懷來、慶安地區(qū)人工爆破p波時(shí)位各向異性參數(shù)的反演

懷來、慶安地區(qū)人工爆破p波時(shí)位各向異性參數(shù)的反演

上地禾流域中的偏振波地殼和上地幔廣泛存在于廣泛的地震因素中（crampi，1981；babaka，coa，1991；hel-dap，1993）。在沉積過程中形成的互動(dòng)層結(jié)構(gòu)形成了一個(gè)稱為各向異向的各向異性（thomsen，1986）。在結(jié)構(gòu)應(yīng)力場(chǎng)的作用下，地殼中存在大量的裂縫形成的定向正比排列，地殼介質(zhì)轉(zhuǎn)化為各向異性介質(zhì)。軟流圈和地幔之間的對(duì)齊或流動(dòng)導(dǎo)致各向異性地殼和上地幔介質(zhì)的向異性，以及對(duì)結(jié)構(gòu)運(yùn)動(dòng)的大量信息。地殼和上地幔之間的各向異性研究關(guān)系到許多地球物理的基本問題，如地震活動(dòng)、板塊運(yùn)動(dòng)、地球動(dòng)力學(xué)和深部結(jié)構(gòu)。因此，地震各向異性的觀測(cè)和研究已成為人們探索地球信息的重要工具。早在20世紀(jì)60年代,Hess(1964)在太平洋地區(qū)發(fā)現(xiàn)垂直于洋中脊的Pn波傳播速度較其平行于洋中脊方向上的傳播速度快.為了解釋這一現(xiàn)象,Backus(1965)首次推導(dǎo)出了在任意弱各向異性介質(zhì)中P波相速度的近似方程.Dziewonski和Anderson(1981,1984)在建立全球地球模型(PREM)時(shí)引入各向異性,結(jié)果表明在上地幔220km深度范圍內(nèi)存在2%—4%的偏振各向異性.許多學(xué)者在歐洲、美洲和亞洲等的許多國(guó)家都普遍觀測(cè)到了地殼介質(zhì)各向異性和剪切波分裂現(xiàn)象(Crampin,1978;Crampin,Evans,1985).地震波在各向異性介質(zhì)中傳播時(shí),其相速度大小隨傳播方向的變化而變化.一般情況下,偏振矢量既不平行也不垂直于波傳播的方向.地震波在各向異性介質(zhì)中的傳播滿足Christoffel方程,其特征值和特征矢量與彈性參數(shù)之間的關(guān)系非常復(fù)雜,只對(duì)少數(shù)幾種簡(jiǎn)單對(duì)稱介質(zhì)有解析表達(dá)式.Jech和Pue571enˇcík(1989)運(yùn)用擾動(dòng)理論,在考慮Christoffel矩陣僅由介質(zhì)擾動(dòng)引起變化時(shí)得到了qP波和qS波相速度和偏振矢量的近似表達(dá)式.其中對(duì)qP波是線性的,對(duì)qS波是非線性的.Mensch和Rasolofosaon(1997)及Pue571enˇcík和Ga-jewski(1998)給出了由15個(gè)弱各向異性介質(zhì)參數(shù)表示的qP波在弱各向異性介質(zhì)中的線性化公式.Pue571enˇcík和Zheng(1998)不僅考慮Christoffel矩陣由介質(zhì)擾動(dòng)引起的變化,而且考慮由慢度矢量引起的變化,推導(dǎo)出了qP波慢度公式和偏振公式.Zheng和Pue571enˇcík(2002)得到了在一個(gè)慢度分量已知情況下的qP波反演公式.地震各向異性線性化正演和反演方法可以用于深地震測(cè)深剖面的解釋,鉆井巖石性質(zhì)的現(xiàn)場(chǎng)測(cè)定,地震震源區(qū)應(yīng)力場(chǎng)變化的監(jiān)測(cè),新老油氣田的勘探和開發(fā),大型水壩儲(chǔ)水后壩體內(nèi)裂縫的監(jiān)測(cè),以及核廢料儲(chǔ)存場(chǎng)地的勘察等.從20世紀(jì)70年代開始,在首都圈地區(qū)廣泛開展了地震監(jiān)測(cè)和探測(cè)研究工作.該地區(qū)布設(shè)著我國(guó)最先進(jìn)、最密集的區(qū)域數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng).許忠淮等(1979)根據(jù)1960—1977年京津唐張地區(qū)地震的P波初動(dòng)方向資料求出平均節(jié)面,給出本區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)最大主壓應(yīng)力軸方向?yàn)镹E65°—75°.