王雨 李自紅 寧杰遠(yuǎn),?

山西斷陷帶的地震分布及地殼地震波速度結(jié)構(gòu)

王雨1李自紅2寧杰遠(yuǎn)1,?

1.北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院, 北京 100871; 2.山西省地震局, 太原 030002; ?通信作者, E-mail: njy@pku.edu.cn

為了研究山西斷陷帶的地震活動(dòng)性及其物理背景, 利用國(guó)家地震科學(xué)數(shù)據(jù)共享中心以及山西省地震局提供的地震震相數(shù)據(jù), 通過(guò) tomoDD 方法對(duì) 1990—2008 年和 2012—2016 年期間的地震進(jìn)行重定位, 并反演山西斷陷帶附近的地震波速度結(jié)構(gòu)。地震集中于山西斷陷帶內(nèi), 基本上位于已知斷層附近, 主要分布在太原盆地的東北?西南兩側(cè)。震源深度范圍為 0~30km, 北部區(qū)域震源深度小, 震源深度超過(guò) 20km 的地震主要分布在忻定盆地以南地區(qū), 太原盆地兩側(cè)的地震集中區(qū)形成兩個(gè)延伸深度最大的南北走向的垂直地震密集條帶, 推測(cè)受太原盆地兩側(cè)兩個(gè)近南北走向的活動(dòng)的深大斷裂控制。太原盆地兩側(cè)近南北走向的兩個(gè)活動(dòng)深大斷裂如果貫通, 有可能發(fā)生 7 級(jí)以上強(qiáng)震。同時(shí), 研究結(jié)果顯示山西斷陷帶地殼的地震波速結(jié)構(gòu)變化劇烈, 該斷陷帶下方的地殼普遍表現(xiàn)為低速, 但其中太原盆地下方地殼的波速略高, 其東北側(cè)和西南側(cè)斷陷盆地下方的地殼則表現(xiàn)為更低的波速; 與此相反, 其西北側(cè)和東南側(cè)緊鄰太原盆地的兩個(gè)小區(qū)域下方的地殼則表現(xiàn)為明顯的高速, 大同西部區(qū)域下方的地殼也表現(xiàn)為明顯的高速。這些波速特征都與地表構(gòu)造以及地表熱流值有很好的對(duì)應(yīng)關(guān)系, 太原盆地東北側(cè)和西南側(cè)都可能有熱物質(zhì)上涌, 并且可能侵入西部的鄂爾多斯地塊內(nèi)部; 相反地, 熱物質(zhì)可能沒(méi)有侵入太原盆地西北側(cè)、太原盆地以及太原盆地東南側(cè)下方的地殼中, 說(shuō)明太原盆地的拉張裂開(kāi)可能并不是受熱物質(zhì)上涌控制, 而是受青藏高原的推擠力控制。

山西斷陷帶; 地震分布; 地震波速度結(jié)構(gòu); 雙差層析法

山西斷陷帶由大同、忻定、太原、臨汾和運(yùn)城等一系列斷陷盆地構(gòu)成, 總體上呈北北東走向, 平面上的展布呈現(xiàn)“S”型(圖 1), 與太行山相接, 南部是渭河盆地、秦嶺山脈及四川盆地, 西部與鄂爾多斯地塊相連, 將華北克拉通分為東部華北盆地和西部鄂爾多斯兩個(gè)結(jié)構(gòu)和活動(dòng)性截然不同的構(gòu)造塊體。對(duì)山西斷陷帶結(jié)構(gòu)的研究涉及大陸巖石圈演化這一重大科學(xué)問(wèn)題, 有人認(rèn)為山西斷陷帶一系列特有的構(gòu)造形態(tài)是斷陷帶整體右旋剪切拉張的產(chǎn)物[1?3], 也有人認(rèn)為與地下熱物質(zhì)活動(dòng)相關(guān)[4]。

山西斷陷帶在歷史上曾多次發(fā)生大地震, 例如1303 年洪洞 8.0 級(jí)地震、1695 年臨汾 7.7 級(jí)地震以及 1614 年平遙 6.5 級(jí)地震[5]。研究山西斷陷帶的形成機(jī)制及動(dòng)力學(xué)演化特征, 不僅關(guān)系到其演化過(guò)程, 也涉及該地區(qū)地震危險(xiǎn)性的評(píng)估。

