吳宇琴 吳珊珊 周思遠(yuǎn) 李鳳英 趙育飛

1 云南省地震局，昆明市藍(lán)桉路2號(hào)，650000 2 上海市地震局，上海市蘭溪路87號(hào)，200062

新生代以來，印度-歐亞板塊持續(xù)碰撞擠壓使得青藏高原不斷隆升變形，出現(xiàn)明顯的地殼增厚現(xiàn)象[1]。目前，“中下地殼通道流模型”[2-3]是較為流行的青藏高原隆升變形的動(dòng)力學(xué)機(jī)制，該模型認(rèn)為中下地殼軟弱物質(zhì)堆積導(dǎo)致地殼增厚。青藏高原中部中下地殼物質(zhì)向邊緣流動(dòng)，被剛性的四川盆地阻擋，使得“地殼流”分為2支，分別流向青藏高原東北部和東南部。

川滇地區(qū)位于青藏高原東南緣(圖1)，由于青藏高原長(zhǎng)期受印度-歐亞板塊擠壓以及自身重力等影響，高原物質(zhì)側(cè)向擠出，從而形成川滇地區(qū)復(fù)雜的構(gòu)造變形運(yùn)動(dòng)。川滇地區(qū)發(fā)育有許多深大斷裂帶，地震活動(dòng)頻繁。1990年以來，我國(guó)境內(nèi)共發(fā)生16次7級(jí)以上地震，其中4次發(fā)生在川滇地區(qū)，由此可知川滇地區(qū)是強(qiáng)震活動(dòng)的主要地區(qū)之一。深入了解川滇地區(qū)地殼和上地幔深部結(jié)構(gòu)及動(dòng)力學(xué)過程，對(duì)于了解青藏高原的形成與演化、地殼形變模型與地震孕育過程等具有重要意義。

NJF：怒江斷裂帶; LLF：龍陵斷裂帶; NTHF：南汀河斷裂帶; LCJF：瀾滄江斷裂帶; RRF：紅河斷裂帶; LJF：麗江斷裂帶; ANHF：安寧河斷裂帶; ZMHF：則木河斷裂帶; XJF：小江斷裂帶; PZH：攀枝花斷裂帶圖1 研究區(qū)域概況Fig.1 Overview of the study area

部分學(xué)者利用不同地球物理手段對(duì)川滇地區(qū)的地下結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究。Bai等[4]利用大地電磁成像方法得到青藏高原東緣下方的電導(dǎo)率結(jié)構(gòu)后發(fā)現(xiàn)，中下地殼存在2個(gè)高電導(dǎo)率通道；Bao等[5]利用面波和接收函數(shù)進(jìn)行聯(lián)合反演后發(fā)現(xiàn)，青藏高原東南緣中下地殼存在2個(gè)低速通道，以區(qū)域內(nèi)走滑斷裂帶為界，整體圍繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)順時(shí)針旋轉(zhuǎn)。上述研究結(jié)果表明，下地殼存在“地殼流”，但上述結(jié)論主要基于靜態(tài)研究，而地震波各向異性可用于地球內(nèi)部物質(zhì)流動(dòng)和運(yùn)動(dòng)方式等研究，是研究青藏高原“地殼流”的重要手段。

常利軍等[6]利用SKS分裂方法研究發(fā)現(xiàn)，云南地區(qū)的各向異性主要分布在上地幔；黎源等[7]對(duì)青藏高原東緣進(jìn)行Pn波各向異性研究發(fā)現(xiàn)，川滇地區(qū)26°N以南區(qū)域上地幔頂部各向異性呈近NS向，與地表GPS觀測(cè)結(jié)果一致，但與SKS分裂結(jié)果存在較大差異；孫長(zhǎng)青等[8]認(rèn)為，云南地區(qū)接收函數(shù)各向異性主要來源于下地殼。上述研究主要針對(duì)地殼或上地幔整體平均各向異性，其垂向分辨率有限。由于面波具有頻散特性，垂向分辨率較高，因此本文對(duì)隨深度變化的面波方位各向異性結(jié)果進(jìn)行研究，為川滇地區(qū)深部構(gòu)造和動(dòng)力學(xué)研究提供理論依據(jù)。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 數(shù)據(jù)

