溫燕林 于海英 陳 飛 方洪建

1）中國(guó)上海 200062 上海市地震局

2）中國(guó)上海200062 上海佘山地球物理國(guó)家野外觀測(cè)研究站

3）中國(guó)合肥 230026 中國(guó)科技大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院

0 引言

長(zhǎng)江三角洲地區(qū)地貌上表現(xiàn)為蘇北及長(zhǎng)江三角洲大平原和皖浙丘陵低山，大地構(gòu)造上地跨下?lián)P子準(zhǔn)地臺(tái)（以江山—紹興深斷裂為界）和華南褶皺系（華夏塊體）。根據(jù)區(qū)域新構(gòu)造活動(dòng)特征，長(zhǎng)三角地區(qū)可分為下?lián)P子下沉凹陷區(qū)和皖浙上升隆起區(qū)，東南隅海域?yàn)闁|海持續(xù)沉降區(qū)。下?lián)P子下沉凹陷區(qū)按沉降幅度可分為蘇北—南黃海強(qiáng)烈下沉區(qū)和蘇錫滬緩慢下沉區(qū)，兩者的界限為栟茶河斷裂，大約在泰州—海安一線。蘇北—南黃海區(qū)受NE、NNW 向構(gòu)造控制，沉積厚度達(dá)1 500—2 000 m。該區(qū)新構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈，海域內(nèi)中強(qiáng)地震較為頻繁。蘇錫滬區(qū)晚第三紀(jì)時(shí)受南部山地抬升的影響，沉降幅度不大，上第三系至第四系厚度由南部的100 m 向北逐漸加深到500 m 左右，新生代玄武巖分布零星，地震活動(dòng)以震級(jí)4 級(jí)左右的居多，且震中集中在太湖和長(zhǎng)江口地段。皖浙上升隆起區(qū)按隆升程度可分為蘇南緩慢上升區(qū)、皖南浙西北強(qiáng)烈上升區(qū)和浙東北較強(qiáng)烈上升區(qū)。蘇南緩慢上升區(qū)自新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)以來(lái)持續(xù)緩慢上升，晚第三紀(jì)玄武巖大面積出露，溫泉分布較多，中強(qiáng)地震較活躍。皖南浙西北強(qiáng)烈上升區(qū)地勢(shì)較高，由西向東逐漸傾降，最高處近1 800 m，地震活動(dòng)很弱。浙東北區(qū)上升幅度相對(duì)西部較弱，一般海拔500—600 m，山體走向受NE、NNE 向構(gòu)造控制，地震活動(dòng)較弱。

地震測(cè)深研究結(jié)果顯示，長(zhǎng)三角地區(qū)地殼為雙層結(jié)構(gòu)，上地殼厚20 km 左右，以硅鋁質(zhì)物質(zhì)為主，P 波速度整體表現(xiàn)為5.8—6.5 km/s 的連續(xù)變化。下地殼埋深于20 km 以下，由硅鎂質(zhì)物質(zhì)組成，厚10 km 左右，平均P 波速度為6.8 km/s。反映地殼厚度變化的莫霍面埋深，在皖南南陵、廣德一帶最深，約35 km；東海海域最淺，約27 km，其莫霍面總體呈NE 向。長(zhǎng)三角地區(qū)莫霍面變化平緩，無(wú)明顯的梯度帶顯示，反映地殼底界平整、舒緩波狀起伏。蘇北地區(qū)地殼厚31—33 km；蘇北沿海至南黃海中部海域地殼厚度變化和緩，厚28—29 km；江南地區(qū)地殼厚度32—35 km；杭州灣地殼較薄，僅28 km。浙江30°N 以南部分地殼厚度變化平緩，為28—32 km。據(jù)多種方法計(jì)算，長(zhǎng)三角地區(qū)莫霍面平均埋深約31 km（江蘇省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1984；火恩杰等，2004）。

