宜川—泰安剖面的密度结构、构造特征和地震活动

罗翔飞 李忠良 李勇江 王泽源 姬计法 何 辛 于 博

(中国地震局地球物理勘探中心,郑州 450002)

0 引言

华北地区是中国地震活动频繁的地区之一,该区地质构造复杂、断裂发育(马杏桓等,1989; 邓起东等,2007; 王椿镛等,2016),历史上曾发生1303年山西洪洞8级、1556年陕西华县8级、1679年河北三河-平谷8级和1668年山东郯城8.5级等灾难性大地震,1966年邢台7.2级地震和1976年唐山7.8级地震更是不堪回首。近年来,中等强度地震活动增多,引发人们对该区未来地震形势的担忧。1966年邢台7.2级地震以来,研究人员在震源机制、介质结构、岩石圈结构、地幔动力学过程和地震预测等方面对该区进行了大量研究(徐杰等,2001; 徐义刚,2006; 张学民等,2006,2012; 吴福元等,2008; 朱守彪等,2010; 李松林等,2011),并使用了电磁、地热、重磁和地震反射等地球物理探测方法,获得了许多有价值的成果(冯锐等,1986; 方剑等,1999; 申重阳等,2003; 嘉世旭等,2005; 杨宝俊等,2005; 唐新功等,2008; 陈石等,2011; 吴晶等,2011)。但上述不同方法的结果往往存在差异,且其中对地壳结构的细化研究不多,尤其是与密度结构相关的研究偏少。地震的孕育、发展、发生伴随着地壳密度结构的变化,掌握华北地区的地壳密度结构和地壳厚度分布对认识该区中强地震的孕育及预测具有重要意义。

为研究华北地区地壳结构,中国地震局地球物理勘探中心于2008年完成了一条宜川—诸城的EW向宽角反射/折射地震探测剖面(DSS),获得了沿线的地壳速度结构。为深入研究该区的地壳密度结构,在国家自然基金的资助下,于2013年完成了自宜川至泰安且与该DSS探测剖面完全重合的高精度重力勘探测线。本文以此数据为依据,结合区域已有的地质构造、深部探测成果和沿线7级以上历史地震资料(包括1695年山西临汾7级地震、1303年山西洪洞8级地震、1830年河北磁县7.5级地震。历史地震资料中无震中位置,在研究分析中按统计平均值15km作为3次地震的震源深度),分析该区的密度结构、构造特征、地震活动和动力学等问题,对地震孕育、发生和发展的深部介质和构造环境进行探讨,并为地震预防提供基础资料。

1 研究区地质构造背景

华北地区(图1)东邻渤海,南邻秦岭大别山造山带,北邻近EW向的阴山、燕山褶皱带,西部跨越山西断陷带与鄂尔多斯断块相接,中部为大陆内部的大型呈菱形的裂谷盆地,也是最古老的大陆地壳(马杏桓等,1989)。其现代构造运动十分活跃,断层活动性强,是典型的断块构造系统(张文佑,1980; 张文佑等,1983),按地壳结构特点可分为3块:西部的鄂尔多斯盆地基底结构完整、地壳结构简单,中部隆起的燕山、阴山和太行山地区地壳中下部有轻微逆转,东部裂陷盆地基底下陷、破碎,地壳结构复杂,具有低速特征,地壳厚度减小,横向结构差异明显。根据深地震测深结果(段永红等,2002)可知,华北地区地质构造十分复杂,壳内低速层发育,整个区域由一系列NNE向、部分NWW向的张性形变断裂组成(张文佑,1980)。中生代以来,受构造运动的多次影响和古太平洋的扩张分解及库拉板块的推挤作用(马杏垣等,1989),古老的刚性华北板块被断陷、分割,形成一系列断裂、隆起带,构成了华北区域现今地质构造的基本格局。

图1 剖面位置和研究区地质构造图(据邓起东等(2007)修改)