山西斷陷帶地形變化劇烈。地震測(cè)深結(jié)果顯示, 地殼 P 波速度平均值為 6.35km/s, 地殼厚度平均值為 42km, 并且這一帶地殼厚度變化劇烈, 局部存在低速區(qū)[4,6]。宋美琴等[7]和梁向軍等[8]對(duì)地震分布的研究結(jié)果表明, 山西斷陷帶南部地震的最大深度大于北部, 他們認(rèn)為這與山西斷陷帶由南往北的發(fā)展歷史有關(guān)。

為了認(rèn)識(shí)山西斷陷帶的地震活動(dòng)性及其物理背景, 揭示該地區(qū)的地球動(dòng)力學(xué)圖像, 本文采用 tomo DD 方法, 對(duì) 1990—2008 年和 2012—2016 年的地震進(jìn)行重定位, 得到該地區(qū)的地震波速度結(jié)構(gòu), 并探討其動(dòng)力學(xué)意義。

1 雙差層析成像法

1976 年, Crosson[9]提出震源位置與地震波速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演的方法。2003 年, Zhang 等[10]以雙差定位法[11]為基礎(chǔ), 提出雙差層析成像法(double-difference tomography, tomoDD), 在使用水平層狀速度模型對(duì)震群重定位的同時(shí), 能夠得到改進(jìn)的地震波速度結(jié)構(gòu)。與傳統(tǒng)的定位和層析成像方法相比, 雙差層析成像不僅可以同時(shí)得到定位和地震波速度結(jié)構(gòu), 而且可以得到更精確的震源定位及源區(qū)的地震波速度結(jié)構(gòu)[10?12]。

雙差層析成像法運(yùn)用絕對(duì)走時(shí)和相對(duì)走時(shí)資料, 實(shí)現(xiàn)三維速度結(jié)構(gòu)和震源參數(shù)的聯(lián)合反演。該方法采用三維網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)進(jìn)行模型參數(shù)化, 用偽彎曲射線追蹤法確定最小走時(shí)路徑, 并計(jì)算理論走時(shí)及觀測(cè)走時(shí)對(duì)震源位置和慢度的偏導(dǎo)數(shù)。在速度模型的反演中引入光滑約束, 具有良好的穩(wěn)定性。雙差處理過(guò)程中, 雖然可能增加隨機(jī)誤差, 但減少了系統(tǒng)誤差, 同時(shí)可以降低震源區(qū)域外的速度模型對(duì)震源區(qū)速度結(jié)構(gòu)的影響。模型的偏導(dǎo)數(shù)也集中于源區(qū), 因此震源區(qū)能夠得到比傳統(tǒng)層析成像和普通定位方法更加精細(xì)的速度結(jié)構(gòu)及地震重定位結(jié)果[13]。雙差層析成像法的原理[10?13]如下:

同一臺(tái)站觀測(cè)到的事件的線性化方程與式(2)相同:

將式(2)與(3)相減, 得到

假設(shè)兩個(gè)事件與的距離足夠近, 故從兩個(gè)事件到同一臺(tái)站的路徑幾乎一致, 式(4)可化簡(jiǎn)為

雙差層析成像法采用偽彎曲射線追蹤法搜索路徑, 計(jì)算臺(tái)站與事件之間的理論到時(shí), 基本步驟如下: 選擇一條初始路徑, 然后對(duì)射線路徑進(jìn)行擾動(dòng), 使其不斷接近真實(shí)路徑, 可以快速精確地得到射線路徑和地震波走時(shí)。但是, 該方法不能有效地處理地震波速度間斷面, 如康拉德間斷面、莫霍面和俯沖帶邊界等。

2 山西斷陷帶的震源分布及地震波速度結(jié)構(gòu)

