安寧河-則木河斷裂帶及周邊地區(qū)Rayleigh波群速度背景噪聲成像研究

譚夏露 房立華 王未來 吳建平

1）中國地震局地球物理研究所，北京市民族大學(xué)南路5號(hào) 100081 2）中國地震局地震觀測與地球物理成像重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100081

0 引言

川西安寧河-則木河斷裂位于青藏高原東南緣，北接鮮水河斷裂，南接小江斷裂，東鄰大涼山斷裂，是川滇菱形塊體與華南塊體交界部位的主要活動(dòng)斷裂。其中，狹義的安寧河斷裂自石棉起，向南途經(jīng)冕寧，終止于西昌，長約160km，整體走向?yàn)榻黃N向（王新民等，1998）。晚第四紀(jì)斷裂活動(dòng)以左旋走滑為主，兼有傾滑分量（何宏林等，2007）。則木河斷裂自西昌起，向南經(jīng)普格，止于巧家，長約110km，整體走向?yàn)镹NW向。晚第四紀(jì)活動(dòng)以左旋走滑為主，兼有正斷傾滑分量（徐錫偉等，2003）。

安寧河-則木河斷裂既是一條邊界活動(dòng)斷裂，也是一條強(qiáng)烈地震活動(dòng)帶。該斷裂帶歷史上發(fā)生過多次中強(qiáng)地震，如1480年石棉冕寧間級(jí)地震、1489年西昌級(jí)地震、1536年西昌以北級(jí)地震、1732年西昌西南級(jí)地震、1850年西昌級(jí)地震（聞學(xué)澤等，2008；祝愛玉等，2015）。距今最近的一次強(qiáng)震為1952年冕寧級(jí)地震。地震活動(dòng)性分析表明，安寧河斷裂的冕寧-西昌段b值較低，是高應(yīng)力下的閉鎖段，是未來大地震的潛在危險(xiǎn)段，而則木河斷裂的西昌-普格段是低應(yīng)力下的微弱活動(dòng)段（易桂喜等，2004）。聞學(xué)澤等（2008）研究認(rèn)為，安寧河斷裂存在冕寧以北段和冕寧-西昌段2個(gè)小震空段，2個(gè)緊鄰的閉鎖段落潛在地震的最大可能震級(jí)均為7.4級(jí)。

鑒于這一地區(qū)重要的地質(zhì)構(gòu)造環(huán)境和強(qiáng)震危險(xiǎn)性，國內(nèi)外學(xué)者在這一地區(qū)開展了許多地球物理探測，并取得了一系列成果。Yao等（2008）、Yang等（2010、2012）、Zhou等（2012）、Zheng等（2015）、范莉蘋等（2015）和鄭定昌等（2017）利用噪聲層析成像方法反演了青藏高原東南緣及周邊地區(qū)地殼上地幔的三維S波速度結(jié)構(gòu)，揭示了該地區(qū)地下速度結(jié)構(gòu)的橫向不均勻性，分辨率為60～200km，并發(fā)現(xiàn)該地區(qū)地殼內(nèi)部存在低速層。Bao等（2015）、鄭晨等（2016）利用接收函數(shù)和面波頻散聯(lián)合反演，獲得了青藏高原東南緣地殼上地幔的S波速度結(jié)構(gòu)及地殼厚度，提供了對(duì)該地區(qū)2個(gè)地殼低速層形態(tài)和分布的約束，分辨率最高為0.5°×0.5°。王夫運(yùn)等（2008）、楊卓欣等（2011）、樊計(jì)昌等（2012）利用人工震源獲得了鹽源-西昌一帶高分辨率的地震折射剖面，揭示了該剖面上地殼的縱向速度結(jié)構(gòu)特征及活動(dòng)斷裂深部形態(tài)，并發(fā)現(xiàn)安寧河-則木河斷裂為舌狀的低速帶，其規(guī)模可延伸到基底。

