1 引言
鄂尔多斯块体具有稳定的克拉通基底,自新生代以来,鄂尔多斯块体整体以抬升运动为主,在其周缘地带发生不同强度的断陷作用,环绕鄂尔多斯地块,既发育有海原—六盘山大型左旋走滑剪切挤压构造变形带,也发育有渭河、山西、河套、银川、吉兰泰等大型断陷盆地带.这些地区是我国著名的新构造运动活动变形带和强震活跃带(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组,1988; 马宗晋,1993).有史以来,鄂尔多斯周缘活动断裂带先后发生数十次7级以上强震,其中1次8.5级地震,4次8级地震.开展鄂尔多斯周缘活动断裂带的地震定位研究,对于深入认识该地区的地震活动规律、发震机制以及深部动力学过程等具有重要意义.
山西断陷带为一条具有右旋剪切性质的张性构造带(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组,1988; 马宗晋,1993; 安美建和李方全,1998;王秀文等,2010;贾晓东等,2012),位于稳定的鄂尔多斯块体东缘,由一系列北东、北东东向的地堑或半地堑式盆地组成,自南而北依次为运城盆地,临汾盆地,太原盆地,忻县盆地和大同盆地,忻县和临汾盆地主要具有右旋剪切破裂性质,运城、太原和大同盆地主要具有张破裂性质.根据震源机制解、地应力测量等说明该地区现今的构造运动总体上仍然受北东向挤压,北西向拉张的区域应力场控制(安美建和李方全,1998; 王秀文等,2010; 贾晓东等,2012).这表明现今断裂活动继承了新生代以来的运动方式.张之立等(1987)认为,忻县和临汾盆地可以看作为两条雁列式的裂纹系,在忻县和临汾盆地的两端存在比较宽阔的扩展分支区,这两个盆地的非相邻端的扩展分支区正好对应大同盆地和运城盆地,相邻端的扩展分支区对应太原盆地.扩展分支区具有拉张性质,除受剪应力作用外,还受与扩展分支区方向垂直的张应力控制.
地震定位是根据台站观测的地震波到时确定地震的震源位置和发震时刻.地震定位是地震学中一项基础而又重要的工作.高精度的地震定位结果能够提供有效的地震活动信息,可用来研究地震发生机制、地球内部构造、震源几何构造等问题.近年来,随着数字化地震观测技术的迅速发展,对地球内部结构与地震震源的研究越来越深入,从而对地震定位的精确度提出更高的要求.影响地震定位精度的因素有很多:台网布局、震相识别、到时读数、地壳结构等.因此,地震学家一直在不断改进或提出新的定 位方法,希望获得更高的定位精度(周仕勇等,1999; 姚运生等,2007; 赵冰等,2012; 许力生等,2013).
双差定位法近年来受到人们的广泛重视,它是通过地震事件两两组对后,根据走时差的观测值与理论值的残差(双差)来确定震源参数的一种相对定位方法(Waldhauser and Ellsworth, 2000).该算法要求事件对之间的距离远小于事件到台站间的距离和波传播路径上速度不均匀体的线性尺度,从而两个事件至同一台站的走时差只由两个事件的相对位置及它们之间小范围内的波速所决定,这样就可以在一定程度上消除由于速度模型的不确定性造成的影响,从而获得高精度的地震震源间的相对位置.目前,双差地震定位法已经广泛应用于活动断层的精细结构及不同地区地震活动性演化及变化规律的研究上(杨智娴等,2003; 朱艾斓等,2005; 郑勇等,2009; 黄媛等,2008; 黄耘等,2008; 吴建平等,2009; Mottaghi et al., 2010; 于湘伟等,2010; 张广伟等,2011; 宋美琴等,2012; Balfour et al., 2012; 王未来等,2012; 房立华等, 2013a,2013b; Serpetsidaki et al., 2013; 张新东等,2013; Moore-Driskell et al., 2013; Douilly et al., 2013; 高原等,2013; 陈运泰等,2013).
