地球物理学报  2020, Vol. 63 Issue (11): 4080-4096   PDF    
综合震源机制解法反演湖南地区构造应力场的初步结果
田优平1, 唐红亮1, 康承旭1, 万永革2,3, 黄骥超2,3, 姚海东1, 佘旭明1     
1. 湖南省地震局, 长沙 410004;
2. 防灾科技学院, 河北三河 065201;
3. 河北省地震动力学重点实验室, 河北三河 065201
摘要:基于435个地震的1580条P波数据,通过综合震源机制解方法,根据地震与网格点之间的距离不一样来确定P波符号的权重,反演得到了湖南地区0.2°×0.2°的二维构造应力场.相较以往利用震源机制求解应力场的方法,该方法不仅能直接采用P波初动资料反演应力场而略去计算震源机制的中间步骤,而且能够尽可能多地使用本地区小震P波数据对应力场方向进行限定.初步研究结果表明:湖南地区综合震源机制解总体分布特点为逆断型和不确定型;P轴倾角近水平,方位具有一定的分区性,总体上呈NWW-SEE向;T轴倾角偏高,方位在局部地区变化较大,统一性相对较差;湖南地区整体上受NWW向的挤压应力,对该区的活动断裂具有一定的控制,这或许也是该区地震多发生于郴州、娄邵、湘西州所构成的NW向空间条带的主要原因之一;湖南地区主要受菲律宾海板块NWW向的推挤作用,其次才受太平洋板块向西俯冲的影响,西面虽受印度洋与欧亚板块的水平碰撞,但由于碰撞主要引起青藏高原向东扩张,同时又受到云贵高原的阻隔,其影响至本区已大为减弱.
关键词: 湖南      构造应力场      P波初动符号      综合震源机制解方法     
Preliminary results of inversion of tectonic stress field in Hunan region by the composite focal mechanism method
TIAN YouPing1, TANG HongLiang1, KANG ChengXu1, WAN YongGe2,3, HUANG JiChao2,3, YAO HaiDong1, SHE XuMing1     
1. Hunan Earthquake Agency, Changsha 410004, China;
2. Institute of Disaster Prevention, Sanhe Hebei 065201, China;
3. Hebei Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Sanhe Hebei 065201, China
Abstract: Applying the composite focal mechanism method, we use 1580 P-wave polarity data of 435 earthquakes to invert the tectonic stress field in Hunan region. The study area is divided into two-dimensional grids of 0.2°×0.2°, and different weights of P-wave first motion polarity are given according to the distances between earthquakes and grid points to obtain the stress field at each grid point. Comparing with the traditional method of determining stress field by focal mechanisms, this method can not only directly invert the stress field using P-wave polarity data without the intermediate step of calculating focal mechanisms, but also make full use of a large number of P-wave data of small earthquakes in the region to constrain the direction of stress field. Preliminary results of the study show that, the main types of composite focal mechanisms are thrust faults and uncertainty types in Hunan region. The dip angle of the P axis is nearly horizontal, and the P axis azimuth is NWW-SEE overall, with divisions in different regions. In comparison, the dip angle of the T axis is relatively high, and the T axis azimuth varies greatly in some areas with a relatively poor uniformity. It shows extrusion stress in NWW direction overall in Hunan region, which controls the active faults in this region to some extent and may be one of the main reasons for earthquakes in this area mostly occurring in the NW-trending spatial strip composed of Chenzhou, Loudi-Shaoyang, and Xiangxi Autonomous Prefectures. The Hunan area is primarily pushed by the Philippine Sea plate in the NWW direction, and secondarily impacted by the westward subduction of the Pacific plate. Although the west is subjected to horizontal collisions between the Indian Ocean and the Eurasian plates, the influence is very weak in the Hunan region because of the collisions mainly cause the eastward expansion of the Qinghai-Tibet Plateau and the obstruction of the Yunnan-Guizhou Plateau.
Keywords: Hunan    Tectonic stress field    P-wave first motion data    Composite focal mechanism method    
0 引言

构造应力场是地学的重要研究内容之一,它能够帮助我们认识地震的内在本质及孕震机理,为地壳形变、地震孕育及发生等研究提供基础性资料,对地震危险性预测、地球动力学模拟及地质矿产分布等研究具有重要意义.

多年来,许多学者通过地壳形变资料(邓起东等,1979敬少群等,2001郭良迁等,2012)、P波初动资料(汪素云和许忠淮,1985许忠淮等,1989)、强地震震源机制解(徐纪人等,2008黄骥超和万永革,2015)和综合震源机制解(万永革等,2011盛书中等,2015)等方法来获得构造应力场结果.其中,有的就中国大尺度构造应力场的特性进行了相关探究,如有研究全球构造应力场的(谢富仁等,2003)、有研究中国大陆的(邓起东等,1979汪一鹏,1979鄢家全等,1979李方全和刘光勋,1986许忠淮等,1989敬少群等,2001徐纪人等,2008Wan,2010郭良迁等,2012)、也有研究中国东部及其海域的(汪素云和许忠淮,1985丁旭初和张文涛,1988虞廷林,1994徐杰等,2012).此外,还有大量关于某个局部地区应力场的研究,如李祖武和杨淑贤(1988)陈益明(1992)蒋维强等(1992)对华南地区构造应力场进行了研究;罗钧等(2014)对川滇块体的应力场进行了分析;田优平等(2014)运用GPS资料研究了三河—平谷地震区的应力状态;黄骥超和万永革(2015)围绕首都圈的构造应力场进行了相关分析;曹海波和范桃园(2016)对长江经济带的应力场进行了建模探讨;沈平和敬少群(2017)沈平等(2018)通过湖南井水位对远场大震的同震响应揭示了区域应力场变化引起的含水层应力应变的变化;祁玉萍等(2018)基于震源机制解分析了九寨沟和大凉山次级块体及邻区构造应力场特征;肖本夫等(2019)对湖南茶陵—永兴盆地的构造地貌和应力环境做了相关研究.

