松原地区地震发震机制与迁移特点研究

2022-08-31阮庆丰刘俊清田有刘财张宇蔡宏雷

地球物理学报 2022年9期

阮庆丰，刘俊清，田有,3,4，刘财,3*，张宇，蔡宏雷

1 吉林大学地球探测科学与技术学院，长春 130026 2 吉林建筑大学测绘与勘查工程学院，长春 130118 3 吉林大学地球信息探测仪器教育部重点实验室，长春 130026 4 长白山火山综合地球物理教育部野外科学观测研究站，长春 130021 5 吉林省地震局，长春 130117

0 引言

松原地区主要包括松原市、前郭县和长岭县等，该地区历史地震记录很少，仅1119年发生过前郭63/4级地震(吴戈等，1987；邵博等，2020).但自2003年以后地震活动增强，2003年松原地区发生小规模震群，2006年3月31日发生乾安MS5.0地震，2013年发生前郭MS5.8震群，该震群共发生5次MS5.0～5.9地震，2017年7月23日发生松原宁江区MS4.9震群，2018年5月28日发生松原宁江区MS5.7地震，2019年5月18日发生松原宁江区MS5.1地震.有研究表明松原地区地震主要在区域构造应力场作用下发生(盘晓东等，2007；吴微微等，2014；卢燕红等，2017；李君和王勤彩，2018；刘俊清，2018；李君等，2019；李洪丽等，2021).Su等(2020)综合分析了2017—2019年松原地震的余震定位和同震位移场，认为震源区存在书斜式断层，且第二松花江断裂受太平洋板块俯冲影响从约4500万年前顺时针旋转至今，共旋转了14°，在旋转过程中被激活从而诱发了地震.还有一些研究表明，该地区多数地震与地下的流体有关，震源区下方存在明显低波速异常，这些低波速异常可能与太平洋板块深俯冲至地幔转换带形成“大地幔楔”(Lei and Zhao，2005，2006；雷建设等，2018；Ma et al.，2018)中热物质上涌所携带的流体作用于断裂带有关(梁姗姗等，2019；杨宇等，2019；Zhang et al.，2019；Xu et al.，2020).上述研究表明，松原地区地震序列十分复杂，而区域内主要断裂，第二松花江断裂和松原—肇东断裂均为隐伏断裂，导致该地区地震的发震机制与迁移特点尚无明确解释.近年来，松原地震活动频繁发生，已造成一定经济损失和广泛的社会影响，研究地震的构造机制对地震活动规律、地震成因、区域构造活动状态、地震预警和有效防灾减灾等有重要科学和现实意义.

前人对于松原地区地震的研究，主要集中于大地震或局部震群的发震机制，缺乏2003年以来松原地区地震的总体分布特征、迁移特点及发生机制的研究，特别是本研究发现长岭地区在2003—2018年期间地震活动较弱，而2019—2021年地震活动明显增强.本研究采用HYPOINVERSE-2000方法对2003年1月至2021年2月松原地区吉林省地震台网记录的地震事件的震源位置进行了绝对定位，采用双差层析成像方法构建松原震区中、上地壳三维速度结构，结合震源机制解和大地电磁研究等结果，深入探讨了松原地区地震的发震机制和迁移特点，对未来该地区的地震危险性进行了评价.

1 区域地质背景

松辽盆地位于中国的东北部，整体呈北北东走向，东西宽约为330～370 km，南北长约为750 km，总面积约为26万km2，处于东经119.67°—128.4°和北纬42.42°—49.38°之间.在全球范围内，松辽盆地发育有最典型的陆相白垩纪沉积地层，是世界上典型的陆相沉积盆地之一.在构造上，松辽盆地位于中亚造山带(Sengor and Natal′in，1996)的东段，是古太平洋、蒙古—鄂霍茨克洋和古亚洲洋三大构造域的重叠区域.松辽盆地的形成与演化自侏罗纪开始主要经历了4个时期，分别是软流圈热物质上涌时期、构造拉伸时期、拉伸后沉降和后期的结构改造时期，其主要动力学来源是西太平洋板块的俯冲作用以及蒙古—鄂霍茨克洋的闭合作用(Wei et al.，2010；Ying et al.，2010；Ma et al.，2018).前寒武纪—中生代的变质岩和岩浆岩组成了盆地的基底(Wu et al.，2001；Wang et al.，2006；Pei et al.，2007)，其上为中、新生代陆相沉积盖层(Wu et al.，2001).