2.1 參數(shù)設(shè)置與數(shù)據(jù)處理

本文研究區(qū)的經(jīng)緯度范圍為 35°—41°N, 110°—116°E, 使用的數(shù)據(jù)是國(guó)家地震科學(xué)數(shù)據(jù)共享中心山西臺(tái)網(wǎng) 1990—2008 年的震相數(shù)據(jù)以及山西省地震局提供的 2012—2016 年的震相數(shù)據(jù)。最終用到的地震事件共 7020 個(gè), 臺(tái)站數(shù)量為 79 個(gè)。對(duì)程序參數(shù)進(jìn)行設(shè)置, 在 MOD 文件中設(shè)置經(jīng)度節(jié)點(diǎn)為109.00°, 110.00°, 111.00°, 112.00°, 112.50°, 113.00°,113.50°, 114.00°, 114.50°, 115.00°, 115.50°和 116.00°, 緯度節(jié)點(diǎn)為 34.00°,35.00°,35.50°,36.00°,36.50°, 37.00°, 37.50°, 38.00°, 38.50°, 39.00°, 39.50°, 40.00°,41.00°和42.00°, 深度節(jié)點(diǎn)為?100, 0, 5, 10, 15, 20, 25, 30, 35, 45和60 km。

首先對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行震相預(yù)處理, 將震相數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)化為走時(shí)數(shù)據(jù)。在 ph2dt 程序中, 控制文件為 ph2dt. inp, 參數(shù)設(shè)置如下: 最小權(quán)重 MINWGHT=0, 地震對(duì)與臺(tái)站之間的最大距離 MAXDIST=800, 地震對(duì)中震源之間的最大距離 MAXSEP=30, 每個(gè)地震的最大鄰地震數(shù) MAXNGH=30, 定義一個(gè)鄰地震需要的最小連接數(shù) MINLNK=8, 地震對(duì)的最小觀測(cè)數(shù)MINOBS=8, 地震對(duì)的最大觀測(cè)數(shù) MAXOBS=120。最后, 可得到需要的數(shù)據(jù): 地震對(duì)的到時(shí)差 dt.ct, 地震絕對(duì)到時(shí) absolute.dat, 臺(tái)站數(shù)據(jù) station.dat, 事件數(shù)據(jù) event.dat。

2.2 震源定位結(jié)果

圖 2 顯示原始結(jié)果和重定位后的震源分布。重定位的地震共 7020 個(gè), 可以看到震源沿著中部的裂谷帶分布。山西地震帶的地震在空間分布上具有較明顯的分區(qū)性, 山西地塹附近活動(dòng)性較強(qiáng)。與原始定位結(jié)果相比, 重定位后震源位置分布的條帶性特征更明顯, 大部分集中在山西斷陷帶內(nèi)的已知斷層附近。

地震深度是探討地震孕育和發(fā)生的深部環(huán)境、地殼變形及其力學(xué)性質(zhì)和屬性以及圈層構(gòu)造等諸多大陸動(dòng)力學(xué)問(wèn)題的重要參數(shù), 其分布特征對(duì)研究該深度范圍的應(yīng)力狀況、區(qū)域地震活動(dòng)性及地震危險(xiǎn)性評(píng)價(jià)均具有重要意義[14]。由重定位前后地震深度分布以及數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)結(jié)果(圖 3 和 4)可知, 重定位前平均震源深度為 14km; 重定位后平均震源深度為15km, 98%的震源深度集中分布在 0~30km, 少數(shù)分布在 30km 以下, 震源深度大于 20km 的地震主要分布在臨汾盆地北部和太原盆地北部附近。整體而言, 南部地震條帶的深度大于北部, 無(wú)論是水平投影還是垂直投影, 都顯示最密集且深度延伸最大的這兩個(gè)地震集中區(qū)為南北走向的垂直條帶。

2.3 地震波速度反演結(jié)果分析

棋盤(pán)檢測(cè)板測(cè)試的結(jié)果(圖 5)顯示, 在大約 10, 15 和 20km 的深度, 山西斷陷帶內(nèi)的反演結(jié)果比較精確, 地震主要沿著斷陷帶分布。因此, 本文只討論地震數(shù)目多的山西斷陷帶內(nèi)部區(qū)域的速度結(jié)構(gòu)。

(a)原始定位結(jié)果; (b)重定位結(jié)果。三角形表示臺(tái)站位置, 圓點(diǎn)表示震源, 黑色線條表示斷層

只有在地震密集發(fā)生的區(qū)域附近, 反演速度結(jié)構(gòu)才較為可靠; 在沒(méi)有震源分布的區(qū)域, 反演速度結(jié)構(gòu)因得不到約束而近似為初始速度模型(表1)。

