地震活动与活动断裂和活动构造密切相关，因此利用地震活动的时空分布来研究活动断裂和活动构造是最直接的方法。常规单事件定位精度主要受限于对速度模型依赖性大和定位方法(Schaff et al，2002；中国地震局监测预报司，2017)，得到的地震事件位置不确定性可能比事件本身的震源尺度大许多倍，因此限制了对地震活动精细结构的研究(Waldhauser et al，2000)。近年来发展起来的双差地震重定位方法克服了对地壳速度模型的强依赖性，通过利用事件对其之间的走时差有效地消除了震源至台站之间的共同传播路径效应，建立起了事件之间的相互联系，通过反演双差走时显著提高了地震事件之间的相对定位精度(Waldhauser et al，2000)。双差地震重定位方法不同于常规的主事件定位方法，该方法反演的是成丛地震事件中每个地震事件相对丛集事件矩心的位置变化，因此该方法可以对大范围内的地震事件进行定位。Waldhauser等(2000)首次将双差定位方法应用在美国加州地区，结果显示重定位后的不确定性与原始地震目录相比降低了一个数量级以上，重定位结果揭示了地震活动的清晰图像，根据断层上的地震活动性揭示出在海沃德断层的地表迹线下存在一条垂直的断层带。

本文所指的北京地区(39.2°N~41.2°N，115.2°E~117.6°E)位于华北北部(图 1)，在区域构造地貌上，处于近EW向燕山—阴山隆起区、太行—五台山断块隆起区和华北平原交接部位(高文学等，1993；徐锡伟等，2002)。研究区域位于NW向的张家口—渤海地震带中段，该地震带是晚第四纪具有相当规模和较强活动性的构造带，地震带内部主要发育了NNE—NE向和NW向的两组活动断裂，现代破坏性地震多发生在这两组断裂带的交汇地段。区内NE向断裂主要有怀涿盆地北缘断裂、延矾盆地北缘断裂、南口山前断裂、黄庄—高丽营断裂、顺义—良乡断裂和程各庄—夏垫—固安断裂等，NW向断裂主要包括新保安—沙城断裂、南口—孙河断裂、永定河断裂和二十里长山断裂等(图 2)(北京市地震地质会战办公室，1978；邓起东等，2003；张培震等，2013；谭成轩等，2014；徐锡伟等，2016)。根据历史记载，该区强震多发，曾发生过10次6级以上强震，最大一次为北京东部边界附近1679年发生的三河—平谷8级特大地震(国家地震局震害防御司，1995)。在该区域开展小震精定位工作，得到精度更高的小震空间位置分布图像，可为进一步研究活动断层空间展布、地震孕震层位分布、小震活动的时空迁移特征、强震孕震过程等提供更加可靠的基础数据，对于进一步指导该区域未来地震的监测预报和有效减轻地震灾害具有重要意义。

图 1

图 1 北京及周边地区构造背景分布 注：黑框范围为本文研究区域(北京地区)；空心三角形代表测震台站分布；红色粗线代表晚第四纪活动断裂；红色细线代表早第四纪断裂；绿色细线代表前第四纪断裂

图 2

图 2 定位前地震分布 注：图(a)中括号内数字代表指定断层编号，分别代表：(1)怀涿盆地北缘断裂；(2)新保安—沙城断裂；(3)延矾盆地北缘断裂；(4)孙庄子—乌龙沟断裂；(5)紫荆关断裂；(6)南口山前断裂；(7)南口—孙河断裂；(8)小汤山—东北旺断裂；(9)黄庄—高丽营断裂；(10)顺义—良乡断裂；(11)永定河断裂；(12)二十里长山断裂；(13)程各庄—夏垫—固安断裂带；(14)大兴凸起东缘断裂；(15)河西务断裂；(16)廊坊—武清断裂；(17)香河断裂；(18)宝坻断裂；(19)尚义—平泉断裂

