2. 麦考瑞大学, 澳大利亚 2109;
3. 广东省地震局, 广州 510070;
4. 国家海洋环境预报中心, 北京 100081
2. ARC Centre of Excellence from Core to Crust Fluid Systems, Macquarie University, 2109, Australia;
3. Earthquake Administration of Guangdong Province, Guangzhou 510070, China;
4. National Marine Environmental Forecasting Center, Beijing 100081, China
反映地壳应力状态最常用的方法是对发生在地壳深部地震的震源机制进行研究.与数量少且分布集中的强震相比, 中小地震数量众多, 地理分布广泛, 为探测区域地壳应力状态提供了可能(罗艳, 2010;郭祥云, 2014).华北地区地震活动强度和构造变形强烈, 是中国大陆强震活动最强烈的地区之一, 且该区人口稠密、经济发达, 也是祖国的首都所在地, 加强对该地区应力状态的研究, 对于防震减灾, 为国民经济建设服务, 具有重要意义.
中小地震震源机制解的研究方法主要包括运用经典的P波初动法(如Balakina et al., 1961;许忠淮等,1983;俞春泉等,2009),P波和S波初动(如Nakamura,2002),S波和P波的振幅比方法(如Kisslinger,1980;梁尚鸿等,1984),初动结合振幅比的方法(如Snoke, 1990, 2009;Hardebeck and Shearer, 2002, 2003),以及波形反演法等(如Dreger and Helmberger, 1993;Zhu and Helmberger, 1996).
关于华北地区的震源机制, 许多研究者进行了研究并取得了一些有意义的结果.其中一些利用P波初动方法研究(如顾浩鼎等,1976;张之立等,1980;张萍和蒋秀琴,2000;张萍等, 2003a, 2003b, 2011;马淑芹等,2001;朱艾斓等,1999;周翠英等,2003;胡幸平和崔效锋,2013;张跃刚等,2013);一些利用振幅比方法研究(如刁桂苓等, 1993, 2007;闫俊岗等,2008;王婷和白玉,2010;孙晴和李守勇,2015;李丽等,2015;张宏志等, 2004, 2007, 2008;王晓山等,2011;韩晓飞和杨雅琼,2012);一些利用振幅比结合初动方法研究(如兰从欣等,2005;山长仑等,2007;孙贵成等,2015;吕睿等,2014);一些利用波形反演方法进行研究(如李文军等,2006;许力生等,2007;郑建常等,2012;曲均浩等,2014;郑建常等, 2015a, 2015b;李冬圣等,2016;黄建平等,2009;宋美琴等,2013).以上这些研究者主要对华北局部地区局部时段,或某个地震序列,或某个单独地震的震源机制进行了研究,为华北局部地区构造应力场,和相关地震的发震机制提供了重要的信息.但是近年来在这方面以大区域为对象的研究相对不足.有不少研究者结合地震活动、地形以及有关地质资料等对华北地区的断裂进行了分区(分段)的研究(如徐杰等,1998;高战武,2001;宋美琴等,2012),取得了一些重要的进展.从震源机制分区的角度来看研究区内断裂的变形情况具有一定的科学意义.
研究震源机制,计算结果的可靠性是必须重视的问题.鉴于不同方法的优缺点以及适用范围,所计算得到的震源机制解的可靠性是不同的.其中全波形反演方法避免了人为识别初动以及读取振幅的误差,且地震波形相对于初动和振幅含有更多的震源信息,因此在有较好速度模型的基础上,波形反演是最可靠的方法.利用P波初动极性的方法需要较好的台站方位角覆盖,对于台站稀疏的地区,以及地震相对较小拥有初动清晰的台站数相对较少的情况下难以应用,且初动极性的人为判断对该方法的可靠性有很大影响.振幅比或振幅比结合初动的方法能够应用在台站相对稀疏的地区,但同样人工判断初动和读取振幅会对这两类方法的可靠性带来较大影响.还有数据的内在质量(包括有关地震计参数、数采参数、及相关仪器随时间的变更情况的元数据等是否正确)也会对涉及到振幅及全波形的计算方法的可靠性带来很大影响.这也是有的研究者用不同方法计算同一个地震震源机制时结果相差很大的原因之一,因此,在利用不同方法计算震源机制时,仔细核实参与计算的数据及校核相应台站元数据是很重要的.
本研究在校核测震台站元数据随时间变化以及认真读取清晰初动和振幅的基础上,根据地震震级的大小及波形的信噪比,分别采用FOCMEC(Snoke, 2009)方法和TDMT_ISO(Minson and Dreger, 2008)计算震源机制,并结合构造与地震活动对震源机制分区特征进行分析,为华北地区应力状态及变形情况提供基础数据.
