長三角地區地殼P、S波速度結構模型

溫燕林 于海英 陳 飛 方洪建

1）中國上海 200062 上海市地震局

2）中國上海200062 上海佘山地球物理國家野外觀測研究站

3）中國合肥 230026 中國科技大學地球與空間科學學院

0 引言

長江三角洲地區地貌上表現為蘇北及長江三角洲大平原和皖浙丘陵低山，大地構造上地跨下揚子準地臺（以江山—紹興深斷裂為界）和華南褶皺系（華夏塊體）。根據區域新構造活動特征，長三角地區可分為下揚子下沉凹陷區和皖浙上升隆起區，東南隅海域為東海持續沉降區。下揚子下沉凹陷區按沉降幅度可分為蘇北—南黃海強烈下沉區和蘇錫滬緩慢下沉區，兩者的界限為栟茶河斷裂，大約在泰州—海安一線。蘇北—南黃海區受NE、NNW 向構造控制，沉積厚度達1 500—2 000 m。該區新構造活動強烈，海域內中強地震較為頻繁。蘇錫滬區晚第三紀時受南部山地抬升的影響，沉降幅度不大，上第三系至第四系厚度由南部的100 m 向北逐漸加深到500 m 左右，新生代玄武巖分布零星，地震活動以震級4 級左右的居多，且震中集中在太湖和長江口地段。皖浙上升隆起區按隆升程度可分為蘇南緩慢上升區、皖南浙西北強烈上升區和浙東北較強烈上升區。蘇南緩慢上升區自新構造運動以來持續緩慢上升，晚第三紀玄武巖大面積出露，溫泉分布較多，中強地震較活躍。皖南浙西北強烈上升區地勢較高，由西向東逐漸傾降，最高處近1 800 m，地震活動很弱。浙東北區上升幅度相對西部較弱，一般海拔500—600 m，山體走向受NE、NNE 向構造控制，地震活動較弱。

地震測深研究結果顯示，長三角地區地殼為雙層結構，上地殼厚20 km 左右，以硅鋁質物質為主，P 波速度整體表現為5.8—6.5 km/s 的連續變化。下地殼埋深于20 km 以下，由硅鎂質物質組成，厚10 km 左右，平均P 波速度為6.8 km/s。反映地殼厚度變化的莫霍面埋深，在皖南南陵、廣德一帶最深，約35 km；東海海域最淺，約27 km，其莫霍面總體呈NE 向。長三角地區莫霍面變化平緩，無明顯的梯度帶顯示，反映地殼底界平整、舒緩波狀起伏。蘇北地區地殼厚31—33 km；蘇北沿海至南黃海中部海域地殼厚度變化和緩，厚28—29 km；江南地區地殼厚度32—35 km；杭州灣地殼較薄，僅28 km。浙江30°N 以南部分地殼厚度變化平緩，為28—32 km。據多種方法計算，長三角地區莫霍面平均埋深約31 km（江蘇省地質礦產局，1984；火恩杰等，2004）。

前人采用不同方法對長三角地區相關區域地下速度結構開展過大量研究（姚保華等，2007；劉保金等，2015；歐陽龍斌等，2015；熊振等，2016），我們在前人研究基礎上采用天然地震面波、體波多種反演方法，對長三角地區地殼速度結構進行研究，獲得了該地區高分辨率三維地殼P、S 波速度結構，并探討了強震活動與速度結構分布間的關系。

1 瑞利波相速度反演S 波速度結構

根據收集到的Shen 等（2016）的8—30 s 周期的瑞利面波相速度數據，從相速度進一步反演出長三角地區的剪切波速度。由于瑞利波相速度反映的是地殼和上地幔結構的綜合信息，因此要得到不同深度上的直接構造信息需要從相速度反演出S 波速度。將研究區域水平網格大小按0.5°×0.5°劃分，深度方向上0—40.0 km 按每2.5 km 劃分為1 層。基于不同周期瑞利波相速度在水平面上各網格節點的頻散數據，以Sun 等（2008）得到的中國大陸地區地殼S 波速度模型作為初始速度模型，利用Herrmann 等（2004）提出的最小二乘線性反演程序Surf 96，反演每個網格點下方的一維S 波速度結構，最后將所有網格點的一維速度組合起來構成長三角區域三維S 波速度結構模型。面波反演成像結果見圖1。由圖1 可見，速度分布特征與各大地構造單元關系密切，蘇北盆地及鄰近的南黃海區域為上地殼低速區的特征明顯，高低速分界處也與大斷裂位置較吻合，模型中的高低速特征與已知的地質構造特征間具有非常好的相關性。因此，面波反演得到的長三角地區S 波速度模型較可靠。

