晉冀豫交界地區地殼三維速度結構與地震分布特征

劉巧霞,徐志萍,邱 勇,段永紅,姜 磊,莘海亮,趙延娜,賈宇鵬,張 丹

(中國地震局地球物理勘探中心,河南 鄭州 450002)

0 引言

晉冀豫交界地區位于華北坳陷區與山西隆起交接部位(圖1)。該區構造活動強烈,斷裂發育,主要以NE-SW向和NWW-SEE向為主,其中主要斷裂有9條,分別是長治斷裂、邢臺—邯鄲斷裂、湯西斷裂、湯東斷裂、磁縣—大名斷裂、安陽南斷裂、新鄉—商丘斷裂、盤谷寺—新鄉斷裂和林州斷裂。新構造分區以太行山山前斷裂帶(邢臺—邯鄲斷裂、湯西斷裂)為界,西部的太行山隆起區基巖出露,海拔較高(1 200～2 000 m),東部的華北平原坳陷區主要分布著臨清凹陷、湯陰地塹、內黃隆起、開封凹陷等一系列NE、EW向隆坳構造,隆起坳陷以斷裂為界,相間展布。區內自有歷史記載以來,曾發生過多次5級以上地震,最大震級為1830年磁縣7.5級地震;現代地震也較為頻繁,湯陰地塹和林縣附近發生了多次4級以上地震,是研究太行山山前強震孕震環境的理想場所。

AA′:菏澤—長治人工地震剖面;BB′:諸城—宜川人工地震剖/重力剖面;CC′:湯陰地塹深反射剖面圖1 研究區地震地質背景圖Fig.1 Seismic geological background map of the study area

晉冀豫交界地區因其特殊的構造環境,備受地震和地質學者關注,并在地殼速度結構、磁縣強震區深淺構造環境及發震機制等方面開展了許多有意義的研究工作。中國地震局地球物理勘探中心在該區域先后完成了兩條人工地震測深剖面(圖1中AA′、BB′剖面)、一條深反射剖面(圖1中CC′剖面)和一條高精度重力剖面(圖1中BB′剖面)等結構探測研究工作,以此為基礎分析了該區地殼結構特征及其與地震分布的關系[1-8]。在研究磁縣地震發震構造及地震活動性方面,基于小震重定位結果得到磁縣歷史強震發震斷層為NWW向、高傾角左旋走滑斷層[9],地殼P波三維速度結構揭示出在10～25 km深度上地殼速度存在明顯的橫向不均勻性[6]。以上研究結果雖然對晉冀豫交界地區地殼結構、深部孕震環境及磁縣強震發震構造進行了討論,但在使用的方法和資料等方面存在一定的客觀局限性。一方面,人工地震、深反射和重力剖面雖然精度較高,但其給出的是局部地殼二維結構特征;另一方面,該區已有三維速度模型參數單一,僅有P波成果,缺乏具有較高橫向分辨率的S波資料進行對比分析。近年來廣泛使用的雙差成像方法不僅可以同時反演P波、S波速度結構,同時可給出更為精準的地震震源參數位置[10],綜合對比分析P波、S波三維速度結構及其與地震分布關系,有助于更好地理解研究區磁縣歷史地震及現今中、小震活動性及發震構造環境,為該區未來強震危險區判定提供依據。

1 資料和方法

本文收集了晉冀豫交界地區(35°～37°N,113°～115°E)數字化地震臺網改造之后2008年10月—2018年6月近十年的地震觀測報告,挑選出ML1.0以上且至少被4個以上地震臺站記錄到的地震事件共1 193個,用到的地震臺站為90個(圖2)。為了改善地殼速度結構的分辨率,我們在選取震相時涵蓋了諸如Pg、Sg、Pn和Sn等初至波震相。此外,為了保證成像質量的可靠性和精度,我們首先根據P波和S波時-距曲線(圖3)刪除了部分有明顯錯誤或到時拾取與趨勢線偏差大于5 s的震相數據,去除了孤立地震,同時限制了震中距范圍小于450 km,并且相鄰地震事件間距小于10 km,最終用于雙差成像反演的地震事件數為1 186個,參與反演計算的P波絕對到時數據16 868條,S波絕對到時數據17 605條,P波相對到時數據49 925條,S波相對到時數據52 328條。圖4給出的是反演所用地震事件和臺站的射線分布圖,由圖4可知,研究區范圍(黑色方框內),地震覆蓋較好,射線分布密度亦相對均勻,從而保證了雙差成像質量和可靠性。

