华北东部地区小震的重新定位及其结构分析

华北东部地区小震的重新定位及其结构分析

地壳孕震层深度、断层和井内断层的定位这项工作的研究区域为35.35n-42。5110e-121e（图1），受印度板块北向弯曲和太平洋板块西向弯曲的影响（zhangal，2004；lietal，2004；lei，zhao，2005，2006）。该区域的构造环境相对复杂，不仅分布着太行山海拔、燕山海拔高度和中国北部的平原，而且还有许多活动的断层（如邢德断裂带、三江断裂和唐山断裂带等）。历史强震（如1679年三河谷8级地震、1966年邢台ms7.2地震、1976年唐山ms7.8地震等）。特别是近年来，该地区的小震不仅活动频繁，而且分布广泛。小地震的平面分布不仅与扰动的趋势密切相关，而且与扰动的深度有关。因此，小地震通常是确定扰动存在和活动的重要标志。因此，小地震位置的精度直接关系到对研究区域结构活动的理解。双差定位法(Waldhauser,Ellsworth,2000)被认为是提高地震特别是小震震源位置精度的一种有效手段.由于该方法主要采用两次相近地震到同一台站的走时残差之差,从而能够有效地降低由于地壳速度结构的不确定性而引起的误差.因此,国内外不同学者运用该方法在不同研究区开展了大量研究工作,在地壳孕震层的深度范围和断层走向等方面均获得了富有成效的研究成果(杨智娴,陈运泰,2004;Fukuyamaetal,2003;朱艾斓等,2005;Baietal,2006;李乐等,2007).就本研究的华北地区而言,也已有很多学者采用该方法开展了类似的研究工作.例如,杨智娴和陈运泰(2004)对1998年1月—1999年3月发生在张北—尚义交界地区MS6.2地震震中附近的87次余震进行重新精定位,揭示出张北—尚义地震的发震构造为北北东向断层;朱艾斓等(2005)对在1980—2000年发生在我国首都圈地区(39°N—41°N,115°E—118°E)的2098次小震进行重新定位,通过小震线性分布刻画出顺义震群及延怀盆地一带几条倾角较陡的隐伏活动断裂;李乐等(2007)对1980—2004年首都圈及邻区(35°N—42°N,110°E—120°E)内的地震开展重新定位,发现地震表现为与区域构造更为密切的“井”字形活动分布,并揭示出首都圈地区潜在的地震空区和陡倾角的隐伏断层;于湘伟等(2010b)利用1993—2004年发生在华北地区(35°N—42°N,111°E—120°E)的6771次地震进行重定位,揭示出新河断裂下方存在两条NE走向、SW倾斜和不同深度的地震活动带.然而,这些研究工作所用的资料尽管有相同之处,但无论是所用资料的时间段还是空间分布均存在较大差别,尤其是他们所用资料包含大量的模拟资料且资料时间仅至2004年.在随后5年时间研究区内密集的数字化地震台站积累了大量高质量到时资料,这些资料对于提高小震定位精度具有重要意义.研究区内小震定位的精确程度,可能直接影响到我们对断层面相关参数的认识(万永革等,2008;王福昌等,2008),也会直接关系到研究区内地震成像结果的质量.尽管前人对该区做过大量的成像研究工作,但他们均是将走时残差折衷到波速不均匀性和震源参数不确定性等参数反演中,因此无论是获得的速度横向不均匀性还是震源参数的精确程度均具有一定局限(于湘伟等,2003;Huang,Zhao,2004;齐诚等,2006;Leietal,2008,2011).在本研究中,我们认为有必要收集2001—2009年华北地区数字化记录以来积累的大量高质量到时资料,对该区内的小震进行重新精确定位,以更好地认识地震断层深部结构形态,同时也为进一步成像提供更为可靠的基础资料.1到时残差及定位本研究收集了2001年10月—2009年9月9年时间段内发生在华北地区内的7519次地震事件被166个数字化地震台站所记录到的74181条P波和74465条S波到时资料.