0 引言

2006年10月31日吉林前郭发生5.0级地震以后，2013年10月31日再次发生5.5级地震，并在一个月的时间内相继发生5次5级以上地震，震级最大的一次为2013年11月23日发生的5.8级地震。这次震群活动导致大量建筑物倒塌和破坏，极震区烈度达Ⅶ度，并引发沙土液化和边坡失稳等地质灾害，直接经济损失达20亿元人民币^[1]，引起了吉林省乃至东北地区社会公众及政府部门的广泛关注。

此次震群发生在松辽盆地南部的前郭地区。松辽盆地是典型的构造拉伸型盆地^[2]，它的形成与西太平洋俯冲构造活动密切相关，盆地走向与大兴安岭—太行重力梯级带走向一致，为北北东向。松辽盆地老断裂重新活动并产生新的断层，整个断裂系统具有继承性、差异性和阶段性，构造活动比较复杂，是我国六大活动盆地之一^[3-5]。震群发生后相关学者对地震序列从不同方面进行了研究，地震精确定位结果普遍显示此次震群的发震构造与区域内北西向的断裂活动有关；与此同时，因震群发生在油田开采区内，并与2006年5.0级地震在同一位置，有学者认为地震发生可能跟区域油气开采相关^[6]。刘莎等^[7]采用剪切波分裂分析方法探讨了震区地震各向异性特点；吴微微等^[8]进行了矩张量反演，给出此次震群的震源机制解。

地震层析成像在认识地震孕育、发生、发展以及深部过程等方面具有很大贡献，是研究地球内部速度结构非常有效的方法之一^[9-10]。在Aki等^[11]之后，随着地震台网的不断扩大和台站密度的日益变大，小区域地震层析成像技术被广泛运用到地震多发区地下结构研究中^[12-13]。双差层析成像将双差地震定位方法^[14]和走时层析成像方法^[15]相结合，利用邻近地震之间的相对走时差和地震波自震源传播到台站的绝对走时，联合反演研究区震源位置和速度结构。该方法被广泛应用于地震区精细速度结构反演、俯冲带高分辨率成像、火山地区速度结构反演等方面的研究。研究结果表明，该方法获得高分辨率的断裂带速度结构对于研究地震发生机理及进一步危险性评价具有十分重要的意义^[16-18]。

尽管前人已经对前郭地震区震源位置、震源机制以及震区各向异性等进行了研究，但是到目前为止，在对该地区的地震成因解释中，仍缺乏速度结构资料的有效约束。本文利用吉林前郭震群周围17个地震台站记录到的地震事件，采用地震双差走时层析成像技术，获取吉林前郭震区(震中200 km范围)上地壳P波、S波三维精细结构，以期为探讨地震分布与速度结构的关系、揭示此次震群的孕育环境和发震机制提供依据。

1 资料和方法

本文研究选取震中周围200 km范围内17个台站(10个固定地震台和7个流动台)在2013年10月至2015年2月间记录的405个地震事件，这些事件大部分为1~2级地震，约占60%，0~1级约有20%，2~3级为15%，其余所占比例较小(图 1)。最大地震为2013年11月23日6时04分23秒发生的5.8级地震，区域台网确定的震中位置为44.6°N、124.1°E，震源深度约9 km。本次研究共拾取高质量的2 218条P波走时数据和2 166条S波走时数据。依据震中和台站分布情况，研究区范围确定为43.5°N—46.0°N、122°E—125°E，深度范围为0~20 km，如图 2所示。

根据地震资料和研究区范围，此次工作采用Zhang等^[19]提出的双差层析成像方法。双差层析成像方法的基本理论类似于标准的层析成像方法，但是它是利用临近地震之间相对走时差和地震到台站之间的绝对走时进行震源位置和速度结构联合反演的方法，其时差的计算公式为^[19]

