晉冀豫交界地區(qū)地殼三維速度結(jié)構(gòu)與地震分布特征

劉巧霞,徐志萍,邱 勇,段永紅,姜 磊,莘海亮,趙延娜,賈宇鵬,張 丹

(中國地震局地球物理勘探中心,河南 鄭州 450002)

0 引言

晉冀豫交界地區(qū)位于華北坳陷區(qū)與山西隆起交接部位(圖1)。該區(qū)構(gòu)造活動強(qiáng)烈,斷裂發(fā)育,主要以NE-SW向和NWW-SEE向?yàn)橹?其中主要斷裂有9條,分別是長治斷裂、邢臺—邯鄲斷裂、湯西斷裂、湯東斷裂、磁縣—大名斷裂、安陽南斷裂、新鄉(xiāng)—商丘斷裂、盤谷寺—新鄉(xiāng)斷裂和林州斷裂。新構(gòu)造分區(qū)以太行山山前斷裂帶(邢臺—邯鄲斷裂、湯西斷裂)為界,西部的太行山隆起區(qū)基巖出露,海拔較高(1 200～2 000 m),東部的華北平原坳陷區(qū)主要分布著臨清凹陷、湯陰地塹、內(nèi)黃隆起、開封凹陷等一系列NE、EW向隆坳構(gòu)造,隆起坳陷以斷裂為界,相間展布。區(qū)內(nèi)自有歷史記載以來,曾發(fā)生過多次5級以上地震,最大震級為1830年磁縣7.5級地震;現(xiàn)代地震也較為頻繁,湯陰地塹和林縣附近發(fā)生了多次4級以上地震,是研究太行山山前強(qiáng)震孕震環(huán)境的理想場所。

AA′:菏澤—長治人工地震剖面;BB′:諸城—宜川人工地震剖/重力剖面;CC′:湯陰地塹深反射剖面圖1 研究區(qū)地震地質(zhì)背景圖Fig.1 Seismic geological background map of the study area

晉冀豫交界地區(qū)因其特殊的構(gòu)造環(huán)境,備受地震和地質(zhì)學(xué)者關(guān)注,并在地殼速度結(jié)構(gòu)、磁縣強(qiáng)震區(qū)深淺構(gòu)造環(huán)境及發(fā)震機(jī)制等方面開展了許多有意義的研究工作。中國地震局地球物理勘探中心在該區(qū)域先后完成了兩條人工地震測深剖面(圖1中AA′、BB′剖面)、一條深反射剖面(圖1中CC′剖面)和一條高精度重力剖面(圖1中BB′剖面)等結(jié)構(gòu)探測研究工作,以此為基礎(chǔ)分析了該區(qū)地殼結(jié)構(gòu)特征及其與地震分布的關(guān)系[1-8]。在研究磁縣地震發(fā)震構(gòu)造及地震活動性方面,基于小震重定位結(jié)果得到磁縣歷史強(qiáng)震發(fā)震斷層為NWW向、高傾角左旋走滑斷層[9],地殼P波三維速度結(jié)構(gòu)揭示出在10～25 km深度上地殼速度存在明顯的橫向不均勻性[6]。以上研究結(jié)果雖然對晉冀豫交界地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)、深部孕震環(huán)境及磁縣強(qiáng)震發(fā)震構(gòu)造進(jìn)行了討論,但在使用的方法和資料等方面存在一定的客觀局限性。一方面,人工地震、深反射和重力剖面雖然精度較高,但其給出的是局部地殼二維結(jié)構(gòu)特征;另一方面,該區(qū)已有三維速度模型參數(shù)單一,僅有P波成果,缺乏具有較高橫向分辨率的S波資料進(jìn)行對比分析。近年來廣泛使用的雙差成像方法不僅可以同時(shí)反演P波、S波速度結(jié)構(gòu),同時(shí)可給出更為精準(zhǔn)的地震震源參數(shù)位置[10],綜合對比分析P波、S波三維速度結(jié)構(gòu)及其與地震分布關(guān)系,有助于更好地理解研究區(qū)磁縣歷史地震及現(xiàn)今中、小震活動性及發(fā)震構(gòu)造環(huán)境,為該區(qū)未來強(qiáng)震危險(xiǎn)區(qū)判定提供依據(jù)。