2 华北地区构造背景本研究区域大的构造背景是华北断块区.晚第三纪以来, 由于太平洋板块俯冲方向由原来的NNW转变为NWW向;印度板块开始以NNE与欧亚板块发生碰撞.华北断块区的构造应力场逐渐由前期的裂谷应力场特征转变为挤压作用为主.受这种应力场作用, 晚第三纪以来, 华北断块区尤其是其东部走滑活动明显, 并新发育了一些NE向和NW向活动构造带.华北平原剧烈沉降, 除鲁西地区外, 上第三系超覆于所有隆起之上.山西断陷带出现, 鄂尔多斯块体周围的地堑及断陷盆地强烈下沉, 堆积巨厚的上第三系湖相沉积.第四纪以来, 华北断块区的新构造运动继承性地发展, 山区间歇性地上升, 平原区整体下沉, 内部新生断裂作用明显, 这种基本构造格局一直持续到现今.依据其盆地发育和构造特征可以将华北断块区分为(徐杰等,1998):鄂尔多斯区块、太行区块、华北区块、燕山区块、胶辽区块.张培震等(2002)根据活动地块划分原则,将华北地块区(不包含燕山地块,胶辽地块的渤海以北部分)进一步分为鄂尔多斯、华北平原和鲁东—黄海3个二级活动地块.鉴于本研究的部分内容涉及到胶辽地块的渤海以北部分,因此结合二种划分原则,将研究区域内的块体分为鄂尔多斯、华北平原和胶辽区块.本研究的重点区域是华北平原.
华北平原活动地块的西边界是分割鄂尔多斯地块的山西断陷盆地带, 东边界为郯庐断裂带,北边界为张家口—渤海断裂带,这些边界与地块内部北北东向次级地块边界的交界地带往往是强震的孕育场所(张培震等,2013).另外,徐杰等(1999)与韩竹军等(2003)提出华北平原内部还发育两条次级新生地震带, 一条是唐山—河间—磁县地震带, 另一条是安阳—荷泽—临沂地震带,这两条地震带不对应地表发育的已知断层带.已有的研究结果表明,华北平原绝大多数强震的震源机制均以走滑为特征(如顾浩鼎等,1976;张之立等,1980;Chen and Nábelek,1988).震源机制解的主压应力轴走向一般为北东向, 主张应力轴走向为北西向.
随着数字地震台网的发展,监测能力的提高,各区域台网积累了大量的新资料,对于这些新积累的地震活动和波形资料,进行有关地震活动和震源机制计算分析,将有助于进一步了解研究区内块体的变形与活动特征.
3 数据与方法 3.1 数据在震源机制解的计算工作中, 如果用到振幅数据参与到计算中, 那么需要有相对应台站的准确的仪器响应数据, 如果仪器响应不准确, 将会给计算结果带来不确定性, 可能会对结果的可靠性造成影响.国内当前各区域台网所提供的SEED格式数据中所包含的仪器响应数据,由于历史或者其他原因,有不少台站的仪器响应确实或者有误.因此这些仪器响应信息确实或者有误的台站的振幅或者全波形数据是不能用于震源机制反演工作的.而且区域台网的仪器变更是随时间变化的,仪器响应的数据也随时间变化.本研究致力于分析华北地区的地震震源机制,因此用到了华北地区多个区域台网的波形数据.为了保证结果的可靠性与科学性,首先进行了大量的仪器响应整理与核实工作,其中包括北京市地震局、中国地震局地球物理研究所、河北省地震局、辽宁省地震局、天津市地震局、山西省地震局、山东省地震局等7个区域台网的台站仪器变更信息及仪器参数出厂值(包括变更时间、地震计型号、数采型号及使用量程等),以仪器参数能找到出厂值的用出厂值,找不到的用理论值的原则,重新核实并计算仪器响应,无法确定的台站则不使用该台的振幅参与计算.我们前后共计核实了近240多个台站(见图 1)2010年1月—2014年6月期间的仪器响应的时间变化.
我们根据整理的台站仪器响应资料,以及区域构造特征,选取了北纬36°—42°;东经111°—125°范围内2010年1月至2014年6月大于ML2.5的918个地震事件波形资料(图 2,国家测震台网数据备份中心,2007;郑秀芬等,2009).并增加内蒙古自治区地震局、河南省地震局、吉林省地震局、江苏省地震局的部分台站(图 1)记录到的波形资料参与进行初动读取,进行有关震源机制的反演工作.
本研究区内目前观测到相对较多的是中小地震的数字化波形资料,利用振幅比和初动相结合求解震源机制是最佳的方法,因此我们使用FOCMEC方法结合TDMT方法反演震源机制解.
对于震级相对较小,波形低频部分信噪比低的地震,本研究采用基于FOCME(Snoke, 2009)方法改编的MATLAB新版本1),进行震源机制计算,该改进版本在资料使用上实现了可分别采用初动、初动+SH/P、初动+SV/P或初动+SH/P+SV/P进行计算.即根据数据质量及相应情况选择初动或者初动结合相应振幅比的方法反演震源机制,能够更好地判断和得到合理的解,增强解的可靠性.在反演过程中使用的模型为iasp91.
