引用本文
韩晓明, 刘芳, 张帆, 陈立峰, 李娟, 李拴虎, 杨红樱. 鄂尔多斯块体东北缘的P波速度精细结构[J]. 地震地质, 2018,40(1): 215-231.
HAN Xiao-ming, Liu Fang, ZHANG Fan, CHEN Li-feng, LI Juan, LI Shuan-hu, YANG Hong-ying. 3D P-WAVE VELOCITY STRUCTURE AT THE NORTHEASTERN MARGIN OF ORDOS BLOCK [J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2018,40(1): 215-231.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2018.01.016
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鄂尔多斯块体东北缘的P波速度精细结构
韩晓明, 刘芳*, 张帆, 陈立峰, 李娟, 李拴虎, 杨红樱
内蒙古自治区地震局, 呼和浩特 010010
收稿日期: 2017-11-15
基金项目: 内蒙古自治区科技重大专项 “重点地区地震预测预警技术研究开发与推广示范”资助
摘要

筛选出2009年以来26个台站记录的726条天然地震的7100条P波到时数据和91513条相对到时数据, 采用双差层析成像方法反演了鄂尔多斯块体东北缘地壳浅层15km深度以内的P波速度三维精细结构。结果显示, 研究区西北部存在明显的连续的高速体, 高速体的横向面积随着深度逐渐增加, 东部和南部则表现为相对低速的分布特征。速度横向不均匀性在各个深度都存在, 但在不同深度上又有差异, 这种速度横向分布的差异性与地震活动性和断裂构造具有一定的相关性。从0~15km的深度剖面看, 地震多发生在相对高速区或者高、 低速过渡区, 这在一定程度上反映了区域地壳介质体比较脆弱, 断裂构造在纵横方向上差异活动比较剧烈, 易于吸收并储存应变能, 产生了较强的地震活动。凉城一带的地壳下方存在1个 “Y”字型的相对高速区通道, 并与NW向展布的黑老夭-杀虎口活动断裂组对应, 呈现了该区新近纪—第四纪玄武岩喷发的运移轨迹, 而1976年和林格尔6.2级地震的发生更是与该部位火山喷发引起热力 “焊接”后形成闭锁区段有关。文中给出的P波速度三维精细结构, 为揭示鄂尔多斯块体东北缘的地壳介质体的物化性质及地震孕育的深部构造环境提供了直观的地震学依据。

关键词: 双差层析成像; P波速度结构; 鄂尔多斯块体东北缘; 重新定位; 活动构造
中图分类号:P315.3 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2018)01-0215-17
3D P-WAVE VELOCITY STRUCTURE AT THE NORTHEASTERN MARGIN OF ORDOS BLOCK
HAN Xiao-ming, Liu Fang, ZHANG Fan, CHEN Li-feng, LI Juan, LI Shuan-hu, YANG Hong-ying
Inner Mongolia Autonomous Region Seismological Bureau, Hohhot 010010, China
Abstract

Using the 7 100 absolute first arrivals of P waves and 91 513 relative P arrival times of 726 events at the northeastern margin of the Ordos block since 2009, the 3D fine structure of P wave velocity within the depth of 15km in the crust was inverted by the double difference seismic tomography method. The results show that there exist obvious high-speed continuous bodies in the northwest of the study area, and their lateral areas increase gradually with depth, while the velocity of east and south is relatively low. The velocity inhomogeneity exists and differs at different depths. The lateral differences of velocity are related to seismicity and faults. The 5~15km depth profile shows that earthquakes tend to occur in the area with relatively high velocity or high speed transition zones, which to some extent reflects the fragility of regional crustal media and the strong differential movement of faults in vertical and horizontal directions where the crust body is easy to absorb and store strain energy and generate major earthquakes. A “Y’-shape low-velocity channel is present in the lower crust around Liangcheng, corresponding to the NW-trending Heilaoyao-Shahukou fault set, which may reveal the migration path of the Late Tertiary-Quaternary basalt eruption. The Helingeer M6.2 earthquake in 1976 was related to the formation of the locking section of the thermal welding in this area. The three-dimensional fine structure of P wave velocity presented in this paper provides intuitive seismological evidence for physical and chemical properties of crustal media and the deep tectonic environment of earthquake preparation.