1 資料和方法

本文收集了晉冀豫交界地區(qū)(35°～37°N,113°～115°E)數(shù)字化地震臺網(wǎng)改造之后2008年10月—2018年6月近十年的地震觀測報(bào)告,挑選出ML1.0以上且至少被4個以上地震臺站記錄到的地震事件共1 193個,用到的地震臺站為90個(圖2)。為了改善地殼速度結(jié)構(gòu)的分辨率,我們在選取震相時(shí)涵蓋了諸如Pg、Sg、Pn和Sn等初至波震相。此外,為了保證成像質(zhì)量的可靠性和精度,我們首先根據(jù)P波和S波時(shí)-距曲線(圖3)刪除了部分有明顯錯誤或到時(shí)拾取與趨勢線偏差大于5 s的震相數(shù)據(jù),去除了孤立地震,同時(shí)限制了震中距范圍小于450 km,并且相鄰地震事件間距小于10 km,最終用于雙差成像反演的地震事件數(shù)為1 186個,參與反演計(jì)算的P波絕對到時(shí)數(shù)據(jù)16 868條,S波絕對到時(shí)數(shù)據(jù)17 605條,P波相對到時(shí)數(shù)據(jù)49 925條,S波相對到時(shí)數(shù)據(jù)52 328條。圖4給出的是反演所用地震事件和臺站的射線分布圖,由圖4可知,研究區(qū)范圍(黑色方框內(nèi)),地震覆蓋較好,射線分布密度亦相對均勻,從而保證了雙差成像質(zhì)量和可靠性。

(因畫圖范圍限制,此圖中給出的是部分臺站分布情況)F1:長治斷裂;F2:邢臺—邯鄲斷裂;F3:湯西斷裂;F4:湯東斷裂;F5:磁縣—大名斷裂;F6:安陽南斷裂;F7:新鄉(xiāng)—商丘斷裂;F8:盤谷寺—新鄉(xiāng)斷裂;AA′:菏澤—長治人工地震剖面;BB′:諸城—宜川人工地震剖面;CC′:湯陰地塹深反射剖面:DD′、EE′:過磁縣地震剖面圖2 研究區(qū)范圍斷裂構(gòu)造(紅色虛線)、地震(彩色實(shí)心點(diǎn))及臺站分布(黑色三角形)圖Fig.2 Distribution of faults (red dotted line),earthquakes (color solid point)and stations (black triangle)in the study are

圖3 參與計(jì)算的P波、S波地震走時(shí)曲線及質(zhì)量控制圖Fig.3 The travel time curves and quality control chart of P-wave and S-wave

(圖中黑框范圍表示的是本文重點(diǎn)討論解釋的范圍)圖4 研究區(qū)范圍地震(紅色圓點(diǎn))和臺站(綠色三角形)間的射線路徑(水平投影)分布圖Fig.4 Distribution diagram of ray path (horizontal projection)between the earthquake (red dot)and the station (green triangle)in the study area

本文所采用的雙差地震成像方法利用絕對到時(shí)以及更為準(zhǔn)確的相對到時(shí)數(shù)據(jù),可同時(shí)反演得到震源附近的三維速度結(jié)構(gòu)、震源位置參數(shù)以及震源區(qū)之外的速度結(jié)構(gòu)[11]。該方法使用的是偽彎曲射線追蹤算法[12]進(jìn)行射線追蹤,并在球坐標(biāo)系下根據(jù)震源位置參數(shù)以及地震事件和臺站之間的速度模型計(jì)算出地震到臺站的旅行時(shí)。與雙差相對定位法[10]類似,在雙差成像算法中也同時(shí)運(yùn)用了殘差加權(quán)和距離加權(quán)算法以保證參與反演計(jì)算的數(shù)據(jù)質(zhì)量。反演中所使用的最小二乘法[13]以處理考慮光滑因子和阻尼因子兩個正則化參數(shù)的正則化雙差成像反演問題。

2 反演計(jì)算和模型分辨分析

本文反演采用的初始模型主要參考了穿過該區(qū)域的人工地震探測結(jié)果[1,4,6],給出了研究區(qū)一維P波速度模型及泊松比(表1)所示。研究區(qū)莫霍面深度在33～40 km間,整體表現(xiàn)為西深東淺的變化特征。雙差層析成像方法采用的是三維網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)的地球介質(zhì)模型,通過反復(fù)實(shí)驗(yàn),比較不同反演測試結(jié)果,最終將研究區(qū)域中節(jié)點(diǎn)間距水平向按0.25°×0.25°劃分,垂直向節(jié)點(diǎn)分別放置在0.00、1.00、10.00、15.00、20.00、26以及30.00 km深度處。通過反演得到各網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)的P波和S速度,同時(shí)通過反演得到更精確的速度模型修正震源參數(shù)。在層析成像反演中,網(wǎng)格點(diǎn)的值是通過反演計(jì)算得到,而網(wǎng)格點(diǎn)之間的速度值則是通過線性插值得到[11]。反演計(jì)算中阻尼和光滑因子的選擇是通過在數(shù)據(jù)殘差、模型方差以及模型光滑度之間的折中分析設(shè)定,本文利用L曲線法搜索最優(yōu)參數(shù)值,最終阻尼因子和平滑因子分別確定為300和20。經(jīng)過10次迭代計(jì)算,均方根殘差從3.1611 s降到0.1952 s時(shí)趨于穩(wěn)定,從而獲得了研究區(qū)P波和S波三維速度結(jié)構(gòu)模型以及震源位置參數(shù)。

