Velocity structures and aftershock distribution in the source region of the 2017 Jiuzhaigou MS7.0 earthquake
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摘要: 采用九寨沟MS7.0 （MW6.5）地震的余震直达P波、S波走时数据，通过体波走时层析成像方法，获得了震源区及其邻区的P波和S波速度结构，并利用成像结果对余震进行了重定位。结果显示：余震主要集中分布于高、低速异常交界处偏低速异常一侧，呈走向NNW，倾向SW，倾角较高的分布特征；余震序列两侧的P波、S波速度结构揭示了发震断层两侧介质性质的差异，即上盘为刚性较强的高地震波速度区，下盘为刚性较弱的低地震波速度区。由余震分布特征和地震波速度结构推断：九寨沟地震发生在上地壳底部，发震断层具有上盘地震波速度高、下盘地震波速度低的特征；主震引起的后续破裂在上地壳内部的剧烈形变区内传播，破裂能量终止于25 km深度附近。Abstract: Using the arrival times from the aftershocks of 2017 Jiuzhaigou MS7.0 （MW6.5） earthquake, the P- and S-wave velocity structures in the source region and its adjacent area are obtained by means of the body wave tomography method. The results show that the aftershocks, characterized by NNW-striking, SW-trending and a high dip angle, are mainly concentrated on one side of the low-velocity anomalies at the intersection of high- and low-velocity anomalies. The P- and S-wave velocity structures reveal the differences of crustal property on both sides of the seismogenic fault: the hanging-wall is a high-velocity zone with strong rigidity while the footwall is a low-velocity zone with weak rigidity. According to the distribution of aftershocks and the seismic velocity structure, it can be inferred ultimately that the 2017 Jiu-zhaigou MS7.0 earthquake occurred on the lower interface of the upper crust, following with the rupture propagated in a dramatically deformed area in the upper crust and terminated near the depth of 25 km, and the seismogenic fault has the property of low-velocity hanging-wall and high-velocity footwall.
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Keywords:
- Jiuzhaigou earthquake /
- tomography /
- aftershocks relocation /
- seismic velocity
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引言
2017年8月8日21时19分，四川省阿坝州九寨沟地区发生MS7.0地震。此次地震在极震区及其周边地区引发了包括崩塌、滑坡等在内的大量次生地质灾害，造成了严重的人员伤亡。九寨沟MS7.0地震发生于岷山地块内部。岷山地块是位于青藏高原东缘、隶属于巴颜喀拉地块的次级地质块体，地壳结构与孕震环境极为复杂。
地震波速度是了解和探究强震孕震环境的主要依据，也是与介质特性密切相关的重要地震学参数。前人在探究青藏高原东缘以及川滇地区的壳幔速度结构时，获得了与此次地震震中位置及其邻区相关的地震波速度结构，为了解此次地震震源区大尺度的速度结构与孕震环境提供了有利参考和依据。王椿镛等（2002）获得的川滇地区上地壳速度异常分布中，此次地震所处的川西高原具有低P波速度异常的特征，从龙门山断裂向其西侧的岷江断裂、龙日坝断裂过渡的区域内存在地震波速度差异。吴建平等（2009）获得的汶川地震余震区及周边区域三维P波速度结构中，震源区1 km和10 km深度处于P波速度低速异常的边缘。王椿镛等（2002）和吴建平等（2009）的结果一致地揭示了此次九寨沟地震震中西侧以岷江断裂带为界的马尔康次级地块与岷山次级地块之间存在明显的速度结构差异。范文渊等（2015）关于青藏高原东部和周边地区的背景噪声层析成像结果显示，松潘−甘孜地块在7.5 km深度上的S波速度变化范围为3.2—3.4 km/s，在27.5 km深度上的S波速度变化范围为3.6—3.8 km/s。江晓涛等（2013）利用接收函数方法获得的青藏高原东缘S波速度显示，九寨沟台站下方0 km深度处S波速度为2.8 km/s，10 km和20 km深度处的S波速度均为3.7 km/s，30 km深度处存在速度值为3.4 km/s的低速层。