Keyword: Double difference tomography; Fine structure of P wave velocity; Northeastern margin of Ordos block; Earthquake relocation; Active tectonics
0 引言

鄂尔多斯块体位于华北克拉通西部, 其内部为稳定的刚性块体、 周缘则围绕着一系列活动的隆起带和断陷带(国家地震局“ 鄂尔多斯周缘活动断裂系” 课题组, 1988); 这种独特的地质构造分布特征使其成为在中国新生代以来的构造活动中起重要作用的刚性块体, 对鄂尔多斯块体及其周缘的构造活动和动力学问题的研究成为地学研究领域的热点之一。鄂尔多斯块体北缘是鄂尔多斯块体与阴山隆起之间的活动构造边界带、 也是中国华北西北部1条以拉张作用为主的大型地震构造带(邓起东等, 2002; 张培震等, 2003; 冉勇康等, 2003; 闻学泽, 2014)。 近些年来许多学者对鄂尔多斯块体北缘开展了壳幔精细结构方面的研究(藤吉文等, 2008, 2010; 张洪双等, 2009; 李多等, 2012; 张永谦等, 2013; 陈兆辉等, 2014; 段永红等, 2015; 酆少英等, 2015; 贾萌等, 2015; 雷鹏, 2016; 韩晓明等, 2016; 毛慧慧等, 2016), 积累了诸多有价值的研究结果, 较好地揭示了鄂尔多斯块体北缘的地壳介质条件、 构造活动和动力学特征, 归纳起来具体表现在如下方面: 1)地壳结构和动力学特征。鄂尔多斯块体北缘的深层动力学过程比较复杂, 壳、 幔结构和速度分布存在明显的区域差异, 基底埋深达7~8km, 岩石圈地幔物质上涌导致莫霍面相对于两侧抬升了3~4km, 柔性下地壳密度略高于两侧, 脆性上地壳中的深断裂是孕育地震的主要场所; 地壳厚度西深东浅, 变化范围40~46km; 2)速度结构和深度的关系。鄂尔多斯块体北缘的速度结构分布存在显著的横向非均匀性, 整体表现出以110° E为界呈东低西高分布; 地壳速度分布与地质构造格局的相关性比较显著, 随着深度增加相关性减弱, 断裂带多为高速异常区和低速异常区的分界线, 速度结构分布表现出与构造相依的特征。3)深部存在物质上涌的内部条件和外围动力作用。鄂尔多斯块体北缘所辖盆地的莫霍面抬升可能与深部物质上涌造成的拉张效应有关, 而盆地深断裂的存在可能为深部热物质上涌与能量交换提供了通道, 上涌的软流层物质与岩石圈地幔发生侵蚀作用导致岩石圈减薄; 这种深部物质上涌也可能是太平洋板块西行俯冲造成地幔对流和印度板块碰撞造成的远场效应的结果。

鄂尔多斯块体及其北缘地区虽已有诸多速度结构成像结果, 但研究尺度较大, 缺少小尺度的速度结构精细反演结果。本文拟利用区域小尺度速度成像方法开展局部构造体的速度结构的三维反演成像研究。传统体波层析成像的核心理论是射线理论和费马原理(Shearer, 1999), 其模型参数化方式则分为块体方法(Block)和格点(Grid)方法, 由于块体方法不能表示模型空间内复杂介质的非均匀性, 目前的层析成像反演大多采用格点(Grid)反演技术; 格点模型方法在经历了六面体八顶点速度反演技术(Thurber, 1983)和四面体四顶点反演技术(Lin et al., 1997)之后, Zhang 等(2003)把双差定位技术引入层析成像, 并提出自适应三角网格剖分技术。与传统走时层析成像方法相比, 双差层析成像利用事件-台站对关系, 使用更精确的走时差对速度层析成像反演所用的地震事件进行重新定位, 来刻画更细致的速度模型; 在此基础上, 根据模型空间内地震事件和记录这些地震事件的台站分布特征, 进行自动剖分建立模型格点分布, 充分利用了数据自身特征, 同时降低了解的不稳定性(贺日政等, 2010)。