傳統(tǒng)地震數(shù)據(jù)存在衰減和散射，難以對(duì)其進(jìn)行短周期面波(6～20 s)測(cè)量。6～20 s頻帶范圍內(nèi)的面波對(duì)中上地殼最為敏感，高頻背景噪聲可以提取信噪比較高的短周期(小于 20 s)面波。本文利用背景噪聲數(shù)據(jù)約束淺部結(jié)構(gòu)，利用遠(yuǎn)震數(shù)據(jù)約束深部結(jié)構(gòu)。

背景噪聲數(shù)據(jù)來自喜馬拉雅I期在川滇地區(qū)(21°～29°N、97°～103°E)布設(shè)的190個(gè)寬頻帶流動(dòng)臺(tái)站，平均臺(tái)站間距為35 km，臺(tái)站分布密集且均勻(圖2)，研究時(shí)段為2011-04-01～2013-12-29。遠(yuǎn)震數(shù)據(jù)為190個(gè)流動(dòng)臺(tái)站和35個(gè)固定臺(tái)站2011-01～2013-12記錄到的全球范圍內(nèi)5.8級(jí)以上地震事件的垂向波形，預(yù)挑選震中距為20°～160°、震源深度小于20 km的波形記錄(圖3)。

圖2 臺(tái)站分布Fig.2 The distribution of stations

圖3 地震事件相對(duì)于53028臺(tái)站中心的方位分布Fig.3 Azimuth distribution of seismic events relative to the center of 53028 station

1.2 基于背景噪聲的程函方程層析成像

參照Bensen等[9]提出的方法對(duì)背景噪聲數(shù)據(jù)進(jìn)行處理。首先將原始波形降采樣至1 Hz并去均值，然后進(jìn)行帶通濾波處理。由于背景噪聲采用的儀器類型相同，因此本文不進(jìn)行去儀器響應(yīng)處理。完成數(shù)據(jù)預(yù)處理后在頻域內(nèi)進(jìn)行互相關(guān)計(jì)算，轉(zhuǎn)到時(shí)間域后疊加為長(zhǎng)時(shí)間序列。圖4為53037臺(tái)站與其他臺(tái)站按臺(tái)站距離排列的互相關(guān)結(jié)果，由圖可見，正負(fù)半軸均存在明顯的面波信號(hào)。將互相關(guān)正負(fù)軸進(jìn)行平均處理，可以提高數(shù)據(jù)的信噪比。

圖4 53037臺(tái)站與其他臺(tái)站的互相關(guān)結(jié)果Fig.4 Cross correlation results between 53037 station and other stations

采用時(shí)頻分析方法(FTAN)[10]提取頻散曲線，得到各個(gè)周期(6～60 s)的相速度結(jié)果。選取臺(tái)站間各周期信噪比SNR大于15的頻散數(shù)據(jù)進(jìn)行程函成像處理，程函方程層析成像方法參考文獻(xiàn)[11]。

當(dāng)滿足高頻條件或振幅場(chǎng)的空間變化率相對(duì)于走時(shí)面τ(ri,r)的空間梯度較小時(shí)，單一頻率的面波波場(chǎng)可表示為程函方程：

(1)

成像過程中需要對(duì)數(shù)據(jù)質(zhì)量進(jìn)行控制。為保證結(jié)果的可靠性，去除臺(tái)站間距小于1～2個(gè)波長(zhǎng)的測(cè)量結(jié)果，同時(shí)去除2種插值結(jié)果相差較大(大于1 s)的數(shù)據(jù)。

基于弱各向異性假設(shè)可知，瑞利面波相速度與方位角滿足：

c(ψ)=c0+Acos[2(ψ-φ)]+

Bcos[4(ψ-α)]

