青海共和及周邊地區(qū)的地殼三維速度結(jié)構(gòu)

羅仁昱 陳繼鋒 尹欣欣 李少華1，

1)中國(guó)地震局蘭州地震研究所，蘭州 730000 2)甘肅省地震局，蘭州 730000

0 引言

1990年4月26日，青海省共和縣發(fā)生了MW6.4(MS7.0)地震，造成119人死亡、2i049人受傷，經(jīng)濟(jì)損失總額高達(dá)2.7億元。截至1995年7月9日，震區(qū)共發(fā)生MS≥5.0的強(qiáng)余震11次，其中6次強(qiáng)余震發(fā)生于1994—1995年，晚期強(qiáng)余震極為發(fā)育(都昌庭，2001)。青藏高原隆起的動(dòng)力學(xué)機(jī)制源于印度和歐亞板塊的碰撞，青藏高原在隆升過(guò)程中其內(nèi)部及邊緣發(fā)生了強(qiáng)烈的構(gòu)造變形，發(fā)育了一系列大規(guī)模的斷裂，周圍出現(xiàn)大量的擠壓造山帶與側(cè)向擠出地體群(Meyeretal.，1998)。青海共和地區(qū)位于青藏高原東北緣，該地區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動(dòng)主要受青藏高原控制。共和盆地自有歷史記錄以來(lái)無(wú)中強(qiáng)及以上地震發(fā)生，且震中區(qū)無(wú)明顯出露地表的大規(guī)模活動(dòng)斷裂，加之地震震中距龍羊峽水庫(kù)僅約40km，故此次地震引起了地震學(xué)界的極大關(guān)注(劉耀煒，1996；張啟勝等，1999；張敏等，2000；萬(wàn)存緒等，2001；郝明等，2010)。國(guó)內(nèi)部分學(xué)者從不同的角度對(duì)該地震的震源機(jī)制及破裂過(guò)程進(jìn)行了研究。陳運(yùn)泰等(1994)運(yùn)用水準(zhǔn)測(cè)量資料反演了共和地震的震源過(guò)程，提出了 “共和地震是受到NE向水平構(gòu)造應(yīng)力的作用下，沿著一條走向NWW、傾向SSW的隱伏斷層發(fā)生的、以逆沖為主但具有走滑分量的左旋-逆斷層錯(cuò)動(dòng)”的觀點(diǎn)。許力生等(1997)運(yùn)用中國(guó)數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)記錄到的寬頻帶地震波形資料反演了震源過(guò)程及有關(guān)參數(shù)，判定這次地震發(fā)生在NWW向的陡傾角斷層上，斷層運(yùn)動(dòng)以逆沖為主。胥頤(1999)推測(cè)震區(qū)地殼深部存在NW走向、N傾的隱伏斷裂，認(rèn)為共和地震是青海南山沿該邊界斷裂向共和盆地推覆逆沖的結(jié)果，莫霍面的隆起也是導(dǎo)致該地區(qū)深部構(gòu)造活動(dòng)的可能因素。

地震的發(fā)生往往與地下介質(zhì)的高速異常體和低速異常體有關(guān)，不同介質(zhì)間的相互作用導(dǎo)致較軟物質(zhì)發(fā)生破裂產(chǎn)生地震。較大地震通常會(huì)產(chǎn)生斷層，斷層面的展布可以通過(guò)余震的空間分布得到。由于測(cè)震臺(tái)網(wǎng)對(duì)地震進(jìn)行定位時(shí)使用的方法具有一定局限性，尤其是對(duì)深度的約束不夠理想，故定位的準(zhǔn)確度需要加強(qiáng)。Zhang等(2003，2006)提出的雙差層析方法是Waldhauser等(2000)提出的雙差定位方法與地震學(xué)中常用的地震層析成像方法的結(jié)合，可同時(shí)解決2個(gè)問(wèn)題，即地震精定位的問(wèn)題和地殼三維速度計(jì)算的問(wèn)題。通過(guò)精定位的地震空間分布以及地殼三維速度不僅可刻畫(huà)出地下斷層的空間形態(tài)，也可對(duì)地下介質(zhì)的屬性進(jìn)行可視化成像，所得結(jié)果可為今后地震活動(dòng)性及危險(xiǎn)性分析提供重要的參考依據(jù)(韓曉明等，2018；李敏娟等，2018；左可楨等，2018)。共和地區(qū)自1995年以來(lái)并無(wú)大地震發(fā)生，但小地震數(shù)據(jù)非常豐富，這為本文的研究提供了數(shù)據(jù)保障。

