广西苍梧Ms5.4级地震震源机制解与震源深度

姚海东，尹欣欣,沈 平，蒲 举

(1.湖南省地震局，湖南 长沙 410004; 2.甘肃省地震局，甘肃 兰州 730000)

震源深度作为地震时空的一个基本参数是目前最难准确测定的参数之一。而震源深度的准确测定关系到对震源过程、断层构造和应力场作用等一系列重要问题的正确认识。对于较大地震，震源深度的准确测定是震源烈度判断的一个重要参考因素。地震定位中，由于位于上下方向上的地震台站较少，因此深度定位不像水平位置定位那么精确。区域地震台网通常基于一维速度模型，采用Pg(Sg)和Pn(Sn)震相进行地震定位。由于Pn(Sn)传播距离远，震相走时易受地壳介质横向不均匀性的影响，所以基于Pg(Sg)震相的地震定位，只有在近台数量足够和台站方位覆盖较好的情况下才能获得较高精度的震源深度值。在台网相对稀疏的情况下，由于缺少足够数量的近台资料，使得常规定位方法确定的震源深度值精度较低。目前，由于绝大多数台网布局较疏，使用直达P波测定震源深度是无法得出精确结果的。我们利用广西梧州市苍梧(24.08°N，111.56°E)发生的MS5.4级地震观测数据来测定震源深度。中国地震台网于2016年7月31日测定，广西梧州市苍梧(24.08°N，111.56°E)发生MS5.4级地震，震源深度10 km。

1 区域构造背景

广西绝大部分地区在晚三叠世以前经历了海水覆盖的漫长地质历史时期，其中晚古生代到中三叠世也有相对隆起和相对凹陷的区域，隆起区有的长期露出水面为剥蚀区，凹陷区则接受沉积。根据地质构造发展演化历史及区域构造特征的不同，可将广西划分为一个一级构造单元，即广西一级构造单元属华南板块范畴，2个二级构造单元(扬子陆块、华南活动带),7个三级构造单元和19个四级构造单元。苍梧位于云升隆起，云升隆起是三级构造单元，位于桂东南苍梧、北流、岑溪、陆川、博白等县与广东交界的云开大山一带，呈北东向展布，西北侧以博白—岑溪深断裂为界。广西境内地震活动断裂带有北东向、北西向、北北东向、北北西向、近南北向和近东西向6组，其中以北东向、北西向2组为主。北西向、北东向的多组断裂控制着广西地震的发生，地震震中位于防城—灵山断裂附近，防城—灵山是早中更新世断裂。其中，北西向的百色—合浦断裂带、巴马—博白断裂带、南丹—昆仑关断裂和北东向的防城—灵山断裂带、合浦—北流断裂带、桂林—南宁断裂带等为主要的活动断裂带，历史上几次震级较大的地震就发生在这些断裂带附近。

本次苍梧地震位于防城—灵山断裂附近，防城—灵山断裂带是斜贯桂东南的一条规模较大的区域性北东向断裂带。断裂带的西南始于越南的先安，经广西的防城、钦州、灵山至平南的大安，由多条走向40°～50°，大致平行的一组复杂断裂组成，呈舒缓波状延伸，总长约350 km,，宽5～10 km,总体呈NE-NEE走向。该断裂带在大地构造上构成了钦州华力西褶皱带的西北边界，带内动力变质作用强烈，岩浆活动较弱。断裂带强烈活动期为印支—燕山运动期间，喜山运动以来其活动性渐趋减弱，新构造时期有一定程度的活动(周本刚,2008)。防城—灵山断裂带是一条中、强地震活动带，自有记载以来，沿防城—灵山断裂带曾发生过4次5级以上的地震，最大地震为1936年4月1日发生在广西灵山东北的63/4级地震(陈国达，1939)，而灵山以北现今中小地震相对密集。

2 CAP方法简介与计算结果

2.1 方法简介

CAP方法相对以往的P波初动、体波反演或面波反演而言是一种全波形反演方法。它将宽频带地震记录分成Pnl和面波2个部分进行反演并允许二者相对浮动，在适当的时间变化范围内，搜索出合成地震图和观测地震图全局差异最小的震源机制解。CAP方法具有对参与反演的台站数要求不多、方位角分布不需太均匀、反演结果对速度模型和地壳结构横向不均匀性依赖较小的特点，目前国内的一些研究结果充分证明了CAP方法在震源机制解与地震矩心深度研究方面的有效性与可靠性(Zhao,1994；Zhu,1996；龙锋,2010)。CAP方法的主要原理为：任意一个双力偶震源的理论合成位移s(t)可表示为：

s(t)=M0(t)

(1)

