2. 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871;
3. 中国地震局地震观测与地球物理成像重点实验室, 北京 100081;
4. 山东省昌邑地震台, 山东潍坊 261300
2. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China;
3. Key Laboratory of Seismic Observation and Geophysical Imaging, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China;
4. Shandong Province Changyi Seismic Station, Shandong Weifang 261300, China
2008年5月12日,在青藏高原东缘的龙门山断裂带上发生了汶川MS8.0地震,引起剧烈的地面运动,造成了巨大的人员伤亡和财产损失.地震发生后,许多地学工作者对地震的震源机制、深部构造和发震机理等开展了一系列深入的研究,并取得重要进展.根据震源破裂过程的研究结果(Ji and Hayes, 2008; 张勇等, 2009)汶川地震属于逆冲-右旋走滑型地震.地震发生过程中,首先出现NW-SE向的逆冲作用,其强烈的破裂活动沿着龙门山断裂带向NE方向迁移,右旋走滑分量逐渐加大.刘启元等(2009)基于川西地区的密集流动地震台阵资料得到了贯穿汶川主震区的剖面,分析了地壳上地幔的S波速度结构.最新的研究结果(王志等, 2017)揭示了龙门山断裂带地壳的剧烈形变与流体的应力积累对汶川地震的发生和破裂过程有非常重要的控制作用,龙门山断裂带的中、北段断层面存在强烈的耦合.这些研究成果为我们了解汶川地震的发震过程提供了科学依据.
地震各向异性研究是了解地壳变形的有效方法之一,可以为大陆动力学研宄提供地球内部最为直接的、不可或缺的形变信息,进而为了解岩石圈、软流圈的结构和演化过程提供约束(Crampin et al., 1984).地壳介质中遍布大量充液定向排列张性扩容各向异性(EDA)微裂隙,这些微裂隙在应力作用下定向排列,产生了上地壳的地震各向异性(Crampin and Atkinson, 1985).S波在各向异性介质中传播时,会分裂成一对偏振方向近似正交且速度不同的快波和慢波,S波分裂的两个重要参数是快波偏振方向和慢波到时延迟,利用快波偏振方向可以估计裂隙排列的走向或最大水平主应力的方向(Silver and Chan, 1991; Gao and Crampin, 2003);慢S波到时延迟的变化则是对应力强度的一种估测,可以有效地反映震前的应力积累以及震后应力释放的过程(丁志峰等, 2008; 常利军等, 2015).S波分裂已经成为研究地球内部地震各向异性特征的常用方法,对于获知地壳应力场特征和区域构造特征有重要意义(高原等, 1995; Cochran et al., 2003).
汶川地震后第178天,在科技部的支持下,国土资源部和中国地震局联合实施了“汶川地震断裂带科学钻探工程(WFSD)”,在破裂过程发震构造、滑移机制、地震能量以及应力场变化等诸多方面取得一系列成果,为了解汶川地震的机制提供了全新的认识(Li et al., 2014, 2016; Jiang et al., 2017).中国地震局地球物理研究所围绕龙门山断裂带中段的科钻3号井孔,于2009年在灌县—安县断裂附近架设了短周期地震台阵,于2012年在四川省大天池乡架设了天池微震台阵,郑拓等(2017)对天池微震台阵、短周期地震台阵和科钻3号井孔附近的固定台站(图 1)分别进行了S波分裂计算.为进一步研究龙门山断裂带北段的地下结构,并探讨其深部的构造特征,中国地震局地球物理研究所于2013年在四川省绵阳市南坝镇围绕科钻4号井孔(WFSD-4)架设了南坝微震台阵(NB台阵).本文基于NB台阵的近震数据,并配合部分川西流动台阵和四川区域地震台网的近震资料,通过S波分裂方法研究龙门山断裂带北段南坝地区的上地壳各向异性特征,对该区域构造和应力分布的关系展开探讨.
龙门山断裂带在地貌上位于青藏高原东缘和四川盆地的分界,是四川盆地的强烈阻挡和青藏块体SE向挤压相互作用的主要地区(邓起东等, 2002).布格重力异常显示,龙门山断裂带是划分我国东、西部重力梯度带的组成部分(殷秀华等, 1980).龙门山断裂带全长约560 km,整体呈NE-SW向展布,三条主干断裂分别为后山断裂、中央断裂、前山断裂(邓起东等, 1994; Wu et al., 2009),分段性是其重要的特点,不同地段的地表地形构造及岩石的性质截然不同.龙门山断裂带不同地段的地表出露岩性不同:南段地表以太古代、元古代变质杂岩出露,中段地表主要以彭灌杂岩带、元古代花岗岩为主,北段则以志留、泥盆系岩层为主.龙门山地形梯度在青藏高原地区是最大的,被称为世界上最陡峭的高原边界(Burchfiel et al., 1995; 王绪本等, 2017),差异强烈的主要区域位于龙门山断裂带中段和南段,盆山最大高差体现在彭-灌杂岩带,在不到50 km的范围内,与东侧的四川盆地地形高差最高达5 km,北川以北的北段地区相对高差1.5~3 km(马丽芳, 2002).此外,地表破裂带运动学机制表明南段几乎没有破裂,中段(约映秀—安县)以逆冲为主,而北段以右旋走滑为主,呈现沿着北东向单侧破裂的特征(张勇等, 2009).NB微震台阵(图 2)所在的南坝镇即位于龙门山中央断裂北段(北川断裂)与前山断裂北段(青川—平武断裂)之间,地质构造比较复杂.