式中：i，j代表到达台站k的一个事件对；r_kⁱ是第i个事件到第k个台站的观测到时和理论到时差；T_kⁱ为从震源i到地震台站的地震波走时；Δτⁱ是地震i发震时刻的校正量；x_lⁱ代表震源位置在经度、纬度、深度3个方向的校正量，l代表经度、纬度、深度；Δu为节点处慢度校正量；Δs_m是射线路径第m段的微元量；M_ik是地震i到台站k的射线路径的分段数；N是速度节点数；w_mn是以第m个分段射线为中心第n个网格节点插值权系数。r_kⁱ-r_k^j就是所谓的双差。

研究区模型网格划分对获得高质量的成像结果至关重要。在本次研究中，根据研究区范围，在经度方向上设置17个节点，其中最小经度(119°E)和最大经度(128.5°E)节点为边界插值节点，不参与反演计算，共15个节点参与反演，分布范围为122.0°E—125.5°E，节点间距为0.25°；在纬度方向上共有13个节点，边界节点为40°N和49°N，参与反演的节点范围为43.5°N—46.0°N，节点间距为0.25°；深度方向共有7个节点，依次为-4(自由界面上)、0、5、10、15、20、200 km，其中-4 km和200 km节点不参与反演，只用于反演过程中速度插值。

2 分辨率和可靠性分析

由于地球物理反演结果的非唯一性，对结果进行分辨率分析成为必要环节^[20]。本文采用检测板测试的方法对成像分辨率进行检验。该方法是在模型空间内设置一些有规律的速度异常，然后计算理论走时，再对其反演，最后将反演结果与初始合成模型进行对比，通过观察构建模型的还原程度，来评价成像分辨率的高低。

地震层析成像分辨率由研究所用数据多少及射线交叉情况决定，所以本研究的成像分辨与震群的分布密切相关。图 3为选取不同深度处P波和S波速度反演的检测板测试结果。从图 3中可以看出：P波成像分辨率较高区域分布在松原震区地震集中区域，上地壳( < 10 km)分辨率比下部区域稍好；相对来说，由于数据量较少，S波成像分辨率比P波低，但在震区附近分辨率比周边区域更好。整体来看，震区附近成像分辨率较高，这与双差层析成像的特点相吻合，为我们研究震区的精细速度结构提供了可能。

3 结果

本研究通过双差走时层析成像程序分别得到前郭震区震源重定位结果和研究区三维P波、S波速度结构。为便于分析研究区上地壳速度结构特点，在研究区内沿纬向、经向分别截取4条剖面，并且在震群附近切取4条剖面(图 2)，以便于显示震源区精细结构。

3.1 双差定位结果

双差定位法是典型的相对定位方法，可以对较大空间范围内的地震同时进行重新定位，所有地震事件是相对于地震事件丛集的质心位置定位，相对定位法的地震事件两两组对后在一定程度上消除了地壳速度结构横向不均匀性带来的定位误差。地震对到台站之间的路径几乎是一致的, 从而路径异常(实际走时对于由模型计算的理论走时的偏离)可以从计算中消除。双差相对定位方法大大提高了定位精度，有利于研究区域内重复地震和断裂的关系，以及发现隐伏断裂。研究区定位前后的地震分布如图 4所示。

从图 4中可以看出，定位后事件位置相对于定位前事件位置分布更加集中，表明地震主要发生在较为复杂的断裂系统上。从定位后的地震分布(图 4b)大致可以看出地震沿着深度方向上的分布特征，即较浅的地震(≤6 km)主要分布在震群的西南方向，往东北方向地震逐渐加深，地震的发震断层大致走向为北西—南东向，表明发震断层的主体走向；另外，震群较为密集表明发震断层的倾角较大，近于垂直。

