黃臣宇, 常利軍, 丁志峰

中國地震局地球物理研究所， 北京 100081

0 引言

印度—歐亞板塊碰撞帶作為一個典型的陸-陸碰撞造山帶，持續(xù)至今的碰撞和匯聚產(chǎn)生了青藏高原，也使青藏高原成為地震活動最頻繁、構(gòu)造活動最劇烈的地區(qū)之一.有關青藏高原的深部構(gòu)造特征和地球動力學問題是地球科學研究的熱點，特別是處于碰撞前沿的喜馬拉雅造山帶備受地球科學家的關注(Tapponnier et al., 1982; Yin and Harrison, 2000; 許志琴等, 2008; 滕吉文等, 2019).喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)地處喜馬拉雅造山帶東端，位于板塊碰撞核心，區(qū)域內(nèi)水系、山脈和斷層有一個近90°的大轉(zhuǎn)彎，地形起伏可達5000 m，巖石圈變形十分劇烈(Tapponnier et al., 2001).東構(gòu)造結(jié)由北至南可劃分為拉薩地體、雅魯藏布江縫合帶和喜馬拉雅地體三個構(gòu)造單元，是喜馬拉雅山脈構(gòu)造應力最強、隆升和剝蝕最快、新生代變質(zhì)和深熔作用最強的地區(qū)之一(許志琴等, 2008; 彭淼等, 2012).P波接收函數(shù)計算得到的東構(gòu)造結(jié)地殼厚度變化趨勢表明，南迦巴瓦地區(qū)地殼厚度約為50 km，喜馬拉雅地體北部和雅魯藏布江縫合帶地殼厚度約為60 km，在東西方向略有變化，拉薩地體的地殼厚度由嘉黎斷裂附近的64 km迅速增加到怒江斷裂的72 km(Wang et al., 2019).同時，東構(gòu)造結(jié)構(gòu)造變形劇烈，強震頻發(fā)，1900年以來共發(fā)生5.5級以上地震81次，其中包括1950年8.6級察隅地震和2017年6.9級林芝米林地震(李國輝等, 2020).綜上所述，喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)地形變化劇烈，地質(zhì)構(gòu)造復雜，地震活動頻繁，是研究陸-陸碰撞過程中巖石圈變形模式和構(gòu)造演化規(guī)律的天然實驗場，研究其地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)和巖石圈變形特征對探索青藏高原陸-陸碰撞造山帶的動力演化過程具有重要意義.

地球內(nèi)部介質(zhì)普遍具有各向異性特征(Anderson, 1961)，地震各向異性是研究地球內(nèi)部介質(zhì)變形的最有效方法之一(Savage, 1999)，對揭示地球動力學機制有重要意義(Silver, 1996).一般認為上地殼各向異性主要由上地殼中裂隙的定向排列引起，受到水平主壓應力控制(Crampin and Atkinson, 1985; Crampin, 1994; Crampin and Peacock, 2008)，而中下地殼由于圍壓增加使裂隙閉合，其各向異性來源于巖石中礦物和熔體的定向排列(Barruol and Mainprice, 1993; Weiss et al., 1999).上地幔各向異性一般被認為是由橄欖石等造巖礦物在應力作用下晶格的優(yōu)勢排列導致的(Nicolas et al., 1973; Christensen,1984).橫波分裂方法是研究地球內(nèi)部介質(zhì)地震各向異性的常用方法(Crampin, 1981)，快波偏振方向和慢波延遲時間分別反映了殼幔介質(zhì)變形的方向和強度(Crampin, 1984; Silver, 1996).國內(nèi)對青藏高原的橫波分裂研究始于20世紀90年代，丁志峰和曾融生(1996)、呂慶田等(1996)、姜枚等(1996)和史大年等(1996)利用中外合作架設的流動臺站的地震觀測數(shù)據(jù)，在青藏高原中部開展了SKS波分裂研究，分析了該地區(qū)的上地幔各向異性特征.青藏高原的橫波分裂各向異性研究已開展近30年，獲取了大量的橫波分裂測量結(jié)果(Sol et al., 2007; 王椿鏞等, 2007; 常利軍等, 2008, 2010;丁志峰等, 2008; Chen et al., 2013; Chang et al., 2015, 2017, 2018; 謝振新等, 2017; 高原等, 2018; Gao et al., 2019; 郭鐵龍和高原, 2020; 吳鵬等, 2020; Zheng et al., 2021; 王凱悅等, 2021)，為認識青藏高原殼幔各向異性特征和動力學機制提供了重要依據(jù).

在喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)已有的SKS波分裂研究(Sol et al., 2007; Chang et al., 2015)中，東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)的上地幔各向異性快波偏振方向自西向東呈繞東構(gòu)造結(jié)順時針旋轉(zhuǎn)的趨勢，其中Chang等(2015)聯(lián)合SKS波分裂、GPS速度場等綜合分析了巖石圈變形特征，結(jié)果表明喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)巖石圈變形為殼幔耦合的垂直連貫變形模式.王凱悅等(2021)在東構(gòu)造結(jié)利用可視化測量方法進行了近震直達S波分裂測量，獲取了東構(gòu)造結(jié)上地殼各向異性特征，但由于近震S波的傳播路徑局限在上地殼，無法得到中下地殼的各向異性特征.Pms波是近垂直入射P波在莫霍面的轉(zhuǎn)換波，其傳播路徑為莫霍面至臺站，應用Pms波分裂得到的各向異性參數(shù)可以反映整個地殼的各向異性特征.在喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)已有的上地幔和上地殼橫波分裂研究基礎上，進一步開展Pms波分裂研究，可以獲得地殼整體的各向異性特征，并與已有的上地幔和上地殼各向異性結(jié)果進行對比分析，提高橫波分裂測量縱向分辨的約束，進而分析討論巖石圈殼幔各向異性的分布和動力學含義.

本次研究中我們使用喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)48個流動地震臺站的數(shù)據(jù)資料，在提取接收函數(shù)得到Pms波后，進行橫波分裂測量以獲取地殼各向異性參數(shù)，進而獲取喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)的地殼各向異性特征，并結(jié)合已有的橫波分裂測量等研究進行對比分析，探索東構(gòu)造結(jié)殼幔各向異性分布和巖石圈變形機制.

1 數(shù)據(jù)與方法

遠震數(shù)據(jù)由三部分組成，第一部分為中國地震局地球物理研究所2015—2017年在雅魯藏布江下游地區(qū)架設的16個寬頻帶流動地震臺站的波形資料，這些流動地震臺站統(tǒng)一應用了REFTEK數(shù)據(jù)采集器和CMG-3ESP地震計(頻帶范圍為50 Hz～60 s)，由GPS系統(tǒng)定位和授時；為了增加臺站的覆蓋范圍和密度，我們還收集了中國地震局地球物理研究所2007—2008年在喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)架設的10個寬頻帶流動地震臺站的波形資料(Wang et al., 2019)，以及Lehigh University和成都地質(zhì)礦產(chǎn)研究所2003年至2004年在研究區(qū)架設的25個寬頻帶流動地震臺站的波形資料(Sol et al., 2007)；其中中國地震局地球物理研究所先后兩次架設的臺站中有3個臺站(BEB、DAM和TOM)位置重合，本次研究合計使用了48個流動地震臺站(圖1)的波形資料.參照地震目錄對地震事件進行挑選，選取震級在5.0級以上、震中距在30°～90°、三分量完整的地震事件波形.對地震臺站三分量記錄進行去均值處理，之后進行帶通濾波(0.03～0.3 Hz)，去除儀器響應，最后旋轉(zhuǎn)水平分量得到徑向和切向分量.為增加接收函數(shù)可靠性，篩選信噪比較高的波形記錄應用時間域反褶積方法(Ligorría and Ammon, 1999)提取接收函數(shù).通過接收函數(shù)隨后方位角變化規(guī)律(圖2)可以觀察到Pms波的徑向分量部分到時提前，且切向分量存在90°反對稱變化，表明接收函數(shù)符合水平各向異性介質(zhì)特征.在提取接收函數(shù)之后，挑選Pms波形清晰的接收函數(shù)用于Pms波分裂測量，共選取了241個地震事件(圖3).

