張廣偉 雷建設， 謝富仁 郭永霞 蘭從欣

1）中國北京100085中國地震局地殼應力研究所

2）中國北京100081中國地震局地球物理研究所

3）中國北京100080北京市地震局

華北地區(qū)小震精定位及構(gòu)造意義

張廣偉1）雷建設1），謝富仁1）郭永霞2）蘭從欣3）

1）中國北京100085中國地震局地殼應力研究所

2）中國北京100081中國地震局地球物理研究所

3）中國北京100080北京市地震局

收集了華北地區(qū)2001年10月—2009年9月發(fā)生在該區(qū)內(nèi)的7 519次地震事件被166個數(shù)字化地震臺站記錄到的74 181條P波和74 465條S波到時資料，采用雙差定位法對這些小震進行了重新定位，最終得到了5 511次小震的定位結(jié)果.結(jié)果表明，重新定位后的結(jié)果較好地改進了原定位的精度.從平面上來看，重新定位后的小震更加集中于斷裂帶附近，條帶狀更為明顯.從震源深度分布來看，研究區(qū)內(nèi)重新定位后小震的震源深度多集中在5—15km的范圍內(nèi)，表明研究區(qū)孕震層基本位于地殼的中上部，但不同地震帶上小震分布的優(yōu)勢深度存在明顯差異.山西地震帶上的小震多集中在上地殼，而張家口—渤海地震帶陸區(qū)部分包括唐山斷裂帶及邢臺地震段上的小震多集中于中上地殼.本研究結(jié)果還獲得了前人研究結(jié)果未揭示的小震分布規(guī)律：① 在唐山斷裂帶北段東側(cè)存在一個近北北東走向的小震活動；② 渤海海域地震帶上的小震多處于10km深度處，且有些斷層上的小震展示出從地表至10km深度處的垂直分布；③ 太行山前的小震隨深度向太行山下方有逐漸變深的趨勢，表征太行山山前斷裂帶東西兩側(cè)孕震層有顯著差異.這些結(jié)果對于認識華北地區(qū)地震斷層及深部動力學過程均有重要意義.

小地震 地震帶 雙差定位 華北地區(qū)

引言

本文的研究區(qū)域為35.5°N—42.5°N，110°E—121°E（圖1）.由于受印度板塊的北向俯沖和太平洋板塊的西向俯沖作用（Yin，2000；Zhao，2004；Liuetal，2004；Lei，Zhao，2005，2006），該區(qū)構(gòu)造環(huán)境較為復雜，不僅分布有太行山隆起、燕山隆起和華北平原，而且還存在有很多活動斷裂（如邢臺斷裂帶、三河平谷斷裂帶和唐山斷裂帶等）和歷史強震（如1679年三河平谷8級地震、1966年邢臺MS7.2地震、1976年唐山MS7.8地震等）.特別是，近年來該區(qū)小震不僅活動頻繁，且分布廣泛.小震在平面上的分布不僅與斷層的走向密切相關(guān)，而且在深度上可能與斷層的深部幾何展布有關(guān)，因此小震通常作為認識斷層存在和活動的重要標志.所以小震位置的精確程度直接關(guān)系到我們對研究區(qū)構(gòu)造活動的認識.

雙差定位法（Waldhauser，Ellsworth，2000）被認為是提高地震特別是小震震源位置精度的一種有效手段.由于該方法主要采用兩次相近地震到同一臺站的走時殘差之差，從而能夠有效地降低由于地殼速度結(jié)構(gòu)的不確定性而引起的誤差.因此，國內(nèi)外不同學者運用該方法在不同研究區(qū)開展了大量研究工作，在地殼孕震層的深度范圍和斷層走向等方面均獲得了富有成效的研究成果（楊智嫻，陳運泰，2004；Fukuyamaetal，2003；朱艾斕等，2005；Baietal，2006；李樂等，2007）.就本研究的華北地區(qū)而言，也已有很多學者采用該方法開展了類似的研究工作.例如，楊智嫻和陳運泰（2004）對1998年1月—1999年3月發(fā)生在張北—尚義交界地區(qū)MS6.2地震震中附近的87次余震進行重新精定位，揭示出張北—尚義地震的發(fā)震構(gòu)造為北北東向斷層；朱艾斕等（2005）對在1980—2000年發(fā)生在我國首都圈地區(qū)（39°N—41°N，115°E—118°E）的2 098次小震進行重新定位，通過小震線性分布刻畫出順義震群及延懷盆地一帶幾條傾角較陡的隱伏活動斷裂；李樂等（2007）對1980—2004年首都圈及鄰區(qū) （35°N—42°N，110°E—120°E）內(nèi)的地震開展重新定位，發(fā)現(xiàn)地震表現(xiàn)為與區(qū)域構(gòu)造更為密切的“井”字形活動分布，并揭示出首都圈地區(qū)潛在的地震空區(qū)和陡傾角的隱伏斷層；于湘?zhèn)サ龋?010b）利用1993—2004年發(fā)生在華北地區(qū)（35°N—42°N，111°E—120°E）的6 771次地震進行重定位，揭示出新河斷裂下方存在兩條NE走向、SW傾斜和不同深度的地震活動帶.然而，這些研究工作所用的資料盡管有相同之處，但無論是所用資料的時間段還是空間分布均存在較大差別，尤其是他們所用資料包含大量的模擬資料且資料時間僅至2004年.在隨后5年時間研究區(qū)內(nèi)密集的數(shù)字化地震臺站積累了大量高質(zhì)量到時資料，這些資料對于提高小震定位精度具有重要意義.