1) 杨选,2014.
图 3—图 4是我们利用FOCMEC计算震源机制解过程的一个例子,地震发生在2012年12月9日00时32分,震级为ML2.8.图 3是在计算过程中所使用的TLK台的清晰P、SH、SV初动的情况.为避免振幅误差,对于初动不清晰的S波振幅,我们同样也不使用.计算过程中用了9个P波初动,2个SV波初动,2个SH波初动,4个振幅, 我们分别只用初动, 和初动结合振幅比计算了该地震的震源机制解.为了检验结果的可靠性, 用5°, 10°, 15°搜索来求解震源机制解, 结合初动矛盾数调整,解需在不同搜索区间的一致性都较好才算是稳定可靠2), 最终由残差最小原则来选择最优解.该地震最终得到的最佳解为走滑地震(图 4),该例子计算过程也说明了,在清晰初动相对较少时,结合少量的S波清晰的初动和振幅,能够较好地约束最佳解,使计算结果更收敛,更可靠.如果初动更多, 振幅更多, 对结果的约束性也会更强.
2) 受许忠淮研究员指导.
对于震级相对较大且波形低频部分信噪比较好的地震,我们采用TDMT_ISO (Dreger and Helmberger, 1993;Minson and Dreger, 2008)方法,用全波形来计算地震的矩张量, 并得到相应震源机制.由于本研究的地震为天然地震,所以只考虑纯偏矩张量解.采用全波形反演矩张量重要的步骤之一就是要建立可靠的速度模型.在华北区域, 地壳速度横向不均匀性相对较大.在平原区域, 相对平坦, 平均莫霍面深度约33 km, 而在太行山及燕山地区,莫霍面相对较深,平均深度约40 km.我们根据张先康等(1998)、傅维洲等(1998)在研究区内利用人工地震剖面得到的速度结构结果,结合Crust2.0模型(Bassin et al., 2000),分别建立了平原地区、山区和辽宁地区的速度模型(图 5).在矩张量反演中,我们利用周期为20~50 s的长周期波.在所有的模型中我们采用的Q值为常数,QP和QS的值分别为600和300.在反演所用的波的周期和所考虑的距离范围内Q值对波的传播不敏感.
图 6是我们利用2012年5月28日10时22分唐山ML5.1地震展示TDMT方法反演震源机制的例子.在进行矩张量反演之前, 对数据进行了去倾斜、均值和仪器响应, 将三分向的速度记录积分为位移并将水平分量旋转到径向和切向.利用Butterworth频带为0.02~0.05 Hz带通非因果滤波器对数据进行滤波.这个滤波器能够给出稳定的长周期波形,并且已经证明了在震源反演中能产出高质量的结果(如Dreger and Helmberger, 1990,1991).为了保证结果的可靠性,每次反演至少使用3个台站的波形.我们利用全波形反演唐山ML5.1地震的最佳解过程中使用了12个台站波形数据,并进行了深度搜索,最终在深度为11 km时得到最佳解(图 6c),其中双力偶分量(DC)为98,补偿线性矢量偶极分量(CLVD)为2, 理论波形与观测数据的拟合程度的描述参数(VR)为88.5,这说明了该解的质量可靠(对于天然地震震源来说一般DC成分比较高,CLVD成分比较低,VR的高低表示理论波形与观测数据的拟合程度的好坏,VR值越高表示拟合越好,越低则表示拟合越差),我们所建立的速度模型适用于该区域的矩张量反演工作.同时,我们还利用初动和振幅比,计算了该地震的震源机制(图 6d),结果表明,利用波形与初动结合振幅比反演的结果非常一致,从另外一个方面也说明了我们计算结果的可靠性.
我们一共处理了918个地震事件,在去除由于地震事件叠加,清晰初动太少等问题引起解无法收敛的事件后,最终得到了572个可靠的震源机制解(图 7;附表 1).根据Zoback判断震源机制应力类型的方法(Zoback,1992;表 1):应力的类型包括:正断型(NF);带有少部分走滑分量的正走滑型(NS);走滑型(包含少量正断型或逆断型分量)(SS);逆断型(TF);带有少量走滑分量的逆走滑型(TS);无法确定型(U).这些震源机制类型的P、T、B轴倾角的范围见表 1.特别地, Zoback(1992)指出无法确定型(U)震源机制主要是相对较小的地震或者是震源机制约束相对较差的地震,且它们的P、T、B轴的倾角不在所定义的范围之内.无法确定型(U)震源机制可能代表了主应力场不在水平和垂直方向上引起的形变.因此Zoback(1992)将该类型震源机制定义为无法确定型(U),也意味着最大水平应力的方位没有得到很好的约束.在本研究中,根据Zoback的判断方法(1992;表 1), 一些得到的震源机制解属于无法确定型(U).尽管Zoback(1992)指出这类震源机制没有得到很好的约束, 但是根据所利用的初动和振幅数量以及不同步长搜索解的稳定性,我们认为这些震源机制依旧具有较高的可信度.
