地球物理学报  2020, Vol. 63 Issue (2): 445-459   PDF    
利用远震研究四川盆地及其周缘瑞利面波相速度和方位各向异性
王小龙1,3,4, 雷兴林1,2, 马胜利1, 张烨4, 郭志1, 闻学泽1     
1. 中国地震局地质研究所, 地震动力学国家重点实验室, 北京 100029;
2. 日本产业技术综合研究所, 筑波 305-8567;
3. 重庆市地震局, 重庆 401137;
4. 重庆地质矿产研究院, 页岩气勘探开发国家地方联合工程研究中心, 重庆 401120
摘要:基于四川盆地及周边的245个宽频带台站2010年9月-2014年9月期间的远震记录,提取双台路径瑞利面波相速度频散资料,反演得到四川盆地20~120 s的高分辨率瑞利面波相速度及各向异性空间分布.在丰富区域地球物理基础数据的同时,结合已有研究成果对地壳上地幔变形耦合进行探讨,结果表明短周期(20~30 s)的相速度分布与四川盆地的地质构造特征相吻合,作为川滇地块、松潘-甘孜地块和四川盆地之间的边界——龙门山断裂带和鲜水河断裂带对上述三个地块上地壳的速度结构具有明显的控制作用;松潘-甘孜地块,特别是川滇地块中下地壳普遍表现为明显的低速异常,表明中下地壳相对软弱;而四川盆地的中下地壳整体呈现相对高速,表明四川盆地具有相对坚硬的中下地壳.研究区域东南角接近北扬子地块与南扬子地块的缝合部位,呈现高速异常.四川盆地南部和东南邻区不同周期均具有较强的各向异性,且快波方向较为一致,反映这些地区不同深度变形耦合较好.四川盆地西部、北部及东北部邻区,不同周期的各向异性快波方向变化较大,不同深度变形耦合较差.这些特征与绕喜马拉雅东构造结的物质流动被扬子地块的高速地壳阻挡的宏观认识基本一致.
关键词: 瑞利面波      相速度      四川盆地      各向异性      壳幔耦合     
Phase velocity structure and azimuthal anisotropy beneath Sichuan Basin and surrounding areas from Rayleigh wave
WANG XiaoLong1,3,4, LEI XingLin1,2, MA ShengLi1, ZHANG Ye4, GUO Zhi1, WEN XueZe1     
1. State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China;
2. Geological Survey of Japan, AIST, Tsukuba 305-8567, Japan;
3. Chongqing Earthquake Administration, Chongqing 401137, China;
4. National and Local Joint Engineering Research Center of Shale Gas Exploration and Development, Chongqing Institute of Geology and Mineral Resources, Chongqing 401120, China
Abstract: Based on fundamental mode Rayleigh waves from distant earthquakes recorded at 245 broadband seismic stations within Sichuan Basin and surrounding areas, we imaged phase velocity and azimuthal anisotropy of Rayleigh wave at periods from 20 to 120 s. Together with previous studies, we discussed the coupling between the crust and the upper mantle. Image of phase velocity at short periods (20~30 s) shows good coincidence with geological structures of the Sichuan Basin. Longmenshan Fault and Xianshuihe Fault, which are surficial tectonic boundaries between Chuan-Dian block, Songpan-Garzê block, and Sichuan Basin, have a role controlling the velocity structure of the crust. The Songpan-Garzê and the Chuan-Dian blocks show lower velocity in the middle and lower crust, which is a sign of relatively soft lithologies. Whereas, the middle and lower crust beneath the Sichuan Basin is relatively strong with higher velocity. In the southern Sichuan Basin, areas close to the boundary of north Yangzi block and south Yangzi block show higher velocity anomaly. The southern Sichuan Basin and its southeast surrounding areas demonstrated stronger anisotropy with an almost uniform fast wave direction for different periods, indicating strong coupling between different depths. In the western Sichuan Basin and its north and northeast surroundings, direction of the fast wave varies with period, indicating weak coupling. All these features agree with the understanding that the strong Yangzi block plays a role resisting the clockwise rotational flow around the east Himalaya syntaxis.
Keywords: Rayleigh wave    Phase velocity    Sichuan Basin    Azimuthal anisotropy    The coupling between the crust and the upper mantle    
0 引言

四川盆地位于东经103°—108°,北纬28°—32°之间,面积2×105 km2,是我国著名的大型内陆盆地之一,包括四川省东部和重庆市的大部分地区.地貌上,四川盆地及周缘造山带构成一个典型的复合盆山体系(沈传波等,2007),盆地西部为青藏高原东缘山系,包括龙门山山脉,海拔多在4000 m以上; 东部为川东褶皱山地,北邻秦岭和大巴山山脉,南面是云贵高原;盆地北、东和南部的山地海拔多在1000~3000 m之间;盆地内地势低缓,平均海拔为600~750 m,是中国地势第二级阶梯上相对下凹的部分.地质上,四川盆地是发育于中上扬子板块之上的多重叠合盆地,具有古老克拉通型的基底,盖层顶部以侏罗系为主,其下元古界和古生界也有不同程度的发育(王学军等,2015),盆地中-东部普遍覆盖有晚中生界,仅盆地西部堆积面积较大的新生界(成都平原).由于四川盆地处于松潘—甘孜造山带与扬子陆块的结合部位,是探究两大块体的构造演化历史与青藏高原的隆升等问题的重要现场.

