地球物理学报  2019, Vol. 62 Issue (6): 2048-2058   PDF    
2017年米林6.9级地震震源区速度结构与余震重定位
王伟平1,2, 杨建思1, 王彦宾2, 姜旭东1, 郑钰1     
1. 中国地震局地球物理研究所, 北京 100081;
2. 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871
摘要:利用西藏自治区林芝地区的固定地震台站与南迦巴瓦流动测震台站在2017年11月18日至2017年11月24日记录到的430个余震的直达波走时数据反演得到了震源区的三维P波速度、S波速度结构,并利用三维速度结构对余震进行了重定位.成像结果显示,米林地震震源区在0~5 km深度内存在低地震波速度异常;在5~15 km深度内,存在高地震波速度异常,该高速异常致使震源区西南侧的地震波速度高于东北侧.重定位结果中,余震呈条带状以NW-SE走向展布,震源深度具有西南方向深、东北方向浅的特征.主震位于11 km深度处、高地震波速异常体顶部,余震主要分布在高地震波速度与低地震波速度过渡的区域.对成像结果的分析表明,震源区浅部的低速异常具有低泊松比的特性,与富石英的沉积变质杂岩体-东久杂岩单元的岩性特征有关;深部的速度结构特征则可能反映了发震断层上盘地震波速度高,下盘地震波速度低的介质特性.余震重定位结果与成像结果联合表明:此次地震发震断层从11 km深度处,东久杂岩体下方的高地震波速度异常顶部开始破裂,继而在5~15 km深度内发生后续破裂,后续破裂的发生区域正处于喜马拉雅构造单元与冈底斯构造单元接触的形变区内.此外,根据地震波速度计算的泊松比反映了震源区持续的低泊松比特征,暗示此次地震与流体活动并无直接关系.
关键词: 米林地震      层析成像      余震重定位     
Imaging velocity structures and aftershock distributions in the source region of the 2017 Mainling M6.9 earthquake
WANG WeiPing1,2, YANG JianSi1, WANG YanBin2, JIANG XuDong1, ZHENG Yu1     
1. Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China;
2. School of Earth and Space Science, Peking University, Beijing 100871, China
Abstract: This work imaged the P-wave and S-wave velocity structures in the source region of 2017 Mainling, Tibet earthquake by inverting arrival times of 430 aftershocks observed at seismic stations in the Linzhi area and temporary stations around Namche Barwa during November 18th to 24th, 2017.Then the aftershocks are relocated using these 3D velocity structures. Results show low-velocity and high-velocity anomalies at depths 0~5 km depths and 5~15 km, respectively.The latter makes the seismic velocity in the southwest is higher than that in the northeast of the source. The relocated aftershocks are distributed in NW-SE direction, deeper in the southwest and shallower in the northeast.The main shock is at depth 11 km, the top of a high-velocity anomaly body, while the aftershocks are located in a transition zone between high- and low-velocity anomalies.Analysis suggests that the initial rupture of this event started from the top of a high-velocity area below the Dongjiu complex at depth of 11 km, and subsequently the rupture continued in a dramatically deformed area caused by Himalayan unit and Gandisê unit at 5~15 km depths.Additionally, there is no fluid activity involved as implied by the persistent low-Poisson's ratio derived from calculation of seismic velocities.
Keywords: Mainling earthquake    Tomography    Relocation    
0 引言

2017年11月18日6时34分,西藏自治区林芝地区米林县发生6.9级地震.中国地震局台网中心初步定位的震中位于大渡卡断裂北东向的延长线上,周围分布有嘉黎断裂、米林断裂和扎达—拉孜—邛多江断裂.余震序列初步定位的结果表明,余震震中主要沿NW向伸展,深度范围为3~15 km.矩阵量反演得到的震源机制解反映了主震发震断层的逆冲特性.

