基于波場梯度法研究安寧河—則木河斷裂帶速度結構

常英娜， 梁春濤,2*， 曹飛煌， 周魯， 廖江濤， 陸威帆， 王朝亮

1 地球勘探與信息技術教育部重點實驗室(成都理工大學)， 成都 610059 2 地質災害防治與地質環(huán)境保護國家重點實驗室(成都理工大學)， 成都 610059 3 北京大學地球與空間科學學院， 北京 100091

0 引言

Langston等(2006)首次提出波場梯度理論，其通過在密西西比河布設大型爆炸震源來研究強地面運動，用有限差分法計算了一維臺網的波場梯度和地震波相速度.隨后，Langston應用波場梯度法分析一維線性臺陣數(shù)據(jù)得出了地震波的慢度和幾何擴散參數(shù)(Langston, 2007a).同年又提出了計算小尺度二維臺網波場梯度的方法，得到了波場的方位角和輻射花樣(Langston, 2007b,c).Liang和Langston(2009)首次將波場梯度法應用于天然地震波中，運用加權反演聯(lián)合折合速度的方法，計算出了大尺度不規(guī)則臺網的波場梯度，其主要利用低頻Rayleigh面波來計算深部地殼和地幔的速度.Poppeliers利用小波變換對地震波進行分離，從而提取波場梯度(Poppeliers, 2010, 2011).基于一維和二維波場梯度研究，Poppeliers等提出了在三維空間中波場梯度法測量的理論基礎，并可準確估計地震波的方位角和速度(Poppeliers et al., 2013; Poppeliers and Punosevac, 2013).

隨著波場梯度法的提出和發(fā)展，這種全新的密集臺陣數(shù)據(jù)處理方法逐步被應用于各個領域.Sollberger等(2016)應用波場梯度法從月球地震活動數(shù)據(jù)中提取橫波信息，推導出了月球表面的速度模型.通過垂直波場梯度測量法(VSWG)，利用井眼陣列波場來估算附近的速度、阻抗和衰減結構(Langston and Ayele, 2016).波場梯度法在環(huán)境噪聲方面也得到了一定的應用和發(fā)展(Edme and Yuan, 2016; Porter et al., 2016).

近年來，國內外的密集臺陣快速發(fā)展，也為波場梯度法提供了應用基礎.Maeda等(2016)利用Hi-net密集臺網數(shù)據(jù)，應用波場梯度法重構二維地震波場對各臺站的地震波跡進行可視化和特征化的展現(xiàn)(Maeda et al., 2016).周魯?shù)?2017)利用USArray數(shù)據(jù)，用波場旋轉研究了美國中東部地區(qū)三分量的波場梯度，有效獲取了地震波的相位和振幅信息.在國內，Cao等(2020)將波場梯度法應用到川西臺陣上，得到了青藏高原東南緣周期為20 s、40 s和60 s的各向異性相速度結構、方位各向異性結構和介質的地震波傳播參數(shù)(方位角變化、幾何擴散和輻射花樣).目前波場梯度法為地震波成像的前沿領域，尤其在地質構造豐富、臺陣數(shù)據(jù)眾多的國內，其發(fā)展空間較大.以上研究都只應用于大尺度區(qū)域，頻帶多為低頻.而基于波場梯度法分析小尺度、高密度、高頻的臺陣數(shù)據(jù)的相關研究還未見發(fā)表.

川西安寧河—則木河斷裂帶是青藏高原東南緣川滇活動地塊中川滇菱形塊體東邊界斷裂帶上的一條重要斷裂，為高角度陡傾斷層(聞學澤, 2000; 徐錫偉等, 2003; 萬戰(zhàn)生等, 2010).它位于川滇菱形地塊與華南地塊的交界部位，其北接鮮水河斷裂帶，東鄰大涼山斷裂帶，南接小江斷裂帶(圖1a)，是一條左旋走滑活動斷裂帶.安寧河斷裂帶呈NS走向，長約160 km，自石棉途經冕寧止于西昌(王新民等, 1998)；則木河斷裂帶呈NW走向，長約110 km，傾向主要為NE或SW向(唐榮昌和韓渭濱, 1993; 杜平山, 1994; 易桂喜等, 2004).其中冕寧—西昌段一直處于高應力作用下的相對閉鎖狀態(tài)，并具有較大尺度凹凸體性質(易桂喜等, 2004, 2008; 祝愛玉等, 2015)，該段具有潛在強震危險.

在目前研究中，安寧河—則木河斷裂帶所在的青藏高原東南緣已成為地震活動性研究、地球動力學研究的熱門區(qū)域.取得的主要成果包括面波頻散和接收函數(shù)聯(lián)合反演(Bao et al., 2015; 鄭晨等, 2016; Liu et al., 2018)、噪聲層析成像(Yao et al., 2006, 2008; Yang et al., 2010, 2012; Zhou et al., 2012; Zheng et al., 2015; 范莉蘋等, 2015; 鄭定昌和王俊, 2017; Liang et al., 2020)、SKS快波分裂研究(常利軍等, 2006; 王椿鏞等, 2007)、地殼與上地幔速度結構與各向異性(雷建設和周蕙蘭, 2002; Lei et al., 2014; Lei and Zhao, 2016; Chu et al., 2019; Li et al., 2019, 2021; Jiang et al., 2020; 王懷富等, 2020; Jia et al., 2021)、根據(jù)地幔轉換帶提出大地幔楔結構模型(Lei et al., 2019)、利用遠震P波和S波各向異性研究(Wei et al., 2013; Huang et al., 2015, 2018; 常利軍等, 2015; Shao et al., 2022)、GPS觀測構造形變特征(Zhang et al.,2019; Shen et al., 2000)、人工震源測深(Wang et al., 2009)、波場梯度法(Cao et al., 2020)等等.

