2. 中山大学地球科学与工程学院, 广州 510275
2. School of Earth Sciences and Engineering, Sun Yat-Sen University, Guangzhou 510275, China
印度板块和欧亚大陆的碰撞造成了青藏高原隆升和壳幔物质东流,青藏高原东北缘地处青藏高原、鄂尔多斯块体和阿拉善块体的交汇区,是物质东流的重要汇聚带(张培震等,2003;郭飚等,2004).数值模拟和野外勘察结果也表明壳内物质在青藏高原东北缘可能存在较为复杂的横向扩展模式(Houseman et al., 1981;Yin and Harrison, 2000;Tapponnier et al., 1982, 2001).位于中国南北地震带北部的甘东南活动构造区是青藏高原东北缘的一个重要组成区域.受欧亚板块与印度板块的长期挤压作用,该区构造活动强烈,发育着东昆仑断裂、西秦岭北缘断裂、临潭—宕昌断裂、光盖山—迭山断裂、迭部—白龙江断裂、塔藏断裂、岷江断裂、雪山断裂、虎牙断裂等多条深大断裂.同时本区也是板内强震高发区,历史上曾发生过1654年天水8.0级、1879年武都8.0级强震和多次中强地震(莘海亮等,2010).因此该区域深部结构的研究对于深入理解青藏高原形成及扩展机制具有重要参考价值.
各向异性作为地球内部普遍存在的一种结构特征(Anderson,1961; Crampin et al., 1980),与岩石节理或结构、再结晶和断层方向都具有紧密联系(Babuska and Cara, 1991;谢振新等,2017;高原等,2018),对于认识和分析地下应力分布、物质运动方向和地质构造背景具有重要帮助(周民都等,2012),因此各向异性是揭示地球动力学过程中非常有效的地震学参数(Silver,1996).近年来,前人在青藏高原东北缘地区开展了许多地壳及地幔各向异性研究工作.如常利军等(2008)采用远震剪切波分裂最小切向能量的网格搜索法和叠加分析方法求得远震SKS波快波方向和慢波延迟时间,研究表明青藏高原东北缘上地幔物质在区域构造应力场作用下,顺时针旋转变形流动,使上地幔中橄榄岩晶格排列方向平行于物质变形或流动方向,上地幔和下地壳变形可能有垂直连贯变形特征;王琼等(2013)通过PKS、SKS、SKKS震相(统称为XKS,Gao et al., 2010)远震剪切波分裂方法,发现青藏高原东北缘地区,壳幔运动较为复杂,同时受到地幔流和地区构造特征的双重影响;张辉等(2012)采用系统分析方法(SAM)进行了近震剪切波分裂研究,得到青藏高原东北缘地壳各向异性,结果显示近震剪切波偏振方向与该区域最大主压应力方向一致,快剪切波偏振方向大多受控于活动断裂;钱旗伟等(2017)采用SAM方法,通过分析青藏高原东北缘26个台站的S波分裂参数,得到该地区各向异性由区域主压应力场和活动断层共同约束,玉树地震序列的地壳各向异性优势偏振方向与区域主压应力场一致.这些工作使得青藏高原板块运动内在动力学机理进一步得到揭示,同时也显示出青藏高原东北缘活动构造的复杂性.
接收函数方法对各向异性深度有较好的约束性,且倾斜岩层界面和各向异性参数对接收函数都分别有不同影响(房立华和吴建平,2009;王琼等,2016),是研究全地壳各向异性结构的一个有效工具(Chen et al., 2013).随着近年来地震台站数量不断增加,接收函数的分辨能力和稳定性也有较大改进,接收函数方法研究全地壳各向异性已经被广泛应用,并且取得了一些重要结果.徐震等(2006)通过加权叠加方法对接收函数径向、切向分量进行波形互相关计算,获取哀牢山—红河断裂地区各向异性参数.结果表明红河断裂地区地壳与上地幔构造可能出现解耦现象;齐少华等(2009)利用接收函数加权叠加方法,得到龙门山断裂附近松潘—甘孜地块北侧可能存在中下地壳软弱物质沿断层向NE方向的扩张变形,而其南侧处于正向挤压状态;Shen等(2015)利用径向接收函数研究Ps转换震相确定出各向异性的强度和方向,在青藏高原东北缘,低速的中下地壳表现出明显的方位各向异性,其方向与下地壳流模型基本一致.
