基于改進的多分量頻率-貝塞爾變換法研究郯廬斷裂帶濰坊段上地殼徑向各向異性結構

周桂理, 羅松*, 姚華建,2

1 中國科學技術大學地球和空間科學學院, 合肥 230026

2 中國科學技術大學蒙城地球物理國家野外科學觀測研究站, 安徽蒙城 230026

0 引言

郯廬斷裂帶是一條縱貫中國東部大陸邊緣的巨型斷裂帶,北起黑龍江,南至長江,在中國境內綿延 2400 km.自早中生代形成以來,郯廬斷裂帶歷經多期次擠壓、走滑和拉張等構造活動(朱光等,2018),對中國東部地區的地質構造、巖漿活動、地震活動和礦產資源分布產生了重要影響(豐成君等,2017).根據郯廬斷裂帶地震活動和構造特征一般又可劃分為北、中、南三段.本文研究區域在郯廬斷裂帶濰坊段,屬于斷裂帶的中段,位于山東北部,又稱沂沭斷裂帶.該區域東臨膠東地塊,西臨魯西隆起,地質結構復雜,隆起和凹陷交錯相連,主要包含汞丹山凸起、濰坊凹陷、濰縣凸起和濰北凹陷等地質構造單元.內部發育有4條主干斷裂,自東向西依次為昌邑—大店斷裂(F1)、安丘—莒縣斷裂(F2)、沂水—湯頭斷裂(F3)和鄌郚—葛溝斷裂(F4),呈現“兩塹夾一壘”的構造形態(圖1a).第四紀以來,郯廬斷裂帶進入了新的構造活動期,尤其在山東南部的活動性更為強烈,歷史上發生過多次地震,包括1668年8.5級郯城大地震和公元前70年7.0級安丘地震(王華林, 1990; 馬玉香和鐘普裕, 2009).這些構造活動對巖石圈、地殼尤其是上地殼介質結構都進行了復雜的改造作用.但是,相比于郯廬斷裂帶其他區域,濰坊段歷史上記載的地震較少,屬于地震空區,未來發生大地震的可能性尚不明確.因此,探究現今濰坊段淺地殼深部變形結構特征可以對認識郯廬斷裂帶的構造活動起到一定的約束作用,為該地區的地震危險性評估提供重要參考模型.

迄今為止,眾多學者對郯廬斷裂帶開展了大量的速度結構研究,如體波走時層析成像(黃耘等, 2011; 熊振等, 2016; Lei et al., 2020; Bem et al., 2022),面波層析成像(徐果明等, 2000; Huang et al.,2003; 易桂喜等, 2008), 背景噪聲成像(孟亞峰等, 2019; Gu et al., 2019; Li et al., 2020; Luo and Yao, 2021),以及接收函數反演(Chen et al., 2006; Li et al., 2021)等.但是這些研究的研究區域通常尺度較大,不能較好地反映郯廬斷裂帶濰坊段小區域的精細結構特征.近年來,也有學者專門對郯廬斷裂帶濰坊段進行了研究.Ma等(2020)利用背景噪聲兩步法層析成像得到了濰坊段淺層8 km內的三維SV波速度結構,揭示了該區域有強烈的橫向不均勻性; Tian等(2020)利用遠震P波走時建立了濰坊段30 km深度內的三維P波速度模型; 靳佳琪等(2023)使用面波直接成像法建立了濰坊段上地殼7.5 km內的三維高分辨率各向同性和方位各向異性SV波速度結構.但是對于該地區的上地殼徑向各向異性結構特征,目前仍然鮮有報道.

