地震层析成像通常采用体波(P、S波)和面波观测数据研究地球内部结构,其中以研究区域地壳和上地幔速度结构的居多,比如在小范围的川滇(王椿镛等,2002; 李飞等,2011)、新疆(李强等,1994; 裴顺平等,2002)、青藏高原(丁志峰等,1999; 崔仲雄,裴顺平,2009; 周民都等,2012; 余大新等,2014)、华北(刘福田等,1986; 段永红等,2002; 王志铄等,2008)、华南(傅竹武等,1993; 熊绍柏等,2002)等地区以及大范围的中国大陆(刘福田等,1989; 汪素云等,2003; 裴顺平等,2004)均有相关研究成果。由于中国大陆地震基本上都集中于地壳的中上部(张国民等,2002),因此我们更关心的是中上地壳这一发震层的速度结构,这对于了解区域地震的孕育和发生背景有重要意义。

鄂尔多斯西缘位于南北地震带的北段,区域地质构造复杂、活动断裂发育,该区域在青藏块体北东向的强烈推挤作用下,形成陡变的地球物理场和强烈的地震活动(国家地震局鄂尔多斯活动断裂系课题组,1988; Deng,Liao,1996)。有历史记录以来,鄂尔多斯西缘地区曾发生过1739年银川—平罗8.0级地震和1920年海原8.5级地震以及3次7级地震和9次6级地震(杨明芝等,2007)。如此强烈的地震活动与鄂尔多斯西缘所处的特殊的大地构造位置是密不可分的。鄂尔多斯西缘北部位于稳定的阿拉善块体和鄂尔多斯块体交汇部位,其中发育有拉张型的银川盆地和吉兰泰盆地(刘建辉等,2010),前者被贺兰山东麓断裂和黄河—灵武断裂所围限,后者则被巴彦乌拉山断裂和磴口—本井断裂所围限(图1); 鄂尔多斯西缘南部位于青藏块体向北东方向扩展的前缘——青藏块体东北缘,属于青藏块体东北部边界构造带(邓启东等,2014),区域内发育有海原断裂、六盘山断裂和西秦岭北缘断裂等几条主要活动断裂(图1)。

20世纪80年代以来,不少学者对鄂尔多斯西缘地区的地壳速度结构进行过研究。刘建华等(1989)利用相当数量的近震和远震P波到时数据反演了南北地震带地壳和上地幔三维速度结构,研究结果显示20 km以上的地壳速度结构表明银川盆地属于低速区,阿拉善块体为高速区,并且所有强震震中都分布在高速与低速区间的过渡条带上。90年代初期,由原国家地震局组织完成的2条地学断面均通过鄂尔多斯西缘地区(国家地震局地学断面编委会,1992; 王椿镛等,1995); 21世纪初,中国地震局地球物理勘探中心又布设完成了经过该区域的2条地震测深剖面(李松林等,2001,2002)。这些宝贵的人工地震测深资料为研究该区域地壳速度结构提供了重要的科学依据。近些年,位于鄂尔多斯西缘地区的城市活断层探测工作取得了显著进展,相关探测区域的地壳三

维速度结构研究也取得了重要成果,比如方盛明等(2009)利用布设于银川盆地的深地震反射探测剖面得到了该区域的地壳精细结构,杨卓欣等(2009)利用布设于银川盆地中北部的三维地震透射台阵获得的数据反演了银川盆地的上地壳结构,尤其是研究区盖层和基底的三维速度结构(约从地表至地下7 km)。

以上研究成果大多给出的是某个区域的三维地壳速度结构或某个剖面的二维地壳速度结构,研究区存在一定的局域性。虽然针对稍大范围的区域地壳速度结构也有相关研究成果发表(刘建华等,1989; 金延龙等,1999; 金春华等,2011),但由于使用的地震资料时间短,以致到时数据的数量有限,在一定程度上降低了地壳结构的反演

图1 鄂尔多斯西缘活动构造图
Fig.1 Active tectonic in western margin of Ordos

分辨率,所以这些数据更适合于分辨率较低的大尺度研究。我们知道,地球浅部的岩石层结构比深部的物质具有更强的非均匀性(丁志峰等,1999),因而要求反演解具有较高的分辨率。因此,本文拟通过丰富到时数据来提高反演解的分辨率,采用1970—2008年宁夏、内蒙古和甘肃省的弱震台站所记录到的近震Pg波到时数据,利用二维Pg波速度层析成像方法(Pei,Chen,2012),反演鄂尔多斯西缘中上地壳更高分辨率的Pg波速度横向变化图像。

本文研究范围为(34～41°N、104～108°E),作为重点研究区域的鄂尔多斯西缘位于其中部。震相报告选自1970—2008年的宁夏地震台网观测报告,其中1970—2002年为宁夏模拟测震台站运行时段(简称模拟时段),2003—2008年为宁夏“九五”数字测震台站运行时段(简称“九五”数

