青藏高原東南緣及鄰區(qū)地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度變化特征

范小平， 王俊菲， 楊從杰， 李清河， 何奕成， 畢雪梅

江蘇省地震局， 南京　210014

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青藏高原東南緣及鄰區(qū)地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度變化特征

范小平， 王俊菲， 楊從杰， 李清河， 何奕成， 畢雪梅

江蘇省地震局， 南京210014

摘要基于遠(yuǎn)震擾動(dòng)場(chǎng)方法，利用47個(gè)數(shù)字地震觀測(cè)臺(tái)記錄的10次遠(yuǎn)震記錄對(duì)青藏高原東南緣及鄰區(qū)地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度進(jìn)行了研究.結(jié)果表明研究區(qū)內(nèi)地殼介質(zhì)橫向非均勻性強(qiáng)烈，揚(yáng)子塊體地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度與青藏塊體存在較為明顯的差異；地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度梯度帶與主要斷裂帶分布趨勢(shì)一致，龍門山斷裂帶、安寧河斷裂帶與地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度梯度帶具有較強(qiáng)的相關(guān)性，散射強(qiáng)度高值區(qū)偏向青藏塊體一側(cè)；強(qiáng)震震中沿散射強(qiáng)度梯度帶分布，其震中偏向散射強(qiáng)度高值區(qū)一側(cè)；散射強(qiáng)度呈現(xiàn)縱向非均勻性特征，下地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度高于上地殼.研究區(qū)強(qiáng)、弱散射強(qiáng)度的空間分布可能與區(qū)內(nèi)強(qiáng)烈的地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、頻繁的地震及火山活動(dòng)所引起深部物質(zhì)破碎、熔融及其沿?cái)嗔褞У纳嫌颗c運(yùn)移有關(guān).

關(guān)鍵詞青藏高原東南緣; 散射強(qiáng)度; 地震波散射; 遠(yuǎn)震

1引言

觀測(cè)表明，地球介質(zhì)中非均勻體可引起地震波的散射，這些散射攜帶了豐富的介質(zhì)結(jié)構(gòu)信息，因此可以用散射波來(lái)研究介質(zhì)非均勻性(Aki,1973;Wu and Aki,1988; Flatté and Wu,1988; Korn,1990, 1993, 1997).根據(jù)地震波波長(zhǎng)與非均勻體大小關(guān)系，介質(zhì)非均勻性分為大尺度非均勻性和小尺度非均勻性(Sato,1984, 1989; Sato and Fehler, 1998;Saito et al.,2002).大尺度非均勻性可以用傳統(tǒng)的介質(zhì)結(jié)構(gòu)參數(shù)來(lái)描述，如速度、電導(dǎo)率、密度等參數(shù)(Sato,1998)，而小尺度非均勻性則采用速度擾動(dòng)率(σ)及非均勻體相關(guān)長(zhǎng)度(a)來(lái)描述(Sato,1984).雖σ和a并不解耦(Sato,1984;Sato and Fehler,1989;Saito et al.,2002)，但σ2a卻與地震波散射強(qiáng)度呈線性相關(guān)(Ritter et al.,1998; Ritter and Rothert, 2000)，其值反映了單位尺度內(nèi)介質(zhì)速度擾動(dòng)率變化，描述了介質(zhì)非均勻性程度(Sato,1984).遠(yuǎn)震擾動(dòng)場(chǎng)法則可以實(shí)現(xiàn)對(duì)參數(shù)σ2a進(jìn)行定量化估計(jì)(Ritter et al.,1998; Ritter and Rothert, 2000).

對(duì)于同一遠(yuǎn)震事件，區(qū)域觀測(cè)臺(tái)記錄的P波波場(chǎng)包含了地震波傳播路徑上介質(zhì)結(jié)構(gòu)的信息，除各觀測(cè)臺(tái)站的下方外，地震波傳播路徑基本一致.相同的激發(fā)震源、基本相同的地震波傳播路徑，各臺(tái)站觀測(cè)到地震波場(chǎng)的差異主要反映了臺(tái)站下方介質(zhì)結(jié)構(gòu)的差異(Ritter et al.,1998; Ritter and Rothert, 2000).將地震波場(chǎng)分解為穩(wěn)定場(chǎng)和散射場(chǎng)，穩(wěn)定場(chǎng)反映了地震傳播路徑上介質(zhì)結(jié)構(gòu)的“共性”信息，散射場(chǎng)則攜帶了觀測(cè)臺(tái)站下方介質(zhì)結(jié)構(gòu)的“個(gè)性”信息，通過(guò)分析散射場(chǎng)及穩(wěn)定場(chǎng)之間的關(guān)系，便可獲取觀測(cè)臺(tái)站下方地殼介質(zhì)結(jié)構(gòu)信息，這種方法稱為遠(yuǎn)震擾動(dòng)場(chǎng)法(Ritter et al.,1998; Ritter and Rothert, 2000).