研究區(qū)內(nèi)小震定位的精確程度，可能直接影響到我們對斷層面相關(guān)參數(shù)的認識（萬永革等，2008；王福昌等，2008），也會直接關(guān)系到研究區(qū)內(nèi)地震成像結(jié)果的質(zhì)量.盡管前人對該區(qū)做過大量的成像研究工作，但他們均是將走時殘差折衷到波速不均勻性和震源參數(shù)不確定性等參數(shù)反演中，因此無論是獲得的速度橫向不均勻性還是震源參數(shù)的精確程度均具有一定局限（于湘?zhèn)サ龋?003；Huang，Zhao，2004；齊誠等，2006；Leietal，2008，2011）.在本研究中，我們認為有必要收集2001—2009年華北地區(qū)數(shù)字化記錄以來積累的大量高質(zhì)量到時資料，對該區(qū)內(nèi)的小震進行重新精確定位，以更好地認識地震斷層深部結(jié)構(gòu)形態(tài)，同時也為進一步成像提供更為可靠的基礎(chǔ)資料.

圖1 研究區(qū)域構(gòu)造圖及歷史強震分布Fig.1 Tectonic map and historical strong earthquakes in study region

1 資料與方法

本研究收集了2001年10月—2009年9月9年時間段內(nèi)發(fā)生在華北地區(qū)內(nèi)的7 519次地震事件被166個數(shù)字化地震臺站所記錄到的74 181條P波和74 465條S波到時資料.這些地震臺站主要集中于北京和天津地區(qū)，在河北省分布雖較為稀疏但卻相對均勻，在山西北部、遼寧和山東等地也有少量分布（圖2）.為減少本研究中小震震相可能的誤判和到時拾取誤差，在重新定位前使用一維速度模型（Leietal，2008）和采用HYPODD中計算走時方法，獲得理論走時（圖3a，c）.該一維速度模型是綜合了前人的研究成果（國家地震局《深部物探成果》編寫組，1986；嘉世旭等，2005）獲得.盡管如此，我們還是比較了前人該區(qū)所用的一維速度模型（于湘?zhèn)サ龋?003），結(jié)果發(fā)現(xiàn)不同速度模型并不會對定位結(jié)果產(chǎn)生有意義的影響.最后，將觀測走時減去理論走時，獲得了我們所需的絕對走時殘差.多數(shù)P波走時殘差集中在±3.0s以內(nèi)，S波殘差分布在－5.0—4.0s，只有少數(shù)資料的到時殘差超出了±5s；且震中距超過200km，走時殘差發(fā)生明顯畸變.為了有更多可靠資料用于定位，本研究選擇殘差為±5s、震中距在200km范圍內(nèi)的到時資料（圖3b，d），且每個事件至少被5個臺站記錄到.經(jīng)過條件篩選，符合條件的事件數(shù)為7 357個，P波和S波的到時數(shù)分別為67 815條和67 489條（圖3）.在重定位前，將資料集中無初始震源深度的小震深度設為0km，這些地震總共263次.由于數(shù)量較少，占地震總數(shù)不到4%，因而這種假定不會影響我們定位結(jié)果的主要結(jié)構(gòu)特點.由小震的初始位置分布（圖4a）可知，這些小震的空間分布不均勻，主要集中在張渤（張家口—渤海）地震帶、山西地震帶、太行山山前斷裂帶及邢臺地震段等主要地震帶上，而在其它地區(qū)則較為稀疏；在深度方向上，有些小震深度達到30km，且震源呈現(xiàn)層狀密集分布.

圖4 重新定位前后地震參數(shù)對比（a）重新定位前的小震震中平面圖、側(cè)面圖和小震深度分布頻度圖.圖中圓圈表示獲得重定位的地震，“十”字表示未獲得重定位的地震，F(xiàn)表示地震頻度Fig.4 Comparison of earthquake parameters before and after relocation（a）Small earthquakes before relocation in map and side views，and histogram of the earthquakes with depth.Circles stand for the relocated earthquakes，while crosses stand for the earthquakes that cannot be relocated，F(xiàn)stands for earthquake frequency

雙差法（Waldhauser，Ellsworth，2000）是目前較為通用的提高地震定位精度的一種有效技術(shù)方法.該方法主要采用絕對到時殘差之差，即相對走時殘差或稱為雙差來修定地震位置.這種相對走時殘差的使用主要是基于兩個震源之間的距離遠小于事件到臺站的距離，認為兩個事件傳播到臺站的射線路徑幾乎相同，從而可以有效地降低由于速度模型的不確定性對定位結(jié)果的影響，也會有意義減少到時資料拾取時的系統(tǒng)誤差.

