邯郸市周边断裂带的活动特征分析

周俊杰 宋宏利 刘海新 张红芬 周龙泉

1)河北工程大学，邯郸 056038

2)河北省资源勘测重点实验室，邯郸 056038

3)中国地震台网中心，北京 100036

邯郸市周边断裂带的活动特征分析

周俊杰1，2)宋宏利1)刘海新1)张红芬1)周龙泉3)

1)河北工程大学，邯郸 056038

2)河北省资源勘测重点实验室，邯郸 056038

3)中国地震台网中心，北京 100036

断裂活动和地震活动具有互为因果的关系，而不同于一般做法，文中用地震的活动性来分析断裂带的活动特征。为了解邯郸市周边存在的断裂带的活动特征，基于邯郸市附近地震台网监测的地震数据，利用地震纵波速度和震源位置联合反演方法，得到了邯郸市周边主要断裂带上地震波速度及震中在空间和时间上的分布特征，确定了地下壳质的纵波速度结构特征。综合分析表明:邯郸市周边小震的活动主要由磁县断裂和林州-武安断裂引起，太行山山前断裂带南端(邯郸—磁县段)几乎没有活动;地震活动集中在6～10km的范围内;活动时间特征是，从开始的2条断裂带同时活动逐渐演变为以磁县断裂活动为主。

断裂带 地震分布 邯郸市 速度反演

0 引言

地震常发生在活动断裂上，大量震例表明，地震断层不仅是产生地震的根源，而且地震时沿断层廊带的破坏最为严重，人员伤亡也明显大于断层两侧的其他地区。近百年来，因地震造成的80%的财产损失、60%的人员伤亡发生在有活断层的城市中(李树德，2001;宋和平，2005;王斌，2008)。要减少各方面的损失，一方面要加强建筑物抗震设计并确保建筑质量，另一方面是应迅速查清城市地下隐伏活断层的分布、性质、活动时代等，为合理地进行城市规划和社会发展的科学决策提供依据。

据统计，约有95%的6级以上地震分布在新生代以来活动断裂(带)以及构造盆地、大型块体隆起和凹陷边界活动断裂带上，震级越大，这种关系越明显(李树德，2001;宋和平，2005)。地震发生在地壳深部，其孕育和发生与震源附近的地壳结构、物质组成和孕震构造等直接相关。依据断裂区内的地震台网资料，综合利用地震波速度成像和构造成像方法，揭示不同深度上的地壳精细结构、深浅构造特征及其与地震分布之间的关系(刘福田，1989;刘建华等，1989;Zhao，2002;郭飚等，2006;胡幸平等，2008)，能更加精确地预测该断裂构造的活动性。

邯郸市位于河北省的南部，周边存在近SN向的太行山断裂、近EW向的磁县断裂和永年断裂等一系列的断裂构造，为太行山次级块体和冀鲁次级块体的结合处，地震活动较为频繁。研究者认为，1830年6月12日磁县7.5级强震是近EW向的磁县断裂活动导致的。近年来的地震台网监测数据显示，在断裂附近发生了不同级别的中小地震。利用地震波纵波速度和震源位置联合反演方法，反演出不同地层的结构和震源参数，分析不同位置、不同深度上地震波速度和震源深度的变化，研究从空间和时间上断裂构造的活动性与地震分布之间的规律，从而得到地震震中分布随空间和时间的变化规律，预测邯郸市周边活动断裂构造的特征。

1 地震波速度和震源位置联合反演方法简介

为了更精准地确定小地震的位置和活动特征，我们采用了地震速度结构和震源位置联合反演方法(Aki et al.，1976;刘福田，1989;周龙泉等，2005，2006)，利用刘福田提出的正交投影算子，依据地震台网监测的地震事件，确定研究区的速度结构参数和震源参数。

反演中用到的是3个以上地震台站记录到震相且有震源参数(经度、纬度和深度)的地震事件，1992—2000年为1072个，2001—2007年为924个，这些地震均属于Ⅰ类精度。

所有地震波走时资料都取自河北省地震台网观测报告，考虑到全部地震射线对研究区的覆盖以及较大走时残差对反演的影响，从1996个地震事件共7898条射线中，进一步挑选出参与反演的P波观测数4825条，参与反演的走时与震中距关系如图1。

图1 参与反演的P波走时与震中距关系图Fig.1 The relationship between the seismic Pwave travel-time and the epicentral distance in the inversion.

