2017, Vol. 37
2012-06-30新疆维吾尔自治区新源县与和静县交界处发生MS6.6地震(简称新源和静6.6级地震), 震中位置为43.4°N, 84.8°E, 震源深度7 km, 是1970年以来新疆天山中东段地区发生的最大地震。2011年以来, 新疆地区5、6级地震异常活跃, 呈现出“时间上连续发生、空间上多带分布”的特征, 其中历史平均活动水平较弱的新疆天山中东段地区是此组中强震活动的主体区域。2015~2016-02, 新疆境内共发生6次5级以上地震, 其中4次分布于新疆天山中东段地区。因此, 有必要针对新疆天山中东段地区的地下介质变化进行跟踪分析和研究。
地震学家通过对强震区地壳及上地幔顶部速度结构的研究, 了解强震区的深部构造背景, 并对强震发生机理进行探讨。Zhao等[1]采用层析成像方法研究发现, 1985~1999年发生在日本地壳内的大地震几乎都位于低速带和高速带的边界上。胥颐等[2]利用层析成像方法建立了天山和邻近区域的地壳上地幔三维速度图像, 指出地壳结构、上地幔岩石圈速度结构与地震活动存在一定的联系, 尤其是上地壳低速区和下地壳高速隆起之间的梯度带为中强地震的孕震场所。Pei等[3]采用余震层析成像给出了2010年玉树7.1级地震震中附近上地壳的高分辨二维地震波速度模型, 结果表明, 上地壳中地震波速度结构的横向变化控制着玉树地震的应力积累、破裂传播以及余震分布。李志伟等[4]使用地震层析成像方法反演了龙门山及其邻近地区的地壳P波速度结构, 结果表明, 龙门山的地壳速度结构和深部动力学性质与汶川8.0级地震的破裂起始点、震源深度以及破裂传播方向密切相关。然而, 上述结果都是静态图像, 并未讨论强震前速度结构随时间变化的演化过程。
未来强震的孕育、发生和发展与地壳内部震源及其周边的介质与结构的应力积累密切相关[5], 其中地震波(P波和S波)速度是反映地壳介质物性变化的重要参数, 对解释地壳岩石性质及其破裂、应力状态等有着重要意义[6-7]。因此, 研究中强地震前波速变化可以提供地震孕育的前兆信息。孙若昧等[8]对四川地区的研究结果表明, 强震在上地壳大多分布于速度变化剧烈的梯度带上。周龙泉等[9]对2003年大姚地震前三维地壳速度结构进行了年度尺度演化, 结果表明, 大姚地震前震源区附近形成一条北北西向的高、低波速交界带, 其走向与两次大姚地震震源机制解的走向基本吻合, 此外震后在震源下方形成一低速体。
基于上述现象, 本文选取新疆天山中东段地区为研究区域, 基于2001~2011年、2001~2012-06-29和2001~2012年新疆区域地震台网记录的地震观测报告, 采用有限差分层析成像方法研究了2012年新源和静6.6级地震前后P波速度结构半年尺度的动态演化特征, 从而为年中、年度会商提供震源区的深部构造背景和地震孕育过程介质的物性变化特征。
1 数据和方法 1.1 数据选择为了突显新源和静6.6级地震震源区及邻近区域P波速度结构异常及其与场区P波速度结构的差异性, 本文选取新疆天山中东段地区(40°~46°N、80°~94°E)进行研究, 研究区覆盖了该区域的主要构造单元。另外, 因为研究新源和静6.6级地震发生前后地壳内P波速度结构半年尺度的动态演化过程, 故反演时使用新疆区域地震台网记录的2001~2011年、2001~2012-06-29和2001~2012年记录到的地震观测数据。
为了确保地震数据的可靠性, 反演之前首先在初始一维速度模型中采用网格搜索方法进行地震定位, 并对所有使用的P波和S波到时数据进行必要的遴选, 剔除走时残差过大的地震到时, 保留走时残差绝对值小于3 s的数据, 每个地震至少有10个到时记录。
为了减小由于P波和S波到时读取精度的差异对联合反演结果的影响, 在实际反演过程中根据到时读取精度赋予不同的权重:精度高的数据权重大一些, 精度低的数据权重小一些, 以此减小数据精度不统一引起的成像结果的不确定性。经过严格筛选, 2001~2012年实际用于反演计算的地震到时数据有45个台站20 000余个地震的147 000余个P波到时和150 000余个S波到时, 地震台站和震中分布如图 1所示。
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图 1 研究区地震和台站分布 Fig. 1 Earthquake and seismic stations in study area |
Vidale[10]提出地震初至走时层析成像的有限差分方法, 随后进一步推广至三维情形。Hole[11]改进了该算法, 使其适用于横向变化剧烈的三维介质, 该方法从程函方程出发, 使用近似平面波假定, 对介质进行正方形网络剖分。
由于层析成像是一个非线性问题, 反演的过程是一个逐步线性化的迭代过程。在反演过程中, 对走时的扰动和慢度的扰动关系进行线性化处理, 即
