基于波场梯度法研究安宁河—则木河断裂带速度结构

常英娜， 梁春涛,2*， 曹飞煌， 周鲁， 廖江涛， 陆威帆， 王朝亮

1 地球勘探与信息技术教育部重点实验室(成都理工大学)， 成都 610059 2 地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室(成都理工大学)， 成都 610059 3 北京大学地球与空间科学学院， 北京 100091

0 引言

Langston等(2006)首次提出波场梯度理论，其通过在密西西比河布设大型爆炸震源来研究强地面运动，用有限差分法计算了一维台网的波场梯度和地震波相速度.随后，Langston应用波场梯度法分析一维线性台阵数据得出了地震波的慢度和几何扩散参数(Langston, 2007a).同年又提出了计算小尺度二维台网波场梯度的方法，得到了波场的方位角和辐射花样(Langston, 2007b,c).Liang和Langston(2009)首次将波场梯度法应用于天然地震波中，运用加权反演联合折合速度的方法，计算出了大尺度不规则台网的波场梯度，其主要利用低频Rayleigh面波来计算深部地壳和地幔的速度.Poppeliers利用小波变换对地震波进行分离，从而提取波场梯度(Poppeliers, 2010, 2011).基于一维和二维波场梯度研究，Poppeliers等提出了在三维空间中波场梯度法测量的理论基础，并可准确估计地震波的方位角和速度(Poppeliers et al., 2013; Poppeliers and Punosevac, 2013).

随着波场梯度法的提出和发展，这种全新的密集台阵数据处理方法逐步被应用于各个领域.Sollberger等(2016)应用波场梯度法从月球地震活动数据中提取横波信息，推导出了月球表面的速度模型.通过垂直波场梯度测量法(VSWG)，利用井眼阵列波场来估算附近的速度、阻抗和衰减结构(Langston and Ayele, 2016).波场梯度法在环境噪声方面也得到了一定的应用和发展(Edme and Yuan, 2016; Porter et al., 2016).

近年来，国内外的密集台阵快速发展，也为波场梯度法提供了应用基础.Maeda等(2016)利用Hi-net密集台网数据，应用波场梯度法重构二维地震波场对各台站的地震波迹进行可视化和特征化的展现(Maeda et al., 2016).周鲁等(2017)利用USArray数据，用波场旋转研究了美国中东部地区三分量的波场梯度，有效获取了地震波的相位和振幅信息.在国内，Cao等(2020)将波场梯度法应用到川西台阵上，得到了青藏高原东南缘周期为20 s、40 s和60 s的各向异性相速度结构、方位各向异性结构和介质的地震波传播参数(方位角变化、几何扩散和辐射花样).目前波场梯度法为地震波成像的前沿领域，尤其在地质构造丰富、台阵数据众多的国内，其发展空间较大.以上研究都只应用于大尺度区域，频带多为低频.而基于波场梯度法分析小尺度、高密度、高频的台阵数据的相关研究还未见发表.

川西安宁河—则木河断裂带是青藏高原东南缘川滇活动地块中川滇菱形块体东边界断裂带上的一条重要断裂，为高角度陡倾断层(闻学泽, 2000; 徐锡伟等, 2003; 万战生等, 2010).它位于川滇菱形地块与华南地块的交界部位，其北接鲜水河断裂带，东邻大凉山断裂带，南接小江断裂带(图1a)，是一条左旋走滑活动断裂带.安宁河断裂带呈NS走向，长约160 km，自石棉途经冕宁止于西昌(王新民等, 1998)；则木河断裂带呈NW走向，长约110 km，倾向主要为NE或SW向(唐荣昌和韩渭滨, 1993; 杜平山, 1994; 易桂喜等, 2004).其中冕宁—西昌段一直处于高应力作用下的相对闭锁状态，并具有较大尺度凹凸体性质(易桂喜等, 2004, 2008; 祝爱玉等, 2015)，该段具有潜在强震危险.

