安徽中部地區上地殼二維Pg波速度成像分析

陳昊 洪德全 李紅星 陳德興 吳從輝 丁煌暉

摘要：利用1976-2014年安徽、江蘇、河南、浙江省56個臺站記錄的近震數據，共提取4922條Pg波震相走時數據，對安徽中部地區上地殼速度結構進行了二維層析成像反演。反演結果顯示：安徽中部地區Pg波速度為6.50km/s，其橫向速度變化為-0.24～0.24km/s，研究區速度異常分布范圍較好地吻合于地表構造單元形態，速度分布特征還反映出不同構造單元在地質演化中存在構造機理和物質組成方面的耦合現象。大別山高壓、超高壓變質帶下方不存在大規模的高速體?！盎羯酱啊钡葞讉€地震高發區均位于高、低速度異常區的邊界地帶，說明地殼速度的轉換帶亦是構造上的不穩定帶，易于發生應力的轉換和能量集聚，造成該地區小震頻發或引發中強地震。

關鍵詞：層析成像；Pg波；上地殼；速度結構；安徽中部地區

中圖分類號：P313.2 文獻標識碼：A 文章編號：1000-0666（2018）01-0118-07

0 引言

安徽中部地區地處華北、華南地塊的交匯部，地質構造復雜，以郯廬斷裂帶為界，其西側屬于華北地塊，東側屬于揚子地塊。該地區北部為平原，西部為大型山脈，南部為丘陵地帶，大別山造山帶南緣為沿江中新生代盆地。同時該地區也是我國地震活動較為頻繁的地區之一，歷史上曾發生多次地震，主要集中于安徽霍山、六安地區和淮河中下游一帶，其特點表現為郯廬斷裂帶西側的地震活動水平明顯高于東側。例如，2014年六安霍山MS4.3地震，2015年阜陽穎泉MS4.3地震，都是近幾年該區震感較為強烈的地震。

復雜地質構造特征使安徽中部地區的地下波速變化長期受到廣泛關注。王椿鏞等（1997）對橫穿大別造山帶的深地震測深剖面的地殼P波速度結構和密度結構進行了研究；董樹文等（1998）給出了大別山造山帶的速度結構模型；史大年等（1999）完成了大別山東部地殼結構的層析成像及廣角反射等相關研究，給出了大別山超高壓變質帶下方高速異常體的埋深約110km；徐佩芬等（2000）完成了大別一蘇魯碰撞造山帶的地震層析成像研究，重建了其巖石圈三維速度結構，揭示了該區域巖石圈橫向速度具有顯著的不均勻性；劉福田等（2003）在安徽大別山段進行了深地震寬角反射折射探測，從6條二維地殼速度結構剖面獲取了該區域的構造特征及歷史演化特征；王志鑠（2005）利用天然地震和人工地震數據相結合的方式得到了大華北及鄰區上地幔三維速度結構；張杰等（2005）曾利用層析成像方法研究了安徽及鄰區中強地震的深部構造背景；黃耘等（2011）完成了蘇魯皖3省大范圍的三維層析成像，發現揚子斷塊總體速度偏低，華北斷塊速度高于下揚子斷塊，且沿郯廬斷裂帶速度結構具有分段性；鄭洪偉和李廷棟（2013）利用遠震P波層析成像技術對長江中下游成礦帶巖石圈深部結構進行了探討，對長江中下游一代成礦來源給予闡述；洪德全等（2013）利用接收函數方法得到安徽地區臺站下方地殼厚度和波速比；鄒振軒等（2015）基于浙江數字地震臺網完成了本省體波走時層析成像工作；張云鵬等（2015）在長江馬鞍山—安慶段開展了氣槍流動激發實驗，獲取郯廬斷裂帶南端較為精細的地殼速度結構，其215km深度的成像結果顯示出大區域高、低速異常區的清晰輪廓；田曉峰等（2016）利用安徽人工震源地下結構探測科學實驗的三維高分辨探測數據，獲得了沿長江一線上地殼速度結構的成像結果，發現沉積蓋層厚度和淺表速度在該區呈現明顯的隆升和坳陷相間的構造特征；顧勤平等（2016）利用Pn波時間項層析成像法反演得到了鄭廬斷裂帶中南段及鄰區上地幔頂部Pn波速度結構和各向異性，發現研究區上地幔頂部具有顯著的橫向非均勻性，Pn波速度在鄭廬斷裂帶中段和南段具有分段性特征。這些成果都有助于了解華東地區中強震頻繁發生部位的深部構造背景，同時也為本文提供了重要的參考信息。相較于前人更偏重于大尺度的層析成像研究，以及側重于深部構造的探討，或是研究華東地區成礦因素，本次二維層析成像工作將研究對象放在安徽中部這個較小的區域內，且利用Pg波走時資料對該地區上地殼速度結構開展應用研究。本文選取近幾年中強地震頻發的區域（30.8°～32.3°N，115.3°～118°E）作為研究對象，側重于討論該地區內不同地塊之間的耦合關系以及“霍山窗”區域的發震機理。