鑒于安寧河—則木河斷裂帶的構造特殊性，許多學者分析了該區(qū)域的地震破裂特征及地震危險性(聞學澤, 2000; 易桂喜等, 2004, 2008; 韓渭賓和蔣國芳, 2005; 聞學澤等, 2007; 朱艾斕等, 2009; 程建武等, 2010; 劉辛中等, 2015; 李姜一等, 2020).喬慧珍等(2006)利用數(shù)字遙測地震臺網的數(shù)字地震記錄資料對安寧河—則木河斷裂帶的地震視應力進行研究，阮祥等(2011)、祝愛玉等(2015)和宋劍(2016)研究其震源參數(shù)和應力狀態(tài)，以及鄭兵等(2013)利用該區(qū)域的流動重力觀測數(shù)據(jù)研究其重力變化規(guī)律，這些研究總結了安寧河—則木河斷裂帶的構造活動規(guī)律，并得出該區(qū)域有潛在強震風險.目前對安寧河—則木河斷裂帶這種小區(qū)域的成像研究還較少.王夫運等(2008)和楊卓欣等(2011)利用人工震源實施并完成鹽源—西昌—昭覺—馬湖深地震測深和高分辨探測剖面，從而獲得沿剖面的基底P波速度結構和構造圖像.譚夏露等(2018)采用背景噪聲成像對安寧河—則木河斷裂帶及周邊地區(qū)面波群速度進行研究.目前針對安寧河—則木河斷裂帶中具有潛在強震危險性特點的冕寧—西昌段和西昌—普格段的小區(qū)域的速度研究很少，更多的是關于此區(qū)域的應力狀態(tài)和構造研究.

本文中，我們將波場梯度法應用于小區(qū)域的相對高頻的地震波形(5～15 s)獲得高分辨率的速度結構.運用布設在安寧河—則木河斷裂帶附近的密集臺陣數(shù)據(jù)，利用Maeda等(2016)提出的重構地震波場來實現(xiàn)非規(guī)則臺站分布的波場梯度研究.將整個研究區(qū)域按比平均臺站間距更小的距離進行網格化，反演每個網格點的地震波場和空間梯度.根據(jù)Liang和Langston(2009)，利用波場梯度法計算研究區(qū)域5～15 s的Rayleigh面波各向同性相速度、方位角變化、幾何擴散和輻射花樣，進而反演出研究區(qū)域下深度3～20 km的三維速度結構，將波場梯度法的反演結果與該區(qū)域構造資料相結合，為該區(qū)域的地震活動性、地質構造和動力學研究提供更細節(jié)的參考.

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 數(shù)據(jù)

本文的研究區(qū)域構造如圖1所示，由安寧河斷裂帶南段和則木河斷裂帶的北段組成.地震數(shù)據(jù)為北京大學2020年6月16日—2020年9月12日在安寧河—則木河斷裂帶附近區(qū)域部署的臨時密集臺陣的連續(xù)波形數(shù)據(jù).該密集臺陣由中國地震局地球物理研究所牽頭，在國家重點研發(fā)計劃的支持下，在冕寧—西昌—越西地區(qū)(102°E—102.5°E, 26.5°N—29°N)沿著斷裂帶布設了163臺PSD-Ⅱ型一體式三分量短周期地震儀.臺站分布如圖1b所示，臺間距約6.5 km.地震事件目錄從USGS下載，選擇的事件主要為兩部分：震級M在5級以上的震中距0～160°的地震事件和震級M在4級以上的震中距0～2000 km的地震事件.針對垂直分量的波形數(shù)據(jù)，本文篩選出Rayleigh面波清晰的臺站和地震事件，最終得到了71個有效事件(Liang and Langston, 2009).

1.2 方法

本研究采用的數(shù)據(jù)處理步驟如下：(1)檢查地震波數(shù)據(jù)，確保目標相位在所有波形中清晰；(2)去除波形數(shù)據(jù)的線性趨勢以及均值；(3)對目標周期帶通濾波；(4)去除面波波形不明顯和振幅峰值異常的臺站數(shù)據(jù)；(5)地震數(shù)據(jù)網格化，計算網格點的空間梯度和波場；(6)計算面波相速度、傳播方向、幾何擴散和輻射花樣；(7)挑取頻散曲線，根據(jù)不同方位角上面波相速度進行深度反演，得出三維速度結構.

