四川宜賓地殼淺部三維S波速度結(jié)構(gòu)及方位各向異性＊

王金澤 李紅誼， 張玉婷 陳辛平 崔華偉

1） 中國北京 100083 中國地質(zhì)大學(xué)（北京）地球物理與信息技術(shù)學(xué)院

2） 中國濟(jì)南 250014 山東省地震局

引言

近年來，四川宜賓地區(qū)中小地震頻發(fā)，引起科學(xué)界和社會的廣泛關(guān)注，這使得該區(qū)域的地質(zhì)構(gòu)造背景研究較為迫切.宜賓長寧地區(qū)作為我國頁巖氣開發(fā)區(qū)之一，在新能源中占有重要地位，有關(guān)研究表明，該區(qū)域大多數(shù)地震活動與深井采鹽注水或頁巖氣水力壓裂有關(guān)（Leiet al，2019b；Tanet al，2020）.一直以來，鹽氣開采區(qū)注水誘發(fā)地震是國內(nèi)外研究的熱點(diǎn)問題（Segall， 1989；Bao，Eaton，2016；Zanget al，2019）.

地震波是研究地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)及其變化的主要手段，利用背景噪聲提取面波信號是二十一世紀(jì)以來研究地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的有效方法之一（Shapiroet al， 2005； Yaoet al， 2006）.地表的兩個臺站可以接收到來自風(fēng)暴、海浪、人類活動等噪音源，通過噪音波形互相關(guān)，得到互相關(guān)函數(shù)或經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)，通過分析其時間、振幅信息可以研究地下介質(zhì)結(jié)構(gòu)及其變化圖像.由于背景噪聲成像方法具有眾多優(yōu)點(diǎn)：① 無需等待地震發(fā)生，在地震活動性較弱的地區(qū)即可進(jìn)行地下高分辨率成像；② 相較于人工爆破源，不需要很高的經(jīng)濟(jì)成本而且能夠避免環(huán)境污染的產(chǎn)生；③ 在面狀或線狀臺陣中可以把每一個臺站作為虛擬源，其它臺站作為接收器，以獲得該臺陣區(qū)域高分辨率的近地表結(jié)構(gòu)，也可以通過走時信息得到形變特征及介質(zhì)變化等，因此背景噪聲層析成像方法在不同尺度地區(qū)都得到了很好的應(yīng)用研究（Yaoet al，2008；Shenet al，2016）.隨著背景噪聲技術(shù)的發(fā)展，F(xiàn)eng等（2021）采用了一種不依賴天然地震的噪聲干涉技術(shù)提取地幔間斷面的上界面反射體波震相來研究地幔間斷面的結(jié)構(gòu)特征，并結(jié)合礦物物理模擬和波形正演約束間斷面附近的礦物組成.Luo等（2021）利用我國安徽省巢湖及周邊地區(qū)布設(shè)的密集短周期流動臺地震數(shù)據(jù)，采用背景噪聲方法獲得該區(qū)域上地殼三維各向同性速度結(jié)構(gòu).Yang等（2021）利用背景噪聲成像方法對越南及我國南海北部的地殼結(jié)構(gòu)進(jìn)行地震波速成像研究，分析了該區(qū)域地幔上涌和板塊拼合等構(gòu)造特征，這表明通過背景噪聲與地震面波、體波相結(jié)合可以分析地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)，再結(jié)合地球動力學(xué)、巖石物理學(xué)、地質(zhì)構(gòu)造，可以幫助我們研究地球內(nèi)部成分、變形及動力學(xué)過程.Liu 等（2014）利用噪聲頻散和接收函數(shù)獲得了青藏高原東緣的三維地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)，認(rèn)為青藏高原是通過下部地殼物質(zhì)流動和上部淺地殼沿斷層塊體滑移兩種方式向東擴(kuò)張.除此之外介質(zhì)各向異性也是探索地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的手段之一，目前研究各向異性的方法眾多，例如接收函數(shù)（Wanget al，2016）、橫波分裂（王瓊等，2013）、體波各向異性成像（Leiet al， 2014）、面波各向異性成像（Yaoet al， 2010；Lianget al，2020）.中下地殼介質(zhì)的各向異性可以用來推斷造山帶和走滑斷層構(gòu)造運(yùn)動的方向（滕吉文等，2012）.Yao等（2010）利用雙臺法和背景噪聲成像法對青藏高原東南部地殼及上地幔方位各向異性進(jìn)行了詳細(xì)研究.Moschetti等（2010）和Lin等（2011）對美國西部地區(qū)的各向異性特征進(jìn)行了研究，分析得出地殼和上地幔方位各向異性差別較大，推測該地區(qū)地殼變形特征復(fù)雜.Luo和Yao （2021）采用短周期密集臺陣的背景噪聲成像方法獲得了巢湖及周邊地區(qū)精細(xì)的淺地殼三維各向異性，本文也采用與其相同的的方位各向異性反演方法.

