地球内部各圈层均存在各向异性现象(Vinnik et al., 1992;Rabbel and Mooney, 1996;Poirier and Price, 1999).地壳(至少是中上地壳)的各向异性主要是由地壳内存在的大量充液定向排列的微裂隙造成(Crampin,1978).早在20世纪60年代,科学家对地球内部各向异性介质开展了相关地震学研究(Anderson,1961;Hess,1964).地震各向异性研究可提供有关矿物学、各向异性岩石内部结构及应力场方向等信息(Crampin,1984).
地震各向异性研究方法包括速度差异(Oreshin et al., 2002; Martynov et al., 2004)和偏振差异(Kirkwood and Crampin, 1981;Debayle and Kennett, 2000).剪切波对各向异性介质非常敏感,是研究地球内部地震各向异性的常用方法(Crampin,1981; Silver and Chan, 1991; 郑斯华和高原,1994;Vinnik et al., 1989a, 1989b;吴晶等,2007;Fu et al., 2008;Zhao et al., 2013).高原等(2008)在地壳地震各向异性研究中提出了剪切波分裂系统分析的SAM方法,该方法可以客观地得到快剪切波偏振方向与慢剪切波延迟时间两个重要参数.利用剪切波分裂参数可以讨论地壳介质各向异性程度,研究也发现快剪切波偏振方向与区域主压应力和起控制作用的走滑断层走向之间有密切关系(Crampin and Peacock, 2005;Gao et al., 1998, 2011, 2012;Gao and Crampin, 2006,2008;Crampin and Gao, 2006,2013),进而深化了利用各向异性探讨区域构造及应力分布特征的认识(高原等,2013).
南北地震带地处中国东、西部构造应力区分界带(谢富仁等,2004),自晚新生代以来,构造运动强烈,地震活动频发,已成为国内外地球物理学家及地质学家的热点研究区域.南北地震带无论是大地貌阶梯带、地球物理场的显著变异带、强震密集带与地震断裂交织带、南北向陆梁/陆槽和南北向断裂发育带,还是东西主要构造分界线,其内弧形构造呈南北向带状分布(图 1)(阎志德等,1986).中国大陆活动断裂和活动地块对强震的控制作用导致强震主要发生在块体边界的断裂带上(邓起东等,2002).南北地震带将青藏活动地块区与相对稳定的鄂尔多斯活动地块、四川盆地及华南活动地块分隔开,成为中国大陆强震主要发生地区(张培震等, 2003, 2013).有历史记录以来发生8级以上大震共7次,例如1920年海原8.5级地震和2008年汶川8.0级地震.
南北地震带在太平洋板块、印度板块、欧亚板块及菲律宾板块的相互作用下,形成复杂的构造应力场特征及动力学环境(谢富仁等,2004;杨树新等,2012).前人研究显示出云南地区块体深部结构特征,扬子块体地壳增厚可能以下地壳变化为主,腾冲地块下方地壳介质可能存在强烈的各向异性(查小惠和雷建设,2013;刘启民等,2014).震源机制资料及断层滑动资料反演得到南北地震带现代构造应力场以走滑断裂为主,最大主应力轴在北段为NE向,中段为近EW向,南段成NNW向(阚荣举等,1977;杜兴信和邵辉成,1999;谢富仁等,2004;王晓山等,2015).GPS观测资料揭示了青藏高原受印度板块北东东向挤压产生构造变形,得到南北地震带相对于稳定欧亚大陆(西欧和西伯利亚)的地表水平速度场在西藏东部为NE向,川西转为ESE向,云南中部转为SSE向,再到云南西部转为SW向,总体表现为在青藏高原和川滇地区绕东喜马拉雅构造结顺时针旋转(Chen et al., 2000;Wang et al., 2001;王琪等, 2001, 2002;张培震等, 2002, 2013;牛之俊等,2005;Gan et al., 2007).实测地应力数据分析得到南北地震带地壳浅部应力场表现为:北段的最大水平应力优势方向为NNE-SSW三组,挤压作用强度仅次于青藏板块;中段的最大水平应力优势方向为WNW-ESE向,挤压作用强度弱于北段强于南段;南北带南段地壳浅部的最大水平应力优势方向是近NS到NE-SW向,挤压作用强度弱于北段和南段(杨树新等,2012).利用面波层析成像方法得到南北地震带地壳各向异性图像,显示下地壳物质绕喜马拉雅东构造结运动,东向运动遇到扬子坚硬地壳阻挡而变为向南和向北运动,南北地震带东边界不但是地壳厚度剧变带,也是地壳速度分布的分界(Fu et al., 2010;黄忠贤等,2013).基于背景噪声的面波方位各向异性研究是获取地壳不同深度各向异性特征的重要手段并得到广泛应用(Yao et al., 2010;Fu et al., 2016),云南地区地壳的Rayleigh面波快波优势方向与区域断裂走向一致性较好,总体呈现近NS向(鲁来玉等,2014;王琼等,2015).利用接收函数方法获得Ps波各向异性分裂参数,进而得到青藏高原东缘存在显著的地壳各向异性(徐震等,2006;Sun et al., 2012;孙长青等,2013;Chen et al., 2013).
