2016, Vol. 59
观测表明，地球介质中非均匀体可引起地震波的散射，这些散射携带了丰富的介质结构信息，因此可以用散射波来研究介质非均匀性(Aki，1973;Wu and Aki，1988; Flatté and Wu，1988; Korn，1990，1993，1997).根据地震波波长与非均匀体大小关系，介质非均匀性分为大尺度非均匀性和小尺度非均匀性(Sato，1984，1989; Sato and Fehler，1998;Saito et al.，2002).大尺度非均匀性可以用传统的介质结构参数来描述，如速度、电导率、密度等参数(Sato，1998)，而小尺度非均匀性则采用速度扰动率(σ)及非均匀体相关长度(a)来描述(Sato，1984).虽σ和a并不解耦(Sato，1984;Sato and Fehler，1989;Saito et al.，2002)，但σ2a却与地震波散射强度呈线性相关(Ritter et al.，1998; Ritter and Rothert，2000)，其值反映了单位尺度内介质速度扰动率变化，描述了介质非均匀性程度(Sato，1984).远震扰动场法则可以实现对参数σ2a进行定量化估计(Ritter et al.，1998; Ritter and Rothert，2000).
对于同一远震事件，区域观测台记录的P波波场包含了地震波传播路径上介质结构的信息，除各观测台站的下方外，地震波传播路径基本一致.相同的激发震源、基本相同的地震波传播路径，各台站观测到地震波场的差异主要反映了台站下方介质结构的差异(Ritter et al.，1998; Ritter and Rothert，2000).将地震波场分解为稳定场和散射场，稳定场反映了地震传播路径上介质结构的“共性”信息，散射场则携带了观测台站下方介质结构的“个性”信息，通过分析散射场及稳定场之间的关系，便可获取观测台站下方地壳介质结构信息，这种方法称为远震扰动场法(Ritter et al.，1998; Ritter and Rothert，2000).
远震扰动场法最初广泛应用于台阵研究中，现逐渐被拓展应用介质非均匀性研究中.Mach利用LASA数据首次对远震P波波场进行了系统性研究(Mach，1969)，并根据LASA台阵记录与其它子台阵记录的远震P波波场振幅信息非相关性，发现了两个台阵之间地壳介质结构存在间断面.Aki发现在LASA台阵下方非均匀介质层厚约60km，且其速度扰动率约4%左右(Aki，1973).Langston(Langston，1989)、Hock(Hock et al.，2004)及Wager(Wagner and Langston，1992)等采用数值模拟方法验证了远震扰动场方法研究介质非均匀性的有效性.Ritter等(1998) ，Ritter和Rothert(2000) 运用远震扰动场方法对法国Massif Central地区地壳上地幔介质结构参数进行了研究，获取该区地壳上地幔介质速度扰动率、非均匀体尺度以及地震波散射强度参数.Korn(1990，1993)对中欧和北欧地区岩石圈介质非均匀程度进行了研究.
青藏高原东南缘处于印度板块与欧亚板块碰撞接触的前沿地带，是青藏高原与扬子地块挤压拼接的交汇部分之一，因其特殊的地理位置及其复杂的、漫长的剧烈构造运动，致使青藏高原东南缘在研究印度板块与欧亚板块碰撞过程、认识青藏高原与扬子克拉通碰撞接触关系及深部动力过程等地球动力学方面具有独特的优势(邓起东等，1994).国内外许多学者对青藏高原东南缘及周边地区深部介质结构特征进行了研究，如深部地球物理勘探(嘉世旭和张先康，2008，卢占武等，2009)、三维速度结构(刘建华等，1989;王椿镛等，2002，2003a，2003b;刘启元等，2009; 吴建平等，2009;雷建设等，2009;郭飚等，2009;杨海燕等，2009;李志伟等，2011;李永华等，2009)、Q值成像(周连庆等，2008)、横波分裂与衰减(马宏生等，2007;苏有锦，2006;石玉涛等，2009)、深部电性结构(王绪本等，2009)等，结果均表明该区域地壳上地幔存在强烈的介质非均匀性.但区域地壳介质非均匀性强弱程度及强弱非均匀体空间分布特征如何，到目前为止，还没有学者对此问题进行量化研究.基于此，本文运用远震扰动场方法对青藏高原东南缘及邻区地壳介质散射强度变化特征进行研究，分析其与深部断裂构造、中强震孕育之间的关系，并探讨其可能蕴含的地球动力学意义.
