地球物理学报  2015, Vol. 58 Issue (11): 4018-4030   PDF    
龙门山断裂带中上地壳速度结构的短周期环境噪声成像
赵盼盼, 陈九辉, 刘启元, 郭飚, 李顺成, 李昱    
中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室, 北京 100029
摘要: 本文利用在龙门山断裂带周边布设的57个台站自2008年11月至2009年11月为期一年的垂直分量连续地震环境噪声数据,通过短周期地震环境噪声成像方法,获得了龙门山断裂带中北段地壳25 km深度范围的S波精细速度结构.结果表明: (1)龙门山断裂带周边区域10 km以上的速度结构与地表断裂的分布形态具有良好的一致性,速度结构控制了龙门山主要断层的深部延展特征;在15 km及以下深度,S波速度结构呈现沿龙门山和沿岷山隆起走向的交叉构造格局,由此造成的速度结构差异可能影响了汶川地震的破裂过程; (2)速度结构随深度的分布特征为龙门山断裂带主要断层的深部延伸形态给出了良好的约束,结果进一步确认了龙门山断裂中段的高角度铲型断裂构造特征; (3)研究区的南端发现了龙门山断裂下方20 km以下深度具有与松潘地块中地壳低速层相关的低速结构的迹象,这可能是汶川地震破裂带南段22 km左右深度存在脆韧转换带的一个证据.研究结果显示出密集台阵和短周期环境噪声成像方法在地壳浅部精细结构和断层探测研究中具有巨大潜力.
关键词: 汶川地震     龙门山断裂带     速度结构     地震环境噪声    
Fine structure of middle and upper crust of the Longmenshan Fault zone from short period seismic ambient noise
ZHAO Pan-Pan, CHEN Jiu-Hui, LIU Qi-Yuan, GUO Biao, LI Shun-Cheng, LI Yu    
State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
Abstract: On 12 May 2008, the Mw7.9 earthquake occurred on the Longmenshan (LMS) fault zone in Sichuan province of China. Geological surveys, inversion of the seismic rupture process and aftershock relocation indicate that this temblor resulted from a thrust on a high-angle fault with right-slip component. The study of the fine velocity structure of this fault and earthquake-generating environment is of great importance to understanding the tectonic setting and dynamic process of the Wenchuan earthquake as well as the dynamics of the east edge of the Tibet Plateau.
Seismic ambient noise tomography has been proved to be a new and efficient way to study the crust and upper mantle structure in recent years. This method extracts surface wave Green's Function between station pairs from continuous ambient noise data, uses the surface wave tomography and S wave inversion method to obtain the velocity structure. Since the spatial resolution for ambient noise tomography mainly depends on the distribution of the stations, short period surface waves from ambient noise have been increasingly used to study the shallow structure of faults with dense seismometer arrays.
This work is based on the vertical component data of 57 stations of the array across the LMS fault for 1 year (2008-11-2009-11). It utilizes the short-period seismic ambient noise imaging to invert the S-wave velocity structure of the top 25 km of the central and northern LMS zone. The procedures include: ambient noise data preprocessing, computing cross-correlation functions, measuring group velocity dispersion curves, surface wave tomography, and S-wave velocity inversion. During the preprocessing, a method with short time windows is used instead of time domain normalization (e.g. one-bit) to improve the SNR of cross-correlation functions. This study implements a frequency time analysis to measure Rayleigh wave group velocity for periods of 1~25 s, and then uses a generalized inversion program to generate group velocity maps at 2~20 s. According to the checkboard tests, the lateral resolution is about 10 km. At last, this thesis inverts the group velocity at each grid node for S-wave velocity using a linearized inversion method.
The results show that (1) Velocity structure above 10 km keeps good consistency with the surface fault system around Longmenshan, and controls the deep extension features of most major faults. Below the depth of 15 km, the velocity structure presents cross tectonic framework along both Longmenshan and Minshan. The complex structure may have affected the rupture process of the Wenchuan earthquake. (2) The depth velocity structure profiles give good constraint for the deep geometry of main faults. The characteristics of the high angle, listric, reverse structure of the Longmenshan faults is further confirmed by our results.(3) At southern part of the study area, low-velocity structure is found at about 20 km depth beneath the Pengguan massif, which is related to the low velocity layer in the middle crust of Songpan-Garzê block. This may be an evidence for the existence of brittle-ductile transition zone in southern part of the rupture zone of the Wenchuan earthquake at the depth around 22 km. Our results show the great potential of short period ambient noise tomography with data from dense passive seismic array in the study of fine velocity structure and fault zone imaging.
Key words: Wenchuan earthquake     Longmenshan fault     Fine velocity structure     Seismic ambient noise    
1 引言