本文选取鄂尔多斯块体东北缘作为研究区域, 该区台站分布和研究时段内地震事件分布相对均匀密集、 地质构造复杂、 地震活动活跃, 地形地貌比较典型(包含盆地、 隆起及其过渡地带), 是开展速度结构反演的理想场所。我们在构建该区最小一维速度模型的基础上, 使用双差层析成像方法反演研究区的三维速度结构分布, 并给出重新定位后的地震三维分布图像, 然后结合区域活动构造和地壳介质条件对鄂尔多斯东北缘的地壳速度结构进行精细刻画, 为更好地揭示地震发生应具备的地壳介质体的物化条件及其孕育的深部构造环境提供科学的地震学依据。

图 1 研究区地质构造和历史地震分布图Fig. 1 Geology and earthquakes of the study area.

1 研究区地震地质背景特征

鄂尔多斯块体东北缘位于华北克拉通北部近EW向的阴山隆起、 鄂尔多斯块体和山西断陷带的交会区, 该区地壳北厚南薄、 构造脆弱(徐杰等, 1978)。不同时期不同规模的断裂、 岩浆岩广泛分布, 新构造活动较为频繁(图1)。该区出露的地层单元在时代上跨度较大, 从太古界到上新统均有分布, 但古生界多有缺失仅出露寒武系、 石炭系, 第四系沉积物则广泛分布于研究区西南部的鄂尔多斯盆地; 岩浆岩以酸性侵入岩和新近纪玄武岩为主, 侵入岩中太古宙花岗岩出露面积最为广泛, 分布于研究区中东部及南部; 在研究区北部大青山一带则各期岩浆活动都有表现, 新近纪玄武岩主要分布于研究区西部, 呈较大面积覆盖于先前形成的地质体之上(国家地震局“ 鄂尔多斯周缘活动断裂系” 课题组, 1988)。新生代以来, 该区活动断裂较为发育, 主要分布了大青山山前断裂、 岱海-黄旗海断陷带、 和林格尔断裂和鄂尔多斯北缘断裂(图1)。

研究区的应力场特征存在区域性差异。研究区位于带有左旋拉张性质的河套地震带和带有右旋剪切性质的山西地震带的复合交接部位, 主要的构造单元为呼包盆地及其边界断裂。河套断陷带的应力场最大主压应力方位在47° ~52° 之间、 作用方向为NE-SW, 其所辖临河盆地和呼包盆地的应力场特征存在区域性差异, 主要表现为呼包盆地的主压应力方向相对于河套地震带产生顺时针偏转, 压应力方位68° , 呈NEE向(韩晓明等, 2015); 范俊喜等(2003)根据小震震源机制资料反演得到包头— 呼和浩特— 大同地区的压应力方位为64° ~74° , 与中国大陆现代应力场图类似(谢富仁等, 2004)。呼包盆地的应力场特征表现出的区域性差异可能与盆地边界断裂的走向有关(盛书中等, 2015), 也可能是外围活动板块推挤作用下产生的东隆西陷的杠杆机制和西劈东裂的拉张状态的综合作用效果(梁金鹏等, 1997)。

研究区是华北地区历史及现代中强地震活动的主体场所之一。据统计, 华北地区第3活动期(公元1484— 1814年), 鄂尔多斯块体周缘的中强地震主要发生在块体西缘、 南缘和东缘; 而华北第4活动期(1815年至今)鄂尔多斯块体北缘则成为中强地震活跃区域; 特别是在第4活动期最新活跃幕内, 研究区先后发生1929年毕克齐6.0级和5.5级地震、 以及1976年和林格尔6.2级地震(图1)。

