鄂爾多斯東緣地震重定位及拉張盆地過(guò)渡區(qū)的地震分布特征

蔡妍，吳建平，房立華，王未來(lái)，黃靜

中國(guó)地震局地球物理研究所，北京 100081

1 引言

鄂爾多斯塊體具有穩(wěn)定的克拉通基底，自新生代以來(lái)，鄂爾多斯塊體整體以抬升運(yùn)動(dòng)為主，在其周緣地帶發(fā)生不同強(qiáng)度的斷陷作用，環(huán)繞鄂爾多斯地塊，既發(fā)育有海原—六盤山大型左旋走滑剪切擠壓構(gòu)造變形帶，也發(fā)育有渭河、山西、河套、銀川、吉蘭泰等大型斷陷盆地帶.這些地區(qū)是我國(guó)著名的新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)活動(dòng)變形帶和強(qiáng)震活躍帶（國(guó)家地震局《鄂爾多斯周緣活動(dòng)斷裂系》課題組，1988；馬宗晉，1993）.有史以來(lái)，鄂爾多斯周緣活動(dòng)斷裂帶先后發(fā)生數(shù)十次7級(jí)以上強(qiáng)震，其中1次8.5級(jí)地震，4次8級(jí)地震.開(kāi)展鄂爾多斯周緣活動(dòng)斷裂帶的地震定位研究，對(duì)于深入認(rèn)識(shí)該地區(qū)的地震活動(dòng)規(guī)律、發(fā)震機(jī)制以及深部動(dòng)力學(xué)過(guò)程等具有重要意義.

山西斷陷帶為一條具有右旋剪切性質(zhì)的張性構(gòu)造帶（國(guó)家地震局《鄂爾多斯周緣活動(dòng)斷裂系》課題組，1988；馬宗晉，1993；安美建和李方全，1998；王秀文等，2010；賈曉東等，2012），位于穩(wěn)定的鄂爾多斯塊體東緣，由一系列北東、北東東向的地塹或半地塹式盆地組成，自南而北依次為運(yùn)城盆地，臨汾盆地，太原盆地，忻縣盆地和大同盆地，忻縣和臨汾盆地主要具有右旋剪切破裂性質(zhì)，運(yùn)城、太原和大同盆地主要具有張破裂性質(zhì).根據(jù)震源機(jī)制解、地應(yīng)力測(cè)量等說(shuō)明該地區(qū)現(xiàn)今的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)總體上仍然受北東向擠壓，北西向拉張的區(qū)域應(yīng)力場(chǎng)控制（安美建和李方全，1998；王秀文等，2010；賈曉東等，2012）.這表明現(xiàn)今斷裂活動(dòng)繼承了新生代以來(lái)的運(yùn)動(dòng)方式.張之立等（1987）認(rèn)為，忻縣和臨汾盆地可以看作為兩條雁列式的裂紋系，在忻縣和臨汾盆地的兩端存在比較寬闊的擴(kuò)展分支區(qū)，這兩個(gè)盆地的非相鄰端的擴(kuò)展分支區(qū)正好對(duì)應(yīng)大同盆地和運(yùn)城盆地，相鄰端的擴(kuò)展分支區(qū)對(duì)應(yīng)太原盆地.擴(kuò)展分支區(qū)具有拉張性質(zhì)，除受剪應(yīng)力作用外，還受與擴(kuò)展分支區(qū)方向垂直的張應(yīng)力控制.

地震定位是根據(jù)臺(tái)站觀測(cè)的地震波到時(shí)確定地震的震源位置和發(fā)震時(shí)刻.地震定位是地震學(xué)中一項(xiàng)基礎(chǔ)而又重要的工作.高精度的地震定位結(jié)果能夠提供有效的地震活動(dòng)信息，可用來(lái)研究地震發(fā)生機(jī)制、地球內(nèi)部構(gòu)造、震源幾何構(gòu)造等問(wèn)題.近年來(lái)，隨著數(shù)字化地震觀測(cè)技術(shù)的迅速發(fā)展，對(duì)地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)與地震震源的研究越來(lái)越深入，從而對(duì)地震定位的精確度提出更高的要求.影響地震定位精度的因素有很多：臺(tái)網(wǎng)布局、震相識(shí)別、到時(shí)讀數(shù)、地殼結(jié)構(gòu)等.因此，地震學(xué)家一直在不斷改進(jìn)或提出新的定位方法，希望獲得更高的定位精度（周仕勇等，1999；姚運(yùn)生等，2007；趙冰等，2012；許力生等，2013）.