湖南区域近年来地震发生少且震级小,一直以来,学者对此区域的关注度并不多,上述对某些大区域应力场研究结果中,有些并未单独给出湖南的应力场分布特征(汪一鹏,1979鄢家全等,1979陈益明,1992虞廷林,1994李方全和刘光勋,1986谢富仁等,2003徐纪人等,2008),也有部分研究包含了湖南地区应力场的结果(汪素云和许忠淮,1985丁旭初和张文涛,1988许忠淮等,1989蒋维强等,1992敬少群等,2001Wan,2010郭良迁等,2012曹海波和范桃园,2016),但专门针对湖南地区应力场研究的工作很少,且由于资料有限,以往给出的湖南地区应力场大多是较大区域的平均结果,不足以精确反映与地质构造相关的应力场变化.

本文利用2009年至2018年湖南及邻区地震的P波数据计算该区域的综合PT轴方位,虽然PT轴并不严格等同于构造应力场的挤压和拉伸轴,但是它们在一定程度上反映了应力场的方向(万永革等,2011),以期为湖南及邻区地壳形变的动力学机制、地震孕育机理、未来地震趋势估计等研究提供基础资料.

1 方法

单个地震的P波初始运动方向与这个地震的震源运动相关,而一个地区许多不同地震的P波初始运动数据之和则反映了该地区的应力场情况.根据这一原则,Aki(1966)最早提出了综合震源机制解方法,该方法的优点是可以直接使用P波初动资料反演应力场而略去计算震源机制的中间步骤,且能够充分利用大量的小震P波数据对应力场方向进行约束.因此,它被普遍使用,如李钦祖等(1973)采用本方法求得了两个台站的应力场;许忠淮等(1983)在此基础上提出了格点尝试法,计算得到了华北的应力场结果,且验证了其可靠性;万永革等(2011)运用P波极性资料,通过综合震源机制解法对台湾区域三维应力结构进行了反演;盛书中等(2015)通过综合震源机制解求取了鄂尔多斯地块周围的应力场分布.

本文使用了研究区(经纬度范围分别为108°E—115°E,24°N—31°N)范围内2009年1月1日至2018年7月8日,湖南及周边发生的435个地震(去除了已确定为塌陷的地震)42个台站记录到的1580个P波极性资料,资料是在湖南地震台网中心提供的编目震相报告基础上,通过重新读取波形数据拾取、整理后得到的(唐红亮,2014田优平, 2015, 2016).研究区震中及活动断层分布见图 1.

图 1 研究区震中和活动断层分布 实心点圆指震中位置,空心三角形指台站,黑线示意区域活动断层.F1花垣—慈利断裂带;F2乌宿断裂;F3新晃—怀化断裂带;F4会同断裂带;F5溆浦—洪江断裂带;F6溆浦—五团断裂带;F7澧水断裂带;F8澧南断裂;F9太阳山断裂;F10南县—汉寿断裂;F11桃江—新化—城步断裂;F12湘乡—邵东断裂;F13湘江断裂;F14汩罗—宁乡—新宁断裂;F15浏阳—衡阳—永州断裂;F16桃水断裂;F17洒埠江断裂;F18茶陵—永兴断裂;F19三都—郴州断裂;F20北景港断裂;F21常德—益阳—长沙断裂;F22邵阳—郴州断裂. Fig. 1 Distribution of earthquake epicenter and active fault in the study area Circles represent the epicenter, triangles represent the seismic station, black lines represent the active fault. F1 Huayuan—Cili fault zone; F2 Wusu fault; F3 Xinhuang—Huaihua fault zone; F4 Huitong fault zone; F5 Xupu—Hongjiang fault zone; F6 Xupu—Wutuan fault zone; F7 Lishui fault zone; F8 Linan fault; F9 Taiyang mountain fault; F10 Nanxian—Hanshou fault; F11 Taojiang—Xinhua—Chengbu fault; F12 Xiangxiang—Shaodong fault; F13 Xiangjiang fault; F14 Miluo—Ningxiang—Xinning fault; F15 Liuyang—Hengyang—Yongzhou fault; F16 Taoshui fault; F17 Sabu river fault; F18 Chaling—Yongxing fault; F19 Sandu —Chenzhou fault; F20 Beijinggang fault; F21 Changde—Yiyang—Changsha fault; F22 Shaoyang—Chenzhou fault.