表1 P波初始速度模型Table 1 Initial velocity model of P wave

為了檢測不同反演網(wǎng)格間距對應(yīng)的模型分辨能力,在進(jìn)行三維反演計(jì)算前,我們分別以0.5°、0.3°、0.25°、0.1°為間隔進(jìn)行了棋盤格測試[11,14]。對于P波和S波速度模型的每一個網(wǎng)格點(diǎn),在三個方向分別給定5%正負(fù)交替的速度擾動值。計(jì)算理論旅行時(shí)采用的是和實(shí)際數(shù)據(jù)相同的射線分布。圖5給出的是網(wǎng)格間距為0.25°,深度為0、4、10、15、20、26 km時(shí)所對應(yīng)的水平切片檢測板恢復(fù)結(jié)果。由圖5可知,當(dāng)深度為0 km時(shí),由于射線覆蓋稀疏,P波和S波三維速度結(jié)構(gòu)模型不能被很好地分辨出。深度為4 km時(shí),速度模型大部分區(qū)域分辨較差,但對于本文所選取的研究區(qū)域(黑框范圍)的速度模型卻能被很好地分辨。相對于淺部(0 km、4 km),深度在10～26 km范圍內(nèi)P波和S波速度模型分辨較好,模型空間的絕大部分范圍都被很好地分辨。深度為26 km時(shí),可能由于有大量Pn波的加入,分辨達(dá)到最好。因而,本文給出的不同深度檢測板測試結(jié)果表明,在研究區(qū)范圍內(nèi),0.25°間距的網(wǎng)格劃分能很好地分辨4～26 km深度范圍的P波和S波速度模型。

圖5 不同深度上 vP和vS檢測板恢復(fù)度以及不同深度上的震源分布(黑點(diǎn))檢測板測試Fig.5 Recovery degree of vP and vS on the checkerboard and test on the source distribution at different depths

3 反演結(jié)果及分析

3.1 重定位結(jié)果

與雙差定位原理類似,雙差層析成像過程中利用地震事件對的相對走時(shí)差數(shù)據(jù)以提高事件對之前的相對位置精度。重新定位后,滿足雙差成像條件的地震空間分布如圖6所示。由圖6可知,定位前后地震深度分布變化明顯,定位前主要分布在6～10 km范圍,而重定位后震源深度分布在4～18 km范圍內(nèi),并且呈近似正態(tài)分布。與閆睿等[15]利用最小一維模型法獲得的晉冀豫交界地區(qū)地震深度分布結(jié)果一致。通過對理論到時(shí)和觀測到時(shí)殘差的理論估計(jì),震源位置的誤差在EW、NS以及深度方向的平均誤差分別為0.75 km、0.76 km和1.38 km。

圖6 雙差定位前后震源深度統(tǒng)計(jì)圖Fig.6 Statistical figure of source depth before and after double difference position

3.2 三維速度結(jié)構(gòu)

3.2.1 不同深度的水平切片速度結(jié)構(gòu)特征分析

根據(jù)圖5給出的檢測板分辨測試結(jié)果,4 km深度在研究區(qū)35.5°N以南區(qū)域以及10～22 km深度研究區(qū)東南角延津以東、長垣以南區(qū)域分辨差,因此在繪圖及討論這些深度P波、S波速度結(jié)構(gòu)時(shí)不對以上區(qū)域進(jìn)行分析(圖7中灰色網(wǎng)格區(qū)域)。

圖7中上地殼4 km深度處P波、S波速度結(jié)果揭示:研究區(qū)內(nèi)黃隆起區(qū)和基巖出露的太行山隆起區(qū)表現(xiàn)為高速異常特征,且這一特征在S波速度結(jié)構(gòu)中亦有所顯示;長治盆地內(nèi)新生代沉積厚度達(dá)248 m,且盆地東側(cè)的上升盤高出現(xiàn)代盆地425 m,因此在P波、S波速度結(jié)構(gòu)中為低速異常特征;位于湯陰地塹北端的安陽沉降中心受安陽南斷裂控制,在安陽附近形成了一個沉降帶,在速度結(jié)構(gòu)中同樣出現(xiàn)大范圍低速異常區(qū),且該異常區(qū)向北擴(kuò)展至磁縣—大名斷裂以北;研究區(qū)內(nèi)太行山東界斷裂邢臺—邯鄲斷裂在P波、S波速度分布圖中均位于高、低速變化梯級帶上;小震主要沿著邢臺—邯鄲斷裂和湯西斷裂以西的太行山高速異常區(qū)、長治斷裂東側(cè)高低異常過渡區(qū)分布。