字时段)。“九五”数字时段测震台站仅有7个,且与模拟时段的台站位置基本一致。虽然2009年后宁夏数字测震台站数增至13个,但新增台站记录地震时段较短,本文不做研究。因此,为保证同一台站记录的地震射线数足够丰富,本文仅选用1970—2008年的震相观测报告。

首先利用Hypo2000绝对定位方法(Klein,2007),使用宁夏地区的4条人工地震测深结果(杨明芝等,2007)抽取研究区部分台站下方的地壳速度模型(图2),对研究区内地震进行单事件重新定位,然后利用双差定位方法(Waldhause,Ellsworth,2000)再次进行震源位置的精确定位。结果显示,85%以上的地震水平向和垂直向定位误差均小于1 km。将其中水平向和垂直向定位误差大于1 km的地震删除后,计算得到东西向误差均值为103 m,南北向误差均值为83 m,深度误差均值为141 m,显示定位精度较高。

震源深度重新定位结果显示:90%以上的地震发生于中上地壳内(深度小于20 km)。由于本文

图2 宁夏部分台站下方地壳速度结构分层图
Fig.2 Crustal seismic wave velocity structures under eight seismic stations

所使用的Pg波到时数据和震源深度均为重新定位后的结果,因此考虑到本文研究的地壳深度范围,并为了保证参与反演的到时数据的精度,本文所选的数据均采用以下条件进行筛选:①每个地震事件至少有3个测震台站记录到; ②每个测震台站至少记录到3个地震事件; ③震源深度小于20 km; ④震中距介于0.1°～2°之间; ⑤到时残差介于-2～2 s之间。最终挑选出30个测震台站记录到5 370次地震的24 860条Pg波射线,射线分布如图3所示。从图中可以看出,在研究区周边区域射线密度较低,而中间区域射线密度分布较高。

图3 台站、地震事件与射线分布图
Fig.3 Distribution of stations,events and ray paths

Pg波由震源发出经过地壳介质直接到达台站,它携带了射线经过区域的诸多信息,包括地壳结构信息。因此,本文采用裴顺平发展的一种新的二维层析成像方法(Pei,Chen,2012),利用Pg波到时数据研究区域地壳速度横向变化特征。

相对于水平距离,地壳发震层(小于20 km)可以近似为一层厚度很薄的薄层,由此带来的误差表示为台站误差项t_sta和地震事件误差项t_evt。忽略速度随深度的变化,Pg波的观测走时方程可以写为:

t_obs=(h²+Δ²)^1/2〖JB<2/〗v+t_sta+t_evt(1)

式中:h代表震源深度; Δ代表震中距; v代表Pg波的速度; 台站项t_sta代表台基地质状况的差异和到时钟差等因素造成的走时误差; 事件项t_evt代表震源深度误差和发震时刻误差造成的走时误差。

那么,震源深度校正后的走时可以表示为:

t_obs-((h²+Δ²)^1/2-Δ)〖JB<2/〗v=Δ/v+t_sta+t_evt(2)

如果将地壳发震层划分为二维网格,则校正后的走时方程可以写成:

t_ij=a_i+b_j+∑d_ijk·s_k(3)

式中:t_ij为地震i到台站j的深度校正后的走时; a_i为第i个地震的事件项; b_j为第j个台站的台站项,d_ijk是第i个地震到第j个台站的射线在第k个网格内的传播距离; s_k为网格k的慢度(速度的倒数)。采用经典LSQR方法(Paige,Saunders,1982)可以求解式(3),获得不同网格的Pg波速度值。

根据前文设定的数据筛选条件得到了本文用于速度成像反演的Pg波到时数据(图4中虚线框所示),并利用最小二乘法拟合了Pg震相时距曲线(图4),其斜率表征的Pg波平均速度为6.1 km/s。将研究区划分为15'×15'的二维网格,并设定阻尼系数为200,经过60次迭代反演计算,得到了研究区中上地壳Pg波速度横向变化图像(图5)和台站校正项(图6a)以及事件校正项(图6b)。

图5只显示了分辨率较高、成像结果较可靠的区域图像。图中红色表示低于平均速度的负扰动,即低速区,蓝色表示高于平均速度的正扰动,即高速区。成像结果显示地壳速度结构呈现明显的横向不均匀性。从构造分区来看,成像区两侧属于稳定的阿拉善块体和鄂尔多斯块体的区域主要表现为高速区,块体交汇部位主要表现为低速区,其中银川盆地和吉兰泰盆地属于相对低速区。与已有研究成果(刘建华等,1989,张先康等,2003; 郭飚等,2004)得到的认识基本一致。从地区行政区划上看,低速区主要集中在宁夏中部,高速区主要集中在宁夏周边地区。

