2015年尼泊爾MS8.1地震震源區(qū)S波三維速度結(jié)構(gòu)與強(qiáng)震發(fā)生機(jī)理研究

呂子強(qiáng)， 雷建設(shè)

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 山東省地震局， 濟(jì)南 250000 3 中國地震局地殼應(yīng)力研究所(地殼動力學(xué)重點實驗室)， 北京 100085

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2015年尼泊爾MS8.1地震震源區(qū)S波三維速度結(jié)構(gòu)與強(qiáng)震發(fā)生機(jī)理研究

呂子強(qiáng)1,2,3， 雷建設(shè)3*

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 山東省地震局， 濟(jì)南 250000 3 中國地震局地殼應(yīng)力研究所(地殼動力學(xué)重點實驗室)， 北京 100085

利用2001—2003年期間在2015年4月12日尼泊爾MS8.1級強(qiáng)震震源區(qū)流動地震觀測記錄到的連續(xù)波形數(shù)據(jù)，提取了5～25 s周期的瑞利波相速度頻散曲線，并構(gòu)建了尼泊爾地震震源區(qū)二維瑞利波相速度分布圖像.以0.5°×0.5° 為網(wǎng)格大小將研究區(qū)網(wǎng)格化，采用NA算法反演得到尼泊爾地震震源地區(qū)三維S波速度結(jié)構(gòu).結(jié)果顯示，在上地殼，以主前鋒逆沖斷裂帶(MFT)為界，其以北地區(qū)為高波速異常，而其以南為明顯低波速異常；在中地殼，以藏南拆離系(STDS)為界，南北兩側(cè)速度結(jié)構(gòu)也存在明顯差別，以南地區(qū)為明顯高波速異常，而以北地區(qū)為明顯低波速異常.這些結(jié)構(gòu)特征說明，印度板塊與歐亞板塊碰撞擠壓作用形成地幔熱物質(zhì)上涌并造成地殼物質(zhì)部分熔融，并由此形成了東西向拉張的南北向裂谷.2015年尼泊爾MS8.1級主震和最大余震均發(fā)生于高低波速異常過渡區(qū)且偏向高波速異常區(qū)，暗示了這樣的波速異常區(qū)易于積累能量孕育強(qiáng)震.主震和最大余震的南側(cè)均存在明顯的低波速異常，與主喜馬拉雅滑脫斷裂帶(MHT)相對應(yīng)，可能代表部分熔融或深部流體作用于主邊界斷裂帶(MBT)附近的MHT斷裂帶，降低斷層面上的有效正應(yīng)力，從而觸發(fā)尼泊爾強(qiáng)震及最大余震的發(fā)生.主震與最大余震之間的余震分布于高低波速異常變化較為明顯的地區(qū)，說明研究區(qū)內(nèi)地震的發(fā)生受震源區(qū)附近的速度結(jié)構(gòu)控制.關(guān)鍵詞 尼泊爾地震； 背景噪聲成像； 瑞利波； 相速度； S波速度結(jié)構(gòu)

1 引言

2015年4月25日，尼泊爾發(fā)生MS8.1強(qiáng)烈地震，震中位置為28.2°N、84.7°E，至5月6日已造成7566人死亡，超過14500人受傷(張廣偉和雷建設(shè), 2015)，因此該地震的發(fā)震機(jī)理引起國際地學(xué)界的普遍關(guān)注.由于研究區(qū)結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性，國內(nèi)外很多不同研究機(jī)構(gòu)開展了尼泊爾MS8.1主震震源深度的研究工作.由于不同研究機(jī)構(gòu)使用了不同的地震資料和研究方法，因此他們分別給出了各自的研究結(jié)果.中國地震臺網(wǎng)給出的震源深度為20.0 km，USGS給出的初始震源深度為8.2 km (http:∥earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/us20002926#origin [2016-03-25])，Denolle等(2015)給出的震源深度為15.0 km，Bai等(2016)給出的震源深度為18.2 km.中等余震的震源機(jī)制解顯示，6次地震有2個正斷型、2個逆斷型和2個走滑型，且這些地震分別處于不同構(gòu)造部位，說明由于同震位移的影響和印度板塊與歐亞板塊的碰撞作用，地震發(fā)生后不同區(qū)域處于不同的應(yīng)力狀態(tài)(張廣偉和雷建設(shè), 2015).這與研究區(qū)地表分布有東西向的主前鋒逆沖斷裂(MFT)、藏南拆離系(STDS)、雅魯藏布縫合帶(ITS)及南北向的當(dāng)惹—雍錯裂谷帶(TYR)、朋曲—申扎裂谷帶(PXR)和亞東—谷露裂谷帶(YGR)等地質(zhì)構(gòu)造特征(圖1)密切相關(guān).印度板塊和歐亞板塊間的碰撞始于約55 Ma前，是導(dǎo)致現(xiàn)今青藏高原快速隆升的主要原因(Molnar and Tapponnier, 1975, 1981; England and Houseman, 1985；Craig et al., 2012).印度板塊在青藏高原下方俯沖板片的幾何形態(tài)與地殼細(xì)結(jié)構(gòu)及相關(guān)動力學(xué)，一直是地球科學(xué)關(guān)注的焦點科學(xué)問題.地震層析成像和接收函數(shù)研究結(jié)果表明，印度板塊已北向俯沖至青藏高原下方，其俯沖前沿可能已到達(dá)羌塘塊體之下(Huang and Zhao, 2006; Li et al., 2008; Wei et al., 2012; Lei et al., 2014; Zhou and Lei, 2016)，且已下傾至200 km深度(Kind et al., 2002; Kumar et al., 2006; Zhao et al., 2010)，或在青藏高原東緣印度板塊已俯沖至地幔轉(zhuǎn)換帶深度并形成大地幔楔結(jié)構(gòu)(Lei et al., 2009; Lei and Zhao, 2016).這些研究工作中，大多研究者使用遠(yuǎn)震資料，雖然能夠較好地反映地幔的結(jié)構(gòu)特征，但對于地殼速度結(jié)構(gòu)約束較弱，因此目前已有的地殼結(jié)構(gòu)模型對于認(rèn)識尼泊爾地震的發(fā)生機(jī)理受到一定制約.

