蔣一然，寧杰遠(yuǎn),2*，李春來(lái)

（1.北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京 100871；2.河北紅山地球物理國(guó)家野外科學(xué)觀測(cè)研究站，河北 邢臺(tái) 054000；3.中國(guó)地震局地球物理研究所，北京 100081）

0 引言

川滇地區(qū)位于青藏高原東南緣，在印度-亞歐大陸碰撞構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響下，形成了劇烈的地形隆升，是理解青藏高原隆起過(guò)程中物質(zhì)運(yùn)移的關(guān)鍵區(qū)域。使用地震學(xué)方法，從地震波速的角度對(duì)該區(qū)域的地殼結(jié)構(gòu)進(jìn)行描述，是確定青藏高原物質(zhì)運(yùn)移過(guò)程的重要手段。劇烈的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)使得青藏高原的邊緣區(qū)域具有復(fù)雜的地殼結(jié)構(gòu)，需要高質(zhì)量的地震資料和高精度的成像方法才能細(xì)致地確定相應(yīng)的波速結(jié)構(gòu)。川滇地區(qū)具有很高的地震活動(dòng)性，提供了大量可供使用的天然地震資料。同時(shí)，雙差地震層析成像方法[1-2]能夠使用地震走時(shí)資料，精細(xì)反演震源密集區(qū)域的速度結(jié)構(gòu)和震源的相對(duì)位置。運(yùn)用雙差地震層析成像方法，基于該地區(qū)大量的地震資料可以精細(xì)地反演該區(qū)域的地殼波速結(jié)構(gòu)。另一方面，使用該方法可以得到高精度的地震震中分布，能夠更好地刻畫(huà)斷層的幾何形態(tài)，有助于進(jìn)一步理解構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的狀態(tài)。

近年來(lái)，深度學(xué)習(xí)方法在地震檢測(cè)和深度學(xué)習(xí)領(lǐng)域大量應(yīng)用，使得自動(dòng)拾取的精度達(dá)到甚至超過(guò)人工拾取[3-6]。同時(shí)，在人工拾取中，對(duì)于同一段波形記錄，不同的拾取者因?yàn)槭叭〗?jīng)驗(yàn)和主觀因素的影響拾取的結(jié)果存在差異，而深度學(xué)習(xí)方法的撿拾結(jié)果則有較好的一致性。APP++[7]是在APP[6]基礎(chǔ)上發(fā)展起來(lái)的一種臺(tái)陣地震檢測(cè)和震相拾取方法，具有很好的P 波、S 波拾取精度和跨區(qū)域的泛化能力。本文利用APP++方法掃描川滇地區(qū)2014—2019年間的連續(xù)波形所得到的大量的地震目錄和到時(shí)信息，使用區(qū)域雙差地震層析成像方法[1-2]（Regional Double-Difference Seismic Tomography,tomoFDD）反演了該區(qū)域的三維P 波、S 波速度結(jié)構(gòu)和震源位置。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 地震目錄與絕對(duì)走時(shí)

采用的數(shù)據(jù)來(lái)自川滇地區(qū)的固定臺(tái)網(wǎng)（116 個(gè)）和小江斷裂帶附件的高密度流動(dòng)臺(tái)陣（51 個(gè)）2014—2019 年間6 年的連續(xù)波形數(shù)據(jù)（圖1）。利用APP++方法掃描該數(shù)據(jù)，共檢測(cè)到73 291 個(gè)地震、537 554個(gè)P 波記錄、471 459 個(gè)S 波記錄。為了保證走時(shí)數(shù)據(jù)的質(zhì)量、適應(yīng)區(qū)域雙差層析成像的計(jì)算代價(jià)并盡量均衡地覆蓋整個(gè)研究區(qū)域，對(duì)拾取到的地震進(jìn)行篩選。首先，選取5 個(gè)以上臺(tái)站記錄到，與利用taup[8]方法iasp91 模型[9]計(jì)算的理論走時(shí)殘差在1.5 s 以內(nèi)的地震；其次，將研究區(qū)域按經(jīng)、緯度等分為90×90的小區(qū)域，每個(gè)區(qū)域內(nèi)挑選不超過(guò)30 個(gè)被更多臺(tái)站記錄到的地震；最后，挑選出21 160 個(gè)地震，包含P 波到時(shí)183 064 個(gè)、S 波到時(shí)157 620 個(gè)（圖2）。

