晋冀豫交界地区地壳三维速度结构与地震分布特征

刘巧霞,徐志萍,邱 勇,段永红,姜 磊,莘海亮,赵延娜,贾宇鹏,张 丹

(中国地震局地球物理勘探中心,河南 郑州 450002)

0 引言

晋冀豫交界地区位于华北坳陷区与山西隆起交接部位(图1)。该区构造活动强烈,断裂发育,主要以NE-SW向和NWW-SEE向为主,其中主要断裂有9条,分别是长治断裂、邢台—邯郸断裂、汤西断裂、汤东断裂、磁县—大名断裂、安阳南断裂、新乡—商丘断裂、盘谷寺—新乡断裂和林州断裂。新构造分区以太行山山前断裂带(邢台—邯郸断裂、汤西断裂)为界,西部的太行山隆起区基岩出露,海拔较高(1 200～2 000 m),东部的华北平原坳陷区主要分布着临清凹陷、汤阴地堑、内黄隆起、开封凹陷等一系列NE、EW向隆坳构造,隆起坳陷以断裂为界,相间展布。区内自有历史记载以来,曾发生过多次5级以上地震,最大震级为1830年磁县7.5级地震;现代地震也较为频繁,汤阴地堑和林县附近发生了多次4级以上地震,是研究太行山山前强震孕震环境的理想场所。

AA′:菏泽—长治人工地震剖面;BB′:诸城—宜川人工地震剖/重力剖面;CC′:汤阴地堑深反射剖面图1 研究区地震地质背景图Fig.1 Seismic geological background map of the study area

晋冀豫交界地区因其特殊的构造环境,备受地震和地质学者关注,并在地壳速度结构、磁县强震区深浅构造环境及发震机制等方面开展了许多有意义的研究工作。中国地震局地球物理勘探中心在该区域先后完成了两条人工地震测深剖面(图1中AA′、BB′剖面)、一条深反射剖面(图1中CC′剖面)和一条高精度重力剖面(图1中BB′剖面)等结构探测研究工作,以此为基础分析了该区地壳结构特征及其与地震分布的关系[1-8]。在研究磁县地震发震构造及地震活动性方面,基于小震重定位结果得到磁县历史强震发震断层为NWW向、高倾角左旋走滑断层[9],地壳P波三维速度结构揭示出在10～25 km深度上地壳速度存在明显的横向不均匀性[6]。以上研究结果虽然对晋冀豫交界地区地壳结构、深部孕震环境及磁县强震发震构造进行了讨论,但在使用的方法和资料等方面存在一定的客观局限性。一方面,人工地震、深反射和重力剖面虽然精度较高,但其给出的是局部地壳二维结构特征;另一方面,该区已有三维速度模型参数单一,仅有P波成果,缺乏具有较高横向分辨率的S波资料进行对比分析。近年来广泛使用的双差成像方法不仅可以同时反演P波、S波速度结构,同时可给出更为精准的地震震源参数位置[10],综合对比分析P波、S波三维速度结构及其与地震分布关系,有助于更好地理解研究区磁县历史地震及现今中、小震活动性及发震构造环境,为该区未来强震危险区判定提供依据。

1 资料和方法

本文收集了晋冀豫交界地区(35°～37°N,113°～115°E)数字化地震台网改造之后2008年10月—2018年6月近十年的地震观测报告,挑选出ML1.0以上且至少被4个以上地震台站记录到的地震事件共1 193个,用到的地震台站为90个(图2)。为了改善地壳速度结构的分辨率,我们在选取震相时涵盖了诸如Pg、Sg、Pn和Sn等初至波震相。此外,为了保证成像质量的可靠性和精度,我们首先根据P波和S波时-距曲线(图3)删除了部分有明显错误或到时拾取与趋势线偏差大于5 s的震相数据,去除了孤立地震,同时限制了震中距范围小于450 km,并且相邻地震事件间距小于10 km,最终用于双差成像反演的地震事件数为1 186个,参与反演计算的P波绝对到时数据16 868条,S波绝对到时数据17 605条,P波相对到时数据49 925条,S波相对到时数据52 328条。图4给出的是反演所用地震事件和台站的射线分布图,由图4可知,研究区范围(黑色方框内),地震覆盖较好,射线分布密度亦相对均匀,从而保证了双差成像质量和可靠性。

