坚固体孕震模式下地下流体异常时空演化的数值模拟

张 慧 梁子彬

张 慧 梁子彬. 2000: 坚固体孕震模式下地下流体异常时空演化的数值模拟. 地震学报, 22(2): 176-182.
引用本文: 张 慧 梁子彬. 2000: 坚固体孕震模式下地下流体异常时空演化的数值模拟. 地震学报, 22(2): 176-182.

坚固体孕震模式下地下流体异常时空演化的数值模拟

  • 摘要: 利用固液二相介质平面应变问题的有限元方法,研究了倾滑型地震地下流体场兆、源兆特征及时空演变过程.结果表明:孕震的早期阶段,即弹性积累和非线性阶段,地下流体缓慢变化,异常不明显;中期阶段,即硬化及局部膨胀阶段,震源区出现膨胀,地下流体异常主要集中在震源区,源兆出现得早,场兆出现得晚;进入中短期阶段,即大范围膨胀阶段,震源区异常继续发展,异常区不断扩大,在震源区以外出现新的异常值较大的地区.
  • 张家口—渤海地震活动带(以下简称为张渤地震带)穿北京、天津延至渤海,大致走向为WNW,长约600 km,宽十几至数十千米,是我国东部的一条重要的地震活动带,曾发生1976年唐山MS7.8、1975年海城MS7.3大地震和大量中小地震(图 1).其东段与郯城—庐江断裂带(以下简称为郯庐断裂带)的北段相交.本文研究区范围为113°E—126°E、34°N—44°N,地处华北,是我国经济文化最发达、人口最密集的地区之一. 对张渤地震带及其邻区的地震特性研究可为该地区的地震预测提供深部地球物理依据,同时为该地区的可持续发展提供参考.

    图  1  研究区域构造背景以及台站和1970年以来M>4.5地震震中分布
    Figure  1.  Tectonic settings as well as distribution of stations (triangles) and M>4.5 earthquakes (red dots) since the year 1970 in the research area
    The belt extending in NW- -SE direction is Zhangjiakou-Bohai seismic active belt, the other is Tancheng-Lujiang fault zone

    张渤地震带及其邻区位于华北克拉通中东部地区(图 1).华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一(Wilde et al,2001翟明国,2010),古生代以前保持着典型克拉通的性质(赵国春等,2002Menzies et al,2007),之后其东部的岩石圈地幔经历了物理和化学性质的根本改变. 相关研究认为华北克拉通东部已经被改造,甚至发生了破坏(邓晋福等,2006Zheng et al,2007嵇少丞等,2008;An et al,2009;朱日祥,郑天愉,2009).诸多研究人员对该区域的构造开展了大量的研究工作,包括利用人工地震测深方法对壳幔结构的研究(王夫运等,2005熊小松等,2011)、体波和面波的层析成像研究(朱介寿等,2002Huang et al,2003Liang et al,2004Sun,Toksöz,2006)、利用接收函数对间断面的研究(Ai,Zheng,2003; Li et al,2008;Chen,Ai,2009; Gao et al,2010)等,对揭示该区域的构造演化具有非常重要的意义,同时也为后续研究提供参考.

    地球内部的间断面是探讨地球结构、界定深部构造性质的基础(高原,周蕙兰,1998).莫霍面是地球最重要的界面之一,表征着地震波速度和岩石物性参数的改变,其深度是地壳结构的一个重要参数.地壳平均泊松比可以揭示岩石组分的变化(Ji et al,2009).对莫霍面起伏特征和地壳平均泊松比变化的研究,可为揭示该地区地壳形变和深部构造提供重要信息.

    地震图中远震P波通过莫霍面时产生的P- -S转换波非常微弱而难以辨识,而接收函数对于突出这一转换波非常有效,故成为研究地壳结构的理想方法(吴庆举,曾融生,1998张莹莹,高原,2012).Zandt和Ammon(1995)首先利用接收函数中的转换震相及多次反射转换震相估计了全球地壳厚度和泊松比;Zhu和Kanamori(2000)对该方法作了进一步约束,使其更加稳定.之后该方法在地球物理领域得到了广泛的应用(李永华等,2006张洪双等,2009Wang et al,2010张广成等,2013),也被称为接收函数的H-k叠加搜索方法.