雙差定位法近年來(lái)受到人們的廣泛重視，它是通過(guò)地震事件兩兩組對(duì)后，根據(jù)走時(shí)差的觀測(cè)值與理論值的殘差（雙差）來(lái)確定震源參數(shù)的一種相對(duì)定位方法（Waldhauser and Ellsworth，2000）.該算法要求事件對(duì)之間的距離遠(yuǎn)小于事件到臺(tái)站間的距離和波傳播路徑上速度不均勻體的線性尺度，從而兩個(gè)事件至同一臺(tái)站的走時(shí)差只由兩個(gè)事件的相對(duì)位置及它們之間小范圍內(nèi)的波速所決定，這樣就可以在一定程度上消除由于速度模型的不確定性造成的影響，從而獲得高精度的地震震源間的相對(duì)位置.目前，雙差地震定位法已經(jīng)廣泛應(yīng)用于活動(dòng)斷層的精細(xì)結(jié)構(gòu)及不同地區(qū)地震活動(dòng)性演化及變化規(guī)律的研究上（楊智嫻等，2003；朱艾斕等，2005；鄭勇等，2009；黃媛等，2008；黃耘等，2008；吳建平等，2009；Mottaghi etal.，2010；于湘?zhèn)サ龋?010；張廣偉等，2011；宋美琴等，2012；Balfour etal.，2012；王未來(lái)等，2012；房立華等，2013a，2013b；Serpetsidaki etal.，2013；張新東等，2013；Moore-Driskell etal.，2013；Douilly etal.，2013；高原等，2013；陳運(yùn)泰等，2013）.

我國(guó)在“十五”期間對(duì)地震臺(tái)網(wǎng)進(jìn)行了數(shù)字化改造，并新建了一批數(shù)字地震臺(tái)站，地震監(jiān)測(cè)能力有了明顯改善.與以往的研究不同（宋美琴等，2012），為了獲得可靠的定位結(jié)果，本文僅利用數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)建立后2008年1月—2012年12月鄂爾多斯東緣地區(qū)的3680次地震進(jìn)行地震重定位.重定位后，地震定位精度明顯改善.利用重定位后的結(jié)果，結(jié)合地震地質(zhì)資料，分析探討了鄂爾多斯東緣地震活動(dòng)的空間分布特征及其與活動(dòng)構(gòu)造的關(guān)系.

2 資料與方法

研究區(qū)為鄂爾多斯東緣地區(qū)，研究范圍為34°N—41°N，110°E—115°E.重新定位所用資料為北京、河北、內(nèi)蒙、天津、山東、山西、陜西、四川、河南、湖北、江蘇、安徽等區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)共314個(gè)臺(tái)站所記錄到的震相資料（圖1）.收集了2008年1月—2012年12月研究區(qū)的地震觀測(cè)報(bào)告資料，經(jīng)過(guò)篩選（每個(gè)地震至少有4個(gè)臺(tái)站、6個(gè)震相記錄），共整理出3680次地震，其震級(jí)范圍在ML0～4.8，地震初始深度分布在0～37km，其中66次地震無(wú)初始震源深度，約占地震總數(shù)的1.8%.共有84976條震相路徑資料，其中包括直達(dá)波Pg絕對(duì)到時(shí)數(shù)據(jù)40351條，Sg絕對(duì)到時(shí)數(shù)據(jù)42337條，首波Pn絕對(duì)到時(shí)數(shù)據(jù)1878條，Sn絕對(duì)到時(shí)數(shù)據(jù)410條.

