口泉断裂及其邻近地区的地壳速度结构

王 霞 宋美琴* 王 亮 李宏伟 吴昊昱 罗 勇

1)山西省地震局， 太原 030021 2)中国科学院测量与地球物理研究所， 大地测量与地球动力学国家重点实验室， 武汉 430077 3)辽宁省地震局， 沈阳 110034

口泉断裂及其邻近地区的地壳速度结构

王 霞1，2)宋美琴1，2)*王 亮3)李宏伟1)吴昊昱1)罗 勇1)

1)山西省地震局， 太原 030021 2)中国科学院测量与地球物理研究所， 大地测量与地球动力学国家重点实验室， 武汉 430077 3)辽宁省地震局， 沈阳 110034

利用震源位置和速度结构联合反演方法， 对1981—2013年山西北部地区的地震进行了重定位， 反演得到了三维速度结构， 并重点对口泉断裂进行了分析。重定位结果显示， 口泉断裂中北段地震集中， 其南北两端地震分布较少， 表明该断裂中北段活动强而南北两端弱； 速度结构显示口泉断裂地震集中段位于高速体内的相对低速区域，其南段显示持续的低速异常。从垂直口泉断裂的速度结构剖面上可以识别出口泉断裂附近的速度呈现明显下凹的梯度带， 初步推测这可能是口泉断裂(或基底拆离带)存在的深部证据； 平行口泉断裂的速度(波速比)剖面显示其中北段地震丛位于高、 低速(高低波速比)陡变带之间。

速度结构 联合反演 口泉断裂

0 引言

从20世纪80年代开始， 国内外众多学者对地震层析成像的理论、 方法进行了研究， 并利用它研究地球内部的速度结构， 得到了许多地区的结构图像， 再结合震例探讨了孕震特点和孕震环境(Thurberetal.， 1993； 孙若昧等， 1995； Zhaoetal.， 2002； Huangetal.， 2002； 周龙泉等， 2007； Leietal.， 2008， 2009； 周民都等， 2012； Andrietal.， 2012； Linetal.， 2013)， 这已成为近30a来地震学发展的最重要的成果。已有的研究结果发现， 很多地区的大地震多发生在高速块体内或高、低速度带边界上或高速与低速相交地带偏高速体的一侧； 通过上部地壳中的横向速度变化， 可将地表断层外推到深部， 通常断裂被成像为倾斜舌状低速带或变化强烈的横向速度梯度带(Lutteretal.， 1994， 1999; Eberhartetal.， 1995; Thurberetal.， 1997)。

在山西地区已有一些学者开展了深部结构和强震及构造关系的研究， 取得了一些有意义的研究成果， 其中部分成果是采用不同的方法获取了大同-阳高震区地壳或上地幔速度结构， 并侧重分析大同-阳高地震序列与速度结构的关系(徐扬等， 1997； 张成科等， 1998； 靳玉科等， 2010)， 涉及口泉断裂的分析甚少； 部分成果是利用宽角反射/折射地震测深剖面获取并研究山西局部地区(如山西高原北部、 五台山地区、 临汾震区、 山西中南部等)的壳幔结构(祝治平等， 1994， 1999； 张建狮等， 1997； 赵金仁等， 2006； 李自红等， 2014)； 张学民等(2003)采用S波理论波形拟合的方法获得了山西省6个台站下方的剪切波速度结构， 并探讨其与地震的关系； 唐有彩等(2010)通过接收函数方法对山西断陷带太原盆地和临汾盆地的地壳结构进行研究， 但其对地壳的结构分辨率较低； 李鹏等(2010)利用天然地震面波层析成像方法得到了鄂尔多斯块体及周缘断陷盆地的瑞利波相速度结构和三维剪切波速度结构， 但其横向分辨率在100km以上， 无法给出山西断陷带较为细致的结构构造特征； 宋美琴等(2013)则是应用面波相速度分布图像揭示了山西地区壳幔速度结构， 区域尺度相对大， 对地壳上部的速度结构分辨率较低； 虽然上述研究结果加深了我们对山西地区壳幔速度结构的认识， 但对口泉断裂的速度结构研究程度较弱。因此， 本文将采用震源和速度结构联合反演的方法获取山西北部地区三维速度结构， 并重点对口泉断裂附近的地震分布及其速度结构特征进行分析讨论。