前人应用双差重定位方法对首都圈或华北地区开展了应用研究，根据重定位结果研究了孕震层位深度分布、地震活动与活动断裂的相关性、地震发生与深浅断裂(构造)的关系和推测隐伏未知断层(朱艾斓等，2005；李乐等，2007；于湘伟等，2010；张广伟等，2011；赵博等，2013；李红光等，2015；陈筱青等，2015；陈成沟等，2017；谢卓娟等，2017)。上述研究侧重于较大区域探讨小震活动与活动断裂及深浅构造的关系，本研究将重点聚焦在更小范围，试图探讨北京地区小震活动空间分布特征及其构造含义。前人研究所用资料最晚截至2016年，本研究增加了近4年的观测数据，利用双差重定位方法对北京地区2008年10月至2020年3月记录到的地震事件进行重新定位，根据重定位结果分析小震活动与活动断裂及深浅构造的关系。

本文收集了142个台站记录到的研究区域内(39.2°N~41.2°N，115.2°E~117.6°E)2008年10月1日至2020年3月12日期间共计6463个地震的观测报告数据(图 2)。其中包含Pg波到时数据92909条，Sg波到时数据99885条，地震震级范围为M_L0~4.7，走时定位均方根残差为0.25s。

研究中需要对原始观测报告数据进行去重复和质量控制。首先剔除原始观测报告中的重复记录地震数据，然后剔除震相误判或者震相到时拾取误差较大的数据。本文借鉴前人处理方法(张广伟等，2011；陈成沟等，2017)，采用双差定位程序中计算理论走时的方法，筛选出震中距200km范围内且走时残差在±5s范围内的到时数据。

为保证重定位结果的可靠性，需要综合考虑区域台站分布疏密、地震空间分布丛集程度以及数据质量情况等因素。程序中重要参数设置如下：地震配对最大间距(MAXSEP)设置为10km，事件邻居最小震相对数目(NINLINK)为8，事件对使用的最小和最大震相对数目(MINOBS和MAXOBS)分别为8和100；每个事件的邻居数目上限(MAXNGH)为10，事件对到观测台站的最大距离(MAXDIST)为200km；重定位设置P波到时残差权重(WTCTP)为1.0，S波到时残差权重(WTCTS)为0.5；联系事件对形成群所需的最少观测震相数(OBSCT)设为8；执行两轮重定位，每轮进行10次迭代(NITER)，两轮重定位分别采用5倍和3倍标准差作为震相数据剔除阈值(WRCT)；采用共轭梯度法求解双差方程组，得到阻尼最小二乘解，阻尼参数(DAMP)设置为100.0。

双差定位中，速度模型对定位结果的影响不可忽视。前人研究证实，虽然不同速度模型下重定位结果总体特征相似，但是可重定位的地震数目和平均残差却不同(于湘伟等，2010；李红光等，2015)。因此，建立一个能够较好地反映该区域的一维平均速度模型，对于获得信度更高的定位结果很有必要。考虑到多种成像方法数据精度和分辨率差异问题，本研究所用一维速度模型(表 1)参考了二者均较高的人工地震探测结果(段永红等，2016)，且在程序中将纵横波速比设置为1.73。

表 1

表 1 重定位所用一维速度模型 第1层 第2层 第3层 第4层 第5层 第6层 第7层 第8层 深度/km 0 3.0 10.0 15.0 20.0 25.0 30.0 34.0 vP/(km·s-1) 3.0 5.9 6.1 6.2 6.3 6.4 6.6 8.0

表 1 重定位所用一维速度模型

重定位后获得了4849个高质量地震事件的震源位置(图 3(a))，占定位前事件总数的75.02%。走时残差下降到0.14s，相对定位前下降了44.0%。EW(X)、SN(Y)和垂直方向(Z)的定位平均相对误差分别为0.196km、0.201km和0.247km。其中，三个方向相对误差均在1.0km以内的地震有4776个，占参与重定位地震总数的98.49%。因此，在该区域应用双差定位方法得到了较高精度的重定位结果，震源间的相对位置精度得到显著提高。对比前人结果，本研究所得走时残差明显降低(朱艾斓等，2005；李乐等，2007；于湘伟等，2010；张广伟等，2011；赵博等，2013；李红光等，2015；陈筱青等，2015；谢卓娟等，2017)，与陈成沟等(2017)所得结果比较接近。分析认为主要有以下几点原因：本研究集中在范围更小的北京地区，该区整体台网密度较高，特别是北京中部及其以东平原区；本研究所用数据为2008年以后相对规范的观测报告数据，相对2008年以前质量明显提高；相对以往研究，本研究用到更多高质量观测数据。