本文采用Waldhauser和Ellsworth（2000）的雙差地震定位法對(duì)鄂爾多斯東緣地區(qū)的地震重新定位.相比于絕對(duì)定位方法，該方法在很大程度上消除速度結(jié)構(gòu)不均勻性引起的定位誤差，可較大幅度地提高地震之間相對(duì)位置的精度.參照Li S L等（2006）給出的速度模型，結(jié)合此區(qū)的人工地震測(cè)深工作（嘉世旭和劉昌銓，1995；周民都等，2000；嘉世旭和張先康，2005），通過(guò)反復(fù)試驗(yàn)結(jié)果，最終確定本文采用的速度模型（見(jiàn)表1）.波速比為1.74.

圖1 研究區(qū)概況（a）研究區(qū)所有地震的震中位置分布及研究區(qū)內(nèi)臺(tái)站分布，藍(lán)色三角形代表臺(tái)站，紅色圓代表地震；（b）山西斷陷帶的力學(xué)構(gòu)造模型（據(jù)張之立等（1987）作圖），1石嶺關(guān)隆起；2靈石隆起；3峨嵋臺(tái)地.Fig.1 The general information in the region（a）Distributions of all the earthquakes and stations in the region.The blue triangles are seismic stations，and the red circles are earthquakes.（b）Mechanical model of Shanxi rifted basin（the figure based on Zhang etal.（1987））.1Shilingguan uplift；2Lingshi uplift；3E′mei mesa.

表1 重定位時(shí)使用的P波速度模型Table 1 1-D P-wave velocity model used in earthquake relocation

3 定位結(jié)果

本文采用雙差定位方法對(duì)地震進(jìn)行重定位后，最終獲得3093個(gè)地震的重新定位結(jié)果（如圖2b），其他沒(méi)有定位結(jié)果的地震，可能是在重定位過(guò)程中無(wú)法組成符合定位條件要求的地震叢集，或沒(méi)有足夠符合要求的震相數(shù)量而被舍棄.所有地震的走時(shí)均方根殘差的平均值由0.301s降為0.077s.采用共軛梯度法得到的震源位置的定位誤差在E-W方向平均為0.12km，在N-S方向平均為0.12km，在U-D方向平均為0.18km.使用奇異值分解法得出的平均定位誤差在E-W，N-S和U-D方向分別為0.26km，0.32km和0.29km，基本反映了重定位的精度.與定位前的地震相比，雙差重新定位后的地震均方根殘差明顯降低，定位精度得到改善.

圖2為鄂爾多斯東緣重定位前、后的震中位置分布.重定位前、后的地震是一一對(duì)應(yīng)的.重定位前（圖2a），地震主要分布在山西斷陷盆地內(nèi)，表現(xiàn)為沿盆地的走向分布，盆地外兩側(cè)及盆地之間的橫向隆起地震較少，分布比較離散.雙差重定位后（圖2b）的震中更加集中、緊湊地分布在斷陷盆地內(nèi)，條帶狀分布更加清晰.圖3為鄂爾多斯東緣重定位前、后的震源深度分布圖.如圖所示，重定位前（圖3a），震源深度在6～10km呈現(xiàn)較強(qiáng)的優(yōu)勢(shì)分布，特別在7km和9km深度上地震更為集中.重定位后（圖3b），震源的深度分布形態(tài)更接近于正態(tài)分布，大多數(shù)地震分布在20km以上（占重定位總數(shù)96%），顯示了這個(gè)地區(qū)的發(fā)震層深度.這個(gè)結(jié)果比宋美琴等（2012）的山西地區(qū)震源深度優(yōu)勢(shì)分布研究結(jié)果（30km）要淺.

圖2 鄂爾多斯東緣重定位前（a）、后（b）的震中位置分布Fig.2 Distributions of epicenter before（a）and after（b）relocation in the eastern margin of Ordos block

圖4 為山西斷陷盆地重定位前、后BB′和AA′剖面的震源深度圖，由于AA′剖面沒(méi)有很好地穿過(guò)盆地，因此沒(méi)有標(biāo)注盆地與橫向隆起的位置，本文在4.3部分將會(huì)詳細(xì)分析.在沿著B(niǎo)B′與AA′的剖面上，重定位前的震源深度（圖4a）在5～10km呈現(xiàn)水平分布特征，10km以下分布比較離散，這可能與目錄定位精度不夠有關(guān).重定位后（圖4b），盆地內(nèi)部震源深度較淺，主要集中分布在13km以上，向盆地兩端震源深度有加深的趨勢(shì)，最深處達(dá)25km，總體上呈現(xiàn)出波浪式分布，特別是太原盆地的北端，臨汾盆地北端，以及運(yùn)城與臨汾盆地之間的峨眉臺(tái)地，震源深度都比盆地內(nèi)部深.