综合多年来发表的该区及其邻近区域的地壳速度结构研究成果(Huang et al.，2002;张学民等，2006)，选定本区成像的一维参考速度模型如表1。

用网格方法对速度模型参数化，在平面方向上划分0.25°×0.25°的网格，垂直方向上划分如表1所示，在模型中速度结构用连续函数表示，网格内任意一点的速度用内插方式计算。

2 反演结果分析

2.1 解的分辨率分析

采用解的分辨矩阵的对角元素来说明反演结果的可靠性(图2)。

图2 不同深度分辨矩阵对角元素值等值线分布图Fig.2 The distinguishability of diagonal element isogram in different depths.

由图2可见，在0km深度上分辨矩阵对角元素值基本上在0.5左右，只有少数地区达到0.6以上，分辨效果一般;在5km深度上，磁县断裂附近分辨矩阵对角元素值基本在0.9以上，分辨效果非常好，在安阳和邯郸附近也能达到0.7左右，只有边缘地区分辨较差;在10km深度上，绝大多数地区的分辨矩阵对角元素值≥0.9，边缘地区值也能达到0.7左右;在15km深度上，分辨矩阵对角元素值分布与10km深度类似，基本上在0.9左右;在20km深度上，研究区的中东部分辨矩阵对角元素值在0.9左右，而在西部对角元素值在0.5左右;在33km深度上，只有中部地区分辨矩阵对角元素值能达到0.7左右，而其他区在0.3左右。

综合分析认为该地区的速度在5km、10km、15km和20km深度上具有非常好的分辨效果，在0km和33km深度上部分地区的分辨效果比较满意。

2.2 定位结果分析

图3是重新定位前(a)后(b)地震震中分布图。可以看出，重新定位后，地震分布更为集中。

图3 研究区定位前(a)、后(b)地震震中分布图Fig.3 The epicenter distribution of earthquakes before(a)and after(b)relocation in the study area.

3 地震震中空间分布特征

3.1 地震震中平面分布特征

研究区小震震中主要分布于太行山山前断裂带西侧(图3b)，东侧较少。而西侧的震中又呈2个带状分布:一是沿林州-武安断裂和太行山山前断裂之间的太行山隆起区，呈NE向展布，位于剖面线D—D'和F—F'之间，震中集中分布在林州-武安断裂带两侧;二是沿近EW向的磁县断裂分布，位于磁县断裂带两侧，且在这条带中，磁县断裂被太行山山前断裂分隔为东西两段，西段小震分布集中，而东段基本上没有小震。另外，太行山山前断裂带两侧小震分布非常少，其中沿邯郸-磁县断裂几乎没有小震分布，反映该段处于平静状态;在太行山山前断裂南段(磁县断裂之南)东侧有一些小震活动。

3.2 震源深度分布特征

地震震源深度统计结果见图4。研究区小震震源深度分布在0～40km之间，深度分布的峰值在10km左右，10km深度的地震占总数的18%，6～10km深度地震占总数的66%，4～22km深度地震占总数的93%。这些地震的震源深度分布表明，研究区的地震破裂集中在一定的优势层位，可以将2km和22km分别作为优势层位的震源深度上下界限。

3.3 主要断裂带上地震活动特征

为了分析主要断裂带上小地震活动的特征，沿其走向和垂直走向方向做了6条剖面 (图3b)。由于该区域断层倾角较大，所以只将垂直剖面两侧10km范围内的地震投影到剖面上，判定这些地震为断层活动引起的。A—A'、B—B'和C—C'近乎垂直于太行山山前断裂和林州-武安断裂的走向，与磁县断裂平行，且B—B'位于磁县断裂带上。D—D'、E—E'和F—F'平行于太行山山前断裂和林州-武安断层，与磁县断裂几乎垂直，其中D—D'位于林州-武安断裂上，F—F'位于太行山山前断裂带上。

图5为 A—A'、B—B'和 C—C'剖面线上速度分布图以及剖面两侧10km以内小震沿剖面的投影分布情况。分析认为太行山山前断裂显示为向东倾的正断层，林州-武安断裂为向西倾的正断层，认为这2个正断层是由太行山隆起造成的。小震主要分布在太行山隆起区，且小震震源深度较深，大部分集中在6～20km范围内，而太行山隆起区两侧小震分布少，震源深度较浅，深度集中在10km以内。沿磁县断裂(B—B'剖面)，小震主要分布在太行山山前断裂与林州-武安断裂之间，而且小震分布密集，这表明磁县断裂带西段依然处于活动状态，东段处于相对平静状态。

图4 1992年以来地震震源深度分布频次Fig.4 The frequency distribution of focal depths since 1992.

图5 A—A'、B—B'和C—C'剖面上地震波速度和震中分布Fig.5 Distribution of seismic wave velocity and the epicenter on A-A'，B-B'and C-C'sections.

