榮昌及周邊三維速度結(jié)構(gòu)初步研究

李翠平 唐茂云 郭衛(wèi)英 王小龍 董 蕾

(重慶市地震局， 重慶 401147)

0 引言

經(jīng)中國地震臺網(wǎng)中心測定， 北京時間2016年12月27日08時17分， 重慶榮昌區(qū)發(fā)生MS4.9 地震， 震中位于四川盆地東緣的華鎣山基底斷裂系中北段。該區(qū)域地震活動性原本很弱， 自20世紀(jì)80年代末起， 由于天然氣田廢水回注的影響， 出現(xiàn)4.0級地震頻發(fā)的現(xiàn)象， 目前已發(fā)生了14次MS≥4.0地震， 最大為1997年榮昌MS5.2 地震(圖 1)。從地質(zhì)構(gòu)造背景來看， 華鎣山基底斷裂以西的川中穹窿地區(qū)變形微弱、 斷層發(fā)育不明顯， 以鼻狀或短穹隆狀背斜構(gòu)造為特點。而其東側(cè)為川東陷褶束， 表現(xiàn)為沉積蓋層在結(jié)晶基底之上的滑脫變形， 產(chǎn)生一系列狹長背斜和寬大平緩向斜相間排列的侏羅山式隔擋式褶皺以及與背斜構(gòu)造共生的中等規(guī)模斷續(xù)分布的早—中更新世地表和隱伏斷層， 長度多為幾千米至幾十千米(丁仁杰等， 2004； 李峰等， 2013)。區(qū)域內(nèi)中等地震頻發(fā)被認(rèn)為是人為注水使這些中等規(guī)模的斷層發(fā)生再活動所致(Leietal.， 2008； 王小龍等， 2015； 王志偉等， 2018)。多名學(xué)者先后分析了該區(qū)域的地震活動與注水的關(guān)系， Lei等(2008)基于ETAS模型對1988—2006年榮昌地區(qū)的地震活動進行了詳細(xì)研究， 認(rèn)為榮昌誘發(fā)地震序列的物理機制是伴隨深井注水的孔隙壓力擴散作用和先前地震本身引起的庫侖破裂應(yīng)力變化聯(lián)合作用的結(jié)果。此外， 有研究通過傳統(tǒng)統(tǒng)計學(xué)方法分析榮昌地區(qū)注水和地震活動(1993—2006)的關(guān)系， 發(fā)現(xiàn)兩者存在很好的相關(guān)性(黃世源等， 2007； 朱麗霞等， 2007)。2010年9月10日MS4.5 和2014年2月23日ML3.8地震的震源參數(shù)結(jié)果表明其震源深度與注水井深度一致， 為注水活動誘發(fā)的構(gòu)造地震活動(王小龍等， 2012， 2015)。王志偉等(2018)采用匹配定位方法對榮昌地區(qū)2008—2011年的微小地震進行檢測和定位， 結(jié)合ML≥3.5地震的震源機制解， 表明地震主要分布在幾條隱伏斷層附近， 與注水活動導(dǎo)致已有斷層的再活動有關(guān)。

圖 1 研究區(qū)臺站、 歷史震中分布圖Fig. 1 Seismic stations and historical earthquakes in the study area.

前人多對研究區(qū)2012年以前的地震活動進行分析， 之后該區(qū)域又相繼發(fā)生了5次4.0級以上地震， 特別是2016年榮昌MS4.9 地震， 對當(dāng)?shù)鼐用裨斐闪艘欢ǖ挠绊懀?針對此次地震的孕震環(huán)境以及人為注水活動對震區(qū)地殼介質(zhì)結(jié)構(gòu)的影響都亟待開展進一步研究。此外， 現(xiàn)有的研究結(jié)果在該區(qū)域震源分布與三維速度結(jié)構(gòu)之間的關(guān)系方面涉及較少， 這為認(rèn)識榮昌地區(qū)深部介質(zhì)環(huán)境以及破裂過程的深部構(gòu)造成因機制帶來困難。本文基于2008年1月—2020年6月重慶區(qū)域地震臺網(wǎng)、 流動地震臺網(wǎng)和自貢地方臺網(wǎng)記錄的地震觀測報告， 開展榮昌及周邊精細(xì)的三維速度結(jié)構(gòu)和地震重定位研究， 為更深入地了解該區(qū)域中等地震的發(fā)震構(gòu)造和注水活動影響范圍提供基礎(chǔ)信息。

1 方法和數(shù)據(jù)

1.1 地震數(shù)據(jù)

表 1 榮昌及周邊斷裂性質(zhì)Table1 The fault properties in the Rongchang and its adjacent areas

