2. 北京市地震局, 北京 100080
2. Beijing Earthquake Administration, Beijing 100080, China
青藏高原东北缘是青藏高原向内陆扩展的前缘部分, 中、晚新世以来该地区经历了强烈的造山运动(Tapponnier et al., 2001), 内部发育了多条规模较大的断裂, 如祁连山北缘断裂、海原断裂、西秦岭北缘断裂等(图 1).青藏高原东北部和鄂尔多斯地块之间有宽度为200 km的巨大边界带, 是中国最活跃的地震带之一(张培震等, 2003).GPS观测研究表明, 青藏高原东北缘地壳缩短强烈, 现今运动方向存在明显的横向变化(Zhang et al., 2004;Gan et al., 2007;王双绪等, 2013).人工地震剖面揭示青藏高原东北缘中下地壳存在高低速相间的低速结构(李松林等, 2002;刘宝峰等, 2003;张先康等, 2003;Liu et al., 2006;嘉世旭和张先康, 2008);接收函数研究结果(陈九辉等, 2005;李永华等, 2006;段永红等, 2007;刘启民等, 2014;姚志祥等, 2014;张洪双等, 2015)揭示该地区地壳厚度变化范围超过20 km, 地壳内部速度结构与一些重要断裂带和地质块体之间存在明显的相关性.地震体波、面波和噪声层析成像从更宽的范围(郭飚等, 2004;徐果明等, 2007;Zheng et al., 2008, 2010;Yang et al., 2010;Sun et al., 2010;周民都等, 2012;黄忠贤等, 2013;Li et al., 2013;Bao et al., 2013;Li et al., 2014;徐小明等, 2015)揭示了青藏高原东北缘及周边地区速度结构强烈的横向变化, 但不同的结果之间存在较大的差异(徐果明等, 2007;Yang et al., 2010;Sun et al., 2010;Zhang et al., 2011;黄忠贤等, 2013;Li et al., 2013, 2014;Bao et al., 2013;徐小明等, 2015).
尽管在青藏高原东北缘及周边地区已开展了一系列深部地球物理研究, 但现有的结果或受剖面位置的限制难以给出该地区整体的深部结构特征, 或者受台站分布的限制成像分辨率较低, 很难获得块体内部以及不同块体之间深部结构的变化细节特征, 制约了对该地区深部动力学过程的理解与认识.最近“中国地震科学台阵探测”项目在南北地震带北段地区布设的高密度流动台阵, 为青藏高原东北缘及周边地区高分辨率地震波成像提供了难得的机遇.本文利用该密集台阵记录的面波资料, 使用面波层析成像方法揭示该地区高分辨率的瑞利波相速度分布特征.
传统的面波成像方法均假定面波沿大圆路径传播, 而忽略了复杂介质引起传播路径弯曲对成像结果造成的影响.Lin等(2009)提出了基于程函方程的面波成像方法, 该方法通过重建面波不同周期的空间走时场, 应用程函方程计算各周期走时面的空间梯度, 从而得到对应周期空间慢度场的分布.它不但考虑了偏离大圆路径的传播效应, 而且避免了常规成像方法的正演和反演过程.基于程函方程的面波成像方法在台站比较均匀密集的区域可以获得与台站间距相当的分辨率(Lin et al., 2009;Lin and Ritzwoller, 2011;Gouédard et al., 2012;Zhou et al., 2012), 取得很好的成像效果.Jin和Gaherty (2015)应用基于程函方程的面波成像方法, 获得了整个美国大陆高分辨率的相速度分布图像.本文利用青藏高原东北缘及周边地区布置的670套宽频带流动地震台站(图 2)资料(喜马拉雅地震科学台阵, 2011), 应用基于程函方程的面波成像方法, 得到了研究区域内12~60 s周期瑞利面波相速度分布图像, 分辨率可达30~50 km.高分辨率的相速度分布图像将会为研究该地区的壳幔结构、构造变形及地震活动性等研究提供重要约束.