    本研究采用接收函数的H-k叠加搜索方法,计算张渤地震带及其邻区台站下方的地壳厚度和泊松比.由于接收函数方法的稳定性依赖于地震事件的反方位角分布,本研究采用较罗艳等(2008)及葛粲等(2011)更长时间的波形记录,以期获得更多的远震事件和更为丰富的方位角分布,从而保证本文结果的稳定性,有助于进一步了解华北地区及张渤地震带和郯庐断裂带北段的深部结构.

    本文采用位于山东、河北、辽宁、北京和天津等地区的103个宽频带固定台站(图 1)于2007年8月1日—2011年12月31日(共4年零4个月)记录到的波形资料,选取震中距为30°—90°、M>5.5的地震事件1 000余个(图 2).在此基础上,采用带宽为0.02—0.5 Hz的频率域反褶积方法计算接收函数,从中筛选出转换震相清晰且信噪比高的接收函数,用于接收函数的H-k叠加搜索方法计算.

    图  2  本文所用的地震事件分布
    Figure  2.  Distribution of the earthquake events used in this paper

    接收函数的H-k叠加搜索方法利用了接收函数的时间和振幅属性.在台站下方莫霍面起伏和速度横向变化不大的情况下,莫霍面产生的转换波Ps以及多次波PpPs和PpSs+PsPs的走时仅与台站下方的莫霍面深度、P波与S波速度比有关.当地壳平均P波速度(vP)、波速比(k=vP/vS)和地壳厚度(H)的取值与实际地壳情况相符时,转换波和多次波的到时所对应的振幅加权叠加值最大.在给定地壳平均P波速度的情况下,对每个台站的接收函数进行扫描叠加,可以得到每个台站下方的地壳厚度和平均速度比.扫描叠加振幅由震相Ps,PpPs和PpSs+PsPs的振幅加权值给出,权值和为1.在Zhu和Kanamori(2000)的研究中,Ps,PpPs和PpSs+PsPs振幅的权值通常分别采用0.7,0.2和0.1,本文通过多次试算比较认为这样的权值比较合理.根据人工测深结果(刘昌铨,杨健,1982嘉世旭等,2005),计算中我们取地壳平均P波速度为6.3 km/s,并设定Hk的扫描范围分别为30—50 km和1.6—1.9,相应扫描间隔分别为1 km和0.005,扫描结果的误差根据叠加函数的方差给定.

    通过对远震事件波形处理,得到了各个台站的接收函数,并对其中Ps及多次反射震相清晰、信噪比高的99个台站的接收函数进行了地壳厚度和波速比扫描,图 3给出了DSA,BXI,XIT等3个台站的H-k扫描分析结果.利用泊松比与波速比之间的换算关系σ=0.5[1-(k2-1)-1],将叠加结果中的波速比换算为泊松比,结果列于表 1