对于所有的震源机制解来说(表 2), 正断型震源机制(NF)为206个,带有少量走滑分量的正走滑型震源机制(NS)44个,逆断型震源机制(TF)81个, 带有少量走滑分量的逆走滑型震源机制(TS)20个, 走滑型震源机制(SS)139个,无法确定型震源机制(U)83个.分别占总数的36%, 7.7%, 14.2%, 3.5%,24.3%,14.5%.大部分的无法确定型震源机制(U)主要包含逆冲分量并伴随少部分的走滑分量.从图 7可以看出, 震源机制主要类型是正断型和走滑型,并且大部分正断型震源机制分布在山西断陷带内.
通过波形预处理, 以及反演, 我们最终得到14个相对较大地震的可靠的矩张量解(见表 3).对于天然地震来说,一般DC分量较大,图 8显示了本研究所得矩张量解的VR, DC, CLVD, 以及反演所使用台站数情况.高VR,高DC值,以及使用3个以上台站参与反演,保证了解的可靠性.其中第482号地震DC值偏低,该地震位于山东莱州地区,该地区有矿山,CLVD相对偏高,可能与地壳介质情况有关.图 9显示本研究用FOCMEC方法与TDMT方法得到同样地震的解的结果对比(序号为数字的由FOCMEC方法结算得出,序号为数字加字母t的由TDMT方法计算得出),通过对比可以看出,两种计算方法得出的解基本一致,说明了解的可靠性.其中不同解有一些较小差异,是由于使用不同的数据集合、不同方法以及不同速度模型,还有计算震源机制本身误差就在5°左右,在合理的范围之类.鉴于波形反演方法对用振幅比和初动结合的方法具有优越性,后续的分析时有矩张量解的地震,我们就采用由波形反演得到的结果进行分析.
华北地区主要的构造带是张家口—蓬莱构造、山西断陷带、唐山—河间—磁县地震带、安阳—荷泽—临沂地震带、郯庐断裂带.
张家口—蓬莱断裂带西起河北省张北县附近,向东南穿过晋冀北盆岭区、太行山、华北平原和渤海,直至山东半岛蓬莱与烟台以北的北黄海海域,总体呈NW60°方向展布,长700余公里.关于张家口—蓬莱的构造,前人取得了许多的研究成果:董瑞树等(1998)根据地震活动特征将张渤带划分为张家口、北京、唐山和渤海4个段落,各段的地震活动特征存在差异.徐杰等(1998)根据地震活动和构造特征,将该构造带分为:张北—怀来、南口—三河、天津—塘沽、渤海中部和蓬莱—烟台5个构造交接段.高战武(2001)根据张家口—蓬莱断裂带通过的构造单元和地貌单元的不同,断裂本身的几何形态、活动性及其和北东向构造的关系,将其分成四段,自西北至东南分别为张北—南口段、南口—宁河段、渤海段和蓬莱—烟台段, 整个断裂晚第三纪以来表现为左旋张剪活动.徐锡伟等(2002)将张渤带以延怀盆地为界分为东南和西北两个段落,两段的莫霍面埋深不同.韩孔艳(2009)通过对地质、地貌、地壳形变、地球物理场、深部构造、地震活动性以及北西与北东向断裂的交切关系等资料和研究成果的综合分析,大致以山西断陷带、唐山—河间—磁县断裂带及郯庐断裂带为界,将张渤构造带划分为四个段落.王洪聚等(2011)研究了张渤带渤海段的断裂情况;张红艳等(2009)研究了张渤带陆地段现代构造应力场的非均匀特征.