3.2 不同深度处速度结构

图 5为沿纵向切取的5个不同深度的P波速度(v_p)、S波速度(v_s)结构剖面，以及利用对应成像点计算的v_p/v_s分布图。从图 5中可以看出，各深度剖面上P波、S波速度分布具有很好的一致性，尤其是深度为15 km以上水平剖面。总体上看，震区存在一条明显的低速带，低速带在近地表呈现近南北向，向深部逐步转变为北北东向；低速带在震中附近P波速度表现得尤为明显，沿纵向延伸到20 km深度(图 5a)。在震中附近，S波低速异常结构沿纵向延深至20 km，仅仅在15 km深度水平切面上S波速度显示为高速(图 5b)。从波速比结构分布图(图 5c)上可以看出：研究区较浅层位上震群区域表现为高波速比结构，而周边环绕着低波速比结构；在大于10 km区域，震群附近波速比值较低。这与杨宝俊等^[3]在该区的人工地震勘探反演结果具有一致性。松辽盆地东南隆起区地壳结构非常复杂，地壳物质性质在深度方向上显示出强烈的非均一性^[3]，导致纵波速度横向变化比较大^[21]，波速比结构比较复杂。

3.3 不同纬度剖面二维速度分布

沿纬向自南向北切取A、B、C、D四个剖面(见图 2)，各剖面速度分布如图 6所示。可以看出：松原震群区有效成像区域内部总体以低速P波结构为主，而且低速结构一直延伸到模型的底部，横向上看，P波低速异常从南到北(A—D)均连续存在(图 6a)；S波速度结构与P波速度结构总体上一致，只是低速S波结构并不显著，但从速度等值线分布上看，低S波速度结构在整个地区也延伸到成像模型最底部(图 6b)；与P波、S波速度结构相比，波速比(v_p/v_s)结构分布复杂，在震群中心位置(C剖面)，低值区一直延伸到模型底部，浅部( < 8 km)表现为高值区，而下部显示为低值分布(图 6c)。

震群分布于低P波区、S波高速与低速交汇区，以及低波速比区域；纵向上，地震震源近于垂直分布，微向北东方向倾斜，与扶余—肇东断裂倾向基本一致^[4]。

3.4 不同经度剖面二维速度分布

沿经向自西向东切取E、F、G、H四个剖面(图 2)，各剖面速度分布结构如图 7所示。可以看出：P波、S波低速均向下延伸至成像模型底部，低P波速度结构更为明显；波速比结构表现为浅部较高，深部较低；绝大多数地震均发生在低P波速度、低波速比区域。

3.5 震群中心剖面速度分布

为了深入探讨地震分布与介质速度、波速比结构的关系，沿震群中心区域另外截取了I、J、K、L四个剖面(图 2)，其v_p、v_s、v_p/v_s分布如图 8所示。由图 8可以看出，松辽盆地上地壳P波、S波速度成层分布明显，震中波速比变化不大，区域内P波速度范围为5.8~7.2 km/s，S波速度范围为3.4~4.0 km/s。

从P波速度分布图(图 8a)上可以看出，前郭5.8级震群附近存在一个高角度的P波低速带，倾向北东，纵向延伸至15 km深度处，绝对速度值小于5.5 km/s，震群发生在P波低速区；从S波速度分布图(图 8b)上看，震群附近也存在一个近直立低速带，纵向延伸约10 km，绝对速度小于3.3 km/s，震群发生在S波低速、高速交汇区；从波速比分布图(图 8c)上看，震群附近存在一个低值区，波速比值约为1.6，震群发生在低波速比地区。

4 讨论

最新发表的研究区地震震源机制研究成果^[7]显示，该区大于4.5级的地震均呈现逆冲走滑性质，发震断层的优势走向以北西向为主。刘莎等^[7]利用S波分裂获得震区的各向异性结构，结果表明，震源区附近快波的偏振方向主要为北西向或者北东向，其中北西向的各向异性与该地区北东向断层走向垂直，主要与断层的逆冲作用有关，而北东向的各向异性则与断裂走向平行，可能是由于断层在北东向产生走滑引起的。刘莎等^[7]和吴微微等^[8]都认为该区发震构造和应力场方向与西太平洋板块俯冲产生的中国东北地区主体构造应力场方向一致，因此前郭地震可能是西太平洋板块构造应力在地壳内长期积累，突然释放造成的。

