山东庙岛群岛地区P波三维速度结构反演与2017年震群的发震构造分析
李霞, 陈时军, 张正帅, 戴宗辉, 李小晗, 卢仲斌
山东省地震局, 济南 250014

〔作者简介〕 李霞, 女, 1975年生, 高级工程师, 2005年于山东大学获计算机科学与技术专业工学学士学位, 主要从事数字地震学应用及地震综合预测研究, 电话: 0531-58622041, E-mail: cyfm@163.com

摘要

2017年3月3日、 9月2日山东庙岛群岛地区发生2次显著震群, 短时间内记录到2 000余次地震, 其中 ML4.0以上地震4次, 是1970年以来该区域最强的地震事件。 文中揭示了庙岛群岛地区地壳的深部速度结构特征, 探讨了震群发生的孕震环境。 利用2008年以来庙岛群岛及附近地区的地震观测资料, 采用双差层析成像方法反演获得了庙岛群岛地区的P波三维速度结构及地震精定位结果。 水平速度结构显示, 庙岛群岛地区地壳的中上层P波速度结构横向不均匀性明显, 胶东半岛北部海陆交会地区5km和16km深度层的介质速度高于北侧海槽水道区域, 同时研究区10km和13km深度层的速度整体偏高, 结构较稳定。 速度结构剖面显示, 大竹山岛震群发生在倾角较陡的2个低速体的夹层间, 北长山岛震群则发生在小体积高速体边缘。 结合研究区断层活动、 区域应力累积水平及地震活动特征, 分析认为这2次震群活动主要是在区域应力增强(调整)的背景下, 局部介质的不均匀性和区域断层的低应力摩擦引发的能量释放。

关键词: 庙岛群岛; 双差层析成像; P波三维速度结构; 地震精定位
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2020)05-1188-17
INVERSION OF P-WAVE THREE-DIMENSIONAL VELOCITY STRUCTURE AND ANALYSIS OF SEISMOGENIC STRUCTURE OF EARTHQUAKE SWARM IN 2017 IN MIAODAO ISLANDS, SHANDONG PROVINCE
LI Xia, CHEN Shi-jun, ZHANG Zheng-shuai, DAI Zong-hui, LI Xiao-han, LU Zhong-bin
Shandong Earthquake Agency, Jinan 250014, China
Abstract