遠(yuǎn)震擾動(dòng)場(chǎng)法最初廣泛應(yīng)用于臺(tái)陣研究中，現(xiàn)逐漸被拓展應(yīng)用介質(zhì)非均勻性研究中.Mach利用LASA數(shù)據(jù)首次對(duì)遠(yuǎn)震P波波場(chǎng)進(jìn)行了系統(tǒng)性研究(Mach,1969)，并根據(jù)LASA臺(tái)陣記錄與其它子臺(tái)陣記錄的遠(yuǎn)震P波波場(chǎng)振幅信息非相關(guān)性，發(fā)現(xiàn)了兩個(gè)臺(tái)陣之間地殼介質(zhì)結(jié)構(gòu)存在間斷面.Aki發(fā)現(xiàn)在LASA臺(tái)陣下方非均勻介質(zhì)層厚約60km，且其速度擾動(dòng)率約4%左右(Aki,1973).Langston(Langston,1989)、Hock(Hock et al.,2004)及Wager(Wagner and Langston,1992)等采用數(shù)值模擬方法驗(yàn)證了遠(yuǎn)震擾動(dòng)場(chǎng)方法研究介質(zhì)非均勻性的有效性.Ritter等(1998), Ritter和Rothert(2000)運(yùn)用遠(yuǎn)震擾動(dòng)場(chǎng)方法對(duì)法國(guó)Massif Central地區(qū)地殼上地幔介質(zhì)結(jié)構(gòu)參數(shù)進(jìn)行了研究，獲取該區(qū)地殼上地幔介質(zhì)速度擾動(dòng)率、非均勻體尺度以及地震波散射強(qiáng)度參數(shù).Korn(1990,1993)對(duì)中歐和北歐地區(qū)巖石圈介質(zhì)非均勻程度進(jìn)行了研究.

青藏高原東南緣處于印度板塊與歐亞板塊碰撞接觸的前沿地帶，是青藏高原與揚(yáng)子地塊擠壓拼接的交匯部分之一，因其特殊的地理位置及其復(fù)雜的、漫長(zhǎng)的劇烈構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，致使青藏高原東南緣在研究印度板塊與歐亞板塊碰撞過(guò)程、認(rèn)識(shí)青藏高原與揚(yáng)子克拉通碰撞接觸關(guān)系及深部動(dòng)力過(guò)程等地球動(dòng)力學(xué)方面具有獨(dú)特的優(yōu)勢(shì)(鄧起東等,1994).國(guó)內(nèi)外許多學(xué)者對(duì)青藏高原東南緣及周邊地區(qū)深部介質(zhì)結(jié)構(gòu)特征進(jìn)行了研究，如深部地球物理勘探(嘉世旭和張先康，2008,盧占武等,2009)、三維速度結(jié)構(gòu)(劉建華等,1989;王椿鏞等,2002,2003a,2003b;劉啟元等,2009; 吳建平等,2009;雷建設(shè)等,2009;郭飚等,2009;楊海燕等,2009;李志偉等,2011;李永華等,2009)、Q值成像(周連慶等,2008)、橫波分裂與衰減(馬宏生等,2007;蘇有錦,2006;石玉濤等,2009)、深部電性結(jié)構(gòu)(王緒本等,2009)等，結(jié)果均表明該區(qū)域地殼上地幔存在強(qiáng)烈的介質(zhì)非均勻性.但區(qū)域地殼介質(zhì)非均勻性強(qiáng)弱程度及強(qiáng)弱非均勻體空間分布特征如何，到目前為止，還沒(méi)有學(xué)者對(duì)此問(wèn)題進(jìn)行量化研究.基于此，本文運(yùn)用遠(yuǎn)震擾動(dòng)場(chǎng)方法對(duì)青藏高原東南緣及鄰區(qū)地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度變化特征進(jìn)行研究，分析其與深部斷裂構(gòu)造、中強(qiáng)震孕育之間的關(guān)系，并探討其可能蘊(yùn)含的地球動(dòng)力學(xué)意義.

2原理與方法

受非均勻體的作用，地震波穿過(guò)非均勻介質(zhì)層時(shí)會(huì)引起地震波的散射.散射地震波場(chǎng)可分為穩(wěn)定波場(chǎng)和散射波場(chǎng)，而非均勻介質(zhì)可認(rèn)為由均勻介質(zhì)和非均勻介質(zhì)疊加構(gòu)成，因此可以認(rèn)為穩(wěn)定波場(chǎng)反映了均勻介質(zhì)的結(jié)構(gòu)信息，散射波場(chǎng)則包含了非均勻介質(zhì)的結(jié)構(gòu)信息.非均勻介質(zhì)中任意一點(diǎn)r處，地震波場(chǎng)(Ritter et al.,1998; Ritter and Rothert, 2000)可以表示為

(1)

其中Ut(r,t)、〈U(r,t)〉和Uf(r,t)分別代表在空間r(x,y,z)處、t時(shí)刻的總波場(chǎng)、穩(wěn)定波場(chǎng)和散射波場(chǎng)，三角括號(hào)代表對(duì)波場(chǎng)進(jìn)行空間(統(tǒng)計(jì))平均.那么，散射波場(chǎng)的擾動(dòng)強(qiáng)度可用無(wú)量綱參數(shù)ε來(lái)描述，

(2)

如果不考慮介質(zhì)粘彈性對(duì)地震波的衰減，地震波的能量損失主要由非均勻介質(zhì)中非均勻體的散射所引起，那么根據(jù)能量守恒原理，地震波場(chǎng)強(qiáng)度可表示為

(3)

(4)

由(2)—(4)式可以看出，若〈ε2〉?1，也就意味著穩(wěn)定波場(chǎng)強(qiáng)度遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于散射波場(chǎng)強(qiáng)度，則表明介質(zhì)非均勻性程度相對(duì)較弱；若〈ε2〉?1，意味著散射場(chǎng)強(qiáng)度遠(yuǎn)大于穩(wěn)定波場(chǎng)強(qiáng)度，則表明介質(zhì)非均勻性程度相對(duì)較強(qiáng).因此，方程(4)可用來(lái)研究地殼上地幔介質(zhì)非均勻性強(qiáng)弱程度.

