青海地处青藏高原东北缘,是晚新生代构造变形最强烈的地区之一(图 1)遍布全区的第四纪褶皱、断层[1~3]及地震震源机制[4, 5]等研究表明,该地区正遭受着地壳缩短,并且伴随着垂直隆升作用;地震剖面、地震活动性和钻孔资料等研究表明,柴达木盆地的褶皱和逆断层形成于白垩纪,上新世活动最为活跃,直到现今仍处于活动状态[1~5].在该区开展深部结构与变形研究是认识高原隆升机制和印度-欧亚板块碰撞远程效应的重要途径之一.
20世纪80年代以来,在青藏高原东北缘开展的地质调查、人工地震探测、地震台阵观测,为青藏高原东北缘深部构造研究奠定了基础[6~23]然而,关于青藏高原东北缘的壳幔变形机制仍存在争议.如Tapponnier等[3]推断印度-欧亚板块碰撞挤压而导致脆性的上地壳沿着走滑线侧向挤出,导致地表产生了与地壳缩短方向相垂直的走滑断裂系.根据该假说,边界断裂带(如,阿尔金断裂和昆仑断裂)变形异常强烈,而断裂带周边较宽的地段也会产生强的地幔变形.人工地震探测与地震台阵观测得到的地震波速度结构研究显示,研究区具有低速的中下地壳[7, 8, 10~18],似乎可以用Royden等[24]提出的“下地壳流模式”来解释.由于该模型中上地壳和岩石圈地幔之间存在一韧性层,这就意味着作用在地壳上的力就不能传递到地幔,因而上地壳和岩石圈地幔之间是解耦的.
在青藏高原东北缘这一强变形区,开展壳幔深、浅层的变形关系研究对于研究区变形机制的确立具有非常重要的意义.前人[6, 9, 19~23]曾在青海及邻区开展了S波分裂研究,部分学者[19, 20, 25, 26]通过将观测到的S波分裂快波方向与地表变形场的最大剪切方向作比较,推断青藏高原内部壳幔变形为垂直连贯变形,青藏高原外部的云南地区壳幔变形属于壳幔解耦模式,然而受台站分布限制,并没有详细讨论青藏高原东北缘的可能变形方式.中国地震局“十五”期间在青海地区布设了20余台宽频带地震台站,到目前为止已经积累了大量的观测资料[7].为此,本文利用国家地震台网及中国地震局“十五”期间在青海布设的30个宽频带地震台站记录到的远震波形数据(图 1),分别采用最小能量法[8]和旋转相关法[29]开展S波分裂研究.最后我们还结合已有的地质、地球物理证据对本文的地震各向异性分析结果及其可能的地质含义进行了讨论.
2 数据与方法本文研究收集了青海地震台网(2007.07~2010.03)、中国国家数字地震台网(2001.01~2010.03)和中国数字地震台网(1990.01~2010.03)共30个宽频带地震台站(图 1)的远震记录.为利用远震记录中的SKS、SKKS和PKS震相(本文以后通称XKS震相)开展偏振分析,我们选取了震中距大于85°震级Mw大于5. 8级的地震事件.为提高远震记录中XKS震相的信噪比,在计算各向异性参数前对数据进行了带通滤波处理.多数情况下,我们选择0.02~1 Hz的滤波器,少数情况下( < 5%),我们也采用了0.04~0.5 Hz的滤波器.
研究中利用Splitlab软件[30],同时使用最小能量法[28]和旋转相关法[29]对单个远震记录的XKS震相开展偏振分析,求取各向异性参数对(φ,δt)其中φ表示快波偏振方向,δt表示快、慢波的到时差. 图 2为利用台站BAM记录的远震事件,通过对SKS震相进行偏振分析的一个例子.由图 2可以看出,同时使用多种方法开展S波分裂研究,求取的各向异性参数较任何一种单一方法得到的结果都要可靠.此外,采用多种方法用于S波偏振分析,还有助于弱各向异性或无效事件(null)的确定[31].所谓的无效测量事件指不产生分裂的地震记录,无效测量事件的出现可能与台站下方各向同性的介质相关,也可能是由于该事件的方位分布平行或垂直于快波偏振方向所致.