研究所用地震的震级和深度特征见图 2,可以看出,在未考虑完整性震级的情况下,ML≤3.0的地震占95%以上,一般而言,小地震的震源机制解并不可靠.因此,本文在研究方法上采用综合震源机制解法,它既不需要直接求解震源机制,又能够充分利用本地区大量的小震数据来计算应力场,故对湖南这样的弱震、少震区而言,该方法无疑是最好的选择.

图 2 地震震级(a)和震源深度(b)分布 Fig. 2 Distribution of earthquake magnitude (a) and focal depth (b)
2 应力场计算

将研究区切割成0.2°×0.2°的经纬度网格,根据万永革等(2011)的方法,各网格点选取附近地震在不同台站记录到的P波极性资料,依次计算各网格点的应力场.对各个不同的地震,因距离各网格点不一样,它们为相应网格点应力场计算提供的约束就不一样,故对各个地震的P波极性符号,可按照它们相隔网格点的距离赋予不一样的权重w,计算公式(Shen等,1996)如式(1):

(1)

其中,r为折合距离,D为距离衰减常数,r按照式(2)计算:

(2)

其中,xyzx0y0z0分别对应地震和网格点的经度、纬度和震源深度.根据研究区地震震源深度的分布情况(图 2b),取z0=10 km,即计算结果代表的是地壳10 km处的应力场情况.

D的取值将直接影响w,从而影响应力场结果.当网格较大时D取较小的值,则表示只考虑各个网格点周边较近的地震P波符号,网格点周围较远的地震P波极性资料w较小或不考虑,计算获得的各网格点上应力场结果相对独立;反之,当网格较小时D取较大的值,则表示每个网格点周围较远的地震P波极性符号也具有一定的权重,邻近网格点周围的P波初动符号对计算应力场存在一定约束,这样计算的各网格点应力场结果相对平滑(盛书中等,2015).本文一方面考虑到研究区某些网格点附近地震资料较少,需利用邻近网格点周围的地震P波资料给予一定约束,另一方面,考虑对各网格点应力场结果进行适当的平滑,故将D取为50 km.

由式(1)可知,当r取41.63 km时,P波极性资料的权重w为50%;当r取75.87 km时,w为10%;而当r取100 km时,w不到2%.因此,对每一个网格点,本文只选取r≤100 km的地震P波初动数据.此外,为了确保结果的可靠性,本文仅选取P波初动个数≥50的网格点进行计算.

本文通过1°×1°×1°的网格尝试法来寻找PBT轴的平均方向,每次搜索求得不适于综合震源机制解的P波个数(考察w)同P波初动总数(考察w)之比,这里称之为矛盾比,最后选取矛盾比最小时的那组PBT轴作为该网格点处的综合震源机制解.本方法由于结合了许多不同的地震P波初始运动数据,计算所得综合震源机制解的PT轴方向可以粗略地当作是对应网格点处最大与最小的主压应力方向(许忠淮等, 1983, 1989).若P波初动资料充足且方位覆盖率较好,则仅能求得唯一的综合震源机制解,即网格点处最优(矛盾比最小)的应力场方向.

本文求取P波方位角及离源角所用的速度模型相关数据见表 1,采用的是全球地壳模型Crust1.0在研究区的平均速度(与湖南区域地壳速度模型差异不大).

表 1 研究区地壳速度模型 Table 1 The crustal velocity model in the study area
3 结果分析

运用前文所述的435个地震42个台站记录到的1580条P波初动极性资料,利用表 1的速度模型求得各地震的方位角与离源角,然后根据万永革等(2011)求取应力场的方式对研究区采用0.2°×0.2°的空间扫描,应力场计算过程中利用(1)式(取D=50 km)对数据进行加权,只选取折合距离r不超过100 km的P波极性资料且P波个数不小于50的网格点进行计算,获得了每个网格处最优的综合震源机制解.所得综合震源机制解的P轴方向及各网格所用的P波个数和地震分布、T轴方向及矛盾比情况见图 3图 4.

图 3 P轴方位及各网格所用的P波初动个数(Pnum)和地震分布 Fig. 3 Distribution of P axis azimuth with P-wave first motion symbol numbers and seismic used in each grid
图 4 T轴方位及矛盾比(MDB)分布 Fig. 4 Distribution of T axis azimuth and contradictory ratio

图 3可见,湖南大部分地区的P波初动个数较为充足,为应力场反演结果的可靠性奠定了基础,部分区域如邵阳西部、永州南部和怀化地区P波初动符号数太少因而未得到对应的应力场结果.

对比图 3图 4可见,矛盾比大小与地震分布、P波初动分布、震级大小存在较好的对应关系:当某网格周边地震分布多且较为均匀时,记录到的P波初动数据量大且其在震源球上分布较广,方位角覆盖也就较为均匀,则对应网格点应力场计算结果的矛盾比就比较高,如湘中娄底东部、湘潭、益阳及湘东长沙西部等地区,这也在一定程度上反映了这些区域应力场的复杂性;而当网格附近地震分布较少或不均匀,记录到的P波初动数据量就少,P波初动往往集中在震源球某一区域,那么方位角覆盖就不均匀,则对应网格点应力场计算结果的矛盾比较低,如湘西张家界、吉首及湘东株洲地区等地;当地震震级较大时,记录到的P波初动则较多,通常初动分布也较为均匀,应力场计算结果的矛盾比就较高,如图 3中湖南地区几次3级以上的地震发生在宁乡(长沙西部)、娄底、邵东(邵阳东部)、郴州、常德和益阳等地,对应图 4中这些区域的矛盾比较高.