宋美琴等（2012）對(duì)山西地區(qū)的重定位結(jié)果研究認(rèn)為，山西斷陷盆地的震源深度沿剖面由西南向東北逐漸加深，而本文的重定位結(jié)果顯示，斷陷盆地東北部的震源深度只是與盆地端部的震源深度相比有變淺的特征，與盆地內(nèi)部的地震相比，這個(gè)特征并不是很明顯.

4 討論

圖3 鄂爾多斯東緣重定位前（a）、后（b）震源深度分布圖Fig.3 Depth distributions before（a）and after（b）relocation in the eastern margin of Ordos block

圖4 山西斷陷盆地重定位前（a）、后（b）的震源深度剖面圖Fig.4 Distributions of focal depth profile along Shanxi rifted basin before（a）and after（b）relocation

震中分布特征顯示山西斷陷帶的地震主要分布在盆地內(nèi)部，在盆地內(nèi)部主要沿盆地的走向分布，盆地外兩側(cè)及盆地之間的橫向隆起地震較少，分布比較離散.這種震中分布特征主要與盆地及周邊的地殼介質(zhì)特征和應(yīng)力場(chǎng)分布有關(guān).由于山西斷陷盆地仍然處于剪切拉張的狀態(tài)（安美建和李方全，1998；王秀文等，2010；賈曉東等，2012），盆地不斷受到剪切拉張作用，在盆地中產(chǎn)生縱橫交錯(cuò)的斷裂帶（鄧起東等，1973；張文佑等，1981），斷裂帶的相互作用使中上地殼遭到嚴(yán)重破壞，巖石強(qiáng)度隨之減弱，在構(gòu)造應(yīng)力積累過(guò)程中更容易發(fā)生地震（張國(guó)民和李麗，2003）.

震源深度分布特征顯示：盆地內(nèi)部震源深度主要集中在13km以上，相比于我國(guó)大多數(shù)地區(qū)的震源深度略淺（周仕勇等，1999；楊智嫻等，2003；黃媛等，2008；黃耘等，2008；于湘?zhèn)サ龋?010；張廣偉等，2011；宋美琴等，2012），向盆地兩端震源深度加深，總體上呈現(xiàn)出波浪式分布，特別是太原盆地的北端，臨汾盆地北端，以及運(yùn)城與臨汾盆地之間的峨眉臺(tái)地，震源深度都相比于盆地內(nèi)部明顯加深.由于盆地受張應(yīng)力作用，發(fā)生斷陷，地面下沉，根據(jù)重力均衡作用，地殼減?。R宗晉，1993）.盆地內(nèi)部上地幔物質(zhì)上拱（Shen etal.，2000；唐有彩等，2010；Tian etal.，2011；李多等，2012），下部地殼物質(zhì)和地幔頂部物質(zhì)上涌并向隆起區(qū)兩側(cè)產(chǎn)生塑性流變，流變物質(zhì)移動(dòng)的過(guò)程中，在上地幔隆起區(qū)軸部產(chǎn)生了強(qiáng)大的局部引張力場(chǎng)，這個(gè)附加的張應(yīng)力場(chǎng)使斷陷作用進(jìn)一步發(fā)展（馬宗晉，1993；Shen etal.，2000；唐有彩等，2010；Tian etal.，2011；李多等，2012），從而使地殼進(jìn)一步減薄，脆性破裂區(qū)變淺，致使最大震源深度變淺.