On March 3, 2017, an earthquake swarm of ML 4.5 occurred near Dazhushan Island in Miaodao archipelago, Shandong Province, as of December 31, 2017, 2 453 aftershocks were recorded, including 46 earthquakes of ML3 and above and 4 earthquakes of ML4 and above. It is the most active and frequent earthquake swarm activity in Miaodao Islands area in the regional network records. On September 2, 2017, another earthquake swarm of ML3.0 occurred near Beichangshan Island, about 15km away from the south of Dazhushan Island. More than 300 earthquakes were recorded, including one earthquake of ML3 or above. According to the seismic data, two earthquake swarms were also recorded near Daheishan Island and Tuoji Island in Miaodao archipelago from February to March 1976. It is believed that these two swarms may be the “precursory earthquake swarms” of Tangshan strong earthquake with M=7.8 in 1976. The differences in spatial location, energy release and focal depth between the two swarm events are very similar to those in 2017. Therefore, in this paper, the three-dimensional velocity structure of P-wave in Miaodao archipelago area and the results of seismic precise relocation are obtained by using the double-difference tomography method, and the deep structural environment factors of the preparation of the earthquake swarms and the differences in the characteristics of the earthquake swarms are analyzed in combination with the fault activity and medium characteristics.
The velocity structure provides important information related to earthquake location and focal medium, and provides important basis for understanding the background of earthquake preparation and the mechanism of earthquake occurrence. Based on the observation report data of Shandong and Liaoning seismic networks, this paper selects 4 766 seismic events recorded clearly from January 2008 to December 2017 in Miaodao archipelago and nearby areas, and excludes the data with the difference of P-wave and S-wave travel time and time distance curve larger than 5s. After the difference grouping of earthquake events, 4 555 events recorded by 65 stations are finally selected for double-difference tomography inversion, and there are 26 430 P-wave absolute arrival data, 513 299 difference arrival data, 26 356 S-wave absolute arrival data and 508 482 difference arrival data. Limited by geographical conditions, the ray density is dense in the south and sparse in the north. After repeated test and selection of inversion parameters and model recovery test, high-resolution P-wave three-dimensional velocity structure image and high-precision earthquake positioning results are obtained in Miaodao archipelago, Shandong Province, and the following conclusions are obtained:
(1)The results of seismic precise relocation show that the convergence of seismic distribution near Miaodao islands is good, the NW direction zonal distribution of earthquake swarm activity is obvious, and the focal depth is mainly concentrated in the middle and upper crust. The characteristics of swarm activity show group occurrence in a short period of time, and there are obvious differences in the form of expression: the swarm near Tuoji Island has deep focal point, high frequency, large release energy, and wide distribution of focal area; the swarm activity characteristics near Daheishan Island and Beichangshan Island are just the opposite.
(2)The horizontal velocity structure shows that the lateral heterogeneity of velocity structure exists in every depth layer, which reflects the unbalanced uplift of crystalline basement and the zone filling of igneous rock. The velocity structure of the shallow crust is in good agreement with the known geological structure; the middle and shallow layers clearly reveal the basement uplifting area and the subsidence zone on both sides of Miaodao Islands; the velocity structure of the middle and lower layers is obviously affected by the deep faults and magmatic activities, and near the Dazhushan Island-Weihai North Fault, it shows obvious low-velocity characteristics, while the northern sea area of Jiaodong Peninsula is characterized by independent high-velocty abnormal blocks.
(3)The velocity structure profile shows that there is a certain correlation between the activities of faults and earthquake swarm and the velocity structure of P wave. There is an obvious low velocity region in the middle and upper crust in the profile passing through the Dazhushan Island earthquake swarm, and the earthquake swarm is nearly vertical and layered scattered in the relatively high velocity medium between the upper and lower low velocity bodies or near the velocity conversion zone, which is consistent with the characteristics of the Dazhushan Island-Weihai North Fault. The profile across the Beichangshan Island earthquake swarm reveals that there are small high-speed bodies in the middle and upper layers of the crust, and the earthquake swarm occurs at the edge of the high-velocity body.
(4)Earthquake swarm often occurs in places with dense fracture distribution, relatively weak medium and low strength. Based on the analysis of the characteristics of earthquake swarm and the three-dimensional velocity structure of P-wave in Miaodao archipelago area, it is considered that the two significant earthquake swarm activities in 1976 and 2017 are the energy release caused by the inhomogeneity of local medium and the low stress friction of regional fault during the process of regional background stress enhancement(adjustment).

Keyword: Miaodao Archipelago; Double-difference tomography; three-dimensional P-wave velocity structure; precise earthquake relocation
0 引言

庙岛群岛位于胶东半岛北部、 渤海海峡南岸, 由一系列岛屿组成, 在构造上位于渤海凹陷带的东侧, 是胶辽古隆起的结合部位。 其出露地层为上元古界蓬莱群浅变质岩, 部分岛屿见新生界第四纪基性火山喷发岩和松散沉积物以及中生代岩浆侵入岩。 这一区域除基底长期隆起外, 主要受NNE向的郯庐断裂带和NW向的张家口-蓬莱断裂带控制, 此外NEE向的聊考-广齐断裂通过海底的繁杂构造也向此延伸, 形成了海、 陆交互的复杂构造特征(图 1)。 地震资料表明, 庙岛群岛及周边地区的地震活动强烈, 发生过数次强烈地震, 包括1548年蓬莱附近海域7.0级和1597年渤海7.0级地震。

图 1 研究区及附近地区的断层分布和历史地震分布(放大图据刘忠亚等, 2016改绘)
红色方框为本文的研究区, 黑色实心圆为地震震中; 黑色实线为断层: F1 庙岛陆坡断裂; F2、 F3 栖霞-蓬莱断裂系; F4 长岛-芝罘岛断裂; F5 神道口断裂; F6 大竹山岛-威海北断裂; F7 钦岛断裂
Fig. 1 The distribution of faults and historical earthquakes in the study region and its adjacent areas (adapted after LIU Zhong-ya et al., 2016 for the enlarged drawing).