近年来,特别是2008年汶川8.0级地震后,川西龙门山及其邻近地区的地球物理探测与研究工作取得一系列成果.王椿镛等(2003, 2008)使用深地震测深剖面研究了川西地区的地壳上地幔结构和主要断裂带的深部特征、扬子地块与青藏高原的深部构造关系以及强烈地震发生的深部构造环境,并用接收函数方法得到了川西高原壳内存在低速层的证据;Yao等(2008)利用中美合作的流动地震观测台网记录的环境噪声及面波数据反演了藏东南的川滇地区三维地壳上地幔速度结构,得到松潘—甘孜地块的地壳比四川盆地的地壳软弱的认识;Liu等(2014)利用接收函数和噪声频散联合反演成像的方式获得了青藏高原东缘三维高分辨率地壳上地幔速度结构,提出了青藏高原通过下部地壳物质流动和上部地壳沿断层块体滑移两种方式向东扩张的地壳变形模式及动力学新认识;郭飚等(2009)利用川西地震台阵记录到的远震P波走时数据和非线性层析成像算法,获得川西龙门山及邻区地壳上地幔的P波速度结构;Li等(2009)利用背景噪声瑞利面波对川西和藏东地区进行层析成像;王小龙等(2013)用地震背景噪声成像技术反演四川盆地、三峡库区以及邻近地区地壳剪切波速度结构,结果显示四川盆地周边龙门山、米仓山、大巴山、七曜山和大娄山等地质构造与剪切波速度结构具有明显对应关系,在龙门山以西的中地壳出现了低速带,四川盆地地壳厚度在40~45 km范围内变化.

近年来,利用横波分裂(丁志峰等,2008常利军等,2008)、接收函数(孙长青等,2011)以及面波(Yao et al., 2010苏伟等,2008易桂喜等,2010黄忠贤等,2013)对青藏高原和川西龙门山及其邻近区域的各向异性进行了一系列研究.为了进一步勾画出四川盆地及其周边地区面波速度结构与方位各向异性的整体特征,进而分析这一地区地壳上地幔深度方向的变形耦合特征,本文搜集了四川盆地及周边的245个宽频带台站的远震记录,通过提取双台路径瑞利面波相速度频散资料,反演得到了四川盆地20~120 s的较高分辨率瑞利面波相速度及其各向异性的空间分布;在丰富四川盆地及周边地区地球物理基础数据的同时,结合已有研究成果,对这一地区地壳上地幔的变形耦合进行了探讨.

1 资料选取

本研究使用了2010年9月—2014年9月重庆台网、四川台网以及国家数字测震台网备份中心(郑秀芬等,2009)提供的四川盆地及其周边245个宽频带固定台站(图 1)的远震波形数据.

图 1 四川盆地及周边地质构造背景与宽带地震台站分布图 图中红色三角形表示台站位置,黑实线为不同构造单元的边界,红/蓝/绿色细线条表示活动断层(其中红色代表晚更新世—全新世以来的活动断层;蓝色代表第四纪活动过,但晚更新世以来活动情况不明的断层;绿色代表盆地隐伏断层)(邓起东等, 2007),F1—F9表示基底断层(罗志立, 1998).F1:龙门山断裂,F2:龙泉山—三台—巴中断裂,F3:华蓥山断裂,F4:七曜山—金佛山断裂,F5:乐山—宜宾断裂,F6:什邡—简阳—隆昌断裂,F7:绵阳—三台—潼南断裂,F8:南部—大竹—忠县断裂,F9:城口断裂. Fig. 1 Map for geological setting in Sichuan Basin and surrounding areas and locations of the broadband seismic stations used in this study The red triangles represent stations. The black solid lines represent the boundary of different tectonic units. The red/blue/green thin lines indicate active faults (red line represents the active fault since late Pleistocene to Holocene; blue line represents the fault that has been active in Quaternary but has not been active since late Pleistocene; green line represents the buried fault in basin) (Deng et al., 2007), F1—F9 represent the basement faults (Luo, 1998). F1: Longmenshan Fault, F2: Longquanshan-Santai-Bazhong Fault, F3: Huayingshan Fault, F4: Qiyaoshan-Jinfushan Fault, F5: Leshan-Yibin Fault, F6: Shifang-Jianyang-Longchang Fault, F7: Mianyang-Santai-Tongnan Fault, F8: Nanbu-Dazhu-Zhongxian Fault, F9: Chengkou Fault.

