2014年三峽秭歸M4.5、M4.7震群序列定位及震源區三維P波速度結構研究

趙凌云,莘海亮,董彥君,何 凱,丁文秀,申學林,魏貴春

(1.中國地震局地震研究所(地震大地測量重點實驗室),湖北 武漢 430071;2.湖北省地震局,湖北 武漢 430071;3.三峽工程生態與環境監測系統地震監測重點站,湖北 武漢 430071;4.河北省地震動力學重點實驗室，河北 三河 065201;5.中國地震局地球物理物探中心,河南 鄭州 450000)

0 引言

2014年3月27和3月30日在湖北省秭歸縣分別發生了M4.5和M4.7地震,中國地震臺網中心的定位結果分別為30.92°N,110.80°E和30.91°N,110.82°E。地震余震豐富,記錄到余震500余次,其中2級以上余震5次,最大余震M2.9,余震活動持續一個月有余。

地震發生之后,許多學者對此次地震的地質背景、發震構造、發震機理等方面進行了研究,取得了許多重要的研究成果[1-8]。吳海波等[1]對湖北秭歸M4.5和M4.7地震進行雙差定位顯示這些小震集中分布在仙女山斷裂北段端部,結合近場地震波譜分析和區域地質構造特征認為,多數為構造地震事件。將端部15次ML1.2以上事件震源機制解參數統計結果與該地區3次4級以上主震震源機制比較顯示,兩者的節面走向均為NNW和NE,應力軸(P軸和T軸)的方位與傾角也基本一致,總體上均與區域應力場方向基本一致,破裂滑動方式可能與仙女山斷裂受庫水作用活化的影響有關;

王秋良等[2]結果顯示,該地震序列發生在NNW向仙女山斷裂與NE向斷裂的交會部位,平面上呈共軛展布。采用矩張量反演和P波初動2種方法研究了2次4.0級以上地震的震源機制解,均顯示逆走滑性質。結合余震分布特征可知,2次地震序列的發震構造分別為NE向節面和NNW向節面。從震源深度剖面分析,M4.2地震序列的發震構造為走向NE,傾角較陡的斷層,余震震源深度剖面呈三角形,分析該地震序列在其右側受到了走向NW界面的約束;M4.5地震序列是在NE向小斷層和NNW向仙女山斷裂共軛作用影響下發生的。

趙凌云[3]等從地質背景構造、地震序列、各種震源參數進行研究,得出如下結論:2014年M4.7從微構造上與仙女山斷裂北段有關,最佳震源深度為6.5 km,主震優勢頻率和拐角頻率均較低。本文利用三峽遙測臺網22個臺站數據,對2014年3月27日到6月30日共471個地震進行雙差層析成像定位得到了精定位結果和震源區速度結構,并探討了余震展布形態及跟斷裂關系,成像結果與上地殼速度結構特征,為更深入的了解發震構造提供了基礎信息。

1 區域地質概況

2014秭歸M4.7、4.5地震序列活動位于三峽庫區中東段,黃陵背斜與秭歸坳陷盆地之間(圖1),緊靠仙女山斷裂帶和九畹溪斷裂帶。仙女山斷裂帶走向NNW,傾向SW,傾角70°～80°,自北向南由仙女山斷裂、都鎮灣斷裂和橋溝斷裂組成;切割寒武、二疊和白堊系;九畹溪斷裂帶由2條平行近SN走向的斷裂組成,傾向E或W,西支中部在路子口橫穿過長江。這2條斷裂均形成于燕山運動期,經燕山期和喜馬拉雅期強烈構造變形,向下切割古生界和白堊系,沿斷裂拉張形成斷陷槽地,構成了黃陵地塊西南側分界線的一部分。對斷層活動年代測試結果表明,兩者最后一次強烈活動時代均為早、中更新世,最新活動年齡為15萬年左右。本次地震序列活動發生在仙女山斷裂帶北。