許向彤等(1997,2001)利用懷來數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)的記錄資料,根據(jù)P波初動(dòng)數(shù)據(jù)得到懷來M2007年12月中國(guó)地震局在首都圈懷來地區(qū)實(shí)施了一次大噸位人工爆破實(shí)驗(yàn),以爆破點(diǎn)為中心,布設(shè)了高密度的地震觀測(cè)臺(tái)網(wǎng)和臺(tái)陣.該項(xiàng)目的主要目的是為研究首都圈地區(qū)地殼上地幔精細(xì)結(jié)構(gòu)提供準(zhǔn)確的震相走時(shí)參考數(shù)據(jù).從固定臺(tái)網(wǎng)和流動(dòng)臺(tái)陣記錄的事件波形中,拾取了169個(gè)非常清晰的P波震相初至到時(shí),選取爆破點(diǎn)(115.70°E,40.27°N)作為中心參考點(diǎn),并把臺(tái)站位置和爆破點(diǎn)的經(jīng)緯度換算為平面直角坐標(biāo)(圖1).從圖1可以看出,臺(tái)站相對(duì)于爆破點(diǎn)具有360°的全方位覆蓋,因此可以充分利用這一觀測(cè)系統(tǒng)研究懷來、延慶地區(qū)地殼介質(zhì)的P波方位各向異性.由于地殼中巖石的各向異性大多數(shù)都是弱各向異性(Thomsen,1986),我們利用擾動(dòng)理論反演計(jì)算了該地區(qū)地殼介質(zhì)的各向異性(ˇCervenue7b3,2001;Zheng,2004).首先在不同地層深度范圍內(nèi),把實(shí)際地層介質(zhì)等效于一種一般的弱各向異性介質(zhì),通過走時(shí)反演獲得與水平方位相關(guān)的5個(gè)弱各向異性參數(shù),然后用一種簡(jiǎn)單的弱各向異性介質(zhì),即具有水平對(duì)稱軸的橫向各向同性介質(zhì)(HTI),將實(shí)際反演出的任意弱各向異性介質(zhì)通過坐標(biāo)變換,得到一種能近似描述這種任意弱各向異性介質(zhì)的HTI介質(zhì),并給出相應(yīng)的3個(gè)獨(dú)立的弱各向異性(WA)參數(shù)及旋轉(zhuǎn)角度φ,進(jìn)而研究各向異性與構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)的關(guān)系.1hti介質(zhì)反演公式一般情況下,地殼介質(zhì)是弱各向異性介質(zhì)(Thomsen,1986).如果取各向同性介質(zhì)作為參考介質(zhì),那么弱各向異性介質(zhì)可以用密度歸一化彈性參數(shù)a式中,a在參考介質(zhì)里,引入3個(gè)相互垂直的單位矢量e其中如果波的傳播方向定義為n=(cosφsinθ,sinφsinθ,cosθ),其中,φ是方位角,θ是波傳播方向與z軸的夾角(0≤φ≤2π,0≤θ≤π),則地震波在弱各向異性介質(zhì)中傳播,走時(shí)方程(ˇCervenue7b3,2001)可表示為式中,m=1,2代表qS式中,ψ是矢量g對(duì)于qP波,m=3,方程(5)中被積分函數(shù)可以表示為式中B考慮均勻弱各向異性介質(zhì),在這種情況下,將式(8)帶入式(5)可以得到均勻介質(zhì)中qP波的反演公式(Zheng,2004):式中,t如果僅僅研究介質(zhì)的方位各向異性,可令θ=90°,這時(shí)n=(cosφ,sinφ,0),則式(9)變?yōu)槭?10)變?yōu)閺氖?12)可以看出,介質(zhì)的P波方位各向異性完全由5個(gè)各向異性參數(shù)決定,待反演的介質(zhì)各向異性參數(shù)是P波走時(shí)的線性函數(shù),而且與參考介質(zhì)無關(guān).應(yīng)該指出,這里的方位各向異性并不是HTI介質(zhì)的方位各向異性,而且對(duì)稱軸也不一定在水平面內(nèi).因?yàn)槭?12)中包含了比HTI更多的兩個(gè)各向異性參數(shù)ε假設(shè)HTI介質(zhì)所在的坐標(biāo)系為(x′,y′,z′),相應(yīng)的弱各向異性參數(shù)為(ε′方程(13)左邊為一般介質(zhì)的弱各向異性參數(shù)(已知量),求解式(13)便可以得到最接近的HTI介質(zhì)參數(shù)ε′2同心圓上p波走時(shí)反演考慮到地震臺(tái)站相對(duì)于炮點(diǎn)的分布密度及其均勻程度隨震中距的增大而減小,我們僅僅對(duì)以炮點(diǎn)為中心,某一半徑范圍內(nèi)的地震臺(tái)站記錄進(jìn)行分析和處理,共獲得169個(gè)初至清晰的P波走時(shí)數(shù)據(jù)(其中震中距Δ<160km的有82個(gè)臺(tái)站,160<Δ<170km的有8個(gè)臺(tái)站,170<Δ<400km的有71個(gè)臺(tái)站,其它臺(tái)站Δ>400km).