前人采用不同方法對(duì)長(zhǎng)三角地區(qū)相關(guān)區(qū)域地下速度結(jié)構(gòu)開展過(guò)大量研究（姚保華等，2007；劉保金等，2015；歐陽(yáng)龍斌等，2015；熊振等，2016），我們?cè)谇叭搜芯炕A(chǔ)上采用天然地震面波、體波多種反演方法，對(duì)長(zhǎng)三角地區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究，獲得了該地區(qū)高分辨率三維地殼P、S 波速度結(jié)構(gòu)，并探討了強(qiáng)震活動(dòng)與速度結(jié)構(gòu)分布間的關(guān)系。

1 瑞利波相速度反演S 波速度結(jié)構(gòu)

根據(jù)收集到的Shen 等（2016）的8—30 s 周期的瑞利面波相速度數(shù)據(jù)，從相速度進(jìn)一步反演出長(zhǎng)三角地區(qū)的剪切波速度。由于瑞利波相速度反映的是地殼和上地幔結(jié)構(gòu)的綜合信息，因此要得到不同深度上的直接構(gòu)造信息需要從相速度反演出S 波速度。將研究區(qū)域水平網(wǎng)格大小按0.5°×0.5°劃分，深度方向上0—40.0 km 按每2.5 km 劃分為1 層。基于不同周期瑞利波相速度在水平面上各網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)的頻散數(shù)據(jù)，以Sun 等（2008）得到的中國(guó)大陸地區(qū)地殼S 波速度模型作為初始速度模型，利用Herrmann 等（2004）提出的最小二乘線性反演程序Surf 96，反演每個(gè)網(wǎng)格點(diǎn)下方的一維S 波速度結(jié)構(gòu)，最后將所有網(wǎng)格點(diǎn)的一維速度組合起來(lái)構(gòu)成長(zhǎng)三角區(qū)域三維S 波速度結(jié)構(gòu)模型。面波反演成像結(jié)果見(jiàn)圖1。由圖1 可見(jiàn)，速度分布特征與各大地構(gòu)造單元關(guān)系密切，蘇北盆地及鄰近的南黃海區(qū)域?yàn)樯系貧さ退賲^(qū)的特征明顯，高低速分界處也與大斷裂位置較吻合，模型中的高低速特征與已知的地質(zhì)構(gòu)造特征間具有非常好的相關(guān)性。因此，面波反演得到的長(zhǎng)三角地區(qū)S 波速度模型較可靠。

2 快速行進(jìn)法反演P 波速度結(jié)構(gòu)

收集了上海、江蘇、浙江、安徽等省、市級(jí)區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)1983 年1 月至2015 年1 月初至P 波震相進(jìn)行體波走時(shí)層析成像。地震射線走時(shí)計(jì)算是體波層析成像的關(guān)鍵。傳統(tǒng)的射線追蹤方法有試射法和彎曲射線法，使用這2 種方法在局部非常復(fù)雜的介質(zhì)模型中所得結(jié)果容易陷入局部最小值，并且計(jì)算精度和效率都較低（Rawlinson et al，2004）。我們采用了Sethian（1996）提出的快速行進(jìn)法FMM（fast marching method）進(jìn)行射線追蹤。該方法遵循波前傳播的熵守恒理論，采用有限差分迎風(fēng)格式求解程函方程，在實(shí)現(xiàn)過(guò)程中引入窄帶技術(shù)和堆排序技術(shù)。FMM 方法是目前公認(rèn)的效率最高、精度最高且對(duì)任意復(fù)雜介質(zhì)模型無(wú)條件穩(wěn)定的射線追蹤算法。