盆地之間的橫向隆起區(qū)受區(qū)域應(yīng)力作用以及盆地內(nèi)部上地幔上拱產(chǎn)生的水平向擠壓力等作用（馬宗晉，1993；Shen etal.，2000；唐有彩等，2010；Tian etal.，2011；李多等，2012），導(dǎo)致地殼和地殼脆性層增厚，在橫向隆起區(qū)與盆地接觸帶易產(chǎn)生應(yīng)力集中，導(dǎo)致地震的發(fā)生.由于盆地下方的脆性地殼較薄，橫向隆起下的脆性地殼較厚（Shen etal.，2000；唐有彩等，2010；Tian etal.，2011；李多等，2012），受脆性層厚度變化的影響，在盆地向橫向隆起區(qū)過(guò)渡部位出現(xiàn)震源深度加深的現(xiàn)象.

我們還發(fā)現(xiàn)，太原盆地內(nèi)部震源深度相比于其他盆地內(nèi)部更淺，其北部震源深度較其他盆地端部更深，深至25km.根據(jù)張之立等（1987）對(duì)山西地塹形成模式的研究，太原盆地受到的張應(yīng)力較大（張之立等，1987；安美建和李方全，1998；王秀文等，2010；賈曉東等，2012），可能導(dǎo)致盆地與橫向隆起的過(guò)渡區(qū)的作用更劇烈，產(chǎn)生更深范圍的破壞.

層析成像及波速比研究結(jié)果也顯示，盆地內(nèi)部呈現(xiàn)低速，波速比高，橫向隆起呈現(xiàn)高速，波速比低（Shen etal.，2000；Tian etal.，2009；何正勤等，2009；唐有彩等，2010；李鵬等，2010；Tian etal.，2011；唐有彩等，2011；劉瓊林等，2011；李多等，2012；房立華等，2013a，2013b；宋美琴等，2013），反映了盆地端部與橫向隆起的接觸帶即為低速向高速的過(guò)渡帶，介質(zhì)物性發(fā)生變化.通常情況下，速度變化強(qiáng)烈的部位往往是介質(zhì)非均勻性和物性變化大的地方，在構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的作用下，這些相對(duì)脆弱的部位容易積累大量應(yīng)變能量形成破裂，發(fā)生地震（何正勤等，2009；宋美琴等，2013）.因此本文的定位結(jié)果為此區(qū)的地震成因提供了較為可靠的地震依據(jù).

4.1 臨汾—運(yùn)城盆地

由圖5臨汾—運(yùn)城盆地的震中分布圖可看出，臨汾盆地的地震主要發(fā)生在盆地東緣霍山斷裂西側(cè)一帶以及羅云山斷裂帶附近，可見(jiàn)臨汾盆地的地震活動(dòng)主要受霍山斷裂與羅云山斷裂的控制.運(yùn)城盆地地震資料較少，地震主要分布在盆地內(nèi)部.

在臨汾盆地北部，地震密集地呈條帶狀分布在盆地東緣，震中分布圖（圖5a）顯示，這條地震帶被蘇堡斷裂分成兩段，南段主要分布在大陽(yáng)斷裂西側(cè)，北段分布在一條具有正走滑性質(zhì)的隱伏斷裂附近（國(guó)家地震局《鄂爾多斯周緣活動(dòng)斷裂系》課題組，1988；馬宗晉，1993；鄧起東等，2007）.由DD′剖面（圖5e）可看出，南段的震源深度較淺，分布在12km以上，而北段的震源深度有向北加深的趨勢(shì)，最深達(dá)20km左右.推斷該地震帶應(yīng)該處于同一條斷裂帶，只是中部被蘇堡斷裂截?cái)?CC′剖面（圖5d）顯示，該斷裂帶向NE傾斜，傾角約75°左右.通常情況下，沿走滑斷裂的地震活動(dòng)在平面上呈線性分布，在剖面上呈陡立狀（朱艾斕等，2005），反映該斷裂具有走滑性質(zhì).

由BB′剖面（圖5c）可看出，臨汾盆地中部和南部的地震深度集中在4～12km的中上地殼，而在臨汾盆地與運(yùn)城盆地之間的峨嵋臺(tái)地震源深度較深，到運(yùn)城盆地，震源深度又變淺.總體看來(lái)，盆地及邊緣地區(qū)的震源平均深度表現(xiàn)為盆地內(nèi)部相對(duì)較淺，邊緣地區(qū)較深的特征，與前面分析的山西斷陷盆地震源深度特征吻合.殼內(nèi)高導(dǎo)層是脆性上地殼與韌性下地殼的分界層，淺源地震絕大部分發(fā)生在殼內(nèi)高導(dǎo)層以上的地殼中，震源深度較淺的地區(qū)可能有殼內(nèi)高導(dǎo)層的存在（馬宗晉，1993；李立，1996；徐常芳，1996）.

