Shallow velocity structure and seismogenic environment in the Zigui section of the Three Gorges Reservoir region of China
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摘要: 收集了湖北省秭归地区24个流动地震台站2020年6—7月期间的垂直分量连续波形记录，利用背景噪声互相关得到了各台站之间的经验格林函数，提取了0.6—5 s周期范围内的瑞雷波群速度频散曲线，并反演获得了该区域近地表6 km以内的三维Ｓ波速度模型。结果显示：秭归盆地及其南部邻区的S波速度明显低于东侧断裂区的S波速度，与研究区不同构造地块的构造演化和沉积特征一致；2014年MS4.2地震发生在研究区垂向高低速交界区；长江区域附近断裂区的S波速度明显降低，表明长江水渗透到断层区，因此秭归地区地震频发与三峡库水荷载和水渗透作用有关。Abstract: After the impoundment of the Three Gorges Reservoir in 2003, shallow earthquakes occurred frequently, which had a great impact on local productions and lives. The study of shallow velocity structure is of great significance for shallow seismic disaster assessment and disaster prevention and reduction in Zigui area. In this paper, based on the vertical component continuous waveform records of 24 mobile seismic stations in Zigui area of Hubei Province from June to July of 2020, the empirical Green’s functions between the stations are obtained by cross-correlation of the ambient seismic noise, the Rayleigh wave group velocity dispersion curves on the period 0.6−5 s are extracted, and the inversion for the three-dimensional S-wave velocity model is obtained within 6 km near the surface of the region. The results show that the S-wave velocity of Zigui basin and its south adjacent area is significantly lower than that of the eastern fault area, which is consistent with the structural evolution and sedimentary characteristics of different structural blocks in the studied area; an earthquake with MS4.2 occurred on the vertical high-velocity and low-velocity junction area of the study area in 2014. The S-wave velocity decreases obviously near the Yangtze River region in the fault zone, indicating that the Yangtze River water penetrates into the fault area. Therefore, the frequent occurrence of earthquakes in Zigui area is related to the water load and water infiltration of the Three Gorges reservoir.
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引言
秭归地区位于湖北省西部，主要由平均海拔近千米的山地组成，地势西南高东北低，自然灾害频发。秭归地区在地质构造上包括秭归盆地、黄陵背斜以及二者之间的仙女山断裂和九畹溪断裂区域（图1），其中：秭归盆地是一个扳手形状的侏罗纪沉积盆地，表现为近NS向的向斜构造，盆地长江以北轴向为近SN向，长江以南轴向为NW向（宋庆伟等，2014；王泽等，2020）；黄陵背斜是华南地区最古老的出露前寒武纪花岗岩基底的地块（Huang et al，2018），长期以来构造相对稳定；仙女山断裂由数条NE−NS向断层斜列组成（孟庆筱，2012），九畹溪断裂沿线多呈V型沟谷或狭窄的河谷，两条断裂均在中更新世中晚期具有较强的活动性（吴海波等，2015）。