多年來國內(nèi)外學(xué)者已經(jīng)對川滇地區(qū)做了大量的工作，并取得了豐富的研究成果，但由于成像方法、精度、區(qū)域范圍等各異，仍需進(jìn)一步探索，例如在長寧這樣的小區(qū)域運(yùn)用背景噪聲層析成像的方法進(jìn)行S波速度結(jié)構(gòu)成像并進(jìn)行方位各向異性的研究還需加強(qiáng).宋曉東等（2015）運(yùn)用地震和噪聲互相關(guān)結(jié)果，對四川盆地的巖石圈S波速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了詳細(xì)研究；雷霆（2020）使用背景噪聲成像方法對濟(jì)南市的S波速度和方位各向異性進(jìn)行了研究，這也證實(shí)了本研究采用的方法在小區(qū)域應(yīng)用的可行性；高原等（2020）對青藏高原東南緣各向異性的研究表明，上地殼各向異性與地表形變觀測結(jié)果一致，快波偏振方向具有發(fā)散性，與地表運(yùn)動特征相符并且與該區(qū)域主壓應(yīng)力方向相同，一定程度上與地質(zhì)構(gòu)造環(huán)境相關(guān).Tan等（2020）利用雙差地震成像方法獲得了四川盆地區(qū)域的小尺度速度結(jié)構(gòu)，但成像深度較淺，未進(jìn)行各向異性的相關(guān)分析；Long等（2020）利用大量的走時數(shù)據(jù)，采用雙差地震成像方法（Zhang，Thurber， 2003）進(jìn)行了長寧—珙縣小范圍研究.通常，地球物理學(xué)方法對地下三維速度結(jié)構(gòu)、間斷面等深部結(jié)構(gòu)的研究更為適用，而地質(zhì)學(xué)手段對地球淺部的研究更加直觀，具有高精度、高分辨率、結(jié)果更加可靠的特點(diǎn)，兩者可以更好地相互補(bǔ)充，與此同時，地質(zhì)學(xué)對地下深部結(jié)構(gòu)的推測可以通過地球物理成像去驗(yàn)證.

由于不同周期的面波對應(yīng)于不同深度的敏感核，周期越大，敏感深度越深，因此S波速度具有較好的垂向分辨率，可以獲得隨深度變化的各向同性和方位各向異性結(jié)果.通過S波速度結(jié)構(gòu)可以獲得地下介質(zhì)分布差異，分析方位各向異性可以知道波速沿傳播方位角的變化，綜合其上可以更好地揭示淺地殼變形機(jī)制.鑒于此，為了豐富對四川宜賓地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)研究手段，本文結(jié)合研究區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造背景，擬采用短周期密集臺陣背景噪聲成像的方法反演地下三維S波速度結(jié)構(gòu)和方位各向異性，以期為區(qū)域地球物理相關(guān)研究和地震危險性評估工作提供參考資料.