2 原理与方法受非均匀体的作用，地震波穿过非均匀介质层时会引起地震波的散射.散射地震波场可分为稳定波场和散射波场，而非均匀介质可认为由均匀介质和非均匀介质叠加构成，因此可以认为稳定波场反映了均匀介质的结构信息，散射波场则包含了非均匀介质的结构信息.非均匀介质中任意一点r处，地震波场(Ritter et al.，1998; Ritter and Rothert，2000)可以表示为
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(1) |
其中Ut(r，t)、〈U(r，t)〉和Uf(r，t)分别代表在空间r(x，y，z)处、t时刻的总波场、稳定波场和散射波场，三角括号代表对波场进行空间(统计)平均.那么，散射波场的扰动强度可用无量纲参数ε来描述，
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(2) |
如果不考虑介质粘弹性对地震波的衰减，地震波的能量损失主要由非均匀介质中非均匀体的散射所引起，那么根据能量守恒原理，地震波场强度可表示为
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(3) |
其中，It、Ic和If分别代表总波场强度、稳定波场强度和散射波场强度，It=|〈Ut〉|2，Ic=|〈U〉|2，If=|Uf|2.由(3) 式，方程(2) 可以表示为
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(4) |
由(2) —(4) 式可以看出，若〈ε2〉
对于高斯型或指数型随机介质，〈ε2〉与非均匀介质结构参数(c、σ、a和L)之间的关系(Ritter et al.，1998; Ritter and Rothert，2000)可表示为
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(5) |
其中c为背景介质速度，a为非均匀介质相关长度，L为非均匀介质中地震波传播路径，σ为介质速度扰动率.由(5) 式可以看出，ln(〈ε2〉+1) 与频率f呈正相关，通过最小二乘法在频率域对ln(〈ε2〉+1) 进行拟合，拟合系数γ则为地震波的散射强度.对于某一特定的研究区域，散射层的厚度L及介质P波传播速度可根据宽角反射、折射资料或其它资料获取，在计算出散射层结构参数L/c2后，通过(5) 式可求取σ2a的取值及变化范围.σ2a反映了单位尺度内介质速度扰动率的变化.在某一特定的非均匀体尺度a下，σ越大则表明介质非均匀性程度越强，σ越小则反映了介质非均匀性程度相对较弱.
3 研究区构造背景青藏高原东南缘及邻近地区，其主要构造单元为松潘─甘孜褶皱带和扬子准地台.图 1为青藏高原东缘及邻区构造示意图.由图 1可以看出，北东向的龙门山断裂带(F1)是一条重要的构造分界线，其西侧为松潘─甘孜褶皱带的一套浅变质的古生界及浅变质的中生界三叠系地层，经逆冲或推覆到东侧属于扬子准地台的古生界及中生界稳定浅海相和陆相沉积地层上(邓起东等，1994; 李志伟等，2011).扬子准地台晚古生代以来沉积环境比较稳定，具有较厚未变质的沉积盖层，在燕山运动和喜马拉雅运动期间才出现褶皱运动.鲜水河断裂带(F2)是第四纪强烈活动的左旋走滑断裂带，近100年来，沿该断裂发生了一系列的强震，安宁河断裂(F3)是形成于前震旦纪一条区域性深大断裂，该断裂特点是深度大，倾角大，有多期岩浆的侵入和喷发，向南延伸到云南境内，并与具有强烈南北向新构造活动的小江断裂相连(郭飚等，2009;杨海燕等，2009;李志伟等，2011;李永华等，2009).研究区内发育了一系列次级活动断裂，如龙泉山断裂(f1)、马边严津断裂带(f2)、莲峰断裂(f3)、玉龙溪断裂(f4)及木拉断裂(f5).
