山西分区地壳速度模型的建立及应用

张 蕙 朱元清 宋秀琴 殷伟伟

1 山西省地震局，太原市晋祠路二段69号， 030021 2 上海市地震局，上海市兰溪路87号， 200062

地壳的速度模型与地震的精确定位密切相关[1]，在区域地震台网的日常监测工作中，合适的地壳速度模型有助于获得准确的震源位置，为此许多地震工作者对不同区域的速度模型进行了大量研究[1-3]。测震台网使用的速度模型一般以一维速度模型为主[3]，而山西台网一直使用修正的J-B模型[4]，直到殷伟伟等[5]利用线性拟合、折合走时及Hyposat批量定位比较残差等方法确定了山西2015速度模型，使定位精度和适用性得到很大提高。

受西太平洋板块俯冲的影响[6-7]，山西东部地区的华北盆地自中生代以来随着华北克拉通的破坏经历了一系列的地壳拉张、岩石圈减薄和破坏[8]，而西部地区的鄂尔多斯块体则一直保持着相对稳定的状态[9]。山西位于两个构造差异巨大的地质体之间，属于华北克拉通破坏的过渡带[10]，构造活动十分活跃，地壳速度结构、地表沉积层及莫霍面埋深等均有很强的横向不均匀性[11]，在全区使用同一种速度模型显然难以满足日益精准的地震定位需求。山西断陷带由一系列新生代断陷盆地、构造隆起带及活动断裂共同组成，中小地震精定位结果显示[12]，山西地区小震主要分布在断陷盆地内，特别是其中太原盆地小震分布相对密集，而盆地之间的隆起区则小震分布较为稀疏。接收函数结果显示，在太原盆地南部存在一个地壳厚度南北差异转变带——晋中坡折带[13]。

为进一步完善山西地区速度模型，提高山西测震台网地震定位精度，本文根据山西地质构造及山西断陷盆地的分布特征，以太原盆地南北两侧隆起区为界，将研究区划分为北部、中部和南部3个区域，并利用山西测震台网多年积累的高质量地震资料，通过线性拟合、折合走时及Hyposat批量定位等方法，得到各个分区相应的速度模型。

1 数据与方法

本文将研究区划分为北部、中部和南部3个区域，其中北部及中部区域以太原盆地和忻定盆地之间的石岭关隆起(38.5°N)为界，临汾盆地和太原盆地之间的灵石隆起(36.5°N)将中部及南部区域分割。本文所采用数据全部来自山西测震台网2009～2019年产出的山西省及周边50 km范围内地震事件波形资料。为使震中位置有较高的精度，仅保留一类精度事件，同时要求最大空隙角小于45°，且参与定位的台站数大于40，即全省80%的台站都有记录。按照上述条件，一共得到307个地震事件，其中北部区域51个，中部区域184个，南部区域72个，震中以及台站分布如图1所示。同时校对地震事件震相，并补充Pb震相，详情见表1。不难发现，符合条件的地震事件主要集中在中部地区，南部及北部区域较少。

图1 本文所用地震事件及台站分布Fig.1 Earthquake events and station distribution map used in this study

表1 地震事件及震相数量

本文的研究方法与殷伟伟等[15]的方法相近，首先通过区域速度线性拟合和速度稳定性分析得出速度值的波动范围，再利用折合走时分析由前人人工地震探测、层析成像等结果所得速度模型中康拉德界面和莫霍界面的深度范围，最后采用Hyposat定位程序，在深度范围内对确认满足地震精度条件的地震资料进行穷举法试错，选取结果最优、总体残差最小的一组参数作为各区域的地壳速度模型。