F1:長治斷裂;F2:邢臺—邯鄲斷裂;F3:湯西斷裂;F4湯東斷裂;F5磁縣—大名斷裂;F6:安陽南斷裂;F7新鄉(xiāng)—商丘斷裂;F8盤谷寺—新鄉(xiāng)斷裂;F9 林州斷裂圖7 研究區(qū)范圍不同深度的水平層析成像結(jié)果(黑色虛線代表已知斷裂,白色虛線代表根據(jù)速度結(jié)構(gòu)推斷斷裂,紅色圓點(diǎn)代表小震,灰色圓點(diǎn)代表5級以上歷史地震,15 km黑色方框是地震條帶狀展布示意)Fig.7 The results of horizontal tomography at different depths (The black dashed lines represent known faults and the white dashed lines represent faults inferred from velocity structures;the red dots represent small earthquakes and the gray dots represent historical earthquakes of MS≥5.0)

10 km深度P波、S波速度結(jié)構(gòu)反映出:與4 km速度結(jié)構(gòu)相比,在太行山隆起和內(nèi)黃隆起區(qū),P波、S波高速異常范圍增加;P波速度圖像中,長治盆地附近低速異常基本消失,表明長治盆地基底深度在10 km以淺,安陽沉降中心低速異常幅值及范圍均有所減小;S波速度圖像中,位于安陽以北的低速異常區(qū)范圍明顯減小,且該異常區(qū)位于安陽南斷裂和磁縣大名斷裂之間;邢臺—邯鄲斷裂、安陽南斷裂在P波、S波速度圖像中均有反映,位于高、低速變化梯級帶上;湯西斷裂在P波、S波圖像中均有顯示,位于兩個速度異常區(qū)之間。

15 km深度P波速度分布圖及小震投影結(jié)果顯示在太行山隆起區(qū)整體表現(xiàn)為高速異常,但異常幅度局部差異明顯:磁縣附近的小震位于磁縣—大名斷裂和邢臺—邯鄲斷裂交匯處,在速度結(jié)構(gòu)上位于NS方向高、低速變化區(qū);在太行山內(nèi)部自南向北分布著一條NE向小震條帶,且該條帶總體上位于高、低速變化梯度帶靠近高速區(qū)一側(cè)。S波速度分布及小震投影結(jié)果顯示:在太行山隆起區(qū)整體表現(xiàn)為高速異常特征,且高速異常范圍由淺至深逐漸增加,表明太行山隆起下方地殼物質(zhì)較為堅(jiān)硬,該深度上地震主要分布在林州斷裂以東、邢臺—邯鄲斷裂和湯西斷裂以西區(qū)域;內(nèi)黃隆起區(qū)內(nèi)?？h附近高速異常特征依然存在;磁縣小震呈團(tuán)狀分布在高、低速異常梯級帶附近。此外,根據(jù)中國歷史地震目錄及前人研究成果,研究區(qū)內(nèi)5級以上地震多發(fā)生在10～20 km深度范圍內(nèi)。在研究5級以上地震發(fā)震背景時(shí),我們將研究區(qū)內(nèi)5級以上歷史地震投影到了15 km深度處P波、S波速度分布圖上,可以看出:研究區(qū)內(nèi)5級以上歷史地震主要分布在高、低速度變化梯級帶上或深大斷裂附近,如1830年磁縣7.5級地震就發(fā)生在磁縣—大名斷裂上。同時(shí),與4 km、10 km相比,15 km深度P波、S波速度異常在安陽南斷裂和磁縣大名斷裂所圍陷的范圍內(nèi)出現(xiàn)反轉(zhuǎn),由低速異常轉(zhuǎn)換成高速異常。

20 km P波高速異常區(qū)位于研究區(qū)安陽南斷裂和磁縣—大名斷裂圍陷區(qū)域和長治東南部,其余地區(qū)多為低速異常區(qū),表明在中、下地殼S波速度分布以高速異常為主,僅在太行山隆起區(qū)北部和輝縣附近有低速異常分布。