2008年5月12日,四川龙门山断裂带发生MW7.9级地震,造成巨大伤亡与损失(张培震等,2008Burchfiel et al.,2008).地表地质考察发现 汶川地震造成龙门山中央断裂和前山断裂长达240 km和74 km 的破裂带(Xu et al.,2009),最大地表断错接近10 m,并有迹象表明其龙门山后山断裂可能同时发生了破裂.地震破裂过程反演发现汶川地震起始于龙门山断裂带南段,并向沿龙门山东北向单向传播超过320 km(王卫民等,2008Zhang et al.,2009),地下破裂性质从地震南端起始的纯逆冲型错动逐渐向北东方向变为走滑破裂.余震序列精确重定位结果(Huang et al.,2008; 陈九辉等,2009)发现龙门山断裂带在近地表倾角达70°~80°,而在接 近地震起始破裂的深度(14~19 km)倾角仍有30°~60°,龙门山断裂带下方20~22 km深度存在明显的脆韧转换带,并推测坚硬的彭灌杂岩体可能发生了破裂.利用GPS 观测结果反演得到的汶川地震震源过程反演结果(Shen et al.,2009)进一步证实了这一观测结果.以上观测结果均说明汶川地震是迄今为止在高角度逆冲断裂上发生的一次逆冲兼右旋走滑型的强度最大的内陆地震(Zhang et al.,2010).汶川地震发生于青藏高原东缘与华南块体交界的龙门山断裂带上,并具有特殊的发震构造,对龙门山断裂带深部精细速度结构和孕震构造环境的详细研究,不仅是理解汶川地震发生的构造背景和动力过程的迫切需求,同时也将推进关于青藏高原东缘动力学研究的认识,对大陆动力学和地震动力学研究具有重要的意义.

汶川地震发生后,国内外科学家针对汶川地震区和邻近地区的地壳上地幔速度结构、区域孕震条件、区域应力场特征等展开了大量的工作,并已经取得了丰富的研究成果.采用接收函数反演、地震环境噪声和走时层析成像等方法,利用区域地震台网数据和横跨四川盆地、龙门山和松潘—甘孜地块以及川滇块体的密集流动地震台阵探测结果表明(郭飚等,2009吴建平等,2009雷建设等,2009胥颐等,2009李昱等,2010Liu et al.,2014a),松潘—甘孜地块中下地壳具有广泛分布的S波低速体,龙门山断裂带中上地壳具有高波速异常.松潘—甘孜地块中下地壳的低速物质向东运动,在四川盆地刚性地壳的阻挡作用下向上运动,由此造成龙门山断裂带上的破裂,可能是汶川地震发生的深层动力过程(Burchfiel et al.,2008; Xu et al.,2009; 滕吉文等,2008).松潘—甘孜地块上中地壳的结构差异及其与四川盆地和华南块体的相互作用可能是汶川地震孕震的主控因素(Zhang et al.,2010),而龙门山断裂带中上地壳的精细结构则是确认汶川地震发生机理的关键证据.

但是,这些工作的空间分辨率一般都在25 km以上,尚难以给出宽度约30 km的龙门山断裂带的精细结构.不同学者利用双差层析成像方法(Pei et al.,20102014;邓文泽等,2014)和汶川地震的余震走时数据给出了汶川地震区和龙门山断裂带的上地壳5~10 km分辨率的精细速度结构.他们的结 果给出了龙门山断裂上盘的高速异常和断层深部延伸特征,但由于所用地震均分布于约22 km以上深度,研究结果并未给出上地壳高速异常体的底边界.