圖1 研究區域主要地質構造單元分布以及臺站分布(a) 研究區主要構造單元分布圖. 黑色實線代表主要斷裂(鄧啟東等, 2002)： SWJ fault,上五井斷裂; LJZ fault,李家莊斷裂; JZ fault,景芝斷裂; TW-GG fault,鄌郚—葛溝斷裂; YS-TT fault,沂水—湯頭斷裂; AQ-JX fault,安丘—莒縣斷裂; CY-DD fault,昌邑—大店斷裂; 黑色虛線為主要構造邊界： WB depression,濰北凹陷; WX uplift,濰縣凸起; WF depression,濰坊凹陷; GDS uplift,汞丹山凸起. 藍色圓點代表主要城市： CY,昌邑; WF,濰坊; CL,昌樂; LQ,臨朐; AQ,安丘. (b) 研究區臺站分布及劃分區域圖. 黑色三角形代表臺站,紅色三角形指示圖5中的0533臺站,藍色實線劃分的A、B、C、D四個區域為主要研究區,紅色虛線劃分的區域E為討論部分所用區域.

地震波速度各向異性是研究構造活動、介質變形等動力學過程的重要手段,主要分為方位各向異性和徑向各向異性兩種類型.方位各向異性主要描述了地震波沿不同方位傳播速度不同,徑向各向異性則是表現了不同偏振方向的橫波在速度上的差異.將介質簡化為只有5個獨立彈性常數的橫向各向同性介質(Transversely isotropic medium,TI),根據對稱軸的方向,又分為垂直橫向各向同性介質(Vertical transversely isotropic medium,VTI)和水平橫向各向同性介質(Horizontal transversely isotropic medium,HTI).當地震波沿著水平方向傳播時,在VTI介質中,垂直方向偏振的橫波將以速度VSV傳播,水平方向偏振的橫波將以速度VSH傳播,此時有徑向各向異性,無方位各向異性; 在HTI介質中,偏振方向相同的橫波沿不同方位角的傳播速度不同,此時既有方位各向異性也有徑向各向異性(彭艷菊等, 2007; Xie et al., 2013).但在大部分實際情況中,地球介質的對稱軸既不垂直也不水平,而是傾斜的,稱為傾斜橫向各向同性介質(Titled transversely isotropic medium,TTI).TTI介質更加復雜,同時表現出徑向各向異性和方位各向異性特征.根據Xie等(2015)的研究,傳統方法測量到的TTI介質的各向異性強度往往比真實介質的各向異性強度小,需要聯合兩種各向異性反演才能得到更準確的結果.但是由于資料不足以同時考慮兩種各向異性,我們在本研究中僅考慮徑向各向異性.

利用Rayleigh波和Love波的頻散曲線分別反演SV波和SH波的速度結構,進而得到徑向各向異性是一種常用的方法(Shapiro et al., 2004; Huang et al., 2010; Moschetti et al., 2010).趙凱鋒(2018)使用有限頻背景噪聲層析成像和遠震面波雙平面波層析成像技術,反演得到了東秦嶺—大別—蘇魯造山帶巖石圈橫波速度結構及地殼徑向各向異性結構,發現蘇魯造山帶上地殼整體為正的徑向各向異性,推測可能是由正滑型構造帶中的塑性變形亞帶引起.Ai等(2020)利用Rayleigh波和Love波頻散曲線聯合反演的方法,構建了華北克拉通三維地殼徑向各向異性模型,他們發現渤海灣盆地中下地殼呈現正徑向各向異性,推測是中生代晚期至新生代地殼伸展變形導致.上述研究雖然包含了我們的研究區,但是由于研究尺度較大,臺站分布稀疏,對淺層結構的分辨率相對較低.因此,需要更加密集的臺陣來探究郯廬斷裂帶濰坊段上地殼徑向各向異性結構.

