引用本文
曾宪伟, 姚华建, 莘海亮. 宁夏石嘴山震群的微震匹配定位及其发震构造[J]. 地震地质, 2017,39(4): 735-753.
ZENG Xian-wei, YAO Hua-jian, XIN Hai-liang. MATCH AND LOCATE FOR SMALL EVENT DETECTION OF NINGXIA SHIZUISHAN EARTHQUAKE SWARM AND INVESTIGATION OF ITS SEISMOGENIC FAULT[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2017,39(4): 735-753.  
Doi:10.3969/j.issn.0253-4967.2017.04.009
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宁夏石嘴山震群的微震匹配定位及其发震构造
曾宪伟1, 姚华建2, 莘海亮2,3
1 宁夏回族自治区地震局, 银川 750001
2 中国科学技术大学地球与空间科学学院, 地震与地球内部物理实验室, 合肥 230026
3 中国地震局地球物理勘探中心, 郑州 450002

〔作者简介〕 曾宪伟, 男, 1982年生, 2008年于中国地震局兰州地震研究所获固体地球物理学硕士学位, 工程师, 主要从事震源机制与区域构造应力场方面的研究工作, 电话: 13995171702, E-mail:zeng_xw@126.com。

收稿日期: 2016-10-25
基金项目: 国家自然科学基金(41604015)与宁夏回族自治区重点研发计划(2016KJHM135)共同资助
摘要

采用新发展的匹配定位(M&L)方法检测与定位2014年2月28日宁夏石嘴山 ML4.4震群地震目录中遗漏的微小地震事件, 共检测定位34次地震, 是宁夏台网定位地震数目(13次)的近3倍; 地震数明显增多, 地震目录完整性明显改善, 为更科学合理地研究震群活动过程和发震构造提供了可能。利用CAP方法反演得到的主震最佳双力偶解为节面Ⅰ: 走向354°, 倾角70°, 滑动角166°; 节面Ⅱ: 走向89°, 倾角77°, 滑动角21°; 矩震级为 MW3.9; 震源以走滑错动为主带有少量逆冲分量。结合主震双差定位结果和震源机制最佳拟合深度, 认为主震深度为7~8km, 属于浅源地震。结合银川盆地深地震三维成像研究成果, 认为主震及最大余震发生于上地壳内的可能性较大, 其余地震则主要发生于沉积层底部或者是上地壳结晶基底的顶部。震群活动时空演化图像显示, 震群整体分布呈现近SN向展布, 余震主要集中于主震以北区域, 并呈现较明显的由南向北逐步延伸的态势, 随着余震向北发展震源由深部向浅部迁移。地震深度剖面投影图像及主震震源机制解结果均显示发震断层E倾, 倾角较大, 表明石嘴山震群发生于贺兰山东麓断裂的可能性较大。地震地表投影图像显示震中分布延展至贺兰山东麓断裂北端终止点以北, 由此推测贺兰山东麓断裂存在继续向北延伸的可能。

关键词: 匹配定位; 双差定位; 震源深度; 石嘴山震群; 发震构造
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2017)04-0735-19
MATCH AND LOCATE FOR SMALL EVENT DETECTION OF NINGXIA SHIZUISHAN EARTHQUAKE SWARM AND INVESTIGATION OF ITS SEISMOGENIC FAULT
ZENG Xian-wei1, YAO Hua-jian2, XIN Hai-liang2,3
1 Earthquake Administration of Ningxia Hui Autonomous Region, Yinchuan 750001, China
2 School of Earth and Space Sciences, University of Science and Technology of China, Hefei 230026, China
3 Geophysical Exploration Center, China Earthquake Administration, Zhengzhou 450002, China
Abstract

In this paper, a new method for small event detection named Match & Locate(M&L)is used to detect and locate the small earthquakes that are missing in the catalogue of the February 28, 2014 Shizuishan ML4.4 earthquake swarm. A total of 34 earthquakes were detected, which is nearly 3 times as much as the number(13)of earthquakes from Ningxia seismic network. The number of earthquake swarm sequence is greatly increased. Then, it provides the possibility for the fine study of the earthquake swarm activity and seismogenic fault. The best double couple solution of the main shock obtained by the cut and paste method is strike 354°, dip 70° and slip 166° for nodal plane I, and strike 89°, dip 77° and slip 21°for nodal plane Ⅱ. The main shock is a dextral strike-slip earthquake with a small amount of thrust component. And, the depth of the main shock is 7~8km, which is a shallow earthquake, derived from the results of the double difference relocation and the best fitting depth of focal mechanism. Together with the results of deep 3-D seismic tomography of the Yinchuan Basin, our results show that the main shock and the largest aftershock more likely occurred in the upper crust, and the rest of earthquakes mainly occurred at the bottom of sedimentary layer or on the top of the upper crust crystallization basement. We find some interesting phenomena on the pattern of time-space evolution of the earthquake swarm. The distribution of earthquake swarm is in the near north-south direction. Aftershocks are mainly concentrated in the north region of the main shock, which show an obvious trend of extending gradually from the south to the north. Also, the result shows the general trend of shallower focal depth with the development of aftershocks to the north. The results of distribution and depth profile of the earthquake swarm and the focal mechanism of the main shock all show that the sequence probably occurred in the fault at the east foot of Helan Mountain with an eastward dip and a larger dip angle. Surface projection image of the earthquake sequence shows that the epicenter distribution extends northward from the northern end of the fault. This may suggest that the deep part of the fault is likely to extend northward.

