江家翔

紅河斷裂以西大理?永平地區(qū)上地殼各向異性分層特征

江家翔

北京大學地球與空間科學學院, 北京 100871; E-mail: jxjiang@pku.edu.cn

對中國地震科學臺陣探測項目一期于 2011—2013 年布設在紅河斷裂以西大理永平地區(qū)的 5 個流動臺站進行橫波分裂研究, 分別得到 18, 14, 7, 9 和 5 個橫波分裂參數(shù)測量結果, 并使用更精確的實際橫波路徑, 通過過量歸一化方法進行改正, 研究該區(qū)域各向異性分層特征。結果顯示, 研究區(qū)上地殼 10km 深度之上存在各向異性強度大小相間的 3 層各向異性層, 其中第 2 層各向異性強度最小, 厚度為 2~2.4km; 第 1 層各向異性強度稍強, 厚度為 4.1~5.0km; 第 3 層各向異性強度最強。各向異性分層特征與前人在該區(qū)域的大地電磁測深結果吻合。結合滇西地區(qū)地殼中的低速異常、低電阻率和低 Q 值現(xiàn)象, 認為第 3 層的強各向異性是地幔物質上涌造成裂隙發(fā)育以及熱流上傳所致。

各向異性; 紅河斷裂; 橫波分裂; 各向異性分層; 橫波路徑

紅河斷裂是一條大型走滑斷裂帶, 作為川滇菱形塊體的西南邊界, 其長度超過 1000km, 作為巖石類型和構造運動趨勢的重要分界線, 是亞洲最活躍的斷層之一[1]。紅河斷裂經歷距今 35Ma 的左旋韌性剪切變形作用[2?3]和距今 5Ma 至今的右旋剪切變形作用[3?5], 其左旋走滑距離超過 500km[2]。這種大規(guī)模的滑移對該區(qū)域表層的構造變形、巖石圈的結構變異以及地幔物質上涌都有重要的影響和限制作用[6]。

有研究顯示, 紅河斷裂地區(qū)下地殼具有低速異常、低電阻率和低 Q 值的特征[7?12], 表明該區(qū)域存在地幔物質上涌現(xiàn)象。Leloup 等[4]認為, 紅河斷裂地區(qū)地殼中下部的局部高溫現(xiàn)象是地幔巖漿沿斷裂向上侵入導致的。研究表明, 滇西南地區(qū)存在地幔物質上涌, 使不同區(qū)域在不同深度出現(xiàn)殼內韌性流動的現(xiàn)象[9,13?14]。

地震波傳播各向異性是研究地球內部結構的重要手段, 地震橫波分裂是地球內部存在各向異性的重要標志[15]。橫波分裂參數(shù)攜帶地殼的應力信息[16]和精細的各向異性分層結構信息[17]。橫波分裂參數(shù)中的快波偏振方向反映地殼中應力的方向, 通常與地殼最大主壓應力方向平行, 在斷層附近則與斷層走向一致; 快慢波到時差反映快慢橫波在各向異性介質中傳播速度的差異或介質各向異性強度隨路徑的變化, 與各向異性介質層的厚度及強度有關。理論上, 由于地殼介質的各向異性強度隨應力場的大小而變, 因此, 利用不同觀測臺站橫波分裂參數(shù)隨時間的變化, 可以獲得介質各向異性強度和應力場大小隨時間和空間的變化圖像[18?22], 有助于了解某地區(qū)深部地幔運動對淺部地殼構造形態(tài)和特征的影響。

前人對紅河斷裂橫波分裂的研究主要局限于快橫波偏振方向的測量, 得出該地區(qū)快橫波偏振方向為 NNW 向, 與紅河斷裂走向一致的結論[23?26], 未給出紅河斷裂地殼介質各向異性強度和應力場大小隨深度的變化情況。事實上, 對全球大多數(shù)地區(qū)的研究都沒能給出簡明而清晰的橫波分裂參數(shù)與介質應力變化的關系[27?30]。主要原因是, 長期以來, 快慢波到時差的測量結果存在較大的離散性[15], 即使在一個范圍有限的區(qū)域, 同一臺站或者不同臺站之間測量得到的快慢波到時差都存在嚴重的離散現(xiàn)象, 離散程度經常會高達 80%, 歸一化到時差的離散性更加顯著[31?33]。這種離散性嚴重地制約通過橫波分裂研究來了解地殼深、淺部應力在現(xiàn)今地球內部運動過程中的變化。