圖1 尼泊爾地區(qū)主要構(gòu)造及震中和所用臺站分布圖黑色大五星為2015年4月25日尼泊爾MS8.1主震震中位置，黑色小五星為2015年5月12日尼泊爾MS7.5最大余震震中位置.其中，主震的定位結(jié)果采用Denolle等(2015)結(jié)果，而余震的定位結(jié)果采用Bai等(2016)結(jié)果.紅色方形代表XA臺網(wǎng)，紅色倒三角代表XF臺網(wǎng)，紅色正三角代表YL臺網(wǎng)，紅色菱形代表LSA臺，紅色倒三角為圖2中所用臺站，紅線為圖10和圖11速度剖面位置.圓圈為尼泊爾主震的主要余震震中位置，其中不同顏色代表不同的震源深度，圓圈大小代表震級大小，其圖標(biāo)示于圖底.MFT為主前鋒逆沖斷裂，MBT為主邊界逆沖斷裂，MCT為主中央逆沖斷裂，STDS為藏南拆離系，ITS為雅魯藏布縫合帶，YGR為亞東—谷露裂谷帶，PXR為朋曲—申扎裂谷帶，TYR為當(dāng)惹—雍錯裂谷帶.Fig.1 Sketch map of regional tectonics, earthquake hypocenters and seismic stations used in the Nepal regionThe big black star is the epicenter of the 25 April 2015 MS8.1 Nepal earthquake, whereas the small black star is the epicenter of the 12 May 2015 MS7.5 largest aftershock. The mainshock location was determined by Denolle et al. (2015), whereas its aftershocks were relocated by Bai et al. (2016). The red squares denotes the seismic network XA, whereas the red inverted triangles denote the seismic network XF. The red triangles denote the seismic network YL, whereas the red diamond represents the seismic station LSA. The red inverted triangles indicate the seismic stations used in Fig. 2. The red lines indicate locations of velocity profiles in Figs. 10 and 11. The circles denote the major aftershocks of the Nepal mainshock, different colors and sizes of which represent different focal depths and magnitudes. Their scales are shown at the bottom. MFT, Main Frontal Thrust; MBT, Main Boundary Thrust; MCT, Main Central Thrust; STDS, Southern Tibet Detachment System; ITS, Indus-Tsangpo Suture; YGR, Yadong-Gulu Rift; PXR, Pumqu-Xainza Rift; TYR, Tangre-Yumco Rift.

相對于傳統(tǒng)的面波層析成像，地震背景噪聲成像可以有效提高淺部結(jié)構(gòu)的模型空間分辨率(Shapiro et al., 2005; Yao et al., 2006; Yang et al., 2007; 唐有彩等，2011; 范莉萍等，2015).本研究將尼泊爾地震震源區(qū)盡可能多的流動地震觀測與長期觀測的拉薩(LSA)固定臺站的連續(xù)記錄數(shù)據(jù)相結(jié)合，從地震背景噪聲互相關(guān)函數(shù)中提取經(jīng)驗格林函數(shù)，獲得尼泊爾地震地區(qū)5～25 s周期的瑞利波相速度分布，通過二維網(wǎng)格反演確定每個節(jié)點的純路徑頻散曲線，然后反演每個節(jié)點下方的S波速度結(jié)構(gòu)，進(jìn)而得到該地區(qū)的三維S波速度結(jié)構(gòu).本研究獲得的S速度模型，對于我們了解尼泊爾地震震源區(qū)的深部結(jié)構(gòu)特征、孕震環(huán)境及青藏高原形成演化動力學(xué)過程都具有重要意義.

2 數(shù)據(jù)和方法

本研究所用的數(shù)據(jù)主要來自4個臺網(wǎng)，其中3個流動地震觀測臺網(wǎng)和1個固定臺網(wǎng)，總共81個臺站(圖1).第1個臺網(wǎng)是XF(Nepal-Himalaya-Tibet Seismic Transect)寬頻帶流動地震觀測臺網(wǎng)，包含有56臺；第2個臺網(wǎng)是YL(Himalayan Nepal Tibet Experiment)寬頻帶流動地震觀測臺網(wǎng)，包含有19臺；第3個臺網(wǎng)是XA (Bhutan) 寬頻帶流動地震觀測臺網(wǎng)，包含有5臺；第4個臺網(wǎng)是IC(New China Digital Seismograph Network)臺網(wǎng)中的1個固定地震臺站拉薩(LSA)臺.依據(jù)噪聲數(shù)據(jù)的連續(xù)性，其中XF臺網(wǎng)的資料選取2002年10月—2003年12月期間的連續(xù)波形數(shù)據(jù)，YL臺網(wǎng)的資料選取2001年10月—2003年4月期間的連續(xù)波形數(shù)據(jù)，XA臺網(wǎng)的資料選取2002年1月—2002年12月期間的連續(xù)波形數(shù)據(jù)，LSA臺的資料選取2001年10月—2003年12月期間的連續(xù)波形數(shù)據(jù).為了保證數(shù)據(jù)具有較高的信噪比，最終選擇疊加天數(shù)超過150天的臺站對用于相速度頻散曲線的提取.