(因画图范围限制,此图中给出的是部分台站分布情况)F1:长治断裂;F2:邢台—邯郸断裂;F3:汤西断裂;F4:汤东断裂;F5:磁县—大名断裂;F6:安阳南断裂;F7:新乡—商丘断裂;F8:盘谷寺—新乡断裂;AA′:菏泽—长治人工地震剖面;BB′:诸城—宜川人工地震剖面;CC′:汤阴地堑深反射剖面:DD′、EE′:过磁县地震剖面图2 研究区范围断裂构造(红色虚线)、地震(彩色实心点)及台站分布(黑色三角形)图Fig.2 Distribution of faults (red dotted line),earthquakes (color solid point)and stations (black triangle)in the study are

图3 参与计算的P波、S波地震走时曲线及质量控制图Fig.3 The travel time curves and quality control chart of P-wave and S-wave

(图中黑框范围表示的是本文重点讨论解释的范围)图4 研究区范围地震(红色圆点)和台站(绿色三角形)间的射线路径(水平投影)分布图Fig.4 Distribution diagram of ray path (horizontal projection)between the earthquake (red dot)and the station (green triangle)in the study area

本文所采用的双差地震成像方法利用绝对到时以及更为准确的相对到时数据,可同时反演得到震源附近的三维速度结构、震源位置参数以及震源区之外的速度结构[11]。该方法使用的是伪弯曲射线追踪算法[12]进行射线追踪,并在球坐标系下根据震源位置参数以及地震事件和台站之间的速度模型计算出地震到台站的旅行时。与双差相对定位法[10]类似,在双差成像算法中也同时运用了残差加权和距离加权算法以保证参与反演计算的数据质量。反演中所使用的最小二乘法[13]以处理考虑光滑因子和阻尼因子两个正则化参数的正则化双差成像反演问题。

2 反演计算和模型分辨分析

本文反演采用的初始模型主要参考了穿过该区域的人工地震探测结果[1,4,6],给出了研究区一维P波速度模型及泊松比(表1)所示。研究区莫霍面深度在33～40 km间,整体表现为西深东浅的变化特征。双差层析成像方法采用的是三维网格节点的地球介质模型,通过反复实验,比较不同反演测试结果,最终将研究区域中节点间距水平向按0.25°×0.25°划分,垂直向节点分别放置在0.00、1.00、10.00、15.00、20.00、26以及30.00 km深度处。通过反演得到各网格节点的P波和S速度,同时通过反演得到更精确的速度模型修正震源参数。在层析成像反演中,网格点的值是通过反演计算得到,而网格点之间的速度值则是通过线性插值得到[11]。反演计算中阻尼和光滑因子的选择是通过在数据残差、模型方差以及模型光滑度之间的折中分析设定,本文利用L曲线法搜索最优参数值,最终阻尼因子和平滑因子分别确定为300和20。经过10次迭代计算,均方根残差从3.1611 s降到0.1952 s时趋于稳定,从而获得了研究区P波和S波三维速度结构模型以及震源位置参数。

