Rayleigh wave azimuthal anisotropy in western Sichuan region
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摘要: 本文使用川西密集地震台阵记录的面波资料，利用程函方程面波成像方法获得了周期为14—60 s的瑞雷波相速度及方位各向异性分布。结果显示：川滇菱形地块的川西北地块内部的低速异常明显，其下地壳各向异性快波方向以NS向为主，松潘—甘孜地块内部的低速异常稍弱，下地壳各向异性快波方向以NW−SESE向为主，表明川西北地块可能存在下地壳通道流，松潘—甘孜地块内部存在的通道流相对较弱；龙门山断裂带和丽江—小金河断裂两侧的速度结构和方位各向异性均有明显差异，可推测青藏高原内部的地壳流在东部和南部分别受高速、高强度的四川盆地和滇中地块阻挡，沿高原边界带发生了侧向流动；周期大于25 s的面波方位各向异性方向为NW−SE；与SKS分裂优势方向相近，说明四川盆地的剪切波各向异性可能主要源于上地幔；而龙门山断裂带附近壳幔各向异性较为复杂，面波方位各向异性与SKS分裂的NW−SE向弱各向异性存在差异，表明该处的剪切波各向异性可能来自地幔更深处，有待进一步研究。Abstract: Based on the observation data of dense seismic array in western Sichuan, we obtain Rayleigh wave phase velocity and azimuthal anisotropy distribution images at 14−60 s period by eikonal surface wave tomography method. The results show that the low velocity of the northwestern block of the Sichuan-Yunnan diamond block is obvious and anisotropic fast wave direction of the lower crust is dominated by NS. The low velocity anomaly inside the Songpan-Garze block is slightly weaker and the anisotropic fast wave direction of the lower crust is dominated by NW-SE, indicating that there may be lower crust channel flow in the northwestern Sichuan-Yunnan diamond block and there is a relatively weak channel flow inside the Songpan-Garze block. The velocity structure and azimuthal anisotropy are significantly different on both sides of the Longmenshan fault zone and the Lijiang-Xiaojinhe fault zone. We speculate that the crustal flow inside the Tibetan Plateau is blocked by two high-velocity and high-intensity blocks in the Sichuan basin and the Central Yunnan block in the east and south, and lateral flows occur along the boundary zone. The azimuthal anisotropy of the surface wave over the period 25 s by NW-SE is similar to that of SKS splitting. It is concluded that the shear wave anisotropy in Sichuan basin may be mainly from the upper mantle. The anisotropy of the crust in the vicinity of the Longmenshan fault zone is complex and the azimuthal anisotropy of the surface wave is different from the weak anisotropy of SKS splitting by NW-SE, indicating that the shear wave anisotropy may be from the deeper mantle and needs further research.
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引言