(2)

式中，ψ為計(jì)算得到的方位角(以北向順指針為正)，φ、α分別為各向異性2ψ、4ψ分量的快軸方向，A、B分別為各向異性2ψ、4ψ分量的強(qiáng)度。

在數(shù)據(jù)方位覆蓋性較好的情況下，通過分析某一中心位置不同方向面波的相速度，可以反映出周期為180°的相速度方位各向異性信息，由此直接擬合出各向異性的強(qiáng)度和角度。

1.3 基于地震面波的亥姆霍茲方程層析成像

基于遠(yuǎn)震面波波形記錄，采用亥姆霍茲方程層析成像方法[12]進(jìn)行分析。利用時(shí)頻分析求解得到時(shí)窗WS，分離出基階面波主要能量。通過計(jì)算分離出的面波和相鄰臺(tái)站記錄到的該事件波形s1，得到互相關(guān)函數(shù)c(t)，并對(duì)互相關(guān)函數(shù)進(jìn)行高斯窄帶濾波處理，擬合得到振幅值A(chǔ)、群延遲tg和相位延遲tp，公式如下：

Fi*Wc(t)≈

AGa[σ(t-tg)]cos[ω(t-tp)]

(3)

式中，Ga為高斯函數(shù)，σ、ω分別為窄帶波形的半帶寬和中心頻率。層析成像的正演問題可參考文獻(xiàn)[12]。

2 結(jié)果分析

2.1 基于背景噪聲的面波相速度和各向異性結(jié)果

利用程函方程層析成像得到各節(jié)點(diǎn)各周期的各向同性和各向異性相速度結(jié)果，通過插值得到整個(gè)研究區(qū)6～60 s瑞利面波相速度分布。由于背景噪聲成像提取的長(zhǎng)周期面波信號(hào)信噪比較低，因此結(jié)果不可信。

由圖5可見，低速異常主要分布在騰沖(可能與其巖漿活動(dòng)有關(guān))、思茅盆地(可能與沉積物有關(guān))、滇中塊體、紅河斷裂帶、安寧河斷裂帶附近；高速異常主要分布在攀枝花(可能與峨眉山大火成巖有關(guān))、滇緬泰塊體南段。速度異常情況與地質(zhì)構(gòu)造情況較為吻合。在各向異性方面，6～12 s各向異性結(jié)果反映出研究區(qū)上地殼各向異性變化特征，喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)以東區(qū)域表現(xiàn)為繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)順時(shí)針旋轉(zhuǎn)的特征，此外川滇塊體和南部印支塊體各向異性方向?yàn)榻麼S向。麗江斷裂帶、紅河斷裂帶周圍區(qū)域各向異性為近NS向、瀾滄江斷裂帶為NW向、怒江斷裂帶為NNW向、南汀河斷裂帶為NE向。高速異常的各向異性強(qiáng)度大于低速異常。

圖5 6～12 s各向異性相速度分布Fig.5 Distribution of anisotropic phase velocity in 6～12 s

川滇地區(qū)地殼厚度不均勻，圖6中16～26 s反映的是北段中地殼和南段中下地殼的介質(zhì)信息。低速區(qū)分布在松潘甘孜地塊、思茅和紅河斷裂帶附近，從20 s開始，川滇塊體各向異性方向發(fā)生轉(zhuǎn)變，由近NS向轉(zhuǎn)為NE向；從24 s開始，攀枝花高速異常逐漸消失，麗江斷裂帶各向異性方向與其走向平行。印支塊體各向異性強(qiáng)度整體小于上地殼。25°N附近各向異性強(qiáng)度橫向分布不均勻，低速區(qū)域強(qiáng)度減小最明顯。值得注意的是，從20 s開始，26°N附近紅河斷裂帶以東和攀枝花以西區(qū)域各向異性方向發(fā)生轉(zhuǎn)變，由NNW向轉(zhuǎn)為NNE向。