26 km深度P波速度在研究區(qū)北部以高速異常為主,南部以低速異常為主;S波在林州西部出現(xiàn)明顯的高速異常;太行山東南緣斷裂交匯處出現(xiàn)一明顯的低速異常,且速度較低。分析認(rèn)為:(1)根據(jù)檢測板測試結(jié)果,該深度的分辨較好,該低速異常具有一定可信度;(2)人工地震探測結(jié)果[4]表明該區(qū)域地殼速度偏低,且存在莫霍面的上隆;(3)重力小波多尺度分析4階細(xì)節(jié)顯示該區(qū)域?yàn)榈椭亓Ξ惓^(qū)[16];(4)莫霍面上隆、深大斷裂交匯,地幔物質(zhì)上涌引起下地殼物質(zhì)部分熔融是引起該區(qū)域低速、低密度異常的主要原因。

綜上所述,P波、S波速度分布特征與區(qū)域構(gòu)造活動關(guān)系密切,研究區(qū)內(nèi)控制構(gòu)造分區(qū)的邊界性斷裂多位于高、低速變化梯級帶上,如邢臺—邯鄲斷裂、安陽南斷裂、磁縣—大名斷裂。歷史上5級以上強(qiáng)震也多分布在高、低速異常邊界。

3.2.2 典型垂直剖面速度結(jié)構(gòu)特征分析

為進(jìn)一步分析地殼速度結(jié)構(gòu)在深度方向的變化特征及其與地震分布之間的關(guān)系,我們給出了三條速度結(jié)構(gòu)剖面(圖8),位置如圖2中AA′、BB′和CC′所示。

AA′剖面整體走向?yàn)镹W-SE向,與穿過研究區(qū)菏澤—長治人工地震測深剖面位置重合。自地表至下地殼26 km,P波速度變化范圍在3.1～6.5 km/s,與人工地震結(jié)果基本一致[6]。該剖面自西向東跨過了長治盆地、太行山隆起、湯陰凹陷和內(nèi)黃隆起四個構(gòu)造單元。10 km以淺表現(xiàn)出明顯的西低東高的速度異常特征。在上地殼淺部,受本次反演結(jié)果分辨率及湯陰凹陷規(guī)模的限制,在湯陰凹陷下方P波、S波均未有明顯變化[圖8(a)中100～150 km]。在10 km以深剖面西側(cè)太行山下方速度高于湯陰凹陷及其以東地區(qū)。在15 km左右及20 km以深,P波速度結(jié)構(gòu)剖面200～220 km和210～234 km范圍有兩個明顯低速異常。在相同位置的人工地震剖面上[17],低速異常出現(xiàn)在20 km以深區(qū)域,且低速層一直向SE延伸至東明凹陷下方,并推測是上地幔物質(zhì)向殼內(nèi)遷移,導(dǎo)致中下地殼部分物質(zhì)熔融引起的。

圖8 人工地震結(jié)果、P波、S波速度分布剖面(圖中圓點(diǎn)代表地震震源分布)Fig.8 Artificial seismic results and velocity distribution profiles of P-wave and S-wave (The red dots represent earthquake source)

BB′剖面整體走向?yàn)镋W向,與諸城—宜川人工地震測深剖面重合,自西向東跨過了太行山隆起、湯陰凹陷和內(nèi)黃隆起三個構(gòu)造單元。速度剖面顯示,在剖面兩側(cè)的長治盆地和安陽沉降中心沉積基底較深[圖8(b)],剖面中部的基底較淺,與人工地震結(jié)果較為一致。在剖面深部P波、S波速度結(jié)構(gòu)均表現(xiàn)為中間低、兩側(cè)高的速度特征。低速區(qū)位于太行山隆起區(qū)內(nèi)林州斷裂以東和湯西斷裂以西區(qū)域,該低速異常區(qū)域與人工地震探測結(jié)果顯示的低速體范圍基本一致[1],但深度略淺,可能由于人工地震在反演時(shí)以剖面最高點(diǎn)作為0 km參考面引起的。該低速異常區(qū)可能與華北克拉通破壞,上地幔物質(zhì)向殼內(nèi)遷移,導(dǎo)致中下地殼部分物質(zhì)熔融引起的。該剖面中,地震分布在太行山隆起區(qū)下方高速體內(nèi)。