圖1 臺(tái)站分布圖

圖2 用于雙差層析成像的地震分布圖

統(tǒng)計(jì)臺(tái)站的震源距和其波形記錄上拾取到的P 波和S 波走時(shí)，兩者的頻次分布如圖3?？梢钥吹剑蟛糠质叭〉降腜 波和S 波走時(shí)結(jié)果與震源距呈現(xiàn)很好的線性關(guān)系，彌散也很小，反映出APP++方法拾取的震相走時(shí)是準(zhǔn)確的。

圖3 震源距-走時(shí)關(guān)系的頻次分布

1.2 互相關(guān)提取走時(shí)差

采用互相關(guān)的方法提取相鄰（相距0.3°以內(nèi)，被至少3 個(gè)相同的臺(tái)站記錄到）2 個(gè)地震到同一臺(tái)站的同一震相（P 或S）的走時(shí)差。將涉及的2 個(gè)波形記錄分別以APP++拾取的到時(shí)為原點(diǎn)，截取為-2～3 s和-3～4 s 的兩段三分量波形，同一分量間做互相關(guān)，取最大值作為互相關(guān)結(jié)果，互相關(guān)值最大處的時(shí)刻為2 個(gè)記錄的走時(shí)差。根據(jù)APP++方法拾取的絕對(duì)到時(shí)數(shù)據(jù)，也可以得到2 個(gè)記錄間的走時(shí)差。通過(guò)統(tǒng)計(jì)互相關(guān)走時(shí)差和APP++走時(shí)差之間的差別與互相關(guān)系數(shù)的關(guān)系（圖4）發(fā)現(xiàn)，當(dāng)互相關(guān)系數(shù)增加時(shí)，兩種到時(shí)差的差別變小。這可以反映APP++方法的穩(wěn)定性：當(dāng)波形相似時(shí)，拾取結(jié)果接近。最終選取互相關(guān)值大于0.6 的互相關(guān)走時(shí)差作為區(qū)域雙差層析成像的393 558 條走時(shí)差數(shù)據(jù)。

圖4 拾取震相到時(shí)差-互相關(guān)值關(guān)系頻度分布圖

1.3 區(qū)域雙差層析成像

使用Zhang 和Thurber 提出的區(qū)域雙差地震層析成像方法[1-2]，對(duì)該區(qū)域的速度結(jié)構(gòu)和地震位置進(jìn)行反演。區(qū)域雙差地震層析成像方法可以同時(shí)使用絕對(duì)走時(shí)數(shù)據(jù)和相對(duì)走時(shí)數(shù)據(jù)對(duì)震源位置和速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行反演，相對(duì)走時(shí)數(shù)據(jù)的加入，使得方法能夠更加精細(xì)地刻畫(huà)震源密集區(qū)內(nèi)震源的相對(duì)位置。為了更好地對(duì)區(qū)域尺度和存在不連續(xù)面的地下介質(zhì)進(jìn)行建模和走時(shí)正演，該方法將球形的地球結(jié)構(gòu)嵌入到直角坐標(biāo)系中，并使用有限差分方法進(jìn)行走時(shí)計(jì)算和射線追蹤。

反演中，將圖5 展示的一維結(jié)構(gòu)作為區(qū)域雙差層析成像的初始模型（這里的深度以海平面為原點(diǎn)）。模型垂直方向上設(shè)置的節(jié)點(diǎn)有-150 km、-2 km、0 km、2.5 km、5 km、7.5 km、10 km、12.5 km、15 km、20 km、30 km、40 km、50 km、60 km、80 km、500 km；水平方向上節(jié)點(diǎn)的設(shè)置如圖6 的棋盤格測(cè)試所示。反演用到的地震資料為前文提到的APP++拾取的地震目錄和走時(shí)數(shù)據(jù)，以及從波形數(shù)據(jù)中使用互相關(guān)方法提取的走時(shí)差信息作為該方法的輸入。

