趙凌云,莘海亮,董彥君,何 凱,丁文秀,申學(xué)林,魏貴春

(1.中國地震局地震研究所(地震大地測量重點實驗室),湖北 武漢 430071;2.湖北省地震局,湖北 武漢 430071;3.三峽工程生態(tài)與環(huán)境監(jiān)測系統(tǒng)地震監(jiān)測重點站,湖北 武漢 430071;4.河北省地震動力學(xué)重點實驗室，河北 三河 065201;5.中國地震局地球物理物探中心,河南 鄭州 450000)

0 引言

2014年3月27和3月30日在湖北省秭歸縣分別發(fā)生了M4.5和M4.7地震,中國地震臺網(wǎng)中心的定位結(jié)果分別為30.92°N,110.80°E和30.91°N,110.82°E。地震余震豐富,記錄到余震500余次,其中2級以上余震5次,最大余震M2.9,余震活動持續(xù)一個月有余。

地震發(fā)生之后,許多學(xué)者對此次地震的地質(zhì)背景、發(fā)震構(gòu)造、發(fā)震機理等方面進行了研究,取得了許多重要的研究成果[1-8]。吳海波等[1]對湖北秭歸M4.5和M4.7地震進行雙差定位顯示這些小震集中分布在仙女山斷裂北段端部,結(jié)合近場地震波譜分析和區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造特征認為,多數(shù)為構(gòu)造地震事件。將端部15次ML1.2以上事件震源機制解參數(shù)統(tǒng)計結(jié)果與該地區(qū)3次4級以上主震震源機制比較顯示,兩者的節(jié)面走向均為NNW和NE,應(yīng)力軸(P軸和T軸)的方位與傾角也基本一致,總體上均與區(qū)域應(yīng)力場方向基本一致,破裂滑動方式可能與仙女山斷裂受庫水作用活化的影響有關(guān);

王秋良等[2]結(jié)果顯示,該地震序列發(fā)生在NNW向仙女山斷裂與NE向斷裂的交會部位,平面上呈共軛展布。采用矩張量反演和P波初動2種方法研究了2次4.0級以上地震的震源機制解,均顯示逆走滑性質(zhì)。結(jié)合余震分布特征可知,2次地震序列的發(fā)震構(gòu)造分別為NE向節(jié)面和NNW向節(jié)面。從震源深度剖面分析,M4.2地震序列的發(fā)震構(gòu)造為走向NE,傾角較陡的斷層,余震震源深度剖面呈三角形,分析該地震序列在其右側(cè)受到了走向NW界面的約束;M4.5地震序列是在NE向小斷層和NNW向仙女山斷裂共軛作用影響下發(fā)生的。

趙凌云[3]等從地質(zhì)背景構(gòu)造、地震序列、各種震源參數(shù)進行研究,得出如下結(jié)論:2014年M4.7從微構(gòu)造上與仙女山斷裂北段有關(guān),最佳震源深度為6.5 km,主震優(yōu)勢頻率和拐角頻率均較低。本文利用三峽遙測臺網(wǎng)22個臺站數(shù)據(jù),對2014年3月27日到6月30日共471個地震進行雙差層析成像定位得到了精定位結(jié)果和震源區(qū)速度結(jié)構(gòu),并探討了余震展布形態(tài)及跟斷裂關(guān)系,成像結(jié)果與上地殼速度結(jié)構(gòu)特征,為更深入的了解發(fā)震構(gòu)造提供了基礎(chǔ)信息。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

2014秭歸M4.7、4.5地震序列活動位于三峽庫區(qū)中東段,黃陵背斜與秭歸坳陷盆地之間(圖1),緊靠仙女山斷裂帶和九畹溪斷裂帶。仙女山斷裂帶走向NNW,傾向SW,傾角70°～80°,自北向南由仙女山斷裂、都鎮(zhèn)灣斷裂和橋溝斷裂組成;切割寒武、二疊和白堊系;九畹溪斷裂帶由2條平行近SN走向的斷裂組成,傾向E或W,西支中部在路子口橫穿過長江。這2條斷裂均形成于燕山運動期,經(jīng)燕山期和喜馬拉雅期強烈構(gòu)造變形,向下切割古生界和白堊系,沿斷裂拉張形成斷陷槽地,構(gòu)成了黃陵地塊西南側(cè)分界線的一部分。對斷層活動年代測試結(jié)果表明,兩者最后一次強烈活動時代均為早、中更新世,最新活動年齡為15萬年左右。本次地震序列活動發(fā)生在仙女山斷裂帶北。

