小江断裂带北段地壳浅层P波速度各向异性观测的原理与数值试验

马起杨 许力生, 严 川 李春来 许康生

1) 中国北京100081中国地震局地球物理研究所2) 中国兰州730000甘肃省地震局



小江断裂带北段地壳浅层P波速度各向异性观测的原理与数值试验

1) 中国北京100081中国地震局地球物理研究所2) 中国兰州730000甘肃省地震局

以二维情形下观测速度场为各向同性场和各向异性场的叠加为前提， 提出了一种利用走时残差估算地震波速度各向异性的方法， 即剩余慢度矢量法． 利用小江断裂带北段巧家流动地震台阵24个台站记录的3181次地震事件的P波走时残差， 采用剩余慢度矢量法计算了各观测台站周围水平方向上尺度为0.5°×0.5°, 震源深度为0—5 km的剩余慢度矢量， 由此得到了P波快波和慢波方向． 计算结果表明， 大部分观测台站周围的P波速度方向性较为一致， 快波方向为ESE向， 慢波方向为NNE向． 快波方向与小江断裂带北段应力场P轴方向较为一致， 而慢波方向与应力场T轴方向一致， 表明应力的长期作用可能是导致P波速度各向异性的重要原因．

各向异性 P波速度 走时残差 小江断裂带北段

引言

小江断裂带位于青藏高原东缘， 是川滇地块与华南地块的边界带， 也是众多地学家所关注的热点地带． 近年来， 诸多研究者利用剪切波分裂法和Pn波走时成像法(Crampin， 1981)等在中国大陆西南地区及其周边区域开展了大量关于各向异性的研究工作， 结果如图1所示. 其中， 阮爱国和王椿镛(2002)利用1999—2001年M>5.5， 震中距为85°—110°范围内的11次地震的SKS资料， 采用理论切向分量与实测切向分量拟合的方法研究了云南地区的各向异性， 结果表明在(25°N—28°N， 100°E—104°E)区域快波方向为近NS向， 而在(22°N—25°N， 100°E—104°E)区域快波方向则为NE--SW向． 黄金莉等(2003)挑选出由177个地震台站观测到的震中距为2°—12°的3403次地震的23298个Pn波走时资料， 采用Hearn(1996)反演Pn波速度及其各向异性的方法， 研究了川滇地区的波速结构和各向异性， 结果表明： 在川滇菱形地块北部(26°N—30°N， 100°E—104°E)快波方向为ESE向； 在川滇地块以南印缅俯冲带附近(18°N—22°N， 98°E—102°E)快波方向为EW向； 在川滇地块以西(22°N—26°N， 96°E—98°E)快波方向为NS向． 石玉涛等(2006)利用2000—2003年云南遥测地震台网的记录资料， 采用剪切波分裂法研究了云南部分区域的S波速度各向异性， 结果表明： 在丽江、 团山、 保山、 沧源等地(22°N—27°N， 97°E—100°E)快波方向为近NS向； 在楚雄附近(24°N—26°N， 100°E—102°E)快波方向为SSE向； 在弥勒和通海附近(23°N—25°N， 102°E—104°E)快波方向为NS向． 崔仲雄和裴顺平(2009)利用全国及地方地震台网资料和1964—2006年ISC数据， 采用Pn波走时成像法研究了我国西部及其周边地区的波速结构和各向异性， 发现Pn波快波方向在西南地区东构造结有顺时针旋转的趋势， 在(25°N—32°N， 98°E—102°E)区域内Pn波快波方向为ESE向． 李飞等(2011)采用Hearn(1996)的Pn波走时成像法研究了(21°N—34.5°N， 95.5°E—107°E)区域的波速结构和各向异性， 结果表明： 在(27°N—30°N， 98°E—102°E)区域快波方向为ESE向， 且近似为EW向； 在(23°N—26°N， 100°E—103°E)区域快波方向近似为SSE向． 黎源和雷建设(2012)利用2010—2011年中国地震局地壳应力研究所在云南地区布设的流动台站记录的Pn波走时数据和中国地震台网观测报告数据， 采用Pn波走时成像法(Hearn, 1996)研究了我国中西部地区的速度结构和各向异性， 发现松潘—甘孜地块朝南经安宁河—则木河断裂带至川滇菱形地块南部(24°N—33°N， 101°E—104°E)以及四川盆地东南部(24°N—28°N， 104°E—108°E)的快波方向为NW--SE向． 孙长青等(2013)利用370次M>5.5远震事件的Pms震相， 采用切向能量最小化法研究了云南地区各台站下方地壳的各向异性， 发现云南地区(22°N—26°N， 98°E—103°E)各向异性方向整体为近NS向．