图 3

图 3 定位后地震分布 注：图(a)中空心黑色五角星为区域内历史6级以上地震；黑色直线为后文讨论中的剖面位置，直线两端字母为剖面符号

重定位后震中分布的丛集性显著增强，呈现出沿断裂带走向展布的线状或者断裂带交汇区域的面状分布(图 3(a))。如程各庄—夏垫—固安断裂带中段夏垫断裂，重定位后小震分布沿断裂走向明显收敛。怀—涿盆地北缘断裂附近，重定位前小震震中在断裂两侧较大区域分散分布，重定位后小震震中显著向怀来盆地与北部山区过渡的山前带集中展布，与断裂走向一致。北京内部存在三个小震集中区，分别为昌平—海淀集中区、顺义集中区和怀柔集中区。昌平—海淀小震集中区主要分布在南口—孙河断裂西段和小汤山—东北旺交汇区域附近，且在东北旺断裂附近存在沿断裂走向的密集带状分布，该集中区东部边界为黄庄—高丽营断裂，西部边界大致为山区与平原的交汇区域。顺义小震集中区主要分布在南口—孙河断裂东段和黄庄—高丽营断裂北段围限区域，特别是黄庄—高丽营断裂北段和顺义—良乡断裂北段之间小震成丛性更加显著。怀柔小震集中区分布在怀柔南部山区，呈NE或者NNE向展布。此外还注意到，廊坊和宝坻附近存在小震集中现象，廊坊附近的小震沿着河西务断裂走向集中分布，宝坻附近小震集中分布在蓟运河断裂北端西侧附近，其北侧为宝坻断裂。宝坻至夏垫断裂段之间存在走向为NW向的小震集中分布，特别是宝断裂东段北侧小震成丛性显著。

从深度剖面的经度和纬度投影也可以清楚地看出重定位前后震源位置明显变化，重定位后整体位置更加集中，优势深度范围向更深处迁移，优势深度范围小震集中分布特征更加明显(图 3(b)~(d))。重定位前深度方向上，震源呈现层状密集分布，25~30km深度范围内小震零散分布，部分地震深度超过30km(图 2(b)~(d))。重定位后超过97.5%的小震分布在4~25km深度范围，25km深度以下地震数目显著减少，表明重定位过程中大部分超过该深度的地震向上迁移，收敛到中上地壳范围内(图 3(d))。重定位前4km深度范围内地震数目占总数的15%(图 2(d))，重定位后下降到略高于5%(图 3(d))，表明重定位后有大量浅部地震向更深处偏移。重定位前的优势深度范围为4~8km，在6km附近最为集中(图 2 (d))，重定位后的优势深度为8~10km，在10km附近最为集中(图 3(d))。

程各庄—夏垫—固安断裂带是区域内小震分布比较集中的断裂带，分段活动特征显著(图 3(a))。该断裂从北向南依次划分为程各庄断裂、夏垫断裂和固安断裂三段，夏垫断裂小震活动显著强于程各庄断裂和固安断裂，重定位后震中分布明显向断裂靠拢，呈现沿断裂走向延伸的NE向线状分布。夏垫断裂段震源深度主要集中在8~22km，沿其走向的深度剖面EE′显示存在两个集中区(图 4(a))，其中南段(剖面75~85km)从6km深度微向南倾斜一直延伸到22km深度，北段(剖面85~95km)集中在8~14km深度。垂直于该断裂的剖面Ⅱ′显示在剖面长度30km附近存在一个近直立或者微向SE倾斜的小震集中带，且该集中带呈现上宽下窄的特征(图 4(b))。张先康等(2002)根据地震深反射探测剖面研究了该区精细结构，结果显示夏垫断裂为深浅共存的断裂构造带，浅部断裂为一条铲形断裂，向下延伸到10km附近，其倾角由陡变缓，深部断裂为一条向下切穿莫霍面的超壳断裂，向上延伸至上地壳内部，且终止于夏垫断裂之下；此外，推测该深部断裂为三河—平谷8.0级地震的发震断裂。赵金仁等(2004)利用宽角反射和地震深反射剖面研究了该大震区地壳结构，研究表明该区处于地壳厚度过渡带和速度结构变异带上，基底断层和地壳深断裂共存，且在震区下方上地壳底部存在低速异常体，深度为15~21km。高文学等(1993)认为该区深断裂与上覆缓倾角的夏垫断裂为两套断裂系统，其交而不汇，容易积累应力，推测三河—平谷8级大震震源深度位于G和G₁界面之间(G为结晶地壳的上界面，G₁为G和康拉德界面之间的界面)，震源深度大概10多千米。分析认为，本研究所得该区小震集中带10km深度附近相对较宽的丛集区主要是浅部铲形断裂活动所致，14~22km附近相对较窄近直立的小震丛集可能为深断裂的活动产生。

