青海共和及周边地区的地壳三维速度结构

罗仁昱 陈继锋 尹欣欣 李少华1，

1)中国地震局兰州地震研究所，兰州 730000 2)甘肃省地震局，兰州 730000

0 引言

1990年4月26日，青海省共和县发生了MW6.4(MS7.0)地震，造成119人死亡、2i049人受伤，经济损失总额高达2.7亿元。截至1995年7月9日，震区共发生MS≥5.0的强余震11次，其中6次强余震发生于1994—1995年，晚期强余震极为发育(都昌庭，2001)。青藏高原隆起的动力学机制源于印度和欧亚板块的碰撞，青藏高原在隆升过程中其内部及边缘发生了强烈的构造变形，发育了一系列大规模的断裂，周围出现大量的挤压造山带与侧向挤出地体群(Meyeretal.，1998)。青海共和地区位于青藏高原东北缘，该地区的地质构造运动主要受青藏高原控制。共和盆地自有历史记录以来无中强及以上地震发生，且震中区无明显出露地表的大规模活动断裂，加之地震震中距龙羊峡水库仅约40km，故此次地震引起了地震学界的极大关注(刘耀炜，1996；张启胜等，1999；张敏等，2000；万存绪等，2001；郝明等，2010)。国内部分学者从不同的角度对该地震的震源机制及破裂过程进行了研究。陈运泰等(1994)运用水准测量资料反演了共和地震的震源过程，提出了 “共和地震是受到NE向水平构造应力的作用下，沿着一条走向NWW、倾向SSW的隐伏断层发生的、以逆冲为主但具有走滑分量的左旋-逆断层错动”的观点。许力生等(1997)运用中国数字地震台网记录到的宽频带地震波形资料反演了震源过程及有关参数，判定这次地震发生在NWW向的陡倾角断层上，断层运动以逆冲为主。胥颐(1999)推测震区地壳深部存在NW走向、N倾的隐伏断裂，认为共和地震是青海南山沿该边界断裂向共和盆地推覆逆冲的结果，莫霍面的隆起也是导致该地区深部构造活动的可能因素。

地震的发生往往与地下介质的高速异常体和低速异常体有关，不同介质间的相互作用导致较软物质发生破裂产生地震。较大地震通常会产生断层，断层面的展布可以通过余震的空间分布得到。由于测震台网对地震进行定位时使用的方法具有一定局限性，尤其是对深度的约束不够理想，故定位的准确度需要加强。Zhang等(2003，2006)提出的双差层析方法是Waldhauser等(2000)提出的双差定位方法与地震学中常用的地震层析成像方法的结合，可同时解决2个问题，即地震精定位的问题和地壳三维速度计算的问题。通过精定位的地震空间分布以及地壳三维速度不仅可刻画出地下断层的空间形态，也可对地下介质的属性进行可视化成像，所得结果可为今后地震活动性及危险性分析提供重要的参考依据(韩晓明等，2018；李敏娟等，2018；左可桢等，2018)。共和地区自1995年以来并无大地震发生，但小地震数据非常丰富，这为本文的研究提供了数据保障。

本文利用双差层析成像方法反演了青海共和及周边地区(35°～38°N，99°～102°E，以下简称研究区域)的三维速度结构，并分析了精定位后的地震分布特征，以期研究1990年共和MS7.0地震以及近年来该地区持续不断的中小地震发生的深部地质构造背景，并为后续研究该区域的地质构造结构提供参考。