圖1 震中地質(zhì)構(gòu)造圖Fig.1 Geological structure map of epicenter

震區(qū)東部的黃陵背斜發(fā)育太古代花崗巖(γ)和閃長巖(δ)侵入體,西部秭歸向斜區(qū)廣泛分布侏羅系(J)碎屑巖,兩區(qū)交匯地帶分布一系列近平行的地層,從寒武系至三疊系均有發(fā)育,傾向西,傾角20°～30°,自西向東依次為侏羅系(J)砂巖、泥巖兼炭質(zhì)頁巖,三疊系(T)不同厚度和性質(zhì)的灰?guī)r區(qū),二疊系(P)深色灰?guī)r和黃色砂巖,志留系(S)砂巖、砂頁巖和頁巖,奧陶系(O)頁巖與灰?guī)r,寒武系(∈)白云巖與白云質(zhì)灰?guī)r等。白堊系下統(tǒng)(K1)僅分布在仙女山斷裂和九畹溪斷裂所挾持的斷陷盆地中,以紫紅色砂礫巖為主。震中區(qū)位于三疊系中上統(tǒng)(T2-3)、二疊系上下統(tǒng)(P2、P1)和志留系上中統(tǒng)(S3、S2)灰?guī)r、砂巖和頁巖發(fā)育區(qū)[9-11]。

2 方法原理

雙差層析成像方法是在雙差定位法的基礎(chǔ)上發(fā)展起來的,其中雙差定位法(hypoDD)(Waldhauser,et al,2000)已經(jīng)被國內(nèi)、外地震學(xué)家廣泛的應(yīng)用到地震定位中[12-17],它在確定地震之間相對位置方面具有很高的精度,是研究特定地區(qū)地震活動特征、活動斷層空間展布等的重要手段。但雙差層析成像方法由于考慮了介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)的空間變化,克服了雙差定位對臺站到事件對之間路徑為恒定速度的假設(shè),因此得到的定位結(jié)果更加精確。

(1)

式中:τi是地震i的發(fā)震時刻;u是慢度矢量;ds是路徑積分元。其中震源參數(shù)(x1,x2,x3)、發(fā)震i時刻、慢度場、射線路徑是未知量。若地震j也被臺站k所記錄,則有:

(2)

則這兩個事件與計算理論走時差的殘差即雙差:

(3)

通過聯(lián)合反演可以得到三維速度結(jié)構(gòu)、震源的相對位置和絕對位置[14]。

雙差層析成像方法是運用絕對走時和相對走時資料來實現(xiàn)三維波速結(jié)構(gòu)和震源參數(shù)的聯(lián)合反演。該方法首先采用網(wǎng)格節(jié)點法進行模型參數(shù)化,通過劃分空間三維網(wǎng)格節(jié)點;采用偽彎曲射線追蹤法找到地震波的最小走時路徑,并計算理論走時及走時對震源位置和慢度的偏導(dǎo)數(shù),聯(lián)合使用絕對走時。雙差走時數(shù)據(jù)進行反演,雙差數(shù)據(jù)主要用于確定震源區(qū)的精細結(jié)構(gòu),絕對走時數(shù)據(jù)主要確定震源區(qū)以外區(qū)域的速度結(jié)構(gòu)。采用阻尼最小二乘分解算法求解,在三個方向采取相同的光滑權(quán)重對模型進行光滑約束,多次迭代直至得到穩(wěn)定的解。在反演的過程中,先賦予絕對走時較高的權(quán)重,給P波絕對走時的權(quán)重為1.0,給予差分數(shù)據(jù)P波的權(quán)重為0.1?？梢栽谝痪S速度模型的基礎(chǔ)上,建立一個比較大區(qū)域的三維速度結(jié)構(gòu)的結(jié)果,在幾次迭代之后,將絕對走時的權(quán)重降低為0.1,差分數(shù)據(jù)的權(quán)重增加為1.0,以提高震源區(qū)速度結(jié)構(gòu)的分辨率。在迭代過程中,通過調(diào)整阻尼值,使方程求得的解穩(wěn)定,獲得震源區(qū)重定位和速度結(jié)構(gòu)的結(jié)果。

