2016年5月22日遼寧朝陽4.6級地震震源機制和震源深度研究

張帆 韓曉明 郝美仙 李娟

內(nèi)蒙古自治區(qū)地震局，呼和浩特市哲里木路80號 010051

0 引言

2016年 5月 22日 17時 08分，遼寧朝陽縣相繼發(fā)生 4.6級（41.62°N，120.10°E）、4.3級（41.63°N，120.08°E）2次地震。2次地震震中相距約 2km，距朝陽市區(qū)約 30km，該地震發(fā)生在朝陽-北票斷裂與朱碌科-叨爾登斷裂之間。

地震震源機制是描述地震的重要參數(shù)，在地震學研究中具有重要作用，利用該參數(shù)可以確定地殼深部應(yīng)力場。震源機制解的研究方法主要包括經(jīng)典的 P波初動法（許忠淮等，1983；俞春泉等，2009；胡幸平等，2008）、P波和 S波初動法（Nakamura，2002）、S波和 P波的振幅比方法（梁尚鴻等，1984；胡新亮等，2004；Hardebeck et al，2002）、初動結(jié)合振幅比的方法（Snoke et al，1984）及波形反演法（Zhu et al，1996；Minson et al，2008）。目前，結(jié)合近震和區(qū)域地震記錄的 CAP（Cut and Paste）方法（Zhao et al，1994；Zhu et al，1996；韋生吉等，2009；韓曉明等，2015）通過對Pnl波和面波用不同的時移進行擬合，降低了反演對波速模型的依賴性，而Minson等（2008）提出的全波形反演地震矩張量（TDMT＿ISO）的方法，對于波速模型的要求則較高。

震源深度是地震學研究的關(guān)鍵參數(shù)之一，也是目前難以準確測定的參數(shù)之一，對于地球科學研究有著十分重要的意義（高原等，1997），其精確測定有助于進一步了解地震活動與斷層之間的關(guān)系（Galdeano et al，1995）；而震源位置、發(fā)震時刻和余震深度的展布反映了主震發(fā)震斷層的幾何形態(tài)，可為探索地震孕育、發(fā)生的深部環(huán)境提供依據(jù)（Wu et al，2004）；發(fā)震層深度反映了介質(zhì)的流變性質(zhì)，是確定發(fā)震斷層及周圍斷層地殼介質(zhì)脆性-韌性轉(zhuǎn)換的重要指標（Stein et al，1986）?；诘卣鸩ǖ綍r信息測定震源深度時，在求解過程中要同時求解震中位置、震源深度、發(fā)震時刻等，各參數(shù)之間的相互影響使得震源深度的精度亦受到影響；使用近震的走時測定震源深度時，其精度還受到地震臺網(wǎng)密度的限制，只有當近臺震中距小于2倍震源深度時，才可能得到較高的精度，但大多數(shù)地區(qū)的臺網(wǎng)密度無法滿足（Mori，1991）。用近震深度震相 sPL、sPg、sPmP、sPn也可測定震源深度（高立新等，2007；崇加軍等，2010；王登偉，2011）。Greensfelde（1965）提出了利用同一臺站記錄到的 Pg-Pn波到時差確定震源深度的方法。朱元清等（1997）提出了利用遠處臺站的Pn波與近處臺站的Pg波到時差Pg-Pn來確定震源深度的PTD方法，由于近臺的Pg波和遠臺的Pn波均為初至震相，故提高了震相識別和到時拾取的準確性。

本文利用多種方法研究遼寧朝陽M 4.6地震的震源機制解（P波初動、CAP、TDMT方法）和震源深度（CAP、PTD、sPn-Pn方法），并對比不同方法的測定結(jié)果，以驗證結(jié)果的可靠性，對M 4.6地震附近區(qū)域的中小地震重新定位（hypoDD方法）并擬合了斷層面特征，結(jié)合震源機制解、震源深度和中小地震重新定位結(jié)果，對朝陽M 4.6地震的發(fā)震構(gòu)造和震源區(qū)應(yīng)力特征作出初步推測。