本文利用雙差層析成像方法反演了青海共和及周邊地區(qū)(35°～38°N，99°～102°E，以下簡(jiǎn)稱研究區(qū)域)的三維速度結(jié)構(gòu)，并分析了精定位后的地震分布特征，以期研究1990年共和MS7.0地震以及近年來(lái)該地區(qū)持續(xù)不斷的中小地震發(fā)生的深部地質(zhì)構(gòu)造背景，并為后續(xù)研究該區(qū)域的地質(zhì)構(gòu)造結(jié)構(gòu)提供參考。

1 構(gòu)造背景

1990年共和MS7.0地震的震中位于(36°05′N，100°05′E，)，震源深度為30km，震區(qū)恰為哇玉香卡-拉干隱伏斷裂帶通過(guò)之處(陳玉華等，1998)。哇玉香卡-拉干斷裂是一條橫穿震區(qū)的主要活動(dòng)斷裂，是控制共和盆地南緣的一條隱伏活動(dòng)斷裂，西起茶卡鹽湖南側(cè)，經(jīng)哇玉香卡南側(cè)、新哲農(nóng)場(chǎng)南側(cè)、塘格木農(nóng)場(chǎng)向SE穿過(guò)黃河并終止于茫拉河谷一帶，總體沿NW向呈舒緩波狀展布。此外，鉆探資料顯示該斷裂傾向SW，傾角于深部較緩、淺部較陡，部分區(qū)域傾角近直立，且呈南升北降的逆斷層性質(zhì)，全長(zhǎng)150km。斷裂的新活動(dòng)在航衛(wèi)片上有較清晰的界線，其控制了共和盆地南緣的地貌形態(tài)，斷裂南側(cè)為高山地區(qū)，北側(cè)是低平原區(qū)。極震區(qū)等震線沿該斷裂呈一狹長(zhǎng)的橢圓分布(陳玉華等，1998)。1990年共和主震后所發(fā)生的10次MS≥5強(qiáng)余震有8次在主震周圍沿NWW向分布(張瑞斌等，1994)。共和盆地為古近-新近紀(jì)形成的斷陷盆地，主要接受中新世以來(lái)的沉積，缺失古近系，新近系—早更新統(tǒng)為一套河-湖相堆積，厚度>1i000m，當(dāng)時(shí)的沉積中心位于沙珠玉河一帶，大體呈EW向展布。在上新世與更新世之交，共和盆地受西域構(gòu)造體系南部拗陷帶的影響向SE擴(kuò)展。早更新世末與中更新世初的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)在共和盆地和貴德盆地之間形成一條NNW向的瓦里貢山斷隆，使一度統(tǒng)一的湖盆一分為二，并使共和盆地最終定型。隨著晚更新世時(shí)期NNW向構(gòu)造帶活動(dòng)的進(jìn)一步加劇，盆地內(nèi)次級(jí)隆凹帶開(kāi)始形成，使下更新統(tǒng)湖相堆積被擠壓隆升出露地表，并由于盆地南緣隱伏斷裂的持續(xù)活動(dòng)，造成了盆地與南側(cè)山體間明顯的地貌差異。全新世時(shí)期，盆地南緣NW向斷裂帶與NNW向隆凹帶的疊加作用進(jìn)一步增強(qiáng)(常寶琦等，1997)。