圖1 喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)地質(zhì)簡圖圖中紅色三角表示地震臺站，黑色圓形表示城市，黑色線段表示研究區(qū)域內(nèi)縫合帶和大型活動斷層：F1：雅魯藏布江斷裂; F2：墨脫斷裂; F3：嘉黎斷裂; F4：迫龍—旁辛斷裂; F5：阿帕龍斷裂; F6：主邊界斷裂; F7：墨竹工卡斷裂; F8：怒江斷裂.左下為根據(jù)GPS測量獲得的歐亞大陸參考系下的地表運動速度場(Wang and Shen, 2020)，黑框內(nèi)為研究區(qū).Fig.1 Geological map of the eastern Himalayan syntaxisThe red triangles indicate the seismic station, the black circles indicate cities, and the black solid lines indicate the suture zones and large active faults in the eastern Himalayan syntaxis: F1: Yarlung Zangbo River fault; F2: Motuo fault; F3: Jiali fault; F4: Polong-Pangxin fault; F5: Apalon fault; F6: Main boundary fault; F7: Mozhugongka fault; F8: Nujiang fault. Inset shows the surface motion velocity field under the Eurasian Reference System based on GPS measurements (Wang and Shen, 2020), the black frame is the study region.

圖2 DOJ臺站下方P波接收函數(shù)Fig.2 P-wave receiver functions under station DOJ

圖3 地震事件震中分布圖Fig.3 The distribution map of the epicenters

本次研究應用Teanby等(2004)提出的橫波分裂方法進行Pms波分裂測量，該方法在Silver和Chan(1991)的網(wǎng)格搜索算法基礎上，使用自動網(wǎng)格搜索進行橫波分裂測量，并對得到的各向異性參數(shù)應用聚類分析算法獲取最佳參數(shù)，這一方法在國內(nèi)外多個地區(qū)均有應用，獲得了較為可靠的結(jié)果(Savage et al., 2010; 張廣成等, 2013; 強正陽等, 2016; 謝振新等, 2017).

在方法應用中，首先對Pms波選定一個分裂窗口，然后按預設的窗口數(shù)量自動變換窗口的大小和位置進行窗口劃分，每個窗口都會應用Silver和Chan(1991)的算法進行各向異性測量，并以質(zhì)點運動協(xié)方差矩陣特征值為標準求取最佳分裂參數(shù).隨后利用聚類分析方法確定最佳Pms波分裂窗口：不同Pms波分裂窗口組成的多個聚類中，具有最小總體方差的聚類被選為最佳聚類，最佳聚類中使方差最小的窗口為最終的Pms波分裂窗口，其對應的Pms波分裂參數(shù)即為最佳結(jié)果.最后通過人工篩選以確保結(jié)果穩(wěn)定可靠，人工篩選的綜合判斷標準包括：(1)校正后Pms波的切向能量達到最小(圖4a)；(2)校正前快、慢波波形相似，校正后波形匹配良好.質(zhì)點運動軌跡由校正前的橢圓形變?yōu)樾Ｕ蟮闹本€形(圖4b)；(3)解的置信區(qū)間是穩(wěn)定的、收斂的(圖4c)；(4)獲得的結(jié)果穩(wěn)定，變化幅度很小(圖4d，4e).

圖4 Pms波分裂各向異性參數(shù)測量示例(a) 校正前后Pms波的徑向分量和切向分量； (b) 快、慢波波形分析，校正前后質(zhì)點運動軌跡； (c) 穩(wěn)定解的收斂置信區(qū)間； (d) 所有分析窗口的各向異性參數(shù)； (e) 95%置信區(qū)間內(nèi)窗口對應的各向異性參數(shù).(c)、(d)、(e) 中最優(yōu)解均由×標記.Fig.4 An example of the Pms wave splitting measurement(a) The radial and tangential components of the Pms wave before and after correction; (b) Fast and slow wave waveform analysis, particle motion track before and after correction; (c) Convergence confidence interval of stable solution; (d) Anisotropy parameters in all analysis windows; (e) The anisotropic parameters corresponding to the windows within the 95% confidence interval. The optimal solutions in (c), (d), and (e) are all marked by crosses.