對(duì)于高斯型或指數(shù)型隨機(jī)介質(zhì)，〈ε2〉與非均勻介質(zhì)結(jié)構(gòu)參數(shù)(c、σ、a和L)之間的關(guān)系(Ritteretal.,1998;RitterandRothert, 2000)可表示為

(5)

其中c為背景介質(zhì)速度，a為非均勻介質(zhì)相關(guān)長(zhǎng)度，L為非均勻介質(zhì)中地震波傳播路徑，σ為介質(zhì)速度擾動(dòng)率.由(5)式可以看出，ln(〈ε2〉+1)與頻率f呈正相關(guān)，通過(guò)最小二乘法在頻率域?qū)n(〈ε2〉+1)進(jìn)行擬合，擬合系數(shù)γ則為地震波的散射強(qiáng)度.對(duì)于某一特定的研究區(qū)域，散射層的厚度L及介質(zhì)P波傳播速度可根據(jù)寬角反射、折射資料或其它資料獲取，在計(jì)算出散射層結(jié)構(gòu)參數(shù)L/c2后，通過(guò)(5)式可求取σ2a的取值及變化范圍.σ2a反映了單位尺度內(nèi)介質(zhì)速度擾動(dòng)率的變化.在某一特定的非均勻體尺度a下，σ越大則表明介質(zhì)非均勻性程度越強(qiáng)，σ越小則反映了介質(zhì)非均勻性程度相對(duì)較弱.

3研究區(qū)構(gòu)造背景

青藏高原東南緣及鄰近地區(qū)，其主要構(gòu)造單元為松潘─甘孜褶皺帶和揚(yáng)子準(zhǔn)地臺(tái).圖1為青藏高原東緣及鄰區(qū)構(gòu)造示意圖.由圖1可以看出，北東向的龍門山斷裂帶(F1)是一條重要的構(gòu)造分界線，其西側(cè)為松潘─甘孜褶皺帶的一套淺變質(zhì)的古生界及淺變質(zhì)的中生界三疊系地層，經(jīng)逆沖或推覆到東側(cè)屬于揚(yáng)子準(zhǔn)地臺(tái)的古生界及中生界穩(wěn)定淺海相和陸相沉積地層上(鄧起東等,1994; 李志偉等,2011).揚(yáng)子準(zhǔn)地臺(tái)晚古生代以來(lái)沉積環(huán)境比較穩(wěn)定，具有較厚未變質(zhì)的沉積蓋層，在燕山運(yùn)動(dòng)和喜馬拉雅運(yùn)動(dòng)期間才出現(xiàn)褶皺運(yùn)動(dòng).鮮水河斷裂帶(F2)是第四紀(jì)強(qiáng)烈活動(dòng)的左旋走滑斷裂帶，近100年來(lái)，沿該斷裂發(fā)生了一系列的強(qiáng)震，安寧河斷裂(F3)是形成于前震旦紀(jì)一條區(qū)域性深大斷裂，該斷裂特點(diǎn)是深度大，傾角大，有多期巖漿的侵入和噴發(fā)，向南延伸到云南境內(nèi)，并與具有強(qiáng)烈南北向新構(gòu)造活動(dòng)的小江斷裂相連(郭飚等,2009;楊海燕等,2009;李志偉等,2011;李永華等,2009).研究區(qū)內(nèi)發(fā)育了一系列次級(jí)活動(dòng)斷裂，如龍泉山斷裂(f1)、馬邊嚴(yán)津斷裂帶(f2)、蓮峰斷裂(f3)、玉龍溪斷裂(f4)及木拉斷裂(f5).

圖1　青藏高原東南緣及鄰區(qū)主要地質(zhì)構(gòu)造及臺(tái)站位置圖 F1：龍門山斷裂帶， F2：鮮水河斷裂帶， F3：安寧河斷裂帶， f1：龍泉山斷裂, f2：馬邊嚴(yán)津斷裂帶, f3：蓮峰斷裂, f4：玉龍溪斷裂, f5：木拉斷裂.Fig.1　Geological structures and seismic stations in the southeast margin of Tibetan plateau and adjacent regions F1: Longmengshan fault zone, F2: Xianshuihe fault zone, F3: Anninghe fault zone, f1: Longquanshan fault, f2: Mabian-yanjin fault, f3: Lianfeng fault, f4: Yulongxi fault; f5: Mula fault.

4數(shù)據(jù)收集

本文收集了2007年1月─2010年12月之間四川省地震臺(tái)網(wǎng)47個(gè)地震臺(tái)站所記錄(鄭秀芬等,2009)的地震波形，這些記錄必須滿足以下幾個(gè)條件：

(1) 震中距大于70°以便獲取垂直入射的P波波場(chǎng)；

(2) 震源深度大于70km，以便避開(kāi)PP震相；

(3)P波初至清楚、簡(jiǎn)單，47個(gè)觀測(cè)臺(tái)站均記錄到該事件.

