地球物理学报  2017, Vol. 60 Issue (12): 4537-4556   PDF    
按方位叠加接收函数分析青藏高原东南缘的地壳各向异性
韩明1,2, 李建有2, 徐晓雅2, 胡家富1     
1. 云南大学地球物理系, 昆明 650091;
2. 昆明南方地球物理技术开发有限公司, 昆明 650231
摘要:在各向异性地壳中,来自Moho的P-to-S转换波(Pms)的到时不仅取决于入射角和地壳厚度,而且还随地震事件方位角而变化.地处青藏高原东南缘的川滇地区,地壳变形十分强烈.本文利用川滇地区的108个固定台站记录的远震三分量地震波形数据提取台站下方的P波接收函数,并把接收函数被校正到了同一参考震中距处(例如67°).然后按后方位角10°为间隔将接收函数叠加成一道信号以增强信噪比,并从叠加信号里拾取不同后方位角对应的Pms相的观测到时.在快波极化方向和分裂时间构成的解的平面上,能使观测到时与理论到时之差最小的点即为所求的分裂参数的位置.合成地震图和实际观测数据的实验表明,这个方法不但稳定性较好,而且误差估计也较小.我们从108个台中获得了96个Pms相的分裂参数,结果表明,川滇地区地壳各向异性十分强烈,Pms相分裂时间在0.05 s±0.06 s到1.27 s±0.10 s之间,平均值为0.54 s±0.12 s.地壳各向异性的快波极化方向与地表GPS速度场的差异性表明,印支块体的上下地壳之间是解耦的,而川滇菱形块体北部、松藩—甘孜和四川盆地的上下地壳之间是耦合的.然而,川滇菱形块体南部,地壳变形主要受控于小江断裂和金沙江—红河断裂.
关键词: P波接收函数      地壳各向异性      Pms相分裂      方位叠加      青藏高原东南缘     
Analysis for crustal anisotropy beneath the southeastern margin of Tibet by stacking azimuthal receiver functions
HAN Ming1,2, LI Jian-You2, XU Xiao-Ya2, HU Jia-Fu1     
1. Department of Geophysics, Yunnan University, Kunming 650091, China;
2. Kunming Southern Geophysical Technology Development, Inc. Kunming 650231, China
Abstract: The continental collision between India and Eurasia in the Cenozoic has resulted in significant crustal shortening across Asia and uplifting of the Tibetan Plateau. Lithosphere that has undergone deformation may record this process in the form of fabric such as foliation and lineation from ductile deformation, as well as non-horizontal interfaces between materials with different properties within the crust or at the bottom of the crust (Moho). As a proxy for deformation, seismic anisotropy plays an important role in constraining the mode and location of the Earth's deformation. Crustal seismic anisotropy has been reported to exist in many active tectonic regions such as the southeastern margin of Tibet, where the crustal thickness almost increases to the twice from the southern Yunnan to the Songpan-Garzê (SG) fold system and the northern part of the Sichuan-Yunnan diamond-shaped block (SYDSB). In general, seismic anisotropy in the Earth's upper crust is caused by stress-induced alignment of cracks, while it in the lower crust and mantle is usually attributed to strain-induced lattice-preferred orientation of the minerals in the crust and mantle.In the southeastern margin of Tibet, besides of crustal thickening, distinctly different mechanisms have been suggested to accommodate the huge convergences caused by the continental collision between India and Eurasia. Since the early 1990s, some core shear phases, such as SKS and SKKS are widely used to probe the mantle anisotropy, leading to seismic anisotropy being observed in many tectonic domains. However, the splitting could be induced by one or more anisotropic layers anywhere along the ray path between the locations of the shear waves generated and received, SKS/SKKS phases splinting have excellent lateral resolution but limited vertical resolution. Unlike the SKS/SKKS phases converted at the CMB, the Moho P-to-S phase (Pms) is converted at the crust-mantle boundary; therefore, the source region inducing anisotropy can be exactly confined within the crust. Thus, the Pms splitting provides an opportunity to isolate the anisotropy of the crust from that of the deep mantle, and also gives clues as to the deformations within the whole crust in the past and/or present. Within anisotropy crust, the arrival time of P-to-S conversion at Moho (Pms) not only depends on incident angle and crustal thickness, but also on the azimuth of seismic event. The crustal deformation beneath Sichuan and Yunnan, which is located at the southeastern margin of Tibet, is very strong. In this study, the 3-components teleseismic data, which is recorded at 108 stations located in Sichuan and Yunnan provinces, is used to extract P receiver functions, and these P receiver functions with different epicentral distance are moveout corrected to a reference distance of 67°. Then, in order to enhance signals-to-ratio, the P receiver functions are stacked in 10° bin along the back azimuth direction so that the observation arrival time of Pms can be picked up in the stacked trace corresponding different back-azimuth. On the solution surface composed of splitting time and fast orientation, the expected splitting parameters are located at the point which minimizes the difference between observation and theoretic arrival time of Pms. The experiments on synthetic and real waveforms confirmed that this approach is stable and significantly reduces uncertainty. We obtained 96 splitting parameters of Pms phase from 108 stations, the results indicated that the anisotropy in crust is very strong in Sichuan and Yunnan region, and the splitting time of Pms phase varies from 0.07 s±0.07 s to 1.27 s±0.10 s, with an average of 0.54 s±0.12 s. The comparison between GPS vectors and fast orientations indicates that the upper crust is decoupled from lower crust beneath Indochina block, but that it is coupled on the northern SYDSB, SG fold system and Sichuan basin. However, on the southern SYGSB, the crustal deformation is primarily controlled by Xiaojiang fault and Jinshajiang-Red River fault.
Key words: P receiver functions    Crustal anisotropy    Pms splitting    Azimuthal stacking    Southeastern Tibet    
1 引言

发生于50~65 Ma之前的印度—欧亚大陆碰撞导致了至少1400km的地壳缩短,以及近2×107 km2的缝合区具有4500 m以上的高程(Molnar et al., 1993; Yin and Harrison, 2000; Royden et al., 1997, 2008).在这个过程中,地壳增厚到正常值的两倍,最厚达到了约70 km (Chen et al., 2010).为了解释如此大规模的地壳缩短及其变形机制,人们陆续提出了:(1)“刚性块体挤出”(Molnar and Tapponnier, 1975; Tapponnier et al., 1982),该模式认为变形主要发生于沿块体边界的走滑断裂;(2)“连续流变”(England and Houseman, 1986Yang and Liu, 2013),该模式认为变形连续分布于岩石圈;(3)“下地壳流”(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000),该模式认为下地壳的力学强度较上地壳弱几个数量级,地壳的增厚主要发生于下地壳,大量的软弱物质从青藏高原中东部的下地壳注入并流到高原外围的云南地区,以致该区上地壳与上地幔之间解耦(Royden et al., 1997, 2008; Clark and Royden, 2000).其中,“下地壳流”模型因能合理地解释青藏高原东南缘的地形变化和缺乏地壳缩短的原因,因而被人们广泛接受.