圖1 震中地質構造圖Fig.1 Geological structure map of epicenter

震區東部的黃陵背斜發育太古代花崗巖(γ)和閃長巖(δ)侵入體,西部秭歸向斜區廣泛分布侏羅系(J)碎屑巖,兩區交匯地帶分布一系列近平行的地層,從寒武系至三疊系均有發育,傾向西,傾角20°～30°,自西向東依次為侏羅系(J)砂巖、泥巖兼炭質頁巖,三疊系(T)不同厚度和性質的灰巖區,二疊系(P)深色灰巖和黃色砂巖,志留系(S)砂巖、砂頁巖和頁巖,奧陶系(O)頁巖與灰巖,寒武系(∈)白云巖與白云質灰巖等。白堊系下統(K1)僅分布在仙女山斷裂和九畹溪斷裂所挾持的斷陷盆地中,以紫紅色砂礫巖為主。震中區位于三疊系中上統(T2-3)、二疊系上下統(P2、P1)和志留系上中統(S3、S2)灰巖、砂巖和頁巖發育區[9-11]。

2 方法原理

雙差層析成像方法是在雙差定位法的基礎上發展起來的,其中雙差定位法(hypoDD)(Waldhauser,et al,2000)已經被國內、外地震學家廣泛的應用到地震定位中[12-17],它在確定地震之間相對位置方面具有很高的精度,是研究特定地區地震活動特征、活動斷層空間展布等的重要手段。但雙差層析成像方法由于考慮了介質速度結構的空間變化,克服了雙差定位對臺站到事件對之間路徑為恒定速度的假設,因此得到的定位結果更加精確。

(1)

式中:τi是地震i的發震時刻;u是慢度矢量;ds是路徑積分元。其中震源參數(x1,x2,x3)、發震i時刻、慢度場、射線路徑是未知量。若地震j也被臺站k所記錄,則有:

(2)

則這兩個事件與計算理論走時差的殘差即雙差:

(3)

通過聯合反演可以得到三維速度結構、震源的相對位置和絕對位置[14]。

雙差層析成像方法是運用絕對走時和相對走時資料來實現三維波速結構和震源參數的聯合反演。該方法首先采用網格節點法進行模型參數化,通過劃分空間三維網格節點;采用偽彎曲射線追蹤法找到地震波的最小走時路徑,并計算理論走時及走時對震源位置和慢度的偏導數,聯合使用絕對走時。雙差走時數據進行反演,雙差數據主要用于確定震源區的精細結構,絕對走時數據主要確定震源區以外區域的速度結構。采用阻尼最小二乘分解算法求解,在三個方向采取相同的光滑權重對模型進行光滑約束,多次迭代直至得到穩定的解。在反演的過程中,先賦予絕對走時較高的權重,給P波絕對走時的權重為1.0,給予差分數據P波的權重為0.1?？梢栽谝痪S速度模型的基礎上,建立一個比較大區域的三維速度結構的結果,在幾次迭代之后,將絕對走時的權重降低為0.1,差分數據的權重增加為1.0,以提高震源區速度結構的分辨率。在迭代過程中,通過調整阻尼值,使方程求得的解穩定,獲得震源區重定位和速度結構的結果。

該方法聯合使用絕對走時和相對走時,因此在震源區外可以得到與傳統層析成像的結果,由于增加了雙差方程,從而能夠反演震源區精細的速度結構及地震重新定位結果,因此可以揭示比傳統方法更多的細結構信息[14]。

3 余震資料選取及反演模型的建立

3.1 資料選取

2014年3月27日秭歸M4.7、4.5地震發生后。利用三峽遙測臺網22個地震臺站記錄的波形數據,選取2014年3月27日到2014年6月30日期間ML≥0.3地震的事件波形,通過MSDP軟件進行了震相拾取和地震初定位,選擇的每個地震至少被4個臺站記錄到,為了排除震相判讀錯誤或非地震事件的影響,結合走時曲線(圖3),限制震中距<100 km,事件對間距<15 km,并且每個地震最少記錄臺站數為4個,根據地震臺站和地震震中的分布的實際情況,保證每個網格點有足夠的射線通過(圖4),其中在110.4°～111°E、30.7°～31.2°N范圍內,深度8 km(在仙女山斷裂帶北端附近,射線能夠保證深度在14 km以上)以上的射線密度能夠滿足速度計算精度的需要(圖4)。最終用于反演的地震事件數減少到471個,余震地震序列中參加反演的P波絕對到時4 819個,反演的S波絕對到時4 001個,相對到時資料P波24 996個,S波19 340個,參與的臺站有22個,臺站分布見圖2所示。