台站正校正表示台站地质状况差和到时钟差等因素导致地震波走时延长,台站负校正则主要与到时钟差等因素带来的地震波走时缩短有关。图6a显示了台站校正分布情况,多数台站走时校正值较小,只有个别台站走时校正值较大,说明多数台站由台基地质状况的差异和到时钟差等因素造成的走时误差较小。同时,台站正校正多分布于研究区北部、负校正基本分布于研究区南部,这一分布规律似乎与该区域地质结构差异(北部主要为沉积盆地、南部主要为基岩山区)有关,因为研究区北部的台站校正更易在台基岩性较差的影响下表现为正校正,而南部的台站校正受台基地质状况的影响要小很多,主要与到时钟差等因素有关。

事件正校正表示震源深度定位偏深或发震时刻偏大,事件负校正则表示震源深度定位偏浅或发震时刻偏小,事件校正值大小与地震定位误差

图4 Pg震相时距曲线
Fig.4 Travel time-distance curve for the Pg phase

大小有关。图6b显示了地震事件校正分布情况,相对台站校正项,地震事件的走时补偿较显著,在一定程度上反映了地震深度及发震时刻定位往往存在误差。从图中可以看出,区域事件校正值大小存在差异,研究区周边地震的事件校正值偏大,中部区域的地震事件校正值相对偏小。这一分布规律恰恰反映了台站分布与地震定位误差的关系,即台站网缘地震的定位误差偏大、网内地震的定位误差偏小。

图5 中上地壳Pg波速度横向变化图像
Fig.5 The lateral variations of Pg-wave velocity in the middle-upper crust from the tomographic inversion

图6 台站校正项(a)和事件扰动项(b)
Fig.6 Station term perturbations(a)and event term perturbations(b)

为了检验数据的数量和分布能否反演出分辨尺度大小的异常体,需要进行分辨率测试。本文采用检测板(Checkboard)方法(Inoue et al,1990)进行分辨率检验。网格大小取15'×15',阻尼系数取20,迭代次数取60,理论速度模型选取振幅为0.2 km/s的正弦波速度扰动(图7a),然后按照实际的射线分布计算理论走时,再加上均值为0方差为0.1 s的正态分布随机噪声作为观测走时进行反演,反演后的理论速度模型如图7b所示,其中白色框显示的区域为反演后速度模型恢复较好的区域,这与图5显示的成像结果较可靠的区域是一致的。分辨率测试结果表明:分辨率的高低与射线分布密度大小呈正相关,即研究区中部射线密度较高,分辨率也较高,反之亦然。

图8为反演前、后走时残差随震中距的分布情况。从图中可以看出,反演后的走时残差离散度整体变小,其标准差由反演前的0.6 s降至反演后的0.46 s,尤其是震中距大于80 km的走时残差明显向均值集中。

本研究利用鄂尔多斯西缘30个测震台站记录到5 370次地震的24 860条Pg波射线数据,首次反演了该区域15'×15'水平网格的中上地壳Pg波横向速度结构,并得到了台站走时校正和地震事件走时校正分布图。结果表明:

(1)鄂尔多斯西缘中上地壳Pg波速度结构呈现明显的横向不均匀性。稳定的阿拉善块体和鄂尔多斯块体主要表现为高速区,两块体边界两侧存在高速到低速的明显转换; 银川盆地与吉兰泰盆地属于相对低速区,几条主要的断裂带或断裂段属于显著低速区。

(2)1970年以来鄂尔多斯西缘的5级以上地震多发生于高、低速区的转换地带,尤其是20世纪七八十年代集中于宁夏中部吴忠、灵武地区的5级地震均发生于低速区向高速区的过渡区并偏向高速体一侧。这是由于地壳结构横向变化剧烈区是应力较易集中并释放而发生地震的区域。

(3)台站走时校正结果说明多数台站带来的系统走时误差较小。事件走时校正图像则显示研究区周边地震定位误差偏大、中部地震定位误差偏小,说明地震定位误差大小台站分布密切相关。

(4)海原断裂带表现出的不显著低速和相对高速可能说明该区域一直处于应力积累状态。黄河断裂灵武段、香山—天景山断裂西段以及鄂尔多斯西南缘(包括六盘山断裂、云雾山断裂等)高、低速转换部位很可能是未来中强地震的有利孕育场所。

本文绘图采用GMT绘图软件。“M7”专项工作组为本研究工作提供了到时数据,中国科学院青藏高原研究所裴顺平研究员为本文提供了计算程序,并给予了热情指导,中国地震局监测预报司预报管理处马宏生处长提供了交流学习平台,中国地震台网中心周龙泉研究员给予了热情指导和帮助,审稿专家对文章提出了建设性修改意见,本文编辑对文字进行了悉心编辑和加工,在此一并致谢。