地处青藏高原东南缘的川滇地区,壳幔变形十分强烈,一系列的大型走滑断裂,例如,鲜水河断裂、丽江—金河断裂、金沙江—红河断裂、小江断裂、澜沧江断裂、嘉黎—怒江断裂和实阶断裂,将青藏高原东南缘分割成了松潘—甘孜(SG)褶皱系、四川盆地、川滇菱形块体(SY-diamond-shaped block)和印支块体(Indochina block)等不同的构造单元(见图 1).其中丽江—金河断裂又将川滇菱形块体分为南北两部分,从南向北跨过该断裂,地表高程迅速增加.GPS速度场观测(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007)表明,青藏高原东部的地壳运动分为两支,一支向北东并与龙门山强烈耦合,流向鄂尔多斯;另一支转向东南流至云南地区,并在云南南部分成了沿东南和西南的两支(见图 1).左旋的鲜水河—小江断裂和右旋的金沙江—红河断裂分割成的川滇菱形块体被认为是青藏高原地壳向东南“逃逸”的主要构造单元(Wang and Burchfiel, 2000; Tapponnier et al., 1982, 1986).地质学研究(Wang and Burchfiel, 2000; Copley and McKenzie, 2007; Copley, 2008)表明,鲜水河—小江断裂和金沙江—红河断裂是主要边界断裂,并且在青藏高原东南缘的地球动力学中起到了关键作用.另外,川滇菱形块体还是中国地震活动性最高的地区之一,如图 1所示,自公元500至2014年,该区共发生6.0≤MS<6.9级的地震169次,7.0≤MS<7.9级的地震49次,MS≥ 8.0级的地震2次(Hu et al., 2015).“下地壳流”模型认为川滇地区的下地壳存在大规模的软弱层,且变形主要发生于下地壳.然而,大地电磁测深(Bai et al., 2010)、接收函数与面波的联合反演(Bao et al., 2015)结果认为川滇地区的下地壳低速区仅沿着鲜水河—安宁河—小江断裂,嘉黎—怒江断裂形成了两个通道,而不是大规模存在.这一结果显然不能圆满解释川滇地区的变形特征,尤其是川滇菱形块体内部的地震活动性.

图 1 青藏高原东南缘的地形、主要断裂(棕色实线)、公元500—2014年之间的MS≥6.0的地震(黑色圆圈)以及宽频台站(红色三角形).F1-龙门山断裂; F2-鮮水河断裂; F3-丽江—金河断裂; F4-小江断裂; F5-金沙江—红河断裂; F6-澜沧江断裂; F7-嘉黎—怒江断裂; F8-实阶断裂; SG-松潘—甘孜块体; TEC-腾冲火山区; EHS-东喜马拉雅构造结; SY-四川—云南.红色箭头代表相对于欧亚大陆的GPS速度矢量(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007),其长度并不完代表速度值的大小.白色箭头代表下地壳流的位置(Bai et al., 2010).左上角的插图表示研究区的位置和地表高程,其间隔为1000 m(红色细线). Fig. 1 Topography, major active faults (brown solid lines), earthquakes with MS≥6.0 since 500 AD to 2014 (circles), and broadband stations (red triangles) in southeast Tibet. Key to symbols: F1-Longmenshan fault; F2-Xianshuihe fault; F3-Lijiang-Jinhe fault; F4-Xiaojiang fault; F5-Jinshajiang-Red River fault; F6-Lancangjiang fault; F7-Jiali-Nujiang fault; F8-Sagaing fault; SG-Songpan-Garzê block; TEC-Tengchong volcano area; EHS-Eastern Himalayan Syntaxis; SY-Sichuan-Yunnan. Red arrows are GPS velocity vectors relative to stable Eurasia (Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007) whose respective lengths are not strictly proportional to the velocity value. White arrows indicate possible crustal flow channels (Bai et al., 2010). The inset in the top left corner shows a geographic map of south Asia where the study region is contoured by a rectangle, and where the elevation contours in Tibet and nearby areas are drawn at intervals of 1000 m (red thin continuous lines).

大规模变形可以产生地震波波长尺度的地震各向异性(Mainprice and Nicolas, 1989),地震各向异性提供了地表可观测结构与其下部的地幔动力学过程之间的唯一联系,因而测量地震各向异性可以帮助理解地球内部的变形机制和运动过程.地震各向异性可以简单地用快波极化方向,以及快、慢波之间的时差来描述(Crampin, 1987; Silver and Chan, 1991).测量各向异性的技术包括(1)互相关法(Bowman and Ando, 1987);(2)本征值方法(Silver and Chan, 1991);(3)最小能量法(Silver and Chan, 1991).自1990年以来,依据SKS/SKKS分裂现象,国内外很多学者对青藏高原东南缘的壳幔变形机制进行了调查(McNamara and Owens, 1994; Flesch et al., 2005; Lev et al., 2006; Solet al., 2007; Wang et al., 2007a, 2008; 常利军等, 2006, 2015Chang et al., 2008).这些结果表明,青藏高原东南缘的川滇地区,SKS/SKKS分裂时间大约为1 s,这与全球观测的平均值较接近.除此之外,面波频散也用来估计该区的地震各向异性(Yao et al., 2010),但不同方法得到的结果差异较大.不过,关于上地幔地震各向异性的产生也存在两种观点:一为来自现今软流圈地幔的流动(Silver and Chan, 1991),二为来自岩石圈地幔的“古老/化石”变形(Vinnik, 1989).不管来自岩石圈或是软流圈的地震各向异性,其物理机制都是同一个,即矿物晶格的优势排列引起(Gao et al., 2010Silver and Chan, 1991).

与核幔边界的转换波不同,Pms相是P波在Moho界面发生波型转换形成的S波,在各向异性区内发生分裂,它是地壳中唯一在Moho面生成并对横波分裂敏感的震相.因此,由地表观测到的Pms剪切波分裂所携带的关于传播介质的各向异性信息全部来自地壳内部,而与地幔等深部圈层无关.徐震等(2006)利用布设于红河断裂附近的4个宽频流动台站的接收函数,获得地壳各向异性快波方向为132°, 地壳各向异性快波方向与红河断裂带构造走向一致, 快慢波的时间延迟为0.24 s.但由于台站太少,无法对云南地区的地壳变形特征作系统分析.Chen等(2013)根据川滇地区98个固定台站记录的远震事件,计算了7423对径向和切向接收函数,利用切向能量最小方法(Silver and Chan, 1991)估算了川滇地区地壳各向异性,发现快波极化方向变化较为剧烈,且与地表构造单元密切相关.另外,快、慢波之间的延时在0.08~0.35 s之间,平均值为0.19 s,这与SKS/SKKS测量的结果存在明显差异.Sun等(20122015)也利用径向和切向接收函数中的Pms相,经综合分析其能量特征(Liu and Niu, 2012),从129个台站中估算了33个台站下方的地壳各向异性,分裂时间在0.22~0.94 s之间,平均为0.58 s,发现一些台站的分裂时间和快波方位角均与SKS/SKKS测量的结果一致,并且认为SKS主要反映的是地壳的各向异性.这一结论似乎与传统的观点不一致,因为一般认为SKS分裂主要反映的是上地幔的变形特征(Silver and Chan, 1991常利军等,2015).Yang等(2015)没有计算接收函数,而是从观测地震图的径向分量中直接拾取Pms相,利用切向能量最小方法测量了云南地区51个台站记录的Pms相,获取了41个台站的分裂参数,结果表明Pms相的分裂时间在0.35~0.80 s之间.

