2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 中国地震局地震预测研究所, 北京 100036;
4. 青海省地震局, 西宁 810001
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. Institute of Earthquake Science, China Earthquake Administration, Beijing 100036, China;
4. Qinghai Earthquake Administration, Xining 810001, China
青藏高原是大约50 Ma前由印度与欧亚板块的汇聚碰撞形成(Molnar and Tapponnier, 1975), 其地域辽阔, 平均海拔超过4000 m.高原内大规模走滑、逆冲断裂带沿东西方向广泛分布, 强震活跃.青藏高原的形成与生长机制一直是地学领域的研究热点, 目前两个主要端元模型为构造逃逸(Tapponnier et al., 2001)和中下地壳流(Clark and Royden, 2000).构造逃逸模型认为岩石圈介质沿着块体边界断裂带被整体挤出, 地壳流机制则指出青藏高原中下地壳在地质时间尺度具有塑性流动的可能.
青藏高原东北缘自南向北主要分布有松潘—甘孜、柴达木盆地、祁连、阿拉善等多个地块.该区周缘发育多条大规模断裂带, 是应力应变集中区域, 近二十余年强震频发(图 1), 这为研究高原东北缘侧向生长机制提供有利条件.青藏高原东北缘壳内速度结构与泊松比横向不均匀性显著(Li et al., 2014;Wu et al., 2015b), 地幔介质亦存在双层复杂各向异性特征(Li et al., 2011), 表明东北缘壳幔形变协调机制难以用单一的模型解释, 这也导致该区中上地壳对深部动力学机制的响应过程不够明晰.
研究表明, 地球内部广泛存在地震各向异性现象(Crampin and Peacock, 2005), 剪切波(S波)分裂与体波/面波各向异性成像是揭示地震各向异性的两个主要方向, 其中前者具有较好的横向分辨率, 而后者则对垂向有辨识能力(Vinnik et al., 1989;Silver and Chan, 1991;Liu et al., 2008;Zhao et al., 2011;Wang et al., 2014;Chen et al., 2015;Zhao et al., 2016).S波分裂是指当单列S波由各向同性介质进入各向异性介质时, 会由单列S波分裂为速度一快一慢的两列波, 它们的偏振方向相互垂直.由于该方法比较直观, 自20世纪80年代以来被广泛用于地震各向异性的研究(吴晶, 2007).
基于穿透地球内部不同圈层介质的S波分裂参数, 如近震直达剪切波Sg、纵波(P波)在Moho界面转换S波Pms以及穿过外核的剪切波PKS, SKS, SKKS (统称XKS)等, 可分别获取中上地壳、全地壳、及地幔与地壳叠加的各向异性信息.由于地球内部不同圈层所处温压环境、现今与历史构造作用的差异等, 形成地震各向异性的物理机制有所不同.中上地壳各向异性多受原地主压应力场约束(吴晶等, 2007, 2010;Wu et al., 2009;Gao et al., 2011), 中下地壳的流变特征对全地壳各向异性有重要贡献(Wu et al., 2015a;Kong et al., 2016), 来自不同方位的XKS分裂参数则揭示软流圈地幔顶部与地壳对复杂地震各向异性的约束作用(Wu et al., 2015a).
本文主要利用青海区域地震台网波形数据, 依据Sg波分裂研究青藏高原东北缘(94°E—105°E, 32°N—40°N)中上地壳各向异性和空间分布, 探讨区域应力及其构造意义, 为研究该区深部动力学过程与中上地壳之间的相互作用提供新的地震学参数.
2 构造背景由于长期受到印度与欧亚板块的碰撞挤压作用, 青藏高原东北缘自晚新生代来构造变形剧烈, 晚第四纪逆冲断裂、走滑断裂自北往南广泛分布(Yin and Harrison, 2000).
