2019-05-18松原MS5.1地震震源机制与地震参数分析

陈 闯 危自根 李 伟 高金哲 姜 辉

1 吉林省地震局，长春市净月大街5788号，130117 2 中国科学院精密测量科学与技术创新研究院大地测量与地球动力学国家重点实验室，武汉市徐东大街340号，430077 3 中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥市金寨路96号，230026 4 中国地震局地球物理研究所，北京市民族大学南路5号，100081

松辽盆地位于我国东北地区中部，是以兴蒙海西褶皱为基底，经燕山运动发展起来的大型中生代陆相沉积盆地[1]。中生代早期以来，松辽盆地在太平洋板块向欧亚板块西向的俯冲作用下发生挤压拉伸构造变形，在松原地区形成了NE向扶余-肇东断裂和NW向第二松花江断裂[1-2]。中国地震台网中心资料显示，2006年以来松原地区发生多次MS5.0以上地震，造成了人员伤亡和财产损失，因此对该地区发震机理和地质环境的研究十分必要。

为研究松原地区地震活动性，在研究区布设10个密集的流动地震台(图1)，并记录到2019-05-18发生的MS5.1地震及其相关余震数据，本文利用这些地震数据，结合中国地震局在松原周边布设的13个宽频带固定台站数据，采用接收函数和面波联合成像方法获得研究区地壳速度结构，再利用绝对走时方法重定位得到震源深度，最后选用CAP方法反演得到地震的震源机制解，以探讨地震的发震机理和研究区的孕震背景。

图1 研究区构造背景和台站分布Fig.1 The tectonic setting and station distribution in the study region

1 震源区地壳速度结构模型

精准的速度结构对准确反演震源机制至关重要，本文利用多频接收函数和面波数据联合反演震源区下方的S波速度[3]，并将该速度作为CAP方法求解震源机制的速度模型之一。该方法能够减小面波单独反演速度时平均积分效应的不足及接收函数单独反演结果的非唯一性，提高反演结果的可靠性和分辨率[4-6]。截取S1台站记录到的MS5.5以上及震中距在30°～90°范围内的远震事件，采用时间域迭代反褶积方法[3]提取P波径向接收函数，0.5°横向分辨率的面波相速度频散曲线(8～50 s)来自研究区最新的面波层析成像结果[7]。在初始模型设置中，初始S波速度模型来自于面波层析成像结果[7]，接收函数和面波频散曲线的加权值分别设置为0.7和0.3，第1层和第2层的层厚设置为1 km，其他层厚设置为2 km，反演深度为0～60 km。在联合反演过程中，将挑选后的接收函数分别在30°～60°及60°～90°范围内进行叠加，再同时拟合P波到时前5 s和后30 s的3个频段(G=1，G=2，G=3)的接收函数和相速度频散曲线(图2)。反演的S波速度(图2(a)中红线)表明，S1台站下方的地壳速度从地表往下逐渐增大，8 km后速度逐渐减小，16 km后又逐渐增大。

图2 多频接收函数和面波联合反演示意图Fig.2 Schematic diagrams for joint inversion of mutifrequency receiver function and surface wave data

2 松原MS5.1地震绝对走时方法重定位

在重定位过程中，S波来自最新发布的噪声面波层析成像结果[7]，P波速度为S波速度的1.78倍[8]。本文基于23个地震台站记录到的震相清晰的P波到时资料(图3)，采用HYPOINVERSE-2000程序[9]进行定位。结果表明，重定位的松原MS5.1地震位于第二松花江断裂上，震源深度为5.8 km(表1)，比台网中心发布的10 km浅。

图3 23个台站纪录到的震后40 s的波形Fig.3 40 s waveform after the earthquakes occur recorded by 23 stations

3 CAP方法反演地震震源机制

本文选用CAP方法[10]反演松原MS5.1地震的震源机制，选取23个台站的波形记录，去除限幅和波形质量较差的台站资料，再对数据进行去除仪器响应和线性趋势及重采样等预处理，将波形数据旋转至大圆路径。经过预处理后，保留震中周边方位角覆盖较均匀的13个宽频带台站资料，在处理后的三分量波形记录中分别截取60 s长度的面波数据，在垂直向和径向的波形记录中分别截取30 s长度的Pnl波数据，并分别在0.01～0.10 Hz和0.01～0.15 Hz频段内进行滤波，以压制小尺度三维速度结构造成的影响。

