2. 中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室, 北京 100029;
3. 中国科学院研究生院计算地球动力学实验室, 北京 100049
2. Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China;
3. Key Lab of Calculation Geodynamics, Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
华北盆地位于中国大陆北部,地处燕山以南,太行山以东,南以广饶一聊城断裂为界与鲁西隆起相邻,东与渤海湾相接[1].华北盆地远离大陆活动边界带及板块俯冲带.地质调查及GPS观测结果均表明,华北盆地相对于中国大陆西部而言,主要断裂带的滑动速率低[2~4],地表变形小[5, 6],总体上属于稳定的华北克拉通地区.
然而,华北盆地及周边地区地震却十分活跃,破坏性强震频繁发生.如:1668年郯城8. 5级地震,1679年三河一平谷8. 0级地震,1830年磁县7. 5级地震,1966年邢台7. 2级地震,1969年渤海7. 4级地震,1975年海城7. 3级地震,1976年唐山7. 8级地震、滦县7. 1级地震以及1998年张北6. 2级地震.
由此可见,华北盆地的构造特点是地表变形小,内部强震多.这与地震活跃区多出现在地表变形强烈地区的现象是迥然不同的.那么,华北地区这种“表里不一”的特征,其孕震背景与动力机制是什么?
我们知道,华北克拉通在早前寒武纪克拉通化后的演化中遭受到强烈的破坏和再造,使得古生代时期厚(大于180 km)而冷的岩石圈到新生代时转变为薄(小于100 km)而热的岩石圈.晚中生代时期发生的巨量岩石圈减薄是华北克拉通在显生宙经历的一次重要破坏事件,许多学者就中国东部岩石圈的组成与结构,尤其根据晚中生代时期以来岩石圈演化的岩石学、地球化学和地球物理学证据对晚中生代时期发生的大规模岩石圈减薄进行了深人研究,并提出不同的模式来解释其演化过程[7~9].不论运用“热侵蚀”模型还是用“拆沉”模型来解释华北克拉通的减薄,在破坏过程中发生了剧烈的垂向运动和岩浆活动(喷出和侵人)是公认的.
此外,华北克拉通的下地壳和其他典型的克拉通相比有所差别,中生代岩石圈大规模减薄及其强烈的地幔改造和壳幔作用,致使岩石圈地幔和下地壳大部或全部被改造和置换,成为无古老“底”的克拉通.在隆升地幔的影响下,岩浆和流体对下地壳的破坏、交代和改造,导致原有下地壳的成分和结构发生了部分甚至全部改变和替代[10].
华北克拉通在减薄过程中,地壳地幔发生了大规模的物质和能量交换,特别是岩浆对地壳的底侵作用,使得地壳物质重熔、改造和混合,最后形成组成物质上很不均匀的地壳.
同时,近年来大量的地震层析成像结果[11~19]也显示,华北地区地壳及上地幔结构复杂,横向不均匀性显著;尤其是中下地壳里广泛存在着低速异常体.根据地震成像及地质资料,不少学者对华北盆地强震孕育的机制进行了研究:如曾融生等[1]认为华北地区Moho面出现断裂,上地幔热物质从Moho面的断裂处上升到地壳中.热物质的上升可以在地壳上部产生附加的张应力,而在地壳中部和下部产生附加的水平剪切应力;附加应力在地壳中部触发产生地震.
梅世蓉(1995)[20]根据地震成像[13]以及其他资料,分析发现华北地区大多数地震发生于高速块体内或发生在高速与低速带相邻的陡变带但偏向高速一侧,并且提出“高速异常体孕震模式”,认为硬包体(即高速异常体)是应变能高度集中的重要条件.但也有不少学者指出华北地区地震发生于低速、高导的软弱层里,并初步分析了原因[21, 22].乙一:等[18]利用更多的高质量地震资料,给出三河一平谷地震、唐山地震等地震均发生于低速软弱层的上部.
那么,华北盆地强震的构造成因究竟是什么?为什么变形弱的华北地区强震频发?文中通过有限元数值分析方法,研究断层下面存在高速异常体与低速异常体的不同情况下,在分别受到拉张与挤压的构造力作用时,定量给出应力及应变能的空间分布特征,研究它们与断层活动的关系,探索华北盆地强震孕育的动力机理.
2 有限元模拟下面利用有限元方法来分析,当华北盆地发震断层下面分布着物质异常体(表现为低速异常或高速异常)时,在水平向构造应力的作用下,断层下面异常体的力学表现.研究中将重点关注异常体及周边的应力与能量在空间的分布特征.