CC′剖面穿過了湯陰凹陷,與過該區(qū)深反射剖面重合[2]。P波、S波速度結(jié)構(gòu)反映湯陰凹陷最深處達(dá)8 km左右[圖8(c)]。同時(shí)結(jié)合已有地質(zhì)資料,湯陰凹陷第三系、第四系深度達(dá)5 km,認(rèn)為湯陰凹陷基底深度在5～8 km之間。P波速度結(jié)構(gòu)顯示在剖面30～50 km距離處22 km深度即湯東斷裂下方有一低速層分布,與劉保金等[2]深反射剖面解釋的莫霍面上隆的特征基本吻合,且與人工地震剖面上安陽下方低速體位置基本一致,表明該低速體的存在是可靠的,這可能是由于上地幔物質(zhì)向殼內(nèi)遷移,導(dǎo)致中下地殼部分物質(zhì)熔融引起的。S波速度結(jié)構(gòu)在地殼10 km以深整體表現(xiàn)為西高東低的特征,以湯東斷裂為界,地殼西側(cè)速度略高于東側(cè),但差異較小。

3.2.3 磁縣歷史地震構(gòu)造背景分析

根據(jù)本次反演結(jié)果,位于本文研究區(qū)內(nèi)震級最大的地震即1830年磁縣7.5級地震區(qū)在三維速度結(jié)構(gòu)中位于高、低速變化梯級帶上(圖8),且隨著深度的增加,在15 km以深磁縣地震兩側(cè)速度出現(xiàn)反轉(zhuǎn),由淺部的西高東低轉(zhuǎn)換為深部的東高西低;該結(jié)果與張小濤等[6]一致,且分辨率更高(橫向0.25°×0.25°),反映出了更加精細(xì)的地殼速度結(jié)構(gòu)特征:長治盆地在4 km深度表現(xiàn)出低速異常特征,太行山隆起區(qū)內(nèi)部速度結(jié)構(gòu)表現(xiàn)出更多的差異性。為進(jìn)一步分析磁縣歷史地震深部構(gòu)造背景,我們過磁縣地震切了2條速度剖面DD′、EE′,其位置如圖2所示。從NW-SE向與磁縣—大名斷裂走向重合的地震速度結(jié)構(gòu)剖面DD′ [圖9(a)]可以看出:近年來的小震主要分布在磁縣—大名斷裂西段9～18 km深度上;根據(jù)江娃利等[18]研究,1830年磁縣7.5級地震的震源深度大約為15 km,在速度剖面上位于淺部低速結(jié)構(gòu)底部和深部高速結(jié)構(gòu)頂部交匯區(qū)域,且地震附近有深大斷裂(邢臺—邯鄲斷裂和磁縣大名斷裂)分布;該剖面磁縣地震附近(15 km左右)地殼速度較兩側(cè)同深度層偏低,但幅值差異不大,與李松林等[1]結(jié)果一致。過磁縣7.5級地震震中,近似垂直于磁縣—大名斷裂的EE′剖面速度結(jié)構(gòu)[圖9(b)]顯示:過該剖面小震集中分布在磁縣—大名斷裂下方9～15 km深度范圍內(nèi),沿著斷裂展布,在P波速度結(jié)構(gòu)中,位于低速異常下凹和高速異常上隆部位之間。此外,人工地震探測結(jié)果[1-2]表明,在太行山重力梯度帶附近,地殼厚度亦表現(xiàn)為梯級帶特征,自西向東減薄。同時(shí)巖石圈厚度出現(xiàn)了約30 km的突變,且?guī)r石圈地幔和下地殼介質(zhì)P波速度在太行山重力梯度帶兩側(cè)存在明顯差異,東側(cè)速度較西側(cè)低。綜上所述,認(rèn)為地殼和巖石圈厚度的劇烈變化、控制構(gòu)造單元的深大斷裂發(fā)育及交匯、斷裂兩側(cè)速度的差異共同構(gòu)成了磁縣歷史地震發(fā)生的深部孕震背景。

3.2.4 研究區(qū)主要斷裂構(gòu)造特征分析

受反演結(jié)果分辨率、斷裂規(guī)模及其兩側(cè)速度結(jié)構(gòu)差異的影響,本次反演獲得的P波、S波速度結(jié)構(gòu)僅在部分?jǐn)嗔训奶厥獠课挥忻黠@的速度結(jié)果差異,如速度變化梯級帶、速度異常等值線的彎曲和兩個速度異常區(qū)的分界等。為進(jìn)一步探討研究區(qū)深大斷裂的空間分布特征及其與地震的關(guān)系,我們結(jié)合已有的地質(zhì)、地球物理資料對部分?jǐn)嗔堰M(jìn)行分析認(rèn)為:

(1)長治斷裂(F1)