反演前采用檢測(cè)板方法來(lái)估計(jì)解的可信度。其原理是，在給定速度模型參數(shù)的基礎(chǔ)上，對(duì)各節(jié)點(diǎn)正負(fù)相間進(jìn)行擾動(dòng)，然后根據(jù)實(shí)際射線分布通過(guò)正演計(jì)算得到理論走時(shí)數(shù)據(jù)，將理論走時(shí)數(shù)據(jù)加上一定隨機(jī)誤差后作為觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行反演，要求反演方法與實(shí)際成像過(guò)程中的方法一致，最后比較反演結(jié)果和檢測(cè)板的相似程度，將其作為解的可靠性的估計(jì)。本文中擾動(dòng)值取為正常值的3%（圖2）。測(cè)試模型中網(wǎng)格參數(shù)化采用等間隔的方式劃分：水平方向上網(wǎng)格大小0.5°×0.5°，垂直方向上網(wǎng)格位于0 km、5 km、10 km、15 km、20 km、25 km 處。圖3 為不同深度上的檢測(cè)板測(cè)試結(jié)果。由圖3 可見(jiàn)，除了研究區(qū)的邊緣地帶和海域之外，在射線覆蓋較密集的長(zhǎng)三角大部分區(qū)域速度擾動(dòng)可以得到很好的恢復(fù)。這表明該反演中能夠分辨的異常體橫向尺度為0.5°×0.5°，檢測(cè)板測(cè)試說(shuō)明本研究的P 波反演結(jié)果具有一定的可信度。

圖1 面波反演長(zhǎng)三角地區(qū)地殼S 波速度結(jié)構(gòu)的水平切片（a）3 km；（b）5 km；（c）10 km；（d）15 km；（e）20 km；（f）25 km；（g）30 km；（h）33 km；虛線為江山—紹興深斷裂Fig.1 vShorizontal slices of Yangtze River Delta region using Rayleigh wave velocity tomography

P 波走時(shí)反演初始模型是瑞利波反演得到的長(zhǎng)三角地區(qū)S 波速度模型經(jīng)由縱橫波速經(jīng)驗(yàn)關(guān)系轉(zhuǎn)換成的P 波波速數(shù)據(jù)。P 波走時(shí)反演的最終三維速度結(jié)構(gòu)的水平切片如圖4所示。根據(jù)分辨率測(cè)試結(jié)果，將各速度水平切片中分辨率差的區(qū)域予以切除，僅保留了分辨率可靠的區(qū)域進(jìn)行速度變化、震中分布成像。

圖2 研究區(qū)地震射線覆蓋示意圖（a）和檢測(cè)板測(cè)試輸入模型（b）綠色三角形為臺(tái)站；紅色圓點(diǎn)為地震Fig.2 Seismic rays coverage (a) and checkerboard input model(b)

圖3 不同深度上檢測(cè)板分辨率測(cè)試結(jié)果（a）0 km；（b）5 km；（c）10 km；（d）15 km；（e）20 km；（f）25 kmFig.3 Checkerboard resolution at different depths

圖4 長(zhǎng)三角區(qū)域地殼P 波速度結(jié)構(gòu)在不同深度的水平切片（a）0 km；（b）5 km；（c）10 km；（d）15 km；（e）20 km；（f）25 kmFig.4 3D P-wave velocity structure of Yangtze River Delta region

3 結(jié)論

收集相關(guān)地震數(shù)據(jù)，通過(guò)地震瑞利面波反演獲得了可靠的長(zhǎng)三角地區(qū)地殼三維S 波速度結(jié)構(gòu)，在此基礎(chǔ)上再應(yīng)用基于快速行進(jìn)法的射線追蹤進(jìn)行體波走時(shí)層析成像對(duì)長(zhǎng)三角地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)進(jìn)行精細(xì)反演，得到了精細(xì)的地殼P、S 波速度結(jié)構(gòu)模型。速度成像結(jié)果表明，結(jié)構(gòu)模型與地質(zhì)特征基本一致，長(zhǎng)三角區(qū)域南部（江南地區(qū)）地殼結(jié)構(gòu)穩(wěn)定，速度變化較均勻；蘇北及鄰近的南黃海地殼速度結(jié)構(gòu)變化劇烈，存在強(qiáng)震孕育的深部環(huán)境。本研究得到的長(zhǎng)三角地區(qū)地殼精細(xì)速度模型加強(qiáng)了對(duì)該地區(qū)沉積蓋層和地殼結(jié)構(gòu)以及強(qiáng)震活動(dòng)深部環(huán)境的認(rèn)識(shí)，可用于設(shè)定地震產(chǎn)生的強(qiáng)震動(dòng)模擬以評(píng)估城市地震災(zāi)害。