地震背景噪聲的數(shù)據(jù)處理主要采用Bensen等(2007)方法，主要分為4個步驟：(1) 單臺數(shù)據(jù)預(yù)處理，主要包括數(shù)據(jù)重采樣(1 Hz)、去均值、去傾斜分量和帶寬為1.25～50 s的帶通濾波、采用滑動絕對平均法進(jìn)行時域歸一化處理，其中時窗長度選取帶通濾波最大周期的一半、頻域譜白化、噪聲數(shù)據(jù)的互相關(guān)計算與疊加；(2)頻散曲線的測量；(3) 二維相速度面波層析成像；(4) S波速度結(jié)構(gòu)反演.

理論研究表明，在均勻散射場中任意兩點之間的經(jīng)驗格林函數(shù)，可從這兩點記錄的位移互相關(guān)函數(shù)中提取出來(Stehly et al., 2008; Weaver, 2008).然而，實際噪聲源的分布通常是不均勻的，因而得到的互相關(guān)波形的正負(fù)時間分量存在不對稱現(xiàn)象，但我們可通過將互相關(guān)波形的正負(fù)分量取均值，可以得到正負(fù)半軸的“對稱”分量，這樣有利于提高互相關(guān)波形的信噪比(Lin et al., 2007).圖2為本研究提取到的H0230臺與其他臺站(如圖2所示)的互相關(guān)函數(shù)，可以看出它們具有較好的對稱性和較高的信噪比.

頻散曲線的提取采用Yao等(2006)提出的一種基于圖像分析技術(shù)的相速度頻散曲線提取方法.為了確保相速度頻散曲線的測量精度，我們選取信噪比(SNR)大于5 的互相關(guān)波形資料用于頻散曲線的提取，這里定義信噪比為信號窗口振幅最大值與噪聲窗口振幅平均值的比值.為了滿足遠(yuǎn)場面波格林函數(shù)的近似條件，選取臺間距大于3個波長的記錄.圖3為最終提取到的研究區(qū)內(nèi)的全部頻散曲線、不同周期相速度的平均值和標(biāo)準(zhǔn)差以及不同周期的射線路徑數(shù)目.從圖3可以看出隨著周期的增加，標(biāo)準(zhǔn)差逐漸增大，但最大標(biāo)準(zhǔn)差為0.1 km·s-1，因而可以保證反演結(jié)果的準(zhǔn)確性.圖4給出了不同周期的相速度射線路徑的分布，可以看出盡管隨著周期的增加，射線數(shù)逐漸減少，但尼泊爾地震震源區(qū)的射線覆蓋較為密集.另外，由于拉薩(LSA)臺資料的使用，使得研究區(qū)內(nèi)的射線交叉性覆蓋得到了明顯提高.

圖2 H0230臺與其他臺的互相關(guān)函數(shù)Fig.2 Cross-correlations between seismic station H0230 and other stations

為了驗證層析成像所用資料的空間分辨能力，需開展分辨率測試實驗.在實驗中，不同周期采用不同的初始速度模型，在每個周期的平均相速度值上加正負(fù)5%的速度擾動量.圖5展示了不同周期檢測板實驗的輸出結(jié)果，可以看出檢測板實驗的恢復(fù)結(jié)果與射線路徑的分布有著直接關(guān)系.周期為7 s射線路徑在尼泊爾震源區(qū)附近分布比較密集(圖4a)，暗示尼泊爾震源區(qū)速度模型能夠重建得較好(圖5a).周期為12 s和17 s的射線分布比較均勻(圖4b和圖4c)，說明整個研究區(qū)的速度模型能夠較好重建(圖5b和圖5c).由于周期為23 s的射線數(shù)量相對減少(圖4d)，因此速度異常的恢復(fù)能力有所降低(圖5d).整體而言，根據(jù)目前所用資料，地殼模型的空間分辨率可以達(dá)到1.0°×1.0°(圖5).

圖3 (a) 研究區(qū)內(nèi)全部頻散曲線； (b) 不同周期的平均相速度(黑色實線)及對應(yīng)的標(biāo)準(zhǔn)差(紅色誤差棒)； (c) 不同周期的射線路徑數(shù)Fig.3 (a) All the dispersion curves； (b) The average phase velocity (black line) and its standard deviations (red error bars) at different periods； (c) The number of paths at different periods

圖4 不同周期瑞利波相速度測量所用的射線路徑(黑線)紅三角代表所用地震臺站，灰色線為圖1所示的構(gòu)造線，T為周期，N為射線路徑數(shù).Fig.4 Ray paths (black lines) for Rayleigh phase velocity at different periods Red triangles denote seismic stations used, whereas gray lines denote tectonic lines as shown in Fig.1. T is period, whereas N is the number of ray paths.

圖5 波速異常尺度為1.0°×1.0°模型下的不同周期資料檢測板測試結(jié)果紅色代表低波速異常，藍(lán)色代表高波速異常，色標(biāo)位于圖底，T為所用資料周期.其他符號與圖1中的相同.Fig.5 Results of checkerboard tests using the data at deferent periods in the model with a cell size of 1.0°×1.0° in velocity anomaliesRed and blue colors denote low- and high-velocity anomalies, respectively, the scale of which is shown at the bottom. T is the period of the data used. The labeling is the same as that in Fig.1.

3 二維瑞利波相速度分布特征

利用5～25 s周期的瑞利波相速度的頻散曲線，采用Montagner(1986)發(fā)展的區(qū)域化反演算法對研究區(qū)域進(jìn)行0.5°×0.5°的網(wǎng)格劃分，該方法矩陣反演過程采用LU分解算法.依據(jù)檢測板實驗結(jié)果，平滑尺度選為100 km，最終得到周期5～25 s的瑞利波相速度擾動圖像.盡管該方法可以同時反演各向同性介質(zhì)速度的變化和方位各向異性，但本文僅將各向同性介質(zhì)的速度作為未知參數(shù)進(jìn)行反演.