图 4

图 4 沿程各庄—夏垫—固安断裂带走向(a)和垂直于夏垫断裂段(b)的震源深度剖面图

沿怀—涿盆地北缘断裂走向的剖面AA′显示(图 5(a))，该断裂带附近震源深度主要集中在6~20km范围，在剖面长度30km附近存在一个小震丛集区，对应地表震中密集分布。垂直于断层走向的剖面GG′显示(图 5(b))，在剖面长度20~40km范围的小震集中呈现向SE倾斜的特征，与该处怀—涿次级盆地北缘断裂倾向一致(高文学等，1993；冉勇康，1997；徐锡伟等，2002)，小震集中展布形态显示断层倾角向深处逐渐变缓，表现出铲型断层面特征。现今延庆盆地内部小震活动相对较弱，小震分布比较稀疏。延—怀盆地内部历史上发生过多次破坏性地震，如延矾次级盆地东部发生的294年延庆东6级地震和1484年居庸关6 3/4级地震，以及怀—涿次级盆地东部发生的1337年怀来6 1/2级地震和1720年沙城6 3/4级地震(国家地震局震害防御司，1995)。人工剖面探测结果显示延—怀盆地下方存在延庆和怀来深断裂(祝治平等，1997；宋松岩等，1998)，推测区域地壳深断裂的存在为上地幔热物质侵入提供通道，因此形成了显著的低速层(张先康等，1996)，形成局部应力集中，该区域深浅断裂共存和非均匀的地壳结构为中强地震发生的深部构造背景(李乐等，2007)。

图 5

图 5 沿怀涿盆地北缘断裂走向(a)和垂直其走向(b)的震源深度剖面图

廊坊附近小震沿河西务断裂集中分布，呈现出沿断层走向NE向展布的带状分布特征(图 3(a))。从经过其走向和垂直走向的震源深度剖面(图 6)可以看出，该区域丛集小震深度明显大于周围区域，一直延伸到28km附近。深地震反射探测结果显示该区上地壳反射能量较强，地层褶皱和断裂比较发育，在下地壳内存在一条切穿莫霍面的深大断裂，深大断裂两侧莫霍面形态和厚度明显不同，显示出该区域深浅构造共同作用的孕震环境(赵成彬等，2013)。

图 6

图 6 沿河西务缘断裂走向(a)和垂直其走向(b)的震源深度剖面图

平原区内部小震分布与第四纪断陷盆地分布和地层厚度存在较强的相关性。研究区域内部昌平—海淀小震集中区、顺义小震集中区、夏垫小震丛集区和廊坊小震丛集区分别位于马池口—沙河断陷盆地、顺义断陷盆地、大厂断陷盆地和固安—廊坊—永清断陷盆地。第四纪断陷盆地是受第四纪活动断裂控制发育的盆地，由于地震活动与活动断裂密切相关，因此活动盆地常是地震活动的主要场所(高文学等，1993；徐锡伟等，2002；罗明辉等，2008；赵勇等，2015)。马池口—沙河断陷盆地主要受控于南口—孙河断裂北西段的正断作用，沉积中心靠近主边界断裂一侧，第四系厚度达600多米。其内部小震集中分布呈现面状分布特征，且沿东北旺断裂存在密集线状分布，推测现今区内小震分布同时受南口—孙河断裂和小汤山—东北旺断裂控制。1730年颐和园6 1/2级地震震中处于东北旺断裂小震集中带的西南端(图 3(a))，其深度剖面10km附近的小震集中向南一直延伸至剖面长度70km附近(图 7)，推测该断层向西南一直延伸至颐和园附近，为颐和园地震的发震断层。顺义断陷盆地是北京平原第四纪最深的断陷盆地，盆地长轴走向为WN向，南口—孙河断裂东南段对盆地的形成和活动控制较大，但是各个次级沉降中心靠近NE向主控断裂一侧，表明NE向断裂活动性比NW向断裂更强(徐杰等，1992；高文学等，1993；徐锡伟等，2002)。该小震集中区地震分布呈现出沿断陷盆地长轴方向展布，小震丛集更加靠近NE向展布的黄庄—高丽营断裂北段和顺义—良乡断裂北段，南口—孙河断裂东南段附近小震分布相对稀疏，说明该区域现今小震活动与地质认识断裂活动性相一致。大厂断陷盆地长轴沿NE向的夏垫断裂延伸，盆地沉积中心靠近该断裂，现今小震活动沿断裂走向密集分布，表明夏垫断裂为大厂断陷盆地的主控活动断裂(高文学等，1993；徐锡伟等，2002；于晓辉等，2019)。固安—廊坊—永清断陷盆地是由多条隐伏断裂控制发育的多个次级沉降中心的复合式断陷盆地，其中永清盆地深达800余米，河西务断裂位于永清盆地东侧，其为控制廊固凹陷和武清凹陷的分界断裂(高文学等，1993；毛黎光等，2019)，小震重定位结果显示震中沿该断裂走向密集分布。第四纪以来，河西务断裂持续活动，1621年该断裂中段发生永清5 1/2级地震(国家地震局震害防御司，1995)，2018年该断裂南段发生永清4.3级地震，且现今小震活动活跃。