圖6 16～26 s各向異性相速度分布Fig.6 Distribution of anisotropic phase velocity in 16～26 s

2.2 遠(yuǎn)震事件面波成像結(jié)果

首先進(jìn)行地震面波程函方程層析成像反演，然后采用亥姆霍茲方程層析成像法對(duì)相速度進(jìn)行有限頻校正。根據(jù)相速度隨方位變化的1Ψ各向異性分量，得到較為準(zhǔn)確的中長(zhǎng)周期各向異性結(jié)構(gòu)相速度和方位各向異性。

圖7將研究區(qū)以26°N為界分為2段，分別為研究區(qū)北段下地殼和南段下地殼與上地幔之間的區(qū)域(即莫霍面附近)。由圖可知，研究區(qū)北段存在明顯的低速異常，這是該區(qū)域地殼較厚(約50～60 km)[13]所致，各向異性強(qiáng)度從35 s開始減小。研究區(qū)南段表現(xiàn)為高速異常，各向異性方向整體為NW向。龍陵斷裂帶、南汀河斷裂帶附近各向異性方向與斷裂帶走向不平行，表現(xiàn)為弱各向異性，優(yōu)勢(shì)方向?yàn)镹W向和近NS向。紅河斷裂帶附近各向異性方向從35 s開始發(fā)生轉(zhuǎn)變，由近NS向轉(zhuǎn)為NW-SE向，與斷裂帶走向平行。

圖7 26～35 s各向異性相速度分布Fig.7 Distribution of anisotropic phase velocity in 26～35 s

圖8將研究區(qū)大致分為北段莫霍面和南段巖石圈上地幔2部分。北段低速區(qū)為地殼較厚的松潘甘孜地塊延伸區(qū)域，該區(qū)域?qū)?yīng)的地殼厚度約為70 km[14]。45 s后騰沖地區(qū)開始出現(xiàn)低速異常，這一低速結(jié)構(gòu)被認(rèn)為與印度板塊深俯沖至地幔轉(zhuǎn)換帶形成大地幔楔結(jié)構(gòu)過程中的脫水與物質(zhì)上涌有關(guān)[15]。45 s后麗江-小金河斷裂帶附近各向異性方向與斷裂帶走向近乎平行。紅河斷裂帶附近各向異性方向?yàn)镹W向，與斷裂帶走向平行。南部滇緬泰塊體和印支塊體內(nèi)部各向異性優(yōu)勢(shì)方向?yàn)镹W向和近EW向，與地殼內(nèi)各向異性方向(近NE向)明顯不同。

圖8 45～60 s各向異性相速度分布Fig.8 Distribution of anisotropic phase velocity in 45～60 s

3 討 論

3.1 川滇地區(qū)地殼各向異性

南汀河斷裂帶、怒江斷裂帶、瀾滄江斷裂帶、麗江斷裂帶中上地殼各向異性方向與其走向平行，由此推斷研究區(qū)中上地殼各向異性方向與上述走滑斷裂帶裂隙的定向排列或裂隙間的液體填充有關(guān)。而紅河斷裂帶附近各向異性方向?yàn)榻麼S向，與水平最大主壓應(yīng)力方向一致[16]，與斷裂帶走向之間存在很大夾角。該結(jié)論與前人[13,17]得到的川滇地區(qū)面波各向異性結(jié)果一致，由此推斷其各向異性主要與區(qū)域應(yīng)力場(chǎng)有關(guān)。紅河斷裂帶、瀾滄江斷裂帶北段附近各向異性方向?yàn)榻麼S向和NNW向，說明川滇塊體受到青藏高原物質(zhì)側(cè)向擠出的影響而向南運(yùn)動(dòng)。

