密集台阵近震层析成像技术对云南宾川上地壳速度结构的研究引言宾川盆地位于红河断裂带尾端,自第四纪以来主要以伸展断陷活动为主.该区主体在大理—丽江活断层系中(图1b),是由正断和左旋走滑断裂构成的“Z”型张扭性复合变形带,包括丽江—大理断裂带和程海—宾川断裂带,一系列近南北向与北西向的断裂在此交汇叠加(黄小巾等,2014).众多的控震构造和发震断层使得滇西北裂陷带地震多发,黄小巾等(2014)搜集整理了滇西北断陷带自公元886年以来的地震记录,表明该区域发生过3.0级以上地震959次,其中5级以上204次,6级以上大震70次,7级以上地震8次,最大震级达7.5级.对于现今这些地震活动,是红河断裂带尾端的北西向断裂起主要控震作用还是当地近南北向至北北东向断裂是主控构造,以及这些断层在深部的延伸情况如何,还需进一步的研究分析.大量研究表明盆地的沉积层能够放大地震波的振幅(Denolleetal.,2014;Kawase,1996),使得地震的破坏显著增加.同时盆地边界速度对比强烈,会导致多次反射且延长地震持续时间(刘启方等,2013),进一步加剧地震的影响.滇西北区域强烈的地震活动和复杂的盆地结构都使得宾川盆地具有较高的地震危险性.对宾川盆地进行精细结构的研究有利于更准确地评估区域地震风险,减轻区域地震灾害.自20世纪中期开始,地震学家在滇西北地区开展了一系列的工作,包括人工地震测深(Kanetal.,1986;白志明和王椿镛,2004;Wangetal.,2015;陈思文等,2016)、接收函数反演(白一鸣等,2018)和体波面波层析成像(HuangJLetal.,2002;Wangetal.,2002;Yaoetal.,2006;HuangJetal.,2012;鲁来玉等,2014;Baoetal.,2015;HuangZCetal.,2015;陈浩朋等,2018)等,积累了丰富的地球物理研究成果.但这些工作或是稀疏的面状,或是密集的线状,对于盆地及周边区域三维精细结构的认识仍存在不足.近些年来,随着地震观测仪器的发展和观测技术的进步,密集台阵为获取高分辨率的三维地下结构提供了新的手段.例如在局部尺度上,沿断裂带布设的超密集台站可以对断层的精细结构进行细致刻画(Qinetal.,2018).利用在加州长滩盆地7km×10km范围内高密度布设的5200个单分量检波器,可以获取该地区高精度的浅地表波速结构及隐伏断层分布特征(Linetal.,2013).利用在西藏东缘布设的160km长的密集台阵由远震接收函数可得到精细的地壳结构(Liuetal.,2017).由于密集台阵观测期一般为1～2个月,通常只能记录少量天然地震.因此到目前为止,这些密集台阵的数据主要用于噪声成像和接收函数研究,利用密集台阵结合近震体波层析成像研究地下三维速度结构的工作仍很少见.为了对地震孕育过程的监测提供一种全新方法,并为地震波研究地下介质结构、物性乃至地下介质应力场及其变化提供有效的手段(王彬等,2016),2011年在云南宾川建立了全球第一个固定气枪信号发射台.到目前为止,宾川地震信号发射台已运行将近8年,并开展了很多方面的研究(王彬等,2016;Wangetal.,2018,2020).宾川气枪信号发射台可以看成位置和时间精确已知的震源,信号传播距离远,震相丰富(Wangetal.,2018),可为进行三维速度模型检验提供标准事件.为了获取宾川地震信号发射台周围浅层地壳的高精度速度结构,2017年上半年我们在该地区进行了密集台阵观测实验.Xu等(2018)和She等(2019)已经分别对该密集台阵进行了多方位的数据分析,包括功率谱密度、气枪和地震信号振幅、噪声互相关函数和地震波传播特征等.密集台阵观测期间,宾川地区及附近还发生了近百次天然地震.在本文中,根据2017年密集台阵和区域地震资料,我们利用体波层析成像得到了宾川及其附近地区的上地壳精细速度结构,并对这些地震进行了重定位研究.1、宾川密集台阵观测实验2017年3月25日—2017年5月25日期间我们在宾川附近开展了密集台阵观测实验,布设了一个二维台阵和一个线性台阵(Xuetal.,2018;Sheetal.,2019).