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图 1 青藏高原东南缘及邻区主要地质构造及台站位置图 F1：龙门山断裂带，F2：鲜水河断裂带，F3：安宁河断裂带，f1：龙泉山断裂，f2：马边严津断裂带，f3：莲峰断裂，f4：玉龙溪断裂，f5：木拉断裂. Fig. 1 Geological structures and seismic stations in the southeast margin of Tibetan plateau and adjacent regions F1: Longmengshan fault zone，F2: Xianshuihe fault zone，F3: Anninghe fault zone，f1: Longquanshan fault，f2: Mabian-yanjin fault，f3: Lianfeng fault，f4: Yulongxi fault; f5: Mula fault. |
本文收集了2007年1月─2010年12月之间四川省地震台网47个地震台站所记录(郑秀芬等，2009)的地震波形，这些记录必须满足以下几个条件：
(1) 震中距大于70°以便获取垂直入射的P波波场；
(2) 震源深度大于70，以便避开PP震相；
(3) P波初至清楚、简单，47个观测台站均记录到该事件.
同时为了避免其它震相远震P波波场的干扰，我们对每个地震事件进行速度谱分析，将“速度振幅─时间域”记录转换到“慢度─时间域”，其慢度变化范围为3.5 s/ °~7.5 s/°，步长为0.2 s /°；并根据“慢度─时间域”震相分布范围，剔除P波尾波20秒内有其它震相的地震事件.挑选后远震地震事件参数见表 1.
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表 1 远震事件参数表 Table 1 Hypocentral parameters of studied teleseismic events |
为获取研究区地壳介质地震散射强度，需要对远震记录进行下面几个步骤处理：
(1) 首先对原始波形进行0.1~6.0Hz的带通滤波，去除低频和相对高频干扰；
(2) 对远震P波震相进行P波初至对齐，将对齐后的P波波场进行叠加，获取稳定场；
(3) 用各观测台原始记录减去稳定波场，获取散射波场；
(4) 对扰动场和稳定场进行傅氏变换；
(5) 用扰动场谱除以稳定场谱，获取散射波场强度；
(6) 在对数空间对散射波场能量上升段进行最小二乘拟合，获取反映地震波散射强度的参数γ；
(7) 根据散射层厚度(L)及相应层P波速度(C)，计算观测台L/c2；
(8) 根据公式(5) 可获取σ2a值.
分别对47个观测台站重复执行上述8个步骤，便可获取一个地震事件的计算结果.为了增加结果的可靠性，减少随机误差，对表 1中10个地震事件分别进行计算，并将每个台站10个地震事件计算结果平均，作为该台站的最终结果，这样便可获取σ2a值的空间分布特征.
为了获取研究区47个观测台站下方地壳内介质地震波散射强度，建立双层(上地壳和下地壳)散射模型，综合区内宽角反射/折射(王椿镛等，2002，2003a，2003b)、远震接收函数(李永华等，2009)、天然地震资料统计分析(赵珠和张润生，1987)研究成果确定各观测台站的散射层的厚度(L)及弹性P波速度(C)，各参数值见表 2.
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表 2 各观测台站地壳速度结构及介质地震散射强度 Table 2 Velocity structure and seismic scattering strength of seismic stations |
图 2a为研究区典型稳定波场(a)和散射波场(b)记录图.图 2a中第一行为稳定波场记录，其余各行分别为各观测台站记录的原始地震波波形.图 2b则为相应各观测台记录的散射波波场.由图 2a可以看出，稳定波场(stack)信噪比明显高于各观测台记录波形的信噪比，散射引起的高频信息得到了有效压制，主要震相得以突出显示；由图 2b可以看出，无论是同一区域，还是不同区域，几乎没有相同的散射波场，这表明各观测台站下方介质结构存在较为明显的差异，介质结构不同，其对地震波作用强度则不同.如AXI台与ZJG台虽相距不足40(图 1)，但两台记录的散射波场无论是频率还是波形形态均有明显差异(图 2a、图 2b).
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图 2 研究区典型稳定波场(a)与散射波场(b)记录图 Fig. 2 Typical seismic wave records of stable wave filed(a)and scattering wave filed(b)in study area |
图 3为研究区稳定波场(紫色线)与散射波场(蓝色线)频谱图.由图 3可以看出，稳定波场与散射波场能量强度不同频段存在明显差异.在0.1~1.1 Hz区间，稳定波场强度明显大于散射波场强度；而在1.1~6.0 Hz频段内，散射波场强度又明显强于稳定波场强度.