综上可见: 1)研究区的地质构造条件较复杂, 即全新世沉积盆地被花岗岩所围陷(图1), 兼具盆地和隆起地貌, 地形和构造具有多样性; 2)应力场特征存在区域性差异, 即研究区的应力场相对于河套地震带和临河盆地具有顺时针偏转特征, 是鄂尔多斯块体北缘应力作用的转换地带; 3)研究区是华北中强地震主体活动区域之一, 即鄂尔多斯块体的东北缘是华北第4活动期最新活跃幕中强地震集中发生的地区。

2 数据选取和初始速度模型构建
2.1 数据选取

由台站和地震分布的非均匀性引起的数据覆盖非均匀性直接影响速度结构的反演精度, 因此, 选取台站和地震分布相对密集均匀的地区作为研究区域是获取精细速度结构的重要前提。研究区域位于内蒙古中部, 该区域依托呼和浩特遥测台网, 且2008年以来增补了山西、 河北两省的地震台站, 极大提升了区域控震能力, 最小完整性震级可达ML1.0, 定位精度为Ⅰ 类, 是内蒙古地区监测能力最强的区域。

根据内蒙古台网和2个邻省测震台网的地震观测报告数据, 数据选取时段为2009年1月至2017年3月, 震级下限为ML1.5。为保证数据准确度, 首先确保每个地震至少能被6个地震台站记录到P波初至到时, 然后根据震相走时和震中距关系曲线剔除走时和时距曲线差值超过5s的数据(图2d中虚线标出了筛选范围), 筛选后的走时-震中距关系近似线性(图2d中的黑色实线), 数据比较可靠。根据上述数据选取条件和误差数据剔除过程, 最终选取了由26个台站记录的726条天然地震的7, 100条P波到时数据和91, 513条相对到时数据。

图 2 地震和台站间的射线分布图(a— c)及P波的走时-震中距关系曲线(d)
a— c 中圆圈表示地震, 三角形表示台站, 灰色线条表示地震和台站间的射线; a 中A— F对应的线段为沿纬度和经度方向的6条等间隔共轭剖面Fig. 2 Rays between earthquakes and seismic stations(a-c)and traveltime-distance relation of P waves(d).

从图2可以看到, 台站能够对地震事件形成完整包络, 地震和台站间的射线分布基本对研究区形成全覆盖; 地震事件整体呈SN向分布, 近似长方形; 地震分布相对密集的区域位于长方形中部, 所辖范围为 40° ~41° N、 111° ~113° E; 经度方向和纬度方向的射线投影显示, 0~20km深度范围内的射线比较密集, 这与所选取地震事件的震源深度直接相关。

2.2 初始一维速度模型构建

我们使用Velest程序(Kissling et al., 1994)反演获得的最小一维速度模型作为层析成像的初始模型。Velest程序仅对每层的速度值调整, 不改变层数和层厚度, 并引入台站校正值来表达浅层介质的横向不均匀性, 反演所使用的地震事件的走时均方根残差值RMS(Root Mean Square)达到最小时的模型, 称之为 “ 最小一维速度模型” (Minimum 1-D Velocity Model)。

本文在计算过程中, 将速度模型设为5层, 浅层(0~10km)厚度设为3~4km, 深层厚度设为5km; 考虑到射线的覆盖范围, 模型深度下限设为20km。为保证解的稳定性, 对不同的控制参数(震源参数、 速度参数及台站校正的阻尼系数)进行权衡分析后, 选取的震源参数、 速度参数及台站校正的阻尼系数分别为0.01、 1及0.01。根据上述参数设置, 选取3种初始模型, 应用Velest程序获得研究区的最小一维速度模型, 3种模型的结果比较收敛(图3a)。将3种输入模型的结果的平均值作为最小一维速度模型的最终结果。为了检验模型的可靠性, 我们增加了方差为0.5的高斯扰动, 并重复检验100次, 反演结果依然收敛于最小一维速度模型(图3b), 表明本文确定的最小一维速度模型比较接近真实的地球模型, 可作为初始模型开展三维速度结构反演。

图 3 三种输入模型的反演结果(a)及稳定性测试结果(b)
b 中灰线表示添加了高斯扰动的输入模型, 红线表示反演结果, 黑线表示最小一维速度模型Fig. 3 Inversion results of three input models(a)and stability test results(b).