宋承澤等[34]認為, 橫波到時差測量結果離散現(xiàn)象主要體現(xiàn)在兩個方面。1)橫波到時差直接測量結果離散, 主要原因是地震記錄的復雜性以及橫波數(shù)據(jù)處理中濾波窗選取等因素的影響。橫波地震記錄的復雜性包括: 因快慢橫波衰減速率不同, 導致其波形差異而造成的橫波地震記錄的復雜性[35?37]; 臺站處不規(guī)則的地表形態(tài)和臺站下方復雜的應力條件導致的橫波記錄的復雜性[38?39]; 因各向異性結構層中地震波偏振非正交以及分層結構中傳播路徑路徑非正交, 對快慢橫波震相識別及其初動測量造成不利影響導致橫波地震記錄的復雜性[40]。2)歸一化到時差計算結果的離散性表現(xiàn)為普遍存在的橫波到時差過量歸一化現(xiàn)象。以往, 由于無法判斷橫波分裂發(fā)生在哪個結構層, 也就無法確定橫波分裂發(fā)生的下界面深度, 更不能確定觀測到的橫波到時差與橫波分裂對應的路徑及其長度。因此, 簡單地將橫波傳播的全路徑長度用于橫波歸一化到時差的計算, 必然帶來顯著的離散現(xiàn)象。

橫波到時差直接測量結果的離散性和歸一化到時差計算結果的離散性導致無法確定觀測臺站下方地殼介質現(xiàn)今的各向異性強度和應力場大小, 因此, 既無法對比同一臺站下方應力狀態(tài)在不同時窗中的變化情況, 也無法對比不同臺站下方應力狀態(tài)在相同時窗內的空間變化情況。宋承澤等[34]通過過量歸一化改正的方法, 解決了歸一化到時差的過量歸一化離散性問題, 給出確定橫波分裂發(fā)生的下界面深度的基本思路。

在進行過量歸一化改正時, 橫波傳播路徑長度和震源深度是兩個重要的參數(shù)。橫波傳播路徑長度的精度直接影響歸一化到時差的準確性, 震源深度的精度影響對橫波分裂下界面深度的判斷。因此, 橫波傳播路徑長度和震源深度這兩個參數(shù)的精度直接決定過量歸一化改正方法的可行性和結果的可靠性。在以往的研究中, 一般用震源距近似地代表最大橫波傳播路徑長度, 震源距則通過直達縱橫波到時差乘以虛波速度來估計[30?31,34,41?43], 虛波速度是用縱波和橫波速度表示的一種等效速度, 它將震源距與直達縱橫波到時差聯(lián)系起來。震源深度根據(jù)震源距與射線入射角計算得到[34,43?45]。

在利用震源距和射線入射角估計震源深度時, 本研究發(fā)現(xiàn)多個不同臺站對同一個地震采用震源距與射線入射角估計的震源深度存在較大的差異。并且, 用震源距近似得到橫波傳播路徑長度的方法無法得到橫波在各結構層中傳播路徑的長度, 而在利用過量歸一化改正方法給出橫波分裂發(fā)生的下界面時, 震源深度以及橫波在各結構層中傳播路徑的長度是兩個相對精確的重要參數(shù)。因此, 本研究試圖利用相對精確的震源深度和橫波在各結構層中傳播路徑的長度進行過量歸一化改正, 得到紅河斷裂以西的大理?永平地區(qū)上地殼各向異性的分層情況, 探究地幔物質上涌對該區(qū)域地殼結構的影響, 同時為動態(tài)監(jiān)測該區(qū)域地下介質應力積累和釋放提供可能性。

為了進一步探究滇西南地區(qū), 特別是紅河斷裂附近區(qū)域地幔物質上涌對地殼內部結構的影響, 本研究利用該地區(qū)的近場地震記錄, 通過測量橫波分裂到時差, 詳細地解析該地區(qū)地殼不同深度的地震波傳播介質各向異性特性。

1 研究數(shù)據(jù)及數(shù)據(jù)處理

1.1 研究數(shù)據(jù)

所用數(shù)據(jù)來自中國地震科學臺陣探測項目一期, 由中國地震局地球物理研究所提供。中國地震科學臺陣探測項目一期的臺站主要架設在云南、貴州、甘肅南部和青海東部地區(qū)。圖 1 展示本文研究區(qū)域的臺站及地震分布情況。

本研究選取紅河斷裂以西的大理?永平地區(qū), 編號分別為 53033, 53036, 53037, 53039 和 53042的5 個寬頻帶流動臺站的觀測數(shù)據(jù)。這 5 個臺站的空間分布范圍為 25°—26°N, 99°—100°E。臺站的地震計型號為 CMG-3ESPC(60S), 數(shù)字采樣器型號為REFTEK-130, 采樣頻率為 100Hz, 采樣的時間窗口為 2011 年 5 月 31 日至 2013 年 11 月 16 日。

