2014年三峡秭归M4.5、M4.7震群序列定位及震源区三维P波速度结构研究

赵凌云,莘海亮,董彦君,何 凯,丁文秀,申学林,魏贵春

(1.中国地震局地震研究所(地震大地测量重点实验室),湖北 武汉 430071;2.湖北省地震局,湖北 武汉 430071;3.三峡工程生态与环境监测系统地震监测重点站,湖北 武汉 430071;4.河北省地震动力学重点实验室，河北 三河 065201;5.中国地震局地球物理物探中心,河南 郑州 450000)

0 引言

2014年3月27和3月30日在湖北省秭归县分别发生了M4.5和M4.7地震,中国地震台网中心的定位结果分别为30.92°N,110.80°E和30.91°N,110.82°E。地震余震丰富,记录到余震500余次,其中2级以上余震5次,最大余震M2.9,余震活动持续一个月有余。

地震发生之后,许多学者对此次地震的地质背景、发震构造、发震机理等方面进行了研究,取得了许多重要的研究成果[1-8]。吴海波等[1]对湖北秭归M4.5和M4.7地震进行双差定位显示这些小震集中分布在仙女山断裂北段端部,结合近场地震波谱分析和区域地质构造特征认为,多数为构造地震事件。将端部15次ML1.2以上事件震源机制解参数统计结果与该地区3次4级以上主震震源机制比较显示,两者的节面走向均为NNW和NE,应力轴(P轴和T轴)的方位与倾角也基本一致,总体上均与区域应力场方向基本一致,破裂滑动方式可能与仙女山断裂受库水作用活化的影响有关;

王秋良等[2]结果显示,该地震序列发生在NNW向仙女山断裂与NE向断裂的交会部位,平面上呈共轭展布。采用矩张量反演和P波初动2种方法研究了2次4.0级以上地震的震源机制解,均显示逆走滑性质。结合余震分布特征可知,2次地震序列的发震构造分别为NE向节面和NNW向节面。从震源深度剖面分析,M4.2地震序列的发震构造为走向NE,倾角较陡的断层,余震震源深度剖面呈三角形,分析该地震序列在其右侧受到了走向NW界面的约束;M4.5地震序列是在NE向小断层和NNW向仙女山断裂共轭作用影响下发生的。

赵凌云[3]等从地质背景构造、地震序列、各种震源参数进行研究,得出如下结论:2014年M4.7从微构造上与仙女山断裂北段有关,最佳震源深度为6.5 km,主震优势频率和拐角频率均较低。本文利用三峡遥测台网22个台站数据,对2014年3月27日到6月30日共471个地震进行双差层析成像定位得到了精定位结果和震源区速度结构,并探讨了余震展布形态及跟断裂关系,成像结果与上地壳速度结构特征,为更深入的了解发震构造提供了基础信息。

1 区域地质概况

2014秭归M4.7、4.5地震序列活动位于三峡库区中东段,黄陵背斜与秭归坳陷盆地之间(图1),紧靠仙女山断裂带和九畹溪断裂带。仙女山断裂带走向NNW,倾向SW,倾角70°～80°,自北向南由仙女山断裂、都镇湾断裂和桥沟断裂组成;切割寒武、二叠和白垩系;九畹溪断裂带由2条平行近SN走向的断裂组成,倾向E或W,西支中部在路子口横穿过长江。这2条断裂均形成于燕山运动期,经燕山期和喜马拉雅期强烈构造变形,向下切割古生界和白垩系,沿断裂拉张形成断陷槽地,构成了黄陵地块西南侧分界线的一部分。对断层活动年代测试结果表明,两者最后一次强烈活动时代均为早、中更新世,最新活动年龄为15万年左右。本次地震序列活动发生在仙女山断裂带北。