長治斷裂是晉獲斷裂帶南段的重要組成部分,位于晉東南的太行山區(qū),走向NNE,該斷裂西側(cè)是長治盆地,東側(cè)是太行山隆起,是控制區(qū)域構(gòu)造分區(qū)的一條邊界斷裂。根據(jù)方盛明等[16]給出的華北地區(qū)布格重力異常多尺度分解結(jié)果,長治斷裂兩側(cè)重力異常場無明顯差異;同時(shí),過長治斷裂的人工地震探測結(jié)果[1,8]表明:長治斷裂兩側(cè)僅在上地殼淺部5 km以內(nèi)存在一定的速度差異,西側(cè)的長治盆地為低速異常區(qū);根據(jù)本文反演結(jié)果推測長治斷裂中南段(圖7白色虛線)在4 km深度處速度結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為西低東高的分布特征,在P波速度結(jié)構(gòu)中尤為明顯,隨著深度的增加,長治斷裂兩側(cè)在不同深度P波速度結(jié)構(gòu)中并無明顯差異。該結(jié)論與已有的重力、人工地震剖面一致。雖然長治斷裂不同部位在某些深度(15 km、20 km)S波速度結(jié)構(gòu)中表現(xiàn)為不同速度異常的分界,但其由淺至深的連續(xù)性較差。根據(jù)圖7～9給出的長治斷裂附近小震分布可以結(jié)果看出,小震多位于長治斷裂東側(cè)太行山隆起內(nèi),且分布在長治斷裂的中段和北段。

(圖中紅色圓點(diǎn)代表地震震源分布,黃色五角星代表磁縣地震)圖9 磁縣地震區(qū)速度剖面圖Fig.9 The velocity profile of Cixian earthquake area

(2)邢臺—邯鄲斷裂(F2)

邢臺—邯鄲斷裂位于太行山東南緣,是太行山隆起區(qū)和華北平原斷陷區(qū)的分界斷裂,走向NNE。邢臺—邯鄲斷裂在布格重力異常場1～3階小波細(xì)節(jié)中均有反映,表現(xiàn)為高、低速重力異常變化梯級帶特征[19],下延深度在20 km以上;在人工地震剖面[1]中斷裂帶兩側(cè)速度結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為西高東低的特征,且在斷裂帶下方有低速層分布。根據(jù)本次反演結(jié)果在邢臺—邯鄲斷裂南段表現(xiàn)為高、低速變化梯級帶或兩個速度異常變化梯級帶特征,下延深度達(dá)20 km(圖7白色虛線)。P波速度結(jié)構(gòu)顯示[圖7、圖8(b)、圖9(a)],邢臺—邯鄲斷裂在15 km以淺兩側(cè)速度結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為西高東低的特征,15 km以深速度結(jié)構(gòu)出現(xiàn)反轉(zhuǎn),表現(xiàn)為西低東高的特征。小震投影結(jié)果(圖7)顯示,沿著邢臺—邯鄲斷裂小震較少,多位于該斷裂帶北段,且分布較為零散。

(3)磁縣—大名斷裂(F5)

磁縣—大名斷裂走向NWW,其中段是內(nèi)黃隆起和臨清凹陷的分界斷裂,向東南方向過朝城鎮(zhèn)斷斷續(xù)續(xù)與馬陵斷裂相接,向西斷續(xù)延伸至涉縣盆地。磁縣—大名斷裂僅磁縣以東部位在布格重力異常場1～3階小波細(xì)節(jié)中有所反映[19],下延深度在20 km以上,表現(xiàn)為不同重力異常等值線走向的分界線。該斷裂以北為NE-SE向重力異常圈閉,以南為近EW向低重力異常圈閉。P波、S波速度結(jié)構(gòu)中磁縣—大名斷裂由淺至深均有反映,在4 km、6 km深度磁縣—大名斷裂僅中段和東段表現(xiàn)為高、低速異常分界,西段(磁縣以西)并未有明顯的速度差異;15 km深度磁縣—大名斷裂中段南側(cè)速度異常出現(xiàn)反轉(zhuǎn),由低速異常轉(zhuǎn)換為高速異常;20 km、26 km深度該斷裂西段南北兩側(cè)速度結(jié)構(gòu)開始出現(xiàn)明顯差異,表現(xiàn)為南低北高的特征。根據(jù)小震投影結(jié)果[圖7、圖9(a)]磁縣—大名西段最為活躍,沿?cái)嗔研纬蓛蓚€團(tuán)狀小震集中分布區(qū),分別位于斷裂的西段和磁縣附近。磁縣7.5級歷史地震就位于該斷裂西段磁縣附近,震源深度15 km剛好位于斷裂南北兩側(cè)速度轉(zhuǎn)換部位。

(4)安陽南斷裂(F6)