1.2 雙差層析成像方法

地震層析成像是一種利用大量地震觀測數(shù)據(jù)反演地下介質(zhì)的速度以及震源參數(shù)等重要信息的方法。本文基于獲得的絕對到時和相對到時數(shù)據(jù)， 采用Zhang等(2003， 2006)提出的雙差層析成像方法進行速度結(jié)構(gòu)反演。該方法在雙差定位算法(Waldhauseretal.， 2000)的基礎(chǔ)上加入速度參數(shù)項， 減少了雙差定位中假設(shè)臺站到事件對之間路徑為恒定速度所引起的誤差， 通過改變速度模型重新計算震源參數(shù)， 使得定位精度進一步提高。同時相對精確的地震定位可以降低由于射線路徑的不同造成的速度結(jié)構(gòu)反演的誤差， 從而提高速度結(jié)構(gòu)反演的精度， 其獲得的分辨尺度可達3～5km， 能夠刻畫出較小尺度范圍內(nèi)比較精細(xì)的速度結(jié)構(gòu)(Zhangetal.， 2003； 王小娜等， 2015)， 可用于研究地震活動與速度結(jié)構(gòu)的關(guān)系(肖卓等， 2017； 韓曉明等， 2018； 劉白云等， 2018； 王長在等， 2018； Longetal.， 2020)和庫水滲透影響作用(Dixitetal.， 2015； 吳海波等， 2018)， 所得結(jié)果將為分析地震孕育發(fā)生環(huán)境等提供重要信息。

圖 2 a 研究區(qū)斷層、 注水井、 網(wǎng)格節(jié)點； b 初始一維速度模型Fig. 2 The distribution map of faults， injection wells and grid nodes(a)and initial 1D velocity model(b) in the study area.綠色六邊形代表注水井， 六邊形內(nèi)的數(shù)字代表注水井編號， 其中注水井1螺4井， 2螺2井， 3包11井， 4包24井， 5包18井， 6 包23井(圖7和圖8相同)

同時， 雙差層析成像方法在反演解算中采用阻尼最小二乘分解算法(LSQR)求解， 該算法中的光滑權(quán)重(smooth)和阻尼(damp)參數(shù)可約束地震位置和慢度的變化量， 影響反演結(jié)果的穩(wěn)定性。因此， 在實際數(shù)據(jù)反演前， 要對不同的光滑權(quán)重和阻尼參數(shù)進行權(quán)衡分析(Eberhart， 1986； 王小娜等， 2015)， 利用L曲線法進行不同光滑權(quán)重和阻尼值的測試， 通過歸一化模型與走時殘差關(guān)系曲線分析獲得最佳的光滑權(quán)重和阻尼參數(shù)。分析顯示， 當(dāng)光滑權(quán)重和阻尼參數(shù)分別為20和300時(圖 3)模型較平滑， 且走時殘差也相對較小， 故在反演成像中采用這2個值。

圖 3 利用L曲線選擇最佳的光滑權(quán)重和阻尼參數(shù)Fig. 3 The best smoothing weight and damping parameters selected by trade-off curves.

在實際數(shù)據(jù)反演過程中共進行7輪迭代， 不斷地調(diào)整迭代參數(shù)， 使WRCT和WDCT值不斷降低， 并根據(jù)迭代結(jié)果調(diào)整阻尼值， 使得表征雙差方程條件數(shù)的CND為40～80。被定位到空氣中的個數(shù)(AQ)從初始的12個減少到結(jié)束時的0個， 地震走時殘差均方根(RMS)也由初始的299ms降為36ms， 說明迭代過程趨于穩(wěn)定合理。重定位前地震走時殘差均方根的主要分布范圍為200～800ms， 重新定位后地震走時殘差均方根主要集中在0～150ms(圖 4)， 定位精度明顯提高。

圖 4 定位前(a)、 后(b)0～1200ms范圍內(nèi)地震走時殘差均方根直方圖Fig. 4 Histograms of travel time residual RMS between 0～1200ms for seismic events before(a)and after(b)the relocation.

2 結(jié)果分析

2.1 分辨率及可靠性分析

圖 5 研究區(qū)內(nèi)不同深度的檢測板結(jié)果Fig. 5 Checkerboard test results at different depths in the study area.

圖 6 沿X、 Y方向速度剖面的檢測板結(jié)果Fig. 6 Checkerboard test results along the direction of X and Y.

