小地震精定位与层析成像揭示的邢台地震区深部构造特征

刘 亢 杨 婷 李红光 房立华 宋 键

1)中国地震应急搜救中心,北京 100049 2)河北省地震动力学重点实验室,三河 065201 3)中国地震局地球物理研究所,北京 100081 4)中国地震局震源物理重点实验室,北京 100081 5)防灾科技学院,三河 065201 6)鲁东大学,烟台 264025

0 引言

1966年3月8—29日,邢台地区共发生了5次6.0级以上地震,其中3月8日MS6.8 地震和3月22日MS7.2 地震造成的破坏最为严重。邢台地震导致8000余人死亡,经济损失高达10亿元人民币(河北省地震局,1986)。邢台地震真正意义上开启了中国地震预报的科学实践,是中国地震事业发展的转折点和里程碑(侯立臣,1986; 黄辅琼,2021)。深入开展邢台地震研究,对于确定华北平原区强震构造判别指标及诸多城市如何有针对性地开展防震减灾工作具有重要意义。

地震发生后的57年间,前人围绕邢台震区开展了地震反射/折射等多种深部探测工作,取得了丰硕的研究成果。自1967年起,先后完成了跨邢台震区的元氏—济南、泰安—隆尧—忻州和任县—武清3条地震折射探测剖面,揭示了震区地壳结构中存在穿过地壳并延伸至上地幔的断裂,莫霍界面上拱(滕吉文等,1974,1975),上地壳存在强烈的纵向与横向非均匀性,中地壳内存在不连续低速体,下地壳顶部存在局部高速体,且下地壳和莫霍面局部上隆(祝治平等,1995; 宋松岩等,1997)。徐杰等(1988)根据地质调查、石油勘探和地震折射资料研究认为邢台地震的发震断裂是浅部新河断裂与深部陡倾断裂的组合。20世纪90年代初完成的临城—巨鹿、宁晋—新河和任县—宁晋3条地震深反射剖面揭示了邢台震区深部存在一条SE倾向的高角度断裂,莫霍面被清晰地断错(王椿镛等,1993,1994),低速体和岩浆囊体上隆与区域应力场的联合作用是邢台地震的动力来源(Wangetal.,1997)。邵学钟等(1993)用转换波探测方法获得了邢台震区的地壳结构,揭示出束鹿盆地中、下地壳发育2条高倾角的深断裂。邓前辉等(1998)根据电磁阵列剖面揭示了邢台地震深部存在明显的电阻率梯级带,推测为地壳内存在滑脱面的依据。

针对邢台震区的浅部构造系统,赵成斌等(1999)跨邢台MS7.2 和MS6.8 地震的震中区完成了2条浅层和1条超浅层地震剖面,揭示了新河断裂止于上更新统,并非发震断裂。徐锡伟等(2000)基于深、浅地震剖面,认为邢台地震无明显地表破裂带,震源断层尚未到达地表,其地震断层是处于向上扩展过程中的新生断层。江娃利(2006)则认为地震前后的形变测量存在明显的同震位移(国家地震局地震测量队,1975),这与不存在明显地表地震破裂带的结论相矛盾,且仅依据浅层地震剖面来确定断裂的最新活动可能存在精度不足的问题。

关于邢台地震的发震构造研究,目前主要存在以下几种模型:1)“硬包体”或“坚固体”模型:地壳内高速层与低速层的相间分布有利于弹性位能在高速体内的集中和突然释放(梅世蓉,1999; 尹京苑等,1999); 2)“汇而未交”模型:邢台震区深断裂与地壳上部的缓倾断裂上下对应,呈汇而未交的态势(徐杰等,2012); 3)深部发震构造模型:邢台地震震源附近存在贯通下地壳直至莫霍面的高倾角深断裂,邢台地震的发生由上地幔岩浆上涌造成(王椿镛等,1993,1994),邢台地震与浅部的新河断裂并无直接联系(Wangetal.,1997); 4)滑脱构造模型:深部断裂向上破裂时受上部断裂的影响,导致能量释放,终止于滑脱构造层(赵成斌等,1999); 5)“新生”破裂模型:邢台地震的发震断裂是先存地壳深断裂向上撕裂状破裂扩展的新生断裂,深断裂间的相互作用导致局部应力迁移和对相邻断裂的加载而诱发的三维破裂过程(徐锡伟等,2000)。