上述研究成果初步揭示了青藏高原東南緣的速度結(jié)構(gòu)分布，但受臺(tái)站分布、觀測時(shí)間、成像方法等的限制，已有結(jié)果的空間分辨率有限，難以分辨針對(duì)斷裂帶的小尺度局部特征或跨主要斷層的小規(guī)模的尖銳的速度變化。近年來，背景噪聲成像在獲取高分辨率地殼速度結(jié)構(gòu)方面得到了廣泛應(yīng)用 （Yao et al，2006；Fang et al，2010；Zheng et al，2011；Li et al，2016b）。本文針對(duì)安寧河-則木河斷裂及鄰區(qū)的地殼速度結(jié)構(gòu)，采用密集流動(dòng)臺(tái)陣觀測的連續(xù)噪聲記錄進(jìn)行成像研究，獲得了4～20s的Rayleigh波群速度分布圖，結(jié)果顯示多數(shù)區(qū)域的橫向分辨率可達(dá)20km，本研究改進(jìn)了川滇菱形塊體東邊界特別是安寧河-則木河斷裂帶附近的地下結(jié)構(gòu)成像結(jié)果，為認(rèn)識(shí)該地區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造演化、動(dòng)力學(xué)背景和潛在的強(qiáng)震危險(xiǎn)性提供了參考。

1 數(shù)據(jù)

本研究使用的數(shù)據(jù)主要為2部分：川西臺(tái)陣2007年1月1日～2008年12月31日和西昌臺(tái)陣2013年1月1日～2015年12月31日垂直分量的連續(xù)波形數(shù)據(jù)。數(shù)據(jù)均由中國地震科學(xué)探測臺(tái)陣數(shù)據(jù)中心提供①中國地震科學(xué)臺(tái)陣，2006，中國地震科學(xué)探測臺(tái)陣波形數(shù)據(jù)，中國地震局，doi：10.12001/Chin Array.Data.。臺(tái)站分布如圖1所示。其中，川西臺(tái)陣由154個(gè)寬頻帶地震臺(tái)站組成，臺(tái)站間距為10～30km，每個(gè)臺(tái)站配備Guralp CMG-3ESPC型地震計(jì)和RefTek 130B數(shù)據(jù)采集器（劉啟元等，2008）。西昌臺(tái)陣由33個(gè)寬頻帶地震臺(tái)站組成，平均臺(tái)間距16km，觀測儀器采用Guralp CMG-3T型地震計(jì)和RefTek 130S型數(shù)據(jù)采集器（王松等，2017）。

圖1 研究區(qū)主要活動(dòng)斷裂、歷史地震以及臺(tái)站分布

2 方法

2.1 NCF計(jì)算

本文采用的數(shù)據(jù)處理步驟與 Bensen等（2007）、房立華等（2009）基本相同，主要包括：①單臺(tái)數(shù)據(jù)預(yù)處理；②臺(tái)站間長時(shí)間波形記錄的互相關(guān)計(jì)算和疊加；③頻散曲線測量；④質(zhì)量控制和誤差分析；⑤面波層析成像。本文只用了垂直分量的背景噪聲數(shù)據(jù)，通過互相關(guān)計(jì)算提取出的主要是Rayleigh波的經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)。

分別對(duì)西昌臺(tái)陣和川西臺(tái)陣垂直分量的連續(xù)波形數(shù)據(jù)進(jìn)行單臺(tái)數(shù)據(jù)預(yù)處理，基本步驟包括重采樣（5Hz）、去均值、去傾斜分量、帶通濾波（1～20s）、時(shí)間域歸一化（“one-bit”方法）和頻譜白化處理。由于西昌臺(tái)陣和川西臺(tái)陣的數(shù)據(jù)預(yù)處理及互相關(guān)計(jì)算都是單獨(dú)進(jìn)行的，且各臺(tái)站使用的觀測設(shè)備都相同，因此無需去除儀器響應(yīng)。