地震波速度是了解和探究强震孕震环境的主要依据,也是与介质特性密切相关的重要地震学参数.此次地震发生在喜马拉雅东构造结边缘,该构造单元是喜马拉雅山脉东部的地质界线,是构造格架和地貌水系发生急剧转折的地区,也是构造应力最强、隆升、剥蚀最快,新生代变质和深溶作用最强的地区(许志琴等,2008).前人在探究藏东南地区的地壳及深部结构时,已经对米林地震震中及其邻区的结构取得了初步认识.Ren和Shen(2008)Fu等(2010)在喜马拉雅东构造结下方发现低速层,前者利用有限频层析成像方法发现藏东南地区的裂谷从地表至300 km左右的岩石圈存在低速层,且该低速层底部存在明显的高速异常,认为该高速异常与拆离的地幔岩石圈有关;后者利用面波成像方法发现东构造结中地壳存在低速层,认为该低速层与地温梯度较高或者部分熔融有关.崔仲雄和裴顺平(2009)对该地区的Pn波各向异性进行了研究,他们的结果表明快波方向围绕东构造结出现顺时针旋转.常利军(2015)对该地区上地幔进行S波分裂研究时发现东构造结周边地区的S波快波方向呈现绕构造结顺时针旋转的环形变化特征,认为这与印度板块沿北东方向向青藏高原下方俯冲和沿东向向缅甸板块下俯冲有关.Xu等(2013)程成等(2017)先后利用接收函数方法研究了喜马拉雅东构造结的地壳厚度、泊松比和地壳结构,前者观测到了印度板块和拉萨地块岩石圈厚度的差别,认为在雅鲁藏布江缝合带下存在软流圈上涌的现象,后者认为嘉黎断裂带两侧地壳结构存在显著差异,并且东构造结周边拉萨地块地壳20~40 km深度内普遍存在低速层.众多学者在震前针对喜马拉雅东构造结展开的壳幔结构与岩石圈界面深度等方面的研究,为了解此次地震震源区大尺度的结构与孕震环境提供了有利的参考和依据.

2016年12月,我们在林芝地区架设了6套宽频带地震仪,构建了控制南迦巴瓦构造结的流动测震台网,并将震源区附近的固定台站并入台网中,形成了南迦巴瓦测震台网,提高了米林地区的测震台站密度.利用南迦巴瓦测震台网记录的观测资料,可以对米林地震震源区及其邻区的速度结构进行更高分辨率的研究.本研究利用余震序列的直达波到时数据,使用体波走时层析成像方法,获取震源区的三维P波速度、S波速度结构和余震序列重定位结果.本文将对获得的三维速度结构进行介绍,探讨相关的构造意义以及此次地震的孕震环境.

1 数据和方法

米林6.9级地震附近100 km范围内分布有2个西藏自治区地震局架设的固定台站,结合我们在2016年12月布设的6个流动观测台站,构成包含8个地震台站的南迦巴瓦测震台网.本研究选择了南迦巴瓦台网在2017年11月18—24日记录到的430个震源信息完备、且至少包含4个Pg走时记录和4个Sg走时记录的余震事件.余震事件的到时记录共包含2570条Pg到时和2489条Sg到时,构成了反演速度结构的观测数据.

根据Thurber(1983)Kissling等(1994)的研究,基于射线理论的地震定位、速度结构反演理论公式可以描述为

(1)

图 1 米林地震震源区及其邻区地质构造简图 构造单元数据来源于刘焰等(2006),震源机制解来源于gCMT目录. Fig. 1 Structure sketch map in and near the source region of Mainling MS6.9 earthquake Data of tectonic elements is from Liu et al. (2006). The focal mechanism solution is from gCMT catalog.
图 2 地震震中、震源区附近台站与断层分布图 Fig. 2 Aftershocks, stations and faults near the main-shock zone

其中f表示走时与台站位置、震源参数、速度模型之间的非线性函数,tres为走时残差,tobs为观测走时,tcal代表理论走时,hkmi分别表示震源参数和速度参数,e为误差项.误差项又包括到时拾取误差、由台站位置和参考模型精度以及对非线性走时方程线性化处理后造成的误差.基于公式(1)的反演即不断修正模型参数(震源位置参数、速度参数),使得走时残差在二范数意义下达到最小化.这一最小化过程对模型参数的初始值具有较强的依赖性.鉴于此,本研究分为两个步骤:(1)构建一维初始速度模型,对震源位置参数进行修正;(2)将一维反演结果作为初始模型进行三维层析成像.

一维初始速度模型的构建是借助Velest(Ellsworth and Koyanagi, 1977Kissling,1988Kissling et al.,1994Roecker,1982)程序完成.首先,围绕Crust1.0地壳模型中林芝地区的速度结构,利用随机扰动的方法,建立5000个速度模型,分别作为初始模型进行迭代次数为1次的一维速度结构反演.统计每次反演后的RMS(Root mean square),选择使RMS值最小者为一维反演的最佳初始速度模型.随后,利用选取的最佳初始速度模型通过一维反演对研究区一维地壳结构和余震震源位置进行迭代修正.对每次迭代之后的走时残差进行统计分析,初步评定反演效果.图 3a图 3b展示了从随机扰动模型中选取的最佳初始模型(虚线)与反演结果(实线).图 3c所示,经过7次迭代之后,数据协方差、均方根残差、RMS残差分别从2.45、1.40、1.18降至0.25、0.14、0.38.从第8次迭代开始,残差曲线趋于平稳.将随机模型按照RMS值从小到大排序后,选取前50个随机模型(灰色实线)同时绘制在图 3中.