图1 震中地质构造图Fig.1 Geological structure map of epicenter

震区东部的黄陵背斜发育太古代花岗岩(γ)和闪长岩(δ)侵入体,西部秭归向斜区广泛分布侏罗系(J)碎屑岩,两区交汇地带分布一系列近平行的地层,从寒武系至三叠系均有发育,倾向西,倾角20°～30°,自西向东依次为侏罗系(J)砂岩、泥岩兼炭质页岩,三叠系(T)不同厚度和性质的灰岩区,二叠系(P)深色灰岩和黄色砂岩,志留系(S)砂岩、砂页岩和页岩,奥陶系(O)页岩与灰岩,寒武系(∈)白云岩与白云质灰岩等。白垩系下统(K1)仅分布在仙女山断裂和九畹溪断裂所挟持的断陷盆地中,以紫红色砂砾岩为主。震中区位于三叠系中上统(T2-3)、二叠系上下统(P2、P1)和志留系上中统(S3、S2)灰岩、砂岩和页岩发育区[9-11]。

2 方法原理

双差层析成像方法是在双差定位法的基础上发展起来的,其中双差定位法(hypoDD)(Waldhauser,et al,2000)已经被国内、外地震学家广泛的应用到地震定位中[12-17],它在确定地震之间相对位置方面具有很高的精度,是研究特定地区地震活动特征、活动断层空间展布等的重要手段。但双差层析成像方法由于考虑了介质速度结构的空间变化,克服了双差定位对台站到事件对之间路径为恒定速度的假设,因此得到的定位结果更加精确。

(1)

式中:τi是地震i的发震时刻;u是慢度矢量;ds是路径积分元。其中震源参数(x1,x2,x3)、发震i时刻、慢度场、射线路径是未知量。若地震j也被台站k所记录,则有:

(2)

则这两个事件与计算理论走时差的残差即双差:

(3)

通过联合反演可以得到三维速度结构、震源的相对位置和绝对位置[14]。

双差层析成像方法是运用绝对走时和相对走时资料来实现三维波速结构和震源参数的联合反演。该方法首先采用网格节点法进行模型参数化,通过划分空间三维网格节点;采用伪弯曲射线追踪法找到地震波的最小走时路径,并计算理论走时及走时对震源位置和慢度的偏导数,联合使用绝对走时。双差走时数据进行反演,双差数据主要用于确定震源区的精细结构,绝对走时数据主要确定震源区以外区域的速度结构。采用阻尼最小二乘分解算法求解,在三个方向采取相同的光滑权重对模型进行光滑约束,多次迭代直至得到稳定的解。在反演的过程中,先赋予绝对走时较高的权重,给P波绝对走时的权重为1.0,给予差分数据P波的权重为0.1。可以在一维速度模型的基础上,建立一个比较大区域的三维速度结构的结果,在几次迭代之后,将绝对走时的权重降低为0.1,差分数据的权重增加为1.0,以提高震源区速度结构的分辨率。在迭代过程中,通过调整阻尼值,使方程求得的解稳定,获得震源区重定位和速度结构的结果。

该方法联合使用绝对走时和相对走时,因此在震源区外可以得到与传统层析成像的结果,由于增加了双差方程,从而能够反演震源区精细的速度结构及地震重新定位结果,因此可以揭示比传统方法更多的细结构信息[14]。

3 余震资料选取及反演模型的建立

3.1 资料选取

2014年3月27日秭归M4.7、4.5地震发生后。利用三峡遥测台网22个地震台站记录的波形数据,选取2014年3月27日到2014年6月30日期间ML≥0.3地震的事件波形,通过MSDP软件进行了震相拾取和地震初定位,选择的每个地震至少被4个台站记录到,为了排除震相判读错误或非地震事件的影响,结合走时曲线(图3),限制震中距<100 km,事件对间距<15 km,并且每个地震最少记录台站数为4个,根据地震台站和地震震中的分布的实际情况,保证每个网格点有足够的射线通过(图4),其中在110.4°～111°E、30.7°～31.2°N范围内,深度8 km(在仙女山断裂带北端附近,射线能够保证深度在14 km以上)以上的射线密度能够满足速度计算精度的需要(图4)。最终用于反演的地震事件数减少到471个,余震地震序列中参加反演的P波绝对到时4 819个,反演的S波绝对到时4 001个,相对到时资料P波24 996个,S波19 340个,参与的台站有22个,台站分布见图2所示。