同時(shí)為了避免其它震相遠(yuǎn)震P波波場(chǎng)的干擾，我們對(duì)每個(gè)地震事件進(jìn)行速度譜分析，將“速度振幅─時(shí)間域”記錄轉(zhuǎn)換到“慢度─時(shí)間域”，其慢度變化范圍為3.5s/ °～7.5s/°，步長(zhǎng)為0.2s/°；并根據(jù)“慢度─時(shí)間域”震相分布范圍，剔除P波尾波20秒內(nèi)有其它震相的地震事件.挑選后遠(yuǎn)震地震事件參數(shù)見(jiàn)表1.

5數(shù)據(jù)處理及分析

5.1數(shù)據(jù)處理

為獲取研究區(qū)地殼介質(zhì)地震散射強(qiáng)度，需要對(duì)遠(yuǎn)震記錄進(jìn)行下面幾個(gè)步驟處理：

(1) 首先對(duì)原始波形進(jìn)行0.1～6.0 Hz的帶通濾波，去除低頻和相對(duì)高頻干擾；

表1　遠(yuǎn)震事件參數(shù)表

(2) 對(duì)遠(yuǎn)震P波震相進(jìn)行P波初至對(duì)齊，將對(duì)齊后的P波波場(chǎng)進(jìn)行疊加，獲取穩(wěn)定場(chǎng)；

(3) 用各觀測(cè)臺(tái)原始記錄減去穩(wěn)定波場(chǎng)，獲取散射波場(chǎng)；

(4) 對(duì)擾動(dòng)場(chǎng)和穩(wěn)定場(chǎng)進(jìn)行傅氏變換；

(5) 用擾動(dòng)場(chǎng)譜除以穩(wěn)定場(chǎng)譜，獲取散射波場(chǎng)強(qiáng)度；

(6) 在對(duì)數(shù)空間對(duì)散射波場(chǎng)能量上升段進(jìn)行最小二乘擬合，獲取反映地震波散射強(qiáng)度的參數(shù)γ；

(7) 根據(jù)散射層厚度(L)及相應(yīng)層P波速度(C)，計(jì)算觀測(cè)臺(tái)L/c2；

(8) 根據(jù)公式(5)可獲取σ2a值.

分別對(duì)47個(gè)觀測(cè)臺(tái)站重復(fù)執(zhí)行上述8個(gè)步驟，便可獲取一個(gè)地震事件的計(jì)算結(jié)果.為了增加結(jié)果的可靠性，減少隨機(jī)誤差，對(duì)表1中10個(gè)地震事件分別進(jìn)行計(jì)算，并將每個(gè)臺(tái)站10個(gè)地震事件計(jì)算結(jié)果平均，作為該臺(tái)站的最終結(jié)果，這樣便可獲取σ2a值的空間分布特征.

為了獲取研究區(qū)47個(gè)觀測(cè)臺(tái)站下方地殼內(nèi)介質(zhì)地震波散射強(qiáng)度，建立雙層(上地殼和下地殼)散射模型，綜合區(qū)內(nèi)寬角反射/折射(王椿鏞等,2002,2003a,2003b)、遠(yuǎn)震接收函數(shù)(李永華等,2009)、天然地震資料統(tǒng)計(jì)分析(趙珠和張潤(rùn)生,1987)研究成果確定各觀測(cè)臺(tái)站的散射層的厚度(L)及彈性P波速度(C)，各參數(shù)值見(jiàn)表2.

表2　各觀測(cè)臺(tái)站地殼速度結(jié)構(gòu)及介質(zhì)地震散射強(qiáng)度

5.2數(shù)據(jù)分析

圖2a為研究區(qū)典型穩(wěn)定波場(chǎng)(a)和散射波場(chǎng)(b)記錄圖.圖2a中第一行為穩(wěn)定波場(chǎng)記錄，其余各行分別為各觀測(cè)臺(tái)站記錄的原始地震波波形.圖2b則為相應(yīng)各觀測(cè)臺(tái)記錄的散射波波場(chǎng).由圖2a可以看出，穩(wěn)定波場(chǎng)(stack)信噪比明顯高于各觀測(cè)臺(tái)記錄波形的信噪比，散射引起的高頻信息得到了有效壓制，主要震相得以突出顯示；由圖2b可以看出，無(wú)論是同一區(qū)域，還是不同區(qū)域，幾乎沒(méi)有相同的散射波場(chǎng)，這表明各觀測(cè)臺(tái)站下方介質(zhì)結(jié)構(gòu)存在較為明顯的差異，介質(zhì)結(jié)構(gòu)不同，其對(duì)地震波作用強(qiáng)度則不同.如AXI臺(tái)與ZJG臺(tái)雖相距不足40 km(圖1)，但兩臺(tái)記錄的散射波場(chǎng)無(wú)論是頻率還是波形形態(tài)均有明顯差異(圖2a、圖2b).

圖3為研究區(qū)穩(wěn)定波場(chǎng)(紫色線)與散射波場(chǎng)(藍(lán)色線)頻譜圖.由圖3可以看出，穩(wěn)定波場(chǎng)與散射波場(chǎng)能量強(qiáng)度不同頻段存在明顯差異.在0.1～1.1 Hz區(qū)間，穩(wěn)定波場(chǎng)強(qiáng)度明顯大于散射波場(chǎng)強(qiáng)度；而在1.1～6.0 Hz頻段內(nèi)，散射波場(chǎng)強(qiáng)度又明顯強(qiáng)于穩(wěn)定波場(chǎng)強(qiáng)度.