2 Pms波分裂結(jié)果

在對橫波分裂測量結(jié)果進行人工篩選后，最終在喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)的48個臺站得到了295對各向異性參數(shù)，表1給出了各個臺站橫波分裂參數(shù)的平均值、標準差和有效事件數(shù).從Pms波分裂結(jié)果來看(圖5)，喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)的快波偏振方向主要為NE-SW方向，與印度板塊向青藏高原下的俯沖方向一致，而東構(gòu)造結(jié)周邊地區(qū)的快波偏振方向呈現(xiàn)繞東構(gòu)造結(jié)順時針旋轉(zhuǎn)的趨勢.慢波延遲時間范圍為0.11～0.30 s，各臺站平均值為0.24 s.

表1 各臺站Pms波分裂結(jié)果Table 1 Splitting results of each station

續(xù)表1

圖5 喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)Pms波分裂各向異性結(jié)果Pms波分裂的快波偏振方向和慢波延遲時間用紅色短棒表示.Fig.5 The results of the Pms wave splitting in the eastern Himalayan syntaxisThe results of the Pms wave splitting are plotted by red short bars.

從Pms波分裂結(jié)果隨地震事件后方位角的變化情況(圖6)可以看出，大部分臺站的地震事件后方位角覆蓋較好，且不同后方位角的地震事件得出的Pms波分裂結(jié)果基本一致，這說明后方位角對Pms波分裂測量影響較小，臺站下方主要表現(xiàn)為單層各向異性介質(zhì).

(圖6續(xù))

圖6 各臺站Pms波分裂結(jié)果隨地震事件后方位角分布變化情況Fig.6 The results of the Pms wave splitting with different back azimuths of seismic events in each station

3 分析和討論

由于橫波分裂方法獲得的各向異性是橫波傳播路徑上各向異性的綜合效應(Silver and Savage, 1994)，考慮到地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的復雜性，橫波分裂結(jié)果中的各向異性來源往往難以確定，這里我們通過對比不同橫波分裂結(jié)果，結(jié)合地表運動速度場等資料，討論東構(gòu)造結(jié)的各向異性分布、殼幔變形機制等動力學問題.

3.1 各向異性的分布

在喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)已有的地殼結(jié)構(gòu)研究中(程成等, 2017; Wang et al., 2019)，地殼厚度由西南至東北方向逐漸增厚，上地殼埋深為20～25 km(Wang et al., 2019).將近震直達S波、Pms波和SKS波分裂的慢波延遲時間進行對比分析(圖7)，當上地殼厚度為25 km時，近震S波慢波延遲時間小于0.05 s(王凱悅等, 2021)，而Pms波分裂的慢波延遲時間平均值為0.24 s，這說明上地殼各向異性對Pms波分裂影響有限，即上地殼各向異性在整個地殼的各向異性中占比較小，地殼各向異性主要來自于中下地殼礦物和熔體的定向排列.由于SKS波分裂的各向異性參數(shù)代表了地殼和上地幔各向異性特征的綜合效應，而喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)Pms波分裂平均為0.24 s的延遲時間相較于SKS波分裂約1.0 s的延遲時間(Chang et al., 2015)明顯偏小，這表明SKS波分裂的結(jié)果主要受上地幔各向異性影響.

3.2 喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)殼幔變形機制

喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)內(nèi)部快波偏振方向整體呈NE-SW方向，與南迦巴瓦變質(zhì)體受制于東西兩側(cè)走滑斷裂而相對喜馬拉雅地體向北推移，插入拉薩地體之下的構(gòu)造特征相一致(許志琴等, 2008).在印度板塊向歐亞板塊的俯沖作用下，東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)的主壓應力場方向為NNE-SSW方向(許忠淮, 2001)，而由GPS和斷裂第四紀滑動速率數(shù)據(jù)分析得到的壓應變方向同樣是NNE-SSW方向，均與喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)的快波偏振方向相近.在GPS測量得到的相對于穩(wěn)定歐亞大陸參考系的地表運動速度場結(jié)果(Gan et al., 2007; Wang and Shen, 2020)中，東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)的地表運動速度場方向繞東構(gòu)造結(jié)順時針旋轉(zhuǎn)，與Pms波分裂得到的快波偏振方向變化趨勢一致.