本文以现代中、 小地震活动频繁的庙岛群岛南部地区作为研究区, 主要包括砣矶岛以南的大竹山岛, 南、 北长山岛, 大、 小黑山岛及庙岛等11个岛屿所在的胶东半岛北部海域。 这一区域分布的断裂主要为NW向张家口-蓬莱断裂带东段的蓬莱-威海断裂系, 由南向北依次为长岛-芝罘岛断裂(F4)、 神道口断裂(F5)、 大竹山岛-威海北断裂(F6)和钦岛断裂(F7)(图 1)。 海域声波探测显示, 这些次级断裂的走向为290° ~310° , 倾角大, 断面近直立, 晚第四纪以来主要表现出正断活动的特点(王志才等, 2006)。 NE向的F2、 F3断裂被认为是栖霞-蓬莱断裂系在海域的延伸, 被NW向断裂切割错断, 平面形态短小细碎, 其与NW向断裂交会的区域小地震活动密集。 2017年3月3日大竹山岛附近就发生了ML4.5震群, 截至2017年12月31日共记录到余震2 453次, 其中ML3以上地震46次, ML4以上地震4次, 是庙岛群岛地区有区域台网记录以来活动强度最高、 发震频次最多的一次震群活动。 2017年9月2日在大竹山岛南侧约15km的北长山岛附近又发生了ML3.0震群, 共记录地震300余次, 其中ML3以上地震1次。 地震资料显示, 1976年2— 3月在庙岛群岛的大黑山岛和砣矶岛附近也记录了2次震群活动。 有研究认为, 这2次震群可能是1976年唐山7.8级强震的 “ 前兆性震群” (魏光兴等, 1980)。 而这2次震群在空间位置、 释放能量及震源深度等方面的差异与2017年发生的2次震群十分相似, 故将庙岛群岛地区短时间内发生成组、 高频次震群活动的构造环境作为本文的研究目标。

地震层析成像是利用大量地震观测数据反演研究区三维速度结构的一种方法, 主要包括模型参数化、 三维射线追踪及反演等。 利用接受函数、 面波层析成像及噪声层析成像等方法可确定区域的地壳上地幔结构、 分析地壳深部的孕震环境(何正勤等, 2009; 郭震等, 2015; 李敏娟等, 2018; 张风雪等, 2018)。 双差层析成像方法则被广泛应用于水库、 火山、 活动断裂带等小尺度、 精细化的三维速度结构反演(Chiarabba et al., 2003; 王长在等, 2013; Panayotopoulos et al., 2014; Zhang et al., 2014; 韩晓明等, 2018)。 利用层析成像方法对环渤海及渤海海峡开展研究的结果表明, 渤海海峡的速度结构存在明显的非均匀性, 海峡北部的地壳速度较高, 结构完整, 而海峡南部的地壳速度偏低, 地震活动频繁。 (李志伟等, 2006; 胥颐等, 2016)。 但由于研究范围较大、 剖面位置多侧重渤中凹陷且分辨尺度较大等原因, 上述资料难以清晰地展示庙岛群岛地区的深部构造特征。 尤其是蓬莱-威海断裂对研究区地壳结构产生了怎样的影响、 庙岛群岛地区震群多发与地壳速度结构存在怎样的关联等问题, 尚待深入研究。 2017年爆发的震群活动和及时架设的流动观测为开展速度结构研究提供了大量地震波走时资料, 对提高模型空间分辨率具有重要意义。 本文利用双差层析成像方法反演得到了庙岛群岛地区地壳P波三维速度结构, 同时给出了地震精定位结果, 并结合研究区断层和介质特性分析了孕育震群及产生震群特征差异的深部构造环境因素。

1 方法简介

双差层析成像方法(Zhang et al., 2003)是在双差定位法(Waldhauser et al., 2000)与传统地震层析成像技术相结合的基础上发展起来的, 其思路为: 假定相邻2个地震事件到同一台站的路径相似, 对这2个相邻事件的到时残差作差得到双差数据, 利用双差数据反演速度结构。 具体而言, 对于给定的震源和台站, 从震源i到地震台站k的地震波走时可以表示为

Tki=τi+ikuds(1)

其中, τ i是地震i的发震时刻, u是地震波的慢度矢量, ds是路径积分元。 对走时方程(1)进行一阶泰勒展开, 得到地震波观测到时与理论到时之差 rki的线性方程:

rki=l=13TkixliΔxli+Δτi+ikδuds(2)