圖5 一維初始模型

1.4 棋盤格測(cè)試

區(qū)域雙差地震層析成像方法的程序中包含了棋盤格測(cè)試的部分，具體步驟為：①在給定的參考模型的節(jié)點(diǎn)上，周期性地給予+5%或-5%的擾動(dòng)作為真實(shí)模型；②在真實(shí)模型的基礎(chǔ)上，進(jìn)行走時(shí)正演，生成和所使用地震資料分布相同的模擬數(shù)據(jù)；③以參考模型作為初始模型，模擬數(shù)據(jù)作為地震走時(shí)資料，用區(qū)域雙差地震層析成像方法反演區(qū)域的速度結(jié)構(gòu)；④反演得到的速度結(jié)構(gòu)與真實(shí)模型的異同，可以反映在相同參數(shù)設(shè)置和約束分布的情況下，反演方法理論上能夠有較好分辨率的區(qū)域。

圖6 是用作棋盤格測(cè)試的真實(shí)模型，其中P 波和S 波的擾動(dòng)幅度一致；圖7～8 展示的是復(fù)原得到的P 波和S 波速度結(jié)構(gòu)。測(cè)試結(jié)果顯示，在研究區(qū)域中部存在一個(gè)EN 向展布的分辨率較好的區(qū)域。

圖6 棋盤格測(cè)試模型

圖7 棋盤格測(cè)試的P 波速度復(fù)原結(jié)果

2 區(qū)域雙差地震層析成像結(jié)果

2.1 地震重定位

使用區(qū)域雙差地震層析成像反演后，共有17 240 個(gè)地震被重定位，其震中分布如圖9。可以看出，不同地震叢集內(nèi)的地震更加集中，與斷層分布吻合更好，能夠更加細(xì)致地刻畫(huà)區(qū)域內(nèi)的斷層展布。圖10 是區(qū)域雙差地震層析成像反演給出的地震位置在3 個(gè)方向上的不確定度估計(jì)：多數(shù)地震的定位誤差都在25 m 以內(nèi)，垂直方向的誤差比水平方向的誤差更大。這說(shuō)明本文所給的走時(shí)數(shù)據(jù)一致性較好，相對(duì)于該區(qū)域內(nèi)基于人工走時(shí)數(shù)據(jù)的雙差層析成像[10]殘差更小。

圖9 雙差層析成像方法重定位后的地震空間分布

圖10 雙差層析成像地震位置誤差分布頻次圖

圖11 和圖12 是分層的P 波和S 波速度反演結(jié)果，圖13 則展示了圖2 中6 條線段所對(duì)應(yīng)垂直剖面的速度結(jié)構(gòu)，結(jié)果中同時(shí)展示了相應(yīng)位置附近的地震震中分布。圖13 中A-A′剖面中距離A點(diǎn)100 km和200 km 的地方，地震呈現(xiàn)很明顯傾斜取向，反映出對(duì)應(yīng)位置的斷層形態(tài)，與龍門山斷裂帶的斷層分布及性質(zhì)很好對(duì)應(yīng)。100 km 的地方，是2 個(gè)近直立的斷層；200 km 處是傾向NW 的傾斜斷層且傾角隨深度有變化，反映了龍門山主斷裂處由青藏高原向四川盆地仰沖的構(gòu)造特點(diǎn)。在200 km 附近還能看到不太明顯的其他取向，可能對(duì)應(yīng)于其他地震活動(dòng)性稍弱的斷層[11]。圖13 中的B-B′剖面中，190 km附近也能觀測(cè)到龍門山主斷裂一個(gè)仰沖的斷層形態(tài)，但是受其他地震影響，取向不夠清晰；370 km 附近，存在大量的地震叢集，為長(zhǎng)山鎮(zhèn)斷裂上發(fā)生的地震。圖13 中C-C′剖面是沿龍門山主斷裂的一個(gè)垂直剖面，地震呈現(xiàn)面狀分布的特點(diǎn)。這3 條剖面反映的地震分布特點(diǎn)與前人[11-13]的研究結(jié)果一致。D-D’剖面呈現(xiàn)類似現(xiàn)象，100 km 處呈現(xiàn)傾斜分布地震條帶，200 km 處呈現(xiàn)近垂直地震分布條帶，分別對(duì)應(yīng)于傾滑斷層和走滑斷層。