在目前研究中，安宁河—则木河断裂带所在的青藏高原东南缘已成为地震活动性研究、地球动力学研究的热门区域.取得的主要成果包括面波频散和接收函数联合反演(Bao et al., 2015; 郑晨等, 2016; Liu et al., 2018)、噪声层析成像(Yao et al., 2006, 2008; Yang et al., 2010, 2012; Zhou et al., 2012; Zheng et al., 2015; 范莉苹等, 2015; 郑定昌和王俊, 2017; Liang et al., 2020)、SKS快波分裂研究(常利军等, 2006; 王椿镛等, 2007)、地壳与上地幔速度结构与各向异性(雷建设和周蕙兰, 2002; Lei et al., 2014; Lei and Zhao, 2016; Chu et al., 2019; Li et al., 2019, 2021; Jiang et al., 2020; 王怀富等, 2020; Jia et al., 2021)、根据地幔转换带提出大地幔楔结构模型(Lei et al., 2019)、利用远震P波和S波各向异性研究(Wei et al., 2013; Huang et al., 2015, 2018; 常利军等, 2015; Shao et al., 2022)、GPS观测构造形变特征(Zhang et al.,2019; Shen et al., 2000)、人工震源测深(Wang et al., 2009)、波场梯度法(Cao et al., 2020)等等.

鉴于安宁河—则木河断裂带的构造特殊性，许多学者分析了该区域的地震破裂特征及地震危险性(闻学泽, 2000; 易桂喜等, 2004, 2008; 韩渭宾和蒋国芳, 2005; 闻学泽等, 2007; 朱艾斓等, 2009; 程建武等, 2010; 刘辛中等, 2015; 李姜一等, 2020).乔慧珍等(2006)利用数字遥测地震台网的数字地震记录资料对安宁河—则木河断裂带的地震视应力进行研究，阮祥等(2011)、祝爱玉等(2015)和宋剑(2016)研究其震源参数和应力状态，以及郑兵等(2013)利用该区域的流动重力观测数据研究其重力变化规律，这些研究总结了安宁河—则木河断裂带的构造活动规律，并得出该区域有潜在强震风险.目前对安宁河—则木河断裂带这种小区域的成像研究还较少.王夫运等(2008)和杨卓欣等(2011)利用人工震源实施并完成盐源—西昌—昭觉—马湖深地震测深和高分辨探测剖面，从而获得沿剖面的基底P波速度结构和构造图像.谭夏露等(2018)采用背景噪声成像对安宁河—则木河断裂带及周边地区面波群速度进行研究.目前针对安宁河—则木河断裂带中具有潜在强震危险性特点的冕宁—西昌段和西昌—普格段的小区域的速度研究很少，更多的是关于此区域的应力状态和构造研究.

本文中，我们将波场梯度法应用于小区域的相对高频的地震波形(5～15 s)获得高分辨率的速度结构.运用布设在安宁河—则木河断裂带附近的密集台阵数据，利用Maeda等(2016)提出的重构地震波场来实现非规则台站分布的波场梯度研究.将整个研究区域按比平均台站间距更小的距离进行网格化，反演每个网格点的地震波场和空间梯度.根据Liang和Langston(2009)，利用波场梯度法计算研究区域5～15 s的Rayleigh面波各向同性相速度、方位角变化、几何扩散和辐射花样，进而反演出研究区域下深度3～20 km的三维速度结构，将波场梯度法的反演结果与该区域构造资料相结合，为该区域的地震活动性、地质构造和动力学研究提供更细节的参考.

1 数据和方法

1.1 数据

本文的研究区域构造如图1所示，由安宁河断裂带南段和则木河断裂带的北段组成.地震数据为北京大学2020年6月16日—2020年9月12日在安宁河—则木河断裂带附近区域部署的临时密集台阵的连续波形数据.该密集台阵由中国地震局地球物理研究所牵头，在国家重点研发计划的支持下，在冕宁—西昌—越西地区(102°E—102.5°E, 26.5°N—29°N)沿着断裂带布设了163台PSD-Ⅱ型一体式三分量短周期地震仪.台站分布如图1b所示，台间距约6.5 km.地震事件目录从USGS下载，选择的事件主要为两部分：震级M在5级以上的震中距0～160°的地震事件和震级M在4级以上的震中距0～2000 km的地震事件.针对垂直分量的波形数据，本文筛选出Rayleigh面波清晰的台站和地震事件，最终得到了71个有效事件(Liang and Langston, 2009).