然而,由于淺地殼介質的復雜性以及短周期噪聲源的不均一性等因素,短周期噪聲面波的雙臺頻散數據通常提取難度大且質量相對較低.一種比較有效的緩解這一影響的方法是采用子陣列劃分方法(Luo et al., 2016; 孫楠等, 2021),雖然降低了空間分辨率,但是提取得到的子陣列平均頻散通常較為穩定可靠,且可能提取到高階面波數據,更好地約束變形結構.鑒于此,我們從劃分子陣列的角度出發,基于近期新提出的改進的多分量頻率-貝塞爾變換方法(Modified multicomponent frequency-Bessel (J) transform method,MMFJ)(Luo et al., 2022a),利用郯廬斷裂帶濰坊段短周期密集臺陣的背景噪聲數據,分別提取子陣列Rayleigh波和Love波基階及高階頻散曲線,再反演橫波速度結構并計算徑向各向異性.相比于傳統的頻率-貝塞爾變換方法(Frequency-Bessel (J) method,FJ)(Wang et al., 2019; Hu et al., 2020),MMFJ方法通過消除頻散譜中的“交叉”假頻,可以從多分量互相關函數中同時提取Rayleigh波和Love波的相對高質量頻散數據.此外,雖然通過聯合反演Rayleigh波基階和高階頻散曲線能夠獲得更穩定的地下橫波速度結構已被證實(Xia et al., 2003; 羅銀河等, 2008),但是通過聯合反演Rayleigh波和Love波的基階和高階頻散數據確定徑向各向異性結構仍然鮮有報道,這可能與傳統方法(例如相移法(Park et al., 1998))中同時提取Rayleigh波和Love波基階和高階頻散數據存在一定困難有關.

本文中,我們將首先介紹MMFJ方法及反演參數,再結合數值例子介紹聯合反演方法的分析過程.然后將該方法應用于濰坊密集臺陣數據上,最后得到郯廬斷裂帶濰坊段四個區域的徑向各向異性結構.結合該地區的構造背景,我們進一步探討了區域內的變形結構特征及其對郯廬斷裂帶構造演化的指示意義.

1 方法

1.1 改進的多分量頻率-貝塞爾變換(MMFJ)法

MMFJ方法是Luo等(2022a)在FJ方法(Wang et al., 2019; Hu et al., 2020)和MFJ(Modified frequency-Bessel (J) transform method)方法(Xi et al., 2021)的基礎上新開發出來的一種從九分量互相關函數中提取Rayleigh波和Love波頻譜能量,并計算去除空間假頻的方法,其主要的表達式如下：

(1)

(2)

(3)

(4)

其中,

(5)

(6)

(7)

1.2 反演算法

本研究中,我們使用的反演方法是BFGS擬牛頓法(Byrd et al., 1995),主要利用DisbaTomo程序包(Pan et al., 2019)來反演橫波速度結構.根據前人的研究(Xia et al., 1999; Xia et al., 2003; Pan et al., 2019),Rayleigh波相速度對SV波速度最為敏感,對P波速度和密度的敏感性相對較小.Love波相速度對SH波速度最敏感,與密度也有關系.因此,為了減少反演中的變量,在反演過程中,我們僅反演SV波和SH波速度,P波速度和密度由經驗關系求得(Brocher, 2005)：

(8)

(9)

對于多階頻散曲線,反演的目標函數如下：

(10)

2 數值模擬

2.1 MMFJ方法在合成數據上的應用

我們首先用一個數值例子來展示MMFJ方法和采取式(7)的應用效果.我們使用一個真實的一維各向同性的六層速度模型作為理論模型(表1; Wang et al., 2019),利用CPS330程序包(Herrmann, 2013)正演三分量連續波形數據,時間長度設為600 s,采樣間隔為0.01 s.設置1000個隨機震源,震源分布在圓環狀空間內,圓環的最小半徑為0.5 km,最大半徑為1.5 km.50個等間距線性臺站位于圓環中央,臺站間距為0.0042 km(圖2).參考Bensen等(2007)和Zhang等(2018)提出的噪聲數據處理流程,我們首先對單臺原始數據進行預處理,包括去均值,去趨勢,頻率譜白化和時間域滑動時窗正則化.計算臺站對互相關函數時,我們采取先計算E,N,Z坐標下的互相關函數,再乘以旋轉張量旋轉到R,T,Z坐標的策略(Lin et al., 2008; Hu et al., 2020), 最終得到R,T,Z坐標下的九分量互相關函數.然后我們分別用FJ方法和MMFJ方法計算Rayleigh波和Love波的頻散譜,對比說明MMFJ方法消除頻散譜“交叉”假頻的效果.結果如圖3所示,可以看到,FJ方法得到的頻散譜(圖3a,3c)上存在明顯的“交叉”假頻,在MMFJ方法得到的頻散譜(圖3b,3d)上被有效地消除了,使得頻散譜上的頻散能量更加清晰,驗證了MMFJ方法和采取式(7)計算頻散譜的有效性.