1 區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造

宜賓位于中國西南部的四川盆地南緣、揚(yáng)子板塊西緣，是川東褶皺帶和雪峰山造山帶的交接處，地質(zhì)構(gòu)造主要以北東和近東西向的褶皺為主，伴有走向各異的小規(guī)模斷層.由于川滇地區(qū)受到青藏高原物質(zhì)向東逃逸的推擠以及東部穩(wěn)定的華南塊體的阻擋，其地質(zhì)構(gòu)造背景十分復(fù)雜，強(qiáng)烈的地殼形變和斷裂活動使得川滇地區(qū)地震活動頻發(fā)（圖1）.研究區(qū)內(nèi)發(fā)育有長寧背斜，為不對稱的復(fù)式背斜，其東起瀘州市敘永縣以西，西至高縣，主要位于興文縣、長寧縣，東西長約100 km，南北寬約20 km，主軸走向整體呈北西-南東向，北西翼傾角約為40°—60°，南東翼傾角約17°—32°；長寧背斜為多斷裂構(gòu)造背斜，絕大多數(shù)斷裂發(fā)育在由古生界地層構(gòu)成的核部、兩翼，且以高角度壓性逆沖小斷裂為主（張致偉等，2019）；建武向斜位于長寧背斜西南部，其地層產(chǎn)狀較平緩，傾角大約為5°—10° （何登發(fā)等，2019）.

圖1 四川宜賓地區(qū)構(gòu)造及地震和臺站分布Fig. 1 The topography of the Yibin area and distribution of earthquakes and stations

2004年6月17日宜賓北白花鎮(zhèn)發(fā)生MS4.5地震，位于宜賓與自貢之間，屬川中隆起自流井凹陷的南部，北東向華鎣山斷裂帶處于該凹陷東南側(cè)，北西向榮縣—南溪基底斷裂處于該凹陷中段.震區(qū)以北東向褶皺構(gòu)造為主，平面上形似于向北收斂向西南撒開的帚狀構(gòu)造，北西向構(gòu)造主要為小規(guī)模斷裂，由北東—南西向把自流井凹陷切割為階梯狀（劉成明，2005）.震中位于孔灘背斜中部，其背斜長約29 km，軸向約N40°E，核部地層產(chǎn)狀近水平，兩翼傾角約為10°，該背斜向南西方向延伸的末端（永興）曾在1996年2月28日發(fā)生過一次MS5.4地震.在孔灘背斜地表下的地層中發(fā)育有一些盲沖斷層，并且由淺至深數(shù)量增多長度增大，該區(qū)域地表大范圍出露侏羅紀(jì)-白堊紀(jì)紅色碎屑巖，震中西南側(cè)大約18 km處出露一北西向毛橋斷層（何玉林等，2004）.

2 數(shù)據(jù)處理

本研究采用四川宜賓及周邊地區(qū)布設(shè)的30個臨時短周期臺站2019年6月1日到7月14日間共44天垂直向連續(xù)波形數(shù)據(jù).數(shù)據(jù)預(yù)處理步驟參考Bensen等（2007）流程：首先，將連續(xù)背景噪聲數(shù)據(jù)處理為24 h長文件，進(jìn)行去均值、去趨勢；其次，由于原始數(shù)據(jù)采樣率較高而且很多高頻信息對本研究無用，因此將數(shù)據(jù)重采樣到10 Hz，同時進(jìn)行分頻段帶通濾波（周期為：1—4 s，4—9 s，9—15 s）；隨后，對數(shù)據(jù)進(jìn)行時域歸一化，以減小地震信號的干擾和地震儀器附近人類活動引起的一些較大震動對噪聲互相關(guān)函數(shù)質(zhì)量的影響；最后，對數(shù)據(jù)進(jìn)行頻率域譜白化，以使噪聲信號更接近白噪音.

經(jīng)過預(yù)處理，將每兩個臺之間的24 h數(shù)據(jù)進(jìn)行互相關(guān)函數(shù)計算，得到信噪比大于10的互相關(guān)函數(shù)，紅色虛線內(nèi)顯示面波窗口（圖2a）.為了提取頻散曲線，對疊加后的互相關(guān)函數(shù)進(jìn)行希爾伯特變換得到面波經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)（Yaoet al，2011），隨后采用基于圖像分析和滑動時窗的方法（Yaoet al， 2006）提取信噪比大于10、臺站間距大于1.5倍波長并且平滑可靠的面波頻散曲線（圖2b）.不同周期的面波相速度對各深度S波速度結(jié)構(gòu)的敏感核曲線如圖3所示，可以看出，短周期面波相速度對淺地殼敏感，而長周期面波相速度對較深地殼敏感，例如周期15 s的面波相速度對10 km左右深度的S波速度結(jié)構(gòu)較敏感.