在實際應用中，本文對臺陣在垂直分量上的波形數(shù)據(jù)進行預處理.由于各臺站使用的地震觀測儀器相同，該研究無需去除數(shù)據(jù)的儀器響應.去除線性趨勢和均值后，對地震數(shù)據(jù)中的垂直分量進行帶通濾波，所用的中心周期為5～15 s，每0.5 s為間隔，濾波頻帶為中心周期加減10%.并根據(jù)所選周期的數(shù)據(jù)波形，去掉Rayleigh面波波形不明顯和振幅大于或小于附近臺站約30%的臺站數(shù)據(jù).

由于研究區(qū)域范圍較小，臺陣為條狀非規(guī)則分布，常規(guī)的二維波場梯度法不能準確地反映出該區(qū)域的空間梯度變化.本文參考Maeda等(2016)提出的重構地震波場原理，將研究區(qū)域劃分為比實際觀測臺站平均間距更小的0.05°間距的網格，根據(jù)實際臺陣數(shù)據(jù)反演出每個網格點的地震波場.

1.2.1 波場梯度法

波場梯度法可以通過子臺網間的波形差異得到主臺站下方的地震波傳播參數(shù)(Liang and Langston, 2009； 周魯?shù)龋?017； Cao et al.,2020)，本文將Liang和Langston(2009)中反演目標從有波形數(shù)據(jù)的主臺站轉換為沒有波形數(shù)據(jù)的網格點(xG,yG)，可以得到研究區(qū)域內不同位置(網格點)地震波的傳播參數(shù).附近臺站為輔助臺站(xSi，ySi)(i=1,…,N).輔助臺站uobs與網格點上的波形u(xG,yG;t)和波場空間梯度有如下關系(Maeda et al., 2016)：

uobs=Gm,

(1)

(2)

(3)

(4)

本研究對公式(1)采用加權反演聯(lián)合折合速度方法(Liang and Langston, 2009)，得出網格點上的波場空間梯度，對空間梯度進行希爾伯特變換計算出地震波傳播的相速度v、反方位角θ、幾何擴散Ar、輻射花樣Aθ(Langston, 2007b).

1.2.2 單一臺陣數(shù)據(jù)分析

本文選取2020年7月17日發(fā)生在印度M6.1的地震事件，震中在(11.849°N,94.936°E)，位置如圖1a.選取其中一個網格節(jié)點15 km范圍內的實際臺陣為輔助臺站.圖2a和圖2c顯示了臺陣分布、網格劃分、以及地震事件與中心網格點之間大圓路徑的相對位置.由于部分臺站面波波形不夠清楚，本文對該類型臺站波形進行篩除，中心網格點與輔助臺站的波形(以7 s和10 s為中心周期濾波)如圖2b和圖2d.中心網格點與輔助臺站的波形之間具有顯著的相似性，有可見的輕微的波形差異，且面波波形明顯.

圖3顯示基于該事件子臺陣的波場梯度計算的主要參數(shù)，分別繪制了7 s和10 s周期中心網格點的波形和計算得到的相速度(v)、方位角變化(δθ)、輻射花樣(Aθ)和幾何擴散圖(Ar).以波形峰值的時間點作為參考點，以波峰附近一個周期內的各參數(shù)的標準差為測量誤差，此時相速度、傳播方向、幾何擴散以及輻射花樣四個參數(shù)在設置的波包時窗內都相對穩(wěn)定.在時窗內面波的兩端都觀測到劇烈的變化，可能是由于與其他震相之間的相干(Langston, 2007c).Rayleigh面波7 s和10 s的相速度分別約為2.85 km·s-1和3.32 km·s-1，接近于PREM模型的Rayleigh面波在該周期的全球平均相速度(Dziewonski and Anderson, 1981; Dahlen and Tromp, 1998).方位角變化分別約為2°和-7°.

圖3 2020年7月17日印度地震(M6.1)事件周期為7 s和10 s時選定網格點的波場梯度參數(shù)圖從上往下依次為選取網格點波形(粉色線條為地震波包絡)、相速度、傳播方向(藍色直線表示事件與網格點之間大圓路徑的方位角)、輻射花樣和幾何擴散，紅色線條部分為設置的拾取面波波峰的范圍，綠色豎線表示波形峰值時間點，圖片上的數(shù)值分別表示參數(shù)值和相應誤差.Fig.3 Wave Gradiometry parameter diagrams of the selected grid point for a single event with periods of 7 s and10 s for the 17 July 2020 Indian Earthquake (M6.1) From top to bottom are the selected grid point waveform (the pink line is envelope), phase velocity, azimuth variation (the blue horizontal line is the azimuth of the great circle path between the event and the grid point), radiation pattern and geometrical spreading. The red lines are the set range of the pickup surface wave peaks. The green vertical lines represent the peak time point of waveform. The values on the pictures are parameter values and corresponding errors respectively.