这些地震台站主要集中于北京和天津地区,在河北省分布虽较为稀疏但却相对均匀,在山西北部、辽宁和山东等地也有少量分布(图2).为减少本研究中小震震相可能的误判和到时拾取误差,在重新定位前使用一维速度模型(Leietal,2008)和采用HYPODD中计算走时方法,获得理论走时(图3a,c).该一维速度模型是综合了前人的研究成果(国家地震局《深部物探成果》编写组,1986;嘉世旭等,2005)获得.尽管如此,我们还是比较了前人该区所用的一维速度模型(于湘伟等,2003),结果发现不同速度模型并不会对定位结果产生有意义的影响.最后,将观测走时减去理论走时,获得了我们所需的绝对走时残差.多数P波走时残差集中在±3.0s以内,S波残差分布在-5.0—4.0s,只有少数资料的到时残差超出了±5s;且震中距超过200km,走时残差发生明显畸变.为了有更多可靠资料用于定位,本研究选择残差为±5s、震中距在200km范围内的到时资料(图3b,d),且每个事件至少被5个台站记录到.经过条件筛选,符合条件的事件数为7357个,P波和S波的到时数分别为67815条和67489条(图3).在重定位前,将资料集中无初始震源深度的小震深度设为0km,这些地震总共263次.由于数量较少,占地震总数不到4%,因而这种假定不会影响我们定位结果的主要结构特点.由小震的初始位置分布(图4a)可知,这些小震的空间分布不均匀,主要集中在张渤(张家口—渤海)地震带、山西地震带、太行山山前断裂带及邢台地震段等主要地震带上,而在其它地区则较为稀疏;在深度方向上,有些小震深度达到30km,且震源呈现层状密集分布.双差法(Waldhauser,Ellsworth,2000)是目前较为通用的提高地震定位精度的一种有效技术方法.该方法主要采用绝对到时残差之差,即相对走时残差或称为双差来修定地震位置.这种相对走时残差的使用主要是基于两个震源之间的距离远小于事件到台站的距离,认为两个事件传播到台站的射线路径几乎相同,从而可以有效地降低由于速度模型的不确定性对定位结果的影响,也会有意义减少到时资料拾取时的系统误差.两个相邻事件i和j到相同台站k的走时残差之差(双差drijkijk)可表示为drijk=rik-rjk=(3∑l=1∂Τik∂xilΔxil+Δτi+∫kiδuds)-(3∑l=1∂Τjk∂xjlΔxjl+Δτj+∫kjδuds)(1)由于我们假定地震i与地震j到台站的射线路径几乎相同,即∫kiδuds≈∫kjδuds,则式(1)可简化为drijk≈(3∑l=1∂Τik∂xilΔxil+Δτi)-(3∑l=1∂Τjk∂xjlΔxjl+Δτj)(2)另外,双差drijk也可以表示为drijk=(tiok-tick)-(tjok-tjck)=(tik-tjk)o-(tik-tjk)c(3)式中,tik和tjk分别为事件i和事件j到同一台站k的走时;上标o和c分别代表观测走时和理论走时.由式(2)和式(3),得到(3∑l=1∂Τik∂xilΔxil+Δτi)-(3∑l=1∂Τjk∂xjlΔxjl+Δτj)=(tik-tjk)o-(tik-tjk)c(4)最终,我们可以将式(4)反演问题归结为一般线性方程组Ay=b(5)式中,A为雅可比矩阵,y为待求解未知量(发震时刻、震中经度、纬度和震源深度),b为观测量(到时差之差).实际计算中所用的地震事件和观测资料均较多,因而式(5)中A为大型稀疏矩阵,因此我们采用共轭梯度法(Paige,Saunders,1982)求解式(5),最终得到阻尼最小二乘解.