综合前人的研究成果可知,邢台震区之下存在1条深部断裂,是地震的能量来源,而浅部则存在一个相对独立的断裂系统,这一观点基本被学者们认可。然而,有关邢台地震发震构造的分歧或问题主要集中在震区深、浅构造系统耦合关系不明确,深部发震断裂与浅部新河断裂系统的构造关系需要新证据来厘定; 此外,“新生断层”的观点可以较好地解释邢台地震的破裂特征,但仍需要基于三维地壳精细结构的地震破裂过程反演结果来支撑。

邢台震区小地震不断,数据量大,利用小地震资源可以获取深部构造信息,尤其是2009年之后华北地区的地震定位精度显著提升,使得获取一些深部构造的新认识成为可能。

1 构造背景

研究区位于太行山隆起和华北坳陷的交界处,大致以贯穿南北的太行山山前断裂为界,以西为太行山隆起,以东为华北平原断陷盆地,构造类型以断裂构造为主,褶皱次之。各构造体系不同规模和次序的构造以复合的方式互相交织,形成复杂的构造轮廓,主要断裂分为近NNE向与近NWW向2组。其中,太行山山前断裂不仅是地形地貌的分界线,同时也是华北区域地质构造及中国东部地区地球物理场的一条重要构造带,由多条规模不等的NE—NNE向断裂组成,最南段为汤西断裂与汤东断裂,往北依次为邯郸断裂、元氏断裂、保定-石家庄断裂、徐水断裂和黄庄-高丽营断裂(江娃利等,1984; 徐杰等,2000; 高战武等,2014)。研究区历史上发生过2次7.0级以上地震,分别为1830年磁县M7地震与1966年邢台MS7.2 地震,浅表断裂分别对应磁县断裂与新河断裂(图1)。

新河断裂作为束鹿盆地东侧的主控边界断裂,长约70km,走向NNE,倾向NWW,为正断倾滑性质,整体表现为“铲式”形态,上部倾角约为50°,下部约为30°,向上进入第四系内部,向下延伸超过8km,终止于E倾的滑脱面上。

2 研究方法

本文收集整理了研究区(36°～38°N,113°～116°E)范围内的地震观测报告,采用双差相对定位方法进行重新定位。基于重新定位后的震源参数与走时数据,使用近震体波层析成像方法反演研究区的三维P波速度结构。

2.1 小地震重新定位

2.1.1 数据资料

本文所采用的数据为1991年以来的震相观测数据,主要来自:

(1)1991—2001年的《华北遥测地震台网联网地震观测报告》。数据资料来自北京遥测地震台网、天津遥测地震台网、邯郸遥测地震台网、临汾遥测地震台网、太原遥测地震台网、大同遥测地震台网和石家庄地震遥测中心。

(2)2002—2008年的《北京数字遥测地震台网地震观测报告》。数据资料来自北京数字遥测地震台网、河北省地震局石家庄数字遥测地震台网、天津市地震局天津数字遥测地震台网、北京市地震局数字遥测地震台网和山西省地震局太原数字遥测地震台网。

(3)2009—2021年华北地区的地震观测报告。数据来自北京数字遥测地震台网、河北省地震局、天津市地震局、北京市地震局和山西省地震局。

2.1.2 小地震重定位方法

常用的地震重定位方法主要有3种:双差定位法(Waldhauseretal.,2000)、GrowClust方法(Trugmanetal.,2017)及基于Pn波的相对定位方法(Wangetal.,2018)。双差定位法是一种相对定位方法,已被广泛应用于地震重新定位中(杨智娴等,2003; 黄媛等,2008; 刁桂苓等,2010; 房立华等,2011,2013,2018; 李红光等,2015; 刘亢等,2015,2018),在确定地震的相对位置方面精度较高,是开展特定地区地震活动、断裂空间展布等研究工作的重要手段。