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图 1 2009—2021年期间地震和本文所用地震台站的分布地震分布参考郑秀芬等 （2009），盆地和背斜区域划分参考李小勇等（2014）Figure 1. Distribution of earthquakes in the period of 2009−2021 and seismic stations used in the studyThe earthquake distribution refers to Zheng et al （2009），and division between basin and anticline refers to Li et al （2014）秭归地区长期以来地震活动性较弱，但自从2003年三峡大坝蓄水以来，其地震活动性激增且发生多次中小浅震（李安然等，1996），给当地百姓生活带来了重大损失。这些地震主要呈面状分布于九畹溪断裂、仙女山断裂以及秭归盆地内部（图1），如2008年MS4.1，2014年MS4.2和MS4.5地震。关于这些地震的孕震机制目前尚存争议。车用太等（2009）认为，在水库水体荷载和库水下渗的共同作用下，沿仙女山断裂诱发了2008年11月22日胡家坪MS4.1构造型水库地震；马文涛等（2010）认为三峡库首区的地震多属于水库诱发地震，其中仙女山断裂北端附近的地震可能与仙女山断裂、牛口断裂等不连续结构面软化有关；王秋良等（2013）则认为仙女山断裂附近的地震为构造型地震，主要与区域断裂构造有关，在可能诱发水库地震的几个重点监视区中，仙女山断裂附近以及高桥断裂带与神龙溪交切部位的地震活动变化较为明显。基于三峡水库蓄水初期绝大部分微震和弱震以及大多数地震均发生于3—5 km深度的特点，夏金梧（2020）认为地震主要由浅表应力调整、岩溶及矿坑塌陷所引起，而MS＞3.0地震一般发生于断裂附近，多由水库蓄水引发断裂构造活动引起。上述研究表明，秭归地区的孕震构造复杂，目前缺乏统一认识，尚需进一步研究。
秭归地区速度结构及其横向变化可为该研究区的孕震构造提供重要参考。廖武林等（2007）和李强等（2009）利用体波速度层析成像技术反演了水库坝址及近邻地区在蓄水前期的地壳Ｐ波和Ｓ波的三维速度结构图像，其结果表明库水渗透作用对浅表层地壳速度结构具有影响，且较大地震通常发生在高低速体之间。李强等（2011）利用Sg波成像获得三峡水库坝址及邻区的中上地壳S波速度结构，其结果显示秭归盆地的沉积层厚度不均匀，低速异常分布受构造控制。李小勇等（2014）反演了沿巴东—茅坪—土门方向的横波速度结构剖面，揭示了三峡地区上地壳的速度变化情况。吴海波等（2018）利用双差层析成像方法联合反演了三峡水库库区及近邻地区的上地壳Ｐ波三维速度结构，并讨论了库水渗透对速度结构的影响以及库区地震活动与速度结构的关系。上述研究主要是就库区较大地质构造讨论，缺乏对三峡库区特别是秭归地区上地壳浅层速度结构的研究。
鉴于此，本文拟利用在秭归地区架设的24个短周期地震仪记录到的长达一个月的连续波形数据，采用背景噪声成像方法反演秭归及邻区的浅层S波速度结构，以期为该区孕震环境以及相关的防震减灾研究提供参考。
1. 数据和方法
本研究在湖北秭归及其周边地区（30.75°N—31.15°N，110.6°E—111.0°E）共架设了24台短周期地震仪器（图1），收集了2020年6月20日到7月20日的竖直分量连续波形数据。台站分布于长江两侧，平均台间距为5 km，最大台间距为38.99 km。
本文利用背景噪声成像技术对研究区进行三维横波速度结构反演，参考Bensen等（2007）对数据进行处理，主要步骤为单台数据预处理、互相关计算与叠加、提取群速度频散曲线。首先，对原始台站的连续波形数据依次进行降采、去均值、去线性趋势。由于所有台站的仪器型号一致，所以未开展去除仪器响应的处理。仪器采样率为100 Hz，后期处理数据时，仅关注包含数秒周期范围内的信号，并且为了节省计算时间、提高效率，将数据重采样为10 Hz。为提升计算效率并便于数据质量监控，对连续波形进行截取，然而这可能会对最终信号的信噪比产生影响（谢军，2016），为此将连续波形分别截取为5，10，30，60，120，240，480，720，1440 min长度分段，进行不同台站地震背景噪声的互相关计算。之后计算面波信号的信噪比，这里信噪比定义为面波信号最大振幅与后续噪声最大振幅的均方根比值。通过对比发现截取长度为240 min或480 min时，信噪比相对较高（图2），因此后续计算均截取480 min时长进行。接下来我们使用基于绝对值滑动平均进行时间域归一化处理，用来去除背景噪声中的地震信号和仪器波动等，公式如下：
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图 2 不同周期 T下信噪比随截取长度的变化图实线表示数据有50%的重叠，虚线表示没有重叠Figure 2. Variation of SNR with different interception lengths under different period TSolid lines represent 50% overlapping，while dashed lines represent no overlapping$$ {{U_{\rm{n}}}} （ i ） ＝ \frac{U_{\rm{o}} （ i ） }{\displaystyle\sum\limits _{j＝n－N}^{n＋N}\dfrac{\left|U_{\rm{o}} （ j ） \right|}{2N＋1}}， $$ (1) 式中：Uo（i）为背景噪声记录或者滤波后的记录，Un（i）为时间域归一化波形，2N＋1为滑动平均的时窗长度。分母波形经过0.06—3 Hz带通滤波，之后进行频率域谱白化，即对振幅进行归一化处理，目标频率为0.06—4 Hz。
获得每小段的数据之后进行互相关计算，也就是使用基于时间域的线性叠加方法对所有小段的互相关函数进行叠加，共得到276条互相关函数。图3为滤波频带为0.2—1.5 Hz的互相关函数结果，其群速度约为3 km/s，推测可以获得0—5 km深度范围的速度结构。从理论上来说，噪声源的分布是否均匀，是互相关函数的正负半轴信号是否对称的主要原因（王琼，高原，2014）。从图3a中可见部分台站在正半轴的信号较强，说明该地区的噪声源分布不均匀。为了降低噪声源分布不均的影响，对互相关函数的正负两支进行平均，得到对称相关函数（图3b），这样也能够有效地提高互相关函数的信噪比。