首先, 祁连地块的北缘发育了一系列近平行、走向NW和NWW的逆冲断裂, 这些断裂属于北祁连深断裂带.整个断裂带长度超过500 km, 切割深, 具有岩石圈断裂的特征, 早古生代时期是祁连褶皱系南隆北拗的分界线, 在华力西期—印支期控制了晚古生代至三叠纪的海陆分布.另外, 祁连地块南缘发育了一条规模庞大的左旋走滑断裂带——海原断裂带.海原断裂带几乎横跨整个东北缘, 走向为NWW向, 该断裂带目前仍在滑移, 滑移速率超过4.0 mm·a-1(Li et al., 2009).
其次, 位于祁连地块南部的柴达木地块构造环境更加复杂, 块体内断裂发育丰富.柴达木盆地沿NE方向的运动受到祁连地块的阻挡, 造成盆地北缘发育一系列平行的逆冲断裂——北柴达木断裂带.柴达木东部则受到祁连地块和鄂尔多斯地块的共同作用, 发育了走向多变的断裂, 如NWW走向的西秦岭北缘逆冲断裂, 北段为NWW走向、南段为NNW走向的拉脊山弓形断裂带.最后, 柴达木地块和松潘—甘孜地块的交界处发育着昆仑断裂带, 其为一条大型的左旋走滑断裂带, 全长超过1500 km, 走向为NWW向.距今4万年以来, 昆仑断裂带均以超过1.1 cm·a-1的速率滑移.松潘—甘孜地块南缘发育有响水河—小江断裂带以及发生了玉树地震的玉树—甘孜断裂带.
研究区域内地震活动频繁, 历史上曾发生多次8.0级以上大地震, 如1654年天水8.0级、1879年武都8.0级、1920年海原8.5级和1927年古浪8.0级等(张辉等, 2012).自1990年以来, 研究区域内发生MS7.0以上地震2次.其一为1990年4月26日青海共和MS7.0地震, 该地震造成126人死亡, 在青海全省及震中以东约300 km的甘肃省兰州市、震中以北约360 km的甘肃省张掖市均有震感(Person, 1991;Chen et al., 1994).许力生和陈运泰(1997)指出共和地震共发生3次共轭破裂, 震源过程复杂.其二为2010年4月14日青海玉树MS7.1地震, 该地震造成两千多人死亡, 一万多人受伤(倪四道等, 2010).玉树地震破裂主要发生在走向119°、倾向SW倾角83°、长约50~70 km、宽约30 km的断层面上, 滑动角总体上为-4°.断层面上最大滑动量达到2.1 m, 对应的最大滑动速率约为1.1 m·s-1(张勇等, 2010).
3 数据与方法 3.1 数据青海省数字地震台网经过“九五”数字化改造, 建成由1个台网中心和8个台站构成的数字遥测地震台网, 于2007年正式运行, 2008年进行“十五”建设升级.截止到2015年底, 该台网共有41个数字地震台站, 其中30个台站配有宽频带地震计, 11个台站配有甚宽频带地震计.省内地震监控能力达到ML≥2.0, 周边地区ML≥3.0.
青海省数字地震台网不仅接收台网自有台站的数据, 还接收邻省台网中靠近青海省的台站, 以及安放在青海省范围内科研台阵的波形数据.本文使用的数据有部分来自甘肃省台网的4个台站、ChinaArray项目的3个台站和玉树7.1级地震科学考察台阵2个台站.
地震目录来自青海省地震台网中心, 地震事件共计32341个(2008年6月—2015年5月), 其中有震源深度的地震事件17373个, 约占53.7%.地震波形资料包括2012年1月—2014年12月的连续波形数据和2008—2011年事件波形.
3.2 数据筛选要求利用Sg波研究中上地壳介质各向异性时, 需要选取位于S波窗口内的地震事件(Crampin and Peacock, 2005).S波窗口是指地震射线到达台站的入射角小于临界角的锥形区域, 其顶角为arcsin (VS/VP), VP和VS分别是射线路径所经过地壳介质的P波、S波速度.如果入射角超过这个范围, Sg波中可能会混杂SP波, 降低Sg波的读取精度, 继而影响分析结果.对于泊松比为0.25的地壳介质, 临界角约为35°, 即入射角<35°的Sg波记录才能被使用.由于地表低速沉积层的存在, 实践表明该顶角可放宽至45°(Crampin and Peacock, 2005;吴晶等, 2007).