根据Zoback(1992)区分世界应力图的形式,依照震源机制解PTB轴的倾角,划分出6种不同类型的震源机制解(详见表 2),我们分别用不一样的颜色加以区分,研究区综合震源机制解的空间分布如图 5.

表 2 震源机制解类型区划标准(Zoback, 1992) Table 2 Classification standard of focal mechanisms(Zoback, 1992)
图 5 综合震源机制解空间分布 Fig. 5 Distribution of composite focal mechanisms

根据图 3图 4图 5,我们对湖南的应力场计算结果按地区进行分析.

3.1 湘东地区应力场结果及分析

湘东地区包括长沙、岳阳和株洲,该区发育有众多倾向NW的逆断层和水平褶皱.前人对该区进行了有关分析研究:张之桐(1988)认为长沙及洞庭湖区NE向断裂常有先张后压扭的特性,NNE向断裂亦具引张、张扭特点;宾清和龚玉红(2003)分析研究了湘东主要的褶皱和断裂,证实了湘东推覆构造(大型的逆冲断层与上盘岩体受区域挤压形成的构造)的存在;柏道远等(2009)厘定了湘东株洲北部太湖逆冲推覆构造,它是在区域NW(W)向挤压作用下形成的.

图 3图 5中可见,本文得到的湘东区域应力场结果具有分区性:长沙东部、西部和株洲北部综合震源机制解总体表现为逆断层,走向主导为NE和NNE向,与控制该区的主断层走向基本相同,长沙中部和岳阳西南部地区为不确定型和走滑型,岳阳东部小部分地区(岳阳县)以正断层为主,株洲南部和岳阳东北、东南部因地震资料不足未得到相应的应力场结果;长沙地区、株洲北部及二者与江西交界处P轴方位具有NWW-近EW-NEE逆时针旋转的特点,倾角接近水平,说明了挤压逆断层的性质,T轴主导方位为NE和NEE向,倾角比较大,与之前的应力场研究结果大体一致(宾清,龚玉红,2003张慧,2008柏道远等,2009);长沙中部震源机制解的不确定性可能与该区动力机制及构造体制和变形特征的复杂性有关(吴能杰等,2017);岳阳地区P轴主导方位为NEE和近EW向,倾角接近垂直,T轴方向主要为近NS向,倾角接近水平,这与陈益明(1991)计算获取的该区主压应力的优势分布接近EW,而主张应力接近NS,PT轴均水平的结果不完全一致,差异的原因可能是本文应力场计算分区更为精细,具体原因有待进一步研究.

3.2 湘西地区应力场结果及分析

湖南西部地区主要包括湘西自治州、怀化和张家界,该区构造线以NNE和NE向为主.雪峰弧形构造带位于该区,其西边怀化和溆浦由SE向NW运动,是该区推覆构造的主要部分,在推覆构造前端构成了系列迭瓦式逆断层(汪昌亮等,2011).前人对湘西地区特别是湘西北地区地壳构造运动有过诸多研究:谢湘雄和顾剑虹(2002)认为湘西北正均衡异常带反映了地壳均衡状态的中波长异常,说明湘西北地区的地壳均衡失调;钟建华和易改危(1997)发现湘西沅麻盆地在其演化过程的中期遭受了强烈的NW-SE侧向挤压.

图 5中可以看出,湘西怀化地区因地震资料不足未得到应力场结果,湘西州震源机制解主要以不确定型为主、北部有少量逆断型、西部与重庆交界处为正断型,张家界西部为不确定类型、东部以逆断为主.在图 3中,湘西州地区P轴优势方位为NWW向,与杨绍祥(1998)认为的该区多次遭受NW-SE向挤压一致;张家界地区P轴方位为NEE和NW向,结合震源机制解的结果认为该区主要受逆冲压扭性的花垣—慈利断裂带影响,与秦松贤等(1998)得出的湘西可能出现过不止一次的NE-SW方向的挤压构造应力场结果较为一致.总体来看,湘西北张家界和湘西州主压应力主要为NW(W)向和NEE向,可能与湘西区域在加里东期主要受NW-SE向挤压,而在燕山期则主要受NNE-SSW向挤压有关(杨阳等,2016),这也可能与该区经受NW-SE向挤压兼EW向水平顺扭的受力状态有关(苏信初,李湘莲,1990平亚敏,2011).