山西断陷带是一个上新世以来形成的大陆裂谷系,由北北东走向的中段(包括大同盆地西部、忻定盆地西部、太原盆地、临汾盆地和运城盆地东部及盆地间的隆起)、北东东走向的南段(包括侯马盆地、运城盆地西部、灵宝盆地和渭河盆地东部及盆地间的隆起)和北段(包括大同盆地东部、灵丘、蔚县、阳原、宣化、延怀等盆地及盆地间的隆起)组成,总体呈“S”型带状展布,全长约1200 km.断陷带中各盆地受北东至北东东向断裂控制,盆地间发育有北西至近东西向横向断裂(高战武, 2001).山西断陷带是一条右旋剪切拉张的产物(邓起东和尤惠川, 1985;国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组,1988).关于山西断陷带的形成机制,张文佑等(1981)指出山西断陷带是典型的剪切-拉张型地堑带,其中运城盆地、临汾盆地、太原盆地、定襄盆地、代县盆地、大同盆地等是该带上的拉开段,而各盆地间的狭窄部分为剪切段.徐锡伟等(1994)提出华北板块内部被北北东向构造活动带围限的鄂尔多斯、太行山和华北平原等块体曾经经历过或正经历着逆时针运动,这些块体的逆时针运动反映在北北东向构造活动带都带有倾滑分量的右旋剪切.高战武(2001)认为山西断陷带是中生代逆冲断裂于上新世以来发生反转,在以北东东—南西西向挤压为主的区域构造应力作用下发展起来的一条右旋剪切带,北北东向的中段主要具剪切性质,北东东向的南段和北段是剪切带尾端的两个张性区,发育典型的盆岭构造.宋美琴等(2012)利用地震重定位结果,指出山西断陷带地震震源深度呈现由西南向东北逐渐变浅的特点,且南部地震深度普遍深过北部地震,与山西地堑由南向北逐渐撕裂、拉张的过程吻合较好.盛书中等(2015)利用P波初动符号,计算了山西断陷带的综合震源机制解,指出山西断陷带综合震源机制解总体上为近纯正断型,综合震源机制解的节面大体成北东东向展布,在各个盆地内部节面随盆地边界的主要控制断裂的走向变化.在临汾盆地北端和太原盆地以南一段,震源机制解较为复杂.
唐山—河间—磁县地震带(徐杰等,1996)经过河北平原的滦县、唐山、宁河、大城、河间束鹿、隆尧、邢台、邯郸至磁县一线, 总体走向N40°E,长600余km,宽约40~60 km.沿此地震带记有6级以上地震(包括强余震)17次, 其中7.0~7.9级地震4次, 以1976年唐山7.8级地震最大.据震中分布, 唐山—河间—磁县地震带自北而南可分为滦县—宁河、大城—河间、束鹿—隆尧和永年—磁县4个地震密集段, 单段走向NNE或NE, 长约60~120 km,总体略呈右型斜列.除大城—河间段外, 其余各段都已发生过7级以上地震.束鹿—隆尧段发生的1966年邢台地震, 其序列为震群型;滦县—宁河段1976年发生的唐山地震, 亦具震群型特征.自1830年磁县71/2级地震以来, 强震活动具有沿带由西南向东北迁移的特点.
安阳—荷泽—临沂地震带存在一组晚更新世以来的北西、北西西向活动断裂(韩竹军等,2003).西段有磁县断裂, 中段东明—成武断裂, 东段苍尼断裂.北西西向磁县断裂长约50 km,1830年磁县71/2级地震沿该断裂形成长40 km的地表破裂,力学性质为正左旋走滑(江娃利和张英礼,1997).东明—成武断裂长100 km, 1937年荷泽7级地震沿该断裂形成60 km长的地表破裂带,以左旋走滑运动为主.苍尼断裂长120 km,高倾角,多处可见晚更新世黏土层或砂砾层被错断.安—临带不但是一条活动构造带, 而且是一条强震活动带.
郯庐断裂带是中国东部一条重要的强烈构造变形带,普遍认为郯庐断裂带南起湖北广济,经庐江、郯城,横穿山东中部与渤海,向北穿过东北地区进入俄罗斯远东地区(万桂梅等,2009).郯庐断裂带是由多组呈斜列分布的多条断裂所组成的断裂带,根据各段的地质结构的不同,将该断裂带北起黑龙江边的肇兴县,南达长江北岸的广济县,分为三段,即:北段(肇兴—昌图),中段(昌图—嘉山),南段(嘉山—广济)(罗志立等,2005).郯庐断裂的总体构造样式为直立陡倾的走滑断层,在各段表现出的构造样式有差异.在渤海段深部地学断面显示软流圈和Moho面上隆与浅部伸展盆地的镜像对应关系表明了该区明显的伸展作用,而山东沂沭段地学断面显示断裂带陡立,软流圈顶面显示上隆而莫霍面起伏不大,表现出了显著的走滑构造特征(张鹏等,2007).
鉴于本研究涉及到的辽宁地区,内部没有明显的大构造,因此本文将其作为一个独立区域进行分析.辽宁地处胶辽台隆的北部,西以郯庐断裂带与下辽河断陷相隔,东至鸭绿江,北至清河断裂,台隆的基底由太古代和早元古代变质岩、混合花岗岩、混合岩组成.燕山期时由于受滨太平洋活动带影响,北北东向、北北西向、近南北向等一系列断裂活动强烈,形成众多大小不等的断陷盆地,并有酸性岩侵入(辽宁省地质矿产局, 1989).1975年海城7.3级地震就发生在北西向的断裂带上.
以上研究成果主要根据构造和地震活动来对华北地区主要构造带或区域进行分区或分段,得出了构造带或区域重要的活动特征,但没有更多的从地震本身所反映的应力性质方面来分析.不同结果之间存在的差异显示了断裂分段的复杂性.构造活动最直接的体现是地震,而震源机制是构造活动性质的体现,对该区域内具有数字地震资料以来的地震震源机制进行研究,将为该区的构造划分提供从动力学方面的证据.