1.2 方法

本研究采用的数据处理步骤如下：(1)检查地震波数据，确保目标相位在所有波形中清晰；(2)去除波形数据的线性趋势以及均值；(3)对目标周期带通滤波；(4)去除面波波形不明显和振幅峰值异常的台站数据；(5)地震数据网格化，计算网格点的空间梯度和波场；(6)计算面波相速度、传播方向、几何扩散和辐射花样；(7)挑取频散曲线，根据不同方位角上面波相速度进行深度反演，得出三维速度结构.

在实际应用中，本文对台阵在垂直分量上的波形数据进行预处理.由于各台站使用的地震观测仪器相同，该研究无需去除数据的仪器响应.去除线性趋势和均值后，对地震数据中的垂直分量进行带通滤波，所用的中心周期为5～15 s，每0.5 s为间隔，滤波频带为中心周期加减10%.并根据所选周期的数据波形，去掉Rayleigh面波波形不明显和振幅大于或小于附近台站约30%的台站数据.

由于研究区域范围较小，台阵为条状非规则分布，常规的二维波场梯度法不能准确地反映出该区域的空间梯度变化.本文参考Maeda等(2016)提出的重构地震波场原理，将研究区域划分为比实际观测台站平均间距更小的0.05°间距的网格，根据实际台阵数据反演出每个网格点的地震波场.

1.2.1 波场梯度法

波场梯度法可以通过子台网间的波形差异得到主台站下方的地震波传播参数(Liang and Langston, 2009； 周鲁等，2017； Cao et al.,2020)，本文将Liang和Langston(2009)中反演目标从有波形数据的主台站转换为没有波形数据的网格点(xG,yG)，可以得到研究区域内不同位置(网格点)地震波的传播参数.附近台站为辅助台站(xSi，ySi)(i=1,…,N).辅助台站uobs与网格点上的波形u(xG,yG;t)和波场空间梯度有如下关系(Maeda et al., 2016)：

uobs=Gm,

(1)

(2)

(3)

(4)

本研究对公式(1)采用加权反演联合折合速度方法(Liang and Langston, 2009)，得出网格点上的波场空间梯度，对空间梯度进行希尔伯特变换计算出地震波传播的相速度v、反方位角θ、几何扩散Ar、辐射花样Aθ(Langston, 2007b).

1.2.2 单一台阵数据分析

本文选取2020年7月17日发生在印度M6.1的地震事件，震中在(11.849°N,94.936°E)，位置如图1a.选取其中一个网格节点15 km范围内的实际台阵为辅助台站.图2a和图2c显示了台阵分布、网格划分、以及地震事件与中心网格点之间大圆路径的相对位置.由于部分台站面波波形不够清楚，本文对该类型台站波形进行筛除，中心网格点与辅助台站的波形(以7 s和10 s为中心周期滤波)如图2b和图2d.中心网格点与辅助台站的波形之间具有显著的相似性，有可见的轻微的波形差异，且面波波形明显.

图3显示基于该事件子台阵的波场梯度计算的主要参数，分别绘制了7 s和10 s周期中心网格点的波形和计算得到的相速度(v)、方位角变化(δθ)、辐射花样(Aθ)和几何扩散图(Ar).以波形峰值的时间点作为参考点，以波峰附近一个周期内的各参数的标准差为测量误差，此时相速度、传播方向、几何扩散以及辐射花样四个参数在设置的波包时窗内都相对稳定.在时窗内面波的两端都观测到剧烈的变化，可能是由于与其他震相之间的相干(Langston, 2007c).Rayleigh面波7 s和10 s的相速度分别约为2.85 km·s-1和3.32 km·s-1，接近于PREM模型的Rayleigh面波在该周期的全球平均相速度(Dziewonski and Anderson, 1981; Dahlen and Tromp, 1998).方位角变化分别约为2°和-7°.