目前,研究者已经使用相关分析和偏振分析相结合的SAM方法对南北地震带部分地区的地壳各向异性开展了研究(Shi et al., 2009, 2012;Gao et al., 2012;张辉等,2012;石玉涛等,2013),利用国家地震台网的观测数据得到该区各向异性空间分布等特征,但是受到台站布局以及台站数量的限制,研究结果仍需要采用更多资料加以印证和支持.本文采用中国地震科学台阵第一期和第二期在南北地震带布设的流动地震台站记录到的小震波形资料,运用剪切波分裂分析方法分析该地区的地壳各向异性,对剪切波分裂参数所反映的区域应力环境及构造特征,区域内主压应力方向与断裂分布的关系展开讨论,并与前人研究进行对比分析.
2 研究方法和数据处理本研究采用SAM方法对南北地震带地壳各向异性进行分析讨论,该方法是在相关函数的基础上将可视技术与自动化技术相结合的一种方法,主要包括三个部分:相关函数计算、时间延迟矫正和偏振分析检验(高原等,2008).该方法具有自我检验的特点,可准确获取剪切波分裂参数.
本研究使用中国地震科学台阵在南北地震带北段(涉及省份包括甘肃、陕西、四川、青海、内蒙和宁夏)及南段(涉及省份包括四川、云南、广西和贵州)布设的流动地震台阵所观测到的小震波形资料,对南北地震带地壳剪切波分裂进行研究.研究观测时间段分别为2011年1月至2014年6月(中国地震科学台阵第一期)和2013年2月至2015年12月(中国地震科学台阵第二期),总共涉及流动台站1025个,收集到1434个地震事件.为了避免直达S波经过地壳介质时发生全反射的影响,本研究选取剪切波窗口内的有效地震波形资料1510条.研究区数据采集所用地震计型号为CMG-3ESPC(60S)、CMG-40T(30S)和CMG-3T(120S),数采型号为REFTEK-130,采样率为100 Hz.由中国地震局地质研究所在南北地震带中段架设的川西流动地震台阵记录到的数据采样率为40 Hz,采样率较低且数据量少不适用于本研究工作,因此该部分数据不参与分析.此外,由于部分二期台站资料收集的问题,本研究没有使用.
图 2分别为台站62318记录到的东西、南北和垂直向地震波形.图 3和图 4分别为台站62318和63004地震事件波形记录的剪切波水平分量偏振图及偏振分析检验图.理论上,快、慢剪切波来自同一列剪切波,因此消除时间延迟影响后的剪切波质点运动轨迹图应该接近线性,图 4显示的两个记录的数据分析结果印证了分析过程的可靠性.
本研究对南北地震带北段及南段的流动台站所记录到的小震波形数据进行分析,北段记录到有效数据的台站64个,有16个台站获得两条及以上有效记录(表 1);南段记录到有效数据的台站74个,记录到两条及以上有效数据的台站37个(表 2).在数据分析过程中发现,在南北地震带北段布设的喜马拉雅二期流动地震台阵的小震波形数据质量要优于喜马拉雅一期的台阵数据.