2003 年以来,地震环境噪声成像方法(Shapiro and Campillo,2004)的出现为地震波成像方法提供了新的手段.该方法利用连续记录的地震环境噪声资料,提取台站间的面波格林函数,采用成熟的双台面波成像技术获得地壳上地幔速度结构.地震环境噪声成像方法已经在川西地区地壳上地幔速度结构(Yao et al.,20062008; Li et al.,2009; 李昱等,2010; 鲁来玉等,2014)和汶川地震同震地壳速度变化(Chen et al.,2010; 赵盼盼等,2012; Froment et al.,2013; Liu et al.,2014b; Obermann et al.,2014)研究中取得了广泛应用.由于环境噪声层析成像方法的空间分辨率主要依赖台站分布,近年来,短周期环境噪声面波成像(例如,Roux et al.,2011;Hannemann et al.,2014)被越来越多地用于断层浅部速度结构的高分辨率密集台阵成像,取得了良好的成像结果.本文的目的在于,利用沿龙门山断裂带地区布设的密集观测台阵的地震环境噪声数据,采用短周期面波成像方法研究该区域的浅层三维地壳精细速度结构.

2 数据和方法 2.1 台站分布和数据

汶川地震发生后,我们横跨龙门山断裂带布设了由40台宽频带流动数字地震仪组成的密集地震台阵.该台阵与973项目资助的川西流动地震台阵(刘启元等,2008)相结合,覆盖了汶川地震发震断裂龙门山断裂带从南端雅安到北端青川的整个区域,台站间距从十几公里到近300 km(图 1).台阵自2008年9月开始进行连续观测,观测周期为13个月.观测所用仪器与973项目所用仪器相同,全部是频带响应为40 Hz~60 s的宽频带地震仪.本文使用了该台阵的57个台站自2008年11月至2009年11月为期一年的垂直分量连续观测数据.通过环境噪声互相关函数提取出的主要是瑞利波的格林函数.

图 1 研究区域与地震台站分布图 三角形表示地震台站,沙滩球表示汶川地震主震,红色十字表示余震,黑色实线表示断层. s1—s6表示文中6条垂直S波速度剖面位置, f1:汶川—茂汶断裂; f2:映秀—北川断裂;f3:灌县—江油断裂;f4:平武—青川断裂; f5:茶坝—林庵寺断裂; f6:江油—广元断裂, f7:岷江断裂, f8:虎牙断裂. Fig. 1 Station map of the research area Triangles represent the stations, beach ball represents the main shock, red crosses represent aftershocks, black solid line represents the fault, blue dash line represents the location of six vertical S wave velocity profiles.f1: Wenchuan-Maowen fault; f2: Yingxiu-Beichuan fault; f3: Guanxian-Jiangyou fault; f4: Pingwu-Qingchuan fault; f5: Chaba-Lin′ansi fault; f6: Jiangyou-Guangyuan fault; f7: Minjiang fault; f8: Huya fault.

数据的处理步骤由以下几个部分组成:(1)单台数据预处理;(2)互相关函数的计算与叠加;(3)互相关函数的质量控制;(4)面波频散曲线的测量;(5)面波层析成像;(6)分辨率分析;(7)S波速度结构反演.

2.2 数据预处理与互相关函数计算

单台数据预处理主要包括去仪器响应、去均值、去倾势、重采样(5 Hz)、带通滤波(0.5~60 s).然后通过时间域与频率域的正则化处理去除地震信号与仪器故障等引起的异常信号对互相关函数计算的影响.与通常所使用的时间域正则化处理方法(例如1-bit)不同(Bensen et al.,2007),我们采用了一种短时时间窗处理的方法(Poli et al.,2012).对于每一天的数据,取其15倍标准差作为一个阀值,将每天的数据等分为若干段,将每段数据的最大值与阀值比较,若大于阀值则去除该段数据.我们测试了选取不同长度时间窗的结果,以所得互相关函数的信噪比作为判断依据.与此同时,我们也将该结果与1-bit方法处理结果进行了比较.

我们采用的信噪比计算方法为

其中,信号窗口定义为群速度在1.8~3.8 km·s-1的部分,噪声窗口为距离信号窗150 s后的部分.

图 2a所示为在不同长度的时间窗下采用两种不同的方法处理所得互相关函数的信噪比的对比.我们分别计算了7个不同长度的时间窗所得结果,7个时间窗分别为1、2、3、4、6、8 h以及24 h.结果显示使用1-bit方法,不同长度时间窗下所得互相关函数信噪比差异不大;使用短时时间窗方法,时间窗长度越短,所得互相关函数的信噪比越高,直至最后两个窗时变化较小,而此时的信噪比大约为使用1-bit结果的1.3倍.本文中所有台站对都选用了1 h长度的时间窗进行处理.