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

为了检测不同反演网格间距对应的模型分辨能力,在进行三维反演计算前,我们分别以0.5°、0.3°、0.25°、0.1°为间隔进行了棋盘格测试[11,14]。对于P波和S波速度模型的每一个网格点,在三个方向分别给定5%正负交替的速度扰动值。计算理论旅行时采用的是和实际数据相同的射线分布。图5给出的是网格间距为0.25°,深度为0、4、10、15、20、26 km时所对应的水平切片检测板恢复结果。由图5可知,当深度为0 km时,由于射线覆盖稀疏,P波和S波三维速度结构模型不能被很好地分辨出。深度为4 km时,速度模型大部分区域分辨较差,但对于本文所选取的研究区域(黑框范围)的速度模型却能被很好地分辨。相对于浅部(0 km、4 km),深度在10～26 km范围内P波和S波速度模型分辨较好,模型空间的绝大部分范围都被很好地分辨。深度为26 km时,可能由于有大量Pn波的加入,分辨达到最好。因而,本文给出的不同深度检测板测试结果表明,在研究区范围内,0.25°间距的网格划分能很好地分辨4～26 km深度范围的P波和S波速度模型。

图5 不同深度上 vP和vS检测板恢复度以及不同深度上的震源分布(黑点)检测板测试Fig.5 Recovery degree of vP and vS on the checkerboard and test on the source distribution at different depths

3 反演结果及分析

3.1 重定位结果

与双差定位原理类似,双差层析成像过程中利用地震事件对的相对走时差数据以提高事件对之前的相对位置精度。重新定位后,满足双差成像条件的地震空间分布如图6所示。由图6可知,定位前后地震深度分布变化明显,定位前主要分布在6～10 km范围,而重定位后震源深度分布在4～18 km范围内,并且呈近似正态分布。与闫睿等[15]利用最小一维模型法获得的晋冀豫交界地区地震深度分布结果一致。通过对理论到时和观测到时残差的理论估计,震源位置的误差在EW、NS以及深度方向的平均误差分别为0.75 km、0.76 km和1.38 km。

图6 双差定位前后震源深度统计图Fig.6 Statistical figure of source depth before and after double difference position

3.2 三维速度结构

3.2.1 不同深度的水平切片速度结构特征分析

根据图5给出的检测板分辨测试结果,4 km深度在研究区35.5°N以南区域以及10～22 km深度研究区东南角延津以东、长垣以南区域分辨差,因此在绘图及讨论这些深度P波、S波速度结构时不对以上区域进行分析(图7中灰色网格区域)。

图7中上地壳4 km深度处P波、S波速度结果揭示:研究区内黄隆起区和基岩出露的太行山隆起区表现为高速异常特征,且这一特征在S波速度结构中亦有所显示;长治盆地内新生代沉积厚度达248 m,且盆地东侧的上升盘高出现代盆地425 m,因此在P波、S波速度结构中为低速异常特征;位于汤阴地堑北端的安阳沉降中心受安阳南断裂控制,在安阳附近形成了一个沉降带,在速度结构中同样出现大范围低速异常区,且该异常区向北扩展至磁县—大名断裂以北;研究区内太行山东界断裂邢台—邯郸断裂在P波、S波速度分布图中均位于高、低速变化梯级带上;小震主要沿着邢台—邯郸断裂和汤西断裂以西的太行山高速异常区、长治断裂东侧高低异常过渡区分布。

F1:长治断裂;F2:邢台—邯郸断裂;F3:汤西断裂;F4汤东断裂;F5磁县—大名断裂;F6:安阳南断裂;F7新乡—商丘断裂;F8盘谷寺—新乡断裂;F9 林州断裂图7 研究区范围不同深度的水平层析成像结果(黑色虚线代表已知断裂,白色虚线代表根据速度结构推断断裂,红色圆点代表小震,灰色圆点代表5级以上历史地震,15 km黑色方框是地震条带状展布示意)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波速度结构反映出:与4 km速度结构相比,在太行山隆起和内黄隆起区,P波、S波高速异常范围增加;P波速度图像中,长治盆地附近低速异常基本消失,表明长治盆地基底深度在10 km以浅,安阳沉降中心低速异常幅值及范围均有所减小;S波速度图像中,位于安阳以北的低速异常区范围明显减小,且该异常区位于安阳南断裂和磁县大名断裂之间;邢台—邯郸断裂、安阳南断裂在P波、S波速度图像中均有反映,位于高、低速变化梯级带上;汤西断裂在P波、S波图像中均有显示,位于两个速度异常区之间。