2 結果

2.1 數(shù)值模擬測試

為了驗證該方法在研究區(qū)域相速度成像結果的空間分辨率與可靠性，本文采用Liang和Langston(2009)提出的通過高斯函數(shù)合成波形建立二維模型.假設震源位于(0,0,0)，臺站間距為5 km，觀測臺陣x方向范圍為0～20 km，y方向范圍為1750～1785 km.將二維模型速度劃分為2.9 km·s-1、3.1 km·s-1、2.9 km·s-1，速度界面為1765 km和1770 km，界面之間高速條帶為5 km寬，如圖4a所示，并對合成波形數(shù)據(jù)加入4%和8%的隨機噪聲.

按照實際數(shù)據(jù)處理流程，圖4b, 圖4c和圖4d分別顯示基于中心周期為10 s的沒有加入隨機噪聲、加4%隨機噪聲與加8%隨機噪聲的合成波形計算的速度圖.從沒有加入隨機噪聲的相速度圖(圖4b)中可以看出，即使真實速度模型中間的高速條帶寬度僅為5 km，也能從模擬的合成波形速度圖中清楚地分辨出1765 km和1770 km處的速度變化界面，高速條帶約為5 km寬.獲得結果與真實速度模型相比，除了邊界帶有一定的平滑效應外，總體是一致的.對合成波形加入4%和8%的隨機噪聲后，得到的結果(圖4c和4d)與圖4a相比，由于噪聲的增加，速度擾動隨之增大，但總體特征基本一致，加入8%隨機噪聲后獲得的結果與真實速度圖大體一致，但是存在局部的變化.測試證明了該方法得到的成像結果的可靠性，空間分辨率約為臺陣的平均間距，即5 km.

圖4 分辨率測試：真實速度模型(a)與基于中心周期為10 s的不同噪聲水平的合成波形計算的速度圖(震源位置為(0,0,0))(a) 真實速度模型(不同顏色代表不同區(qū)域的速度，三角形代表臺陣位置)； (b) 沒有加入隨機噪聲; (c) 加4%隨機噪聲; (d) 加8%隨機噪聲.Fig.4 Resolution test: Real velocity model and velocity structure computed using synthetic waveforms with different noise level with a central period of 10 s. (Source location is (0,0,0))(a) Real velocity model (different colors are different speed regions, triangles are array positions); (b) Add no random noise; (c) Add 4% random noise; (d) Add 8% random noise.

2.2 單個事件波場梯度結果

將該方法應用于所有網格點，在半個波長半徑內對參數(shù)值進行平均，以消除背景噪聲的影響.圖5為中心周期為7 s與10 s時的四個參數(shù)成果圖.圖5a和圖5e顯示了該研究區(qū)域周期為7 s、10 s時分別相對于平均速度3.1 km·s-1、3.2 km·s-1的相速度擾動，最顯著特征為在安寧河斷裂帶和則木河斷裂帶交界處的西側有明顯的高速異常，而在則木河斷裂帶東側的西昌地區(qū)附近則以低速為主.這些結果與譚夏露等(2018)在該周期的速度成像結果相一致.根據(jù)范莉蘋等(2015)的基于背景噪聲層析成像，麗江—小金河斷裂帶南側也發(fā)現(xiàn)在短周期存在有高速異常體.本研究的結果特征與其他學者得出的青藏高原東南緣速度結構特征也有著一致性(Yao et al., 2008; 鄭定昌和王俊, 2017; 張智奇等, 2020).方位角變化為地震波的實際入射角與大圓路徑的方位角差值，差值較大，表明地震波傳播路徑受介質影響較大.圖5b和圖5f中看出地震發(fā)生在該研究區(qū)域的西南方向，方位角變化大于0時，表明地震波傳播路徑向東偏移，方位角變化小于0時，表明地震波傳播路徑向西偏移.同時也能大致看出方位角變化分布與傳播方向基本平行，表明其對射線路徑具有強烈的依賴性.

圖5 基于2020年7月17日印度地震(M6.1)事件周期為7 s和10 s波場計算的四個參數(shù)圖像(a)、(e) 相速度； (b)、(f) 方位角變化(黑色箭頭為各個臺站上地震波傳播方向)； (c)、(g) 幾何擴散； (d)、(h) 輻射花樣，黑色虛線為塊體邊界.Fig.5 Four WG parameter images of a single event of 10s for the 17 July 2020 Indian Earthquake (M6.1)(a), (e) Phase velocity; (b), (f) Azimuth variation (The black arrows are the seismic azimuths of the stations); (c), (g) Geometric diffusion; (d), (h) Radiation pattern. The black dotted lines are block boundaries.

幾何擴散圖(圖5c和5g)顯示了其對傳播路徑的依賴性很小，相反，在相速度和幾何擴散之間卻呈現(xiàn)負相關的關系.在安寧河—則木河斷裂帶西側表現(xiàn)為高速特征，其幾何擴散卻為負值.這種負相關可能是由于速度結構的變化引起的地震波的聚焦和散焦(Liang and Langston, 2009; 周魯?shù)? 2017).圖5b與圖5d有較為明顯的正相關關系，圖5f與圖5h正相關關系不明顯，但是也能清楚看出傳播路徑兩邊輻射花樣的明顯變化.這表明，劇烈的輻射花樣的變化可能是由于沿路徑的散射造成的.安寧河—則木河斷裂帶也可能在輻射花樣依賴性方面有一定的影響.