由于震后架设的流动台站与震源区附近的固定台站组成联合台网，较大地提高了震源区的台站密度，进而可以对震源区及其邻区的速度结构进行更高分辨率的研究。本文拟借助此次主震后余震序列的直达波到时数据，使用体波走时层析成像方法，获得震源区的三维P波、S波速度结构和余震序列重定位结果，并探讨相关的构造意义，以期反映此次地震的孕震背景。
1. 数据和方法
本文观测数据来自由主震附近200 km范围内的14个固定台站和甘肃省地震局、四川省地震局在震后架设的6个流动观测台站组成的联合观测台网（图1），选取该台网2017年8月8日至2017年8月21日记录到的4 901条地震震源的完备信息，从中挑选至少同时具有4个Pg和4个Sg走时记录的余震作为反演的观测数据。筛选后所得观测数据为2 110次ML≥1.5的余震，共计13 186个Pg走时和13 782个Sg走时数据。
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图 1 九寨沟MS7.0地震及其余震震中、震源区附近台站及主要断裂分布Figure 1. Location of the Jiuzhaigou MS7.0 earthquake and distribution of aftershocks，stations and faults near the main-shock region基于射线理论对速度结构进行反演，无论在一维还是三维模型中，其理论公式均表达为
$ {t_{\rm{r}}} {\text{＝}} {t_{\rm{o}}} {\text{－}}{t_{\rm{c}}} {\text{＝}} \mathop \sum \limits_{k {\text{＝}} 1}^4 \frac{{{\text{∂}} f}}{{{\text{∂}} {h_k}}}\Delta {h_k} {\text{＋}} \mathop \sum \limits_{i {\text{＝}} 1}^n \frac{{{\text{∂}} f}}{{{\text{∂}} {m_i}}}\Delta {m_i} {\text{＋}} e {\text{，}} $
(1) 式中：tr为走时残差；to为观测走时；tc为理论走时；hk为震源参数（震源位置与发震时刻）；mi为速度参数（P波和S波速度）；e为误差项，包括到时拾取误差、由台站位置和参考模型精度以及近似线性处理所造成的误差。速度结构反演的目的是不断修正震源位置、速度等模型参数，使得走时残差在范数意义下最小化。鉴于该过程对模型参数的初始值具有较强的依赖性，本文首先构建一维初始速度模型以调整震源位置参数，再利用初始模型进行三维层析成像，以进一步修正震源位置参数。
构建一维初始速度模型的过程如下：首先，根据Crust1.0 （Laske et al，2013 ）地壳模型中九寨沟地区的速度结构，利用随机扰动的方法，建立5 000个一维速度模型；其次，将这些随机模型作为初始模型分别进行一次迭代的一维反演（图2a和2b），统计走时残差均方根；最后，选择使走时残差均方根最小的随机模型作为一维反演的初始速度模型。在本研究中，不同的初始模型造成的均方根差异可达到最大均方根值的80%。随后通过VELEST程序（Ellsworth，Koyanagi，1977；Kissling et al，1994 ，1995）对研究区一维地壳结构和余震震源位置进行迭代修正，统计每次迭代后走时残差的均方根，对反演结果进行初步评定。迭代结果如图2c所示，可见：经过7次迭代后，数据的协方差、方差、均方根残差分别从1.33，0.91，0.95降至0.13，0.09，0.30；而且从第7次迭代之后，这些统计量基本保持不变。
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图 2 一维P波速度（a）、S波速度（b）反演结果和走时残差随迭代次数的变化（c）Figure 2. P-velocity （a）， S-velocity （b） obtained by one-dimensional inversion and the curve of data residual versus iteration number （c）研究区一维速度模型的深度范围为0—30 km，以5 km为深度间隔进行分层，共分为6层。由于直达波射线主要穿过0—25 km深度区，因此，该深度范围内各速度分层的P波和S波速度均能受到较好的约束；且在该深度范围内，P波速度从浅层的4.60 km/s逐渐增加至6.55 km/s，S波速度则由2.9 km/s增加至3.78 km/s。研究区地壳一维P波速度和S波速度结构具有一个共同特征：深度为0—5 km时，速度梯度较大，P波速度的增量为0.80 km/s，S波速度的增量为0.43 km/s；在5 km以深区域，P波和S波速度则变为以较小梯度缓慢增加。
一维重定位后的2 110次余震的分布情况如图3所示。为了评估一维反演的定位质量，对比了原始地震走时残差与一维反演后地震走时残差均方根的分布情况（图4），该均方根为与地震事件有关的所有走时数据残差的均方根，其大小反映了震源位置参数求解的精确度。