圖5 臨汾—運(yùn)城盆地震中分布圖及剖面圖F1：霍山山前斷裂；F2：羅云山斷裂；F3：中條山山前斷裂；F4：峨嵋臺(tái)地北緣斷裂；F5：雙泉—臨猗斷裂；F6：蘇堡斷裂；F7：大陽(yáng)斷裂.Fig.5 Distributions of epicenter and focal depth profiles in Linfen-Yuncheng basin F1：Huoshan piedmont fault；F2：Luoyunshan fault；F3：Zhongtiaoshan piedmont fault；F4：E′mei mesa north fault；F5：Shuangquan—Linyi fault；F6：Subao fault；F7：Dayang fault.

4.2 太原盆地

由圖6a太原盆地的震中分布圖可見(jiàn)，太原盆地的地震主要集中在盆地中部的一條北東向隱伏斷裂（國(guó)家地震局《鄂爾多斯周緣活動(dòng)斷裂系》課題組，1988；鄧起東等，2007）兩側(cè)及交城斷裂北端一條北北東向斷裂的東側(cè)，盆地東側(cè)的太谷斷裂亦有少量地震分布，與臨汾盆地類似，太原盆地的地震分布與斷裂帶活動(dòng)密切相關(guān).

太原盆地中部及南部地震均勻地分布在盆地內(nèi)一條北東向隱伏斷裂的兩側(cè)（圖6c），可能標(biāo)明這條隱伏斷裂具有走滑性質(zhì)，該斷裂兩邊分別為均具有正走滑性質(zhì)的交城斷裂和太谷斷裂（國(guó)家地震局《鄂爾多斯周緣活動(dòng)斷裂系》課題組，1988；鄧起東等，2007），斷裂兩盤在走滑運(yùn)動(dòng)的過(guò)程中，會(huì)牽動(dòng)隱伏斷裂的兩盤活動(dòng)，在這種不斷的構(gòu)造活動(dòng)下，形成了該隱伏斷裂的地震活動(dòng)特征.該地震帶的震源深度主要分布在4～12km，比我國(guó)大多數(shù)地區(qū)的震源深度（張國(guó)民等，2002）略偏淺，可能表明盆地內(nèi)部地殼具有相對(duì)較高的溫度，地殼脆韌性轉(zhuǎn)換帶的深度較淺.

圖6 太原盆地震中分布圖及剖面圖F1：交城斷裂；Fx：隱伏斷裂；F2：太谷斷裂.Fig.6 Distributions of epicenter and focal depth profiles in Taiyuan basin F1：Jiaocheng fault；Fx：Buried fault；F2：Taigu fault.

交城斷裂北端的地震分布在一條北北東向斷裂的東側(cè)，CC′剖面（圖6d）顯示該斷裂向NE傾斜，傾角約45°左右；從南向北震源深度持續(xù)增加，南端為7km，穿過(guò)盆地北緣最深至25km（圖6e），深度上超過(guò)了華北地區(qū)地震密集分布的平均深度（20km以上）（于湘?zhèn)サ龋?010；張廣偉等，2011），可能表明此區(qū)北部的脆韌性轉(zhuǎn)換帶較深，由北向南變淺.而且，剖面顯示，此地震帶寬度約10km左右，反映了該區(qū)的發(fā)震層厚度.總的來(lái)說(shuō)，本文的重定位結(jié)果對(duì)于確定發(fā)震層厚度，確定活動(dòng)斷裂下部邊界都是有很好的約束.