图1 近年来中国大陆西南地区及其周边区域速度各向异性研究结果矩形框为各参考文献的研究区域， 黑色虚线框为本文研究区域． 实线为利用P波走时成像法得到的快波方向, 点线为利用剪切波分裂法得到的快波方向

纵观已有的研究可知， 中国西南地区各向异性特征主要表现为： ① 研究结果所揭示的空间尺度较大； ② 研究方法以Pn波走时成像法和S波偏振法居多； ③ 同一地区的不同研究结果之间存在明显差别； ④ 研究对象主要集中于Pn波和S波．

本文将尝试一种比较简单的新方法----剩余慢度矢量法， 利用巧家流动地震台阵记录到的数千次地震事件的P波走时残差数据， 研究小江断裂带北段地壳浅层的P波速度各向异性.

1 原理与方法

只考虑二维情形， 设各向异性介质的慢度矢量场为一有散场， 即

(1)

将慢度矢量场分离成各向同性成分s′(r, φ)和各向异性成分s″(r, φ)， 即

(2)

其中，s′(r, φ)和s″(r, φ)分别满足

式中， r为源点与场点的距离， φ为场点相对于源点的方位角.

将式(2)改写为

为便于讨论问题， 以任意一个慢度矢量为例， 即

或

(3)

可见， 任意一个各向异性慢度矢量等于总慢度矢量与各向同性慢度矢量的差．

现考虑地震波速各向异性， 有

(4)

(5)

如果地震事件相对于某观测点全方位覆盖， 那么只要确定各事件相对于观测点的走时残差， 即可确定慢度的各向异性． 然而， 观测方位的有限性和观测误差的存在客观上不允许我们认识和接受过于复杂的各向异性， 或者说， 讨论过于复杂的各向异性图像没有实际意义． 因此， 我们只考虑一种简单的情形， 即快波方向与慢波方向相互垂直的情形．

为表述方便， 令

首先， 将0°—360°平分成两部分， 0°—180°和180°—360°； 然后分别计算合成的正剩余慢度矢量p+(φi)(走时残差大于零)和负剩余慢度矢量p-(φi)(走时残差小于零)， 即

(6)

(7)

最后将上述两个矢量合成， 得到总剩余慢度矢量

(8)

为便于记忆， 人为定义走时残差为理论走时减去观测走时， 这样正剩余慢度矢量方向便为快波方向， 负剩余慢度矢量方向便为慢波方向. 另外， 将这种利用走时残差分析速度各向异性的方法称为剩余慢度矢量法， 其核心是利用走时残差计算剩余慢度矢量.