为了得到较高品质基阶面波的频散曲线,避免近源效应和高阶面波干扰,特意选取震中距在15°~90°,震级介于5.5~7.0之间,震源深度小于100 km,且具有较高信噪比的远震垂向波形数据.测量频散曲线时为了确保两个台站和地震震中尽可能在同一个大圆弧上,要求近台站与远台站相对于震中的反方位角之差尽可能小于3°.

根据美国地质调查局(USGS)地震目录,最终挑选了79个符合上述条件的地震事件.从图 2的震中分布图可以看出,对于研究区域而言,地震方位角分布较均匀.采用不同方位地震事件,不仅使射线的方位分布更均匀,分辨能力更好,也为研究方位各向异性提供了数据条件.

图 2 选用地震事件的震中分布图 图中方块代表研究区域,圆圈代表地震位置 Fig. 2 Azimuthal equidistant projection of earthquake epicenters used in this study. The square represents the study area. The open circles represent earthquakes.
2 频散曲线测量

本文采用双台法提取面波相速度频散曲线,在测量每个地震面波频散前,我们对原始数据的垂向记录按每秒1个点进行了重新采样,然后再进行去均值、去倾斜及去除仪器响应等预处理.本文采用基于图像分析的相速度频散曲线提取技术(姚华建等,2004)提取瑞利面波混合路径频散.该方法对同一地震两个台站的记录以一系列不同中心频率做窄带通滤波,然后计算互相关函数,拾取互相关函数最大值所对应的时间延迟,同时计算两个台站的台间距在波传播大圆弧上的投影距离,最后用距离除以时间延迟获得不同中心频率对应面波的相速度.双台法测量面波频散的详细原理参见文献(Yao et al., 2006),在此不再赘述.

理论上双台法能够测量任意两个台站的相速度频散曲线,但有时候由于台间距太小,同样的时间延迟误差会造成较大的相速度误差.为了获得可靠性频散曲线,双站的台间距(Δ)应满足(λ为波长,λ=cT·T,其中cT代表周期为T时的相速度).本研究中任意两台最远距离均小于10°,为了得到稳定的测量结果,我们只选用了台间距170 km以上的所有双台计算频散曲线.频散曲线的周期限定在20~120 s范围.图 3为沿双台路径CQT-ZAD获得的20~120 s周期的瑞利面波相速度频散曲线实例.在经过严格的挑选之后,我们最终获得了3140条独立双台路径上20~120 s周期的瑞利面波相速度频散曲线.图 4给出了不同周期瑞利面波射线条数统计,最少为2006个,最多为3140个.图 5分别给出了代表性周期(30,50,70,90 s)的路径分布,从图中可看出射线路径较好地覆盖了四川盆地及其周边地区.

图 3 基于图像分析的相速度频散曲线提取技术获得沿重庆台-杂多台(CQT-ZAD)双台路径瑞利面波频散曲线(图中白色曲线)的实例,所用地震是2013年10月31日12时02分发生在中国台湾的MW6.3地震 Fig. 3 Example of extracted dispersion curve (white curve on the image) for the station pair CQT-ZAD based on image transformation technique. Records from 2013/10/31 MW6.3 Taiwan earthquake were used
图 4 20~120 s周期瑞利面波射线条数统计图 Fig. 4 Raypath number at the period of 20~120 s
图 5 不同周期(30,50,70,90 s)的双台路径分布图 白色三角形代表台站. Fig. 5 Raypath coverage for four selected periods (30 s, 50 s, 70 s and 90 s) The white triangles represent stations.
3 瑞利面波相速度层析成像与方位各向异性反演

在弱各向异性介质中面波相速度对波数矢量的方位角ψ和角频率ω的依赖关系的一阶近似可表示为(Montagner and Nataf, 1986; Smith and Dahlen, 1973):

其中c0(ω)为角频率ω的各向同性相速度,通常用每个周期所有路径相速度的平均值代替,c1c2为方位各向异性参数.通过反演c1c2可求取方向各向异性强度和快波方向0.5arctan[c2(ω)/c1(ω)].本研究利用面波频散曲线,采用连续线性反问题的最小二乘法(Tarantola and Valette, 1982Montagner, 1986)同时反演不同周期的c0c2c2,从而得到相速度和各向异性强度与方向的分布.实际反演中,需要对纯路径的面波速度结构进行离散分块处理,并引入了高斯型协方差函数对模型进行空间约束.同时通过选定相关函数的相关长度,对离散块体的速度变化进行平滑处理.目前该方法已在国内许多地区的面波研究中得到应用(苏伟等,2008Yao et al., 2010易桂喜等,2010姚志祥等,2014),特别是关于相关长度的选取,需要根据射线密度和波长两个方面的情况来综合考虑(Liu and Yao, 2017),这里不再赘述.