虽然Pms相和近场剪切波分裂的结果都可以反映地壳的各向异性,然而,由于川滇地区的震源深度较浅,仅为15 km左右,近场剪切波分裂主要反映的是上地壳的各向异性,缺乏下地壳变形的证据.另外,川滇地区现有Pms相分裂结果较为离散,很难为揭示地壳的变形机制提供可靠证据.关于Pms相分裂结果较为离散的原因,可能是这些结果主要依据单个地震事件进行计算,切向能量的大小容易受到信噪比的影响,另外,Moho面倾斜也会导致部分能量投影到切向分量,这些因素均可能影响测量结果.为了抑制Pms相分裂结果的离散性,Rumpker等(2014)提出多地震事件按方位角叠加方法,并根据径向Pms相叠加能量最大的原则确定各向异性.这一方法可以有效抑制随机噪声的影响,并成功地用于青藏高原东北缘的地壳各向异性研究(Wu et al., 2015; Kong et al., 2016; Wang et al., 2016).

本文拟利用川滇地区的108个固定台站记录的远震三分量地震波形数据,经反褶积得到台站下方的P波接收函数.按后方位角10°为间隔,将这一后方位角范围内的接收函数叠加成一道信号,并从叠加道上获取不同方位的Pms相的到时,以此估计台站下方地壳的各向异性,最后从108个台站中获得了96个台的Pms分裂参数.

2 方法

在各向同性的水平介质中,Ps转换相的能量仅存在于径向分量,切向分量不含任何能量.然而,在各向异性介质中,由Ps相分裂产生的S波,其极化方向不一定在入射面内,导致切向分量的能量不一定为零.径向和切向Ps相能量的系统变化不但与快、慢波的偏振方向有关,还与事件方位角有关.根据Nagaya等(2008)的研究,具有水平对称轴的各向异性层,其底部产生的Ps相在径向和切向分量可分别表示为

(1)

(2)

这里,w(t)代表地震波形, δtϕ分别代表各向异性层的快慢波延时和快波极化方向(从正北起算),θ为入射波事件的后方位角.在各向同性的情况下(δt=0),径向分量R(t)=w(t),切向分量T=0,这意味着切向分量不存在信号.当存在各向异性层时,上式表明快Ps波w(tt/2)、慢Ps波w(t-δt/2)均可以投影到径向和切向分量,快、慢Ps波之间的时差为δt.为了方便分析径向分量上的快、慢Ps波能量变化的规律,设快波方位角ϕ=0,当事件后方位角从0°变化到90°时,径向分量上快Ps波的振幅随后方位角的增加而减小,而慢Ps波的变化趋势正好相反;然而,当事件后方位角从90°变化到180°时,快Ps波的振幅随后方位角的增加而增加,此时,慢Ps波的变化趋势也是相反的.另外,径向分量上Ps相的快、慢波均具有180°的周期性,而且它们均具有相同的极性,即使二者叠加也只会导致信号增强,不会削弱.除此以外,方程(2)还表明,切向分量的快、慢Pms相也均具有180°的周期性,但二者的符号相反,若二者叠加将导致能量减弱,以致无法识别.在弱各向异性的情况下,快、慢Ps波之间的到时差比较小,或者Ps波的优势周期大于分裂时间时,这将导致快、慢Ps波相互叠加,以致不易区别,此时Ps相的最大振幅处的到时可近似为(Rumpker et al., 2014)

(3)

这里,t0是各相同性情况下的Ps波到时,Δt表示与各向同性介质的时差.上式表明了在各向异性情况下,Ps波的到时与事件后方位角之间的变化关系.当快波极化方向平行于入射波射线时,慢Ps波消失,径向分量上观测到的Ps波就代表了快Ps波,其到时较各向同性时提前了δt/2;当快波极化方向垂直于入射波射线时,快Ps波消失,径向分量上观测到的Ps就是慢Ps波,其到时较各向同性时延迟了δt/2.由于Ps波的理论到时与事件后方位角呈现余弦时差变化关系,若给定Ps相的平均到时t0,可以通过二维网格搜索的方法,利用上式拟合Ps波的观测到时而得到相应的分裂参数.实际上,若事件方位均匀分布,全部径向接收函数叠加后,从叠加道上获取的Ps到时即为该台站的Ps相平均到时t0,这样可以减小网格搜索的范围.从不同方位角的径向接收函数中测量出Ps相最大振幅处的到时即为该方位角对应的观测到时,当理论到时与观测到时之间的方差达到最小时,所设定的分裂参数即为所求的各向异性层的分裂参数:

这里,共有N条接收函数,tObs(i)tPs(i)分别表示第i个接收函数中Ps相的观测到时,以及由分裂参数估计的理论到时,它们均为事件后方位角的函数.类似于H-k叠加技术,这里引入Zhu和Kanamori(2000)的误差估计方法,对分裂参数的不确定性进行估算.对于两层各向异性层的情况,上层底部和下层底部产生Ps波分别记为Ps1,Ps2,则两层产生的校正时差可近似表示为(Rumpker et al., 2014)

(4)

对于第2层而言,Ps2的总时差校正量可以写为

(5)

这里,δt1, 2ϕ1, 2分别称之为这两层介质的视分裂参数(或者有效分裂参数),它们与每一层介质的分裂参数之间有下列关系(Rumpker et al., 2014):

(6)

(7)

这里,下标1、2分别代表第1、2层的分裂参数.上式表明,若交换各向异性层的顺序,则从径向接收函数得到的视分裂参数保持不变.如果其中一层的延时足够小,则视快波方向主要由延时较大的那层的快波方向决定.由于两层各向异性层总的影响分别由每1、2层的各向异性叠加形成的,因此可以用上面的方法分析上层底部产生的Ps1的到时随后方位角的变化关系,获得上层介质的分裂参数,然后对Ps1进行时差校正,再分析Ps2的到时与后方位角的关系,即可取得下层的各向异性参数.