其中, Δ xli(l=1, 2, 3)为震源位置在3个坐标轴方向上的扰动, Δ τ i为地震i的发震时刻扰动, δ u为地震波的慢度扰动。 若符合组对条件的地震ij均被台站k所记录到, 则这2次地震的走时残差之差(即双差)可表示为

rki-rkj=l=13TkixliΔxli+Δτi+ikδuds-l=13TkjxljΔxlj+Δτj+jkδuds(3)

之后通过求解震源位置与速度结构的耦合方程, 可实现三维速度结构、 震源的相对位置和绝对位置的反演。 在反演过程中通过 “ 节点法” 进行模型参数化, 利用 “ 伪弯曲法” 进行射线追踪实现正演计算, 并借助带阻尼的最小二乘法, 使双差走时数据残差、 绝对走时数据残差的二范数系统构成目标函数最小化, 进而反演得到精细三维速度结构。

2 数据选取和反演模型的建立
2.1 数据选取

依据庙岛群岛震群分布特点, 选取(37.8° ~38.3° N, 120.45° ~121.05° E)为本文的研究范围(图 1), 为提高数据质量, 计算时选用了更大范围(37° ~39° N, 119° ~122° E)的地震走时资料和观测台站。 研究区位于渤海海峡南岸, 其南部的胶东半岛地震台站分布密度较高, 岛屿上布设有长岛台、 北隍城台及大竹山岛台, 监控能力可达ML1.0; 其北侧的渤海海峡地震活动偏弱, 为增加射线密度, 吸收了辽宁台网辽东湾的部分观测资料。 依据山东及辽宁地震台网观测报告, 选取2008年1月— 2017年12月记录清晰的4 766个地震事件, 剔除P波和S波时距曲线差值> 5s的数据(图2b), 经过地震事件的差分组对, 最终选取了由65个台站记录的4 555个事件用于层析成像反演, 参加反演的P波绝对到时数据有26 430条, 差分到时数据有513 299条, S波绝对到时数据有26 356条, 差分到时数据有508 482条。 受地理条件限制, 射线密度呈现南密北疏的格局。 地震和台站分布见图2a。

图 2 a 地震和台站间射线分布图; b 地震P波和S波走时-震中距关系曲线Fig. 2 Rays between earthquakes and seismic stations(a)and traveltime-distance relation of earthquakes waves(b).

2.2 初始速度模型的建立

反演采用的初始速度模型参考了穿过渤海海域的海-陆地震联合观测剖面和渤海海峡及周边地区的地震层析成像结果(Hao et al., 2013; Liu et al., 2015; 汪晟等, 2017)。 表1给出了P波的初始速度结构, 海平面以上的部分与第一层速度相同, P波与S波速度的比值为1.732。 在分层速度模型中用5km深度界面反映地壳浅部和中、 新生带沉积层的速度, 13km深度界面反映结晶基底附近的速度, 22km深部界面反映上、 下地壳分界面的速度变化, 另外依据庙岛群岛附近的初始震源深度增加10km和16km深度界面。

表1 庙岛群岛的P波初始速度结构 Table1 Initial P-wave velocity structure of the Miaodao archipelago
2.3 反演参数的选取及网格划分

由于双差层析成像方法采用带阻尼的LQSR算法, 阻尼因子通过对速度变量的调节作用控制速度图像的平滑度和反演结果的误差, 因此选取合理的阻尼因子和光滑权重对反演结果的稳定性至关重要。 本文采用权衡分析法(Eberhart-Philips, 1986; Lin et al., 2010), 分别以10~1 000、 0.01~100作为阻尼因子和光滑权重的测试范围, 首先将通过不同组合的阻尼因子和光滑权重反演计算获得的速度均方根和走时残差均方根绘制归一化的L曲线(图 3), 权衡选取适合所有曲线曲率的最大阻尼值作为最佳速度阻尼因子。 然后固定已选取的速度阻尼因子, 再对所选范围的光滑权重重新进行反演, 认为速度图像的平滑度与反演误差折中对等时的光滑权重为最佳权重值。 经过反复计算, 最终确定的阻尼因子和光滑权重的最优值分别为200和10。

图 3 光滑权重和阻尼因子的权衡曲线Fig. 3 Trade-off curves of smoothing and damping weight parameters.