圖6 不同周期瑞利面波相速度對S波的深度敏感核Fig.6 Depth sensitivity kernels of Rayleigh wave phase velocity at different periods

由于瑞利面波的頻散特征，不同周期的瑞利面波反映不同深度范圍的S波速度特征.圖6為不同周期瑞利面波相速度對S波的深度敏感核.基階瑞利面波相速度對大約1/3波長深度附近介質(zhì)的S波速度結(jié)構(gòu)最為敏感，因此較短周期資料基本反映了淺部結(jié)構(gòu)的變化特征.然而，隨著周期的增加，資料所反映的深度逐漸增加，但其垂向分辨率卻逐漸降低.由圖6可以看出，周期5～25 s的相速度值基本可以反映40 km深度以上的速度結(jié)構(gòu)特征.

圖7為不同周期二維瑞利波相速度分布圖，可以看出周期為7 s的相速度資料基本反映了淺部速度結(jié)構(gòu).在俯沖板塊前沿，MFT以南地區(qū)表現(xiàn)為低波速異常，在MFT和STDS之間的區(qū)域表現(xiàn)為高波速異常，南北向裂谷YGR呈現(xiàn)為高低波速異常過渡帶.周期為12 s和17 s的相速度資料主要反映了中上地殼的速度變化，隨著周期的增加，俯沖板塊前沿的MFT以南地區(qū)逐漸由低波速異常轉(zhuǎn)變?yōu)楦卟ㄋ佼惓?，南北向裂谷YGR依然表現(xiàn)為高低波速異常過渡區(qū).周期為23 s的相速度資料主要反映中地殼的速度變化特征，整體表現(xiàn)出與印度板塊俯沖相關(guān)的結(jié)構(gòu)特征，在俯沖板塊前沿的STDS以南地區(qū)表現(xiàn)為高波速異常，而以北地區(qū)的南北向裂谷區(qū)域則表現(xiàn)為明顯低波速異常，可能由于印度板塊北向俯沖致板塊前沿的熱物質(zhì)上涌到達(dá)地殼深度使地殼物質(zhì)產(chǎn)生部分熔融或上涌熱物質(zhì)攜帶有深部流體作用.

圖7 不同周期二維瑞利波相速度分布紅色和藍(lán)色分別代表低波速和高波速異常，色標(biāo)位于圖底.T為所用的周期.其他符號與圖1中的相同.Fig.7 Maps of 2-D Rayleigh-wave phase velocities at different periodsRed and blue colors denote low- and high-velocity anomalies, respectively, the scale of which is shown at the bottom. T is the period of the data used. The labeling is the same as that in Fig.1.

4 三維S波速度結(jié)構(gòu)

面波頻散主要對橫波速度比較敏感，對縱波速度和介質(zhì)密度敏感程度相對較弱.本文對研究區(qū)域進(jìn)行0.5°×0.5°的網(wǎng)格劃分，采用NA算法反演二維網(wǎng)格每個節(jié)點下方不同深度的S波速度結(jié)構(gòu)(Yao et al., 2008)，初始速度模型參考前人的研究(Yang et al., 2012; Rapine et al., 2003)，詳細(xì)參數(shù)如表1所示.反演過程中采用接收函數(shù)結(jié)果(Li et al., 2014) (圖8a)對Moho面深度進(jìn)行約束.

在本研究中，首先依次反演每個節(jié)點隨深度變化的速度模型.圖8b給出了研究區(qū)內(nèi)節(jié)點(84°E,28°N)的初始速度模型和相應(yīng)的反演結(jié)果，并依賴于該反演結(jié)果擬合出頻散曲線.由圖8c可以看出，周期為7～15 s的擬合頻散曲線最接近于觀測曲線，其差值在0.01 km·s-1左右，而周期大于15 s的頻散曲線擬合得略差些，但觀測與擬合之間的最大差值仍不大于0.1 km·s-1.這些結(jié)果表明，本節(jié)點下方的速度模型比較可靠.然后，將不同節(jié)點下方的S波速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行插值，最終獲得三維速度模型(圖9和圖10).結(jié)果顯示，無論是在橫剖面上還是縱剖面上，尼泊爾地震震源區(qū)不同深度的S波速度結(jié)構(gòu)具有強(qiáng)烈的橫向不均勻性.這些不均勻性較好地反映了淺部構(gòu)造的相關(guān)性和強(qiáng)震震源區(qū)的結(jié)構(gòu)特征.

表1 初始速度模型及每層速度擾動范圍

圖8 (a) 初始Moho面深度分布; (b) 圖(a)所示節(jié)點(黑色方塊, 84°E,28°N)的初始與反演獲得的S波速度模型; (c) 相應(yīng)節(jié)點不同周期的觀測與擬合頻散曲線Fig.8 (a) The distribution of the initial Moho depth; (b) Initial and inverted S-wave speed models at the grid node (84°E,28°N) as shown in (a); (c) Observed and synthetic Rayleigh-wave phase velocity dispersion curves for different periods at the corresponding grid node

圖9 不同深度S波速度結(jié)構(gòu)紅色代表低波速異常，而藍(lán)色代表高波速異常.白色圓圈代表2015年尼泊爾地震地區(qū)的主要余震分布，其圓圈大小代表震級.速度擾動及地震震級圖例位于圖下方.大星號代表2015年尼泊爾主震震中位置，而小星號代表其7.5級最大余震震中.其他符號與圖1相同.Fig.9 S-wave velocity structures at different depthsRed and blue colors denote low- and high-velocity anomalies, respectively. White circles denote major aftershocks of the 2015 Nepal earthquake area, the size of which denotes earthquake magnitude. The scales for velocity and earthquake magnitude are shown at the bottom. The big star denotes the epicenter of the 2015 Nepal mainshock, whereas the small star denotes that of the MS7.5 largest aftershock. The other labeling is the same as that in Fig.1.