地震重新定位时使用了P波和S波震相。P波到时的权重设为1.0,S波到时的权重设为0.5; 在进行地震组对时,将最小连接数(MINLNK)和最小观测数(MINOBS)均设为8,震源间距<12km; 地震定位时分4组、16次迭代。在迭代过程中,采用4倍标准偏差作为截断值,选用共轭梯度法求解。

2.2 地震走时层析成像

2.2.1 数据资料

本文在走时层析成像研究中除了使用区域台网的观测报告外,还补充了华北流动地震台阵250个台站的震相数据。所采用的不同观测时间段的地震数据包括:2008—2021年期间固定台站记录到的华北盆地区域(35°～42°N,110°～120°E)的地震观测数据; 华北流动地震台阵2006—2008年的地震观测数据。

为保证层析成像结果的可靠性,根据地震分布情况、震级、观测台站数及震相数据质量等标准对数据进行了甄选。数据筛选的原则为:地震震级ML>2.0; 每个地震至少有8个台站记录; 根据Pg/Pn波走时拟合Pg/Pn的走时曲线,舍弃观测走时与计算走时之差>5.0s的数据; 在地震多发区,选择震级较大、震相可靠的数据,使地震尽可能均匀分布。反演中使用了1546个固定台站记录的地震,233个流动台站记录的地震,P波到时数据共有38578个。台站分布如图2所示,其中红色方框为研究区范围。震相数据的走时与震中距的关系见图3。

图2 台站分布图

图3 震中距与走时的关系图

2.2.2 方法和参数设置

本文采用的近震层析成像方法在速度结构模型中引入复杂的间断面起伏变化,可以更好地反映地下结构(Zhaoetal.,1992,1994)。本文中地震定位与速度结构反演交替进行,即先进行地震定位,然后进行速度结构反演,利用新的速度模型再对地震进行重新定位,如此反复。

根据地震台站、地震分布和射线覆盖情况进行多次试验,选择最合适的网格划分间距。水平方向的网格划分采用0.33°×0.33°为间隔。深度方面充分考虑地震射线与不连续面的空间分布,在1km、5km、10km、15km、25km和45km深度处设置网格点。反演的一维初始速度模型参考深地震测深结果(嘉世旭等,2001),一维初始速度模型如图4所示。

图4 P波初始速度模型

3 小地震分布特征

重新定位后,获得了研究区内9644个地震的震源位置参数(图5)。震级分布区间为ML0.6～5.4,东西、南北、垂直3个方向的定位误差平均值分别为236.0m、217.0m、301.0m,平均定位残差为0.135s。重定位后的震源深度分布如图6所示,80.5%的地震震源深度位于5～17km范围内,接近正态分布,与前人的定位结果基本一致(于湘伟等,2010b; 张广伟等,2012; 赵博等,2013; 陈筱青等,2015)。

图5 研究区小地震精定位结果

图6 研究区重定位后的震源深度分布直方图

定位结果显示,大部分地震集中分布在束鹿凹陷内部的邢台震区附近。邯郸断裂与磁县断裂交会处地震呈条带状密集分布,表明磁县地震和邢台地震的活动状态较高。由于2009年之后地震台网加密,地震监测能力和定位精度得到了显著提升。从地震的时空演化来看,2009年以来邢台地震密集带上的地震更加集中于断裂附近,而此前的地震则较为分散(图7)。

图7 重新定位后邢台震区的小地震分布图和纵剖面图

垂直于邢台地震密集带走向截取 8 条震源深度剖面,每条剖面长20km,沿剖面线两侧各1km范围内选取地震数据(图7)。8条剖面上的小地震展布形态基本一致,清晰地揭示出深部存在1条小地震密集带,呈线状展布,推测为一条SE倾向的高倾角断裂。剖面Ⅲ和Ⅳ位于小地震最为密集的区域,揭示深部断裂从25km深度一直向上延伸至浅表。以2009年为界线,将小地震按时间分为1991—2008年和2009—2021年2个部分。通过小地震垂直剖面可以明显看出,蓝色圆点比较分散,震源深度覆盖范围较广,深度>20km的地震均发生于该时段; 黑色圆点则相对更加收敛,震源深度基本<20km。在小地震剖面中选择2009年之后地震,采用线性拟合与手动测量相结合的方法清晰勾画出深部的断裂形态。可见断裂倾向SE,高倾角,向下延伸超过20km,向上进入上地壳浅部。