2.3 平均后不同周期的速度圖

基于不同地震的波場計算的速度圖存在差異，這可能是由于不同地震的波形質量不同、經過篩選后優(yōu)質波形的臺站覆蓋范圍不同導致的.此外，子臺陣內介質的各向異性也可能導致基于不同方向的地震計算的速度有變化.這些因素造成的影響可以通過平均基于不同方向地震的速度圖來消除.根據(jù)密集臺陣數(shù)據(jù)，通過頻散曲線的挑取與篩查，反演得到了周期范圍為5～15 s、每0.5 s為間隔的速度圖.圖6顯示了中心周期5 s、7 s、10 s和15 s的周期波段的平均相速度圖.

圖6 所有有效地震事件平均后中心周期為5 s、7 s、10 s和15 s的相速度圖(黑色虛線為塊體邊界)Fig.6 Phase velocity maps with 5 s, 7 s, 10 s and 15 s center period after averaging all valid seismic events (The black dotted lines are block boundaries.)

由圖6可見，西昌地區(qū)附近不同周期均出現(xiàn)明顯的低速異常特征.不同周期中也呈現(xiàn)出較大變化.中心周期為5 s時，西昌地區(qū)的低速異常范圍與王夫運等(2008)的地震探測剖面結果低速范圍相一致，且斷裂帶和低速條帶有很好的一致性.周期為7 s和10 s的相速度與上文圖5a、圖5e單個事件7 s和10 s的速度特征相一致.周期為10 s時安寧河斷裂帶西側的高速帶的覆蓋區(qū)域比5 s和7 s要大.這些差異可能反映了不同周期的敏感深度不同.但在15 s時安寧河斷裂帶西側呈現(xiàn)低速異常.不同周期的高速分布也有較大差異，需要結合不同深度的速度圖展開具體分析.這些不同周期段的相速度可以反演該研究區(qū)域的三維速度模型.

2.4 不同深度的速度圖

Rayleigh面波相速度對S波速度較為敏感，因此，不同周期的Rayleigh面波可以反演出不同深度的S波速度特征.周期越長，面波的敏感深度就越深.我們根據(jù)5～15 s的周期波段反演出研究區(qū)域不同深度的S波速度圖(圖7).

圖7 深度為3 km、5 km、7 km、9 km、11 km、15 km、18 km和20 km的S波速度圖(黑色虛線為塊體邊界，圓圈為各深度發(fā)生的地震分布，以每個深度上下1 km為震源深度范圍來劃分，展示出不同深度的地震分布，例如3 km深度的圖像中的地震震源深度為2～4 km)Fig.7 S-wave velocity maps at depths of 3 km, 5 km, 7 km, 9 km, 11 km, 15 km, 18 km and 20 km (The black dotted lines are block boundaries, and circles are earthquakes occurred at each depth. The earthquakes on each map are those with depths 1 km above and below each depth. For example, the seismic source depth in the image with a depth of 3 km is 2～4 km)

圖7、圖8和圖10引用了Feng等(2021)采用雙差定位方法重定位后的2013年1月到2019年1月該研究區(qū)域地震震源分布信息.從圖7中不同深度分布的震源信息來看，安寧河—則木河斷裂帶為活動斷裂帶，近幾年研究區(qū)域基本沒有發(fā)生過較大地震，大多為2.0級以下微小地震，少數(shù)發(fā)生2.0級以上地震.3 km深度小震分布稀疏.地震主要發(fā)生在7 km以下深度，多集中在斷裂帶交匯地區(qū).地震主要分布在斷裂帶附近.研究區(qū)域中的則木河斷裂帶發(fā)生小震分布集中在西昌地區(qū)，該地區(qū)在安寧河斷裂帶和則木河斷裂帶交匯處附近.同時，這些微弱小震活動在則木河斷裂帶西側及西昌以西區(qū)域也存在.10 km深度以下，斷裂帶附近地震明顯增多，同時附近也發(fā)生了2.0級以上地震，地震增多一直持續(xù)到深度12 km左右.14～19 km深度地震逐漸稀疏，在20 km深度中，斷裂帶附近幾乎不發(fā)生地震，但在越西附近有明顯的微弱地震活動跡象.

圖8 三維S波速度結構以及東西向縱向剖面圖(S1,S2) (小球為2.0級以下地震，大球為2.0～3.0級地震)Fig.8 3D S-wave velocity structure and east-west longitudinal profiles (S1, S2) (Small balls are earthquakes with M2.0 or less, large balls are earthquakes with M2.0～3.0)

從不同深度的S波速度結構來看.在3km深度安寧河斷裂帶西側呈現(xiàn)為低速異常，低速區(qū)一直沿著斷裂帶向東南延伸至西昌地區(qū).而安寧河斷裂帶東側速度相對較高，呈現(xiàn)為長條狀，該高速異常在研究區(qū)域中從西昌地區(qū)沿著安寧河斷裂帶穿過冕寧延伸至麗江—小金河斷裂，高速異常為不連接的斑點狀.越西地區(qū)呈現(xiàn)低速狀態(tài).在5 km深度中，S波速度特征與3 km深度大體相似.