2 数据和方法由中国地震局地球物理研究所牵头, 共15家单位参加的地震行业科研专项“中国地震科学台阵探测——南北地震带北段”项目, 在青藏高原东北缘及周边地区布设了670套宽频带流动地震台站, 这是迄今为止在该地区布设台站数目最多、密度最高的地震观测台阵, 平均台间距为35 km.我们收集了2013年9月至2015年8月期间记录到的849个地震事件(图 3)的垂直向波形记录.在对数据正式处理前, 我们对地震事件的波形记录进行了预挑选, 震中距限制在10°~160°范围内、震源深度小于50 km、震级大于MS5.0.然后, 对挑选出的垂直向记录进行预处理, 包括去均值、去倾斜、去仪器响应和数据重采样(1 Hz).最终选择了442个地震事件(图 3)用于面波层析成像研究.
Gee和Jordan (1992)提出了基于广义地震数据泛函分析的方法, 该方法被广泛应用于分析构建地壳及上地幔模型.这些分析的共同点是将观测地震记录与由参考地球模型合成的理论地震记录做互相关计算, 然后应用五参数高斯小波拟合经过窄通带滤波后的相关波形, 提取出一系列频散参数.然后应用这一系列频散参数反演得到改善的参考地球模型(Gaherty and Jordan, 1995;Gaherty et al., 1996;Gaherty, 2001, 2004;Gaherty and Dunn, 2007;Chen et al., 2007).Jin和Gaherty (2015)将广义地震数据泛函分析方法应用到多道上, 不同的是应用邻近台站对实际观测波形的互相关函数提取频散参数.五参数高斯小波拟合表达式为:
(1) |
其中Fi(ωi)为中心频率为ωi的零相位高斯窄带滤波器, 带宽随中心频率线性变化;C (t)为互相关函数, 应用汉宁窗WC隔离出互相关函数主要能量部分;Ga(x)为高斯函数e-x2/2;拟合波形的五个参数为A、σ、ω、tg和tp, 分别代表幅度因子、窄带波形的半带宽、窄带波形的中心频率、窄带波形的群延迟时间及ωi频率对应的相延迟时间.
由程函方程的表达式可知(Wielandt, 1993;Shearer, 1999), 单频面波空间走时面梯度场的倒数即为相速度的分布.Lin等(2009, 2011)应用最小曲率面拟合技术(Smith and Wessel, 1990)来构造走时场的拟合曲面, 而Jin和Gaherty (2015)并没有直接应用该方法得到相速度, 而是采用了慢度向量反演的方法.因为应用慢度向量反演的方法能够压制噪声引起的高波数、低幅度的相速度变化, 而且相对于前者得到的相速度分辨率更好.本文应用Jin和Gaherty (2015)改进后的基于程函方程的面波层析成像方法来研究青藏高原东北缘及周边地区的瑞利波相速度分布.
反演慢度向量的目标函数由两项组成:第一项反映观测得到的相延迟与预测值之间的失配值, 第二项反映对慢度向量的光滑约束.其表达式如下:
(2) |
其中S(r)为慢度向量, ri是连接两个邻近台站的球面路径, δτpi为观测得到的两个邻近台站的相延迟时间, SR为慢度向量沿大圆路径的分量, ST为垂直于大圆路径的分量, λ为光滑因子.
与传统面波成像中采用双台法测量相速度不同, 程函方程面波成像方法利用台站周围所有可能的台站对进行面波传播速度测量与反演, 它不需要对面波传播方向进行假设, 不必做射线追踪, 可以自然地考虑射线可能存在的弯曲现象, 获得更可靠的相速度测量结果(Lin et al., 2009);程函方程面波成像方法对地震资料的要求与传统面波方法相似, 要求地震记录中具有明显面波信号, 震中距不宜过近(与震源深度有关).该方法的不足之处是对台站分布要求较高, 只有台站分布相对密集均匀的情况下才能获得较好的成像结果.
我们选择了Jin和Gaherty (2015)开发的面波相速度自动测量系统来计算瑞利面波相速度.整个处理流程分为三大步:基于(1) 式, 利用单个地震的台阵观测资料, 测量邻近台站对的相延迟时间, 得到观测区域内的相延迟时间分布;基于(2) 式, 利用单个地震事件测量得到的相延迟时间分布, 计算观测区域内的相速度分布;对区域内各网格节点, 由不同地震事件计算得到的相速度加权平均, 权重为慢度反演的射线密度, 最终得到综合各选定地震事件的相速度分布结果.
