若尔盖地区地壳三维体波速度结构研究

2021-05-17赵林林尹欣欣张远富

大地测量与地球动力学 2021年5期

赵林林尹欣欣蔡润张远富

1 甘肃省地震局，兰州市东岗西路450号，730000 2 中冶成都勘察研究总院有限公司，成都市三色路199号，610063

印度板块与欧亚板块持续挤压碰撞造成青藏高原东北缘强烈的构造运动，其中相对稳定的若尔盖高原盆地是松潘-甘孜地块在青藏高原隆升过程中受物质东流遭周缘稳定地块的阻挡演化形成的。其北接西秦岭造山带，南邻松潘地块，构成青藏高原东北缘典型的新生代盆山构造，对于研究我国不同地块之间的构造演化史有重要意义。王庆廷[1]认为，汶川地震的发生与其有一定的关系，因此针对若尔盖地区的相关研究近年来受到广泛重视。区域地下结构层析成像对地下隐伏断裂、深部介质结构以及孕震机理等都具有很好的探测效果，是研究地球内部的主要手段之一。另外，精确的震源位置测定可以直观地反映出地震的空间分布特征，勾画出断层的几何形状，进而揭示地震可能的迁移方向。

2020-07-12若尔盖县(33.59°N，102.92°E)发生4.0级地震，地震与若尔盖县城相距仅5 km。根据中国地震台网速报目录，震中周边200 km内近5 a来发生3级以上地震共64次，最大地震是2017-08-08九寨沟M7.0地震(距离本次地震震中146 km)。本文将此次4.0级地震的经纬度作为垂直剖面研究点，具体分析若尔盖系列地震发生处的三维速度结构分布，以研究若尔盖及周边地区(32°～35°N、102°～105°E，以下简称研究区)的地下三维速度结构以及断层分布。首先利用2010-07～2020-07发生在研究区内的13 650次地震事件进行双差层析成像反演，得到该地区的精细三维速度结构以及地震精定位结果；再结合断层资料对结果进行分析，为未来该区的地震危险性判断和地震趋势研究提供一定的参考。

1 反演方法及数据介绍

Zhang等[2]将双差定位方法[3]与地震层析成像相结合，提出双差层析成像方法tomoDD。该方法主要依靠大量地震事件的台站震相走时数据来反演三维速度结构和震源位置参数。地壳速度走时反演主要使用地震震相走时数据，本文为了获得研究区完整的三维速度结构，在地震和台站数据选择时，以研究区为中心向四周各扩展1°，即使用101～106°E、31～36°N范围内的地震数据和台站数据。另外，研究区属于四川、甘肃、青海台网交界处，因此存在3个台网的地震目录，其中有一部分重复地震目录。为了避免重复输入，首先对地震目录进行匹配与校正，对于重复地震事件，以震中位置所处省份为参考标准，补充其他台网独有记录的部分台站震相。对目录进行预处理后，得到地震事件12 104个，这些丰富的地震数据资料为研究该区的精细速度结构提供了有利条件。

为了保证地震数据的可靠性，需对其进行检查与筛选。首先根据拟合出的地震波走时曲线去除偏差较大的震相数据，并要求参与计算的每个地震至少有6个到时记录。在地震对匹配时，限定地震对之间的最大距离为20 km，每个地震最多可以和20个地震组成地震对，最终挑选出9 069个地震的1 723 129条绝对到时数据(P波906 027条、S波817 102条)及2 669 881条相对到时数据(P波1 402 539条、S波1 267 342条)用于研究区震源参数和层析成像的联合反演，其地震对之间的平均距离为5.17 km。考虑到P波和S波到时拾取的精度不同，反演过程中赋予P波震相的权重为1.0，S波震相的权重为0.5。研究区内所使用的台站及震中分布见图1，图中蓝点为地震震中位置，黑色三角为台站，红色五角星分别为若尔盖4.0级地震、岷县6.6级地震以及九寨沟7.0级地震位置，蓝线为主要断层，黑线为省界。震相走时数据选取见图2。

图1 研究区震中分布Fig.1 Distribution of epicentres in the studied area

图2 震相走时数据(只选取绿线以内数据参与反演)Fig.2 Seismic phase migration data (only select thedata within the green line to participate in the inversion)

2 反演参数选取

双差层析成像方法使用三维规则网格节点进行模型参数化，本文通过比较不同网格节点划分得到的测试结果，最终将反演区域水平方向节点间距设为0.3°×0.3°，垂直方向上节点分别位于0 km、5 km、10 km、15 km、20 km、25 km、35 km、45 km、65 km。采用的初始速度模型参考周民都等[4]的体波走时反演结果以及李敏娟等[5]反演所用的速度模型，表1给出所使用的一维P波初始速度模型。利用和达法拟合P波与S波震相走时数据，得到P波与S波的波速比约为1.70。