图2 研究区域台站及地震分布图Fig.2 Distribution of stations and earthquakes in the study area

图3 走时曲线Fig.3 The travel time curve

图4 参与反演的射线分布Fig.4 The ray distribution involved in the inversion

3.2 初始速度模型建立

在速度结构反演前,首先要在研究区建立直角坐标系并设置反演网格点,由于三峡水库呈长条状分布,走向近EW,区域断裂走向多数为NNE或近NS向,因此,研究区坐标系X轴与Y分别沿EW向和NS向,没有进行旋转。坐标向,因此,研究区坐标系X轴与Y轴分别沿EW向和NS向,没有进行旋转。坐标中心点为110.7°E、30.95°N,沿XY坐标网格节点间距均为0.1°,即X轴为110.4,110.5,110.6,110.7,110.8,110.9,111共7个节点,Y轴为30.7,30.8,30.9,31.0,31.1,31.2,共6个节点,由于台站分布区域的限制,反演结果的可靠区域范围为110.4°～111°N,30.7°～31.2°E,Z轴垂直向下,网格节点分别为-3 km、0 km、2 km、5 km、8 km、11 km、14 km,40 km共8个节点参考前人三峡库区一维速度构造模型的研究结果,图5为选用的三峡库区地壳初始一维速度结构模型,为7层速度模型[13]。

地震波速度层析成像反演中共进行4次迭代,每次速度与定位联合反演后加一次定位反演,以减少联合反演时速度收敛快于地震定位的影响。另外,在反演解算中使用带阻尼LSQR算法,该算法中平滑系数和阻尼系数约束着地震位置和慢度的变化量,对收敛速度和结果平滑程度影响较大。为此,本文采用Lcurve方法进行测试以合适的系数值,通过归一化模型与走时残差关系曲线(图5)分析显示,当平滑系数和阻尼系数分别为找到合30和150时,模型较平滑,同时走时残差也相对较小,因此在反演成像中smooth和damp采用这两个值,在合成分辨率测试中这两个参数分别为750和400。

图5 一维地壳速度模型Fig.5 One-dimensional crustal velocity model

3.3 合成分辨率测试

为判断在实际的数据和网格模型下,所采用的反演方法能否正确地反映出速度异常,本文在反演开始前采用棋盘测试进行解的分辨率测试。棋盘测试中同样将研究区划分为0.05°×0.05°网格;对实际反演中初始速度模型加±5%的扰动得到棋盘格速度模型,并将其作为理论速度模型,通过理论速度模型计算得到理论走时模型;再使用实际反演中的初始速度模型和理论走时数据反演速度结构,比较反演结果与检测板的相似程度作为解的可靠性估计。P波棋盘测试结果[图6(a)]显示在2～6 km的深度上,除边界外的三峡库区分辨率可以达5 km;在8 km的深度上只有长江两岸10 km左右的分辨率可以达5 km。S波棋盘测试结果[图6(b)]显示分辨率5 km的覆盖范围较P波结果小,但研究区主要区域(沿长江流域)的分辨率均可达5 km。在反演过程中每个节点的射线分布可以作为解的可靠性的一个估计。

图6 棋盘测试结果Fig.6 Chessboard test results

4 双差层析成像的结果与讨论

4.1 余震定位结果

共471地震参加重新定位,最终获得471次地震的精定位结果。精定位重新定位结果(图7)显示余震沿NE向成窄条状,清晰地勾勒出地震活动图像,揭示了脆性破裂应力释放主要集中于一个狭窄的区域内。余震分布表明并不是沿着仙女山断裂分布,而是沿着NE方向分布。

图7 定位结果Fig.7 Relocation result

图8(a)为重定位前后沿余震总体分布方向的剖面图,结合图7可以看出,重定位前沿震源深度剖面A-A′(起点:30.85°N/110.68°E,终点:31.0°N/110.79°E),震源分布较为离散,在0～10 km范围内均有分布;重定位后震源分布在水平方向上显著集中,且在垂直方向上也有一定程度的聚拢,各地震事件围绕主震呈椭圆状分布,长轴近似水平,深度约为7 km。图8(b)为重定位前后近垂直于余震总体分布方向的震源深度剖面B-B′(起点:30.97°N/110.65°E,终点:30.89°N/110.85°E))。结合图7可以看出,重定位后震源分布沿水平方面出现显著集中,总体上呈近似圆形,分布在M4.5级地震的NW一侧5 km的范围内。DWS定义为反应一个模型参量周围平均的相对射线密度。Luciano等[20]研究表明当DWS>100时反演的结果具有较高的可靠性。因此本文重点讨论DWS>100以及棋盘测试恢复范围内的反演结果。

