張 揚,宮 杰,張 敏,單 菡,王 佳,楊 馳,李正楷

（江蘇省地震局,南京 210014）

關(guān)鍵字:P波；反演；雙差成像

0引言

隨著地球內(nèi)部構(gòu)造探測分析技術(shù)不斷發(fā)展以及圖像技術(shù)的進步,20世紀70年代開始選取地震S波來進行地幔三維速度結(jié)構(gòu)反演計算,將得出的地幔速度結(jié)構(gòu)結(jié)果和地球板塊構(gòu)造理論的相互印證；20世紀80年代將測震臺網(wǎng)實時波形數(shù)據(jù)對應(yīng)到地球內(nèi)部巖石圈構(gòu)造上面。隨著三維層析成像技術(shù)不斷發(fā)展,為構(gòu)造學、板塊運動、地球內(nèi)部富礦資源探測、防震減災(zāi)以及改善地表人類居住環(huán)境等方向提供了更多的選擇。江蘇及鄰區(qū)(116°-123°E,30°-36°N)位于華東長江三角洲地區(qū),該區(qū)域人口稠密、經(jīng)濟較為發(fā)達。該區(qū)域自南向北依次位于華南褶皺系、揚子地臺與華北地臺范圍內(nèi),是屬于中國大陸三大地質(zhì)構(gòu)造單元的交匯區(qū)域,東南瀕臨西太平洋,西與青藏高原接壤,北倚秦嶺—大別造山帶,是歐亞大陸運動學與動力學研究領(lǐng)域的重要組成部分。其中南黃海地區(qū)最近幾年都是中國東部地震重點監(jiān)視區(qū),歷史上曾經(jīng)發(fā)生過7級地震,近年來多次發(fā)生5級以上地震。

地震波層析成像是用來研究地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)有效的分析手段之一,能夠為地球深部結(jié)構(gòu)探測研究提供更多的幫助。黃耘等采用1980年到2005年間華東地區(qū)上海、安徽、浙江、山東和江蘇、五個區(qū)域地震臺網(wǎng)共224個臺站記錄,反演了江蘇及鄰區(qū)40×40 km2網(wǎng)格的三維地殼速度結(jié)構(gòu)[1]。梅衛(wèi)萍等[2]通過對1980年到2011年間地震資料進行分析,多震相地震走時成像反演郯廬斷裂帶魯蘇皖段及鄰區(qū)三維地殼速度結(jié)構(gòu)。郯廬斷裂帶臨沭到定遠及以東地區(qū)在中地殼的20～25 km出現(xiàn)低速層,部分地區(qū)莫霍面深度不一。淺層速度結(jié)構(gòu)的分段與斷裂活動的分段匹配較好,得出結(jié)論:新沂到泗洪是郯廬斷裂的閉鎖段。對比1668年山東郯城8級地震區(qū)和研究區(qū)的深部速度結(jié)構(gòu),結(jié)合與郯廬帶相交的斷裂、地震活動、活動斷裂的閉鎖段、中地殼低速層及莫霍面深度變化,綜合判斷郯廬斷裂帶江蘇段未來可能發(fā)生大震的地區(qū),顧勤平等[3]采用1984年到2014年間地震資料,采用Pn波時間項層析成像法反演得到了郯廬斷裂帶中南段及鄰區(qū)上地幔頂部Pn波速度結(jié)構(gòu)和各向異性。結(jié)果顯示:研究區(qū)上地幔頂部具有顯著的橫向非均勻性,Pn波速度分布在郯廬斷裂帶中段和南段具有分段性:沿中段及周邊存在NE向低速異常帶,低速可能是由于巖石圈的減薄和軟流圈的高溫物質(zhì)沿郯廬帶上涌導(dǎo)致；沿南段表現(xiàn)為NNE向弱高波速異常帶,作為高低速的邊界帶清晰地勾勒出了華北與揚子這兩個不同塊體,該邊界在江蘇域向華北地塊NW方向凹進。Pn波速度各向異性的強弱與速度分布存在一定的相關(guān)性。