盆地内部断裂十分发育，断裂走向主要为北东向和北西向.区域内的主要断裂为松原—肇东断裂和第二松花江断裂(图1).本研究中的第二松花江断裂是狭义上的第二松花江断裂，是扶余—崇善断裂中的扶余断裂带，总体走向为北西，横贯松辽盆地，是一条晚更新世的隐伏断裂.松原—肇东断裂是一条总体沿北东向展布的隐伏断裂，北起黑龙江省肇东县，向南延伸，途径松原市，与第二松花江断裂相交，最后到查干花地区.松原地区是近年来松辽盆地内地震最为活跃的区域.

图1 松原地区构造、地震台站及震源分布图白色三角形代表地震定位所用台站；灰色实线代表速度剖面位置；方块代表城市；圆点代表绝对定位后地震，不同颜色代表不同的时间段；黑色虚线代表断裂，F1代表松原—肇东断裂，F2代表第二松花江断裂，子图中红色框表示研究区域.Fig.1 Tectonic map, distribution of seismic stations and the earthquakes in the Songyuan areaWhite triangles are seismic stations used for locations; gray solid lines are locations of velocity profile; squares are cities; dots are earthquakes after absolute location, and different colors represent different time periods; black dotted lines are faults, F1 is the Songyuan-Zhaodong fault, and F2 is the Second-Songhuajiang fault, red rectangles are the study area.

2 数据与方法

2.1 地震定位方法

本研究收集了2003年1月至2021年2月，松原地区32个地震台站记录的地震数据，采用经典地震定位方法HYPOINVERSE-2000(Klein，2002)对2003—2021年松原地区地震活动进行重新定位，定位中重新拾取了地震震相到时，严格限制台站震中距读取初至Pg、Sg震相到时.初始速度模型采用李洪丽等(2021)使用的松辽盆地中部区域的速度模型(表1)，该速度模型参考了近年来松辽盆地和东北地区地球物理研究成果.定位结果显示2003年、2017年松原震群和2013年前郭震群的地震空间分布进一步集中，分布在123.47°E—125.05°E、43.96°N—45.48°N范围内，绝大部分地震事件发生在地下5～15 km范围内，其中最多的是8 km(图2).

表1 初始一维P波速度模型Table 1 Initial 1D velocity model of the P waves

图2 绝对定位后松原地区震源深度统计直方图Fig.2 Statistics histogram of focal depth in the Songyuan area after absolute location

2.2 地震波速度成像与泊松比计算方法

双差层析成像法是Zhang和Thurber(2003)以双差定位法(Waldhauser and Ellsworth，2000)为基础发展而来的，直接对式(4)进行求解，优点在于取消了地震对的距离约束，使用绝对走时数据与每个台站记录的位置相近事件之间的相对走时数据来同时反演高精度震源位置与三维速度结构.该方法基本思路为：利用三维网格节点将初始速度模型参数化，正演时使用伪弯曲法(Um and Thurber，1987)追踪地震波的最小走时路径，并计算理论走时、走时对震源位置以及慢度的偏导数，最后反演时同时使用绝对走时及双差走时数据.该方法自提出以来，已经在不同地区被广泛应用(Qu et al.，2021；于海英等，2021；Wang et al.，2021；Guo et al.，2022；王祖东等，2022).双差层析成像方法基本原理阐述如下.

(1)

(2)

(3)

这两个事件与计算理论走时差的残差，即双差为：

(4)

本研究根据松原地区2003年1月6日至2021年2月7日地震的重定位结果、地震台站的分布和前人研究成果(李洪丽等，2021)，选取的速度结构范围是122°E—125.5°E、43.5°N—46°N，深度范围为0～20 km.反演过程中采用了规则网格，水平方向上使用0.25°×0.25°的网格间隔，深度上的节点分别位于0 km、5 km、10 km、15 km、20 km.初始一维P波速度模型参考了iasp91全球一维速度模型(李洪丽等，2021)，波速比设置为1.73，具体参数见表1.泊松比(σ)的值根据式(5)计算：

(5)

其中，VP/VS由反演得到的P波和S波三维速度值直接相除获得.