前人完成的元氏—济南地震折射剖面揭示在东汪下方存在穿透地壳并延伸至上地幔的高角度断裂(滕吉文等,1974),地震转换波探测结果同样揭示出该区存在高角度断裂(邵学钟等,1993),临城—巨鹿剖面和宁晋—新河地震深反射剖面也清晰地揭示出震源区之下存在高角度深断裂(王椿镛等,1993)。震源机制解统计结果表明邢台地震为走滑性质,断层面解节面的走向平均值为24.8°,倾角平均值为79.8°(河北省地震局,1986)。震源机制解与深部探测结果比较一致,均显示震源区之下存在高角度深断裂,可能与邢台地震密切相关。

4 层析成像结果

不同深度的P波速度反演结果表明,研究区的地壳速度结构存在较强的横向不均匀性(图8)。

图8 研究区1～45km深度的P波速度扰动图像

1km和5km深度的速度分布图揭示地壳浅部的结构特征与浅表地质构造存在明显的相关性。太行山山前断裂西侧整体表现为高速异常,东侧表现为低速异常,与前人通过体波走时成像(黄金莉等,2005; 于湘伟等,2010a; 杨婷等,2012)、背景噪声层析成像(房立华等,2009; 唐有彩等,2011)、背景噪声和远震面波成像(Fengetal.,2022)及背景噪声和接收函数联合反演(姜磊等,2021)得到的结果基本一致。高分辨率成像结果揭示研究区晋县凹陷、束鹿凹陷、邯郸凹陷及新河凸起等地质体存在明显的高、低速度异常区,这主要与沉积层的厚度相关。邯郸断裂两侧的速度结构存在较大差异,分别对应古近纪以来的凹陷区及地表基岩区。这种与浅表地质构造的相关性也印证了本文层析成像结果的可靠性。

10km深度的速度分布图显示太行山山前断裂东侧依然为低速区,说明凹陷区的沉积较厚,与已有研究结果一致(周俊杰等,2011; 杨婷等,2012; Jiaetal.,2014)。断裂西侧速度变化不明显,说明隆起区仅为该深度以上的地壳物质向上抬升所致。

15km和25km深度的速度分布特征与1～10km深度的结果具有一定差异。速度分布与浅部断裂和构造单元的相关性减弱,表明这些断裂的影响深度主要集中在上地壳。邢台震区下方以及明化镇断裂的东侧均出现高速异常,邯郸凹陷表现为低速异常。太行山西侧的低速异常说明在隆起带的中下地壳存在低速异常体,与姜磊等(2021)的研究结果一致,可能对应了岩浆底侵作用造成的区域部分熔融。

45km深度的速度分布反映了上地幔顶部的结构。邯郸断裂东侧呈现高速异常,西侧为低速异常,推测东、西两侧的速度差异为地壳厚度不同所致(Fengetal.,2022)。太行山东、西两侧的地壳厚度差异非常明显,东侧邢台地区的地壳厚30～33km。向W进入太行山隆起带后,地壳厚度增加至约40km(孙武城等,1988; 王椿镛等,1993; 嘉世旭等,2005)。在45km深度处,太行山东侧已经进入上地幔约15km,而西侧才刚刚进入上地幔顶部,因此东侧速度明显高于西侧。

垂直于邢台地震密集带沿图8a 中的Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ剖面截取了3条P波速度垂直剖面(图9),结合0～10km深度的速度分布图(图8a—c)分析可知,该结果清晰地揭示了研究区存在南、北2处较大的低速异常区,位于上地壳10～12km深度以浅区域,推测低速体的底界位置存在滑脱层。北部的低速异常区位于新河断裂与元氏断裂之间。新河断裂是束鹿凹陷的东边界; 而元氏断裂是区域性大断裂——太行山山前断裂的中段。这2条边界断裂均为“铲式”正断裂,向下会入滑脱层。根据小地震分布形态勾勒出邢台深断裂(Fd),向上切穿新河断裂,进入地壳上部的低速体内部(图9)。南部的低速异常区位于邯郸断裂的东部,邯郸断裂同样为太行山山前断裂的一段,为“铲式”正断裂,向下会入滑脱层。