2 剖面数据采集处理和重力异常分布特征

2.1 数据采集和处理

宜川—泰安重力剖面近EW向横穿华北中东部,自西向东穿越了鄂尔多斯断块(吕梁山隆起)、山西断陷带(临汾盆地、山西隆起)、太行山断块(太行山隆起)、华北平原断块(华北断陷盆地、鲁西隆起)等不同地质单元。全长约620km,共有363个测点(包括14个控制点),点距一般为2.5km,跨太行山重力梯级带及其两侧的观测点距为1.0km。根据国家地震局颁布的《地震重力测量规范》,以沿线14个中国地震重力监测网观测点为重力联测控制点,用2台CG-5型重力仪双程往返观测,并于当天闭合测量,共获取了363个测点的观测值。对观测值进行仪器漂移、潮汐、格值改正后,用LGADJ程序进行经典平差计算,平差后的联测精度为50×10-8m/s2,满足《区域重力调查规范》(DZ/T 0082-2006)规定的精度(0.3×10-5m/s2),并得到各测点的实测重力值。解算GNSS各测点的坐标(经度、纬度、高程),计算各测点的误差(平面精度优于0.2m,高程精度优于0.3m),按《区域重力调查规范》(DZ/T 0082-2006)和《大比例尺重力勘查规范》(DZ/T 0171-1997)对重力值进行各项改正,得到各测点的布格重力异常。由于研究剖面横跨太行山,地形起伏大,不能忽视地形影响。为得到正确的解释和反演结果,将起伏观测面上的异常转化为平面上的异常(曲化平)。本文采用多次迭代逼近泰勒级数法进行曲化平处理(刘金兰等,2007),对重力数据的曲面位场进行延拓校正。该方法将任意高度的重力异常用泰勒公式展开为某高度上的异常函数及其k阶空间导数,由位场异常的频谱性质,通过二维傅里叶变换方法求任意高度位场异常的k阶垂向导数,并通过公式变换构造出迭代形式,依照以上过程依次进行迭代,当第n-1、n次的迭代结果满足给定的误差条件后,则迭代终止。异常曲化平后的结果见图2,在下文中均使用此结果对剖面分布模型开展分析。

图2 剖面的布格重力异常、GNSS高程值与断裂位置的关系

2.2 重力异常分布特征

由图2可知,自由空间异常与高程的相关性较好,可作为补偿深度为零的均衡异常(孟令顺,1983),重力异常数值东高西低,变化范围为-(161.7～5.5)×10-5m/s2。根据重力异常幅差变化可分为3段:第1段为宜川—临汾—安泽段,重力异常幅度为-(161.7～72.6)×10-5m/s2,呈低背景逐渐平缓上升趋势,地形较为陡峭,高差起伏较大,重力异常与相应位置的高程呈现“同步型”变化特点。该段分布罗云山断裂、霍山山前断裂、晋获断裂。在罗云山断裂、霍山山前断裂,布格异常存在明显“凹陷”,推测这与临汾盆地的上地壳存在与围岩有密度差的低密度构造,出现密度“亏损”有关。第2段为长治—太行山—林县段,重力异常幅度为-(107.2～39.6)×10-5m/s2,呈自低背景转为高背景并逐渐上升的趋势,重力异常与相应位置的高程由“同步型”变化转为“镜像型”,异常突然下降,后又出现上升,这个趋势变化一方面反映了此处存在太行山山前断裂(徐杰等,2000),另一方面也反映出莫霍面的起伏。根据区域地质资料可知,太行山断裂带是活动断裂带和地震构造带(李绍炳等,1984; 高占武等,2014),也是区域地质构造和地球物理场中的一条重要边界(周国藩等,1985),同时还是地形地貌分区的界线。该段分布林县断裂、汤东断裂。第3段为安阳—南乐—泰安段,异常幅度为-(74.8～5.5)×10-5m/s2,地形平缓,呈高背景上升趋势,重力异常与相应位置的高程呈现“镜像型”关系,在高背景下分布许多局部异常和规模较小的梯度带,可能与内部的次级凹陷、隆起有关。该段分布长垣断裂、聊城-兰考断裂。

分析重力异常可知,低背景和高背景异常是地壳厚薄的反映,沿线重力异常梯度的位置均有断裂分布,布格重力异常变化可能受控于断裂的发育。

3 剖面密度分布模型及其分析

地壳物质的不均匀分布引起了布格重力异常。对布格重力数据进行剩余密度相关成像法处理(不作任何先验信息约束的重力反演),获得了地下密度分布的初始模型(郭良辉等,2009)。再结合已有的人工地震结果和地质、地球物理信息进行重力反演,获得了沿线的地壳密度结构分布特征。

3.1 剩余密度相关成像

剩余密度相关成像方法将地下空间分成二维平均网格,计算每个网格节点单位的实测异常(扣除了重力场的背景信息)和剩余物性差所产生的异常在一定窗口范围内的归一化互相关系数,从而突出地壳结构的非均匀性,可反映沿线物质的密度分布差异。相关系数的大小表示质量盈余和亏损的程度。利用重力多参量数据相关成像系统(GravCI3D)(郭良辉等,2009)获得剖面异常分离的相关成像结果(图3),其表达式为