2.3 分辨率测试

为验证反演结果的稳定性和可靠性，本研究采用检测板测试方法测试结果的分辨率，以0.25°×0.25°网格和±6%相间的速度扰动的棋盘格模型作为正演模型计算理论走时，然后利用该合成数据集和初始速度模型进行反演.图3给出了不同深度的检测板结果，结果显示松原地区地震附近的P、S波成像的分辨率较好，因此本研究后续讨论主要集中于松原、前郭和长岭地震集中发生的区域.

图3 使用的棋盘格模型(a)和不同深度剖面P(b)、S(c)波检测板测试结果Fig.3 The checkerboard model used (a) and the test results of VP (b) and VS (c) at different depths

3 结果与讨论

卢燕红等(2017)和Zhang等(2019)也对相似区域的速度结构开展了研究，本研究的速度结构的优势在于参与反演的地震事件更多，成像分辨率更高，结构更加精细.为了更好地分析研究区纵向速度结构与深部速度结构的横向变化特征，同时进一步分析地震活动性与速度结构之间的关系，本研究沿着震群中心区域截取了4个剖面，剖面位置见图1，并将沿着切片两侧各0.2°范围内的重定位后的地震投影在了速度切片上.本研究的研究重点是2003—2021年松原地区(包括松原宁江区、前郭地区以及最近地震频发的长岭地区)地震的发震机制、迁移特点与速度结构之间的关系，在后文中进行了深入分析与讨论.

3.1 地震分布、迁移特征

绝对定位结果显示，松原市宁江区2017—2021年地震，总体位于松原—肇东断裂和第二松花江断裂交会处，呈北北东向，震源深度主要集中在5～15 km.前人定位结果多仅包括2017年震群和2018年震群(李君等，2019；李艳娥等，2019；Zhang et al.，2019；Xu et al.，2020).本研究依据松原市宁江区2017年7月23日发生的MS4.9地震、2018年5月28日发生的MS5.7地震和2019年发生的MS5.1地震的震源机制结果(刘俊清，2018；梁姗姗等，2019；Zhang et al.，2019)显示均为走滑型地震并包含显著双力偶分量，且余震都在较小范围内呈窝状，推断这三次地震的发震构造相同，是第二松花江断裂和松原—肇东断裂交会处的周期性运动，所以本研究在讨论时将松原市宁江区2017—2021年地震视为同一震群.前郭地区地震位置较为集中，无明显优势方向，震源深度主要集中于5～15 km，与前人结果(李君和王勤彩，2018；刘俊清，2018；Zhang et al.，2019；Xu et al.，2020；李洪丽等，2021)的北西向展布不同，但震源深度范围相似，推测可能是由于定位方法和数据不同造成的差异.长岭地区地震位置较为集中，无明显优势方向，震源深度主要在5 km和15 km附近.

本研究发现2003—2021年松原地区地震的空间分布整体上呈北北东向串珠状展布(图1)，与松原—肇东断裂关系密切，迁移具有回跳的特点(图4)：2003年地震分布在松原市附近，2006—2011年地震在松原市与前郭县之间，2013—2016年地震集中分布在前郭地区，主要是2013年前郭MS5.8震群.2017—2021年地震回跳至松原市附近发生.从2018年底开始，长岭地区地震活动逐渐增强，截至2021年2月，在长岭地区记录到19次地震，其中有10次2.0级以上地震，最大MS2.8(图5).

图4 松原地区地震纬度时间序列图Fig.4 Latitude-time sequence diagram of the earthquakes in the Songyuan area

图5 长岭地区地震M -t和频度图Fig.5 The map of M -t and frequency of the earthquakes in the Changling area

3.2 松原地区速度与泊松比结构特征

图6显示了0 km、5 km、10 km、15 km、20 km深度处的P波、S波速度及泊松比结构图像结果，并在各水平切片上投影了上下两侧2.5 km范围内2003年1月6日至2021年2月7日的地震.从图中可以看出P波低速异常在0 km处显示出近南北向，在5～15 km深度为北北东向，S波低速异常也有类似结构.

图6 不同深度层上的VP、VS和泊松比结构黑色虚线、圆点和方块的意义与图1相同.Fig.6 P-wave, S-wave velocity and Poisson′s ratio at different depthsThe meaning of the black dotted lines, dots and squares are the same as in Fig.1.