图 3 一维反演结果与一维反演迭代中走时残差统计量(Statics of data error)随迭代次数(Iteration number)的变化曲线 (a) P波速度反演结果;(b) S波速度反演结果;(c)数据协方差、均方根残差以及RMS残差随迭代次数的变化. Fig. 3 The results of one dimension inversion and the curve of date residual versus iteration numbers (a) The P-wave velocity model; (b) The S-wave velocity model; (c) Date variance, mean-squared residual and RMS residual versus iteration number.

一维反演获得了0~20 km深度范围内的速度模型.该模型以5 km的深度间隔分为4层.由于余震主要集中于0~15 km深度,因此0~15 km深度内,各速度分层的P波速度和S波速度受到较好约束.该深度范围内,P波速度从浅层的5.23 km·s-1逐渐增加至6.10 km·s-1,S波速度则由3.15 km·s-1增加至3.67 km·s-1.P波速度在5~10 km深度内梯度较大,增量为0.3 km·s-1,在其他深度处,以相对小的梯度缓慢增加,S波速度的变化则较为均匀.

图 4(ac)为一维重定位后余震的分布情况.为了评估一维模型定位的质量,对比了用初始模型定位后和用一维反演的模型定位后的地震走时残差均方根分布(图 4d).地震走时残差均方根,是指与某一地震事件有关的所有走时数据残差的均方根,其大小反映了震源空间参数解的精确度.一维反演之前,12%的地震残差均方根分布在0~0.4 s,88%的地震事件残差均方根的范围为0.4~0.8 s;一维反演后,76%的地震残差均方根分布在0~0.4 s之间.因此,利用本研究获得的一维速度模型极大的降低了地震走时残差均方根.

图 4 利用一维速度结构重定位后的震源分布与定位前后走时残差均方根统计图 (a)震中分布图;(b)震源沿南北方向的纵向投影;(c)震源沿东西方向的纵向投影;(d)定位前后地震走时残差均方根(RMS)统计. Fig. 4 The distribution of relocated hypocenters and the RMS histogram of relocated events and original events (a) The distribution of epicenters; (b) The distribution of hypocenters along y (from south to North) axis; (c) The distribution of hypocenters along x (from west to east) axis; (d) RMS histogram of relocated events and original events.

将一维反演的结果作为三维反演的初始模型.首先,经过6次迭代次数为1次的三维反演,获得数据协方差随模型协方差变化的L曲线,确定反演所用的阻尼因子为5(图 5a).以主震震中为中心,构建反演网格,根据反演过程中计算得到的DWS(Derivative weight sums,偏导数加权值)参数(该参数描述了能够约束某一网格节点处速度值的数据量),不断调整反演网格节点,寻找合适的网格划分策略.最终确定的反演网格在震中附近水平间隔为20 km,远离震中的区域间隔为30 km或40 km(图 5b),沿深度方向仍然保持一维模型的划分方式.在图 5b中,将近台与最北端的余震连接,提取了一个包围所有近台和余震的区域,是近台地震射线能够覆盖到的范围,也是本研究三维速度结构中将要重点分析和探讨的区域.

图 5 L-曲线(a)与反演网格分布(b) 反演的坐标系为笛卡尔坐标,相对于正北方向向西旋转45°,坐标中心位于主震震中, 黑色多边形内的区域为包围所有余震以及台站的区域. Fig. 5 The L-curve(a) and the distribution of inversion grids(b) The inversion coordinates is Cartesian coordinate rotated by 45 degree from North to West.The area in the black polygon surrounds all of the aftershocks and stations.
2 层析成像结果

利用Thurber(1983, 1992)提出并不断改进的区域体波层析成像技术,获得了以主震震源为中心,东西、南北跨度同为160 km,深度范围为0~20 km的三维P波速度结构和S波速度结构.为了更好的解释物性差异,理解地震发生与构造关系,利用反演得到的P波速度和S波速度,计算了研究区域的泊松比.在反演速度结构的过程中,我们对余震的震源位置也进行了校正.