北川—映秀断裂是汶川地震的主体地表断裂带,是活动构造地貌保存最为完好的一条龙门山主干断裂,晚三叠纪以来该断裂保持了长期的活动性,晚更新世以来的平均水平滑动速率为0.96 mm·a-1,垂直滑动速率为1.1 mm·a-1(李勇等,2006).北川—映秀断裂以逆冲性质为主,兼有右旋走滑分量,同震地表破裂带沿着北川—映秀断裂展布的地表破裂带约240 km,其最大垂直位移量约9 m(徐锡伟等, 2008),断裂带切割了多种类型的地貌单元,其北段的北川断裂(图 2)为NE走向,利用石油地震反射剖面获得的剖面与断裂交汇处的横截面图象显示,北川断裂倾角为56°(Jia et al., 2010).青川—平武断裂是龙门山断裂带前山断裂的北段, 与北川断裂成左阶排列, 构造应力张量结果显示该段为近E-W向挤压和近N-S向拉张的走滑型应力结构,构造应力状态表现为以右旋走滑运动为主兼有一定的逆冲分量(张红艳, 2014),断裂呈NEE向展布, 长约250 km,宽度为500~700 m,断裂具有多期活动的特点,两侧的地层差异较为明显(王全伟等, 2000).
2 方法和资料本文的数据资料分为三个部分:南坝微震台阵(NB)和川西台阵的KMY04、KMY05台站,以及区域台网的固定台站平武台(PWU)、青川台(QCH)的近震数据.较小尺度的南坝微震台阵以及较大尺度的川西流动台站和固定台站的位置如图 3所示.NB台阵的15套观测仪器全部采用南非IMS公司的G4.5矿山地震计和GS数据采集器,记录类型为速度记录,频带3~2000 Hz,采样率为500 Hz,台间距200~300 m,数据记录时间2013年3月至2016年6月.叶庆东等(2017a, 2017b)通过和达法与盖戈法得到了汶川科钻3号井孔附近台阵记录的微震震源参数特征,本文利用这种定位程序对NB台阵记录的地震事件的定位结果如图 3所示,震源主要分布在上地壳3~9 km的深度.川西台阵的KMY04、KMY05台站地震计型号为Guralp CMG-3ESPC,数采类型为Ref Tek-130B01,地震计频带范围50 Hz~60 s,采样率40 Hz,数据记录时间2006年11月至2009年1月,有关川西台阵的更多细节可参见刘启元等(2008)的介绍.固定台站选用2013年1月至2014年12月期间四川区域地震台网PWU台和QCH台记录到的区域地震资料.上地壳的直达S波主要频段在3~10 Hz,NB台阵和川西台站的地震计记录的有效信号均包含在内,不会造成失真现象,因此在资料处理解释中不会产生影响.在数据处理过程中,采用了带通1~30 Hz的滤波.
若地震波在各向同性介质中传播,那么从震源出发的S波偏振方向与台站的离源角、方位角有关,由于S波在均匀各向同性介质中的速度与偏振无关,所以将保持线性偏振的特征.S波分裂分析要求所使用的地震记录处在横波窗内,横波窗是S波到达地表台站的入射角锥形体,其顶角由sin-1(VS/VP)确定(Nuttli, 1961; Booth and Crampin, 1985),VP和VS是震源和台站之间地壳介质的P波和S波平均速度,当S波在临界角(对于泊松比为0.25的介质,约为35.26°)以内入射自由表面时,锥体内S波的地表记录不被S-P转换波所干扰,台站记录到的地表位移与入射波位移两者的振动特征基本相同,通常把这一入射范围称为S波分裂的横波窗.然而,由地表低速层造成的射线弯曲通常在实际工作中会适当扩展横波窗的角度(Menke et al., 1994; Crampin and Peacock, 2005).