我国在“十五”期间对地震台网进行了数字化改造,并新建了一批数字地震台站,地震监测能力有了明显改善.与以往的研究不同(宋美琴等,2012),为了获得可靠的定位结果,本文仅利用数字地震台网建立后2008年1月—2012年12月鄂尔多斯东缘地区的3680次地震进行地震重定位.重定位后,地震定位精度明显改善.利用重定位后的结果,结合地震地质资料,分析探讨了鄂尔多斯东缘地震活动的空间分布特征及其与活动构造的关系. 2 资料与方法
研究区为鄂尔多斯东缘地区,研究范围为34°N— 41°N,110°E—115°E.重新定位所用资料为北京、河北、内蒙、天津、山东、山西、陕西、四川、河南、湖北、江苏、安徽等区域地震台网共314个台站所记录到的震相资料(图 1).收集了2008年1月—2012年12月研究区的地震观测报告资料,经过筛选(每个地震至少有4个台站、6个震相记录),共整理出3680次地震,其震级范围在ML0~4.8,地震初始深度分布在0~37 km,其中66次地震无初始震源深度,约占地震总数的1.8%.共有84976条震相路径资料,其中包括直达波Pg绝对到时数据40351条,Sg绝对到时数据42337条,首波Pn绝对到时数据1878条,Sn绝对到时数据410条.
本文采用Waldhauser和Ellsworth(2000)的双差地震定位法对鄂尔多斯东缘地区的地震重新定位.相比于绝对定位方法,该方法在很大程度上消除速度结构不均匀性引起的定位误差,可较大幅度地提高地震之间相对位置的精度.参照Li S L等(2006)给出的速度模型,结合此区的人工地震测深工作(嘉世旭和刘昌铨,1995; 周民都等,2000; 嘉世旭和张先康,2005),通过反复试验结果,最终确定本文采用的速度模型(见表 1).波速比为1.74.
本文采用双差定位方法对地震进行重定位后,最终获得3093个地震的重新定位结果(如图 2b),其他没有定位结果的地震,可能是在重定位过程中无法组成符合定位条件要求的地震丛集,或没有足够符合要求的震相数量而被舍弃.所有地震的走时均方根残差的平均值由0.301 s降为0.077 s.采用共轭梯度法得到的震源位置的定位误差在E-W方向平均为0.12 km,在N-S方向平均为0.12 km,在U-D方向平均为0.18 km.使用奇异值分解法得出的平均定位误差在E-W,N-S和U-D方向分别为0.26 km,0.32 km和0.29 km,基本反映了重定位的精度.与定位前的地震相比,双差重新定位后的地震均方根残差明显降低,定位精度得到改善.
图 2为鄂尔多斯东缘重定位前、后的震中位置分布.重定位前、后的地震是一一对应的.重定位前(图 2a),地震主要分布在山西断陷盆地内,表现为沿盆地的走向分布,盆地外两侧及盆地之间的横向隆起地震较少,分布比较离散.双差重定位后(图 2b)的震中更加集中、紧凑地分布在断陷盆地内,条带状分布更加清晰.图 3为鄂尔多斯东缘重定位前、后的震源深度分布图.如图所示,重定位前(图 3a),震源深度在6~10 km呈现较强的优势分布,特别在7 km和9 km深度上地震更为集中.重定位后(图 3b),震源的深度分布形态更接近于正态分布,大多数地震分布在20 km以上(占重定位总数96%),显示了这个地区的发震层深度.这个结果比宋美琴等(2012)的山西地区震源深度优势分布研究结果(30 km)要浅.