图9 研究区的P波速度扰动垂直剖面图

P波速度垂直剖面图(图9a,b)揭示邢台震区的中下地壳(约20km深度)存在一个显著的高速异常体,地震主要发生在该高速异常体的上方。关于邢台MS7.2 地震的震源深度,根据仪器记录资料确定为9km(国家地震局地球物理研究所等,1985; 谢毓寿等,1985; 河北省地震局,1986),而根据宏观资料推算为15km(河北省地震局,1986)。邢台MS7.2 地震的震中位于高、低速交界处,该区域应力集中且介质相对脆弱,是容易发生破裂、释放应力的位置。

5 邢台震区深部构造讨论

王椿镛等(1993)完成的临城—巨鹿、宁晋—新河地震深反射剖面清晰地揭示出邢台震区的地壳结构与断裂形态。宁晋—新河剖面穿过MS7.2 地震的震中,长约40km,剖面位置见图7。宁晋—新河剖面揭示上地壳下部(双程走时4s)—下地壳(双程走时10s)在主震东、西两侧反射事件的能量、倾角及连续性均存在较大差异,从而推断存在一条陡倾的深大断裂,贯穿莫霍面(图10a)(王椿镛等,2016)。临城—巨鹿剖面显示在新河断裂以西8～12km深度内存在一个滑脱面(图10b),在邯郸地区完成的宽频带流动台阵速度界面揭示盖层和基底岩层之间存在一个解耦面,深度为11km,边界断裂会合于该解耦面(滑脱面)(许华明,2008),与本文通过层析成像得到的滑脱构造的认识比较一致。图9为P波速度扰动垂直剖面,剖面Ⅱ、Ⅲ与临城—巨鹿地震深反射剖面(图7中BB′剖面)的位置比较相近,可进行对比分析。P波速度扰动垂直剖面与地震深反射剖面反映的地质构造特征比较相似,均清晰地揭示出滑脱构造特征,滑脱层出现在10～12km深度范围内,介于新河断裂与元氏断裂之间,分别对应低速体的边界位置。地震深反射剖面清晰地揭示出一条深大断裂,断错了莫霍面。在P波速度扰动垂直剖面Ⅱ、Ⅲ上小地震密集分布,勾画出SE倾向的高角度断裂形态,位于新河断裂西侧,这与临城—巨鹿剖面揭示的深部断裂形态比较一致。

图10 邢台震区的地震深反射剖面

小地震数据揭示邢台震区深部存在一条深断裂,从下地壳20km深度一直向上延伸至浅表,整体表现为高倾角,倾向SE,小地震收敛于该断裂之上(图7)。然而,作为束鹿凹陷边界断裂的新河断裂上仅有疑似零星小地震分布。由于新河断裂的活动是古近纪深部动力过程的残余效应,在现今的区域应力场作用下,先存的低角度铲式断裂很难发生走滑运动来调节区域性的地壳应变(徐锡伟等,2000),因此基本可以确定新河断裂不是邢台MS7.2 地震的发震断层。但是,在地震过程中,该断裂是否受到触发而发生被动响应,仍需要进一步讨论。小地震定位数据说明至少自20世纪90年代以来该断裂处于静止状态,基本没有发生小地震活动。赵成斌等(1999)跨邢台MS7.2 和MS6.8 地震震中区完成的浅层地震剖面揭示出新河断裂止于上更新统,在其西部存在艾辛庄断裂等多条倾向SE的高倾角正断层,上断点进入新近系甚至第四系(赵成斌等,1999; 徐锡伟等,2000),组成了上地壳浅部的新河断裂系统。国家地震局地震测量队(1975)通过比较1966年震后与1960年2期三角测量成果,获得了邢台地震同震垂直位移的等值线图,揭示在东汪附近存在明显的垂直位移梯度带,该处为地表形变的关键位置。邢台MS7.2 地震烈度图中的极震区(Ⅹ度)近椭圆形,呈NE向展布,长轴半径约为9km,短轴约为6km,而东汪则位于极震区的中心位置(河北省地震局,1986)。显而易见,该梯度带应该与深部断裂向上延伸密切相关。地震前后的形变测量存在明显的同震位移,指示应该存在地震地表破裂带(江娃利,2006)。浅层地震剖面揭示新河断裂向W存在一系列倾向SE的正断层,这与东汪地区垂直位移梯度带西升东降的地表形变特征比较吻合。2条地震深反射剖面在地壳上部均可解释出倾向SE的正断层,为新河断裂的次级断裂,向下与深部断裂呼应,向上延伸对应地表的东汪、牛家桥附近(图10)。可以看出,在邢台震区完成的深部、浅部地震探测及地表测量所得的数据比较一致,均揭示在上地壳浅部存在SE倾向的高倾角先存正断层,位于深部断裂向上延伸的方向,对应了地表同震垂直形变梯度带。