3.3 分析过程青海省地震台网中心采用一维速度模型、依据JOPENS/MSDP方法对事件定位.考虑到Sg波分裂与地震定位结果的精度密切相关, 并且青藏高原东北缘速度横向不均匀特征显著, 对原有地震事件精定位是开展地壳各向异性研究的基础.因此, 本文对数据的分析分为两个部分:1) 使用双差定位法(Waldhauser and Ellsworth, 2000)对青海省地震局所提供的地震目录包含的事件进行重定位;2) 使用S波分裂系统分析方法——SAM方法(高原等, 2007) 计算Sg波分裂参数.
3.3.1 精定位双差定位法是Waldhauser和Ellsworth (2000)提出的一种相对定位法.该方法提出如果两次地震间的距离比震源-台站之间的距离和速度不均匀体的尺度小, 那么两次地震从震源区到同一台站间的射线路径是相似的, 这样在同一台站观测到的两次地震的走时差之差(即双差)就可以归于两地震间的位置差异.基于上述事实, 可以计算这样两个地震事件到同一台站的双差, 并联合大量事件对的双差方程组成矩阵, 就可以利用特征值法(SVD)或者共轭梯度法(LSQR)来获取最小二乘解得到更加精确的震源参数(Waldhauser and Ellsworth, 2000).
在对青海地区的地震事件的定位过程中, 本文选取事件对之间的最大距离MAXSEP=10 km, 事件对到台站的最大距离MAXDIST=500 km, 事件对的最少链接数MINLNK=4.采用的速度模型来自Li等(2014)利用面波成像得到的东北缘的S波速度结构, VP/VS值则来自Zheng等(2016)利用瑞利波频散和接收函数的联合反演所得到的结果.
由于研究区域具有地域广阔而地震事件与台站不均匀分布的特点, 待定位的事件在双差定位法自动分丛的功能下分成了数百个地震丛集, 本文选取了事件数不少于8个的共92个地震丛集进行了重定位, 有效改善了原始地震目录的定位精度.以第二个丛集(玉树地震余震所构成的丛集)为例, 共1951个地震事件参与重定位, 得到1770个事件的精定位结果.重新定位后均方根残差平均值由0.42 s下降到0.10 s, 通过对观测到时和理论到时残差的理论估计, 震源位置的测定误差在E—W方向平均为0.2 km, 在N—S方向平均为0.2 km, 在垂直方向平均为0.4 km.对比定位前后的震中分布图(图 2), 可以看到定位前后震源位置明显向活动断层所在位置收敛.
S波分裂的分析方法可分为自动分析方法和可视化测量两大类.由于Sg周期小、干扰因素多, 自动化分析对于S波波段长短和起始位置的选择十分敏感, 得到的结果往往不够稳定.可视化测量虽然工作量大, 但是分析的结果更加精确(吴晶等, 2010).SAM方法(高原等, 2008)综合了计算程序自动分析和可视化测量的优点, 将S波分裂方法分为三大步骤:相关性分析、延迟时间校正、偏振分析检验.
本文在分析S波分裂的过程中, 重点采用偏振分析检验.利用偏振分析检验方法在三分量地震记录中进行S波分裂测量的具体步骤如下:1) 地震波形预处理:将波形进行1~20 Hz的带通滤波, 挑选S波到时清晰的波形文件(图 3);2) 根据两个水平向(EW和NS分量)的地震记录确定S波的到时, 画出S波开始的一段质点运动轨迹, 检查S波质点运动轨迹合成图是否显示存在两个分裂的波, 图 4a左列给出的例子中有清晰的沿NW方向偏振的S波快波和慢波, 图 4b左列给出的例子中有清晰的沿NE向偏振的S波快波和慢波;3) 质点运动轨迹最初的一段(S1与S2之间)与正N向的夹角就是快波偏振方向(因为最初到达的只有快波), 将两分量进行相应角度的旋转, 就可以看到两个不同到时的S波信号.通过调整慢波的起始点, 得到线性最佳的S波质点运动轨迹合成图就可以得到慢波的到时(图 4a右列, 图 4b右列).