为了更好地分析本研究区内震源机制的分区特征,在考虑资料可靠性的前提下,我们选取了1937年至1975年≥MS6以上国内的震源机制解9个(来源国家地震局资料,见附表 2),1976年以来本研究没有解的地震采用GCMT解24个(见附表 3),其中2006年文安地震采用了黄建平等(2009)给出的解(见附表 2),以及本研究给出的572个解,共计606个解进行统计分析(图 10,图 11).从研究区内搜集地震震源机制的类型来看,其中正断型占34.8%,正走滑型占7.4%,逆断型占13.7%,逆走滑型占3.1%,走滑型占26.7%,无法确定型占14.2%(见表 4).
根据研究区内构造背景、地震活动特征、并结合前人的研究结果基础上,以及本研究分析所用的震源机制解,我们将华北地区的震源机制相对集中的地区进行了分区(图 10,表 4,表 5).张渤带分为:a区(蓬莱—烟台段)震源机制类型复杂, 正断型, 逆断型以及无法确定类型震源机制所占比例均很高;b区(渤海中部),该区内也有少量的≥ML2.5以上地震的发生,但是由于台站分布和数据信噪比等原因,本研究没有得到较好的解,只有渤海7.4级一个地震的资料(来源国家地震局资料,见附表 2),为走滑型,需要进一步结合其他资料进行分析;c区(天津—塘沽, 包含唐山震区, 该段与唐山—河间—磁县地震带交叉)震源机制以正断型和走滑型为主,包含少量其他类型;d区(南口—三河),以走滑型为主,也有少量正断型及其他类型的震源机制;e区(张北—怀来,与山西断陷带相交),以走滑型和正断型为主.山西断陷带分为:f区(山西断陷带北段),以走滑型和正断型为主,g区(山西断陷带南段),以正断型为主.唐山—河间—磁县地震带中部无震源机制解,因此本研究只分析该地震带有地震的地区,即h区(为该断裂的西南段),以走滑型为主,也包含了少量其他类型震源机制;以及i区(河间附近),该区地震活动性小,主要为历史地震资料,以走滑型为主,但也有正断型和逆断型的震源机制存在;郯庐断裂带上,在本研究所采取的资料时间段内,没有显著的地震活动,计算得到的震源机制解很少,以及安阳—荷泽—临沂地震带超出了本研究有中小地震资料的范围,因此不做分区讨论;辽宁地区:我们根据地震活动性分为j区(辽宁南部),地震活动性弱,震源机制类型复杂,k区(辽宁中部)即海城老震区,地震活动性强,震源机制主要以正断型和走滑型为主,但也包含不少其他类型震源机制,类型相对复杂,与顾浩鼎等(1976)研究海城主震及余震结果几乎为走滑断层矛盾,这可能与顾浩鼎等人研究的海城余震主要集中分布在NW向的断裂上有关,本研究不仅包括了海城NW向断裂范围内的地震,还包括了邻区NE向断裂带上发生的地震,震源机制的复杂性可能是NW向和NE向排列的断裂相互作用的结果;l区(辽宁北部地区),数据相对较少,震源机制类型相对复杂.
在早第三纪,华北断块区构造应力主压应力轴近垂直,具有裂谷应力场特征(徐杰,1986),晚第三纪以来, 由于太平洋板块的俯冲方向由原来的NNW向转变为NWW向;印度板块开始以NNE向与欧亚板块发生碰撞,华北断块区的构造应力场逐渐由前期的裂谷应力场特征转变为挤压作用为主,主压应力轴为NEE—SWW向, 主张应力轴为NNW—SSE向, 两者近水平,中间应力轴近垂直(张裕明和汪良谋, 1980;楚全芝和汪良谋, 1994;徐菊生等, 1999;许忠淮等,1983).受这种应力场作用, 晚第三纪以来, 华北断块区尤其是其东部走滑活动明显, 并新发育了一些NE向和NW向活动构造带.许多研究者利用震源机制对现今华北地区的构造应力场进行了研究,证实了区内主压应力方向为NE—NEE的水平应力场(如李钦祖等,1982;武敏捷等,2011).强震的发生主要受区域应力场控制,唐方头(2003)对华北地块内地震活动与断裂的关系进行了定量研究, 指出在1474—1804地震活动活跃期内, 强震主要受NE断层组的控制;1805年以后强震主要受NW断层组的控制.1970年以来, 5级以下地震活动主要受NE断层组的控制;6级以上强震主要受NE和NW断层组共同作用的控制.