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图 3 研究区稳定波场(紫色线)与散射波场(蓝色线)频谱图 Fig. 3 Frequency spectra of stable filed(purple line)and scattering wave filed(blue line)in study area |
图 4为研究区稳定波场与典型散射波场频谱图.由图 4可以看出，荣县台(HMS)和汶川台(WCH)散射波场能量与稳定波场能量存在明显差异.在0.1~0.75 Hz区间，稳定波场能量均强于HMS台和WCH台散射波场能量，但WCH台从0.75 Hz开始散射波场能量强于稳定波场能量，而HMS台则从1.0 Hz开始其能量开始优于稳定波场能量强度；就散射波场能量强度而言，从1.2 Hz开始，WCH台散射波场能量强度强于HMS台散射波场强度.由不同台站记录散射波场的差异性可以看出，虽具有相同的激发震源、几乎相同的地震波传播路径，但由于台站下方物质结构的差异，导致了不同的散射波场特征.WCH台位于龙门山断裂带上，而HMS台则处四川盆地边缘，地质构造运动史及深部物质的差异性，直接导致了二者散射波场及其波场强度转换频率的差异性.
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图 4 研究区稳定波场(紫色线)与典型散射波场(HWS台:绿色线；WCH台:蓝色线)频谱图 Fig. 4 Frequency spectra of stable field(purple line)and typical scattering wave fields(HWS :green line; WCH: blue line)in study area |
图 5为研究区典型散射波场强度图.图 5a为小金台(XJI)、峨眉山台(EMS)及泸沽湖(LGH)典型散射波场强度，图 5b分别为XJI、EMS及LGH台散射系数拟合图.由图 5可以看出，因台站分布区域不同，散射波场强度不同，散射波场与稳定波场能量也有差异.XJI台、EMS台及LGH台稳定波场与散射波场强度转换频率点分别为1.57、1.92、2.89 Hz；XJI台、EMS台及LGH台散射系数分别为0.179、0.162及0.061.各观测台地震波散射系数的不同，体现了台站下方介质结构对地震波的作用程度不同，进一步说明了各台站下方介质结构的差异性，也说明了研究区介质非均匀性程度的差异性.
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图 5 研究区典型散射波场强度图(a:散射波场强度；b:散射系数拟合) Fig. 5 Typical scattering intensity of fluctuation wave field in study area (a: scattering intensity of scattering wave filed，b: fitting of scattering strength). |
表 2为研究区内各观测台站地壳速度结构及介质地震散射强度值.图 6为研究区地壳介质地震波散射强度空间分布图.图 6中不同颜色代表地壳介质散射强度不同，蓝色区域代表强散射区，红色区域代表相对较弱散射区；介质散射性越强，代表介质非均匀性程度较高，介质较为破碎，而散射性越低，则表明介质非均匀性程度较低，介质较为均匀、完整.
研究区内地壳介质散射强度呈明显的横向不均匀分布特征.上地壳(图 6)，马尔康(MEK)、小金(XJI)、汶川(WCH)及平武(PWU)地区同属于松潘─甘孜褶皱带，但马尔康地区介质散射强度明显弱于小金、汶川及平武地区；九龙(JLO)、泸沽湖(LGH)、盐源(YYU)及雅江(YJI)地区同属于川滇菱形块体，但盐源及雅江地区介质散射强度明显高于九龙和泸沽湖地区；虽同属于川中块体(扬子块体西缘)，但仁寿(YGD)、容县(HMS)地区地壳介质散射强度则强于块体内其它地区.相比较而言，川中块体上地壳介质地震散射强度整体偏小.下地壳(图 7)，沿龙门山断裂带仍为散射强度高值分布区，分别在WCH和PWU地区存在两个散射强度高值中心；沿汶川、都江堰、成都、自贡一带存在一条北西向散射强度高值分布带；沿安宁河断裂带散射强度呈相对高值分布，而其两侧散射强度则呈相对低值分布；散射强度低值区分布在黑水(HSH)、小金(XJI)及九龙(JLO)以西地区.