3 三维速度结构反演

采用Zhang等(2003)提出的双差层析成像方法进行速度结构成像研究, 该方法既使用了地震波的绝对到时数据又使用了精度较高的相对到时数据, 又对震源位置进行了有效约束, 同时减小了地震对到台站的路径异常效应和速度横向不均匀性的影响, 从而减小了反演结果对速度模型的依赖, 能够刻画出较小尺度范围内比较精细的速度结构。

3.1 光滑权重及阻尼因子的确定

光滑权重及阻尼因子的大小直接影响反演结果的稳定性, 因此我们对不同的光滑权重和阻尼因子进行了权衡分析(Eberhart-Phillips, 1993), 即分别使用不同的光滑权重和阻尼因子进行反演迭代获得1组均衡曲线, 进而分析数据方差和模型方差的关系。

在均衡曲线中选择光滑权重及阻尼最优值, 使其对应的数据方差和模型方差均保持较小数值。本文选取的光滑权重及阻尼因子的搜索范围分别为20~1, 000、 20~10, 000; 从不同光滑权重和阻尼因子的归一化权衡曲线看(图4a), 阻尼为200时的数据方差和模型方差均能保持较低水平; 从不同光滑权重和阻尼因子的原始权衡曲线看(图4b), 阻尼为200时对应的光滑权重在100时能使数据方差和模型方差同步达到较低水平; 因此, 本文在反演计算时将光滑权重设为100, 阻尼因子设为200。

图 4 光滑权重和阻尼因子的权衡曲线
a 归一化权衡曲线; b 原始权衡曲线Fig. 4 Tradeoff curves of smooth weight and damping factor.

3.2 结果测试

为检验双差层析成像的横向分辨能力, 采用检测板方法(Zhao et al., 1992)对反演结果的分辨能力进行测试; 具体做法是, 在输入初始一维速度模型的基础上添加± 5%的正负相间速度扰动, 从而获得初始三维速度模型, 即检测板模型。为证实反演结果的可靠性, 我们做了恢复测试, 其计算过程与检测版测试相同, 但输入模型不同, 恢复测试所用输入模型是实际地震资料反演获得的成像结果, 通过计算理论走时和残差反演, 获得输出模型, 既恢复模型。

检测板模型和恢复模型的测试中的横向分辨率为10km左右, 纵向分辨率从浅部到深部的变化范围约为2~5km。限于篇幅, 这里只给出了各深度层的剖面测试结果(图5)。从 图5可以看到, 15km以内各深度层上基本能正确恢复正、 负速度的相对变化, 20km深度层的恢复程度开始变差, 这与研究所用地震事件在5~15km深度范围内的集中分布有直接关系; 同时, 由于受到台站分布限制和射线路径覆盖密度影响(图2), 在台站间距比较大以及射线密度较低的边缘地方恢复测试效果并不理想。因此, 本文在讨论研究区域的速度结构时, 主要分析了15km深度以上的地震P波三维速度结构的分布特征。

图 5 不同深度的检测版测试结果及恢复测试结果Fig. 5 Recovery test results at different depths.

3.3 P波速度三维反演结果

由于研究区内地质构造单元复杂, 凹陷盆地和隆起交错分布, 为展现不同地质构造体的速度结构的整体分布特征, 分别以0.4° 和0.6° 为间隔, 从纬度方向和经度方向分别选取了3个剖面, 即横向和竖向剖面共计6个, 剖面位置分别为北纬 40.0° 、 40.4° 、 40.8° 和东经 111.6° 、 112.2° 和112.8° ; 深度方向则以5km为间隔, 分别给出5km、 10km和15km深度的速度剖面。

图 6 P波速度结构反演结果
a 沿经度方向(间隔0.6° )、 纬度方向(间隔0.4° )和深度方向(间隔5km)的剖面叠加分布图; b 不同深度的速度分布图; c 经向剖面图; d 纬向剖面图; 各剖面位置见图2aFig. 6 Inversion results of P wave velocity structure.