表1 六層速度模型參數表Table 1 Parameters of the six-layer model

圖2 數值實驗中的噪聲源與臺站分布(a) 數值例子中的噪聲源與臺站分布圖.圖中藍色的點代表噪聲源,黑色三角形代表臺站; (b) 50個臺站的具體分布圖.

圖3 數值例子得到的FJ頻散譜(a) 多分量FJ法得到的Rayleigh波“求和”譜IRsum; (b) MMFJ方法得到的Rayleigh波“求和”譜 多分量FJ法得到的Love波頻散譜IL0; (d) MMFJ方法得到的Love頻散譜 圖中紅色點線代表理論頻散曲線,白色點線代表拾取的頻散曲線.

2.2 聯合反演基階和高階面波頻散確定徑向各向異性

我們將兩種反演模型進行對比： 只用基階頻散曲線反演和聯合基階和一階高階頻散曲線反演,反演結果如圖4所示.從圖4a—h的結果對比中可以看出,聯合反演基階和一階高階Rayleigh波和Love波頻散數據相較于單獨反演基階頻散數據,能夠有效降低反演模型的多解性.圖4i展示了反演得到的徑向各向異性結構.由于我們使用的理論模型是各向同性模型,所以每一層各向異性的值理論上應為0.可以看到,雖然我們僅聯合了一階高階頻散曲線反演,但相比于只用基階頻散曲線反演,聯合反演的結果對二至六層的徑向各向異性結構有更好地約束,說明聯合高階頻散曲線反演可以提升徑向各向異性結構的穩定性.

圖4 只用基階頻散反演結果和聯合基階與高階頻散反演結果對比(a)—(d)是只用基階頻散曲線反演的結果以及對應的頻散曲線的擬合情況,其中(a)、(b)為Rayleigh波頻散及反演模型,(c)、(d)為Love波頻散及反演模型; (e)—(h)為聯合反演基階和高階頻散的結果,其中(e)、(f)為Rayleigh波頻散及反演模型,(g)、(h)為Love波頻散及反演模型. 頻散擬合圖中,藍色的點代表反演使用的頻散數據,灰色的線代表反演模型正演得到的頻散. 模型圖中,灰色虛線代表初始模型選取范圍,灰色實線代表反演得到的速度模型,紅色實線是這些速度模型的加權平均,藍色實線代表真實的速度模型; (i)為徑向各向異性結果. 其中黑色實線為只用基階頻散曲線反演得到的徑向各向異性結構,用RA′表示; 紅色實線為聯合反演得到的徑向各向異性結構,用RA表示. 灰色實線為理論徑向各向異性結構.

圖5 0553臺站與其他臺站九分量互相關函數示例圖. 其中互相關函數的頻帶為0.5～10 s

圖6 MMFJ法應用到濰坊臺陣數據得到的區域A—D對應的頻散譜(a)、(c)、(e)、(g)表示A、B、C、D四個區域的Rayleigh波“求和”譜表示A、B、C、D四個區域的Love波頻散譜 紅色點線是根據靳佳琪等(2023)得到的區域SV波平均速度模型正演的理論頻散曲線,白色點線代表拾取的頻散曲線.