图 7

图 7 穿过昌平—海淀小震集中区的两条震源深度剖面图

地震空间分布与活动构造或断裂活动密切相关，可以根据小震空间密集成带分布特征来推测未知断裂。怀柔南部山区存在近NE向的小震集中分布，在深度剖面BB′长度90~120km处(图 8(a))和HH′剖面长度65~95km处(图 8(b))均显示该区小震在深度空间存在集中现象，推测存在向SE倾斜的隐伏断层。宝坻至夏垫断裂段之间存在走向为NE向的小震集中分布，推测其下方存在一条走向NW或NWW的隐伏断层，属张渤带内NWW向展布的一条断裂。虽然以上推测还需要其他地质和地球物理资料来检验，但是能够为未知断层探测给出重要位置参考。

图 8

图 8 穿过怀柔小震集中区的两条震源深度剖面图

本文利用双差重定位方法对北京地区(39.2°N~41.2°N，115.2°E~117.6°E)2008年10月至2020年3月共6463个地震事件进行重定位，得到4776个高质量的地震事件的空间位置分布。重定位后均方根走时残差显著降低，震源间的相对位置精度得到明显提高，地震活动的成丛性和活动断层之间的关系更加密切。根据重定位结果探讨了小震活动与活动断裂及深浅构造的关系，得到以下结论：

(1) 夏垫断裂小震活动显著强于程各庄断裂和固安断裂，重定位后震中分布明显向断裂靠拢，呈现沿断裂走向延伸的NE向线状分布。分析认为该区域深度剖面上小震集中带10km深度附近较宽的丛集区主要是浅部铲形断裂活动所致，14~22km附近相对较窄近直立的小震丛集为深部断裂的活动产生。

(2) 怀—涿次级盆地北缘断裂现今小震活动活跃，该区域小震深度剖面揭示该断裂为倾向SE、上陡下缓的铲形断层。延庆盆地内部现今小震活动相对较弱，小震分布比较稀疏。结合人工剖面探测结果分析认为，该区域深浅断裂共存和非均匀的地壳结构是中强地震发生的深部构造背景。

(3) 平原区内部小震分布与第四纪断陷盆地分布和第四纪地层厚度存在较强的相关性。研究区域内部昌平—海淀小震集中区、顺义小震集中区、夏垫小震丛集区和廊坊小震丛集区分别位于马池口—沙河断陷盆地、顺义断陷盆地、大厂断陷盆地和固安—廊坊—永清断陷盆地。第四纪断陷盆地是受第四纪活动断裂控制发育的盆地，由于地震活动与活动断裂密切相关，因此断陷盆地常是地震活动的主要场所。

(4) 地震空间分布与活动构造或断裂活动密切相关，可以根据小震空间密集成带分布特征来推测未知断裂。推测怀柔南部山区小震集中区下方存在隐伏断层，宝坻至夏垫断裂段之间NW向的小震集中分布区下方存在一条走向NW或NWW的隐伏断层。虽然上述推测还需要其他地质和地球物理资料来检验，但是能够为未知断层探测给出重要的位置参考。