該方法聯(lián)合使用絕對走時和相對走時,因此在震源區(qū)外可以得到與傳統(tǒng)層析成像的結(jié)果,由于增加了雙差方程,從而能夠反演震源區(qū)精細的速度結(jié)構(gòu)及地震重新定位結(jié)果,因此可以揭示比傳統(tǒng)方法更多的細結(jié)構(gòu)信息[14]。

3 余震資料選取及反演模型的建立

3.1 資料選取

2014年3月27日秭歸M4.7、4.5地震發(fā)生后。利用三峽遙測臺網(wǎng)22個地震臺站記錄的波形數(shù)據(jù),選取2014年3月27日到2014年6月30日期間ML≥0.3地震的事件波形,通過MSDP軟件進行了震相拾取和地震初定位,選擇的每個地震至少被4個臺站記錄到,為了排除震相判讀錯誤或非地震事件的影響,結(jié)合走時曲線(圖3),限制震中距<100 km,事件對間距<15 km,并且每個地震最少記錄臺站數(shù)為4個,根據(jù)地震臺站和地震震中的分布的實際情況,保證每個網(wǎng)格點有足夠的射線通過(圖4),其中在110.4°～111°E、30.7°～31.2°N范圍內(nèi),深度8 km(在仙女山斷裂帶北端附近,射線能夠保證深度在14 km以上)以上的射線密度能夠滿足速度計算精度的需要(圖4)。最終用于反演的地震事件數(shù)減少到471個,余震地震序列中參加反演的P波絕對到時4 819個,反演的S波絕對到時4 001個,相對到時資料P波24 996個,S波19 340個,參與的臺站有22個,臺站分布見圖2所示。

圖2 研究區(qū)域臺站及地震分布圖Fig.2 Distribution of stations and earthquakes in the study area

圖3 走時曲線Fig.3 The travel time curve

圖4 參與反演的射線分布Fig.4 The ray distribution involved in the inversion

3.2 初始速度模型建立

在速度結(jié)構(gòu)反演前,首先要在研究區(qū)建立直角坐標系并設(shè)置反演網(wǎng)格點,由于三峽水庫呈長條狀分布,走向近EW,區(qū)域斷裂走向多數(shù)為NNE或近NS向,因此,研究區(qū)坐標系X軸與Y分別沿EW向和NS向,沒有進行旋轉(zhuǎn)。坐標向,因此,研究區(qū)坐標系X軸與Y軸分別沿EW向和NS向,沒有進行旋轉(zhuǎn)。坐標中心點為110.7°E、30.95°N,沿XY坐標網(wǎng)格節(jié)點間距均為0.1°,即X軸為110.4,110.5,110.6,110.7,110.8,110.9,111共7個節(jié)點,Y軸為30.7,30.8,30.9,31.0,31.1,31.2,共6個節(jié)點,由于臺站分布區(qū)域的限制,反演結(jié)果的可靠區(qū)域范圍為110.4°～111°N,30.7°～31.2°E,Z軸垂直向下,網(wǎng)格節(jié)點分別為-3 km、0 km、2 km、5 km、8 km、11 km、14 km,40 km共8個節(jié)點參考前人三峽庫區(qū)一維速度構(gòu)造模型的研究結(jié)果,圖5為選用的三峽庫區(qū)地殼初始一維速度結(jié)構(gòu)模型,為7層速度模型[13]。

地震波速度層析成像反演中共進行4次迭代,每次速度與定位聯(lián)合反演后加一次定位反演,以減少聯(lián)合反演時速度收斂快于地震定位的影響。另外,在反演解算中使用帶阻尼LSQR算法,該算法中平滑系數(shù)和阻尼系數(shù)約束著地震位置和慢度的變化量,對收斂速度和結(jié)果平滑程度影響較大。為此,本文采用Lcurve方法進行測試以合適的系數(shù)值,通過歸一化模型與走時殘差關(guān)系曲線(圖5)分析顯示,當(dāng)平滑系數(shù)和阻尼系數(shù)分別為找到合30和150時,模型較平滑,同時走時殘差也相對較小,因此在反演成像中smooth和damp采用這兩個值,在合成分辨率測試中這兩個參數(shù)分別為750和400。