對比喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)的上地殼各向異性研究結(jié)果(郭鐵龍和高原, 2020; 王凱悅等, 2021)中得到的快波偏振方向與Pms波分裂的快波偏振方向可以發(fā)現(xiàn)，二者在大部分臺站是相近的，在3.1節(jié)的討論中認為Pms波分裂主要反映了中下地殼各向異性，東構(gòu)造結(jié)上下地殼的各向異性快波偏振方向相近說明地殼內(nèi)部變形特征是一致的，上下地殼變形耦合.而部分臺站上下地殼各向異性快波偏振方向的差異，如LIZ臺站(郭鐵龍和高原, 2020)、LAD臺站(王凱悅等, 2021)，可能原因是上下地殼各向異性來源不同，東構(gòu)造結(jié)局部構(gòu)造對上地殼各向異性有較大影響，王凱悅等(2021)的各向異性結(jié)果中快波偏振方向和慢波延遲時間較大的離散度也說明了東構(gòu)造結(jié)的復雜構(gòu)造和劇烈變形對上地殼各向異性的影響.

在Sol等(2007)和Chang等(2015)的SKS波分裂研究結(jié)果中，喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)快波偏振方向為NE-SW方向，周邊地區(qū)快波偏振方向自西向東呈現(xiàn)出圍繞東構(gòu)造結(jié)順時針旋轉(zhuǎn)的特征.根據(jù)快波偏振方向的對比可以看出(圖7)，Pms波分裂與SKS波分裂的快波偏振方向表現(xiàn)出較好的一致性，這表明東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)地殼和上地幔的變形特征是一致的，在碰撞變形造山過程中深淺變形可能是耦合的.

綜合考慮喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)已有的近震直達S波分裂、Pms波分裂、SKS波分裂結(jié)果(圖7)，可以發(fā)現(xiàn)東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)巖石圈不同深度的各向異性快波偏振方向呈現(xiàn)出較好的一致性趨勢：在東構(gòu)造結(jié)內(nèi)部快波偏振方向主要為NE-SW方向，在東構(gòu)造結(jié)周邊地區(qū)快波偏振方向呈現(xiàn)出繞東構(gòu)造結(jié)順時針旋轉(zhuǎn)的趨勢，這說明地殼與上地幔變形特征基本一致，結(jié)合地表運動速度場也呈現(xiàn)出繞東構(gòu)造結(jié)明顯的順時針旋轉(zhuǎn)特征，可以推斷出喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)巖石圈變形可能為殼幔耦合的垂直連貫變形模式.Chang等(2015)在垂直連貫變形模型假設下，通過GPS測量的地表變形數(shù)據(jù)推測的深部地幔變形快波偏振方向與SKS波分裂結(jié)果一致性較好，同樣說明東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)巖石圈變形為殼幔耦合的垂直連貫變形模式.此外，Silver(1996)認為垂直連貫變形模式地區(qū)的快波偏振方向一般平行于地表的構(gòu)造走向，如造山帶、大型走滑斷裂帶等，由圖7可以看出，大部分臺站的橫波分裂快波偏振方向與斷裂帶等地表構(gòu)造走向是基本平行的，這也說明喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)符合垂直連貫變形模式地區(qū)的特征.

4 結(jié)論

本文通過對提取接收函數(shù)得到的Pms波進行橫波分裂測量，獲取了喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)48個臺站的地殼各向異性參數(shù)，得到了研究區(qū)地殼各向異性特征.喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)的Pms波分裂快波偏振方向整體為NE-SW方向，與印度板塊向青藏高原下的俯沖方向一致，其周邊地區(qū)快波偏振方向繞東構(gòu)造結(jié)有順時針旋轉(zhuǎn)的趨勢.對比近震直達S波、Pms波和SKS波分裂的結(jié)果發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)上地殼各向異性對地殼各向異性影響較小，地殼各向異性主要來源于中下地殼；地殼各向異性對SKS波分裂的影響有限，SKS波分裂主要反映了上地幔各向異性特征.綜合上地殼、地殼和上地幔各向異性結(jié)果進行對比分析，并結(jié)合地表變形和構(gòu)造特征發(fā)現(xiàn)東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)深淺變形特征具有較好的一致性，反映了喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)巖石圈變形可能為殼幔耦合的垂直連貫變形模式.