3 合成理论地震图试验

我们为了检验该方法用于实际数据的可能性,这里使用各向异性介质中的理论地震图算法(Frederiksen and Bostock, 2000)合成三分量记录.地球模型为一层厚度为40 km的水平层,其P,S波速度分别为6.54 km·s-1,3.71 km·s-1,密度为2.60 g·cm-3,快波方位角为0°,P,S波速度的各向异性均为10%(相应的分裂时间约为1.20 s); 下层为各向同性的半空间,其P、S波速度和密度分别为8.10 km·s-1,4.51 km·s-1,3.50 g·cm-3.假定入射波的水平慢度为0.05 s/km(相应的震中距为78°),当事件后方位角从0°变化到360°时,每间隔10°合成一个3分量(P,SV,SH)的地震记录,其高斯脉冲的宽度为0.1 s,时程的采样间隔为0.1 s,长度为1024点.利用时间域反褶积方法(Ligorria and Ammon, 1999)计算得到SV分量接收函数,高斯滤波器的带宽参数取为5.0.如图 2a所示,Pms相出现在5.0 s附近,快、慢Ps波的振幅随后方位角而变化.PpPms多次相出现在15.0~18.0 s之间,PpSms+PsPms相出现在20.0~24.0 s之间.由于较强的各向异性以及高斯脉冲的宽度较小,高斯参数较大,这些措施保证了快、慢Pms相有效分离,但是导致了Pms相随后方位角呈余弦变化的规律不突出.

图 2 Pms相的到时拟合不含噪声的合成接收函数的分裂 (a)接收函数随后方位角的变化;(b) Pms相附近的局部放大的视图,黑色圆点代表Pms相的最大振幅对应的到时,实线代表分裂参数对应的Pms相的理论到时;(c)网格搜索分裂参数得到的Pms相走时方差图,粗实线椭圆表示分裂参数的不确定性. Fig. 2 The arrival time of Pms phase fits the splitting of synthetic receiver functions with free noise (a) Azimuthal gather of the receiver functions; (b) The zoomed view around Pms phase, the black dots denote the arrival times corresponding to the peaks of Pms, the solid line means theoretical arrival time of Pms resulted from the pair of splitting parameters; (c) The travel-time variance diagram of the grid search for splitting parameters, thick ellipse marked the uncertainty of splitting parameters.

为了完成网格搜索,首先在各个接收函数里的Pms相附近搜索最大振幅对应的到时,以此作为该方位角对应的Pms相的观测到时,其次,给定不同的分裂参数,利用方程(3)计算不同方位角对应的理论到时.网格搜索过程分为以下几步:(1)给定各向同性介质中Pms相的到时t0;(2)设定一个分裂时间δt;(3)完成快波极化方位从-90°变化到90°(变化间隔为1°)的搜索,计算得到一系列理论到时与观测到时的方差;(4)当分裂时间从0变化到1.5 s(变化间隔为0.01 s),重复第(3)个过程,最终取得了不同分裂参数对应的到时方差平面(解平面),该平面上最小值对应的分裂参数可能就是我们寻求的解,但不一定是最优解;(5)不断地变化t0(间隔为0.01 s),重复上述过程(2)—(4),这样可以得到一系列的解所在的平面,取这些平面中最小方差对应的分裂参数作为最优解.图 2b为Pms相的局部放大,黑色圆点即为Pms相的观测到时;图 2c为一系列解平面中的一个(t0=4.50 s),黑色圆点即为到时方差最小处,对应的分裂参数分别为1°±2.24°,1.32 s±0.10 s,粗实线椭圆表示分裂参数的不确定范围.为了方便对比分析,解平面上的最小值已被归一化,等值线的间隔均为0.2.

虽然上述的拟合结果与理论值相比已经比较精确了,但为了检验其稳定性,下面我们根据Rumpker等(2014)提出的径向Pms相的叠加振幅来拟合分裂参数(δt, ϕ).在径向接收函数里,Pms的振幅不但与方位角有关,还与分裂参数有关,叠加预测Pms相到时附近的接收函数振幅:

当完成上述网格搜索过程后,使叠加振幅达到最大的分裂参数即为最优解.为了与上述的到时方差最小的方法对比,我们将这一方法用于测量上述的接收函数.图 3是叠加Pms相振幅的网格搜索及其拟合情况,图 3b中实线代表Pms相的理论到时,它经过处的接收函数振幅叠加形成了解平面上的最大值(见图 3c),该位置对应的分裂参数为-1°±14.50°,1.28 s±0.19 s(t0=4.50 s).为了评价这两种方法的误差估计,我们对解所在平面上的最大振幅进行了归一化处理,等值线的间隔均为0.2.从图 23中不难发现,到时拟合方法的等值线变化剧烈,分辨率较高;而叠加振幅的等值线变化较平稳,说明振幅叠加拟合方法的误差估计偏大.定量计算也表明,到时最小法得到的快波方位角偏差2.24°,分裂时间的偏差为0.10 s,而叠加振幅产生偏差分别为14.50°和0.19 s.虽然上述两种方法得到的结果都比较接近理论值,均在可接受的范围内,但解的误差估计表明它们的不确性范围是不一样的.

图 3 Pms相的振幅拟合不含噪声的合成接收函数的分裂 (a)接收函数随后方位角的变化; (b) Pms相附近的局部放大的视图,黑色圆点代表Pms相的最大振幅对应的到时,实线代表分裂参数对应的Pms相的理论到时; (c)网格搜索分裂参数得到的Pms相的能量分布图,粗实线椭圆表示分裂参数的不确定性. Fig. 3 The amplitude of Pms phase fits the splitting of synthetic receiver functions with free noise (a) Azimuthal gather of the receiver functions; (b) The zoomed view around Pms phase, the black dots denote the arrival times corresponding to the peaks of Pms, the solid line means theoretical arrival time of Pms resulted from the pair of splitting parameters; (c) The energy diagram of the grid search for splitting parameters, thick ellipse marked the uncertainty of splitting parameters.

接收函数不含噪声时,上述两种方法得到的分裂参数与理论值均很接近.为了检验噪声对网格搜索过程的影响,我们在理论地震图的各分量上增加了随机噪声,其强度为最大振幅的20%.由于噪声的影响,重新计算接收函数后不难发现局部的噪声被明显放大了,获取的Pms相的观测到时出现了一定的偏差(见图 4).若仍然以Pms的到时方差最小为准则,经网格搜索后得到的分裂参数为-1°±2.45°,1.32 s±0.10 s,这一结果与不含噪声时相差不多,从图 2图 4中的等值线特征也可以表明这两者的一致性.然而,叠加Pms相的振幅得到的分裂参数为-1°±19.80°,0.96 s±0.35 s,这一结果与真实参数偏离较大.另外,到时方差最小方法的误差估计受噪声的影响不明显,而叠加Pms振幅的误差估计受噪声的影响较大.如图 5所示,网格搜索的结果表明,叠加的最大振幅并没有出现在等值线的中心,而且等值线之间的距离也变大了,意味着分辩率变低.由于噪声的贡献,若t0的变化范围较大,则叠加振幅还可能会得到错误的解.