500万年前印度板块与欧亚板块发生碰撞后，地壳逐步隆升形成了全球平均海拔最高、地壳最厚的青藏高原，青藏高原至今仍在不断生长和扩展。长期以来，研究人员在解释青藏高原隆升与演化机制时提出了多种不同模型，其中最具代表性的有高原地壳挤压增厚模型、地壳物质向东挤出模型和下地壳流模型（Tapponnier，Molnar，1976；England，Houseman，1986；Royden et al，1997）。两大板块碰撞不仅导致了青藏高原的隆升，还使得板块边缘地区产生了强烈变形，形成了复杂的断裂带，使青藏高原及其周缘地区成为世界上大陆内部地震活动最频繁、最强烈的地区之一。位于青藏高原与华南地块以及鄂尔多斯地块的交界地带的青藏高原东缘，由于地震频发，在国内也被称为 “南北地震带” 。川西地区位于该地震带的中部，以鲜水河断裂和龙门山断裂带为界，可将其分为川滇地块、松潘—甘孜地块和扬子地块。川西地区强震活动频繁，构造变形剧烈，是开展壳幔变形、高原隆升与扩张机理研究的关键地区。
地震各向异性能够反映地球内部介质变形特征，并存在于地球的不同深度范围内，是研究地球壳幔变形的有效方法之一（Crampin，1981）。目前关于川西地区各向异性的研究大多是基于体波震相的方法，如SKS分裂、接收函数Pms方法、近震S波分裂等（Flesch et al，2005；常利军等，2008；Wang et al，2008；石玉涛等，2013；Chen et al，2013；高原等，2018；Zheng et al，2018），然而这些方法对各向异性的深度约束较弱。与体波各向异性不同，不同周期的面波方位各向异性可以反映不同深度的介质各向异性特征，适于研究地壳上地幔等不同深度的地层形变特征。
Lin等（2009）提出了基于程函方程的面波层析成像方法，相较于传统的双台法面波成像，该方法选取资料时无需假设大圆路径，仅需考虑射线弯曲的影响。程函面波成像通过测量不同周期面波的走时场求解程函方程，获得可靠的相速度结果，但是该方法要求台站间距较小且几何分布大致均匀。刘启元等（2009）于2006年10月至2009年7月在川西地区布设了由297个流动宽频带地震仪组成的密集地震台阵（以下简称为 “川西台阵” ），为开展深部结构等研究提供了大量高质量的观测资料（Liu et al，2014）。本文拟使用川西台阵记录的地震面波资料，利用基于程函方程的面波层析成像方法（Lin et al，2009；Lin，Ritzwoller，2011；Jin，Gaherty，2015；钟世军等，2017）来获取该地区高分辨率面波相速度及方位各向异性分布，以期为川西地区壳幔深部结构和变形特征的研究提供更可靠的信息。
1. 数据和方法
1.1 数据资料
研究区内川西台阵的台站分布基本覆盖了研究区内的主要构造带，台站间距为30—40 km，如图1所示。本文对2006年10月至2009年7月间293个宽频带地震台站记录的远震面波垂直分量波形数据按以下条件进行筛选：① 台站的震中距介于15°—90°之间；② 地震事件震级介于MS5.0—7.5之间；③ 震源深度小于50 km。对符合条件的地震波形记录进行去均值、去倾斜、去仪器响应和数据重采样等处理，最终选取了265次远震事件用于面波成像，事件分布见图2。
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图 1 川西地区构造简图（引自邓起东等，2002）F1：理塘断裂；F2：鲜水河断裂；F3：大凉山断裂；F4：龙门山断裂带；F5：龙泉山断裂；F6：华蓥山断裂；F7：丽江—小金河断裂；F8：安宁河断裂；F9：小江断裂Figure 1. Tectonic settings of western Sichuan region （after Deng et al，2002）F1：Litang fault；F2：Xianshuihe fault；F3：Daliangshan fault；F4：Longmenshan fault zone；F5：Longquanshan fault；F6：Huayingshan fault；F7：Lijiang-Xiaojinhe fault； F8： Anninghe fault；F9：Xiaojiang fault1.2 方法
本文使用了Jin和Gaherty （2015）发展的基于程函方程的地震面波层析成像方法，该方法基于Gee和Jordan （1992）提出的广义地震数据泛函分析（generalized seismological data func-tional，缩写为GSDF）方法，应用五参数高斯小波来拟合台站间的互相关波形，从中提取包含相速度延迟时间在内的频散参数，再通过测量空间的慢度场求解相速度进而计算方位各向异性。本文首先截取台站记录中的基阶瑞雷波能量（图3），对不同台站对间的面波波形进行互相关运算，利用包含五参数的高斯小波拟合窄带滤波后的互相关波形（图4），从而获取相速度延迟时间，即