1 研究方法

本文正演過程采用Pei和Chen（2012）在研究青海玉樹地區地下速度結構時所用到的方法（Hearn et al.，1991，1996；裴順平等，2002），該方法將上地殼中Pg波的觀測走時表示為：

tobs=t+asta+bevt（1）式中：t為結合相關速度模型得到的地震射線在穿過上地殼時的預測旅行時；asta為臺站項修正，與臺站觀測時間誤差及地表地質情況有關，用于補償臺站下方的速度結構；bevt為修正事件項，表示震源深度和發震時刻方面的誤差，該方法認為震源深度和發震時刻之間存在一個權衡關系，即較早的發震時刻可以被一個較深的震源深度所補償（Doug-las，1967），反之亦然，所以將這2項誤差結合成一個修正項來處理。將Pg波走時近似為地殼中恒定速度的直達波，假設震源深度為h的地震射線路徑為直線，震中距為Δ在平均速度為v的上地殼范圍內（Pei，Chen，2012），那么預測旅行時表示為，將其帶人式（1）中，得到：對于大多數地震事件來說都存在h<<△，所以式（2）左側的修正項對于觀測旅行時來說是微乎其微的。通過不斷擬合，修正式（2）中與震中距相對的預測走時，便可以估算出上地殼平均速度。將所研究的上地殼模型離散化，并剖分成較小的二維網格，此時，走時殘差表示為：式中：tij為第j個地震事件到達第i個臺站的走時殘差；ai是對應于第i個臺站的臺站修正項；bj是對應于第j個事件的事件修正項；dijk是第ij條射線在第k個網格中所走過的距離，sk為慢度（速度的倒數），代表的是第k個網格中當前的慢度值。需要指出的是，相較于偽彎曲法（Zhao et al，1992）、逐段迭代（高爾根等，2002）等常見的三維層析成像方法，本文使用的二維層析成像方法將震源與臺站間的射線路徑用直線來替代，這樣雖然犧牲了射線擬合的精度，但大大提高了正演效率。安徽及鄰區多為淺源近震，到達臺站的射線曲率較小，射線更接近直線，故認為這種近似是符合實際情況的。反演方法仍然采用目前較為常見的線性反演方法，即帶約束的阻尼最小二乘法（LSQR），該方法常用于在混定的大型系數矩陣中求解全局最小值（Paige，Saunders，1982）。

2 數據選取及處理

由于層析成像研究一般要求震源和接收臺站均不能在所剖分的網格之外，所以必須收集到足夠多的近震Pg波到時數據。盡管近些年安徽及鄰區并沒有較大的淺源地震，但“霍山窗”的頻繁開窗為本次研究提供了天然的數據源。“霍山窗”主要是指大別山隆起塊體和華北坳陷塊體接觸帶附近的北大別山沉降南緣，該區域微震、小震頻繁。“霍山窗”開窗后，常會出現小震月頻次超過40次的情況，且每當這種情況出現后，華東地區佛子嶺附近在未來3個月內還存在著一定的中強地震對應關系（鄭兆苾等，1999）。

