青藏高原中部瑞雷波相速度和方位各向异性研究

谭 萍

(防灾科技学院 河北省地震动力学重点实验室， 河北 三河 065201)

0 引言

印度板块和欧亚板块的陆陆碰撞造就了世界上最大的高原——青藏高原，历来被视为研究大陆动力学的天然实验室[1-2]。青藏高原隆升的动力来源是板块碰撞产生的挤压应力，在这样一个强烈南北向挤压的环境下，高原内部却发育了东西向伸展的构造，比如高原中部发育的Ⅴ型共轭走滑断层，前人认为其调节了高原同时期的南北向缩短和东西向伸展[3-4]。共轭走滑断层分布于班公湖-怒江缝合带两侧，北侧的北东走向断层表现为左旋性质，南侧的北西走向断层表现为右旋性质。对共轭走滑断层的形成机制进行研究，可为认识高原的变形特征和隆升过程提供重要约束。作为浅表观察到的伸展构造，研究共轭走滑断层的形成机制，最直接的证据来源于其下方精细的壳幔结构，特别是地壳，作为连接浅表与深部的纽带，其速度结构对共轭走滑断层的成因有极强的约束作用。此外，各向异性广泛存在于地壳和地幔中[5-6]，上地壳中的各向异性一般认为是应力引起的充满流体的裂缝定向排列导致的[7-8]，而下地壳和地幔中的各向异性一般归因于应变导致的矿物晶格优先取向[9-10]。通过观测地震各向异性可以为共轭走滑断层深部地壳变形提供更多地震学证据。

背景噪声层析成像方法通过对两个台站记录的长时间噪声信号进行互相关计算，能够得到短-中周期高信噪比的面波信号，相对于基于地震事件的传统面波方法，该方法不受地震事件分布不均匀、地震参数误差以及短周期面波信号存在强衰减和散射的影响，是目前重建地壳精细结构的主流方法之一[11]。本文发挥背景噪声面波层析成像方法的优势，利用高原中部流动地震台站和研究区内固定地震台站数据，反演获得高原中部相速度和方位各向异性分布，为探讨青藏高原中部地壳变形以及浅表构造与深部过程之间的联系等科学问题提供可靠线索。

1 数据与方法

2013—2017年，中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室壳幔结构探测学科组在青藏高原中部，跨班公湖-怒江缝合带布设了二维宽频带地震台阵SANDWICH[12]，为青藏高原中部的深部结构探测工作奠定了基础。台阵布设所使用的三分量地震计类型为 Guralp CMG-3ESP，频带范围为60/30s～50Hz，采集器有 RefTek72A和RefTek 130两种，平均台间距约为40km。本文收集了SANDWICH台阵中53个台站2013年11月到2015年11月记录的连续波形数据以及与SANDWICH台阵具有相同数据记录时间的研究区内30个固定台站的连续波形数据[13](图 1)。

本文利用连续波形记录的垂向分量进行互相关计算，进而提取Rayleigh面波频散信息。在此之前，需要对单台数据进行预处理[14]，包括去除仪器响应，去均值，去倾斜，将数据重采样到 5Hz，带通滤波，将连续波形截取成以天为单位的数据，利用滑动绝对平均法进行时间域归一化以及频谱白化处理。经过上述预处理之后，对台站对数据进行互相关计算和叠加，并计算台站间的经验格林函数。为了降低噪声源分布不均匀性带来的影响并提高信噪比，本文利用背景噪声互相关函数正负分支的反序平均来计算经验格林函数。

利用Rayleigh波相速度频散曲线，通过反演可以得到研究区各个周期相速度分布图像，也可以同时反演不同周期方位各向异性的空间分布。对于反演区中的任一点M，其Rayleigh波相速度可以表示为[18]：

c(T，M，θ)=c0(T)(1+a0(T，M)+

a1(T，M)cos2θ+a2(T，M)sin2θ

(1)

式中，T为周期；θ为方位角；c0(T)为参考相速度；a0为各向同性相速度扰动；a1和a2为方位各向异性参数。方位各向异性的强度Ac和快波方向Θ可以表示为：

(2)

(3)

本文设定网格大小为0.2°×0.2°，采用一种基于连续模型的广义反演方法得到不同周期的Rayleigh波相速度分布和方位各向异性参数[19-22]。反演模型m(a0，a1，a2)可以通过最小化目标函数Φ(m)来获得：

(4)

式中，m为反演模型；mp为先验模型；t为利用模型m计算的预测走时向量；tobs为观测走时向量；CD为数据协方差矩阵，代表数据不确定性，与相速度频散测量的标准误差σd相关。CM为先验模型协方差矩阵，协方差函数可以表示为：

(5)