2 快速行進法反演P 波速度結構

收集了上海、江蘇、浙江、安徽等省、市級區域地震臺網1983 年1 月至2015 年1 月初至P 波震相進行體波走時層析成像。地震射線走時計算是體波層析成像的關鍵。傳統的射線追蹤方法有試射法和彎曲射線法，使用這2 種方法在局部非常復雜的介質模型中所得結果容易陷入局部最小值，并且計算精度和效率都較低（Rawlinson et al，2004）。我們采用了Sethian（1996）提出的快速行進法FMM（fast marching method）進行射線追蹤。該方法遵循波前傳播的熵守恒理論，采用有限差分迎風格式求解程函方程，在實現過程中引入窄帶技術和堆排序技術。FMM 方法是目前公認的效率最高、精度最高且對任意復雜介質模型無條件穩定的射線追蹤算法。

反演前采用檢測板方法來估計解的可信度。其原理是，在給定速度模型參數的基礎上，對各節點正負相間進行擾動，然后根據實際射線分布通過正演計算得到理論走時數據，將理論走時數據加上一定隨機誤差后作為觀測數據進行反演，要求反演方法與實際成像過程中的方法一致，最后比較反演結果和檢測板的相似程度，將其作為解的可靠性的估計。本文中擾動值取為正常值的3%（圖2）。測試模型中網格參數化采用等間隔的方式劃分：水平方向上網格大小0.5°×0.5°，垂直方向上網格位于0 km、5 km、10 km、15 km、20 km、25 km 處。圖3 為不同深度上的檢測板測試結果。由圖3 可見，除了研究區的邊緣地帶和海域之外，在射線覆蓋較密集的長三角大部分區域速度擾動可以得到很好的恢復。這表明該反演中能夠分辨的異常體橫向尺度為0.5°×0.5°，檢測板測試說明本研究的P 波反演結果具有一定的可信度。

圖1 面波反演長三角地區地殼S 波速度結構的水平切片（a）3 km；（b）5 km；（c）10 km；（d）15 km；（e）20 km；（f）25 km；（g）30 km；（h）33 km；虛線為江山—紹興深斷裂Fig.1 vShorizontal slices of Yangtze River Delta region using Rayleigh wave velocity tomography

P 波走時反演初始模型是瑞利波反演得到的長三角地區S 波速度模型經由縱橫波速經驗關系轉換成的P 波波速數據。P 波走時反演的最終三維速度結構的水平切片如圖4所示。根據分辨率測試結果，將各速度水平切片中分辨率差的區域予以切除，僅保留了分辨率可靠的區域進行速度變化、震中分布成像。

圖2 研究區地震射線覆蓋示意圖（a）和檢測板測試輸入模型（b）綠色三角形為臺站；紅色圓點為地震Fig.2 Seismic rays coverage (a) and checkerboard input model(b)

圖3 不同深度上檢測板分辨率測試結果（a）0 km；（b）5 km；（c）10 km；（d）15 km；（e）20 km；（f）25 kmFig.3 Checkerboard resolution at different depths

圖4 長三角區域地殼P 波速度結構在不同深度的水平切片（a）0 km；（b）5 km；（c）10 km；（d）15 km；（e）20 km；（f）25 kmFig.4 3D P-wave velocity structure of Yangtze River Delta region

3 結論

收集相關地震數據，通過地震瑞利面波反演獲得了可靠的長三角地區地殼三維S 波速度結構，在此基礎上再應用基于快速行進法的射線追蹤進行體波走時層析成像對長三角地區的地殼結構進行精細反演，得到了精細的地殼P、S 波速度結構模型。速度成像結果表明，結構模型與地質特征基本一致，長三角區域南部（江南地區）地殼結構穩定，速度變化較均勻；蘇北及鄰近的南黃海地殼速度結構變化劇烈，存在強震孕育的深部環境。本研究得到的長三角地區地殼精細速度模型加強了對該地區沉積蓋層和地殼結構以及強震活動深部環境的認識，可用于設定地震產生的強震動模擬以評估城市地震災害。