2022, Vol. 42
2. 山东省地震局，济南市文化东路20号，250014
海城-岫岩地区一直是辽宁省地震活动频发区[1]。1975年的海城MS7.3地震是辽宁省内有记录以来发生的最大地震，之后余震区的小震活动不断，1999年发生岫岩MS5.4地震。研究区位于辽东地块与下辽河断陷相交处，东侧呈上升、西侧呈阶梯状下降状态，区内新构造运动强烈，表现为明显的间歇性抬升运动，地质构造环境复杂[2](图 1)。
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图 1 辽宁南部地区主要断裂分布和地震分布 Fig. 1 Distribution of main faults and earthquakes in southern Liaoning |
目前，利用体波走时数据对辽宁各地区开展双差层析成像的研究并不多，区域小尺度的网格划分亦不够精细，对海城-岫岩地区相关的地下深部构造模型尚未有一致的认识。因此，本文期望利用双差层析成像(tomoDD)方法获得海城-岫岩地区小尺度范围内精细的三维地壳速度结构成像结果，并深入分析强震与速度结构及地震活动与断裂构造的关系，为该地区的断裂带活动性与地震危险性研究提供新的地震学依据。
1 研究方法双差层析成像方法是Zhang等[3]在Zhao等[4]的反演方法基础上，将双差定位方法引入到地震层析成像中提出的。该方法既可以得到反演三维速度结构，又可以对地震进行重新定位[5]。双差层析成像方法之所以可以得到比常规地震层析成像方法更精确的反演结果，是因为其充分利用了绝对到时和到时差2种数据[6]。由此，可以进一步得到震源区内部和外部更加细致的速度结构和震源位置。双差层析成像方法具体原理可见文献[3, 7]，本文不再赘述。
2 数据与方法 2.1 数据本文收集整理了2008-10~2020-04由中国地震台网中心提供的辽宁海城-岫岩地区(39°~42° N，121°~124° E)近震震相观测报告，根据走时-震中距关系情况剔除初始数据中离散度较大的走时信息，得到满足条件的地震事件5 028个。对震相报告进行预处理，删除大于5倍均方差的地震震相资料，得到走时-震中距关系如图 2所示。在提取相对走时和绝对走时数据时，具体设置参数如下：地震对之间的最大距离为maxdist=10 km，每个地震的最大邻居数为maxngh=10，每个地震事件所需要的震相数最小值为minobs=8、最大值为maxobs=50，地震对到台站之间的最大距离为maxdist=400 km。
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图 2 走时-震源距曲线 Fig. 2 Travel time and focus distance curve |
根据海城-岫岩地区小震与地震台网分布及地震射线覆盖情况，对研究区水平方向以0.2°×0.2°网格进行划分，深度方向速度切片分为9层，共设置反演网格个数为16×15×9，如图 3所示。由该网络节点的划分可见，海城-岫岩地区的网格节点密集，因此得到的成像结果足以详细刻画该地区的三维速度结构分布特征。本文在如何选取适当的一维速度模型方面，查阅了该地区已有的研究资料，并经过多次尝试，最终选取卢造勋等[8]的初始速度模型，如图 4所示，其中为了有效减少空震(深度 < 0 km)现象，最上层选取-10 km，速度设置为0.3 km/s。
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图 3 研究区二维射线路径 Fig. 3 Two-dimensional ray path in the study area |
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图 4 初始速度模型 Fig. 4 Initial velocity model |
双差层析成像方法采用最小二乘QR分解(least square QR factorization，LSQR)算法，其中平滑权重因子和阻尼因子的选择对于反演结果的稳定性有较大影响，因此在反演之前必须对两者进行权衡分析[7, 9-10]。平滑权重因子在反演过程中用来约束慢度的变化量，因此选择慢度变化量的2范数与走时残差的2范数对平滑权重因子进行权衡分析；而阻尼因子同时约束了震中位置和慢度的变化量，因此选择震源位置和慢度变化量的2范数进行权衡分析[11]。本文通过L曲线法[12]选择最佳平滑因子10和阻尼因子150作为反演过程中的控制参数(图 5)。
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图 5 平滑因子和阻尼因子均衡曲线 Fig. 5 Smoothing factor and damping factor equilibrium curve |
为检验在实际数据和网格模型下反演得到的速度结构的可靠性及空间分辨能力，预先进行棋盘格测试[13]。检测板目标模型设置为相对初始速度模型，在反演网格点上正负交错添加±5%的速度扰动，若得到的检测板结果呈正负相间的速度变化，则表示分辨率较高，反演结果较好[5]。测试结果如图 6所示，可以看出，在5~10 km深度地壳横向分辨率高的地区主要集中在研究区中部，成像结果较为可靠；近地表和中地壳15 km左右的边缘分辨率不太理想，因此后续将着重分析中上地壳的研究结果。