圖3　研究區(qū)穩(wěn)定波場(chǎng)(紫色線)與 散射波場(chǎng)(藍(lán)色線)頻譜圖Fig.3　Frequency spectra of stable filed (purple line) and scattering wave filed (blue line) in study area

圖4為研究區(qū)穩(wěn)定波場(chǎng)與典型散射波場(chǎng)頻譜圖.由圖4可以看出，榮縣臺(tái)(HMS)和汶川臺(tái)(WCH)散射波場(chǎng)能量與穩(wěn)定波場(chǎng)能量存在明顯差異.在0.1～0.75 Hz區(qū)間，穩(wěn)定波場(chǎng)能量均強(qiáng)于HMS臺(tái)和WCH臺(tái)散射波場(chǎng)能量，但WCH臺(tái)從0.75 Hz開(kāi)始散射波場(chǎng)能量強(qiáng)于穩(wěn)定波場(chǎng)能量，而HMS臺(tái)則從1.0 Hz開(kāi)始其能量開(kāi)始優(yōu)于穩(wěn)定波場(chǎng)能量強(qiáng)度；就散射波場(chǎng)能量強(qiáng)度而言，從1.2 Hz開(kāi)始，WCH臺(tái)散射波場(chǎng)能量強(qiáng)度強(qiáng)于HMS臺(tái)散射波場(chǎng)強(qiáng)度.由不同臺(tái)站記錄散射波場(chǎng)的差異性可以看出，雖具有相同的激發(fā)震源、幾乎相同的地震波傳播路徑，但由于臺(tái)站下方物質(zhì)結(jié)構(gòu)的差異，導(dǎo)致了不同的散射波場(chǎng)特征.WCH臺(tái)位于龍門山斷裂帶上，而HMS臺(tái)則處四川盆地邊緣，地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動(dòng)史及深部物質(zhì)的差異性，直接導(dǎo)致了二者散射波場(chǎng)及其波場(chǎng)強(qiáng)度轉(zhuǎn)換頻率的差異性.

圖4　研究區(qū)穩(wěn)定波場(chǎng)(紫色線)與典型散射波場(chǎng) (HWS臺(tái):綠色線；WCH臺(tái):藍(lán)色線)頻譜圖Fig.4　Frequency spectra of stable field (purple line) and typical scattering wave fields (HWS :green line; WCH: blue line) in study area

圖5為研究區(qū)典型散射波場(chǎng)強(qiáng)度圖.圖5a為小金臺(tái)(XJI)、峨眉山臺(tái)(EMS)及瀘沽湖(LGH)典型散射波場(chǎng)強(qiáng)度，圖5b分別為XJI、EMS及LGH臺(tái)散射系數(shù)擬合圖.由圖5可以看出，因臺(tái)站分布區(qū)域不同，散射波場(chǎng)強(qiáng)度不同，散射波場(chǎng)與穩(wěn)定波場(chǎng)能量也有差異.XJI臺(tái)、EMS臺(tái)及LGH臺(tái)穩(wěn)定波場(chǎng)與散射波場(chǎng)強(qiáng)度轉(zhuǎn)換頻率點(diǎn)分別為1.57、1.92、2.89 Hz；XJI臺(tái)、EMS臺(tái)及LGH臺(tái)散射系數(shù)分別為0.179、0.162及0.061.各觀測(cè)臺(tái)地震波散射系數(shù)的不同，體現(xiàn)了臺(tái)站下方介質(zhì)結(jié)構(gòu)對(duì)地震波的作用程度不同，進(jìn)一步說(shuō)明了各臺(tái)站下方介質(zhì)結(jié)構(gòu)的差異性，也說(shuō)明了研究區(qū)介質(zhì)非均勻性程度的差異性.

圖5　研究區(qū)典型散射波場(chǎng)強(qiáng)度圖(a:散射波場(chǎng)強(qiáng)度；b:散射系數(shù)擬合)Fig.5　Typical scattering intensity of fluctuation wave field in study area (a: scattering intensity of scattering wave filed, b: fitting of scattering strength).

6結(jié)果及分析

表2為研究區(qū)內(nèi)各觀測(cè)臺(tái)站地殼速度結(jié)構(gòu)及介質(zhì)地震散射強(qiáng)度值.圖6為研究區(qū)地殼介質(zhì)地震波散射強(qiáng)度空間分布圖.圖6中不同顏色代表地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度不同，藍(lán)色區(qū)域代表強(qiáng)散射區(qū)，紅色區(qū)域代表相對(duì)較弱散射區(qū)；介質(zhì)散射性越強(qiáng)，代表介質(zhì)非均勻性程度較高，介質(zhì)較為破碎，而散射性越低，則表明介質(zhì)非均勻性程度較低，介質(zhì)較為均勻、完整.