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图 3 台站对的背景噪声互相关函数（a）及进行正反向反序求平均后的互相关函数（b）Figure 3. Cross-correlation functions （NCFs） of ambient noise for all station pairs （a） and NCFs after averaged over positive and negative lag （b）图4展示了一个互相关函数面波频散图，可以看到频散比较清晰，因此使用该方法可以提取到比较准确的频散曲线。为了得到可靠的频散测量，根据Yao等（2011）的研究，我们保留了台站间距大于面波一倍波长的数据。本研究采用多重滤波方法（Herrmann，2013）手动提取噪声面波群速度频散，以确保频散曲线的质量，即主要剔除部分频散曲线的突变、多次负频散和一些能量信噪比较低等异常情况，以保证频散曲线的相对平滑。通过以上筛选，最终保留了群速度在2.0—3.5 km/s的频散曲线点，提取了周期在0.6—5 s的基阶瑞雷面波群速度频散曲线。由图4b可以看到群速度在2.0—3.5 km/s范围，且曲线比较离散，与当地的复杂浅层构造相对应。基于此，计算了各周期的频散曲线数量，如图5所示，可见周期在0.6—3.0 s内的频散曲线数量较多，故推测本文的层析成像结果比较可靠。
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图 4 （a） S04-S21台站对叠加模型预测的瑞雷波群速度模态谱振幅和色散，图中黑色小方块为频散点，红色区域为最大振幅区域；（b）所有台站对的群速度频散曲线，红色虚线表示平均值Figure 4. （a） Modal spectrum amplitude and dispersion of Rayleigh wave group velocity predicted by the superposition model for the station-pair S04-S21. The small black square is the dispersion point，and the red area is the maximum amplitude area；（b） Group velocity dispersion curves for all station-pairs where the red dotted line represents the mean value2. 三维S波速度反演
为克服短周期面波的非大圆路径传播问题，本文使用快速行进面波层析成像（Fast Marching Surface Tomography，缩写为FMST）方法进行二维群速度反演（Rawlinson，Sambridge，2003）。为分析成像结果的分辨率及可靠性，对网格大小及对应周期进行棋盘检测，结果如图6所示，可见在0.6—3.6 s周期时，射线覆盖较密集的区域都能较好地恢复到理论速度棋盘模型。经测试，当网格大小为0.08°×0.08°时，检测板分辨率和可靠性达到最优。因此，本文选定该网格，加上±0.4 km/s的速度扰动并使用各周期的平均群速度值作为初始模型进行成像。
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图 6 不同周期T下检测板测试恢复结果和射线覆盖Figure 6. Checkerboard test results and ray coverage with different periods T然后计算周期为1.2 s时的反演走时残差并画出它的直方图，如图7所示，可见：六次迭代反演后，理论到时与实际到时之差显著降低，反演后的残差分布呈近似正态分布，说明反演结果可靠。因此，将研究区按0.08°×0.08°划分网格，利用快速行进算法和子空间方法，经过反复试验，选取合适的平滑参数和阻尼参数，迭代六次，反演获得了不同周期的瑞雷波群速度分布图，如图8所示。可以看出，随着周期的增大，局部速度异常越发明显，体现了研究区域速度结构的横向变化。
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图 7 周期为1.2 s时基阶瑞雷波初始残差与反演模型走时残差直方图Figure 7. Histogram of initial （gray） and inversion （red） travel time residuals of base order Rayleigh wave with period of 1.2 s![]()
图 8 不同周期T的瑞雷波群速度图像图中F1代表九畹溪断裂，F2代表仙女山断裂Figure 8. Rayleigh wave group velocity images of different periods TF1 stands for Jiuwanxi fault，and F2 for Xiannüshan fault我们需要反演区域内每个网格点上的频散获得一维S波速度结构，以此来重建三维速度结构。由于本文研究区域范围过小，该区域缺乏较为精细的初始模型，因此参考全球速度模型并结合赵凌云等（2010）的秭归地区地壳速度模型给出初始模型，如图9所示。这里利用线性最小二乘法（Hermann，Ammon，2002）对每一个网格点下方的横波速度结构进行反演，得到研究区所有网格点下方的一维Ｓ波速度模型，之后通过线性插值最终得到研究区域的三维Ｓ波速度结构（图10）。
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图 9 Ｓ波反演模型及其频散曲线拟合图蓝线为初始模型，绿线为最终模型，红线为最终模型正演计算的理论频散，黑色三角为测量频散点（a） 无高低速异常的S波速度结构；（b） 含低速异常S波速度结构；（c） 含高速异常S波速度结构Figure 9. S-wave inversion model and its dispersion curve fitting diagramThe blue line is the initial model，the green line is the final model，the red line is the theoretical dispersion calculated by the forward modeling of the final model，and the black triangle is the measured dispersion point（a） S-wave velocity structure without low and high velocity anomalies；（b） S-wave velocity structure with low velocity anomalies；（c） S-wave velocity structure with high velocity anomalies![]()