3 郯廬斷裂帶濰坊段密集臺陣數據及應用

3.1 數據處理

我們再將MMFJ方法和聯合反演方法應用至濰坊臺陣實際數據.我們使用的數據是中國地震局物探中心在濰坊附近布設的302個短周期臺站的背景噪聲數據.采集地震數據的儀器是自然周期為5 s的三分量EPS地震儀,采樣頻率為200 Hz.采集時間段為2017年8月1日至10月31日,共計3個月.臺陣走向與斷裂帶走向基本平行,東西方向排列20個臺站,南北方向排列15個臺站,臺間距約5 km.臺站分布如圖1b所示.

我們首先對單臺原始數據進行預處理,先將數據重采樣到10 Hz,其余步驟與2.1節預處理流程相同,再計算九分量互相關函數.如圖5所示,為臺陣中的0533臺站與其他臺站的九分量互相關函數示例,可以看到,ZZ、ZR、RZ、RR、TT互相關分量中都出現了明顯的面波信號.RT、TR、TZ、ZT互相關分量中出現較弱的面波信號,這可能與儀器布設指北存在偏差以及地下非均勻介質導致的復雜波場有關.

我們進一步應用MMFJ方法至濰坊臺陣多分量互相關數據上.結合濰坊密集臺陣的展布和主要地質單元的分布特性,我們將研究區分成了若干子陣列.利用MMFJ方法分別獲得每個子區域的Rayleigh波和Love波頻散譜.根據頻散譜的實際質量,我們最終選擇了濰坊段東側和南側A、B、C、D四個子區域(圖1b中藍色框線所示)計算頻散譜并反演橫波速度結構.如圖6所示,是這四個區域的Rayleigh波和Love波頻散譜.四個區域的Love波頻散譜上都可以看到明顯的基階及一階高階信號(圖6b,6d,6f和6h),其中區域A的Love波頻散還出現了二階高階信號(圖6b).但是四個區域的Rayleigh波高階頻散能量都沒有Love波明顯,只出現了微弱的一階高階信號.除此之外,我們還可以看到圖6的頻散圖像中,均出現了“放射狀”假頻,根據Cheng等(2023)的研究,我們認為這種能量較強且與真實頻散相交的“放射狀”假頻主要是空間采樣率不足導致,由于本研究使用的MMFJ方法消除的是“交叉”假頻,我們在本研究中沒有涉及對“放射狀”假頻的消除.

3.2 郯廬斷裂帶濰坊段上地殼徑向各向異性結構

基于2.2節的聯合反演方法,我們應用至濰坊臺陣的四個子陣列的頻散數據上.由于部分區域頻散譜受到“放射狀”假頻或者其他信號的影響,高階頻散曲線的能量相對粗糙(比如圖6b,6d), 為了保證拾取到的頻散曲線盡量可靠,我們采用手動拾取的方式拾取Rayleigh波和Love波的頻散曲線.手動拾取可以從主觀上舍棄一些波動較大、或者受“放射狀”假頻影響的能量,同時我們在拾取的過程中也盡量保證拾取的點之間的頻率間隔不會相差太大.然后我們以靳佳琪等(2023)所得的濰坊段上地殼SV波速度模型進行平均作為參考模型,分層結構與靳佳琪等(2023)的模型保持一致,即 0～1.2 km深度每0.2 km一層,1.2～1.5 km深度每0.3 km一層,1.5～3 km深度每0.5 km一層,3～6 km深度每1 km一層,6～7.5 km深度每1.5 km一層.為了控制深部速度結構對反演的影響,我們將Luo等(2022b)所得的的郯廬斷裂帶中南段0～300 km 深度的SV波速度模型進行一維平均和近似,拼接至靳佳琪等(2023)的模型上,以此拼接模型作為我們初始模型.模型中的P波速度和密度由經驗公式基于SV波速度算出(式(8)和式(9)).我們根據參考模型隨機生成了40個初始模型,模型的波動范圍為±0.4 km·s-1,然后分別反演A、B、C、D四個區域的SV波和SH波速度結構,再將這40個反演模型結果加權平均作為最終速度模型.圖7為A、B、C、D四個區域Rayleigh波和Love波反演情況.可以看到,A、B兩個區域相鄰,速度結構也相近,淺層2 km以上的SV波速度和SH波速度相較于C、D區域偏低.C、D兩個區域雖然相鄰,但是區域C淺層2 km以上的SV波和SH波速度相對于區域D均明顯偏低.這可能是因為區域C和區域D所在的地質單元不同,區域C主要經過膠萊盆地,淺層以沉積層為主,區域D主要位于膠北隆起內,淺層以元古宙地層和中生代巖體為主(張鵬等, 2010; 李洪奎等, 2017; 張尚坤等, 2021),所以導致了區域D淺層橫波速度較區域C偏高.