3 结果应用基于程函方程的面波层析成像方法, 我们得到了12~60 s周期范围内的瑞利面波相速度分布(图 4).可以看出, 各周期不同构造单元相速度差异明显, 具有显著的横向非均匀性.
面波相速度频散对于纵波速度、横波速度及密度的敏感程度不同, 理论研究表明瑞利面波相速度对横波速度最为敏感, 而纵波和密度对瑞利面波的相速度影响较弱.某一周期的相速度大致对其波长三分之一深度处的S波速度最敏感, 因此不同周期的相速度分布图反映了不同深度范围内的S波速度结构变化.我们计算了基阶瑞利面波对横波速度的敏感核(图 5), 地球模型参考了CRUST2.0和AK135, 地壳分为三层, 厚度为50 km.由图 5b所示, 短周期面波相速度的敏感深度较浅、范围较窄, 中长周期的敏感深度较深、范围较宽.因此短周期面波探测深度较浅、在深度方向上的分辨率较高, 而中长周期面波探测深度较深、但在深度方向上的分辨率会逐渐降低.
周期为12 s的瑞利波相速度对8~18 km深度的S波速度比较敏感, 主要反映了研究区域内上地壳的速度变化.临河断陷盆地和银川断陷盆地表现为显著的低速异常, 祁连褶皱系西段、秦岭褶皱系西段和松潘—甘孜褶皱系均呈现出微弱的低速异常分布.鄂尔多斯块体西部靠近边界附近存在中低速异常分布, 其南部靠近边界处存在小范围高速异常.秦岭褶皱系中段和扬子地块北部存在大范围的高速异常分布.阿拉善地块的中低速分布特征与其北部地区的高速异常形成了鲜明对比.
周期为16 s的瑞利波相速度对15~25 km深度的S波速度比较敏感, 主要反映了研究区域内上地壳下部和中地壳上部的速度变化.祁连褶皱系西段、秦岭褶皱系西段和松潘—甘孜褶皱系的低速异常比较明显, 并且范围也有所扩大.鄂尔多斯块体内部呈现大面积高速分布特征, 其西缘银川断陷盆地的低速异常明显减弱.
周期为20~25 s的瑞利波相速度对20~40 km深度的S波速度比较敏感, 主要反映了研究区域内中地壳的速度变化.祁连褶皱系西段、秦岭褶皱系西段和松潘—甘孜褶皱系的低速异常变得十分显著, 并且祁连褶皱系的低速异常呈现出沿该区断裂带走向延伸的分布特征.鄂尔多斯块体内部、阿拉善地块以北地区、秦岭褶皱系中段和扬子块体北部均显示出大范围的高速分布特征, 并且鄂尔多斯块体南部和秦岭褶皱系中段的高速异常连成一体.
周期为32~40 s的瑞利波相速度对30~70 km深度的S波速度比较敏感, 主要反映了研究区域内下地壳及上地幔顶部的速度变化.在祁连褶皱系西段、秦岭褶皱系西段和松潘—甘孜褶皱系, 低速异常范围均有所增大.阿拉善块体及其以北地区, 相速度横向变化明显减弱, 整体上呈现出比较均匀的中高速分布特征.鄂尔多斯块体西部边界附近相速度明显低于块体内侧, 其南部边界至秦岭褶皱系中段的高速异常逐渐减弱.
周期为50~60 s的瑞利波相速度对60~140 km深度的S波速度比较敏感, 主要反映了研究区域内上地幔浅部的速度变化.祁连褶皱系西段、秦岭褶皱系西段和松潘—甘孜褶皱系的低速异常几乎连成一体, 而且该低速异常向北东方向扩展到了海原断裂附近.鄂尔多斯块体南部边界至秦岭褶皱系中段已表现出微弱的低速异常分布.扬子块体内部的高速异常大致以其边缘的断裂带为界与松潘—甘孜褶皱系和秦岭褶皱系中段分隔开来.