在7 km深度中，安寧河斷裂帶西側和西昌地區(qū)的低速異常仍然存在.西昌低速范圍擴大.這一深度與5 km相比，安寧河斷裂帶東側的高速范圍減小，整體向西拉長，軌跡剛剛穿過安寧河斷裂帶南端.越西的低速區(qū)域明顯，麗江—小金河斷裂帶與安寧河斷裂帶之間區(qū)域整體表現(xiàn)為低速，零星分布著一些高速體.

在9 km深度中，安寧河斷裂南端西側有明顯的高速異常，該高速異常經過安寧河斷裂帶后顯示有東西向軌跡，并且穿過斷裂帶進入東側區(qū)域.此深度麗江—小金河斷裂帶與安寧河斷裂帶之間區(qū)域和則木河斷裂帶附近包括西昌地區(qū)仍有低速存在，且分布在冕寧地區(qū)與西昌地區(qū)附近.

隨著深度的加深，在11 km的深度中，越西地區(qū)高速異常明顯，并且安寧河斷裂帶西側的高速異常范圍變大，速度也增大.而安寧河斷裂帶東側主體變?yōu)榈退伲鞑兔釋幍貐^(qū)附近的低速特征顯著增強.

在15 km和18 km的深度中，速度特征基本與11 km深度相一致.以安寧河—斷裂帶南端為界，可以觀測到東低西高的速度對比，在大區(qū)域的噪聲成像中也發(fā)現(xiàn)了類似的現(xiàn)象(Yao et al., 2008; 范莉蘋等, 2015; 譚夏露等, 2018).此外，越西地區(qū)高速異常加強，西昌地區(qū)附近依舊表現(xiàn)為明顯的低速異常.

在20 km的深度中，該研究區(qū)域位于上地殼底部.圖中很明顯的顯示了在斷裂帶西側有大區(qū)域低速異常；只有小區(qū)域高速存在于冕寧地區(qū)附近.安寧河斷裂帶南端兩側的速度特征由西高東低變?yōu)榱藮|高西低.越西附近出現(xiàn)明顯的低速異常.西昌地區(qū)的低速特征減弱.

3 討論

安寧河斷裂帶東側淺部速度結構與張岳橋等(2003)和王夫運等(2008)的構造研究相吻合.根據(jù)王夫運等(2008)的研究，花崗巖分布從西昌轉折點向北延伸至安寧河斷裂北段，與圖7上地殼淺部3～5 km高速帶的分布基本一致,且高速區(qū)域與鄭晨等(2016)的位置也基本一致.西昌盆地以安寧河斷裂、則木河斷裂、峨邊—美姑斷裂、大渡河為界(王運生和李云崗, 1996; 伏明珠和覃建雄, 2011),根據(jù)楊卓欣等(2011)對川滇活動地塊東南邊界基底結構的研究，安寧河—則木河斷裂帶以東的西昌盆地基底埋深約6 km左右，淺層上地殼存在低速異常的主要原因是該盆地出露的相對年輕的新生代沉積物.中生代盆地范圍包括西昌、越西等區(qū)域(劉麗華等, 2003)，附近有明顯的低速異常.何宏林和池田安隆(2007)在安寧河斷裂帶西支附近發(fā)現(xiàn)有燕山期花崗巖體，圖7中3～5 km深度斷裂帶西側分布的高速異常可能與花崗巖有關.而在20 km低速體離散分布于整個研究區(qū)域.這個深度的平均速度比18 km的低0.2 km·s-1左右.這一低速層也在其他的相關研究中出現(xiàn)(Yao et al., 2008; Chen et al., 2014; Bao et al., 2015).

3.1 速度結構與地質構造

安寧河—則木河斷裂帶的演化較為復雜，也造就了該區(qū)域復雜的地質構造.從地質構造特征來看，安寧河斷裂帶作為研究區(qū)域中特征最為特殊的斷裂帶，其具有一個漫長的地質演化過程.本研究結果與該地區(qū)地質構造吻合較好.安寧河斷裂帶于元古代產生，控制著周邊的沉積和巖漿活動(何宏林和池田安隆, 2007).

晉寧運動早期，安寧河斷裂帶的基底巖系是會理群.安寧河東側的會理群主要由淺變質的千枚巖、夾砂巖大理石構成，其下部存在有深變質的沉積巖和變質堿性火山巖.而在安寧河西側的巖性與東岸的巖性差異很大，其原巖主要為玄武巖與花崗巖等基性巖夾雜著少許碎屑巖和碳酸鹽巖類.安寧河大斷裂形成后，東側下降，沉積了很多碎屑巖，這些構造與斷裂帶東側的低速異常相應.西側較為活動，其下巖漿強烈活動流出地面，并掩蓋西側地體(王新民等, 1998; 何宏林和池田安隆, 2007)，體現(xiàn)為西側11～18 km大區(qū)域高速異常特征.

晉寧運動晚期，基底隆起并張裂，使巖漿侵入斷裂處.斷裂帶西側11～18 km的高速異常與基性和超基性巖的侵入有著密切的關系.巖漿巖中石英閃長巖、花崗巖多分布在大斷裂西側，只有小部分花崗巖在大斷裂東側，再加上大涼山斷裂帶在該地層分布有古生代玄武巖(陳長云和何宏林, 2008)，也造成了越西區(qū)域呈現(xiàn)高速的原因.