圖5 一維地殼速度模型Fig.5 One-dimensional crustal velocity model

3.3 合成分辨率測試

為判斷在實際的數(shù)據(jù)和網(wǎng)格模型下,所采用的反演方法能否正確地反映出速度異常,本文在反演開始前采用棋盤測試進行解的分辨率測試。棋盤測試中同樣將研究區(qū)劃分為0.05°×0.05°網(wǎng)格;對實際反演中初始速度模型加±5%的擾動得到棋盤格速度模型,并將其作為理論速度模型,通過理論速度模型計算得到理論走時模型;再使用實際反演中的初始速度模型和理論走時數(shù)據(jù)反演速度結(jié)構(gòu),比較反演結(jié)果與檢測板的相似程度作為解的可靠性估計。P波棋盤測試結(jié)果[圖6(a)]顯示在2～6 km的深度上,除邊界外的三峽庫區(qū)分辨率可以達5 km;在8 km的深度上只有長江兩岸10 km左右的分辨率可以達5 km。S波棋盤測試結(jié)果[圖6(b)]顯示分辨率5 km的覆蓋范圍較P波結(jié)果小,但研究區(qū)主要區(qū)域(沿長江流域)的分辨率均可達5 km。在反演過程中每個節(jié)點的射線分布可以作為解的可靠性的一個估計。

圖6 棋盤測試結(jié)果Fig.6 Chessboard test results

4 雙差層析成像的結(jié)果與討論

4.1 余震定位結(jié)果

共471地震參加重新定位,最終獲得471次地震的精定位結(jié)果。精定位重新定位結(jié)果(圖7)顯示余震沿NE向成窄條狀,清晰地勾勒出地震活動圖像,揭示了脆性破裂應(yīng)力釋放主要集中于一個狹窄的區(qū)域內(nèi)。余震分布表明并不是沿著仙女山斷裂分布,而是沿著NE方向分布。

圖7 定位結(jié)果Fig.7 Relocation result

圖8(a)為重定位前后沿余震總體分布方向的剖面圖,結(jié)合圖7可以看出,重定位前沿震源深度剖面A-A′(起點:30.85°N/110.68°E,終點:31.0°N/110.79°E),震源分布較為離散,在0～10 km范圍內(nèi)均有分布;重定位后震源分布在水平方向上顯著集中,且在垂直方向上也有一定程度的聚攏,各地震事件圍繞主震呈橢圓狀分布,長軸近似水平,深度約為7 km。圖8(b)為重定位前后近垂直于余震總體分布方向的震源深度剖面B-B′(起點:30.97°N/110.65°E,終點:30.89°N/110.85°E))。結(jié)合圖7可以看出,重定位后震源分布沿水平方面出現(xiàn)顯著集中,總體上呈近似圓形,分布在M4.5級地震的NW一側(cè)5 km的范圍內(nèi)。DWS定義為反應(yīng)一個模型參量周圍平均的相對射線密度。Luciano等[20]研究表明當(dāng)DWS>100時反演的結(jié)果具有較高的可靠性。因此本文重點討論DWS>100以及棋盤測試恢復(fù)范圍內(nèi)的反演結(jié)果。

圖8 定位結(jié)果Fig.8 Relocation result

結(jié)合區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造特征和事件震源機制解參數(shù)統(tǒng)計結(jié)果與該地區(qū)3次4級以上主震震源機制比較顯示[1],兩者的節(jié)面走向均為NNW和NE,力軸(P軸和T軸)的方位與傾角也基本一致,總體上均與區(qū)域應(yīng)力場方向基本一致,反映了兩者受力方式具有一致性。M4.5地震序列的發(fā)震構(gòu)造可能為走向NE,傾角較陡的斷層,余震震源深度剖面呈三角形,分析該地震序列在其右側(cè)受到了走向NW界面的約束;M4.7地震序列是在NE向小斷層和NNW向仙女山斷裂共軛作用影響下發(fā)生的。

4.2 反演得到的速度結(jié)構(gòu)