圖2 1—15 s周期的臺站對之間的互相關(guān)函數(shù)（a）和基階瑞雷面波相速度頻散曲線（b）Fig. 2 nterstation cross-correlation function （a） and The fundamental Rayleigh wave phase velocity dispersion curves （b） in the 1-15 s period

圖3 基階瑞雷面波相速度頻散的深度敏感核Fig. 3 Depth sensitivity kernels for the fundamental Rayleigh wave phase velocity dispersion at different periods

3 反演方法及測試

3.1 反演方法

本研究使用基于射線追蹤的直接反演方法（Fanget al，2015），將頻散數(shù)據(jù)反演得到S波速度.相比于傳統(tǒng)的兩步法反演，此方法省略了獲取相速度、群速度分布圖的中間步驟，直接由頻散數(shù)據(jù)反演得到S波速度結(jié)構(gòu)；并且該一步法未使用大圓路徑，而是采用頻率相關(guān)的射線追蹤方法，因此可以更好地模擬非均勻介質(zhì)中的射線路徑彎曲效應(yīng)，對橫向變化較大的區(qū)域改善良好.在走時計算中，采用快速行進(jìn)法（Rawlinson，Sambridge，2004）計算各周期的面波相位傳播時間和射線路徑.與此同時，該方法使用了基于小波變換的稀疏矩陣反演，相比于空間域，小波域中的面波病態(tài)敏感核矩陣會得到較好的改善.

3.2 模型參數(shù)設(shè)置及分辨率測試

基于射線路徑分布和敏感核曲線，本文將模型空間設(shè)置為水平方向0.08°×0.08°， 深度0—12 km，步長1 km，等間隔設(shè)置.參考前人研究（易桂喜等，2019；曾求等，2020；李大虎等，2021；孫權(quán)等，2021），構(gòu)建三維初始速度模型并增加0.5%隨機(jī)噪聲到合成數(shù)據(jù).

為了驗(yàn)證反演所用模型的分辨率，本文進(jìn)行了兩種檢測板測試（圖4）.橫向檢測板測試結(jié)果顯示，在隨深度遞增的水平各層中分布有棋盤狀的異常體，大小為0.48°×0.48°.縱剖面檢測版中將異常體設(shè)置為橫向0.48°，縱向圖案深度范圍內(nèi)第一層為0—3 km、第二層為4—7 km，第三層為8—12 km，結(jié)果顯示第一層與第三層圖案一致且與第二層相反，即高速異常對應(yīng)低速異常（圖4a，b）.

圖4 2 km （a）和6 km （b）深度處的橫向和縱向剪切波速棋盤測試結(jié)果左圖為初始模型，右圖為對應(yīng)的恢復(fù)結(jié)果.三角形為臺站位置，灰色陰影為地形Fig. 4 Lateral and vertical shear-wave velocity checkerboard tests at the depths of 2 km （a） and 6 km （b）The left panels are the initial models and the right ones are the corresponding recovery results. The location of the station and topography are shown as triangle and gray shadow，respectively

4 方位各向異性反演方法及測試

4.1 反演方法

地球介質(zhì)的各向異性特征與地殼運(yùn)動息息相關(guān)，并受到巖相、斷裂分布、區(qū)域應(yīng)力環(huán)境和地質(zhì)構(gòu)造的影響（Zhanget al， 2009； Gaoet al， 2011）.在傳統(tǒng)的方位各向異性反演中需要兩個步驟，即首先通過二維反演得到具有各向異性特征的不同周期相速度分布圖，再進(jìn)行深度反演得到各個深度的方位各向異性.Liu等（2019）在一步法各向同性反演基礎(chǔ)上加入各向異性，實(shí)現(xiàn)了直接由頻散數(shù)據(jù)反演得到各深度間平均各向異性結(jié)構(gòu).由于該程序反演基于平層模型而不是格點(diǎn)模型，因此其中各向同性部分區(qū)別于一步法只反演各向同性速度.