图3 2020年7月17日印度地震(M6.1)事件周期为7 s和10 s时选定网格点的波场梯度参数图从上往下依次为选取网格点波形(粉色线条为地震波包络)、相速度、传播方向(蓝色直线表示事件与网格点之间大圆路径的方位角)、辐射花样和几何扩散，红色线条部分为设置的拾取面波波峰的范围，绿色竖线表示波形峰值时间点，图片上的数值分别表示参数值和相应误差.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 结果

2.1 数值模拟测试

为了验证该方法在研究区域相速度成像结果的空间分辨率与可靠性，本文采用Liang和Langston(2009)提出的通过高斯函数合成波形建立二维模型.假设震源位于(0,0,0)，台站间距为5 km，观测台阵x方向范围为0～20 km，y方向范围为1750～1785 km.将二维模型速度划分为2.9 km·s-1、3.1 km·s-1、2.9 km·s-1，速度界面为1765 km和1770 km，界面之间高速条带为5 km宽，如图4a所示，并对合成波形数据加入4%和8%的随机噪声.

按照实际数据处理流程，图4b, 图4c和图4d分别显示基于中心周期为10 s的没有加入随机噪声、加4%随机噪声与加8%随机噪声的合成波形计算的速度图.从没有加入随机噪声的相速度图(图4b)中可以看出，即使真实速度模型中间的高速条带宽度仅为5 km，也能从模拟的合成波形速度图中清楚地分辨出1765 km和1770 km处的速度变化界面，高速条带约为5 km宽.获得结果与真实速度模型相比，除了边界带有一定的平滑效应外，总体是一致的.对合成波形加入4%和8%的随机噪声后，得到的结果(图4c和4d)与图4a相比，由于噪声的增加，速度扰动随之增大，但总体特征基本一致，加入8%随机噪声后获得的结果与真实速度图大体一致，但是存在局部的变化.测试证明了该方法得到的成像结果的可靠性，空间分辨率约为台阵的平均间距，即5 km.

图4 分辨率测试：真实速度模型(a)与基于中心周期为10 s的不同噪声水平的合成波形计算的速度图(震源位置为(0,0,0))(a) 真实速度模型(不同颜色代表不同区域的速度，三角形代表台阵位置)； (b) 没有加入随机噪声; (c) 加4%随机噪声; (d) 加8%随机噪声.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 单个事件波场梯度结果

将该方法应用于所有网格点，在半个波长半径内对参数值进行平均，以消除背景噪声的影响.图5为中心周期为7 s与10 s时的四个参数成果图.图5a和图5e显示了该研究区域周期为7 s、10 s时分别相对于平均速度3.1 km·s-1、3.2 km·s-1的相速度扰动，最显著特征为在安宁河断裂带和则木河断裂带交界处的西侧有明显的高速异常，而在则木河断裂带东侧的西昌地区附近则以低速为主.这些结果与谭夏露等(2018)在该周期的速度成像结果相一致.根据范莉苹等(2015)的基于背景噪声层析成像，丽江—小金河断裂带南侧也发现在短周期存在有高速异常体.本研究的结果特征与其他学者得出的青藏高原东南缘速度结构特征也有着一致性(Yao et al., 2008; 郑定昌和王俊, 2017; 张智奇等, 2020).方位角变化为地震波的实际入射角与大圆路径的方位角差值，差值较大，表明地震波传播路径受介质影响较大.图5b和图5f中看出地震发生在该研究区域的西南方向，方位角变化大于0时，表明地震波传播路径向东偏移，方位角变化小于0时，表明地震波传播路径向西偏移.同时也能大致看出方位角变化分布与传播方向基本平行，表明其对射线路径具有强烈的依赖性.

图5 基于2020年7月17日印度地震(M6.1)事件周期为7 s和10 s波场计算的四个参数图像(a)、(e) 相速度； (b)、(f) 方位角变化(黑色箭头为各个台站上地震波传播方向)； (c)、(g) 几何扩散； (d)、(h) 辐射花样，黑色虚线为块体边界.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.

几何扩散图(图5c和5g)显示了其对传播路径的依赖性很小，相反，在相速度和几何扩散之间却呈现负相关的关系.在安宁河—则木河断裂带西侧表现为高速特征，其几何扩散却为负值.这种负相关可能是由于速度结构的变化引起的地震波的聚焦和散焦(Liang and Langston, 2009; 周鲁等, 2017).图5b与图5d有较为明显的正相关关系，图5f与图5h正相关关系不明显，但是也能清楚看出传播路径两边辐射花样的明显变化.这表明，剧烈的辐射花样的变化可能是由于沿路径的散射造成的.安宁河—则木河断裂带也可能在辐射花样依赖性方面有一定的影响.