对于小型阻尼最小二乘反演问题,分析分辨率矩阵是评价反演结果最直接的方式(Franklin,1970Aki et al.,1977Evans and Achauer, 1993).对于形如(2)式

(2)

的反演问题,如果根据观测数据d和理论算子A,对模型参数m进行估计,得到一个估计的模型:mest,则估计的模型与“真实”模型mreal的关系为

(3)

其中,A-g为理论算子A的广义逆,e为误差向量.矩阵A-gA为分辨率矩阵,表示了估计模型与“真实”模型相比的模糊程度,记为R.模糊度越低,分辨率越高,分辨率矩阵的对角元素值越接近1;反之,模糊度越高,分辨率越低,对角元素越接近0.对于完全分辨的模型参数,分辨率矩阵为单位矩阵.图 6图 7展示了0 km、5 km、10 km、15 km深度的水平剖面以及纵向剖面AA′上,P波速度和S波速度分辨率矩阵对角线元素的等值线图.从图中可以看出,P波速度和S波速度在各剖面上的分辨率相近.水平剖面上的高分辨率区域主要集中在研究区中心附近40 km范围内,纵向剖面0~20 km深度处的大部分区域分辨率参数位于0.4~0.8之间,具有较高分辨率.图 5b中,本研究所关注的区域,在0 km深度处分辨率较差,在5~15 km深度范围内,大部分区域的分辨率都大于0.4.

图 6 P波速度分辨率等值线 (a)—(d) 0 km、5 km、10 km、15 km深度水平剖面上P波速度分辨率等值线;(e) AA′剖面上P波速度分辨率等值线.黑色多边形内的区域为包围所有余震以及台站的区域. Fig. 6 The resolution of VP (a)—(d) Shows the VP resolution at 0 km, 5 km, 10 km and 15 km depth; (e) Presents the VP resolution at vertical profile AA′.The area in the black polygon surrounds all of the aftershocks and stations.
图 7 S波速度分辨率等值线 (a)—(d) 0 km、5 km、10 km、15 km深度上的水平剖面上S波速度分辨率等值线;(e) AA′剖面上S波速度分辨率等值线.黑色多边形内的区域为包围所有余震以及台站的区域. Fig. 7 The resolution of VS (a)—(d) Shows the VS resolution at 5 km, 10 km, 15 km and 20 km depth; (e) Presents the VS resolution at vertical profile AA′.The area in the black polygon surrounds all of the aftershocks and stations.

图 8展示了0 km、5 km、10 km、15 km深度处P波速度、S波速度相对于一维速度模型的变化量以及泊松比的分布.图 9y=0 km处距离主震震源±30 km范围内P波速度和S波速度的纵向剖面.为了便于讨论余震分布与速度结构之间的关系,将距离水平剖面±2 km范围内、距离AA′剖面±5 km范围内的余震投影到对应剖面上.在同一深度处,P波速度和S波速度相对于一维速度模型的变化范围为-0.4~0.4 km·s-1,S波速度的变化量大于P波速度的变化量.0 km深度处,P波速度变化范围为5.0~5.5 km·s-1,最低速度值在主震震中西侧60 km处,最高速度值则位于主震震中东北侧30 km附近.主震震中附近40 km范围内,东、西两侧的速度存在差异,东侧的P波速度高于西侧.S波速度在0 km深度处的变化范围为2.88~3.28 km·s-1,主震以及余震所处的区域S波速度相对较高.在5 km和10 km深度的水平剖面上,P波速度的参考值分别为5.40 km·s-1和5.70 km·s-1,P波速度最小值分别为5.16 km·s-1和5.46 km·s-1,最大值为5.64 km·s-1和5.94 km·s-1;S波速度参考值分别为3.38 km·s-1与3.5 km·s-1,速度变化范围为3.14~3.74 km·s-1、3.13~3.93 km·s-1.15 km深度处,参考模型中的P波速度和S波速度分别为6.10 km·s-1、3.67 km·s-1,其中P波速度在5.86~6.34 km·s-1之间,S波速度的变化范围为3.57~3.9 km·s-1.研究区的泊松比范围为0.1~0.3,大部分区域的泊松比大于0.15.在0 km深度与15 km深度处,泊松比较高,最大可达0.3,高泊松比值区域距离震中较远.5 km深度与10 km深度处的泊松比较低,变化范围为0.15~0.25,低于线弹性体的泊松比值0.25.

图 8 P波速度、S波速度、泊松比剖面 灰色圆点为余震震源,红色五角星为主震震源.水平速度剖面中,将图 4b中黑色多边形内的区域用色标颜色填充,其他区域用等值线表示. Fig. 8 The tomography images of VP, VS and Poisson′s ratio Aftershocks are shown by red dots.The red star represents the main-shock.The result is highlighted by a color scheme in the black polygon showed in figure 4b while with contours elsewhere.
图 9 震源区纵向速度结构图解 (a) P波速度剖面;(b) S波速度剖面.其中灰色箭头表示发震断层两侧块体相互挤压的状态;黑色箭头表示发震断层上、下盘的运动方向,黑色虚线为断层面示意. Fig. 9 The schematic images of vertical structure in source region (a) VP profile; (b) VS profile.Grey arrows represent the extruding between both sides of the main fault.Black arrows shows the moving direction of hanging-wall and footwall.Dashed black lines imply the fault plane.

