西藏米林6.9级地震发震双差定位及发震构造分析

司金罗布 朱德富 美朵 次仁多吉

（西藏自治区地震局,西藏 拉萨 850000）

北京时间2017年11月18日06时34分，西藏自治区米林县（29.69N°，95.11E°）发生了Ms6.9级地震，此次地震发生在喜马拉雅东构造节附近，西藏米林Ms6.9地震属于主震-余震型，时间截止到2017年12月06日，共计记录到余震3千余次，其中最大余震为5.2级，由于定位的速度模型存在误差等原因，造成常规定位方法在地震监测站点覆盖较好的情况下，仍出现较大的地理位置定位误差；一般情况下地震的震相之间相互干扰，初始位置不确定，会致使震相到时判断有误；同时观测台网的地震监测站点孔隙角较大也会对地震定位结果产生影响。为了获得较高精度的地震相对空间位置分布，消除传播介质横向不均匀造成的路径效应，Waldhauser等［1］提出了相对定位方法双差地震定位方法，一种地震定位精确度较高的计算方法（HypoDD软件）。双差地震定位法的原理是一定空间范围内发生地震后，将已发生的地震进行分组，利用震源波形到地震监测站点的到时差，通过计算确定震源的相对位置。双差定位需要可靠的速度结构模型作为定位参数，尽管双差定位在一定程度上消除了路径效应。文章选用玉树Ms7.1级地震精定位研究中得出的地壳分层结构和速度模型，以保证双差定位的模型参数的可靠性。米林Ms6.9级地震震区周边的固定地震台站较少，但由于中国地震局地球物理研究所的一个项目，地震发生前震区架设了5台数字地震计，从而增加了震中附近地震监测站点的观测密度；运用双差定位法将定位精确度较高的余震与定位精确度较差的余震组对，重新定位，大幅提高地震定位的整体精度，从而更深入地认识发震断层破裂情况，为米林地震研究提供重要的基础数据。

1 震区地质构造环境及定位模型的确定

青藏高原自北向南可以划分出6个地块，地块与地块被5条缝合带相隔［2］。缝合带是各构造阶段洋盆消减和地块挤压的结果，5条缝合带的地质时代间距由北向南依次变小，表示了青藏高原整体逐渐向南发展。青藏高原地处印度板块与亚洲板块碰撞的接触地带，受喜马拉雅构造运动影响。这一构造运动致使西藏中部地区逐步抬升洋盆逐渐消失，在喜马拉雅运动后青藏高原逐渐隆起并开始缓慢的阶段性构造运动和地面抬升过程［3］。新生代新近纪中新世（同位素年龄距今13-15 Ma）开始，青藏高原地层表面经历着三维形变，在水平方向上大尺度的南北方向缩短、垂直方向上加厚和地面隆升，地层内部构造块体沿一些边界断裂带向约束条件相对较弱的东缘滑移而被逐渐被挤出，如东昆仑断裂带、玉树-甘孜-鲜水河断裂带、嘉黎断裂带等。

米林Ms6.9级地震发生在嘉黎-察隅断裂带附近（走向NW-NWW）（图1），是在印度板块向北推移、青藏地块台升、羌塘块体向东移动背景下发生的地震，嘉黎-察隅断裂属于右旋逆走滑，西北段右旋，错断山脊水系阶地等，有古地震形变带，东段晚第四纪活动不强烈，波密-察隅段，走向NW，右旋逆走滑，西北段控制捉弄空玛等小型盆地，东南段控制易贡藏布和帕隆藏布。

图1 西藏地区附近块体和缝合线分布

如图1所示：白色五角星表示玉树7.1级地震震中，白色三角形表示米林6.9级地震震中。黑线为活动块体边界。Ⅰ为塔里木-华北克拉通地块；Ⅱ为柴达木地块；Ⅲ为巴颜喀拉地块；Ⅳ为羌塘地块；Ⅴ为拉萨地块；Ⅵ为喜马拉雅地块；F1为西昆仑-祁连山加里东期缝合带；F2为昆仑山华力西期缝合带；F3为金沙江印支期缝合带；F4为班公湖-怒江燕山期缝合带；F5为雅鲁藏布江喜马拉雅期缝合带。

玉树7.1级地震和米林6.9级地震都发生在羌塘块体边界上，震中位置相距300多公里，因此将玉树7.1级地震的定位模型用来做米林6.9级地震的精定位研究，王未来、吴建平等在2010年玉树Ms7.1级地震精定位研究［4］中依据接收算法反演结果，结合Jiang等［5］获取的人工测深的玉树以北地区的P波速度数据，计算出了玉树地区界面深度结构-P波速度模型（表1）。表中的上界面深度表示在分层速度模型中各层的最表层深度，上界面层厚为下一个上界面深度减去上界面深度的差值，右侧为该层对应的P波速度值。S波速度值是P波速度的值乘以1.72。