二维台阵(图1中蓝色三角形)以宾川信号发射台为中心,成40km×40km分布,台站平均间距约为2km.线性台阵(图1中红色三角形)布设于云县和宁蒗之间,长约300km,是为了将气枪信号与爆破信号的波形特征进行对比分析(陈思文等,2016;Wangetal.,2018).宾川密集台阵由510台三分量短周期地震仪构成,其中二维台阵和线性台阵分别为381台和129台.实验中共使用了三种不同型号的短周期仪器,分别为EPS、EPS-2和QS-05A,频带范围均为5s～150Hz,内部时钟根据GPS时间记录并进行自动修正.以宾川信号发射台为中心,我们从地震编目系统下载了2017年3月25日—2017年5月25日期间的区域地震(在1°×0.8°的范围内共96个),地震分布如图1.另外,在密集台阵布设期间,宾川地震信号发射台进行了约1400次气枪激发.图1b中各断层详细的名称、类型、走向及活动性等见表1(修改自黄小巾等,2014,2018;罗睿洁等,2015).2、震相拾取与初始一维模型根据从地震编目系统下载的地震目录(图1b),我们首先从宾川密集台阵数据库中截取得到各台站的三分量波形(发震时刻的-10～200s)(张云鹏等,2017).然后用SAC软件对各地震具有高信噪比的原始波形进行手动震相拾取,最终共拾取到117221条初至P波震相和5475条初至S波震相(图2a).研究区附近的Pn震相一般出现在220km以后(陈思文等,2016),故而拾取震相中基本不存在此震相.初至P波和S波的射线覆盖如图2b和图2c,在整个研究区都具有非常密集的分布.我们首先利用改进的和达法(Matrulloetal.,2013)得到了研究区域平均的VP/VS值(VP/VS=1.72),如图3a.该方法是利用不同地震事件不同台站之间的到时差来进行统计分析,公式如下:表1宾川盆地主要活动断裂参数及活动特征(修改自黄小巾等,2014,2018;罗睿洁等,2015)图1宾川密集台阵观测实验的台站位置及布设期间地震分布情况图2初至震相走时曲线及射线分布，其中（b）和（c）分别对应P波和S波图3平均VP/VS和初始P波速度模型选取图4阻尼参数选取和反演前后残差分布图5不同深度VP和VP/VS检测板结果图6不同深度VP和VP/VS分布图7地震重定位结果图8气枪线性叠加波形及震相走时残差分布图9不同剖面VP和VP/VS分布（Y=10、5、0、-5、-10、-15km；图6f中紫线）Pij=tPi−tPj=xi−xjVP, (1)Sij=tSi−tSj=xi−xjVS,(2)VPVS=SijPij,(3)其中Pij、Sij、tP、tS、VP和VS分别为同一事件不同台站(i和j)之间的P波到时差、S波到时差、P波到时、S波到时、P波速度和S波速度.xi和xj分别为该事件所对应的不同台站(i和j)的震源距.本文使用的一维P波初始模型参考陈思文等(2016),是利用云县—宁蒗宽角反射/折射剖面结合初至波走时成像及正演建模方法得到的P波速度模型(图3b中灰线).对陈思文等(2016)模型进行稍许调整后,选取图3b中黑线作为最终的一维初始P波速度,并将1.72作为初始VP/VS,用于三维层析成像反演.反演时使用了simul2000程序(Thurber,1983,1993;Evansetal.,1994;ThurberandEberhart-Phillips,1999),该程序已被广泛应用于小尺度成像中(LinandThurber,2012;Lin,2013;Linetal.,2014).由于可拾取的S波震相通常比P波震相要少很多,simul2000程序利用P波和S-P到时差来反演VP和VP/VS,比直接反演VS要稳定可靠(Evansetal.,1994).另外,VP/VS和泊松比直接相关,比VS能更好地反映物性特征(Zhangetal.,2009).3、三维速度反演和重定位结果在simul2000反演中,到时残差可以写成速度的函数:rij=tobsij−tcalcij, (4)rPij=∂TPij∂xΔx+∂TPij∂yΔy+∂TPij∂zΔz +Δτi+∑l=1L∂TPij∂mPlΔmPl, (5)rS−Pij=∂(TSij−TPij)∂xΔx+∂(TSij−TPij)∂yΔy +∂(TSij−TPij)∂zΔz+∫ijδ(VPVS)dsVP, (6)这里tobsij、tcalcij和Tij分别为地震i到台站j的观测到时、理论到时和走时.rPij和rS−Pij分别为P波到时残差和S-P残差.