圖6　上地殼介質(zhì)地震波散射強(qiáng)度分布圖Fig.6　Map of seismic scattering strength of the upper crust medium in study area

研究區(qū)內(nèi)地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度呈明顯的橫向不均勻分布特征.上地殼(圖6)，馬爾康(MEK)、小金(XJI)、汶川(WCH)及平武(PWU)地區(qū)同屬于松潘─甘孜褶皺帶，但馬爾康地區(qū)介質(zhì)散射強(qiáng)度明顯弱于小金、汶川及平武地區(qū)；九龍(JLO)、瀘沽湖(LGH)、鹽源(YYU)及雅江(YJI)地區(qū)同屬于川滇菱形塊體，但鹽源及雅江地區(qū)介質(zhì)散射強(qiáng)度明顯高于九龍和瀘沽湖地區(qū)；雖同屬于川中塊體(揚(yáng)子塊體西緣)，但仁壽(YGD)、容縣(HMS)地區(qū)地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度則強(qiáng)于塊體內(nèi)其它地區(qū).相比較而言，川中塊體上地殼介質(zhì)地震散射強(qiáng)度整體偏小.下地殼(圖7)，沿龍門山斷裂帶仍為散射強(qiáng)度高值分布區(qū)，分別在WCH和PWU地區(qū)存在兩個(gè)散射強(qiáng)度高值中心；沿汶川、都江堰、成都、自貢一帶存在一條北西向散射強(qiáng)度高值分布帶；沿安寧河斷裂帶散射強(qiáng)度呈相對(duì)高值分布，而其兩側(cè)散射強(qiáng)度則呈相對(duì)低值分布；散射強(qiáng)度低值區(qū)分布在黑水(HSH)、小金(XJI)及九龍(JLO)以西地區(qū).

圖7　下地殼介質(zhì)地震波散射強(qiáng)度分布圖Fig.7　Map of seismic scattering strength of the lower crust medium in study area

地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度梯度帶基本上沿主要斷裂帶分布.上地殼(圖6)，龍門山斷裂帶(F1)兩側(cè)介質(zhì)散射強(qiáng)度呈明顯差異，龍門山斷裂帶東側(cè)區(qū)域?yàn)樯⑸鋸?qiáng)度低值區(qū)，以地震弱散射為主，而斷裂帶西側(cè)區(qū)域?yàn)樯⑸鋸?qiáng)度高值區(qū)，以地震強(qiáng)散射為主.安寧河斷裂帶(F3)內(nèi)與其兩側(cè)地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度也呈現(xiàn)出較強(qiáng)的差異性，安寧河斷裂帶東側(cè)及西側(cè)區(qū)域?yàn)樯⑸鋸?qiáng)度低值區(qū)，以地震波弱散射為主，但安寧河斷裂帶(F3)內(nèi)部為散射強(qiáng)度高值區(qū)，以地震波強(qiáng)散射為主.鮮水河斷裂帶(F2)兩側(cè)地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度也有差異性，鮮水河斷裂帶兩側(cè)散射強(qiáng)度梯度明顯小于龍門山斷裂帶和安寧河斷裂帶散射強(qiáng)度梯度.鮮水河斷裂帶的東北側(cè)地震散射強(qiáng)度相對(duì)較強(qiáng)，而西南側(cè)地震散射強(qiáng)度相對(duì)較弱.沿鮮水河斷裂帶地震散射強(qiáng)度似乎有分段性特征，道浮(DFU)東南地區(qū)，地震散射系數(shù)相對(duì)較強(qiáng)，而其北西一側(cè)，地震散射系數(shù)相對(duì)較弱.下地殼(圖7)，地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度在不同區(qū)域其散射強(qiáng)度有明顯差異.沿龍門山斷裂帶仍表現(xiàn)出較強(qiáng)的散射強(qiáng)度梯度帶，龍門山斷裂帶西側(cè)散射強(qiáng)度衰減速度相對(duì)比東側(cè)高；沿安寧河斷裂帶仍具有較為明顯的散射強(qiáng)度梯度帶，散射強(qiáng)度高值區(qū)沿安寧河斷裂帶分布，其兩側(cè)則呈相對(duì)低值分布；沿鮮水河斷裂帶仍為散射強(qiáng)度梯度帶，但梯度值相對(duì)偏小.

地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度梯度帶基本上為強(qiáng)震孕育區(qū).由圖6和圖7可以看出，研究區(qū)內(nèi)6級(jí)以上地震(公元624年—2014年)震中基本上分布于散射強(qiáng)度梯度帶上，尤其是7級(jí)以上地震震中與散射強(qiáng)度梯度帶的相關(guān)性更強(qiáng)，且地震震中偏向散射強(qiáng)度高值一側(cè).在上地殼，汶川8.0級(jí)地震震中位于散射強(qiáng)度梯度帶上(圖6)，但梯度值并不明顯，但在下地殼(圖7)震中處于散射強(qiáng)度強(qiáng)梯度帶上，沿北東向偏向散射強(qiáng)度高值一側(cè).位于安寧河斷裂帶南段以及鮮水河斷裂帶西北段的地震震中，在上地殼(圖6)與介質(zhì)散射強(qiáng)度梯度帶具有較強(qiáng)相關(guān)性，而在下地殼，除安寧河斷裂帶南段部分地震震中外，其余地震震中與散射強(qiáng)度梯度帶相關(guān)性相對(duì)較差.從不同深度處散射強(qiáng)度梯度帶與地震震中之間的相關(guān)關(guān)系，大致可以判斷出地震震源孕育深度，汶川地震震中與下地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度梯度帶有較強(qiáng)的相關(guān)性，精確定位結(jié)果顯示，汶川8.0級(jí)地震震源深度約20 km左右(劉啟元等,2009;雷建設(shè)等,2009)，該深度處于下地殼的頂部區(qū)域.