P波速度扰动垂直剖面(图9)揭示邢台震区10～12km深度以浅存在一个明显的低速异常体,而15km之下则为高速异常体,MS7.2 地震就发生在高、低速体交界处。该区域小地震总体表现为条带状,基本沿着高、低速体的东边界展布; 在高、低速体交界区域小地震相对密集,向上延伸至低速体的东边界,直至近地表; 向下小地震逐渐减少,主要分布在高速体的东北边缘。从垂直剖面图可以看出,高、低速体东边界连线与小地震密集带的总体趋势比较一致,在剖面上表现为E倾。而W倾的新河断裂与之相对,向下会入滑脱层,被高、低速体东边界连线与小地震密集带所截断,推测邢台震区之下沿着高、低速体东边界展布的深、浅部断裂已经上下贯通,由于速度体的边界位置或高、低速体交界区域是速度变化相对强烈的部位,易于发生地震破裂。

综合小地震定位与层析成像数据及前人探测成果资料,本文在地震深反射解释的模型上给出修正,即深部断裂应向上延伸,突破了浅部断裂系统。推测上地壳浅部先存的SE倾断裂与深部断裂贯通,构成了邢台震区的深部构造模式,即贯通地壳的深大断裂,而邢台地震则加速了深浅部先存断裂的上下贯通过程。

邢台地震、唐山地震作为中国大陆地区为数不多的2次强震群型地震(梅世蓉,1999),间隔10a相继发生,二者在深部构造方面较为相似。地震深反射剖面揭示唐山地震的震中之下同样存在一条错断整个地壳的深大断裂,为上地幔热物质的上涌和壳内构造变形提供了条件(刘保金等,2011; 刘亢,2011; Liuetal.,2022),说明这2个地震群应该具备相似的孕震环境与发震构造条件,由此推测邢台地震并非一次特殊的地震事件,可能代表了华北地区一种典型的强震类型。

6 结论

本文基于河北及周边地震台网1991—2021年间的地震观测数据,利用小地震精定位和走时层析成像技术开展了邢台震区的深部构造研究,获得了以下认识:

(1)层析成像结果显示,研究区地壳速度结构存在较强的横向不均匀性,新河断裂与元氏断裂之间的上地壳内存在明显的低速异常,推测为滑脱构造层。在邢台震区的中下地壳(约20km深度)存在一处显著的高速异常,邢台地震位于高、低速交界处,易于发生破裂、释放应力。邢台震区小地震密集带与高、低速异常体东边界的总体趋势比较一致,推测沿着高低速异常体东边界展布的深、浅部断裂已经上下贯通。

(2)小地震精定位结果清晰地揭示出邢台震区之下存在一条倾向SE的高角度断裂,从20km深度一直向上延伸至浅层。结合层析成像工作及前人的地震深、浅反射剖面、同震垂直位移等值线数据,揭示上地壳浅部存在SE倾向的高角度正断层,向上对应地表位移梯度带,向下与深部断裂呼应。推测地壳浅部先存的SE倾向断裂与深部断裂贯通,即贯通整个地壳的深大断裂,邢台地震促使深浅部的先存断裂上下贯通。

致谢本文使用了中国地震台网中心提供的震相观测报告数据; 中国地震科学探测台阵数据中心提供了华北台阵的观测数据; 审稿专家提出的意见和建议使本文的质量得到了很大提高。在此一并表示感谢!