为了检测反演方法的可靠性和反演结果的分辨率，本文进行了检测板测试[23]。输入模型中相速度的平均值取为4.0km/s，速度扰动设为±7%，异常尺度为0.4°×0.4°和0.8°×0.8°。对于方位各向异性，定义各向异性强度为4%，方向为±45%，异常尺度为0.8°×0.8°和1.6°×1.6°。在真实射线覆盖基础上，本文计算了大圆路径上的相速度频散，同时加入1%的高斯随机噪声，利用与真实数据同样的方法进行纯路径频散反演。图 3和图 4分别为10s、20s、30s、40s时的相速度和方位各向异性的检测板测试结果，可以看出周期为10s、20s、30s时，研究区内的相速度分辨率可达到0.4°，方位各向异性的分辨率可达到0.8°，而40s时相速度分辨率为0.8°，方位各向异性的分辨率为1.6°。

2 结果

由于不同周期的相速度对不同深度范围内S波速度结构的敏感程度存在差异，本文计算了面波相速度对S波速度的偏微分作为不同周期相速度的敏感核函数[24](图 5)。可以看到，短周期面波相速度的敏感深度比较窄，分辨率较高，而中长周期面波的敏感深度比较宽，分辨率较低。

图 5 不同周期的瑞雷波相速度对S波速度的灵敏度Fig.5 Sensitivity of Rayleigh wave phase velocity to S-wave velocity at different periods

图 6展示了研究区瑞雷波相速度及方位各向异性分布。结合敏感核函数，短周期时(10s)，瑞雷波相速度主要对地壳浅层S波速度敏感，由于沉积层速度低于结晶岩石的速度，因此浅层相速度可以用来分析沉积层厚度、结晶基底埋深等构造特征。可以看到低速异常主要分布于班公湖-怒江缝合带以南，位于色林错和当惹雍错及附近区域，表示该区域沉积层较厚。相对的高速主要分布于中间和研究区南部的高海拔地区。在中周期(20s、 30s)，相速度主要对中地壳速度敏感，可以看到低速异常广泛分布于共轭走滑断层区，且速度分布特征与上地壳(周期为10s)有相似之处。在长周期(40s)，相速度主要对高原下地壳速度敏感，速度分布特征与中上地壳有很大差异，研究区内速度特征表现为西高东低。

对于方位各向异性，周期为10s的图像反映了上地壳的各向异性变化特征，研究区内快剪切波方向与断裂带走向一致性较好，但同时受到区域内沉积层厚度的影响。20s周期的结果反映了中地壳各向异性分布情况，低速异常区域各向异性快波方向近E-W方向，南部高速区域快波方向大致为NW-SE方向，但班公湖-怒江缝合带以北各向异性仍然受到区域断裂和地形构造的影响，部分区域快波方向沿断裂带走向分布。随着周期的增加，各向异性强度变大，且快波方向有较大变化。在30s时，低速异常区近E-W向的快波方向变为NW向或NE向。40s周期反映了下地壳的各向异性分布情况，各向异性强度增大且方向近N-S向。

3 讨论

青藏高原中部上地壳和中地壳的速度分布特征具有较好的一致性，可能反映了上地壳和中地壳动力学机制上的耦合。下地壳的相速度和方位各向异性特征与中上地壳存在明显差异，说明该地区可能存在与中上地壳解耦的下地壳。研究区中地壳(20～40km)存在明显的低速异常区域，且主要分布于共轭走滑断层区，指示浅表观察到的地质构造与深部地壳速度结构存在垂向连续性，表明东西向伸展构造的形成可能与深部动力学过程有密切的联系。前人研究发现高原中部中下地壳Vp/Vs值相对较高[25-26]，且发震层深度浅于30km[27-28]，以及存在低Lg Q异常[29]等，上述结果均反映青藏高原中部存在塑性的中下地壳，可能产生了部分熔融。此外，中地壳低速异常区域各向异性快波方向近E-W方向，而部分熔融和熔体的定向排列会显著影响各向异性的特征，表明中地壳可能产生部分熔融，并有可能存在局部东向流动，进而造成矿物成分近E-W的定向排列。成对的广义剪切变形模型认为南北向挤压和软流圈向东流动的基底拖曳力共同产生了沿班公湖-怒江缝合带分布的成对的广义剪切变形，导致了共轭走滑断层的形成[4]。然而，远震层析成像结果显示沿INDEPTH-Ⅲ剖面的班公湖-怒江缝合带下方上地幔呈现高速异常[30]，反映其下方软流圈可能不存在塑性流动。因此，本文认为产生共轭走滑断层的基底拖曳力可能并非软流圈的东向流动，而更可能与高原中部软弱层的局部物质东流有关。

4 结论

本文基于青藏高原中部SANDWICH流动台阵及研究区内固定地震台站记录的连续观测数据，利用背景噪声面波层析成像方法，获得高原中部相速度和方位各向异性分布。青藏高原中部中地壳发育低速层，并广泛分布于共轭走滑断层区，且方位各向异性也受到低速层的影响。结合其他证据，本文认为共轭走滑断层的形成可能与中地壳软弱层有关。此外，下地壳速度和方位各向异性分布特征与中上地壳存在明显不同，反映了该地区下地壳与中上地壳是解耦的。

致谢感谢中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室壳幔结构探测学科组提供的SANDWICH连续波形数据以及中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心提供的固定台站数据。本文大部分图件利用GMT程序包[31]绘制。