长三角地区地壳P、S波速度结构模型

温燕林 于海英 陈 飞 方洪建

1）中国上海 200062 上海市地震局

2）中国上海200062 上海佘山地球物理国家野外观测研究站

3）中国合肥 230026 中国科技大学地球与空间科学学院

0 引言

长江三角洲地区地貌上表现为苏北及长江三角洲大平原和皖浙丘陵低山，大地构造上地跨下扬子准地台（以江山—绍兴深断裂为界）和华南褶皱系（华夏块体）。根据区域新构造活动特征，长三角地区可分为下扬子下沉凹陷区和皖浙上升隆起区，东南隅海域为东海持续沉降区。下扬子下沉凹陷区按沉降幅度可分为苏北—南黄海强烈下沉区和苏锡沪缓慢下沉区，两者的界限为栟茶河断裂，大约在泰州—海安一线。苏北—南黄海区受NE、NNW 向构造控制，沉积厚度达1 500—2 000 m。该区新构造活动强烈，海域内中强地震较为频繁。苏锡沪区晚第三纪时受南部山地抬升的影响，沉降幅度不大，上第三系至第四系厚度由南部的100 m 向北逐渐加深到500 m 左右，新生代玄武岩分布零星，地震活动以震级4 级左右的居多，且震中集中在太湖和长江口地段。皖浙上升隆起区按隆升程度可分为苏南缓慢上升区、皖南浙西北强烈上升区和浙东北较强烈上升区。苏南缓慢上升区自新构造运动以来持续缓慢上升，晚第三纪玄武岩大面积出露，温泉分布较多，中强地震较活跃。皖南浙西北强烈上升区地势较高，由西向东逐渐倾降，最高处近1 800 m，地震活动很弱。浙东北区上升幅度相对西部较弱，一般海拔500—600 m，山体走向受NE、NNE 向构造控制，地震活动较弱。

地震测深研究结果显示，长三角地区地壳为双层结构，上地壳厚20 km 左右，以硅铝质物质为主，P 波速度整体表现为5.8—6.5 km/s 的连续变化。下地壳埋深于20 km 以下，由硅镁质物质组成，厚10 km 左右，平均P 波速度为6.8 km/s。反映地壳厚度变化的莫霍面埋深，在皖南南陵、广德一带最深，约35 km；东海海域最浅，约27 km，其莫霍面总体呈NE 向。长三角地区莫霍面变化平缓，无明显的梯度带显示，反映地壳底界平整、舒缓波状起伏。苏北地区地壳厚31—33 km；苏北沿海至南黄海中部海域地壳厚度变化和缓，厚28—29 km；江南地区地壳厚度32—35 km；杭州湾地壳较薄，仅28 km。浙江30°N 以南部分地壳厚度变化平缓，为28—32 km。据多种方法计算，长三角地区莫霍面平均埋深约31 km（江苏省地质矿产局，1984；火恩杰等，2004）。

前人采用不同方法对长三角地区相关区域地下速度结构开展过大量研究（姚保华等，2007；刘保金等，2015；欧阳龙斌等，2015；熊振等，2016），我们在前人研究基础上采用天然地震面波、体波多种反演方法，对长三角地区地壳速度结构进行研究，获得了该地区高分辨率三维地壳P、S 波速度结构，并探讨了强震活动与速度结构分布间的关系。

1 瑞利波相速度反演S 波速度结构

根据收集到的Shen 等（2016）的8—30 s 周期的瑞利面波相速度数据，从相速度进一步反演出长三角地区的剪切波速度。由于瑞利波相速度反映的是地壳和上地幔结构的综合信息，因此要得到不同深度上的直接构造信息需要从相速度反演出S 波速度。将研究区域水平网格大小按0.5°×0.5°划分，深度方向上0—40.0 km 按每2.5 km 划分为1 层。基于不同周期瑞利波相速度在水平面上各网格节点的频散数据，以Sun 等（2008）得到的中国大陆地区地壳S 波速度模型作为初始速度模型，利用Herrmann 等（2004）提出的最小二乘线性反演程序Surf 96，反演每个网格点下方的一维S 波速度结构，最后将所有网格点的一维速度组合起来构成长三角区域三维S 波速度结构模型。面波反演成像结果见图1。由图1 可见，速度分布特征与各大地构造单元关系密切，苏北盆地及邻近的南黄海区域为上地壳低速区的特征明显，高低速分界处也与大断裂位置较吻合，模型中的高低速特征与已知的地质构造特征间具有非常好的相关性。因此，面波反演得到的长三角地区S 波速度模型较可靠。