2 模型结果与检验

2.1 模型结果

将3个区域内的地震数据按照前文方法进行计算，其中P波速度值以0.01 km/s为步长，速度间断面的深度以0.5 km为步长，用所有组合的模型批量定位所选地震，当残差最小时，即为各区域的分区速度模型，模型参数见表2。可以看出，山西2015速度模型与分区模型在中部区域的速度模型参数接近，与其他区域的差别主要体现在P波在上地壳和莫霍面的传播速度及莫霍面深度。山西地区上地壳的P波平均速度由南向北逐渐变小，变化范围为6.10～6.18 km/s；下地壳的P波速度比较均衡，南北最大差异为0.4 km/s；上地幔顶部的速度则呈南高北低的趋势，南部临汾、运城盆地的Pn波速达到8.03 km/s，北部忻定盆地、大同盆地则明显偏小，这与瑞利波群速度[14]和面波相速度[15]揭示的特征相似，可能与大同火山岩浆活动有关；莫霍界面和康拉德面的深度表现为北厚南薄，其中康拉德面埋深的波动较小，变化范围在20.5～21.3 km之间，而莫霍面的变化幅度较大，北部最厚为42.9 km，南部仅为38.5 km。莫霍面的变化趋势与文献[13,16]对接收函数的研究结果基本一致，可见山西地区地壳结构存在明显的横向不均匀性。

表2 分区模型参数

2.2 模型检验

山西2015速度模型是基于2009～2014年山西台网满足特定条件的全部地震数据确定的，并未考虑当地地质构造差异明显、地震分布不均等特征，因此地震分布较多的中部区域对模型参数影响较大。本文分别采用2009～2019年各分区内的地震事件独立计算分区模型，在一定程度上避免了地震事件分布不均带来的影响。相比于山西2015速度模型，本文所用的地震数据更多、震相更丰富，对于提高模型的精度及适用性起着非常关键的作用。

为检验分区模型的适用效果，分别利用批量定位比较残差、典型地震震中和震源深度测定及非天然地震事件检验3种方法进行验证，验证过程中均保持地震事件、震相文件、定位方法等速度模型以外的参数不变。

2.2.1 批量定位比较残差

本文计算分区模型时使用的是2020年以前的数据，因此验证模型时选择未参与模型计算的地震事件。2010-01-01～2020-06-20山西地区共发生ML>1.0地震385次，其中北部区域107次，中部区域184次，南部区域94次。利用Hyposat方法分别配置山西2015速度模型及所处区域相应的分区速度模型测定所选地震事件，并计算残差，结果见图2。可以看出，配置分区模型的定位残差明显小于山西2015速度模型结果，平均值由0.51 s降至0.26 s，降幅高达49%；残差最大值也由1.99下降到1.20，且残差值大于1的地震次数由原来的7次降为1次。

图2 不同模型残差对比Fig.2 Comparison of residuals of different models

2.2.2 典型地震震中及震源深度测定

2016年山西省境内共发生M4.0以上地震3次，分别是03-12山西盐湖M4.5、04-07山西原平M4.2和12-18山西清徐M4.2地震。3次地震的时间间隔短、震级相差小，且依次分布在本文划分的3个分区内，具有典型代表性，因此选择这3个地震事件来验证本文分区模型的适用性。

山西盐湖M4.5地震的震中位于山西台网边缘，最大空隙角为118.5°，属于网缘地震，震中位置受速度模型影响较大；山西原平M4.2和山西清徐M4.2地震均属于网内地震，以山西台网目前的定位能力能够保证其达到一类精度，所以本文只针对山西盐湖地震的震中位置进行速度模型的适用性验证。在精确识别山西台网记录的该地震各种震相的基础上，分别配置2种不同的速度模型，使用相同的定位方法(单纯形法)测定其震源位置。中国地震台网中心发布的正式结果显示，该地震震中位于34.93°N、110.83°E，震源深度为10 km。表3为不同模型测定参数与台网中心结果的对比，配置分区模型后对于网缘地震震中位置的约束力显著提升，定位精度达到一类精度。