地表0 km層反演的初始速度為4.8 km/s,反演結(jié)果的速度變化范圍為4.2～6.0 km/s,變化率達-12.5～25.0%,反映近地表地殼P波速度橫向變化差異變化比較大。高速區(qū)分布在秭歸斷水庫南北岸,仙女山斷裂北中段和九畹溪斷裂北段及周緣,天陽坪斷裂一帶為低速區(qū)(圖9)。地表2 km層初始速度為5.4 km/s,速度變化范圍為4.5～7.5 km/s,變化率為-16%～38%,P波高速區(qū)范圍向西擴展,秭歸斷水庫南北岸,仙女山斷裂北中段和九畹溪斷裂南段及周緣仍均為高速區(qū),低速區(qū)仍分布在天陽坪斷裂附近(圖9)。地表5 km層初始速度為5.65 km/s,速度變化范圍5.0～7.5 km/s,變化率約-12%～32%,仙女山斷裂北端及九畹溪斷裂北端為明顯高速區(qū),天陽坪斷裂仍為低速區(qū)。地表8 km層初始速度為5.8 km/s,變化范圍5.8～7.40 km/s,變化率約0%～27%,本層高速區(qū)分布在九畹溪斷裂東側(cè),仙女山斷裂及天陽坪斷裂速度均較低。11 km層初始速6.0 km/s,斷裂之間地帶從周家山—?？跀嗔涯隙酥料膳綌啾緦铀俣冉Y(jié)構(gòu)有較明顯變化,高速區(qū)范圍明顯縮小,變化率約為0%～3%,僅高橋斷裂和周家山—?？诹阎卸我粠Х植贾^大范圍的低速區(qū)(圖9)。14 km層初始速度為6.15 km/s,變化率約為0%～0.6%,該層高速區(qū)和低速區(qū)的分布均產(chǎn)生變化,周家山—牛口斷裂南端小部分區(qū)域為高速區(qū),而其他大面積部分為低速區(qū)(圖9)。

圖9 0～8 km 深度層P 波速度結(jié)構(gòu)成像結(jié)果Fig.9 Imaging results of P-wave velocity structure in at the depth of 0-8 km

研究結(jié)果表明:上地殼淺表層P波速度結(jié)構(gòu)橫向差異變化較大,0～5 km深度層P波高速區(qū)主要分布在秭歸盆地及周緣,8 km深度層高速區(qū)主要分布在周家山—牛口斷裂東側(cè)至仙女山斷裂中段西側(cè)一帶,8 km內(nèi)的高低速區(qū)分布與11 km深度層比較存本層速度結(jié)構(gòu)有較明顯變化,黃陵背斜西側(cè)當(dāng)前仍然存在較明顯的低速異常區(qū)。

3月27日地震M4.5和3月30日M4.7地震重新定位后深度分別為5.3 km和7 km,M4.5震源深度較M4.7震源深度稍較淺,圖10、11為沿著AA′(起點:30.85°N/110.68°E,終點:31.0°N/110.79°E)和BB′(起點:30.97°N/110.65°E,終點:30.89°N/110.85°E)速度剖面圖,由AA′的剖面(圖10)可見,2014年3月27日M4.5地震位于P波高速區(qū)與低速交界區(qū)域、S波高速區(qū)內(nèi),而2014年3月30日M4.7地震位于P波高速區(qū)、S波高速區(qū)內(nèi)。由BB′剖面(圖11)可見,2014年3月27日M4.5地震與3月30日M4.7地震都位于P波高速區(qū)與低速交界區(qū)域、S波高速區(qū)內(nèi)。在地震集中區(qū)的下方(即8～12 km處)存在分布較為穩(wěn)定的低速區(qū),較大地震事件主要分布在高速區(qū)或高低速區(qū)交界地帶,低速區(qū)內(nèi)則很少有地震分布。前人研究表明[21]:地震波速上的低速層也是易于發(fā)生形變的構(gòu)造層,是地震孕育過程中造應(yīng)力集中的能量策源地,庫區(qū)水位的反復(fù)加載、巖石物性的差異、地下水的滲入等原因都可以引起P波或S波波速的變化。局部高速體的存在為巖石發(fā)生瞬間破裂提供了物質(zhì)基礎(chǔ),其與低速體間的梯度帶是發(fā)震構(gòu)造常發(fā)育的區(qū)域。研究區(qū)內(nèi)的仙女山斷裂北段、九畹溪斷裂正是在該梯度帶內(nèi)發(fā)育的兩條活動斷裂。本地震序列的自地表至5 km和5～10 km深度范圍內(nèi)均有大量破裂存在表明,淺層地震仍在水庫滲透范圍內(nèi),而深部地震則與流體滲透無關(guān)。也就是說,此次地震活動同時存在水庫誘發(fā)地震和構(gòu)造地震存在。