圖2 研究區域臺站及地震分布圖Fig.2 Distribution of stations and earthquakes in the study area

圖3 走時曲線Fig.3 The travel time curve

圖4 參與反演的射線分布Fig.4 The ray distribution involved in the inversion

3.2 初始速度模型建立

在速度結構反演前,首先要在研究區建立直角坐標系并設置反演網格點,由于三峽水庫呈長條狀分布,走向近EW,區域斷裂走向多數為NNE或近NS向,因此,研究區坐標系X軸與Y分別沿EW向和NS向,沒有進行旋轉。坐標向,因此,研究區坐標系X軸與Y軸分別沿EW向和NS向,沒有進行旋轉。坐標中心點為110.7°E、30.95°N,沿XY坐標網格節點間距均為0.1°,即X軸為110.4,110.5,110.6,110.7,110.8,110.9,111共7個節點,Y軸為30.7,30.8,30.9,31.0,31.1,31.2,共6個節點,由于臺站分布區域的限制,反演結果的可靠區域范圍為110.4°～111°N,30.7°～31.2°E,Z軸垂直向下,網格節點分別為-3 km、0 km、2 km、5 km、8 km、11 km、14 km,40 km共8個節點參考前人三峽庫區一維速度構造模型的研究結果,圖5為選用的三峽庫區地殼初始一維速度結構模型,為7層速度模型[13]。

地震波速度層析成像反演中共進行4次迭代,每次速度與定位聯合反演后加一次定位反演,以減少聯合反演時速度收斂快于地震定位的影響。另外,在反演解算中使用帶阻尼LSQR算法,該算法中平滑系數和阻尼系數約束著地震位置和慢度的變化量,對收斂速度和結果平滑程度影響較大。為此,本文采用Lcurve方法進行測試以合適的系數值,通過歸一化模型與走時殘差關系曲線(圖5)分析顯示,當平滑系數和阻尼系數分別為找到合30和150時,模型較平滑,同時走時殘差也相對較小,因此在反演成像中smooth和damp采用這兩個值,在合成分辨率測試中這兩個參數分別為750和400。

圖5 一維地殼速度模型Fig.5 One-dimensional crustal velocity model

3.3 合成分辨率測試

為判斷在實際的數據和網格模型下,所采用的反演方法能否正確地反映出速度異常,本文在反演開始前采用棋盤測試進行解的分辨率測試。棋盤測試中同樣將研究區劃分為0.05°×0.05°網格;對實際反演中初始速度模型加±5%的擾動得到棋盤格速度模型,并將其作為理論速度模型,通過理論速度模型計算得到理論走時模型;再使用實際反演中的初始速度模型和理論走時數據反演速度結構,比較反演結果與檢測板的相似程度作為解的可靠性估計。P波棋盤測試結果[圖6(a)]顯示在2～6 km的深度上,除邊界外的三峽庫區分辨率可以達5 km;在8 km的深度上只有長江兩岸10 km左右的分辨率可以達5 km。S波棋盤測試結果[圖6(b)]顯示分辨率5 km的覆蓋范圍較P波結果小,但研究區主要區域(沿長江流域)的分辨率均可達5 km。在反演過程中每個節點的射線分布可以作為解的可靠性的一個估計。

圖6 棋盤測試結果Fig.6 Chessboard test results

4 雙差層析成像的結果與討論

4.1 余震定位結果

共471地震參加重新定位,最終獲得471次地震的精定位結果。精定位重新定位結果(圖7)顯示余震沿NE向成窄條狀,清晰地勾勒出地震活動圖像,揭示了脆性破裂應力釋放主要集中于一個狹窄的區域內。余震分布表明并不是沿著仙女山斷裂分布,而是沿著NE方向分布。

圖7 定位結果Fig.7 Relocation result

圖8(a)為重定位前后沿余震總體分布方向的剖面圖,結合圖7可以看出,重定位前沿震源深度剖面A-A′(起點:30.85°N/110.68°E,終點:31.0°N/110.79°E),震源分布較為離散,在0～10 km范圍內均有分布;重定位后震源分布在水平方向上顯著集中,且在垂直方向上也有一定程度的聚攏,各地震事件圍繞主震呈橢圓狀分布,長軸近似水平,深度約為7 km。圖8(b)為重定位前后近垂直于余震總體分布方向的震源深度剖面B-B′(起點:30.97°N/110.65°E,終點:30.89°N/110.85°E))。結合圖7可以看出,重定位后震源分布沿水平方面出現顯著集中,總體上呈近似圓形,分布在M4.5級地震的NW一側5 km的范圍內。DWS定義為反應一個模型參量周圍平均的相對射線密度。Luciano等[20]研究表明當DWS>100時反演的結果具有較高的可靠性。因此本文重點討論DWS>100以及棋盤測試恢復范圍內的反演結果。