图 4为山西断陷盆地重定位前、后BB′和AA′剖面的震源深度图,由于AA′剖面没有很好地穿过盆地,因此没有标注盆地与横向隆起的位置,本文在4.3部分将会详细分析.在沿着BB′与AA′的剖面上,重定位前的震源深度(图 4a)在5~10 km呈现水平分布特征,10 km以下分布比较离散,这可能与目录定位精度不够有关.重定位后(图 4b),盆地内部震源深度较浅,主要集中分布在13 km以上,向盆地两端震源深度有加深的趋势,最深处达25 km,总体上呈现出波浪式分布,特别是太原盆地的北端,临汾盆地北端,以及运城与临汾盆地之间的峨眉台地,震源深度都比盆地内部深.
宋美琴等(2012)对山西地区的重定位结果研究认为,山西断陷盆地的震源深度沿剖面由西南向东北逐渐加深,而本文的重定位结果显示,断陷盆地东北部的震源深度只是与盆地端部的震源深度相比有变浅的特征,与盆地内部的地震相比,这个特征并不是很明显.
4 讨论震中分布特征显示山西断陷带的地震主要分布在盆地内部,在盆地内部主要沿盆地的走向分布,盆地外两侧及盆地之间的横向隆起地震较少,分布比较离散.这种震中分布特征主要与盆地及周边的地壳介质特征和应力场分布有关.由于山西断陷盆地仍然处于剪切拉张的状态(安美建和李方全,1998; 王秀文等,2010; 贾晓东等,2012),盆地不断受到剪切拉张作用,在盆地中产生纵横交错的断裂带(邓起东等,1973; 张文佑等,1981),断裂带的相互作用使中上地壳遭到严重破坏,岩石强度随之减弱,在构造应力积累过程中更容易发生地震(张国民和李丽,2003).
震源深度分布特征显示:盆地内部震源深度主要集中在13 km以上,相比于我国大多数地区的震源深度略浅(周仕勇等,1999; 杨智娴等,2003; 黄媛等,2008; 黄耘等,2008; 于湘伟等,2010; 张广伟等,2011; 宋美琴等,2012),向盆地两端震源深度加深,总体上呈现出波浪式分布,特别是太原盆地的北端,临汾盆地北端,以及运城与临汾盆地之间的峨眉台地,震源深度都相比于盆地内部明显加深.由于盆地受张应力作用,发生断陷,地面下沉,根据重力均衡作用,地壳减薄(马宗晋,1993).盆地内部上 地幔物质上拱(Shen et al., 2000; 唐有彩等,2010; Tian et al., 2011; 李多等,2012),下部地壳物质和地幔顶部物质上涌并向隆起区两侧产生塑性流变,流变物质移动的过程中,在上地幔隆起区轴部产生了强大的局部引张力场,这个附加的张应力场使断 陷作用进一步发展(马宗晋,1993; Shen et al., 2000; 唐有彩等,2010; Tian et al., 2011; 李多等,2012),从而使地壳进一步减薄,脆性破裂区变浅,致使最大震源深度变浅.
盆地之间的横向隆起区受区域应力作用以及盆地内部上地幔上拱产生的水平向挤压力等作用(马宗晋,1993; Shen et al., 2000; 唐有彩等,2010; Tian et al., 2011; 李多等,2012),导致地壳和地壳脆性层增厚,在横向隆起区与盆地接触带易产生应力集中,导致地震的发生.由于盆地下方的脆性地壳较薄,横向隆起下的脆性地壳较厚(Shen et al., 2000; 唐有彩等,2010; Tian et al., 2011; 李多等,2012),受脆性层厚度变化的影响,在盆地向横向隆起区过渡部位出现震源深度加深的现象.
我们还发现,太原盆地内部震源深度相比于其他盆地内部更浅,其北部震源深度较其他盆地端部更深,深至25 km.根据张之立等(1987)对山西地堑形成模式的研究,太原盆地受到的张应力较大(张之立等,1987; 安美建和李方全,1998; 王秀文等,2010; 贾晓东等,2012),可能导致盆地与横向隆起的过渡区的作用更剧烈,产生更深范围的破坏.
