2023, Vol. 43
2. 河北省地震动力学重点实验室，河北省三河市学院街465号，065201;
3. 中国地震局地球物理勘探中心，郑州市文化路75号，450002
各向异性广泛存在于地壳和上地幔中，是反映地壳及上地幔变形机制的关键地震学证据[1-2]。通常认为上地壳的各向异性由充满流体的裂缝定向排列所致[3-4]，而下地壳和地幔的各向异性归因于矿物晶格的优先取向[5-7]。远震P波接收函数波形中的转换震相为S波，其走时对介质的各向异性较为敏感。通过拟合莫霍界面的转换波(Pms)走时随方位角的变化特征，能够得到整个地壳的各向异性特征，主要包括快波偏振方向(φ)及快慢波之间的分裂时差(δt)2个参数，其中分裂时差代表各向异性的强度[8-9]。
H-κ叠加方法具有计算简便、准确高效等优点，被广泛应用于地壳厚度(H)和VP/VS值(κ)的估测中[10]。该方法通过叠加Pms转换波和多次波PpPs(M1)、PpSs+PsPs(M2)的振幅信息，采用网格扫描的方法同时确定H和κ值。但H-κ叠加方法是基于水平层状且均匀的地壳模型假设，忽略了界面倾斜和各向异性的影响，当出现倾斜界面或各向异性介质等复杂地壳结构时，转换波和多次波的到时和振幅信息也会出现异常变化，从而影响H-κ叠加结果的准确性[9, 11-12]。为获得准确的H和κ值，Li等[9]提出一种新的H-κ-c叠加方法。与传统H-κ方法相比，该方法考虑了界面倾斜和地壳各向异性的影响，在叠加振幅前对Pms转换波和地壳内多次波随反方位角变化的到时进行了校正，以消除复杂地壳结构的影响。
本文利用跨襄樊-广济断裂的宽频带流动台阵资料，实现对地壳各向异性变化的连续追踪，同时采用H-κ-c方法得到测线下方精确的地壳厚度和泊松比，进一步探讨地壳各向异性特征、厚度及泊松比对跨襄樊-广济断裂两侧地壳物质组成和构造变形的指示意义。
1 数据和方法 1.1 数据跨襄樊-广济断裂的13个流动宽频带地震台阵呈NS向分布，北起湖北罗田县，向南至江西德安县，台间距15~20 km，每个观测点装配有RefTek-130s型数据采集器和Grualp-3EPSC型(60 s)三分量宽频数字地震计，如图 1所示。利用该台阵2014-03~2015-02连续波形数据，提取震中距30°~90°范围内震级MS>5.5的远震地震事件共计170个，远震事件的空间分布特征显示，台阵覆盖方位较为完整。
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图 1 研究区域及台站分布 Fig. 1 Study area and stations distribution |
本文提取接收函数的主要步骤如下：1)截取P波前20 s至后100 s的三分量波形记录，去均值、去线性趋势后进行0.05~5 Hz带通滤波处理；2)利用反方位角将原始数据Z、N、E分量旋转为Z、R、T分量；3)利用时间域迭代反褶积方法[13]计算接收函数，高斯系数设置为2.5；4)人工挑选获得信噪比较高、Pms震相清晰的径向接收函数。
1.2.2 地壳各向异性本文使用谐波分析方法来拟合Pms震相相对到时随反方位角的变化特征，进而计算地壳各向异性的参数。谐波分析的具体原理为：当地壳为各向同性介质且界面水平时，径向接收函数的Pms震相到时不随反方位角变化；当地壳为各向异性介质时，到时随反方位角呈现180°的周期变化；当界面倾斜时，到时随反方位角呈现360°的周期变化[8, 14]。因此，Pms到时随反方位角的变化可利用cosθ和cos2θ函数组合进行拟合[9]：
| $ \begin{aligned} F(\theta)= & A_0+A_1 \cos \left(\theta-\theta_1\right)- \\ & A_2 \cos 2\left(\theta-\theta_2\right) \end{aligned} $ | (1) |
式中，A0为各向同性情况下的到时，A1、A2、θ1、θ2分别为倾斜和各向异性2种情况下的幅值和相位，θ为反方位角。A1和θ1分别为莫霍面倾角和倾向(λ)，θ2和2A2分别为量化各向异性方向的快波偏振方向(φ)(从正北方向顺时针测量)和各向异性强度的分裂时差(δt)。
基于式(1)，采用网格搜索法进行谐波分析[9]。该方法寻找5个参数dt=A0－tref、A1、A2、θ1、θ2的最优解，其中tref为Pms震相的参考到时，需要预先采用传统H-κ叠加方法获得每个台站下方的参考地壳厚度和VP/VS值。在进行H-κ叠加时，根据接收函数波形中Pms、M1和M2震相的幅值和清晰程度，加权值分别取为0.7、0.2和0.1。地壳P波平均速度取6.2 km/s，H和κ的扫描范围分别设为20~45 km和1.5~2.0。在进行谐波分析时，给定每个参数的搜索范围为：dt：－1.0~1.0 s、A1：0~0.5 s、A2：0~0.25 s、θ1：0°~355°、θ2：0°~175°。搜索结果可获得理论和实际到时的拟合曲线，其他参数以2D能量图的形式呈现。
根据Li等[9]的数据处理流程，在谐波分析前需进行2步预处理：动校正和反方位角叠加。为消除不同震中距引起的偏移，首先利用IASP91模型[15]计算Pms波的偏移值，并校正至相同的射线参数0.06 s/km[16]，然后将校正的接收函数以每5°的反方位角范围进行叠加，以提高接收函数的信噪比。
1.2.3 H-κ-c叠加根据上述Pms到时随方位角变化的谐波拟合，本文同样对多次波(M1和M2)进行谐波分析，并使用获得的参数(A1，A2，θ1，θ2)对Pms和壳内多次波的参考到时进行校正，将其偏移至A0。利用校正后的径向接收函数进行传统H-κ叠加，加权值分别取0.5、0.4和0.1。其中，M1的加权值增大，是因为谐波分析后加强了M1震相的一致性，而M2震相相对较弱，因此未改变其在叠加时的权重。