图 2 不同处理方法比较 (a) 选取不同长度时间窗处理与1-bit处理结果比较; (b) 1小时长度短时时间窗处理与1-bit处理的收敛速率比较. Fig. 2 Comparison of different processing (a) SNR resulted from 1-bit processing and short time-window processing with different time-window lengths; (b) Convergence rate with 1-bit processing and 1hour long time-window processing.

除此之外,我们还使用了相关系数这一参数来衡量两种方法的优劣.相关系数给出了相对于参考相关函数其随时间的收敛速度.

其中,C(i,ref)为相关函数i与参考相关函数ref之间的相关函数,C(ii)和C(ref,ref)分别为其自相关函数.参考相关函数ref是所有天数相关函数之和,

i是从1到第i天的相关函数之和.

图 2b给出了1 h长度短时时间窗处理与1-bit处理分别对应的相关系数曲线.可以看出,前者相较于后者收敛速度明显提高.

单台数据预处理之后,计算每个台站对间的互相关函数,通过叠加获得最终的互相关结果.图 3给出了该台阵由环境噪声数据得到的部分台站对经过带通滤波(0.04~0.5 Hz)的互相关函数.

图 3 部分台站对垂直分量噪声互相关函数,纵坐标为台站间距 Fig. 3 Cross-correlation functions for different station pairs, the vertical axis shows the interstation distance
2.3 面波群速度测量与面波层析成像

本文采用Levshin等(1989)的时频分析方法测量了1~25 s的瑞利波群速度.为了规避质量较差的测量结果从而得出更可靠的层析成像结果,首先,我们剔除了信噪比较差的噪声互相关函数,只有SNR>30的互相关函数才得以保留;其次,我们考虑了噪声互相关函数对称性的影响.每一个互相关函数的正分支与负分支分别称为因果与非因果信号,它们分别代表了波动传播的两个相反方向.理论上在噪声源均匀随机分布的情况下,两个分支是对称的.然而实际情况中由于噪声源的不均匀分布经 常导致正负分支的不对称性(Stehly et al.,2006). 为了尽可能减小源的非均匀分布的影响,需要剔除其中对称性较差的互相关函数.我们将各互相关函数的振幅归一化,将正负分支叠加,在完全对称的情况下,叠加后的信号部分最大振幅应为2,实际情况下小于此值,我们保留了最大振幅大于1.4所对应的互相关函数;第三,基于该地区早先的研究成果,我们给出一个以先验群速度为中心的时间域余弦窗作为约束,以提取出基阶瑞利波;第四,群速度频散曲线测量需满足远场近似条件:

其中u为平均群速度,T为测量周期,λ为波长,Δ为台站间的间距.这一方程决定了台站对群速度的最大周期,也使得短周期的路径覆盖较长周期的更为稠密.最终,我们得到不同周期的射线路径数目变化如图 4所示,射线路径分布如图 5所示(T=2 s,5,10,15 s).可以看出,由于我们的台站间距较小,在短周期有着良好射线路径覆盖,据此将可以获得地壳浅部的细致结构.

图 4 不同周期瑞利波射线路径统计 Fig. 4 Number of the ray paths of Rayleigh waves at different periods

图 5 不同周期瑞利波群速度测量的射线路径,颜色棒表示群速度值 Fig. 5 Ray-path coverage for the Rayleigh group velocity measurements at different periods, the color bar represents the value of group velocity

本文采用Barmin等(2001)提出的面波层析成像方法,反演得到了周期2~20 s的群速度分布图.图 6给出了利用前文描述的面波层析成像技术的到的2,5,8,10,12,15 s的面波群速度图.

图 6 不同周期瑞利波群速度分布 Fig. 6 Rayleigh-wave group velocity maps at different periods
2.4 分辨率分析

为了检验本文群速度层析成像的横向分辨能力,我们进行了检测板测试.检测板测试通过给定理论速度模型,按照实际的射线分布计算理论走时,再加上随机走时误差,然后使用同样的方法与参数进行反演,观察反演结果能否恢复理论速度模型.

我们给定测试的模型大小为10 km×10 km,检测周期分别为2,5,10,15 s.理论模型的初始速度分别为各周期实际观测数据的平均值,速度扰动分别为各自周期平均速度±5%.对于不同周期,使用与实际观测数据相同的射线路径分布.