2 研究区域与数据

小江断裂带是川滇菱形地块的东边界， 是我国强震多发区地之一． 尤其是其北段， 被认为是未来发生M≥7.0地震可能性极高的地带． 为加强对该地区地震信号的全面监测， 探讨大地震孕育、 发生和愈合的物理过程， 中国地震局地球物理研究所于2012年3月在云南巧家周围沿小江断裂带布设了18套强震(加速度)地震仪、 18套宽频带(速度)地震仪和10套连续GPS(位移)观测仪， 并于2012年10月增设了6套甚宽频带地震仪和2套GPS观测仪， 构成了台间距约为15km的综合观测台阵----巧家台阵. 该台阵所使用的强震地震仪为GURALPCMG-5TD， 宽频带地震仪为GURALPCMG-3ESPCD，GPS观测仪为TOPCONGNSS．

自巧家台阵架设以来， 共记录了约8000次地震， 其震中分布如图2a所示． 为了提高定位的可靠性和精度， 许力生等(2013a)提出了非线性定位法， 并利用巧家台阵附近的人工地震进行检验， 同时利用人工地震给出了台阵所在区域最佳的速度模型(许力生等， 2013b)． 考虑到台阵的定位能力， 本文选取(25.9°N—27.5°N， 102.3°E—103.6°E)作为研究区域(图2b)； 选择该区域2012年3月—2015年3月发生的且震源深度小于5km的3181次地震的P波走时残差数据作为本研究的初选数据．

图2 巧家台阵观测台站(蓝色三角形)和所记录地震事件(圆圈)分布(a) 2012年3月—2015年3月记录的7565次地震事件(绿色圆圈)； (b) 图2a中矩形框区内震源深度为5 km以下的3565次地震事件(紫色圆圈)和震源深度为0—5 km的3181次地震事件(黄色圆圈)

3 数据处理与结果

为获得某个区域的波速各向异性特征， 必须对该研究区域和观测数据作必要的处理, 主要包括研究区域各向异性单元划分、 剩余慢度计算、 数据精选以及剩余慢度矢量求和等, 具体处理过程如下：

1) 各向异性单元划分． 究竟该讨论多大空间的各向异性是我们考虑的首要问题． 对各向异性问题本身而言， 空间越小越好， 分辨率越高越好． 但观测数据是否充分、 观测误差能否被消除以及观测结果是否有意义等， 也均在我们的考虑之内． 因此， 必须根据现有数据， 通过不断尝试， 选择合适的空间单元． 鉴于本文仅聚焦地壳浅层的速度各向异性， 即只考虑二维问题， 所以在垂直方向上仅选择地下0—5km厚的地层进行研究． 在水平方向上， 我们尝试过0.2°×0.2°， 0.3°×0.3°和0.5°×0.5°的网格单元， 最终选择0.5°×0.5°的网格单元． 因此， 最终确定的各向异性单元为水平方向上尺度为0.5°×0.5°， 震源深度为0—5km．

2) 剩余慢度计算． 以台站为源点， 以震中为场点， 根据式(5)， 利用走时残差计算场点与源点之间的剩余慢度值， 震中相对于台站的方位即为剩余慢度矢量的方向．

3) 数据精选． 以台站为源点， 以震中为场点， 分别计算给定单元内正剩余慢度值和负剩余慢度值的平均值以及标准差， 剔除误差大于1倍标准差的数据．

图3给出了J04单元内992次地震事件的正、 负剩余慢度矢量值. 以p=0为分界线， 上半部分为正剩余慢度值， 下半部分为负剩余慢度值， 两部分平均值以绿色实线表示， 蓝色虚线为1倍标准差界线. 可以看出， 仅红色十字所对应的数据为入选数据．

图3 J04单元内992次地震事件的P波剩余慢度值p红色十字为用于计算剩余慢度矢量的数据， 黄色十字为剔除的数据． 上、 下两条绿色实线分别为正、 负剩余慢度值的平均值， 与其相邻的两条蓝色虚线为1倍标准差界线

4) 剩余慢度矢量求和． 由于我们只考虑一种简单的各向异性情况， 即快波方向与慢波方向垂直的情况， 所以无需在360°范围内求和． 因此， 首先根据式(6)和式(7)分别将正剩余慢度矢量和负剩余慢度矢量对折； 然后按照式(8)计算总剩余慢度矢量．