通常,上地壳S波分裂参数的测量可以利用可视化测量方法(Chen et al., 1987; 丁志峰等, 2008; 常利军等, 2010)和计算程序自动测定方法(Shih et al., 1989; Gao et al., 1998).可视化测量是对S波分裂偏振分析的一种测量方法,其分析过程中的每一个步骤必须经过测量并检验分析,整个过程是“可视化”的.基于这种偏振分析的方法可以提高测量结果的可信度.Volti和Crampin(2003)在比较了可视化测量方法和自动的互相关函数方法后认为前者更为可信和实用.
下面以南坝微震台阵NB05为例给出可视化测量方法进行S波分裂测量的具体步骤:
(1) 三分量地震记录中地震波的初动要清晰可靠,以此来估测地震射线的入射方向.利用P波初动的水平分量(南北分量和东西分量)和垂直分量计算出地震射线的入射角度,并且保证P波初动的垂直分量大于两倍的水平分量(图 4a),这样就可以保证地震记录在规定的横波窗口内;
(2) 高信噪比对于结果的可靠性是相当重要的,根据水平分量的地震记录选择适当的S波分裂时间窗口(图 4b);
(3) 检查S波质点运动图是否存在两个分裂的波,例如图 4c给出了微震台阵的例子中存在NE方向的快波以及与其垂直的慢波,这样就测得了S波快波的偏振方向;
(4) 把地震记录的水平分量旋转到S波快、慢波方向,可以观察到到时不同且波形比较相似的地震记录,直接从地震记录图上测量快慢波的到时差(图 4d),对快慢波到时差除以震源到地表台站的射线路径长度,即可得到归一化的到时延迟.射线路径长度的计算需选取合适的地壳速度模型,本文采用的地壳速度结合了嘉世旭等(2014)和赵珠等(1997)给出的龙门山断裂带速度模型.
3 结果和讨论本文利用上述可视化测量方法,通过横波窗内S波分裂分析,获得了龙门山断裂带北段南坝地区的NB台阵和川西流动台站,以及区域台网的固定台站的上地壳各向异性参数,表 1列出了研究区各台站参数以及测量得到的S波分裂结果.图 5给出了研究区各台站快波偏振方向和归一化到时延迟结果.NB台阵和两个川西流动台站的快波偏振方向为NE-NEE向,与北川断裂的走向基本一致;两个固定台站的快波偏振方向为NEE-E向,与青川—平武断裂走向一致.图 6给出了NB台阵的快波偏振方向和归一化到时延迟结果,靠近北川断裂带的台站,快波优势偏振方向与断裂走向平行;距离断裂较远的台站,其快波偏振方向与断裂走向不一致.图 7是NB台阵的归一化时间延迟随时间的变化情况,可以看出慢S波到时延迟随时间有趋势性的变化特征.
龙门山断裂带呈NE-SW向展布,由于受到青藏高原向南东挤压的影响,背景主压应力场方向为NW-SE向(刘峡等, 2014),与龙门山断裂带的走向垂直.不同地段的晚第四纪活动特征与活动强度存在明显的差异(Arne et al., 1997; 张培震等,2008; 陈立春等, 2008).张培震等依据地震地质考察和利用GPS获取的同震位移场表明,在本研究区附近的同震水平位移场方向为NEE向.地应力测量结果以及震源机制解计算的结果均表明,本文研究区的主压应力方向为NEE向(孟文等,2013;杜建军等,2013;Tian et al., 2013).
地壳的运动特征与介质的各向异性特性有非常密切的关系,S波分裂参数可以很好地体现出台站附近的活动断裂特征(Gao et al., 2011).上地壳各向异性成因主要受两种机制影响,即应力控制和结构控制的各向异性.通常,位于断裂带上的台站,其快波偏振方向与活动断裂走向基本一致,上地壳各向异性受到断裂结构的影响;当台站距断裂带有一定的距离,其快波偏振方向一般与区域最大主压应力方向一致,上地壳各向异性受到区域应力场的控制(Boness and Zoback, 2006).通过分析本文的测量结果,研究区台站的快波优势偏振方向为NE-NEE向.综合前人利用不同方法得到的区域主压应力方向的结果,本文研究区的主压应力方向为NEE向.快波偏振方向与区域主压应力方向一致,并且与北川断裂的走向基本一致,表明上地壳各向异性受到结构断裂和区域应力场的影响.