不同深度的地震波速度隨經(jīng)緯度的分布情況見(jiàn)圖 6。對(duì)比圖 5 可知, 在 10~20km 深度, 山西斷陷帶內(nèi)部及其東西兩側(cè)、10km 深度山西斷陷帶北部的大同附近以及 25km 深度太原盆地附近, 反演結(jié)果較為精確。地震波速度反演結(jié)果顯示, 地殼速度結(jié)構(gòu)與地表地質(zhì)構(gòu)造關(guān)聯(lián)性較強(qiáng), 東西部的呂梁山和太行山區(qū)域在深部都表現(xiàn)為高速區(qū); 在山西斷陷帶內(nèi)存在一些明顯的低速區(qū), 與郭震等[4]利用背景噪聲面波與布格重力異常聯(lián)合反演得到的結(jié)果大體上一致, 但本文反演結(jié)果的分辨率更高。尤其是在太原盆地西北和東南兩側(cè)呈現(xiàn)明顯的高速異常, 與Tang 等[6]利用背景噪聲和面波聯(lián)合反演的結(jié)果一致。太原盆地下方的地震波速度并不是最低, 盆地東北和西南兩側(cè)及渭河盆地下方的地殼存在低速區(qū), 與熱流值觀測(cè)結(jié)果[15]有很好的對(duì)應(yīng)關(guān)系。

圖4 重定位前后地震震源深度統(tǒng)計(jì)

在每一個(gè)經(jīng)度節(jié)點(diǎn)上, 速度隨經(jīng)度和深度的分布見(jiàn)圖 7。圖中進(jìn)一步顯示, 在地震頻發(fā)的臨汾盆地北部和太原盆地北部, 地殼上部存在低速區(qū)。

3 討論與結(jié)論

3.1 山西斷陷帶的地震空間分布特征及其動(dòng)力學(xué)意義

從地震的空間分布來(lái)看, 用雙差層析成像法重定位后, 山西斷陷帶的地震空間叢集性更高, 絕大多數(shù)地震集中在中部斷陷帶內(nèi)斷層附近。這與宋美琴等[7]的研究結(jié)果一致, 也與全球地震帶的地震分布規(guī)律一致: 地震都發(fā)生在地殼破裂或摩擦滑動(dòng)強(qiáng)度較低但分布不均勻的區(qū)域, 這些區(qū)域應(yīng)力相對(duì)集中, 但不易通過(guò)無(wú)震形變的方式釋放應(yīng)力, 所以導(dǎo)致地震集中發(fā)生。

從震源深度的分布來(lái)看, 超過(guò) 98%地震的震源深度為 0~30km, 平均深度為 15km, 深度范圍較大, 但地理位置比較集中。震源深度大致呈現(xiàn)由西南向東北變淺的特點(diǎn), 震源深度大于 30km 的地震主要發(fā)生在臨汾盆地北部。盛書(shū)中等[16]的研究結(jié)果表明, 這一帶的震源機(jī)制較為復(fù)雜。臨汾盆地北部的震源機(jī)制解總體上為正斷層型, 構(gòu)造應(yīng)力以拉張為主, 但臨汾盆地最北端洪洞 1303 年 8.0 級(jí)大地震和太原盆地平遙 1614 年 6.5 級(jí)地震均以走滑分量為主, 1695 年臨汾 7.8 級(jí)地震則以?xún)A向滑動(dòng)分量為主。孫貴成等[17]給出的震源機(jī)制解顯示, 山西斷陷帶北部以走滑型斷層和正斷層為主, 有一定數(shù)量的逆斷層, 中部主要以走滑斷層為主。結(jié)合這一帶地震為南北走向垂直分布的特點(diǎn), 我們推測(cè)震源深度最大的地震發(fā)生在南北走向的垂直斷層之上, 并且這一垂直斷層為深大走滑斷裂。地震最密集的區(qū)域在太原盆地的北側(cè), 同樣形成近南北走向的垂立地震條帶, 同樣可能受南北走向的深大走滑斷裂控制。如果這兩個(gè)深大斷裂被貫通, 有可能發(fā)生破壞性地震, 需要密切關(guān)注。