有关该方法的细节,可参阅Waldhauser和Ellsworth(2000)文章.2地震重定位和重建采用双差法对华北地区的小震进行重新定位之前,我们必须对研究区内的小震进行配对,即要求配对的地震事件在一定的空间范围内能够搜索到至少一次地震事件.这个空间范围主要根据研究区内的地震密集程度和所需定位精度来确定,即通常所说的搜索半径.该搜索半径对定位结果有一定影响:若该值过小,事件簇中能够建立联系的事件对就减少,能够定位的事件数也会随之减少;反之,若该值过大,超出了震源区的速度结构异常,便会直接影响定位结果的精度.根据本研究区内的地震分布特点,为得到更高精度的定位结果,且有更多地震能获得重定位,我们将初始确定事件对的搜索半径设为10km,发现有7154个事件能够进行配对并参与重新定位.由于S波到时资料拾取的精度相对于P波要低些,因此为减少S波资料的拾取误差和保证S波的走时残差发挥足够作用,这里我们将P波到时残差的权重取为1.0,而S波到时残差权重取为0.5.以观测报告中的定位结果作为初始值,对地震进行重定位.在重定位过程中进行两轮运算:在第一轮的8次迭代中,采用标准偏差的5倍作为截断值对地震数据进行剔除;在第二轮的10次迭代中,采用标准偏差的3倍作为截断值对地震数据进行剔除.在迭代过程中,对不同的距离阀值进行反复比较,结果发现选取9km时定位结果最佳.当均方根残差达到由数据的噪音水平决定的阀值或迭代次数达到最大值时(Waldhauser,Ellsworth,2000),迭代过程停止.最终我们获得了5511个高质量的地震事件震源位置(图4b),其均方根残差由重定位前的0.44s下降到重定位后的0.18s.在东西、南北及深度上的平均相对误差分别为0.53,0.49km和0.57km,且三方向相对误差均在1.0km以内的事件达4485个,占重定位事件的80%.尽管定位后的一些事件的相对误差超过1.0km,但这些事件空间分布较为零散,说明双差法对地震簇定位具有明显优势.3重定位后地震分布图4b展示出我们获得的重新定位后的5511个地震事件震中分布的平面图和经度方向及纬度方向的侧面图.尽管从平面图上重定位前后地震位置在多数地区难以观察到明显变化,但在较密集的地震条带上的地震位置变化还是很明显的,如唐山地震带南段和邢台地震段重定位后地震表现更为聚集;从侧面图也可以清楚地看出重定位前后明显变化(图4a,b).重定位前地震多集中在5—10km深度范围内,特别在10km深度上地震更为集中;但在重定位后地震多分布在5—15km深度范围内,且震源的深度分布形态更接近于正态分布(图4c).由重定位后地震分布平面图(图4b)可以看出,地震主要集中在山西地震带、邢台—文安地震带和张渤地震带等地震条带上,而在其它地区则相对稀疏.在山西地震带,地震多集中在盆地边缘,表征山西地震带的发震构造背景是由一系列的断陷盆地组成(刘光勋,阎凤忠,1995);邢台—文安地震带中的邢台地震段小震主要集中分布在新河断裂与束鹿盆地的交界带;张渤地震带地震多集中分布于NE向和NW向断裂带上及一些断裂交汇处,其中在夏垫及唐山断裂带上小震的条带状分布非常明显.为更清晰地认识和理解该区内发震断层性质,本文主要集中于山西地震带、邢台—文安地震带、张渤地震带陆区段、太行山山前地震带和渤海海域地震带等几个纵剖面来深入探讨研究区内小震的空间分布特征以及它们所蕴涵的深层次含义.需要说明的是,在重定位过程中有较零散分布的2008次地震被去除或未能获得重定位,与双差法优势于成簇地震定位有关.