1 研究方法

虽然地震层析成像的方法和应用有了很多发展， 不同应用的模型和数据亦不同， 但在理论上通常具体可由如下步骤组成：

(1)模型参数化。地震层析成像过程中， 首先要对研究区的地壳结构模型参数化。由于在地震层析成像中需要计算的参数较多， 主要应用的是模型离散化的方法， 主要可分为块体法和网格法。本文采用的Simulps14软件(Thurber， 1983; Kisslingetal.， 1994)为了得到更准确的结果， 将地球考虑成1个椭球， 在研究具体区域时进行了直角坐标与椭球坐标的转化。模型参数化则采用网格法。

(2)计算正问题(射线追踪)。目前用体波进行层析成像主要应用的正演算法是射线追踪法。基本上可分为2类， 一类是试射法， 另一类是弯曲法。

本文所运用的联合反演程序Simulps14(Thurber， 1983; Kisslingetal.， 1994)提供的是ART_PB方法(近似射线追踪+伪弯曲)。主要由2步构成： 1)近似射线追踪， 通过连接震源与接收台站2点， 选取不同曲率半径的圆弧作为射线， 与不同入射面角度相互叠加， 得到1个初始的射线路径； 2)伪弯曲法， 通过第1步得到的初始射线路径， 应用Snell定律， 并依据沿路径每段射线走时最小的原则扰动射线， 得到最后的射线路径。

由于不只对P波进行层析成像， 同时也可对波速比和S波进行层析成像分析， 本文应用的Simulps14软件也获得了波速比和S波的结果(Thurber， 1983; Kisslingetal.， 1994)。

(3)地震层析成像反演方法。反演方法可分为2类， 第1类是基于算法的线性或拟线性反演方法； 第2类是基于模型的完全非线性反演方法。阻尼最小二乘法属于线性反演方法， 该方法最早由Aki等在最小二乘法基础上列入了阻尼系数来压制解的奇异性， 并提出了阻尼最小二乘法。阻尼最小二乘法的缺点是计算费时， 计算需要的内存大。因此， 这种方法只用于数据量和未知数少于几千个这种情况的问题。引入参数分离技术后， 阻尼最小二乘法得到了改进。本文应用的Simulps14软件选用的就是阻尼最小二乘法(Thurber， 1983; Kisslingetal.， 1994)。

(4)解的可靠性评价。地球内部成像结果反映的不仅是真实速度结构的非均匀性， 而且还有数据误差、 有限的地震射线采样、 模型参数化、 线性化以及实施算法等因素带来的影响。这些异常不能轻易被分离出来， 因而经常导致最终图像的虚假异常。因此， 反演后需要对解进行评价， 解的评价主要为解的分辨率分析。联合反演方法中分辨率可以用网格内射线数、 分辨率对角元素(RDE)、 偏导权重总数值(DWS)和展布函数来分析。Simulps14软件同时给出了分辨率对角元素值RDE和DWS值。分辨率对角元素(RDE)显示了1个模型参数的解的独立性， DWS被用来定量分析对每个节点有影响的相对射线密度， 利用射线距离模型节点的距离来衡量该射线长短的重要程度。关于Simulps14的研究中， 前人给出了DWS值最低为50左右， 而分辨率矩阵在0.4以上可以反映该区的结果是相对可靠的。本文主要采用DWS来分析解的可靠性。

本文讨论的震源位置和速度结构的联合反演， 就是在地震层析成像过程中加入震源项， 同时确定三维速度结构和地震震源参数。联合反演结果精度较高， 但参数较多， 运算量也增大。

具体的原理和方法可参见文献(王亮， 2012； 王亮等， 2014)， 本文不再赘述。

2 震源位置和速度结构的联合反演

2.1 地震数据整理

图1 本文使用的地震台站 Fig. 1 The seismic stations used in the study.

本文的研究区域为山西北部地区(38.5°～41.5°N， 111°～115.5°E)， 使用1981—2013年山西、 内蒙古和河北的模拟地震台网、 数字地震台网记录的地震震相观测报告， 通过和达法逐次地震判断(假定发震时间差<30s的2个台网记录事件为同一事件)， 将三省的地震震相观测报告合并。另外， 为了增强反演结果的可靠性， 使穿过研究区的地震射线尽可能增多， 本文扩大了记录台站的区域(36.5°～42.5°N， 110°～116.5°E)， 参与反演计算的台站总数达91个(图1)。选取山西北部地区4个以上台站记录的地震震相报告， 共7,870个地震； 并使用和达曲线进行数据检验， 以确保数据真实可靠(图2)。

图2 本文用于反演的P波和S波走时Fig. 2 The P- and S-wave travel time curves used in the inversion.

