性巖夾雜著少許碎屑巖和碳酸鹽巖類.安寧河大斷裂形成后，東側(cè)下降，沉積了很多碎屑巖，這些構(gòu)造與斷裂帶東側(cè)的低速異常相應(yīng).西側(cè)較為活動，其下巖漿強(qiáng)烈活動流出地面，并掩蓋西側(cè)地體(王新民等, 1998; 何宏林和池田安隆, 2007)，體現(xiàn)為西側(cè)11～18 km大區(qū)域高速異常特征.

晉寧運(yùn)動晚期，基底隆起并張裂，使巖漿侵入斷裂處.斷裂帶西側(cè)11～18 km的高速異常與基性和超基性巖的侵入有著密切的關(guān)系.巖漿巖中石英閃長巖、花崗巖多分布在大斷裂西側(cè)，只有小部分花崗巖在大斷裂東側(cè)，再加上大涼山斷裂帶在該地層分布有古生代玄武巖(陳長云和何宏林, 2008)，也造成了越西區(qū)域呈現(xiàn)高速的原因.

晉寧期之后，斷裂繼續(xù)上隆，巖漿活動十分強(qiáng)烈.在晚古生代安寧河斷裂活動加劇，向下切割更深，先有基性和超基性巖體沿安寧河大斷裂侵入，后玄武巖沿斷裂大量噴發(fā).基底花崗巖和大規(guī)模紫紅色酸性火山巖侵入大斷裂之東(何宏林和池田安隆, 2007).中生代由于發(fā)生差異性斷陷形成了一些盆地，沉積著三疊紀(jì)至新生代地層.新生代斷裂活動強(qiáng)烈，地層褶皺，安寧河斷裂帶形成(常隆慶和黃邦強(qiáng), 2014).到中生代還有花崗巖侵入于大斷裂的西側(cè)，與圖7中3～5 km深度從安寧河斷裂帶東側(cè)沿西北方向到麗江—小金河斷裂帶的高速異常帶相一致.圖8的S1縱向剖面顯示出淺層安寧河斷裂帶東側(cè)的高速向西延伸.S2剖面中，安寧河斷裂帶為界，速度呈現(xiàn)西低東高的特征，其中在西側(cè)，4～8 km深度范圍內(nèi)速度較低，而3～4 km和8～9 km深度范圍內(nèi)速度較高，其高速特征可能與花崗巖的分布有關(guān).

為了更好地觀測該區(qū)域的高速體空間分布特征，圖9將vS<3.3 km·s-1的速度值透明化.在深度9 km以下斷裂帶西側(cè)的高速層較厚，深度7～9 km左右高速向斷裂帶東側(cè)延伸，在東側(cè)5～7 km深度形成高速柱，深度3～5 km中高速體向斷裂帶西側(cè)蔓延，與該區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造背景十分吻合，其立體式的高速分布很可能與花崗巖體在上地殼的侵入有關(guān).

圖9 將低速透明化后的三維S波速度圖(將vS<3.3 km·s-1的速度區(qū)域透明化)Fig.9 3D S-wave velocity map with low velocity transparency (Transparent the region with velocity less than 3.3 km·s-1)

早更新世斷裂帶發(fā)生張裂和幾乎同等幅度的斷陷，沿著裂谷沉積了昔格達(dá)地層.根據(jù)該地層變形特征，斷裂帶表現(xiàn)為擠壓和左旋運(yùn)動(李玶等, 1985; 何宏林和池田安隆, 2007; 朱輝, 2016).這條昔格達(dá)地層對應(yīng)于圖7的S波速度結(jié)構(gòu)3 km深度中沿著安寧河斷裂帶南段和則木河斷裂帶北段的低速帶.

斷裂對周邊盆地的發(fā)展、演化起著明顯的控制作用(王運(yùn)生和李云崗, 1996).晚三疊世，西昌地區(qū)受安寧河斷裂帶控制和影響，下陷強(qiáng)烈，但早白堊世晚期以后西昌盆地不斷萎縮結(jié)束了大型盆地的歷史，其中仍沉積了一些泥巖、砂巖等.進(jìn)入第四紀(jì)，研究區(qū)的斷裂發(fā)生以NW-SE向最大壓應(yīng)力作用下的擠壓為主的左旋走滑活動，盆地遭受強(qiáng)烈的改造形成高山、峽谷和零星的小型斷陷盆地.而在圖7中的低速異常的分布不均勻可能也是受斷裂帶運(yùn)動改造后的影響.