图 5为研究区内28个台站的单台快剪切波(以下简称快波)偏振方向等面积投影玫瑰图,显示出大部分台站的快波方向一致性较好.其中每个台站所记录到的有效波形数据不低于3条,台站53006记录到有效数据可达400多条,保证了结果的可靠性.
本研究根据板块边界、断裂分布的区域性及剪切波分裂结果将研究区划分为五个区域分别进行分析讨论.其中A区和B区位于青藏高原东北缘,C、D、E区位于青藏高原东南缘(图 6).
以阿尔金断裂及祁连—海原断裂为界,本文将青藏高原东北缘分为A、B两个区.A区台站位于阿拉善地块与塔里木盆地内部,共30个;B区台站所在范围涉及河西走廊、陇中盆地、祁连山地块、东昆仑—柴达木地块、松潘—甘孜地块、华南地块及鄂尔多斯地块,共34个台站.位于A、B边界及其附近上的台站WT80、62474、WT56、62445及62429根据其剪切波分裂参数特征划分到A区,台站WT74、WT73、WT68、62424及64013划分到B区.
A区位于青藏高原东北缘的北端,台站所在区域分布的断裂走向以NE向为主(图 7).A区大部分台站快波偏振方向为NE、NNE向.台站64052位于贺兰山东麓断层附近,其快波方向为NE近ENE向,与该区主压应力方向(谢富仁等,2004)一致,且与其东侧的断裂走向相关,与之类似的可能受到附近构造(断裂)影响的台站还有15605、15588、15664、15594等几个台站.少数台站显示出复杂快波偏振方向,如台站WT48有两个优势方向,分别为近NS和近EW,近EW的优势方向可能受该台站所在近EW向断层影响.东北缘地区受青藏高原向北推挤的作用力影响,导致部分台站优势方向表现出近NS向.台站WT56也同样可能是受到应力场和构造的双重影响,导致快波偏振方向的复杂特征.台站62445和62440所在的局部区域的快波偏振方向显示为近NS向,呈现了区域应力的作用结果.台站62429可能位于NNW向的武威—天祝断裂上方,其快波方向为NE向,几乎与该断裂走向垂直,似乎该台站优势方向是受区域主压应力的影响而与断裂无关,但由于数据过少还需要以后的研究验证.此外,还有个别台站优势方向为NW向,推测是与阿拉善地块复杂应力环境有关(王萍和王增光,1997).
B区共34个台站,快波偏振方向主要表现为NE和WNW两个优势方向,显示出更加复杂的特征(图 8).该区分布大量NW向走滑断层,导致位于走滑断层附近台站的快波偏振方向基本为NW向,如台站63003和64013分别位于祁连山北缘断裂带和海原—祁连山断裂带周边.台站62328位于礼县—罗家堡断裂带附近,其快波方向为NE向,可能受该断裂影响.附近其他几个台站(62318、62355) 的快波方向NE向与区域主压应力方向(谢富仁等,2004)相一致.台站61012快波方向为ENE向,与台站附近的龙门山断裂带北段走向大致平行.台站WT77和63006位于NW向昌马断裂带附近,都显示出近似NE和NW两个优势方向,揭示这两个台站可能受到断层走向和区域主压应力的联合作用.WT75和63051优势方向表现为近NS向,表明青藏高原的北推作用对该区显示出影响效应.同前面一样,该区很多台站的有效数据过少,需要以后深入研究的验证.
根据对全球范围内的地壳各向异性进行研究,Crampin(1994)得到地壳内慢剪切波(以下简称慢波)时间延迟在0.04~0.2 s范围内,Silver(1996)得到的地壳的慢波延迟时间范围为0.1~0.3 s,但在某些断裂上方台站的延迟时间可达0.5 s(Savage et al., 1990).图 6显示出青藏高原东北缘各台站平均快波偏振方向及平均时间延迟的空间分布特征,其中线段长短代表时间延迟相对大小.本研究得到青藏高原东北缘64个台站的平均时间延迟在0.01~0.13 s之间,其中仅有两个台站的平均时间延迟超过0.10 s.