4.2 模型參數(shù)設(shè)置及分辨率測試

由于兩種方法使用相同的反演框架，且各向同性分辨率上節(jié)已測試，因此本節(jié)只進(jìn)行方位各向異性的檢測板測試.檢測板模型參數(shù)設(shè)置與之前各向同性反演一致，水平方向均為0.08°，深度為0—12 km且等間隔設(shè)置.類似于各向同性檢測版，本文在各深度設(shè)置的各向異性圖案大小為0.56°×0.56°，各向異性強(qiáng)度為2.5 %，快波方向?yàn)槟媳毕蚝蜄|西向交替，各層檢測板異常圖案相同.棋盤分辨率測試結(jié)果表明，射線路徑分布影響檢測板恢復(fù)結(jié)果，在射線路徑分布密集的區(qū)域恢復(fù)得較好（圖5）.實(shí)際數(shù)據(jù)的反演將利用上步得到的各向同性速度模型作為初始模型進(jìn)行方位各向異性聯(lián)合反演，由于最終反演結(jié)果是平層模型，因此得到的是特定深度之間的平均各向同性和平均方位各向異性.

圖5 方位各向異性棋盤測試的輸入（a）和輸出（b）結(jié)果Fig. 5 Checkerboard tests input （a） and output （b） results of azimuthal anisotropy

5 結(jié)果分析與討論

5.1 各向同性速度結(jié)構(gòu)

地震S波速度結(jié)構(gòu)能反映地下物質(zhì)分布特征，本次研究結(jié)果的各向同性速度結(jié)構(gòu)有兩種：切片各向同性（圖6）和平層各向同性（圖8）.切片各向同性描述某一具體深度的S波速度分布，平層各向同性描述特定深度間的平均S波速度結(jié)構(gòu).

在2 km深度處（圖6a），研究區(qū)域大范圍以低速分布為主，與地表覆蓋較厚的沉積物有關(guān)；而東南部S波速度整體偏高，尤其在筠連—高縣—珙縣—興文一帶呈高速分布.在長期地質(zhì)構(gòu)造過程中，由于受到西南方向擠壓應(yīng)力作用，長寧大背斜區(qū)域地層經(jīng)歷了褶皺、抬升和地表風(fēng)化剝蝕，可能是形成相對高速的原因.在4 km深度處（圖6b），研究范圍以北大面積區(qū)域S波速度逐漸由低轉(zhuǎn)高，屏山—水富一帶和南溪—江安一帶速度變化明顯；長寧MS6.0地震震中以南S波速度逐漸增高，但相對周邊仍顯低速，該區(qū)域?yàn)榇系貐^(qū)五峰組—龍馬溪組埋深4 500 m以淺的核心勘探區(qū)部分（楊躍明，2021），因此相對低速也可能與頁巖、泥巖和鹽巖等軟弱層分布有關(guān).孫權(quán)等（2021）通過對長寧MS6.0地震震源區(qū)及鄰區(qū)波速比的分析認(rèn)為，深度在4.5 km以上的白象巖—獅子灘背斜、雙河背斜和長寧背斜區(qū)的S波速度整體表現(xiàn)為低波速比特點(diǎn).在5 km深度處（圖7a），孔灘背斜周圍S波速度分布高低差異明顯，2004年宜賓北白花鎮(zhèn)MS4.5地震（震源深度約為5 km）即位于S波速度高低過渡區(qū).在6 km深度處（圖6c），高縣—珙縣以南、筠連東北部S波表現(xiàn)為低速，而在5 km深度處（圖7a）該區(qū)域S波速度較周圍變化還不明顯，因此6 km左右存在一S波速度高低過渡層，瀘州以西S波表現(xiàn)為低速，長寧大背斜一帶S波速度與周圍一致.胡幸平等（2021）通過對長寧地區(qū)雙差層析成像結(jié)果分析認(rèn)為，正是由于該區(qū)域地層前期被抬升和后期經(jīng)歷風(fēng)化作用，長寧背斜區(qū)域在深度為7 km以上的地層與周圍區(qū)域更深地層的S波速度一致，這種橫向差異使得長寧背斜區(qū)的S波速度與周圍區(qū)域相比相對較高，這與我們的反演結(jié)果較為一致.與此同時，在5 km和6 km深度處的S波速度分布結(jié)果顯示長寧—雙河場—獅子灘背斜西北部較東南相對低速，介質(zhì)力學(xué)性質(zhì)較弱，這可能是長寧地震序列沿近西北向破裂的原因之一.孫權(quán)等（2021）認(rèn)為長寧震區(qū)隨著深度增加，西北部整體表現(xiàn)為高波速比而東南部整體為低波速比.在10 km深度處（圖6d），研究區(qū)域大范圍S波速度呈高速，速度分布差異較小，僅筠連以北、瀘州以西和孔灘背斜以西區(qū)域的S波速度相對較低.