為了提高橫波分裂參數(shù)測量的可靠性, 本研究篩選 5 個臺站同時記錄到的 2 級及以上地震事件進行橫波分裂參數(shù)測量, 共篩選出 162 個這樣的地震事件。在選定的研究區(qū)域和時窗內, 存在兩次震級大于等于 5.0 級的地震事件, 分別是 2013 年 3 月 3日的 M5.5 地震和 2013 年 4 月 17 日的 M5.0 地震, 圖1(b)給出這兩次地震的震級、震中位置和震源機制解。這兩次地震均發(fā)生在大理洱源, 與 53036 臺站的距離最近, 在 10~15km 之間, 與另外 4 個臺站的距離都超過 40 km。

1.2 數(shù)據(jù)處理

1.2.1 橫波分裂參數(shù)測量

首先對橫波窗內的地震記錄進行篩選。橫波窗指橫波入射到地表臺站時, 由入射角在空間中圍成的一個錐形體。當橫波以橫波窗外的入射角入射到自由表面時, 會受到全反射干擾, 從而產生波形畸變[38]。泊松比為 0.25 的介質的橫波窗臨界入射角約為 35°, 當?shù)乇泶嬖诘退賹訒r, 橫波窗臨界入射角可以擴大到 45°[46]。根據(jù) Wang 等[47]的研究, 本研究區(qū)存在較厚的低速沉積層, 其橫波窗臨界入射角可以擴大到 45°。但是, 為了提高橫波分裂參數(shù)測量的準確性, 本研究仍嚴格限制橫波窗臨界入射角為 35°。地震記錄的橫波入射角通過采用直達縱波初動垂直分量與水平分量的振幅比來近似地估計得到[34,41,43]。

橫波分裂參數(shù)的測量方法眾多, 主要有偏振分析法[48?49]、相關分析法[50?52]、縱橫比法[53]、SAM分析法[54]和最小能量法[55]。由于橫波分裂快慢波的非正交投影[40]、多次分裂以及傳播介質不均勻等因素的影響, 使得相關分析法、縱橫比法和最小能量法等自動分析法的結果不穩(wěn)定, 加上本研究中需要進行橫波分裂參數(shù)測量的地震數(shù)據(jù)不多, 因此采用結果相對穩(wěn)定的偏振分析法進行橫波分裂參數(shù)測量, 步驟如下。

1)選擇高信噪比的地震數(shù)據(jù), 確保直達縱波初動波形清晰, 且縱波尾波對橫波干擾小。通過計算直達縱波初動的垂直分量和水平分量的振幅比, 近似地估計橫波的入射角, 以此判斷地震記錄是否在橫波窗內。

2)為了減少直達縱波對橫波的干擾, 將三分量地震記錄的垂直分量旋轉至直達縱波在地表入射的方向, 即第 1 步中通過直達縱波初動的垂直分量和水平分量的振幅比計算得到的直達縱波入射方向。

3)在旋轉后的三分量地震記錄中的兩個近水平分量上確定直達橫波初動的位置, 進而選定橫波分裂參數(shù)測量的時間窗口。

4)旋轉兩個相互垂直的近水平分量, 在旋轉過程中, 結合兩個近水平分量上的地震記錄以及質點運動圖來判斷橫波是否發(fā)生分裂, 并確定橫波分裂參數(shù)。

圖 2 為 53033 臺站 2012?12?19 20:33:30 的M2.1地震和 53039 臺站 2011?12?21 20:43:20 的 M2.2 地震橫波分裂參數(shù)測量實例, 其中直達縱波入射角分別為 3.5°和 23.5°, 快橫波偏振方向分別為 155°和166°, 快慢橫波到時差分別為 0.04 和 0.08 s。

為了提高橫波分裂參數(shù)測量的準確性, 本研究僅保留快慢橫波分離特征明顯的橫波分裂參數(shù)測量結果, 同時對橫波分裂參數(shù)測量進行多次、多人的獨立測量, 剔除有爭議的結果。最后, 5 個臺站分別得到 18, 14, 7, 9 和 5 個(圖 1(b)中 5 種顏色的圓點所示)橫波分裂參數(shù)測量結果。

圖 3 展示 5 個臺站橫波分裂參數(shù)測量結果的時間分布情況, 每個臺站均以上述兩次 5.0 級及以上地震的發(fā)震時刻為分界線來劃分時窗。在進行橫波分裂的快慢橫波到時差過量歸一化改正時, 為了確保研究區(qū)域處于應力穩(wěn)定狀態(tài), 要求研究區(qū)域的地震活動性較為穩(wěn)定; 若研究區(qū)域的地震活動性較為活躍, 則要求研究時窗內發(fā)震頻率較低[34]。由于不同震級地震的孕震應力場在空間上的影響范圍尚無定論, 為了保證在過量歸一化改正過程中研究區(qū)域的地震活動性較為穩(wěn)定, 本研究排除兩次 5.0 級及以上地震對 53036 臺站下方地殼應力場可能的影響, 分別研究該臺站 3 個時窗內的橫波分裂參數(shù)。