表3 不同速度模型测定山西盐湖地震震源参数对比

PTD方法是由朱元清等[17]提出的一种测定震源深度的确定性方法，具有测定结果稳定、使用清晰初至震相及对深度变化反应敏感等优势，应用十分广泛。依据PTD方法的原理，在保持速度模型以外条件不变的情况下，适用性强的速度模型测定的有效震源深度个数会明显增多[15]，分布特征更接近高斯分布，可以用来判别速度模型的适用性。本文分别配置山西2015速度模型和对应的分区模型，采用相同的震相文件，采用PTD方法测定3次地震事件的震源深度及其有效个数，结果见表4。不难发现，配置分区模型测定的震源深度的有效个数有所增加，说明分区模型较山西2015速度模型的适用性更佳，其中山西盐湖M4.3地震的震源深度变化较大，与刘林飞等[18]的测定结果接近。山西2015速度模型和南部分区模型的差别主要体现为P波在莫霍面的传播速度，前者是山西全区的平均模型，因此推断山西南部区域的Pn波速度高于全区的平均值。

表4 不同速度模型PTD方法测定震源深度及有效个数

2.2.3 非天然地震检验

山西地区煤炭资源极其丰富，素以“煤炭之乡”著称于世，全省地下近40%的面积有煤层分布。常年的煤矿开采造成许多非天然地震事件发生，在一定程度上影响了人民群众的生产生活，但也给地震工作者带来精准的数据资源。非天然地震中常见的爆破事件具有确定的发震时刻、震中经纬度及炸药当量，在检验地震定位方法、地壳速度模型等方面有着天然地震不可比拟的优势。

据中国地震台网测定，北京时间2020-04-15 12:30山西朔州市平鲁区发生M2.0非天然地震事件，经当地应急部门核实，该事件与中煤能源平朔煤业有限责任公司报备的近地表人工爆破作业信息(39.50°N，112.40°E)基本吻合。对于该事件，山西测震台网共有20个台站记录到有效的事件波形，多数台站P波初动方向向上，波形特征基本符合山西台网日常记录的爆破特征，其中最近台站为山西雁门关台(图3)。

图3 山西平鲁2.0级爆破事件波形Fig.3 Waveform recording diagram of Pinglu M2.0 stage blasting event in Shanxi province

精确拾取有记录台站的震相，采用同样的定位方法分别配置不同的速度模型，结果见表5。两种模型测得的震中位置差均在5 km范围内，但分区模型的结果更接近实际位置，同时分区模型测定的震源深度也更符合近地表爆破的结论。

表5 采用不同速度模型测定山西平鲁爆破结果

3 结 语

本文利用2009～2019年山西省及周边50 km范围内的地震事件波形资料，获得山西地区分区地壳速度模型。山西地区北部、中部和南部3个区域的速度结构存在明显差异，与山西2015速度模型相比，北部区域上地壳的P波速度偏大，莫霍面速度偏小，深度却显著增大。研究表明，北部区域的大同火山下方低速体自中地壳一直向下延伸至200 km左右的上地幔[6,7,19]，最近一次喷发是在距今只有6万年的晚更新世[20]，由此推测，北部区域的地壳结构可能与大同火山活动有关。火山下方的低速体沿火山通道上涌，在火山周边地表及上地壳冷却，从而形成明显的高速异常；中地壳以下区域由于岩浆尚未冷凝，温度较高，呈低速异常；大同火山持续活动对下地壳形成的底侵作用及山西断陷带由南向北逐渐撕裂、拉张都会使得北部区域的地壳厚度较中部及南部区域的厚。

中部区域的速度结构与山西2015速度模型结果比较接近，可能是因为山西地区速度结构的变化是由南向北渐变的，中部地区处于过渡带，具有折中效应；另外也可能是由于中部区域地震数量多，参与平均模型计算的地震事件在中部地区比较集中。南部区域不同于北部区域，P波在上地壳的传播速度低于平均模型，在莫霍面的传播速度较快，且莫霍面深度小于山西地区的平均深度。这可能与南部区域沉积层较厚有关，巨厚的松散层堆积造成临汾、运城盆地效应显著。3个区域下地壳的速度和康拉德界面的埋深差别不大，可能受Pb震相数量所限。

致谢:感谢山西、内蒙古、河北、河南和陕西等地震台网为本文提供地震波形数据。