1 构造背景

1990年共和MS7.0地震的震中位于(36°05′N，100°05′E，)，震源深度为30km，震区恰为哇玉香卡-拉干隐伏断裂带通过之处(陈玉华等，1998)。哇玉香卡-拉干断裂是一条横穿震区的主要活动断裂，是控制共和盆地南缘的一条隐伏活动断裂，西起茶卡盐湖南侧，经哇玉香卡南侧、新哲农场南侧、塘格木农场向SE穿过黄河并终止于茫拉河谷一带，总体沿NW向呈舒缓波状展布。此外，钻探资料显示该断裂倾向SW，倾角于深部较缓、浅部较陡，部分区域倾角近直立，且呈南升北降的逆断层性质，全长150km。断裂的新活动在航卫片上有较清晰的界线，其控制了共和盆地南缘的地貌形态，断裂南侧为高山地区，北侧是低平原区。极震区等震线沿该断裂呈一狭长的椭圆分布(陈玉华等，1998)。1990年共和主震后所发生的10次MS≥5强余震有8次在主震周围沿NWW向分布(张瑞斌等，1994)。共和盆地为古近-新近纪形成的断陷盆地，主要接受中新世以来的沉积，缺失古近系，新近系—早更新统为一套河-湖相堆积，厚度>1i000m，当时的沉积中心位于沙珠玉河一带，大体呈EW向展布。在上新世与更新世之交，共和盆地受西域构造体系南部拗陷带的影响向SE扩展。早更新世末与中更新世初的构造运动在共和盆地和贵德盆地之间形成一条NNW向的瓦里贡山断隆，使一度统一的湖盆一分为二，并使共和盆地最终定型。随着晚更新世时期NNW向构造带活动的进一步加剧，盆地内次级隆凹带开始形成，使下更新统湖相堆积被挤压隆升出露地表，并由于盆地南缘隐伏断裂的持续活动，造成了盆地与南侧山体间明显的地貌差异。全新世时期，盆地南缘NW向断裂带与NNW向隆凹带的叠加作用进一步增强(常宝琦等，1997)。

2 数据与方法

2.1 数据资料

在研究区及周边区域主要分布甘肃、青海地震台网和 “中国地震科学台阵探测——南北地震带北段(ChinArray Ⅱ)”项目野外观测台阵共计57个宽频带地震台，观测资料信噪比高，数据质量可靠。在2009年1月—2019年1月期间，共记录到MS0.0以上地震8i024个(1)http:∥www.csndmc.ac.cn/。。图1 给出了本文进行双差成像和定位所使用的研究区内震中和台站分布图。

图1 本文研究所使用的地震震中分布Fig.1 The distribution of earthquakes and seismic stations in Gonghe area，Qinghai Province.红色五角星代表共和主震位置，黑色三角代表地震台站

本文首先利用初至P波、初至S波的走时曲线从初始的8i024个事件中剔除与原始观测报告之间存在较大误差的震相数据，最终选取的数据分布于图2 中绿色实线之间。其次，选取记录台站数至少为7个以上的地震事件，并按照地震间的相对位置对地震事件进行配对，优先考虑震中接近的2次地震事件。为保证研究数据的可靠性，在地震对分配过程中，以30km作为地震对之间的最大距离，距离>30km的不予考虑。由于余震事件的震中分布比较集中，因此设定单一地震最多可以和20个地震组成地震对。最终挑选出4i253个地震的63i872条绝对到时数据(P波34i716条、S波29i156条)，对研究区域进行双差定位和层析成像的联合反演。由于不同体波的拾取精度不同，在反演过程中，将P波和S波的权重分别设置为1.0和0.5。

图2 初至P波、初至S波走时曲线Fig.2 Time-distance curve of P and S wave.绿色线之间的数据为本文选取的数据

2.2 双差层析成像原理简介

Zhang等(2003，2006)将双差定位方法(Waldhauseretal.，2000)与地震层析成像相结合，提出了双差层析成像方法。该方法首先对同一台站记录间距≤30km的地震进行配对，并通过正演得到地震的理论到时，进而得到观测到时与理论到时的走时残差，之后再对地震对的走时残差求差并进行反演。由于双差层析成像方法同时利用绝对到时及相对到时实现三维速度结构的反演和地震重定位，可大幅提高反演的精度，且由于地震对均为距离相近，即射线路径相似的地震，具有相似的波形，故可减少台站位置对于反演结果的影响。绝对走时可确定大尺度的速度结构和绝对位置，双差则可更精细地确定速度结构和相对震源位置，改进震中位置或速度结构的精度都会使另一结果更加精确(Thurber，1992)，因此双差层析成像方法基于更加精确的震中位置可以得到更为准确的三维速度结构。众多研究应用证明，相对常规绝对定位方法，双差定位方法可以得到更加准确的震源位置，并使整个地震丛集更加收敛，即便是对于空间跨度较大的研究区域其结果也更精确(Zhangetal.，2003；Okadaetal.，2006；于湘伟等，2010；侯金欣，2016；韩晓明等，2018；张珊珊，2019)。双差层析成像方法的主要原理为：将地震事件记为i，台站记为k，从震源到地震台站的地震波走时可以表示为