为整体呈现研究区P波速度结构的三维分布, 把经向剖面(间隔0.6° )、 纬向剖面(间隔0.4° )和深度剖面(间隔5km)共计9个剖面在三维空间内进行交叉叠加发现(图6a), 研究区西北部存在明显的连续的高速体, 随着深度5~15km的变化, 高速体的横向面积逐渐增加; 研究区东部和南部则表现为相对低速的分布特征。从P波的纬向、 经向速度剖面看(图6c— d), 研究区西部至北部存在连续的高速区, 形状近似圆弧形包围状态; 东部及南部则表现为低速区。从P波的经度方向的剖面分布看(图6c), 111.6° E剖面基本以高速区为主, 112.2° E和112.8° E的剖面则出现了大面积的低速区域, 即P波速度由西至东总体有逐渐减小的态势。特别指出的是, 从 112.8° E的剖面F— F1看, P波速度在10km处深度的高速区对低速区进行了分割, 形成1个由下而上的高速区通道, 对应地表的位置为岱海盆地, 这可能是该地区在上新世— 中新世时期存在大规模的火山活动的直接证据(朱绅玉等, 1998; 毕珉烽, 2012)。相对来讲, P波速度沿纬度方向的演变趋势比较稳定, 高速区和低速区的界限比较明显, 即北纬 40.0° 、 40.4° 和40.8° 三个剖面均显示出西部为高速区, 东部为低速区。

图 7 不同深度的P波速度分布
白色线条为断裂: F1大青山山前断裂; F2和林格尔断裂; F3蛮汉山山前断裂; F4岱海-黄旗海盆地南苑断裂; F5鄂尔多斯北缘断裂; F6黑老夭-杀虎口断裂组Fig. 7 Velocity distribution of P waves at different depths.

前文已述及, 本文所选研究区域兼具盆地和隆起地貌, 地形和构造具有多样性; 从不同深度层的速度剖面看(图7), 速度横向不均匀性在各个深度都存在, 但在不同深度上又有差异, 随着深度的增加, 高速区所占面积比例逐步增大。由于本文的双差层析成像结果为小区域范围内的较小尺度的速度结构反演, 对区域盆岭构造轮廓的精确勾勒效果有限, 但各层的深度剖面图像在一定程度上反映出了研究区内较为复杂的盆岭构造关系, 即呼包盆地的两侧基本为连续的高速区, 主要沿着大青山山前断裂和鄂尔多斯北缘断裂分布; 低速区则主要分布在呼包盆地东部、 蛮汉山山前断裂和岱海-黄旗盆地南缘断裂附近以及山西盆地的左云和右玉之间, 这些区域的地形起伏变化较为复杂, 基本以凹陷和小型盆地为主。地震活动性和波速分布也具有一定的相关性, 地震最密集区域为蛮汉山山前断裂和岱海-黄旗海盆地南缘断裂西南端的高、 低速交界区, 该区域为1976年和林格尔6.2地震的震源区。从5~15km的深度剖面看, 地震多发生在相对高速区或者高、 低速过渡区, 这可能反映了该区地壳介质体比较脆弱且非均匀性和物性变化较大, 易于吸收并储存应变能而成为地震活动相对强烈的地区(Huang et al., 2002; 黄金莉等, 2005; 齐诚等, 2006; 雷建设等, 2009; 周龙泉等, 2009; 王霞等, 2015; 王小娜等, 2015)。

从5km深度的速度分布看, 断裂一般是高速区和低速区的分界, 尤以大青山山前断裂和和林格尔断裂最为显著; 分析发现, 5km深度剖面上的低速区内部的和林格尔至清水河一带出现NE向展布的高速区域, 随着深度增加至10km, 上述断裂对速度分布的分割效应减弱, 高速体逐渐向NW-SE方向扩展, 其中北部扩展至大青山山前断裂, 南部则扩展至清水河以南地区, 15km深度时该高速体基本与呼包盆地西北部的高速区域连成一片, 可能暗示着研究区地壳下方存在1个横穿呼包盆地中部NW向展布的近似梯形的隐伏构造体。