从P波速度和S波速度的水平剖面来看,两者的结构特征具有一致性.这种一致性在0~10 km深度上尤为明显.此外,在震源区浅层存在低P波速度和低S波速度异常,该特征在5~15 km深度上都有体现,与一维模型相比,该低速异常的幅度可达-0.4 km·s-1.重定位后,主震的深度为11 km,与白玲等(2017)利用Hyposat方法确定的10±2 km的震源深度结果一致.余震在各水平剖面上呈现出一些分布特征:在0 km、5 km深度上,主要以NW走向线性分布;在10 km深度的剖面上,沿NW走向分布的余震更加密集;以主震为转折点,存在南向延伸的余震序列.在纵向剖面AA′上,P波速度和S波速度的结构特征相似,在主震震中下方0~15 km深度范围内,P波速度由地表的5.4 km·s-1增加至6.1 km·s-1,S波速度自3.4 km·s-1增加至3.6 km·s-1.P波速度和S波速度在0~10 km深度内梯度较大,在5 km深度附近存在局部的负速度梯度.横切主震、与余震走向垂直的剖面AA′上,余震分布倾向为西南方向,且在10~15 km深度分布密集,在0~5 km深度分布相对稀疏.

3 讨论

众多学者的层析成像结果表明,沿着大型的活动断层区通常会出现持续的地震波低速异常(Eberhart-Phillips,1995Mooney and Ginzburg, 1986Thurber et al.,1997).断层区浅部的低速异常可能与岩体中有流体渗透、密集裂隙、高流体压力等因素有关,也可能受到矿物岩体组成成分的影响.当岩体中有流体活动,或者断层区岩体具备密集裂隙、高流体压力等条件时,P波速度、S波速度急剧降低,形成低速异常,P波速度的降低幅度小于S波速,导致泊松比的增加(Goodway et al., 1997Goodway,2001Zhao et al.,1996Takei et al.,2002).例如含水的沉积岩,拉梅系数λ比剪切模量μ大很多,泊松比通常大于0.25,甚至会高达0.4.当岩体中的矿物组分含量发生变化时,也会引起地震波速的增减,导致泊松比的变化(Xu and Zheng, 2005嵇少丞等, 2007, 2009Yang and Qu, 2011).一些长英质岩体,比如花岗岩、花岗闪长岩以及闪长岩,它们的P波速度和S波速度会由于石英矿物含量的增加而降低,形成低速异常,但P波速度的降低幅度往往大于S波速度,因此表现为低泊松比.长石或者斜长石矿物组分的增加则会导致P波速度、S波速度的增加.此时,P波速度的增加幅度大于S波速度,表现为高泊松比.本研究结果中,米林6.9级地震发震断层区从地表至5 km深度附近,存在低P波速度、低S波速度异常.发震断层区域浅部的低速异常区泊松比平均值约为0.19,低于线弹性体的泊松比0.25,表现为低泊松比的性质,这更加符合岩体矿物组分变化,特别是石英质矿物成分增加引起泊松比减小的特征.从地质构造背景来看,此次地震的发震断层属于南迦巴瓦及雅江大峡谷逆冲断裂系,位于南迦巴瓦背形北东翼顶端、雅江缝合带、拉萨地块相互接壤的区域.根据新一代东喜马拉雅构造结1:100万地质图(刘焰等,2006),此次震源区及其邻区的岩体构造单元主要有冈底斯单元和喜马拉雅单元.其中震源所处的喜马拉雅单元内部,又可分为东久杂岩单元与南迦巴瓦杂岩单元.东久杂岩单元是沿南迦巴瓦构造结顶端分布、富石英的变质杂岩体.在岩石物理试验中,富含石英的花岗岩和变质岩具有低P波速度和低泊松比的特征(Carmichael,1982).因此发震断层区浅部的低速异常很有可能与东久杂岩体富石英矿物有主要关系.