圖11 P 波速度反演結(jié)果

圖12 S 波速度反演結(jié)果

E-E′和F-F′剖面分別沿緯線和經(jīng)線方向劃分小江斷裂帶附近的區(qū)域。剖面內(nèi)地震主要集中于25 km以內(nèi)，與李樂(lè)等[14]、鄧山泉等[10]在該區(qū)域的研究結(jié)果相似。小江斷裂帶區(qū)域內(nèi)，斷層多、地震密，在E-E′和F-F′剖面上體現(xiàn)出一定的叢集，所反映的空間位置取向較為復(fù)雜。剖面上，除了地震叢集的地方外，還存在部分彌散分布的地震，說(shuō)明該地區(qū)可能存在許多發(fā)育地震的斷層。今后研究這些彌散地震的分布，可能有助于理解當(dāng)?shù)氐牡刭|(zhì)構(gòu)造及其與地震活動(dòng)性的關(guān)系。

2.2 速度結(jié)構(gòu)反演

淺層的速度模型表現(xiàn)出與斷層很高的一致性。在深度20 km 以內(nèi)的水平結(jié)果中，小金河斷裂、小江斷裂、楚雄斷裂、紅河斷裂、金沙江斷裂附近都存在較明顯的低速異常，而這5 個(gè)斷層所圍繞的區(qū)域，即川滇菱形塊體的東南部分則速度較高，正好對(duì)應(yīng)于峨眉山大火成巖省。D-D′剖面經(jīng)過(guò)峨眉山大火成巖省，其相對(duì)速度剖面（圖13g1～g2）更加顯著地刻畫(huà)了大火成巖對(duì)速度結(jié)構(gòu)的影響：在距離D點(diǎn)200 km 左右，50 km 深度以內(nèi)呈現(xiàn)明顯的高速異常，50 km 開(kāi)始變?yōu)榈退佼惓！＿@部分與Yang et al.[15]、張智奇等[16]和郭希等[17]利用面波頻散得到的剪切波速度結(jié)構(gòu)一致。在距離D點(diǎn)100 km 附近（圖13g1～g2）存在一個(gè)垂直的高、低速塊體分界面，并分布有與之取向一致的地震叢集，這里可能是大火成巖省的西北邊界。

圖8 棋盤格測(cè)試的S 波速度復(fù)原結(jié)果

在20 km 深度內(nèi)，龍門山斷裂帶以東的四川盆地呈現(xiàn)出低速異常，西部的青藏高原為高速異常；當(dāng)深度大于20 km 時(shí)，速度結(jié)構(gòu)逐漸向東部高速和西部低速轉(zhuǎn)變。Yang et al.[15]等人是在20 km 左右觀測(cè)到剪切波高低速異常的轉(zhuǎn)變，雷建設(shè)等[12]則是在45 km 觀察到P 波速度的明顯改變，本研究觀測(cè)到轉(zhuǎn)變的深度則處于兩者中間。反演使用數(shù)據(jù)的差異、拾取精度的差別、建模粒度的不同都有可能影響結(jié)果的細(xì)節(jié)，造成不同研究之間模型的差異。但是總地來(lái)說(shuō)，大尺度的淺部和深部區(qū)域的速度異常變化在不同研究中是一致的。由于P 波的走時(shí)數(shù)據(jù)較多，故在50 km、60 km 深度能夠得到較為準(zhǔn)確的P 波速度結(jié)構(gòu)，而S 波的可分辨區(qū)域則相對(duì)較小。圖13 中A-A′的P 波速度剖面直觀地表現(xiàn)了龍門山斷裂帶隨深度的速度結(jié)構(gòu)變化。青藏高原的地殼比四川盆地的更厚，在50 km 左右的深度上，四川盆地已經(jīng)進(jìn)入了波速更快的地幔，而青藏高原則還處在波速較之更慢的地殼中，由此導(dǎo)致了這里觀察到的速度變化模式。