根据庙岛群岛地区的地震空间分布特征, 经过对多种网格节点划分方式的尝试和分辨率测试结果的对比分析, 最终选取0.1° × 0.1° 的网格间隔, 深度方向的网格节点分别为0、 5km、 10km、 13km、 16km、 20km、 25km、 30km、 40km(图 4)。

图 4 反演网格分布及1976年以来的震群分布
黑色实心圆为1976年的震群, 红色实心圆为2017年的震群, 蓝色空心圆为2008— 2017年的区域地震
Fig. 4 Tomography grid and earthquake sequences distribution since 1976.

3 反演结果与讨论
3.1 结果的分辨率及可靠性分析

在层析成像的研究中, 对反演分辨率的评价尤其重要。 我们采用棋盘格检验(Humphrey et al., 1998)方法对速度结构反演的可靠性和空间分辨能力进行测试。 首先, 在初始一维速度模型的基础上添加± 5%的速度扰动, 形成正负相间顺序排列的三维网格模型, 即检测板模型。 然后, 利用实际地震射线在该三维网格模型上做正演计算得到理论走时数据集, 再对理论走时数据集及初始速度模型做反演计算, 将反演得到的三维速度结构与检测板模型的相似程度进行对比评估。 相似程度越高, 则解的可靠性越高、 分辨能力越强。 图 5 给出了检测板模型和不同深度的恢复检测结果, P波的速度在5~16km的深度节点基本能恢复正、 负相间的网格变化, 砣矶岛以南地区的恢复程度较好。 由于反演使用的是天然地震, 庙岛群岛北部渤海海峡地震稀疏, 距离辽东湾观测台站较远, 因此研究区北侧的射线密度低, 测试效果不理想。 整体来看, 在5km和16km深度, 砣矶岛以北的地区基本无法恢复, 10km和13km深度的分辨能力相对最好, 除砣矶岛西北区域外, 其它地区的恢复程度都较好, 20km深度基本无法恢复。 因此, 本文在讨论研究区的速度结构时, 主要分析砣矶岛以南地区5~16km深度层的P波三维速度结构特征。

图 5 检测板测试模型及不同深度剖面的棋盘测试结果Fig. 5 Checkerboard resolution tests at different depths.

3.2 重定位结果

经过15次迭代, 双差层析成像方法同时给出了研究区3 555个地震的精定位结果。 由重定位前、 后的走时残差均方根直方图(图 6)可见, 初始定位的残差大部分为0.05~0.25s。 重定位后的残差绝大多数分布在0.03s以内, 平均残差由重定位前的0.136s降低为0.016 9s, 地震定位的精度得到了显著改善。

图 6 重定位前后走时残差均方根直方图Fig. 6 Histograms of travel time residual RMS before and after relocation.

重定位后的地震空间分布显示(图7a), 震群事件的收敛性较好, 地震活动沿NW向条带状分布明显。 大竹山岛震群沿大竹山岛-威海北断裂分布, 震群活动随时间推移向S逐步偏移。 从深度剖面看(图7b, c), 震群活动在约7km深度出现间断面, 分为上、 下2部分。 上层部分的地震呈水平状分布, 震源深度集中在3~6km范围, 地震震级普遍较小, 下层部分的震源深度分布在7~18km的深度范围, 且较大地震多位于该震源深度范围的底部。 从地震活动的时间进程看, 下层部分的地震发生时间早于上层部分, 即震群活动的发展过程分为2个阶段, 下层地震活动起主要作用, 在其引起的应力调整作用下, 原震群位置略偏S的地壳浅层也发生了一丛小地震活动。 北长山岛震群分布在神道口断裂南侧, 地震频次偏低, 分布范围较小, 深度剖面显示该震群震源深度集中在5~10km的范围(图7d, e)。

图 7 重定位后地震空间分布及震源深度剖面图
黑色圆圈为2008— 2016年地震, 彩色圆圈为2017年震群活动
Fig. 7 Spatial distribution and focal depth profiles of earthquakes after relocation.