為了更好地探究震源區(qū)的速度分布特征，本文設(shè)置了兩條測線AA′和BB′ （圖7a）.2004年6月17日宜賓北白花鎮(zhèn)發(fā)生MS4.5地震，震中位于孔灘背斜中部，而該背斜西南向末端曾于1996年2月28日發(fā)生永興MS5.4地震，但對此次地震研究較少，本文設(shè)置AA′測線擬對該區(qū)域地下結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究.該剖面下的速度結(jié)構(gòu)以低速分布為主，A′端下方0—6 km深度范圍內(nèi)出現(xiàn)了近似三角形的S波高速區(qū)，對應(yīng)于高縣—珙縣以南區(qū)域，可以看出深度6 km左右為一高低速過渡界面，與本文6 km深度切片速度模型對應(yīng)（圖6c）.地形上的倒三角為震中位置（圖7b），該地震震源深度為5 km，位于高低速分界線處，說明地震易發(fā)生于S波的高低速過渡區(qū).

圖6 研究區(qū)內(nèi)深度為2 km （a），4 km （b），6 km （c）和10 km （d）的三維S波速度結(jié)構(gòu)Fig. 6 3D shear wave velocity structures at the depths of 2 km （a），4 km （b），6 km （c）and 10 km （d） beneath the study area

BB′測線南東方向在0—2 km深度范圍內(nèi)（圖7c）可以清楚看到呈折線狀高低速分界線，這與地表背斜、向斜構(gòu)造相對應(yīng).此外，BB′測線在大約4—8 km深度范圍內(nèi)S波出現(xiàn)一明顯低速區(qū)，對應(yīng)于珙縣區(qū)域下方，可以看到在同一深度該低速區(qū)左邊S波呈高速分布，而右邊呈低速分布，因此推測右邊呈低速分布可能與頁巖、泥巖和鹽巖等軟弱層有關(guān)，也可能與頁巖氣開采流體向下滲入斷層或巖石縫隙有關(guān).斷層一般與背斜構(gòu)造共生，長寧及周邊地區(qū)背斜、向斜分布較多并且隨著頁巖氣的開采高壓注水?dāng)鄬娱g的摩擦屬性會降低，因此該區(qū)域中小地震活動值得長期關(guān)注.

圖7 AA′和BB′剖面 0—10 km深度范圍內(nèi)的S波速度結(jié)構(gòu)（a） 5 km深度的S波速度圖像，其中黑線剖面位置；（b） AA′剖面；（c） BB′剖面Fig. 7 Shear wave structures of the profiles AA′ and BB′ in the depth range of 0-10 km（a） vS structure at the depth of 5 km，the black lines respent the location of profiles；（b） AA′ profile；（c） BB′ profile

5.2 方位各向異性分布特征

本文的研究目標(biāo)為淺地殼結(jié)構(gòu)，處于低壓環(huán)境下的各向異性主要受巖石裂隙定向排列的影響，而在地殼深部，巖石中的微裂隙在高壓環(huán)境下已閉合，因此各向異性由礦物晶格和形態(tài)的優(yōu)選方位控制（張國苓等，2010）.Crampin和Chastin （2003）認(rèn)為介質(zhì)微裂縫中的填充物對應(yīng)力場的波動最為敏感，因此上地殼頂部的巖石變形主要受應(yīng)力控制下的微裂縫、破裂形狀影響.Boness和Zoback （2004， 2006）由鉆孔壓裂實(shí)驗(yàn)認(rèn)識到地殼淺部S波的快速極化方向同巖石裂縫產(chǎn)生的最大水平壓應(yīng)力方向極為一致，層狀黑云母砂巖、高裂隙花崗巖中的S波速度各向異性主要由地殼的現(xiàn)今應(yīng)力狀態(tài)控制，而在精細(xì)層壓的頁巖中，S波各向異性受黏土沿沉積層理面結(jié)構(gòu)排列的影響.