    图  3  利用H-k方法计算台站下方的地壳厚度(H)和平均波速比(νP/νS)
    a)H-k搜索结果;(b)接收函数按射线参数叠加的结果,同时给出了台站名称及参与计算的接收函数叠加条数
    Figure  3.  Crustal thickness and the distribution of νP/νS ratio beneath the stations calculated by using H-k method
    (a)The searching result by H-k method; (b)Receiver functions stacking according to ray parameters. The name of stations and the number of receive functions are also given on the end of receive function waves
    表  1  各台站H-k扫描结果
    Table  1.  H-k searching results for all stations used in this study
    台站 H/kmkσN 台站 H/kmkσN
    JIX34±1.841.75±0.0390.1879HAY32±1.231.78±0.0420.27120
    BHC35±1.011.62±0.0280.1954HUR33±1.171.77±0.0570.27106
    RCH32±0.811.64±0.0330.2177JIX33±1.691.79±0.0620.27128
    HXQ33±2.071.65±0.0580.2161KAB40±1.231.78±0.0380.27174
    LIS34±1.431.65±0.0330.21113KDN32±1.341.77±0.0530.27176
    JNX37±2.041.67±0.3450.2261LQU34±1.011.79±0.0280.27135
    QIL34±1.221.67±0.0350.2261LUQ33±0.951.77±0.0270.27105
    ZCH36±1.681.66±0.0420.22201LYA36±2.361.7±0.0440.27175
    JZH36±1.501.68±0.0330.23152LZH33±1.051.77±0.0420.27130
    XTT32±1.401.68±0.0390.23129MQI31±1.171.77±0.0450.27156
    DSD34±1.241.7±0.0440.24149NKY36±1.231.78±0.0310.27183
    KUC35±1.521.71±0.0460.2489QID31±0.781.78±0.0230.27109
    LOK34±1.291.7±0.0450.24196WED30±0.91.79±0.030.2792
    LSH35±1.151.72±0.0420.24179WFD33±1.051.77±0.0360.27161
    SHS32±1.561.71±0.0510.24102WUL35±1.631.77±0.0490.27140
    TLK33±1.281.7±0.0380.2475XIL34±0.921.79±0.0350.2761
    XIT35±1.301.71±0.0350.24139XLD33±1.061.78±0.0380.27109
    XYN35±0.961.71±0.0280.24140ANS30±2.311.8±0.1350.28210
    YON30±2.491.71±0.0630.24112BXI34±1.791.81±0.0660.2852
    YTA33±1.661.72±0.0440.2463CHD34±1.051.8±0.0360.2892
    CHC40±1.231.74±0.0440.25166CXT34±1.071.82±0.0350.2889
    GAX32±1.691.74±0.0570.2531DHC36±1.751.8±0.0550.28311
    HNS31±1.411.73±0.0450.2576GUS32±2.051.81±0.0730.28115
    HST34±1.541.73±0.0480.25222HSH31±1.021.82±0.0430.2890
    JCA35±2.231.73±0.0420.25256JIN33±1.451.8±0.0550.28179
    JUN33±0.811.73±0.0270.25164LHT31±1.781.8±0.040.2891
    JUX33±1.871.73±0.0360.2583TCH32±1.141.82±0.0370.2875
    LOH36±1.371.74±0.0280.25148XFN30±1.551.82±0.0410.2825
    QYU33±1.431.73±0.2280.2562XIT33±1.241.81±0.0480.2868
    RSH32±1.531.74±0.0670.25139XMN30±1.521.8±0.0350.28113
    SNY32±0.981.74±0.0420.25320ZHB39±1.221.82±0.0370.28136
    XBZ43±1.331.73±0.030.2577ZHT36±1.491.81±0.0460.28232
    YKO30±1.261.74±0.0370.2586BBS34±1.561.85±0.0380.2941
    YUS34±1.081.73±0.0330.25159CHY36±1.251.83±0.0360.2919
    CLI32±1.431.76±0.0620.2658CSH31±1.621.84±0.0640.29191
    FEN37±1.541.75±0.0290.26137FKU30±1.991.85±0.0390.2994
    LIC33±1.501.76±0.0470.26191LAY30±1.661.83±0.0380.2975
    LYN33±1.001.75±0.0340.26187LBP35±0.701.84±0.0220.29118
    NLA34±2.001.75±0.0750.26142MIY34±1.171.85±0.0390.29195
    TIL31±1.081.75±0.0370.26240NAP32±1.551.83±0.060.29145
    WAT34±1.021.75±0.0270.26154RZH33±1.011.84±0.0340.29110
    WEC37±1.791.75±0.0550.26134SSL34±1.111.84±0.0350.29212
    YSH35±1.131.76±0.0380.26118TIA30±1.541.85±0.0390.29106
    ANQ34±1.411.78±0.0270.27101BEP31±1.561.87±0.0520.30178
    CHD32±0.941.78±0.0340.2790BZH31±1.461.86±0.0530.30163
    DDO31±1.381.78±0.0430.27145QIX30±1.921.86±0.0450.3060
    DL230±1.261.77±0.0380.27129SXT34±0.831.87±0.0260.30102
    FXI33±1.181.77±0.0420.27189ZJK36±1.351.87±0.0350.3060
    GAN36±1.661.78±0.0550.27102YAY34±1.231.89±0.0340.3181
    注:H为莫霍面深度,k为波速比,σ为泊松比,N为地震数.
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    表 1可以看出,张渤地震带及其邻区地壳厚度为30—46 km,变化跨度很大,与王峻等(2009)以及许卫卫和郑天愉(2005)的研究结果在空间分布上基本一致.图 4图 5分别给出了用插值和按台站位置两种方式展示的地壳厚度和泊松比分布情况.从整体来看(图 4),研究区地壳厚度与地表地形有很好的对应性,山脉隆起区地壳厚度较大,盆地和平原地区地壳厚度较小,这与艾利均衡假说一致,可能暗示了研究区的地壳经历了破坏与均衡共同作用的过程.由于华北平原缺少宽频带地震台,本研究在该地区无法给出计算结果,故该地区的差值结果可靠性不佳. 相关研究(葛粲等,2011刘琼林等,2011)在该地区也未得到可靠结果.从图 4可以看出,华北平原北部的山脉隆起地区的地壳厚度介于36—43 km之间,具有从造山带到平原或盆地逐渐减薄的变化趋势,这与赵金仁等(2006)的人工源反射剖面研究结果一致.