凉城— 右玉一带从10km深度开始出现高速体, 延伸至15km深度时该高速体的剖面投影面积逐渐增大, 这可能与该地区中新世以来大规模的火山活动导致玄武岩岩浆沿着NE向断裂先后进行的裂隙式和中心式喷发活动, 并最终在该区下方形成火山锥有关(朱绅玉等, 1998; 毕珉烽, 2012)。另外, 和林格尔地区在5~15km深度层的速度剖面上均显示为高速区和低速区的分界, 其东侧的蛮汉山山前断裂和岱海-黄旗海盆地南缘断裂的西南端始终存在1个低速区, 至少在15km深度时依然存在, 这可能与该地区新构造活动强烈且形式多样、 NW向和NE向2组断裂带共轭交错, 地壳介质比较脆弱且在纵横方向上差异活动比较剧烈有关(徐杰等, 1978)。

图6和图7是按照规则的网格状, 从纬度、 经度和深度3个方向切割的9个独立剖面及其三维叠加剖面, 从整体上反演了研究区域的P波速度三维分布特征。为更加精细地刻画P波速度分布与断裂构造、 近期地震活动和历史中强地震的相关性, 考虑穿过地震分布集中区域, 根据双差层析成像给出的地震重新定位结果, 做了1组垂直的NW向X— X1和NE向Y— Y1剖面(图8), 剖面地震投影的规则是将距剖面两侧10km范围内的地震进行投影, 断裂的剖面投影数据主要参考了高彬等(2016)的研究结果。X— X1剖面全长140km, 纵贯大青山山前断裂、 和林格尔断裂、 蛮汉山山前断裂、 岱海黄旗海盆地南缘断裂和1976年和林格尔6.2级地震震中区; Y— Y1剖面全长240km, 主要横穿速度横向分布非均匀性比较显著的区域, 为与X— X1剖面进行对比, 也经过了1976年和林格尔6.2级地震震中区。

图 8 地震重新定位结果
a 重定位后的地震空间分布, 其中F1— F6断裂见图6标注, 沙滩球表示1976年和林格尔6.2级地震的震源机制解及其震中位置; b 重新定位的地震沿纬度和深度方向的分布图像; c 重新定位的地震沿经度和深度方向的分布图像Fig. 8 Relocation results of earthquakes.

图 9 X— X1和Y— Y1剖面的P波速度分布
高程线上面的字母组合表示剖面经过的地名和断裂: TZ 土默特左旗, HL 和林格尔, YY 右玉, PG 偏关, QSH 清水河, ZZ 卓资, CY 察哈尔右翼前旗; 断裂标识见图6; 空心圆为重新定位后的地震事件; 黑色虚线为断裂在剖面的投影; 黑色五角星为1976年和林格尔6.2级地震的剖面投影位置Fig. 9 Velocity distribution of P waves in X-X1 and Y-Y1 profiles.

从图 9可以看到, X— X1剖面经过区域的地形落差不大, 剖面中间位置为呼包盆地, 两端分别为盆地到隆起的过渡地带。从剖面投影看, 前文述及的4条断裂基本位于高速区和低速区的分界线附近, 地震分布也表现出类似的特征, 即大部分地震发生在高速向低速转换的区域。1976年和林格尔6.2级地震则发生在高速区东部边缘的高、 低速过渡区, 其NE方向有连续的相对高速区出现, 震源区上方地震分布比较密集、 且基本沿着蛮汉山山前断裂和岱海-黄旗海盆地南缘断裂分布, 并与高、 低速过渡区的位置比较吻合。