1.2.2 震源深度和橫波路徑的獲取

為了提高過量歸一化改正的可行性和準確性, 本研究采用多臺走時定位的方法對震源位置重新定位, 同時用射線追蹤的方法得到橫波在地殼各結構層中傳播路徑的長度。

采用 Computer Program in Seismology 3.30[56]程序中的 ELOCATE 算法, 對測量出有效橫波分裂參數(shù)地震事件(共計 42 個)的震源重新定位。用于定位的一維速度模型如表 1 所示, 分層界面深度和縱波速度參考胥頤等[13]基于云南地區(qū)的人工地震測深結果[57]構建的云南地區(qū)一維速度模型, 泊松比參考該地區(qū)的 Crust 1.0 模型[58], 結合縱波速度和泊松比給出本文模型的橫波速度。

表1 本研究采用的一維速度模型

2 快慢橫波到時差的離散和過量歸一化現(xiàn)象

圖 4(a1)~(a5)分別給出 5 個臺站快慢橫波到時差與橫波路徑總長度的關系, 可以看到, 除 53037臺站外, 其他 4 個臺站的快慢橫波到時差都呈現(xiàn)離散現(xiàn)象, 體現(xiàn)在兩個方面: 1)橫波路徑總長度相近的地震記錄有多個快慢橫波到時差取值, 當橫波路徑總長度較大時, 這種多值離散現(xiàn)象更加突出; 2)橫波路徑總長度較大的地震記錄反而有較小的快慢橫波到時差。

橫波在分層各向異性介質中多次分裂[34]、射線入射方位與某各向異性層的各向異性對稱軸平行或垂直[43]以及經過各向同性層等因素導致其并非在其全路徑上都能累積到時差, 本文將能夠累積到時差的橫波路徑稱為有效橫波路徑。通常, 快慢橫波到時差與有效橫波路徑長度和有效橫波路徑上介質的各向異性強度成正比, 因此即使某些地震橫波路徑總長度相近, 但如果它們的有效橫波路徑長度不同, 或者該路徑上介質各向異性強度不均勻或不穩(wěn)定, 均會使快慢橫波到時差產生差異, 進而出現(xiàn)多值離散現(xiàn)象。同樣的原因, 也會使橫波路徑總長度較大的地震反而有較小的快慢橫波到時差。

對于單一臺站, 由于不同地震的震源深度、地震波入射方位不同, 橫波路徑總長度也各不相同。這種情況下, 通常簡單地將快慢橫波到時差除以橫波路徑總長度來確定其傳播介質各向異性的強度[30]。方便起見, 這里將快慢橫波到時差除以橫波路徑總長度稱為全路徑歸一化到時差。圖 4(b1)~ (b5)分別給出 5 個臺站全路徑歸一化到時差與橫波路徑總長度的關系, 可以看到, 除 53037 臺站外, 其他4個臺站均明顯地呈現(xiàn)全路徑歸一化到時差隨橫波路徑總長度增加而降低的趨勢, 即宋承澤等[34]描述的過量歸一化現(xiàn)象。

由于有效橫波路徑長度小于等于橫波路徑總長度, 因此將在有效橫波路徑上累積的到時差除以橫波路徑總長度得到的全路徑歸一化到時差偏小。假設地震波傳播介質為具有下界面的穩(wěn)定的單層各向異性層, 其內部的橫波路徑均為有效橫波路徑, 其下方的橫波路徑不是有效橫波路徑, 那么發(fā)生在其下方的地震的全路徑歸一化到時差會小于發(fā)生在其內部的地震。通常, 橫波路徑總長度更長的地震在各向異性層下方的橫波路徑也將更長, 進而導致全路徑歸一化到時差更小, 即出現(xiàn)過量歸一化現(xiàn)象。

53037 臺站未出現(xiàn)明顯的快慢橫波到時差離散現(xiàn)象和過量歸一化現(xiàn)象的原因主要是, 由于 53037臺站觀測到橫波分裂參數(shù)的 7 個地震的橫波路徑總長度相近(均在 31~35km 之間), 因此離散現(xiàn)象和過量歸一化現(xiàn)象不明顯。并且, 這 7 個地震的快慢橫波到時差均來自同一各向異性層(后面將對此進行分析)。

3 各向異性分層參數(shù)

3.1 各向異性分層參數(shù)求取方法

為了更準確地用歸一化到時差衡量地下介質各向異性強度, 需要將相應的快慢橫波到時差沿著相應的有效橫波路徑進行歸一化。在歸一化過程中, 最關鍵的是將快慢橫波到時差對應到特定的有效橫波路徑上。對于分層各向異性介質, 意味著需要確認快慢橫波到時差來自哪個各向異性層, 即明確不同的各向異性層中各自累積的快慢橫波到時差, 并且確認各向異性層中橫波路徑長度。