图6 D—D'、E—E'和F—F'剖面地震波速度和震中分布Fig.6 Distribution of seismic wave velocity and the epicenter on D-D'，E-E'and F-F'sections.

图7 磁县断裂带上不同时间段小震垂直分布Fig.7 Distribution of small earthquakes at different times on the Cixian Fault zone in vertical direction.

图6为 D—D'、E—E'和 F—F'3条垂直断裂走向的剖面速度分布图以及剖面两侧10km以内小震分布情况。结果显示磁县断裂向南倾，且磁县断裂的南侧地壳厚度较北侧小，这与两侧的震源深度基本相符，据此推测太行山在磁县断裂的南侧隆起并不明显。在林州-武安断裂(D—D'剖面)上，小震分布非常密集，这表明该断裂带目前处于较活跃状态。沿太行山山前断裂带(F—F'剖面)，只有在磁县断裂带附近小震非常活跃，而根据这些小震分布特征以及磁县断裂的倾向认为，这些小震主要是由磁县断裂活动造成的，受太行山山前断裂的影响比较弱，表明太行山山前断裂的南端(邯郸—磁县段)目前并没有活动。

3.4 活动断裂上地震的时间分布特征

经过小震的平面分布特征和不同方向上的剖面分布特征分析认为，邯郸市周边的小震活动主要是由林州-武安断裂和磁县断裂的活动造成的，二者活动时间主要表现为2个阶段，2000年前和2000年后。在这2个时间段上，磁县断裂带和林州-武安断裂带附近小震垂直分布情况分别表示在图7和图8。

图8 林州-武安断裂带上不同时间段小震垂直分布Fig.8 Distribution of small earthquakes at different times on the Linzhou-Wu'an Fault zone in vertical direction a 1992—1999年;b 2000—2007年;c速度等值线分布

图7表明，在2000年以前磁县小震主要分布在磁县断裂与太行山山前断裂和林州-武安断裂的交界附近，而2000年以来小震主要分布在磁县断裂与太行山山前断裂以西，其交界附近基本没有地震活动。图8显示，2000年以前林州-武安断裂带上小震都很活跃，而2000年以来小震只集中在与磁县断裂带交界附近。

4 结论

(1)邯郸市周边的主要断裂为向东倾的太行山山前断裂、向西倾的林州-武安断裂和向南倾的磁县断裂，这是引起小震活动的主要断裂构造。

(2)邯郸市周边断裂带上的地震震中主要分布在太行山山前断裂带西侧的太行山隆起区，平原带地震较少，而太行山山前断裂西侧的小震震中又集中分布在林州-武安断裂带和磁县断裂带的两侧，表明邯郸市周边的地震活动主要受这2个断裂带的控制。

(3)地震的震源深度分布表明地震破裂集中在一定的优势层位，深度分布的峰值在10km左右，范围是6～10km，可以将2km和22km分别作为优势层位的震源深度上下界限。

(4)从小震活动情况看出，林州-武安断裂在研究的时间段内都比较活动，而磁县断裂2000年前的活动主要集中在与林州-武安断裂和太行山山前断裂交界部位，2000年后逐渐演化为以磁县断裂带的西段活动为主。

郭飚，刘启元，陈九辉，等.2006.中国境内天山地壳上地幔结构的地震层析成像［J］.地球物理学报，49(6):1693—1700.

GUO Biao，LIU Qi-yuan，CHEN Jiu-hui，et al.2006.Seismic tomography of the crustand uppermantle structure underneath the Chinese Tianshan［J］.Chinese JGeophys，49(6):1693—1700(in Chinese).

胡幸平，俞春泉，陶开，等.2008.利用P波初动资料求解汶川地震及其强余震震源机制解［J］.地球物理学报，51(6):1711—1718.

HU Xing-ping，YU Chun-quan，TAO Kai，etal.2008.Focalmechanism solutions ofWenchuan earthquake and its strong aftershocks obtained from initial Pwave polarity analysis［J］.Chinese JGeophys，51(6):1711—1718(in Chinese).

李树德.2001.试析地震与断裂的关系［J］.北京大学学报(自然科学版)，37(3):394—399.

LIShu-de.2001.A brief study on the relationships between earthquakes and active faults［J］.Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis，37(3):394—399(in Chinese).

刘福田，李强，吴华，等.1989.用于速度图像重建的层析成像法［J］.地球物理学报，32(1):46—61.

LIU Fu-tian，LIQiang，WU Hua，et al.1989.On the tomography inverse method used in velocity image reconstruction［J］.Chinese Journal of Geophysics，32(1):46—61(in Chinese).

刘建华，刘福田，吴华，等.1989.中国南北带地壳和上地幔的三维速度结构［J］.地球物理学报，32(2):143—151.