成像结果在10~15 km深度处存在从震源西南方向向上楔入的高P波速度、高S波速度异常,与周围区域相对低的地震波速度结构形成对比,构成了震源区北东侧地震波速度低、西南侧地震波速度高的深部速度结构形态.Lin等(2017)针对喜马拉雅东构造结所做的电阻率研究结果表明南迦巴瓦构造结在12~20 km深度上处于高电阻率状态,其北东侧的波密地区表现为低电阻率.这种横向的电阻率异常分布与本研究获得的地震波速度异常分布较为一致.从AA′剖面上的速度结构,尤其是S波速度结构可以看到,高P波速度、高S波速度异常自西南方向楔入,楔入方向与重定位后余震自深部向浅部展布的方向一致.因此,我们推测发震断层向北东方向倾斜,发震断层的上盘位于西南侧,发震断层下盘位于北东侧.在主震震源附近得到的北东侧地震波速度低、西南侧地震波速度高的结构可能表明在发震断层具有上盘地震波速度高、下盘地震波速度低的特征.在图 9的纵向速度剖面上,我们根据速度结构异常与余震的分布构建了发震断层活动示意图.从图中可以看到,初始破裂发生在11 km深度处、东久杂岩体下方的高地震波速度异常顶部,后续的余震破裂以西南倾向密集发生于15 km(长)×10 km(宽)的剧烈形变区内,该形变区为此次主震的发震断层区.发震断层附近长期剧烈的地壳形变活动致使两侧地块的岩体结构和性质发生变化,在介质性质上表现为地震波速度的差异.密集余震的发生也与断层区复杂的岩体结构与性质密不可分.地质调查获得的东构造结区域构造特征已经证实震源区所处的岩体存在强烈形变,尤其是东久组的石英岩变形强烈,形成“布丁”构造(刘焰等,2006).结合地质构造背景以及本研究层析成像的结果,这些形变活动的主要驱动力是印度板块与拉萨地块的持续会聚作用,该会聚作用使此次地震震源区所处喜马拉雅构造单元顶端北向推覆,仰冲于北部的冈底斯构造单元之上,形成了区内自西南向北东楔入的构造.在该楔入构造的边界——断层带上,容易形成相对的软、硬岩性组合体,这些组合岩体接触面形态复杂,挤压变形严重,应力积聚作用明显,是地震能量释放的有力环境和有效通道.这与我们所展示的震源区复杂的速度结构特征非常吻合.此外,在纵向剖面中,与冈底斯单元相比,东久杂岩体和南迦巴瓦杂岩体速度特征一致性更好,该一致性也为地质单元划分时将两块杂岩单元归属于喜马拉雅构造单元提供了地震学依据.

在Crust1.0(Laske et al., 2013)模型中,震源区的地壳结构分为三层:上地壳、中地壳和下地壳.其中上地壳厚度为30 km,中地壳厚度为15 km,下地壳厚度16 km,莫霍面深度约为59 km.因此,本研究的结果仅仅能够反映此次地震震源区上地壳内部的速度结构.对于震源下方深部的结构形态与物性特征,还需要进一步的研究.

4 结论

本研究通过南迦巴瓦台网观测到的430个余震的走时数据,反演得到了2017年西藏自治区米林6.9级地震震源区分辨率较高的三维P波速度、S波速结构和余震序列重定位后的震源位置.对余震分布与速度结构特性进行分析后得到以下结论:

(1) 主震初始破裂起始于11 km深度处、东久杂岩体下方的高地震波速度异常顶部,余震主要以NW走向分布在具有高地震波速度的喜马拉雅构造单元与具有低地震波速度的冈底斯构造单元接触的形变区内,震源深度范围为5~15 km,其中西南侧的震源深于北东侧.

(2) 发震断层区浅部的速度特征为低P波速度、低S波速度,在较深的区域出现以北东倾向楔入的高地震波速度异常,与周围区域的低速异常形成了明显的对比,构成了震源区北东侧地震波速度低而西南侧地震波速度高的深部速度结构形态.浅部的低速异常与沿南迦巴瓦构造结顶端分布、富石英的沉积变质杂岩体——东久杂岩单元的岩性特征有关.深部的速度结构形态则反应了发震断层上盘地震波速度高、下盘地震波速度低的介质特征.

综合来看,米林6.9级地震发生于喜马拉雅构造单元向北东仰冲于冈底斯构造单元之上所形成的剧烈形变区内.主震震源深度11 km,其引起的后续破裂主要在具有低地震波速特性的东久杂岩体下方传播.发震断层在震源附近具有上盘地震波速度、下盘地震波速低的特征.