然后我們再利用四個區域的SV波和SH波速度模型,分別計算徑向異性結構,結果如圖8所示.可以看到,區域A的徑向各向異性結構較復雜,淺層0～2 km為負,2～6 km經歷了由正到負的轉折,6 km以下又為正值.這可能是由于區域A垂直于郯廬斷裂帶構造方向,不僅包含魯西隆起、汞丹山凸起等構造單元,還橫跨郯廬斷裂帶四條主斷裂、李家莊斷裂和景芝斷裂,高速和低速區交錯相連,區域平均結構比較復雜,所以徑向各向異性出現了兩次轉折.區域B徑向各向異性在0～4 km為負,4～7.5 km為正,徑向各向異性的強度與區域A類似.區域C淺層徑向各向異性值較小,且200 m以淺為正值,然后逐漸反向增大轉變為負值,直到3 km之后又轉為正值.區域D淺層0～1 km徑向各向異性為負,且隨著深度的增大逐漸減小,到2 km處轉變為較小的正值,然后轉變為負值,直到5 km處又轉為正值.我們認為,雖然區域C和區域D相鄰,但可能是由于兩個區域跨過的地質單元不同,導致淺層的徑向各向異性差別較大.區域C主要位于膠萊盆地內,淺層以松軟沉積為主,導致速度偏小、徑向各向異性值最淺層為正.區域D淺層1 km以上速度和徑向各向異性值均相對偏大,可能是由于區域D主要位于膠北隆起內,淺層以元古宙地層和中生代巖體為主(張鵬等, 2010; 李洪奎等, 2017; 張尚坤等, 2021),更容易產生垂直裂隙,導致徑向各向異性為負.雖然四個區域的徑向各向異性局部結構相對復雜,但是我們發現,從整體的趨勢來看,四個區域均在約2 km以上,徑向各向異性為負(VSHVSV),具有一個徑向各向異性“淺負深正”的特征.

4 討論

我們利用郯廬斷裂帶濰坊段的密集臺陣數據,基于近期提出的MMFJ方法,提取到了四個子陣列區域的Rayleigh波和Love波基階和高階頻散數據,并且通過聯合反演Rayleigh波和Love波基階和高階頻散數據,得到了四個子區域內的淺地殼徑向各向異性結構,為區域介質變形結構的演化過程提供了一定的約束.本研究所采用的MMFJ方法是在傳統FJ方法的基礎上,進一步計算了多分量頻散譜,還消除了頻散譜上的“交叉”假頻,一定程度上提升了頻散提取的準確性.但是在應用這種陣列頻散提取方法的過程中,我們發現當子陣列位于松軟沉積層或者子陣列展布范圍過小時都會影響到頻散譜的質量.因此,在接下來的討論中,我們將從沉積層對面波頻散譜的影響、臺陣展布對面波頻散譜的影響以及郯廬斷裂帶上地殼變形結構等三個方面展開.