2.1 模型参数图 1是研究中选用的模型几何及其有限元网格剖分.模型的几何尺度选为100 km×100 km,即水平与垂向各100 km的范围.华北盆地Moho面的深度取32 km[2~24],异常体取为椭圆形,其长轴取18 km (水平方向),短轴为10 km,椭圆中心距离地表为17 km.由于华北盆地发生的强地震多为断层倾角很大的走滑型地震[25~27],因此,模型中取断层的倾角为70°(图 1中的灰色粗线所示).有限元模型全部采用三角形单元,其节点数为2784, 单元总数为5431个.断层部位、椭圆形异常体内部及边缘地区网格密度大,目的是提高那里的计算精度,提取更多有用信息.断层活动利用有限元中的接触单元来实现[28, 29].实际计算中,接触面上的摩擦系数取得很大,让断层处于闭锁状态.模型的边界条件如图 1所示,上表面(即地面)自由,下底面垂向固定,水平向自由;右侧垂向自由,水平向固定; 左侧在垂向自由,水平向施加位移.根据华北地区GPS观测所显示的地表水平运动,在100 km的范围内,差异运动大概为1 mm/a.研究中为简单起见,左侧位移就取1 mm,表示模型在1年的时间里,受到的边界作用.若位移方向向右表示模型受到挤压构造力作用,位移向左表示区域被拉张.
由于计算时间只取1年,这样模型中介质就可以视为弹性体.介质的软硬通过弹性介质的杨氏模量和泊松比2个参数来调节.地壳、地幔介质的杨氏模量,根据华北盆地地震波速度结构[11~19]计算给出.高速或低速异常体的杨氏模量分别比同深度的高或低10%;高速异常体的泊松比取为0. 22, 低速异常体的泊松比取为0. 32[24, 30].
下面对“低速异常体”及“高速异常体”模型分别进行计算,研究应力及应变能在空间的分布特征.
2.2 低速异常体模型首先研究低速异常体情况,将图 1中的椭圆形区域内的物质视为软弱体.在图 1中的左侧边界施加向左的位移,即模型受到引张力的作用.图 2a是水平向应变率的分布.由图可见,低速异常体内部水平向变形随着深度的变化而变化,上下是不一致的.低速异常体内部区域变形最大,低速异常体的上下面附近次之; 低速异常体的左右两外侧变形最小.同时,图中显示,由于低速异常体的存在,地表水平向应变率不均匀;低速异常体的正上方附近较小,然后随着离开低速异常体的距离增大在两侧方向又逐渐增大.图 2b是等效应力变化率(或1年时间里的等效应力)的空间分布.由图可见,在低速异常体内部,等效应力最小;在低速异常体的正上方(低速异常体外部,物质硬的一侧)等效应力最大.图 2c给出了弹性应变能密度的变化率在空间的分布,同样可以看到应变能最大值出现在低速异常体的正上方(低速异常体外部,靠硬的一侧),应变能最小值区域分布在低速异常体两侧.图 2d是最大剪应力变化率的空间分布,图中显示,最大剪应力的最大值也出现在低速异常体的上方,即出现在材料的物性由软到硬的部位.所以,对于地壳中存在低速异常体的情况,无论是应力还是应变能都在其上方积聚,显然那里是未来容易破裂的区域.
若将左侧边界位移的方向变为向右,大小不变,这时等效应力及变形能量密度的空间分布分别与图 2b、2c及图 2d完全相同;水平向应变率只是由拉张变为压缩,绝对值不变,此种情况下各物理量的分布图这里从略.
2.3 高速异常体模型对于中下地壳内出现高速异常体情况,将2.2节中椭圆形区域的介质变换为高速异常体材料,其他条件不变,在拉张的边界位移作用下,模型内的等效应力及应变能密度变化率的分布分别如图 3a、3b所示.由图 3a可见,高速异常体内部的应力比外部高,其最大值出现在高速异常体内部的上侧边缘.图 3b显示,能量的最大值分布在高速异常体外的两侧(物质较软的一侧介质中),高速异常体内上部的能量密度比下部的大.
若将左侧边界位移的方向反向,大小不变,这时等效应力及变形能量密度的空间分布分别与图 3a、3b完全相同;水平向应变率只是由拉张变为压缩,绝对值不变,其分布图这里也从略.