本研究震源机制结果主要分布在张家口—蓬莱断裂,山西断陷带,唐山—河间—磁县地震带,以及辽宁地区.由中小地震震源机制解类型来看,总数正断型最多,走滑型次之,其余类型所占的比例相对较少,各类型的震源机制在空间上分布不均匀.震源机制的类型与已有断层的走向、震源区的应力状态等因素有关,如果是震群的余震,还与主震引起的应力变化有关(林向东等,2013;董非非等,2016).根据前人的研究结果,华北平原绝大多数强震的震源机制均为走滑型(如顾浩鼎等,1976;张之立等,1980);而对于中小地震,武敏捷等(2011)搜集了利用垂直向直达Pg/Sg振幅比方法(梁尚鸿等, 1984)计算的华北北部2002年1月—2010年6月848个中小地震的震源机制解3)进行了分区分类分析,指出所有分区震源机制走滑型比率占63%以上.本研究结果与武敏捷等(2011)的研究结果有些差异,可能原因是本研究的研究范围更大,结果除了有大量走滑型震源机制外,还有大量的正断型,且本研究对数据进行了更为严格的挑选及仪器响应的校核,方法上在用了振幅比的同时加入了初动进行计算,可能计算结果相对更可靠.
3) 震源机制解数据来源于河北省地震局刁桂苓研究员.
山西断陷带的正断型震源机制数量众多, 对于山西断陷带的形成机制,不同的学者有不同的看法(邓起东和尤惠川, 1985;张文佑等,1981;徐锡伟等1994;高战武, 2001),但综合起来山西断陷带具有右旋剪切和拉张的特征.盛书中等(2015)利用P波初动符号,计算了山西断陷带的综合震源机制解,指出山西断陷带综合震源机制解总体上为近纯正断型,仅在局部临汾盆地北端和太原盆地以南一段内震源机制解相对较为复杂.但是根据本研究所得的震源机制解的类型来,山西断陷带北段(f段)不仅有大量正断型震源机制,也有大量的走滑型,兼具走滑与拉张特征;山西断陷带南段(g段)除了有大量正断型震源机制外,还有不少的无法确定型和逆断型,以及其他类型的少量震源机制.我们的结果与盛书中等(2015)的结果不同的原因,可能是因为使用的资料不同,以及使用初动计算综合震源机制,很多震级很小的地震的初动也加入了计算,震级越小,其震源尺度则更小,所得的应力结果代表更加局部,而我们的资料使用的是震级≥ML2.5的地震,可能所得的结果在深度上的约束范围更大.山西断陷带上大量的正断型及走滑型震源机制的分布可能也从另一方面验证了鄂尔多斯块体、华北平原块体逆时针旋转, 造成了山西断陷带的拉张兼走滑的运动方式(徐锡伟等,1994),与山西断陷带地质学上指出的特征更为符合.
张家口—蓬莱断裂带上的正断型震源机制相对集中区域为唐山老震区,以及渤海地区(a段).唐山震区位于燕山断块隆起南缘及其与渤海湾盆地交接的地带.新生代时,燕山断块隆起整体抬升,现今海拨最高达2000余米;渤海湾盆地则裂陷下沉,新生代沉积一般厚6000~7000 m,二者垂直差异幅度近万米.此外,唐山震区位于北东向的唐山—河间—磁县新生断裂带和北西向的张家口—蓬莱断裂带的交汇部位(高战武,2001).唐山震区的这种特殊的区域构造位置,即不同构造单元的过渡地带和不同地震构造带的交汇部位,是唐山大地震发生的必要条件.在华北地区水平应力作用下,两组不同方向的构造相互作用,容易产生应力集中,也是该区地震多发的原因.唐山老震区余震的众多正断型震源机制可能与唐山主震的破裂过程、张家口蓬莱断裂和唐山—河间—磁县断裂相互作用、燕山块体的抬升以及华北平原块体的沉降运动造成的局部拉张有关.对于渤海地区(a段)的正断型震源机制在局部区域相对集中及在整个分段内震源机制类型相对复杂的原因,可能与郯庐断裂带受张家口—蓬莱断裂带的影响较大, 全新世以来的构造活动使得这一地区的地壳结构极为复杂(胥颐等,2016),NW向与NE—NEE向断裂交汇相互作用,以及渤海的沉降运动有关.
海城老震区(k段)位于辽东台隆上,可能主要受到太平洋板块俯冲的影响.辽东台隆是古生代华北地台形成过程中产生的局部的隆起构造,是大陆板块内部的作用形成的,现今的应力状态是以微弱的挤压为主,方向是北东东向.1975年海城地震主震及众多余震的震源机制均为走滑型(顾浩鼎等,1976),海城地震的发震断层方向为NW向,而本研究中所得的震源机制解显示,在海城及其邻近地区,出现了数量众多的正断型震源机制,包括≥ML4以上的正断型的地震,可能显示了该地区应力状态出现了变化,与太平洋块体的挤压使辽宁地区的局部隆起成拉张应力状态有关.