采用双差定位方法, 基于S波三维速度结构(Li et al., 2014), 将具有震源深度参数的地震事件进行重新定位之后, 共得到10831个精定位的地震事件.计算这些事件相对于所有台站的入射角, 得到满足S波窗口内的地震事件1792个.从波形文件中截取S波窗口内的地震事件, 总计获取782个事件的波形文件.经过S波分裂分析, 得到分布在26个台站(21个固定台站, 5个流动台站)的602条有效分析记录.这些记录的震源深度99%在25 km以内(图 5).统计结果表明:该区快波平均偏振方向为75.9°±46.4°;归一化慢波平均延迟时间为6.0±4.7 ms·km-1.
图 6是研究区域内26个台站的单台快波偏振方向的等面积投影玫瑰图.其中, 12个台站的有效记录超过5条, 记录最多的LWS (龙王山台)具有134条记录.同时有14个台站获取的有效记录数目小于5条, 其中6个台站仅有单条记录.为了避免分析结果的片面性, 对这14个台站的结果不做过多讨论.
图 7显示研究区域内所有有效记录的快波偏振方向等面积投影玫瑰图.该图表明, 整个研究区域的快波的主要优势偏振方向为NE向, 同时在近N—S方向和NW向也有相对较弱的优势偏振方向, 说明该区域可能存在应力与局部断裂产生的各向异性综合效应.
表 1给出了研究区域内26个台站的参数和Sg波分裂参数.在有效记录超过5条的12个台站中, 如果快波偏振方向离散度较大(以快波偏振方向标准差38°为界), 则划分两个优势偏振方向做进一步分析.将该台站的有效记录划分到两个区间, 分别计算每个区间的相关Sg波分裂参数.共有9个台站具有两个优势偏振方向.
图 8显示了研究区域快波偏振方向空间分布特征.在阿拉善地块、祁连地块、塔里木地块交汇部位, 断裂分布密集, 中上地壳各向异性呈现两个优势偏振方向.其中, 第一优势偏振方向为NE方向, 与该区主压应力场方向一致;第二优势偏振方向为NW方向, 与该区密集分布的断裂带走向一致.在该区域的10个有效记录超过5条的台站中, 8个(HJT、SGT、DAT、HUY、LED、LJS、QSS、MIH)表现出了两个优势偏振方向.HJT (铧尖台)、SGT (石岗山台)、DAT (大通台)、HUY (湟源台)、MIH (民和台)的第一优势偏振方向为NE方向, 与区域主压应力场一致, 第二优势偏振方向为NW方向, 与邻近的断裂带走向一致.LED (乐都台)附近没有大断裂, 但仍然表现出NW向的第二优势偏振方向, 可能在该台站附近存在目前尚未发现的活动断裂.LJS (拉脊山台)、QSS (青沙山台)的第一优势偏振方向为NW方向, 与邻近的拉脊山弓形断裂的北段走向一致, 第二优势偏振方向为NE方向, 与区域主压应力场一致.可能这两个台站受到拉脊山断裂的影响更大.LWS (龙王山台)和YDT (永登台)表现出了单一优势偏振方向NE向, 与区域主压应力场一致.
YUS (玉树台)、L6304(临时台站)均位于松潘—甘孜地块南缘的玉树—甘孜断裂带上, 其快波偏振方向为NE向, 与区域主压应力场方向一致.YUS (玉树台)表现出了近N—S向的第二优势偏振方向, 贡献该优势方向的有效记录全部来自玉树地震的余震.
其他台站(QIL、DLH、DAW、XIN、XIH、HZT、63104、63026、L6303、TOR、TIJ、MEY、DCD、63003) 获得的有效记录数目少于5条, 为了避免分析结果的片面性, 本文不多做讨论.
5 讨论研究区域内各台站的所有有效记录快波偏振方向等面积投影玫瑰图(图 7)显示了该区的第一优势偏振方向为NE向, 这与该区的主应力场方向平行.同时图 7显示了该区的快波还有近N—S向和NW向的优势偏振方向, 表明研究区域构造应力环境的复杂性.