下地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度均強(qiáng)于上地殼.圖8為上地殼相對(duì)于下地殼散射強(qiáng)度的擾動(dòng).由圖8可以看出，上地殼相對(duì)于下地殼散射強(qiáng)度的擾動(dòng)均為負(fù)擾動(dòng)，說(shuō)明上地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度均弱于下地殼.相比較而言，川中塊體下地殼散射強(qiáng)度幅值變化較為明顯，最大增幅可達(dá)到82%；松潘─甘孜褶皺帶、川滇菱形塊體下地殼散射強(qiáng)度幅值變化較弱，變化幅度最大為8%左右.從上、下地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度變化可以看出，川中塊體與青藏塊體地殼介質(zhì)存在較為明顯的介質(zhì)結(jié)構(gòu)差異，這種差異可能與各構(gòu)造塊體深部介質(zhì)結(jié)構(gòu)、物質(zhì)成份及復(fù)雜的地質(zhì)構(gòu)造歷史有關(guān).川中塊體地殼厚度相對(duì)較薄，平均厚度約40 km左右(趙珠和張潤(rùn)生,1987)，而青藏塊體地殼厚度較厚，平均厚度在60 km左右(趙珠和張潤(rùn)生,1987;王椿鏞等,2002,2003a,2003b;)，同時(shí)川中塊體、青藏塊體的地殼速度結(jié)構(gòu)也有較為明顯的差異(盧占武等,2009;王椿鏞等,2002,2003a, 2003b).沿龍門山斷裂帶、安寧河斷裂帶呈現(xiàn)出較明顯的散射強(qiáng)度擾動(dòng)梯度帶(圖8)，作為青藏塊體與揚(yáng)子塊體的邊界接觸帶，這條梯度帶進(jìn)一步說(shuō)明了青藏塊體與揚(yáng)子塊體深部物質(zhì)結(jié)構(gòu)的差異性，同時(shí)也說(shuō)明二者之間的接觸關(guān)系.

圖8　上地殼相對(duì)于下地殼散射強(qiáng)度的擾動(dòng)Fig.8　The scattering strength perturbation of the upper crust relative to the lower crust in study area

7討論與結(jié)論

7.1本文運(yùn)用遠(yuǎn)震擾動(dòng)場(chǎng)法對(duì)研究區(qū)內(nèi)地殼介質(zhì)地震散射強(qiáng)度進(jìn)行了研究.研究結(jié)果表明地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度呈現(xiàn)強(qiáng)烈的橫向非均勻性，揚(yáng)子塊體地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度與青藏塊體存在較為明顯的差異；散射強(qiáng)度梯度與主要斷裂構(gòu)造帶分布趨勢(shì)一致；強(qiáng)震震中沿散射強(qiáng)度梯度帶分布，且震中偏向散射強(qiáng)度高值區(qū)一側(cè)；散射強(qiáng)度表現(xiàn)出縱向非均勻性特征，下地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度強(qiáng)于上地殼，揚(yáng)子塊體介質(zhì)散射強(qiáng)度與青藏塊體存在較為明顯的差異.

7.2研究區(qū)散射強(qiáng)度高值區(qū)(地震波強(qiáng)散射區(qū))分布范圍與地殼介質(zhì)Q值異常(周連慶等,2008；蘇有錦等,2006)、P波速度異常(郭飚等,2009;楊海燕等,2009;李志偉等,2011)分布范圍具有較強(qiáng)的一致性.沿川滇塊體的東南邊界、龍門山斷裂帶以西區(qū)域均為介質(zhì)高衰減區(qū)域(周連慶等,2008；蘇有錦等,2006)、P波波速異常(郭飚等,2009;楊海燕等,2009;李志偉等,2011)及散射強(qiáng)度高值區(qū).無(wú)論是Q值異常、P波波速異常，還是散射強(qiáng)度異常，三者表現(xiàn)形式不同，但具有較為一致的物理本質(zhì).介質(zhì)非均勻性可引起地震波散射，介質(zhì)非均勻性程度越強(qiáng)其對(duì)地震波散射作用就越強(qiáng)，因而散射強(qiáng)度就呈現(xiàn)高值，介質(zhì)非均性程度又與介質(zhì)完整性有關(guān)，介質(zhì)完整性越差，則意味著介質(zhì)速度相對(duì)較低；介質(zhì)完整性較差，其對(duì)地震波散射、衰減作用就越強(qiáng)，相應(yīng)其Q值就偏低.

7.3研究區(qū)地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度分布與活動(dòng)斷裂、強(qiáng)震活動(dòng)區(qū)域具較強(qiáng)的相關(guān)性，這種相關(guān)性可能與區(qū)內(nèi)地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、地震活動(dòng)以及火山活動(dòng)有關(guān).印度板塊對(duì)青藏高原的俯沖碰撞動(dòng)力下，青藏地塊區(qū)物質(zhì)橫向(東流)溢出，東流物質(zhì)在其東部受川中塊體的抵阻，進(jìn)而向東南方向移動(dòng)，形成了川滇菱形塊體.龍門山斷裂帶、安寧河斷裂帶作為青藏塊體、川滇菱形塊體與川中塊體的接觸帶，強(qiáng)烈的地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、頻繁的地震活動(dòng)及火山活動(dòng)引起深部物質(zhì)沿?cái)嗔褞嫌颗c運(yùn)移，造成斷裂帶發(fā)育區(qū)深部介質(zhì)破碎與熔融.復(fù)雜的深部介質(zhì)結(jié)構(gòu)及強(qiáng)烈的介質(zhì)非均勻性，致使沿龍門山斷裂帶、安寧河斷裂帶成為地震散射強(qiáng)度梯度帶，也成為地震孕育帶.