位于青藏高原东北缘的甘东南地区发育着多处深大断裂,构造活动复杂剧烈.受前期观测资料所限,该区构造特征与各向异性关系如何,发育断裂与中下地壳流之间是否有相关性和一致性,这些问题的研究尚存在争议.因此,利用更多资料展开该区各向异性研究具有重要意义.本文利用甘肃东南部地区布设的间距约15 km的24个相对较为密集的流动台站接收到的约13000个远震波形,提取接收函数确定研究区地壳各向异性参数.进而,结合其他类型观测资料如全球定位系统(GPS)和剪切波分裂分析(XKS)对比分析,对研究区各向异性特征及动力学过程进行详细探讨.
1 数据与方法 1.1 观测资料及处理本研究收集整理了2009年11月至2011年11月两年间中国地震局地质研究所与中国地震局兰州地震研究所合作布设在甘肃省东南部地区的高密度宽频带野外流动观测台阵中的24个台站的地震记录资料,台阵分布呈近乎南北走向的一个剖面,平均台间距大约为15 km(图 1a).该台阵采用GURALP公司生产的频带范围为60 s~50 Hz的CMG-3ESP地震计,和REFTEK-130数据采集器.本文首先截取了震级(MS)大于5.5,震中距在30°~90°范围内的远震波形记录,所用地震事件分布如图 1b所示.
地震台记录的原始资料是三分量地震波(垂直分量、南北分量、东西分量)(图 2a),为进行接收函数计算,将原始波形旋转为径向(Radia,R)分量、切向(Tangential, T)分量(图 2b)和垂直(Vertical, Z)分量.截取P波到时前20 s和后100 s地震记录,首先对其去均值、去趋势.然后利用时间域迭代反褶积方法计算接收函数(Ligorria and Ammon, 1999;陈赟等,2007).其中,在反褶积过程中采用滤波因子为2.0的低通高斯滤波器对接收函数进行滤波.图 2c展示了观测波形计算得到的径向和切向接收函数.由于噪声干扰、仪器误差等外部因素影响,会导致一些幅度和波形异常的接收函数,需通过手动剔除.最终挑选1895条有效接收函数,每个台站平均可用接收函数79条.各台站观测资料及数据情况如表 1所示.
接收函数方法旨在将地震记录中的震源、地震波传播路径、仪器响应的影响消除,得到仅与台站下方介质结构相关的时间序列(Phinney,1964;Vinnik,1977;Langston et al., 1977).在均匀水平层各向异性介质中,Moho面Ps转换波接收函数只有R分量,没有T分量,且与地震后方位角无关.当Ps转换波进入各向异性层时,会产生径向(SV)和切向(SH)两个速度和偏振方向不同的波(Mcnamara and Owens, 1993;郭飚等,2012).在Moho面附近存在各向异性介质层结构中,不同后方位角接收函数的叠加结果显示,R分量接收函数(RRF)在水平各向异性介质中Ps波转换波(Pms)到时随着后方位角呈现π周期性,在倾斜对称轴各向异性介质中随后方位角呈现2π周期性(Savage,1998;房立华和吴建平,2009;任骏声和沈旭章,2015).T分量接收函数(TRF)在水平对称轴各向异性介质中会随着后方位角以π为周期发生振幅的正负变化,这种正负变化称为极性反转.在倾斜对称轴各向异性介质中会随着后方位角以2π为周期发生极性反转,且极性反转位置所在的后方位角即为快波方向(Rümpker et al., 2014;Shen et al., 2015).表征该介质层各向异性特征的两个参数快波偏振方向和快慢波分裂时间可以由以下公式拟合得到:
前人研究显示由水平对称轴的简单各向异性层引起的Pms波到时可以表示为(Liu and Niu, 2012;Rümpker et al., 2014;Wu et al., 2015)
(1) |
其中,t0是各向同性介质下的Pms波到时,δt是各向异性层产生的快慢波分裂时间,ψ是接收函数的后方位角,ϕc是各向异性快波方向(FD).