如圖 5 所示, 當橫波在多層各向異性介質中傳播時, 會發(fā)生多次分裂[59]。在這種情況下, 地表觀測臺站會接收到 8 個橫波震相, 包括 4 個偏振方向相互平行的快橫波和 4 個偏振方向相互平行的慢橫波。在快慢橫波到時差的實測過程中存在一些干擾因素(如先至波的尾波對后至波的初動和波形的影響(如縱波尾波對橫波初動的影響)以及先至橫波對后至橫波初動的影響等), 導致無法判斷測量得到的快慢橫波到時差來自哪一對快慢橫波震相。兩列波的走時越接近, 這種干擾越大。在測量快慢橫波到時差的過程中, 初動波形清晰的橫波震相易于識別, 不清晰的橫波震相不易識別, 導致測量的到時差可能來自2-1震相對、3-1震相對或4-1震相對, 等等。2-1震相對的到時差來自第 1 層各向異性層, 對應的有效橫波路徑為1;3-1震相對的到時差來自第 1 層和第 2 層各向異性層, 對應的有效橫波路徑為1和2;4-1震相對的到時差來自第 1 層、第 2 層和第 3 層各向異性層, 對應的有效橫波路徑為1,2和3[43]。

假設在多層各向異性介質中, 相鄰兩層各向異性層中快波偏振方向既不平行也不正交, 同時每個各向異性層的厚度均大于等于橫波波長。用 dt表示快慢橫波在第層各向異性層中累積的到時差, 用L表示第層各向異性層中橫波路徑長度, 則第層各向異性層的歸一化到時差可以表示為

用 dt1n表示快慢橫波在 1~層各向異性層中連續(xù)累積的到時差, 則dt1n可以表示為

用1n表示1~層各向異性層中連續(xù)橫波路徑長度, 那么第層各向異性層歸一化到時差可以表示為

若某些地震的快慢橫波到時差能夠反映 1~層各向異性層的累積效應, 且已求得這些地震的快慢橫波在第 1 層至第?1 層各向異性層中累積的到時差和橫波路徑長度, 則可用式(3)求得第層各向異性層中的歸一化到時差。一個可行的思路是, 首先識別出僅在第 1 層各向異性層中累積到時差的橫波數(shù)據(jù), 利用宋承澤等[34]的過量歸一化改正方法得到第 1 層各向異性層的歸一化到時差和層厚, 進一步識別出僅在第 1 層和第 2 層各向異性層中連續(xù)累積到時差的橫波參數(shù), 結合式(1)和(3), 剝離第 1 層各向異性層的影響, 并利用過量歸一化改正方法得到第 2 層各向異性層的歸一化到時差和層厚, 依此類推, 得到第 3 層至第層各向異性層的歸一化到時差和層厚。

與宋承澤等[34]僅用震源距近似橫波路徑長度進行過量歸一化改正的方法不同, 本研究采用更精確的實際橫波路徑長度進行過量歸一化改正。

3.2 53033 臺站的各向異性分層參數(shù)求取結果

下面以 53033 臺站的數(shù)據(jù)為例, 詳細地說明分層各向異性介質中各向異性層歸一化到時差和層厚兩個參數(shù)的求取步驟。

第 1 層各向異性層歸一化到時差和層厚的求取步驟如下。

1)圖 6(a1)展示 53033 臺站 18 個快慢橫波到時差隨橫波路徑總長度的變化情況。

2)觀察圖 6(a2)中相應的全路徑歸一化到時差隨橫波路徑總長度的變化情況, 看到明顯的過量歸一化現(xiàn)象。

第 2 層各向異性層歸一化到時差和層厚的求取步驟如下。

1)對剩下的 11 個數(shù)據(jù), 剝離第 1 層各向異性層的影響。這種剝離體現(xiàn)在兩個方面, 其一是對剩下的 11 個快慢橫波到時差數(shù)據(jù)扣減第 1 層各向異性層中累積的快慢橫波到時差, 其二是對剩下的 11 個橫波路徑總長度數(shù)據(jù)扣減第 1 層各向異性層中的橫波路徑長度。圖 6(b1)展示 53033 臺站剩下的 11 個剝離第 1 層各向異性層影響后快慢橫波到時差隨橫波路徑長度的變化情況。