3 强震孕育机理根据弹性回跳理论[31],构造应力在地震区内缓慢积累,达到一定极限产生地震.Brace和Byerlee (1966)[32]认为地震是岩石的黏滑摩擦失稳过程;大多数构造地震起因于先存断层(或板块边界)的突然滑动,而很少是产生于新的剪切破裂(或断层)[33].地震的复发周期与震级由多种因素控制,如:构造应力加载的速度与加载方式,断层面上的摩擦关系,介质的物理属性以及地下流体、温度分布等.一般情况下,构造应力加载越快,地震的震级可能越大,地震复发间隔可能会越小(如鲜水河断裂带上发生的地震)反之构造应力加载缓慢,发生强震的间隔就越长,地震发生的概率水平低.同样,在其他外部因素不变时,断层面上的摩擦系数越小,地震复发间隔就越短、震级就越小;摩擦系数越大,复发间隔越长,震级也相应变大[29].对于华北盆地来说,由于观测到的地表差异运动量小,可以认为是构造外力加载缓慢,要使断层积累很高的能量,断层面上的剪切应力超过摩擦力,断层解锁,发生错动,产生强震,需要非常长的时间积累.因此,华北盆地大地震频繁必然另有原因.但是,如果华北地区的地震活动性高是由于其断层面上的摩擦系数较小的缘故,那地震的能量不可能那样巨大(震级达到或超过7级),同一条断层上地震的发震间隔不会很长.
通过上面的简单分析,可以看出华北盆地强震孕育的过程非常复杂,运用目前的孕震模式似乎不好解释.必须将地表观测到的断裂活动、地下介质结构与构造应力密切联系起来,进行综合分析,才有可能作出较为合理的解答.
图 4是华北盆地大震孕育的示意图.图中我们假设断裂带下面有一低速异常体(用蓝色椭圆表示),断层倾角~70°上面的黑色粗虚线表示断层在地表的迹线.深蓝色粗箭头表示构造力的方位.在构造力的作用下,断层及低速异常体附近介质要发生变形和积累弹性应变能.此外,根据文中图 2b、2c及图 2d的结果可知,低速异常体上方介质应力及弹性应变能积累的速度比其他地方快;当达到一定程度,该处介质先发生破坏(如图 4中的红色区域所示).由于低速异常体在空间有一定的规模,沿着图 4所示的断层走向延伸很远,如10~20 km.容易看出,一旦异常体上方介质发生破坏,对于整个断裂带来说,断层的闭锁区域就相应减小(由于断层底部的破坏)同时,异常体的破坏,介质要耗散和释放能量[34],释放的能量中有一部分被转移到断裂带,成为断层孕育地震的能量.
这样,随着构造应力的不断加载,下面三种因素都有利于断层发生错动:
(1) 断裂带及附近区域变形逐渐增大,应变能不断升高,断层面上的剪切应力越来越大;
(2) 随着低速异常体上方介质的不断破坏,破坏区域不断沿断层向上扩展,断裂带的闭锁区域越来越小;
(3) 随着低速异常体上方介质的不断破坏,释放的能量将不断被转移到断层中去,整个断层及附近介质的弹性应变能增加速度比下方没有异常体时要快.
随着时间的推移,当达到某种极限,断层面上的剪切力超过了摩擦限度后,断层解锁,产生滑动,发生大地震在这种情况下产生的强震,地表变形就不一定很大,发震断层的空间尺度也不需要很大.这正是我们见到的发生在华北盆地强震的典型特征[25~27].
根据以上分析可知,低速异常体对地震的发生起着促进作用,变形小的华北盆地要发生强震,低速异常体的存在是个非常关键的因素.Lei等(2008)[18]利用1500多个高质量的PmP波(Moho面反射波)走时资料和38500多个高质量的P波初至资料反演了北京及周边地区的三维地壳速度结构,发现1695年三河一平谷地震和1976年唐山地震等强震的震源区下方均存在地震波低速异常区.图 5是Lei等给出的3个垂直剖面的地震层析成像图.图中清楚地显示,宁河地震、唐山地震、溧县地震以及三河一平谷地震的震源均位于地震波低速异常区的上方.可见,华北地区大地震下方确实存在这种低速异常体.
此外,臧绍先等(2002)[35]研究发现,华北地区大的构造断裂与热岩石圈底部的隆起相对应,华北地区Ms>6. 5级的地震大都发生于热岩石圈底部隆起区附近和Moho面温度的高值区.我们知道,中下地壳热的地方,物质比较软弱,一般情况下地震波速度出现低速异常.因此,臧绍先等(2002)[35]的发现从另一侧面印证了华北盆地的强震与软弱物质构造(低速度异常)的关系.