4 讨论作为青藏高原的重要边界带及强震活动带, 许多学者利用固定台站和流动地震台站的观测资料对青藏高原东北缘地区的深部结构进行了研究, 获得了一些很有意义的认识(何正勤等, 2002;苏伟等, 2008;Zheng et al., 2008, 2010;Yang et al., 2010;Sun et al., 2010;Li et al., 2014;徐小明等, 2015).但受台站分布的限制, 现有结果在揭示块体边界以及块体内部深部结构的非均匀变化特征方面仍然存在不足.本文给出了横跨整个青藏高原东北缘地区, 比以往结果具有更高横向分辨率的面波相速度成像结果, 展示了一些低分辨率成像结果难以获得的细节特征.成像结果揭示出地表地质构造与深部速度结构具有很好的相关性.在青藏高原东北缘, 整体表现出高原内部速度低, 边缘及外部速度高的变化趋势;在祁连褶皱系西段与东段、秦岭褶皱系西段与中段、阿拉善块体与其北部块体、鄂尔多斯与周边拉张盆地等均表现出明显的深部结构差异.
以祁连褶皱系、秦岭褶皱系西段为界, 其南部不同周期均表现出低速特征, 表明青藏高原内部地壳与上地幔顶部S波速度较低.基于固定地震台站的一些研究结果也揭示该地区地壳速度较低, 且存在中下地壳低速层(李永华等, 2006;吴建平等, 2009;Bao et al., 2013;Li et al., 2014;王椿镛等, 2015).地壳内部速度的高低, 与地壳介质力学强度密切相关, 低速异常通常代表介质的力学强度较低, 高速异常往往代表介质具有较大的力学强度.力学强度较低的地壳介质, 在应力作用下更容易发生变形.青藏高原东北部的快速隆升与力学强度较低的地壳上地幔介质在强烈的区域构造应力作用下易发生变形有关.我们的成像结果虽然与Li等(2013)的结果在东昆仑断裂以南地区具有相似性, 但在东昆仑和海原断裂之间40~60 s周期的面波相速度并不存在明显的局部高速异常, 12~32 s周期的面波相速度在该地区表现为低速区内小幅度增高的特征, 表明该地区地壳平均速度比青藏高原东北缘其他区域略高, 我们推测东昆仑与祁连山之间平缓而略低的地形特征可能与该地区地壳介质强度略大, 地壳变形相对缓慢有关.
在秦岭褶皱系中段, 12~40 s周期的相速度表现为明显的高相速度分布特征, 只是在50~60 s周期范围内有所减弱, 但速度值仍然明显高于秦岭褶皱系西段和松潘—甘孜褶皱系, 32 s以上周期的相速度比鄂尔多斯内部略低.Zhang等(2011)获得的成像结果也揭示该区域速度明显高于青藏高原内部地区, 但主要受台站分布和成像分辨率的限制, 其结果未能揭示出鄂尔多斯块体的高速特征, 以及秦岭褶皱系中段与鄂尔多斯块体之间的速度过渡变化特征.Clark和Royden (2000)通过拟合青藏高原东部边缘地形变化, 对青藏高原下地壳的柔性进行了估计, 并提出在青藏高原内部中下地壳存在黏滞系数很低的通道流, 围绕四川盆地向外流动.本文的结果显示, 四川盆地与鄂尔多斯之间的秦岭褶皱系及其以西的近200 km范围内, 地壳结构应以高速特征为主, 中下地壳不存在明显的低速层结构.因此, 如果青藏高原内部存在地壳通道流, 也很难从四川盆地与鄂尔多斯块体之间流过, 或者说通道流在这一地区并不明显.
鄂尔多斯块体西北缘的临河断陷盆地在12~60 s周期范围内均表现为显著的低速异常, 低速异常形态与断陷盆地的展布相一致.地质研究表明, 临河凹陷于渐新世开始形成, 在新生代沉积厚度达14.8 km, 沉积层厚度呈现北深南浅、西深东浅的分布特征(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组, 1988).我们推测, 该区域较短周期(12~16 s)的低速异常是由巨厚沉积层引起的.临河断陷盆地存在长周期的显著低速异常, 则表明下地壳及上地幔顶部S波速度仍然较低, 可能与上地幔热作用有关.在12~25 s周期, 鄂尔多斯块体西缘的银川断陷盆地也显示出比较明显的低速异常分布, 但在其西侧小范围的弱低速异常在40 s周期仍有明显显示.银川断陷是新生代时期贺兰山解体而形成的次级构造, 为陆相断陷盆地.而断陷盆地内部结构比较复杂, 受到多条正断层的控制, 形成中央凹陷.银川断陷盆地较短周期的低速异常同样也与较厚的低速沉积层有关, 而中长周期的低速异常揭示该盆地下方中下地壳及上地幔顶部存在弱低速结构.