表1 研究区P波初始一维速度模型

反演过程中加入了阻尼因子和光滑因子来压制数据误差造成的干扰，以保证结果的稳定性。参考前人结果，结合多次尝试后，选择阻尼因子为400、光滑因子为50进行反演计算。

3 射线分布与棋盘格测试

图3为本文地震射线分布图。可以看出，除研究区西南角由于地震、台站分布较稀疏导致射线覆盖较差外，其他地区在地震射线分布上都得到很好的覆盖。棋盘格测试可以反映出反演结果的可靠性[6-7]，因此对数据和模型进行棋盘格测试，测试结果见图4。整体上看，由于受射线分布的影响，研究区西南角棋盘格恢复度略差。考虑到地表沉积层和震源深度的分布，本文只分析10～45 km的速度结果。由图4可以看出，研究深度范围内棋盘格恢复度较好，说明本文的反演结果比较可靠。

图3 地震射线分布图(浅蓝线框内区域为研究区)Fig.3 Seismic ray distribution(the green frame area is the studied area)

图4 不同深度P波和S波棋盘格测试结果Fig.4 Resolution of check board test of P and S waves at different depths

4 结果分析

经过12次迭代计算，最终得到研究区10～45 km深度的三维速度结构，重定位后共得到7 654个地震的精定位结果。图5给出了本文反演得到的不同深度处P波和S波的速度分布，25 km以上由于深度间隔基本上都是5 km，因此为展示重定位后的地震分布情况，将每一层深度各±2.5 km范围内的地震集中显示在该深度速度分布图上；25 km以下区域取深度间隔的一半，如25～35 km内取±5 km为地震显示范围。P波速度与S波速度结果具有很好的一致性，说明本文的反演结果可靠。由反演结果可以看出，研究区地壳速度结构存在显著的横向不均匀性。由10 km的速度分布图可以看出，顶部即青藏高原东北缘地区低速体分布与地表断层的走向基本吻合，呈东南顺时针方向走势，且低速占主导成分，这与嘉世旭等[8]提出的青藏高原东北部的地壳内以低速为主一致。九寨沟地区的“人”型断裂夹杂着一个大约1°×1°的低速异常体。王伟平等[9]利用走时成像得到九寨沟余震主要集中于高、低速异常交界处靠近低速异常的一侧，本文结果与之相似。若尔盖地震、岷县MS6.6地震发生在高低速过渡带内，其中岷县地震震中附近的速度结果与李敏娟等[5]反演的结果一致。岷县与九寨沟震群前人已作过充分研究，本文不再详细分析，重点阐述若尔盖震群处的速度结构情况。

F1 临潭-宕昌断裂；F2 光盖山-迭山北麓断裂；F3 光盖山-迭山南麓断裂；F4 迭部-白龙江断裂；F5 塔藏断裂；F6 岷江断裂图5 不同深度水平方向上P波和S波速度分布Fig.5 Velocity variations on horizontal slices of P and S waves at different depths

在10 km深度处，若尔盖MS4.0地震震中南侧开始出现高速体；在20 km深处，高速体面积达到最大值，此处若尔盖震中位置恰好出现在南侧高速体与北侧低速体的交接处；在25 km深度处，P波速度结构在深度20 km时的高速体异常转换为低速体异常；到35 km深度时恢复为高速体异常。王椿镛等[10]通过人工爆破测深部速度得到马尔康与唐克之间有大面积的低速异常，本文结果中研究区西南角在多个深度速度分布上也表现出低速特征，与其结果接近。江晓涛等[11]利用接收函数方法获得的青藏高原东缘S波速度显示，九寨沟台站下方0 km深度处S波速度为 2.8 km/s，10 km 和 20 km深度处的S波速度均为3.7 km/s，与本文结果一致。

图6 沿经度102.9°E、纬度34.1°N的纵向剖面速度结构Fig.6 Longitudinal profile velocity structure along longitude 102.9°E and latitude 34.1°N

图6给出沿102.9°E、34.1°N的纵向剖面速度结构。在102.9°E剖面上，地震主要分布在34°～34.5°的高低速交界区内，即若尔盖地区。较其他区域来看，若尔盖地区低速分布较深，低速异常体范围在深度上从约10 km延伸到35 km左右。在34.1°N剖面上，P波和S波速度分布图都显示了“W”型低速异常分布，分别在103°和104°处低速异常向下延伸到30 km左右。