层析成像及波速比研究结果也显示,盆地内部呈现低速,波速比高,横向隆起呈现高速,波速比低(Shen et al., 2000; Tian et al., 2009; 何正勤等,2009; 唐有彩等,2010; 李鹏等,2010; Tian et al., 2011; 唐有彩等,2011; 刘琼林等,2011; 李多等,2012; 房立华等, 2013a,2013b; 宋美琴等,2013),反映了盆地端部与横向隆起的接触带即为低速向高速的过渡带,介质物性发生变化.通常情况下,速度变化强烈的部位往往是介质非均匀性和物性变化大的地方,在构造运动的作用下,这些相对脆弱的部位容易积累大量应变能量形成破裂,发生地震(何正勤等,2009; 宋美琴等,2013).因此本文的定位结果为此区的地震成因提供了较为可靠的地震依据.
4.1 临汾—运城盆地由图 5临汾—运城盆地的震中分布图可看出,临汾盆地的地震主要发生在盆地东缘霍山断裂西侧一带以及罗云山断裂带附近,可见临汾盆地的地震活动主要受霍山断裂与罗云山断裂的控制.运城盆地地震资料较少,地震主要分布在盆地内部.
在临汾盆地北部,地震密集地呈条带状分布在盆地东缘,震中分布图(图 5a)显示,这条地震带被苏堡断裂分成两段,南段主要分布在大阳断裂西侧,北段分布在一条具有正走滑性质的隐伏断裂附近(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组,1988; 马宗晋,1993; 邓起东等,2007).由DD′剖 面(图 5e)可看出,南段的震源深度较浅,分布在12 km 以上,而北段的震源深度有向北加深的趋势,最深达20 km左右.推断该地震带应该处于同一条断裂带,只是中部被苏堡断裂截断.CC′剖面(图 5d)显示,该断裂带向NE倾斜,倾角约75°左右.通常情况下,沿走滑断裂的地震活动在平面上呈线性分布,在剖面上呈陡立状(朱艾斓等,2005),反映该断裂具有走滑性质.
由BB′剖面(图 5c)可看出,临汾盆地中部和南部的地震深度集中在4~12 km的中上地壳,而在临汾盆地与运城盆地之间的峨嵋台地震源深度较深,到运城盆地,震源深度又变浅.总体看来,盆地及边缘地区的震源平均深度表现为盆地内部相对较浅,边缘地区较深的特征,与前面分析的山西断陷盆地震源深度特征吻合.壳内高导层是脆性上地壳与 韧性下地壳的分界层,浅源地震绝大部分发生在壳内高导层以上的地壳中,震源深度较浅的地区可能有壳内高导层的存在(马宗晋,1993; 李立,1996; 徐常芳,1996).
4.2 太原盆地由图 6a太原盆地的震中分布图可见,太原盆地的地震主要集中在盆地中部的一条北东向隐伏断裂(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组,1988; 邓起东等,2007)两侧及交城断裂北端一条北北东向断裂的东侧,盆地东侧的太谷断裂亦有少量地震分布,与临汾盆地类似,太原盆地的地震分布与断裂带活动密切相关.
太原盆地中部及南部地震均匀地分布在盆地内一条北东向隐伏断裂的两侧(图 6c),可能标明这条隐伏断裂具有走滑性质,该断裂两边分别为均具有正走滑性质的交城断裂和太谷断裂(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组,1988; 邓起东等,2007),断裂两盘在走滑运动的过程中,会牵动隐伏断裂的两盘活动,在这种不断的构造活动下,形成了该隐伏断裂的地震活动特征.该地震带的震源深度主要分布在4~12 km,比我国大多数地区的震源深度(张国民等,2002)略偏浅,可能表明盆地内部地 壳具有相对较高的温度,地壳脆韧性转换带的深度较浅.