另外,这些丢失的地震多分布在断裂带以外(图4a),因而不会影响本文着重讨论断裂带的结构形态.3.1区域构造背景山西地震带位于稳定的鄂尔多斯地块与华北盆地之间,受太平洋板块西向俯冲和印度板块北向逆冲的共同作用,使得该地震带或构造带为一张性地震活动带(Yin,2000;Liuetal,2004;Zhao,2004;Lei,Zhao,2005,2006).由于该地震带所处的特殊地理位置和其所具有的特定构造特点,因而无论是地质学还是地球物理学的研究均倍受关注(Heetal,2004;王秀文等,2010;李传金等,2010).地质学研究结果表明,该地震带为一条北北东向的地堑型活动构造带,主要受新生代断陷带控制(刘光勋,阎凤忠,1995);而地球物理学研究表明,山西地震带上的震源机制解多为走滑正断层,地堑两侧的应力作用多以张性为主,可能表明深部有热物质上涌(Heetal,2004;王秀文等,2010).该断裂带为我国强震活动集中带,以强度大、频度高和破坏严重为特点.以上世纪末为例,该地震带曾发生过1989年大同MS6.1地震,1991年忻州MS5.1地震和大同MS5.8地震,以及1999年大同—阳高MS5.6地震.这些地震的发生可能标志着山西地震带的地震活动进入一个新的活动期(王秀文等,2010).因此,近年来震群的频繁活动,为了解山西地震带的活动特征提供了有利条件.从重定位后的震源深度分布(图5a)可以看出,小震主要发生在上地壳,震源深度集中在5—12km.表明山西地震带的发震层深度较浅,而重定位前的小震零散的分布在0—15km的范围内.小震的分布在六棱山山前、系舟山山前等地区表现为较垂直分布,可能暗示了断裂带的倾角较陡.从小震平面分布可以看出,在太原盆地北缘、忻定盆地系舟山山前断裂带以及大同盆地东南缘等地区小震分布较为密集,而在太原盆地的交城断裂和太谷断裂带小震分布较为稀疏.小震主要集中在太原凸起区,该段小震密集主要与田庄断裂和新城—亲贤断裂的活动密切相关.这样的震群分布特点与前人研究结果较为一致(侯廷爱等,1997).系舟山山前断裂是忻定盆地东南边界断裂,沿该断裂带的小震有着与断裂走向NE向相一致的走向.大同盆地附近的地震分布不均匀,西北边界的口泉断裂带上小震分布较少,但在大同盆地东南缘的六棱山北麓断裂带附近小震较多,其走向主要为NE、NNE向,可能暗示出了六棱山北麓断裂带的走向.3.2烟台—邢台—文安地震带邢台—文安地震带位于华北平原,根据地震密集程度可分为邢台段和文安段.其中,邢台段横穿束鹿盆地、晋县盆地、新河凸起和宁晋凸起,走向大致为NE向的地震带(徐锡伟等,2000).该断裂带曾发生过1966年邢台MS6.8和MS7.2地震,造成8000余人死亡和巨大经济损失.研究认为,邢台段中的新河断裂是该次地震的发震断裂(许桂林,范国胜,1986;徐杰等,1988).另外,2006年文安MS5.1地震也发生在邢台—文安地震带中的文安段上,尽管在震中附近没有断裂对应,但在震中以东方向小震较多,且与地震带走向基本一致(刁桂苓等,2006).这些中强震的发生,可能说明邢台—文安地震带近年来较为活跃.通过重新定位,发现重定位后邢台段小震较为密集,震源主要集中分布在5—20km的范围内;到北部的文安段,震源深度有所增加,表明该段的发震层有所加深(图5b).Lei等(2008,2011)认为文安地震前震源区确实存在明显的低速异常,可能与西太洋板块西向深俯冲至太行山前并在地幔转换带中滞留、脱水和软流圈热物质上涌等(Zhao,2004;Lei,Zhao,2005,2006)动力学过程相关.为更清晰地比较重定位前后邢台段与文安段震源区附近小震分布的差异性,以及分析定位后小震所蕰含的物理意义,我们将定位前后的小震分布分别展示于图6和图7.