图8 定位结果Fig.8 Relocation result

结合区域地质构造特征和事件震源机制解参数统计结果与该地区3次4级以上主震震源机制比较显示[1],两者的节面走向均为NNW和NE,力轴(P轴和T轴)的方位与倾角也基本一致,总体上均与区域应力场方向基本一致,反映了两者受力方式具有一致性。M4.5地震序列的发震构造可能为走向NE,倾角较陡的断层,余震震源深度剖面呈三角形,分析该地震序列在其右侧受到了走向NW界面的约束;M4.7地震序列是在NE向小断层和NNW向仙女山断裂共轭作用影响下发生的。

4.2 反演得到的速度结构

地表0 km层反演的初始速度为4.8 km/s,反演结果的速度变化范围为4.2～6.0 km/s,变化率达-12.5～25.0%,反映近地表地壳P波速度横向变化差异变化比较大。高速区分布在秭归断水库南北岸,仙女山断裂北中段和九畹溪断裂北段及周缘,天阳坪断裂一带为低速区(图9)。地表2 km层初始速度为5.4 km/s,速度变化范围为4.5～7.5 km/s,变化率为-16%～38%,P波高速区范围向西扩展,秭归断水库南北岸,仙女山断裂北中段和九畹溪断裂南段及周缘仍均为高速区,低速区仍分布在天阳坪断裂附近(图9)。地表5 km层初始速度为5.65 km/s,速度变化范围5.0～7.5 km/s,变化率约-12%～32%,仙女山断裂北端及九畹溪断裂北端为明显高速区,天阳坪断裂仍为低速区。地表8 km层初始速度为5.8 km/s,变化范围5.8～7.40 km/s,变化率约0%～27%,本层高速区分布在九畹溪断裂东侧,仙女山断裂及天阳坪断裂速度均较低。11 km层初始速6.0 km/s,断裂之间地带从周家山—牛口断裂南端至仙女山断本层速度结构有较明显变化,高速区范围明显缩小,变化率约为0%～3%,仅高桥断裂和周家山—牛口裂中段一带分布着较大范围的低速区(图9)。14 km层初始速度为6.15 km/s,变化率约为0%～0.6%,该层高速区和低速区的分布均产生变化,周家山—牛口断裂南端小部分区域为高速区,而其他大面积部分为低速区(图9)。

图9 0～8 km 深度层P 波速度结构成像结果Fig.9 Imaging results of P-wave velocity structure in at the depth of 0-8 km

研究结果表明:上地壳浅表层P波速度结构横向差异变化较大,0～5 km深度层P波高速区主要分布在秭归盆地及周缘,8 km深度层高速区主要分布在周家山—牛口断裂东侧至仙女山断裂中段西侧一带,8 km内的高低速区分布与11 km深度层比较存本层速度结构有较明显变化,黄陵背斜西侧当前仍然存在较明显的低速异常区。