本文用于上地殼層析成像研究的Pg波到時數據由安徽省地震局預報中心提供，包括2010-2014年安徽、江蘇、河南、浙江省共56個臺站所記錄到的近震，此外還加入了1976-2009年部分霍山地區的重要地震作為補充。通過編寫shell腳本提取走時、方位角、地震事件及臺站信息等重要參數，最終形成了時間跨度為1976-2014年，覆蓋范圍達5個經緯度的共5483條Pg波走時數據。從地震平面分布情況來看，地震事件集中于大別山造山帶與華北地塊結合的區域內（圖1），而從地震的垂向分布來看（圖2），絕大多數地震都處于0～10km的發震層范圍內，保證了提取到有效的Pg波走時。

在反演中將最小臺站和最小事件數均設為4，從而保證每個臺站接收的Pg射線數≥4條，且同一個地震至少有4個臺站記錄到Pg波，走時殘差≤2.0s，最終從5483條Pg到時數據中挑選出4922條Pg波到時數據用于反演。再通過對Pg波走時隨震中距變化進行擬合，結合相關地質資料，得到模型初始平均速度為6.50km/s。

從射線分布情況看（圖3），研究區域內所覆蓋的射線密度較大，重點研究區域射線覆蓋密集，最大程度防止了反演后研究區域內出現明顯的“孔”“洞”。

3 反演結果及分析

3.1 分辨率檢測板

為了確保反演結果可信，首先設計“分辨率檢測板”對成像結果的分辨率進行討論，將初始速度模型中每個網格的慢度設置為大小相等、正負相反，使其形成一個類似“國際象棋棋盤格”的分布模式，在此基礎上進行正演計算，將其結果作為觀測旅行時，人為設置0.1s的拾取誤差用于反演計算，通過反演還原正負相間的速度模型，從而對反演能力和反演分辨率做出評估。

分辨率檢測板設置網格間距設置為15'×15'，阻尼系數為200，迭代次數為60。結果表明，在這種情況下，分辨率檢測板可以很好地反演出正負相間的初始模型，且分辨率較高，可以用于反演真實的上地殼波速分布情況（圖4）。而在皖北、皖南部分地區及蘇皖交界一帶可能由于射線覆蓋較為稀疏，導致分辨率檢測板出現擾動及模糊的情況。

3.2 上地殼波速反演結果

上地殼波速反演結果如圖5所示，可以看出存在2個明顯的高速異常區和4個低速異常區，平均速度為6.5km/s。速度變化幅度主要集中在-0.24～0.24km/s，將這些速度異常區用英文字母（A，B，C，D，E，F）進行標注。其中上地殼Pg波波速異常的最高值出現在研究區域的西北部的A區，即淮南以西、六安以北、阜陽以南的區域內，其最高速度異常極值達到0.42km/s，該區為研究區內面積最大的高速異常區，地表地貌為平原，反映華北克拉通南緣較大的基底碎塊。2個明顯的低速異常區B和D區，其負的異常極高值達到了-0.40km/s，其中，B區由于白堊紀中期華北克拉通南緣不同走向的斷裂發生斷陷而形成的斷陷盆地（曹忠祥，2007），表現為低速異常與華北克拉通巖石圈減薄的整體背景相一致。D區位于六安以南，屬于華北地塊南緣向大別山造山帶的過渡地帶。C區被夾于B，D，E及F低速異常區之間，處于華北斷塊區的東南緣，反映其碎裂的剛性基底。C區右側的相對高速區，與鄭廬斷裂帶走向一致，對應于張八嶺隆起，該構造位于揚子地塊和華北地塊碰撞拼接帶的構造轉換部位，其西界為鄭廬斷裂帶，東緣屬于揚子地塊蓋層前陸的逆沖褶皺帶，存在著自北向南的推覆倒轉構造（胡博，張岳橋，2007）。E區和F區位于揚子地塊南緣，其地表地貌為平原及丘陵，另外，F區的低速異?？赡芊从吵鰧幨徟璧?，但F區位于研究區邊緣，射線覆蓋有限，可能存在多解性。D，E區以南為安徽沿江中新生代盆地，為先擠壓、后伸展形成的疊合盆地，該區域恰好處于大別山造山帶的南部，表現為自西南向東北，由高速向低速逐漸過渡的速度結構特征，并且與揚子地塊東北緣邊界走向相一致，其形成過程也長期受到大別山造山帶的影響，歷史上曾出現過2次耦合關聯——楔入-分層逆沖隆起與前陸盆地耦合、拆沉均衡隆升與伸展斷陷盆地藕合（吳躍東等，2003）。