根据Barruol等[32]和WUstefeld等[31]关于分裂测量的判别方法,我们根据原始地震记录中XKS震相的信噪比、快慢波校正前后的波形及质点运动轨迹及不同测量方法(旋转相关法和最小能量法)得到的S波分裂参数等,将分裂结果分为高质量有效分裂结果(good)、一般(fair)、不可靠(poor)、高质量的无效分裂结果(good Null)和质量一般的无效分裂结果(fairNull)五类.一般认为,目前的S波分裂测量方法中,利用最小能量法测量得到的结果相对更为可靠、稳定[33, 34],因此在下文中关于有效分裂结果的讨论,以利用最小能量法测量得到的结果为准.
3 剪切波分裂结果本文根据前述分析方法,对研究区30个台站的记录开展了S波分裂计算,最后得到220个(good+ fair)高质量的S波分裂结果(图 3)和216个高质量的无效分裂测量(图 4),其中用于测量的SKS、SKKS和PKS震相分别为38121和34个.遗憾的是,在YUS和TTH台没有得到可靠的分析结果(图 1,图 3, 图 4).
由图 3, 4可以看出,研究区多数台站下方的地震各向异性参数都表现出随方位角变化而变化的特征.这就意味着,如果我们将研究区所有台站下方的各向异性进行平均,将可能会导致对该区的变形特征分析产生严重的偏差和误导.为此,本文研究并没有试图给出台站下方的平均各向异性.
尽管研究区不同构造带地震台站下方各向异性强度和快波方向横向变化明显,但是相邻地震台站的分裂结果具有很好的相似性(图 3, 4).我们的分析结果显示:(1)青海西部的一些台站(如,BAM,GOM,DAW)表现为简单的分裂模式,其台站下方的剪切波视分裂参数不随方位变化而变化,且无效事件的方位分布与台站下方的快波偏振方向垂直或平行,其中GOM台的快波偏振方向呈近W-E向分布;而其他台站的快波偏振方向呈NW-SE或NNW-SSE向分布,即台站下方的各向异性快波偏振方向与地表断裂走向相一致,这与前人[6, 9, 19~23]的研究结果相一致;(2)相对而言,青海东部多数台站(如DUL,TOR,HUL,LJS,LYX,MAD, TIJ,XIN,XUH,LWS,QIL,QSS,DAT,MEY,QML,DCD,DLH,LED)下方的各向异性参数并不一致,这一现象在常利军等[21, 22]的研究结果中也有显示.我们的进一步研究显示这些台站下方的各向异性参数并非随机分布,而是随方位角变化而规律地变化(图 5).受观测事件方位分布的限制,部分台站(如DUL、DLH)的各向异性参数虽然没有表现出这么明显方位相关性,但是其快波偏振方向与无效事件的方位分布并无关联(图 3,4),这些特征都暗示台站下方具有复杂的各向异性结构.事实上,在青藏高原腹地及其边缘地带也有各向异性参数随方位变化的例子[34~38]; (3)少数台站(如ZAD,XIH)只观测到1个有效分裂,而在HTG和LEH,我们只得到了一些无效分裂事件的方位分布.对于这4个台站,我们只能参照其周边台站的各向异性特征给以判别.如,XIH台与周边台站(如LYX,TOR等)具有相似的各向异性特征;但由于ZAD、HTG和LEH这3个台站与周边其他台站相距较远,我们无法判断其台站下方的各向异性特征表现为简单的分裂方式还是复杂的方式.