为了评估反演结果的可靠性,我们首先利用检测板对反演的分辨率和可靠性作了检测.对于各向同性的瑞利面波相速度层析成像,我们将研究区划分成1°×1°,初始模型的速度为4.0 km·s-1,扰动量为±2%,按照实际反演所用的台间射线路径,用理论频散数据加入2%的随机走时噪声后进行重建(图 6b).对于方位各向异性,我们用2°×2°网格,输入模型的各向异性强度为2%,方向交替±45°,用同样方法进行重建检测(图 6d).检测结果表明,地震射线路径分布直接影响检测板的恢复结果,在射线密度高的四川盆地及其周缘部分得到比较好的重建结果.

图 6 30 s周期检测板分辨率测试 (a)各向同性相速度1°×1°检测板初始模型;(b)加入了扰动后各向同性相速度检测板恢复结果;(c)方位各向异性2°× 2°检测板初始模型;(d)加入了扰动后方位各向异性检测板恢复结果. Fig. 6 Checkerboard tests of raypath coverage for T=30 s (a) Input model of 1°× 1° isotropic phase velocity checkerboard; (b) Reconstructed isotropic phase velocity map after disturbance; (c) Input azimuthal anisotropy model of 2°× 2° checkerboard; (d) Reconstructed azimuthal anisotropy map after disturbance.
4 结果分析与讨论

图 7为30 s、50 s、70 s和90 s周期的各向同性相速度与方位各向异性空间分布,白色短线的长度和方向分别表示方位各向异性的强度和快波方向;另外,图中还显示了四川盆地内部主要基底断层(罗志立, 1998).图 7a—d揭示出四川盆地及周缘地区的地壳-上地幔不同周期的相速度结构存在明显的横向不均匀性,而且方位各向异性也有显著差异.本节的以下部分主要分析不同周期相速度的横向不均匀性特征,并讨论它们的深部构造含义.

图 7 不同周期的各向同性相速度及方位各向异性分布 (a) T=30 s; (b) T=50 s; (c) T=70 s; (d) T=90 s. Fig. 7 Distributions of estimated Rayleigh wave phase velocity and azimuthally anisotropy at four selected periods
4.1 四川盆地及其周缘相速度的横向非均匀性

不同周期的相速度对不同深度范围内的横波速度结构敏感程度存在差异,图 8为根据背景噪声反演剪切波速度结构修改后的ak135初始模型(王小龙等,2013)计算得到的不同周期基阶瑞利面波对深度方向S波速度敏感度核函数曲线.下面我们对几个典型周期相速度对四川盆地及其周缘相速度的横向非均匀性进行讨论.

图 8 (a) 根据背景噪声反演剪切波速度结构(王小龙等,2013)修改后的ak135初始模型;(b)根据1-D速度模型计算的不同周期基阶瑞利面波对深度方向S波速度敏感度核函数曲线 Fig. 8 (a) Modified ak135 model based on S wave velocity of the crust from seismic ambient noise tomography; (b) Sensitivity kernels of the phase velocity of the fundamental mode Rayleigh wave to the shear wave velocity as a function of depth for different periods computed from the 1-D S wave velocity model
4.1.1 中-下地壳

图 8不同周期基阶瑞利面波对深度方向S波速度敏感度核函数曲线可以看出,周期30 s的瑞利面波的敏感范围对应着中-下地壳的横波速度结构.从图 7a可以看出瑞利面波相速度与方位各向异性分布与区域的地质构造呈现较好相关性.四川盆地内部及东南相邻的武陵山地区的相速度(相对于西部的松潘—甘孜地块)较高,与地质上推断的、作为扬子地块的一部分,四川盆地具有古老克拉通型的坚硬地壳(江为为等,2001)的结果一致.盆地内部的自贡—荣昌、泸州东、重庆东、达州南和北、遂宁及其以北等地还分别出现局部的高速异常,可能是盆地基底相对坚固岩体在T=30 s成像中的反映.已探明的部分基底断裂中的F2(龙泉山—巴中断裂)、F3(华蓥山断裂)、F4(七曜山—金佛山断裂)以及F6(什邡—简阳—隆昌断裂)(罗志立, 1998)在一定程度上控制这些局部高速异常体的展布.在四川盆地西部(F2以西)以及西南部(F5西南)的30 s成像深度范围,未出现局部的高速异常体(图 7a),这也与这些部位的基底含有晚元古界浅变质岩系(古老但偏柔性的褶皱型基底)的认识(江为为等,2001)相吻合.