3.3 P波三维速度结构反演结果分析

图 8 为反演得到的不同深度层的P波速度结构, 同时将发生在各层上、 下2.5km深度范围的地震垂直投影在剖面上。 研究区内凹陷和隆起交错, 规模不等的构造断裂交会伴生, 因此不同深度层均显示出明显的横向速度不均匀性, 也在一定程度上反映出了海-陆相接的构造关系, 即北长山岛以南地区的P波速度明显高于其北侧的海槽水道区域, 并在10km和13km深度层与砣矶岛北侧的高速区相连, 将渤中凹陷和北黄海盆地分隔。 研究区为胶辽隆起的一部分, 整体处于 “ 南升北降” 的微变之中, 南侧胶东半岛及附近海域的基底为太古代和元古代的中— 深变质岩系, 长期的构造隆起使其缺失古生代— 三叠纪地层, 致使结晶基底埋深较浅, 故而波速偏高(黄永华等, 2007; 潘素珍等, 2015)。 北侧各岛之间水道的掘蚀洼地分布着大量的火成岩侵入体, 在诸岛海岸附近分布有NE、 NW向断层活动迹象, 在陡峭的海蚀带, 节理发育, 石英岩呈碎裂状态(丁东, 1994)。

图 8 研究区不同深度的水平层析成像结果Fig. 8 Horizontal slices of velocity at different depths by tomoDD.

一般认为断裂是高速区和低速区的分界。 从5km深度层的速度结构看, 钦岛断裂F7和长岛-芝罘岛断裂F4之间的南砣矶岛水道区域出现NE向展布、 不连续的明显低速区, 随着深度增加到10km、 13km, 上述低速区范围明显缩小, 仅在大竹山岛-威海北断裂F6两侧及长岛-芝罘岛断裂F4西段的大黑山岛附近存在小范围低速区域。 这些浅层较大范围的低速区可能与渤海海峡中生代及第四纪经历的多次火山活动相关, 海底火山杂岩以深大断裂为通道上涌至地壳浅部或喷溢出地表, 并在凹陷区域沉积了巨厚的碎屑岩(滕吉文等, 1997; 陈晓辉等, 2011)。 南长山岛附近的小范围高速区在延伸至10km深度时沿NE向快速扩大, 与砣矶岛北侧的NE向狭长高速区被大竹山岛-威海北断裂F6及其附近的松散构造所分隔; 至13km深度层大竹山岛-威海北断裂对速度结构的分割效应减弱, 高速区逐渐向NE方向扩展并与砣矶岛附近的高速区域连成一体, 形成庙岛群岛东侧P波速度明显高于其西侧的横向速度分块格局, 显示出渤海凹陷与北黄海盆地在中上地壳内的差异性升降活动。 16km深度层的速度分布与10km和13km深度层的速度结构差异较大, 砣矶岛南侧近SN向的狭长高速区由大竹山岛-威海北断裂F6沿线较大面积的低速区域替代, 最低波速达5.4km/s。 地震投影显示, 2017年3月震群活动中较大地震的震源深度多位于16km左右, 可见这一低速区域的存在可能是研究区中等地震多发的因素之一。 在这一深度层, 南、 北长山岛附近的高速区明显收缩并向大黑山岛及莱州湾附近偏移, 是2017年9月北长山岛震群震源深度集中在10km以内的原因所在。 神道口断裂F5东南端与NE向断裂交会部位出现小范围的高速区, 诸如此类体积较小的高速体在5~16km深度剖面均有投影, 可能与该区中新世晚期的火山活动导致基性岩浆沿断裂进行的上涌活动有关(黄朋等, 2007; 欧光习等, 2010)。 另外, 栖霞-蓬莱断裂系F2西侧出现了1个明显的低速投影, 这一低速投影位于庙西火山带, 与该地区新构造运动强烈且形式多样、 NW向和NE向2组断裂共轭交错和地壳介质相对脆弱有关。

整体来看, 10km、 13km深度层的P波速度相对较高, 地壳介质的完整性较好, 这一结果与较大范围地震层析成像所揭示的庙岛群岛及附近地区在中地壳速度相对稳定的结果一致(李志伟, 2006; 汪晟等, 2017)。 2017年3月大竹山岛震群在8~13km的深度分布的地震相对较少也是对这一结果的佐证。 而在5km和16km深度层, 大竹山岛-威海北断裂附近的P波低速特征明显, 说明研究区地壳介质结构在横、 纵方向上均有显著差异。