图 10 秭归地区三维Ｓ波速度结构（a） 不同深度h处的S波速度，F1：九畹溪断裂；F2：仙女山断裂；（b） 沿AA′，BB′以及CC′剖面（位置见图10a） 0—6 km深度的S波速度结构Figure 10. Maps of S-wave velocity structure at different depths in Zigui area（a） S-wave velocities at different depths h，F1：Jiuwanxi fault；F2：Xiannüshan fault；（b） S-wave velocity structure at the depth of 0−6 km along the sections AA′，BB′ and CC′ （locations are shown in Fig. 10a） respectively如图8所示，研究区不同周期（0.6 s，1.2 s，1.8 s，2.4 s，3.0 s，3.6 s）群速度均显示出大尺度的东西差异和构造地块差异。秭归盆地及其南向邻区的群速度较东侧仙女山断裂和九畹溪断裂区域明显要低；在断裂区，高速主要分布在长江南北两侧，越靠近长江速度越低且高速范围越小。
图10展示了研究区不同深度的S波速度结构分布，可见S波速度大致显示出与瑞雷波群速度类似的西部秭归盆地偏低、东部断裂区较高的特征。从地表到4 km深度，秭归盆地及其南邻区域的S波速度整体均低于3.0 km/s，而在断裂区核心部位普遍要高于3.0 km/s。
3. 讨论与结论
本文获得的研究区高低速分布特征与该区已有的层析成像结果（廖武林等，2007；李强等，2011）一致。但是前人结果主要是上地壳尺度的，本文结果主要在0—6 km深度且具有更高的横向分辨率。本文研究表明，秭归盆地及其南邻核心区域的沉积层厚度超过4 km，而断裂带核心区域沉积层厚度几乎为0 km，这与秭归盆地和黄陵背斜两个构造地块的形成和演化历史是一致的。秭归盆地是侏罗纪四川盆地的东延部分，其间充填巨厚的晚三叠世—侏罗纪沉积（张毅等，2012），沉积密度小且分布不均匀（李强等，2009），从侧面说明本文所得的浅地表低速特征的可靠性。断裂区位于西侧秭归盆地与东侧黄陵地块的交界区域，属于造山带，主要在中更新世中晚期具有较强的活动性（吴海波等，2015）。本文研究得到的该区速度相对秭归盆地偏高，与其所属造山带结构相一致。断裂区浅部较早的沉积层由于后期的各种构造作用如推覆逆冲等被剥蚀掉，形成了非典型沉积盆地的低速结构特征。
研究区微震与速度的关系（图1，图10）表明，微震大都发生在仙女山断裂和九畹溪断裂区上或者西侧区域，集中分布在长江周边。这些区域浅表速度都很低，可以延伸到3—4 km深度（图10）。已有研究表明，该区沉积层薄，浅层主要为风化花岗闪长岩、碳酸盐岩和碎屑岩层（于品清，1993；王秋良等，2016），这些岩层裂隙普遍发育，浅层透水性好。在4 km以下深度，由于压力增加，孔隙度减小，岩性渗透性弱。杨歧焱等（2018）等认为长江水沿着断裂的裂隙往下渗透，可以降低断层滑动所需的应力强度。陈俊华等（2016）分析2004年底至2015年初发生在仙女山断裂北端的微震的震源机制结果显示，该区微震以走滑为主、兼具大量正断或少量逆断的性质，属于高水位运行状态下易震区域的局部应力失稳，表明水库蓄水的附加压力有利于正断型地震的发生。本文推测该区可能由于长期以来长江水的下渗，改变了岩石物性，降低了岩石固结强度，进而导致了研究区的低速现象，并触发了微震的频发。王秋良等（2016）已表明MS4.1和MS4.5地震的震源深度都超过7 km，2014年MS4.2地震的震源深度约为5 km。进一步分析MS4.2地震可知，该地震发生在高低速转换区域，而震源深度上方速度整体偏低（图10），这表明三峡库区蓄水和长江水长期沿断裂往下渗透，可能与MS4.2地震的发生有一定的关联。
基于湖北省秭归地区24个短周期流动地震台站记录到的2020年6月到7月垂直分量的连续波形记录，本文利用波形互相关等技术得到了两两台站之间的经验格林函数，反演了秭归及邻区0.6—4 s周期的瑞雷波群速度分布图像以及地表至下方6 km深度范围的S波速度结构。研究结果揭示了秭归盆地以及断裂区S波速度的横向变化和区域差异特征，大致对应了研究区不同构造地块的构造演化和沉积分布。结果显示断裂区在长江区域速度明显降低，表明长江水对地下结构有影响，推测三峡库水荷载和渗透作用与研究区地震频发有一定的关系。本研究可为秭归地区的地震活动构造背景及防震减灾管理工作提供参考。
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图 1 2009—2021年期间地震和本文所用地震台站的分布
地震分布参考郑秀芬等 （2009），盆地和背斜区域划分参考李小勇等（2014）
Figure 1. Distribution of earthquakes in the period of 2009−2021 and seismic stations used in the study
The earthquake distribution refers to Zheng et al （2009），and division between basin and anticline refers to Li et al （2014）
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图 2 不同周期 T下信噪比随截取长度的变化图
实线表示数据有50%的重叠，虚线表示没有重叠