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图 6 上地壳介质地震波散射强度分布图 Fig. 6 Map of seismic scattering strength of the upper crust medium in study area |
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图 7 下地壳介质地震波散射强度分布图 Fig. 7 Map of seismic scattering strength of the lower crust medium in study area |
地壳介质散射强度梯度带基本上沿主要断裂带分布.上地壳(图 6)，龙门山断裂带(F1)两侧介质散射强度呈明显差异，龙门山断裂带东侧区域为散射强度低值区，以地震弱散射为主，而断裂带西侧区域为散射强度高值区，以地震强散射为主.安宁河断裂带(F3)内与其两侧地壳介质散射强度也呈现出较强的差异性，安宁河断裂带东侧及西侧区域为散射强度低值区，以地震波弱散射为主，但安宁河断裂带(F3)内部为散射强度高值区，以地震波强散射为主.鲜水河断裂带(F2)两侧地壳介质散射强度也有差异性，鲜水河断裂带两侧散射强度梯度明显小于龙门山断裂带和安宁河断裂带散射强度梯度.鲜水河断裂带的东北侧地震散射强度相对较强，而西南侧地震散射强度相对较弱.沿鲜水河断裂带地震散射强度似乎有分段性特征，道浮(DFU)东南地区，地震散射系数相对较强，而其北西一侧，地震散射系数相对较弱.下地壳(图 7)，地壳介质散射强度在不同区域其散射强度有明显差异.沿龙门山断裂带仍表现出较强的散射强度梯度带，龙门山断裂带西侧散射强度衰减速度相对比东侧高；沿安宁河断裂带仍具有较为明显的散射强度梯度带，散射强度高值区沿安宁河断裂带分布，其两侧则呈相对低值分布；沿鲜水河断裂带仍为散射强度梯度带，但梯度值相对偏小.
地壳介质散射强度梯度带基本上为强震孕育区.由图 6和图 7可以看出，研究区内6级以上地震(公元624年—2014年)震中基本上分布于散射强度梯度带上，尤其是7级以上地震震中与散射强度梯度带的相关性更强，且地震震中偏向散射强度高值一侧.在上地壳，汶川8.0级地震震中位于散射强度梯度带上(图 6)，但梯度值并不明显，但在下地壳(图 7)震中处于散射强度强梯度带上，沿北东向偏向散射强度高值一侧.位于安宁河断裂带南段以及鲜水河断裂带西北段的地震震中，在上地壳(图 6)与介质散射强度梯度带具有较强相关性，而在下地壳，除安宁河断裂带南段部分地震震中外，其余地震震中与散射强度梯度带相关性相对较差.从不同深度处散射强度梯度带与地震震中之间的相关关系，大致可以判断出地震震源孕育深度，汶川地震震中与下地壳介质散射强度梯度带有较强的相关性，精确定位结果显示，汶川8.0级地震震源深度约20 km左右(刘启元等，2009;雷建设等，2009)，该深度处于下地壳的顶部区域.
下地壳介质散射强度均强于上地壳.图 8为上地壳相对于下地壳散射强度的扰动.由图 8可以看出，上地壳相对于下地壳散射强度的扰动均为负扰动，说明上地壳介质散射强度均弱于下地壳.相比较而言，川中块体下地壳散射强度幅值变化较为明显，最大增幅可达到82%；松潘─甘孜褶皱带、川滇菱形块体下地壳散射强度幅值变化较弱，变化幅度最大为8%左右.从上、下地壳介质散射强度变化可以看出，川中块体与青藏块体地壳介质存在较为明显的介质结构差异，这种差异可能与各构造块体深部介质结构、物质成份及复杂的地质构造历史有关.川中块体地壳厚度相对较薄，平均厚度约40 km左右(赵珠和张润生，1987)，而青藏块体地壳厚度较厚，平均厚度在60 km左右(赵珠和张润生，1987;王椿镛等，2002，2003a，2003b;)，同时川中块体、青藏块体的地壳速度结构也有较为明显的差异(卢占武等，2009;王椿镛等，2002，2003a，2003b).沿龙门山断裂带、安宁河断裂带呈现出较明显的散射强度扰动梯度带(图 8)，作为青藏块体与扬子块体的边界接触带，这条梯度带进一步说明了青藏块体与扬子块体深部物质结构的差异性，同时也说明二者之间的接触关系.