圖10 S波速度結(jié)構(gòu)縱剖面圖(剖面位置見圖1)紅色代表低波速異常，而藍(lán)色代表高波速異常.大星號代表2015年尼泊爾主震，小星號代表7.5級最大余震，圓圈代表距離剖面60 km范圍內(nèi)余震.主震的震源深度采用Denolle等(2015)結(jié)果，震源深度為15.0 km.余震的震源深度采用Bai等(2016)重定位的結(jié)果，最大余震的震源深度為19.5 km.速度擾動色標(biāo)及余震圖例位于圖底.圖頂部灰色多邊形為沿剖面地形.MFT為主前鋒逆沖斷裂，MBT為主邊界逆沖斷裂，MCT為主中央逆沖斷裂，MHT為主喜馬拉雅逆沖斷裂，STDS為藏南拆離系.Fig.10 Vertical cross-sections of S-wave velocity structures ( see Fig.1 for locations of cross-sections)Red and blue colors denote low- and high-velocities, respectively. The big and small stars denote the 2015 Nepal mainshock and its MS7.5 largest aftershock. The circles denote the aftershocks within the range of 60 km off the profile. The mainshock focal depth, 15.0 km, was from Denolle et al. (2015), whereas aftershocks are relocated by Bai et al. (2016), and the focal depth of its largest aftershock is 19.5 km. The pologies at the top of each profile are topography along the profile. MFT, Main Frontal Thrust; MBT, Main Boundary Thrust; MCT, Main Central Thrust; MHT, Main Himalayan Thrust; STDS, Southern Tibet Detachment System.

5 km深度的S波速度結(jié)構(gòu)(圖9a)主要反映淺部地殼的速度結(jié)構(gòu).MCT以北及南北向裂谷TYR和PXR地區(qū)表現(xiàn)為低波速異常，這與Sheehan等(2008)給出的區(qū)域地震層析成像的結(jié)果較為一致.在MCT附近及以南地區(qū)表現(xiàn)為高波速異常，南北向裂谷YGR表現(xiàn)為高低波速異常過渡區(qū).大部分余震活動主要分布于相對高波速異常區(qū)域內(nèi).

10 km和15 km深度的S波速度結(jié)構(gòu)(圖9b,9c)主要反映上地殼的速度結(jié)構(gòu).由10 km深度的S波速度結(jié)構(gòu)可以看出，MBT或MCT以南地區(qū)表現(xiàn)為明顯低波速異常，可能反映了主喜馬拉雅滑脫斷裂帶(MHT)主要結(jié)構(gòu)特征，MBT或MCT與STDS之間區(qū)域為高波速異常，而南北向裂谷PXR和TYR的速度結(jié)構(gòu)特征不明顯.在15 km深度， MFT以南地區(qū)表現(xiàn)為低波速異常區(qū)域有所減小，MFT和STDS之間表現(xiàn)為高波速異常有所擴(kuò)展，南北向裂谷YGR處于高低波速異常過渡區(qū).主震和最大余震發(fā)生于高低波速異常過渡區(qū)偏向高波速異常區(qū)(圖9b和圖9c)，大多數(shù)余震發(fā)生于波速變化明顯區(qū)(圖9a—9c).

20～40 km深度的S波速度結(jié)構(gòu)(圖9d—9h)主要反映中地殼的S波速度結(jié)構(gòu)變化，這些變化展示出與印度板塊俯沖相關(guān)的深部結(jié)構(gòu)特征.在MCT附近及以南地區(qū)主要表現(xiàn)為與俯沖印度板塊相關(guān)的高波速異常，而在MCT以北地區(qū)南北向裂谷YGR在20 km深度上主要表現(xiàn)為高低波速異常過渡區(qū)，并且隨著深度的增加，低波速異常強(qiáng)度有所增加，空間范圍有所加大，以致于低波速異常連成明顯的東西向條帶，可能暗示出其下方地幔存在強(qiáng)烈熱物質(zhì)的上涌或深部流體作用，這與Jiang等(2011)的研究結(jié)果相類似，這些結(jié)構(gòu)特征可能一定程度上反映了青藏高原南部受印度板塊南北向強(qiáng)烈碰撞擠壓，在板塊俯沖前緣形成部分熔融的高溫低密度物質(zhì)上涌有關(guān)(王椿鏞等, 2014; Liang et al., 2008).

為了更加清楚顯示尼泊爾地震地區(qū)深部的S波速度結(jié)構(gòu)及其與地震發(fā)震關(guān)系，圖10給出3條剖面的S波速度結(jié)構(gòu)圖像，剖面位置如圖1所示.剖面S1N1、S2N2均是由印度板塊經(jīng)尼泊爾到達(dá)我國西藏的南北向剖面，其中剖面S1N1和S2N2分別穿過尼泊爾主震和7.5級最大余震震中位置.這兩個剖面的速度結(jié)構(gòu)雖然存在很多細(xì)節(jié)差別，但主要的結(jié)構(gòu)特征相類似：在印度板塊和西藏塊體下方的上地殼，主中央斷裂帶(MCT)以北地區(qū)表現(xiàn)為高速區(qū)，其以南地區(qū)存在一低速薄層(圖10a,10b)，可能代表了MHT的結(jié)構(gòu)特征；中地殼的速度結(jié)構(gòu)特征與上地殼相反，即在STDS附近及以南區(qū)域表現(xiàn)均存在明顯高波速異常，可能代表俯沖的印度板塊，而以北地區(qū)為明顯低波速異常(圖10a,10b)，主要與地幔熱物質(zhì)上涌至地殼引起地殼物質(zhì)部分熔融或深部物質(zhì)上涌所攜帶的流體作用有關(guān).