倾斜对称轴的各向异性层引起的Pms波到时可以表示为(Shen et al., 2015):
(2) |
同一台站所记录的资料包含记录时期内符合要求的所有地震事件,即会产生多个地震的后方位角和实际Pms波到时,根据(1)(2)两式和各向同性介质下的Pms到时,可以拟合计算出该台站下方各向异性层的快波方向和分裂时间.
此外,利用接收函数T分量,根据后方位角叠加观察到的极性反转位置可确定出ϕc,再联合RRFs结果线性计算出理论Pms到时曲线,确定TRFs结果是否正确.一般情况下,根据R分量和T分量确定的各向异性层快波方向是一致的,但是在实际资料处理中我们发现个别台站出现了不一致的结果.针对该种情况,考虑到R分量接收函数较为稳定,在资料挑选中我们也主要参考R分量接收函数,若R分量接收函数中有能明显确定各向异性层的快波方向的到时周期,则我们依据R分量Pms波到时的周期变化确定各向异性层的快波方向.
1.2.2 T分量接收函数加权叠加方法当接收函数后方位角覆盖良好且地下情况为简单各向异性时,通过观察T分量接收函数后方位角叠加图中的极性反转位置可以确定快波方向.但在实际情况下,由于信噪比不高、倾斜界面、事件后方位角覆盖不均匀等原因,很难直接观察到T分量极性反转位置.故本文利用接收函数切向分量方位加权叠加方法(Azimuth-Weighted Stacking of Transverse RFs,AWST)和RRFs到时信息共同来确定各个台站下方地壳各向异性参数(Shen et al., 2015).
方位加权叠加所遵循的原理是利用不同后方位角周期性对接收函数的影响不同,对T分量给予相应的权重并进行叠加.T分量加权可以表示为(Girardin and Farra, 1998;Shen et al., 2015):
(3) |
其中Ti(t)是进行时差校正之后单个T分量接收函数,ϕi为i事件的后方位角.ψ为角度变量,k为权系数,k=1时,周期为2π,k=2时,周期为π.前人研究中(Girardin and Farra, 1998;Shen et al., 2015)多次对比讨论k=1与k=2时AWST结果区别,结果显示,k=2时,可以同时满足单层水平对称轴各向异性介质和倾斜对称轴各向异性介质(Duret et al., 2010),故本文使用权系数k=2.由(3)式可得,当ψ=ϕc时,叠加后的T分量能量达到最大或最小.且其最大或最小能量处对应该台站下方各向异性快波方向,实际情况中,由于最小能量可能无法被准确观察,所以我们取最大能量位置为各向异性快波方向.故拾取加权叠加图中T分量振幅最大的位置即为各向异性快波方向.
由于震中距对Pms到时有影响,在叠加不同后方位角的接收函数之前,须对所有接收函数进行校正来消除震中距的影响.本文时差校正的参考慢度为6.4 s/(°),对所有接收函数进行Ps到时校正(Shen et al., 2008;沈旭章和周蕙兰,2009;Shen et al., 2015).完成时差校正之后,将R分量和T分量接收函数以间隔6°进行后方位角叠加,并对T分量接收函数利用公式(3)进行后方位角加权叠加.通过R分量Pms到时拟合出的快波方向和T分量极性反转位置联合确定出本研究区地壳各向异性参数FD和δt,结果如表 1所示.本研究所使用的24个高密度宽频带流动台阵中,结果较可靠的台站数可达19个,可使用台站数量较高.
2 结果和讨论 2.1 结果叠加完成的24个台站可分为三类(如表 1):第一类(17个台站),R分量Pms到时与理论地震到时基本吻合,随后方位角显示π周期性;第二类(2个台站),R分量Pms到时与理论地震到时基本拟合,随后方位角显示2π周期性;第三类(5个台站),由于数据量太少或数据质量较差,R分量Pms到时显示凌乱,无法观察出周期性特征.
第一类台站结果中,如S111台(图 3),Pms到时随后方位角显示π周期性,判定台站下方各向异性介质层对称轴水平.R分量Pms到时在接收函数叠加图中大约显示在6.5 s左右(图 3a).截取5~7 s的时间窗可以更突出地观察到Pms到时变化(图 3c),虽然方位角覆盖并不完整但依然有比较明显的π周期趋势.根据公式(1)进行拟合得到快波方向ϕc=110°,分裂时间δt=0.59.