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图 4 一维重定位前（a）、后（b）地震走时残差均方根统计图Figure 4. The traveltime residuals root-mean square histograms of original events （a） and relocated events （b）![]()
图 3 一维重定位后的震中分布（a）及震源沿纬度（b）和经度（c）方向的纵向投影Figure 3. Distribution of relocated hypocenters （a）， the vertical projection of aftershocks along latitude （b） and longitude （c）由图4可以看出：在一维重定位前（图4a），2%的地震走时残差均方根处于0—0.3 s范围内，90%的地震走时残差均方根处于0.3—0.8 s的范围内；而重定位后（图4b），76%的地震走时残差均方根介于0—0.3 s之间。因此，本研究获得的一维速度模型极大地降低了地震走时残差均方根。
将研究区一维速度模型作为三维反演的初始模型，经过多个一次迭代反演过程，确定反演所用的阻尼因子为50 （图5a）；然后，根据偏导权重和参数（描述能够约束某一网格节点处速度值的射线数量）不断调整反演网格节点，寻找恰当的网格划分策略。最终所确定的网格模型，在震中附近东西向和南北向间隔为20 km，远离震中的区域间隔为30 km或40 km （图5b），沿深度方向仍然保持一维速度结构的划分方式。
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图 5 L-曲线（a）和三维反演网格分布（b）Figure 5. The L-curve （a） and the distribution of inversion grids （b）三维速度反演采用Thurber （1983，1992）和Thurber等（1997）提出并不断改进的区域体波层析成像方法。在该方法中，速度模型和震源位置是通过交替反演获得，即每次迭代获得一个新的速度模型，随后利用新的速度模型，修正震源位置，这样重复迭代多次，直到走时残差或者模型参数的变化量达到预先设定的临界值为止。由于走时与震源参数的非线性关系强于走时与速度参数的非线性关系，因此为了使速度模型和震源参数的反演都较快收敛，一次速度模型反演之后往往还需要3—5次震源参数的反演过程。
2. 检测板测试
为了检验成像结果的可靠性与空间分辨能力，我们进行了检测板测试（Spakman et al，1993 ）。检测板测试是以正负异常相间的棋盘格速度结构作为理论模型，通过正演计算理论走时，在理论走时的基础上添加高斯白噪声模拟走时拾取的误差，得到模拟的观测数据。随后，利用模拟的观测数据以及与实际反演相同的初始模型，迭代反演模型参数，对比最终反演的结果与理论模型之间的差异。
本文采用相对一维速度模型±3%的扰动值（图6）来进行检测板测试，并在计算理论走时过程中加入标准差为0.1 s的随机误差来检测该模型下的计算稳定性。图7为5，10，15和20 km深度处水平剖面以及纵向剖面AA′ 上的检测板检验结果，可以看出：随着深度的增加，反演结果的分辨率逐渐减小；分辨率较高的区域为5—15 km深度处，震源周围40 km的区域内；20 km深度处及下方，由于地震事件减少，地震射线稀疏，不能够对速度模型进行有效的约束，几乎无法恢复预先设定的棋盘格速度模型。
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图 6 P波（a）、S波（b）速度在5，10，15和20 km深度处的水平剖面和纵向剖面AA′ 的初始棋盘格模型Figure 6. The initial checkboard models for P-wave （a），S-wave （b） velocity on the horizontal profile at depth of 5， 10， 15，20 km as well as on the vertical profile AA′![]()
图 7 P波（a）、S波（b）速度在5，10，15和20 km深度的水平剖面和纵向剖面AA′ 的检测板测试结果Figure 7. The results of checkboard tests for P-wave （a），S-wave （b） velocity on the horizontal profile at depth of 5， 10， 15， 20 km as well as on the vertical profile AA′3. 成像结果
层析成像获得了以主震震源为中心，东西与南北跨度同为160 km，深度范围为0—40 km的三维区域内P波速度和S波速度结构。利用该三维速度模型，对余震的震源位置也进行重新定位。根据棋盘格检验结果，本文仅讨论以主震震源为中心、水平方向上40 km范围内、0—15 km深度内的成像结果。