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图 3 川西台阵记录到的地震波形垂直向分量Figure 3. Vertical component records of western Sichuan seismic array$\begin{aligned} &\qquad\;\;\;{F_i}\left( {{\omega _i}} \right)*\left[ {{W_{\rm{c}}}C\left( t \right)} \right] {\text{≈}}\\& A\,{{\rm{G}}{\text{a}}}\left[ {\sigma \left( {t {\text{－}} {\tau_{\rm{g}}}} \right)} \right] \cos\left[ {\omega \left( {t {\text{－}} {\tau_{\rm{p}}}} \right)} \right]{\text{，}} \end{aligned} $
(1) 式中，Fi（ωi）为中心频率为ωi的零相位高斯窄带滤波器，C（t）为互相关函数，Wc为隔离互相关函数主要能量的窗函数，参数A为幅值，σ为窄带波形的半带宽，ω为窄带波形的中心频率，τg为群延迟，τp为相延迟，Ga为高斯函数。然后，利用测量得到的所有满足距离要求和质量要求的台站对间的相延迟时间反演慢度矢量。程函方程为
$ \frac{1}{{c\left( {{r}} \right)}} {\text{＝}} \left| {{{\nabla}} \tau \left( {{r}} \right)} \right|{\text{，}} $
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$ {\text{δ}} {\tau _{\rm{p}}} {\text{＝}}\int \nolimits_{{r_i}}^{} {{s}}\left( {{{r}}} \right)*{\rm{d}}{{r}}{\text{，}} $
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${\text{δ}} {\tau _{\rm{p}}} {\text{＝}} \mathop \sum \nolimits_i \left( {{S\!_{{\rm R}{i}}}{d_{{{\rm R}i}}} {\text{＋}} {S\!_{{{\rm T}i}}}{d_{{{\rm T}i}}}} \right){\text{，}} $
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利用不同地震事件计算得到网格节点的慢度矢量，进而得到相应的相速度和传播方向，通过算术平均获得最终的面波相速度成像结果。根据同一节点不同方位的面波传播速度计算方位各向异性。Smith和Dahlen （1973）推导了弱各向异性介质中的面波相速度与方位之间的关系
$ V\left( T \right) {\text{＝}} {V_0}\left( T \right) {\text{＋}} {A_1}\left( T \right)\cos {2\theta } {\text{＋}} {A_2}\left( T \right)\sin {2\theta } {\text{，}} $
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图3为2008年6月23日11时24分发生在库页岛附近的MW6.4远震事件基阶瑞雷波的截取示意图。瑞雷波具有频散特性，根据面波观测数据的特点，将面波分为两个周期段（10—30 s和30—60 s）分别进行成像。程函方程层析成像方法不同于传统的面波成像，仅由单个地震事件即可获得一个面波成像结果。图5为图3所示的单次地震事件200806231124在周期为18 s和50 s的互相关路径覆盖情况，除了台阵边缘区域以外整体覆盖较为密集。台站KYB06和XYY03附近网格点处周期为18 s和50 s的方位各向异性拟合实例如图6所示。
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图 6 台站KYB06和XYY03附近18 s （a）和50 s （b）周期的方位各向异性拟合实例Figure 6. Examples of azimuthal anisotropy near the stations KYB06 and XYY03 at the periods of 18 s （a） and 50 s （b）2. 结果与分析
应用程函方程面波成像方法，获得了川西地区周期为14—60 s的瑞雷波相速度和方位各向异性分布（图7）。相对于P波速度、密度和地层厚度等地球介质参数，面波相速度对S波速度最为敏感，通过计算面波相速度对横波速度的敏感核（图8）有助于分析相速度分布所反映出的介质深度。研究区莫霍面深度（图9）大多在60 km左右，因此计算敏感核曲线时选取地壳厚度为60 km，地壳速度模型参考Wang等（2014）的研究结果，上地幔采用AK135模型。
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图 7 周期为14—60 s的面波相速度和方位各向异性分布Figure 7. The Rayleigh wave phase velocity and azimuthal anisotropy at period of 14−60 s![]()