兩個相鄰事件i和j到相同臺站k的走時殘差之差（雙差drijk）可表示為

圖4 重新定位前后地震參數(shù)對比（b）重新定位后的小震震中平面圖、側(cè)面圖和小震深度分布頻度圖；（c）重定位前后深度分布對比.圖中圓圈表示獲得重定位的地震，F(xiàn)表示地震頻度Fig.4 Comparison of earthquake parameters before and after relocation（b）Small earthquakes after relocation in map and side views，and histogram of the earthquakes with depth；（c）Comparison of focal depths between before and after relocation.Circles stand for the relocated earthquakes，F(xiàn)stands for earthquake frequency

由于我們假定地震i與地震j到臺站的射線路徑幾乎相同，即∫則式（1）可簡化為

另外，雙差drikj也可以表示為

最終，我們可以將式（4）反演問題歸結(jié)為一般線性方程組

式中，A為雅可比矩陣，y為待求解未知量（發(fā)震時刻、震中經(jīng)度、緯度和震源深度），b為觀測量（到時差之差）.實際計算中所用的地震事件和觀測資料均較多，因而式（5）中A為大型稀疏矩陣，因此我們采用共軛梯度法（Paige，Saunders，1982）求解式（5），最終得到阻尼最小二乘解.有關(guān)該方法的細節(jié)，可參閱Waldhauser和Ellsworth（2000）文章.

2 相關(guān)參數(shù)的選取

采用雙差法對華北地區(qū)的小震進行重新定位之前，我們必須對研究區(qū)內(nèi)的小震進行配對，即要求配對的地震事件在一定的空間范圍內(nèi)能夠搜索到至少一次地震事件.這個空間范圍主要根據(jù)研究區(qū)內(nèi)的地震密集程度和所需定位精度來確定，即通常所說的搜索半徑.該搜索半徑對定位結(jié)果有一定影響：若該值過小，事件簇中能夠建立聯(lián)系的事件對就減少，能夠定位的事件數(shù)也會隨之減少；反之，若該值過大，超出了震源區(qū)的速度結(jié)構(gòu)異常，便會直接影響定位結(jié)果的精度.根據(jù)本研究區(qū)內(nèi)的地震分布特點，為得到更高精度的定位結(jié)果，且有更多地震能獲得重定位，我們將初始確定事件對的搜索半徑設為10km，發(fā)現(xiàn)有7 154個事件能夠進行配對并參與重新定位.

由于S波到時資料拾取的精度相對于P波要低些，因此為減少S波資料的拾取誤差和保證S波的走時殘差發(fā)揮足夠作用，這里我們將P波到時殘差的權(quán)重取為1.0，而S波到時殘差權(quán)重取為0.5.以觀測報告中的定位結(jié)果作為初始值，對地震進行重定位.在重定位過程中進行兩輪運算：在第一輪的8次迭代中，采用標準偏差的5倍作為截斷值對地震數(shù)據(jù)進行剔除；在第二輪的10次迭代中，采用標準偏差的3倍作為截斷值對地震數(shù)據(jù)進行剔除.在迭代過程中，對不同的距離閥值進行反復比較，結(jié)果發(fā)現(xiàn)選取9km時定位結(jié)果最佳.當均方根殘差達到由數(shù)據(jù)的噪音水平?jīng)Q定的閥值或迭代次數(shù)達到最大值時（Waldhauser，Ellsworth，2000），迭代過程停止.最終我們獲得了5 511個高質(zhì)量的地震事件震源位置（圖4b），其均方根殘差由重定位前的0.44s下降到重定位后的0.18s.在東西、南北及深度上的平均相對誤差分別為0.53，0.49km和0.57km，且三方向相對誤差均在1.0km以內(nèi)的事件達4 485個，占重定位事件的80%.盡管定位后的一些事件的相對誤差超過1.0km，但這些事件空間分布較為零散，說明雙差法對地震簇定位具有明顯優(yōu)勢.