由于大部分臺(tái)站布設(shè)在山區(qū),僅有少數(shù)臺(tái)站位于平原,臺(tái)站高程數(shù)據(jù)差別大,而且空間分布不均勻,所以我們使用懷來—延慶地區(qū)三維速度模型(嘉世旭等,2005)對(duì)P波走時(shí)數(shù)據(jù)進(jìn)行了高程校正,然后使用Delaunay三角網(wǎng)插值(Aurenhammer,1991;Okabeetal,2000)得到了幾組以炮點(diǎn)為中心的不同震中距同心圓上的多方位P波走時(shí)數(shù)據(jù)(圖1中紅色十字).圖1中藍(lán)色三角形代表具有清晰P波初至的臺(tái)站,紅色圓點(diǎn)為炮點(diǎn).在以炮點(diǎn)為中心,半徑為170km的區(qū)域內(nèi),根據(jù)原始臺(tái)站的密度分布,得到了8個(gè)同心圓,其半徑依次為40,50,60,80,100,120,140和150km(圖1).每個(gè)同心圓上的插值個(gè)數(shù)為30,相鄰插值點(diǎn)的方位角間隔為12°.首先從研究區(qū)域的三維模型中對(duì)相同深度的不同節(jié)點(diǎn)速度進(jìn)行平均,得到相應(yīng)深度的速度.根據(jù)不同深度的速度建立一個(gè)一維速度模型.利用ANRAY標(biāo)準(zhǔn)射線追蹤程序計(jì)算射線終點(diǎn)落在每一個(gè)同心圓上的射線路徑,射線穿透的最大深度依次約為4,5,6,7,8,9,13和15km(圖2),其射線追蹤積分步長(zhǎng)為0.1s.對(duì)于每一個(gè)相同震中距的同心圓,使用一維速度模型中的射線路徑及其沿路徑的P波速度計(jì)算相應(yīng)路徑的P波平均速度.在后面計(jì)算相速度隨方位的變化時(shí),P波平均速度將被用作參考各向同性速度.我們僅僅研究介質(zhì)的方位各向異性.由于射線路徑與震中距密切相關(guān),不同震中距的射線路徑,特別是射線穿透深度有較大的差異.為了研究不同震中距和射線穿透深度對(duì)介質(zhì)各向異性的影響,我們需要對(duì)每一同心圓上P波走時(shí)分別進(jìn)行分析和處理.盡管我們已經(jīng)進(jìn)行了P波走時(shí)的高程校正,但是地殼淺部的橫向非均勻性還會(huì)對(duì)方位各向異性造成一定的影響.為了降低橫向非均勻性對(duì)方位各向異性的影響,將研究地區(qū)以炮點(diǎn)為中心全方位360°平分為相等的兩個(gè)區(qū)域,對(duì)這兩個(gè)區(qū)域的每一個(gè)同心圓上的走時(shí)數(shù)據(jù)分別按兩個(gè)區(qū)域進(jìn)行反演,并計(jì)算觀測(cè)值和反演值的總誤差.然后,以10°為步長(zhǎng)轉(zhuǎn)動(dòng)平分線,重復(fù)同樣的計(jì)算,獲得誤差隨方位的變化.通過誤差分析,發(fā)現(xiàn)沿-10°和170°的平分線所得誤差最小,所以,后面所有計(jì)算都是針對(duì)這一平分線分開的兩個(gè)區(qū)域進(jìn)行的.其中-10°—170°(沿順時(shí)針方位)的區(qū)域被稱為W如果介質(zhì)是橫向均勻的,那么就沒有必要將研究區(qū)域劃分為兩個(gè)分區(qū).在這種情況下,由于其具有對(duì)稱性,使用單一區(qū)域或者聯(lián)合使用兩個(gè)區(qū)域的走時(shí)數(shù)據(jù)進(jìn)行反演所得結(jié)果是相同的.反演公式(12)除了弱各向異性條件的假設(shè)外,對(duì)研究區(qū)域的每一點(diǎn)都成立.然而在本研究中,反演所得介質(zhì)方位各向異性參數(shù)僅具有平均意義.這是由于所使用數(shù)據(jù)的空間覆蓋不完備性造成的.所以使用這種單一炮點(diǎn)的數(shù)據(jù)集,想獲得研究區(qū)域各點(diǎn)介質(zhì)的各向異性是不可能的.從圖1,2可以看出,終點(diǎn)在同一同心圓的射線從炮點(diǎn)出發(fā),沿彎曲路徑到達(dá)某一最深點(diǎn),然后繼續(xù)沿幾乎對(duì)稱的路徑到達(dá)接收點(diǎn),所以反演得到的各向異性參數(shù)可以看作同心圓柱體內(nèi)介質(zhì)的平均(或等效)各向異性參數(shù).3各向異性介質(zhì)反演將圖1中不同同心圓上插值得到的P波走時(shí)數(shù)據(jù)作為“觀測(cè)”數(shù)據(jù)t根據(jù)反演得到的各向異性參數(shù),我們計(jì)算了對(duì)應(yīng)不同震中距范圍,不同區(qū)域的P波等效相速度曲線.在計(jì)算中使用了同心圓對(duì)應(yīng)最大穿透