(1)

图3 宜川—泰安剖面剩余密度相关成像

其中,N为剖面测点总数,(xi,yi,zi)为剖面第i个观测点的坐标,Δg(xi,yi,zi)为该测点的实测重力异常。式中,

(2)

(xq,yq,zq)为测区下任意点的坐标,Bq(xi,yi,zi)为第q个点质量的基函数。根据施瓦茨(Schwarz)不等式可知:

(3)

因此,式(1)的相关系数Cq的范围为-1≤Cq≤1。

当Cq为负值时,该点存在质量亏损; 若Cq为正值,则该点质量盈余。Cq值越接近于-1,该点质量亏损越大;Cq值越接近于1,该点质量盈余越大。零值表示既不盈余也不亏损。

图3 清晰地展示了剖面地下介质的分段特征(横向)和纵向构造差异,从西向东,中、下地壳的相关系数变化较大,隆起和盆地区域的相关系数明显不同。通过相关系数的大小可推测剖面地壳密度扰动盈余的程度,除在约20km以浅处存在物质亏损(负值)外,其他区域呈盈余状态(正值),越向深处盈余越多。从上到下相关系数逐渐增大,说明密度盈余程度也逐渐增加,即隆起区域的盈余比盆地更多,该现象在太行山隆起处尤为明显。根据区域资料可知,相关系数变化与内部收缩、挤压和褶皱运动有关,收缩、挤压和褶皱运动除导致隆起升高、地壳增厚外,还将使地壳内部的密度增大,出现质量盈余。盆地则相反,一是盆地内部较厚的新生代沉积使得地壳的平均密度小于周围密度; 二是断裂不断仰冲,盆地块体的沉积加厚,插入较深的地幔,从而出现质量亏损。按均衡理论,受均衡调整力的作用,太行山隆起地壳的下降使山根增厚,构造力大于均衡调整力,故太行山区至今不断上升; 盆地则与之相反。

从图3还可看出,在断裂带附近存在局部密度差,说明密度异常体与断裂带有关,剩余密度体的发育可能受断裂控制。

3.2 地壳密度分层结构

从人工地震探测剖面(DSS)(李松林等,2011)二维地壳速度结构模型和剩余密度相关成像结果可以看出,地壳密度结构具有纵向分层、横向分块的特征。以人工地震速度剖面为约束,采用速度和密度的换算公式(冯锐等,1986)得到各区域的地壳初始密度(表1)。

表1 剖面地壳密度的初始模型

冯锐等(1986)通过对华北地区人工地震资料的研究,得出该区的密度-波速关系式:

ρ=2.78+0.27(VP-6.0) (VP<5.5)

ρ=2.78+0.56(VP-6.0) (5.5≤VP≤6.0)

ρ=3.07+0.29(VP-7.0) (6.0

ρ=3.22+0.20(VP-7.5) (7.5≤VP≤8.5)

(4)

其中,密度(ρ)的单位为g/cm3,速度(VP)的单位为km/s。

根据上述成果,采用人机交互选择法构建重力二维密度(多边形棱柱体)初始模型,在此基础上,使用中国地质大学(北京)开发的MASK软件,通过正、反演拟合对结果进行修正或调整,获得如图4所示的剖面密度结构,剖面的拟合误差为0.66×10-5m/s2。

图4 宜川—泰安剖面的密度结构

由图4可知,剖面地壳密度分布具有明显的不均匀性,密度呈现分段性,密度结构从上到下总体可分为4层:G为沉积层底界面,密度为1.60～2.40g/cm3,埋深为0～3.5km; C1为上地壳底界面,密度为2.78～2.84g/cm3,在太行山隆起区密度有所增大,达2.87g/cm3,临汾盆地存在深约18km的明显低密度体,密度为2.6～2.81g/cm3,低于东、西两侧的密度(2.84g/cm3),这在图3密度相关成像中也有明显反映,是造成临汾盆地出现重力负异常的主要原因,底面埋深12～20km,整体趋势自西向东逐渐抬升; C2为中地壳底界面,密度为2.90g/cm3,在太行山断块东侧和华北断陷盆地有低密度体分布,密度为2.86g/cm3,这些低密度体呈扁平状,厚3～6km,互相之间不太连续,底面埋深23～27km,自西向东与上地壳底界面同步逐渐抬升; M为下地壳底界面(莫霍面),密度为2.93～3.01g/cm3,地壳内有低密度体,密度为2.91g/cm3,分布、形态和中地壳相似,底面埋深38～42km,总体趋势和中地壳基本同步,但在临汾盆地和华北断陷盆地附近莫霍面上隆,在吕梁山、太行山隆起地区莫霍面出现下凹,地壳增厚,均衡地壳厚度小于实际地壳厚度,二者的差异约为2km(秦建增等,2017)。莫霍面以深的介质密度为3.3g/cm3。