從地質(zhì)學(xué)角度分析，地殼介質(zhì)的各向異性成因主要包括區(qū)域裂縫、破裂，斷層帶的剪切、變質(zhì)巖在殼內(nèi)的變形，以及各向同性的非均質(zhì)性或分層、材料組分、紋理屬性等；而從巖石學(xué)角度分析，巖石固有各向異性是自身形成時晶體結(jié)晶排列所導(dǎo)致的.高溫高壓巖石學(xué)實(shí)驗(yàn)證明：當(dāng)巖石發(fā)生擴(kuò)散蠕變時其內(nèi)部晶體不會形成晶格優(yōu)選方向，但當(dāng)巖石變形受錯位蠕變機(jī)制控制時則會沿某個方向優(yōu)勢排列；巖石的次生各向異性是由于在應(yīng)力作用下巖石會發(fā)生破裂從而形成一定方向性的裂隙或空隙，然而裂隙、空隙中的流體、油等填充物會對地震波速的衰減造成一定影響（商詠梅，2018）.在孔灘背斜附近（圖8），快波方向與背斜走向近似平行，隨著深度增加各向異性強(qiáng)度變?nèi)酰掖藚^(qū)域快波方向逐漸向北收斂向南撒開，呈帚狀分布，與地質(zhì)構(gòu)造背景符合.劉成明（2005）認(rèn)為孔灘背斜區(qū)以北東向褶皺構(gòu)造為主，平面上形似于向北收斂向西南撒開的帚狀構(gòu)造，北西向構(gòu)造主要為斷裂且規(guī)模較小，由北東—南西至南西向把自流井凹陷切割為階梯狀，這也與我們結(jié)果“北東向的各向異性較強(qiáng)，北西向各向異性較弱”相對應(yīng).在獅子灘—雙河場—長寧背斜區(qū)域（圖8），各向異性強(qiáng)度相對較弱，可能與該區(qū)域地質(zhì)環(huán)境有關(guān).長寧背斜地區(qū)發(fā)育的志留系龍馬溪組頁巖是川南頁巖氣主要開采區(qū)之一，富含頁巖、鹽巖、膏巖和泥巖等軟弱層通常具有泊松比高、彈性模量小和抗壓、抗剪切強(qiáng)度小等特點(diǎn)，在地殼構(gòu)造變形過程中巖層主要以塑性變形為主（楊躍明等，2021）.

圖8 不同深度范圍的三維S波速度模型及方位各向異性Fig. 8 Three-dimensional shear wave speed model and corresponding azimuthal anisotropy in different depth ranges