4.1 沉積層對FJ頻散譜的影響

前面的章節中我們主要用濰坊臺陣的南側和東側數據進行研究,沒有涉及到臺陣西北側區域.這主要是因為在西北側區域(圖1b紅色虛線框所示區域E)采用MMFJ方法所提取出的頻散譜能量相對較弱.如圖9a—b所示,分別對應從區域E提取的Rayleigh波和Love波頻散譜.從圖中可以看到,頻散譜的基階頻散能量有效頻帶較窄(0.1～0.3 Hz),且一階高階的能量也相對分散,不利于頻散曲線的提取與反演.根據前人反演的速度模型(Ma et al., 2020; 靳佳琪等, 2023),我們推測導致區域E頻散譜質量相對較弱和發散的原因可能有以下兩方面： 第一,區域E淺層主要以第四紀松軟的沉積層為主(張鵬等, 2010; 李洪奎等, 2017; 張尚坤等, 2021),且低速層可以持續到5 km附近.松軟的低速層使信號高頻能量衰減更快,導致頻散譜中幾乎沒有高頻面波信號出現.第二,區域E位于橫向速度變化劇烈的區域,凹陷構造與凸起構造交錯,這種強烈的速度差異也可能導致臺陣頻散譜面波能量變弱且發散(吳高雄, 2020; 孫楠, 2021).

4.2 臺陣展布對FJ頻散能量的影響

我們在實踐中發現,不同的臺陣展布對所提取到的頻散數據質量也存在一定的影響.Wang等(2019)、Cheng等(2023)的研究中也指出,頻散譜的分辨率與所選區域的臺陣展布有關,展布越大,分辨率越高,同時臺陣展布還限制了頻散譜上能夠分辨的最低和最高頻率.我們利用濰坊段實際數據進行了一個測試.如圖10a所示,我們在斷裂帶東支東側選取了四個逐漸擴大的區域,分別用黑、黃、紅、藍四種顏色表示.根據靳佳琪等(2023)反演的速度模型,我們可以知道這四個區域速度結構基本一致,理論上頻散曲線也不會有太大差別.我們用MMFJ方法分別提取這四個區域的Rayleigh波和Love波頻散,并手動拾取基階頻散曲線進行對比,如圖10b和10c所示.可以看到,黑框和黃框區域由于臺陣展布過小,Rayleigh波和Love波頻散曲線在低頻區域(灰色陰影所示)出現了異常偏高以及不穩定的現象,這將對反演速度結構造成較大誤差.隨著選取區域逐漸擴大,紅框和藍框區域對應的頻散曲線在低頻段才逐漸趨于穩定.因此,為了保證反演結果的可靠性,我們沒有采取傳統的移動小陣列的方式獲取更精細的三維結構.

圖8 A、B、C、D四個區域的徑向各向異性結果,用RA表示

圖9 MMFJ法應用到區域E對應的頻散譜(a) 區域E對應的Rayleigh波“求和”譜 區域E對應的Love波頻散譜 紅色點線是根據靳佳琪等(2023)得到的區域SV波平均速度模型正演的理論頻散曲線.

圖10 臺陣展布對FJ頻散數據影響測試結果(a) 逐漸擴大的四個區域,分別用黑、黃、紅、藍色框線表示; (b) 四個區域Rayleigh波基階頻散曲線,頻散曲線顏色同區域框線顏色; (c) 四個區域Love波基階頻散曲線,頻散曲線顏色同區域框線顏色. 對應顏色的虛線是根據靳佳琪等(2023)得到的區域SV波平均速度模型正演的理論頻散曲線.

4.3 郯廬斷裂帶濰坊段上地殼變形結構

地震各向異性是地球介質的一個重要特征,指示了區域的演化與構造過程.相比于上地幔各向異性,地殼中的各向異性的成因往往比較復雜： 對于上地殼徑向各向異性,一般認為是由于微裂隙的定向排列導致,而微裂隙的排列方向主要與巖層的變形節理以及應力場有關(Crampin and Chastin, 2003); 對于中下地殼各向異性,通常認為來源于巖石礦物中的晶格優選方位(lattice-preferred orientation, LPO)(Mainprice, 2007).