江蘇及鄰區(qū)之前的人工地震測深主要是寬角反射、垂直反射與折射深地震測深分辨率較高,受限于調(diào)查范圍較小,只能從一兩條剖面的測量數(shù)據(jù)來反演二維結(jié)果,對研究整個研究區(qū)的整體結(jié)構(gòu)幫助不大,特別是重大地質(zhì)構(gòu)造比較復(fù)雜的邊界區(qū)域,只是通過幾條剖面是很難能夠全面分析認識,需要有大范圍地下深部結(jié)構(gòu)圖像分析。但是由于江蘇的大部分地區(qū)地震活動不活躍,導(dǎo)致對地下深部研究較少,還很不均勻,分辨率非常低。因此,進一步細化江蘇及鄰區(qū)速度結(jié)構(gòu)反演,提高深部結(jié)構(gòu)分辨率勢在必行。

1 研究數(shù)據(jù)及方法

采用了江蘇地震臺網(wǎng)73個數(shù)字測震臺站1980年1月—2015年12月的觀測數(shù)據(jù)。為保證地震數(shù)據(jù)的準確性,時間精度較高的P波初至到時,震相分為Pg波、Pn波直達P 波等和。選取的震相數(shù)據(jù)時記錄大于等于5到,而走時殘差小于3.5 s。從測震臺網(wǎng)的地震觀測報告中嚴格挑選出符合條件的P波震相記錄,為獲得高質(zhì)量的成像結(jié)果奠定了堅實的基礎(chǔ)。挑選P波震相的原則是:①震中距大于1.2°；②震源深度小于30 km；③每個地震能被5個以上臺站同時觀測獲得。經(jīng)過仔細篩選后有1 1687條參與反演。

地震波走時反演層析成像方法來構(gòu)建分析研究區(qū)內(nèi)三維速度結(jié)構(gòu)。通過將在三維速度結(jié)構(gòu)綜合構(gòu)建出地殼和上地幔內(nèi)部速度梯度面之間的復(fù)雜形狀數(shù)據(jù),進而計算出在三維介質(zhì)中地震波理論走時數(shù)據(jù)。三維速度結(jié)構(gòu)的參數(shù)化表示采用網(wǎng)格方法,其優(yōu)點在于網(wǎng)格可以根據(jù)震中和臺站位置的分布稠密程度而作不等間距劃分,以保證每個網(wǎng)格內(nèi)有足夠的射線交叉覆蓋。研究區(qū)域三維速度模型的地理范圍為30°～36°N和116°～123°E。垂直向共劃分為9層,其中第1層位于地表0 km,第2層位于地下5 km,第3層位于地下10 km。一維初始速度模型的速度值是通過對初步反演后不同深度的平均速度以及部分人工地震測深獲得。其中地表到康氏面的P波速度為6.55 km/s。莫霍面下部速度結(jié)果參考地球模型（PREM）。

為提高地震定位精度,雙差反演P波三維速度結(jié)構(gòu),首先建立P波三維速度模型求解理論走時。然后根據(jù)射線追蹤理論,速度結(jié)構(gòu)反演。利用兩個震相數(shù)據(jù)的走時差的觀測值與理論計算值的殘差(雙差)確定其相對位置。地震對走時殘差之差與走時對震源參數(shù)和走時對速度模型的偏導(dǎo)數(shù)的關(guān)系反演求解地震重定位結(jié)果。

2初始速度模型

建立初始速度模型,首先構(gòu)建網(wǎng)格設(shè)置速度模型參數(shù),綜合分析研究區(qū)以及鄰近區(qū)域的地殼速度結(jié)構(gòu)研究成果,建立本研究成像的一維參考速度模型如表3.1所示。

表1 初始速度模型Table1 Initial velocity model

3 反演方法與解的分辨分析

為了使反演的解具有穩(wěn)定性,本研究采用了雙差反演法。在計算過程中為降低計算量以及減小內(nèi)存需求,本次計算在成像過程中通過偽彎曲射線追蹤法進一步得出射線路徑,計算P波理論走時結(jié)果。雙差層析成像方法在計算過程中是對兩射線路徑相似的地震到時求解差值,然后來反演地下速度結(jié)構(gòu)的地震波層析成像方法,Zhang等(2003)研究得出通過計算兩相鄰地震波形的到時差數(shù)據(jù)可以提高速度結(jié)構(gòu)反演的精度結(jié)果,雙差層析成像方法首先假設(shè)有兩個距離較近的兩個震相,震源到同一個臺站k的距離大致相等,然后把兩個地震的走時殘差相減得到雙差,通過計算的數(shù)據(jù)結(jié)果來進行速度結(jié)構(gòu)的反演。地震i到地震臺站k的體波到時可以表示成積分形式:

τ i為地震i的發(fā)震時刻,u為慢度矢量,ds為路徑積分元。

絕對到時與相對到時進行反演三維速度結(jié)構(gòu)以及地震重新定位,因為震源位置與速度結(jié)構(gòu)的耦合效應(yīng)的結(jié)果,通過對到時差數(shù)據(jù)來反演計算研究區(qū)域的精細速度結(jié)構(gòu),雙差層析成像可以通過微調(diào)速度結(jié)構(gòu)來提高震源定位的精度,震源定位降低了部分速度結(jié)構(gòu)反演的誤差數(shù)據(jù),而該誤差主要是由于射線路徑的不同造成的,反演精度進一步提升。故采用雙差層析成像方法可以更加精確的反演地震波速結(jié)構(gòu),并且能夠提高地震定位結(jié)果精度。

4 反演結(jié)果

采用檢測板方法來驗證解的分辨率。檢測板的主要步驟是,以原速度模型參數(shù)為基礎(chǔ),將各節(jié)點數(shù)據(jù)正負相間來進行處理,接著按照實際射線的分布進行正演計算出理論走時結(jié)果,把理論走時結(jié)果與部分隨機誤差數(shù)據(jù)求和后觀測數(shù)據(jù)來反計算演,并且反演方法必須和實際成像過程中使用的計算方法相同,最后分析反演數(shù)據(jù)結(jié)果和檢測板的相關(guān)系數(shù),得出解的可靠性的估計結(jié)果。

圖1 射線分布圖（三角形為臺站,圓形為震源）Fig.1 P wave raypaths（triangle: station,circle:earthquake source.）

圖2 檢測板測試結(jié)果Fig.2 Test results of board test

圖3反演垂直切面圖Fig.3 Inversion of vertical section

圖4 反演緯度切面圖Fig.4 Inversion of latitude section

圖5反演結(jié)果經(jīng)度切面圖Fig.5 Inversion of longitude section

5～17.5 km層蘇魯超高壓變質(zhì)巖以及茅山斷裂帶附近區(qū)域波速度高于周邊地區(qū)。在5～35 km沿郯廬斷裂帶呈現(xiàn)明顯的高低速異常分界線。在17.5～25 km深度層,呈現(xiàn)負梯度特征,特別是安徽霍山地區(qū)、安徽西北地區(qū)、郯廬斷裂帶江蘇段、茅山斷裂附近、P波速度計算結(jié)果較低。25～45 km深度層在江蘇鹽城附近區(qū)域,P波速度計算結(jié)果較低,在南黃海北部區(qū)域呈現(xiàn)高速特征,地震活動較為活躍。45～90 km深度層在郯廬斷裂帶呈現(xiàn)明顯的高低速異常分界線。

總體來看,地震多分布在速度梯度變化明顯的部位,以高速區(qū)域居多。

5 結(jié)論

通過反演計算江蘇及鄰區(qū)P波三維速度結(jié)構(gòu),能夠在一定程度上反映該區(qū)域地殼速度結(jié)構(gòu)當前最新的狀況。通過將數(shù)據(jù)、圖像結(jié)果進行對比分析,更清晰明確地認識了研究區(qū)內(nèi)地殼三維結(jié)構(gòu)特點,主要歸納如下:

（1）江蘇及鄰區(qū)地殼P波速度的計算結(jié)果幅度變化較大,且各深度層平面結(jié)構(gòu)十分復(fù)雜,總體上可以概括為3個相間排列的速度區(qū),走向趨勢都以北東向為主。華北斷塊區(qū)與蘇魯斷塊區(qū)以低速帶為主,下?lián)P子斷塊則以高速帶為主。研究區(qū)內(nèi)淺部速度結(jié)構(gòu)與地表地質(zhì)具有一定的相關(guān)性,但也存在較大的差別。

（2）總體上看,在研究區(qū)內(nèi)地殼的P波速度隨深度增大而增大,但在郯廬斷裂附近,17.5 km深度出現(xiàn)速度倒轉(zhuǎn)的現(xiàn)象。

（3）研究區(qū)內(nèi)西部區(qū)域、中部區(qū)域、東部區(qū)域三區(qū)域地殼下層區(qū)域的P波速度差異越來越明顯:西區(qū)相對速度較低,東區(qū)、中區(qū)則相對高速。

（4）研究區(qū)中郯廬斷裂帶是速度結(jié)構(gòu)明顯的分界線,高速層與地震對應(yīng)較好。