LIU Jian-hua，LIU Fu-tian，WU Hua，etal.1989.The three-dimensional velocity structure of the crust and uppermantle beneath the North-South Belt of China［J］.Chinese Journal of Geophysics，32(1):46—61.

宋和平.2005.论新疆深大断裂特征与地震的关系［J］.内陆地震，19(3):193—201.

SONG He-ping.2005.The relation between characteristics of deep and big faults and earthquakes in Xinjiang［J］.Inland Earthquake，19(3):193—201(in Chinese).

王斌，梁雪萍，周健.2008.江苏及其周边地区断裂活动性与地震关系的分析［J］.高原地震，20(1):38—43.

WANG Bin，LIANG Xue-ping，ZHOU Jian.2008.Analysis of relationship between faultactivity and earthquakes in Jian-gsu Province and its adjacent areas［J］.Plateau Earthquake Research，20(1):38—43(in Chinese).

张学民，刁桂苓，赵英萍，等.2006.华北地区深部地幔剪切波速度结构研究［J］.地球物理学报，49(6):1709—1719.

ZHANG Xue-min，DIAOGui-ling，ZHAOYing-ping，etal.2006.Study onmantle shearwave velocity structures in North China［J］.Chinese JGeophys，49(6):1709—1719(in Chinese).

周龙泉，刘福田，刘劲松，等.2005.利用τ-p波场反演法确定东沙群岛的地壳速度模型［J］.地球物理学进展，20(2):503—506.

ZHOU Long-quan，LIU Fu-tian，LIU Jin-song，etal.2005.Determination of the crustal velocitymodelof Dongsha Islands using the inversion ofτ-p wave field［J］.Progress in Geophysics，20(2):503—506(in Chinese).

周龙泉，刘福田，陈晓非.2006.三维介质中速度结构和界面的联合成像［J］.地球物理学报，49(4):1062—1067.

ZHOU Long-quan，LIU Fu-tian，CHEN Xiao-fei.2006.Simultaneous tomography of 3-D velocity structure and interface［J］.Chinese JGeophysics，49(4):1062—1067(in Chinese).

Aki K，Lee W H K.1976.Determination of three-dimensional velocity anomalies under array using P arrival times from local earthquakes(1):A homogeneous initialmodel［J］.JGeophys Res，81:4381—4399.

Huang J，Zhao D，Zheng S.2002.Lithosperic structure and its relationship to seismic and volcanic activity in southwest China［J］.JGeophys Res，107(B 10):10，1029/2000 JB000137.

Zhao D，Mishra O，Sanda R.2002.Influence of fluids and magma on earthquakes:Seismological evidence ［J］.Phys Earth Planet Interi，102:249—267.

THE ACTIVE CHARACTERISTICSOF FAULTS AROUND HANDAN CITY

ZHOU Jun-jie1，2)SONG Hong-li1)LIU Hai-xin1)ZHANG Hong-fen1)ZHOU Long-quan3)
1)Hebei University of Engineering，Handan 056038，China
2)Key Laboratory of Resource Survey and Research of Hebei Province，Handan 056038，China
3)China Earthquake Networks Center，Beijing 100036，China

Activity of fault zones can often lead to earthquake.On the contrary，earthquake can also help people to analyze and forecast the characteristics of faults.To know more about the characteristics of active faults around Handan，and serve better for the urban construction and planning，a joint inversion method，which is based on earthquake data from local seismic network in Handan，was employed in this paper to get the distribution characteristic of earthquake parameters in space and time on themain faults around Handan and determine the characteristics of P-wave velocity structure in the crustalmedium.Integrated analysis shows:The small earthquake activities around Handan are caused mainly by Cixian Fault and the Linzhou-Wu'an Fault;There is almost no activity on the southern end of Taihang Mountains piedmont fault zone(Cixian-Wu'an section);Earthquake activities are concentrated in a range of6～10km;Faultactivity gradually evolved from the faulting of the two faults simultaneously at the beginning to that the Cixian Faultwas dominant.

fault zone，earthquake distribution，Handan City，velocity inversion

P315.2

A

0253-4967(2012)01-0100-10

10.3969/j.issn.0253-4967.2012.01.010

2011-04-05收稿，2011-05-16改回。

国家自然科学基金(40872056)“大别山西段高压-超高压榴辉岩变质相平衡关系研究”项目资助。

周俊杰，男，1976年生，2000年毕业于中国地质大学(武汉)，2006年在河北工程大学获得硕士学位，讲师，主要从事地球物理探测和构造地质方面的教学与研究，电话:0310-8579542，E-mail:ansanzhou7684@163.com。