7.4對(duì)比圖6和圖7可以看出，在上地殼，沿安寧河斷裂帶、并在安寧河斷裂帶、龍門山斷裂帶以及鮮水河斷裂帶交匯區(qū)域，地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度呈現(xiàn)高值區(qū)，而在下地殼，沿龍門山斷裂帶地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度呈現(xiàn)高值區(qū).地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度的強(qiáng)弱差異反映了介質(zhì)非均勻性程度，散射強(qiáng)度高值區(qū)意味著強(qiáng)非均勻體的存在，而散射強(qiáng)度低值區(qū)，則表明介質(zhì)非均勻性程度較弱.因此，上、下地殼介質(zhì)強(qiáng)、弱散射強(qiáng)度分布的差異性，可能反映了青藏塊體與揚(yáng)子塊體邊界的接觸位置及作用深度.

研究區(qū)上、下地殼散射強(qiáng)度的差異性可能與區(qū)內(nèi)復(fù)雜的斷裂系統(tǒng)有關(guān).研究表明區(qū)內(nèi)巖石圈存在兩套斷裂系統(tǒng)，一是以地殼表層脆性剪切帶為主的淺層斷裂系統(tǒng)；另一是以切割莫霍界面或殼幔過(guò)渡帶的韌性剪切帶為主的深部斷裂系統(tǒng)，稱為殼幔韌性剪切帶(蔡學(xué)林等,2008).區(qū)內(nèi)殼幔韌性剪切帶屬于擠壓型殼幔韌性剪切帶，在深、淺不同的斷裂系統(tǒng)作用下，造成了復(fù)雜的上、下地殼介質(zhì)結(jié)構(gòu).下地殼沿汶川、都江堰、成都、自貢、瀘州一帶分布的介質(zhì)散射強(qiáng)度高值區(qū)，與深部人工地震剖面揭示的都江堰殼幔韌性剪切帶位置較為一致(蔡學(xué)林等,2008).

致謝中國(guó)地震局地球物理研究所“國(guó)家數(shù)字測(cè)震臺(tái)網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心”為本研究提供地震波形數(shù)據(jù)，在此表示感謝！感謝評(píng)審專家提出的寶貴意見(jiàn)，使得本文論述更趨完善.

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(本文編輯劉少華)

基金項(xiàng)目國(guó)家自然科學(xué)基金(41074036和40974031)資助.

作者簡(jiǎn)介范小平，男，1974年生，博士，正研級(jí)高級(jí)工程師，主要從事地震波散射和衰減研究. E-mail:nj_fxp@163.com

doi:10.6038/cjg20160714 中圖分類號(hào)P315

收稿日期2015-08-08，2016-02-02收修定稿

Variations of the crust seismic scattering strength below the southeastern margin of the Tibetan plateau and adjacent regions

FAN Xiao-Ping, WANG Jun-Fei, YANG Cong-Jie, LI Qing-He, HE Yi-Cheng, BI Xue-Mei

EarthquakeAdministrationofJiangsuProvince,Nanjing210014,China

AbstractThe ten broadband teleseismic waveform data recorded by forty-seven digital seismic networks were selected to study the seismic scattering strength of crust in the southeastern margin of the Tibetan plateau and adjacent regions by the teleseismic fluctuation wavefield method (TFWM). The results show that there exists strong transverse inhomogeneity beneath the southeastern Tibetan plateau and adjacent regions. The scattering strength of the Yangtsz block and the Tibetan block has obvious difference. The gradient zone of seismic scattering strength is along the main fault zone. The position of the Longmenshan fault and the Anninghe fault have strong correlation with the gradient zone of seismic scattering strength. In addition, the high value region of strong seismic scattering strength is almost turning to the Tibet side. The epicenters of strong earthquakes are along the gradient zone of seismic scattering strength, and lie the side of strong scattering strength. The scattering strength shows the characteristic of vertical inhomogeneity and the scattering of lower crust is stronger than the upper crust. The spacial distribution of the strong and the weak scattering strengths maybe related to the strong movement of geological tectonics, the broken medium caused by frequent tectonic and volcanic activity, and also with the heat flow upwelling along active faults.

KeywordsSoutheastern of margin of Tibetan plateau; Scattering strength; Seismic scattering; Teleseismic

范小平， 王俊菲， 楊從杰等. 2016. 青藏高原東南緣及鄰區(qū)地殼介質(zhì)散射強(qiáng)度變化特征. 地球物理學(xué)報(bào)，59(7):2486-2497,doi:10.6038/cjg20160714.

Fan X P, Wang J F, Yang C J, et al. 2016. Variations of the crust seismic scattering strength below the southeastern margin of the Tibetan plateau and adjacent regions. Chinese J. Geophys. (in Chinese),59(7):2486-2497,doi:10.6038/cjg20160714.