單臺(tái)數(shù)據(jù)預(yù)處理后，分別對(duì)西昌臺(tái)陣和川西臺(tái)陣的不同臺(tái)站對(duì)每天的背景噪聲數(shù)據(jù)進(jìn)行互相關(guān)計(jì)算，通過線性疊加獲得最終的互相關(guān)結(jié)果，并對(duì)正負(fù)分支反序后再疊加，形成“對(duì)稱分量”，以降低噪聲源分布不均勻的影響，提高信噪比。計(jì)算完畢后，共得到12215條噪聲互相關(guān)函數(shù)。圖2給出了臺(tái)間距為80～200km部分臺(tái)站對(duì)的噪聲互相關(guān)函數(shù)，從圖2可以看出，正負(fù)半軸有著比較明顯的面波信號(hào)。隨著臺(tái)站間距的增加，面波信號(hào)的到時(shí)也逐漸增大。

圖2 部分臺(tái)站對(duì)的Rayleigh波噪聲互相關(guān)函數(shù)

2.2 頻散曲線測量及質(zhì)量控制

本文采用姚華建等（2004）、Yao等（2005）提出的基于圖像分析的方法測量 Rayleigh波群速度頻散曲線。由于短周期面波信號(hào)信噪比較低，自動(dòng)拾取的頻散曲線速度跳動(dòng)范圍較大，可能產(chǎn)生較大誤差。為提高短周期速度結(jié)構(gòu)成像的可靠性，本文通過手動(dòng)拾取來剔除部分質(zhì)量較差的頻散曲線。手動(dòng)拾取的標(biāo)準(zhǔn)是頻散曲線連續(xù)長度≥6個(gè)點(diǎn)，并且去掉短周期跳動(dòng)較大的點(diǎn)，同時(shí)基于信噪比（信噪比大于2）和臺(tái)站間距（臺(tái)間距大于1.5倍波長）對(duì)頻散曲線進(jìn)行篩選（Yao et al，2011；Li et al，2016a）。基于上述篩選標(biāo)準(zhǔn)，共得到 4983條頻散曲線。圖3是Rayleigh波群速度頻散曲線測量的示例。

圖3 Rayleigh波群速度頻散曲線測量示例

圖4給出了不同周期的射線路徑統(tǒng)計(jì)。由圖4可見，5～20s的射線路徑均超過了1000條，7～15s的射線路徑超過了1500條。圖5為選取的4個(gè)周期的射線分布情況。由圖5可見，在研究區(qū)的中心區(qū)域射線分布較密集，交叉覆蓋較好，研究區(qū)邊緣射線密度較低。

圖4 不同周期Rayleigh波射線路徑統(tǒng)計(jì)

圖5 不同周期Rayleigh波的射線路徑分布

2.3 層析成像方法

本文采用Ditmar等（1987）、Yanovskaya等（1990）提出的面波層析成像方法反演得到一個(gè)給定周期的面波群速度的橫向分布。假設(shè)群速度的實(shí)際分布函數(shù)為Ue（θ，φ），θ和 φ分別表示經(jīng)度和緯度，則可以通過使目標(biāo)函數(shù)最小化來獲得每個(gè)周期的群速度分布，即

其中

x＝x（θ，φ）為球坐標(biāo)系下的位置矢量；U0為與初始模型相對(duì)應(yīng)的速度，一般取該周期所有路徑上的平均群速度；ti為沿著第i條路徑的觀測走時(shí)；ti0為根據(jù)初始模型計(jì)算的走時(shí)；l0i為第i條路徑的長度；α為正則化參數(shù)；s為參與反演的路徑段。把球坐標(biāo)（θ，φ）變換成笛卡爾坐標(biāo)x＝（x，y）后，在笛卡爾坐標(biāo)系中求解得群速度的實(shí)際分布函數(shù)Ue（x），并將結(jié)果重新變換到球坐標(biāo)系下。