图 4 描述与图 2一致,差别仅在于三分量波形中含20%的随机噪声 Fig. 4 The same as in Fig. 2 but for the 20% random noise added in the 3-component synthetic waveforms
图 5 描述与图 3一致,差别仅在于三分量波形中含20%的随机噪声 Fig. 5 The same as in Fig. 3 but for the 20% random noise added in the 3-component synthetic waveforms
4 数据及其处理结果

我们收集了自2008年以来,川滇地区108个固定台站记录的180个震级M≥6.2的远震事件,这些事件的震中距在30°~95°之间(见图 6).为了提取P波接收函数,其计算过程如下:(1)截取P波之前10 s,P波之后100 s的时间信号,(2)三分量记录ENZ分量被旋转到ZRT坐标系下,(3)ZR分量被旋转到LQ方向,(4)在时间域里完成L分量对Q分量的反褶积(Ligorría and Ammon, 1999),(5)一个宽度为1 Hz的高斯滤波器用于去除高频噪声的影响.在本文中共获得了13080个P波接收函数,平均每个台站都达到了121个.

图 6 本文用到的地震事件分布 Fig. 6 Locations of the earthquakes used in this study on a worldwide map

在各向异性介质中,Ps相的到时不仅取决于入射角(或震中距)、转换界面的深度,而且还取决于事件方位角.为了分析P波接收函数中Ps震相随方位的变化特征,则必须保证所有的接收函数具有相同的震中距,根据IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)将单道接收函数校正到了67°的参考震中距处.所有经校正后的接收函数被叠加成一道信号,以获得Pms相的平均到时t0,这样可减少网格搜索的范围.以HEQ(鹤庆)台为例,该台位于丽江—金河断裂附近,地表高程变化剧烈,表明壳幔变形十分强烈.如图 6所示,事件主要来自台站的东部.为了弥补地震事件分布不均匀,同时也为增强信噪比,确保Pms相具有较高可信度,按事件后方位角10°为间隔,将这一范围内的接收函数叠加成一道信号(如图 7a).如图 7a所示,后方位角在0~180°之间时,地震事件较多,信噪比较高,Pms相的到时与后方位角之间呈现出较好的变化规律.由于Pms相的到时与后方位角之间有cos(2θ)的变化关系,其周期为180°,故理论上只需在0~180°之间观测数据即可完成拟合.为了完成网格搜索,在叠加的接收函数上寻找Pms相的最大振幅,该最大振幅对应的到时即为观测到时(如图 7b中圆点).给定分裂参数(δt, ϕ),在0~360°后方位角范围内计算相应Pms相的理论到时(如图 7b中实线),能使到时方差达到最小的分裂参数即为所求的解(如图 7c),最终我们得到HEQ台的Pms相分裂参数分别为-25.0°±2.40°,1.31 s±0.10 s.作为对比分析,我们利用径向振幅叠加法得到该台的Pms相分裂参数分别为-27.0°±19.00°,1.05 s±0.38 s(拟合过程如图 8所示).这两种方法所得到的结果不但存在一定差异,而且振幅叠加方法的误差也较大.导致误差大的原因可能是波包具有一定的宽度,在这一宽度内,有多种情况可以满足振幅达到最大.例如,在图 7中,在后方位角为220°的叠加道上,Pms相的振幅较小,但到时方差最小的拟合方法充分体现了这一道信号对网格搜索的影响.然而,如图 8所示,当叠加Pms相的振幅时,由于该道信号的Pms相振幅较小,对网格搜索的贡献不明显,最终导致拟合结果明显偏离该道信号里的Pms相.另外,在网格搜索平面上,在等值线间距相同的情况下,Pms到时拟合的等值线间较密(图 7c),而Pms相振幅叠加的等值线较疏(图 8c),这一变化趋势也反映出这两种方法的误差估值存在明显的差异.

图 7 描述与图 2一致,差别仅在于合成波形换为HEQ台记录的真实观测数据 Fig. 7 The same as in Fig. 2 but for the real observation data recorded at HEQ station
图 8 描述与图 3一致,差别仅在于合成波形换为HEQ台记录的真实观测数据 Fig. 8 The same as in Fig. 3 but for the real observation data recorded at HEQ station

在本文中,我们从108个台站中获得了96个台的Pms相分裂结果(见表 1).走时方差最小方法得到的快慢波延时在0.05 s±0.06 s到1.27 s±0.10 s之间,平均延时为0.54 s±0.12 s;叠加振幅方法得到的快慢波延时在0.13 s±0.38 s到1.46 s±0.02 s之间,平均延时为0.62 s±0.43 s.如图 9所示,总体而言,Pms的到时方差最小和径向振幅最大两种方法得到的快波方向基本一致,仅在个别台站存在差异.然而,快、慢波的延时却存在较大的差异.

表 1 各台站下方的Pms相分裂参数 Table 1 Pms splitting parameters for each station used
图 9 青藏高原东南缘的地形与Pms相分裂参数.大写字母表示台站名,黑色细实线表示断裂.红色短线代表到时方差最小法得到的Pms相分裂参数,蓝色短线表示叠加振幅最大方法得到的分裂参数 Fig. 9 Topographic map and Pms splitting parameters in the southeastern margin of Tibet. The upper letters denote seismic stations, and the black thin lines mean fault. Red bars denote the Pms splitting parameters from the minimizing variances of arrival-time of Pms pahse, and black bars represent the Pms splitting parameters from the maximizing stacked-amplitudes of Pms phase

四川盆地及周边地区共有20个台站(JMG,JJS,JYA,HYS,XCO,BZH,YGD,HMS,MDS,MBI,MGU,SMI,HWS,GAX,EMS,LD4,JLI,LBO,YAJ,WMP),到时方差最小法得到的分裂时间在0.05~0.96 s之间,平均为0.52 s,而振幅最大法得到的分裂时间在0.25~1.46 s之间,平均为0.66 s.四川盆地是稳定的克拉通(Burchfiel et al., 1995; Schoenbohm et al., 2006),在盆地中部,两种方法得到的分裂时间都比较小,而盆地西南边缘,因受断裂带的影响,两种方法的结果均显示出地壳变形强烈的特征.地处川西高原的松潘—甘孜褶皱系共有11个台站(AXI,REG,RTA,MEK,HSH,XJI,PWU,QCH,YZP,ZJG,MXI),到时方差最小法得到的分裂时间在0.13~0.75 s之间,平均为0.40 s,而振幅最大法得到的分裂时间在0.21~0.75 s之间,平均为0.54 s.虽然松潘—甘孜褶皱系的高程均为3500~4000 m,然而个别台站Pms相的分裂时间几乎为零,暗示了该区的地壳变形极为复杂.