T分量接收函数极性反转大致在110°左右,但未见清晰反转位置.在AWST中,可以明确各向异性快波方向:其幅值最大处即后方位角110°,与R分量Pms到时拟合出的结果相一致.
在第一类台站中,S112、S115、S122三个台站的Pms到时显示出π周期性,但R分量接收函数与T分量接收函数结果相差较大.图 4中,R分量接收函数与理论到时拟合较好,根据公式(1)拟合得出分裂时间δt=0.47s,快波方向ϕc=110°.但AWST结果确定的快波方向ϕc=30°,且将T分量结果代入线性公式发现其拟合出的理论到时与实际到时完全不符(图 4c).1.2.1节中指出,当R分量接收函数和T分量接收函数结果不一致时,我们取R分量Pms到时拟合出各向异性参数.
第二类台站结果中,如S108台(图 5),Pms波到时呈现类似2π周期性(个别单条接收函数明显偏离理论到时曲线的原因可能是人工筛选时误将异常的接收函数选入计算数据),说明该台站下方可能是倾斜对称轴各向异性介质层,利用公式(2),R分量计算得出快波方向ϕc=110°.分裂时间δt=1.34 s,与AWST结果一致.
在第三类台站结果中,R分量Pms波到时比较杂乱,随方位角没有显示出周期性特征,原因可能是台站下方地壳不存在各向异性、观测数据缺失或者存在较为复杂的情况,如多层各向异性.图 6显示了S223台结果中,R分量Pms到时无法明显观察出π或2π周期性,由于接收函数后方位角缺失,T分量叠加也难以准确表示极性反转,本文利用AWST中幅值最大处的后方位角及实际Pms波到时,结合公式(1)计算出分裂时间,由此确定出各向异性分裂参数,但鉴于数据可靠性低,其结果不能表征研究区地壳各向异性特征.
结果表明,本研究区台站下方各向异性方向呈现NW-SE、NWW-SEE及NNW-SSE,分裂时间在0.1~1.34 s之间(图 7a),平均分裂时间为:0.56 s.将所有结果投影到等面积玫瑰图上(图 7b),可以得出各向异性平均快波偏振方向为N111°E±25.8°.为了使读者能够直观的了解其他台站结果,电子附件中图S1—S3分类显示了全部24个台站接收函数及叠加结果.
接收函数Ps转换波方法反映Moho面以上地层各向异性的平均性质,前人研究认为上地壳各向异性主要是微裂隙定向排列造成(Crampin and Atkinson, 1985;Booth and Crampin, 1985;Gao and Crampin, 2004),快波方向一般情况下与裂隙优势排列方向一致(Park et al., 2004).而在中下地壳,微裂隙闭合,造成地震各向异性的主要原因是下地壳流方向或者由地壳物质流动引起的层理优势排列.在一定深度下,下地壳开始发生塑性变形,主要造岩矿物在特定温压条件下可以具有很强的各向异性(杨彧等,2010;张国苓等,2010),这种塑性变形也可以反映出区域构造应力的方向.有研究发现,青藏高原北部下地壳流可能延伸到了青藏高原东北缘(李秋生等,2004;Liu et al., 2006;李翠芹,2014;Shen et al., 2015).前人研究表明,青藏高原地区地壳和上地幔介质都存在普遍的各向异性现象,青藏高原东北缘的地壳厚度在51~76 km左右,上地壳的厚度在20~25 km左右(Li and Mooney, 1998;Silver and Chan, 1988),青藏高原东北缘地区地壳介质的各向异性平均时间延迟大约在6.0 ms·km-1左右(钱旗伟等,2017),计算得研究区的介质时间延迟大概在0.12~0.15 s左右,在本文结果中,各向异性平均分裂时间为0.56 s,远远高于该地区由上地壳造成各向异性的可能时间.因此本研究显示的各向异性可能主要由下地壳各向异性引起.