松原市宁江区与前郭地区重点研究了5 km和10 km深度的速度水平切片，在这两个深度上，松原市宁江区与前郭地区的P、S波速度结构与卢燕红等(2017)和Zhang等(2019)的结果基本一致.松原宁江区地震绝大多数都发生在第二松花江断裂与松原—肇东断裂交会处附近，5 km深度处，地震主要发生于P波速度高低速过渡区域、S波速度高低速过渡偏向高速异常区域，与0 km处该位置的P波、S波速度结构相似；10 km深度处，地震发生的区域P波速度转变为低速异常，S波速度转变为高低速过渡区域偏向低速异常，与5 km深度该位置的速度结构有一定区别，与15 km深度P波、S波速度结构类似.前郭地区5 km深度处，P波速度为低速异常，与0 km处的高低速过渡区不同，S波速度为低速异常，与0 km处相同；10 km深度处，P波速度为低速异常，与5 km深度处表现一致，15 km、20 km深度处也都表现为低速异常，S波速度表现为高低速过渡区域，与5 km深度处不同，15 km深度处为高速异常，20 km深度处为低速异常.长岭地区重点研究了5 km和15 km深度的速度水平切片，在相同深度上，Zhang等(2019)结果中P、S波速度结构为相对高速，差异可能是初始速度模型和数据量不同造成的.本研究长岭地区的速度一致性较好，在0～15 km深度P波和S波速度都显示为高低速过渡区域偏向低速异常，20 km深度层显示P波速度为高低速过渡区域偏向高速异常，S波速度为高低速过渡区域偏向低速异常.

图7显示的四条速度剖面中，AA′、BB′、CC′都呈现出横向不均匀性，DD剖面横向较为均匀.0～5 km深度处速度结构反映了地表和浅层的地质特征，可以观察到在这个深度范围内，四条剖面的P波、S波速度都显示为低速异常，与王仁涛等(2019)认为的松辽盆地中央坳陷区的沉积层为3～6 km一致.松原宁江地震区域5～15 km深度处显示为P波高低速过渡偏向低速区域，15～20 km深度处显示为P波高速异常.前郭地区5～15 km深度处显示为P波低速异常，20 km深度处总体为P波高速异常.长岭地区5～15 km深度处显示为P波高低速过渡区域，20 km深度处显示为P波高速异常.S波速度结构在5～10 km深度范围内，主体为低速异常；10～15 km深度处显示为高低速过渡区域，15～20 km深度处表现为高速异常，与接受函数得到的S波速度结果(朱洪翔，2020)相似.图7结果显示绝大多数地震的发生都与低速异常有关，本研究认为低速异常与流体有关，在3.4节展开讨论.

图6和图7给出了研究区的泊松比分布，在这里我们研究震源区(123°E—125°E，44°N—46°N，0～15 km)的泊松比特征.根据泊松比与波速比的对应关系(Christensen，1996)，获得泊松比变化范围为0.24～0.30，平均值为0.242，小于泊松介质的平均值与大陆地壳的平均值.Owens和Zandt(1997)认为，当泊松比大于0.30时，一般解释为地壳包含部分熔融，而本研究震源区地壳泊松比整体较低，表明震源区地壳内几乎不存在部分熔融.

图7 不同剖面的垂直切片VP、VS及泊松比结构图剖面位置见图1. 图中圆点意义与图1相同.Fig.7 Vertical tomographic profile of VP, VS and Poisson′s ratioThe locations of profiles are shown in Fig.1. The meaning of the dots is the same as in Fig.1.

3.3 地震分布与速度结构的关系

前人的研究(Michael and Eberhart-Phillips，1991；Chiarabba and Amato，2003；Kato et al.，2010)表明，高速体通常由高强度岩体组成，其特点是具有更高的脆性和局部积累地震能量的能力较高，而低速体的刚性较低，并且不能容纳大量的应变能.高速和低速体之间的过渡区可能是应力集中区域，该区域的介质相对脆弱，强度较低，因此容易发生地震(Kato et al.，2010).这与在图7AA′剖面中的(a1)、(a2)和BB′剖面中的(b1)、(b2)观察到的，松原宁江区附近发生的地震，大多数都发生在P波、S波速度的高低速过渡偏向低速区域相一致.从图7AA′剖面中的(a1)、(a2)和CC′剖面中的(c1)、(c2)可以观察到，前郭震群的地震主要发生在低P、低S波速度区域.先前的一项研究发现，孔隙度的增加会显著降低P波速度(Roland et al.，2012).低P和低S波速度异常可能表明存在部分流体饱和的裂缝岩(Singh et al.，2012).从图7AA′剖面中的(a1)、(a2)和DD′剖面中的(d1)、(d2)可以观察到,长岭地区深度约为5 km的地震处于低P、低S波速度区域，深度约为15 km的地震处于P波、S波速度的高低速过渡区域.地震发生区域的速度结构与前郭地区相同深度地震发生区域的速度结构相似.松原地区并没有发生过7级以上的大地震，本研究认为与地震发生位置附近的低速体有关.图7的AA′剖面中发现在深度5～10 km有一条S波低速带将松原宁江区、前郭地区与长岭地区相连，推断该低速带控制了整个地区地震的发生.

