川滇地区壳幔方位各向异性研究

吴宇琴 吴珊珊 周思远 李凤英 赵育飞

1 云南省地震局，昆明市蓝桉路2号，650000 2 上海市地震局，上海市兰溪路87号，200062

新生代以来，印度-欧亚板块持续碰撞挤压使得青藏高原不断隆升变形，出现明显的地壳增厚现象[1]。目前，“中下地壳通道流模型”[2-3]是较为流行的青藏高原隆升变形的动力学机制，该模型认为中下地壳软弱物质堆积导致地壳增厚。青藏高原中部中下地壳物质向边缘流动，被刚性的四川盆地阻挡，使得“地壳流”分为2支，分别流向青藏高原东北部和东南部。

川滇地区位于青藏高原东南缘(图1)，由于青藏高原长期受印度-欧亚板块挤压以及自身重力等影响，高原物质侧向挤出，从而形成川滇地区复杂的构造变形运动。川滇地区发育有许多深大断裂带，地震活动频繁。1990年以来，我国境内共发生16次7级以上地震，其中4次发生在川滇地区，由此可知川滇地区是强震活动的主要地区之一。深入了解川滇地区地壳和上地幔深部结构及动力学过程，对于了解青藏高原的形成与演化、地壳形变模型与地震孕育过程等具有重要意义。

NJF：怒江断裂带; LLF：龙陵断裂带; NTHF：南汀河断裂带; LCJF：澜沧江断裂带; RRF：红河断裂带; LJF：丽江断裂带; ANHF：安宁河断裂带; ZMHF：则木河断裂带; XJF：小江断裂带; PZH：攀枝花断裂带图1 研究区域概况Fig.1 Overview of the study area

部分学者利用不同地球物理手段对川滇地区的地下结构进行研究。Bai等[4]利用大地电磁成像方法得到青藏高原东缘下方的电导率结构后发现，中下地壳存在2个高电导率通道；
Bao等[5]利用面波和接收函数进行联合反演后发现，青藏高原东南缘中下地壳存在2个低速通道，以区域内走滑断裂带为界，整体围绕喜马拉雅东构造结顺时针旋转。上述研究结果表明，下地壳存在“地壳流”，但上述结论主要基于静态研究，而地震波各向异性可用于地球内部物质流动和运动方式等研究，是研究青藏高原“地壳流”的重要手段。

常利军等[6]利用SKS分裂方法研究发现，云南地区的各向异性主要分布在上地幔；
黎源等[7]对青藏高原东缘进行Pn波各向异性研究发现，川滇地区26°N以南区域上地幔顶部各向异性呈近NS向，与地表GPS观测结果一致，但与SKS分裂结果存在较大差异；
孙长青等[8]认为，云南地区接收函数各向异性主要来源于下地壳。上述研究主要针对地壳或上地幔整体平均各向异性，其垂向分辨率有限。由于面波具有频散特性，垂向分辨率较高，因此本文对随深度变化的面波方位各向异性结果进行研究，为川滇地区深部构造和动力学研究提供理论依据。

1.1 数据

传统地震数据存在衰减和散射，难以对其进行短周期面波(6～20 s)测量。6～20 s频带范围内的面波对中上地壳最为敏感，高频背景噪声可以提取信噪比较高的短周期(小于 20 s)面波。本文利用背景噪声数据约束浅部结构，利用远震数据约束深部结构。

背景噪声数据来自喜马拉雅I期在川滇地区(21°～29°N、97°～103°E)布设的190个宽频带流动台站，平均台站间距为35 km，台站分布密集且均匀(图2)，研究时段为2011-04-01～2013-12-29。远震数据为190个流动台站和35个固定台站2011-01～2013-12记录到的全球范围内5.8级以上地震事件的垂向波形，预挑选震中距为20°～160°、震源深度小于20 km的波形记录(图3)。

图2 台站分布Fig.2 The distribution of stations

图3 地震事件相对于53028台站中心的方位分布Fig.3 Azimuth distribution of seismic events relative to the center of 53028 station

1.2 基于背景噪声的程函方程层析成像

参照Bensen等[9]提出的方法对背景噪声数据进行处理。首先将原始波形降采样至1 Hz并去均值，然后进行带通滤波处理。由于背景噪声采用的仪器类型相同，因此本文不进行去仪器响应处理。完成数据预处理后在频域内进行互相关计算，转到时间域后叠加为长时间序列。图4为53037台站与其他台站按台站距离排列的互相关结果，由图可见，正负半轴均存在明显的面波信号。将互相关正负轴进行平均处理，可以提高数据的信噪比。

图4 53037台站与其他台站的互相关结果Fig.4 Cross correlation results between 53037 station and other stations