表1 玉树地区界面深度-P波速度模型

2 双差定位分析

2.1 基本原理

双差定位法是利用一定空间时间范围内的地震事件两两组对，依据组对事件之间震相到时的差异来获得事件对的相对空间分布。与常规单个地震定位方法相比，这种方法可以消除地壳介质密度在横向上不均匀导致的定位误差，最终在计算中消除了路径异常（实际上走时相对于理论走上时的偏离）。双差定位法的基本方程（1）如下:

△tik和△tjk分别对应地震i到台站k的到时（走时）残差和地震j到台站k的到时（走时）残差；

Xi和Xj分别是地震i震源的位置矢量和地震j的位置矢量；

Sik和Sjk是地震i震源位置到台站k的地震射线的慢度矢量和地震j震源位置到台站k的地震射线的慢度矢量；

εjk和εik分别地震i在台站的到时拾取误差和地震j在台站的到时拾取误差。

从而得出双差法不要求事件间的距离远小于它们到台站的距离。

米林Ms6.9级地震震中附近台网分布较好，其中GDBOM、XZBAS、XZCAD、XZCHY、XZDQI、XZLIZ、OCL0230、OCL0231、OCL0232和OCL0233台用于震后序列的重新定位，使用西藏地震台网产出的2017年11月18日至12月06日的余震震相观测报告,筛选出地震定位的地震监测站点数量不小于3个,地震震级大于M1.5，共计600余次符合要求的地震事件，对其提取P波和S波绝对到时，采用HYPODD对序列进行了重新定位，定位结果见图2。

图2 米林6.9级地震序列重新定位震中分布（圆圈代表定位后的余震、五角星为米林6.9级地震）

从图中可以看出，重新定位后地震呈现和北东走向的米林断裂和大渡卡断裂垂直展布，平行于北西方向的嘉黎-察隅断裂。

3 发震构造分析

3.1 震源机制解计算

求取地震震源断层面解和震源深度使用了CAP（Cut andpaste）方法（Zhaoetal.,1994；Zhuetal，1996）［6］。CAP方法可以完整利用观测波形得到可靠的、反映出整个破裂过程的震源信息，而且在反演过程中允许它们在允许的时间范围内相对移动的优点。CAP方法的有效性与可靠性已经得到一定的研究结论支撑，此外该方法还避免了S波在反演过程中权重过大，采用赋予体波部分更大的权重实现，CAP方法较好的确定了地震深度及机制解。首先将数字地震记录数据（一般使用宽频带）处理分为面波部分和体波部分，并求取两种波形事件的合成波形事件与真实波形事件的函数误差，然后使用相关参数空间搜索最佳矩张量解。计算过程中对体波和面波进行频段分类，同一频段的滤波使用同的震源深度，计算实际地震观测波形事件和理论地震波形事件之间的最小拟合误差，取误差函数达到顶点极值最小时的参数作为最佳震源机制解。

为保证获得震源机制解结果的可靠性，地震事件波形记录需满足以下要求：台站的三分量波形信噪比高、方位角分布较为均匀、震中距小于150km。反演前，先去除观测波形的仪器响应，再将三分量旋转至径向、切向和垂向，并对波形进行12.5Hz采样。在计算震源机制解的过程中，设定倾角、走向、滑动角三个参数的网格搜索步长为5°.分别对2017年11月18日米林6.9级地震的体波和面波进行不同频率的带通滤波，求得误差最小的震源机制解。结果如图3、图4、表2所示。矩心深度在19km时残差最小，计算结果与中国地震局地球物理研究所韩立波博士计算的结果较为一致。

表2 米林6.9级地震震源机制解

图3 米林Ms6.9级地震矩张量反演波形拟合

图4 米林Ms6.9级地震震源机制解

3.2 发震构造分析

米林Ms6.9级地震震区位于雅鲁藏布江断裂和嘉黎-察隅断裂交汇区域。震中区域断裂纵横交错，走滑、逆断、正拉张的地震都有分布，地震震中位于大渡卡断裂北东向延长线上，嘉黎断裂带、米林断裂和札达-拉孜-邛多江断裂附近，大渡卡断裂、嘉黎断裂和米林断裂都是全新世断裂。札达-拉孜-邛多江断裂是晚更新世断裂，边坝-达木断裂性质（嘉黎-察隅断裂分支）与双差定位结果和震源机制反演结果吻合，推断米林Ms6.9级地震的发震构造为边坝-达木断裂。