1 構(gòu)造背景和數(shù)據(jù)資料

2016年5月22日遼寧朝陽縣4.6級地震發(fā)生在朝陽-北票斷裂與朱碌科-叨爾登斷裂之間，2條斷裂為平行的活動斷裂。朝陽-北票斷裂位于遼寧省朝陽市北票一帶，長約200km，是遼寧省著名的逆掩斷層，為遼西地區(qū)地震較活躍的地區(qū)。朝陽-北票斷裂位于遼西隆起帶，伴隨著東北向構(gòu)造的是一系列NE向斷裂，如間山西側(cè)斷裂、朱碌科-叨爾登斷裂等，其中，規(guī)模較大的是朝陽-北票斷裂（夏懷寬等，1986）。朝陽-北票斷裂、朱碌科-叨爾登斷裂為遼西地區(qū)第四紀活動性斷裂。朝陽-北票斷裂的主要活動地段為斷裂北段的朝陽-北票一帶，活動時代為中晚更新世，活動方式以粘滑為主兼有蠕滑。朱碌科-叨爾登斷裂無明顯的分段活動特征，主要活動時代為早-中更新世，活動方式仍以粘滑為主兼有蠕滑（張先澤等，1995）。

2008年數(shù)字地震臺網(wǎng)運行以來，震源區(qū)域（41.2°～42.4°N，119.0°～120.0°E）記錄到 46次地震。圖1給出了M 4.6地震震中和臺站分布（圖1（a））、震源區(qū)域中小地震分布（圖1（b））、選用的速度模型（圖 1（c）），模型來自 Crust 2.0。由圖 1（b）可見，M 4.6地震附近的小地震主要分布在2條平行斷裂之間，呈NNE、NWW兩個方向的分布。

2 原理和方法

在本文中，我們利用 P波初動、CAP、TDMT等方法測定震源機制解，利用 CAP、PTD、sPn-Pn等方法測定震源深度。

圖1 地震、臺站和速度模型

2.1 P波初動方法

根據(jù)地震臺站的P波初動符號求解地震震源機制的原理是：根據(jù)震中位置計算到達觀測到P波初動地震臺的P波射線的方位角和偏垂角；按照計算的臺站P波初動的方位角和偏垂角，將P波初動符號標在震源球上；尋找震源機制的2個節(jié)面，使得震源球劃分為4個面積相等的區(qū)域，并使觀測P波初動符號與震源機制模型所預(yù)測的P波初動符號相差最小（萬永革，2016）。

2.2 CAP方法

CAP方法是一種利用體波和面波聯(lián)合進行反演的方法，其主要思想是：將近震整個波形分為P波部分（Pnl）和面波部分（Sur），對2部分的三分量共5個部分（Pnl不存在切向分量）給定不同的權(quán)重進行反演，分別計算實際地震記錄和理論地震圖的誤差函數(shù)，在給定參數(shù)空間范圍內(nèi)采用格點搜索法進行網(wǎng)格搜索，得到相對誤差最小時的震源機制解和震源深度。根據(jù)Zhu等（1996）的分析，受幾何擴散效應(yīng)的影響，擬合誤差隨震中距的增加而明顯衰減，為了補償這種衰減，CAP方法使用震中距校正后的絕對誤差作為誤差函數(shù)，其定義為

其中，u為觀測地震位移；s為理論地震位移；r為震中距；r0為參考震中距，設(shè)為100km；p為指數(shù)因子，一般體波 p＝1.0，面波 p＝0.5。

2.3 TDM T方法

Dreger（2003）、Dreger等（1993）提出了利用區(qū)域長周期體波三分量波形在時間域反演地震矩張量的 TDMT方法（Time-Domain Moment Tensor）。該方法選取2m in長周期三分量地震波形數(shù)據(jù)以及區(qū)域觀測三分量體波中的Pnl波形數(shù)據(jù)，使用方差縮減值來確定最優(yōu)的震源深度和震源機制，方差縮減值VR的定義為