3 結(jié)果與分析

圖4b展示出我們獲得的重新定位后的5 511個地震事件震中分布的平面圖和經(jīng)度方向及緯度方向的側(cè)面圖.盡管從平面圖上重定位前后地震位置在多數(shù)地區(qū)難以觀察到明顯變化，但在較密集的地震條帶上的地震位置變化還是很明顯的，如唐山地震帶南段和邢臺地震段重定位后地震表現(xiàn)更為聚集；從側(cè)面圖也可以清楚地看出重定位前后明顯變化（圖4a，b）.重定位前地震多集中在5—10km深度范圍內(nèi)，特別在10km深度上地震更為集中；但在重定位后地震多分布在5—15km深度范圍內(nèi)，且震源的深度分布形態(tài)更接近于正態(tài)分布（圖4c）.由重定位后地震分布平面圖（圖4b）可以看出，地震主要集中在山西地震帶、邢臺—文安地震帶和張渤地震帶等地震條帶上，而在其它地區(qū)則相對稀疏.在山西地震帶，地震多集中在盆地邊緣，表征山西地震帶的發(fā)震構(gòu)造背景是由一系列的斷陷盆地組成（劉光勛，閻鳳忠，1995）；邢臺—文安地震帶中的邢臺地震段小震主要集中分布在新河斷裂與束鹿盆地的交界帶；張渤地震帶地震多集中分布于NE向和NW向斷裂帶上及一些斷裂交匯處，其中在夏墊及唐山斷裂帶上小震的條帶狀分布非常明顯.為更清晰地認識和理解該區(qū)內(nèi)發(fā)震斷層性質(zhì)，本文主要集中于山西地震帶、邢臺—文安地震帶、張渤地震帶陸區(qū)段、太行山山前地震帶和渤海海域地震帶等幾個縱剖面來深入探討研究區(qū)內(nèi)小震的空間分布特征以及它們所蘊涵的深層次含義.需要說明的是，在重定位過程中有較零散分布的2 008次地震被去除或未能獲得重定位，與雙差法優(yōu)勢于成簇地震定位有關(guān).另外，這些丟失的地震多分布在斷裂帶以外（圖4a），因而不會影響本文著重討論斷裂帶的結(jié)構(gòu)形態(tài).

3.1 山西地震帶

山西地震帶位于穩(wěn)定的鄂爾多斯地塊與華北盆地之間，受太平洋板塊西向俯沖和印度板塊北向逆沖的共同作用，使得該地震帶或構(gòu)造帶為一張性地震活動帶（Yin，2000；Liuet al，2004；Zhao，2004；Lei，Zhao，2005，2006）.由于該地震帶所處的特殊地理位置和其所具有的特定構(gòu)造特點，因而無論是地質(zhì)學還是地球物理學的研究均倍受關(guān)注（Heetal，2004；王秀文等，2010；李傳金等，2010）.地質(zhì)學研究結(jié)果表明，該地震帶為一條北北東向的地塹型活動構(gòu)造帶，主要受新生代斷陷帶控制（劉光勛，閻鳳忠，1995）；而地球物理學研究表明，山西地震帶上的震源機制解多為走滑正斷層，地塹兩側(cè)的應力作用多以張性為主，可能表明深部有熱物質(zhì)上涌（Heetal，2004；王秀文等，2010）.該斷裂帶為我國強震活動集中帶，以強度大、頻度高和破壞嚴重為特點.以上世紀末為例，該地震帶曾發(fā)生過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—陽高MS5.6地震.這些地震的發(fā)生可能標志著山西地震帶的地震活動進入一個新的活動期（王秀文等，2010）.因此，近年來震群的頻繁活動，為了解山西地震帶的活動特征提供了有利條件.

從重定位后的震源深度分布（圖5a）可以看出，小震主要發(fā)生在上地殼，震源深度集中在5—12km.表明山西地震帶的發(fā)震層深度較淺，而重定位前的小震零散的分布在0—15km的范圍內(nèi).小震的分布在六棱山山前、系舟山山前等地區(qū)表現(xiàn)為較垂直分布，可能暗示了斷裂帶的傾角較陡.從小震平面分布可以看出，在太原盆地北緣、忻定盆地系舟山山前斷裂帶以及大同盆地東南緣等地區(qū)小震分布較為密集，而在太原盆地的交城斷裂和太谷斷裂帶小震分布較為稀疏.小震主要集中在太原凸起區(qū)，該段小震密集主要與田莊斷裂和新城—親賢斷裂的活動密切相關(guān).這樣的震群分布特點與前人研究結(jié)果較為一致（侯廷愛等，1997）.系舟山山前斷裂是忻定盆地東南邊界斷裂，沿該斷裂帶的小震有著與斷裂走向NE向相一致的走向.大同盆地附近的地震分布不均勻，西北邊界的口泉斷裂帶上小震分布較少，但在大同盆地東南緣的六棱山北麓斷裂帶附近小震較多，其走向主要為NE、NNE向，可能暗示出了六棱山北麓斷裂帶的走向.