为验证本文速度模型的可靠性，分别利用3种速度模型进行震源机制反演，并对结果进行对比。首先使用全球地壳模型Model_crust2[11](图4中黑线)反演地震的震源机制，设置1 km间隔的1～20 km深度搜索范围和步长为2°的0°～360°/0°～90°/-180°～180°的走向/倾角/滑动角搜索范围，结果见图5(a)，得到地震的质心深度为8 km，震级为MW4.85，两组最佳双力偶机制解为303°/74°/6°和212°/84°/164°，且大部分波形拟合效果较好。观察反演误差和深度的变化关系(图6(a))可以发现，不同深度下的震源机制解很相似，表明结果较为稳定，但深度约束不是很好，震源深度大于8 km的反演误差随深度的变化不明显。再基于Model_ini速度模型[6](图4中蓝线)采用相同的设置参数反演地震的震源机制(图5(b))，得到地震的质心深度为7 km，震级为MW4.85，断层节面解的走向/倾角/滑动角分别为304°/71°/12°和210°/78°/160°。相较于Model_crust2速度模型而言，两者的波形拟合结果相似，震源机制解也较为一致，而Model_ini模型的质心深度约束得更好(图6(b))。最后基于本文的S1台站下方速度模型(Model_end，图4中红线)反演地震的震源机制，得到地震的质心深度为8 km，震级为MW4.86，断层节面解为303°/73°/10°和210°/80°/163°。与前2个模型结果相比，该模型的波形拟合效果有所提高，质心深度约束也较好(图5(c)和6(c))。由此可知，利用2种速度模型得到的震源机制解比较一致，而基于实际情况反演的Model_end速度模型得到的震源机制解可能更接近真实值。

表1 重定位前后数据对比

图4 震源区速度模型Fig.4 Velocity model for focal area

黑线、红线及蓝线分别代表实际波形、理论合成波形及CAP反演中未使用的波形，左侧为台站代码、方位角和震中距，波形上下数字分别表示最大相关系数(百分比形式)及达到最大相关系数所需的时移图5 CAP反演结果和波形拟合Fig.5 Inversion results and waveform fitting for CAP method

4 结 语

本文利用3种不同的速度模型反演了2019-05-18吉林松原MS5.1地震的地震参数，结果表明，基于不同速度模型得到的震源机制解、矩震级及质心深度都较为接近，并且与使用ISOLA方法测定的全矩张量结果[12]较为一致。采用CAP方法得到的震源深度(8 km)比采用绝对走时定位得到的结果(5.8 km)深约2 km，可能与CAP方法的结果代表能量释放最大深度的矩形深度，而绝对走时得到的深度为震相起跳点处的震源破裂起始点深度有关。2 km左右的深度差异与5.0级左右的地震破裂尺度一致，验证了本文不同方法定位结果的可靠性。对松原地震震后半个月内11个MS1.5以上余震进行重定位后发现，重定位的余震距离松原MS5.1地震较近，且都位于第二松花江断裂上，震源深度分布在3.57～6.88 km之间，表明第二松花江断裂直接影响这些地震的发生。

图6 CAP反演误差随深度变化Fig.6 The CAP inversion uncertainty vs. depth

将震源深度投影到本文接收函数成像结果上发现，松原MS5.1地震位于相对高速的深度上。接收函数反演的松原地区S波速度与人工地震反射剖面[13]及最新噪声成像结果[14]一致，表明在松原地区下方的中地壳存在显著的S波低速异常。已有的接收函数[15]与大地电磁测深[16]观测资料表明，松原地区具有显著减薄的岩石圈和双层高导异常的壳幔结构，说明研究区发生了与太平洋板块西向深俯冲相关的岩石圈拆沉作用，并存在地幔热物质上涌。2006年以来的5级以上地震大多发生在8 km左右深度处，对应研究区高速层，而基于已有研究认为，地震发生在高波速异常区易于积累能量、孕育地震，而地震下方的低速异常可能表明含有能降低断层面有效正应力的流体，这种特殊的地壳结构在东侧太平洋板块持续向松辽盆地深俯冲的作用下导致了松原地区中强震的发生。

致谢：中国科学院精密测量科学与技术创新研究院、大地测量与地球动力学国家重点实验室及吉林省地震局为本文提供流动地震数据资料，中国地震局地球物理研究所、国家测震台网数据备份中心、北京数字遥测地震台网、中国地震台网中心和吉林省地震台网中心为本文提供固定台网地震数据，在此一并表示感谢！