图 7所示为模型在周期分别为2,5,10,15 s的检测板恢复结果.检测板的恢复情况同时受到路径覆盖密度与模型参数的影响.5,10 s时,整个区域都有很好的恢复;2 s时,由于受到台站分布的限制,在台站间距比较大的地方恢复较差;15 s时,恢复效果不及5 s与10 s时的,这与射线路径数量有关,由图 4可知,15 s周期时的射线路径数约为5 s时的一半,但总的来说也能较好地恢复.瑞利波对大约三分之一波长范围内的S波速度最敏感,因此我们可以得到地壳浅部横向分辨率10 km左右的精细S波速度结构.

图 7 周期分别为2 s,5 s,10 s,15 s的检测板结果 Fig. 7 Results for checkboard tests at period 2 s, 5 s, 10 s, 15 s
2.5 S波速度结构反演

基于各节点的瑞利波群速度结构,我们利用Hermann和Ammon(2002)提出的线性反演方法反演S波速度结构.参考在该区域已有的研究成果,首先建立一维初始模型.该模 型将地壳分成15层,在40 km以上部分,地层厚度由2 km逐渐增加到5 km,40 km至Moho面为另外一层.由于我们的研究重点在浅部地壳的速度结构,在反演过程中,对于25 km深度以上的地壳给予一个较大的权重,以允许S波速度有显著变化,这一权重随深度增加逐渐减小,直至Moho面以下该权重为0,速度保持不变.

由于本文研究区域速度结构分布差异巨大,我们将给出三个初始速度模型,分别对应于研究区域的三个部分:松潘—甘孜块体、龙门山断裂带以及四川盆地,如图 8a所示.首先我们分别计算出每个区域的平均群速度曲线,如图 8c中的黑色曲线所示,然后利用上文所述初始地壳速度模型与反演方法,得到各区域的平均速度模型,如图 8b所示,其中,红色、绿色、蓝色曲线分别代表反演所得四川盆地、龙门山断裂带、松潘—甘孜块体的平均速度模型.图 8c中的红、绿、蓝三条曲线分别对应于图 8b中三个速度模型的频散曲线.可以看出,输入与输出的频散曲线几乎重合.

图 8 不同区域平均速度模型与频散曲线 (a) 研究区域与地震台站分布,三角形表示地震台站,黄色五角星表示汶川地震主震,十字表示余震,黑色实线表示断层.蓝色实线将研究区域划分为三个部分:松潘甘孜块体(SP);龙门山断裂带(LMS);四川盆地(SC).(b) 不同区域平均速度模型,红色代 表四川盆地,绿色代表龙门山断裂带,蓝色代表松潘甘孜块体.(c) 不同区域的平均频散曲线(黑色)以及对应于(b)图中各模型的 频散曲线(颜色所代表区域与b中相同). Fig. 8 Average velocity models and dispersion curves for different areas (a) Station map of the research area. Triangles represent the stations, yellow star represents the main shock, crosses represent aftershocks, black solid line represents the fault. Two blue solid lines divide the area into three parts: Songpan-Garzê block(SP); Longmenshan fault(LMS); Sichuan basin(SC).(b) Average velocity models for different areas. The red stands for SC, the green stands for LMS, and the blue stands for SP. (c) Average dispersion curves for three parts respectively (black lines), and the corresponding dispersion curves from the average velocity models in (b). The color stands the same area as in (b).

对于研究区域的每个节点,以其对应区域的平均速度模型为初始模型,通过反演便能得到S波速度结构.其中,各节点的初始模型中Moho面深度随节点而变化,各层速度变化的权重与上文平均速度模型反演中的相同.

3 反演结果与讨论

利用上述地震环境噪声面波层析成像方法,我们反演得到了龙门山断裂带中北段S波0~25 km深度范围的速度结构图像.限于台站分布,成像结果覆盖了从汶川向北东方向延伸到青川断裂的区域,汶川地震震中区和小鱼洞—理县区段未能有效覆盖.最终反演结果的横向分辨率约为10 km,垂向分辨率从浅层到深层约为2~5 km.