其中，data為觀測數(shù)據(jù)；synth為格林函數(shù)，對所有臺站的所有分向求和。在反演計算前，需要對地震數(shù)據(jù)進行預(yù)處理，首先對觀測波形進行去均值、去傾斜分量，同時反褶積儀器傳遞函數(shù)；然后對記錄積分，并將波形分別旋轉(zhuǎn)到切向、徑向和垂向；最后使用Butterworth帶通濾波器將觀測資料濾波到需要的長周期頻段，從而抑制噪聲（Zoback，1992；Pasyanos et al，1996；Fukuyama et al，2000）。

2.4 PTD方法

PTD方法利用不同震中距上的初至震相，將遠臺初至到時Pn作相應(yīng)變換后折合為近臺Pn到時（近臺折合Pn到時＝遠臺Pn到時-莫霍面波速×震中距差）。當震中距大于Pn臨界震中距時，將遠臺Pn折合為近臺Pn走時，根據(jù)Pg-Pn走時差與深度間的關(guān)系來測定震源深度。當震中距小于Pn臨界震中距時，將遠臺Pn折合為參考臺站Pn走時，通過Pg走時與參考臺站Pn走時的走時差計算震源深度（朱元清等，1990、1997）。走時差是以 Pn震相出現(xiàn)的臨界震中距為界分段定義的，圖2（a）給出了不同震源深度時走時差與震中距間的關(guān)系，圖2（b）給出了不同震中距時走時差與深度間的關(guān)系。由圖2（b）可見，當震中距超過一定值時，走時差和深度的對應(yīng)不是唯一的（與速度模型有關(guān)），此時通過Pn的走時約束也可以確定唯一的深度。按上述方法，每個走時差得到1個深度結(jié)果，如果有n個Pg走時和m個Pn走時，通過折合方法就可以得到n×m個走時差，并計算出n×m個深度結(jié)果。利用高斯分布擬合多個深度結(jié)果的頻次，得到最優(yōu)的深度結(jié)果，使用95%信度的置信區(qū)間估算誤差。

2.5 sPn-Pn方法

震相sPn是測定近距離（Δ＜1000km）、淺源地震（震源在地殼內(nèi)）震源深度的可識別的震相。當?shù)卣鸢l(fā)生在地殼內(nèi)時，S波射線入射地表后SV成分會發(fā)生反射，并會轉(zhuǎn)換為P波后入射到莫霍面。當入射角為臨界角時，形成Pn波。由于是由S波轉(zhuǎn)換而來，所以記為sPn波。根據(jù)地殼模型以及sPn、Pn的走時公式可以推導(dǎo)出震源深度與走時差間的線性關(guān)系（高立新等，2007）。對于一維多層速度模型，sPn-Pn走時差可表示為（洪星等，2006）

2.6 雙差定位方法

雙差定位法（Waldhauser et al，2000）是一種相對定位方法，其給出的地震相對位置特征可以很好地描述發(fā)震斷層的特性，已在國內(nèi)幾次大地震序列重定位中發(fā)揮了重要作用（黃媛等，2006；王未來等，2014；房立華等，2013）。根據(jù)成叢小震發(fā)生在大震斷層面及其附近的特點，利用模擬退火算法和高斯牛頓算法尋求1個平面，使所有小震震源位置到該平面距離的平方和最小，從而可以求解主震斷層面走向、傾角、位置及其誤差，在此基礎(chǔ)上再考慮區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力參數(shù)即可估計斷層面上的滑動角（萬永革等，2008）。

圖2 Pg、Pn的射線路徑和走時差（據(jù)朱元清等（1990））

3 結(jié)果與分析

3.1 震源機制解

圖3給出P初動方法計算的震源機制解結(jié)果和使用臺站的分布。本文使用了35個臺站的初動信息，同時使用了Pg、Pn震相的初動，其中包括 Pg初動10個，Pn初動25個。所求震源機制節(jié)面Ⅰ走向 232.9°，傾角 85.5°，滑動角－115.1°；節(jié)面Ⅱ走向 133.3°，傾角 25.5°，滑動角－10.6°；P軸走向 118.3°，傾伏角 44.0°；T軸走向 344.5°，傾伏角 35.5°；B軸走向235.0°，傾伏角25.0°，所求震源機制的矛盾比為0.084。由圖3可見，初動方向在空間上呈象限分布，初動與結(jié)果的矛盾比較小，結(jié)果比較可靠。