2)觀察圖 6(b2)相應的剝離后的歸一化到時差隨剝離后的橫波路徑長度的變化情況, 可以看到明顯的過量歸一化現(xiàn)象。

第 3 層各向異性層歸一化到時差和層厚的求取步驟如下。

1)對剩下的 5 個數(shù)據(jù)剝離第 1 層和第 2 層各向異性層的影響。這種剝離同樣體現(xiàn)在兩個方面, 其一是對剩下的 5 個快慢橫波到時差數(shù)據(jù)扣減第 1 層和第 2 層各向異性層中所累積的快慢橫波到時差, 其二是對剩下的 5 個橫波路徑總長度數(shù)據(jù)扣減第 1層和第 2 層各向異性層中的橫波路徑長度。圖6(c1)展示 53033 臺站剩下的 5 個地震記錄剝離第 1層和第 2 層各向異性層影響后快慢橫波到時差隨橫波路徑長度的變化情況。

2)觀察圖 6(c2)中相應的剝離后的歸一化到時差隨剝離后的橫波路徑長度的變化情況, 看不到明顯的過量歸一化現(xiàn)象, 據(jù)此判斷剝離后的快慢橫波到時差僅來自第 3 層各向異性層, 不再進行過量歸一化改正。

3.3 53036臺站的各向異性分層參數(shù)求取結果

本研究選定的時間窗內, 兩次 5.0 級及以上地震的震中與 53036 臺站的距離僅 10~15km, 為了避免這兩次地震對53036臺站下方介質應力場可能的影響, 本研究以兩次地震的發(fā)震時刻為分界線, 將53036 臺站的快慢橫波到時差參數(shù)劃分為 3 個時窗來分別進行研究。時窗Ⅰ中快慢橫波到時差數(shù)據(jù)較少(只有 2 個), 難以進行過量歸一化改正, 故對時窗Ⅰ不再討論。時窗Ⅱ在兩次地震的發(fā)震時刻之間, 由于兩次地震只間隔 45 天, 并且震中位置均在53036 臺站附近的洱源地區(qū), 該地區(qū)地下介質的應力狀態(tài)可能在短時間內經歷了復雜的積累和釋放過程, 不滿足過量歸一化改正要求的應力穩(wěn)定狀態(tài), 故對時窗Ⅱ也不再討論。

圖 7(c3)中兩個倒三角形代表的第 3 層各向異性層的歸一化到時差并不是完美地呈現(xiàn)水平狀態(tài), 將這個現(xiàn)象與其所代表地震事件的發(fā)震時刻進行對比, 發(fā)現(xiàn)其中歸一化到時差較大的地震事件發(fā)震時刻為 2013 年 4 月 17 日 03:10:39, 歸一化到時差較小的地震事件發(fā)震時刻為 2013 年 4 月 18 日 03:48:27, 兩次地震前后相隔約 1 天。歸一化到時差的大小反映各向異性相對強度的大小, 地殼各向異性主要由其應力場的最大、最小水平主壓應力差導致微裂隙定向排列造成, 各向異性的相對強度一般與地殼應力場中最大和最小水平主壓應力差正相關, 因此上述現(xiàn)象可能與 2013 年 4 月 17 日 5.0 級地震發(fā)生后的地殼應力釋放有關。

3.4 53037 臺站的各向異性分層參數(shù)求取結果

圖8 53037臺站各向異性分層參數(shù)求取過程

3.5 53039 臺站的各向異性分層參數(shù)求取結果

3.6 53042 臺站的各向異性分層參數(shù)求取結果

3.7 5 個臺站平均各向異性分層參數(shù)求取結果

為了得到研究區(qū)的平均各向異性分層參數(shù), 本研究綜合利用 5 個臺站的數(shù)據(jù)求取各向異性分層參數(shù)。參數(shù)求取過程中, 累積了第 1 層各向異性層到時差的歸一化到時差、累積了第 1~2 層各向異性層到時差的歸一化到時差以及累積了第 1~3 層各向異性層到時差的歸一化到時差的識別以單個臺站的識別結果為基礎。

4 各向異性測量結果及分層參數(shù)求取結果討論

4.1 快波偏振方向求取結果

本研究給出的 5 個臺站快波偏振方向具有較好的一致性, 有 NNW, NS 和 NE 三個方向。如圖 3 所示, 53033 臺站和 53039 臺站的快波偏振方向整體上為 NNW 向, 這兩個臺站靠近瀾滄江斷裂, 其快波偏振方向與瀾滄江斷裂走向基本上一致; 53042 臺站的快波偏振方向為 NE 向, 與該地區(qū)的主壓應力方向[60?61]一致; 53037 臺站的快波偏振方向為近 NS向, 自身一致性較好。