2.3 平均后不同周期的速度图

基于不同地震的波场计算的速度图存在差异，这可能是由于不同地震的波形质量不同、经过筛选后优质波形的台站覆盖范围不同导致的.此外，子台阵内介质的各向异性也可能导致基于不同方向的地震计算的速度有变化.这些因素造成的影响可以通过平均基于不同方向地震的速度图来消除.根据密集台阵数据，通过频散曲线的挑取与筛查，反演得到了周期范围为5～15 s、每0.5 s为间隔的速度图.图6显示了中心周期5 s、7 s、10 s和15 s的周期波段的平均相速度图.

图6 所有有效地震事件平均后中心周期为5 s、7 s、10 s和15 s的相速度图(黑色虚线为块体边界)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.)

由图6可见，西昌地区附近不同周期均出现明显的低速异常特征.不同周期中也呈现出较大变化.中心周期为5 s时，西昌地区的低速异常范围与王夫运等(2008)的地震探测剖面结果低速范围相一致，且断裂带和低速条带有很好的一致性.周期为7 s和10 s的相速度与上文图5a、图5e单个事件7 s和10 s的速度特征相一致.周期为10 s时安宁河断裂带西侧的高速带的覆盖区域比5 s和7 s要大.这些差异可能反映了不同周期的敏感深度不同.但在15 s时安宁河断裂带西侧呈现低速异常.不同周期的高速分布也有较大差异，需要结合不同深度的速度图展开具体分析.这些不同周期段的相速度可以反演该研究区域的三维速度模型.

2.4 不同深度的速度图

Rayleigh面波相速度对S波速度较为敏感，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.周期越长，面波的敏感深度就越深.我们根据5～15 s的周期波段反演出研究区域不同深度的S波速度图(图7).

图7 深度为3 km、5 km、7 km、9 km、11 km、15 km、18 km和20 km的S波速度图(黑色虚线为块体边界，圆圈为各深度发生的地震分布，以每个深度上下1 km为震源深度范围来划分，展示出不同深度的地震分布，例如3 km深度的图像中的地震震源深度为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)

图7、图8和图10引用了Feng等(2021)采用双差定位方法重定位后的2013年1月到2019年1月该研究区域地震震源分布信息.从图7中不同深度分布的震源信息来看，安宁河—则木河断裂带为活动断裂带，近几年研究区域基本没有发生过较大地震，大多为2.0级以下微小地震，少数发生2.0级以上地震.3 km深度小震分布稀疏.地震主要发生在7 km以下深度，多集中在断裂带交汇地区.地震主要分布在断裂带附近.研究区域中的则木河断裂带发生小震分布集中在西昌地区，该地区在安宁河断裂带和则木河断裂带交汇处附近.同时，这些微弱小震活动在则木河断裂带西侧及西昌以西区域也存在.10 km深度以下，断裂带附近地震明显增多，同时附近也发生了2.0级以上地震，地震增多一直持续到深度12 km左右.14～19 km深度地震逐渐稀疏，在20 km深度中，断裂带附近几乎不发生地震，但在越西附近有明显的微弱地震活动迹象.

图8 三维S波速度结构以及东西向纵向剖面图(S1,S2) (小球为2.0级以下地震，大球为2.0～3.0级地震)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)

从不同深度的S波速度结构来看.在3km深度安宁河断裂带西侧呈现为低速异常，低速区一直沿着断裂带向东南延伸至西昌地区.而安宁河断裂带东侧速度相对较高，呈现为长条状，该高速异常在研究区域中从西昌地区沿着安宁河断裂带穿过冕宁延伸至丽江—小金河断裂，高速异常为不连接的斑点状.越西地区呈现低速状态.在5 km深度中，S波速度特征与3 km深度大体相似.

在7 km深度中，安宁河断裂带西侧和西昌地区的低速异常仍然存在.西昌低速范围扩大.这一深度与5 km相比，安宁河断裂带东侧的高速范围减小，整体向西拉长，轨迹刚刚穿过安宁河断裂带南端.越西的低速区域明显，丽江—小金河断裂带与安宁河断裂带之间区域整体表现为低速，零星分布着一些高速体.