τi为发震时刻,(x,y,z)代表地震位置.mPl为第l个网格的P波速度,VP和VS分别为P波和S波速度.在反演时以气枪发射台为原点(图2c),将网格在水平方向上划分为5km×5km,深度上设置在0、3、6、9、12、15、20、35、60km.考虑到台站的最高海拔为海平面以上2.93km(图1e),故而在海平面以上3km处设置额外的速度层以避免空地震.另外,在反演中为保证地震定位质量,仅使用单个地震震相数目在8条以上的数据,共有82个地震参与反演.阻尼参数的选取在反演中具有关键性作用,通常可以对数据偏差与模型方差进行权衡分析(Eberhart-Phillips,1986,1993;Linetal.,2013),通过搜索大范围的阻尼值(10～9000)来选取最优的阻尼参数(图4a和4b).我们首先将VP/VS的阻尼参数设置为9000以保证S波数据的影响降到最低,根据L曲线分布将VP的阻尼定为120(图4a).接着固定VP的阻尼在120来选取VP/VS的阻尼并将此值取为70(图4b).反演在经过8次迭代后已经达到收敛.P波和S-P走时残差的均方根分别从0.80s和0.79s降为0.23s和0.40s.在反演之前,残差分布在-3～1s,表明初始模型与真实速度存在整体偏差.反演之后,P波和S波走时残差均以0s为中心呈现高斯分布(图4c和4d).为了对反演后的模型质量进行评估,我们进行了检测板测试.在检测板测试中,所有反演参数均与实际数据反演时相同,并在初始一维模型基础上,对相邻网格的VP和VP/VS分别设置±5%和∓5%的扰动.检测板测试结果如图5所示,其中蓝色等值线包络区为分辨率大于0.1的区域(1.0代表最佳分辨率,0代表没有分辨).从0km至9km,VP和VP/VS在研究区均具有很好的分辨.不同深度VP和VP/VS分布结果如图6.从VP和VP/VS分布来看,宾川盆地下方速度结构分布非常复杂.在0km,盆地的P波速度呈现低速异常,山地呈现高速异常,与区域地形有很好的对应.从0～3km,高低速主要反映出与地表地质构造相一致的特征,近南北向与北西向异常趋势相互交错.自6～9km,更多的是由区域构造(以近南北向)为主,北西向的速度分布趋势已不再明显.速度结构反演前后地震位置分布情况如图7.重定位后的地震在水平方向和深度方向上平均误差分别为0.03km和0.07km,具有很好的定位质量(Linetal.,2014).重定位之后的地震分布更聚集,与断层分布呈现很好的一致性,集中分布于宾川盆地东缘断裂、弥渡北端断裂和祥云断裂附近.另外,在洱海南侧(宾川断裂尾端),地震呈现条带状分布.4、讨论4.1气枪震源模型检验2017年3月25日—5月25日期间,宾川地震信号台进行了约1400次气枪激发.根据气枪激发时刻,我们截取了各台站的波形(激发时刻的-10～200s).由于气枪波形具有非常好的重复性,可利用RMS筛选法(蒋生淼等,2017)对信号进行线性叠加(图8a).然后同样对初至P波和S波震相进行了手动拾取,共拾取到436条初至P波震相和162条初至S波震相(图8a).将simul2000反演得到的三维速度模型作为初始模型,我们正演计算了气枪在各台站的理论到时,并得到到时残差.将震中距小于30km的到时残差数据进行了统计分析,如图8b和图8c所示,P波和S-P到时残差集中分布于0s附近.因为气枪源位置在海平面以上1.55km,而反演得到的三维速度在0km以上分辨有限,可能会造成某些到时残差稍微偏离0s.总体来说,气枪震源的到时检验表明本文速度模型具有很好的可靠性.4.2地震重定位分析重定位后的中小地震与断裂带有很好的一致性,地震活动与断裂活动性紧密相关.黄小巾等(2014)研究也表明滇西北裂陷带的断裂活动区域主要分布在边界上,且断裂活动性的分区性和差异性与现今地震活动性整体上是一致的.