3.2 青藏高原东南缘剪切波分裂特征以川滇菱形块体及其二级块体边界为分界线,将青藏高原东南缘划分为C、D、E三个区域,并对C、D、E区分别进行分析讨论.该区域划分与太龄雪等(2015)的研究不同,更多考虑了区域构造应力场对剪切波分裂参数的影响.位于板块边界及其附近的台站53029和53048根据其剪切波分裂参数特征划分到C区,台站51057划分到D区,台站53165、53174、53176、53178、53184及53187划分到E区.川滇菱形块体东部记录到有效地震数据的台站较少,因此本文不再详加讨论.
C区位于红河断裂以西,共40个台站(图 9).该区西北部受印度板块与欧亚板块强烈碰撞作用和特提斯构造域与环太平洋构造域联合作用,形成了构造变形极其复杂的横断山脉.该区同时又是“三江”(金沙江、澜沧江和怒江)并流地区,新构造运动非常活跃,分布着大量ENE和NNW向断裂.复杂的地质构造使得位于C区西北部台站的快波偏振方向一致性较差.部分台站的快波偏振方向为NE向,与区域主压应力方向(阚荣举等,1977;谢富仁等,2004;王晓山等,2015)较一致,例如台站53076、53071和53100,其中台站53076和53071分别位于近NS向的龙陵—澜沧江断裂和南澜沧江断裂附近,表明这两个台站可能主要受区域主压应力的影响.台站53102离NW向无量山断裂带不远,其快波偏振方向与所在断裂走向平行.有的台站(如53070) 的快波偏振方向既平行于断裂走向又与区域主压应力方向一致.
C区东南部地处滇西南块体,块体内主要发育有NE向及NW-NNW向断裂(石峰,2015),主要断裂包括南汀河断裂、龙陵—瑞丽断裂和大盈江断裂.滇西南块体由于受到印度板块侧压、川滇块体楔入和东南亚板块向北的联合作用,现代构造应力场特征复杂,主压应力方向为NNE向(谢富仁等,1999;吴建平等,2004;崔效锋等,2006).该局部区域内共9个台站,快波偏振方向大部分为NE向.然而,台站53130快波方向为NW向,与该台站下方断裂走向平行.
D区地处川滇菱形块体北部,位于川西,区内有9个台站(图 10).由震源机制解推测得到该区主压应力方向为WNW到近EW向(徐杰,1977;阚荣举等,1977).经剪切波分裂分析得到D区大部分台站快波方向为NW、NNW向,如位于NW向中甸断裂附近的台站53006和53008,快波优势方向与断裂走向一致,且近似平行于构造主压应力方向,这两个台站的有效数据都超过100条.另一个获得较多有效数据的台站是53053,其快波优势方向主要为NW方向,但也呈现出近NS向的第二优势方向.其他几个只有一两条有效数据的台站却展现了近EW向到NW的快波偏振,揭示出区域内部可能的复杂应力场变化.
E区位于川滇菱形块体南部,基本在滇中块体内,共包括18个台站(图 11).该区主压应力方向由北向南从近EW到NW、NNW(徐杰,1977;阚荣举等,1977).该区断裂方向基本为NW、近NS向,对该区台站快波优势方向影响较大.E区大部分台站快波优势方向为NW及NNW向,与该区构造应力场方向一致性较好.台站53168和53175位于NW向南华—楚雄—建水断裂附近,台站53184位于NW向红河断裂上方,其快波方向皆平行于断裂走向,并与构造应力场方向基本一致.台站53145位于川滇菱形块体中部,优势偏振方向比较复杂,可能同时受NW及近EW两个方向构造应力作用.台站53149优势偏振方向与其他台站不同,且有较好的优势方向一致性,这可能意味着该台站所处区域的局部主压应力方向与周围不同,或者可能存在着隐伏断层.