3月27日地震M4.5和3月30日M4.7地震重新定位后深度分别为5.3 km和7 km,M4.5震源深度较M4.7震源深度稍较浅,图10、11为沿着AA′(起点:30.85°N/110.68°E,终点:31.0°N/110.79°E)和BB′(起点:30.97°N/110.65°E,终点:30.89°N/110.85°E)速度剖面图,由AA′的剖面(图10)可见,2014年3月27日M4.5地震位于P波高速区与低速交界区域、S波高速区内,而2014年3月30日M4.7地震位于P波高速区、S波高速区内。由BB′剖面(图11)可见,2014年3月27日M4.5地震与3月30日M4.7地震都位于P波高速区与低速交界区域、S波高速区内。在地震集中区的下方(即8～12 km处)存在分布较为稳定的低速区,较大地震事件主要分布在高速区或高低速区交界地带,低速区内则很少有地震分布。前人研究表明[21]:地震波速上的低速层也是易于发生形变的构造层,是地震孕育过程中造应力集中的能量策源地,库区水位的反复加载、岩石物性的差异、地下水的渗入等原因都可以引起P波或S波波速的变化。局部高速体的存在为岩石发生瞬间破裂提供了物质基础,其与低速体间的梯度带是发震构造常发育的区域。研究区内的仙女山断裂北段、九畹溪断裂正是在该梯度带内发育的两条活动断裂。本地震序列的自地表至5 km和5～10 km深度范围内均有大量破裂存在表明,浅层地震仍在水库渗透范围内,而深部地震则与流体渗透无关。也就是说,此次地震活动同时存在水库诱发地震和构造地震存在。

图10 AA′剖面速度分布图Fig.10 Velocity distribution map of profile AA′

图11 BB′剖面速度分布图Fig.11 Velocity distribution map of profile BB′

5 主要结论

(1) 地震序列震源单一,可以排除路径干扰,结果可靠,应用双差层析成像方法反演得到2014年3月27日秭归M4.7、M4.5余震的重新定位结果和三维P波速度结构。余震深度分布剖面图表明:沿着AA′剖面重定位前震源分布较为离散,在0～10 km范围内均有分布;重定位后震源分布在水平方向上显著集中,且在垂直方向上也有一定程度的聚拢,各地震事件围绕主震呈椭圆状分布,长轴近似水平,深度约为7 km。沿着BB′剖面重定位后震源分布沿水平方面出现显著集中,总体上呈近似圆形,分布在M4.5地震的NW一侧5 km的范围内。M4.5地震序列的发震构造可能为走向NE,倾角较陡的断层,余震震源深度剖面呈三角形,分析该地震序列在其右侧受到了走向NW界面的约束;M4.7地震序列是在NE向小断层和NNW向仙女山断裂共轭作用影响下发生的。

(2) 地表0 km层反演的初始速度为4.8 km/s,高速区分布在秭归断水库南北岸,仙女山断裂北中段和九畹溪断裂北段及周缘,天阳坪断裂一带为低速区。地表2 km层初始速度为5.4 km/s,P波高速区范围向西扩展,秭归断水库南北岸,仙女山断裂北中段和九畹溪断裂南段及周缘仍均为高速区,低速区仍分布在天阳坪断裂附近。地表5 km层初始速度为5.65 km/s,仙女山断裂北端及九畹溪断裂北端为明显高速区,天阳坪断裂仍为低速区。地表8 km层初始速度为5.8 km/s,本层高速区分布在九畹溪断裂东侧,仙女山断裂及天阳坪断裂速度均较低。11 km层初始速度为6.0 km/s,本层速度结构有较明显变化,高速区范围明显缩小,仅高桥断裂和周家山—牛口断裂之间地带,从周家山—牛口断裂南端至仙女山断裂中段一带分布着较大范围的低速区。

(3) 3月27日地震M4.5和3月30日M4.7地震重新定位后深度分别为5.3 km和7 km,M4.5震源深度较M4.7地震震源深度稍较浅,2014年3月27日M4.5地震位于P波高速区与低速交界区域、S波高速区内,而2014年3月30日M4.7地震位于P波高速区、S波高速区内。在地震集中区的下方(即8～12 km处)存在分布较为稳定的低速区,较大地震事件主要分布在高速区或高低速区交界地带,低速区内则很少有地震分布。局部高速体的存在为岩石发生瞬间破裂提供了物质基础,其与低速体间的梯度带是发震构造常发育的区域。研究区内的仙女山断裂北段、九畹溪断裂正是在该梯度带内发育的两条活动断裂。本地震序列的自地表至5 km和5～10 km深度范围内均有大量破裂存在表明,浅层地震仍在水库渗透范围内,而深部地震则与流体渗透无关。也就是说,此次地震活动同时存在水库诱发地震和构造地震的可能。