(因畫圖范圍限制,此圖中給出的是部分臺站分布情況)F1:長治斷裂;F2:邢臺—邯鄲斷裂;F3:湯西斷裂;F4:湯東斷裂;F5:磁縣—大名斷裂;F6:安陽南斷裂;F7:新鄉—商丘斷裂;F8:盤谷寺—新鄉斷裂;AA′:菏澤—長治人工地震剖面;BB′:諸城—宜川人工地震剖面;CC′:湯陰地塹深反射剖面:DD′、EE′:過磁縣地震剖面圖2 研究區范圍斷裂構造(紅色虛線)、地震(彩色實心點)及臺站分布(黑色三角形)圖Fig.2 Distribution of faults (red dotted line),earthquakes (color solid point)and stations (black triangle)in the study are

圖3 參與計算的P波、S波地震走時曲線及質量控制圖Fig.3 The travel time curves and quality control chart of P-wave and S-wave

(圖中黑框范圍表示的是本文重點討論解釋的范圍)圖4 研究區范圍地震(紅色圓點)和臺站(綠色三角形)間的射線路徑(水平投影)分布圖Fig.4 Distribution diagram of ray path (horizontal projection)between the earthquake (red dot)and the station (green triangle)in the study area

本文所采用的雙差地震成像方法利用絕對到時以及更為準確的相對到時數據,可同時反演得到震源附近的三維速度結構、震源位置參數以及震源區之外的速度結構[11]。該方法使用的是偽彎曲射線追蹤算法[12]進行射線追蹤,并在球坐標系下根據震源位置參數以及地震事件和臺站之間的速度模型計算出地震到臺站的旅行時。與雙差相對定位法[10]類似,在雙差成像算法中也同時運用了殘差加權和距離加權算法以保證參與反演計算的數據質量。反演中所使用的最小二乘法[13]以處理考慮光滑因子和阻尼因子兩個正則化參數的正則化雙差成像反演問題。

2 反演計算和模型分辨分析

本文反演采用的初始模型主要參考了穿過該區域的人工地震探測結果[1,4,6],給出了研究區一維P波速度模型及泊松比(表1)所示。研究區莫霍面深度在33～40 km間,整體表現為西深東淺的變化特征。雙差層析成像方法采用的是三維網格節點的地球介質模型,通過反復實驗,比較不同反演測試結果,最終將研究區域中節點間距水平向按0.25°×0.25°劃分,垂直向節點分別放置在0.00、1.00、10.00、15.00、20.00、26以及30.00 km深度處。通過反演得到各網格節點的P波和S速度,同時通過反演得到更精確的速度模型修正震源參數。在層析成像反演中,網格點的值是通過反演計算得到,而網格點之間的速度值則是通過線性插值得到[11]。反演計算中阻尼和光滑因子的選擇是通過在數據殘差、模型方差以及模型光滑度之間的折中分析設定,本文利用L曲線法搜索最優參數值,最終阻尼因子和平滑因子分別確定為300和20。經過10次迭代計算,均方根殘差從3.1611 s降到0.1952 s時趨于穩定,從而獲得了研究區P波和S波三維速度結構模型以及震源位置參數。

表1 P波初始速度模型Table 1 Initial velocity model of P wave

為了檢測不同反演網格間距對應的模型分辨能力,在進行三維反演計算前,我們分別以0.5°、0.3°、0.25°、0.1°為間隔進行了棋盤格測試[11,14]。對于P波和S波速度模型的每一個網格點,在三個方向分別給定5%正負交替的速度擾動值。計算理論旅行時采用的是和實際數據相同的射線分布。圖5給出的是網格間距為0.25°,深度為0、4、10、15、20、26 km時所對應的水平切片檢測板恢復結果。由圖5可知,當深度為0 km時,由于射線覆蓋稀疏,P波和S波三維速度結構模型不能被很好地分辨出。深度為4 km時,速度模型大部分區域分辨較差,但對于本文所選取的研究區域(黑框范圍)的速度模型卻能被很好地分辨。相對于淺部(0 km、4 km),深度在10～26 km范圍內P波和S波速度模型分辨較好,模型空間的絕大部分范圍都被很好地分辨。深度為26 km時,可能由于有大量Pn波的加入,分辨達到最好。因而,本文給出的不同深度檢測板測試結果表明,在研究區范圍內,0.25°間距的網格劃分能很好地分辨4～26 km深度范圍的P波和S波速度模型。