在宾川盆地附近,重定位前地震分布很分散,重定位后主要分布于宾川盆地东缘断裂(F10)边界上(图7b),且集中于断裂弧形转折部位(大坪子—火烧坡,即宾川盆地东缘断裂向东突出位置).一般来说断层转折位置为应力最为集中的区域.宾川盆地东缘断裂自北向南运动性质、走向和活动性均有不同(罗睿洁等,2015;黄小巾等,2018).北段走向为NNW并以正断层为主,到南段走向变为NNE向且正断层减弱而左旋走滑作用逐渐突出,而大坪子至火烧坡的转折区地层为二叠纪灰岩,灰岩中发育倾向西的断坎和断层崖(罗睿洁等,2015).另外,该地震集中区也是滑坡高频次发生区,沿断裂带呈线性发育(张铎等,2016).在研究区的南部,地震集中于祥云盆地(图7b).祥云盆地内部构造复杂,地震分布可能是由于各断层的综合作用.该区地震的分布也表明盆地内部可能存在隐伏断层,祥云断裂(F17)在深部可能继续向北延伸.也有可能是因为祥云盆地内部断层倾角较缓,导致地震在水平面上比较分散.另外,研究区南部的地震相对于重定位之前,更规律性地集中于弥渡北端断裂(F15).在洱海南侧,地震主要分布于大理盆地南部,夹杂在点苍山断裂(F4)南侧和宾川盆地南缘断裂(F3)之间(图7b).地震呈现北东向条带状分布,受宾川断裂(F11)末端一系列小断层的影响.可能是由于现有断层位置不精确或存在深部延伸问题,也可能是由于西北部微地块顺时针旋转影响的,地震分布趋势可能反映了宾川盆地西南侧综合的旋转-走滑拉分方向(罗睿洁等,2015).具体原因需要后续利用更多地震对震源深度分布进行更深入的研究.点苍山断裂(F4)是活动性很强的断裂,前期发生过多次5级以上地震.在宾川密集台阵布设的2个月期间,该断裂带上地震数目较少,可能是应力得到了有效的释放或是应力正在积累阶段,后续我们会用更长时间的地震事件进行深入研究.对于宾川断裂(F11)、河曲—宾居断裂(F5)和宾川盆地东缘断裂(F10),在断层北侧速度显示为高速(图6b—d),表明这些断层下方可能处于闭锁状态,故而也很少发生地震(图7b).程海断裂历史上在南北两端皆发生过M≥7.0的大震活动,而中南段的宾川盆地区域近200年尚未发生过6.0级以上地震(黄小巾等,2018).罗睿洁等(2015)表明应关注宾川盆地主断裂(宾川盆地东缘断裂和期纳走滑断裂)的地震危险性.本文所使用的中小地震可以反映地震活动性,但由于使用地震目录时间较短,暂未发现期纳走滑断裂有地震集中分布现象.后续我们将搜集气枪发射台建立以来编目系统的全部地震,对地震活动性进行更为深入的研究.4.3宾川盆地VP和VP/VS分布特征宾川盆地为滇西北裂陷区内面积第二大的断陷盆地,可达577km2.盆地西侧为期纳走滑断裂的延伸,有明显的正断成分.盆地东侧的宾川盆地东缘断裂也为正断性质.盆地整体形态呈月半状,边界呈弧形,是由走滑断层活动影响的正断层控制的盆地(黄小巾等,2014).宾川盆地下方呈现明显的低速异常(图6a),与气枪震源得到的走时残差分布规律一致(Xuetal.,2018).在0km,宾川盆地下方的VP/VS存在部分高值区,呈现V字型分布,该趋势正好与黄小巾等(2018)计算的河道陡峭指数(常被用于河道基岩侵蚀速率的检验,该值异常高时反映区域的差异抬升较强烈,并导致横切抬升山地的河流下切侵蚀能力加强)高值区相一致.宾川盆地自北向南可分为3个次级沉降中心(力角、宾川和州城),最大沉积中心在州城(可达1000m),属于全新世河流相、洪沉相沉积(罗睿洁等,2015),而VP成像结果也表明州城的低速异常幅值最大(图6a).同时成像结果表明同属于全新世河流相、洪沉相沉积的祥云盆地也呈现低速异常分布.从3～9km,宾川盆地内部VP和VP/VS分布趋势基本一致,与断层有很好的对应,且均呈现出很强的差异性.She等(2019)在利用频域聚束分析和单台极化进行分析时就发现地震波在盆地内部传播时非常复杂,盆地内的浅层地壳具有很强的各向异性.波形传播方向的异常和速度差异是探测盆地内部隐伏断层的有力证据.总体而言,宾川盆地速度结构在整体上被期纳走滑断裂(F12)、宾川盆地东缘断裂(F10)和宾川盆地南缘断裂(F3)所控制,在内部又主要受白土坡—杨公菁断裂(F7)和宾川断裂(F11)的影响(图6).