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式中, T0为根据初始速度计算的走时, v0(r)为给定的初始参考速度, u(r)为波慢度, r为位置矢量, S为射线路径。
在进行层析成像反演时, 首先使用初始参考速度模型代替真实速度结构来计算射线路径和走时, 并使用相应的走时残差反演相对于初始参考速度模型的慢度扰动, 从而得到新的三维速度模型。为了更好地逼近真实地速度结构, 减小非线性特征对反演结果的影响, 需要在新的速度模型中再次计算射线路径和走时残差, 进一步反演新的速度模型。如此迭代直至走时残差逐渐收敛, 速度结构变化也趋于稳定, 最后根据地震到时数据走时残差的收敛情况和最终模型是否合理来确定最终解, 从而消除将非线性问题线性化带来的误差[11-13]。
将地震层析成像问题线性化和离散化后, 用矩阵形式的线性方程组表示地震层析成像反演计算问题。采用阻尼最小二乘法(LSQR)进行求解, 其优势是计算速度快, 求解大型稀疏矩阵方程组易于得到可靠的结果, 适用于在迭代过程中对不适定问题进行数值分析。此外, 为了避免射线分布不均和数据误差对反演结果的影响, 求解线性方程组时引入了阻尼因子, 得到最小二乘法意义下较为平滑的解。
1.3 初始一维速度模型选取的初始一维速度模型界面深度和P波速度值参考了人工地震测深和以往地震层析成像等研究成果[14-15], 进而根据走时残差的分布调整界面深度和速度值, 使得计算的理论走时与观测数据相吻合。垂直方向的深度界面和相应P波速度如图 2所示。
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图 2 初始一维P波速度模型 Fig. 2 Initial P-wave velocity model |
由于原始数据中缺少一部分地震的震源深度, 加之发震时刻和震中位置等信息有可能存在一定误差, 所以在地震数据准备阶段首先需要进行地震定位, 得到较为准确的震源参数。鉴于此, 一般难以给出地震定位前原始数据的走时残差信息, 本文给出了迭代过程中的走时残差均方差信息(图 3)和走时残差分布(图 4)。
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图 3 3次迭代过程中走时残差均方差(RMS)的变化 Fig. 3 Changes of RMS travel time residuals for three inerationsl |
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图 4 3次迭代过程中走时残差分布 Fig. 4 Distribution of travel time residuals for three iterations |
一般情况下, 经过2~3次迭代后, 速度异常的变化趋于稳定, 走时残差也明显减小, 更多的迭代次数只使速度异常的幅度有所增加, 而基本样式没有显著变化[13]。由图 3可见, 走时残差均方差从第1次迭代后的1.005 5 s减小到第4次迭代后的0.933 2 s, 第1次迭代后的走时残差均方差减小最快, 后面迭代中走时残差均方差虽然也在减小, 但减小的幅度越来越小, 尤其是3~4次迭代的走时残差均方差。结果表明, 3次迭代后获取的地壳P波速度模型和震源参数能够较好地拟合观测数据。由图 4可见, 反演过程中随着迭代次数的增加, 走时残差越来越小, 并逐渐向0 s附近汇集。分析认为, 第3次迭代反演得到的P波速度结构逐渐趋于稳定, P波和S波到时数据的残差也不再发生较大变化, 因此采用第3次迭代的结果作为最终解。
2.2 分辨率分析地震观测数据的分辨能力与台站分布、地震分布、射线密集程度和射线交叉情况密切相关。本文分辨率估算采用常用的Checkerboard测试板方法, 初始模型在P波参考速度上添加幅度为±4%的扰动量。图 5为水平方向尺度约为40 km(2×2网络节点)的P波速度的Checkerboard恢复图像。测试结果表明, 现有数据对P波速度模型的分辨能力较好, 新疆天山中东段地区地壳内大部分不同尺度异常体均能较好地恢复。这与新疆天山中东段内部P波到时数量多、射线覆盖比较好的实际情况相吻合。另外, 本文将穿过网络节点不足50个地震射线的区域覆盖为白色, 不进行分析。
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图 5 0~48 km深度P波速度的分辨率 Fig. 5 Results of the P-wave velocity checkboard resolution test of 0 to 48 km |
美国地质调查局(USGS)给定本次地震震源深度为18 km; 李志海等[16]通过精定位方法显示本次地震震源深度为21 km, 同时MS≥4.0地震主要集中分布在深度15~25 km范围。基于此, 本文把研究局限于与地震活动有紧密关联的地壳深度, 针对深度为12 km和24 km的P波速度扰动图像进行异常特征分析, 其他深度P波速度扰动图像不进行分析。