表1 一维参考速度模型

Table1 1D initial P wave velocity model

深度/km0315243342速度/km·s-12.565.506.156.306.508.00

2.2 初始速度模型

用网格法对速度模型进行参数化， 平面方向上将研究区划分成0.3°×0.3°的均匀网格， 垂直方向上划分如表1 所示。本文查阅了该地区多年来发表的地壳速度结构研究成果(张建狮等， 1997； 张成科等， 1998)， 选定研究区的一维参考速度模型如表1 所示。

2.3 解的可靠性评价

反演结果的可靠性主要依靠解的评价， 本文主要采用偏导权重总数(DWS)对解的可靠性进行评价， 一般认为DWS的极限值不低于50， 反演结果较好。由于联合反演方法的特性， 本次反演仅得到P波和波速比的解的评价结果， 从本次研究0km、 3km、 15km、 24km深度的DWS分布情况来看(以P波为例， 图3)， P波和波速比的分布结果相类似， 分析认为研究区24km深度以浅的三维P波和波速比反演结果是比较可靠的， 下文简称“24km以浅”。同时， 根据数据的质量情况， P波和S波的射线数基本相同， S波的DWS分布应与P波的分布类似， 因此认为研究区24km深度以浅的S波的结果也是较可靠的。

图3 P波解的评价(不同深度的DWS分布)Fig. 3 The result of evaluation of P-wave solutions(DWS distribution of different depths).

2.4 精定位结果

利用震源位置和速度结构联合反演的simulps14软件包对研究区地震重新定位， 经过3次迭代反演后， 6,879次地震得到了重新定位后的震源参数(图4)， 其中震源深度>0km的有6,615次； 反演后P波走时的均方根残差(RMS)为0.66s。重点分析口泉断裂附近的地震， 显示其分布不均匀， 39.9°N以北地震集中分布， 39.9°N以南地震稀疏(图4)； 而近几年来的地质调查结果显示口泉断裂分段活动性总体呈现出中北段强、 南北两端弱的态势(徐伟等， 2011b； 李煜航等， 2013)， 口泉断裂中段(圣水沟至鹅毛口)是口泉断裂活动最强的地段(王贞海， 2008)， 且怀仁沉降中心也位于此段(最大沉积厚度达到1.8km)， 地震分布同样表明口泉断裂该段活动强烈。

图4 研究区精定位后的震中分布图和速度剖面位置图Fig. 4 The epicenter distribution of the relocated earthquakes and the profile location in the study area.

2.5 反演获得的速度结构

研究区深度为3km、 7km、 11km和15km的速度结构结果显示(图5)， 山西北部地区的地震主要分布在高速体区域内； 而深度为19km和23km的速度结构显示(图5)， 该区的地震主要分布在高速、 低速过渡带区域。已有的面波和体波层析成像研究表明， 大地震多发生在高速和低速体过渡的梯度带上， 通常速度变化强烈的部位是介质非均匀性、 物性变化大的区域， 这些相对脆弱的部位在构造应力作用下易于积累应变能而发生地震(金安蜀等， 1980； 朱露培等， 1990； Huangetal.， 2002; 齐诚等， 2006； 周龙泉等； 2009； 宋美琴等， 2013)。因此， 研究区深度15km以浅的高速体一般认为与上地壳较脆、 较强的岩体有关， 而19km以深的地震分布与中上地壳速度结构的变化有直接关系。

图5 山西北部地区不同深度P波速度及相应地震分布(指定深度上下2km的地震分布)Fig. 5 P wave velocity structures and earthquakes distribution of different depths(0～23km)in the north of Shanxi(the distribution of earthquakes at a depth interval of 4km).