53036 臺站的快波偏振方向隨著兩次 5.0 級及以上地震的發(fā)震時刻而明顯地變化。在時窗Ⅰ內, 該臺的快波偏振方向為 NNW 向, 時窗Ⅱ內存在NNW, NS 和 NE 三個方向, 時窗Ⅲ內以 NE 向為主。這種快波偏振方向隨時間變化的現(xiàn)象在另外 4個臺上均未出現(xiàn)。53036 臺站與兩次 5.0 級及以上地震的距離僅 10~15km, 因此上述現(xiàn)象可能與震前震后最大主壓應力的變化有關。2013 年 3 月 3 日M5.5 地震發(fā)生前, NNW 向的快波偏振方向與紅河斷裂的走向基本上一致; M5.5 地震發(fā)生后至 2013年 4 月 17 日 M5.0 地震發(fā)生前這 45 天內, 該臺站附近應力場發(fā)生一系列調整, 導致時窗Ⅱ內快波偏振方向也出現(xiàn)一系列的變化, 出現(xiàn) 3 個不同的方向; M5.0 地震發(fā)生后, 時窗Ⅲ內快波偏振方向又歸于NE 向, 與該地區(qū)的主壓應力方向一致。由此推測, 5.0 級及以上地震孕震應力場的影響范圍至少達到10~15 km。

4.2 各向異性分層參數(shù)求取結果

表 2 列出各向異性分層參數(shù)的求取結果。5 個臺站的分層結果及其平均值均顯示, 研究區(qū)在 10 km深度以上可以分 3 層各向異性層, 具有一致性。其中, 存在一個厚 2~2.4km 的有著較低歸一化到時差的各向異性層, 其歸一化到時差大致在 0.0015~ 0.0039 s/km之間, 下界面深度大致在 6.3~7.2km之間。在該層上方和下方均存在一個有著較大歸一化到時差的各向異性層, 上方的各向異性層歸一化到時差大致在 0.0034~0.0058s/km之間, 厚度大致在4.1~5.0km 之間; 下方的各向異性層歸一化到時差大致在 0.0080~0.0100s/km 之間, 下方各向異性層的歸一化到時差大于上方各向異性層。

從表 2 中可以看出, 5 個臺站的分層結果及其平均值相互之間存在一定的差異, 體現(xiàn)在各向異性層下界面深度和各向異性層內歸一化到時差兩個方面。各向異性層下界面深度的差異均小于 1 km, 因此這種差異可能是由地震深度定位誤差和橫波路徑長度誤差造成的。各向異性層內歸一化到時差的差異更顯著, 53036 臺站在第 2 層和第 3 層各向異性層中有著較大的歸一化到時差, 暗示較強的相對各向異性, 而該臺站與兩次 5.0 級及以上地震的距離最近, 且該臺站區(qū)域記錄到的所有地震事件均為兩次5.0 級及以上地震的余震, 因此該臺站附近地殼中可能存在較強的應力差, 使得裂隙更發(fā)育。

胥頤等[13]發(fā)現(xiàn)紅河斷裂西側與瀾滄江之間的地殼上部存在低速異常, 并認為可能是由于印支塊體向東南擠出和印緬塊體向東俯沖而使地幔熱流上侵造成的。Wang[62]研究中國大陸地區(qū)的熱流模式, 發(fā)現(xiàn)滇西地區(qū)及青藏高原東南沿呈現(xiàn)高熱流狀態(tài)。胡家富等[63]發(fā)現(xiàn), 云南地區(qū)的 Q 值總體上較低, 且呈現(xiàn)東高西低的特征, 大理、保山和麗江地區(qū)的 Q值最低, 他們認為這種低 Q 值現(xiàn)象可能與融化的地幔物質不斷上涌而填充到裂隙中有關。上述研究表明, 滇西南地區(qū)的地殼具有顯著的低速、高熱流和低 Q 值特征。

表2 各向異性分層參數(shù)求取結果

Crampin[64]曾提出廣泛擴容各向異性(extensive dilatancy anisotropy, EDA)模型來解釋上地殼各向異性的成因: 當?shù)貧r石處在一個具優(yōu)勢方向的應力環(huán)境中時, 會發(fā)生微裂隙的定向排列, 在宏觀上表現(xiàn)出地震波各向異性, 此時橫波分裂的歸一化到時差反映介質各向異性的相對強度, 歸一化到時差越大, 意味著介質各向異性越強。Crampin[65]曾詳細討論裂隙密度、裂隙空間方位、裂隙縱橫比以及裂隙中填充液體的波速等因素對EDA介質各向異性程度的影響, 認為各向異性與裂隙密度明顯正相關。Crampin[66]也發(fā)現(xiàn), 地殼中高熱流地區(qū)的各向異性相對較強。

本文研究結果顯示, 紅河斷裂以西的大理?永平地區(qū) 10 km 深度之上地殼呈現(xiàn)強度相間的 3 層各向異性分層結構, 其下層的歸一化到時差最大, 各向異性強于上兩層。結合該區(qū)域地殼的低速、高熱流和低 Q 值的特征, 造成最下層各向異性較強的原因可能是, 地幔物質上涌使得該層巖石受到下部向上的擠壓作用而產生破裂, 同時地幔物質上涌導致熱流向上傳導。