3.3 湘南地区应力场结果及分析

湘南地区包括永州、衡阳和郴州,该区经历了多次构造运动,且应力场方向和运动方式变化频繁,形成了该区极其复杂的构造图象.区内主要的活动断裂呈NNE向展布,近似平行等间距排列,如桃水、茶陵—永兴、三都—郴州等断裂,该区还发育有NW向邵阳—郴州深大走滑断裂,该断裂与上述NNE向断裂相切形成交汇部位,是地震易发地段.自李四光先生的“大义山构造”被提出以来,邵阳—郴州构造带便成为了地质勘探和科学研究的热门地区(彭和求,伍光英,2000陈必河等,2001邱先前,刘阳生,2003).湘东南地区为湖南地震多发区,李金冬(2005)认为印支运动中湘东南NNE向逆冲断裂大多倾向东,指示自SEE-NWW向挤压、推覆的区域应力和变形场;杨主恩等(1995)胡平等(1997)对湘东南东江水库地震地质做了相关研究,两者认为该区现今构造应力场最大主应力方位为NW-SE向;柏道远等(2006)认为邵阳—郴州断裂在印支时期的走滑左旋导致了该区构造线由NNE向左旋为SN向.

图 5中,湘南永州北部与邵阳交界处综合震源机制解为不确定型,衡阳南北部以走滑和不确定型为主,永州南部和衡阳中部地区因地震P波资料不足故未得到相应的结果,郴州西部以走滑兼正断为主,可能与该区受邻近NW向邵阳—郴州左旋走滑断裂有关,中部为逆断型,东部为不确定型.从图 3中可见:郴州及其与江西、广东交界处P轴方位具有近SN-NE-NWW-NNE向顺时针旋转的特点,郴州东部主压应力轴方位为NWW向,与杨主恩等(1995)胡平等(1997)李金冬(2005)应力场结果较为一致,郴州中西部地区P轴接近SN向;永州和衡阳北部P轴优势方位为NWW向.

图 3图 4中可以看出,总体而言,湘南地区PT轴取向较为零乱.一方面,这可能与所选地震分布的均匀性有关.湘南地区地震主要分布在郴州中部,正如前文所述,郴州中部地震分布较均匀时,P波初动在震源球上的分布就比较广,各个方位角上P波初动对计算应力场都提供了一定约束,最后的结果能较好地反映该区的应力场,因此,郴州中部网格内的PT轴取向较为一致.而湘南其他区域网格内地震分布较少,尽管郴州中部的地震在台站记录到的P波初动为这些区域应力场计算提供了一定的权重,但由于P波初动在震源球上集中分布在某个方位(朝向郴州中部的那个方位),故得到的结果不确定性较大,这或许也是郴州中部、郴州东西部、永州和衡阳北部PT轴取向零乱的原因.另一方面,一是可能反映了局部应力调整的特征;二是可能与NNE向和NW向断裂相互交汇,形成了该区的复杂构造有关;三是可能与东江水库蓄水对该区应力场造成了一定影响.吴有林等(1996)认为湘南地区自震旦纪以来发生过多次伸展—挤压的交替,尤以活化阶段构造应力格局最为多变,影响区域构造应力场演化或转变的因素,既有区内的,又有来自相邻区域的,既有浅部的,又有深部的,各种因素相互综合的结果便形成某一时期区域内的构造应力格局.此外,还可能与湖南地区地震活动较弱,P波初动不尖锐,部分初动符号拾取不可靠有关.

3.4 湘北地区应力场结果及分析

湘北地区指常德地区,该区发育有澧水、澧南、太阳山等NE向活动断裂及南县—汉寿、北景港、常德—益阳—长沙等NW向活动断裂.其中太阳山断裂发育在常德至澧县间的太阳山东、西两侧,1631年常德63/4级地震发生在太阳山凸起区,是华南地块内部影响范围最大的破坏性地震,沈得秀(2007)认为其发震构造与太阳山的隆升掀斜运动有关,而肖和平和陈学良(2008)则认为常德地震位于江汉—洞庭湖盆地的西南角,是深部构造积累中强地震释放能量的效应,太阳山断裂带只是起了控震作用,其他一些专家对该地震及其与太阳山断裂之间的关系也进行过相关研究(奉行和等,1989赵凌强等,2018).常德地区的构造划分可分为扬子准地台一级大地构造单元及雪峰弧形构造带(分布于鼎城、汉寿和桃源三地南部)、武陵褶皱带(主要分布在常德市北西部,属扬子地台之一,断层以逆断和逆冲为主)和洞庭沉降区(位于常德市区东部)3个次级构造单元(曹承清,2008).

图 3图 5中可见,湘北常德地区综合震源机制解整体以逆断为主(包括与湖北交界处),南部有部分不确定型,P轴整体上看不出优势方向,T轴分布也较为零乱,P轴在西北和西南部以NWW和近EW向为主,在东北和东南部主要为NE和NEE向,而在中部地区P轴多为倾角近水平的NS向,这与薛宏交等(1996)得到的江汉—洞庭湖盆地内断层受NE向挤压、SE向拉伸影响及刘锁旺等(1994)得到的江汉—洞庭盆地及周缘处于NNE-SSE(近NS)向的拉张应力,NWW-SEE(近EW)向的挤压应力控制的认识不完全一致.造成差异的原因可能有:一是本文应力场计算时分区更为精细导致了应力场具有分区性;二是常德地区受NE和NW向断裂共同控制导致区域构造的复杂性;三是常德的构造分区包括3个不同的次级构造单元(曹承清,2008),它们本身构造应力场可能也存在差异.