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)資料

在研究區(qū)及周邊區(qū)域主要分布甘肅、青海地震臺(tái)網(wǎng)和 “中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣探測(cè)——南北地震帶北段(ChinArray Ⅱ)”項(xiàng)目野外觀測(cè)臺(tái)陣共計(jì)57個(gè)寬頻帶地震臺(tái)，觀測(cè)資料信噪比高，數(shù)據(jù)質(zhì)量可靠。在2009年1月—2019年1月期間，共記錄到MS0.0以上地震8i024個(gè)(1)http:∥www.csndmc.ac.cn/。。圖1 給出了本文進(jìn)行雙差成像和定位所使用的研究區(qū)內(nèi)震中和臺(tái)站分布圖。

圖1 本文研究所使用的地震震中分布Fig.1 The distribution of earthquakes and seismic stations in Gonghe area，Qinghai Province.紅色五角星代表共和主震位置，黑色三角代表地震臺(tái)站

本文首先利用初至P波、初至S波的走時(shí)曲線從初始的8i024個(gè)事件中剔除與原始觀測(cè)報(bào)告之間存在較大誤差的震相數(shù)據(jù)，最終選取的數(shù)據(jù)分布于圖2 中綠色實(shí)線之間。其次，選取記錄臺(tái)站數(shù)至少為7個(gè)以上的地震事件，并按照地震間的相對(duì)位置對(duì)地震事件進(jìn)行配對(duì)，優(yōu)先考慮震中接近的2次地震事件。為保證研究數(shù)據(jù)的可靠性，在地震對(duì)分配過(guò)程中，以30km作為地震對(duì)之間的最大距離，距離>30km的不予考慮。由于余震事件的震中分布比較集中，因此設(shè)定單一地震最多可以和20個(gè)地震組成地震對(duì)。最終挑選出4i253個(gè)地震的63i872條絕對(duì)到時(shí)數(shù)據(jù)(P波34i716條、S波29i156條)，對(duì)研究區(qū)域進(jìn)行雙差定位和層析成像的聯(lián)合反演。由于不同體波的拾取精度不同，在反演過(guò)程中，將P波和S波的權(quán)重分別設(shè)置為1.0和0.5。

圖2 初至P波、初至S波走時(shí)曲線Fig.2 Time-distance curve of P and S wave.綠色線之間的數(shù)據(jù)為本文選取的數(shù)據(jù)

2.2 雙差層析成像原理簡(jiǎn)介

Zhang等(2003，2006)將雙差定位方法(Waldhauseretal.，2000)與地震層析成像相結(jié)合，提出了雙差層析成像方法。該方法首先對(duì)同一臺(tái)站記錄間距≤30km的地震進(jìn)行配對(duì)，并通過(guò)正演得到地震的理論到時(shí)，進(jìn)而得到觀測(cè)到時(shí)與理論到時(shí)的走時(shí)殘差，之后再對(duì)地震對(duì)的走時(shí)殘差求差并進(jìn)行反演。由于雙差層析成像方法同時(shí)利用絕對(duì)到時(shí)及相對(duì)到時(shí)實(shí)現(xiàn)三維速度結(jié)構(gòu)的反演和地震重定位，可大幅提高反演的精度，且由于地震對(duì)均為距離相近，即射線路徑相似的地震，具有相似的波形，故可減少臺(tái)站位置對(duì)于反演結(jié)果的影響。絕對(duì)走時(shí)可確定大尺度的速度結(jié)構(gòu)和絕對(duì)位置，雙差則可更精細(xì)地確定速度結(jié)構(gòu)和相對(duì)震源位置，改進(jìn)震中位置或速度結(jié)構(gòu)的精度都會(huì)使另一結(jié)果更加精確(Thurber，1992)，因此雙差層析成像方法基于更加精確的震中位置可以得到更為準(zhǔn)確的三維速度結(jié)構(gòu)。眾多研究應(yīng)用證明，相對(duì)常規(guī)絕對(duì)定位方法，雙差定位方法可以得到更加準(zhǔn)確的震源位置，并使整個(gè)地震叢集更加收斂，即便是對(duì)于空間跨度較大的研究區(qū)域其結(jié)果也更精確(Zhangetal.，2003；Okadaetal.，2006；于湘?zhèn)サ龋?010；侯金欣，2016；韓曉明等，2018；張珊珊，2019)。雙差層析成像方法的主要原理為：將地震事件記為i，臺(tái)站記為k，從震源到地震臺(tái)站的地震波走時(shí)可以表示為