由图6中AA′剖面可知,邢台段震源区重定位前小震零散地分布在0—30km范围内(图6a),而重定位后小震多集中在5—18km之间(图6b),表明该深度层为邢台段的优势发震层;由BB′剖面可知,重定位后的小震分布在新河断裂呈现出上陡下缓的“铲状”形态(图6d),而重定位前的小震分布并未显示出这样的分布特征(图6c).这些结果均表明,小震的重定位可以清晰地反映出断层深部结构形态和活动态势.通过对比文安段以东的南北向纵剖面和穿过文安主震震源区东西向纵剖面的重定位前后结果(图7),可以看出重定位前后小震分布的深度范围变化不大,但重定位后能清晰分辨出文安震源区附近3个明显的小震群:第一个位于文安地震的东北方向,表现为明显的双层发震层(图7b);第二个位于文安地震正东方向,表现为从地表近垂直连续延伸至大约25km的深度(图7d);第三个恰好位于文安主震震源区上方,但该震群小震最少(图7d).这些结果说明,文安地震震源区存在强烈的横向不均匀性.3.3张渤地震带的分布张渤地震带位于华北平原与燕山山脉之间的过渡带.该地震带由20多条断续分布的断裂组成,单条断裂长20—40km,倾向不一,倾角较陡,具有正断兼左旋走滑的运动方式,被认为是一条第四纪以来的活动断裂带(方颖,张晶,2009),华北北部地区的强震活动明显地受该构造断裂带所控制.重力资料结果表明,该断裂带的中部和东南部为不同走向线性异常的交接带,西北部是大兴安岭—太行山重力梯度扭曲带(徐杰等,1998).航磁资料的分析结果表明,沿断裂带主要表现为NNW至近EW向的局部正异常及少量NW向局部负异常和NE向局部正负异常组成的NW向航磁异常条带,也是不同走向的磁场交接带(徐杰等,1998).从NW与NE向两组断裂的相互交切组合关系来看,张渤带自西而东分为张北—怀来、南口—三河、天津—塘沽、渤海中部和蓬莱—烟台等5个构造交汇段(徐杰等,1998).直达P波和莫氏面反射波PmP联合高分辨率成像结果显示,张渤带自东南向西北有由宽变窄的趋势(Leietal,2008).这一结果与前人分析的地质、地貌和小震活动结果(北京市地震局1)所显示的变化模式相类似.张渤地震带小震活动最为频繁,这为我们认识该地震带提供了有利条件.通过对比重定位前后该地震带上小震的分布,可以看出重定位前后小震的震源深度有着十分明显的变化,重定位前震源分布在0—30km,重定位后主要集中在5—20km(图5c),表明震源深度优势分布主要集中在中上地壳.从重定位后的结果可以清楚地看出,张渤地震带自NW向SE小震活动不仅在水平方向上有明显分段不连续特点,即在115.3°E和116.8°E处均出现了不同程度的明显不连续现象,而且在深度方向也表现出显著的分段特点.在西北部的涿鹿、延怀盆地一带较浅,而在中部的昌平顺义一带则明显加深,到夏垫、宝坻和唐山一带又逐渐变浅.这种由西向东的变化趋势,与前人的研究结果(朱艾斓等,2005)相类似,但在昌平顺义一带的震源深度分布有所差异.前人的结果显示出该段小震震源深度可达25km左右,而本研究震源深度却仅为20km.这一结果与层析成像结果显示的该段低速异常体顶部界面深度(Leietal,2008,2011)相类似.说明本研究的结果可能更符合该段的孕震构造,因而认为本研究相对前人的定位结果有了一定意义的改进.为进一步认识张渤地震带,我们还详细地分析了唐山断裂带的小震分布(图8).在重新定位前,小震沿断裂带方向无明显变化趋势(图8a),在唐山断裂带北段垂直于断裂方向也无法判定有两条断裂(图8e),但重定位后小震分布呈现出明显的结构特点,且主要分布在20km深度以上(图8b,d,f).沿断层走向,多数小震集中在唐山断裂带北段,在宁河段震源深度较大,而在唐山主震段小震震源深度较浅(均在15km深度之上),呈现出明显上隆的分布格局(图8b).