采用时频分析方法(FTAN)[10]提取频散曲线，得到各个周期(6～60 s)的相速度结果。选取台站间各周期信噪比SNR大于15的频散数据进行程函成像处理，程函方程层析成像方法参考文献[11]。

当满足高频条件或振幅场的空间变化率相对于走时面τ(ri,r)的空间梯度较小时，单一频率的面波波场可表示为程函方程：

(1)

成像过程中需要对数据质量进行控制。为保证结果的可靠性，去除台站间距小于1～2个波长的测量结果，同时去除2种插值结果相差较大(大于1 s)的数据。

基于弱各向异性假设可知，瑞利面波相速度与方位角满足：

c(ψ)=c0+Acos[2(ψ-φ)]+

Bcos[4(ψ-α)]

(2)

式中，ψ为计算得到的方位角(以北向顺指针为正)，φ、α分别为各向异性2ψ、4ψ分量的快轴方向，A、B分别为各向异性2ψ、4ψ分量的强度。

在数据方位覆盖性较好的情况下，通过分析某一中心位置不同方向面波的相速度，可以反映出周期为180°的相速度方位各向异性信息，由此直接拟合出各向异性的强度和角度。

1.3 基于地震面波的亥姆霍兹方程层析成像

基于远震面波波形记录，采用亥姆霍兹方程层析成像方法[12]进行分析。利用时频分析求解得到时窗WS，分离出基阶面波主要能量。通过计算分离出的面波和相邻台站记录到的该事件波形s1，得到互相关函数c(t)，并对互相关函数进行高斯窄带滤波处理，拟合得到振幅值A、群延迟tg和相位延迟tp，公式如下：

Fi*Wc(t)≈

AGa[σ(t-tg)]cos[ω(t-tp)]

(3)

式中，Ga为高斯函数，σ、ω分别为窄带波形的半带宽和中心频率。层析成像的正演问题可参考文献[12]。

2.1 基于背景噪声的面波相速度和各向异性结果

利用程函方程层析成像得到各节点各周期的各向同性和各向异性相速度结果，通过插值得到整个研究区6～60 s瑞利面波相速度分布。由于背景噪声成像提取的长周期面波信号信噪比较低，因此结果不可信。

由图5可见，低速异常主要分布在腾冲(可能与其岩浆活动有关)、思茅盆地(可能与沉积物有关)、滇中块体、红河断裂带、安宁河断裂带附近；
高速异常主要分布在攀枝花(可能与峨眉山大火成岩有关)、滇缅泰块体南段。速度异常情况与地质构造情况较为吻合。在各向异性方面，6～12 s各向异性结果反映出研究区上地壳各向异性变化特征，喜马拉雅东构造结以东区域表现为绕喜马拉雅东构造结顺时针旋转的特征，此外川滇块体和南部印支块体各向异性方向为近NS向。丽江断裂带、红河断裂带周围区域各向异性为近NS向、澜沧江断裂带为NW向、怒江断裂带为NNW向、南汀河断裂带为NE向。高速异常的各向异性强度大于低速异常。

图5 6～12 s各向异性相速度分布Fig.5 Distribution of anisotropic phase velocity in 6～12 s

川滇地区地壳厚度不均匀，图6中16～26 s反映的是北段中地壳和南段中下地壳的介质信息。低速区分布在松潘甘孜地块、思茅和红河断裂带附近，从20 s开始，川滇块体各向异性方向发生转变，由近NS向转为NE向；
从24 s开始，攀枝花高速异常逐渐消失，丽江断裂带各向异性方向与其走向平行。印支块体各向异性强度整体小于上地壳。25°N附近各向异性强度横向分布不均匀，低速区域强度减小最明显。值得注意的是，从20 s开始，26°N附近红河断裂带以东和攀枝花以西区域各向异性方向发生转变，由NNW向转为NNE向。

图6 16～26 s各向异性相速度分布Fig.6 Distribution of anisotropic phase velocity in 16～26 s

2.2 远震事件面波成像结果

首先进行地震面波程函方程层析成像反演，然后采用亥姆霍兹方程层析成像法对相速度进行有限频校正。根据相速度随方位变化的1Ψ各向异性分量，得到较为准确的中长周期各向异性结构相速度和方位各向异性。

图7将研究区以26°N为界分为2段，分别为研究区北段下地壳和南段下地壳与上地幔之间的区域(即莫霍面附近)。由图可知，研究区北段存在明显的低速异常，这是该区域地壳较厚(约50～60 km)[13]所致，各向异性强度从35 s开始减小。研究区南段表现为高速异常，各向异性方向整体为NW向。龙陵断裂带、南汀河断裂带附近各向异性方向与断裂带走向不平行，表现为弱各向异性，优势方向为NW向和近NS向。红河断裂带附近各向异性方向从35 s开始发生转变，由近NS向转为NW-SE向，与断裂带走向平行。