本文的震源定位结果显示，在前郭震区，震源深度较深地区主要位于东北侧，而震源深度较浅地区则主要分布于西南侧，地震簇的空间走向为北西向(图 4)。而从图 7中沿经向的G剖面可以看出，该北西向的地震簇全部分布在低速区，并且地震簇的倾向也与低速区沿纬向的倾向一致，呈现挤压的形态；这说明震区中可能不仅存在北西向的应力场，同样也可能存在北东向的应力场，并且该应力由北东向南西方向进行挤压。从图 5中可以看出，地震簇的分布方向以及低速区的展布方向都与研究区中的一条北西向隐伏断裂重合；所以我们认为，该断裂可能是产生前郭地震的原因之一。

众所周知，东北地区的构造应力场受太平洋板块俯冲的影响，主要以北西向的应力为主。从图 6中沿纬向的剖面可以看出：研究区震群的空间分布与低速区的空间展布方向一致，也呈现挤压形态，这与太平洋俯冲板块产生的北西向的构造应力作用一致；该现象说明，前郭震区中的两条北东向的断裂同样受到挤压作用，而挤压应力的来源很可能是太平洋板块的俯冲作用，这也与刘莎等^[7]和吴微微等^[8]的观测结果一致。因此，我们认为前郭地区可能是北西向的逆冲断裂和北东向的逆冲断裂共同作用导致的。

北西向隐伏断裂产生逆冲作用的构造应力应为北东向，这与东北地区的主应力场北西方向不符，那么，该北东向应力场的来源值得思考。目前研究资料表明，松辽盆地内并没有发现明显的大范围的北东方向应力场的作用。结合我们的速度成像结果以及前人在该地区的研究成果^[2-8]，我们谨慎推测，该北东向应力场的产生可能与太平洋板块的俯冲作用和局部地应力变化共同作用有关。如图 5所示，前郭震区复杂的构造应力环境和应力的长期积累造成两条北东向断裂产生逆冲，使其之间的地壳物质受到挤压；由于震区中隐伏的北西向断裂构造强度较低、易于破碎，所以两条北东向断裂之间的挤压应力在该北西向隐伏断裂附近得到释放，使该北西向断裂产生逆冲走滑作用。该结果同样符合震源机制解和各向异性观测结果。

5 结论

利用双差层析成像方法和丰富的震群监测资料，反演得到吉林前郭5.8级震群区域上地壳三维速度结构，通过研究不同方向和跨松辽盆地的若干剖面上速度分布，以及震群位置与速度结构关系，得到以下认识：

1) 前郭震区P波、S波速度分布横向上具有很好的一致性，在震中位置具有明显的低速结构，纵向上P波、S波低速均向下延伸至成像模型底部，低P波速度结构比较明显，震群附近浅层表现为高波速比结构，大于10 km区域波速比值较低。

2) 从震群发生位置与速度结构相对位置关系看，震中地区具有明显的低速结构，低速带走向为北东向，倾角较大(近直立)，纵向延伸至15 km深度；震群主要位于P波、S波低速区，波速比低值区。这表明地震多发生在低速区附近及速度异常过渡带上，这一地区容易积累能量并形成孕震区。

3) 前郭震区的动力学来源可能为太平洋板块西向俯冲作用和局部地应力变化共同作用的结果，前郭震区中的两条北东向的断裂和一条北西向的隐伏断裂都受到逆冲走滑作用，震源主要分布在北西向的隐伏断裂和东侧的北东向断裂之间；说明该地区应力环境复杂、构造强度低，易产生破碎。

致谢: 本文使用了中国科技大学张海江教授的双差走时层析成像程序，吉林大学田有教授和朱洪翔研究生给予技术指导；在资料收集过程中，得到了吉林省地震局监测中心张洪艳和测震组大量帮助。在此一并致谢。