圖5 不同深度上 vP和vS檢測板恢復度以及不同深度上的震源分布(黑點)檢測板測試Fig.5 Recovery degree of vP and vS on the checkerboard and test on the source distribution at different depths

3 反演結果及分析

3.1 重定位結果

與雙差定位原理類似,雙差層析成像過程中利用地震事件對的相對走時差數據以提高事件對之前的相對位置精度。重新定位后,滿足雙差成像條件的地震空間分布如圖6所示。由圖6可知,定位前后地震深度分布變化明顯,定位前主要分布在6～10 km范圍,而重定位后震源深度分布在4～18 km范圍內,并且呈近似正態分布。與閆睿等[15]利用最小一維模型法獲得的晉冀豫交界地區地震深度分布結果一致。通過對理論到時和觀測到時殘差的理論估計,震源位置的誤差在EW、NS以及深度方向的平均誤差分別為0.75 km、0.76 km和1.38 km。

圖6 雙差定位前后震源深度統計圖Fig.6 Statistical figure of source depth before and after double difference position

3.2 三維速度結構

3.2.1 不同深度的水平切片速度結構特征分析

根據圖5給出的檢測板分辨測試結果,4 km深度在研究區35.5°N以南區域以及10～22 km深度研究區東南角延津以東、長垣以南區域分辨差,因此在繪圖及討論這些深度P波、S波速度結構時不對以上區域進行分析(圖7中灰色網格區域)。

圖7中上地殼4 km深度處P波、S波速度結果揭示:研究區內黃隆起區和基巖出露的太行山隆起區表現為高速異常特征,且這一特征在S波速度結構中亦有所顯示;長治盆地內新生代沉積厚度達248 m,且盆地東側的上升盤高出現代盆地425 m,因此在P波、S波速度結構中為低速異常特征;位于湯陰地塹北端的安陽沉降中心受安陽南斷裂控制,在安陽附近形成了一個沉降帶,在速度結構中同樣出現大范圍低速異常區,且該異常區向北擴展至磁縣—大名斷裂以北;研究區內太行山東界斷裂邢臺—邯鄲斷裂在P波、S波速度分布圖中均位于高、低速變化梯級帶上;小震主要沿著邢臺—邯鄲斷裂和湯西斷裂以西的太行山高速異常區、長治斷裂東側高低異常過渡區分布。

F1:長治斷裂;F2:邢臺—邯鄲斷裂;F3:湯西斷裂;F4湯東斷裂;F5磁縣—大名斷裂;F6:安陽南斷裂;F7新鄉—商丘斷裂;F8盤谷寺—新鄉斷裂;F9 林州斷裂圖7 研究區范圍不同深度的水平層析成像結果(黑色虛線代表已知斷裂,白色虛線代表根據速度結構推斷斷裂,紅色圓點代表小震,灰色圓點代表5級以上歷史地震,15 km黑色方框是地震條帶狀展布示意)Fig.7 The results of horizontal tomography at different depths (The black dashed lines represent known faults and the white dashed lines represent faults inferred from velocity structures;the red dots represent small earthquakes and the gray dots represent historical earthquakes of MS≥5.0)

10 km深度P波、S波速度結構反映出:與4 km速度結構相比,在太行山隆起和內黃隆起區,P波、S波高速異常范圍增加;P波速度圖像中,長治盆地附近低速異常基本消失,表明長治盆地基底深度在10 km以淺,安陽沉降中心低速異常幅值及范圍均有所減小;S波速度圖像中,位于安陽以北的低速異常區范圍明顯減小,且該異常區位于安陽南斷裂和磁縣大名斷裂之間;邢臺—邯鄲斷裂、安陽南斷裂在P波、S波速度圖像中均有反映,位于高、低速變化梯級帶上;湯西斷裂在P波、S波圖像中均有顯示,位于兩個速度異常區之間。