4 问题讨论文中的有限元模拟给定的边界是水平向的,没有考虑地壳的垂向运动.若地壳存在垂向运动,那它对“异常体”及附近地区的应力及应变能也有影响.
通过水准测量[36]及GPS观测等发现,华北地区出现了地壳的垂向运动,尤其是唐山地震前,人们发现震中及附近地区地面有强烈的垂向变形[37].但我们必须清楚,震前的垂向运动是振荡型的,即一段时间隆升,另一段时间下沉; 此处上升,彼处下降.不难想象,这不是地壳的整体隆升(或下降),更不是地幔热物质上涌在近期的表现.因为地幔热物质上涌在地表的响应应是空间上大范围和时间上大尺度的.所以,我们认为目前华北地区地壳运动是以水平向为主,垂向运动为辅.另外,目前华北地区的强地震是以走滑型为主.也说明地壳水平向运动起主导作用.
文中研究强震孕育时,将断裂活动与其周围(主要是下方)介质属性紧密结合起来综合考虑.从计算的结果看,华北地区中下地壳的低速异常体对强震的孕育起着至关重要的作用.若没有低速异常体,在变形小的华北盆地频繁发生强震是难以想象的.低速异常体在构造应力作用下的破坏,一方面减小了断层的闭锁范围,另一方面使得断层的应变能积累加快.在其他变形小的地区也偶尔有强震发生,其孕震机理是否与上述分析的一致,值得深人研究.
从计算结果看,不论是低速异常体还是高速异常体,在构造应力的作用下,应力及应变能都积累、集聚,为地震发生创造条件.低速异常体通过介质的破坏促进强震的孕育与发生;旦从图 4可知,强震是什么类型的(走滑型、正断还是逆冲型?)还与具体的构造应力及断裂带的特性相关,还需深人研究.对于高速异常体,从图 3的结果可知,等效应力及应变能密度在空间的分布比较复杂,其最大值在空间不是集中于同一部位.高速异常体受构造应力作用后的力学表现与断层之间的关系比较复杂,文中没有深人分析,尚待进一步研究.
文中利用二维有限元模型,对断裂带下方存在低速异常体时的力学表现进行了定量分析.计算结果发现低速异常体对断层活动产生深刻影响.没有低速异常体的破坏,断层很难发生解锁,产生强震.随着地震观测台网的密集,资料的日益丰富,方法的不断改进,有望对华北盆地的地壳速度结构有更高的分辨率;同时结合地热、地下流体、地磁、地电、重力等多种地球物理手段,探明地壳介质物质属性的空间分布,准确识别异常体的空间位置.届时,我们可以利用三维有限元方法模拟华北盆地强震发生的具体过程,为地震的准确预报做出积极的探索.
但是,地壳中低速异常体形成的原因,除了文中讨论的华北克拉通破坏导致的岩浆活动外,现代地质活动过程产生的物质与热交换[1, 35]也可能起着很大作用.但不论低速异常体形成的原因如何,华北盆地低速异常体的存在是不容置疑的.
另外,由图 2a的水平向应变率的空间分布可知,当介质在空间的分布不均匀时,地表与地下的应变差别很大;同样是在地面上,与地下低速异常体正对的区域,其应变率与其他地区的应变率相差又很小,幅度小于5%.然而,目前华北地区布设的GPS系统还不能分辨出这种应变率之间的空间差别[38]; 也就是说通过GPS观测很难分辨出地壳中的低速异常体.
5 结论通过本研究的分析,得出以下初步认识:
华北克拉通的破坏及其过程中伴生的地幔、地壳剧烈的垂直运动和岩浆活动造成了华北地区物质的空间分布不均匀.这种物质分布格局易于在华北盆地中下地壳形成低速异常体.当断裂带下面存在这种低速异常体时,水平向构造力的作用,会使异常体上方应力集中、应变能积聚.
当异常体上方的应力集中到一定限度,介质要发生破坏.一方面,异常体在破坏过程中释放的能量,有一部分转移到断裂带及附近地区,使断层的应变能集聚速度加快;同时异常体的破坏使断层的闭锁面积减小.总之,异常体的破坏会促进断层的错动,发生地震.
华北盆地断裂带下方的低速异常体是该地区地表变形小、强震频繁的主要诱导因素.
深人研究华北盆地地壳速度的精细结构,结合多种地球物理手段,探索低速异常体的空间分布及其物理属性,对强震的中长期预测有重要的启示.
致谢匿名审稿人提出了许多宝贵意见,在此表示感谢.
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