4 讨论 4.1 各向异性的深度分布在对S波分裂测量结果进行解释之前,我们首先必须回答各向异性的深度分布问题.由于分析中所使用的XKS震相的射线路径近似垂直,单独利用XK S测量无法探测台站下方各向异性的确切深度分布情况,但是我们可以根据S波分裂测量的特点及其他地球物理探测,定性地对各向异性的深度分布给出约束.(1)由S波分裂测量得到的研究区台站下方快慢波到时差一般都大于0.7 s,尽管接收函数研究显示该区存在强的壳内各向异性层[12, 39],但青藏高原地区地壳各向异性导致的快慢波到时差一般介于0. 1~0. 3 s之间[6, 40],因此本文测量得到的S波分裂延时主要来自于地幔.(2)尽管已有面波各向异性研究[41~43]关于不同周期面波方位各向异性的快波方向不很一致,但是都显示面波方位各向异性主要分布在20~100 s的周期范围内.(3)通过计算SK (K) S震相的菲涅耳带,我们能对地震各向异性的深度分布做出估计,如DAW和XIH台站间的距离约为110 km,但是其台站下方的各向异性特征明显不同;依据Alsina and Snieder[44]的方法,通过计算SK (K) S震相的菲涅耳带,我们能对地震各向异性的深度分布做出估计.为简单起见,我们取SKS震相的主频为8s,这样我们可以粗略地估计出100, 200, 300 km深处相对应的菲涅耳带直径分别为~80, 120, 140 km.因此,我们推断研究区各向异性的深度分布不超过200 km. (4)假定造成XKS分裂过程中快慢波的延迟由地幔主要造岩矿物晶格定向排列引起,那么1 s的快慢到时差大概相当于100 km厚度的各向异性层.研究区XKS分裂延迟多数介于0.4~1.5 s,由此估算出的该区各向异性层厚度范围是40~150 km,这也与前述推论相一致.
4.2 各向异性随深度的变化前述已经提及,研究区部分台站(尤其是青海东部地区)下方的地震各向异性参数都表现出随方位角变化而变化的特征,台下方地震波各向异性分裂参数的这种变化,暗示使用单层各向异性模型来解释其地震各向异性结构是不合理的.研究人员一般将这种变化归结为各向异性随深度变化(如双层各向异性[45]、倾斜各向异性对称轴[46]或者各向异性横向不均一)所致[21, 22, 35].然而,受地震事件分布所限,我们无法逐一对每个台进行分析,以确定这种变化的原因.本文研究中,我们通过观察每个台站的S波分裂参数及其变化,发现台站DUL,TOR,HUL,LJS,LYX,MAD,TIJ,XIH,XIN,XUH,LWS,QIL,QSS,LED,DAT和MEY具有相似分裂特征(图 3~5),为此可将上述16个台站结果看作一个台站下方的观测结果.如图 5所示,视分裂参数并不是杂乱无章的分布,尤其在后方位角108°~166°范围内,快波偏振方向在N54°E~N119°E之间呈规律性变化,而分裂延迟在0.4~1.6 s之间表现出逐渐增大的趋势,其周期为90°为此我们将测试是否可以用双层水平对称轴介质各向异性模型解释本文的观测结果.
以下研究中,我们仅将有效分裂观测用于双层各向异性模型参数的确定.假定XKS震相的主频为8s,我们让上、下两层各向异性的快波方向别以1°的步长在0°~180°之间变化,分裂延迟以0. 1 s的步长在0~1.6 s之间变化(1. 6 s为所有视分裂延迟的最大值).首先采用Silver和Savage[45]提出的方法合成不同双层各向异性模型导致的S波视分裂参数.然后,按照Walker等[47]和Fontaine等[48]描述的方法,对比计算合成模型与实际分裂观测值的误差及拟合程度.其中残差最小的模型为φupp=N72° E,δtupp=0.5 s; φlow=N115 E,δtlow=0.9 s.由图 5可以看出,该模型可以很好地解释本文的S波视分裂参数(Radjusted2=0.55, 即拟合度约为55%),由该模型预测的无效分裂事件分布方位为N100°E,这也与上述台站的无效分裂事件分布范围相一致.