圖6a為反演前走時殘差的分布，在130km后出現了明顯發散，圖6b中反演后的走時殘差相較于反演前明顯收斂。再計算反演前后走時殘差的標準差，反演前其標準差為0.50s，反演后下降到0.31s。

4 討論

4.1 反演結果與上地殼地質構造演化特征關系分析

從反演結果（圖5）中可以看出，肥中斷裂以北為B低速區，肥中斷裂與肥西—韓擺渡斷裂中間為C高速區，肥西一韓擺渡斷裂以南至大別山造山帶前緣為D低速區。相關研究曾表明（孫連浦，2005），合肥盆地前中生代基底特征、斷裂特征及中生代構造單元劃分在縱向上具雙層結構，分為晚太古代一早元古代深變質巖系和晚元古代一晚古生代淺變質至未變質海相構造層。而平面上以肥中斷裂和肥西韓擺渡斷裂為界，分為華北地臺型、大陸邊緣過渡型和北淮陽型3種類型，這3種類型恰好與B，C，D波速分布特征相吻合。

結合B，C，D三個區域的地質演化過程，在早白堊世時期，郯廬斷裂帶發生大規模走滑運動，形成了張八嶺隆起，同時，大別山造山帶與合肥盆地也呈現出整體耦合，在此時期，強烈的構造變化和相互的物質填充，使得彼此在地質構造和物質構成上都存在著相關性。例如，合肥盆地周邊的造山運動制約著盆地的沉積作用，物質構成方面，盆地北部沉積填充受華北板塊影響較大，而南部受大別山造山帶影響較大，這種構造和物質組成差異可以使合肥盆地波速反演結果中南北分別呈現出高速和低速。

A區域新太古代一古元古代變質結晶基底之上不整合覆蓋著巨厚的中一新元古代陸源碎屑巖一碳酸鹽巖沉積蓋層，而區域波速增大可能與強應力作用有關。D區的低速異常受大別山造山帶控制，其邊界為構造轉折部位，該區有3條斷裂帶穿過（肥西韓擺渡斷裂、梅山龍河口斷裂、磨子潭曉天斷裂），在晚更新世以后存在強度較弱的構造變形現象，主要表現為地殼能量被緩慢釋放以及相應斷裂發生微弱活動。該區地殼晚第四紀以來具有微弱活動性，且主要表現為蠕滑活動方式（姚大全，劉加燦，2015）。A，D區在地質演化過程中曾多次耦合關聯，在晚三疊—早侏羅世時期華北、揚子兩大板塊發生碰撞，開始造山運動，逐漸形成了大別山造山帶，在中侏羅早白堊世，拆離作用使得延伸斷陷和沖斷褶皺同時出現，在外部作用力下，該地區形成了盆地和多條斷裂。由此可知，該區域盡管形成了多種復雜的構造單元，卻受控于相同的構造應力機制（余和中等，2005）。

本文結果顯示大別山造山帶下方并沒有明顯速度異常，其速度變化不超過平均速度的±0.12km/s，且大部分區域顯示出偏低速的特征，其速度值對應的巖石巖性為酸性至中酸性，表明了大別山鎂鐵質的巖石圈下無大規模的榴輝巖，從而驗證了大別山高壓、超高壓變質帶下方并不存在大規模高速體（董樹文等，1988）。