15 km深度P波速度分布圖及小震投影結果顯示在太行山隆起區整體表現為高速異常,但異常幅度局部差異明顯:磁縣附近的小震位于磁縣—大名斷裂和邢臺—邯鄲斷裂交匯處,在速度結構上位于NS方向高、低速變化區;在太行山內部自南向北分布著一條NE向小震條帶,且該條帶總體上位于高、低速變化梯度帶靠近高速區一側。S波速度分布及小震投影結果顯示:在太行山隆起區整體表現為高速異常特征,且高速異常范圍由淺至深逐漸增加,表明太行山隆起下方地殼物質較為堅硬,該深度上地震主要分布在林州斷裂以東、邢臺—邯鄲斷裂和湯西斷裂以西區域;內黃隆起區內浚縣附近高速異常特征依然存在;磁縣小震呈團狀分布在高、低速異常梯級帶附近。此外,根據中國歷史地震目錄及前人研究成果,研究區內5級以上地震多發生在10～20 km深度范圍內。在研究5級以上地震發震背景時,我們將研究區內5級以上歷史地震投影到了15 km深度處P波、S波速度分布圖上,可以看出:研究區內5級以上歷史地震主要分布在高、低速度變化梯級帶上或深大斷裂附近,如1830年磁縣7.5級地震就發生在磁縣—大名斷裂上。同時,與4 km、10 km相比,15 km深度P波、S波速度異常在安陽南斷裂和磁縣大名斷裂所圍陷的范圍內出現反轉,由低速異常轉換成高速異常。

20 km P波高速異常區位于研究區安陽南斷裂和磁縣—大名斷裂圍陷區域和長治東南部,其余地區多為低速異常區,表明在中、下地殼S波速度分布以高速異常為主,僅在太行山隆起區北部和輝縣附近有低速異常分布。

26 km深度P波速度在研究區北部以高速異常為主,南部以低速異常為主;S波在林州西部出現明顯的高速異常;太行山東南緣斷裂交匯處出現一明顯的低速異常,且速度較低。分析認為:(1)根據檢測板測試結果,該深度的分辨較好,該低速異常具有一定可信度;(2)人工地震探測結果[4]表明該區域地殼速度偏低,且存在莫霍面的上隆;(3)重力小波多尺度分析4階細節顯示該區域為低重力異常區[16];(4)莫霍面上隆、深大斷裂交匯,地幔物質上涌引起下地殼物質部分熔融是引起該區域低速、低密度異常的主要原因。

綜上所述,P波、S波速度分布特征與區域構造活動關系密切,研究區內控制構造分區的邊界性斷裂多位于高、低速變化梯級帶上,如邢臺—邯鄲斷裂、安陽南斷裂、磁縣—大名斷裂。歷史上5級以上強震也多分布在高、低速異常邊界。

3.2.2 典型垂直剖面速度結構特征分析

為進一步分析地殼速度結構在深度方向的變化特征及其與地震分布之間的關系,我們給出了三條速度結構剖面(圖8),位置如圖2中AA′、BB′和CC′所示。

AA′剖面整體走向為NW-SE向,與穿過研究區菏澤—長治人工地震測深剖面位置重合。自地表至下地殼26 km,P波速度變化范圍在3.1～6.5 km/s,與人工地震結果基本一致[6]。該剖面自西向東跨過了長治盆地、太行山隆起、湯陰凹陷和內黃隆起四個構造單元。10 km以淺表現出明顯的西低東高的速度異常特征。在上地殼淺部,受本次反演結果分辨率及湯陰凹陷規模的限制,在湯陰凹陷下方P波、S波均未有明顯變化[圖8(a)中100～150 km]。在10 km以深剖面西側太行山下方速度高于湯陰凹陷及其以東地區。在15 km左右及20 km以深,P波速度結構剖面200～220 km和210～234 km范圍有兩個明顯低速異常。在相同位置的人工地震剖面上[17],低速異常出現在20 km以深區域,且低速層一直向SE延伸至東明凹陷下方,并推測是上地幔物質向殼內遷移,導致中下地殼部分物質熔融引起的。