5，10和15 km深度处P波和S波速度相对于一维参考速度模型的变化量如图8所示。为了便于讨论余震分布与速度结构之间的关系，将距离剖面±2 km的余震震源也投影至对应的剖面上。速度剖面中，三维P波速度和S波速度相对于一维参考模型的变化量均小于0.4 km/s。但是在同一深度上，与P波速度相比，由于S波速度对横向不均匀结构具有较强的敏感度，因此S波速度的变化量较P波速度的变化量大。深度为5 km时，参考P波速度为5.60 km/s，P波速度变化范围为4.6—5.0 km/s，最低P波速度值在反演区域中心的南北两侧40 km处均有分布，最高P波速度值则分布于反演中心的东侧30 km附近；参考S波速度为2.89 km/s，S波速度变化范围为2.6—3.1 km/s，反演区域中心附近40 km范围内，东西向的速度差异明显，东侧的S波速度高于西侧。在深度为10 km和15 km的水平剖面上，P波速度的参考值分别为6.02 km/s和6.17 km/s，P波速度最小值分别为5.8 km/s和5.9 km/s，分布在反演区域中心的西北方向，最大值分别为6.2 km/s和6.4 km/s，位于中心的东北侧；S波速度参考值分别为3.40 km/s和3.61 km/s，速度变化范围为3.2—3.7 km/s和3.4—3.8 km/s，与深度为5 km时的特征相同，东侧高于西侧，并且与同一深度上的P波速度结构特征一致。从P波速度和S波速度的水平剖面可以看出，两者的结构特征较为一致，这种一致性在10 km和15 km深度处的剖面上尤为明显。此外，研究区内P波和S波的速度结构在深度为5—15 km时，东侧的速度值均高于西侧，差异可达0.3 km/s。各剖面上余震的震中呈线性形态分布，走向明显，在5，10和15 km深度处的剖面上，几乎所有余震都以NNW的走向分布在西侧的低速区及其边缘。在纵向剖面AA′ 上（图9），P波速度和S波速度的结构特征相似，在反演区域中心下方0—15 km深度范围内，P波速度由4.7 km/s增加至6.4 km/s，S波速度自2.64 km/s增加至3.6 km/s，P波速度和S波速度在深度为0—5 km时梯度明显，表现为局部的正速度梯度。剖面AA′ 附近的余震以高倾角的形态集中分布于地震波速度纵向变化相对平稳的5—15 km深度内。从纵向剖面上可以直观地看出，余震东侧的P波速度和S波速度高于西侧。
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图 9 AA′ 剖面上的P波 （a）和S波 （b）速度成像结果Figure 9. The tomography images of vP （a） and vS （b） along vertical profile AA′重定位后，在5，10和15 km深度的剖面上，余震条带的走向均为NNW。结合震中的分布与邻近活动断裂的位置可以看到，此次地震的余震序列南端与虎牙断裂北端相接，北端终止于岷江断裂东侧，延伸长度约为30 km。余震倾角介于80°—90°之间，约从20 km深度处向西南方向延伸至地表。与此次地震发震断层相关的虎牙断裂作为岷山隆起的东边界断裂（邓起东等，1994；赵小麟等，1994），其北段断裂走向为NNW，倾向为东，倾角80°左右。重定位后的余震走向、倾角与虎牙断裂北端的走向、倾角一致。主事件的震源机制解表明，主震为走滑型事件，这符合虎牙断裂北段为具有左旋走滑挤压特征的全新世活动断裂的事实（周荣军等，2006；杜方等，2009；陈长云等，2013）。
陈长云等（2013）根据均衡重力异常资料，以岷江断裂为界将岷山次级地块进一步划分为马尔康次级地块和岷山次级地块，震源区位于岷山次级地块内部。在本文结果中，三维P波速度和S波速度结构展示了岷山次级地块内部、九寨沟MS7.0地震发震构造两侧明显的速度差异。发震构造西侧作为断层下盘，具有低P波速度、低S波速度的特征；东侧作为上盘，具有高P波速度、高S波速度的特征。尽管在岷山次级地块内部存在明显的地貌界限—虎牙断裂，但是可能受数据分布或反演尺度的约束，在大部分层析成像研究结果中岷山次级地块内部并未体现出较大的速度结构差异。同时，一些均衡重力异常结果认为整个震源区处于负异常区，发震断层两侧的重力异常值相近，约为−1.5 m/s2 （楼海等，2010）。即使本文结果仅仅表明虎牙断裂北端两侧的结构或者介质性质的差异，但是整个虎牙断裂也很有可能是岷山次级地块内部的一条介质分界线。高P波速度、高S波速度可能反映了断裂东侧摩天岭次级地块具有较强的刚性特性，低P波速度、低S波速度可能表明断裂西侧的岷山次级地块，特别是岷山隆起区的地壳介质刚性较弱。
在Crust1.0模型中，震源区的地壳结构分为上地壳、中地壳和下地壳3层，其中上地壳厚度为16 km，中地壳厚度为21 km，下地壳厚度为9 km。根据该模型，上地壳的P波速度以6.10 km/s为上限，据此对反演得到的震源区P波速度结构和S波速度结构模型进行简化，得到了图10所示的中上地壳结构图解。本文得到的上地壳底部界面的深度略低于Crust1.0模型，厚度为10—17 km。主震发震构造东侧上地壳底部界面浅于西侧。主震初始破裂起始于上地壳底部，该区域附近并没有能够反映流体活动迹象的低P波速度、高波速比结构，因此可以排除流体渗透弱化断层引发地震破裂的可能。后续的余震破裂密集发生于上地壳内部一个长×宽为10 km×10 km的剧烈形变区。在余震序列东侧，具有相对高P波速度、高S波速度的介质呈现上凸的形态；在西侧，具有相对低P波速度、低S波速度的介质呈现下凹的形态。表明在地壳内部的形变过程中，发震构造西侧的介质相对于东侧的介质有向下运动的迹象。在活动断层附近，地壳内部的剧烈形变是产生断层两侧地震波速度差异的主要原因。在这些区域、尤其是断层面附近，容易形成相对的软、硬岩性组合体，接触面形态复杂，挤压变形严重，应力积聚作用明显，形成了能量释放的有力环境和有效通道，给余震的密集活动提供了构造背景。
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图 10 震源区中上地壳结构图解Figure 10. The schematic images of middle-upper crustal model in source region4. 讨论与结论
本研究通过固定台站与震后架设的流动台站联合观测到的余震走时数据，反演得到了九寨沟MS7.0地震震源区分辨率较高的三维P波速度、S波速结构，并利用三维速度模型对余震进行重定位，获得了高精度的地震定位结果。