然而,同样在T=30 s的成像结果中(图 7a),四川盆地西边界龙门山断裂—小金河断裂一线以西的松潘—甘孜地块、西南边界大凉山断裂带西南的川滇地块(南半部)出现大面积低速异常,这与前人的S波成像结果(黄忠贤等,2013; 易桂喜等,2008)基本一致.地质上,松潘—甘孜地块属于中生代—新生代时期的青藏高原构造系统,上地壳普遍存在较厚的中—新生代褶皱层(许志琴等,2011),而中-下地壳(约20~45 km深度范围)普遍存在地震学上的低速层(王椿镛等, 2003, 2008; 黄忠贤等,2013; 刘启元等, 2009; 郭飚等, 2009; Li et al., 2009; Yao et al., 2008; 易桂喜等,2008王帅军等,2015), 或者电性上的低阻/高导层(Bai et al., 2010; 詹艳等, 2013).这些低速层在随着青藏高原的隆升和朝东-南东方向水平挤出过程中起着“通道流(channel flow)”的作用[亦称地壳流(crustal flow)(Klemperer, 2006)或者下地壳流(lower crustal flow)(Royden et al., 1997)].因此,松潘—甘孜地块(含川滇块体北半部)的30 s成像(图 7a)表现为总体偏低速的主要原因,应是上地壳存在厚的中—新生代褶皱层以及中-下地壳普遍存在低速层.本文使用的地震波形资料及提取面波信息的方法与前人(李昱等,2010)利用噪声资料的方法不同,但同样得到了四川盆地以西和西南侧高原区的地壳总体表现低速的成像结果(图 7a),从侧面验证了本文方法和结果的可靠性.

4.1.2 上地幔顶部

50 s周期的瑞利面波相速度成像主要对70~90 km深度范围内的横波速度最为敏感(图 8),对应上地幔顶部的速度结构特征.图 7b显示四川盆地的上地幔顶部继续呈现明显的高速异常,同时,盆地东南的龙山—吉首、武陵山以及盆地北部的佛坪附近也呈现高速异常.然而,龙门山以西的松潘—甘孜地块也继续呈现低速异常,明显高于松潘—甘孜地块相应深度的相速度,与根据P波走时层析成像给出的结果(郭飚等,2009)基本吻合.图 7b主要揭示四川盆地上地幔顶部的强度要明显高于松潘—甘孜地块,从而支持基于地质研究提出的、以四川盆地中部为核心存在上地幔隆起区的推测(罗志立, 1998; 马杏垣, 1989).

值得注意的是,图 7b中高-低速异常的分界不仅沿NE向龙门山断裂带展布,还朝SW跨越鲜水河—安宁河断裂带后沿NE向金河—箐河断裂带延伸.这使得四川盆地西南、金河—箐河断裂带东南地区(大凉山地区)的相速度与30 s的成像结果(图 7a)相比,已由低变高(尽管略低于四川盆地中部相同深度范围的相速度).接收函数研究揭示大凉山地区的莫霍面深度要比松潘—甘孜地块的浅,而且上地幔的地震波速偏高(王椿镛等,2010).我们追溯大地构造发展史得知:沿现今NE向龙门山—金河—箐河断裂带的位置,曾经是元古代—古生代早期扬子古板块西边界的一部分,晚古生代—早新生代一直是华南板块与西部青藏构造域之间的边界带(罗志立,2000),直到晚新生代随着青藏高原隆升和朝东-南东方向水平挤出(Tapponnier et al., 1982)以及川滇活动块体的形成(张培震等,2003),被鲜水河—安宁河断裂带(川滇活动块体的东边界)切割错断.因此,四川盆地西南、金河—箐河断裂带东南地区50 s周期的相速度明显高于松潘—甘孜地块的现象,进一步证明图 7b中大凉山地区的岩石圈属于扬子板块—华南地块(克拉通性质),而不属于青藏板块.

60~120 s的相速度成像反映了深度80~200 km范围上地幔上部的速度结构变化.其中,70 s的相速度成像反映研究区在110~140 km左右深度的上地幔顶部,无论位于扬子板块—华南地块区还是青藏地块区,已表现为大面积高速区,仅存在若干局部的相对低速异常区,如四川康定及其北东、四川阿坝与川—青交界、四川北川以北和石棉以南、以及贵州六盘水至川―滇―黔交界等地(图 7c).局部的低速异常区到了90 s成像的深度范围已趋于消失或者速度已有所提升(图 7d).图 7cd中70 s和90 s成像中的局部相对低速区有待进一步研究.