(1)

(2)

因此，2个地震i与j到同一个观测台站k的走时残差之差为

(3)

利用式(3)即可得到震中附近小范围的速度结构以及相对震中位置。

2.3 反演参数的选取

双差层析成像方法在研究不同尺度的研究区域时通过输入不同的三维规则网格节点建立初始速度模型，并采用线性插值方法补充网格节点以外任意点的速度值。理论上，速度网格的尺寸越小越好，但网格设置过小将使穿过的射线数过少，从而降低反演精度。因此，网格参数的设置将直接影响结果的有效性。本文结合检测板结果平衡网格间距和射线分布后，在水平向分别沿经度、纬度方向每间隔0.3° 设1个节点；垂直向上，在0～50km深度范围内，每5km设置1个节点。水平方向上的射线分布及网格节点划分如图3 所示。

图3 射线路径及反演网格划分Fig.3 Ray paths and grid nodes in the study region.黑色实线代表射线路径，白色加号代表反演节点

针对初始速度模型，本文参考了前人在该区域的研究结果(左可桢等，2018)，选定的P波一维速度模型如表1 所示。利用和达法拟合P和S波震相走时数据，计算得到的P和S波的波速比为1.73。

表1 本文使用的一维速度模型Table1 Initial 1-D velocity model of P wave in Gonghe region

为保证结果的准确性，在反演过程中分别加入了阻尼因子和光滑因子，排除数据误差对反演结果造成的干扰(Eberhart-Phillips，1986；Thurberetal.，2009)。其中，光滑因子用来约束模型慢度参数，阻尼因子选得小可以更好地拟合数据，但模型变化比较大，选取合适的阻尼因子能使数据方差较小的同时保证解的变化量不会严重增加。本文通过对不同的参数做迭代后画出L曲线的方法选取最优值，阻尼参数搜索范围为10～2i000，光滑因子参数搜索范围为0.000i1～2i000，根据L曲线(图4)，最终选定阻尼因子为400、光滑因子为20。

图4 使用不同的阻尼因子(a)和光滑因子(b)得到的L曲线Fig.4 Tradeoff curve with different damping coefficient(a)and smoothing coefficient(b).

3 反演结果与讨论

3.1 分辨率测试结果

本文通过棋盘格测试(Humphreysetal.，1988；Zhaoetal.，1992)对反演的可靠性进行评价。首先对划分网格后的初始模型节点添加±5%的速度扰动，由速度模型和观测到的震相数据计算合成各个台站的理论走时残差，然后将该走时残差作为已知量，以未加扰动的模型作为参考模型，采用与实际观测数据反演时相同的反演参数进行反演计算，对比反演得到的模型与加入扰动的模型，并分析棋盘格的恢复程度，通常棋盘格恢复度高的区域代表层析成像的分辨率较高。最终得到的棋盘格测试结果如图5 和图6 所示。由于青海地区台站分布相对较少(图1)，故该区域整体上分辨率相对较低。从深度分布来看，分辨率较高的优势区域为15～50km深处。近地表区域受地形起伏以及沉积层低速区的影响，分辨率相对较低。15km以浅区域在地震分布较密地区恢复程度比其他区域好，最佳反演深度为15km。

图5 不同深度P波棋盘格测试结果Fig.5 Resolution of checkerboard test of P waves at different depths.

图6 不同深度S波棋盘格测试结果Fig.6 Resolution of checkerboard test of S waves at different depths.