15 km深度P波速度分布图及小震投影结果显示在太行山隆起区整体表现为高速异常,但异常幅度局部差异明显:磁县附近的小震位于磁县—大名断裂和邢台—邯郸断裂交汇处,在速度结构上位于NS方向高、低速变化区;在太行山内部自南向北分布着一条NE向小震条带,且该条带总体上位于高、低速变化梯度带靠近高速区一侧。S波速度分布及小震投影结果显示:在太行山隆起区整体表现为高速异常特征,且高速异常范围由浅至深逐渐增加,表明太行山隆起下方地壳物质较为坚硬,该深度上地震主要分布在林州断裂以东、邢台—邯郸断裂和汤西断裂以西区域;内黄隆起区内浚县附近高速异常特征依然存在;磁县小震呈团状分布在高、低速异常梯级带附近。此外,根据中国历史地震目录及前人研究成果,研究区内5级以上地震多发生在10～20 km深度范围内。在研究5级以上地震发震背景时,我们将研究区内5级以上历史地震投影到了15 km深度处P波、S波速度分布图上,可以看出:研究区内5级以上历史地震主要分布在高、低速度变化梯级带上或深大断裂附近,如1830年磁县7.5级地震就发生在磁县—大名断裂上。同时,与4 km、10 km相比,15 km深度P波、S波速度异常在安阳南断裂和磁县大名断裂所围陷的范围内出现反转,由低速异常转换成高速异常。

20 km P波高速异常区位于研究区安阳南断裂和磁县—大名断裂围陷区域和长治东南部,其余地区多为低速异常区,表明在中、下地壳S波速度分布以高速异常为主,仅在太行山隆起区北部和辉县附近有低速异常分布。

26 km深度P波速度在研究区北部以高速异常为主,南部以低速异常为主;S波在林州西部出现明显的高速异常;太行山东南缘断裂交汇处出现一明显的低速异常,且速度较低。分析认为:(1)根据检测板测试结果,该深度的分辨较好,该低速异常具有一定可信度;(2)人工地震探测结果[4]表明该区域地壳速度偏低,且存在莫霍面的上隆;(3)重力小波多尺度分析4阶细节显示该区域为低重力异常区[16];(4)莫霍面上隆、深大断裂交汇,地幔物质上涌引起下地壳物质部分熔融是引起该区域低速、低密度异常的主要原因。

综上所述,P波、S波速度分布特征与区域构造活动关系密切,研究区内控制构造分区的边界性断裂多位于高、低速变化梯级带上,如邢台—邯郸断裂、安阳南断裂、磁县—大名断裂。历史上5级以上强震也多分布在高、低速异常边界。

3.2.2 典型垂直剖面速度结构特征分析

为进一步分析地壳速度结构在深度方向的变化特征及其与地震分布之间的关系,我们给出了三条速度结构剖面(图8),位置如图2中AA′、BB′和CC′所示。

AA′剖面整体走向为NW-SE向,与穿过研究区菏泽—长治人工地震测深剖面位置重合。自地表至下地壳26 km,P波速度变化范围在3.1～6.5 km/s,与人工地震结果基本一致[6]。该剖面自西向东跨过了长治盆地、太行山隆起、汤阴凹陷和内黄隆起四个构造单元。10 km以浅表现出明显的西低东高的速度异常特征。在上地壳浅部,受本次反演结果分辨率及汤阴凹陷规模的限制,在汤阴凹陷下方P波、S波均未有明显变化[图8(a)中100～150 km]。在10 km以深剖面西侧太行山下方速度高于汤阴凹陷及其以东地区。在15 km左右及20 km以深,P波速度结构剖面200～220 km和210～234 km范围有两个明显低速异常。在相同位置的人工地震剖面上[17],低速异常出现在20 km以深区域,且低速层一直向SE延伸至东明凹陷下方,并推测是上地幔物质向壳内迁移,导致中下地壳部分物质熔融引起的。