3.2 速度結(jié)構(gòu)與地震活動性

安寧河—則木河斷裂帶是川滇菱形活動地塊的東邊界的一部分，以左旋走滑為主，并兼有擠壓活動特征(陳文德等, 1984; 聞學(xué)澤, 2000; 徐錫偉等, 2003; 張?jiān)罉虻? 2003; 楊卓欣等, 2011).在研究區(qū)域中，安寧河斷裂帶附近發(fā)生過很多小地震(圖7)，在深度6～16 km安寧河斷裂帶存在微震運(yùn)動.其中，冕寧—西昌段處于高應(yīng)力作用下的閉鎖狀態(tài)，并存在有大尺度的凹凸體，在25 km深度以上存在震源空白區(qū)，許多研究表明該段為發(fā)生大地震的潛在危險段(錢洪等, 1990, 1992; 張培震等, 2003; 易桂喜等, 2004, 2008; 劉辛中等, 2015; 李姜一等, 2020).在圖10中，冕寧—西昌段中間一區(qū)域在深度10～18 km處地震相對活躍，此區(qū)域在阮祥等(2011)的震源深度及視應(yīng)力深度剖面圖中也為相對高視應(yīng)力區(qū).斷層地震的活動性與附近的應(yīng)力場有關(guān)，而應(yīng)力場受斷裂構(gòu)造應(yīng)力和兩側(cè)巖石物性的影響(萬天豐, 1994; 李玉江等, 2010).

圖10展示了沿斷裂帶的剖面以及地震分布.總體上可見，地震主要分布在相對高速的區(qū)域，而低速區(qū)域的地震數(shù)量相對較少.

圖10 安寧河—則木河斷裂帶2013年1月至2019年1月的南北向震源深度剖面(Feng et al., 2021)以及相應(yīng)的速度結(jié)構(gòu)(小球?yàn)?.0級以下地震，大球?yàn)?.0～3.0級地震)Fig.10 South-north focal depth profile of the Anninghe-Zemuhe fault zone from January 2013 to January 2019 (Feng et al., 2021) and velocity structure (Small balls are earthquakes with M2.0 or less, large balls are earthquakes with M2.0～3.0)

前文構(gòu)造分析在該區(qū)域斷裂帶兩側(cè)分別分布著花崗巖體和沉積碎屑物，因此在圖7的速度結(jié)構(gòu)中該區(qū)域表現(xiàn)為西側(cè)高速東側(cè)低速的狀態(tài).很多學(xué)者利用獲得的震源解證實(shí)了我國西南地區(qū)的地殼物質(zhì)是在板塊推擠下向SE方向移動，突出表現(xiàn)為由羌塘、華南、巴顏喀拉、滇西和滇南地塊所包圍的川滇菱形地塊的滑動(闞榮舉等, 1977; 陳文德等, 1984).從圖7的11 km、15 km和18 km的地震分布來看，這些小震聚集在斷裂帶的東側(cè)，在圖8三維圖中的S2剖面10～18km深度也呈現(xiàn)地震分布縱向向東傾斜的趨勢，原因可能是斷裂帶的傾角向東偏的地質(zhì)特征(何宏林和池田安隆, 2007).