3.4 地震发生、迁移与流体的关系

地壳岩石的地震波速度、泊松比结构与岩性、流体含量、孔隙结构、温度和压力等密切相关(云美厚等，2021)，实验研究表明流体对岩石地震波速度的影响取决于流体类型(水、部分熔融)及岩石孔隙的形状等.流体偏向于减少岩石的刚度而使地震波的速度降低.随着岩石孔隙度增加，当岩石孔隙的纵横比在0.1～1之间时，泊松比保持恒定或者降低；但在纵横比非常小的情况下，泊松比反而升高(Unsworth and Rondenay，2013).

图7显示，松原宁江地区地震大量发生的5～15 km深度处，P波、S波速度结构表现为高低速过渡区域偏向低速异常，泊松比呈现为较高值，可能表示断裂中岩石孔隙的纵横比非常小且充满流体.前郭地区0～5 km深度处存在低P、低S波速度异常和高泊松比结构，认为该深度的速度异常主要与浅层流体有关，这一深度的地震很少；在大量地震发生的5～15 km深度处，主要表现为低P、低S波速度异常和低泊松比结构，推测是岩石孔隙的纵横比较小，流体同时降低了地震波速与泊松比.

唐裕等(2021)的电阻率异常结果显示，在5 km深度处，前郭地震区显示为大面积的低阻异常，松原市宁江地震区电阻率异常相对偏高.在7 km和11 km深度处，前郭地震区显示为中高阻，而松原市宁江地震区显示为大面积低阻异常.长岭地震区在5～11 km深度处一直显示为高低阻过渡区域.同样认为与松原地区地震相关的地壳内大规模低阻异常可能和流体有关.

根据杨悦(2019)在前郭震群和松原宁江区地震处开展的大地电磁测深剖面研究结果，在震群下方的上地幔位置发现向上延伸的大面积低阻，将这些低阻解释为深部热物质上涌.研究区内幔源CO2以及通风口的He的同位素的出现(杨会东等，2008；Wang et al.，2016；Liu et al.，2018；薛林福等，2018)支持这一观点，因为地幔衍生的CO2被困在流体包裹体中，只能通过压裂释放(Fischer et al.，2014).基于新的岩石圈热结构模型(Wang and Li，2018)，松辽盆地下方莫霍面温度异常高，范围为700～1000 ℃，也同样支持了这种观点.因此推断电学特征上呈高阻的松原宁江区与前郭地区15～20 km深度处的高速异常为脆性层，未受到高温热液的变质作用，20 km深度处为脆—韧过渡带的位置，下部地壳为塑性地层.

松原—肇东断裂为主要流体通道，控制了地震的分布与迁移.所以研究区地震呈串珠状并总体上倾向北北东方向，且分布在松原—肇东断裂附近.根据图7BB′剖面显示松原宁江区地震两侧为P波，S波低速异常，推测地震发生位置没有再向北北东方向延伸的原因，是由于地震发生区域与松原—肇东断裂相交的第二松花江断裂分散了一部分沿松原—肇东断裂向北北东方向入侵的流体，也可能是松原宁江区地震发生区域以北的松原—肇东断裂的强度还没有降到临界值.

地震发生位置迁移的原因推测为：2003年时，松原市地区的断裂强度降到临界值，引发地震，断裂强度恢复；2004—2012年期间，流体通过松原—肇东断裂运移，导致松原市附近及前郭地区的微小隐伏断裂发生破裂，引发地震；2013年，前郭地区断裂强度下降到临界值，引发了持续至2016年的前郭震群；2017年松原市地区断裂强度再次降到临界值，同时受到区域应力的影响，引发了持续至2021年的松原宁江区震群；2019年长岭地区断裂强度降到临界值，引发了地震，根据长岭地区地震的震级都较低，推测长岭地区断裂较弱，近期可能还会发生低震级的地震.