图8 人工地震结果、P波、S波速度分布剖面(图中圆点代表地震震源分布)Fig.8 Artificial seismic results and velocity distribution profiles of P-wave and S-wave (The red dots represent earthquake source)

BB′剖面整体走向为EW向,与诸城—宜川人工地震测深剖面重合,自西向东跨过了太行山隆起、汤阴凹陷和内黄隆起三个构造单元。速度剖面显示,在剖面两侧的长治盆地和安阳沉降中心沉积基底较深[图8(b)],剖面中部的基底较浅,与人工地震结果较为一致。在剖面深部P波、S波速度结构均表现为中间低、两侧高的速度特征。低速区位于太行山隆起区内林州断裂以东和汤西断裂以西区域,该低速异常区域与人工地震探测结果显示的低速体范围基本一致[1],但深度略浅,可能由于人工地震在反演时以剖面最高点作为0 km参考面引起的。该低速异常区可能与华北克拉通破坏,上地幔物质向壳内迁移,导致中下地壳部分物质熔融引起的。该剖面中,地震分布在太行山隆起区下方高速体内。

CC′剖面穿过了汤阴凹陷,与过该区深反射剖面重合[2]。P波、S波速度结构反映汤阴凹陷最深处达8 km左右[图8(c)]。同时结合已有地质资料,汤阴凹陷第三系、第四系深度达5 km,认为汤阴凹陷基底深度在5～8 km之间。P波速度结构显示在剖面30～50 km距离处22 km深度即汤东断裂下方有一低速层分布,与刘保金等[2]深反射剖面解释的莫霍面上隆的特征基本吻合,且与人工地震剖面上安阳下方低速体位置基本一致,表明该低速体的存在是可靠的,这可能是由于上地幔物质向壳内迁移,导致中下地壳部分物质熔融引起的。S波速度结构在地壳10 km以深整体表现为西高东低的特征,以汤东断裂为界,地壳西侧速度略高于东侧,但差异较小。

3.2.3 磁县历史地震构造背景分析

根据本次反演结果,位于本文研究区内震级最大的地震即1830年磁县7.5级地震区在三维速度结构中位于高、低速变化梯级带上(图8),且随着深度的增加,在15 km以深磁县地震两侧速度出现反转,由浅部的西高东低转换为深部的东高西低;该结果与张小涛等[6]一致,且分辨率更高(横向0.25°×0.25°),反映出了更加精细的地壳速度结构特征:长治盆地在4 km深度表现出低速异常特征,太行山隆起区内部速度结构表现出更多的差异性。为进一步分析磁县历史地震深部构造背景,我们过磁县地震切了2条速度剖面DD′、EE′,其位置如图2所示。从NW-SE向与磁县—大名断裂走向重合的地震速度结构剖面DD′ [图9(a)]可以看出:近年来的小震主要分布在磁县—大名断裂西段9～18 km深度上;根据江娃利等[18]研究,1830年磁县7.5级地震的震源深度大约为15 km,在速度剖面上位于浅部低速结构底部和深部高速结构顶部交汇区域,且地震附近有深大断裂(邢台—邯郸断裂和磁县大名断裂)分布;该剖面磁县地震附近(15 km左右)地壳速度较两侧同深度层偏低,但幅值差异不大,与李松林等[1]结果一致。过磁县7.5级地震震中,近似垂直于磁县—大名断裂的EE′剖面速度结构[图9(b)]显示:过该剖面小震集中分布在磁县—大名断裂下方9～15 km深度范围内,沿着断裂展布,在P波速度结构中,位于低速异常下凹和高速异常上隆部位之间。此外,人工地震探测结果[1-2]表明,在太行山重力梯度带附近,地壳厚度亦表现为梯级带特征,自西向东减薄。同时岩石圈厚度出现了约30 km的突变,且岩石圈地幔和下地壳介质P波速度在太行山重力梯度带两侧存在明显差异,东侧速度较西侧低。综上所述,认为地壳和岩石圈厚度的剧烈变化、控制构造单元的深大断裂发育及交汇、断裂两侧速度的差异共同构成了磁县历史地震发生的深部孕震背景。