另外,在70 s到90 s深度范围的相速度成像中,四川盆地及其东侧的川东南和贵州地区、东北侧的陕西汉中—安康地区出现高速异常,且面积逐渐扩大,反映出四川盆地及其以东仍保存着扬子—华南地块的克拉通性质的岩石圈底部特征(高强度、大厚度)(图 7cd).盆地北侧的陕西安康—重庆城口的大巴山地区,在70 s到90 s的深度范围出现异常高速(图 7d中安康一带的紫色区),说明南秦岭造山带的岩石圈地幔顶部可能属于扬子—华南地块,从而反映在晚华力西期—早印支期的造山运动中,南秦岭造山带向南推覆于扬子—华南地块之上.

4.2 四川盆地及其周缘相速度的各向异性及不同深度变形耦合

不同周期瑞利面波相速度方位各向异性可能表明一个地区在不同深度范围的变形耦合状况(苏伟等,2008; 易桂喜等,2010; 姚志祥等, 2014).研究反映这种方位各向异性是地质体经历最晚一次强烈构造运动时由矿物的塑性流动造成优选排列而留下的“化石记忆”(Plomerová et al., 2002).理论分析与高温高压实验(嵇少丞等,1989; 张国苓等,2010)表明:在低压条件的地壳浅层, 各向异性主要受裂隙定向排列的影响; 而在深部的高压环境下, 岩石中的微裂隙已闭合, 各向异性主要受矿物晶格及形态的优选方位引起;其中,中-上地壳酸性岩石的地震波速各向异性主要由云母含量及排列优选方位决定(张国苓等,2010);中-下地壳基性岩石的各向异性受斜长石、角闪石、透辉石的含量和分布的影响(嵇少丞和大卫·梅因普利斯,1989),特别是受易于塑性变形的角闪石含量及优选方位影响(张国苓等,2010);上地幔各向异性主要原因可能是橄榄石塑性变形造成优选定向(金振民等,1994).因此,本文获得的不同周期瑞利面波相速度方位的各向异性,并不一定能对应特定地区正在经历的现代构造变形,而可能与足以造成地壳和岩石圈上地幔产生流动变形的长期(含最晚)构造动力学作用相关.

图 9给出本文研究区不同周期(T=30, 50, 70, 90 s)方位各向异性的大小及方向的对比,图 10表示分别沿纬度30°线的E-W向剖面(A-A′)和沿经度105°线的S-N向剖面(B-B′)的方位各向异性大小及方向随周期的变化.结合对图 7的分析可以看出四川盆地及其周缘不同周期的方位各向异性大小及方向在有些地区基本类似,但在另外一些地区却有明显差异,可能反映不同地区不同深度的变形耦合存在差异.

首先,四川盆地内部,特别是成都—自贡—重庆—遂宁一线附近地区,30 s和50 s周期的方位各向异性相对周边地区,强度显得很弱,但至盆地北部有所增强,快波方向呈NE近南北向(图 7图 9图 10).四川盆地中部和偏东部,70 s和90 s的各向异性很强,可达0.06 km·s-1(1.5%~2%)以上,快波方向近南北.与此同时,龙门山断裂带北东段北西侧的碧口地块(微型古陆块(许晨光等,2018))的快波方向从西到东从近E-W向转为NNE向,至四川盆地北缘及秦岭造山带南缘与源于盆地中部的近SN向快波方向汇合,并共同在岩石圈上地幔的深度跨越近E-W向的秦岭造山带(图 7c7d).秦岭造山带是古生代—中生代早期华南与华北板块发生会聚和陆-陆碰撞的结果(许志琴等,2015; 王晓霞等,2015).已有的深部结构剖面反映在秦岭造山带之下,岩石圈的中-下部属于相对低速区(黄忠贤等,2013),可能是后造山期热侵蚀或重熔作用的结果.这使得秦岭造山带在100~170 km的深度上S波速度仅为4.2~4.3 km·s-1,而在相同深度范围,四川盆地内部的S波速为4.4~4.6 km·s-1[参见黄忠贤等(2013)图 7的剖面BB],从而可能有利于岩石圈物质从四川盆地及碧口地块的相对高密度区朝秦岭造山带的相对低密度区流动,这种长期的流动变形可能是造成源于四川盆地中部和碧口地块的两组快波方向在盆地北缘汇合并“流入”秦岭造山带的原因(图 7图 9).本文的图 7图 10b还揭示出这种由南朝北流动的强度,在70 s周期的岩石圈顶部最大,向更深的岩石圈地幔层位以及向更浅的中下地壳层位均变弱,不同深度的流动变形似乎是协调耦合的.