图 8 基阶瑞雷波相速度相对于S波速度随深度变化的敏感核曲线Figure 8. Depth sensitivity kernels curves fundamental Rayleigh wave phase velocity relative to the shear wave velocity![]()
图 9 研究区地壳厚度分布图（引自Wang et al，2017）Figure 9. The distributions of the crustal thickness （after Wang et al，2017）与传统面波成像将所有地震、路径观测资料均集中在一起同时反演相速度不同，程函方程面波层析成像方法利用每一次地震获得研究区网格点上的面波相速度分布以及相应节点的面波传播方向，最终相速度分布由所有地震事件的成像结果叠加获得。对于每一次地震，通常只能获得部分节点的相速度和相应节点的面波传播方向（取决于台站对之间的面波波形相关系数以及台站对路径的交叉性等）。前人在应用该方法进行面波成像时，一般通过计算相速度和方位各向异性的标准差来验证成像结果的可靠性（Lin et al，2009；Lin，Ritzwoller，2011；Jin，Gaherty，2015）。本文以互相关路径分布相对稀疏的周期为18 s时的面波相速度结果为例，给出了265次地震事件的成像结果叠加后的不确定性估计，包括面波相速度的标准差分布以及方位各向异性强度和快波方向的标准差分布（图10）。结果显示，所有地震事件的相速度叠加的标准差基本小于100 m/s，方位各向异性快波方向的标准差基本小于10°。计算误差总体较小，成像结果较为可靠。
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图 10 周期为18 s时面波相速度和方位各向异性标准差分布Figure 10. Standard deviation of surface wave phase velocity and azimuthal anisotropy at the period 18 s周期为14 s和18 s的相速度（图7a）揭示了15—30 km深度中上地壳S波速度结构的变化特征。松潘—甘孜地块以中高速为主，小江断裂附近呈现出低速异常特征，川西北地块内部的低速异常非常明显。四川盆地附近以高速异常为主，但是周期为18 s的相速度结果中，靠近龙门山断裂带的四川盆地北部仍可见较为明显的低速异常，与该区较厚的中生代和古生代沉积层对应。滇中地块的高速异常特征较为明显，可能与该区浅层地表出露的一系列古老的基性、超基性岩和早元古代以来的各种变质岩类有关（熊绍柏等，1993），背景噪声成像（鲁来玉等，2014；范莉苹等，2015）和近震P波走时层析成像（吴建平等，2013）结果亦呈现类似的现象。面波方位各向异性的结果显示，研究区内快波方向的横向变化较大，松潘—甘孜地块内部的各向异性以NS向为主，东侧的龙门山断裂带附近各向异性整体接近断层的走向，但是横向上存在一定变化。石玉涛等（2013）来自近震剪切波分裂的结果也显示龙门山断裂带中上地壳的各向异性具有一定的分段性，似乎与断裂带走向并不完全一致。川西北地块西部和北部附近各向异性快波方向以NW−SE向为主，与理塘断裂和鲜水河断裂的走向基本一致。川西北地块南部和滇中地块内部各向异性以近NS为主，与川西北地块向南挤出方向接近。四川盆地南缘的方位角各向异性以NE−SW和ENE−WSW向为主，太龄雪等（2015）关于近震剪切波分裂的结果也显示出相似的上地壳各向异性特征。
周期为22 s和25 s的相速度分布图（图7b）反映了深度为20—40 km附近介质的S波速度结构变化。松潘—甘孜地块内部变为中低速异常，川西北地块内部的低速异常特征越来越明显，范围较上一周期段有所扩展。此外，小江断裂附近的低速异常范围也有所增加。四川盆地内部以高速异常特征为主，与四川盆地古老且稳定的扬子克拉通相对应。龙门山断裂带附近各向异性快波方向以NE-SW向为主，与断裂带的走向非常一致。松潘—甘孜地块内部快波方向以NS向和NW-SE向为主，川西北地块北部的各向异性以NS向为主，不再与鲜水河断裂平行。丽江—小金河断裂附近各向异性由NS向转变为NE-SW向，开始与断裂带走向一致。滇中地块和大凉山断裂、小江断裂附近仍以NS向为主。四川盆地南缘的各向异性由近ENE-WSW向转变为近NW-SE向，逐渐与盆地边界线相平行。
周期为30 s和40 s的相速度分布（图7c）反映了深度30—60 km附近介质即中下地壳的S波速度结构变化特征。该周期段相速度分布的最大特征是以龙门山断裂带和丽江—小金河断裂为边界划分了高低速异常特征区，川西北地块的低速异常特征逐渐扩展到松潘—甘孜地块内部，四川盆地仍为稳定的高速异常特征，小江断裂附近的低速特征逐渐消失。这两条断裂附近的面波各向异性快波方向也与断裂的走向非常一致。松潘—甘孜地块内部的快波方向以NW-SE向为主，西部的鲜水河断裂附近开始出现与断裂走向相近的各向异性特征。大凉山断裂附近的各向异性始终接近NS向，滇中地块内部NS向的各向异性特征逐渐消失，四川盆地内部的快波方向以NW-SE向为主，接近SKS的各向异性特征（常利军等，2008）。