P波速度扰动是3次迭代P波平均速度和迭代后P波速度差与迭代后P波速度的比值。图 6给出了2001~2011年(图(a)、(b))、2001~2012-06-29(图(c)、(d))和2001~2012年(图(e)、(f))的P波在12 km、24 km深度的3次迭代P波速度扰动图, 并将新源和静6.6级地震投影至图像上。在深度图像中, 正扰动表示速度高于初始模型的参考值, 负扰动表示速度低于初始模型参考值。结果表明, 历时0.5 a和1 a, 新疆天山中东段地区12 km和24 km深度的P波速度结构变化并不明显, 仅从图上很难识别强震前的异常区域。为此, 本文在半年尺度上将不同时间段相同深度的P波速度进行差分析, 给出研究区内12 km、24 km的P波速度动态演化过程, 试图探寻地震前震源区的深部构造变化特征。
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图 6 12 km和24 km深度P波速度扰动图像 Fig. 6 Velocity perturbation image of P wave of 12 km and 24 km |
图 7为将2001~2012-06-29和2001~2011年两个时间段相同深度的P波速度进行差分析。由图可见, 新疆天山中东段地区12 km深度处, 新源和静6.6级地震前, 震源区及邻近区域P波速度差呈现明显NNE向的高值异常变化, 与该地震NW向的破裂面并不吻合, 其异常幅度达0.3 km/s; 24 km深度处, P波速度差异常变化并不明显, 这可能与地震序列震源深度分布和深度破裂过程存在一定的关联。
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图 7 新源和静6.6级地震前P波速度差 Fig. 7 The P wave velocity difference before Xinyuan-Hejing 6.6 earthquake |
图 8为将2001~2012年和2001~2012-06-29两个时间段相同深度的P波速度进行差分析。由图可见, 新疆天山中东段地区12 km深度处, 新源和静6.6级地震后震前震源区及邻近区域P波速度差高值异常逐渐恢复至背景水平, 且其后1 a内新疆天山中东段地区并无6级以上地震发生, 与实际震例情况一致, 表明该方法能较好地反映一定区域内地壳介质特性的变化。地震发生在速度差剧烈变化的高值区域, 推测高速异常易产生脆性破裂, 有利于破裂的发生和传递而引发强震。
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图 8 新源和静6.6级地震后P波速度差 Fig. 8 The P wave velocity difference after Xinyuan-Hejing 6.6 earthquake |
1) 新源和静6.6级地震前, 在12 km深度处震源区及邻近区域的P波速度差形成了变化剧烈的高值异常区域, 场上其他区域均处于背景水平, 震后高值异常逐渐恢复至背景水平。该高值异常区的形成, 可用于解释新源和静6.6级地震的发生。出现这种现象的解释是, 速度差剧烈变化的区域可能是介质结合部的脆弱部位, 易产生脆性破裂而引发强震。
2) 2012-01~06研究区内分别发生了2次5级地震和1次6级地震, 仅本次6.6级地震震前出现了P波速度差高值异常。推测可能5级地震震级偏小, 无法在速度差上有所表现。由于震例有限, 本文并未给出地震震级与P波速度变化幅度量级之间的定量关系。
3) 采用有限差分地震层析成像方法对P波速度结构进行反演, 将0.5 a尺度不同时段相同深度的P波速度进行差分析, 能较好地反映一定区域内地壳介质特性的变化。
4) 由于该方法计算量大, 仅给出0.5 a尺度P波速度结构动态演化过程, 并未给出每月P波速度时间进程图。鉴于每月新疆天山中东段地区1.5级以上地震数量不足以影响P波速度变化, 因此以0.5 a尺度反演P波速度结构更适用于中长期地震预测。
致谢: 本文使用了新疆地震台网中心提供的地震观测报告和中国科学院测量与地球物理研究所李志伟博士提供的体波层析成像计算程序, 在此表示感谢。
| [1] |
Zhao D, Hasegawa A, Horiuchi S. Tomographic Imaging of P and S Wave Velocity Structure beneath Northeastern Japan[J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1992, 97(B13): 19 909-19 928 DOI:10.1029/92JB00603
(  0) |
| [2] |