图4给出了一个各向异性单元的剩余慢度矢量的求和过程． 首先将图3中992个数据进行绝对值大小归一化并展示于图4a， 其中正剩余慢度矢量531个， 负剩余慢度矢量461个； 然后剔除偏差大于1倍标准差的数据， 即图4b中灰色数据， 保留剩余数据， 得到正剩余慢度矢量476个， 负剩余慢度矢量361个， 分别对应图4b中红色和绿色数据； 接着将入选的数据进行绝对值归一化并将方位角大于180°的数据对折到0—180°范围内， 如图4c所示； 最后对所有矢量求和， 得到总慢度矢量(图4d)． 最终得到的剩余慢度矢量值约为2ms/km， 方位为109°． 但为了突出剩余慢度矢量的方向， 我们将其大小进行了归一化．

图4 J04单元剩余慢度矢量值的确定过程(a) 所有的剩余慢度矢量； (b) 剔除(灰色)和所选用的剩余慢度矢量； (c) 对折前(灰色)和对折后的剩余慢度矢量； (d) 合成前(灰色)和合成后的剩余慢度矢量.图中红色为正剩余慢度矢量， 绿色为负剩余慢度矢量， 下同

通过剩余慢度矢量求和， 我们只能得到一个矢量(正矢量或者负矢量)． 如果得到的合成矢量为正矢量， 则与其垂直的矢量即为负矢量； 如果得到的合成矢量为负矢量， 则与其垂直的矢量即为正矢量． 重复上述过程， 每个单元可得到一对剩余慢度矢量——正剩余慢度矢量和负剩余慢度矢量， 也就得到了每个观测台站周围给定单元的速度各向异性方向．

图5—10展示了确定巧家台阵24个观测台站周围各向异性时所使用的地震事件覆盖情况． 可以看出， 有些地震事件多(如B05台站， 1195次地震事件)， 有些地震事件少(如C02台站， 27次地震事件)， 有些方位覆盖好(如B05台站)， 有些方位覆盖差(如C02台站)． 总体而言， 台阵北段数据多、 覆盖好， 而台阵南段数据少、 覆盖差．

图5 A01， A02， B01和C01台站位置(a)及各台站可用的地震事件覆盖图(b)N为地震事件数目， 黄色圆圈为地震事件震中， 黄线实线为地震射线，下同

图6 B02， B03， B04和C02台站位置(a)及各台站可用的地震事件覆盖图(b)

图7 A03， A04， J01和J02台站位置(a)及各台站可用的地震事件覆盖图(b)

图11a和表1集中展示了巧家台阵24个观测台站剩余慢度矢量的大小和方向． 可以看出： 24个观测台站中只有5个台站的剩余慢度矢量为负， 其余均为正； 各观测台站的剩余慢度矢量大小不同， 但悬殊不大， 均约为2ms/km； 多数剩余慢度矢量方向为ESE向．

图9 C03， C04， J04和J06台站位置(a)以及可用的地震事件覆盖图(b)

图10 B06， C05， C06和J07台站位置(a)以及可用的地震事件覆盖情况图(b)

各观测台站剩余慢度值的差异是速度非均匀性的反映， 在此暂不讨论． 为了突出速度的各向异性， 我们将P波快波方向和慢波方向展示于图11b中， 图中红色表示快波方向， 绿色表示慢波方向． 可以看出， 除数据较少和(或)方位覆盖较差的台站外， 多数台站的快波方向均为ESE向， 尤其是在数据密集的台阵北段．