3 結(jié)果與討論

3.1 分辨率分析

通過分析分辨率可以估計(jì)層析成像結(jié)果的最小分辨尺度。本文采用Yanovskaya（1997）提出的根據(jù)平均面積的平均尺度和伸展度來估計(jì)成像分辨率的方法，該方法在層析成像反演的同時(shí)，還根據(jù)射線密度和射線的方位分布計(jì)算了不同周期的分辨率。圖6是4個(gè)不同周期的分辨率。從圖6可以看出，大部分區(qū)域的分辨率都小于20km，在研究區(qū)域的邊緣分辨率一般為20～40km。

為了評(píng)估群速度結(jié)果的可靠性，我們與 Shen等（2016）的群速度成像結(jié)果進(jìn)行了對(duì)比（圖7）。Shen等（2016）利用中國地震臺(tái)網(wǎng)及流動(dòng)臺(tái)網(wǎng)共2000多個(gè)地震臺(tái)站的數(shù)據(jù)，獲得了中國大陸8～70s的Rayleigh波群速度分布圖，其橫向分辨率為50～100km，在東部地區(qū)分辨率約為50km。

從圖7可以看出，本研究與Shen等（2016）的成像結(jié)果基本一致。比如，在鹽源盆地、西昌盆地和四川盆地均觀測到較明顯的低速異常，但異常體的形態(tài)和幅度有一定差異。本研究在九龍附近觀測到比較明顯的高速異常，Shen等（2016）在九龍附近也呈現(xiàn)為大面積的高速異常，但高速異常的幅度小于本文。造成這種差異的原因可能是Shen等（2016）的研究區(qū)域較大，射線路徑較長，網(wǎng)格較大，在層析成像反演時(shí)施加了光滑約束，成像結(jié)果中可能攜帶了一些本研究區(qū)域之外的結(jié)構(gòu)信息，因此對(duì)于局部小尺度的速度異常不敏感。本研究采用的臺(tái)站數(shù)量更多，臺(tái)站分布更密集，分辨率更高，因此能反映出一些小尺度的高低速異常形態(tài)。

圖6 不同周期的空間分辨率分布

3.2 不同周期的群速度分布

Rayleigh波頻散對(duì)S波速度最為敏感，不同周期的Rayleigh波反映了不同深度范圍的S波速度結(jié)構(gòu)。周期越短，面波群速度的敏感深度越淺、敏感范圍越窄，故短周期面波在深度方向上的分辨率越高；中長周期面波群速度的敏感深度越深、敏感范圍越寬，在深度方向上的分辨率越低。圖8是6s、10s、14s和18s的群速度成像結(jié)果。

t＝6s的群速度分布主要反映地殼淺部（5～7km深度）的速度變化情況。在西昌盆地、鹽源盆地和四川盆地（研究區(qū)東北角）呈現(xiàn)為低速異常，反映了這三個(gè)區(qū)域存在較厚的沉積層。西昌盆地的速度明顯低于鹽源盆地，說明西昌盆地的基底埋深大于鹽源盆地，這與楊卓欣等（2011）的結(jié)果相一致。西昌地區(qū)的低速異常從安寧河斷裂西側(cè)的安寧河谷起，經(jīng)過邛海湖盆地，向東一直可達(dá)美姑、越西附近，這與王夫運(yùn)等（2008）和楊卓欣等（2011）的人工地震探測剖面結(jié)果相一致。根據(jù)王運(yùn)生等（1996）、劉麗華等（2003）和伏明珠等（2011）的研究結(jié)果，西昌地區(qū)附近的低速異常范圍基本與西昌中生代盆地的位置一致。在安寧河斷裂西側(cè)的九龍地區(qū)顯示為明顯的高速異常，與范莉蘋等（2015）的Rayleigh波群速度成像和鄭定昌等（2017）的Love波群速度成像結(jié)果基本一致。九龍地區(qū)位于松潘-甘孜造山帶東南緣，周邊分布著大量花崗巖體和部分變質(zhì)核雜巖體，可能是該地區(qū)呈現(xiàn)高速異常的主要原因。在研究區(qū)南側(cè)的鹽邊和金陽附近出現(xiàn)兩塊小的高速異常，這一高速異常在范莉蘋等（2015）和鄭定昌等（2017）的背景噪聲層析成像結(jié)果中也有體現(xiàn)，可能與峨眉山玄武巖的噴發(fā)活動(dòng)有關(guān)。