其中宾川盆地东缘断裂的两侧高低速异常在北端较为明显,从大坪子向南逐渐变弱,与黄小巾等(2014)推测该断层的活动规模由北向南逐渐减弱相一致.宾川盆地VP和VP/VS分布整体呈现向西南旋转趋势(图6),与罗睿洁等(2015)认为该区域微地块向西南方向顺时旋转是一致的.4.4宾川盆地速度剖面为了对宾川盆地VP和VP/VS进行更深一步的了解,我们切取了Y=10、5、0、-5、-10、-15km的剖面进行分析,如图9.根据各剖面VP和VP/VS分布可得,重定位后的地震多位于断层下方,且震源位置大多位于VP和VP/VS的高低异常分界处,但更深入的分析需要后续利用更多的地震数据进行研究.由VP和VP/VS分布特征可以看到(图9),宾川盆地东缘断裂(F10)两侧结构变化很明显(尤其是在3km深度以下),且两侧差异性在研究区北侧要高于南侧,与断层南北性质差异相关.该断层倾角(图9中黑色虚线)在中部较缓(Y=0km和Y=-5km),向两端变陡,指示该断层面产状沿走向发生变化,反映了区域地块旋转特征.期纳走滑断裂(F12)、白土坡—杨公菁断裂(F7)和宾川盆地南缘断裂(F3)两侧结构也有部分不同,但该差异要明显小于宾川盆地东缘断裂(F10).Y=10km和Y=5km剖面表明白土坡—杨公箐断裂(F7)两侧速度结构差异很大,该断裂是一条正断层,其两侧的构造应力场发生转变,在北侧以正断作用为主且活动性强,而南侧左旋走滑更为明显且活动性减弱(罗睿洁等,2015).Y=-10km和Y=-15km剖面在州城盆地处为低速异常,而VP/VS为高值区,和盆地内部发达的水系相关.黄小巾等(2014)和罗睿洁等(2015)还认为大理—丽江活断层系统在深部极可能与永胜地区相同(黄小龙等,2016),呈负花状构造.我们根据VP和VP/VS(图9)差异性得到的断层倾向在深部延伸也有此趋势,可能是滇西北地区两侧块体顺时针旋转叠加近东西向伸展作用导致旋扭拉张的变形结果(黄小龙等,2016).5、结论在本文中,我们基于宾川密集台阵观测期间的96个区域小地震利用simul2000开展了地震重定位和体波层析成像研究,得到了该区域高精度的上地壳VP和VP/VS分布特征.可获得以下主要认识或结论:(1)重定位后的地震相对编目系统原始的定位参数有很大改善,小震活动主要集中于宾川盆地东缘断裂的弧形转折部位,并在洱海南侧呈现北东向的条带状分布,且相对于区域地表断层呈现出向南旋转趋势,可能揭示了宾川断裂在西南方向的延伸形态,具体原因还需后续进行更为深入的研究.(2)0km的速度分布与区域地形有很好的对应关系.山地呈现高速异常,宾川盆地呈现低速异常.从3km至9km,高低速分界与断层有很好的对应.尤其是到9km深度后,宾川盆地东缘断裂作为区域性分界断裂的作用更为明显.(3)层析成像结果同时揭示宾川盆地东缘断裂的三维形态变化在空间上呈现出南北部倾角大、中部倾角缓的变化特征,可能反映了区域地块旋转变形的特征.(4)高精度浅层速度结构和地震重定位结果综合反映出区域上的近南北向至北北东向断裂正逐步取代北西向构造成为主要的分界断裂和控震构造.总体来看,气枪震源的到时检验表明本文速度模型具有很好的可靠性,可为利用气枪信号观测地下介质变化提供参考.另外,研究结果显示利用密集台阵记录的少量地震也可以获得较高分辨率的区域上地壳速度结构,这为今后的密集台阵研究提供了一个参考.在后续工作中,我们将开展背景噪声成像研究并与体波进行联合反演,以得到更精细的盆地速度结构.同时,还将利用宾川地震信号发射台建立以来该区域编目系统中的所有地震进行重定位和体波成像研究,以对地震活动性有更深入的认识并解决一些地质构造的深部结构特征问题.张云鹏,王宝善,林国庆,王伟涛,杨微,吴中海.利用密集台阵近震层析成像研究云南宾川上地壳速度结构[J].地球物理学报,2020,63(09):3292-3306.基金:国家重点研发计划(2016YFE0109300和2018YFC1503200);国家自然科学基金(41790462和41974069);中国地震局中国地震科学实验场项目(2018CSES0101),中国地震局地球物理研究所基本科研业务费专项(DQJB19B32);云南省陈颙院士工作站(2014IC007)联合资助。