小尺度的地表断裂结构也会对上地壳各向异性产生较大影响,这与SKS分裂得到的上地幔各向异性变化特征有所不同,因为上地幔各向异性通常反映的是一个较大尺度的应力场特征.正如本文结果所示,距离断裂较远的台站(NB06、08台),这里远近主要应相对断裂结构而言,其快波偏振方向接近E-W向,与北川断裂的走向成大角度交叉;而距离北川断裂较近的台站,快波优势偏振方向与断裂走向基本平行.结合微震定位结果(图 3),由于上地壳各向异性的测量对于横波窗的要求非常严格,所使用到的事件必须是近垂直入射的,本文测量用到的事件大部分是NB台阵记录的网内事件,不同台站的地震射线轨迹会有差异.断裂带附近的台站其快波偏振方向与距离断裂3 km左右的台站表现出了差异,表明小尺度的南坝地区下方可能存在较为复杂的地下结构,上地壳各向异性的快波偏振方向尤其受到地表断裂结构的影响.对比石玉涛等(2009)的结果,PWU台和前山断裂北段(广元—江油断裂)的流动台站L0206、L0207、L0211、L0212(图 5)的快波偏振方向显示出较好的一致性,优势方向表现为NE向,与广元—江油断裂走向基本一致,进一步说明南坝及其周边地区的上地壳各向异性与地表断裂结构密切相关.NB12台的快波偏振方向出现了“双峰”的特征,即一个优势偏振方向为NE向,与北川断裂的走向基本一致,而另一个优势方向为NW向,这种快波偏振特征可能是受到了复杂局部构造的影响.
通常认为,大地震的孕育和发生,本质上是地应力的长期累积、集中、增强以及在应力集中区最终导致应变能突然释放的结果.另一方面,地震的能量会影响介质的性质,深地震测深结果可以揭示不同深度岩性性质的改变,为地壳形变增厚、壳内介质运动解耦提供直接证据(嘉世旭和张先康,2008; 嘉世旭等,2014).嘉世旭等(2014)发现在盆-山耦合带龙门山断裂带中段存在壳内低速结构岩性变化的特征,上地壳介质速度相对四川盆地改变量较小,表明岩石性质变化较小,形变构造特征主要为推覆逆冲、挤压的脆性变形,而下地壳的岩石性质则被强烈弱化,体现出下地壳介质的塑性流变构造特征.利用直达S波分裂研究上地壳的各向异性特征反映的是一种高频、脆性的变形特征,对研究小尺度的应力环境特征非常有效.
时间延迟随时间变化较为敏感,可以通过分析微震台阵的归一化时间延迟对时间的变化情况,反映该区域应力场的变化特征(Crampin et al., 1999; Gao and Crampin, 2003; 常利军等, 2010).图 7是NB台阵的慢S波归一化时间延迟随着时间变化的情况.NB台阵观测期间,在其0.2°范围内发生的ML≥3.0的地震事件共有3个,震中位置如图 5中红色五角星所示.Event-1其震中刚好位于台阵架设的区域内,地震发生前,时间延迟会随着应力的累积而增加;地震发生时,地壳的应力得到了增强,时间延迟达到峰值;一段时间后随着应力的不断释放,时间延迟逐渐减小并趋于稳定.Event-2虽然震级比Event-1大,但是Event-2和Event-3前后时间延迟并没有表现出明显的变化.从图 7中可以看出,2013年的归一化时间延迟分布情况较为离散,而2014—2016年则比较收敛,这一结果表明南坝地区的应力场处于趋于稳定状态.
郑拓等(2017)对龙门山断裂带中段的科钻3号钻井(WFSD-3)附近的天池微震台阵、短周期地震台阵和周围固定台站分别进行了S波分裂计算,结果表明快波优势偏振方向为NE向,与龙门山断裂带走向一致,归一化时间延迟为1.5~3.4 ms·km-1,平均值为2.4 ms·km-1, 与本文的归一化时间延迟(1.6~3.4 ms·km-1,平均值为2.6 ms·km-1)水平相同,暗示龙门山断裂带中段和北段的上地壳介质各向异性强度较为一致.
4 结论本文利用横波窗内的近震S波分裂,获得了龙门山断裂带北段南坝地区的NB台阵、川西流动台站及固定台站的上地壳各向异性结果,分析了上地壳各向异性特征,并对快波偏振方向与断裂的关系进行了探讨.结果表明,两个川西流动台站的快波偏振优势方向为NE-NEE向,与北川断裂的走向基本一致,研究区内的两个区域台网的固定台站其快波偏振方向为NEE-E向,与青川—平武断裂走向一致,对于NB台阵,可以显示更为精细的结果,距离北川断裂较近的微震台站快波偏振方向与北川断裂走向基本平行,距离北川断裂较远的台站快波偏振方向与北川断裂走向成大角度交叉,反映了研究区上地壳各向异性特征与地表活动断裂结构密切相关.归一化时间延迟随时间的变化情况,可以看出慢S波到时延迟随时间有趋势性的变化特征,说明余震活动可能影响地壳介质的力学性质.对比龙门山断裂带中段的S波分裂测量结果,归一化时间延迟与本文相同,表明龙门山断裂带中北段的上地壳介质各向异性强度较为一致.
致谢感谢中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供川西台阵的波形数据,感谢审稿专家提出的宝贵意见和建议.感谢留学基金委的资助.
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