圖5 重定位后小震震源深度縱剖面圖.（a）山西地震帶；（b）邢臺—文安地震帶；（c）張渤地震帶.除剖面上方的地形外，本圖與圖6—10中的縱橫軸均成比例Fig.5 Vertical profiles of the relocated small earthquakes.（a）Shanxi seismic zone；（b）Xingtai－－Wenan seismic zone；（c）Zhang－－Bo seismic zone.No vertical exaggerationexcept for the topography above vertical cross sections in Fig.6—10

3.2 邢臺—文安地震帶

邢臺—文安地震帶位于華北平原，根據(jù)地震密集程度可分為邢臺段和文安段.其中，邢臺段橫穿束鹿盆地、晉縣盆地、新河凸起和寧晉凸起，走向大致為NE向的地震帶（徐錫偉等，2000）.該斷裂帶曾發(fā)生過1966年邢臺MS6.8和MS7.2地震，造成8 000余人死亡和巨大經(jīng)濟損失.研究認為，邢臺段中的新河斷裂是該次地震的發(fā)震斷裂（許桂林，范國勝，1986；徐杰等，1988）.另外，2006年文安MS5.1地震也發(fā)生在邢臺—文安地震帶中的文安段上，盡管在震中附近沒有斷裂對應，但在震中以東方向小震較多，且與地震帶走向基本一致（刁桂苓等，2006）.這些中強震的發(fā)生，可能說明邢臺—文安地震帶近年來較為活躍.通過重新定位，發(fā)現(xiàn)重定位后邢臺段小震較為密集，震源主要集中分布在5—20km的范圍內(nèi)；到北部的文安段，震源深度有所增加，表明該段的發(fā)震層有所加深（圖5b）.Lei等（2008，2011）認為文安地震前震源區(qū)確實存在明顯的低速異常，可能與西太洋板塊西向深俯沖至太行山前并在地幔轉(zhuǎn)換帶中滯留、脫水和軟流圈熱物質(zhì)上涌等（Zhao，2004；Lei，Zhao，2005，2006）動力學過程相關(guān).

為更清晰地比較重定位前后邢臺段與文安段震源區(qū)附近小震分布的差異性，以及分析定位后小震所蕰含的物理意義，我們將定位前后的小震分布分別展示于圖6和圖7.由圖6中AA′剖面可知，邢臺段震源區(qū)重定位前小震零散地分布在0—30km范圍內(nèi)（圖6a），而重定位后小震多集中在5—18km之間（圖6b），表明該深度層為邢臺段的優(yōu)勢發(fā)震層；由BB′剖面可知，重定位后的小震分布在新河斷裂呈現(xiàn)出上陡下緩的“鏟狀”形態(tài)（圖6d），而重定位前的小震分布并未顯示出這樣的分布特征（圖6c）.這些結(jié)果均表明，小震的重定位可以清晰地反映出斷層深部結(jié)構(gòu)形態(tài)和活動態(tài)勢.

圖6 邢臺地震帶小震重定位前（a，c）、后（b，d）震源深度縱剖面對比圖.六角星表示1966年邢臺MS7.2地震Fig.6 Comparison between small earthquakes before（a，c）and after（b，d）the relocation around Xingtai seismic zone along the vertical cross sections.Hexagram represents the 1966Xingtai MS7.2earthquake

通過對比文安段以東的南北向縱剖面和穿過文安主震震源區(qū)東西向縱剖面的重定位前后結(jié)果（圖7），可以看出重定位前后小震分布的深度范圍變化不大，但重定位后能清晰分辨出文安震源區(qū)附近3個明顯的小震群：第一個位于文安地震的東北方向，表現(xiàn)為明顯的雙層發(fā)震層（圖7b）；第二個位于文安地震正東方向，表現(xiàn)為從地表近垂直連續(xù)延伸至大約25km的深度（圖7d）；第三個恰好位于文安主震震源區(qū)上方，但該震群小震最少（圖7d）.這些結(jié)果說明，文安地震震源區(qū)存在強烈的橫向不均勻性.

3.3 張渤地震帶

張渤地震帶位于華北平原與燕山山脈之間的過渡帶.該地震帶由20多條斷續(xù)分布的斷裂組成，單條斷裂長20—40km，傾向不一，傾角較陡，具有正斷兼左旋走滑的運動方式，被認為是一條第四紀以來的活動斷裂帶（方穎，張晶，2009），華北北部地區(qū)的強震活動明顯地受該構(gòu)造斷裂帶所控制.重力資料結(jié)果表明，該斷裂帶的中部和東南部為不同走向線性異常的交接帶，西北部是大興安嶺—太行山重力梯度扭曲帶（徐杰等，1998）.航磁資料的分析結(jié)果表明，沿斷裂帶主要表現(xiàn)為NNW至近EW向的局部正異常及少量NW向局部負異常和NE向局部正負異常組成的NW向航磁異常條帶，也是不同走向的磁場交接帶（徐杰等，1998）.從NW與NE向兩組斷裂的相互交切組合關(guān)系來看，張渤帶自西而東分為張北—懷來、南口—三河、天津—塘沽、渤海中部和蓬萊—煙臺等5個構(gòu)造交匯段（徐杰等，1998）.直達P波和莫氏面反射波PmP聯(lián)合高分辨率成像結(jié)果顯示，張渤帶自東南向西北有由寬變窄的趨勢（Leietal，2008）.這一結(jié)果與前人分析的地質(zhì)、地貌和小震活動結(jié)果（北京市地震局①北京市地震局.2006.北京市2007年度地震趨勢研究報告.）所顯示的變化模式相類似.