3.2.4 研究区主要断裂构造特征分析

受反演结果分辨率、断裂规模及其两侧速度结构差异的影响,本次反演获得的P波、S波速度结构仅在部分断裂的特殊部位有明显的速度结果差异,如速度变化梯级带、速度异常等值线的弯曲和两个速度异常区的分界等。为进一步探讨研究区深大断裂的空间分布特征及其与地震的关系,我们结合已有的地质、地球物理资料对部分断裂进行分析认为:

(1)长治断裂(F1)

长治断裂是晋获断裂带南段的重要组成部分,位于晋东南的太行山区,走向NNE,该断裂西侧是长治盆地,东侧是太行山隆起,是控制区域构造分区的一条边界断裂。根据方盛明等[16]给出的华北地区布格重力异常多尺度分解结果,长治断裂两侧重力异常场无明显差异;同时,过长治断裂的人工地震探测结果[1,8]表明:长治断裂两侧仅在上地壳浅部5 km以内存在一定的速度差异,西侧的长治盆地为低速异常区;根据本文反演结果推测长治断裂中南段(图7白色虚线)在4 km深度处速度结构表现为西低东高的分布特征,在P波速度结构中尤为明显,随着深度的增加,长治断裂两侧在不同深度P波速度结构中并无明显差异。该结论与已有的重力、人工地震剖面一致。虽然长治断裂不同部位在某些深度(15 km、20 km)S波速度结构中表现为不同速度异常的分界,但其由浅至深的连续性较差。根据图7～9给出的长治断裂附近小震分布可以结果看出,小震多位于长治断裂东侧太行山隆起内,且分布在长治断裂的中段和北段。

(图中红色圆点代表地震震源分布,黄色五角星代表磁县地震)图9 磁县地震区速度剖面图Fig.9 The velocity profile of Cixian earthquake area

(2)邢台—邯郸断裂(F2)

邢台—邯郸断裂位于太行山东南缘,是太行山隆起区和华北平原断陷区的分界断裂,走向NNE。邢台—邯郸断裂在布格重力异常场1～3阶小波细节中均有反映,表现为高、低速重力异常变化梯级带特征[19],下延深度在20 km以上;在人工地震剖面[1]中断裂带两侧速度结构表现为西高东低的特征,且在断裂带下方有低速层分布。根据本次反演结果在邢台—邯郸断裂南段表现为高、低速变化梯级带或两个速度异常变化梯级带特征,下延深度达20 km(图7白色虚线)。P波速度结构显示[图7、图8(b)、图9(a)],邢台—邯郸断裂在15 km以浅两侧速度结构表现为西高东低的特征,15 km以深速度结构出现反转,表现为西低东高的特征。小震投影结果(图7)显示,沿着邢台—邯郸断裂小震较少,多位于该断裂带北段,且分布较为零散。

(3)磁县—大名断裂(F5)

磁县—大名断裂走向NWW,其中段是内黄隆起和临清凹陷的分界断裂,向东南方向过朝城镇断断续续与马陵断裂相接,向西断续延伸至涉县盆地。磁县—大名断裂仅磁县以东部位在布格重力异常场1～3阶小波细节中有所反映[19],下延深度在20 km以上,表现为不同重力异常等值线走向的分界线。该断裂以北为NE-SE向重力异常圈闭,以南为近EW向低重力异常圈闭。P波、S波速度结构中磁县—大名断裂由浅至深均有反映,在4 km、6 km深度磁县—大名断裂仅中段和东段表现为高、低速异常分界,西段(磁县以西)并未有明显的速度差异;15 km深度磁县—大名断裂中段南侧速度异常出现反转,由低速异常转换为高速异常;20 km、26 km深度该断裂西段南北两侧速度结构开始出现明显差异,表现为南低北高的特征。根据小震投影结果[图7、图9(a)]磁县—大名西段最为活跃,沿断裂形成两个团状小震集中分布区,分别位于断裂的西段和磁县附近。磁县7.5级历史地震就位于该断裂西段磁县附近,震源深度15 km刚好位于断裂南北两侧速度转换部位。