图7 26～35 s各向异性相速度分布Fig.7 Distribution of anisotropic phase velocity in 26～35 s

图8将研究区大致分为北段莫霍面和南段岩石圈上地幔2部分。北段低速区为地壳较厚的松潘甘孜地块延伸区域，该区域对应的地壳厚度约为70 km[14]。45 s后腾冲地区开始出现低速异常，这一低速结构被认为与印度板块深俯冲至地幔转换带形成大地幔楔结构过程中的脱水与物质上涌有关[15]。45 s后丽江-小金河断裂带附近各向异性方向与断裂带走向近乎平行。红河断裂带附近各向异性方向为NW向，与断裂带走向平行。南部滇缅泰块体和印支块体内部各向异性优势方向为NW向和近EW向，与地壳内各向异性方向(近NE向)明显不同。

图8 45～60 s各向异性相速度分布Fig.8 Distribution of anisotropic phase velocity in 45～60 s

3.1 川滇地区地壳各向异性

南汀河断裂带、怒江断裂带、澜沧江断裂带、丽江断裂带中上地壳各向异性方向与其走向平行，由此推断研究区中上地壳各向异性方向与上述走滑断裂带裂隙的定向排列或裂隙间的液体填充有关。而红河断裂带附近各向异性方向为近NS向，与水平最大主压应力方向一致[16]，与断裂带走向之间存在很大夹角。该结论与前人[13,17]得到的川滇地区面波各向异性结果一致，由此推断其各向异性主要与区域应力场有关。红河断裂带、澜沧江断裂带北段附近各向异性方向为近NS向和NNW向，说明川滇块体受到青藏高原物质侧向挤出的影响而向南运动。

由图6可见，从20 s开始，背景噪声成像结果在25°N附近的各向异性强度横向分布不均匀，低速区强度减小最明显，说明川滇块体中下地壳可能存在低速通道流，“地壳流”与其上覆、下覆界面的相对运动可能会造成各向异性。界面处速度的垂向梯度较大，因此界面处的剪切力较强；
而“地壳流”内部速度的垂向梯度较小，因此剪切力较小，各向异性也相对较弱。该结果与孙长青等[8]得出的地壳各向异性以腾冲火山为界表现出明显的南弱北强特征这一结论一致，说明“地壳流”对腾冲火山热物质上涌造成的下地壳变形有一定的影响，同时也说明垂向面波具有高分辨率。

由图7可见，20 s后红河断裂带在东攀枝花以西区域表现出低速异常，各向异性方向转变为NE向，这可能与川滇菱形块体中的低速流向南东方向运动时受到攀枝花高速体的阻挡进而转向西南方向运动有关。该低速通道形状与Bao等[5]采用接收函数和面波联合反演青藏高原东南缘下方速度结构得到的通道形状相似。该“地壳流”在穿过红河断裂带时各向异性强度减弱，向南东方向运动。Jin等[18]研究川滇块体南部的现今构造变形后发现，喜马拉雅东构造结附近由北至南表现出顺时针旋转特征，印支块体和川滇块体整体运动方向为近NS向，川滇地区受高原物质东流的影响向南运动。上述结果与本文得出的短周期内各向异性方向较为一致，可以反映近地表变形情况。张培震等[19]研究认为，中下地壳的软弱物质流使得该区域绕喜马拉雅东构造结旋转。

3.2 川滇地区上地幔各向异性

由图8可见，从45 s开始，腾冲地区和印支块体表现为低速异常，这与文献[5]中印支块体S波速度在52.5 km处表现为低速异常的结论一致。由于腾冲地区和印支块体的地壳厚度约为35～40 km，因此45 s对应的低速异常可能为软流圈地幔热物质上涌引起岩石圈局部熔融所致。研究区26°N以南区域地壳各向异性方向为NE向，而上地幔南段各向异性方向为SE向，地壳与上地幔各向异性方向不一致，主要是因为研究区南段存在壳幔解耦。本文结论与Huang等[20]采用SKS分裂方法所得的结果较为一致，各向异性方向均为近EW向(图9)，这可能与沿缅甸弧俯冲的印度板块向西回撤引起的地幔流有关[21]。

绿色短线代表SKS结果[20]图9 各向异性结果对比Fig.9 Comparison between anisotropy results

1)川滇地区上地壳各向异性方向与地表构造走向一致，且与GPS得到的近地表构造变形方向较为吻合，反映出川滇块体南向挤出的构造运动特征。

2)川滇块体中下地壳存在各向异性较强的低速异常，符合中下地壳流模型。

3)以26°N为界，川滇南部地壳与上地幔各向异性方向不一致，表明其下方可能存在壳幔变形解耦。

4)长周期面波各向异性方位角与剪切波分裂方向一致，均为近EW向，可能与印度板块向西回撤引起的地幔流有关[21]。