小江斷裂帶區(qū)域內(nèi)的E-E′和F-F′剖面在近地表附近的P 波、S 波速度結(jié)構(gòu)（圖13e1～f2）觀察到了明顯的低速，這是由于小江斷裂帶淺層破裂較多，整體波速偏低。這也與地震彌散分布可能反映的小斷層多一致。在20 km 深度附近的P 波速度結(jié)構(gòu)中觀測(cè)到明顯的低速，存在于小江斷裂帶的西北部。張智奇等[16]認(rèn)為這里低速異?？赡軄?lái)源于青藏高原物質(zhì)向東南緣的擠出。

由于雙差地震層析成像結(jié)果嚴(yán)重依賴于地震的空間分布，當(dāng)某一區(qū)域在特定深度上地震分布較少時(shí)，這部分速度結(jié)構(gòu)往往不能被很好約束，從而影響整體的速度結(jié)構(gòu)變化模式。在對(duì)速度反演結(jié)果解釋時(shí)需要考慮地震分布對(duì)分辨率的影響。在E-E′剖面的速度結(jié)構(gòu)中，觀察到東部的低速區(qū)域比西部分布更深，但東部區(qū)域地震太少，對(duì)這部分區(qū)域的分辨率有限，因此不予討論；深度為40 km 時(shí)，龍門山斷裂帶西北面的青藏高原部分地區(qū)地震分布比較稀疏、分辨率下降，導(dǎo)致部分區(qū)域沒(méi)有呈現(xiàn)出地殼變厚引起的低速異常（圖11d），而且穿過(guò)這部分區(qū)域的B-B′剖面也相應(yīng)地沒(méi)有明顯反映出地殼厚度的變化（圖13b1～b2）。

圖13 剖面上的P 波速度（左側(cè)）和S 波速度（右側(cè)）結(jié)構(gòu)及剖面上的斷層分布。

3 討論與結(jié)論

運(yùn)用APP++掃描川滇地區(qū)6 年的連續(xù)數(shù)據(jù)得到的地震目錄和走時(shí)數(shù)據(jù)，使用區(qū)域雙差地震成像方法獲得了川滇地區(qū)高精度的地震空間分布和地殼的三維P 波、S 波速度結(jié)構(gòu)。地震的位置分布和區(qū)域內(nèi)的斷層具有很好的一致性，很好地刻畫(huà)了主要斷層的形態(tài)。研究所得速度結(jié)構(gòu)與相同區(qū)域內(nèi)的相關(guān)研究也基本一致[18]，部分地反映了研究區(qū)域的地殼厚度變化，同時(shí)也反映了峨眉山大火成巖省對(duì)區(qū)域速度結(jié)構(gòu)的影響。

當(dāng)然，研究結(jié)果也顯示速度結(jié)構(gòu)的分辨率和臺(tái)站及地震分布有顯著的相關(guān)性，再次顯示雙差層析成像方法需要密集的臺(tái)站及長(zhǎng)期的觀測(cè)。為了進(jìn)一步提高分辨率，必須結(jié)合盡可能多的高質(zhì)量地球物理觀測(cè)資料，進(jìn)行聯(lián)合反演。

致謝中國(guó)地震局地震預(yù)測(cè)研究所為本研究提供地震波形數(shù)據(jù)；本研究工作得到北京大學(xué)高性能計(jì)算校級(jí)公共平臺(tái)支持。