5.1 研究区域东北部分的构造应力特征研究区域东北部分(即西宁及其周缘, 位于祁连地块东南部)有效记录超过5条的台站共有10个, 其中8个台站(HJT、SGT、HUY、YDT、DAT、LWS、LED、MIH)的唯一优势偏振方向或第一优势偏振方向和2个台站(LJS、QSS)的第二优势偏振方向都是NE向, 这与整个区域的主压应力场方向一致(图 8).同时有多个台站表现出NW向的第二优势偏振方向, 这是因为快剪切波的优势方向总体与区域主压应力场方向一致, 但也会受到局部断裂和构造的影响.在NE向的区域构造主压应力的作用下, 祁连地块和阿拉善地块以左旋走滑的形式相互作用, 在祁连地块内形成了大量NW向的构造, 如褶皱、山脉、活动断裂等.这些复杂的构造特征会影响局部应力分布, 对快剪切波偏振方向造成影响.
张辉等(2012)依据甘肃省地震台网资料完成中上地壳各向异性研究, 其研究区域与本文的研究区域相邻, 研究结果中包含2个有效记录较多的共同台站(SGT、YDT).张辉文中指出SGT (石岗山台)具有2个快波优势偏振方向, 第一优势偏振方向的平均方向为44.97°±22.63°, 第二优势偏振方向的平均方向为127.59°±37.3°, YDT (永登台)具有唯一的快波优势偏振方向, 平均方向为67.48°±19.71°.本文的结果中, SGT (石岗山台)也具有2个快波优势偏振方向, 第一优势偏振方向的平均方向为56.7°±23.0°, 第二优势偏振方向的平均方向为147.1°±27.8°, YDT (永登台)具有唯一的快波优势偏振方向, 平均方向为71.2°±28.7°.二者较为一致.
张辉等(2012)结果显示青藏高原东北缘构造应力的空间变化特征:祁连山—河西走廊的快波优势偏振方向为NE方向, 与主压应力方向一致;甘东南地区的快波优势偏振方向为NWW向, 陇中盆地内的3个台站的偏振方向较为离散, 但也显示NW向的优势偏振方向.分析认为, 形成这一变化机制的成因不同, 祁连山—河西走廊构造区主要受青藏地块与阿拉善地块间的相互作用影响, 甘东南活动构造区似乎主要是受到内部活动断裂的影响, 显示出地壳介质各向异性受到区域应力和局部构造活动的双重影响.本文的研究区域为阿拉善地块、祁连地块、松潘—甘孜地块交汇部位, 位于张辉等(2012)研究区域之西, 快波偏振方向的结果同样表现出区域构造应力和局部构造活动对中上地壳各向异性的双重影响.然而, 不同于张辉等(2012)构造应力的分区差异, 本研究区域构造应力来源单一, 均为NE方向的主压应力场.
5.2 研究区域西南部分的构造应力特征研究区域西南部只有2个台站(YUS、L6304) 有效记录超过5条.YUS (玉树台)有42条有效记录, L6304(临时台站)有16条有效记录, 这58条记录全部来自玉树地震的余震序列.
YUS (玉树台)的第一优势偏振方向和L6304(临时台站)的单一优势偏振方向均为NE向, 这与区域主压应力一致.同时, YUS (玉树台)表现出近NS向的第二优势偏振方向, 而YUS (玉树台)附近并没有近N—S向的活动断裂.本文认为YUS (玉树台)的第二优势偏振方向仍受区域主压应力场的控制, 但是由于玉树地震的发生, 地壳中积累的应力得以释放, 区域应力环境发生瞬时变化, 使得快波偏振不同于区域应力背景.亦或是, 玉树—甘孜断裂在地壳深部形态与地表有所差异, 继而使得YUS (玉树台)产生快波第二优势偏振方向.