(1)

(2)

因此，2個(gè)地震i與j到同一個(gè)觀測(cè)臺(tái)站k的走時(shí)殘差之差為

(3)

利用式(3)即可得到震中附近小范圍的速度結(jié)構(gòu)以及相對(duì)震中位置。

2.3 反演參數(shù)的選取

雙差層析成像方法在研究不同尺度的研究區(qū)域時(shí)通過(guò)輸入不同的三維規(guī)則網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)建立初始速度模型，并采用線性插值方法補(bǔ)充網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)以外任意點(diǎn)的速度值。理論上，速度網(wǎng)格的尺寸越小越好，但網(wǎng)格設(shè)置過(guò)小將使穿過(guò)的射線數(shù)過(guò)少，從而降低反演精度。因此，網(wǎng)格參數(shù)的設(shè)置將直接影響結(jié)果的有效性。本文結(jié)合檢測(cè)板結(jié)果平衡網(wǎng)格間距和射線分布后，在水平向分別沿經(jīng)度、緯度方向每間隔0.3° 設(shè)1個(gè)節(jié)點(diǎn)；垂直向上，在0～50km深度范圍內(nèi)，每5km設(shè)置1個(gè)節(jié)點(diǎn)。水平方向上的射線分布及網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)劃分如圖3 所示。

圖3 射線路徑及反演網(wǎng)格劃分Fig.3 Ray paths and grid nodes in the study region.黑色實(shí)線代表射線路徑，白色加號(hào)代表反演節(jié)點(diǎn)

針對(duì)初始速度模型，本文參考了前人在該區(qū)域的研究結(jié)果(左可楨等，2018)，選定的P波一維速度模型如表1 所示。利用和達(dá)法擬合P和S波震相走時(shí)數(shù)據(jù)，計(jì)算得到的P和S波的波速比為1.73。

表1 本文使用的一維速度模型Table1 Initial 1-D velocity model of P wave in Gonghe region

為保證結(jié)果的準(zhǔn)確性，在反演過(guò)程中分別加入了阻尼因子和光滑因子，排除數(shù)據(jù)誤差對(duì)反演結(jié)果造成的干擾(Eberhart-Phillips，1986；Thurberetal.，2009)。其中，光滑因子用來(lái)約束模型慢度參數(shù)，阻尼因子選得小可以更好地?cái)M合數(shù)據(jù)，但模型變化比較大，選取合適的阻尼因子能使數(shù)據(jù)方差較小的同時(shí)保證解的變化量不會(huì)嚴(yán)重增加。本文通過(guò)對(duì)不同的參數(shù)做迭代后畫(huà)出L曲線的方法選取最優(yōu)值，阻尼參數(shù)搜索范圍為10～2i000，光滑因子參數(shù)搜索范圍為0.000i1～2i000，根據(jù)L曲線(圖4)，最終選定阻尼因子為400、光滑因子為20。

圖4 使用不同的阻尼因子(a)和光滑因子(b)得到的L曲線Fig.4 Tradeoff curve with different damping coefficient(a)and smoothing coefficient(b).