图 9首先给出了研究区2~25 km范围内不同深度的S波速度分布.由图 9可以看出,在地壳浅层2,5 km和10 km深度,四川盆地和松潘高原的速度差异十分明显,S波整体速度分布特征沿龙门山断裂带走向展布.四川盆地地表附近表现出明显的低速特征,5 km以上深度为巨厚的沉积层物质.四川盆地与松潘高原在2 km深度的速度差异边界在汉旺以南地区位于龙门山中央断裂,在茂县到平武段则位于汶川—茂汶断裂向北东方向延伸区域.据此可以推测,汶川—茂汶断裂可能向北东方向延伸并与北川断裂北段汇合.在5 km深度,四川盆地与松潘高原的速度差异边界与灌县—江油断裂十分接近,但在汶川以南,低速沉积物质边界更接近中央断裂.在10 km深度,松潘高原一侧开始呈现出较高的S波速度,其与四川盆地的高、低速边界带沿龙门山中央断裂呈现交错状态.

图 9 不同深度S波速度分布图 Fig. 9 S wave velocity maps at different depths

在15 km以下深度,龙门山断裂带上盘呈现出明显的高速异常,高速异常主要沿龙门山走向方向展布,但同时具有近北东向和近南北向分布特征,显示研究区中地壳速度结构开始受到与龙门山走向斜交的岷山隆起(邓起东等,1994)的影响.速度分布在虎牙断裂向南东方向延伸区域呈现出明显的侧向偏移,这可能与岷山隆起的深部动力过程有关.四川盆地一侧上地壳直到15 km以下深度仍然相对龙门山下方呈现较低的S波速度,从20 km深度开始呈现高S波速度的稳定地块结构.

在10,15,20 km深度,安县—北川附近呈现出一个由龙门山下方向四川盆地方向突出的高速异常区.高速异常区在断裂上盘的反方向上则存在一个低速异常区,并大致以虎牙断裂为其北部边界,显示其与岷山隆起可能具有某种内在关系.这个区域是龙门山中央断裂发生明显弯折的区段(Xu et al.,2009).

为了进一步探讨龙门山断裂带深部结构,图 10给出了沿横跨龙门山的多个区段(s1—s5剖面)和沿龙门山走向的垂直剖面(s6剖面).图 10中同时给出了距离垂直剖面5 km范围内的汶川地震余震分布(邓文泽等,2014).图 10中最南端的s1和s2剖面横穿彭灌杂岩带北段,是汶川地震破裂带南段余震分布最狭窄的区段.由这两个剖面显示的速度结构和余震分布可见,龙门山断裂带下方5 km深度以下显示出明显的高速异常,高速异常体与东侧的四川盆地边界呈现出清晰的向西北方向倾斜的速度边界,汶川地震的余震分布与高速异常体的东部边界的形态具有很好的一致性.边界形态与从浅部到深部倾斜角度逐渐变小的认识(陈九辉等,2009)基本一致.

图 10 垂直剖面S波速度分布图 剖面位置如左上角图中蓝色实线所示,三角形表示地震台站,黄色五角星表示汶川地震主震,十字表示余震,黑色实线表示断层. Fig. 10 S wave velocity maps for different vertical sections Map at upper-left shows the positions of vertical sections with blue solid lines. Triangles represent the stations, yellow star represents the main shock, crosses represent aftershocks, black solid line represents the fault.

在s1剖面20 km以下深度,环境噪声成像结果显示出高速异常体东部边缘具有比较清晰的底部低速间断结构.同时,在龙门山后山断裂以西的区域,则在15 km以下深度出现明显的中地壳低速层,这与松潘甘孜地块广泛分布的中下地壳低速层(Liu et al.,2014a)可能是一体的.该低速层在研究区内呈现向东的倾斜构造,并向下延伸进入高速的彭灌杂岩体西侧下方.因此,有理由认为彭灌杂岩东侧下方的低速间断与西部的中地壳低速层在结构上具有相关性,这说明在龙门山断裂下方20 km以下深度可能具有与松潘地块中地壳低速层相关的低速结构.这一结果与汶川地震余震分布的最大深度是一致的,可能是汶川地震破裂带南段22 km左右深度存在脆韧转换带的直接观测证据.在我们的探测深度范围内,s2剖面上并未发现彭灌杂岩底部边界,但探测结果显示出了在s2剖面最西段存在可能的中地壳低速层结构.