Y— Y1方向的地形起伏变化较大, P波速度剖面显示, 在和林格尔和卓资之间为连续低速区, 该低速区随着深度增加逐渐向SW方向收缩, 形成1个近似 “ Y” 字型的上宽下窄的相对高速区通道, F6断裂组的位置沿着该低速区通道的西侧分布并较好地对应了高、 低速分界线, 该断裂组出露于黑老夭、 前坎针沟和杀虎口一带, 简称黑老夭-杀虎口断裂带, 长约60km, 宽约4km, 走向N40° W左右, 倾角为60° ~85° , 断裂带附近有新近纪和第四纪玄武岩喷发, 是1条左旋逆平移性质的地壳断裂带(徐杰等, 1978); 因此, 该相对高速区通道的存在很可能是该区在新近纪和第四纪存在大规模火山喷发的地震学证据(徐杰等, 1978; 毕珉烽, 2012)。

平面分布图显示(图8), 1976年和林格尔6.2级地震发生在NW向F6断裂组和NE向F3、 F4断裂的交会部位; X— X1 和Y— Y1方向的剖面结果均显示, 1976年和林格尔6.2级地震位于高速区向低速区转换的过渡地带, 同时也位于震中区地壳下部热物质上涌的运移路径上, 由于F6断裂组对震中所在的断裂交会区的基底改造以及岩浆侵入喷发的作用, 震中区深部在岩浆的热力 “ 焊接” 作用下形成 “ 闭锁” 区段(徐杰等, 1978), 为1976年和林格尔6.2级地震的发生提供了有利的孕育环境。

4 结论

本文采用双差层析成像方法对鄂尔多斯块体东北缘的P波速度进行反演成像, 给出了研究区较高分辨率的P波三维速度结构分布图像。本文反演的主要是地壳浅层15km深度以内的P波速度图像, 较好地反映了研究区的地表地质、 地形及岩性的变化特征, 且高速区和低速区的分布与构造单元的地表地质构造和活动断裂的方向具有相关性。主要结论如下:

(1)从P波速度的三维网格剖面图像看(图6), 研究区西北部存在明显的连续的高速体, 高速体的横向面积随着深度逐渐增加, 东部和南部则表现为相对低速的分布特征。从P波的经度方向的剖面分布看(图6c), P波速度由西至东整体有着逐渐减小的态势; 而P波速度沿纬度方向的演变趋势总体比较稳定, 高速区和低速区的界限比较明显, 3个纬向剖面均显示出西部为相对高速区、 东部为相对低速区。

(2)从 112.8° E的剖面F— F1看, P波速度在10km处深度的高速区对低速区进行了分割, 形成1个由下而上的高速区通道; 岱海盆地及蛮汉山山前断裂和岱海黄旗海盆地南缘断裂附近的地质构造有岩浆入侵和火山喷发经历, 表明区域地壳下方10km处的高速区可能为地下热物质运移的通道。

(3)从不同深度层的速度剖面看(图7), 速度横向不均匀性在各个深度都存在, 但在不同深度上又有差异, 这种速度横向分布的差异性与地震活动性和断裂构造具有一定的相关性。从5~15km的深度剖面看, 地震多发生在相对高速区或者高、 低速过渡区, 这在一定程度上反映了区域地壳介质体比较脆弱, 断裂构造在纵横方向上差异活动比较剧烈, 使得地壳介质体易于吸收并储存应变能而产生较强的地震活动性。

(4)纵贯研究区的2条垂直剖面X— X1和Y— Y1的投影结果除了显示出前文述及的断裂和地震活动与P波速度分布具有一定的相关性之外, 还呈现出了深部断裂和速度分布所蕴含的典型地质学现象, 即凉城一带的地壳下方存在1个 “ Y” 字型的相对高速区通道并与黑老夭-杀虎口断裂对应, 这可能揭示了该区新近纪— 第四纪玄武岩喷发的运移轨迹, 而1976年和林格尔6.2级地震的发生更是与该部位的热力 “ 焊接” 形成闭锁区段有关。

致谢 双差层析成像程序来自中国科技大学张海江教授, 审稿专家提出的修改建议对本文帮助很大, 在此一并致谢。

The authors have declared that no competing interests exist.

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