    图  4  张家口—渤海地震带及其邻区的莫霍面深度插值图
    Figure  4.  The interpolation map of crustal thickness beneath Zhangjiakou-Bohai seismic active belt and its neighboring regions Black triangles represent the stations which have a reliable result
    图  5  张家口—渤海地震带及其邻区的莫霍面深度
    Figure  5.  Crustal thickness beneath Zhangjiakou-Bohai seismic active belt and its neighboring regions Circles represent the stations,and their color represents the crustal thickness beneath them

    从局部来看(图 5),燕山隆起区地壳较厚,最厚处位于康保台(KAB)和张北台(ZHB),其下方地壳厚度为40 km左右,地壳厚度从张渤地震带的NW- -SE方向逐渐减薄(图 4),这与嘉世旭等(2005)许卫卫和郑天愉(2005)和和王峻等(2009)的研究结果一致.从图 4可以看出: 研究区内的华北克拉通中、西部地区平均地壳厚度大于40 km; 燕山隆起区地壳整体较厚,并且西北部地区较东南部地区略厚.本文结果显示,北京地区出现了莫霍面局部高低起伏的现象,这可能与北京地区位于燕山隆起与太行山隆起交汇处的复杂构造有关. 该现象在罗艳等(2008)王峻等(2009)葛粲等(2011)刘琼林等(2011)的研究结果中并未显示.在华北平原向太行山隆起的过渡地区出现了莫霍面陡变,最厚处井陉台(JNX)下方地壳厚度高达37 km,最薄处永年台(YON)仅为30 km.结果还显示,分布在太行山山前断裂两侧的邻近台站地壳厚度表现出剧烈的变化,例如井陉台(JNX)和鹿泉台(LUQ)对应的莫霍面深度分别为37和33 km,这暗示着太行山山前断裂局部可能深达莫霍面.郯庐断裂带南段的山东地区地壳厚度较厚,而该断裂带北端的辽宁 地区地壳较薄且变化不大,平均厚度为32.3 km,这与葛粲等(2011)的研究结果一致.故整体来看: 郯庐断裂带下方地壳呈南厚北薄的特点;辽东隆起地区山脊处地壳厚度较两侧略厚; 鲁西和鲁东隆起部分地区地壳厚度略厚,若此处的克拉通破坏方式以底侵作用为主(翟明国等,2005),则在地幔岩浆底侵作用下,地壳和软流圈地幔的岩石发生混存而使该地区地壳变厚;位于渤海中间岛屿上的北隍城台(BHC),其下方地壳厚度较大,约35 km.

    研究区的泊松比与地形和地壳厚度虽没有明显的对应关系,却呈现出明显的区域分布特征.大陆地壳的泊松比一般为0.25—0.27(Zandt,Ammon,1995; 童蔚蔚等,2007),而位于张渤地震带西北段断层密集区域的台站下方地壳泊松比值均较高(图 6). 例如张家口台(ZJK)、十三陵台(SSL)、八宝山台(BBS)、牛口峪台(NKY)和大灰场台(DHC),其下方泊松比均大于0.27.一般来说较高泊松比意味着岩石破碎、多空裂隙,而低泊松比则说明岩石相对完整、强度大.断层密集区域附近的台站下方地壳出现高泊松比,其原因一是由于断裂带附近岩石比较破碎,二是在岩石的破碎过程中应力释放导致局部应力变低,从而造成地壳岩石的部分熔融所致.太行山山前地区泊松比变化剧烈,这可能是由于太行山山前地区地壳结构比较复杂,地壳物质非均匀分布所致.根据野外调查结果(张瑾等,2005张锡明等,2007),鲁西地区广泛发育典型的幔源岩浆岩,其中中生代侵入岩分布十分广泛且类型多样,这些幔源岩浆岩大多属于基性、超基性岩,具有较高的泊松比.本文认为鲁西隆起地区出现泊松比高低复杂分布的现象,可能是由于地幔物质的底侵作用 所引起. 底侵作用伴随着局部的火山活动,将高泊松比的地幔物质带入地壳,导致局部地壳泊松比增大.鲁西隆起南部的苍山台(CSH)下方地壳泊松比值高达0.29,东部的泰安台(TIA)和济南台(JIN)泊松比值也分别高达0.29和0.28. 臧绍先等(2002)的大地热流结果表明这些台站位于大地热流高值区,故本文认为该地区地壳可能有局部熔融的现象.郯城台(TCH)下方地壳泊松比值高达0.28,这是由于该台站位于郯庐断裂带起始位置,断层处岩石较破碎所致; 而远离该断层的邹城台(ZCH)和独山岛台(DSD)下方地壳泊松比值分别为0.22和0.24,岩石完整强度较大,所以泊松比值较低;临沭台(LIS)下方地壳泊松比值为0.21. 鲁东地区地表广泛出露榴辉岩和超基性岩(凌贤长等,1996),本文认为鲁东隆起的高泊松比与地壳岩性有关.由图 7可看出,位于渤海中间岛屿上的北隍城台(BHC)下方地壳泊松比值较低,为0.19. 杨婷等(2012)的成像结果显示该区域45 km深度处为低速(但该处为研究区边缘,结果可靠性不佳),据此分析该区泊松比较低可能是热物质上涌所致.