前人对唐山断裂带的研究成果(孙若昧,刘福田,1995)也揭示出类似的发震构造.人工地震测深结果显示,在唐山主震附近中地壳15—20km深度范围内存在一低速层,唐山主震震中的位置便位于这个低速层的顶面附近(赖晓玲等,2006);天然地震层析成像结果也显示出唐山主震就发生在高低速异常边界,且接近于高速异常区(Leietal,2008,2011).在垂直于断层走向的纵剖面上,重定位后小震的分布相对之前更加集中于断裂带(图8d).唐山断裂带北段呈现出两条明显的断层,且东边断层可能略深于西边断层(图8f).最近研究结果显示出的唐山地震带存在3个明显震群分布特点,即唐山、卢龙(迁安)和滦县震群(于湘伟等,2010a).本文定位结果不仅证实了该结构特点,还揭示出了在唐山断裂带北段东侧存在一个近北北东走向的断层(图8f).万永革等(2008)采用首都圈数字地震台网资料编制的唐山地震观测报告,运用双差法得到1896个高精度的定位结果,然后应用这些小震资料反演获得了唐山主震北段的断层参数(表1).为证实我们结果的可靠性,本研究采用万永革等(2008)反演断层参数的算法,使用与其类似的地震事件,获得了该区一个新的断层参数(表1).结果显示,本研究结果与前人的结果有较好的一致性,但本研究结果的标准差明显降低,说明本研究获得的华北地区小震的定位精度相对于前人有明显提高.这显然对进一步深入理解研究区内断层结构形态有着重要意义.3.4子研究结构定位的讨论太行山山前断裂带位于华北断块区的中部,为太行山断块隆起区与华北平原裂陷盆地区的构造分界线,由黄庄—高丽营、徐水、保定—石家庄、邯郸、汤东和汤西等10多条NE--NNE向断裂组成(徐杰等,2000).从小震的分布可以看出,在保定段、宁晋段及磁县段小震较多,在此我们由北而南展示出这3个地区的小震分布纵剖面(图9).通过重定位前后的对比,可以看出重定位后小震更加密集(图9b,d).在保定段小震近乎垂直的密集分布暗示出该段存在两个倾角较为陡立的断层;在宁晋段及磁县段,断裂带西侧的小震展现出向太行山下方震源深度逐渐加深的趋势.图9中的虚线是采用CRUST2.0模型(Bassinetal,2000)所展示的莫霍面深度.该模型是由CRUST5.1模型(Mooneyetal,1998)改进后获得.尽管该模型的莫霍面分辨率不高,但在太行山东西两侧仍表现出了由东向西逐渐变深的趋势,这与曾融生等(1995)认为莫霍面深度由断裂带东侧的32—34km增加到西侧的40—42km相一致.太行山山前断裂带两侧地壳厚度的显著变化,可能导致了断裂带东西两侧孕震层深度的变化,这可能是造成震源深度逐渐加深的主要原因之一.尽管野外地质调查均显示,太行山山前断裂多数表现为正断层类型,但可能由于晚第三纪以来的区域构造作用,主压应力轴逐渐转变为ENE--WSW(徐杰等,2000).这与震源机制解联合滑动资料及水压致裂结果反演获得的近EW向水平主压应力方向(Wan,2010)较为接近.因此,认为研究区内当前的近EW水平压应力,也有可能为导致太行山山前断裂带西侧震源深度加大的原因之一.渤海位于张渤地震带的最东段,既有NNE向右旋走滑断裂带,又有WNW向左旋走滑断裂带.渤海海域的地震活动可能与由太平洋板块西向俯冲而形成的ENE向挤压应力和渤海上地幔隆起产生的构造应力的共同作用密切相关(苗庆杰等,2010).前人研究结果表明,渤海地区上地幔上隆,其上隆中心最薄处地壳只有28km厚(赖晓玲等,2007).其下方可能存在地幔热柱(滕吉文等,1997).渤海海域自有记录以来,曾发生过9次6级以上强震,其中7级以上地震有4次,最近一次为1969年7月18日MS7.4地震(滕吉文等,1997).初