深度3km、 7km速度结构显示口泉断裂以39.9°N为界， 北段呈现高速异常， 南段为低速异常； 深度11km、 15km、 19km和23km速度结构有所不同， 结果显示口泉断裂39.4°N以北为高速体异常， 39.9°～40.2°N则是高速体内相对低速的区域， 39.4°N以南则呈现出低速的特点(图5)。从对应深度范围内的地震分布来看， 多集中在39.9°～40.2°N这一相对低速区内， 其他区域地震稀少。根据已有的研究结果发现(Thurberetal.， 1993； 孙若昧等， 1995； Zhaoetal.， 2002； Huangetal.， 2002； 周龙泉等， 2007； Leietal.， 2008， 2009； 周民都等， 2012； Andrietal.， 2012； Linetal.， 2013)， 大地震多发生在高速块体内或高、 低速度带边界上或高速与低速相交地带偏高速体的一侧， 但对于微震还没有太多的认识， 从口泉断裂附近速度结构与微震关系来看， 高速体内的相对低速区是易于释放能量的区域。

图6 平行、 垂直口泉断裂深度剖面的P波速度结构图像Fig. 6 The parallel and vertical P wave velocity profiles along the Kouquan Fault.AA′ 平行口泉断裂， BB′ 垂直口泉断裂

为了深入了解口泉断裂及其附近区域的地下速度结构情况， 平行和垂直口泉断裂各给出1条P波速度和小震深度二维纵剖面图(图6)。垂直口泉断裂的速度结构剖面图显示口泉断裂下方存在1个较大范围的高速体(地下20～30km)， 地震主要发生在这一高速体的上方。平行口泉断裂的速度结构剖面图显示沿断裂方向浅层速度变化比较平稳， 但在15～30km深度可见明显的高、 低速相间带， 这可能与研究区大同盆地内部坳隆相邻、 次级盆山相间的构造有关， 而地震丛就位于高、 低速陡变带附近。

本文也给出了平行、 垂直口泉断裂的S波的速度结构剖面(与P波速度剖面位置相同)。由于S波对于横向变化较P波敏感， 垂直口泉断裂的速度结构剖面(图7)清晰地显示出速度呈现向下凹的梯度带， 这与已有的地质调查结果给出的地表口泉断裂位置相吻合， 初步推测此速度梯度带可能是口泉断裂存在的深部证据； 而六棱山山前断裂附近地震的震源深度相比口泉断裂附近的地震深度浅， 这与大同盆地呈西侧深陡、 东侧浅缓的不对称箕状断陷特征相吻合； 同时， 速度呈现向下凹的梯度带也是盆地西侧深部存在基底拆离带的间接证据， 东侧的六棱山断裂为基底拆离带上方的反倾正断层， 要比西侧的口泉断裂的埋深浅很多， 在本剖面上难以刻画， 还需开展更高分辨率的浅部速度结构工作来进一步佐证。

同样与P波速度剖面一致的是口泉断裂下方也存在1个较大范围的高速体异常(地下20～30km深度)(图7)， 地震主要发生在这一高速异常体的上方， 但是上文给出研究区24km以浅的反演结果是较可靠的， 因此这个高速体异常仅是初步结果， 有待于今后获得更深部速度资料的证实。平行口泉断裂的速度剖面更明显地显示了15km深度以下的高、 低速相间带， 地震丛就位于高、 低速陡变带附近； 研究表明， 速度变化急剧的地段往往是介质极不稳定容易诱发地震的主要构造部位(Cerveny， 1979; 刘国栋等， 1984； Wangetal.， 2003; 赖院根等， 2006； 胥颐等； 2006； 王帅军等， 2007， 2013； Zhengetal.， 2008)。

图7 平行、 垂直口泉断裂深度剖面的S波速度结构图像Fig. 7 The parallel and vertical S wave velocity profiles along the Kouquan Fault.AA′ 平行口泉断裂， BB′ 垂直口泉断裂

图8 平行、 垂直口泉断裂深度剖面的波速比图像Fig. 8 The parallel and vertical P/S wave velocity ratio profiles along the Kouquan Fault.AA′ 平行口泉断裂， BB′ 垂直口泉断裂

同时， 垂直口泉断裂的波速比剖面(图8)清晰地显示出口泉断裂地震集中的中北段位于相对高波速比区域， 明显被周围低波速比地区包围； 六棱山山前断裂附近的地震主要位于低波速比区域。平行口泉断裂的波速比剖面(图8)也明显地显示15km以下的高、 低波速比相间带， 地震丛就位于高低波速比陡变带附近， 这与P、 S波速度剖面结果类似。