胥颐, 刘福田, 刘建华, 等. 天山地震带的地壳结构与强震构造环境[J]. 地球物理学报, 2000, 43(2): 184-193 (Xu Yi, Liu Futian, Liu Jianhua, et al. Crustal Structure and Tectonic Environment of Strong Earthquakes in the Tianshan Earthquake Belt[J]. Chinese Journal of Geophysics, 2000, 43(2): 184-193 DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2000.02.006)
( 0) |
| [3] |
Pei S Q, Chen Y S. Link between Seismic Velocity Structure and the 2010 MS7.1 Yushu Earthquake, Qinghai, China:Evidence from Aftershock Tomography[J]. Bull Seismol Soc Am, 2012, 102(1): 445-450 DOI:10.1785/0120110138
( 0) |
| [4] |
李志伟, 胥颐, 黄润秋, 等. 龙门山地区的P波速度结构与汶川地震的深部构造特征[J]. 中国科学:地球科学, 2011, 41(3): 283-290 (Li Zhiwei, Xu Yi, Huang Runqiu, et al. Crustal P-Wave Velocity Structure of the Longmenshan Region and Its Tectonic Implications for the 2008 Wenchuan Earthquake[J]. Science China Earth Sciences, 2011, 41(3): 283-290)
( 0) |
| [5] |
滕吉文. 强烈地震孕育与发生的地点、时间及强烈预测的思考与探讨[J]. 地球物理学报, 2010, 53(8): 1 749-1 766 (Teng Jiwen. Ponder and Research on the Genesis and Occurrence of Strong Earthquakes and the Prediction of Their Plance, Time and Intensity[J]. Chinese Journal of Geophysics, 2010, 53(8): 1 749-1 766)
( 0) |
| [6] |
冯德益, 郑斯华, 盛国英, 等. 我国西部地区一些强震及中强震前后波速异常的初步研究(一)—波速比异常[J]. 地球物理学报, 1976, 19(3): 196-205 (Feng Deyi, Zheng Sihua, Sheng Guoying, et al. Study of the Velocity Anomalies of Seismic Waves before and after Some Strong and Moderate Earthquakes in Western China(Ⅰ)—The Velocity Ration Anomalies[J]. Chinese Journal of Geophysics, 1976, 19(3): 196-205)
( 0) |
| [7] |
冯德益, 王周元, 顾瑾平, 等. 我国西部地区一些强震及中强震前后波速异常的初步研究(二)—波速异常区及其特性[J]. 地球物理学报, 1977, 20(2): 115-124 (Feng Deyi, Wang Zhouyuan, Gu Jinping, et al. Preliminary Study of the Velocity Anomalies of Seismic Waves before and after Some Strong and Moderate Earthquakes in Western China(Ⅱ) —The Anomalous Regions and Their Characteristics[J]. Chinese Journal of Geophysics, 1977, 20(2): 115-124)
( 0) |
| [8] |
孙若昧, 刘福田, 刘建华, 等. 四川地区的地震层析成像[J]. 地球物理学报, 1991, 34(6): 708-716 (Sun Ruomei, Liu Futian, Liu Jianhua, et al. Seismic Tomography of Sichuan[J]. Chinese Journal of Geophysics, 1991, 34(6): 708-716 DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1991.06.005)