已有研究[34, 37, 45~48]表明,仅仅依赖于视分裂参数无法确定唯一的双层各向异性模型,当视分裂参数方位分布不均匀时更是如此,为此给出模型的误差范围显得尤为必要.根据Walker等[47]的方法,我们从前述8294400个模型中选出了2500个分布于95%置信区间的最优模型(Radjusted2>0.47)(图 6),其上、下两层各向异性的快波方向分别位于N22°E-N98°E和N103°E-N177°E; 而上、下两层的分裂延时都分别位于0.4~1.6 s之间,即上、下两层的各向异性快波方向误差为±35°,分裂延时的误差为±0. 6 s,这意味着我们无法很好地约束上、下两层的各向异性参数.但我们注意到,其中~70%模型的上、下两层各向异性快波方向分别集中分布于N65°E~N95°E和N105°E~N135°E之间,而上、下两层的分裂延时都分别位于0. 4~0. 9 s之间.为此,我们认为上述台站下方各向异性分裂参数可以用双层各向异性模型来解释,其中上、下层各向异性的快波方向分别为NEE向和SEE向,如图 5和图 6所示.尽管我们没法得到唯一的双层各向异性模型,但与单层各向异性模型相比较,我们提出的双层各向异性模型能更好地解释该区的各向异性参数分布特征.
我们发现QML、DCD、DUL台也具有复杂的各向异性特征,但由于分裂事件有限,我们采用上述方法没能很好地对这两个台站下方的各向异性特征给出约束.我们的结果表明,基于上述台站观测得到的双层各向异性模型并不能很好地解释QML、DCD、DUL台站的S波分裂观测结果,这也暗示该区的各向异性特征远比我们想象的要复杂的多.
4.3 各向异性的地球动力学意义通常认为,地幔各向异性是由于地幔变形导致地幔主要造岩矿物(如橄榄岩、斜方辉石)晶格定向排列引起的,但关于导致地幔主要造岩矿物晶格产生定向排列的动力学机制还存在争议.Silver[49] (1996)提出可以采用简单软流圈流动模型和垂直连贯变形模型两种端元模型来解释大陆地区的地幔各向异性.已有研究[19, 20, 25, 26]通过对3波分裂得到的快波方向与GPS、第四纪断裂活动速率推断的地表变形场作比较,推断青藏高原内部壳幔变形为垂直连贯变形,青藏高原外部的云南地区壳幔变形属于壳幔解耦模式,但是受台站分布限制,他们并没有详细讨论青藏高原东北缘的变形方式,从Wang等[20]的结果来看,研究区的壳幔变形方式似乎应属于壳幔解耦一壳幔耦合的过渡地带,但壳幔解耦一壳幔耦合过渡地带的变形方式究竟表现如何尚不清楚.
前述提及青海东部西宁(XIN)附近16个台站的S波视分裂参数可以用双层模型来解释,其中上、下层各向异性的快波偏振方向分别位于N65°E~N95°E和N105°E~N135°E之间.其中上层各向异性的快波方向与该区的最大主压应力方向[45]、GPS运动方向[50]一致.由于研究区的缝合带和断裂带多呈SEE-SE向展布,因此,我们不能将上层各向异性归结为地壳的裂隙或线理构造所致.大量的天然地震和人工地震测深研究显示,该区存在显著的中下地壳低速层[7, 8, 10~18],壳内低速物质的定向流动也能产生强的地壳各向异性,因此,我们推断该层各向异性可能与中下地壳物质的流动有关.而下层各向异性的快波偏振方向与祁连山的走向近乎一致,据此我们推断下层各向异性的形成可能与祁连块体NEE向的推移及导致的岩石圈缩短有关?
我们知道,仅仅依赖于XKS测量和模拟无法解决各向异性的深度分布问题,因此,关于上、下两层各向异性的深度分布和形成原因的判别还需要借助其他地球物理探测结果的约束.Shaprio等[41]的Rayleigh波群速度方位各向异性研究结果显示,青藏高原东北缘周期20 s与50 s的快波方向分别为NEE向和SEE向,这也说明青藏高原东北缘上地壳、下地壳及上地幔的运动存在一定程度的解耦,这一结果也再次印证了本文前述的推论.事实上,这一推论绝不仅仅出现在青藏高原的边缘地带,如Gao和Liu[34]的结果显示,拉萨块体也具有类似的复杂各向异性特征,并不能用垂直连贯变形模型来解释.