介質(zhì)的彈性參數(shù)除了自身性質(zhì)外還會在一定程度受到應(yīng)力條件的影響.在擠壓環(huán)境下，地震波沿著擠壓的方向傳播較快，正交擠壓方向傳播較慢（Sayers，1999）.巖石物理實(shí)驗(yàn)表明在晶體尺度上的各向異性較為復(fù)雜，但深部地殼巖石的平均各向異性基本為準(zhǔn)六邊形，而且云母含量高的巖石如長英質(zhì)片麻巖和變質(zhì)巖的各向異性最強(qiáng)（Weisset al，1999）.由圖8可以看出：長寧—雙河場—獅子灘背斜以南快波方向?yàn)楸睎|—南西向，隨深度增加強(qiáng)度變小，而背斜以北快波方向?yàn)楸蔽鳌蠔|向，強(qiáng)度隨深度增加而變大；羅場向斜東部在0—3 km和3—6 km深度內(nèi)快波方向?yàn)榻鼥|西向逐漸變?yōu)楸睎|東—南西西向，而在6—9 km快波方向?yàn)榻蔽魑鳌蠔|東向，這種差異可能與局部應(yīng)力場變化有關(guān).闞榮舉等（1977）認(rèn)為四川盆地屬穩(wěn)定的華南地塊，位于龍門山斷裂帶東南部，其主壓應(yīng)力方向?yàn)楸蔽魑飨?，在不受地表斷裂影響的區(qū)域，本文結(jié)果快波方向?yàn)楸蔽鳌蠔|向.易桂喜等（2019）認(rèn)為長寧2019年6月17日MS6.0地震震源區(qū)的主壓應(yīng)力方向?yàn)楸睎|—南西向，而華南地塊西部大區(qū)域主壓應(yīng)力方向?yàn)楸蔽鳌蠔|向，表明四川盆地邊緣構(gòu)造轉(zhuǎn)換帶應(yīng)力場局部變化較明顯.斷層一般與背斜構(gòu)造共生，川南地區(qū)構(gòu)造活動主要以背斜、向斜和與之相關(guān)的小尺度斷層分布為主，這些斷層、褶皺走向錯綜復(fù)雜，主要包括北東向、北西向和東西向等（孫權(quán)等，2021），而且該區(qū)還發(fā)育有大量盲斷層（Leiet al，2019a）和微小裂縫（何登發(fā)等，2019），因此致使本文的方位各向異性快波方向結(jié)果分布各異.

6 結(jié)論

S波速度結(jié)構(gòu)能夠反映地下物質(zhì)成分及一些物性特征，而地殼各向異性能夠反映地球介質(zhì)的形變特征和古今應(yīng)力場狀態(tài)，是地震學(xué)與地球動力學(xué)之間的紐帶.本研究利用四川宜賓地區(qū)布設(shè)的30個臨時臺站連續(xù)44天的波形數(shù)據(jù)，采用背景噪聲互相關(guān)方法提取了1—15 s周期的瑞雷波相速度頻散曲線，然后運(yùn)用基于射線追蹤的一步反演方法，由面波頻散數(shù)據(jù)直接反演出S波速度結(jié)構(gòu)，最后利用得到的速度模型使用相同的反演框架反演出方位各向異性，對該地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造環(huán)境進(jìn)行了分析.根據(jù)反演結(jié)果可以得到以下結(jié)論：

1） 宜賓地區(qū)淺地殼S波速度橫向分布不均勻，隨著深度增加呈不均一性減弱.深度從5 km開始，隨著深度增加，獅子灘—雙河場—長寧背斜區(qū)域的S波速度西北部較東南部相對低速，而低速反映出了介質(zhì)力學(xué)性質(zhì)較弱，因此可能是長寧地震序列沿近西北向破裂的原因之一；孔灘背斜區(qū)域約在5 km深度處S波高低速分布明顯，2004年6月17日宜賓北MS4.5地震位于在高低速過渡區(qū).

2） 方位各向異性快波方向在孔灘背斜附近與背斜走向近似平行，隨著深度增加各向異性強(qiáng)度變?nèi)?，而且此區(qū)域快波方向逐漸向北收斂，呈帚狀分布，與地質(zhì)環(huán)境吻合；獅子灘—雙河場—長寧背斜以南快波方向?yàn)楸睎|—南西向，隨深度增加各向異性強(qiáng)度變小，而該背斜以北快波方向?yàn)楸蔽鳌蠔|向，隨深度增加各向異性強(qiáng)度變大；宜賓地區(qū)在受到多向擠壓和多期構(gòu)造運(yùn)動復(fù)合作用下，褶皺和斷層走向錯綜復(fù)雜，各向異性快波方向的空間分布與地表走向各異的小規(guī)模斷裂基本一致，局部范圍在不同深度表現(xiàn)各異.

中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)姚華建教授課題組為本研究提供了面波頻散曲線測定程序、DSurfTomo程序和DAzimSurfTomo程序，審稿專家為本文提供了寶貴修改意見及建議，本文大部分圖件采用GMT繪制，作者在此一并表示感謝.