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图 8 上地壳相对于下地壳散射强度的扰动 Fig. 8 The scattering strength perturbation of the upper crust relative to the lower crust in study area |
7.1 本文运用远震扰动场法对研究区内地壳介质地震散射强度进行了研究.研究结果表明地壳介质散射强度呈现强烈的横向非均匀性，扬子块体地壳介质散射强度与青藏块体存在较为明显的差异；散射强度梯度与主要断裂构造带分布趋势一致；强震震中沿散射强度梯度带分布，且震中偏向散射强度高值区一侧；散射强度表现出纵向非均匀性特征，下地壳介质散射强度强于上地壳，扬子块体介质散射强度与青藏块体存在较为明显的差异.
7.2 研究区散射强度高值区(地震波强散射区)分布范围与地壳介质Q值异常(周连庆等，2008；苏有锦等，2006)、P波速度异常(郭飚等，2009;杨海燕等，2009;李志伟等，2011)分布范围具有较强的一致性.沿川滇块体的东南边界、龙门山断裂带以西区域均为介质高衰减区域(周连庆等，2008；苏有锦等，2006)、P波波速异常(郭飚等，2009;杨海燕等，2009;李志伟等，2011)及散射强度高值区.无论是Q值异常、P波波速异常，还是散射强度异常，三者表现形式不同，但具有较为一致的物理本质.介质非均匀性可引起地震波散射，介质非均匀性程度越强其对地震波散射作用就越强，因而散射强度就呈现高值，介质非均性程度又与介质完整性有关，介质完整性越差，则意味着介质速度相对较低；介质完整性较差，其对地震波散射、衰减作用就越强，相应其Q值就偏低.
7.3 研究区地壳介质散射强度分布与活动断裂、强震活动区域具较强的相关性，这种相关性可能与区内地质构造运动、地震活动以及火山活动有关.印度板块对青藏高原的俯冲碰撞动力下，青藏地块区物质横向(东流)溢出，东流物质在其东部受川中块体的抵阻，进而向东南方向移动，形成了川滇菱形块体.龙门山断裂带、安宁河断裂带作为青藏块体、川滇菱形块体与川中块体的接触带，强烈的地质构造运动、频繁的地震活动及火山活动引起深部物质沿断裂带上涌与运移，造成断裂带发育区深部介质破碎与熔融.复杂的深部介质结构及强烈的介质非均匀性，致使沿龙门山断裂带、安宁河断裂带成为地震散射强度梯度带，也成为地震孕育带.
7.4 对比图 6和图 7可以看出，在上地壳，沿安宁河断裂带、并在安宁河断裂带、龙门山断裂带以及鲜水河断裂带交汇区域，地壳介质散射强度呈现高值区，而在下地壳，沿龙门山断裂带地壳介质散射强度呈现高值区.地壳介质散射强度的强弱差异反映了介质非均匀性程度，散射强度高值区意味着强非均匀体的存在，而散射强度低值区，则表明介质非均匀性程度较弱.因此，上、下地壳介质强、弱散射强度分布的差异性，可能反映了青藏块体与扬子块体边界的接触位置及作用深度.
研究区上、下地壳散射强度的差异性可能与区内复杂的断裂系统有关.研究表明区内岩石圈存在两套断裂系统，一是以地壳表层脆性剪切带为主的浅层断裂系统；另一是以切割莫霍界面或壳幔过渡带的韧性剪切带为主的深部断裂系统，称为壳幔韧性剪切带(蔡学林等，2008).区内壳幔韧性剪切带属于挤压型壳幔韧性剪切带，在深、浅不同的断裂系统作用下，造成了复杂的上、下地壳介质结构.下地壳沿汶川、都江堰、成都、自贡、泸州一带分布的介质散射强度高值区，与深部人工地震剖面揭示的都江堰壳幔韧性剪切带位置较为一致(蔡学林等，2008).
致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”为本研究提供地震波形数据，在此表示感谢！感谢评审专家提出的宝贵意见，使得本文论述更趋完善.
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