常利军等(2010)依据4个宽频带流动台站(L6301、L6302、L6303、L6304) 和国家台YUS的波形数据完成玉树地震震源区横波分裂变化的研究.文中指出YUS (玉树台)具有单一优势偏振方向, 平均方向为86°±16°;L6304也具有单一优势偏振方向, 平均方向为65°±22°.本文的结果中, YUS (玉树台)第一优势偏振方向的平均方向为75.4°±33.8°, 第二优势偏振方向的平均方向为4.4°±13.2°;L6304的单一优势偏振方向的平均方向为40.1°±30.0°.常利军等(2010)YUS的优势偏振方向与本文结果中YUS的第一优势偏振方向相近, L6304的优势偏振方向也与本文的结果相近, 但没有发现YUS存在近N—S向的第二优势偏振方向.二者差异的原因可能源于使用波形资料时间跨度不同(前者采用波形资料2010年4月16日至2010年5月30日, 本文为2010年4月17日至2010年12月31日)、数据筛选方式不同(前者采用两个水平向确定用于横波分裂的时间窗口, 本文先对事件精定位, 再选取入射角在45°以内的地震事件)等.
5.3 复杂壳幔各向异性地幔各向异性可有效描述岩石圈/软流圈形变特征, 而XKS分裂则是揭示地幔各向异性的常用方法之一.常利军等(2016)根据布设在南北地震带北段的中国地震科学探测台阵项目二期674个宽频带流动台站和鄂尔多斯台阵21个宽频带流动台资料, 采用最小切向能量的网格搜索法和“叠加”分析方法反演XKS波的快波偏振方向并取均值, 发现在西宁及周边地区, 快波偏振方向呈现NW或近E—W方向.Li等(2011)基于甘肃省和青海省区域地震台网70个固定台站的波形数据资料, 发现快波偏振方向随着地震事件后方位角的变化存在差异的现象, 指出该区壳幔介质具有复杂地震各向异性(如双层地震各向异性)特征.顶层各向异性为N75°~95°E方向, 与GPS观测数据所表现出的地面运动方向一致;而底层各向异性为N105°~125°E方向, 与地表造山带走向一致, 可能受到印度—欧亚板块碰撞的制约.
以上研究表明, 西宁及其周缘地幔各向异性图像复杂, 是该区深部动力学机制多源所致.本文研究表明该区中上地壳各向异性亦呈现两个优势偏振方向, 即受到区域应力与断裂带的双重约束.综上所述, 由于西宁地区位于多个地体的交汇区域, 其壳幔介质各向异性可能受到多个动力学过程制约, 造成该区地幔与地壳介质各向异性均较为复杂, 对该区壳幔介质分层各向异性的精细研究将是我们未来计划开展的工作.
6 结论基于青海省地震台网的波形数据, 采用双差定位和SAM分析方法, 本文获取青藏高原东北缘中上地壳各向异性结果.研究结果表明:西宁及邻近地区的地壳各向异性表现出两个优势偏振方向, 第一优势偏振方向为NE向, 与区域主压应力场一致, 第二优势偏振方向为NW向, 与各台站附近活动断层走向近平行;玉树地区的主要优势偏振方向为NE向, 与区域主压应力场一致.综合其他学者在该区壳幔介质各向异性方面的工作, 我们认为:中上地壳各向异性主要受到区域主压应力场约束, 局部的断裂带对研究结果有重要影响.此外, 西宁地区由于位于多个块体交汇部位, 因此壳幔介质各向异性均呈现较为复杂的特征.玉树地区的中上地壳各向异性主要受到区域应力场的影响.
致谢在研究工作中, 受益于中国地震局地震预测研究所高原研究员的指导.感谢中国地质大学(北京)李红谊教授、李信富副教授提供的青藏高原东北缘的速度结构.中国科学院地质与地球物理研究所田小波研究员、徐涛研究员、白志明副研究员在青藏高原东北缘地学问题方面给予启发.中国科学院地质与地球物理研究所孙伟家副研究员与中国地震局地震预测研究所石玉涛副研究员提供了技术支持.感谢青海省地震局和中国地震局地球物理研究所“地震科学探测台阵数据中心”提供地震波形数据.
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