图11 巧家台阵各台站单元剩余慢度矢量(a)和P波速度优势方向(b)v+和v-分别为P波快波和慢波速度方向

台站位置东经/°北纬/°pp/(ms·km-1)φ/°平均应力轴P轴方位角/°A01103．226．3-2．223．345．0B01103．126．22．056．0107．3C01103．026．3-1．976．1116．3A02103．226．52．5110．7119．2B02103．126．4-1．695．760．3C02102．926．4-1．2148．041．1B03103．126．62．5117．7124．1B04103．026．8-1．799．1125．9J01103．326．62．8101．6121．1J02103．226．63．5136．2119．8A03103．326．72．885．450．9A04103．326．81．442．5150．7J03103．126．81．2121．7117．1A05103．227．01．170．9115．5A06103．027．12．394．5132．3B05102．927．01．893．5114．6C03102．826．71．6103．997．1C04102．826．81．8111．852．1J04102．926．92．0109．3110．1J06102．826．93．3110．491．1C05102．727．02．599．992．1J07102．827．02．791．387．3B06102．727．02．093．6101．7C06102．627．12．4120．3146．4

为考察上述结果的可靠性， 我们还尝试了水平方向上尺度为0.2°×0.2°， 震源深度为0—5km和水平方向上尺度为0.3°×0.3°， 震源深度为0—5km的空间网格单元． 结果显示， 尽管不同情况下的计算结果存在差异， 但小江断裂带北部地区P波速度各向异性的总体特征并没有改变．

为了探究图11所展示的24个台站的剩余慢度矢量和快波方向空间特征的可能成因， 本文利用平均矩张量技术(严川， 2015)计算了相同各向异性空间单元的平均应力轴方向， 结果如图12所示． 比较图11b与图12b可以看出， 二者的总体特征相似， 不同之处主要表现在台阵边缘的观测点和数据质量较差的观测点． 需要说明的是， 当我们确定这些台站的剩余慢度矢量时， 不可避免地使用了一定数量的台阵外的地震事件， 而这些地震事件的震源位置本身具有不确定性； 而当确定这些台站的平均应力轴方向时， 使用的地震事件主要分布在台阵内部， 缺乏台阵外的事件(图12a)． 所以， 本文认为这种差异主要是由于地震事件数目不足所引起的．

图12 反演应力场所使用的小震震源机制(a)和反演得到的P轴方向(b)

Red and green beach balls represent normal fault and reverse fault, blue and purple beach balls represent the left and right strike-slip faults

波速各向异性方向与应力轴方向的对比分析表明， 二者表现出高度的一致性． P波快波方向即为震源机制解平均应力轴P轴的方向， 相应地， P波慢波方向即为平均应力轴T轴的方向． 如果剔除大小和方向均大于1倍标准差的剩余慢度矢量， 计算其它剩余慢度矢量的平均方向， 由此得到的快波方向约为102°； 对所有台站的平均应力轴P轴作类似处理， 由此得到的P轴方位角约为111°． 我们认为快波方向与压力轴P轴一致不是巧合， 二者存在必然联系， 这可能是由于印度板块向东俯冲挤压青藏高原东南缘(Li， Yin， 2008； Leietal， 2009， 2014)， 引起巧家地区周围介质ESE--WNW向的长期作用， 从而导致P波速度加快， 介质产生各向异性特征．

4 讨论与结论

以二维情形下观测速度场为各向同性场和各向异性场的叠加为前提， 本文提出了一种利用走时残差计算剩余慢度矢量并由此确定快波方向和慢波方向的方法， 即剩余慢度矢量法． 由于该方法只考虑最简单的情形， 即二维且快波方向与慢波方向垂直的情形， 因此本文研究仅局限于小江断裂带北段地壳浅层P波速度的各向异性． 从原理上讲， 该方法也适用于三维问题， 以及快波方向与慢波方向未必垂直的复杂情形， 只是需要更多观测数据的支持． 剩余慢度矢量法对巧家台阵观测数据的应用结果表明， 该方法是可行的， 只要观测数据充裕， 得到的结果便具有实际意义．

对小江断裂带北段P波速度的各向异性分析结果表明， 该地区快波方向为ESE向． 在24个观测单元中， 大多数单元表现出相似的各向异性方向； 只有少数单元的各向异性特征较为奇特， 但由于数据较少， 我们无法确认其存在的原因． 不过， 小江断裂带北段总体的各向异性特征是毋庸置疑的．