s3,s4剖面穿过靠近北川的区域,这一区域是我们研究区中汶川地震地表破裂位移最大的区域(Xu et al.,2009)和破裂滑动量最大的区域(王卫民等,2008).速度结构成像结果显示,剖面上15 km以上深度可以看到断裂两侧有一定程度的速度差异,但总体上速度结构比较均匀,这可能是这个区域在汶川地震主震破裂过程中浅部发生巨大滑移的主要构造因素.而10~15 km以下的深部则具有中地壳隆起构造,汶川地震的余震主要分布在深部高速体边缘和内部.

s5剖面位于龙门山北段,横穿青川断裂、茶坝—林庵寺断裂和江油—广元断裂.在这一区域中上地壳速度结构逐渐趋于横向均匀,中地壳顶部深度位于大约12~15 km,呈现西部山区略浅、东部盆地略深的构造特征.上地壳速度结构和余震分布均显示出存在一条倾角很陡的断裂的证据,但断裂深部位置与地表勾画出的几条断裂的位置均有一定差异.

沿龙门山断裂走向的s6剖面(图 10)选择在汶川地震余震分布的中心带.由图可以看出,汶川地震的余震分布除了与主震破裂过程中的滑动量(王卫民等,2008)具有明显的反相关关系外,主要受控于速度结构在深部的差异.主震破裂过程中剖面s1以南的区域和剖面s3、s4附近区域由于上地壳没有明显的坚硬、高速物质阻挡,浅部应变能得到了充分的释放,余震主要分布在15 km左右深度以下中、上地壳高低速边界附近.在剖面s2和s3之间的区域,高速的彭灌杂岩体隆起到不足10 km深度,不仅对主震破裂过程起到了阻碍作用,同时也控制了余震围绕高速体发生在更大的深度范围.相比龙门山断裂带中段,龙门山断裂带北段中地壳顶部的深度要小得多,但是汶川地震的余震主要发生在中地壳内部,最深超过了25 km.

4 结论

本文利用在龙门山断裂带周边布设的流动地震台阵观测数据,采用短周期地震环境噪声成像方法,获得了龙门山断裂带中北段地壳25 km深度范围的S波精细速度结构,由本文研究结果可以得到以下主要认识:

(1)利用平均间距10~300 km的流动地震观测数据和1~25 s周期的地震环境噪声群速度反演方法,我们获得了横向分辨率达到10 km、垂向分辨率约为2~5 km的中上地壳S波速度图像.这一结果已经达到或超过了利用数千个余震到时数据的体波层析成像方法(Pei et al.,20102014;邓文泽等,2014)的分辨率,显示出密集台阵和短周期环境噪声 面波方法在地壳浅部精细速度结构和断层探测研究中的巨大潜力.

(2)S波速度结构显示龙门山断裂带周边区域10 km以上的速度结构与地表断裂的分布形态具有良好的一致性,速度结构控制了龙门山主要断层的深部延展特征;在15 km及以下深度,S波速度结构呈现沿龙门山和沿岷山隆起走向的交叉构造格局,由此造成的速度结构差异可能影响了汶川地震的破裂过程.

(3)速度结构随深度的分布特征为龙门山断裂带主要断层的深部延伸形态给出了良好的约束,结果进一步确认了龙门山断裂中段的高角度铲型断裂构造特征(Zhang et al.,2010).

(4)我们在本文研究区的南端发现了龙门山断裂下方20 km以下深度具有与松潘地块中地壳低速层相关的低速结构的迹象.这可能是汶川地震破裂带南段22 km左右深度存在脆韧转换带的一个证据.由于台站分布的原因,我们的成像结果无法给出汶川地震起始破裂段的中上地壳速度结构,这无疑是一个巨大的缺憾.

应该说明的是,龙门山断裂带地区位于青藏高原东缘松潘块体和稳定的四川盆地的陡变构造边界带,在部分段落断裂带两侧地表高程差异接近5 km.而本文研究由于采用的仍然是常规环境噪声成像方法,采用的S波速度结构反演仍然基于一维平层假定,并未考虑地形校正和三维波场问题.在龙门山断裂带这样的极端地貌地区,考虑地形差异因素的三维成像研究是急需开展的进一步工作.

致谢 作者在开展本研究工作期间作为联合培养博士到法国约瑟夫-傅里叶大学学习一年,作者对国家留学基金委员会提供这次学习机会表示感谢,同时对法方Michel Campillo教授,Phillip Roux教授,Brenguier博士,Poli博士在环境噪声处理和成像方面的帮助和有益讨论表示感谢.

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