3 反演結(jié)果與討論

3.1 分辨率測(cè)試結(jié)果

本文通過(guò)棋盤(pán)格測(cè)試(Humphreysetal.，1988；Zhaoetal.，1992)對(duì)反演的可靠性進(jìn)行評(píng)價(jià)。首先對(duì)劃分網(wǎng)格后的初始模型節(jié)點(diǎn)添加±5%的速度擾動(dòng)，由速度模型和觀測(cè)到的震相數(shù)據(jù)計(jì)算合成各個(gè)臺(tái)站的理論走時(shí)殘差，然后將該走時(shí)殘差作為已知量，以未加擾動(dòng)的模型作為參考模型，采用與實(shí)際觀測(cè)數(shù)據(jù)反演時(shí)相同的反演參數(shù)進(jìn)行反演計(jì)算，對(duì)比反演得到的模型與加入擾動(dòng)的模型，并分析棋盤(pán)格的恢復(fù)程度，通常棋盤(pán)格恢復(fù)度高的區(qū)域代表層析成像的分辨率較高。最終得到的棋盤(pán)格測(cè)試結(jié)果如圖5 和圖6 所示。由于青海地區(qū)臺(tái)站分布相對(duì)較少(圖1)，故該區(qū)域整體上分辨率相對(duì)較低。從深度分布來(lái)看，分辨率較高的優(yōu)勢(shì)區(qū)域?yàn)?5～50km深處。近地表區(qū)域受地形起伏以及沉積層低速區(qū)的影響，分辨率相對(duì)較低。15km以淺區(qū)域在地震分布較密地區(qū)恢復(fù)程度比其他區(qū)域好，最佳反演深度為15km。

圖5 不同深度P波棋盤(pán)格測(cè)試結(jié)果Fig.5 Resolution of checkerboard test of P waves at different depths.

圖6 不同深度S波棋盤(pán)格測(cè)試結(jié)果Fig.6 Resolution of checkerboard test of S waves at different depths.

3.2 重定位結(jié)果

經(jīng)過(guò)37次迭代計(jì)算，最終得到了4i253個(gè)地震的重定位結(jié)果，重定位后的地震震中分布如圖8所示。重定位后，震中有3個(gè)主要的集聚區(qū)：共和主震區(qū)、主震SE方向的隆起區(qū)域以及研究區(qū)域NE部的褶皺區(qū)。如圖7 所示，重定位前地震主要集中在4～11km深度范圍內(nèi)，深度為10km的地震最多，重定位后震源深度主要集中在2～20km范圍內(nèi)，在垂直剖面上地震呈條帶狀分布(圖12)。

圖7 重定位前(a)、后(b)地震定位深度分布Fig.7 Histograms of seismic location depth before(a)and after(b)relocation.

圖8 研究區(qū)內(nèi)重定位后地震震中分布圖Fig.8 Distribution of relocated events in the study area.五角星代表共和主震位置。3條綠色測(cè)線AA′、BB′、CC′分別為速度剖面的位置。黑線為主要斷層：F1鄂拉山斷裂；F2共和盆地南緣斷裂；F3共和盆地北緣斷裂；F4青海南山-循化南山斷裂；F5日月山斷裂；F6達(dá)坂山斷裂；F7軍功斷裂

3.3 反演結(jié)果與討論

圖9 和圖10 給出了反演得到的深度0～50km范圍內(nèi)P波和S波速度分布，圖中黑點(diǎn)代表發(fā)生在該截面上下各2.5km范圍內(nèi)的地震震中位置的投影，在30km深度處，紅色五角星代表1990年共和的主震位置(36°05′N，100°05′E)。從圖中可以看出，共和及周邊地區(qū)P波和S波的速度結(jié)構(gòu)具有明顯的橫向不均勻性。在0km、5km、10km的成像結(jié)果中可以看出，共和主震區(qū)及其SW向的小地震集聚區(qū)均為高、低速過(guò)渡區(qū)。研究區(qū)域東北部地表變形主要為褶皺變形，此處的小地震較為分散，在日月山斷裂(F5)處有條帶狀的小地震集中區(qū)。0～15km的成像結(jié)果中，在共和地震主震NE側(cè)的區(qū)域呈現(xiàn)明顯的P波低速異常，共和主震位于低速異常體內(nèi)，即共和盆地正下方區(qū)域，靠近高低速異常邊界。在30km以淺的成像結(jié)果中，在主震SW側(cè)均可以看到明顯的高速異常，5km深度處高速異常區(qū)域最大，這與胥頤(1999)等的研究結(jié)果一致。這種震源分布特征也與前人在其他地區(qū)的研究結(jié)果相符(陳兆輝等，2014；王小娜等，2015；李敏娟等，2018)，在一定程度上也佐證了本文反演結(jié)果具有較高的分辨率和可靠性(王長(zhǎng)在等，2013)。S波速度結(jié)構(gòu)中的大的異常分布特征與P波基本一致。在30km深的S波成像結(jié)果中，主震位于高、低速異常邊界處。