周期为50 s和60 s的相速度分布（图7d）反映50—120 km深度即地壳底部和上地幔顶部介质的S波速度结构特征。相速度分布仍然被龙门山断裂带和丽江—小金河断裂划分为西低东高的特征，其中四川盆地的高速异常开始逐渐向南扩展，松潘—甘孜地块内部的低速特征开始变得明显。各向异性在鲜水河断裂附近呈现出与断裂走向一致的分布特征，龙门山断裂带附近各向异性快波方向仍以NE−SW向为主，与断裂带的走向非常一致，崔仲雄和裴顺平（2009）的结果显示龙门山地区的Pn波各向异性的快波方向为NE−SW，平行于断裂带走向，本文的结果与其相一致。
3. 讨论与结论
川西地块不同周期的面波相速度和方位各向异性分布显示，作为青藏高原与扬子克拉通之间的边界带，龙门山断裂带和丽江—小金河断裂两侧地块的速度结构有明显差异。前人在研究青藏高原隆升和扩展的动力学机制时提出的地壳流模型认为，上地壳以脆性变形为主，但中下地壳可能存在黏滞性流体，在一定的侧向压力梯度下向青藏高原外部流动，物质的流动受到致密坚硬岩石层的阻挡而绕行，也可能会导致青藏高原东缘的地壳增厚和地形变化（Royden et al，1997，2008；Clark，Royden，2000）。该模型较好地解释了龙门山断裂带和丽江—小金河断裂两侧地块较大的地壳厚度横向变化和地形隆起以及不同的速度结构特征，但是有关地壳流存在的证据及分布范围尚存争议（Chen et al，2013；王苏等，2015）。判断地壳流是否存在的深部介质结构依据，是地震波速度是否偏低和下地壳各向异性方向。Ko和Jung （2015）认为在差应力和温度较高的青藏高原地区，下地壳的各向异性方向与下地壳流方向基本一致，可以通过研究下地壳各向异性特征来分析下地壳流的流动方向。
本文的面波相速度结果显示，川西北地块和松潘—甘孜地块中下地壳均存在低速异常，表明该区域中下地壳介质相对较软，有利于地壳物质的流动。能够反映中下地壳结构周期为25—50 s的面波相速度各向异性结果显示，川西北地块内部的各向异性快波方向以NS向为主，松潘—甘孜地块内部的各向异性快波方向以NW−SE向为主，呈现从青藏高原内部向东南及南部流动的特征。在龙门山断裂带和丽江—小金河断裂附近，各向异性快波方向转为平行于断裂带走向，可能是由下地壳流的边界效应引起的。来自青藏高原腹地的地壳流在向东南和向南的运动过程中，在龙门山断裂带和丽江—小金河断裂附近受到四川盆地和滇中地块这两个高速、高强度地块的阻挡，发生了侧向流动，地壳流向周边地区流动扩散。此外，川滇菱形地块北部和松潘—甘孜地块内部的波速比和泊松比均较高，表明该地区下地壳物质较软，有助于青藏高原下地壳物质的运动（Wang et al，2010；Wang et al，2017）。根据面波与接收函数联合反演得到的S波速度（Liu et al，2014）以及本文相速度分布结果可知，松潘—甘孜地块内部的低速异常体范围相对较小，而川西北地块内部普遍存在非常明显的低速异常，存在更显著的下地壳通道流迹象，松潘—甘孜地块内部的通道流可能稍弱。在小江断裂北段，周期为14—30 s的面波相速度存在明显的低速异常和方位各向异性，但在小江断裂以北与丽江—小金河断裂之间，地壳内部存在明显的高速异常。因此小江断裂附近中下地壳的低速异常和各向异性可能并非由青藏高原内部大规模的南向下地壳通道流引起，推测可能与该地区深部热物质上涌有关，即小江断裂附近可能不存在明显的地壳通道流。
在大尺度构造运动发生的区域，SKS分裂与面波各向异性方向具有较好的一致性（Montagner，Griot-Pommera，2000），因此面波各向异性有助于约束SKS分析所得到的各向异性的来源深度结果。面波相速度成像显示，四川盆地内部周期大于18 s时一直表现为高速异常，揭示出盆地下方稳定的岩石层特征。短周期各向异性快波方向以NE−SW为主，接收函数Pms分裂的结果（Zheng et al，2018）也显示为相近的地壳各向异性特征（图11）。在四川盆地中东部存在NE-SW向的褶皱带，该地区是扬子板块最重要的陆内变形体系之一，是由四川盆地与周边地块变形挤压导致的（Li et al，2015；Xiong et al，2016）。因此，四川盆地内部NE−SW向的地壳各向异性可能与四川盆地早期的褶皱变形导致地壳内矿物或者地层的定向分布有关。周期大于25 s的面波方位各向异性与SKS分裂NW−SE优势方向相近，故推断四川盆地的剪切波各向异性可能主要来自于上地幔。龙门山断裂带附近不同周期的面波各向异性总体上比较接近断裂带的走向即NE-SW向，而不同于SKS分裂的NW−SE向。近震S波分裂（石玉涛等，2009；高原等，2018）和Pms分裂分析结果（Zheng et al，2018）也显示，龙门山断裂带附近地壳内部各向异性存在复杂的横向变化，可能与断裂带和主压应力场的控制作用有关。面波方位各向异性快波方向与SKS分裂的NW-SE向弱各向异性的差别，表明SKS各向异性可能来自地幔更深处，或与青藏高原较热的上地幔在四川盆地岩石圈下方的侵蚀和向东流动有关，这有待于更长周期面波方位各向异性的验证和进一步研究。
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图 11 周期为18 s （a）和50 s （b）的面波方位各向异性与接收函数各向异性和SKS各向异性的对比Figure 11. Comparison of Rayleigh wave azimuthal anisotropy at 18 s （a） and 50 s （b） periods with receiver function anisotropy and SKS anisotropyThe receiver function anisotropy refers from Zheng et al （2018），and SKS anisotropy are from Flesch et al （2005），Chang et al （2008） and Wang et al （2008）“中国地震科学探测台阵数据中心” 为本文提供观测资料，审稿人对本文提出了重要的修改意见和建议，作者在此一并表示感谢。