在CAP方法計算過程中，將觀測數(shù)據(jù)去除臺站儀器響應(yīng)，并旋轉(zhuǎn)得到徑向、切向、垂向的位移記錄。為了減小噪聲的影響，對信號進行濾波，將波形數(shù)據(jù)分為體波波段和面波波段，對體波波段截取30～40s窗口長度并作0.01～0.10Hz濾波，對面波波段截取50s窗口長度并作0.01～0.08Hz濾波，通過F-K方法（Zhu et al，2002）計算基于速度模型和不同震中距的格林函數(shù)，對于理論計算得到的波形采用相同的濾波范圍。依據(jù)誤差目標函數(shù)，在參數(shù)全空間搜索最佳震源機制、震源深度和矩震級。按照分布盡可能均勻的原則選取臺站，初步計算后，刪除擬合較差的臺站重新計算，最終使用了13個擬合較好臺站的波形資料，圖4右下圖給出了CAP方法的臺站分布；圖4左圖為波形擬合，大多數(shù)臺站的3個分向面波擬合相關(guān)系數(shù)大于95%，大部分體波擬合相關(guān)系數(shù)大于70%。圖4右上圖給出了誤差隨深度的變化和最優(yōu)的震源機制解結(jié)果，結(jié)果顯示，反演收斂較好，誤差-深度關(guān)系呈U形，誤差函數(shù)在深度為17.1km時為最小，對應(yīng)深度為最佳深度，在最佳深度附近震源機制解變化不大，說明反演過程中震源機制解比較穩(wěn)定。

圖3 P波初動方法的數(shù)據(jù)和結(jié)果

圖4 CAP方法計算結(jié)果和臺站

使用TDMT方法反演過程中，選取震中距為80～400km的臺站，在去除方差縮減值VR小于60%的臺站后，選用了VR值相對較高的5個臺站，圖5給出TDMT方法反演結(jié)果。由圖5可見，平均VR值為78.5%。根據(jù)Vavryˇcuk（2015）的研究，矩張量可以有多種分解方法，但目前在矩張量震源機制研究領(lǐng)域廣泛應(yīng)用Knopoff等（1970）提出的將矩張量分解為各向同性部分（ISO）、純雙力偶（DC）和補償線性矢量偶極成分（CLVD）的方法。雙力偶成分是由2個線性矢量偶極組合而成，可以代表巖體的剪切破壞或者斷層的相對錯動機制；補償線性矢量偶極成分為深部地震中的一種作用機制，F(xiàn)inck等（2003）將其解釋為“補償體積變化而在平行于最大主應(yīng)力的平面內(nèi)產(chǎn)生的質(zhì)點運動”，CLVD的正（負）值表明最大絕對特征向量值為張（壓）應(yīng)力主軸，即以張裂（擠壓）變形為主。本文的TDMT反演結(jié)果中，DC成分69%，CLVD成分31%，ISO成分0%，有較大的CLVD成分，說明此次中強地震序列具有一定的非雙力偶分量。各向異性介質(zhì)中的剪切斷層通常包含非雙力偶矩張量，震源區(qū)的彈性模量隨空間而變化也會顯現(xiàn)非雙力偶分量（Julian et al，1998），而彈性動力學的數(shù)學復(fù)雜性造成的格林函數(shù)誤差，同樣會引起震源機制的推導(dǎo)誤差，Cesca等（2013）研究指出，CLVD可能為虛構(gòu)成分，在存在噪聲干擾、不精確的速度結(jié)構(gòu)模型及不理想的傳感器布設(shè)條件下求解的矩張量均能分解得到該成分。本文計算結(jié)果出現(xiàn)較大CLVD成分的原因有待進一步分析。