圖9 水平向不同深度的P波速度分布Fig.9 Velocity variations on horizontal slices of P waves at different depths.

圖10 水平向不同深度的S波速度分布Fig.10 Velocity variations on horizontal slices of S waves at different depths.

為了進(jìn)一步了解1990年共和MS7.0地震震源區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)特征與地震活動(dòng)性之間的關(guān)系，我們經(jīng)過(guò)共和主震震中的位置沿NW和NE向分別構(gòu)建了2條速度剖面AA′、BB′，再平行于BB′構(gòu)建第3條速度剖面CC′(圖8 中的綠色虛線即為3條剖面的位置)，剖面的成像結(jié)果如圖11—13所示。黑點(diǎn)為發(fā)生在剖面兩側(cè)各0.1°范圍內(nèi)的地震在該剖面上的垂直投影，五角星代表1990年共和主震的位置。

通過(guò)AA′剖面(圖11)可以看出，共和MS7.0主震發(fā)生在低速區(qū)內(nèi)，靠近高、低速交界處，震源區(qū)NW側(cè)存在明顯的P波和S波低速異常，該異常在深度上從5km一直延伸到40km，緯度方向的范圍為35.28°～35.7°N；15～20km深度處有一處低速異常；共和主震上方的淺層區(qū)域(2～20km)內(nèi)發(fā)生了大量的小地震，如圖9和圖10 中的橫向剖面所示，共和盆地北緣斷裂(F3)南段末梢處的地震主要集中在高、低速過(guò)渡的區(qū)域。S波的速度結(jié)構(gòu)與P波大體一致。

圖11 地形截面(a)以及沿AA′剖面上P波(b)和S波(c)的速度分布Fig.11 Topographic section(a)and velocity structure of P(b)and S wave(c)along the AA′ section.黑色點(diǎn)為剖面前、后側(cè)0.1°內(nèi)的地震在該剖面的垂直投影，紅色五角星為共和主震位置

通過(guò)BB′剖面(圖12)可知，1990年共和MS7.0地震震中位于低速區(qū)內(nèi)，在P波和S波的速度剖面結(jié)果中均可以看出共和主震的NE側(cè)存在明顯的低速異常，如P波的速度結(jié)構(gòu)所示，主震的SW側(cè)是高速異常，該異常從地下向NE向上逆沖至接近地表處，高、低速異常邊界的傾角在深部約為45°，推測(cè)在35.95°N處即為哇玉香卡-拉干隱伏斷裂，這與前人通過(guò)地質(zhì)探測(cè)得到的斷面傾向SW，傾角深部較緩、淺部較陡，部分區(qū)域近直立，南升北降且呈逆斷層的性質(zhì)一致(陳玉華等，1998)，也進(jìn)一步佐證了本文反演的可靠性。在共和主震的正上方，地震在豎直方向主要呈條帶狀分布，且集中在高、低速異常交界處，主震發(fā)生在低速異常體內(nèi)，這與陳運(yùn)泰等(1994)提出的 “共和地震是在壓力軸方向?yàn)榻咏谒降腘E向的構(gòu)造應(yīng)力作用下，沿著一條走向?yàn)镹WW、傾向SSW的隱伏斷層發(fā)生的、以逆沖為主但具有走滑分量的左旋-逆斷層錯(cuò)動(dòng)”的觀點(diǎn)一致。35.4°N和36.9°N處的地震分別與鄂拉山斷裂(F1)和日月山斷裂(F5)所對(duì)應(yīng)，且分布在高、低速轉(zhuǎn)換區(qū)域。