Figure 2. Variation of SNR with different interception lengths under different period T
Solid lines represent 50% overlapping，while dashed lines represent no overlapping
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图 3 台站对的背景噪声互相关函数（a）及进行正反向反序求平均后的互相关函数（b）
Figure 3. Cross-correlation functions （NCFs） of ambient noise for all station pairs （a） and NCFs after averaged over positive and negative lag （b）
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图 4 （a） S04-S21台站对叠加模型预测的瑞雷波群速度模态谱振幅和色散，图中黑色小方块为频散点，红色区域为最大振幅区域；（b）所有台站对的群速度频散曲线，红色虚线表示平均值
Figure 4. （a） Modal spectrum amplitude and dispersion of Rayleigh wave group velocity predicted by the superposition model for the station-pair S04-S21. The small black square is the dispersion point，and the red area is the maximum amplitude area；（b） Group velocity dispersion curves for all station-pairs where the red dotted line represents the mean value
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图 6 不同周期T下检测板测试恢复结果和射线覆盖
Figure 6. Checkerboard test results and ray coverage with different periods T
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图 7 周期为1.2 s时基阶瑞雷波初始残差与反演模型走时残差直方图
Figure 7. Histogram of initial （gray） and inversion （red） travel time residuals of base order Rayleigh wave with period of 1.2 s
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图 8 不同周期T的瑞雷波群速度图像
图中F1代表九畹溪断裂，F2代表仙女山断裂
Figure 8. Rayleigh wave group velocity images of different periods T
F1 stands for Jiuwanxi fault，and F2 for Xiannüshan fault
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图 9 Ｓ波反演模型及其频散曲线拟合图
蓝线为初始模型，绿线为最终模型，红线为最终模型正演计算的理论频散，黑色三角为测量频散点（a） 无高低速异常的S波速度结构；（b） 含低速异常S波速度结构；（c） 含高速异常S波速度结构
Figure 9. S-wave inversion model and its dispersion curve fitting diagram
The blue line is the initial model，the green line is the final model，the red line is the theoretical dispersion calculated by the forward modeling of the final model，and the black triangle is the measured dispersion point（a） S-wave velocity structure without low and high velocity anomalies；（b） S-wave velocity structure with low velocity anomalies；（c） S-wave velocity structure with high velocity anomalies
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图 10 秭归地区三维Ｓ波速度结构
（a） 不同深度h处的S波速度，F1：九畹溪断裂；F2：仙女山断裂；（b） 沿AA′，BB′以及CC′剖面（位置见图10a） 0—6 km深度的S波速度结构
Figure 10. Maps of S-wave velocity structure at different depths in Zigui area
（a） S-wave velocities at different depths h，F1：Jiuwanxi fault；F2：Xiannüshan fault；（b） S-wave velocity structure at the depth of 0−6 km along the sections AA′，BB′ and CC′ （locations are shown in Fig. 10a） respectively
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