鄂尔多斯块体内部相速度显著高于青藏高原东北部, 整体上呈现出高速异常分布特征, 但其西部边界附近相速度低于块体内部, 且存在明显的横向不均匀特征, 表明稳定的鄂尔多斯块体在西部边缘地区可能已受到构造作用的影响, 产生了一定程度的构造变形.在12~40 s周期, 祁连山以北和阿拉善块体以北地区的相速度介于鄂尔多斯与青藏高原地区之间, 但更接近稳定的鄂尔多斯块体.并且在20 s周期后, 相速度横向变化较小, 表明中下地壳具有高速、横向均匀的特征, 是相对稳定的块体.而阿拉善地块, 在12~25 s周期, 相速度介于青藏高原与其北部块体之间, 内部存在一些局部低速异常, 表明块体可能正处在经历早期破坏阶段.地质研究表明, 阿拉善地块为中朝古板块的西延部分, 其南侧为正在隆升的青藏高原, 东侧为稳定的鄂尔多斯块体.喜马拉雅运动时期, 在青藏高原NNE方向推挤作用下, 阿拉善地块周边变形比较明显(张进等, 2007), 其西缘的龙首山地区、东缘的贺兰山地区、以及南缘的香山—天景山地区构造活动强烈, 在这些地区形成了新生代活动断裂带.阿拉善地块内部地震记载历史短暂, 可中强地震屡次发生, 最大地震为1954年的民勤7.0级地震.块体内部地震呈NEE向密集条带, 总体上形成了一个三角状的地震“填充”区, 这与稳定的鄂尔多斯块体内部缺震或少震现象形成了鲜明对比(王萍和王增光, 1997), 表明阿拉善地块内部正在经历复杂的构造变形.
5 结论本文使用近年来新发展起来的程函方程面波层析成像方法, 采用密集宽频带地震台阵观测资料, 获得了青藏高原东北缘及周边地区高分辨率瑞利面波相速度分布图像, 揭示了以往面波层析成像难以获得的深部细节特征, 为进一步研究该地区的深部构造提供了新的重要信息.
青藏高原东北缘祁连褶皱系西段、秦岭褶皱系西段和松潘—甘孜褶皱系在16~60 s周期范围内均显示出明显的低速异常分布, 表明该地区地壳及上地幔顶部附近的S波速度较低, 介质的力学强度较弱, 与周边块体的速度结构特征形成鲜明的对比.力学强度较低的青藏高原壳幔介质在板块碰撞导致的强烈构造挤压应力作用下, 易发生变形、褶皱、增厚和断层活动.
鄂尔多斯块体内部相速度显著高于青藏高原东北缘, 整体上呈现出高速异常分布特征, 但其西部边界附近相速度低于块体内部, 且存在明显的横向不均匀特征, 表明稳定的鄂尔多斯块体在西部边缘地区可能已受到构造作用的影响, 产生了一定程度的构造变形.祁连山以北和阿拉善块体以北地区的相速度介于鄂尔多斯与青藏高原地区之间, 但更接近稳定的鄂尔多斯块体, 可以确认其中下地壳具有高速、横向变化相对较小的特征, 是相对稳定的块体.阿拉善地块中上地壳的相速度介于青藏高原与其北部块体之间, 可能是正在经历早期破坏的块体.
鄂尔多斯块体西北缘的临河断陷盆地和西缘的银川断陷盆地, 在较短的周期范围内(12~20 s)表现为局部低速特征, 但与银川断陷盆地不同, 临河断陷盆地的低速特征可一直延续至60 s周期以上, 表明该盆地下方地壳及上地幔速度明显偏低, 可能与深部热作用有关.
致谢感谢“中国地震科学探测台阵数据中心”为本文提供观测资料.感谢两位匿名审稿专家及编辑部老师提出的宝贵意见.
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