在川滇菱形块体北部共有14个台站(BTA,CAD,GZI,GZA,DFU,JLO,LGH,LTA,LIJ,MLI,XIC,XCH,YJI,ZOD),到时方差最小法得到的分裂时间在0.09~0.99 s之间,平均为0.70 s,而振幅最大法得到的分裂时间在0.13~1.38 s之间,平均为0.74 s.在川滇菱形块体南部有22个台站(CUX,DAY,ERY,HEQ,HLT,HLI,HUP,JIS,LUQ,TOH,PZH,YUM,YUJ,YIM,YOS,YAY,TUS,JIP,SMK,DOC,QIJ,PGE),到时方差最小方法得到的分裂时间在0.19~1.22 s之间,平均为0.55 s,而振幅最大方法得到的分裂时间在0.18~1.40 s之间,平均为0.63 s.“刚性块体”挤出模式(Molnar and Tapponnier, 1975; Tapponnier et al., 1982)认为川滇菱形块体是青藏高原东缘挤出的,而“下地壳流”(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000)认为软弱物质通过下地壳从青藏高原东部流到高原外围的云南地区,Pms分裂结果证明地壳各向异性强烈,而且快波极化方向变化也十分剧烈,尤其在川滇菱形块体南部的地区最为明显.

在印支块体共有16个台站(MLA,JIH,LAC,MEL,JIG,LIC,MAS,CAY,SIM,YUX,BAS,TEC,WAD,YOD,LUS,YUL),到时方差最小方法得到的分裂时间在0.07~1.27 s之间,平均为0.51 s,而振幅最大方法得到的分裂时间在0.21~1.38 s之间,平均为0.60 s.Pms相分裂的快波极化方向主要为NW-SE,然而印支块体西边缘的个别台,快波方向却变为NE-SW,另外,一些台的Pms相分裂时间非常小.滇东地区(这里指小江断裂东侧)共有13个台(BJT,GYA,FUN,LOP,MAL,MIL,GEJ,MLP,WES,ZAT,XUW,XSB,YYC),到时方差最小方法得到的分裂时间在0.23~0.91 s之间,平均为0.58 s,而振幅最大方法得到的分裂时间在0.25~1.39 s之间,平均为0.81 s.虽然这两种方法得到的快波极化方向较为一致,但分裂时间却差异较大.滇东地区位于稳定的华南块体,地震活动性较低(见图 1),振幅叠加方法得到的分裂时间意味着该区地壳变形强烈,这显然与地表构造特征不太相符.

5 讨论 5.1 比较各种方法得到的Pms相分裂参数

由于地壳的各向异性,以致Pms相的到时依懒于事件方位角.理论上,当各向异性参数已知时,可以将快、慢波进行时差校正后旋转到径向和切向,此时切向分量的Pms相振幅应变为零.实际处理过程中,人们尝试不同的快波方位角和分裂时间,以达到切向Pms相的能量最小(Chen et al., 2013孙长青等,2013).但由于接收函数包含噪声,以及Pms相在切向分量上可能发生极性倒转(见合成地震图),这些因素均可能导致判断Pms相的振幅是否最小带来困难,由此引起分裂参数较为离散.Rumpker等(2014)利用径向Pms相振幅最大的方法,通过按事件方位叠加接收函数,克服了单事件计算结果的离散性.然而,由于波包具有一定的宽度,能使叠加振幅达到最大的条件并不唯一,由此可能导致估计误差偏大,从合成实验和真实观测数据分析中不难看出这一点.本文发展的Pms相到时方差最小法,通过读取每一叠加道上Pms相最大值对应的到时,整个过程可以人机交换操作,即时进行调整以保证解的稳定性.用这两种方法获得的96个分裂参数中,快波方位角差异最大发生在TEC,DAY,YAJ和MGU这四个台.地处滇西的TEC台(腾冲),到时方差最小方法得到的快波极化方向为10°±7°,振幅最大方法得到的为119°±24°,这二者相差了109°.孙长青等(2013)得到TEC台(腾冲)的快波极化方向为10.6°,这与到时方差最小法得到的结果一致.滇中地区(这里指川滇菱形块体南部),到时方差最小方法得到DAY台的快波极化方向为36°±8°,而径向振幅最大方法得到的为110°±16°,这二者相差了近74°.Sun等(2012)得到的DAY台的快波极化方向为75°,这与本文中到时方差最小方法得到的结果虽然存在一定的差异,但均指向NE-SW方向(如图 10).在四川盆地西南边缘,地质学研究(程佳等,2012)表明,地表断裂构造主要呈现NW-SE走向,到时方差最小法得到该区相关台站(LBO,YAJ和MGU)的快波方向平行于断裂走向,表明变形特征受控于断裂的活动.Pms相到时最小方差法得到MGU和YAJ台的快波极化方向分别为85°±8°和119°±9°,而径向振幅最大方法得到的快波极化方向分别为13°±16°和47°±22°,这二者相差了大约70°.Sun等(2015)得到的这两个台的快波极化方向分别为89°和164°,这与本文的到时方差最小方法得到的结果较一致(如图 10).位于龙门山断裂与鮮水河断裂带交汇附近的GZA台,其构造背景十分复杂,Kong等(2016)得到的快波方向平行于鮮水河断裂,而我们的结果与Sun等(2015)的一致,均为平行龙门山断裂.

图 10 Pms相到时方差最小法得到的地壳各向异性(红色短线)与先前的结果(Sun et al. 2012, 2015; Kong et al., 2016)比较.蓝色和绿色短线分别代表了Sun等(2012, 2015)Kong等(2016)的结果 Fig. 10 Comparison the Pms splitting parameters from the minimizing variances of arrival-time (red bars) with the previous results(Sun et al., 2012, 2015; Kong et al., 2016). Blue and green bars denote the results of Sun et al.(2012, 2015) and Kong et al.(2016), respectively

先前的很多研究(Sun et al., 2012, 2015; Chen et al., 2013; Kong et al., 2016; 孙长青等, 2013Shi et al., 2012; 石玉涛等,2013)对青藏高原东南缘的地壳各向异性进行了调查,如图 10所示,Sun等(2012, 2015)的结果表明地壳各向异性的平均分裂时间大约为0.5 s, 这与本文的到时方差最小法得到的结果相一致.然而,在松藩—甘孜块体和川滇菱形块体南部,快波极化方向却存在较大的差异.Chen等(2013)的结果与本文的到时方差最小法得到结果相比(见图 11),其平均分裂时间仅为~0.2 s,这与徐震等(2006)在红河断裂附近观测到的Pms相分裂时间0.24 s相一致,但明显小于本文到时方差最小法得到的分裂时间.在青藏高原东缘地区,已有的一些结果(Kong et al., 2016; Wu et al., 2015)也表明青藏高原东部Pms相的最大分裂时间可达1.5 s, 平均分裂时间大致为0.4~0.5 s,这与本文的结果较一致.Yang等(2015)没有计算接收函数,而是直接校正切向分量记录,使切向分量的Pms相最小来获得云南地区的Pms分裂参数,其平均分裂时间大约为0.6 s,然而,快波方位角与接收函数方法得到的结果存在较大差异.我们认为造成差异的主要原因是P波的尾波影响,以致Pms相识别困难.另外,因为不知道背景噪声的强度,即使切向Pms相校正到零,也未必就是最佳解.