圖8 人工地震結果、P波、S波速度分布剖面(圖中圓點代表地震震源分布)Fig.8 Artificial seismic results and velocity distribution profiles of P-wave and S-wave (The red dots represent earthquake source)

BB′剖面整體走向為EW向,與諸城—宜川人工地震測深剖面重合,自西向東跨過了太行山隆起、湯陰凹陷和內黃隆起三個構造單元。速度剖面顯示,在剖面兩側的長治盆地和安陽沉降中心沉積基底較深[圖8(b)],剖面中部的基底較淺,與人工地震結果較為一致。在剖面深部P波、S波速度結構均表現為中間低、兩側高的速度特征。低速區位于太行山隆起區內林州斷裂以東和湯西斷裂以西區域,該低速異常區域與人工地震探測結果顯示的低速體范圍基本一致[1],但深度略淺,可能由于人工地震在反演時以剖面最高點作為0 km參考面引起的。該低速異常區可能與華北克拉通破壞,上地幔物質向殼內遷移,導致中下地殼部分物質熔融引起的。該剖面中,地震分布在太行山隆起區下方高速體內。

CC′剖面穿過了湯陰凹陷,與過該區深反射剖面重合[2]。P波、S波速度結構反映湯陰凹陷最深處達8 km左右[圖8(c)]。同時結合已有地質資料,湯陰凹陷第三系、第四系深度達5 km,認為湯陰凹陷基底深度在5～8 km之間。P波速度結構顯示在剖面30～50 km距離處22 km深度即湯東斷裂下方有一低速層分布,與劉保金等[2]深反射剖面解釋的莫霍面上隆的特征基本吻合,且與人工地震剖面上安陽下方低速體位置基本一致,表明該低速體的存在是可靠的,這可能是由于上地幔物質向殼內遷移,導致中下地殼部分物質熔融引起的。S波速度結構在地殼10 km以深整體表現為西高東低的特征,以湯東斷裂為界,地殼西側速度略高于東側,但差異較小。

3.2.3 磁縣歷史地震構造背景分析

根據本次反演結果,位于本文研究區內震級最大的地震即1830年磁縣7.5級地震區在三維速度結構中位于高、低速變化梯級帶上(圖8),且隨著深度的增加,在15 km以深磁縣地震兩側速度出現反轉,由淺部的西高東低轉換為深部的東高西低;該結果與張小濤等[6]一致,且分辨率更高(橫向0.25°×0.25°),反映出了更加精細的地殼速度結構特征:長治盆地在4 km深度表現出低速異常特征,太行山隆起區內部速度結構表現出更多的差異性。為進一步分析磁縣歷史地震深部構造背景,我們過磁縣地震切了2條速度剖面DD′、EE′,其位置如圖2所示。從NW-SE向與磁縣—大名斷裂走向重合的地震速度結構剖面DD′ [圖9(a)]可以看出:近年來的小震主要分布在磁縣—大名斷裂西段9～18 km深度上;根據江娃利等[18]研究,1830年磁縣7.5級地震的震源深度大約為15 km,在速度剖面上位于淺部低速結構底部和深部高速結構頂部交匯區域,且地震附近有深大斷裂(邢臺—邯鄲斷裂和磁縣大名斷裂)分布;該剖面磁縣地震附近(15 km左右)地殼速度較兩側同深度層偏低,但幅值差異不大,與李松林等[1]結果一致。過磁縣7.5級地震震中,近似垂直于磁縣—大名斷裂的EE′剖面速度結構[圖9(b)]顯示:過該剖面小震集中分布在磁縣—大名斷裂下方9～15 km深度范圍內,沿著斷裂展布,在P波速度結構中,位于低速異常下凹和高速異常上隆部位之間。此外,人工地震探測結果[1-2]表明,在太行山重力梯度帶附近,地殼厚度亦表現為梯級帶特征,自西向東減薄。同時巖石圈厚度出現了約30 km的突變,且巖石圈地幔和下地殼介質P波速度在太行山重力梯度帶兩側存在明顯差異,東側速度較西側低。綜上所述,認為地殼和巖石圈厚度的劇烈變化、控制構造單元的深大斷裂發育及交匯、斷裂兩側速度的差異共同構成了磁縣歷史地震發生的深部孕震背景。