致谢  感谢先后参与南迦巴瓦台网架设与调整工作的辽宁省地震局王学成与重庆市地震局王小龙的辛苦付出.本研究一维速度结构反演使用了VELEST程序(Ellsworth and Koyanagi,1977;Roecker,1981;Kissling et al.,19941995),三维速度结构反演使用了SIMUL2000程序(Thurber,19831992),绘图使用了GMT软件(Wessel and Smith,1998).
References
Aki K, Christoffersson A, Husebye E S. 1977. Determination of the three-dimensional seismic structure of the lithosphere. Journal of Geophysical Research, 82(2): 277-296. DOI:10.1029/JB082i002p00277
Bai L, Li G H, Song B W. 2017. The source parameters of the M6.9 Mainling, Tibet earthquake and its tectonic implications. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 60(12): 4956-4963. DOI:10.6038/cjg20171234
Carmichael R S. 1982. Handbook of Physical Properties of Rocks. Boca Raton: CRC Press, Inc.
Chang L J, Wang C Y, Ding Z F, et al. 2015. Upper mantle anisotropy of the eastern Himalayan syntaxis and surrounding regions from shear wave splitting analysis. Science China Earth Sciences, 58(10): 1872-1882. DOI:10.1007/s11430-015-5098-2
Cheng C, Bai L, Lin D, et al. 2017. Crustal structure of Eastern Himalayan Syntaxis revealed by receiver function method. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 60(8): 2969-2979. DOI:10.6038/cjg20170806
Cui Z X, Pei S P. 2009. Study on Pn velocity and anisotropy in the uppermost mantle of the Eastern Himalayan Syntaxis and surrounding regions. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 52(9): 2245-2254. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2009.09.008
Eberhart-Phillips D. 1995. Examination of seismicity in the central Alpine fault region, South Island, New Zealand. New Zealand Journal of Geology and Geophysics, 38(4): 571-578. DOI:10.1080/00288306.1995.9514685
Ellsworth W L, Koyanagi R Y. 1977. Three-dimensional crust and mantle structure of Kilauea Volcano, Hawaii. Journal of Geophysical Research, 82(33): 5379-5394. DOI:10.1029/JB082i033p05379
Evans J R, Achauer U. 1993. Using the ACH method: theory and application to continental-scale studies.//Iyer H M, Hirahara K eds. Seismic Tomography-Theory and Practice. London: Chapman and Hall, 319-360.
Franklin J N. 1970. Well-posed stochastic extensions of ill-posed linear problems. Journal of Mathematical Analysis and Applications, 31(3): 682-716. DOI:10.1016/0022-247X(70)90017-X
Fu Y V, Li A B, Chen Y J. 2010. Crustal and upper mantle structure of southeast Tibet from Rayleigh wave tomography. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 115(B12): B12323. DOI:10.1029/2009JB007160
Goodway B, Chen T, Downton J. 1997. Improved AVO fluid detection and lithology discrimination using Lamé petrophysical parameters; "λρ", "μρ" and "λ/μ fluid stack", from P and S inversions.//67th Ann. Internat Mtg., Soc. Expi. Geophys.. Expanded Abstracts, 22: 183-186.
Goodway B. 2001. AVO and Lamé constants for rock parameterization and fluid detection. CSEG Recorder, 26(6): 39-60.
Ji S C, Wang Q, Wang Q, et al. 2007. Correlation between elastic properties and density for Sulu-Dabie UHP metamorphic rocks. Acta Petrologica Sinica, 23(12): 3054-3064.
Ji S C, Wang Q, Yang W C. 2009. Correlation between crustal thickness and Poisson's ratio in the North China craton and its implication for lithospheric thinning. Acta Geologica Sinica, 83(3): 324-330.
Kissling E. 1988. Geotomography with local earthquake data. Reviews of Geophysics, 26(4): 659-698. DOI:10.1029/RG026i004p00659
Kissling E, Ellsworth W L, Eberhart-Phillips D, et al. 1994. Initial reference models in local earthquake tomography. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 99(B10): 19635-19646. DOI:10.1029/93JB03138
Kissling E, Kradolfer U, Maurer H. 1995. Program Velest User's Guide, Institute of Geophysics, ETH Zuerich.
Laske G, Masters G, Ma Z, et al. 2013. Update on CRUST1.0-A 1-degree Global Model of Earth's Crust.//EGU General Assembly 2013. 15: EGU2013-2658.