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图 1 川西地区构造简图（引自邓起东等，2002）
F1：理塘断裂；F2：鲜水河断裂；F3：大凉山断裂；F4：龙门山断裂带；F5：龙泉山断裂；F6：华蓥山断裂；F7：丽江—小金河断裂；F8：安宁河断裂；F9：小江断裂
Figure 1. Tectonic settings of western Sichuan region （after Deng et al，2002）
F1：Litang fault；F2：Xianshuihe fault；F3：Daliangshan fault；F4：Longmenshan fault zone；F5：Longquanshan fault；F6：Huayingshan fault；F7：Lijiang-Xiaojinhe fault； F8： Anninghe fault；F9：Xiaojiang fault
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图 3 川西台阵记录到的地震波形垂直向分量
Figure 3. Vertical component records of western Sichuan seismic array
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图 6 台站KYB06和XYY03附近18 s （a）和50 s （b）周期的方位各向异性拟合实例
Figure 6. Examples of azimuthal anisotropy near the stations KYB06 and XYY03 at the periods of 18 s （a） and 50 s （b）
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图 7 周期为14—60 s的面波相速度和方位各向异性分布
Figure 7. The Rayleigh wave phase velocity and azimuthal anisotropy at period of 14−60 s
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图 8 基阶瑞雷波相速度相对于S波速度随深度变化的敏感核曲线
Figure 8. Depth sensitivity kernels curves fundamental Rayleigh wave phase velocity relative to the shear wave velocity
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图 9 研究区地壳厚度分布图（引自Wang et al，2017）
Figure 9. The distributions of the crustal thickness （after Wang et al，2017）
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图 10 周期为18 s时面波相速度和方位各向异性标准差分布
Figure 10. Standard deviation of surface wave phase velocity and azimuthal anisotropy at the period 18 s
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图 11 周期为18 s （a）和50 s （b）的面波方位各向异性与接收函数各向异性和SKS各向异性的对比
图中接收函数各向异性结果来自Zheng等（2018）；SKS各项异性结果来自Flesch 等（2005），常利军等（2008）和Wang 等（2008）
Figure 11. Comparison of Rayleigh wave azimuthal anisotropy at 18 s （a） and 50 s （b） periods with receiver function anisotropy and SKS anisotropy
The receiver function anisotropy refers from Zheng et al （2018），and SKS anisotropy are from Flesch et al （2005），Chang et al （2008） and Wang et al （2008）
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