在圖7中西昌地區(qū)附近為低速區(qū)域，在此段深度被沉積層覆蓋.根據(jù)聞學(xué)澤(2000)的安寧河—則木河斷裂帶地震破裂分段特征研究，西昌作為安寧河斷裂至則木河斷裂的轉(zhuǎn)折區(qū)，左旋位移使西昌轉(zhuǎn)折區(qū)的沉積物體積膨脹，該轉(zhuǎn)折部位受到側(cè)向拉張而發(fā)生局部斷陷，提出西昌轉(zhuǎn)折區(qū)為持久性破裂邊界.圖10斷裂帶剖面圖可以看出地震活動主要發(fā)生在高速與低速過渡的區(qū)域，在西昌正下方7～11 km深度聚集著多個小震，在西昌以南約8km深度有一段低速區(qū)且不發(fā)生地震.通過易桂喜等(2004, 2008)在安寧河—則木河斷裂帶地震活動參數(shù)的研究，西昌地區(qū)在則木河斷裂帶西昌—普格段中構(gòu)造應(yīng)力相對較高，附近斷裂小震活動較強(qiáng).張致偉等(2019)和Zhang等(2022)在地震定位與速度結(jié)構(gòu)研究中提出，高速與低速異常體過渡帶是應(yīng)力集中和介質(zhì)比較脆弱的區(qū)域，其具備大量應(yīng)變能的介質(zhì)條件，易發(fā)生破裂并釋放應(yīng)力(Liang et al., 2021).對比速度結(jié)構(gòu)與地震活動分布(圖8和圖10)，可以看出速度結(jié)構(gòu)的不均勻性可能是控制地震分布的主要因素之一.

4 結(jié)論

本文將波場梯度法應(yīng)用于小區(qū)域的相對高頻的地震波形獲得高分辨率的速度結(jié)構(gòu).將臺站數(shù)據(jù)網(wǎng)格化，同時計算網(wǎng)格上的波場和波場梯度.利用單個地震事件便可得到臺站下方的面波相速度、傳播方向、幾何擴(kuò)散和輻射花樣.研究區(qū)域?yàn)榘矊幒印獎t木河斷裂帶上的冕寧—西昌—越西區(qū)域，采用波場梯度法對多個事件進(jìn)行計算與平均，獲得了該區(qū)域5～15 s周期Rayleigh波頻散曲線.通過嚴(yán)格的數(shù)據(jù)篩選與預(yù)處理，根據(jù)不同周期高頻面波數(shù)據(jù)，反演出3～20 km深度的S波速度結(jié)構(gòu).

研究區(qū)域安寧河—則木河斷裂帶及周邊地區(qū)在上地殼的速度結(jié)構(gòu)分布特征與該區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造相一致.在上地殼淺部3～5 km，安寧河斷裂帶附近的高速異?？赡芘c花崗巖有關(guān).西昌地區(qū)的低速體揭示了較厚的沉積層.而淺層地殼中沿著斷裂帶的低速異常與安寧河斷裂帶早更新世發(fā)生張裂斷陷沉積的昔格達(dá)地層特征相一致.結(jié)合不同深度速度結(jié)構(gòu)與地質(zhì)構(gòu)造，上地殼中高速體的分布可能與花崗巖體在上地殼的侵入有關(guān).

安寧河斷裂帶中冕寧—西昌段有一區(qū)域在深度10～18 km處分布很多小震，該段斷裂帶西側(cè)高速、東側(cè)低速，且小震大都發(fā)生在斷裂帶東側(cè).西昌地區(qū)在7～11 km深度為低速區(qū)，有著較厚的沉積覆蓋層，卻也發(fā)生了很多微小地震，可能是由于該轉(zhuǎn)折區(qū)的持久性破裂邊界特征和較高的構(gòu)造應(yīng)力背景造成的.結(jié)合速度結(jié)構(gòu)與地震活動分布，地震活動主要發(fā)生在高速與低速過渡的區(qū)域，速度結(jié)構(gòu)的不均勻性也可能是控制地震分布的主要因素之一.

相比傳統(tǒng)的臺陣數(shù)據(jù)處理方法，波場梯度法更有效地獲得并利用地震波相位和振幅信息，并通過網(wǎng)格化克服了非規(guī)則臺站分布的環(huán)境條件.利用波場梯度法可以方便有效地獲得小區(qū)域、高分辨率三維速度結(jié)構(gòu).隨著國內(nèi)外密集臺陣數(shù)據(jù)積累與公開，將波場梯度法應(yīng)用于三維速度結(jié)構(gòu)、各向異性和衰減特性等各種研究也將成為地震研究的新方向.

致謝感謝中國地震局地球物理研究所與北京大學(xué)提供的連續(xù)波形數(shù)據(jù).感謝兩位審稿專家對本文提出了諸多寶貴的修改意見和建議.