圖5 TDMT結(jié)果圖

表1 3種方法震源機制解反演結(jié)果

表1給出3種方法的反演結(jié)果，由表1可見，CAP方法與 TDMT方法結(jié)果的一致性較高，震源機制給出2組可能的節(jié)面參數(shù)，具體的發(fā)震構(gòu)造需要結(jié)合震源區(qū)域的構(gòu)造特征和小震分布進行推測。

3.2 震源深度

為了得到較可靠的震源深度，除前述使用CAP方法得到的深度結(jié)果以外，還選用了PTD、sPn-Pn方法測定朝陽M4.6地震的震源深度，并對比3種方法結(jié)果的一致性。

圖6 PTD方法使用數(shù)據(jù)和震源深度反演結(jié)果

PTD方法選用清晰的Pn、Pg走時數(shù)據(jù)，使用折合方法，每1對Pn、Pg走時可得到1個走時差，并得到1個深度結(jié)果，使用高斯分布擬合多個深度結(jié)果的頻次分布，得到最優(yōu)的震源深度，使用95%信度的置信區(qū)間估算結(jié)果的誤差。共使用了9個Pn走時和10個Pg走時，得到90個深度結(jié)果。圖6（d）為使用臺站的分布圖，三角形標注了使用 Pn震相的臺站位置，圓圈標注了使用Pg震相的臺站位置。圖6（c）為結(jié)果與頻次的擬合圖，結(jié)果的頻次分布與高斯分布耦合較好，說明結(jié)果可靠，深度結(jié)果為18.2km，誤差為2.2km。圖6（a）為觀測走時差與理論走時差曲線的對比，給出了以5km步長繪制的深度5～35km的走時差-震中距曲線，粗線為測定深度結(jié)果對應(yīng)的走時差曲線，細線為理論走時差曲線。圖6（b）為走時差的殘差分布，符合正態(tài)分布。

sPn與Pn震相的走時差幾乎與震中距無關(guān)，只受震源深度的影響，當不同震中距的Pn震相按初至對齊后，sPn波形也應(yīng)該是對齊的（孫茁等，2014），sPn震相的周期和振幅都較Pn震相大，初動方向一致（洪星等，2006），sPn震相在各種寬頻帶、長周期、短周期地震儀上均有記錄，并且以縱波為表現(xiàn)形式，故垂直分向清晰，易于確認（吳微微等，2012）。對朝陽M 4.6地震波形的Pn、sPn震相分析后，選擇了6個sPn震相較清晰的臺站，使用sPn-Pn走時差計算震源深度。圖7上圖給出了6個臺站的Pn、Pg震相圖；圖7下圖為根據(jù)速度模型和式（3）繪制的sPn-Pn走時差-深度關(guān)系，可以看出sPn-Pn隨深度變化比較顯著。使用的6個臺站震中距為 2.91°～6.26°，sPn-Pn走時差為 4.81～5.42s，測定深度為 17.3～19.5km，平均18.8km。

圖7 sPn-Pn方法震源深度反演結(jié)果

表2對3種方法測定的震源深度結(jié)果進行了對比，由表2可見，PTD、sPn-Pn方法測定結(jié)果為初始破裂深度，CAP方法測定深度為地震的矩心深度，對于中等強度地震，矩心深度與初始破裂深度接近，故本文的3種方法結(jié)果接近，可以相互驗證。

表2 震源深度結(jié)果對比

3.3 中小地震重新定位和斷層擬合

利用雙差定位法，對2009～2016年發(fā)生在震源區(qū)域的47個地震重新定位，得到29個地震的重定位結(jié)果，重新定位后震源深度符合正態(tài)分布（圖8（d）），平均15.4km，水平向平均誤差3.12km，垂直向平均誤差4.5km，平均走時殘差0.6s。重新定位后地震分布較原始報告收斂，呈倒“L”形，在NE、NW兩個方向分布，結(jié)合模擬退火算法和高斯牛頓算法擬合A-A′和B-B′兩個剖面（圖 8（b）、8（c））的走向和傾角，結(jié)果如表 3所示。