图 9 不同周期(T=30, 50, 70, 90 s)方位各向异性对比图 Fig. 9 Comparison of azimuthal anisotropy at different periods (T=30, 50, 70, 90 s)
图 10 沿北纬30°东西剖面和东经105°南北剖面的瑞利面波相速度及方位各向异性随周期的变化 各向异性线条的方向为地图平面方向,垂直线条表示快波方向为南北向,水平线条表示快波方向为东西向. Fig. 10 Distribution of the Rayleigh wave phase velocity and azimuthally anisotropy at different periods along latitude 30°N and longitude 105°E profiles The direction of anisotropy bars is on the map view, i.e. vertical line shows north-south direction of fast wave, whereas horizontal line shows east-west direction of fast wave.

松潘—甘孜地块内部及其附近,30 s和50 s周期与70 s和90 s周期的方位各向异性不一致.其中,30 s和50 s周期的快波方向以近NS向占优势,而70 s和90 s周期的快波方向呈近E-W向和NW-SE向,且强度上明显小于前两个周期的(75、图 9图 10).易桂喜等(2010)研究表明松潘—甘孜地块短周期(20 s)快波优势方向为NW-SE向,随着周期的增大,快波优势方向转变为近NS向,研究结果与本文不完全一致,这可能与当时的台站密度和成像分辨率有关.据此我们认为松潘—甘孜地块内部在中-下地壳与岩石圈地幔顶部不同深度的变形是不耦合的,可能与该地块中生代—新生代构造变形的主要动力作用方式发生改变有关.三叠纪晚期松潘—甘孜地块(之前为洋壳型浅海沉积盆地)由于其东侧扬子地块与西侧中咱地块和义敦岛弧(位于四川巴塘附近)之间的强烈近东-西向会聚/挤压作用,发生褶皱和隆升造山(侯增谦等, 2004; 潘裕生, 1989; 许志琴等,2011),进而在中生代晚期—新生代早期,随着印度—亚洲大陆碰撞和青藏高原隆升,以及随后在高原物质朝东挤出、受扬子地块阻挡而发生地壳逐渐增厚作用(Clark and Royden, 2000)的过程中进一步变形.本文反演结果中,松潘—甘孜地块内部30 s周期快波方位的优势分布反映在中下地壳深度存在近N-S向—NNE-SSW向的强烈流动变形(图 7a图 9图 10上),指示了近E-W向—NWW-SEE向近水平主压应力的作用,这与常利军等(2008)利用SKS波各向异性研究结果显示的川西地区各向异性呈近NS向吻合.在鲜水河断裂带两侧(川滇菱形块体北半部和巴颜喀拉块体东南部)这种变形或动力作用基本是连续过渡的,甚至向南过渡到小金河断裂带以南的川滇菱形块体南半部(基底属扬子板块)的北端.由于这种应力作用方式与同一地区震源机制解P轴方位的优势分布(王晓山等,2015)很相似,因此,30 s周期快波的优势分布应反映松潘—甘孜地块中下地壳从新生代中期至今的构造形变环境,且可能与更大区域的动力学背景协调——属于顺时针环绕喜马拉雅东构造结地壳运动(Zhang et al., 2004)的一个局部.50 s周期涉及的、松潘—甘孜地块下地壳至壳-幔边界的范围(相当于那里地壳在新生代增厚的深度部分),在鲜水河断裂带SW侧(川滇菱形块体北半部)快波强度很弱,且优势方位不明确,反映这是一个流动变形很弱的层位(图 10b); 在鲜水河断裂带NE侧部分(巴颜喀拉块体南东部)快波强度有所减弱,方位由远离四川盆地的近N-S向—NNE向,到靠近四川盆地时转为NE-SW向(图 7b图 9图 10a),似乎可以解释为巴颜喀拉块体在朝SEE挤出时,受到扬子地块的正面阻挡而在壳幔边界的深度发生平行四川盆地西北边界(龙门山断裂带)的物质流动.松潘—甘孜地块内部70 s周期的快波方位为NWW-SEE向—近E-W向; 90 s周期的快波方位在鲜水河断裂带SW侧为近E-W向—NEE-SWW向,强度显著,但在鲜水河断裂带NE侧的强度已很弱(图 7cd图 9).这可能反映川滇菱形块体北半部在岩石圈地幔顶部存在近E-W向的流变作用,或者存在近N-S向的水平挤压作用,这与30 s和50 s周期快波方位反映的地壳形变方式是不一致的,原因有待更深入研究.

鲜水河断裂带两侧的松潘—甘孜地块,70 s和90 s周期的方位各向异性分布表现出不连续和差异,反映了该断裂带的最大切割深度至少已达岩石圈地幔顶部.另外,在小金河断裂带两侧,30 s、50 s、70 s和90 s等不同周期的方位各向异性均有不同程度的差异,反映该断裂带虽然古老,但至少也已达岩石圈地幔顶部的深度,并在调节川滇菱形块体北、南两部分的差异运动与变形中起作用(图 7图 9).