圖8 定位結果Fig.8 Relocation result

結合區域地質構造特征和事件震源機制解參數統計結果與該地區3次4級以上主震震源機制比較顯示[1],兩者的節面走向均為NNW和NE,力軸(P軸和T軸)的方位與傾角也基本一致,總體上均與區域應力場方向基本一致,反映了兩者受力方式具有一致性。M4.5地震序列的發震構造可能為走向NE,傾角較陡的斷層,余震震源深度剖面呈三角形,分析該地震序列在其右側受到了走向NW界面的約束;M4.7地震序列是在NE向小斷層和NNW向仙女山斷裂共軛作用影響下發生的。

4.2 反演得到的速度結構

地表0 km層反演的初始速度為4.8 km/s,反演結果的速度變化范圍為4.2～6.0 km/s,變化率達-12.5～25.0%,反映近地表地殼P波速度橫向變化差異變化比較大。高速區分布在秭歸斷水庫南北岸,仙女山斷裂北中段和九畹溪斷裂北段及周緣,天陽坪斷裂一帶為低速區(圖9)。地表2 km層初始速度為5.4 km/s,速度變化范圍為4.5～7.5 km/s,變化率為-16%～38%,P波高速區范圍向西擴展,秭歸斷水庫南北岸,仙女山斷裂北中段和九畹溪斷裂南段及周緣仍均為高速區,低速區仍分布在天陽坪斷裂附近(圖9)。地表5 km層初始速度為5.65 km/s,速度變化范圍5.0～7.5 km/s,變化率約-12%～32%,仙女山斷裂北端及九畹溪斷裂北端為明顯高速區,天陽坪斷裂仍為低速區。地表8 km層初始速度為5.8 km/s,變化范圍5.8～7.40 km/s,變化率約0%～27%,本層高速區分布在九畹溪斷裂東側,仙女山斷裂及天陽坪斷裂速度均較低。11 km層初始速6.0 km/s,斷裂之間地帶從周家山—?？跀嗔涯隙酥料膳綌啾緦铀俣冉Y構有較明顯變化,高速區范圍明顯縮小,變化率約為0%～3%,僅高橋斷裂和周家山—牛口裂中段一帶分布著較大范圍的低速區(圖9)。14 km層初始速度為6.15 km/s,變化率約為0%～0.6%,該層高速區和低速區的分布均產生變化,周家山—?？跀嗔涯隙诵〔糠謪^域為高速區,而其他大面積部分為低速區(圖9)。

圖9 0～8 km 深度層P 波速度結構成像結果Fig.9 Imaging results of P-wave velocity structure in at the depth of 0-8 km

研究結果表明:上地殼淺表層P波速度結構橫向差異變化較大,0～5 km深度層P波高速區主要分布在秭歸盆地及周緣,8 km深度層高速區主要分布在周家山—?？跀嗔褨|側至仙女山斷裂中段西側一帶,8 km內的高低速區分布與11 km深度層比較存本層速度結構有較明顯變化,黃陵背斜西側當前仍然存在較明顯的低速異常區。

