基于密集台阵的漾濞震源区P波速度分布特征

赵志远，王晓山，陈 婷，冯向东

（河北省地震局,石家庄 050021）

0 引言

据中国地震台网中心测定，北京时间2021年5月21日21时48分，在云南省大理白族自治州漾濞县（25.67°N，99.87°E）发生 6.4 级地震，震源深度8 km。此次地震打破了云南地区长达6年多的6级地震平静期，是滇西北地区发生的一次显著强震。区域构造背景揭示，印度板块和欧亚板块的碰撞使得青藏高原隆升，部分物质向东挤推川滇块体，由于受到东侧华南块体的阻挡，使得川滇块体向东南方向逃逸[1]。而此次漾濞地震序列就发生在川滇块体的西南边界上，区内构造运动强烈，地质结构复杂，历史上中强地震活动频繁[2]。震中区附近主要发育有维西-乔后和红河2条NW走向的右旋走滑断裂带。维西-乔后断裂是一条规模较大的边界断裂，起始于维西县西北，在巍山以南与红河断裂带相接，全长约280 km，总体走向NNW，倾角为70°[3]。震源区内的壳幔速度结构特征与地震深部的孕育环境具有较大相关性，震源区地壳速度结构可以反映关于地震深部孕育环境及发震机理等重要信息，同时经过精定位后的序列空间展布则可以提供发震断层的深部特征及震源破裂过程的基本信息[4-5]。已有结果初步表明，漾濞6.4级地震发生在维西-乔后断裂的西南侧，破裂主要沿SE方向单侧扩展，震源机制解为右旋走滑型[6-7]，大地电磁三维反演结果显示，漾濞地震序列大多发生在高-低阻电性过渡区附近的高阻一侧[8]，而层析成像结果表明余震主要分布在高速异常体边缘[9]。虽然漾濞地区已经开展了非常多的地壳速度结构和地震重定位研究，但是前人的研究成果主要基于固定台网和震后架设的临时台网数据，台站分布和射线密度较为一般，反演得到的速度结构分辨率并不高。国家重点研发项目“地震亚失稳阶段识别的实验、理论与野外观测研究”于2018年在云南洱源地区布设多手段观测台网开展地震亚失稳过程的野外持续观测，本次漾濞地震发生在短周期测震台网覆盖范围内，因而台站方位角分布非常好，保证了成像和定位结果的可靠性（图1）。本文采用云南亚失稳测震台网数据进行地壳三维速度结构和震源位置的联合反演研究，以期得到更加可靠的地震重定位结果和更高分辨率的地壳速度结构，为进一步深入研究震源区强震孕震机理和发震构造提供依据。

1 数据与方法

1.1 数据资料

本文研究数据来源于云南亚失稳台网震相观测报告，数据时段为2018年3月—2021年5月，根据图1中的射线密度分布，将研究范围选取为99.0°～101.0°E，25.0°～27.0°N。为了保证反演数据的可靠性，消除震相拾取错误或其它信息的干扰，使反演过程更加稳定和收敛，对震相数据进行了质量控制。首先根据台站的经纬度信息和震源位置信息得到震中距（计算过程考虑了台站的高程影响），然后结合震相数据文件中的绝对走时数据拟合地震波的走时曲线，剔除偏差较大的数据。同时，在定位中仅使用了震中距200 km以内的初至波到时数据，避免了较远台站可能存在数据质量精度不高的情况，有利于提高震相走时精度（图2）。提取地震对时，要求每个地震至少包含4个台站P波和S波到时数据，地震对间隔小于10 km。最终，共提取到地震事件19 101个，P波到时数据159 528条，S波到时数据127 701条，P波和S波震相对共145万余对。研究区内地震射线分布如图3所示，从图中可以看出，台站与地震之间的射线基本覆盖了研究区域的重点关注目标，射线分布较为均匀。每个台站都保证了相对充足的到时数据，为得到较好的层析成像结果提供了保障。

图1 漾濞地区地质构造背景和台站分布

图2 P波（左）和S波（右）时距曲线

图3 利用L-Curve方法选择最佳阻尼因子（左）和平滑因子（右）

1.2 双差层析成像原理

双差层析成像方法将传统走时层析成像和双差定位法相结合，使用绝对到时数据和走时差数据，实现震源位置和三维速度结构的联合反演[10]。首先，根据研究区域内台站和震源位置分布情况，采用“自适应节点法”进行模型参数化，然后利用“伪弯曲法”进行射线追踪并计算理论到时，最后采用LSQR算法进行迭代，直至由双差数据残差的二范数和绝对走时数据残差的二范数所组成的目标函数最小化。具体原理如下：