圖10 AA′剖面速度分布圖Fig.10 Velocity distribution map of profile AA′

圖11 BB′剖面速度分布圖Fig.11 Velocity distribution map of profile BB′

5 主要結(jié)論

(1) 地震序列震源單一,可以排除路徑干擾,結(jié)果可靠,應(yīng)用雙差層析成像方法反演得到2014年3月27日秭歸M4.7、M4.5余震的重新定位結(jié)果和三維P波速度結(jié)構(gòu)。余震深度分布剖面圖表明:沿著AA′剖面重定位前震源分布較為離散,在0～10 km范圍內(nèi)均有分布;重定位后震源分布在水平方向上顯著集中,且在垂直方向上也有一定程度的聚攏,各地震事件圍繞主震呈橢圓狀分布,長軸近似水平,深度約為7 km。沿著BB′剖面重定位后震源分布沿水平方面出現(xiàn)顯著集中,總體上呈近似圓形,分布在M4.5地震的NW一側(cè)5 km的范圍內(nèi)。M4.5地震序列的發(fā)震構(gòu)造可能為走向NE,傾角較陡的斷層,余震震源深度剖面呈三角形,分析該地震序列在其右側(cè)受到了走向NW界面的約束;M4.7地震序列是在NE向小斷層和NNW向仙女山斷裂共軛作用影響下發(fā)生的。

(2) 地表0 km層反演的初始速度為4.8 km/s,高速區(qū)分布在秭歸斷水庫南北岸,仙女山斷裂北中段和九畹溪斷裂北段及周緣,天陽坪斷裂一帶為低速區(qū)。地表2 km層初始速度為5.4 km/s,P波高速區(qū)范圍向西擴展,秭歸斷水庫南北岸,仙女山斷裂北中段和九畹溪斷裂南段及周緣仍均為高速區(qū),低速區(qū)仍分布在天陽坪斷裂附近。地表5 km層初始速度為5.65 km/s,仙女山斷裂北端及九畹溪斷裂北端為明顯高速區(qū),天陽坪斷裂仍為低速區(qū)。地表8 km層初始速度為5.8 km/s,本層高速區(qū)分布在九畹溪斷裂東側(cè),仙女山斷裂及天陽坪斷裂速度均較低。11 km層初始速度為6.0 km/s,本層速度結(jié)構(gòu)有較明顯變化,高速區(qū)范圍明顯縮小,僅高橋斷裂和周家山—?？跀嗔阎g地帶,從周家山—牛口斷裂南端至仙女山斷裂中段一帶分布著較大范圍的低速區(qū)。

(3) 3月27日地震M4.5和3月30日M4.7地震重新定位后深度分別為5.3 km和7 km,M4.5震源深度較M4.7地震震源深度稍較淺,2014年3月27日M4.5地震位于P波高速區(qū)與低速交界區(qū)域、S波高速區(qū)內(nèi),而2014年3月30日M4.7地震位于P波高速區(qū)、S波高速區(qū)內(nèi)。在地震集中區(qū)的下方(即8～12 km處)存在分布較為穩(wěn)定的低速區(qū),較大地震事件主要分布在高速區(qū)或高低速區(qū)交界地帶,低速區(qū)內(nèi)則很少有地震分布。局部高速體的存在為巖石發(fā)生瞬間破裂提供了物質(zhì)基礎(chǔ),其與低速體間的梯度帶是發(fā)震構(gòu)造常發(fā)育的區(qū)域。研究區(qū)內(nèi)的仙女山斷裂北段、九畹溪斷裂正是在該梯度帶內(nèi)發(fā)育的兩條活動斷裂。本地震序列的自地表至5 km和5～10 km深度范圍內(nèi)均有大量破裂存在表明,淺層地震仍在水庫滲透范圍內(nèi),而深部地震則與流體滲透無關(guān)。也就是說,此次地震活動同時存在水庫誘發(fā)地震和構(gòu)造地震的可能。