尼泊爾主震和最大余震發(fā)生于高低波速異常過渡區(qū)偏向高波速異常體內(nèi)(圖10)，說明這些地區(qū)易于積累能量形成大震，而其他余震主要發(fā)生于波速變化最為明顯的地區(qū).這些結(jié)果說明，速度結(jié)構(gòu)對地震的發(fā)生具有一定的控制作用.對比體波層析成像結(jié)果(Wei and Zhao, 2016)，可以看出主震發(fā)生于相對強(qiáng)的高波速異常過渡區(qū)，而最大余震發(fā)生于更加明顯的高低波速異常過渡帶附近，主震和最大余震的南側(cè)表現(xiàn)為相對低波速異常，與本文的結(jié)果比較類似，但與Guo等(2009)的結(jié)果存在差異.Guo等(2009)結(jié)果表明，MCT以南地區(qū)從淺部地殼至中上地殼一直呈現(xiàn)為低波速異常，而本文結(jié)果表明僅在淺部地殼存在一低波速異常層.在40 km深度，Wei等(2016)的結(jié)果顯示印度板塊的俯沖前沿區(qū)域主要表現(xiàn)為高波速異常，與本文結(jié)果一致.尼泊爾主震及最大余震所在深度的南部區(qū)域存在低速層，說明尼泊爾強(qiáng)震的發(fā)生可能與深部流體或地殼部分熔融作用于斷裂帶密切相關(guān).由東西向剖面(圖10c)同樣可以看出，主震和最大余震發(fā)生于高低波速異常過渡區(qū)偏向高波速異常，且主震與最大余震之間也存在著低波速異常條帶，這種結(jié)構(gòu)特征與余震分布模式基本一致，說明速度結(jié)構(gòu)的確對地震的發(fā)生起著重要的控制作用.

5 討論

5.1 莫霍面變化對成像結(jié)果的影響作用

由于印度板塊和青藏高原的擠壓碰撞作用，使得研究區(qū)Moho面起伏變化較大，而面波頻散數(shù)據(jù)對于速度間斷面的約束不夠.因此，在反演過程中我們采用接收函數(shù)研究結(jié)果對Moho面的深度進(jìn)行約束.為了檢測Moho面深度不確定性對反演結(jié)果的影響作用，我們開展了很多通過改變莫霍面深度的速度結(jié)構(gòu)反演測試.由于篇幅的原因，這里僅展示將Moho面深度分別上下浮動5 km后并在其他參數(shù)保持不變情況下反演獲得的S波速度結(jié)構(gòu)(圖11).由圖可知，Moho面深度擾動后的結(jié)果(圖11d—11i)與未擾動的結(jié)果(圖11a—11c)盡管在異常幅值上略有差別，但在異常的空間分布模式上基本保持一致.為進(jìn)一步了解不同莫霍面情況下反演結(jié)果的細(xì)節(jié)，本文也展示出單個節(jié)點的反演結(jié)果(圖11j—11l)，可以看到該節(jié)點Moho面深度上下擾動5 km后展示出相對于未擾動情況下有微小速度值上的差異，但結(jié)構(gòu)隨深度變化的基本特征沒有變化.因此，本文所用的莫霍面埋深獲得的S波成像結(jié)果的主要結(jié)構(gòu)特征是可靠的.

5.2 構(gòu)造意義

印度板塊與歐亞板塊陸陸碰撞和擠壓，造成喜馬拉雅地區(qū)地殼縮短和巖石圈增厚.尼泊爾地區(qū)低喜馬拉雅的變形表明，南北向地殼縮短速率為21 mm·a-1左右，應(yīng)力非常集中，青藏高原南緣的喜馬拉雅構(gòu)造帶是地震活動比較活躍的地區(qū)(鄧起東等, 2014)，而青藏高原南部地區(qū)次級斷塊內(nèi)部發(fā)育有多條南北向裂谷，表明該地區(qū)受南北向擠壓和東西向拉張共同作用的影響.這些構(gòu)造活動特征得到震源機(jī)制結(jié)果的證實，在印度板塊與歐亞板塊的碰撞邊緣地區(qū)主要以逆沖斷層為主，而在南北向裂谷區(qū)域則以正斷層為主(Liang et al., 2008; 張廣偉和雷建設(shè), 2015).

依據(jù)青藏高原南部花崗巖和鉀質(zhì)火山巖的分布情況，認(rèn)為青藏高原下方存在以下3種可能的地殼熔融(Zhang et al., 2014)： (1) 陸陸碰撞導(dǎo)致的地殼熔融； (2) 由軟流圈上涌和地幔減薄引起的地殼熔融； (3) 俯沖的印度板塊的破裂導(dǎo)致下地殼部分熔融.由本研究的層析成像結(jié)果可以看出，在20～40 km深度MCT以北的南北向裂谷區(qū)主要表現(xiàn)為低波速異常，且隨深度的增加其空間范圍逐漸加大，可能暗示了與青藏高原南部花崗巖和鉀質(zhì)火山巖相關(guān)的地殼熔融和印度巖石圈破裂引起上地幔熱物質(zhì)上涌有關(guān)，南北向裂谷為熱物質(zhì)上涌提供了良好的物質(zhì)通道(Nelson et al., 1996).以往的層析成像研究結(jié)果(Ren and Shen, 2008; Hung et al., 2010; Jiang et al., 2011; Liang et al., 2011)也支持此觀點，即青藏高原南部地區(qū)存在多處低波速異常，可能是由于印度板塊北向俯沖時受東西向拉張作用而產(chǎn)生破裂，導(dǎo)致地幔熱物質(zhì)沿南北向裂谷擠出，而熱物質(zhì)的上涌使得中上地殼物質(zhì)產(chǎn)生部分熔融，同時上涌熱物質(zhì)還可能攜帶有深部流體.