4.2 高低速轉換區與地震發生特征關系分析

從安徽近幾年的地震分布情況來看，較大的地震基本上均發生于速度異常區的邊界區域，如：“霍山窗”位于D低速異常區的東南邊界，2015年阜陽MS4.3地震位于A高速異常區西北邊界，2014年肥東MS3.2地震恰好位于2個正負速度異常區（B、C）的過渡帶上。2014年4月20日霍山4.3級地震震源位于D低速異常區的南部邊緣，屬于大別山造山帶與華北地塊的過渡帶，是能量聚集與應力轉換的部位，其震源機制解表明此次地震主要是由東西向的近水平擠壓與南北向近水平拉張作用引起的（劉澤民等，2015）。2015年3月14日阜陽市再次發生4.3級地震，這種頻繁的地震活動異常往往是對地殼應力發生變化的響應。有研究表明，我國的P波速度各向異性快波速方向與最大主壓應力方向有著較好的一致性（裴順平，2002），地殼應力變化可以通過上地殼波速變化來反映，而“霍山窗”所處的地區恰好位于大別山造山帶南緣與華北地塊交接的部位，屬于地下波速的轉換帶所反映的地質構造不穩定帶，易于發生應力的轉換和能量集聚之處，亦是震情監測應重點關注的區域。

5 結論

本文利用Pg波到時資料，得到了安徽中部地區上地殼的精細速度結構成像，共反演出了6個速度異常區，其平均速度為6.5km/s，速度變化區間集中在-0.24～0.24km/s。研究區域的上地殼成像結果與區域地質構造具有較好的對應關系，合肥盆地對應為明顯的低速區和高速區，張八嶺隆起表現為高速異常。華北地塊波速明顯要高于揚子地塊，呈現出沿地塊結合部高低速差異成像的分布特征，大別山造山帶東南緣受華北地塊和揚子地塊的共同作用，表現為明顯的低速異常區，華北活動地塊區南緣阜南一霍邱地區作為華北地塊的邊緣區域可能正受到強應力作用，表現為高速異常。

反演結果還反映出各構造單元的地質演化痕跡，合肥盆地受到華北板塊和大別山造山帶的聯合長期作用下，形成了南北高低速差異。華北板塊南緣與大別山造山帶結合處，由于長期的構造轉折作用，斷裂集中的區域表現為強低速區。成像結果還驗證了大別山高壓、超高壓變質帶下方不存在大規模高速體的論斷。安徽地區地震較為活躍的幾個區域均處于速度異常區的邊界，其原因為速度的轉換帶亦是構造上的不穩定帶，易于發生應力的轉換和能量集聚，導致小震頻發或引發中強地震。

本次研究得到了多方的支持，所用程序由中國科學院青藏高原研究所裴順平教授提供，所用數據由安徽省地震局預報中心提供，安徽省地震局王行舟研究員和中國地質科學院地質研究所李秋生教授為本文提出了諸多寶貴意見，龔辰給予了協助，本文評審專家也提出寶貴修改意見。在此，一并表示衷心感謝！

參考文獻：

曹忠祥.2007.合肥盆地白堊紀伸展構造格局[J].南京大學學報（自然科學），43（5）：526-534.

董樹文，吳宣志，高銳，等.1988.大別造山帶地殼速度結構與動力學[J].地球物理學報，41（3）；349-361.

高爾根，徐果明，蔣先藝，等.2002.三維結構下逐段迭代射線追蹤方法[J].石油地球物理勘探，37（1）：11-17.

顧勤平，丁志峰，康清清，等.2016.郯廬斷裂帶中南段及鄰區Pn波速度結構與各向異性[J].地球物理學報，59（2）；504-515.

洪德全，王行舟，李軍輝，等.2013.利用遠震接收函數研究安徽地區地殼厚度[J].地震地質，35（4）；853-860.

胡博，張岳橋.2007.安徽張八嶺隆起東緣基底走滑韌性剪切帶的發現及其構造意義[J].地質通報，26（3）；58-63.