3.5 湘中地区应力场结果及分析

湖南中部区域包含娄底、湘潭、邵阳和益阳.该区由众多逆冲叠瓦式断裂、双冲构造和断弯褶皱构成,区内以NE和NNE向断裂为主.一些学者对湘中区域的应力场做了相关研讨:徐志斌等(1993)研究了涟源凹陷中新生代构造应力场,认为该区自中生代以来至少经历了6期体制不同的构造应力场作用,印支期以NW-SE近水平向挤压作用为主,构造动力作用强烈,奠定了盖层构造基本格架;朱锐等(2006)认为涟源中西部凹陷构造带在印支期整体受挤压应力作用,构成了一组组倾向SE的推覆逆冲结构、隔档褶皱组合和双冲构造系统;刘恩山等(2010)认为湘中构造带在燕山期受NW-SE向挤压,不同断块或岩片差异性逆冲,发生褶皱-推覆形变,而印支期构成的北东向断裂又一次发生逆冲运动,组成现如今的构造基本格局,这些燕山期逆冲构造的变形机制可能受古太平洋板块向华南俯冲和中-新特提斯构造域演化的综合影响;柏道远等(2015)认为湘中盆地西部构造变形特性是自NW向SE逆冲,并非之前学者认识的自SE向NW逆冲.

图 3可见,本文计算得到的湘中地区P轴总体为NW和NWW向,倾角近水平,P轴方位大体与该区主要断层走向相垂直,反映了该区应力场处于NW-SE的挤压状态,与先前的应力场结果较为一致(徐志斌等,1993朱锐等,2006刘恩山等,2010贾小乐,2016).由图 5可见,综合震源机制解在湘中娄底、湘潭和益阳西南部为逆断层,且走向大体为NE和NNE向,与控制该区的主要断层走向大体一致,进一步说明了挤压逆断层的性质.在益阳东北部和邵阳东部地区震源机制解整体为不确定型,可能与益阳东北部同时受三条NW向断裂控制有关,此外,应力场反演的前提条件是被反演区域具有均匀的应力场,因此,可能是这两个区域应力场不均匀所致,深层原因有待于后续分析讨论.在邵阳西部,由于地震资料较少,没有得到相应的应力场结果.

3.6 湖南地区应力场整体特征及动力来源初步分析

湖南地区处于华南地块,华南在亚欧板块东南边,东面是太平洋和菲律宾板块,南面与印度-澳大利亚板块相邻,华南各板块自印支期拼接以后,它们不仅处在大陆板块内部,而且多次遭受邻近板块互相作用的影响,导致华南地区的构造格局较为复杂(万天丰,1989).许多专家学者对华南地块应力场做过大量研究,趋于一致的认识是华南地块主压应力轴方位以NW(W)向挤压为主(邓起东等,1979汪一鹏,1979鄢家全等,1979李方全和刘光勋,1986丁旭初和张文涛,1988陈益明,1992蒋维强等,1992虞廷林,1994谢富仁等,2003徐纪人等,2008Wan,2010郭良迁等,2012曹海波和范桃园,2016),然而也有不同看法,如汪素云和许忠淮(1985)反演得到的湖南地区平均PT轴方位分别为80°、353°,对应的倾角分别为3°、29°,类型以走滑为主,但同时该文中也注明了该区由于地震数太少导致结果不大可靠.

图 3图 5中不难发现,湖南地区综合震源机制解走向和区域主要断裂走向大体一致,总体上表现为逆断型和不确定型,但细看震源机制解分布,不难发现被分为不确定型的综合震源机制解中大部分都含有一定的逆冲成分,表明这些地区的应力场中也包含一定的挤压分量,至于部分综合震源机制解由表 2的划分标准得到的结果中并未体现其所含的逆冲成分,可能是受所用归类方法的区分度限制,只能归类为表 2中的6种类型.P轴方位具有一定的分区性,总体上呈NWW-SEE向,和区域主要断裂大致垂直,P轴倾角方向接近水平,这与之前学者的研究认识基本一致(邓起东等,1979汪一鹏,1979鄢家全等,1979李方全和刘光勋,1986丁旭初和张文涛,1988陈益明,1992蒋维强等,1992虞廷林,1994谢富仁等,2003徐纪人等,2008Wan,2010郭良迁等,2012曹海波和范桃园,2016),但在整体的统一性之中还存在有部分的不一致性,一来可能和应力场计算分区大小有关,先前的结果大多为较大区域的平均结果,本文的研究在分区上更为精细,二来可能是由动力机制和地质结构的复杂性及地壳运动的非均匀性引起的,体现了局部应力场的性质和应力场的不均一性.T轴倾角偏高,方位在局部地区变化较大,统一性相对较差,这与郭良迁等(2012)的结果较为一致,而与汪素云和许忠淮(1985)陈益明(1992)蒋维强等(1992)Wan(2010)认识有所差异,差异的原因可能是本文分区较细,部分地区地震分布不均匀,同时也反映了局部应力场的相对复杂性.湖南地区整体上受NWW向的挤压应力,对该区的活动断裂具有一定的控制,这或许也是该区地震多发生于郴州、娄邵、湘西州所构成的NW向空间条带的主要原因之一.