5.3 速度結(jié)構(gòu)與強(qiáng)震發(fā)生

本文研究顯示出MFT以南地區(qū)的上地殼深度存在明顯低速層(圖9b,9c和10a,10b)，這得到接收函數(shù)結(jié)果在印度板塊和青藏高原碰撞帶附近的上地殼存在低速層(Schulte-Pelkum et al., 2005)和在碰撞帶前沿表現(xiàn)為高波速比異常的成像結(jié)果(Monsalve et al., 2008)的支持.殼內(nèi)低速層的存在常常與強(qiáng)震的發(fā)生有著密切聯(lián)系.Zhao等(2002)發(fā)現(xiàn)1885到1999年間發(fā)生在日本島內(nèi)的地殼強(qiáng)震(M5.7～8.0)幾乎都位于由地震層析成像所揭示的低波速與高波速異常的邊界上.2001年印度普杰7.6級地震發(fā)生在高波速異常區(qū)，而其下方存在低波速異常(Mishra and Zhao, 2003).1976年唐山7.8級地震震源區(qū)位于高波速異常區(qū)，而其下方存在明顯低波速異常(Lei et al., 2008).2008年汶川MS8.0級強(qiáng)震發(fā)生在龍門山斷裂帶高波速異常邊緣，其下方存在明顯低速高泊松比異常(Lei and Zhao, 2009; Wang et al., 2010).

在震源深度上，不同研究機(jī)構(gòu)給出的結(jié)果存在一定差別.由于中國地震臺網(wǎng)給出的20.0 km深度和USGS給出的8.2 km深度均由走時資料確定，因此其均反映了震源起始破裂的深度，但兩者之間的差別可能反映了其所用資料和速度模型的差別.中國地震臺網(wǎng)主要使用中國區(qū)域地震臺網(wǎng)地震資料和區(qū)域速度模型，而USGS定位所用地震資料為全球遠(yuǎn)震資料和全球平均速度模型.Bai等(2016)在全球資料基礎(chǔ)上增加了距離主震震中約100 km左右的我國境內(nèi)流動地震觀測資料，認(rèn)為主震的最佳深度為18.5 km.Denolle 等(2015)增加深度震相通過全局張量(GCMT)反演，認(rèn)為主震震源深度為15.0 km，反映了主震破裂的質(zhì)心深度.本文認(rèn)為大震破裂的質(zhì)心深度能較客觀地反映其震源深度，因此本文主震的震源深度采用全局張量反演結(jié)果的震源深度15.0 km，而余震采用Bai等(2016)的雙差定位結(jié)果.

圖11 Moho面變化對S波成像結(jié)果的影響(a—c) 圖8a所示Moho面情況下的反演結(jié)果；(d—f) 與(a—c)相同但莫霍面增加5 km；(g—i) 與(a—c)相同但莫霍面減少5 km.其他符號與圖10相同；(j—l) 節(jié)點(84°E, 28°N)在圖8a所示的Moho面、增加和減少5 km的反演結(jié)果.紅色實線為初始速度模型，藍(lán)色虛線為反演得到的速度模型.Fig.11 Effects of the Moho variations on S-wave tomographic images(a—c) S-wave velocity structures for the Moho depth as shown in Fig.8a; (d—f) The same as (a—c) but for the Moho depth increased by 5 km; (g—i) The same as (a—c) but for the Moho depth decreased by 5 km. The labeling is the same as that in Fig.10; (j—l) S-wave velocity models at the grid point (84°E, 28°N) for the Moho depth as shown in Fig.8a, that increased by 5 km and that decreased by 5 km. The red line represents the initial velocity model, whereas the blue dash line marks the inverted velocity model.

從S波速度結(jié)構(gòu)(圖9和圖10)可以看出，主震和最大余震發(fā)生在高低波速異常過渡區(qū)偏向高波速異常區(qū)，震源區(qū)以南存在明顯低波速異常，接收函數(shù)結(jié)果(Schulte-Pelkum et al., 2005；Caldwell et al., 2013)和大地電磁(MT)結(jié)果(Lemonnier et al., 1999；Rawat et al., 2014)也展示出該區(qū)域的中上地殼存在低速高導(dǎo)層，對應(yīng)了MHT斷裂帶，可能暗示出震源區(qū)附近存在部分熔融或流體作用，這種部分熔融或流體作用會大大增加孔隙壓力，減小MHT斷裂帶的摩擦系數(shù)，降低斷層面的有效正應(yīng)力(Lei and Zhao, 2009; Arora et al., 2016)，從而在斷層面上剪應(yīng)力加大情況下有利于斷層錯動引起地震的發(fā)生(Lei and Zhao, 2009).地震定位結(jié)果(Bai et al., 2016)及地震地質(zhì)野外調(diào)查結(jié)果(楊曉平等, 2016)推測尼泊爾MS8.1強(qiáng)震可能位于MHT凹凸體中，而凹凸體往往是應(yīng)力集中和大地震發(fā)生的主要區(qū)域(姚華建和尹九洵，2015).主震區(qū)域具有一定高波速異常體，可能更有利于更大應(yīng)力的積累.主震與最大余震之間的多數(shù)余震處于波速變化最為明顯之處，說明速度結(jié)構(gòu)對地震的發(fā)生具有一定控制作用.