圖12 地形截面(a)以及沿BB′剖面上P波(b)和S波(c)的速度分布Fig.12 Topographic section(a)and velocity structure of P(b)and S wave(c)along the BB′ section.黑色點(diǎn)為剖面前后側(cè)0.1°內(nèi)的地震在該剖面的垂直投影，紅色五角星為共和主震位置

通過(guò)CC′剖面(圖13)可知，35.7°～37°N范圍內(nèi)發(fā)生了大量地震，主要集中在2～23km深度內(nèi)，呈條帶狀分布。與BB′剖面類似，CC’剖面顯示35°～35.8°N處有高速異常，該異常有向上逆沖的態(tài)勢(shì)，35.8°～36.2°N是傾向SW的低速異常，日月山斷裂(F5)NE側(cè)地下5～40km深處為高速異常，推測(cè)是在NE向近水平的構(gòu)造應(yīng)力作用下，高、低速塊體進(jìn)一步相互作用，因此在融合過(guò)程中導(dǎo)致大量小地震發(fā)生，研究區(qū)域NE側(cè)地面的褶皺地形也驗(yàn)證了這一點(diǎn)。

圖13 地形截面(a)以及沿CC′剖面上P波(b)和S波(c)的速度分布Fig.13 Topographic section(a)and velocity structure of P(b)and S wave(c)along the CC′ section.黑色點(diǎn)為剖面前后側(cè)0.1°內(nèi)的地震在該剖面的垂直投影

4 結(jié)論

本文使用青海、甘肅數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)及流動(dòng)臺(tái)陣記錄到的35°～38°N，99°～102°E范圍內(nèi)2009年1月—2019年1月地震初至P波和S波的到時(shí)資料，應(yīng)用雙差層析成像方法聯(lián)合反演了研究區(qū)域精細(xì)三維速度結(jié)構(gòu)，同時(shí)也得到了地震重定位的震源位置參數(shù)。結(jié)果顯示：

(1)重定位后地震有3個(gè)主要的集聚區(qū)：共和主震區(qū)、主震SW側(cè)的隆起區(qū)域以及研究區(qū)NE側(cè)的褶皺區(qū)。共和地區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)出明顯的橫向不均勻性。共和主震震中NE側(cè)區(qū)域呈現(xiàn)出明顯的低速異常，共和主震位于低速異常體內(nèi)，即共和盆地的正下方區(qū)域，靠近高、低速異常邊界。在主震SW和NW側(cè)均可看到明顯的高速異常。

(2)在P波、S波的BB′速度剖面中均可以看出主震的SW側(cè)為高速異常，該異常從地下向NE向上逆沖至接近地表處，推測(cè)35.95°N處即為哇玉香卡-拉干隱伏斷裂，這與前人通過(guò)地質(zhì)探測(cè)得到的斷面傾向SW，傾角深部較緩、淺部較陡，部分區(qū)域近直立，南升北降且呈逆斷層性質(zhì)一致。推測(cè)共和主震的發(fā)生是在水平NE向的構(gòu)造應(yīng)力作用下，走向?yàn)镹WW、傾向SSW的隱伏斷層滑動(dòng)所造成的。

(3)在CC′的剖面中可以看出日月山斷裂NE側(cè)的地下5～40km為高速異常，35.7°～37°N范圍內(nèi)有大量小地震發(fā)生在高速和低速異常的周圍，推測(cè)是在近水平、NE向構(gòu)造應(yīng)力的作用下，高、低速塊體進(jìn)一步相互作用，進(jìn)而形成斷層及地面褶皺，在融合過(guò)程中導(dǎo)致發(fā)生了大量小地震。

致謝中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)張海江教授為本研究提供了TomoDD程序，在此表示感謝；本文部分圖件由GMT繪制。