2 结果 2.1 地壳各向异性由于台站9BFF接收函数的方位覆盖性较差，无法得到可靠的拟合结果，因此仅得到12个台站的地壳各向异性参数，图 2为其中2个台站的结果。可以看出，Pms到时的拟合效果较好，其中台站9BFA位于襄樊-广济断裂带以北，属于大别造山带，其分裂时差为0.1 s，说明该台站下方各向异性较弱，快波偏振方向为105°；台站9B6C位于断裂带以南，属于扬子地块，分裂时差为0.3 s，快波偏振方向为150°。图 3为整条测线上的地壳各向异性结果，图中红色条棒方位代表快波偏振方向，条棒长短代表分裂时差大小，玫瑰图为每个台站的各向异性参数(红色)和2个区域(大别造山带、扬子块体)内部台站对应的平均参数(蓝色)，圆环中心到最外围的时间差为0.3 s，每个圆环之间的间隔为0.1 s，GPS数据(黑色箭头)来自文献[17]，每个台站下方的地壳各向异性参数值见表 1。
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黑线为理论Pms到时, 能量图中的白色十字为最优解 图 2 地壳各向异性拟合结果 Fig. 2 Fitting results of crustal anisotropy |
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图 3 整条测线上的地壳各向异性分布特征 Fig. 3 Distribution characteristics of the crustal anisotropy along the entire array |
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表 1 地壳各向异性及H-κ-c叠加方法的结果 Tab. 1 Crustal anisotropy and results of H-κ-c |
由图 3可见，扬子块体地壳各向异性强度大于大别造山带。整条测线的地壳各向异性平均分裂时差为0.275 s，扬子块体的地壳各向异性强度(平均0.344 s)大于大别造山带(平均0.226 s)。大别造山带的各向异性强度差别较大，最大值为0.46 s，最小值为0.06 s，快波主体方向为NW-SE向，与断裂带走向和GPS方向一致，且集中度较低。但台站之间快波方向差别较大，且多个台站各向异性强度较弱。扬子块体的各向异性方向和强度分布较为集中，该地区快波主体方向为NW-SE向，但与断裂带走向和GPS方向之间都存在一定的夹角。
2.2 地壳厚度和VP/VS利用基于谐波分析的H-κ-c叠加方法获得跨襄樊-广济断裂的12个流动台阵的地壳厚度和平均波速比，图 4和5分别为台站9A0D、9C74的结果，图中黑线为理论到时，能量团中的白色十字为扫描结果的最优解，白色99%的等值线代表经验误差，拟合图像的右上角为谐波分析的参数。由谐波分析图像可见，Pms转换波与壳内多次波的拟合效果较好，且谐波校正后的H和κ扫描结果的叠加能量团更加集中、误差更小，扫描结果更为可靠。
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图 4 台站9A0D的H-κ-c叠加结果 Fig. 4 H-κ-c stacking of station 9A0D |
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图 5 台站9C74的H-κ-c叠加结果 Fig. 5 H-κ-c stacking of station 9C74 |
基于H-κ-c叠加方法，本文获得了整条测线上的地壳厚度、平均波速比及各自的误差值，并根据公式
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图 6 H-κ-c获得的剖面下方地壳厚度和平均波速比 Fig. 6 The crustal thickness and average VP/VS values of the profile obtained from H-κ-c |
1) 大别造山带地壳较厚，波速比偏低，平均值为1.74，说明地壳以长英质和中性岩石为主，这与其地质构造背景相符。扬子地块向华北地块俯冲碰撞过程中导致多期变质岩带折返并上涌，水平会聚作用和垂向物质运移都使得大别造山带的地壳增厚[26-27]。偏低的地壳平均波速比可能导致造山带大陆地壳加厚、密度增加，使得重力失稳、触发下地壳拆沉[28-29]。
2) 大别造山带区域台站的各向异性强度差别较大，部分台站各向异性非常弱，平均各向异性方向呈NW-SE向，但集中度较低，反映出该地区复杂的地壳结构和变形特征。林伟等[30]、余顶杰等[31]曾提出大别造山带可能存在SE向的中下地壳塑性流，但本文H-κ-c叠加结果中相对分散的各向异性强度和方向均表明大别造山带(至少是其南部)可能并未发生大范围的中下地壳塑性流动。大别造山带的形成经历了碰撞造山和造山后大陆俯冲折返2个主要阶段，复杂的各向异性可能主要受到物质折返等垂向构造作用的影响。
3) 位于扬子块体的各台站各向异性方向集中度较高，为NW-SE向，但与断裂带走向和GPS方向之间都存在一定的夹角，说明其各向异性主要来源于中下地壳，与晶格优势取向有关。NW-SE的各向异性方向可能与扬子地块北向俯冲有关。扬子块体波速比平均值为1.78，地壳总体组分偏中到基性，推测下地壳可能还保留有部分铁镁质的物质。
致谢: 感谢李江涛教授提供H-κ-c叠加方法程序。
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