图 11 Pms相到时方差最小法得到的地壳各向异性(红色短线)与先前的结果(Chen et al., 2013)比较.蓝色代表Chen等(2013)的结果 Fig. 11 Comparison the Pms splitting parameters from the minimizing variances of arrival-time (red bars) with the previous results (Chen et al., 2013). Blue bars denote the results of Chen et al.(2013)

通过数字合成实验以及和已有的结果比较,我们认为到时方差最小法拟合的结果较为稳定.本文一共处理了108个台站的接收函数,取得了96个台的Pms相分裂参数,其余台站因不存在明显的分裂迹象或接收函数个数较少而没有得到.总体而言,所得到的快波极化方向与已有的结果较为一致,但局部存在明显的差异.产生差异的主要原因可能有以下几个方面:(1)数据集不同,事件方位分布不均匀,直接导致拟合度较差;(2)单事件接收函数中信噪比不高,切向Pms相能量较弱;(3)切向接收函数中快慢Pms相的振幅极性随事件方位角而改变,存在噪声时导致不易识别Pms相的快慢波;(4)网格搜索的范围太小,实际获得的是一个局部范围内的最优解,而不是全局的最优解.另外,川滇地区的地壳厚度变化剧烈,在云南南部地壳厚度约30 km,向北逐渐增厚,川西地区可达60 km (Chen et al., 2013),由于Moho面的倾斜将导致Pms相的到时依懒于事件方位角.先前的研究(王琼等,2016)表明,当各向异性介质中存在倾斜界面时,利用接收函数得到的各向异性快波方向是不受影响的,但会影响各向异性强度的大小.

5.2 地壳各向异性与变形机制

由于Moho面的P-to-S转换波Pms仅限于壳内传播,因此Pms相的分裂主要反映了壳内的平均性质.先前的研究(Crampin and Peacock, 2008)表明,壳内剪切波各向异性主要由以下几种原因引起:(1)应力诱导上地壳的微裂隙定向排裂,快波方向主要反应裂隙的优势排裂形式,一般而言,它主要平行于最大压应力方向;(2)大尺度的地壳变形;(3)局部构造变形和“冻结”在壳内早期构造变形遗迹.在青藏高原东南缘地区,近震剪切波分裂结果表明(石玉涛等,2013太龄雪等,2015Shi et al., 2012),上地壳的分裂时间一般小于0.15 s.本文观测到的Pms相分裂的平均时间为0.54 s,明显大于这个值,故我们认为青藏高原东南缘的地壳各向异性不是由上地壳引起,主要由下地壳引起.地质学研究(Royden et al., 1997, 2008)认为中下地壳流是该区地壳变形的主要原因,既然Pms相分裂主要由下地壳引起,那么下地壳流的方向或者由下地壳物质流动引起的层理优势排列应该是Pms相分裂的主要原因.在中下地壳,由于裂隙闭合,方位各向异性主要由各向异性晶体(主要为角闪石)的晶格优势定向排列引起(Tatham et al., 2008).最近的研究(Ko and Jung, 2015)表明具有塑性流动性质的中下地壳流不但能产生方位各向异性,而且各向异性的方向主要取决于应力差异和温度条件.在高温和高应力差的环境下(例如,青藏高原地区),各向异性方向近乎平行于流动方向.

5.2.1 川滇菱形块体和松潘—甘孜块体

川滇菱形块体的北部和松潘—甘孜块体地表高程变化剧烈(见图 1),跨过龙门山断裂,地壳从40 km迅速增厚到~60 km(Chen et al., 2013).大型走滑的鮮水河—小江,金沙江—红河断裂是青藏高原东缘的边界断裂,沿这两条深大断裂,Pms相的分裂时间处于中等和偏大的水平,其快波主要平行于断裂走向,这与先前的研究(Sun et al., 2012, 2015; Chen et al., 2013; 孙长青等, 2013徐震等,2006)一致.在这些地区,若下地壳流存在,那么除了下地壳流对地壳各向异性的贡献外,断裂的剪切作用的影响也不能排除.地球物理研究(Bai et al., 2010Bao et al., 2015)认为青藏高原东南缘的下地壳流仅沿两个通道(见图 1)展布,且限制在一个有限的横向宽度内.通过分析本文的Pms相分裂结果,离开断裂一定距离,快波方向并没有发生变化.这可能暗示了下地壳流并没有局限在这一特定的范围内,而是大范围存在.另外,Pms相的平均分裂时间为~0.5 s,这样大的地震各向异性不可能由深度15 km以上的应力诱导的裂隙定向排裂引起,而可能由下地壳引起.再次,要产生这一大小的地震各向异性,要求下地壳存在强剪切层,这与下地壳流模型是一致的(Sun et al., 2015).接收函数与面波联合反演得到的地壳速度结构表明,川滇菱形块体的北部和松潘—甘孜块体存在大尺度的下地壳低速区(Liu et al., 2014),因此我们可认为该区的地壳各向异性主要由下地壳流引起.在川滇菱形块体的北部和松潘—甘孜块体,快波方向主要为SE-NW,这与GPS速度场(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007)、SKS快波方向(Chang et al., 2008)一致,说明上下地壳,以及壳幔之间没有解耦.

在川滇菱形块体南部,Pms相分裂的快波优势方向在26°N附近开始发生变化,这与Chen等(2013)的结果较一致,差异仅在本文的分裂时间较大(如图 11).在小江和红河断裂附近,快波方向平行于断裂的走向,但离开断裂一定距离后,快波方向不再平行于断裂走向,而呈现出近东西向展布.在26°N附近,个别台站(例如,DAY,YUM和LUQ)的Pms快波极化方向开始变为近E-W,近场S波分裂也有类似的结果(例如,Shi et al., 2012; 太龄雪等,2015),这与云南地区的SKS分裂(常利军等,2015Wang et al., 2008)的快波极化方向相似.Pms相分裂的快波极化方向与SKS分裂的快波方向一致,是否意味着壳幔是耦合的?高原等(2010)推测华北地区的壳幔耦合关系可能既不是简单的壳幔解耦型, 也不是壳幔强耦合型, 可能是两种模式共存的不均匀分布, 或者是物理性质介于两者之间的渐变模式.由于Pms相的快波方向呈现近E-W仅发生在个别台站,不太可能存在华北地区的这种壳幔耦合形式,我们推测下地壳流可能受到了小江断裂和红河断裂的约束,从而改变了原来的SE-NW流向所致,并不意味着局部地区的壳幔是耦合的.在云南南部地区,壳幔解耦是普遍存在的现象(常利军等,2015Wang et al., 2008).