黃耕，李清河，張元生，等.2011.郯廬斷裂帶魯蘇皖段及鄰區地殼速度結構[J].地球物理學報，54（10）；2549-2559.

劉福田，徐佩芬，劉勁松，等.2003.大陸深俯沖帶的地殼速度結構——東大別造山帶深地震寬角反身打折射研究[J].地球物理學報，46（3）：366-372.

劉澤民，黃顯良，倪紅玉，等.2015.2014年4月20日霍山MS4.3地震發震構造研究[J].地震學報，37（3）：402-410.

裴順平.2002.中國大陸上地幔頂部體波速度層析成像[D].北京：中國地震局地球物理研究.

史大年，姜枚，彭聰，等. 1999.大別造山帶東部地殼結構的層析成像及廣角反射的地震學研究[J].地震學報，21（4）：403-410.

孫連浦.2005.大別造山帶與合肥盆地中生代構造——沉積演化關系研究[D].上海：同濟大學.

田曉峰，王夫運，劉寶峰，等.2016.馬鞍山-銅陵-安慶長江沿線上地殼速度結構成像[J].中國地震，32（2）：390-396.

王椿鏞，鄭金涵，胡鴻翔，等.1997.大別造山帶的地殼結構研究[J].中國科學：地球科學，27（3）：221-226：

王志鑠.2005.大華北及其鄰區地殼上地幔三維速度結構的地震層析成像研究[D].北京：中國地震局地球物理研究所.

吳躍東，江來利，儲東如，等.2003.大別山造山帶與安徽沿江中新生代盆地的盆山耦合關系[J].中國地質，33（3）：286-292.

徐佩芬，劉福田，王清晨，等.2000.大別—蘇魯碰撞造山帶的地震層析成像研究：巖石圈三維速度結構[J].地球物理學報，43（3）：377-385.

姚大全，劉加燦.2015.華北活動地塊區南緣阜南—霍邱地區地殼活動習性初探[J].中國地震，21（2）：216-223.

余和中，呂福亮，郭慶新.2005.華北板塊南緣原型沉積盆地類型與構造演化[J].石油實驗地質，27（2）：111-117.

張杰，沈小七，王行舟，等.2005.利用層析成像的結果探討安徽及鄰區中強地震深部構造背景[J].中國地震，21（3）：350-359.

張云鵬、王寶善，王偉濤，等.2016.安徽氣槍實驗固定臺層析成像初步結果[J].中國地震，32（2）：331-342.

鄭洪偉，李廷棟.2013.長江中下游成礦帶巖石圈深部結構的遠震P波層析成像[J].地球物理學進展，28（5）：2283-2293.

鄭兆苾，慶梅，李敏莉，等.1999.霍山窗與華東中強地震關系研究[J].地震學刊，（2）：1-9.

鄒振軒，李俊，周新民，等.2015.浙江數字地震臺網休波走時層析成像[J].地震地質，35（4）：864-872.Douglas A.1967.Joint epicenter determination仁J].Nature，215：47一48.Hewn T M，Beghoul N，Barazangi M.1991.Tomogaphy of the western U-

nited States from二gonal arrival times[J].f Geophys Res，%

（B10）：16369一16381.Hearn T M.1996.Ani"npic Pn tomogaphy in tire western United State

[J].J CC*娜Res，101（B4）：8403-8414.Paige C C，Saunders M A.1982.ISQR An algorithm for sparse linear e-

quations and sparse linear system[J].ACM TransMath Software，8

（1）：43一71.Pei S P，Chen Y' J.2012.Link between Seismic Velocity Stricture and the

2010 MS7.1 Xushu Earthquake，Qinghai，China：Evidence from Af-

tershock Tomography[J7.Bulletin of the Seismological Society of A-

menca，102（1）：445一450.Zhao D P，Akira H，Shigeki H.1992.Tomographic Imaging of P and S

Wow Velocity Structure Beneath Note eastern Japan仁J] .Journal.of

Geophysi叔Besearch，97（B13）：19909一19928.