我国及周边地区受印度洋板块NNE向、太平洋板块SWW向和菲律宾海板块NWW向的共同推挤影响,其中,印度洋板块的挤压力最甚,菲律宾海与太平洋板块的挤压力仅及印度洋板块的一半左右(汪素云和陈培善,1980),而华南地块有的学者认为其主要受菲律宾海板块向NW挤压和印度板块向NE推移的共同影响(虞廷林,1994),也有的学者认为其受太平洋板块向西挤压和印度洋板块向北和北东方向的推挤作用(蒋维强等,1992).湖南地区作为华南地块的一部分,其构造应力场动力来源可能与诸板块的运动有关,但他们之间的运作是有主次之分和先后强弱之分的.从本文的应力场反演结果来看,湖南地区以菲律宾海板块NWW向的推挤为主,其次,它才受到太平洋板块向西挤压的影响,西面虽受印度洋与亚欧板块的碰撞作用,但由于碰撞主要引起青藏高原向东扩张,同时又受到云贵高原的阻隔,其影响至本区已大为减弱.各种方面的综合效果,形成了湖南地区应力场的格局.

4 可靠性分析 4.1 震源机制解一致性分析

根据本文应力场反演结果,我们给出了研究区综合震源机制解的空间分布(图 5),为了验证其可靠性,笔者从研究区435个地震中挑选出ML≥2.8的地震32个,采用传统的P波初动极性方法(格点尝试法)计算出对应的震源机制解,如图 6所示.

图 6 格点尝试法计算的震源机制解空间分布(ML≥2.8) Fig. 6 Distribution of focal mechanisms calculated by grid test method(ML≥2.8)

总体来看,图 6震源机制解类型与图 5对应网格点的综合震源机制类型一致性较好,如长沙西部的宁乡、娄底涟源、湘西保靖和郴州等地区.

为了进一步分析图 6图 5对应的震源机制解的差异,利用双力偶源震源机制最小空间旋转角(Kagan Angle)来定量计算(Kagan, 1991, 2007).两个震源机制解总可以在空间坐标下通过旋转一定的角度达到一致,该旋转角越小则代表两个震源机制解差异越小,反之则相反.我们采用计算地震震源机制比较最小空间旋转角程序(万永革,2008Wan and Sheng, 2009)求得了图 6图 5上述32个地震对应的两组震源机制解的最小空间旋转角KA.计算结果中,大部分KA都小于30°,可认为两组解差异不大(郑建常,陈运泰,2012),即一致性好,如宁乡、郴州、张家界等地区.只有三次地震KA明显超过了30°,一个是永州祁阳地震,由图 5可见本文在该区没有反演结果,计算中选取了距离祁阳最近的永州北部的机制解计算的KA,势必有一定偏差;另外两个是湘西永顺地震,仔细查看了这两次地震的P波初动方位角覆盖率,发现只有东南方向覆盖率较高,北部和西部覆盖率很少,可能对P波初动极性方法求得的震源机制解可靠性产生了影响,导致其与本文反演结果一致性差.

通过上述震源机制解类型空间分布和最小空间旋转角定量分析表明,总体而言本文反演的结果和传统P波极性方法计算的震源机制解一致性较好,这也一定程度上验证了本文结果的可靠性.

4.2 应力场结果可靠性分析

由于观测资料和计算方法等影响,反演结果可能存在多解性(即不稳定性).因此,当反演结果只有唯一一个最优解时,我们认为反演结果是可靠的;而当出现多个最优解时,则认为反演结果不可靠.文中当出现2个最优解时(2个解的差异不大),任意选取其中一个作为最终解;当出现多个(3个及以上)最优解时,找到一个中心解,使中心解与所有解的最小空间旋转角的平方和最小(万永革,2019),最后从多个最优解中取最接近中心解的那个解作为最终解.

图 7给出了研究区各个网格应力场反演结果最优解的分布,大部分网格都只有唯一一个最优解(占77.87%),如娄底、湘潭、益阳、长沙中西部、邵阳东部、郴州东部、常德北部和张家界等,说明了这些地区反演结果是可靠的;有的网格有2个最优解(占14.47%),如湘西州中部和郴州北部等,说明这些地区应力场反演结果较为可靠;还有的网格有多个最优解(占7.66%),如株洲北部和常德中部等,说明这些地区反演结果不可靠,株洲北部有多个最优解可能与该区初动资料覆盖较少有关,而常德中部有多个最优解一方面可能是该区域内应力场比较复杂,应力场存在局部不均匀现象引起的,比如某个区域可能存在几种不同的应力方向,但我们人为地将应力场划分在同一个网格,可能就会导致出现多个最优解,因为我们是根据湖南整个大区域的整体情况来划分网格的,难以兼顾所有小网格内应力场的局部特征,这势必就会出现应力场局部不均匀的这类现象,无论网格怎么划分,都很难做到划分的小网格内应力场都均匀一致,故有些网格出现多个最优解;另一方面也可能是由于该区地震分布不均匀导致初动符号在震源球面上的分布不均匀,数据很难将解稳定地约束在很小的范围内,从而出现多个最优解(许忠淮等,1983).