圖7 文安地震帶小震重定位前（a，c）、后（b，d）縱剖面對比圖.六角星表示2006年文安MS5.1地震Fig.7 Comparison of small earthquakes before（a，c）and after（b，d）the relocation around Wenan seismic zone along the vertical cross sections.Hexagram represents the 2006Wenan MS5.1earthquake

張渤地震帶小震活動最為頻繁，這為我們認識該地震帶提供了有利條件.通過對比重定位前后該地震帶上小震的分布，可以看出重定位前后小震的震源深度有著十分明顯的變化，重定位前震源分布在0—30km，重定位后主要集中在5—20km（圖5c），表明震源深度優(yōu)勢分布主要集中在中上地殼.從重定位后的結(jié)果可以清楚地看出，張渤地震帶自NW向SE小震活動不僅在水平方向上有明顯分段不連續(xù)特點，即在115.3°E和116.8°E處均出現(xiàn)了不同程度的明顯不連續(xù)現(xiàn)象，而且在深度方向也表現(xiàn)出顯著的分段特點.在西北部的涿鹿、延懷盆地一帶較淺，而在中部的昌平順義一帶則明顯加深，到夏墊、寶坻和唐山一帶又逐漸變淺.這種由西向東的變化趨勢，與前人的研究結(jié)果（朱艾斕等，2005）相類似，但在昌平順義一帶的震源深度分布有所差異.前人的結(jié)果顯示出該段小震震源深度可達25km左右，而本研究震源深度卻僅為20km.這一結(jié)果與層析成像結(jié)果顯示的該段低速異常體頂部界面深度（Leietal，2008，2011）相類似.說明本研究的結(jié)果可能更符合該段的孕震構(gòu)造，因而認為本研究相對前人的定位結(jié)果有了一定意義的改進.

為進一步認識張渤地震帶，我們還詳細地分析了唐山斷裂帶的小震分布（圖8）.在重新定位前，小震沿斷裂帶方向無明顯變化趨勢（圖8a），在唐山斷裂帶北段垂直于斷裂方向也無法判定有兩條斷裂（圖8e），但重定位后小震分布呈現(xiàn)出明顯的結(jié)構(gòu)特點，且主要分布在20km深度以上（圖8b，d，f）.沿斷層走向，多數(shù)小震集中在唐山斷裂帶北段，在寧河段震源深度較大，而在唐山主震段小震震源深度較淺（均在15km深度之上），呈現(xiàn)出明顯上隆的分布格局（圖8b）.前人對唐山斷裂帶的研究成果（孫若昧，劉福田，1995）也揭示出類似的發(fā)震構(gòu)造.人工地震測深結(jié)果顯示，在唐山主震附近中地殼15—20km深度范圍內(nèi)存在一低速層，唐山主震震中的位置便位于這個低速層的頂面附近（賴曉玲等，2006）；天然地震層析成像結(jié)果也顯示出唐山主震就發(fā)生在高低速異常邊界，且接近于高速異常區(qū)（Leietal，2008，2011）.在垂直于斷層走向的縱剖面上，重定位后小震的分布相對之前更加集中于斷裂帶（圖8d）.唐山斷裂帶北段呈現(xiàn)出兩條明顯的斷層，且東邊斷層可能略深于西邊斷層（圖8f）.最近研究結(jié)果顯示出的唐山地震帶存在3個明顯震群分布特點，即唐山、盧龍（遷安）和灤縣震群（于湘?zhèn)サ龋?010a）.本文定位結(jié)果不僅證實了該結(jié)構(gòu)特點，還揭示出了在唐山斷裂帶北段東側(cè)存在一個近北北東走向的斷層（圖8f）.

圖8 唐山斷裂帶重定位前（a，c，e）、后（b，d，f）震源剖面對比圖.六角星表示1976年唐山MS7.8地震Fig.8 Comparison of small earthquakes before（a，c，e）and after（b，d，f）the relocationalong three vertical cross sections around Tangshan seismic zone along the verticalcross sections.Hexagram represents the 1976Tangshan MS7.8earthquake

萬永革等（2008）采用首都圈數(shù)字地震臺網(wǎng)資料編制的唐山地震觀測報告，運用雙差法得到1 896個高精度的定位結(jié)果，然后應用這些小震資料反演獲得了唐山主震北段的斷層參數(shù)（表1）.為證實我們結(jié)果的可靠性，本研究采用萬永革等（2008）反演斷層參數(shù)的算法，使用與其類似的地震事件，獲得了該區(qū)一個新的斷層參數(shù)（表1）.結(jié)果顯示，本研究結(jié)果與前人的結(jié)果有較好的一致性，但本研究結(jié)果的標準差明顯降低，說明本研究獲得的華北地區(qū)小震的定位精度相對于前人有明顯提高.這顯然對進一步深入理解研究區(qū)內(nèi)斷層結(jié)構(gòu)形態(tài)有著重要意義.