晉寧期之后，斷裂繼續(xù)上隆，巖漿活動十分強烈.在晚古生代安寧河斷裂活動加劇，向下切割更深，先有基性和超基性巖體沿安寧河大斷裂侵入，后玄武巖沿斷裂大量噴發(fā).基底花崗巖和大規(guī)模紫紅色酸性火山巖侵入大斷裂之東(何宏林和池田安隆, 2007).中生代由于發(fā)生差異性斷陷形成了一些盆地，沉積著三疊紀至新生代地層.新生代斷裂活動強烈，地層褶皺，安寧河斷裂帶形成(常隆慶和黃邦強, 2014).到中生代還有花崗巖侵入于大斷裂的西側，與圖7中3～5 km深度從安寧河斷裂帶東側沿西北方向到麗江—小金河斷裂帶的高速異常帶相一致.圖8的S1縱向剖面顯示出淺層安寧河斷裂帶東側的高速向西延伸.S2剖面中，安寧河斷裂帶為界，速度呈現(xiàn)西低東高的特征，其中在西側，4～8 km深度范圍內速度較低，而3～4 km和8～9 km深度范圍內速度較高，其高速特征可能與花崗巖的分布有關.

為了更好地觀測該區(qū)域的高速體空間分布特征，圖9將vS<3.3 km·s-1的速度值透明化.在深度9 km以下斷裂帶西側的高速層較厚，深度7～9 km左右高速向斷裂帶東側延伸，在東側5～7 km深度形成高速柱，深度3～5 km中高速體向斷裂帶西側蔓延，與該區(qū)域地質構造背景十分吻合，其立體式的高速分布很可能與花崗巖體在上地殼的侵入有關.

圖9 將低速透明化后的三維S波速度圖(將vS<3.3 km·s-1的速度區(qū)域透明化)Fig.9 3D S-wave velocity map with low velocity transparency (Transparent the region with velocity less than 3.3 km·s-1)

早更新世斷裂帶發(fā)生張裂和幾乎同等幅度的斷陷，沿著裂谷沉積了昔格達地層.根據(jù)該地層變形特征，斷裂帶表現(xiàn)為擠壓和左旋運動(李玶等, 1985; 何宏林和池田安隆, 2007; 朱輝, 2016).這條昔格達地層對應于圖7的S波速度結構3 km深度中沿著安寧河斷裂帶南段和則木河斷裂帶北段的低速帶.

斷裂對周邊盆地的發(fā)展、演化起著明顯的控制作用(王運生和李云崗, 1996).晚三疊世，西昌地區(qū)受安寧河斷裂帶控制和影響，下陷強烈，但早白堊世晚期以后西昌盆地不斷萎縮結束了大型盆地的歷史，其中仍沉積了一些泥巖、砂巖等.進入第四紀，研究區(qū)的斷裂發(fā)生以NW-SE向最大壓應力作用下的擠壓為主的左旋走滑活動，盆地遭受強烈的改造形成高山、峽谷和零星的小型斷陷盆地.而在圖7中的低速異常的分布不均勻可能也是受斷裂帶運動改造后的影響.

3.2 速度結構與地震活動性

安寧河—則木河斷裂帶是川滇菱形活動地塊的東邊界的一部分，以左旋走滑為主，并兼有擠壓活動特征(陳文德等, 1984; 聞學澤, 2000; 徐錫偉等, 2003; 張岳橋等, 2003; 楊卓欣等, 2011).在研究區(qū)域中，安寧河斷裂帶附近發(fā)生過很多小地震(圖7)，在深度6～16 km安寧河斷裂帶存在微震運動.其中，冕寧—西昌段處于高應力作用下的閉鎖狀態(tài)，并存在有大尺度的凹凸體，在25 km深度以上存在震源空白區(qū)，許多研究表明該段為發(fā)生大地震的潛在危險段(錢洪等, 1990, 1992; 張培震等, 2003; 易桂喜等, 2004, 2008; 劉辛中等, 2015; 李姜一等, 2020).在圖10中，冕寧—西昌段中間一區(qū)域在深度10～18 km處地震相對活躍，此區(qū)域在阮祥等(2011)的震源深度及視應力深度剖面圖中也為相對高視應力區(qū).斷層地震的活動性與附近的應力場有關，而應力場受斷裂構造應力和兩側巖石物性的影響(萬天豐, 1994; 李玉江等, 2010).

圖10展示了沿斷裂帶的剖面以及地震分布.總體上可見，地震主要分布在相對高速的區(qū)域，而低速區(qū)域的地震數(shù)量相對較少.