图 7 P轴方位及各网格对应的最优解空间分布 Fig. 7 Distribution of P axis azimuth and optimal solutions corresponding to each grid
5 讨论与结论

本文运用2009年至2018年湖南及周边发生的435个地震42个台站所记录的1580个P波极性资料,将研究区划分为0.2°×0.2°的空间网格,应用综合震源机制解方法反演了该区应力场结果.

本文计算所得的研究区PT轴,分别代表地震时释放的应力张量的主压应力轴和主张应力轴,与实际构造应力的最大主压应力轴p3和最大主张应力轴p1并不完全等同,P轴与p3成45°-θ角(θ为岩石的断裂角),T轴与p1也成同样的角度.因此,通过计算得到PT轴的优势方向,便能推断出实际构造应力场的大致方向(黄忠贤等,1980).

从计算的结果中获得了以下初步结论:

(1) 湘东地区应力场结果具有分区性:长沙地区、株洲北部及二者与江西交界处P轴方位具有NWW-近EW-NEE逆时针旋转的特点,倾角接近水平,说明了挤压逆断层的性质,T轴主导方位为NE和NEE向,倾角比较大;岳阳地区P轴主导方位为NEE和近EW向,倾角接近垂直,T轴方向主要为近NS向,倾角接近水平;长沙东部、西部和株洲北部地区综合震源机制解总体表现为逆断性质,长沙中部和岳阳西南部地区为不确定型和走滑型,岳阳东部小部分地区(岳阳县)以正断层为主,株洲南部和岳阳东北、东南部因地震资料不足未得到相应的应力场结果;

(2) 湘西北张家界和湘西州主压应力主要为NW(W)向和NEE向,可能与湘西区域在加里东期主要受NW-SE向挤压,而在燕山期则主要受NNE-SSW向挤压有关,这也可能与该区经受NW-SE向挤压兼EW向水平顺扭的受力状态有关;湘西州震源机制解主要以不确定型为主、北部有少量逆断型、西部与重庆交界处为正断型;张家界西部为不确定型、东部以逆断型为主;怀化地区因地震资料不足未得到应力场结果;

(3) 湘南地区PT轴取向总体较为零乱,郴州及其与江西、广东交界处P轴方位具有近SN-NE-NWW-NNE向顺时针旋转的特点,郴州东部P轴方位为NWW向,中西部近SN向;永州和衡阳北部P轴优势方位为NWW向;永州北部与邵阳交界处综合震源机制解为不确定型,衡阳南北部以走滑和不确定型为主,永州南部和衡阳中部地区因地震P波资料不足故未得到相应的结果,郴州西部以走滑兼正断为主,中部为逆断型,东部为不确定型;

(4) 湘北常德地区综合震源机制解整体以逆断为主(包括与湖北交界处),南部有部分不确定型;P轴整体上看不出优势方向,T轴分布也较为零乱,P轴在西北和西南部以NWW和近EW向为主,在东北和东南部主要为NE和NEE向,而在中部地区P轴则以倾角接近水平的NS方向为主导,反映了局部应力场的复杂性;

(5) 湘中地区P轴倾角接近水平,总体方向为NW和NWW向,垂直于该区主要断层走向;综合震源机制解在湘中娄底、湘潭和益阳西南部为逆断层,走向与控制该区的断层走向大体一致;在益阳东北部和邵阳东部地区震源机制解整体为不确定型;在邵阳西部,由于地震资料较少,没有得到相应的应力场结果;

(6) 湖南地区综合震源机制解总体上表现为逆断型和不确定型,走向和区域主要断裂走向大体一致;P轴倾角近水平,方位具有一定的分区性,总体上呈NWW-SEE向,和区域主要断裂大致垂直;T轴倾角偏高,方位在局部地区变化较大,统一性相对较差;

(7) 湖南地区整体上受NWW向的挤压应力,对该区的活动断裂具有一定的控制,这或许也是该区地震多发生于郴州、娄邵、湘西州所构成的NW向空间条带的主要原因之一;

(8) 湖南地区主要受菲律宾海板块NWW向的推挤作用,其次才受太平洋板块向西俯冲的影响,西面虽受印度洋与欧亚板块的水平碰撞,但由于碰撞主要引起青藏高原向东扩张,同时又受到云贵高原的阻隔,其影响至本区已大为减弱.各种方面的综合效果,形成了湖南地区应力场的格局;

(9) 文中所选地震资料部分分布在矿产和水库地区,虽然去除了已确定为塌陷的地震P波初动资料,但这些地区其余的资料是否真实地反映了区域构造应力场有待于进一步分析研究;

(10) 从震源机制解一致性和应力场结果可靠性两方面对本文反演结果进行了检验,表明大部分地区结果比较可靠,也有某些地区结果不可靠,原因可能与这些地区地震分布不均匀、初动资料覆盖不足或应力场分布不均等有关.

致谢  本文图件运用Generic Mapping Tools(GMT)(Wessel & Smith,1995)和MATLAB绘制,中国地震局地球物理研究所许忠淮研究员提供了格点尝试法的计算程序,东华理工大学盛书中副教授为本文提供了有益的建议,在此一并感谢.
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