3月27日地震M4.5和3月30日M4.7地震重新定位后深度分別為5.3 km和7 km,M4.5震源深度較M4.7震源深度稍較淺,圖10、11為沿著AA′(起點:30.85°N/110.68°E,終點:31.0°N/110.79°E)和BB′(起點:30.97°N/110.65°E,終點:30.89°N/110.85°E)速度剖面圖,由AA′的剖面(圖10)可見,2014年3月27日M4.5地震位于P波高速區與低速交界區域、S波高速區內,而2014年3月30日M4.7地震位于P波高速區、S波高速區內。由BB′剖面(圖11)可見,2014年3月27日M4.5地震與3月30日M4.7地震都位于P波高速區與低速交界區域、S波高速區內。在地震集中區的下方(即8～12 km處)存在分布較為穩定的低速區,較大地震事件主要分布在高速區或高低速區交界地帶,低速區內則很少有地震分布。前人研究表明[21]:地震波速上的低速層也是易于發生形變的構造層,是地震孕育過程中造應力集中的能量策源地,庫區水位的反復加載、巖石物性的差異、地下水的滲入等原因都可以引起P波或S波波速的變化。局部高速體的存在為巖石發生瞬間破裂提供了物質基礎,其與低速體間的梯度帶是發震構造常發育的區域。研究區內的仙女山斷裂北段、九畹溪斷裂正是在該梯度帶內發育的兩條活動斷裂。本地震序列的自地表至5 km和5～10 km深度范圍內均有大量破裂存在表明,淺層地震仍在水庫滲透范圍內,而深部地震則與流體滲透無關。也就是說,此次地震活動同時存在水庫誘發地震和構造地震存在。

圖10 AA′剖面速度分布圖Fig.10 Velocity distribution map of profile AA′

圖11 BB′剖面速度分布圖Fig.11 Velocity distribution map of profile BB′

5 主要結論

(1) 地震序列震源單一,可以排除路徑干擾,結果可靠,應用雙差層析成像方法反演得到2014年3月27日秭歸M4.7、M4.5余震的重新定位結果和三維P波速度結構。余震深度分布剖面圖表明:沿著AA′剖面重定位前震源分布較為離散,在0～10 km范圍內均有分布;重定位后震源分布在水平方向上顯著集中,且在垂直方向上也有一定程度的聚攏,各地震事件圍繞主震呈橢圓狀分布,長軸近似水平,深度約為7 km。沿著BB′剖面重定位后震源分布沿水平方面出現顯著集中,總體上呈近似圓形,分布在M4.5地震的NW一側5 km的范圍內。M4.5地震序列的發震構造可能為走向NE,傾角較陡的斷層,余震震源深度剖面呈三角形,分析該地震序列在其右側受到了走向NW界面的約束;M4.7地震序列是在NE向小斷層和NNW向仙女山斷裂共軛作用影響下發生的。

(2) 地表0 km層反演的初始速度為4.8 km/s,高速區分布在秭歸斷水庫南北岸,仙女山斷裂北中段和九畹溪斷裂北段及周緣,天陽坪斷裂一帶為低速區。地表2 km層初始速度為5.4 km/s,P波高速區范圍向西擴展,秭歸斷水庫南北岸,仙女山斷裂北中段和九畹溪斷裂南段及周緣仍均為高速區,低速區仍分布在天陽坪斷裂附近。地表5 km層初始速度為5.65 km/s,仙女山斷裂北端及九畹溪斷裂北端為明顯高速區,天陽坪斷裂仍為低速區。地表8 km層初始速度為5.8 km/s,本層高速區分布在九畹溪斷裂東側,仙女山斷裂及天陽坪斷裂速度均較低。11 km層初始速度為6.0 km/s,本層速度結構有較明顯變化,高速區范圍明顯縮小,僅高橋斷裂和周家山—牛口斷裂之間地帶,從周家山—牛口斷裂南端至仙女山斷裂中段一帶分布著較大范圍的低速區。

(3) 3月27日地震M4.5和3月30日M4.7地震重新定位后深度分別為5.3 km和7 km,M4.5震源深度較M4.7地震震源深度稍較淺,2014年3月27日M4.5地震位于P波高速區與低速交界區域、S波高速區內,而2014年3月30日M4.7地震位于P波高速區、S波高速區內。在地震集中區的下方(即8～12 km處)存在分布較為穩定的低速區,較大地震事件主要分布在高速區或高低速區交界地帶,低速區內則很少有地震分布。局部高速體的存在為巖石發生瞬間破裂提供了物質基礎,其與低速體間的梯度帶是發震構造常發育的區域。研究區內的仙女山斷裂北段、九畹溪斷裂正是在該梯度帶內發育的兩條活動斷裂。本地震序列的自地表至5 km和5～10 km深度范圍內均有大量破裂存在表明,淺層地震仍在水庫滲透范圍內,而深部地震則與流體滲透無關。也就是說,此次地震活動同時存在水庫誘發地震和構造地震的可能。