圖8 雙差定位結(jié)果和斷層擬合

根據(jù)重新定位結(jié)果，M 4.6地震所處區(qū)域的小震分布走向為NNE，斷層面走向擬合結(jié)果為 44.73°，傾角 85.07°，接近垂直，小地震分布的走向和傾角與震源機制解節(jié)面Ⅰ一致，故將節(jié)面Ⅰ作為M 4.6地震的發(fā)震構(gòu)造更為合理。

表3 使用小震資料擬合走向、傾角的結(jié)果

4 結(jié)論和討論

利用P波初動、CAP、TDMT等方法測得的震源機制解結(jié)果一致，相互驗證，得到2組節(jié)面的參數(shù)為：節(jié)面Ⅰ走向 226°～235°，傾角 81.0°～85.5°，滑動角－115.1°～－96.7°；節(jié)面Ⅱ走向 76°～133°，傾角 10.0°～25.5°，滑動角－60.0°～-10.6°。相對于初動方法，CAP方法與TDMT方法結(jié)果的一致性較好，由于地震波形相對于初動含有更多的震源信息，因此，CAP方法和TDMT方法得出的地震矩張量解更加可靠。

利用雙差定位法對震源區(qū)域2008～2016年地震重新定位，重新定位后地震分布較原始報告收斂，深度符合正態(tài)分布。在定位結(jié)果的基礎(chǔ)上，使用模擬退火算法和高斯-牛頓法擬合斷層面，得到2個方向小震分布的走向和傾角，NNE方向小震分布的走向為44.73°，傾角85.07°，NNW方向小震分布的走向為 149.60°，傾角 61.44°。

結(jié)合震源機制解結(jié)果、震源區(qū)域的構(gòu)造特征和小地震分布初步判斷，朝陽M 4.6地震發(fā)震構(gòu)造走向NNE，震源機制正斷類型，并帶有較小的左旋分量，主壓應(yīng)力方向為NWW。已有的研究認為，中國東北地區(qū)在太平洋板塊、菲律賓板塊及印度板塊共同作用下形成NEE向應(yīng)力場，且現(xiàn)今太平洋板塊的俯沖應(yīng)力場起著主導(dǎo)作用（王兆國等，2009）。遼西地區(qū)的NEE構(gòu)造帶在中生代時期以擠壓構(gòu)造環(huán)境為主，現(xiàn)今多為以張扭性為主的殼斷裂，中強地震與控制盆地的斷裂的繼承性活動有關(guān)（雷清清等，2008），遼西地區(qū)中生代構(gòu)造總體呈NENNE向，均由山嶺（古隆起）及其間寬廣低拗的盆地組合而成（江淑娥等，2009），朝陽-北票逆掩斷層的存在，有力地證明了遼西中生代時期構(gòu)造運動相當強烈，其構(gòu)造應(yīng)力場為NW-SE向的水平擠壓應(yīng)力，在該應(yīng)力場的作用下，形成了遼西地區(qū)的基本構(gòu)造格局，即一系列NE向的隆起、坳陷相間排列，伴生著NE向斷裂，朝陽-北票斷裂的北西盤有下降的活動特征（夏懷寬等，1986）。朝陽M 4.6地震位于2條斷裂間的坳陷區(qū)域，根據(jù)構(gòu)造特征，該區(qū)域以垂直作用力下的升降活動特征為主，此次地震的主壓應(yīng)力方向與遼西地區(qū)的應(yīng)力特征相符，NNE向的震源機制節(jié)面更符合該地區(qū)構(gòu)造格局。新生代以來，在朝陽北西50km老虎山形成新的正斷層，斷面走向34°，傾向 NW，傾角 68°（夏懷寬等，1986），該斷裂的位置和構(gòu)造與朝陽M 4.6地震的震源機制解結(jié)果相符，可能為此次地震的發(fā)震構(gòu)造。