圖7 Shen等（2016）的群速度成像結(jié)果（a）、（c）與本研究的群速度成像結(jié)果對(duì)比（b）、（d）

t＝10s、14s、18s的群速度分布與6s的成像結(jié)果基本相似，群速度分布特征與地質(zhì)構(gòu)造基本一致。西昌盆地、鹽源盆地、四川盆地依然表現(xiàn)為明顯的低速異常，九龍附近和研究區(qū)的南部依然為高速異常。研究區(qū)南側(cè)的鹽邊-德昌-巧家附近的高速異?？赡芘c地幔柱成因的峨眉山大火成巖省的巖漿活動(dòng)有關(guān)。地幔柱上升的過程中，巖石圈不同深度賦存大量的鎂鐵質(zhì)和超鎂鐵質(zhì)巖漿，冷卻結(jié)晶后形成高速異常體。大區(qū)域的噪聲層析成像研究也發(fā)現(xiàn)了在攀枝花-西昌附近的地殼內(nèi)部存在高速異常（Yao et al，2008；范莉蘋等，2015）。此外，在安寧河斷裂南段（冕寧-西昌段）、則木河斷裂北段（西昌-普格段）可以觀測到西側(cè)高速、東側(cè)低速的速度對(duì)比，其余地方斷裂帶兩側(cè)的速度對(duì)比不明顯。周期為4～20s的群速度分布圖主要反映了3～24km深度范圍的S波速度結(jié)構(gòu)，不同周期的成像結(jié)果的一致性，表明這一地區(qū)上地殼的速度結(jié)構(gòu)盡管存在較強(qiáng)的橫向變化，但垂向變化不大。

圖8 不同周期的群速度成像結(jié)果

3.3 構(gòu)造意義及地質(zhì)解釋

短周期的群速度分布與沉積層厚度、結(jié)晶基底埋深等有緊密關(guān)系。一般來說，沉積層較厚的地區(qū)其群速度相對(duì)較低。在鹽源盆地和西昌盆地，中短周期的群速度成像結(jié)果顯示為明顯的低速異常，且西昌盆地的群速度低于鹽源盆地。鹽源盆地位于松潘-甘孜造山帶向揚(yáng)子地臺(tái)過渡的區(qū)域，即鹽源-麗江臺(tái)緣坳陷，屬于木里-鹽源推覆構(gòu)造帶，東南側(cè)以金河-菁河斷裂為邊界，西側(cè)以麗江-小金河斷裂為邊界，受這兩條斷裂所夾持，形成北北東向收斂、南西向散開的弧形盆地構(gòu)造（葛茂先，2003）。鹽源盆地主要發(fā)育兩套地層，下部為殘留在盆地周邊地區(qū)的麗江組古近紀(jì)礫巖層，上部為鹽源組新近紀(jì)-第四紀(jì)含煤層的河湖相、湖沼相沉積（張?jiān)罉虻龋?016）。西昌中生代盆地范圍覆蓋西昌、昭覺、喜德、越西等區(qū)域（劉麗華等，2003），西到安寧河斷裂，東達(dá)峨邊-美姑斷裂，向南到達(dá)則木河斷裂（王運(yùn)生等，1996；伏明珠等，2011）。在區(qū)域應(yīng)力場的作用下，西昌中生代盆地沿安寧河斷裂發(fā)生了多次活動(dòng)和改造。早白堊世晚期以后，西昌中生代盆地就結(jié)束了大型內(nèi)陸湖盆的歷史，逐漸演化成現(xiàn)在被高山、峽谷所夾的安寧河谷、邛海湖等小型斷陷盆地（王運(yùn)生等，1996）。安寧河谷被安寧河斷裂的東西兩支斷裂所夾持，形成地塹構(gòu)造，分布有第三系、第四系沉積物。西昌市東側(cè)的邛海盆地為山間盆地，由沖洪積地質(zhì)作用形成，分布有黏土質(zhì)砂礫、黏土、粉土和細(xì)砂等為主的湖相沉積地層（劉必?zé)舻龋?014）。根據(jù)楊卓欣等（2011）對(duì)鹽源-西昌-昭覺-馬湖一線深地震測深的結(jié)果可知，鹽源盆地的基底界面埋深1～3km，西昌盆地的基底埋深在其中間部位可達(dá)約6km。這兩個(gè)盆地出露的相對(duì)年輕的新生代沉積物是該地區(qū)呈現(xiàn)低速異常的主要原因。