圖 7 深度為0～16km處的P波速度結(jié)構(gòu)及地震分布Fig. 7 Distribution of P wave velocity structure and earthquake in 0～16km deep layer.紅色五角星表示層面上下各1.5km范圍MS>4.0的地震(圖8相同)

2.2 P波速度結(jié)構(gòu)

采用雙差層析成像方法得到了榮昌及周邊不同深度層和不同剖面上P波速度結(jié)構(gòu)分布圖?？紤]該區(qū)域地震的震源深度和檢測板結(jié)果， 本文主要針對上地殼20km以內(nèi)的速度結(jié)構(gòu)特征進行分析。圖 7 為研究區(qū)不同深度層的P波速度分布圖， 將每條速度剖面上下1.5km范圍內(nèi)的地震事件投影到剖面上。其中1km深度層的P波高速區(qū)分布在螺觀山背斜的北端， 該區(qū)域發(fā)育燕子巖斷層、 螺觀山南翼隱伏斷層和廣順橫斷層等多條斷層， 螺4井也分布在該區(qū)域， 該注水井自1984年開始向約2km的深度注入廢水， 一直持續(xù)到2001年。但由于1km深度處的分辨率結(jié)果有限， 該高速區(qū)的分布僅作參考。4km深度層P波高速區(qū)分布在仁義—榮昌一帶， 該區(qū)域分布著4口注水井， 是自2008年以來榮昌持續(xù)注水的主要集中區(qū)域(魏紅梅等， 2014； 王小龍等， 2015)。7km深度層的速度結(jié)構(gòu)與淺表層相比有明顯變化， 仁義—榮昌高速區(qū)的范圍明顯縮小， 華鎣山基底斷裂的西側(cè)盤龍和隆昌地區(qū)表現(xiàn)為高速區(qū)， 這與基于接收函數(shù)反演得到的盤龍測震臺在6～8km出現(xiàn)高速層的結(jié)果一致(王小龍等， 2012)。而華鎣山斷裂東側(cè)榮昌—雙河地區(qū)則表現(xiàn)為大范圍的低速區(qū)， 這種高速區(qū)和低速區(qū)的差異分布一直持續(xù)到13km深度。華鎣山斷裂以東的川東陷褶束基底主要由一套巨厚的沉積變質(zhì)碎屑巖夾碳酸鹽巖與火山碎屑巖的復(fù)理石建造所組成， 屬低密度和弱至無磁性的塑性基底結(jié)構(gòu)， 而以西的川中臺拱基底是由密度高、 磁性強的一套基性中性及較強磁性的火成巖組成(趙從俊， 1984)。本文反演的速度結(jié)構(gòu)結(jié)果顯示以華鎣山斷裂帶為界， 7～13km深度處兩側(cè)呈現(xiàn)截然不同的速度分布， 這與前人的研究結(jié)果基本吻合。

圖 8 研究區(qū)不同剖面的P波速度結(jié)構(gòu)Fig. 8 P wave velocity structure along the different profiles.紅色倒三角表示斷層在地表的位置

圖 8 展示了不同剖面上的P波速度結(jié)構(gòu)分布， 顯示出3個明顯特征： 1)12km深度處為明顯的速度界面， 其上速度起伏變化較大， 其下速度變化較平穩(wěn)。根據(jù)榮昌地震反射剖面結(jié)果可知， 榮昌地區(qū)的上地殼為典型的薄皮構(gòu)造， 表現(xiàn)為沉積蓋層在基底面之上滑脫、 變形， 并發(fā)育多條逆沖斷層和褶皺， 基底埋深10～11km， 最深可達12km(王贊軍等， 2018)。本文結(jié)果中12km深處的速度界面對應(yīng)了上地殼沉積蓋層和結(jié)晶基底的分界深度層。2)在螺2井位置下3～7km深度有明顯的高速體。螺2井注水時間為1991—2012年， 周邊發(fā)育埋深1.7km的螺觀山北翼隱伏斷層， 高速體沿著該斷層的傾向分布， 可能表明螺觀山北翼隱伏斷層是廢水下滲的主要斷裂通道。3)Y=-10km和Y=0km剖面的速度結(jié)構(gòu)能夠較好地反映螺觀山褶皺的形態(tài)， 也進一步論證了結(jié)果的可靠性。