在9 km深度中，安宁河断裂南端西侧有明显的高速异常，该高速异常经过安宁河断裂带后显示有东西向轨迹，并且穿过断裂带进入东侧区域.此深度丽江—小金河断裂带与安宁河断裂带之间区域和则木河断裂带附近包括西昌地区仍有低速存在，且分布在冕宁地区与西昌地区附近.

随着深度的加深，在11 km的深度中，越西地区高速异常明显，并且安宁河断裂带西侧的高速异常范围变大，速度也增大.而安宁河断裂带东侧主体变为低速，西昌和冕宁地区附近的低速特征显著增强.

在15 km和18 km的深度中，速度特征基本与11 km深度相一致.以安宁河—断裂带南端为界，可以观测到东低西高的速度对比，在大区域的噪声成像中也发现了类似的现象(Yao et al., 2008; 范莉苹等, 2015; 谭夏露等, 2018).此外，越西地区高速异常加强，西昌地区附近依旧表现为明显的低速异常.

在20 km的深度中，该研究区域位于上地壳底部.图中很明显的显示了在断裂带西侧有大区域低速异常；只有小区域高速存在于冕宁地区附近.安宁河断裂带南端两侧的速度特征由西高东低变为了东高西低.越西附近出现明显的低速异常.西昌地区的低速特征减弱.

3 讨论

安宁河断裂带东侧浅部速度结构与张岳桥等(2003)和王夫运等(2008)的构造研究相吻合.根据王夫运等(2008)的研究，花岗岩分布从西昌转折点向北延伸至安宁河断裂北段，与图7上地壳浅部3～5 km高速带的分布基本一致,且高速区域与郑晨等(2016)的位置也基本一致.西昌盆地以安宁河断裂、则木河断裂、峨边—美姑断裂、大渡河为界(王运生和李云岗, 1996; 伏明珠和覃建雄, 2011),根据杨卓欣等(2011)对川滇活动地块东南边界基底结构的研究，安宁河—则木河断裂带以东的西昌盆地基底埋深约6 km左右，浅层上地壳存在低速异常的主要原因是该盆地出露的相对年轻的新生代沉积物.中生代盆地范围包括西昌、越西等区域(刘丽华等, 2003)，附近有明显的低速异常.何宏林和池田安隆(2007)在安宁河断裂带西支附近发现有燕山期花岗岩体，图7中3～5 km深度断裂带西侧分布的高速异常可能与花岗岩有关.而在20 km低速体离散分布于整个研究区域.这个深度的平均速度比18 km的低0.2 km·s-1左右.这一低速层也在其他的相关研究中出现(Yao et al., 2008; Chen et al., 2014; Bao et al., 2015).

3.1 速度结构与地质构造

安宁河—则木河断裂带的演化较为复杂，也造就了该区域复杂的地质构造.从地质构造特征来看，安宁河断裂带作为研究区域中特征最为特殊的断裂带，其具有一个漫长的地质演化过程.本研究结果与该地区地质构造吻合较好.安宁河断裂带于元古代产生，控制着周边的沉积和岩浆活动(何宏林和池田安隆, 2007).

晋宁运动早期，安宁河断裂带的基底岩系是会理群.安宁河东侧的会理群主要由浅变质的千枚岩、夹砂岩大理石构成，其下部存在有深变质的沉积岩和变质碱性火山岩.而在安宁河西侧的岩性与东岸的岩性差异很大，其原岩主要为玄武岩与花岗岩等基性岩夹杂着少许碎屑岩和碳酸盐岩类.安宁河大断裂形成后，东侧下降，沉积了很多碎屑岩，这些构造与断裂带东侧的低速异常相应.西侧较为活动，其下岩浆强烈活动流出地面，并掩盖西侧地体(王新民等, 1998; 何宏林和池田安隆, 2007)，体现为西侧11～18 km大区域高速异常特征.

晋宁运动晚期，基底隆起并张裂，使岩浆侵入断裂处.断裂带西侧11～18 km的高速异常与基性和超基性岩的侵入有着密切的关系.岩浆岩中石英闪长岩、花岗岩多分布在大断裂西侧，只有小部分花岗岩在大断裂东侧，再加上大凉山断裂带在该地层分布有古生代玄武岩(陈长云和何宏林, 2008)，也造成了越西区域呈现高速的原因.