在貢嘎山附近，中上地殼的群速度表現(xiàn)為低速異常，速度為2.8～2.9km/s。貢嘎山東側(cè)有一塊較小的高速異常，西南側(cè)為面積較大的九龍高速體。貢嘎山區(qū)位于青藏板塊與揚(yáng)子板塊的過渡帶，其山體海拔約7556m，為青藏高原東緣的最高峰。李鐘武等（1983）指出，貢嘎山及其鄰區(qū)存在第四紀(jì)沉積物，在沉積結(jié)構(gòu)下方至結(jié)晶基底為貢嘎山花崗巖體。馬宏生等（2008）的三維P波速度結(jié)構(gòu)成像結(jié)果顯示，貢嘎山下方5～65km深度處存在低P波速度異常，并將其解釋為高山的山根效應(yīng)，反映了新造山帶的強(qiáng)烈構(gòu)造隆升與相伴的重力均衡作用。王偉平（2016）成像結(jié)果表明，貢嘎山下方5～10km深度范圍內(nèi)具有較低的P波速度，S波速度與其周邊地區(qū)尤其是東側(cè)瀘定一帶相比表現(xiàn)為負(fù)異常，并認(rèn)為這可能反映了貢嘎山區(qū)花崗巖基底的低速特性，并且基底的影響深度可達(dá)到地下10km左右。貢嘎山區(qū)大地?zé)崃髦递^高，地?zé)豳Y源豐富，東側(cè)沿鮮水河斷裂南段出露有大量溫泉，其東坡山腳下有出露于二疊系大理巖、結(jié)晶灰?guī)r及花崗巖上的海螺溝、熱水塘等溫泉（沈立成，2007）。巖石地球化學(xué)研究表明，貢嘎山花崗巖屬地殼局部熔融的產(chǎn)物，為S型花崗巖（來慶洲等，2006）。磷灰石裂變徑跡測試表明，貢嘎山巖體為快速隆升區(qū)域，最南端1Ma以來的隆升速率超過 3.3±0.8 mm/a（譚錫斌等，2010）。巖石物理實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明，地殼中的花崗巖一般表現(xiàn)為高速特征，P波速度一般在6km/s左右，但隨著溫度升高，花崗巖中的P波速度可降低至約5km/s（張友南等，1998）。結(jié)合本文的成像結(jié)果推測，由于貢嘎山中上地殼存在低速異常，青藏高原物質(zhì)在東南向運(yùn)動(dòng)過程中，遇到貢嘎山東側(cè)及西南側(cè)高速體的阻擋，以及川滇菱形塊體運(yùn)動(dòng)方向由與鮮水河斷裂近乎平行，逐漸過渡到與NE-SW向的麗江-小金河斷裂和近SN向的安寧河斷裂的斜交、擠壓，導(dǎo)致了貢嘎山的快速隆升。