式中，i=1,2,3时分别对应垂直走滑、垂直倾滑和45°倾滑等3种最基本的断层类型；Gi为格林函数，Ai为射线系数，为台站方位角,M0为标量地震矩，φS,δ,λ依次为所求震源机制解的走向、倾角和滑动角参数。反演过程中，以合成地震位移s(t)与观测地震位移u(t)一致作为判断标准：

u(t)=s(t)

(2)

可定义一个如下的误差目标函数来衡量s与u的差异：

(3)

式中，r为震中距，r0为选定的参考震中距，P则是考虑到几何扩散因子对地震波形的影响而采用的指数因子，它使得地震的矩震级大小较为可靠，参考前人研究的经验(吕坚，2012)，在一般情况下体波可给定P=1.0、面波P=0.5。该方法将宽频带地震记录分成Pnl和面波两个部分进行反演并允许相对浮动，在适当的时间变化范围内搜索出合成地震图和观测地震图全局差异最小的震源机制解，提高了Pnl的权重，且对地震深度有比较好的约束。

2.2 数据处理与计算结果

表1 速度模型

选取广西、广东和湖南区域测震台网14个宽频带数字地震台站的波形记录参与反演，台站分布如图2所示，震中距在50～600 km范围内，且波形记录信噪比较高。所使用的地震观测仪器型号包括BBVS-60、CMG-3ESPC、CTS-1和BBVS-120等型号。观测频带为60 s～50 Hz或120 s～50 Hz，采样率均为100 Hz，高信噪比的数字地震资料为本研究的开展奠定了好的基础。在计算之前，对数据进行了去均值、去除仪器响应、归一化和滤波的数据处理，速度模型选择CRUST2.0全球速度模型表(具体参数参见表1)，计算以后得到最终结果(参见表2)，对比CENC的结果，两者的差距较小，说明本文计算结果是比较可靠的，震源机制解结果参见图1。

表2 震源机制解对比

图1 震源机制解参数

图2 用于计算的14个台站分布

图3 最佳震源深度时CAP方法反演波形拟合对比

3 sPn震相计算震源深度

震相sPn是测定近距离(Δ<1 000 km)浅源地震震源深度数值的比较实用的震相。设震源不在地表(h≠0)，为了简化描述，设地壳为双层(参见图5)。当地震发生在地壳内时，S波射线入射地表并反射转换为P波后入射到Moho面，当入射角为临界角时，形成Pn波， 由于它是由S波转换而来， 故记为sPn波，其射线传

图4 最佳震源深度

图5 双层地壳模型sPn震相传播路径

播路径如图5。虽然其动力学特征保持横波性质振幅和周期均大于纵波，但最终以纵波形式出现在地震记录上，所以垂直分向显示清晰，其振幅和周期均大于Pn。sPn震相是出现在Pn与Pg间(尹欣欣等，2013；Chenetal，2016；尹欣欣等，2017；吕俊强等，2016)。现以双层地震模型理论计算sPn与Pn的到时差。vs1、v1分别表示上层地壳内S波和P波的传播速度，v2表示下地壳内波的传播速度，v3表示Pn波的传播速度，h为震源深度，由Snell定律可推出其到时差为:

(4)

图6 波形对比分析图

根据华南地区地震波走时差地壳模型可以推出：v1=6.01 km/s，vs1=3.55 km/s，v3=7.98 km/s，则K=2.724。即震源在上地壳的深度:h=2.724。sPn的震相特征是到时差与震中距无关，仅与震源深度有关。根据sPn震相这一性质,来寻找sPn震相，由于噪声信号干扰和人工量取震相误差，故将7个台站记录的Pn和sPn震相走时差平均值3.7 s作为震相分析如图6，代入公式计算震源深度为10.1 km。

4 讨论与结论

本文利用CAP震源机制解方法选取14个测震台波形反演了广西苍梧MS5.4级地震，结合广西地区构造背景，历史地震震源机制参数以及余震分布特征，确定主轴参数为走向340°，倾角19°，滑动角-18°，最优深度解为9.2 km，对比其他结果CENC结果除深度结果其他参数基本一致。从震源机制结果推断出该次地震为左旋走滑为主，根据地震现场宏观调查，并结合地震余震分布和震源机制解的研究，初步判定本次地震的发震构造为NE向的防城—灵山断裂。防城—灵山断裂带是斜贯桂东南的一条规模较大的区域性北东向断裂带,是一条中、强地震活动带。为进一步确定深度结果，本文使用了深度震相sPn方法，利用sPn震相与Pn震相的到时差来计算震源深度结果为10.1 km,与CAP方法结果9.2 km基本一致。与震源深度计算比较准确的CAP震源机制最优深度解及其他研究机构结果对比，验证了该方法的可靠性。

致谢：本文所使用的地震波形资料来自于广西、广东、湖南数字地震台网。文中所有图件由GMT和Matlab软件绘制。

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