图 9 给出研究区P波速度的垂向剖面, 其中剖面AA'基本沿庙岛群岛轴线分布, 纵贯长岛-芝罘岛断裂F4、 神道口断裂F5和大竹山岛-威海北断裂F6; 剖面BB'和CC'分别穿过大竹山岛震群和北长山岛震群。 为便于对比, 将剖面两侧10km范围内的地震投影在相应剖面上。 由南向北, AA'剖面上中、 上地壳速度结构的横向起伏变化显著, 剖面的中间位置为南砣矶岛水道, 分布着的大量火成岩侵入体及大竹山岛-威海北断裂附近的岩石破碎带, 两侧分别为凹陷到隆起的过渡地带, 其中南侧胶东半岛北部至北长山岛的上元古界结晶基底抬升明显。 纵穿的3条断裂基本位于高速区与低速区的分界线附近或速度连续面的阶变处, 地震活动大部分发生在高、 低速转换带附近。 精定位结果显示, 震源深度由南向北逐渐加深, 2017年3月发生的震群活动能清晰反映出大竹山岛-威海北断裂的倾角较大、 断面近直立的特征。

图 9 庙岛群岛地区P波深度剖面的速度结构图像
F1长岛-芝罘岛断裂; F2神道口断裂; F3大竹岛-威海北断裂
Fig. 9 Vertical cross-section of Vp in Miaodao archipelago area.

BB'剖面与大竹山岛-威海北断裂平行。 P波速度剖面显示, 断裂下方的中、 上地壳内分布着面积较大、 形状不规则的连续低速区, 该低速区分为NW和SE 2个中心区域且NW方向的低速区埋深较深, 位于5km以下。 2个中心低速区与16km深度的低速区之间夹裹着较薄的相对高速层。 2017年3月发生的大竹山岛震群近直立分布在上、 下2个低速区之间的高速夹层内或速度转换边界, 并表现出明显的分层特征。 一般认为, P波速度偏低, 则表示岩体结构破碎或岩体裂缝中存在液态或气态物质, 故抗压强度较弱, 易形成释放地震能量的通道。 此次震群中几次显著地震的震源机制解的一致性较好, 均为走滑机制, 其中NW向节面走向约为320° , 与大竹山岛-威海北断裂的走向(300° )基本一致(高银鸿等, 2018; 李铂等, 2019), 而震群的最大主压应力方向为98° , 与庙岛群岛地区近EW向的构造应力场方向一致(郑建常等, 2018)。 这表明, 在构造应力增强的作用下, 走向与其近于平行的大竹山岛-威海北断裂F6易发生水平错动, 形成走滑机制的地震。 因此, 基于震源机制解及速度结构特征, 分析认为2017年3月大竹山岛震群的发震构造为大竹山岛-威海北断裂F6。 另外, 1548年在大竹山岛震群震源区的SE侧曾发生7.0级地震, 发震断层很可能是NW向的蓬莱-威海断裂(晁洪太等, 1995)。 依据该断裂附近的速度剖面结果推测, 此次7级地震很可能与断裂下方中地壳内存在的低速块体有一定关联, 低速体内的矿物部分熔融或脱水, 具有塑性特征, 本身不能积累较大的应变能, 但可以对周围脆性的应力状态起到放大作用(刘国栋等, 1992)。

CC'剖面位于长岛-芝罘岛断裂与神道口断裂之间。 P波速度结构的横向变化分界明显, 北长山岛以西为连续的低速区, 最深可达约10km, 北长山岛以东的P波速度整体偏高, 在地表浅层及中地壳分布有小规模的高速体。 推测高、 低速度间断面为穿过南长山岛北部的南城断裂, 该断裂的陆域长度为5km, 总体走向为N20° E, 倾角为55° ~80° , 为倾向NW的逆断裂(葛孚刚等, 2010)。 2017年9月2日北长山岛震群分布在南城断裂附近的小体积高速块体边缘, 这些小体积的高速体可能是基性火山岩侵入体(侯贵廷等, 2003), 具有较高的波速比和较低的剪切模量, 但由于体积偏小, 不易积累较大的应变能, 因此以小地震群的形式使能量趋向于四周相对软弱的部位释放。