2.3 地震活動與速度結(jié)構(gòu)的關(guān)系

基于雙差層析成像反演得到了榮昌及周邊2008年以來相對精確的地震時空展布特征， 重定位后的地震叢集性更加明顯， 除了2020年分布在榮昌與瀘縣交界附近的地震外， 其余地震主要分布在變形強烈的螺觀山背斜軸部， 呈明顯的NE向帶狀分布， 與背斜和斷層走向一致(圖7a， b)， 優(yōu)勢深度為0～6km(圖 9)。該區(qū)域受廢水回注的影響， 周邊的地表和隱伏斷層易活化， 而使地震活動與斷層表現(xiàn)較強的空間相關(guān)性。2009年8月8日MS4.3 、 2010年2月22日MS4.3 和2010年9月10日MS4.5 地震位于地表燕子巖斷層上， 震源機制解較為一致， 均顯示為NE走向的逆沖型地震(表2)。垂直于斷層走向的P波速度剖面(圖8c)顯示地震呈SE傾向的帶狀分布， 位于高、 低速分界線上， 發(fā)生在其底端的2010年9月10日MS4.5 地震則更偏向于北西側(cè)的高速區(qū)。利用根據(jù)小地震分布確定斷層面參數(shù)的方法對該地震條帶進行斷層面走向和傾角參數(shù)的求解(萬永革等， 2008)， 得到地震斷層面的走向為42°， 傾角為80°， 傾向SE， 斷層深度為1～6km， 對應(yīng)MS4.5 地震震源機制解的節(jié)面Ⅱ。該地震條帶的發(fā)震斷層與螺觀山南翼隱伏斷層和燕子巖斷層的產(chǎn)狀相吻合， 由于地震主要位于斷層的南東盤且1km深度以淺地震分布較少， 與螺觀山南翼隱伏斷層的位置和埋深一致， 故推測螺觀山南翼隱伏斷層應(yīng)為其發(fā)震斷層。2009年8月8日MS4.5 地震也有類似的規(guī)律(圖8e)。2016年12月27日MS4.9 和2016年12月28日MS4.0 地震則分布在以螺觀山北翼隱伏斷層為界限的高、 低速交界地區(qū)(圖8b， f)， 該處地表未見斷層出露， 僅存在螺觀山北翼隱伏斷層， 該斷層走向225°， 傾角45°， 傾向NW(丁仁杰等， 2004)， 與2016年12月27日MS4.9 的震源機制解的節(jié)面Ⅰ相吻合。

圖 9 初始定位(a)和重定位(b)震源深度統(tǒng)計直方圖Fig. 9 The statistical histogram of focal depth before(a) and after(b) relocation.

表 2 研究區(qū)MS≥4.0地震的震源機制解Table2 Focal mechanism solutions of MS≥4.0 earthquake in the study area

2.4 注水對榮昌地區(qū)速度結(jié)構(gòu)的影響

3 結(jié)論

本文基于2008年1月—2020年6月重慶區(qū)域臺網(wǎng)固定臺站、 流動臺網(wǎng)及自貢地方臺網(wǎng)記錄到的大量地震事件的P波、 S波到時數(shù)據(jù)， 采用雙差層析成像方法反演獲得了榮昌及周邊精細(xì)的三維P波速度結(jié)構(gòu)和地震事件的重定位結(jié)果， 得到的主要認(rèn)識如下：

(1)榮昌及周邊上地殼為典型的薄皮構(gòu)造， 為變形強烈的沉積蓋層與結(jié)晶基底的雙層結(jié)構(gòu)， 本文的P波速度結(jié)構(gòu)結(jié)果顯示該地區(qū)12km深度為2層的分界深度， 與榮昌地震反射剖面結(jié)果一致。4km深度以內(nèi)的高、 低速區(qū)分布與7～13km以下深度層存在明顯差別， 7～13km深度層的速度結(jié)構(gòu)顯示華鎣山基底斷裂東、 西兩側(cè)的川中臺拱和川東陷褶束分別表現(xiàn)為低速區(qū)和高速區(qū)， 與前人的研究結(jié)果基本一致。

(2)榮昌淺表層P波速度結(jié)構(gòu)橫向差異變化較大， 在螺觀山背斜軸部的螺2注水井附近為高速區(qū)， 分布深度為3～7km， 該井周邊發(fā)育埋深1.7km的螺觀山北翼隱伏斷層， P波高速體主要沿著螺觀山北翼隱伏斷層的傾向分布， 可能表明該斷層是廢水下滲的主要斷裂通道， 下滲深度達7km， 使該斷層兩側(cè)存在較大的速度差異。2016年12月27日MS4.9 和2016年12月28日MS4.0 地震就分布在該速度過渡帶上。

(3)地震重定位結(jié)果顯示地震主要分布在變形強烈的螺觀山背斜軸部， 呈明顯的NE向帶狀分布， 震源優(yōu)勢深度為0～6km。以廣順橫斷層為界， 南側(cè)的地震表現(xiàn)為傾向SE的地震條帶， 結(jié)合震源機制解和區(qū)域地震構(gòu)造環(huán)境分析， 廣順橫斷層南側(cè)的MS>4.0地震的發(fā)震斷層應(yīng)為螺觀山南翼隱伏斷層， 而廣順橫斷層北側(cè)的地震活動可能與螺觀山北翼隱伏斷層有關(guān)。

致謝中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)張海江教授提供了雙差層析成像程序； 重慶地震臺網(wǎng)中心提供了地震觀測報告； 審稿專家為本文提供了修改意見和建議； 本文圖件使用GMT及Origin軟件繪制。在此一并表示感謝！