6 結(jié)語

本研究利用2001—2003年期間2015年4月12日尼泊爾MS8.1地震震源區(qū)附近盡可能多的流動地震觀測資料，通過背景噪聲成像技術(shù)獲得了研究區(qū)三維S波速度精細(xì)結(jié)構(gòu).結(jié)果顯示，在上地殼大致以MFT或MBT為界，其以南地區(qū)存在明顯低波速異常條帶，其以北地區(qū)存在明顯高波速異常；在中地殼大致以STDS為界，其以南地區(qū)為明顯高波速異常，而以北地區(qū)為明顯低波速異常.這些結(jié)構(gòu)特征說明，由于印度板塊的北向俯沖擠壓，可能會造成地幔熱物質(zhì)的上涌而引起地殼部分熔融或流體作用.2015年4月12日主震和最大余震處于高低波速異常過渡區(qū)偏于高波速異常區(qū)，說明這些地區(qū)易于積累能量孕育強(qiáng)震，而震源區(qū)附近的低波速異常暗示出流體或部分熔融作用于MBT附近的MHT斷裂帶，從而降低了斷層面上的有效正應(yīng)力；主震與最大余震之間的余震也處于波速異常變化明顯的地區(qū)，說明該地區(qū)地震的發(fā)生可能受震源區(qū)附近速度不均勻性的構(gòu)造所控制.

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(本文編輯 胡素芳)

3-D S-wave velocity structure around the 2015 MS8.1 Nepal earthquake source areas and strong earthquake mechanism

Lü Zi-Qiang1,2,3, LEI Jian-She3*

1InstituteofGeophysics,ChineseEarthquakeAdministration,Beijing100081，China2EarthquakeAdministrationofShandongProvince,Ji′nan250000,China3KeyLaboratoryofCrustalDynamics,InstituteofCrustalDynamics,ChineseEarthquakeAdministration,Beijing100085,China

On 25 April 2015, a strongMS8.1 earthquake occurred in Nepal. The USGS determined that its epicenter is located at 28.2°N, 84.7°E, and its focal depth is around 8.2 km. Due to a huge number of injuries and property damages, understanding the mechanism of such a strong earthquake is of great significance to mitigate the seismic hazard. Therefore, using many dense seismic stations from several portable seismic networks and a permanent seismic station LSA in and around the Nepal earthquake source areas, a high-resolution S-wave velocity structure of the crust is inferred through the ambient noise tomography to reveal the mechanism of this strong earthquake.Continuous waveform data are collected from temporal and permanent stations in and around the Nepal earthquake source areas from 2001 to 2003, and the Empirical Green′s functions (EGFs) of Rayleigh wave are inferred using the cross-correlation technique. Dispersion curves of Rayleigh wave phase velocity at the periods from 5 to 25 s are measured from radial waveforms (with a signal-to-noise ratio greater than 5) between station pairs as many as possible. Finally, a high-resolution S-wave velocity structure is determined from the dispersion curves of Rayleigh wave phase velocity with the tomography technique.Our results show that, in the upper crust, the Main Frontal Thrusting (MFT) fault zone is an obvious boundary, to the north of which exist obvious high-velocity anomalies, whereas to the south of which exist prominent low-velocity anomalies. In the mid-crust, the Southern Tibet Detachment System is roughly a clear transition zone, to the south of which exist high-velocity anomalies, whereas to the north of which exist low-velocity anomalies. These structural features indicate that the Indian-Asian collision resulted in the hot material upwelling of the upper mantle that leads to partial melting in the crust, which may explain the formation of the north-south trending rifts. The 2015MS8.1 Nepal mainshock and its largest aftershock are located in the low-to-high velocity transition zone and bias towards high-velocity anomalies, which may suggest that such areas may be easier to accumulate the energy to generate the strong earthquakes. Obvious low-velocity anomalies to the south of the Nepal mainshock and its largest aftershock, which correspond to the Main Himalayan Thrust (MHT), may indicate the existence of partial melting or fluids around the MHT. Such influences could decrease the effective normal stress on the fault planes of the MHT, which might lead to trigger the mainshock and its largest aftershock. The aftershocks between the mainshock and largest aftershock occurred on the transition zone of high-to-low velocity anomalies. These results indicate that the earthquake generation is controlled by velocity structures around the source areas.

Nepal earthquake; Ambient noise tomography; Rayleigh wave; Phase velocity; S-wave velocity structure

10.6038/cjg20161216.

國家自然科學(xué)基金(41274059，41530212，41674091)，科技部國家重點研發(fā)計劃(2016YFC0600408)，郯廬斷裂帶專項(TYZ20160111)，中國地震局地震科技星火項目(XH16024Y),山東省重點研發(fā)項目(2016GSF120014)聯(lián)合資助.

呂子強(qiáng)，男，1982年生，博士研究生，主要從事地震層析成像應(yīng)用研究. E-mail: ziqiangmail@163.com

*通訊作者 雷建設(shè)，男，1969年生，研究員，主要從事地震層析成像理論及應(yīng)用研究. E-mail: jshlei_cj@hotmail.com

10.6038/cjg20161216

P315

2016-06-13，2016-09-04收修定稿

呂子強(qiáng)， 雷建設(shè). 2016. 2015年尼泊爾MS8.1地震震源區(qū)S波三維速度結(jié)構(gòu)與強(qiáng)震發(fā)生機(jī)理研究. 地球物理學(xué)報，59(12):4529-4543,

Lü Z Q, Lei J S. 2016. 3-D S-wave velocity structure around the 2015MS8.1 Nepal earthquake source areas and strong earthquake mechanism.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(12):4529-4543,doi:10.6038/cjg20161216.