晋宁期之后，断裂继续上隆，岩浆活动十分强烈.在晚古生代安宁河断裂活动加剧，向下切割更深，先有基性和超基性岩体沿安宁河大断裂侵入，后玄武岩沿断裂大量喷发.基底花岗岩和大规模紫红色酸性火山岩侵入大断裂之东(何宏林和池田安隆, 2007).中生代由于发生差异性断陷形成了一些盆地，沉积着三叠纪至新生代地层.新生代断裂活动强烈，地层褶皱，安宁河断裂带形成(常隆庆和黄邦强, 2014).到中生代还有花岗岩侵入于大断裂的西侧，与图7中3～5 km深度从安宁河断裂带东侧沿西北方向到丽江—小金河断裂带的高速异常带相一致.图8的S1纵向剖面显示出浅层安宁河断裂带东侧的高速向西延伸.S2剖面中，安宁河断裂带为界，速度呈现西低东高的特征，其中在西侧，4～8 km深度范围内速度较低，而3～4 km和8～9 km深度范围内速度较高，其高速特征可能与花岗岩的分布有关.

为了更好地观测该区域的高速体空间分布特征，图9将vS<3.3 km·s-1的速度值透明化.在深度9 km以下断裂带西侧的高速层较厚，深度7～9 km左右高速向断裂带东侧延伸，在东侧5～7 km深度形成高速柱，深度3～5 km中高速体向断裂带西侧蔓延，与该区域地质构造背景十分吻合，其立体式的高速分布很可能与花岗岩体在上地壳的侵入有关.

图9 将低速透明化后的三维S波速度图(将vS<3.3 km·s-1的速度区域透明化)Fig.9 3D S-wave velocity map with low velocity transparency (Transparent the region with velocity less than 3.3 km·s-1)

早更新世断裂带发生张裂和几乎同等幅度的断陷，沿着裂谷沉积了昔格达地层.根据该地层变形特征，断裂带表现为挤压和左旋运动(李玶等, 1985; 何宏林和池田安隆, 2007; 朱辉, 2016).这条昔格达地层对应于图7的S波速度结构3 km深度中沿着安宁河断裂带南段和则木河断裂带北段的低速带.

断裂对周边盆地的发展、演化起着明显的控制作用(王运生和李云岗, 1996).晚三叠世，西昌地区受安宁河断裂带控制和影响，下陷强烈，但早白垩世晚期以后西昌盆地不断萎缩结束了大型盆地的历史，其中仍沉积了一些泥岩、砂岩等.进入第四纪，研究区的断裂发生以NW-SE向最大压应力作用下的挤压为主的左旋走滑活动，盆地遭受强烈的改造形成高山、峡谷和零星的小型断陷盆地.而在图7中的低速异常的分布不均匀可能也是受断裂带运动改造后的影响.

3.2 速度结构与地震活动性

安宁河—则木河断裂带是川滇菱形活动地块的东边界的一部分，以左旋走滑为主，并兼有挤压活动特征(陈文德等, 1984; 闻学泽, 2000; 徐锡伟等, 2003; 张岳桥等, 2003; 杨卓欣等, 2011).在研究区域中，安宁河断裂带附近发生过很多小地震(图7)，在深度6～16 km安宁河断裂带存在微震运动.其中，冕宁—西昌段处于高应力作用下的闭锁状态，并存在有大尺度的凹凸体，在25 km深度以上存在震源空白区，许多研究表明该段为发生大地震的潜在危险段(钱洪等, 1990, 1992; 张培震等, 2003; 易桂喜等, 2004, 2008; 刘辛中等, 2015; 李姜一等, 2020).在图10中，冕宁—西昌段中间一区域在深度10～18 km处地震相对活跃，此区域在阮祥等(2011)的震源深度及视应力深度剖面图中也为相对高视应力区.断层地震的活动性与附近的应力场有关，而应力场受断裂构造应力和两侧岩石物性的影响(万天丰, 1994; 李玉江等, 2010).

图10展示了沿断裂带的剖面以及地震分布.总体上可见，地震主要分布在相对高速的区域，而低速区域的地震数量相对较少.