对密度分布模型进行分析还可以得出以下结论:

(1)剖面密度在横向和纵向上有明显的不均匀性,深度越大则密度差越小。

(2)密度分布与构造有一定关系(图3,4),不同构造块体的密度差异明显,临汾盆地表现为低密度体,太行山表现为高密度体。低密度体可能与沉积新生代物质有关,高密度体可能与收缩、挤压与褶皱运动有关,还可能是拆沉后残留的难熔、高密度的太古代大陆板块岩石圈的残留体。

(3)太行山隆起东侧和华北断陷盆地中地壳存在明显的低密度异常体,可能是在地幔隆起过程中,深部塑性较强的物质或深部岩浆沿断裂流动上涌并发生软化,产生热侵蚀作用,热侵蚀可能是地壳内低密度体形成的原因。这一低密度体两侧介质的物理性质差异较大,历史上的强震正是发生在这一区域,被称为“易震层”。

(4)图4还表明,布格重力异常趋势主要反映地壳厚度的变化趋势,自西向东地壳厚度逐渐减薄,鄂尔多斯断块和山西断陷带附近的地壳厚度约为38～42km,华北平原断块的厚度约为36～40km,太行山断块的厚度介于两者之间,同时该区也是地壳厚度陡变带,变化幅值达6～8km。临汾盆地和华北断陷盆地的莫霍面上隆,由于大量新生代物质在裂陷区沉积,致使裂陷区的密度较低,力学性质较弱,在一定的剪切应力作用下,壳内的低密度介质发生剪切运动和膨胀作用,导致隆起地块的地壳比盆地厚,同时也使地壳内部的密度增大。

(5)密度异常体与断裂带有关,在断裂带附近存在局部密度差,密度体的发育可能受断裂的控制。在断裂带下方密度不均匀处,应力容易集中在低密度一侧,这种构造环境可能是发生地震的原因之一。

4 讨论和结论

4.1 地壳结构的分段特征和地震活动的关系

研究区的地壳结构复杂,纵、横向不均匀显著。朱守彪等(2010)认为华北克拉通在岩石圈减薄的过程中,地壳、地幔发生大规模能量和物质交换,岩浆对地壳的底侵作用使得地壳物质发生改造、重熔和混合,形成很不均匀的地壳。很多学者对该区的孕震机制进行了研究:曾融生等(1991)认为华北地区出现莫霍面断裂,热物质沿断裂从上地幔处上升到地壳中,并在地壳内产生附加张应力,从而在地壳中部诱发地震; 梅世蓉(1995)提出“高速异常体孕震模式”,认为应变能集中的重要条件是地壳内有高速异常体,地震发生在低速软弱层的上部,即在相邻的低速与高速异常体陡变带中偏向高速异常体一侧更易发生地震; 张培震等(2003)认为块体间的差异运动是中国大地震发生和孕育的主要因素,中国近90%的7级以上和8级大地震都发生在活动块体边界上; Brace等(1966)认为板块边界(或先存断层)的突然滑动是构造地震发生的控制因素。从以上研究可以看出,莫霍面断裂处或块体边界,又或低速、高导软弱层均为地壳的薄弱地带,即我们常说的“脆弱带”。下文将根据前人的研究成果和本文的工作,结合区域构造资料,分别对鄂尔多斯地块、山西断陷带、太行山断块、华北平原断块地壳结构特征和地震活动进行分析。

鄂尔多斯断块:鄂尔多斯块体周缘被断陷地带所围限,形成于晚太古宙—早元古宙(邓起东等,1985),受印度板块与欧亚板块碰撞作用力的影响,其地壳和岩石圈经历了中生代地台“活化”和“改造”。因太行山断块的阻挡,太平洋俯冲板块未到达鄂尔多斯断块,鄂尔多斯断块受到的影响较小,块体内部相对稳定,地壳结构简单、基底完整。该区地震活动水平低。