(4)安阳南断裂(F6)

安阳南断裂西起安阳,东至内黄,走向NWW。该断裂仅在布格重力异常场1～2阶小波细节中有所反映,断裂深度在13～15 km,安阳南断裂在汤阴地堑以北表现为两个低重力异常圈闭的梯级带,在内黄隆起内表现为局部高、低重力异常梯级带。安阳南断裂在4 km、10 km、20 km深度P波、S波速度结构中表现为高、低速异常梯级带特征,且断裂两侧P波速度结构在15 km左右出现反转[图7、图9(b)],由南高北低转换为南低北高。同时,位于安阳南断裂南侧的人工地震剖面(文献[1])显示,在汤阴地堑、内黄隆起区下方15～22 km有低速层分布,因此,分析认为平面P波速度结构在15 km深度出现反转可能与断裂带以南地区低速层的分布有关,且该低速层的北侧受安阳南断裂的控制。

(5)林州断裂(F9)

林州断裂位于太行山隆起区内,走向NNE,是林州盆地的西部边界断裂。在布格重力异常场中无明显反映[16]。本次反演得到的P波速度结构在林州断裂以东15～20 km有一低速体分布,这一特征与人工地震剖面[8]林州断裂东侧出现的低速体位置基本吻合。小震投影结果(图7)表明地震基本沿林州断裂展布,且位于断裂以东。

综上所述,本次反演结果得到的断裂带速度分布特征尤其是P波速度分布特征与跨断裂人工地震剖面结果具有较好的一致性,多表现为高、低速度变化梯级带特征。汤西、汤东断裂和盘谷寺—新乡断裂虽然为太行山山前断裂带的一部分,且属于深大断裂[19],但受本次反演精度和分辨的局限性,未在速度结构中有明显反映,未来有望通过反演资料和算法的完善与改进,提高成像质量的精准性以达到分辨这些深大断裂的效果。

4 结论和讨论

本文利用冀豫交界地区2008年10月—2018年6月ML1.0以上至少被4个以上地震台站记录到的1 186个地震事件,采用双差层析成像方法,得到了该区0～26 km深度范围内地壳三维P波、S波速度结构。结合地震精定位结果,对研究区内速度分布特征及其与地震的关系进行了探讨,对磁县历史地震深部孕震环境及深大断裂速度结构特征进行了分析,并得到如下结论:

(1)研究区内太行山隆起和内黄隆起的P波、S波具有高速异常特征,长治盆地和安阳沉降中心在P波、S波速度结构中表现出低速异常特征。

(2)研究区内长治断裂、邢台—邯郸断裂、磁县—大名断裂、安阳南断裂、林州断裂等在P波、S波速度分布图中多位于高、低速变化梯级带上,且速度分布特征与跨断裂人工地震剖面具有较好的一致性,在横向上扩展了我们对这些断裂深部构造环境的认识。

(3)4 km切片小震主要沿着邢台—邯郸断裂和汤西断裂以西的太行山高速异常区、长治断裂东侧高低异常过渡区分布,15 km深度切片小震丛集性好,主要分布在太行山隆起区高、低速变化梯级带靠近高速区一侧、磁县附近高、低速异常变化区及磁县—大名断裂的西端;历史5级以上强震多分布在地壳高、低速异常变化区。

(4)地壳和岩石圈厚度的剧烈变化、控制构造单元的深大断裂发育及交汇、断裂两侧速度的差异共同构成了磁县历史地震发生的深部孕震背景;纵向上速度异常反转部位更有利于强震的发生。

致谢:感谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”为本研究提供地震波形数据。