3.2 重定位结果

经过37次迭代计算，最终得到了4i253个地震的重定位结果，重定位后的地震震中分布如图8所示。重定位后，震中有3个主要的集聚区：共和主震区、主震SE方向的隆起区域以及研究区域NE部的褶皱区。如图7 所示，重定位前地震主要集中在4～11km深度范围内，深度为10km的地震最多，重定位后震源深度主要集中在2～20km范围内，在垂直剖面上地震呈条带状分布(图12)。

图7 重定位前(a)、后(b)地震定位深度分布Fig.7 Histograms of seismic location depth before(a)and after(b)relocation.

图8 研究区内重定位后地震震中分布图Fig.8 Distribution of relocated events in the study area.五角星代表共和主震位置。3条绿色测线AA′、BB′、CC′分别为速度剖面的位置。黑线为主要断层：F1鄂拉山断裂；F2共和盆地南缘断裂；F3共和盆地北缘断裂；F4青海南山-循化南山断裂；F5日月山断裂；F6达坂山断裂；F7军功断裂

3.3 反演结果与讨论

图9 和图10 给出了反演得到的深度0～50km范围内P波和S波速度分布，图中黑点代表发生在该截面上下各2.5km范围内的地震震中位置的投影，在30km深度处，红色五角星代表1990年共和的主震位置(36°05′N，100°05′E)。从图中可以看出，共和及周边地区P波和S波的速度结构具有明显的横向不均匀性。在0km、5km、10km的成像结果中可以看出，共和主震区及其SW向的小地震集聚区均为高、低速过渡区。研究区域东北部地表变形主要为褶皱变形，此处的小地震较为分散，在日月山断裂(F5)处有条带状的小地震集中区。0～15km的成像结果中，在共和地震主震NE侧的区域呈现明显的P波低速异常，共和主震位于低速异常体内，即共和盆地正下方区域，靠近高低速异常边界。在30km以浅的成像结果中，在主震SW侧均可以看到明显的高速异常，5km深度处高速异常区域最大，这与胥颐(1999)等的研究结果一致。这种震源分布特征也与前人在其他地区的研究结果相符(陈兆辉等，2014；王小娜等，2015；李敏娟等，2018)，在一定程度上也佐证了本文反演结果具有较高的分辨率和可靠性(王长在等，2013)。S波速度结构中的大的异常分布特征与P波基本一致。在30km深的S波成像结果中，主震位于高、低速异常边界处。

图9 水平向不同深度的P波速度分布Fig.9 Velocity variations on horizontal slices of P waves at different depths.

图10 水平向不同深度的S波速度分布Fig.10 Velocity variations on horizontal slices of S waves at different depths.

为了进一步了解1990年共和MS7.0地震震源区的地壳结构特征与地震活动性之间的关系，我们经过共和主震震中的位置沿NW和NE向分别构建了2条速度剖面AA′、BB′，再平行于BB′构建第3条速度剖面CC′(图8 中的绿色虚线即为3条剖面的位置)，剖面的成像结果如图11—13所示。黑点为发生在剖面两侧各0.1°范围内的地震在该剖面上的垂直投影，五角星代表1990年共和主震的位置。

通过AA′剖面(图11)可以看出，共和MS7.0主震发生在低速区内，靠近高、低速交界处，震源区NW侧存在明显的P波和S波低速异常，该异常在深度上从5km一直延伸到40km，纬度方向的范围为35.28°～35.7°N；15～20km深度处有一处低速异常；共和主震上方的浅层区域(2～20km)内发生了大量的小地震，如图9和图10 中的横向剖面所示，共和盆地北缘断裂(F3)南段末梢处的地震主要集中在高、低速过渡的区域。S波的速度结构与P波大体一致。

图11 地形截面(a)以及沿AA′剖面上P波(b)和S波(c)的速度分布Fig.11 Topographic section(a)and velocity structure of P(b)and S wave(c)along the AA′ section.黑色点为剖面前、后侧0.1°内的地震在该剖面的垂直投影，红色五角星为共和主震位置