式中：τi表示地震事件i的发震时刻，表示慢度矢量，ds表示沿射线路径的积分元，表示地震事件i到台站k的走时。在层析成像中，发震时刻、震源位置以及地下介质都是待求参数，因此该方程是高度非线性的反演问题，为了简化运算，使用一阶泰勒展开将其线性化后可以得到实际到时与理论到时之差

式（3）可以称为“走时残差之差”，指两个地震事件之间观测到时差与理论到时差的残差，因此式（3）可以简写为：

1.3 模型参数选择

双差层析成像的基本流程为：首先，利用节点法将研究区域的一维速度模型转变为三维速度模型；然后，在该模型的基础上使用不同组合的光滑因子和阻尼因子来构建解的拟合残差和稳定性之间的“L-Curve”曲线，确定最佳的正则化参数值；最后，利用得到的三维速度模型和正则化参数进行棋盘测试，如果棋盘测试结果分辨率较高，可以直接使用上述模型参数并采用实际观测数据进行双差层析成像，相反，如果棋盘测试结果恢复度较差，就需要重新划分速度网格节点，重复上述流程。

本文参考前人在滇西地区的研究成果[11-13]，经过多次尝试，最终选用的初始速度模型如表1所示，研究区纵横波速比为1.73，水平方向网格间隔为0.1°×0.1°，深度方向网格为 0 km，2 km，4 km，6 km，8 km，12 km，16 km，40 km。根据L-Curve曲线，阻尼因子选取300，平滑因子选取5（图3）。

表1 漾濞地区初始一维速度模型

2 结果和讨论

2.1 棋盘测试结果

为验证反演结果的稳定性和可靠性，本文采用0.1º×0.1º网格和±5%异常相间的棋盘模型作为理论模型进行分辨率测试。图4给出了不同深度的检测板结果，可以看出，在2 ～16 km的深度范围内，随着深度增加，研究区P波的速度模型分辨效果越来越好。震源区内分辨率基本可以达到0.1°×0.1°。

图4 研究区不同深度P波和S波棋盘测试结果

2.2 漾濞震源区三维速度结构

基于以上模型参数和节点划分，利用双差层析成像方法得到了漾濞地区地壳三维速度结构和震源位置，并对漾濞震源区附近结果进行分析。结果显示，震相走时残差均方根由0.552 s降低为0.110 s，震源分布更为集中收敛，漾濞主震发生在西北侧，余震序列整体沿SE展布，如图5所示。可以看到，在不同深度上研究区速度结构具有明显的横向不均匀性。总体上，漾濞6.4级地震发生在高低速交界附近的高速体内，地震序列的北侧和南侧都存在低速异常体。在2 km深度上，维西-巍山断裂、红河断裂带表现为高速异常，断裂两侧则表现为相对低速，速度结构特征与地形地质构造具有一致性。在4 km、6 km深度上，速度结构特征与2 km大体一致，维西-巍山断裂、红河断裂带高速范围逐渐缩小。在8 km深度上，红和断裂带南侧低速异常体扩大，漾濞地震序列南侧逐渐由低速过渡为高速区域。在12 km深度上，漾濞地震序列震源区已完全转为高速区域，到16 km深度时，序列南侧又从高速过渡为低速区域。

图5 不同深度漾濞地区P波速度结构特

为了进一步研究漾濞地震序列和速度结构分布特征，本文沿地震序列展布方向和垂向分别给出了AB、CD两条剖面，并将剖面两侧的地震投影到剖面上，结果如图6所示。结果显示，漾濞6.4级地震位于高低速异常交界带，此类区域往往是介质物性发生变化的地区，由于结构和应力场的变化，这些区域相对脆弱，更利于能量的积累与释放进而引发地震，这可能是主震发生于此的原因。余震序列主要发生在高-低速过渡区域偏向高速体的一侧，其原因可能是由于低速体的内部韧性较强，容易产生蠕滑变形，不利于积累应变能和发生脆性破裂，而高速体强度较高，有利于聚集能量，此类区域通常为脆性易碎的介质，在初始破裂发生以后，可能会相继破裂，余震频发。

图6 剖面AB（左）和CD（右）速度结构和地震分布特征

3 结论

本文利用2018年3月至2021年5月期间亚失稳台网所记录到的漾濞及周边地区地震观测数据，采用双差层析成像方法，获得了漾濞及周边地区的高分辨率三维地壳速度结构及地震重定位结果，主要结论如下：

1）漾濞6.4级地震序列主要沿NW-SE向展布，走向基本平行于维西-乔后断裂，震源深度主要集中在0～10 km，优势深度为6 km。

2）漾濞地区速度结构存在明显的横向不均匀性，速度分布特征与地质构造相关，主要受区域断层控制。

3）漾濞6.4级地震序列的震中分布与速度结构变化具有相关性。地震序列主要位于高低速异常交界地区的高速体内，表明坚硬的岩层具有积累应变能并在地震中释放的能力，是强震孕育发生的关键区域。