由圖6可見，從20 s開始，背景噪聲成像結(jié)果在25°N附近的各向異性強(qiáng)度橫向分布不均勻，低速區(qū)強(qiáng)度減小最明顯，說明川滇塊體中下地殼可能存在低速通道流，“地殼流”與其上覆、下覆界面的相對(duì)運(yùn)動(dòng)可能會(huì)造成各向異性。界面處速度的垂向梯度較大，因此界面處的剪切力較強(qiáng)；而“地殼流”內(nèi)部速度的垂向梯度較小，因此剪切力較小，各向異性也相對(duì)較弱。該結(jié)果與孫長(zhǎng)青等[8]得出的地殼各向異性以騰沖火山為界表現(xiàn)出明顯的南弱北強(qiáng)特征這一結(jié)論一致，說明“地殼流”對(duì)騰沖火山熱物質(zhì)上涌造成的下地殼變形有一定的影響，同時(shí)也說明垂向面波具有高分辨率。

由圖7可見，20 s后紅河斷裂帶在東攀枝花以西區(qū)域表現(xiàn)出低速異常，各向異性方向轉(zhuǎn)變?yōu)镹E向，這可能與川滇菱形塊體中的低速流向南東方向運(yùn)動(dòng)時(shí)受到攀枝花高速體的阻擋進(jìn)而轉(zhuǎn)向西南方向運(yùn)動(dòng)有關(guān)。該低速通道形狀與Bao等[5]采用接收函數(shù)和面波聯(lián)合反演青藏高原東南緣下方速度結(jié)構(gòu)得到的通道形狀相似。該“地殼流”在穿過紅河斷裂帶時(shí)各向異性強(qiáng)度減弱，向南東方向運(yùn)動(dòng)。Jin等[18]研究川滇塊體南部的現(xiàn)今構(gòu)造變形后發(fā)現(xiàn)，喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)附近由北至南表現(xiàn)出順時(shí)針旋轉(zhuǎn)特征，印支塊體和川滇塊體整體運(yùn)動(dòng)方向?yàn)榻麼S向，川滇地區(qū)受高原物質(zhì)東流的影響向南運(yùn)動(dòng)。上述結(jié)果與本文得出的短周期內(nèi)各向異性方向較為一致，可以反映近地表變形情況。張培震等[19]研究認(rèn)為，中下地殼的軟弱物質(zhì)流使得該區(qū)域繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)旋轉(zhuǎn)。

3.2 川滇地區(qū)上地幔各向異性

由圖8可見，從45 s開始，騰沖地區(qū)和印支塊體表現(xiàn)為低速異常，這與文獻(xiàn)[5]中印支塊體S波速度在52.5 km處表現(xiàn)為低速異常的結(jié)論一致。由于騰沖地區(qū)和印支塊體的地殼厚度約為35～40 km，因此45 s對(duì)應(yīng)的低速異?？赡転檐浟魅Φ蒯嵛镔|(zhì)上涌引起巖石圈局部熔融所致。研究區(qū)26°N以南區(qū)域地殼各向異性方向?yàn)镹E向，而上地幔南段各向異性方向?yàn)镾E向，地殼與上地幔各向異性方向不一致，主要是因?yàn)檠芯繀^(qū)南段存在殼幔解耦。本文結(jié)論與Huang等[20]采用SKS分裂方法所得的結(jié)果較為一致，各向異性方向均為近EW向(圖9)，這可能與沿緬甸弧俯沖的印度板塊向西回撤引起的地幔流有關(guān)[21]。

綠色短線代表SKS結(jié)果[20]圖9 各向異性結(jié)果對(duì)比Fig.9 Comparison between anisotropy results

4 結(jié) 語

1)川滇地區(qū)上地殼各向異性方向與地表構(gòu)造走向一致，且與GPS得到的近地表構(gòu)造變形方向較為吻合，反映出川滇塊體南向擠出的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)特征。

2)川滇塊體中下地殼存在各向異性較強(qiáng)的低速異常，符合中下地殼流模型。

3)以26°N為界，川滇南部地殼與上地幔各向異性方向不一致，表明其下方可能存在殼幔變形解耦。

4)長(zhǎng)周期面波各向異性方位角與剪切波分裂方向一致，均為近EW向，可能與印度板塊向西回撤引起的地幔流有關(guān)[21]。