3.2 山西斷陷帶地殼地震波速度結(jié)構(gòu)特征及其動(dòng)力學(xué)意義

從地震波的速度分布來(lái)看, 山西斷陷帶南部以及太原盆地西南和東北兩測(cè)均存在明顯的低速區(qū), 并且有侵入鄂爾多斯塊體內(nèi)部的趨勢(shì)。這些區(qū)域的熱流值比周?chē)貐^(qū)高, 可能存在熱物質(zhì)。相關(guān)的重力研究表明, 山西斷陷帶是一個(gè)布格重力低異常帶和負(fù)均衡異常帶[18]。這些研究結(jié)果都顯示該斷陷帶內(nèi)仍有高溫物質(zhì)。當(dāng)然, 關(guān)于熱物質(zhì)是否與大同火山同源、熱物質(zhì)上涌的途徑和動(dòng)力學(xué)模式以及對(duì)鄂爾多斯塊體演化的影響, 還需要進(jìn)一步研究。不過(guò), 太原盆地的張開(kāi)似乎與熱物質(zhì)的上涌無(wú)關(guān), 可能是由青藏高原水平推擠作用導(dǎo)致的, 因?yàn)樘璧叵路降牡貧げ](méi)有表現(xiàn)出與相鄰的山西斷陷盆地一樣的明顯低速結(jié)構(gòu), 而是與其西北和東南側(cè)的地殼共同表現(xiàn)出高速結(jié)構(gòu), 可能是這一帶受熱物質(zhì)烘烤影響最小、破壞程度最低的地區(qū)。這一問(wèn)題涉及對(duì)中國(guó)大陸巖石圈改造的深入認(rèn)識(shí), 實(shí)際情況究竟怎樣, 需要在今后的工作中進(jìn)一步確認(rèn)。

表1 本文地震波速度反演的初始速度模型

致謝 感謝中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)張海江教授提供程序及精心指導(dǎo)。

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Spatial Distribution of Earthquakes and Crustal Seismic Velocity in Shanxi Rift Zone

WANG Yu1, LI Zihong2, NING Jieyuan1,?

1. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871; 2. Shanxi Earthquake Administration, Taiyuan 030002; ?Corresponding author, E-mail: njy@pku.edu.cn

To study the seismic activity and physical background of Shanxi rift zone, we use tomoDD to relocate earthquakes recorded by China network from 1990 to 2008 and the data recorded by a local network run by Shanxi Earthquake Bureau from 2012 to 2016, and show three-dimensional seismic velocity structure in Shanxi rift zone. The events are concentrated around the known faults in the Shanxi rift zone, mainly on the NE and SW sides of the Taiyuan Basin. Most of the focal depths are shallower than 30 kilometers. The earthquakes in the northern part of the research area are shallow while the earthquakes deeper than 20 kilometers are mainly located to the south of the Xinding Basin. Among them, the two densely distributed seismic zones on the NE and SW sides of the Taiyuan Basin with strikes pointing NS directions form sub-vertical distributed seismic zones, which may be controlled by two strike-slip deep fracture zones. If the Taiyuan Basin is broken and the two strike-slip faults are connected, there might be strong earthquakes with magnitude 7 or higher. The results show that the velocity in Shanxi Rift Zone varies intensely. The velocity in the crust of Shanxi Rift Zone is generally low, but the velocity in the crust of the Taiyuan Basin is not the lowest when the velocity in the crust of its NE and SW is especially low. In contrast, to the NW and SE of the Taiyuan Basin as well as the west of Datong the velocity in the crust is high. These correspond well with geological features on the surface and the heat flow observations. The resultsshow that there might be thermal materials upwelling beneath the Shanxi Rift zones to NE and SW of the Taiyuan Basin and the hot materials might invade into the interior of the Ordos block. On the contrary, the hot materials most probably do not invade into the crust of the Taiyuan Basin, as well as its NW and SE surrounding areas. We deduce that the extension of the Taiyuan Basin might not be controlled by the upwelling of hot materials but be controlled by horizontal extensional force produced by the push of the Tibettan Plateau.

Shanxi rift zone; earthquake distribution; seismic velocity structure; tomoDD

10.13209/j.0479-8023.2020.001

國(guó)家自然科學(xué)基金(41874071)和地震行業(yè)科研專(zhuān)項(xiàng)經(jīng)費(fèi)(201408013)資助

2019?04?09;

2019?05?08