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图 6 深度剖面检测板测试结果 Fig. 6 Test results of the depth profile inspection board |
对海城-岫岩地区地震重新定位，经过24次迭代反演，定位走时残差由0.507 s降低为0.279 s。从图 7的地震重定位分布结果看出：1)重新定位后，研究区内地震震中的条带分布更加明显，深度也更加集中，主要分布在5~20 km深度范围内；2)小震活动集中，其中沿海城河-大洋河断裂、金州断裂带分布最为密集。
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图 7 重定位前后地震分布与走时残差 Fig. 7 Earthquake location distribution and travel time residual before and after relocation |
图 8分别为2 km、5 km、10 km、15 km深度P波速度结构剖面。DWS(distribution of derivative weight sum)参数可以表征反演节点周围平均的相对射线密度[14]，本文选择DWS≥100时的反演结构进行分析，该范围内的结果可信度较高[15]。可以看出，2 km近地表高速区和低速区分块明显，以海城-营口断裂和金州断裂为界，东侧对应辽东地块，速度偏高，西侧对应辽东湾-下辽河段，速度偏低。研究区在第三纪晚期形成下辽河断陷，第四纪以来下辽河断陷持续下降，覆盖了大量沉积物，厚度可达10 km以上。由海城-岫岩地区2~15 km不同深度的P波速度结构可以看出，辽东地块普遍呈现高速结构，P波速度在下辽河断陷地区表现的浅层特征为低速，在辽东地块隆起地区表现为高速。2 km剖面显示，下辽河断陷地区为低速异常区，地震多发于高速区与低速区的过渡区内。海城-岫岩地区5~10 km深度的速度结构具有一定的相似性，上地壳存在明显的横向不均匀性。其中，海城-营口断裂和金州断裂两侧的速度结构存在差异，东南侧明显高于西北侧，南端具有明显的高速区，盖州地区地震多分布于低速区与高速区过渡带内。大洋河断裂及其邻区呈现高速状态，海城-岫岩地区地震多发生于大洋河断裂西北端的低速区和高速-低速区过渡带内，而且大洋河断裂东南端明显存在高速区，这可能也解释了海城-岫岩地区地震向西北方向延展，而不向东南方向展布的特征[1]。15 km左右深度发生的地震较少，且地震活动主要集中在低速区，海城-岫岩地震活动区存在明显低速层，这与以往研究认为该区中地壳存在低速高导层的结论相对应[8]。
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图 8 海城-岫岩地区不同深度P波速度结构 Fig. 8 P-wave velocity at different depths in Haicheng-Xiuyan area |
为进一步揭示海城-岫岩地区地下介质P波垂向速度变化特征，分别沿3个方向得到3个剖面(图 9)，其中AA′剖面沿北纬40.5°方向穿过震源区，BB′剖面沿东经122.5°穿过震源区，CC′剖面沿海城-营口断裂和金州断裂走向展布。从AA′深度-速度剖面可以看出，海城-营口断裂东西两侧速度结构具有明显的差异性，东侧高于西侧，且西侧的下辽河断陷低速区一直延伸至地下15 km左右[2]。海城-岫岩地区地下5~15 km存在明显低速区，大量地震发生在低速层内。从BB′剖面可以看出，盖州震区和海城震区之间存在明显的高速区，盖州震群深度分布范围(0~8 km)小于海城-岫岩震区地震(0~16 km)。
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图 9 海城-岫岩地区P波速度结构剖面分析 Fig. 9 Analysis of P-wave velocity structure profile in Haicheng-Xiuyan area |
本文利用双差层析成像方法对2008-10~2020-04海城-岫岩地区5 028个地震的震源位置和速度结构进行联合反演，结合该地区的地质构造背景，得到如下结论：
1) 地震重新定位后，震中明显呈条带状集中分布在海城河-大洋河断裂带中段，东、西两端地震较少；震中位置呈北西向展布，与该断裂带的走向一致；地震定位走时残差由0.507 s降低到0.279 s，地震定位精度得到明显改善。
2) P波速度随深度的增加而增大，海城-岫岩地区速度结构具有特殊性，相对周围地区较低。地震主要集中在P波低速区或高速区与低速区交界区域，与该区中地壳存在的低速高导层相对应，且研究区两端具有高速区，这也解释了为何海城-岫岩地区地震活动没有向两端延伸。下辽河断陷地下介质存在低速异常区，根据研究可知，下辽河断陷第四纪以来持续下降，该地区覆盖大量沉积物，厚度达10 km以上。
3) 3条深度剖面结果显示，海城地区金州断裂地下5~15 km处存在明显低速层，这些低速高导层可能与其中充满的流体有关。本文认为海城地区地震频发主要是由断裂活动和低速区(即地下流体)共同作用引起的。
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