在九龍地區(qū)，上地殼的群速度表現(xiàn)為明顯的高速異常，速度為3.2～3.5km/s，大體呈NW向展布，南東端最遠(yuǎn)可到達(dá)西昌地區(qū)。周期≥10s時(shí)，該高速異常的東南端可到達(dá)安寧河斷裂南段的西側(cè)，并在安寧河斷裂南段呈現(xiàn)東側(cè)低速、西側(cè)高速的結(jié)構(gòu)差異。九龍地區(qū)位于松潘-甘孜造山帶東南緣，其東南側(cè)以麗江-小金河斷裂為界與揚(yáng)子地臺(tái)毗鄰。九龍地區(qū)主要出露的地層有三疊系西康群的淺變質(zhì)巖系，部分古生界地層，印支期中酸性花崗巖侵入體（趙友年等，2009；張建嶺等，2011），及以前震旦系火山-沉積巖為核的變質(zhì)核雜巖體（傅昭仁等，1999；李同柱等，2016）。Xiao等（2007）、袁靜等（2011）以及 de Sigoyer等（2014）對(duì)九龍附近出露的花崗巖石樣品進(jìn)行了年代學(xué)分析，發(fā)現(xiàn)該地區(qū)的花崗巖體主要形成于印支期和燕山期。九龍花崗巖黑云母Ar/Ar年齡為110～120Ma，貢嘎山花崗巖鋯石 U/Pb年齡為12.8Ma，兩者形成年齡差別較大（來慶洲等，2006）。盡管九龍花崗巖體和貢嘎山花崗巖體自中新世以來處于單調(diào)冷卻，但由于貢嘎山巖體形成較晚，地殼尚未完全冷卻，因此地殼中存在低速異常。而九龍花崗巖體經(jīng)過如此長時(shí)間的演化，巖漿作用導(dǎo)致的熱效應(yīng)已基本耗盡，形成了現(xiàn)今的高速異常。

4 結(jié)論

利用布設(shè)在安寧河-則木河斷裂帶周邊區(qū)域的西昌臺(tái)陣（2013年1月～2015年12月）和川西臺(tái)陣（2007年1月～2008年12月）共187個(gè)寬頻帶地震臺(tái)站、垂直分量的背景噪聲數(shù)據(jù)，采用噪聲層析成像方法獲得了這一區(qū)域4～20s的Rayleigh波群速度分布圖像。與前人研究相比，本文結(jié)果的橫向分辨率有明顯改進(jìn)，在安寧河-則木河斷裂帶可達(dá)20km左右，其它區(qū)域可以達(dá)到20～40km。

安寧河-則木河斷裂帶及周邊地區(qū)中上地殼的速度結(jié)構(gòu)存在明顯橫向不均勻性，速度分布特征與地表地質(zhì)構(gòu)造基本一致，不同周期的速度分布圖像基本相似。在安寧河斷裂南段和則木河斷裂北段能觀測到斷裂兩側(cè)的速度存在明顯差異，其余斷裂帶兩側(cè)的速度對(duì)比不明顯。鹽源盆地、西昌盆地和四川盆地西南緣表現(xiàn)為低速異常，反映了這些盆地具有較厚的沉積層。九龍附近的高速異常與出露的花崗巖體和變質(zhì)核雜巖有關(guān)。研究區(qū)南側(cè)的鹽邊-德昌-巧家附近的高速異常可能與峨眉山大火成巖省的巖漿活動(dòng)有關(guān)。地幔柱上升的過程中，巖石圈不同深度賦存大量的鎂鐵質(zhì)和超鎂鐵質(zhì)巖漿，冷卻結(jié)晶后形成高速異常體。貢嘎山附近的中上地殼表現(xiàn)為明顯的低速異常，青藏高原物質(zhì)在東南向運(yùn)動(dòng)過程中，遇到貢嘎山東側(cè)及西南側(cè)高速體的阻擋，以及川滇菱形塊體運(yùn)動(dòng)方向由與鮮水河斷裂近乎平行，逐漸過渡到與NE-SW向的麗江-小金河斷裂和近SN向的安寧河斷裂的斜交、擠壓，導(dǎo)致了貢嘎山的快速隆升。

致謝：感謝中國地震局地球物理研究所“中國地震科學(xué)探測臺(tái)陣數(shù)據(jù)中心”為本研究提供地震波形數(shù)據(jù)。