( 0) |
| [9] |
周龙泉, 刘杰, 张晓东. 2003年大姚6.2和6.1级地震前三维波速结构的演化[J]. 地震学报, 2007, 29(1): 20-30 (Zhou Longquan, Liu Jie, Zhang Xiaodong. Evolution of 3D Velocity Structure before Dayao M6.2 and M6.1 Earthquakes in 2003[J]. Acta Seismologica Sinica, 2007, 29(1): 20-30 DOI:10.3321/j.issn:0253-3782.2007.01.003)
( 0) |
| [10] |
Vidale J E. Finite-Difference Traveltime Calculation[J]. Bull Seismol Soc Am, 1998, 78(6): 2 062-2 076
( 0) |
| [11] |
Hole J A. Nonlinear High-Resolution Three-Dimensional Seismic Travel Time Tomography[J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1992, 97(B5): 6 553-6 562 DOI:10.1029/92JB00235
( 0) |
| [12] |
Roecker S, Thurber C, Roberts K, et al. Refining the Image of the San Andreas Fault near Parkfield, California Using a Finite Difference Travel Time Computation Technique[J]. Tectonophysics, 2006, 426(1): 189-205
( 0) |
| [13] |
李志伟.地震层析成像与天山地区的壳幔深部结构研究[D].北京: 中国科学院地质与地球物理研究所, 2008 (Li Zhiwei.Seismic Tomography and the Crust and Upper Mantle Structure beneath the Tianshan[D].Beijing: Institute of Geology and Geophysics, CAS, 2008)
( 0) |
| [14] |
邵学钟, 张家茹, 范会吉, 等. 天山造山带地壳结构与构造:乌鲁木齐-库尔勒地震转换波测深剖面[J]. 地球物理学报, 1996, 39(3): 336-346 (Shao Xuezhong, Zhang Jiaru, Fan Huiji, et al. The Crust Structures of Tianshan Orogenic Belt:A Deep Sounding Work by Converted Waves of Earthquakes along Urumqi-Korla Profile[J]. Chinese Journal of Geophysics, 1996, 39(3): 336-346 DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1996.03.007)
( 0) |
| [15] |
王亚军, 钱荣毅, 姜枚, 等. 新疆富蕴-库尔勒剖面地震层析图像与地壳上地幔的速度结构[J]. 地质学报, 2006, 80(1): 142-147 (Wang Yajun, Qian Rongyi, Jiang Mei, et al. Image of Crust and Upper Mantle Velocity Structure along the Array from Fuyun to Kuerle by Seismic Tomography[J]. Acta Geologica Sinica, 2006, 80(1): 142-147)
( 0) |
| [16] |
李志海, 郑勇, 谢祖军, 等. 2012年6月30日新疆新源-和静MS6.6地震发震构造初步研究[J]. 地球物理学报, 2014, 57(2): 449-458 (Li Zhihai, Zheng Yong, Xie Zujun, et al. A Preliminary Study of Seismogenic Structure for the Xinyuan-Hejing Earthquake of June 30, 2012[J]. Chinese Journal of Geophysics, 2014, 57(2): 449-458)
( 0) |