值得一提的是， 沿口泉断裂走向的剖面呈现出3个高低速陡变带， 而只有中部发生了很多微震， 其他区域只有零星分布。由于没有收集到断裂附近深部地层岩性或介质性质资料， 这3个梯度陡变带是否由于岩性或介质不同导致， 有待于深入开展进一步的研究。

3 结论

本文应用震源位置和速度结构联合反演方法对山西北部地区进行了联合反演计算， 得到了研究区的精定位结果和三维速度结构。精定位结果显示口泉断裂中北段地震集中， 其南北两端地震分布较少， 这与地质调查结果相一致， 且怀仁沉降中心也与地震集中段相吻合， 均表明口泉断裂中北段活动强而南北两端弱； 结合平面速度结构结果， 口泉断裂地震集中段位于高速体内相对低速区域， 其南段3km以深的速度结构呈现持续的低速异常， 表明中上地壳的高速体通常具有较高的强度， 可积累较强的孕震能量， 而低速体难以积累能量。

垂直口泉断裂的P、 S波速度结构剖面图显示口泉断裂附近的速度呈现明显向下凹的梯度带， 初步推测这可能是口泉断裂(或基底拆离带)存在的深部证据； 在口泉断裂地震集中段下方存在1个较大范围的高速体异常(地下20～30km)， 还需要今后获得更深部速度资料的证实。平行口泉断裂的速度结构(波速比)剖面图显示沿断裂方向浅层速度变化比较平稳， 但在15km以深出现明显的高、 低速(高低波速比)相间带， 这可能与研究区大同盆地内部坳隆相邻、 次级盆山相间的构造相关， 而地震丛位于高、 低速(高低波速比)陡变带之间。

致谢 感谢郑勇研究员在数据准备和程序调试中给予了热心帮助， 感谢审稿专家对本文提出的建设性修改意见。

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STUDY ON CRUSTAL VELOCITY STRUCTURE BENEATH KOUQUAN FAULT AND ADJACENT AREA

WANG Xia1，2)SONG Mei-qin1，2)*WANG Liang3)LI Hong-wei1)WU Hao-yu1)LUO Yong1)

1)EarthquakeAdministrationofShanxiProvince，Taiyuan030021，China2)StateKeyLaboratoryofGeodesyandEarth’sDynamics，InstituteofGeodesyandGeophysics，ChineseAcademyofSciences，Wuhan430077，China3)EarthquakeAdministrationofLiaoningProvince，Shenyang110034，China

Through simultaneous inversion of earthquake hypocenters and velocity structure， we obtained the precise locations of earthquakes occurring from 1981 to 2013 in northern Shanxi and the 3D velocity structure， and analyzed emphatically the Kouquan Fault. The result of earthquake relocation shows that earthquakes are concentrated in the central-north segment of Kouquan Fault and the distribution is sparse towards both south and north end of the fault， which indicates that the strong activity is in the central-north segment of Kouquan Fault and the seismicity becomes weaker towards both ends. The result of velocity structure shows that the earthquake concentrated segment of Kouquan Fault is on the side of relative low-velocity area in the high-velocity body, and the south segment of Kouquan Fault is the continuous low velocity. We can recognize the velocity gradient zone from the obvious depression near the Kouquan Fault， which， as we preliminarily speculate， may be the evidence of the presence of Kouquan Fault(or basement detachment)at the deep part. The parallel velocity profile (velocity ratio profile) to Kouquan Fault shows that the earthquake cluster in the central-north segment of Kouquan Fault is located in the abrupt change zone from high to low velocity(from high to low velocity ratio).

velocity structure， simultaneous inversion， Kouquan Fault

2015-01-21收稿， 2015-10-26改回。

大地测量与地球动力学国家重点实验室开放基金(SKLGED201444E)、 中国地震局星火计划(Xh15007)和2014年度震情跟踪专项工作任务(2014020111)共同资助。 *通讯作者： 宋美琴， 女， 1968年生， 研究员， E-mail： smq28@126.com。

P315.5

A

0253-4967(2015)04-0939-14

王霞， 女， 1987年生， 2012年毕业于中国地质大学(北京)矿产普查与勘探专业， 获硕士学位， 工程师， 主要从事地震综合预测等研究， 电话： 0350-5610572， E-mail： 365372858@qq.com。