南北地震带南段74个台站的平均时间延迟同样在0.01~0.13 s之间,其中有两个台站的平均时间延迟超过0.10 s.同样,在南北地震带南段的区域内,很多流动台站的有效数据过少,更准确的各向异性分布结果需要今后更多资料的验证.
4 讨论与结论南北地震带受太平洋板块、印度板块、欧亚板块及菲律宾板块的共同作用,表现出复杂的地质与地球物理特性.根据震源机制资料及断层滑动资料得到的该区最大主应力轴在北段为北东向,中段为近东西向,南段成北北西向,GPS观测资料得到的南北地震带地表水平速度场呈现出类似的特征.本研究利用中国地震科学台阵在南北地震带北段及南段布设的1025个流动台站记录到的1510条有效地震记录,得到该地区快波优势偏振方向及慢波时间延迟的空间分布特征.
本研究根据板块边界、断裂分布的区域性及剪切波分裂结果将南北地震带划分为五个区域进行讨论.A区大部分台站快波方向为NE、NNE向,主要的快波优势方向为近NS向,但有NE向的第二优势方向.B区台站快波优势方向大致为NE和NW两个方向,但比较离散.C区根据其构造应力场的复杂性分为两个子区域进行讨论,大部分台站快波方向为NE和NW向,区域西北部的快波优势方向为近NS向,东南部的快波优势方向为NE方向,但总体上C区的快波优势方向为近NS向.D区快波优势方向为NW、NNW向,但有近NS向的第二优势方向.E区大部分台站快波方向为NW及NNW向,区域内快波优势方向比较复杂.
在总体图像上,南北地震带剪切波快波方向自北向南由NE向逐渐转变为NNW向,局部区域为近EW方向,似乎与南北地震带主压应力的方向变化具有一致性.位于走滑断裂附近的台站,其快波方向基本与断裂走向平行,反映了构造对观测结果的影响.部分位于走滑断裂附近的台站其快波方向几乎垂直于断裂走向,而与构造应力场方向一致性较好.个别台站表现出复杂快波优势方向特征,反映出研究区内构造应力环境的复杂性.比较时间延迟结果,南北地震带南段的时间延迟平均值高于南北地震带北段,反映印度板块和欧亚板块的碰撞挤压作用对南段的影响很强,导致地壳介质各向异性强度更大,构造变形更加剧烈.
前人使用固定地震台网资料XKS震相分裂研究了南北地震带北段上地幔各向异性,得到该区快波偏振基本呈WNW方向(Li et al., 2011;王琼等,2013),与来自接收函数各向异性的快波偏振方向类似(Wang et al., 2016),这两个研究与本文所得B区WNW快波优势偏振方向一致,但本研究地壳剪切波分裂还有另一个近似为NE向快波优势偏振方向,近似与之正交,这个方向反映了区域主压应力的方向.对南北地震带南段上地幔各向异性研究得到该区XKS快波偏振方向北部近似为NS向,但在南部大部分区域快波偏振方向则近似为EW向,这种图像与其他独立的研究结果一致(常利军等, 2006, 2015;Lev et al., 2006;Zhao et al., 2011;Shi et al., 2012).利用接收函数方法获得青藏高原东南缘Ps波快波偏振方向与断裂走向具有较好的一致性(徐震等,2006;孙长青等,2013;Chen et al., 2013),与本研究所得D区及E区的快波方向基本一致.综合壳幔各向异性的不同特征,揭示了在南北地震带南段地壳和上地幔可能存在解耦现象(Sun et al., 2012).
本研究综合了早前对南北地震带南段的分析结果(太龄雪等,2015),对中国地震科学台阵一期数据进行了综合分析.本研究增加了七个流动台站的有效地震记录,且部分台站数据量得到增加,提高了结果的可靠性.
致谢感谢石玉涛副研究员对本研究提供的帮助和建议.感谢中国地震局地球物理研究所“中国地震科学台阵探测数据中心”为本研究提供地震波形数据.
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