3.4 对2017年和1976年2组震群相关性的讨论

庙岛群岛南部地区于2017年和1976年春季分别发生了2组地震学特征一致的震群活动(魏光兴等, 1980; 申金超等, 2019)。 这种重复事件的发生需要具有一定的构造场所和应力背景条件。 庙岛群岛附近的NE向郯庐东支断裂和NW向蓬莱-威海断裂在强震的孕育和发生过程中呈共轭关系, 但在第四纪中期后均活动较弱, 仅蓬莱-威海断裂系中的少数次级断层在晚更新世、 全新世时有活动。 中、 小地震的震源机制解及震群活动特征同样表明蓬莱-威海断裂带对渤海海域的现代地震活动具有控制作用。 1976年砣矶岛震群和2017年3月大竹山岛震群均位于蓬莱-威海断裂的次级断裂— — 大竹山岛-威海北断裂附近的海槽凹地(图 4), 这一区域次级断裂密集交会, 中、 上地壳以低速特征为主, 故震群释放应变能大、 震源深度较深; 1976年大黑山岛震群和2017年9月北长山岛震群位于胶东北部结晶基底抬升最高, 中、 上地壳结构稳定、 速度偏高的区域, 除NW向的长岛-芝罘岛断裂外, 还分布着许多规模较小的NE向微小断裂, 故震群规模小、 震源浅(图 9)。 以上是产生2组震群中不同位置震群特征差异的构造原因。

统计结果显示, 胶东半岛的震群、 小地震序列群体活动出现后的1a内, 华北东部发生5.0级以上地震的对应率为66.7%(李冬梅等, 2011), 典型的震例为1976年唐山7.8级地震前庙岛群岛的砣矶岛和黑山岛发生的震群活动(魏光兴等, 1980)。 地震资料显示, 唐山7.8级地震时, 整个华北地区处于地震能量释放的活跃时段, 仅1966— 1976年间环渤海地区就发生7级以上地震4次, 在这种背景应力场强调整或联动的过程中, 地壳介质较为松散、 应力承载能力偏弱的庙岛群岛地区以震群的形式参与了应变能的释放过程似乎不难理解。 对应力积累水平的测算结果表明, 当前渤海海峡处于中低水平的应力积累中, 断层活动性弱, 地壳较为稳定(姜迪迪等, 2013; 于磊, 2017), 同时, 华北地区6级以上中强地震长期平静, 2017年大竹山岛和北长山岛震群的应力降也低于区域背景水平(周少辉等, 2018)。 这些现象表明, 虽然2017年庙岛群岛的震群活动具有前兆性质(高银鸿等, 2018), 但区域背景应力处于累积过程中, 不具备短时间发生中强地震的应变能条件。 基于上述2种背景应力状态, 认为1976年和2017年庙岛群岛附近发生的震群活动是在区域应力增强的背景下, 局部介质的不均匀性和断层的低应力摩擦引发的能量释放过程。

4 结论

本文利用双差层析成像方法反演得到了山东庙岛群岛地区较高分辨率的P波三维速度结构及高精度地震定位结果, 并得到以下结论:

(1)精定位结果显示, 庙岛群岛附近震群活动的NW向带状分布明显, 震源深度主要集中在中、 上地壳。 震群活动存在短时间内成组发生的特点, 并且在表现形式上存在明显差异: 砣矶岛附近的震群震源深、 频次高、 释放能量大, 震源区分布范围广; 大黑山岛— 北长山岛附近的震群活动特征恰好与此相反。

(2)水平速度结构显示(图 8), 速度结构的横向不均匀性在各个深度层都存在, 反映了结晶基底的不均衡抬升和火成岩的成带灌入。 地壳浅层的速度结构与已知的地质构造吻合较好; 中浅层清晰地揭示出庙岛群岛的基底隆升区与两侧的下沉带; 中、 下层的速度结构受深大断裂及岩浆活动影响明显, 大竹山岛-威海北断裂F6附近为显著的低速特征, 胶东半岛北部海域则为相互独立的高速异常块体。

(3)速度结构剖面显示, 断裂、 震群活动与P波速度结构具有一定的相关性。 穿过大竹山岛震群的剖面在中、 上地壳的低速特征明显, 震群近直立分层散布在上、 下2层低速体之间的相对高速介质内, 与大竹山岛-威海北断裂F6的特征相符。 穿过北长山岛震群的剖面在地壳的中、 上层出现体积较小的高速异常体, 震群发生在高速体边缘。

(4)震群往往发生在裂隙分布较密, 介质相对脆弱、 强度偏低的特殊区域。 对庙岛群岛地区震群的特征及P波三维速度结构的分析认为, 1976年和2017年2组显著震群活动均是区域背景应力调整过程的表现形式。

致谢 中国科学技术大学张海江教授提供了tomoDD程序; 审稿专家提出了宝贵的修改建议。 在此一并表示感谢!

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