小江断裂带北段各向异性总体特征显示： P波快波方向为ESE向， 与当地应力场压力轴P轴方向一致； P波慢波方向为NNE向， 与当地张力轴T轴方向一致． 这种一致性不应该是巧合， 我们认为该地区P波速度各向异性可能是由于印度板块向东俯冲挤压青藏高原东南缘， 引起巧家地区周围介质ESE--WNW向的长期应力作用所致．

对比我国西南地区上地幔和地壳的研究(阮爱国， 王椿镛， 2002； 黄金莉等， 2003； 石玉涛等， 2006， 2013； 崔仲雄， 裴顺平， 2009； 李飞等， 2011； 黎源， 雷建设， 2012； 孙长青等， 2013)可以看出， 本文得到的P波快波方向与黄金莉等(2003)、 黎源和雷建设(2012)以及李飞等(2011)在其周围得到的Pn波快波方向较为一致， 大致方向均为ESE向； 但与阮爱国和王春镛(2002)得到的SKS快波方向以及石玉涛等(2006)得到的S波快波方向则截然不同． 因为研究对象不同， 研究区域也不尽相同， 所以如何理解这种相似和差异并非易事.

综上， 本文得到以下结论： ① 剩余慢度矢量法是一种简单有效的分析速度各向异性的方法； ② 小江断裂带北段地壳浅层的P波快波方向为ESE向， 慢波方向为NNE向； ③ 快波方向与主压应力方向一致， 小江断裂带北段地区各向异性特征与应力的长期作用有关．

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Observation of P-wave velocity anisotropy of the shallow crust in the northern Xiaojiang fault zone: Principle and numerical tests

1)InstituteofGeophysics，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100081，China2)EarthquakeAdministrationofGansuProvince，Lanzhou730000，China

This paper proposes a new technique， residual slowness vector technique (RST)， for estimating anisotropy of the seismic velocity using the resi-duals of traveling times assuming that 2-D observed velocity field is taken as the superposition of anisotropic field and isotropic one. And then the technique is applied to P traveling time residuals of 3181 events recorded by 24 stations of the Qiaojia Array， a mobile array of seismic broadband stations installed across the northern Xiaojiang fault zone. The residual slowness vectors are calculated within a scale of 0.5°×0.5° in the horizontal direction and 0—5 km in the vertical direction around the observation stations. Finally the polarization directions of the fast P-velocity and slow P-velocity are obtained at all the stations by using the RST. The results show that the directions of the P-velocity at most of the stations are in good agreement. The fast-P directions point to ESE， which nearly agrees with thePaxis direction of stress field in northern Xiaojiang fault zone， while the slow-P directions point to NNE， which nearly agrees with theTaxis direction， implying that long period of stress action might be one of the important factors causing the P wave velocity anisotropy in this region.

anisotropy; P-wave velocity; travelling time residual; northern Xiaojiang fault zone

中国地震局地球物理研究所基本业务费专项(DQJB14B01)和国家自然基金(41474046)联合资助．

2015-06-17收到初稿， 2015-07-09决定采用修改稿.

e-mail: xuls@cea-igp.ac.cnp

10.11939/jass.2016.01.002

P315.2

A

马起杨， 许力生， 严川， 李春来， 许康生. 2016. 小江断裂带北段地壳浅层P波速度各向异性观测的原理与数值试验. 地震学报, 38(1): 15--28. doi:10.11939/jass.2016.01.002.

Ma Q Y, Xu L S, Yan C, Li C L, Xu K S. 2016. Observation of P-wave velocity anisotropy of the shallow crust in the northern Xiaojiang fault zone: Principle and numerical tests.ActaSeismologicaSinica, 38(1): 15--28. doi:10.11939/jass.2016.01.002.