为了分析华北地区应力场的方向空间分布特征,图 12给出了研究区内606个震源机制的主压应力P轴的水平投影分布.图中线段的长短与P轴倾角有关,当P轴倾角为0°时(平行于水平面)线段最长,倾角为90°时(垂直于地表)投影为一个点.从图中可以看出P轴方位主要以NE或NEE向为主.在断裂交汇处或少数局部地区(如唐山老震区、海城老震区等)有少数地震P轴方位为NW向或近EW向,这可能与断裂交汇处的复杂结构,以及与原本就存在的NW或近东西向的断裂有关.地震主要发生在地壳中,反映的是地壳的应力场,许忠淮(2001)利用震源机制和深井钻探资料给出华北地区平均最大主压应力方位为NE或NEE方向;地壳剪切波快波方向也能反映地壳应力场,高原等(2010)得到华北北部局部地区21个台站地壳剪切波偏振平均方向主要为NEE方向.本文所得震源机制P轴范围分布结果与以上这些研究所得的应力场分布结果一致.
叶洪和张文郁(1980)在研究华北震源机制解时指出,余震与小地震发生时反映了特殊情况下,暂时或局部的应力活动,因此断层的错动方式比较混乱.反映华北地震断层错动方式主要特点的是4级以上的地震,特别是5级以上的地震,包括一部分强余震与前震,它们错动以平移错动(走滑型)占绝对优势.华北几次7级以上地震(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)的震源机制均为走滑型.本研究所研究的地震震级比较小,能更多地反映局部区域应力状态,所以一些局部地区震源机制类型相对复杂.同时,一个较大的地震的破裂性质,孕震区的原有断裂分布情况,都会影响余震的类型.
鉴于较大地震能反映区域应力场,我们从≥ML4的地震(图 13)可以看出,震源机制主要为走滑型,山西断陷带南段有多个正断型的地震,也说明了这个区域正断型应力较走滑型应力占有优势.这与前人得出华北块体受到青藏高原向东推挤的影响,处于NEE—SWW方向的水平挤压作用(如叶洪和张文郁,1980;张红艳等, 2009, 方颖和张晶, 2009)是一致的.但是本研究所得更多的能反映局部应力的中小地震震源机制解结果,给出了研究区内断层或者地震带局部的应力特点,特别是张家口—蓬莱地震带的结果基本与前人的分段结果类似.在震源机制解类型上也有对应.
总之,结合历史地震、构造背景、地震活动特征,并结合前人的研究结果基础上,以及本研究所得的震源机制解,我们将华北地区的震源机制相对集中的地区进行了分区(图 10,表 4,表 5),各个子分区的震源机制特征有所不同.研究区内中小地震的震源机制主要类型为正断型和走滑型,并且大部分正断型地震分布在山西断陷带内.该现象表明研究区内主要变形以平移和拉张为主,同时通过≥ML4地震震源机制类型可得出,走滑型应力在华北地区应力场上占绝对优势,但是局部地区的正断型应力也比较显著,比如山西断陷带、海城老震区、唐山老震区、渤海内(烟台—蓬莱段局部地区).研究区内中小地震的震源机制类型相对复杂,中小地震活动范围广,也为华北平原活动地块属于内部发生相对变形, 地块的完整性较差, 内部各测点之间发生相对运动, 地震活动发生在整个块体内部, 变形和运动不能用刚体运动来描述的第二类活动地块(张培震等,2013)提供了证据支持.
鉴于地震活动在时间和空间上的不均匀性,本研究所采用是一定时间段内的地震资料,在震源机制解数量较少的分区,由于样本数量较少,可靠性可能相对弱一些,但是对于震源机制数量较多的区域,可靠性就相对较强.一个地震震源机制的类型仅仅能表现该地震震源处的应力类型,单个震源机制并不能代表区域应力场,为了更好地得到区域应力场信息,我们将进一步利用本研究所得的震源机制解,进行区域应力场的反演工作,为华北地区的应力场信息提供基础数据.
致谢感谢两位匿名评审对本文提供了宝贵的修改意见.感谢山西省地震局梁向军高级工程师、高伟亮工程师,山东省地震局曲利老师、曲均浩博士,河北省地震局李冬圣工程师,天津市地震局孙路强工程师,辽宁省地震局安祥宇工程师,中国地震局地球物理研究所王长在博士,北京市地震局马士振高级工程师、冯刚工程师, 北京港震机电有限公司周银兴同志在本研究过程中搜集和重新整理仪器响应时提供了有关材料和咨询.感谢中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心(doi:10.11998/SeisDmc/SN)、北京数字遥测地震台网、中国地震台网中心和安徽、北京、河南、河北、吉林、江苏、辽宁、内蒙古、山东、山西、天津地震台网为本研究提供地震波形数据.本文是Contribution 884 from the ARC Centre of Excellence for Core to Crust Fluid Systems (http://www.ccfs.mq.edu.au).
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