研究区的昆仑走滑断裂和阿尔金走滑断裂是研究区内两条非常重要的断裂带,这两条断裂带究竟属于地壳断裂还是岩石圈断裂,与研究区壳幔解耦一耦合变形关系密切[1, 3, 24].本文研究发现,与周边的台站下方各向异性分裂参数相比,昆仑断裂附近两个台站GOM,DAW的各向异性特征急剧变化,其快波方向都与该断层近乎平行.事实上,已有研究[6, 9, 19~22, 51]也显示昆仑断裂与其附近台站下方各向异性快波方向具有很强的相关性,这很可能暗示昆仑断裂已经切穿整个岩石圈[51].
很遗憾,阿尔金断裂附近两个台站(LEH和HTG)没有S波分裂结果,但是两个台站无效分裂事件的方位分布与阿尔金断裂走向既不平行也不垂直,因此,我们无法支持Witlmger等[7]关于阿尔金断裂中断是岩石圈断裂这一推论.与之形成鲜明对比的是,姜枚等[9]的研究结果揭示,90°E以西阿尔金断裂附近地震台站的各向异性快波方向与该断裂近乎平行.阿尔金断裂不同地段S波分裂快波方向的差异,可能暗示阿尔金东、西段穿切深度不同.地质调查表明,在阿尔金断裂带西部的阿什库勒盆地与普鲁附近有新生代玄武质火山岩的出露[2],但在且末以东的阿尔金断裂东段却没有新生代玄武质火山岩喷发的痕迹,这也暗示阿尔金断裂西段可能为岩石圈断裂,而阿尔金断裂东段则为地壳断裂[2],但我们推测其分界线可能并不在且末(~85°E)附近,而在~90°E附近,这较Yn等2所推测位置更靠东一些.
5 结论本文利用国家地震台网及中国地震局“十五”期间在青海布设的30个宽频带地震台站记录到的远震波形数据,分别采用最小能量法和旋转相关法对XKS波震相进行了偏振分析.本文研究结果显示,研究区多数台站下方的地震各向异性参数都表现出随方位角变化而变化的特征,不能用单层各向异性模型来解释.本文研究测试表明,尽管我们不能给出惟一的双层各向异性模型,但与单层各向异性模型相比较,我们提出的双层各向异性模型能更好地解释该区的各向异性参数分布特征.其中上层各向异性的快波偏振方向位于N65°E~N95°E之间,可能与中下地壳物质的流动有关;而下层各向异性的快波偏振方向位于N105°E~N135°E之间,可能为祁连块体NEE向的推移及导致的岩石圈缩短有关,这也暗示研究区的上地壳、下地壳及上地幔的运动存在一定程度的解耦.
本文结果还显示,与周边的台站下方各向异性分裂参数相比,昆仑断裂附近两个台站GOM,DAW的各向异性特征急剧变化,其台站下方的剪切波视分裂参数不随方位变化而变化,且快波方向都与昆仑断裂带近乎平行,暗示昆仑断裂已经切穿整个岩石圈.这很可能意味着昆仑断裂周边地带的壳幔变形很可能属于强耦合模式.但阿尔金断裂附近两个台站(LEH和HTG)无效分裂事件的方位分布与阿尔金断裂走向并不相关.结合已有的S波分裂结果和地质调查研究,我们初步推断阿尔金断裂西段(~85°E以西)属于超壳断裂,而阿尔金断裂东段(~90°E以东)则为地壳尺度的断裂.
综上所述,研究区可能属于壳幔解耦一壳幔耦合过渡地带,仅用壳幔解耦或者壳幔耦合都不能很好地解释该区的S波分裂观测,其变形方式的确立有待于更多资料和更多地球物理观测的约束和证实.
致谢感谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”和中国数字地震台网为本研究提供地震波形数据.在资料的搜集过程中,郑秀芬博士提供了无私的帮助.本文使用了Wiistefeld的软件splitlab, 在该软件的使用过程中Wiistefeld给予了耐心的指导和帮助;本文成文过程中与王椿镛研究员的请教与探讨获益匪浅;两位审稿人提出的修改意见和建议对本文的完善和提高有很大帮助,在此向他们表示感谢.
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