從本文的反演結果上來看,A、B、C、D四個區域整體都有一個相同的趨勢,即約2 km以上徑向各向異性為負,5 km以下徑向各向異性為正,具有“淺負深正”的特征.靳佳琪等(2023)的結果也顯示出該區域4 km附近的速度結構和方位各向異性特征均有明顯的變化.因此,我們推測該區域3～4 km附近可能是一個構造分界面,指示了不同時期的構造變形狀態.我們用一個卡通圖(圖11)來說明該區域的主要變形機制.0～2 km,該區域主要呈現負的徑向各向異性特征,根據前人在沂沭斷裂帶附近的地震剖面與地質調查結果(嚴樂佳等, 2014; 徐盛林等, 2016; 張尚坤等, 2021),該區域四條主干斷裂F1,F2,F3,F4均為傾角較大且局部近直立的中生代斷裂,在這些主斷裂的控制下,沿著主斷裂發育有一系列次生斷裂,這些斷裂一部分與主斷裂同屬于中生代伸展斷裂系,受到郯廬斷裂帶早期走滑、拉張的作用,斷裂面近直立并平行于主斷裂; 另一部分是在新生代構造過程中,以中生代斷裂為基礎,沿著這些深大斷裂發生伸展變形,形成現今的淺部正斷裂系.這些斷裂的構造面在淺部多數傾角較陡(張尚坤等, 2021),具有大量的垂直分量(Xie et al., 2013),可能就是導致研究區淺層呈現負徑向各向異性的原因.研究區5 km以下主要呈現正徑向各向異性,我們認為可能是由于早白堊世以來太平洋板塊向西高角度俯沖后撤,郯廬斷裂帶表現為伸展活動(Zhu et al., 2010),在這種伸展沉積環境下形成的水平結構主要表現出正徑向各向異性的特征.而2～5 km之間,四個區域徑向各向異性結構各有不同,總體處于由負到正的轉折狀態.我們推測可能不僅受控于2 km以淺的近垂直斷裂系,也受到5 km以深的水平沉積結構的影響,導致徑向各向異性結構較為復雜.

圖11 郯廬斷裂帶濰坊段可能的變形機制卡通圖

5 結論

本研究利用郯廬斷裂帶濰坊段密集臺陣數據,基于改進的多分量頻率-貝塞爾變換(MMFJ)法,提取得到了郯廬斷裂帶濰坊段四個子陣列Rayleigh波和Love波基階及高階頻散曲線,并且聯合反演得到了郯廬斷裂帶濰坊段四個區域內的徑向各向異性結構.數值實驗結果表明,采用聯合反演Rayleigh和Love波的基階和高階模式頻散能夠有效降低徑向各向異性結構的多解性.郯廬斷裂帶濰坊段的實例結果表明,四個區域內的徑向各向異性結構揭示濰坊段徑向異性整體呈現“淺負深正”的特征,即郯廬斷裂帶濰坊段東側和南側在約2 km深度以淺,徑向各向異性為負,這種變形特征可能主要受控于濰坊段的垂向斷裂體系; 在5 km以深,徑向各向異性為正,這可能與白堊世以來郯廬斷裂帶的伸展活動有關.2～5 km之間,四個區域徑向各向異性結構各不相同,總體處于由負到正的轉折狀態.我們推測可能不僅受控于2 km以淺的近垂直斷裂系,也受到5 km以深的水平沉積結構的影響.我們的研究也發現,采用子陣列提取頻散的方式可能受到沉積層結構以及陣列展布的影響,這也為今后類似研究提供參考.

致謝感謝中國地震局地球物理勘探中心為本研究提供了臺陣波形數據,感謝兩位審稿人和編委對論文提出的寶貴修改意見.