表1 唐山斷裂北段斷層參數(shù)反演結(jié)果與萬永革等（2008）結(jié)果對比Table 1 Comparison between previous and present result on northern segment of the Tangshan fault

圖9 太行山山前斷裂帶重定位前（a，c，e）、后（b，d，f）小震分布縱剖面對比圖Fig.9 Comparison between the small earthquakes before（a，c，e）and after（b，d，f）the relocation around Taihang mountain front in vertical cross sections

3.4 太行山山前及渤海海域地震帶

太行山山前斷裂帶位于華北斷塊區(qū)的中部，為太行山斷塊隆起區(qū)與華北平原裂陷盆地區(qū)的構(gòu)造分界線，由黃莊—高麗營、徐水、保定—石家莊、邯鄲、湯東和湯西等10多條NE－－NNE向斷裂組成（徐杰等，2000）.從小震的分布可以看出，在保定段、寧晉段及磁縣段小震較多，在此我們由北而南展示出這3個地區(qū)的小震分布縱剖面（圖9）.通過重定位前后的對比，可以看出重定位后小震更加密集（圖9b，d）.在保定段小震近乎垂直的密集分布暗示出該段存在兩個傾角較為陡立的斷層；在寧晉段及磁縣段，斷裂帶西側(cè)的小震展現(xiàn)出向太行山下方震源深度逐漸加深的趨勢.圖9中的虛線是采用CRUST2.0模型（Bassinetal，2000）所展示的莫霍面深度.該模型是由CRUST5.1模型（Mooneyetal，1998）改進后獲得.盡管該模型的莫霍面分辨率不高，但在太行山東西兩側(cè)仍表現(xiàn)出了由東向西逐漸變深的趨勢，這與曾融生等（1995）認為莫霍面深度由斷裂帶東側(cè)的32—34km增加到西側(cè)的40—42km相一致.太行山山前斷裂帶兩側(cè)地殼厚度的顯著變化，可能導致了斷裂帶東西兩側(cè)孕震層深度的變化，這可能是造成震源深度逐漸加深的主要原因之一.盡管野外地質(zhì)調(diào)查均顯示，太行山山前斷裂多數(shù)表現(xiàn)為正斷層類型，但可能由于晚第三紀以來的區(qū)域構(gòu)造作用，主壓應力軸逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)镋NE－－WSW（徐杰等，2000）.這與震源機制解聯(lián)合滑動資料及水壓致裂結(jié)果反演獲得的近EW向水平主壓應力方向（Wan，2010）較為接近.因此，認為研究區(qū)內(nèi)當前的近EW水平壓應力，也有可能為導致太行山山前斷裂帶西側(cè)震源深度加大的原因之一.

渤海位于張渤地震帶的最東段，既有NNE向右旋走滑斷裂帶，又有WNW向左旋走滑斷裂帶.渤海海域的地震活動可能與由太平洋板塊西向俯沖而形成的ENE向擠壓應力和渤海上地幔隆起產(chǎn)生的構(gòu)造應力的共同作用密切相關(guān)（苗慶杰等，2010）.前人研究結(jié)果表明，渤海地區(qū)上地幔上隆，其上隆中心最薄處地殼只有28km厚（賴曉玲等，2007）.其下方可能存在地幔熱柱（滕吉文等，1997）.渤海海域自有記錄以來，曾發(fā)生過9次6級以上強震，其中7級以上地震有4次，最近一次為1969年7月18日MS7.4地震（滕吉文等，1997）.初始小震深度基本集中在10km這個深度上（圖10a，c，e），重定位以后有少量小震從地表延伸至10km深度（圖10b，d，f）.說明該處斷層在這個深度范圍均表現(xiàn)為活動狀態(tài).本研究結(jié)果顯示發(fā)震層位于上地殼脆性層內(nèi).環(huán)文林等（1989）對渤海地區(qū)小震的定位結(jié)果顯示，渤海地震均發(fā)生在地殼以內(nèi)，但震源深度多在地殼上部的10—20km范圍內(nèi).這些結(jié)果表明，本項研究有意義地改進了前人定位結(jié)果，這種改進可能與我們采用雙差定位法，從而克服了速度模型不確定性和減少了到時資料的讀取誤差密切相關(guān).

圖10 渤海海域重定位前（a，c，e）、后（b，d，f）小震縱剖面對比圖Fig.10 Comparison between small earthquakes before（a，c，e）and after（b，d，f）the relocation along vertical cross sections in Bohai Sea region

4 討論與結(jié)論

本研究運用雙差定位法對我國華北地區(qū)2001—2009年發(fā)生的地震進行了重新定位，獲得5 511個定位后的地震事件.這些事件在東西、南北及深度方向上的平均相對誤差分別為0.53，0.49km和0.57km，均方根殘差由重定位前的0.44s下降到重定位后的0.18s.研究區(qū)內(nèi)震源深度集中分布在5—15km，進一步證實了研究區(qū)的發(fā)震層在中上地殼.重定位后小震分布更加集中于斷裂帶，呈現(xiàn)出更加明顯的條帶狀分布.