交城断裂北端的地震分布在一条北北东向断裂的东侧,CC′剖面(图 6d)显示该断裂向NE倾斜,倾角约45°左右;从南向北震源深度持续增加,南端为7 km,穿过盆地北缘最深至25 km(图 6e),深度上超过了华北地区地震密集分布的平均深度(20 km以上)(于湘伟等,2010; 张广伟等,2011),可能表明此区北部的脆韧性转换带较深,由北向南变浅.而且,剖面显示,此地震带宽度约10 km左右,反映了该区的发震层厚度.总的来说,本文的重定位结果对于确定发震层厚度,确定活动断裂下部边界都是有很好的约束. 4.3 鄂尔多斯东北缘
鄂尔多斯东北缘的震中分布图显示地震散布于整个区域,震源深度主要分布在15 km以上.AA′为过忻定盆地的剖面(图 7b),可看出,忻定盆地内部震源深度在15 km以上,盆地两侧隆起区震源深度略深,至20 km左右.由穿过河套盆地与大同盆地的剖面(图 7c,图 7d,图 7e)可发现,河套盆地内地震较少,震源深度约在10 km以上,也可能是因为缺少资料导致.大同盆地内在隆起区与凹陷区交界的地方地震活动较频繁,其震源深度下界相比河套盆地略深,分布在15 km以浅,比华北东部地区的震源 深度还略偏浅(于湘伟等,2010; 张广伟等,2011).与中部和南部地区不同,鄂尔多斯东北缘地区存在多个相互平行的拉张盆地,我国著名的大同第四纪火山群分布在这一区域.火山岩包裹体研究揭示,大同火山群的岩浆源自上地幔(陈孝德等,1997).地震成像研究揭示,该地区在地壳、上地幔范围内存在明显的低速异常(何正勤等,2009; 刘琼林等,2011; 宋美琴等,2013).我们认为,鄂尔多斯东北缘地区地震的弥散分布和较浅的震源深度,与源自地幔的大范围深部热作用以及地壳脆性层厚度减薄有关.
本文利用我国数字地震台网建立后,在鄂尔多斯东缘地区记录的新的地震观测资料,采用双差地震定位方法获得了3093个地震的高精度定位结果.重定位后,震相走时的均方根残差平均值由0.301 s降为0.077 s,震源位置的定位误差估计在E-W方向平均为0.26 km,在N-S方向平均为0.32 km,在垂直方向平均为0.29 km.与定位前的地震相比,双差重新定位后的地震均方根残差明显降低,定位精度得到较好的改善.
山西断陷带附近地震主要分布在盆地内部及其边缘.盆地内部震源深度较浅,向盆地两端震源深度有加深的趋势,特别是太原盆地的北端,临汾盆地北端,以及运城与临汾盆地之间的峨眉台地,震源深度明显增加.盆地内部地幔上隆,地壳减薄,以及热作用导致地壳内部脆性层减薄,可能是盆地内部最大震源深度变浅的主要原因;盆地之间的横向隆起区地壳和地壳脆性层较厚,受区域应力场以及盆地内部地幔上拱产生的水平向挤压力等作用,在横向隆起区与盆地的过渡区易产生应力集中,导致地震的频繁发生,震源深度向横向隆起区加深的现象.
太原盆地的交城断裂北端的地震分布在一条北北东向断裂的东侧,向NE倾斜,倾角约45°左右,从南向北震源深度持续增加,南端为7 km,穿过盆地北缘最深至25 km.临汾盆地北部的地震密集地呈条带状分布在盆地东缘,该地震条带被苏堡断裂分成两段,南段的地震震源深度较浅,分布在12 km以上,而北段的震源深度有向北加深的趋势,深度达20 km左右,推断该地震带应该处于一条断裂带,该断裂带向NE倾斜,倾角约75°左右.鄂尔多斯东北缘地区地震分布弥散、震源深度相对较浅,可能与源自地幔的大范围深部热作用以及地壳脆性层厚度减薄有关.
致谢 感谢中国地震台网中心提供的地震观测报告.
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