2 快速行进法反演P 波速度结构

收集了上海、江苏、浙江、安徽等省、市级区域地震台网1983 年1 月至2015 年1 月初至P 波震相进行体波走时层析成像。地震射线走时计算是体波层析成像的关键。传统的射线追踪方法有试射法和弯曲射线法，使用这2 种方法在局部非常复杂的介质模型中所得结果容易陷入局部最小值，并且计算精度和效率都较低（Rawlinson et al，2004）。我们采用了Sethian（1996）提出的快速行进法FMM（fast marching method）进行射线追踪。该方法遵循波前传播的熵守恒理论，采用有限差分迎风格式求解程函方程，在实现过程中引入窄带技术和堆排序技术。FMM 方法是目前公认的效率最高、精度最高且对任意复杂介质模型无条件稳定的射线追踪算法。

反演前采用检测板方法来估计解的可信度。其原理是，在给定速度模型参数的基础上，对各节点正负相间进行扰动，然后根据实际射线分布通过正演计算得到理论走时数据，将理论走时数据加上一定随机误差后作为观测数据进行反演，要求反演方法与实际成像过程中的方法一致，最后比较反演结果和检测板的相似程度，将其作为解的可靠性的估计。本文中扰动值取为正常值的3%（图2）。测试模型中网格参数化采用等间隔的方式划分：水平方向上网格大小0.5°×0.5°，垂直方向上网格位于0 km、5 km、10 km、15 km、20 km、25 km 处。图3 为不同深度上的检测板测试结果。由图3 可见，除了研究区的边缘地带和海域之外，在射线覆盖较密集的长三角大部分区域速度扰动可以得到很好的恢复。这表明该反演中能够分辨的异常体横向尺度为0.5°×0.5°，检测板测试说明本研究的P 波反演结果具有一定的可信度。

图1 面波反演长三角地区地壳S 波速度结构的水平切片（a）3 km；（b）5 km；（c）10 km；（d）15 km；（e）20 km；（f）25 km；（g）30 km；（h）33 km；虚线为江山—绍兴深断裂Fig.1 vShorizontal slices of Yangtze River Delta region using Rayleigh wave velocity tomography

P 波走时反演初始模型是瑞利波反演得到的长三角地区S 波速度模型经由纵横波速经验关系转换成的P 波波速数据。P 波走时反演的最终三维速度结构的水平切片如图4所示。根据分辨率测试结果，将各速度水平切片中分辨率差的区域予以切除，仅保留了分辨率可靠的区域进行速度变化、震中分布成像。

图2 研究区地震射线覆盖示意图（a）和检测板测试输入模型（b）绿色三角形为台站；红色圆点为地震Fig.2 Seismic rays coverage (a) and checkerboard input model(b)

图3 不同深度上检测板分辨率测试结果（a）0 km；（b）5 km；（c）10 km；（d）15 km；（e）20 km；（f）25 kmFig.3 Checkerboard resolution at different depths

图4 长三角区域地壳P 波速度结构在不同深度的水平切片（a）0 km；（b）5 km；（c）10 km；（d）15 km；（e）20 km；（f）25 kmFig.4 3D P-wave velocity structure of Yangtze River Delta region

3 结论

收集相关地震数据，通过地震瑞利面波反演获得了可靠的长三角地区地壳三维S 波速度结构，在此基础上再应用基于快速行进法的射线追踪进行体波走时层析成像对长三角地区的地壳结构进行精细反演，得到了精细的地壳P、S 波速度结构模型。速度成像结果表明，结构模型与地质特征基本一致，长三角区域南部（江南地区）地壳结构稳定，速度变化较均匀；苏北及邻近的南黄海地壳速度结构变化剧烈，存在强震孕育的深部环境。本研究得到的长三角地区地壳精细速度模型加强了对该地区沉积盖层和地壳结构以及强震活动深部环境的认识，可用于设定地震产生的强震动模拟以评估城市地震灾害。