山西断陷带:受青藏高原隆升和印欧陆-陆碰撞及太平洋板块俯冲的间接影响(张培震等,2003; 张国民等,2004),山西断陷带形成于上新世,是鄂尔多斯块体周缘形成最晚,地震活动强度最大、频度最高的断陷带。断陷带内的临汾盆地全新世活动断裂发育,活动强烈,深部软流圈上隆和侧向分流导致岩石圈地幔和下地壳发生自下而上的同向连锁流变,拖曳力使上覆地壳拉张裂陷被快速隆升剥蚀产生的碎屑物充填沉积,沉积了大量新生代物质,密度较低,力学性质较弱,在一定的剪切应力作用下,断层闭锁面积减小。随着外部持续应力增加,当能量和应力积累到极限后,断层将产生错动,发生地震。有史料记载以来,断陷带内所有7级以上地震都发生在盆地内,有地震仪器记录以来的中小地震也主要分布在断陷盆地带内,仅有少量地震发生在两侧的隆起区域。该区地震活动水平高。

太行山断块:罗照华等(1997)对太行山构造带的岩浆活动特征进行了研究,认为太行山造山带是一种新的造山带类型,受板缘俯冲远距离作用效应的影响,应力来源主要为上地幔。徐杰等(2001)认为太行山断裂是大型拆离构造,沿其拉张滑脱形成山隆和盆降。山脉随盆地发育,盆山具有统一的形成机制和相同的动力条件,太行山中地壳的低密度介质与东部盆地的低密度介质连成一片,也印证了太行山断块与华北平原断块的构造演化运动较为密切,深部背景更是趋于一致。朱日祥等(2009)认为太行山断裂可能以热侵蚀为主导,但考虑到该区中新生代岩浆活动较为强烈,目前也不能排除该区发生拆沉后地壳底部发生大规模岩浆底侵的可能性,太行山地壳的高密度特征也印证了这一结果。

华北平原断块:王春华等(1990)认为,改变物质相态的能量是地球内部的热能,热能不仅能破坏地球内部的重力均衡,还可引起重力不断调整,对塑造华北盆地地壳凹陷和隆起具有重要作用。受太平洋俯冲影响,华北平原在燕山造山过程中被“活化”(吴晶等,2011),地壳成分被改造和替换,基底下陷、破碎,地壳结构复杂,壳内低密度介质发育,地壳减薄,横向结构差异明显。太平洋板块的俯冲携带了岩石圈的水到地球深部(朱日祥等,2012),深部物质脱水后上涌使得大量水进入俯冲带的地幔楔,使中、下地壳的含水量增大,这可能是华北平原低密度特征形成的主要原因。低密度体的塑性较强,周围地壳的应力容易集中、应变能容易积累,当应力达到所能承受的极限时,发生破坏,从而引发地震。另外华北平原断块整体介质较软,易积累弹性应变能,这也是易发生地震的原因,该区地震活动水平高。

4.2 沿线7级以上地震孕育构造环境的共性和局部差异

根据区域资料可知,剖面沿线曾发生过3个7级以上地震(1695年山西临汾7级地震、1303年山西洪洞8级地震、1830年河北磁县7.5级地震),震中均位于重力梯度带上,即布格重力转折部位。1695年山西临汾7级地震、1303年山西洪洞8级地震发生在临汾盆地东缘的深大断裂——罗云山断裂附近,该处为布格重力由高变低、莫霍面深度由浅至深的转折部位,这2次地震具有相似的地质构造和地震活动背景; 1830年河北磁县7.5级地震发生在活动断裂带——汤东断裂附近,该处的布格重力由低变高,莫霍面深度由深变浅。剖面密度分布模型显示,这3次地震都发生在密度变化的部位,即发生在高密度与低密度异常体相邻的陡变带中偏向高密度异常体的一侧,揭示了3次地震孕育构造环境的共性和局部差异,同时验证了地震的发生与断裂和地壳介质的不均匀性有关。

4.3 结论

本文通过对剖面布格重力异常和密度分布模型的特征分析,研究了地壳密度结构与地震活动的关系。太平洋板块俯冲是研究区重要的动力学因素,地壳介质的不均匀性是地震活动的主要原因。鄂尔多斯断块内部的地壳介质相对均匀,不容易积累能量,地震活动水平低; 山西断陷带和华北平原断块则相反,具有显著的不均匀性,地震活动频繁。断裂带控制密度异常体的发育,断裂活动与地震的发生有密切关系,活动断裂对应的低密度和高密度过渡带更易发生地震。