为了对所得结果进行进一步核实,利用Shen等(2015)拟合理论模型的方法,本文设计了较为简单的一维单层各向异性模型对典型台站R、T分量观测接收函数结果进行模拟.图 8展示了3个与台站接收函数结果较为吻合的理论模型.如图 8,我们选择三类台站中比较典型的S113、S117、S225台站,构建相应的一维单层各向异性模型对观测接收函数进行了拟合,得到了结果较好的TM01、TM02、TM03模型.其各向异性程度分别为5%、10%、15%,TM01及TM02是水平对称轴各向异性介质模型,TM03是对称轴45°倾斜对称轴各向异性介质模型.TM01的结果与S113拟合较好,该模型选用各向异性程度为5%,快波方向150°的水平各向异性单层模型,各向异性深度20 km,各向异性层厚度30 km;TM02的结果与S117拟合较好,该模型选用各向异性程度为10%,快波方向110°的水平各向异性单层模型,各向异性深度20 km,各向异性层厚度30 km;TM03的结果与S225拟合较好,该模型选用各向异性程度为15%,快波方向100°的倾斜对称轴各向异性单层模型,各向异性深度20 km,各向异性层厚度30 km.在以上结果中,地壳各向异性深度全部为20 km,厚度30 km,各向异性程度在5%~15%之间.因此,中下地壳各向异性应该是造成该地区各向异性的主要原因.
一般而言,地壳各向异性和区域应力分布关系较为密切,其快波方向为该区域最大主应力方向(Zhang et al., 2000;Musumeci et al., 2005).在青藏高原东北缘地区,根据GPS观测资料揭示(江在森等,2003),地壳应变场总体上呈现NE-SW挤压,同时伴随着NW-SE的张性应力,但张性应力远远小于压性应力(江在森等,2003;王琼,2012).青藏高原东北缘西侧受到印度板块NE-SW挤压作用和地幔流自西向东的拖曳作用,呈现NE-SW压性应力,造成了在青藏地块和阿拉善地块分界部分发育强烈的NW-SE逆冲推覆断裂.东部地区运动在坚硬的鄂尔多斯地块阻挡下,应力由NE-SW向NW-SE改变的趋势,同时也导致青藏高原东北缘发育一系列大型左旋走滑断裂(沈旭章等,2013;王伟涛等,2014).
在第一类台站中(图 7红色线条),S101、S102、S103、S104、S105台站位于马衔山断裂和西秦岭北缘断裂之间.S101台各向异性快波方向为NNE-SSW,与青藏高原东北缘整体区域构造应力较一致,且与马衔山断裂方向几乎成垂直交错,各向异性快波方向反映出该区域应力呈现NNE-SSW,这种应力分布可能是形成NWW-SEE马衔山断裂的重要原因.S102、S103、S104台站下方各向异性由小到大展布,方向为近E-W.其中S104台分裂时间为0.53 s,远高于前三个台站.这三个台站各向异性快波方向与S101台相差较大,可能是该地区下方应力发生了转向.S105台各向异性快波方向为NW-SE,分裂时间为0.47 s,可能是受区域构造应力与NWW-SEE西秦岭北缘断裂带的双重影响,该结果也与XKS资料(王琼等,2013)所得的各向异性方向一致,因此推测在该地区青藏高原的横向扩展受较坚硬的鄂尔多斯块体的阻挡,地壳运动由E-W转换为NW-SE.S109、S110台位于断裂南侧,S111、S112台站位于断裂北侧,各向异性快波方向几乎均为NWW-SEE,与断裂走向展布平行,表明该地区应力方向为NWW-SEE,该应力场可能是造成临潭—宕昌左旋走滑断裂的重要原因.S113台位于临潭—宕昌断裂与光盖山—迭山北麓断裂之间,其各向异性方向为NW-SE,与断裂方向并不一致,反映出该地区下方应力环境可能较为复杂.S114、S115、S116台受控于光盖山—迭山南麓断裂和迭部—白龙江断裂,该处各向异性快波方向反映地壳应力方向为NWW-SEE,与断层展布方向基本一致.S117台站位于塔藏断裂以北,其各向异性方向为NNW-SSE,分裂时间为1.21 s,显示出强烈各向异性特征.其方向可能受到区域应力和断裂的双重影响.塔藏断裂和岷江断裂成角度交错,显示出地下介质的复杂应力特征,2017年8月8日的九寨沟7级地震也在该地区发生(如图 7所示),表明该地区可能存在一定的应力累积.S120、S122、S224台分布在岷江断裂两侧,快波方向分别为NWW-SEE、NW-SE,可以看出快波方向有顺时针旋转趋势,表明青藏块体向扬子块体的推挤过程中,在甘东南地区挤压应力自北向南有顺时针方向变化的趋势,柴达木地块和松潘—甘孜地块边界应力方向变化较为显著.