Lin C H, Peng M, Tan H D, et al. 2017. Crustal structure beneath Namche Barwa, eastern Himalayan syntaxis:New insights from three-dimensional magnetotelluric imaging. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 122(7): 5082-5100. DOI:10.1002/jgrb.v122.7
Liu Y, Siebel W, Wang M. 2006. Intracontinental deformed processes of the eastern Himalayan Syntaxis. Acta Geologica Sinica (in Chinese), 80(9): 1274-1284.
Mooney W D, Ginzburg A. 1986. Seismic measurements of the internal properties of fault zones. Pure and Applied Geophysics, 124(1-2): 141-157. DOI:10.1007/BF00875723
Ren Y, Shen Y. 2008. Finite frequency tomography in southeastern Tibet:Evidence for the causal relationship between mantle lithosphere delamination and the north-south trending. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 113(B10): B10316. DOI:10.1029/2008JB005615
Roecker S W. 1982. Velocity structure of the Pamir-Hindu Kush Region:Possible evidence of subducted crust. Journal of Geophysical Research:Solid earth, 87(B2): 945-959. DOI:10.1029/JB087iB02p00945
Takei Y. 2002. Effect of pore geometry on VP/VS:From equilibrium geometry to crack. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 107(B2): 2043. DOI:10.1029/2001JB000522
Thurber C H. 1983. Earthquake locations and three-dimensional crustal structure in the Coyote Lake Area, central California. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 88(B10): 8226-8236. DOI:10.1029/JB088iB10p08226
Thurber C H. 1992. Hypocenter-velocity structure coupling in local earthquake tomography. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 75(1-3): 55-62. DOI:10.1016/0031-9201(92)90117-E
Thurber C H, Roecker S, Ellsworth W, et al. 1997. Two-dimensional seismic image of the San Andreas Fault in the Northern Gabilan Range, central California:Evidence for fluids in the fault zone. Geophysical Research Letters, 24(13): 1591-1594. DOI:10.1029/97GL01435
Wessel P, Smith W H F. 1998. New, improved version of Generic Mapping Tools released. Eos, Transactions American Geophysical Union, 79(47): 579-579. DOI:10.1029/98EO00426
Xu Q, Zhao J M, Pei S P, et al. 2013. Imaging lithospheric structure of the eastern Himalayan syntaxis:New insights from receiver function analysis. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 118(5): 2323-2332. DOI:10.1002/jgrb.50162
Xu W W, Zheng Y T. 2005. Distribution of Poisson's ratios in the northwestern basin-mountain boundary of the Bohai Bay Basin. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 48(5): 1077-1084.
Xu Z Q, Cai Z H, Zhang Z M, et al. 2008. Tectonics and fabric kinematics of the Namche Barwa terrane, Eastern Himalayan Syntaxis. Acta Petrologica Sinica, 24(7): 1463-1476.
Yang W C, Qu C, Yu C Q. 2011. Crustal Poisson's ratio anomalies in the eastern part of North China and their origins. Geoscience Frontiers, 2(3): 313-321. DOI:10.1016/j.gsf.2011.05.016
Zhao D P, Kanamori H, Negishi H, et al. 1996. Tomography of the source area of the 1995 Kobe earthquake:evidence for fluids at the hypocenter?. Science, 274(5294): 1891-1894. DOI:10.1126/science.274.5294.1891
白玲, 李国辉, 宋博文. 2017. 2017年西藏米林6.9级地震震源参数及其构造意义. 地球物理学报, 60(12): 4956-4963. DOI:10.6038/cjg20171234
常利军, 王椿镛, 丁志峰, 等. 2015. 喜马拉雅东构造结及周边地区上地幔各向异性. 中国科学:地球科学, 45(5): 577-588.
程成, 白玲, 丁林, 等. 2017. 利用接收函数方法研究喜马拉雅东构造结地区地壳结构. 地球物理学报, 60(8): 2969-2979. DOI:10.6038/cjg20170806
崔仲雄, 裴顺平. 2009. 青藏高原东构造结及周边地区上地幔顶部Pn速度结构和各向异性研究. 地球物理学报, 52(9): 2245-2254. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2009.09.008
嵇少丞, 王茜, 王勤, 等. 2007. 苏鲁-大别超高压变质岩的弹性力学性质与密度的关系. 岩石学报, 23(12): 3054-3064. DOI:10.3969/j.issn.1000-0569.2007.12.002
嵇少丞, 王茜, 杨文采. 2009. 华北克拉通泊松比与地壳厚度的关系及其大地构造意义. 地质学报, 83(3): 324-330.
刘焰, Siebel W, 王猛. 2006. 东喜马拉雅构造结陆内变形过程的研究. 地质学报, 80(9): 1274-1284. DOI:10.3321/j.issn:0001-5717.2006.09.005
许卫卫, 郑天愉. 2005. 渤海湾盆地北西盆山边界地区泊松比分布. 地球物理学报, 48(5): 1077-1084. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2005.05.014
许志琴, 蔡志慧, 张泽明, 等. 2008. 喜马拉雅东构造结——南迦巴瓦构造及组构运动学. 岩石学报, 24(7): 1463-1476.