圖10 安寧河—則木河斷裂帶2013年1月至2019年1月的南北向震源深度剖面(Feng et al., 2021)以及相應的速度結構(小球為2.0級以下地震，大球為2.0～3.0級地震)Fig.10 South-north focal depth profile of the Anninghe-Zemuhe fault zone from January 2013 to January 2019 (Feng et al., 2021) and velocity structure (Small balls are earthquakes with M2.0 or less, large balls are earthquakes with M2.0～3.0)

前文構造分析在該區(qū)域斷裂帶兩側分別分布著花崗巖體和沉積碎屑物，因此在圖7的速度結構中該區(qū)域表現(xiàn)為西側高速東側低速的狀態(tài).很多學者利用獲得的震源解證實了我國西南地區(qū)的地殼物質是在板塊推擠下向SE方向移動，突出表現(xiàn)為由羌塘、華南、巴顏喀拉、滇西和滇南地塊所包圍的川滇菱形地塊的滑動(闞榮舉等, 1977; 陳文德等, 1984).從圖7的11 km、15 km和18 km的地震分布來看，這些小震聚集在斷裂帶的東側，在圖8三維圖中的S2剖面10～18km深度也呈現(xiàn)地震分布縱向向東傾斜的趨勢，原因可能是斷裂帶的傾角向東偏的地質特征(何宏林和池田安隆, 2007).

在圖7中西昌地區(qū)附近為低速區(qū)域，在此段深度被沉積層覆蓋.根據(jù)聞學澤(2000)的安寧河—則木河斷裂帶地震破裂分段特征研究，西昌作為安寧河斷裂至則木河斷裂的轉折區(qū)，左旋位移使西昌轉折區(qū)的沉積物體積膨脹，該轉折部位受到側向拉張而發(fā)生局部斷陷，提出西昌轉折區(qū)為持久性破裂邊界.圖10斷裂帶剖面圖可以看出地震活動主要發(fā)生在高速與低速過渡的區(qū)域，在西昌正下方7～11 km深度聚集著多個小震，在西昌以南約8km深度有一段低速區(qū)且不發(fā)生地震.通過易桂喜等(2004, 2008)在安寧河—則木河斷裂帶地震活動參數(shù)的研究，西昌地區(qū)在則木河斷裂帶西昌—普格段中構造應力相對較高，附近斷裂小震活動較強.張致偉等(2019)和Zhang等(2022)在地震定位與速度結構研究中提出，高速與低速異常體過渡帶是應力集中和介質比較脆弱的區(qū)域，其具備大量應變能的介質條件，易發(fā)生破裂并釋放應力(Liang et al., 2021).對比速度結構與地震活動分布(圖8和圖10)，可以看出速度結構的不均勻性可能是控制地震分布的主要因素之一.

4 結論

本文將波場梯度法應用于小區(qū)域的相對高頻的地震波形獲得高分辨率的速度結構.將臺站數(shù)據(jù)網格化，同時計算網格上的波場和波場梯度.利用單個地震事件便可得到臺站下方的面波相速度、傳播方向、幾何擴散和輻射花樣.研究區(qū)域為安寧河—則木河斷裂帶上的冕寧—西昌—越西區(qū)域，采用波場梯度法對多個事件進行計算與平均，獲得了該區(qū)域5～15 s周期Rayleigh波頻散曲線.通過嚴格的數(shù)據(jù)篩選與預處理，根據(jù)不同周期高頻面波數(shù)據(jù)，反演出3～20 km深度的S波速度結構.

研究區(qū)域安寧河—則木河斷裂帶及周邊地區(qū)在上地殼的速度結構分布特征與該區(qū)域地質構造相一致.在上地殼淺部3～5 km，安寧河斷裂帶附近的高速異常可能與花崗巖有關.西昌地區(qū)的低速體揭示了較厚的沉積層.而淺層地殼中沿著斷裂帶的低速異常與安寧河斷裂帶早更新世發(fā)生張裂斷陷沉積的昔格達地層特征相一致.結合不同深度速度結構與地質構造，上地殼中高速體的分布可能與花崗巖體在上地殼的侵入有關.

安寧河斷裂帶中冕寧—西昌段有一區(qū)域在深度10～18 km處分布很多小震，該段斷裂帶西側高速、東側低速，且小震大都發(fā)生在斷裂帶東側.西昌地區(qū)在7～11 km深度為低速區(qū)，有著較厚的沉積覆蓋層，卻也發(fā)生了很多微小地震，可能是由于該轉折區(qū)的持久性破裂邊界特征和較高的構造應力背景造成的.結合速度結構與地震活動分布，地震活動主要發(fā)生在高速與低速過渡的區(qū)域，速度結構的不均勻性也可能是控制地震分布的主要因素之一.

相比傳統(tǒng)的臺陣數(shù)據(jù)處理方法，波場梯度法更有效地獲得并利用地震波相位和振幅信息，并通過網格化克服了非規(guī)則臺站分布的環(huán)境條件.利用波場梯度法可以方便有效地獲得小區(qū)域、高分辨率三維速度結構.隨著國內外密集臺陣數(shù)據(jù)積累與公開，將波場梯度法應用于三維速度結構、各向異性和衰減特性等各種研究也將成為地震研究的新方向.

致謝感謝中國地震局地球物理研究所與北京大學提供的連續(xù)波形數(shù)據(jù).感謝兩位審稿專家對本文提出了諸多寶貴的修改意見和建議.