第二类台站S108和S225(图 7绿色线条)中都体现出较强的倾斜对称轴各向异性.S108台站位于西秦岭断裂带南侧,各向异性快波方向与该断裂带展布平行,西秦岭北缘断裂带为一走滑断裂带,显然该台站下方地壳各向异性受控于断裂和构造应力场,且构造应力场主压方向与断裂方向一致,表明该断裂可能贯穿到下地壳.S225台站位于岷江断裂上,其展布方向成近NWW-SEE方向,与岷江断裂走向近乎垂直.该地区构造应力场可能比较复杂.值得注意的是,倾斜对称轴各向异性的两个台站虽然间隔比较远,但方向都成近NWW-SEE且各向异性分裂时间较大,显示各向异性强烈,尤其是S225台,与其两侧的S122和S224台快波方向NW-SE形成明显对比,这可能显示出倾斜对称轴各向异性程度更加剧烈,地下介质结构更为复杂(王琼等,2016).
从整个测线的纵向分布上看,自北向南各向异性强度呈现出明显的由弱至强的趋势.西秦岭北缘断裂带以北台站各向异性强度较弱,延迟时间0.2 s左右,认为与其周围断裂发育较少有关,地下结构相对简单,矿物晶体的定向排列不发达;在研究区中部,西秦岭北缘断裂至迭部—白龙江断裂之间,各向异性的强度较为平均,达到0.5 s左右,该区域构造发育复杂剧烈,各向异性方向也与断裂方向基本一致,深大断裂可能是造成各向异性的主要原因,基于我们对各向异性深度的估计,认为断裂有可能贯穿地壳.在研究区南部,各向异性延迟时间达到1 s以上,且各向异性快波方向与区域中部及北部结果有较大差异,与该区断裂也有一定夹角,且1 s的延时远远大于该区平均各向异性延迟时间,无法用构造应力特征加以解释,本文认为研究区南部的各向异性更有可能是松潘—甘孜块体在对四川盆地碰撞挤压后的中下地壳介质逃逸作用造成.
3 结论本文利用Ps转换波接收函数加权叠加的计算方法,得到了位于青藏高原东北缘甘东南地区地壳各向异性结果.结果表明:
(1) 本文得到的研究区各向异性来源于中下地壳,快波方向主要为NW-SE,NWW-SEE,NNW-SEE向.推测各向异性快波方向主要受控于构造应力场及块体碰撞后的中下地壳介质逃逸作用.
(2) 基于各向异性快波方向,我们得到在甘东南研究区域北部,青藏块体向东部的挤压呈近NE-SW向,在中部这种挤压则转变为近NWW-SEE向,这种应力场的变化较为直观地反映出鄂尔多斯块体对青藏高原的横向扩张的阻挡.
(3) 在甘东南地区南部少数台站显示,区域构造应力转变为NNW-SEE方向,由此推测在青藏块体向扬子块体的挤压过程中,甘东南地区应力作用自北向南由近E-W向逐渐转变为NW-SE向最后变为NNW-SSE向,呈现出顺时针变化趋势,这个过程中地壳与地幔的变形可能是解耦的.
致谢 感谢喜马拉雅一期项目野外工作人员为我们提供的大量台阵数据.其中绘图及数据处理用到的主要地震学软件为GMT(http://gmt.soest.hawaii.edu/projects/gmt/wiki/Download)、SAC(http://ds.iris.edu/ds/nodes/dmc/forms/sac/)、TAUP(http://www.seis.sc.edu/taup/)、Raysum等.最后再次感谢本文评审和编辑的辛勤付出.
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