图10 安宁河—则木河断裂带2013年1月至2019年1月的南北向震源深度剖面(Feng et al., 2021)以及相应的速度结构(小球为2.0级以下地震，大球为2.0～3.0级地震)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)

前文构造分析在该区域断裂带两侧分别分布着花岗岩体和沉积碎屑物，因此在图7的速度结构中该区域表现为西侧高速东侧低速的状态.很多学者利用获得的震源解证实了我国西南地区的地壳物质是在板块推挤下向SE方向移动，突出表现为由羌塘、华南、巴颜喀拉、滇西和滇南地块所包围的川滇菱形地块的滑动(阚荣举等, 1977; 陈文德等, 1984).从图7的11 km、15 km和18 km的地震分布来看，这些小震聚集在断裂带的东侧，在图8三维图中的S2剖面10～18km深度也呈现地震分布纵向向东倾斜的趋势，原因可能是断裂带的倾角向东偏的地质特征(何宏林和池田安隆, 2007).

在图7中西昌地区附近为低速区域，在此段深度被沉积层覆盖.根据闻学泽(2000)的安宁河—则木河断裂带地震破裂分段特征研究，西昌作为安宁河断裂至则木河断裂的转折区，左旋位移使西昌转折区的沉积物体积膨胀，该转折部位受到侧向拉张而发生局部断陷，提出西昌转折区为持久性破裂边界.图10断裂带剖面图可以看出地震活动主要发生在高速与低速过渡的区域，在西昌正下方7～11 km深度聚集着多个小震，在西昌以南约8km深度有一段低速区且不发生地震.通过易桂喜等(2004, 2008)在安宁河—则木河断裂带地震活动参数的研究，西昌地区在则木河断裂带西昌—普格段中构造应力相对较高，附近断裂小震活动较强.张致伟等(2019)和Zhang等(2022)在地震定位与速度结构研究中提出，高速与低速异常体过渡带是应力集中和介质比较脆弱的区域，其具备大量应变能的介质条件，易发生破裂并释放应力(Liang et al., 2021).对比速度结构与地震活动分布(图8和图10)，可以看出速度结构的不均匀性可能是控制地震分布的主要因素之一.

4 结论

本文将波场梯度法应用于小区域的相对高频的地震波形获得高分辨率的速度结构.将台站数据网格化，同时计算网格上的波场和波场梯度.利用单个地震事件便可得到台站下方的面波相速度、传播方向、几何扩散和辐射花样.研究区域为安宁河—则木河断裂带上的冕宁—西昌—越西区域，采用波场梯度法对多个事件进行计算与平均，获得了该区域5～15 s周期Rayleigh波频散曲线.通过严格的数据筛选与预处理，根据不同周期高频面波数据，反演出3～20 km深度的S波速度结构.

研究区域安宁河—则木河断裂带及周边地区在上地壳的速度结构分布特征与该区域地质构造相一致.在上地壳浅部3～5 km，安宁河断裂带附近的高速异常可能与花岗岩有关.西昌地区的低速体揭示了较厚的沉积层.而浅层地壳中沿着断裂带的低速异常与安宁河断裂带早更新世发生张裂断陷沉积的昔格达地层特征相一致.结合不同深度速度结构与地质构造，上地壳中高速体的分布可能与花岗岩体在上地壳的侵入有关.

安宁河断裂带中冕宁—西昌段有一区域在深度10～18 km处分布很多小震，该段断裂带西侧高速、东侧低速，且小震大都发生在断裂带东侧.西昌地区在7～11 km深度为低速区，有着较厚的沉积覆盖层，却也发生了很多微小地震，可能是由于该转折区的持久性破裂边界特征和较高的构造应力背景造成的.结合速度结构与地震活动分布，地震活动主要发生在高速与低速过渡的区域，速度结构的不均匀性也可能是控制地震分布的主要因素之一.

相比传统的台阵数据处理方法，波场梯度法更有效地获得并利用地震波相位和振幅信息，并通过网格化克服了非规则台站分布的环境条件.利用波场梯度法可以方便有效地获得小区域、高分辨率三维速度结构.随着国内外密集台阵数据积累与公开，将波场梯度法应用于三维速度结构、各向异性和衰减特性等各种研究也将成为地震研究的新方向.

致谢感谢中国地震局地球物理研究所与北京大学提供的连续波形数据.感谢两位审稿专家对本文提出了诸多宝贵的修改意见和建议.