4.3 鄂爾多斯東北緣

鄂爾多斯東北緣的震中分布圖顯示地震散布于整個(gè)區(qū)域，震源深度主要分布在15km以上.AA′為過(guò)忻定盆地的剖面（圖7b），可看出，忻定盆地內(nèi)部震源深度在15km以上，盆地兩側(cè)隆起區(qū)震源深度略深，至20km左右.由穿過(guò)河套盆地與大同盆地的剖面（圖7c，圖7d，圖7e）可發(fā)現(xiàn)，河套盆地內(nèi)地震較少，震源深度約在10km以上，也可能是因?yàn)槿鄙儋Y料導(dǎo)致.大同盆地內(nèi)在隆起區(qū)與凹陷區(qū)交界的地方地震活動(dòng)較頻繁，其震源深度下界相比河套盆地略深，分布在15km以淺，比華北東部地區(qū)的震源深度還略偏淺（于湘?zhèn)サ龋?010；張廣偉等，2011）.與中部和南部地區(qū)不同，鄂爾多斯東北緣地區(qū)存在多個(gè)相互平行的拉張盆地，我國(guó)著名的大同第四紀(jì)火山群分布在這一區(qū)域.火山巖包裹體研究揭示，大同火山群的巖漿源自上地幔（陳孝德等，1997）.地震成像研究揭示，該地區(qū)在地殼、上地幔范圍內(nèi)存在明顯的低速異常（何正勤等，2009；劉瓊林等，2011；宋美琴等，2013）.我們認(rèn)為，鄂爾多斯東北緣地區(qū)地震的彌散分布和較淺的震源深度，與源自地幔的大范圍深部熱作用以及地殼脆性層厚度減薄有關(guān).

圖7 鄂爾多斯東北緣震中分布圖及剖面圖Fig.7 Distributions of epicenter and focal depth profiles in the northeastern margin of Ordos block

5 結(jié)論

本文利用我國(guó)數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)建立后，在鄂爾多斯東緣地區(qū)記錄的新的地震觀測(cè)資料，采用雙差地震定位方法獲得了3093個(gè)地震的高精度定位結(jié)果.重定位后，震相走時(shí)的均方根殘差平均值由0.301s降為0.077s，震源位置的定位誤差估計(jì)在E-W方向平均為0.26km，在N-S方向平均為0.32km，在垂直方向平均為0.29km.與定位前的地震相比，雙差重新定位后的地震均方根殘差明顯降低，定位精度得到較好的改善.

山西斷陷帶附近地震主要分布在盆地內(nèi)部及其邊緣.盆地內(nèi)部震源深度較淺，向盆地兩端震源深度有加深的趨勢(shì)，特別是太原盆地的北端，臨汾盆地北端，以及運(yùn)城與臨汾盆地之間的峨眉臺(tái)地，震源深度明顯增加.盆地內(nèi)部地幔上隆，地殼減薄，以及熱作用導(dǎo)致地殼內(nèi)部脆性層減薄，可能是盆地內(nèi)部最大震源深度變淺的主要原因；盆地之間的橫向隆起區(qū)地殼和地殼脆性層較厚，受區(qū)域應(yīng)力場(chǎng)以及盆地內(nèi)部地幔上拱產(chǎn)生的水平向擠壓力等作用，在橫向隆起區(qū)與盆地的過(guò)渡區(qū)易產(chǎn)生應(yīng)力集中，導(dǎo)致地震的頻繁發(fā)生，震源深度向橫向隆起區(qū)加深的現(xiàn)象.

太原盆地的交城斷裂北端的地震分布在一條北北東向斷裂的東側(cè)，向NE傾斜，傾角約45°左右，從南向北震源深度持續(xù)增加，南端為7km，穿過(guò)盆地北緣最深至25km.臨汾盆地北部的地震密集地呈條帶狀分布在盆地東緣，該地震條帶被蘇堡斷裂分成兩段，南段的地震震源深度較淺，分布在12km以上，而北段的震源深度有向北加深的趨勢(shì)，深度達(dá)20km左右，推斷該地震帶應(yīng)該處于一條斷裂帶，該斷裂帶向NE傾斜，傾角約75°左右.鄂爾多斯東北緣地區(qū)地震分布彌散、震源深度相對(duì)較淺，可能與源自地幔的大范圍深部熱作用以及地殼脆性層厚度減薄有關(guān).

致謝 感謝中國(guó)地震臺(tái)網(wǎng)中心提供的地震觀測(cè)報(bào)告.

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