5.2.2 四川盆地及龙门山地区

四川盆地及龙门山断裂带附近,Pms的分裂时间较小,这与先前的结果(Chen et al., 2013Sun et al., 2015; Kong et al., 2016)一致.四川盆地是一个坚硬而稳定的克拉通(Burchfiel et al., 1995; Schoenbohm et al., 2006),层析成像(Li et al., 2008)也证实地表至地下400 km处均为高速异常区.坚硬的岩石圈意味着弱各向异性,四川盆地地壳弱各向异性可能反应了古构造事件形成的地壳构造的走向.在四川盆地西南边缘,几个台站的快波方向均平行于盆地边缘的断裂,中等程度的分裂时间可能反应了构造边界的存在和影响(Sun et al., 2015).龙门山断裂具有逆冲兼走滑的性质(Liu et al., 2009),Pms相分裂的快波方向既有平行于断裂走向的,也有垂直于断裂走向的,反应出沿该断裂复杂的地壳形变机制和不同的构造应力场特征.Pms相分裂时间较小意味着该区下地壳流较弱或缺失,然而,沿断裂剧烈升高的地形(如图 1)则表明地壳变形十分强烈.地球物理观测表明,龙门山断裂带下方的地壳具有高泊松比(Zhang et al., 2009)和下地壳低速区(Liu et al., 2014)等特征.地质学研究(Liu et al., 2009)也证实沿龙门山带的陡峭断裂向下延伸至下地壳,这为下地壳流的入侵创造了天然通道.由此我们推测来自青藏高原东部的下地壳流可能被坚硬的四川盆地阻挡,在局部地区囤积并入侵到上地壳.在这个过程中,地壳流的速度降低,并且改变了原来的流向,导致观测到的地壳各向异性较小.例如,WCH(汶川)台,无论先前的研究(Chen et al., 2013Sun et al., 2015; Kong et al., 2016),还是本研究均没发现存在明显的地壳各向异性,其周围的几个台站(YZP,MXI,ZJG和AXI)的分裂时间均很小(见图 9).人工地震探测(Wang et al., 2007b)证实龙门山断裂带下方存在低速区,这些低速区入侵到上地壳,不但导致了地壳增厚和地表抬升,而且还可能触发了像汶川8.0级的大震.

5.2.3 印支块体和云南东部地区

位于金沙江—红河断裂西侧的印支块体,地质学研究(Tapponnier et al., 1982, England and Houseman, 1986)认为该块体在印度—欧亚板块碰撞的早期从青藏高原向东南挤出,除火山和热泉活动外,还具高地震风险.印支块体其东边受川滇菱形块体东南向的挤出作用,西边受到印度板块在缅甸下方的俯冲及推挤.Pms相分裂的快波优势方向为SE-NW,这与其它观测(Chen et al., 2013; 孙长青等,2013; 王琼等,2015)一致,但这一优势方向却与GPS速度场(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007)和构造应力场(王苏等,2015)不一致,意味着上下地壳之间是解耦的.虽然Pms相分裂主要由下地壳引起,但我们无法区别这一快波优势方向是早期的地壳变形遗迹还是这一变形延续到现在.SKS分裂的结果(常利军等,2015)显示其快波分裂方向为SE-NW,平行于Pms相分裂的快波方向,表明下地壳与上地幔是耦合的.在本文的研究区内,WAD,CAY,MEL和JIH四个台位于印支块体的西边缘,其快波方向均一致地指向NE-SW或NEE-SWW,这可能与印度板块在缅甸下方俯冲,并向北东向挤压滇西南的下地壳有关(Yang et al., 2015).

金沙江—红河断裂是分割川滇菱形块体和印支块体的边界断裂,GPS观测(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007)表明其右旋走滑的速度为~7 mm/a,显然沿该断裂是强烈变形区.然而,位于该断裂上的ERY, TUS和NJT三个台却没观测到明显的Pms相分裂特征,这里恰好处于Bao等(2015)认为存在下地壳流通道的位置.除此以外,位于NJT台南部的YUX台也没有观测到明显的Pms相分裂,这些结果可能反应了来自川滇菱形块体内部的下地壳流被金沙江—红河断裂切断,以致改变了原来的流向.此外,在金沙江—红河断裂西侧,本文的Pms相分裂并没有发现快波呈现出围绕喜马拉雅东构造结作顺时针旋转的趋势,似乎不支持来自青藏高原东部的下地壳流经两个通道进入滇西南地区的结论(Bai et al., 2010; Bao et al., 2015).

位于小江断裂以东的地区,过去1500多年的历史上,没有6.0级以上的地震记录,地壳较为稳定.Pms相分裂的快波方向主要为SE-NW向,这与GPS速度(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007)和板块绝对运动方向一致(Chen et al., 2013).由于小江断裂的阻挡,来自青藏高原东缘的下地壳流可能没有延伸至此,快波方向可能反应的是早期大规模地壳变形特征,并非现代变形.

6 结论

本文按地震事件方位叠加接收函数,取叠加接收函数上Pms相的峰值的到时作为Moho面转换波的观测到时.在具有水平对称轴的弱各向异性假设下,用Pms相的预测到时作为理论到时,提出Pms相的理论到时与观测到时的方差最小原则,进行网格搜索以获取Pms相的分裂参数.合成地震图和实测波形的实验表明,该方法受噪声影响不明显,可以得到较稳定的结果.我们用该方法分析了川滇地区108个台的远震接收函数,获得了96个Pms相的分裂参数.结果表明,川滇地区Pms相分裂的快慢波延时在0.05 s±0.06 s到1.27 s±0.10 s之间,平均延时为0.54 s±0.12 s,地壳各向异性强烈.虽然川滇地区均具有明显的块体运动特征,然而,Pms相分裂并没有呈现出这一特征.即每一个块体上既有较强各向异性的台站,也有弱各向异性的台站.这一特征暗示该区地壳横向变化剧烈,Pms相分裂受到局部构造环境影响较明显.快波极化方向显示,川滇菱形块体北部、松藩—甘孜和四川盆地的上下地壳之间是耦合的,然而,川滇菱形块体南部,地壳变形主要受控于小江断裂和金沙江—红河断裂.鉴于印支块体受到的复杂构造应力场作用,我们推测上下地壳之间可能是解耦的.另外,从Pms相分裂的快波方向分析,我们没有发现青藏高原东南缘的下地壳流穿过金沙江—红河断裂,呈现出围绕喜马拉雅东构造结作顺时针旋转的趋势.

参考文献
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