張渤地震帶陸區(qū)段地震多集中在20km深度之上，但無論是在深度方向上還是橫向方向上均呈現(xiàn)出明顯的不均勻性，這與前人的地球物理結(jié)果相類似.然而，本項研究結(jié)果顯示，渤海海域的地震多集中在10km深度以上，這無疑扭轉(zhuǎn)了前人認為多在10—20km深度范圍的認識.山西地震帶的小震主要分布在上地殼，且小震集中在盆地邊緣，表征山西地震帶的發(fā)震構(gòu)造是由一系列的斷陷盆地組成.太行山山前斷裂西側(cè)的小震隨深度向太行山下方有逐漸加深的趨勢，反映了太行山山前斷裂東西兩側(cè)地殼厚度的顯著變化.

重定位后邢臺—文安地震帶的邢臺段小震在新河斷裂處呈現(xiàn)出上陡下緩的“鏟狀”形態(tài)；文安震源區(qū)附近存在3個明顯的小震群：第一個位于文安地震的東北方向，表現(xiàn)為明顯的雙層發(fā)震層；第二個位于文安地震正東方向，表現(xiàn)為從地表近垂直連續(xù)延伸至大約25km深度；第三個恰好位于文安主震震源區(qū)上方，但該震群小震最少.這些結(jié)果可能說明邢臺—文安地震帶存在著強烈橫向不均勻性.

通過使用與前人相同的反演方法和基本相同的資料集，發(fā)現(xiàn)唐山斷裂帶北段的斷層參數(shù)與前人基本相同，但標準差明顯降低.說明本項研究結(jié)果相對前人的結(jié)果有了一定意義上的改進.這是因為本研究還揭示出了在唐山斷裂帶北段東側(cè)存在一個近北北東走向的小震群.因此，本項研究進一步深化了我們對該區(qū)地震斷層深部結(jié)構(gòu)形態(tài)的認識，同時也為獲得高質(zhì)量的成像結(jié)果提供了更為可靠的基礎(chǔ)資料.

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張廣偉 中國地震局地殼應力研究所.2008年吉林大學應用地球物理專業(yè)畢業(yè)，獲學士學位；2011年中國地震局地殼應力研究所畢業(yè)，獲理學碩士學位.現(xiàn)主要從事小震精定位等方面的研究工作.

Precise relocation of small earthquakes occurred in North China and its tectonic implication

Zhang Guangwei1）Lei Jianshe1），Xie Furen1）Guo Yongxia2）Lan Congxin3）
1）InstituteofCrustalDynamics，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100085，China
2）InstituteofGeophysics，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100081，China
3）EarthquakeAdministrationofBeijingMunicipality，Beijing100080，China

In the present study we collected 74 181P－wave and 74 465S－wave arrival times from 7 519local earthquakes in North China recorded by 166seismic stations during October 2001to September 2009，and relocated these earthquakes by using double－difference location algorithm，finally obtained 5 511re－located earthquakes.Our result shows that the locations of the relocated earthquakes have been improved significantly over those of original ones.In map view the relocated earthquakes are more concentrated on obvious strips around the faults，while most of them occurred at 5—15km depths，suggesting the seismogenic layer in the region being in the mid－upper crust.However，different seismic zones show obvious contrasts in predominant earthquake focal depths.Most small earthquakes around the Shanxi seismic zone occurred in upper crust，while those in continental part of the Zhang－－Bo seismic zone and in Xingtai seismic zone mainly occurred in mid－upper crust.The present study obtained some results not revealed by previous studies：①Small earthquakes occurred in NNE－－SSW trend on east side of the northern segment of the Tangshan seismic zone.② Most relocated earthquakes in sea region of the Bohai sea zone are at about 10km depth，with a few earthquakes having a depth from a few to 10km.③Small earthquakes around the fault zone in front Taihang mountain gets deeper westward under the mountain，suggesting a deeper seismogenic layer beneath the mountain.These results are helpful for understanding fault seismic activity and deep mantle dynamics of North China region.

small earthquake；seismic zone；double－difference location algorithm；North China region

10.3969/j.issn.0253－3782.2011.06.001

P315.2

A

張廣偉，雷建設，謝富仁，郭永霞，蘭從欣.2011.華北地區(qū)小震精定位及構(gòu)造意義.地震學報，33（6）：699－－714.

Zhang Guangwei，Lei Jianshe，Xie Furen，Guo Yongxia，Lan Congxin.2011.Precise relocation of small earthquakes occurred in North China and its tectonic implication.ActaSeismologicaSinica，33（6）：699－－714.

中央級公益性科研院所基本科研業(yè)務專項（ZDJ2007－1）和北京市自然科學基金項目（8092028）資助.

2010－11－24收到初稿，2011－04－26決定采用修改稿.

e－mail：jshlei＿cj＠hotmail.com