3.2.4 研究區主要斷裂構造特征分析

受反演結果分辨率、斷裂規模及其兩側速度結構差異的影響,本次反演獲得的P波、S波速度結構僅在部分斷裂的特殊部位有明顯的速度結果差異,如速度變化梯級帶、速度異常等值線的彎曲和兩個速度異常區的分界等。為進一步探討研究區深大斷裂的空間分布特征及其與地震的關系,我們結合已有的地質、地球物理資料對部分斷裂進行分析認為:

(1)長治斷裂(F1)

長治斷裂是晉獲斷裂帶南段的重要組成部分,位于晉東南的太行山區,走向NNE,該斷裂西側是長治盆地,東側是太行山隆起,是控制區域構造分區的一條邊界斷裂。根據方盛明等[16]給出的華北地區布格重力異常多尺度分解結果,長治斷裂兩側重力異常場無明顯差異;同時,過長治斷裂的人工地震探測結果[1,8]表明:長治斷裂兩側僅在上地殼淺部5 km以內存在一定的速度差異,西側的長治盆地為低速異常區;根據本文反演結果推測長治斷裂中南段(圖7白色虛線)在4 km深度處速度結構表現為西低東高的分布特征,在P波速度結構中尤為明顯,隨著深度的增加,長治斷裂兩側在不同深度P波速度結構中并無明顯差異。該結論與已有的重力、人工地震剖面一致。雖然長治斷裂不同部位在某些深度(15 km、20 km)S波速度結構中表現為不同速度異常的分界,但其由淺至深的連續性較差。根據圖7～9給出的長治斷裂附近小震分布可以結果看出,小震多位于長治斷裂東側太行山隆起內,且分布在長治斷裂的中段和北段。

(圖中紅色圓點代表地震震源分布,黃色五角星代表磁縣地震)圖9 磁縣地震區速度剖面圖Fig.9 The velocity profile of Cixian earthquake area

(2)邢臺—邯鄲斷裂(F2)

邢臺—邯鄲斷裂位于太行山東南緣,是太行山隆起區和華北平原斷陷區的分界斷裂,走向NNE。邢臺—邯鄲斷裂在布格重力異常場1～3階小波細節中均有反映,表現為高、低速重力異常變化梯級帶特征[19],下延深度在20 km以上;在人工地震剖面[1]中斷裂帶兩側速度結構表現為西高東低的特征,且在斷裂帶下方有低速層分布。根據本次反演結果在邢臺—邯鄲斷裂南段表現為高、低速變化梯級帶或兩個速度異常變化梯級帶特征,下延深度達20 km(圖7白色虛線)。P波速度結構顯示[圖7、圖8(b)、圖9(a)],邢臺—邯鄲斷裂在15 km以淺兩側速度結構表現為西高東低的特征,15 km以深速度結構出現反轉,表現為西低東高的特征。小震投影結果(圖7)顯示,沿著邢臺—邯鄲斷裂小震較少,多位于該斷裂帶北段,且分布較為零散。

(3)磁縣—大名斷裂(F5)

磁縣—大名斷裂走向NWW,其中段是內黃隆起和臨清凹陷的分界斷裂,向東南方向過朝城鎮斷斷續續與馬陵斷裂相接,向西斷續延伸至涉縣盆地。磁縣—大名斷裂僅磁縣以東部位在布格重力異常場1～3階小波細節中有所反映[19],下延深度在20 km以上,表現為不同重力異常等值線走向的分界線。該斷裂以北為NE-SE向重力異常圈閉,以南為近EW向低重力異常圈閉。P波、S波速度結構中磁縣—大名斷裂由淺至深均有反映,在4 km、6 km深度磁縣—大名斷裂僅中段和東段表現為高、低速異常分界,西段(磁縣以西)并未有明顯的速度差異;15 km深度磁縣—大名斷裂中段南側速度異常出現反轉,由低速異常轉換為高速異常;20 km、26 km深度該斷裂西段南北兩側速度結構開始出現明顯差異,表現為南低北高的特征。根據小震投影結果[圖7、圖9(a)]磁縣—大名西段最為活躍,沿斷裂形成兩個團狀小震集中分布區,分別位于斷裂的西段和磁縣附近。磁縣7.5級歷史地震就位于該斷裂西段磁縣附近,震源深度15 km剛好位于斷裂南北兩側速度轉換部位。