从余震定位结果来看，2017年九寨沟MS7.0地震余震沿NNW向分布，倾向SW，高倾角。结合主震震源机制解（易桂喜等，2017）、虎牙断裂的滑动性质及断层参数（周荣军等，2006；杜方等，2009；陈长云等，2013），本研究认为九寨沟地震的发震构造为虎牙断裂北段，此次地震可能使虎牙断裂的破裂长度向北延长约30 km。
成像结果表明，震源区位于高、低速异常的过渡区域，余震主要集中于高、低速异常交界处靠近低速异常的一侧。与李敏娟等（2018）利用双差成像方法获得的震源区速度结构相比，本文的结果更加体现出震源区地壳介质的横向不均匀性，同时也更加细致地刻画出发震断层两侧介质性质的差异：发震断层上盘（东北侧）为刚性较强的高P波速和S波速度区，发震断层下盘（西南侧）为刚性较弱的低P波速度、低S波速度区域。这种地壳结构特征，可能是该区域强震孕育的一个重要原因。根据地震波速度结构对震源区上地壳厚度的推断认为：震源区上地壳厚度为10—17 km，主震发震构造西南侧的上地壳薄于东北侧。岷山地块内部地壳形变活动作用的体现。
本文获得的成像结果在20 km深度下方的区域可信度并不高，因此仅利用九寨沟余震的直达波走时数据获得的层析成像结果，并不能解释研究区中下地壳的结构特征。对于中下地壳的低速层结构以及余震终止于25 km深度附近的介质特性背景还需要通过更加密集的台站数据进一步研究。
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图 1 九寨沟MS7.0地震及其余震震中、震源区附近台站及主要断裂分布
Figure 1. Location of the Jiuzhaigou MS7.0 earthquake and distribution of aftershocks，stations and faults near the main-shock region
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图 2 一维P波速度（a）、S波速度（b）反演结果和走时残差随迭代次数的变化（c）
Figure 2. P-velocity （a）， S-velocity （b） obtained by one-dimensional inversion and the curve of data residual versus iteration number （c）
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图 4 一维重定位前（a）、后（b）地震走时残差均方根统计图
Figure 4. The traveltime residuals root-mean square histograms of original events （a） and relocated events （b）
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图 3 一维重定位后的震中分布（a）及震源沿纬度（b）和经度（c）方向的纵向投影
Figure 3. Distribution of relocated hypocenters （a）， the vertical projection of aftershocks along latitude （b） and longitude （c）
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图 5 L-曲线（a）和三维反演网格分布（b）
Figure 5. The L-curve （a） and the distribution of inversion grids （b）
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图 6 P波（a）、S波（b）速度在5，10，15和20 km深度处的水平剖面和纵向剖面AA′ 的初始棋盘格模型
Figure 6. The initial checkboard models for P-wave （a），S-wave （b） velocity on the horizontal profile at depth of 5， 10， 15，20 km as well as on the vertical profile AA′
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图 7 P波（a）、S波（b）速度在5，10，15和20 km深度的水平剖面和纵向剖面AA′ 的检测板测试结果
Figure 7. The results of checkboard tests for P-wave （a），S-wave （b） velocity on the horizontal profile at depth of 5， 10， 15， 20 km as well as on the vertical profile AA′
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图 9 AA′ 剖面上的P波 （a）和S波 （b）速度成像结果
Figure 9. The tomography images of vP （a） and vS （b） along vertical profile AA′
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