通过BB′剖面(图12)可知，1990年共和MS7.0地震震中位于低速区内，在P波和S波的速度剖面结果中均可以看出共和主震的NE侧存在明显的低速异常，如P波的速度结构所示，主震的SW侧是高速异常，该异常从地下向NE向上逆冲至接近地表处，高、低速异常边界的倾角在深部约为45°，推测在35.95°N处即为哇玉香卡-拉干隐伏断裂，这与前人通过地质探测得到的断面倾向SW，倾角深部较缓、浅部较陡，部分区域近直立，南升北降且呈逆断层的性质一致(陈玉华等，1998)，也进一步佐证了本文反演的可靠性。在共和主震的正上方，地震在竖直方向主要呈条带状分布，且集中在高、低速异常交界处，主震发生在低速异常体内，这与陈运泰等(1994)提出的 “共和地震是在压力轴方向为接近于水平的NE向的构造应力作用下，沿着一条走向为NWW、倾向SSW的隐伏断层发生的、以逆冲为主但具有走滑分量的左旋-逆断层错动”的观点一致。35.4°N和36.9°N处的地震分别与鄂拉山断裂(F1)和日月山断裂(F5)所对应，且分布在高、低速转换区域。

图12 地形截面(a)以及沿BB′剖面上P波(b)和S波(c)的速度分布Fig.12 Topographic section(a)and velocity structure of P(b)and S wave(c)along the BB′ section.黑色点为剖面前后侧0.1°内的地震在该剖面的垂直投影，红色五角星为共和主震位置

通过CC′剖面(图13)可知，35.7°～37°N范围内发生了大量地震，主要集中在2～23km深度内，呈条带状分布。与BB′剖面类似，CC’剖面显示35°～35.8°N处有高速异常，该异常有向上逆冲的态势，35.8°～36.2°N是倾向SW的低速异常，日月山断裂(F5)NE侧地下5～40km深处为高速异常，推测是在NE向近水平的构造应力作用下，高、低速块体进一步相互作用，因此在融合过程中导致大量小地震发生，研究区域NE侧地面的褶皱地形也验证了这一点。

图13 地形截面(a)以及沿CC′剖面上P波(b)和S波(c)的速度分布Fig.13 Topographic section(a)and velocity structure of P(b)and S wave(c)along the CC′ section.黑色点为剖面前后侧0.1°内的地震在该剖面的垂直投影

4 结论

本文使用青海、甘肃数字地震台网及流动台阵记录到的35°～38°N，99°～102°E范围内2009年1月—2019年1月地震初至P波和S波的到时资料，应用双差层析成像方法联合反演了研究区域精细三维速度结构，同时也得到了地震重定位的震源位置参数。结果显示：

(1)重定位后地震有3个主要的集聚区：共和主震区、主震SW侧的隆起区域以及研究区NE侧的褶皱区。共和地区地壳速度结构呈现出明显的横向不均匀性。共和主震震中NE侧区域呈现出明显的低速异常，共和主震位于低速异常体内，即共和盆地的正下方区域，靠近高、低速异常边界。在主震SW和NW侧均可看到明显的高速异常。

(2)在P波、S波的BB′速度剖面中均可以看出主震的SW侧为高速异常，该异常从地下向NE向上逆冲至接近地表处，推测35.95°N处即为哇玉香卡-拉干隐伏断裂，这与前人通过地质探测得到的断面倾向SW，倾角深部较缓、浅部较陡，部分区域近直立，南升北降且呈逆断层性质一致。推测共和主震的发生是在水平NE向的构造应力作用下，走向为NWW、倾向SSW的隐伏断层滑动所造成的。

(3)在CC′的剖面中可以看出日月山断裂NE侧的地下5～40km为高速异常，35.7°～37°N范围内有大量小地震发生在高速和低速异常的周围，推测是在近水平、NE向构造应力的作用下，高、低速块体进一步相互作用，进而形成断层及地面褶皱，在融合过程中导致发生了大量小地震。

致谢中国科学技术大学张海江教授为本研究提供了TomoDD程序，在此表示感谢；本文部分图件由GMT绘制。