(4)安陽南斷裂(F6)

安陽南斷裂西起安陽,東至內黃,走向NWW。該斷裂僅在布格重力異常場1～2階小波細節中有所反映,斷裂深度在13～15 km,安陽南斷裂在湯陰地塹以北表現為兩個低重力異常圈閉的梯級帶,在內黃隆起內表現為局部高、低重力異常梯級帶。安陽南斷裂在4 km、10 km、20 km深度P波、S波速度結構中表現為高、低速異常梯級帶特征,且斷裂兩側P波速度結構在15 km左右出現反轉[圖7、圖9(b)],由南高北低轉換為南低北高。同時,位于安陽南斷裂南側的人工地震剖面(文獻[1])顯示,在湯陰地塹、內黃隆起區下方15～22 km有低速層分布,因此,分析認為平面P波速度結構在15 km深度出現反轉可能與斷裂帶以南地區低速層的分布有關,且該低速層的北側受安陽南斷裂的控制。

(5)林州斷裂(F9)

林州斷裂位于太行山隆起區內,走向NNE,是林州盆地的西部邊界斷裂。在布格重力異常場中無明顯反映[16]。本次反演得到的P波速度結構在林州斷裂以東15～20 km有一低速體分布,這一特征與人工地震剖面[8]林州斷裂東側出現的低速體位置基本吻合。小震投影結果(圖7)表明地震基本沿林州斷裂展布,且位于斷裂以東。

綜上所述,本次反演結果得到的斷裂帶速度分布特征尤其是P波速度分布特征與跨斷裂人工地震剖面結果具有較好的一致性,多表現為高、低速度變化梯級帶特征。湯西、湯東斷裂和盤谷寺—新鄉斷裂雖然為太行山山前斷裂帶的一部分,且屬于深大斷裂[19],但受本次反演精度和分辨的局限性,未在速度結構中有明顯反映,未來有望通過反演資料和算法的完善與改進,提高成像質量的精準性以達到分辨這些深大斷裂的效果。

4 結論和討論

本文利用冀豫交界地區2008年10月—2018年6月ML1.0以上至少被4個以上地震臺站記錄到的1 186個地震事件,采用雙差層析成像方法,得到了該區0～26 km深度范圍內地殼三維P波、S波速度結構。結合地震精定位結果,對研究區內速度分布特征及其與地震的關系進行了探討,對磁縣歷史地震深部孕震環境及深大斷裂速度結構特征進行了分析,并得到如下結論:

(1)研究區內太行山隆起和內黃隆起的P波、S波具有高速異常特征,長治盆地和安陽沉降中心在P波、S波速度結構中表現出低速異常特征。

(2)研究區內長治斷裂、邢臺—邯鄲斷裂、磁縣—大名斷裂、安陽南斷裂、林州斷裂等在P波、S波速度分布圖中多位于高、低速變化梯級帶上,且速度分布特征與跨斷裂人工地震剖面具有較好的一致性,在橫向上擴展了我們對這些斷裂深部構造環境的認識。

(3)4 km切片小震主要沿著邢臺—邯鄲斷裂和湯西斷裂以西的太行山高速異常區、長治斷裂東側高低異常過渡區分布,15 km深度切片小震叢集性好,主要分布在太行山隆起區高、低速變化梯級帶靠近高速區一側、磁縣附近高、低速異常變化區及磁縣—大名斷裂的西端;歷史5級以上強震多分布在地殼高、低速異常變化區。

(4)地殼和巖石圈厚度的劇烈變化、控制構造單元的深大斷裂發育及交匯、斷裂兩側速度的差異共同構成了磁縣歷史地震發生的深部孕震背景;縱向上速度異常反轉部位更有利于強震的發生。

致謝:感謝中國地震局地球物理研究所“國家數字測震臺網數據備份中心”為本研究提供地震波形數據。