    图  6  张家口—渤海地震带及其邻区的莫霍面深度
    Figure  6.  Crustal thickness beneath Zhangjiakou-Bohai seismic active belt and its neighboring regions Circles represent the stations,and their color represents the crustal thickness beneath them
    图  7  张家口—渤海地震带及其邻区的泊松比(σ)分布(按台站位置显示)
    Figure  7.  Distribution of Poisson’s ratio (σ) beneath Zhangjiakou-Bohai seismic active belt and its neighboring regions (shown at the location of seismic stations)

    通过对99个台站的接收函数H-k叠加搜索计算,结果表明张渤地震带及其邻区的地壳厚度在30—46 km之间变化,跨度很大,且地壳厚度与地表地形相关性很好,即山脉隆起区地壳厚度大,盆地区地壳厚度小,地壳厚度在鲁西和鲁东隆起处较大,地壳从燕山、太行山地区到华北平原逐渐变薄;辽东隆起地区地壳厚度则由山脊向两侧山坡逐渐减薄.太行山隆起的东缘附近,地壳厚度变化剧烈,暗示太行山山前断裂很可能是一条深达莫霍面的断裂构造.位于郯庐断裂带北段渤海湾北部的辽宁地区地壳较薄,平均厚度为32.3 km;郯庐断裂带南段的山东地区,地壳厚度较厚. 整体来看,位于研究区内的郯庐断裂带下方地壳厚度呈现南厚北薄的特点,这是由于郯庐断裂带恰好在此处穿过地壳较厚的鲁西隆起地区,而地壳厚度在郯庐断裂带两侧没有明显变化,可能暗示该区域地壳在纵向上没有经历明显的压缩和拉伸作用.

    本文得到的研究区泊松比值处于0.18—0.31范围内,其分布具有分区特点.在张渤地震带西北段断层比较密集的区域,部分台站下方地壳泊松比值大于0.27,表现为高值异常,可能是地震活动造成岩石比较破碎所致; 而应力释放导致的地壳岩石部分熔融也可能是引起高泊松比的另一个重要原因.在郯庐带东侧的鲁西隆起出现了高低泊松比复杂分布的现象. 泊松比高值异常出现在火山活动区,对应的地表有大面积侵入岩出露,其原因可能是局部的火山活动将高泊松比的地幔物质带入地壳,从而导致地壳泊松比的增大;泊松比低值异常出现在远离断层的地区,推测岩石较为完整,强度较大.太行山山前地区泊松比变化剧烈,可能是由于该地区地壳结构比较复杂,地壳物质非均匀分布所致.位于渤海中间岛屿上的北隍城台(BHC)地壳厚度较大,为35 km,泊松比较低,为0.19,其原因尚不清楚,有待于今后综合更多的观测资料和借助多种分析技术对该地区开展更为精细的研究.

    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”为本研究提供了地震波形数据,郑秀芬研究员在资料的收集和处理过程中提供了帮助,钮凤林教授和张洪双博士在数据处理过程中给予了指导,作者在此一并表示衷心的感谢.

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  • 发布日期:  2008-12-26

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