本文研究区的东南边缘,从四川盆地南部的云贵高原北部到盆地东北部的川黔鄂交界地区,不同周期方位各向异性的快波方向主要有两组,且强度有随深度增、减的变化(图 9图 10); 这两组快波方向均可看作起自贵州遵义南东.其中,存在于四川盆地南部与黔北地区的第一组由南东朝北西由NWW-SEE向逐渐转为NNW-SSE向,在强度上由强变弱.四川盆地南部与黔北地区主要浅层构造是川南和黔北2个近平行展布的次级构造单元——近E-W向的断褶带,定形于中生代晚期,新生代仍有所活动,向西分别被NNW向马边—盐津断裂和NW向六盘水断裂带斜切割(朱振宏等,2016).因此,我们推测上述第一组快波方向可能是随着新生代青藏高原地壳大规模南东向运动和挤出,四川盆地南缘在基底相对薄弱地带发生近N-S向挤压、并沿近E-W向先存断褶带的走向产生流变的反映.低温热年代学研究揭示四川盆地南部新生代以来发生1~2 km的隆升(邓宾等,2013),是新生代仍有构造活动的新证据.存在于四川盆地东部与东北部的第二组快波方向,由南向北偏西先呈近N-S向展布,在盆地东北角顺时针旋转至近E-W向并朝东延伸(宜昌方向),在强度上则由强变弱.研究表明晚侏罗世与早白垩世,四川盆地东北角的近E-W向大巴山构造带和东邻的NNE向雪峰山构造带分别朝南和朝北西方向逆冲(苏金宝等,2014; 宋庆伟等,2014); 此后,四川盆地以东地区再未经历如此强烈的构造运动(罗志立,1998; 江为为等,2001).因此,第二组快波方向可能是晚印支期—燕山期四川盆地东邻区域受到近N-S向和近E-W向水平挤压的叠加作用时、不同深度层位发生流变的响应,同时说明这一地区的构造变形也涉及岩石圈的深度.

5 结论

本文利用四川盆地及周缘的宽频带台站记录,通过双台法提取面波相速度频散并进行相速度层析成像与方位各向异性反演.在周期重叠部分,远震面波速度层析成像结果与地震背景噪声成像结果较为一致.我们的研究结果表明,四川盆地及其周缘的速度结构和方位各向异性具有显著的差异和不同的特征,主要如下:

(1) 短周期(20~30 s)的相速度分布与四川盆地的构造特征相吻合,作为川滇地块、松潘—甘孜地块和四川盆地之间的边界断裂,龙门山断裂带和鲜水河断裂带对上述三个地块上地壳的速度结构具有明显的控制作用;

(2) 四川盆地内部及东南相邻的武陵山地区的相速度是较高的,与地质上作为扬子地块的一部分,四川盆地具有古老克拉通型的坚硬地壳的推断相一致.四川盆地西南、金河—箐河断裂带东南地区50 s周期的相速度明显高于松潘—甘孜地块的现象,进一步证明大凉山地区的岩石圈属于扬子板块—华南地块(克拉通性质),而不属于青藏板块;松潘—甘孜地块,特别是川滇地块中下地壳表现为广泛的明显低速异常,表明中下地壳相对软弱;而四川盆地的中下地壳呈现整体性的相对高速,意味着四川盆地具有相对坚硬的中下地壳.

(3) 四川盆地南部和东南邻区不同周期均具有较强的各向异性,且快波方向较为一致,反映这些地区不同深度变形耦合较好.四川盆地西部、北部及东北部邻区,不同周期的各向异性快波方向变化较大,不同深度变形耦合较差.这些特征与绕喜马拉雅东构造结的物质流动,被扬子地块的高速地壳阻挡的宏观认识基本一致.在四川盆地的北部岩石圈物质从四川盆地及碧口地块的相对高密度区朝秦岭造山带的相对低密度区流动,这种长期的流动变形可能是造成源于四川盆地中部和碧口地块的两组快波方向在盆地北缘汇合并“流入”秦岭造山带的原因;在川西的松潘—甘孜地块内部在中-下地壳与岩石圈地幔顶部不同深度的变形是不耦合的,可能与该地块中生代—新生代构造变形的主要动力作用方式发生改变有关.

致谢  本文大部分插图是采用第二作者雷兴林编制的GeoTaos软件包(https://staff.aist.go.jp/xinglin-lei/Lei00.htm)绘制的.作者感谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”为本研究提供部分地震波形数据,同时感谢中国科学技术大学姚华建教授提供了面波相速度曲线测定程序,感谢中国地震局地震研究所张丽芬的有益讨论,特别感谢两位审稿专家提出的宝贵建议,这对于本文总体水平的提高与研究工作都很有帮助.
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