孫潔等[8]發(fā)現(xiàn), 滇西地區(qū)呈現(xiàn)電阻率高、低相間的分層結構, 第一層為地表低電阻率層, 第二層為地殼上部高電阻率層, 第三層為殼內低電阻率層。在紅河斷裂以西地區(qū), 地表下 7km 以上出現(xiàn)高電阻率薄層, 7km 以下出現(xiàn)低電阻率厚層, 在距本研究區(qū)域較近的保山?永平一帶, 該高電阻率薄層厚約 2km, 下部則出現(xiàn)厚約 7km 的低電阻率層。從理論上講, 地殼的高電阻率或低電阻率狀態(tài)與其裂隙發(fā)育程度密切相關, 巖石裂隙越發(fā)育, 電阻率越低。地殼裂隙發(fā)育程度與其各向異性強度密切相關, 從這個角度看, 本研究得到各向異性強度相間的三層結構與孫潔等[8]對該區(qū)域的研究結果吻合。本研究得到厚 2~2.4km 的低各向異性強度中間層的下界面深度大致在 6.3~7.2km 之間, 與保山?永平一帶厚 2km 的高電阻率薄層在深度和厚度上具有較好的一致性。

5 結論

本文利用相對精確的震源深度和橫波在地殼各結構層中傳播路徑的長度進行過量歸一化改正, 給出紅河斷裂以西的大理?永平地區(qū)上地殼各向異性分層情況, 并探討該區(qū)域橫波分裂快波偏振方向的分布狀態(tài)以及各向異性分層情況與滇西南地區(qū)地幔物質上涌及高熱流的關系, 得到以下結論。

1)5 個臺站的快波偏振方向一致性較好, 有NNW, NS 和 NE 三個方向, 其中 53033 臺站以及53039 臺站的快波偏振方向與瀾滄江斷裂走向基本上一致, 53042 臺站的快波偏振方向與該地區(qū)的主壓應力方向一致, 53036 臺站的快波偏振方向明顯地隨兩次 5.0 級及以上地震的發(fā)震時刻而變化, 推測 5.0 級及以上地震的孕震應力場的影響范圍至少達到10~15 km。

2)5 個臺站的分層結果及其平均值顯示, 研究區(qū)上地殼 10km 深度以上可以劃分為 3 層各向異性層, 上層為厚 4.1~5.0km 的各向異性層, 歸一化到時差為 0.0034~0.0058s/km, 中間為厚 2~2.4km 的各向異性層, 歸一化到時差較小, 為 0.0015~0.0039 s/km, 下層各向異性層的歸一化到時差最大, 為0.0080~0.0100 s/km。

3)最下一層各向異性層較大的歸一化到時差意味著其各向異性較強, 是地幔物質上涌導致裂隙發(fā)育以及熱流上傳所致。

4)本研究得到的紅河斷裂以西大理?永平地區(qū)上地殼各向異性強度相間的 3 層各向異性層結構與前人通過大地電磁測深方法給出的 3 層高、低電阻率相間的分層結構吻合, 中間低各向異性強度層與保山?永平一帶高電阻率薄層在深度和厚度上具有較好的一致性。

致謝 感謝北京大學雷軍副教授、蓋增喜副教授和寧杰遠教授的指導。

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Upper Crust Anisotropy Parameters in Dali-Yongping to the West of Red River Fault

JIANG Jiaxiang

School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871; E-mail: jxjiang@pku.edu.cn

This paper studied the shear-wave splitting of 5 portable stations in Dali-Yongping to the west of Red River fault which was set up under the project ChinaArray Phase I from 2011 to 2013,obtaining 18, 14, 7, 9 and 5 shear-wave splitting results for these 5 portable stations, respectively. Applying “Over-Normalization” correction method with more precise shear wave path, 3 anisotropic layers with different anisotropic strength are found above 10km depth in the upper crust. The second anisotropic layer’s anisotropy is weakest with thickness of 2?2.4 km. The first anisotropic layer’s anisotropy is stronger with thickness of 4.1?5.0 km. The third anisotropic layer’s anisotropy is strongest. This multilayered anisotropy characteristic is coincide with the magnetotellurics results in this area. Combining low velocity anomaly, low resistivity and low Q value in western Yunnan, the strongest anisotropy in the third anisotropic layer is caused by rich cracks and upward transferring heat flow which is created by the upwelling of mantle material.

anisotropy; Red River fault; shear-wave splitting; multilayered anisotropy; shear wave path

10.13209/j.0479-8023.2020.004

2019?04?28;

2019?06?30