安陽南斷裂西起安陽,東至內(nèi)黃,走向NWW。該斷裂僅在布格重力異常場1～2階小波細(xì)節(jié)中有所反映,斷裂深度在13～15 km,安陽南斷裂在湯陰地塹以北表現(xiàn)為兩個低重力異常圈閉的梯級帶,在內(nèi)黃隆起內(nèi)表現(xiàn)為局部高、低重力異常梯級帶。安陽南斷裂在4 km、10 km、20 km深度P波、S波速度結(jié)構(gòu)中表現(xiàn)為高、低速異常梯級帶特征,且斷裂兩側(cè)P波速度結(jié)構(gòu)在15 km左右出現(xiàn)反轉(zhuǎn)[圖7、圖9(b)],由南高北低轉(zhuǎn)換為南低北高。同時(shí),位于安陽南斷裂南側(cè)的人工地震剖面(文獻(xiàn)[1])顯示,在湯陰地塹、內(nèi)黃隆起區(qū)下方15～22 km有低速層分布,因此,分析認(rèn)為平面P波速度結(jié)構(gòu)在15 km深度出現(xiàn)反轉(zhuǎn)可能與斷裂帶以南地區(qū)低速層的分布有關(guān),且該低速層的北側(cè)受安陽南斷裂的控制。

(5)林州斷裂(F9)

林州斷裂位于太行山隆起區(qū)內(nèi),走向NNE,是林州盆地的西部邊界斷裂。在布格重力異常場中無明顯反映[16]。本次反演得到的P波速度結(jié)構(gòu)在林州斷裂以東15～20 km有一低速體分布,這一特征與人工地震剖面[8]林州斷裂東側(cè)出現(xiàn)的低速體位置基本吻合。小震投影結(jié)果(圖7)表明地震基本沿林州斷裂展布,且位于斷裂以東。

綜上所述,本次反演結(jié)果得到的斷裂帶速度分布特征尤其是P波速度分布特征與跨斷裂人工地震剖面結(jié)果具有較好的一致性,多表現(xiàn)為高、低速度變化梯級帶特征。湯西、湯東斷裂和盤谷寺—新鄉(xiāng)斷裂雖然為太行山山前斷裂帶的一部分,且屬于深大斷裂[19],但受本次反演精度和分辨的局限性,未在速度結(jié)構(gòu)中有明顯反映,未來有望通過反演資料和算法的完善與改進(jìn),提高成像質(zhì)量的精準(zhǔn)性以達(dá)到分辨這些深大斷裂的效果。

4 結(jié)論和討論

本文利用冀豫交界地區(qū)2008年10月—2018年6月ML1.0以上至少被4個以上地震臺站記錄到的1 186個地震事件,采用雙差層析成像方法,得到了該區(qū)0～26 km深度范圍內(nèi)地殼三維P波、S波速度結(jié)構(gòu)。結(jié)合地震精定位結(jié)果,對研究區(qū)內(nèi)速度分布特征及其與地震的關(guān)系進(jìn)行了探討,對磁縣歷史地震深部孕震環(huán)境及深大斷裂速度結(jié)構(gòu)特征進(jìn)行了分析,并得到如下結(jié)論:

(1)研究區(qū)內(nèi)太行山隆起和內(nèi)黃隆起的P波、S波具有高速異常特征,長治盆地和安陽沉降中心在P波、S波速度結(jié)構(gòu)中表現(xiàn)出低速異常特征。

(2)研究區(qū)內(nèi)長治斷裂、邢臺—邯鄲斷裂、磁縣—大名斷裂、安陽南斷裂、林州斷裂等在P波、S波速度分布圖中多位于高、低速變化梯級帶上,且速度分布特征與跨斷裂人工地震剖面具有較好的一致性,在橫向上擴(kuò)展了我們對這些斷裂深部構(gòu)造環(huán)境的認(rèn)識。

(3)4 km切片小震主要沿著邢臺—邯鄲斷裂和湯西斷裂以西的太行山高速異常區(qū)、長治斷裂東側(cè)高低異常過渡區(qū)分布,15 km深度切片小震叢集性好,主要分布在太行山隆起區(qū)高、低速變化梯級帶靠近高速區(qū)一側(cè)、磁縣附近高、低速異常變化區(qū)及磁縣—大名斷裂的西端;歷史5級以上強(qiáng)震多分布在地殼高、低速異常變化區(qū)。

(4)地殼和巖石圈厚度的劇烈變化、控制構(gòu)造單元的深大斷裂發(fā)育及交匯、斷裂兩側(cè)速度的差異共同構(gòu)成了磁縣歷史地震發(fā)生的深部孕震背景;縱向上速度異常反轉(zhuǎn)部位更有利于強(qiáng)震的發(fā)生。

致謝:感謝中國地震局地球物理研究所“國家數(shù)字測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心”為本研究提供地震波形數(shù)據(jù)。