Keyword: Match and Locate; double-difference location; focal depth; Shizuishan earthquake swarm; seismogenic fault
0 引言

地震定位是地震学中最经典、 最基本的问题之一, 其中震源深度是非常重要的参数之一, 它的研究对于了解地震孕育和发生的深部环境等有非常重要的意义。因此, 震源深度是地球科学家一直特别关注的科学问题。然而精确测定震源深度往往是比较困难的, 一直以来, 它的确定都是一个棘手的难题。

目前, 采用优化后的地震重新定位方法, 可以给出误差较小的震源定位结果。Hypo2000绝对定位方法(Klein, 2007)通过计算假定的地震位置的理论到时和观测到时的偏差, 通过迭代等手段搜索偏差最小值来确定地震的位置。研究结果表明, Hypo2000方法重新定位后的走时残差相对于重新定位前的走时残差有了明显的减小(Konstantinou et al., 2006, 2009a, 2009b)。有了误差较小的主事件定位结果, 再利用双差定位法(Waldhause et al., 2000)确定地震之间的相对位置, 定位时增加近台资料的使用, 有利于更好地约束震源深度的计算结果(张天中等, 2007; Huang et al., 2008)。

对于震级较大的地震, 通过多个测震台站(至少3个台站)可以确定地震的震源参数。而对于微震, 不易通过传统的定位方法确定其震源参数。因此, 微震检测技术可以很好地弥补传统地震定位在微小地震检测定位方面的不足。近些年, 有着广泛应用的微震检测方法主要有2种: 震源扫描叠加(source-scanning algorithm, 简称SSA)(Kao et al., 2004, 2007)和波形模板匹配技术(matched filter)(Gibbon et al., 2006; Gibbons et al., 2007; Shelly et al., 2007), 二者均不依赖于震相识别和到时拾取。然而, 前者依赖于精确的速度模型, 后者只能检测与模板地震波形相似且震源位置相近(< 2km)的地震。为此, Zhang等(2015a)发展了1种对微震可以同时进行检测和定位的新方法, 即匹配定位方法(Match and Locate, 简称M& L方法)。与以上2种微震检测方法相比, 该方法具有可以检测并定位更小震级地震事件和距离模板事件较远的微震事件的优势, 并且对速度模型的精度依赖较小。Zhang等(2015a, b, c)将M& L方法成功应用于2011年日本MW9.0地震前震的检测、 朝鲜2010年小当量核爆的检测与定位以及日本御岳火山喷发前的地震检测。本文拟采用M& L方法检测震群活动时遗漏的微小地震事件, 丰富震群目录。

北京时间2014年2月28日凌晨2时52分在宁夏石嘴山惠农区发生ML4.4有感地震, 惠农区震感强烈, 甚至距离震中100余km的银川市也有部分人有感。地震发生后, 中国地震台网中心测定震中位置为39.3° N, 106.7° E, 震源深度为7km①(① http://news.ceic.ac.cn/CD20140228025259.html。), 震中位于惠农区西侧地区(图1)。而宁夏地震台网中心测定的正式结果为39.31° N, 106.79° E, 震源深度为6km②(② http://10.5.202.22/bianmu/weekCatalog_sequence_textdownload_Q01.jsp。), 震中位于惠农区东侧黄河西岸地区(图1)。二者测定的震中位置相距8km左右, 震源深度结果相差1km。根据宁夏回族自治区地震局编制的《地震年报》, 此次地震序列共记录到定位地震13次, 其中ML0.9地震1次, ML1.0~1.9地震3次, ML2.0~2.9地震5次, ML3.0~3.5地震3次, ML4.4地震1次, 构成1次震群事件。该震群序列包括1次震级为ML1.6的前震事件。

图1 宁夏及邻区区域台网分布和地震震中及其附近断层
圆圈表示速度模型范围Fig. 1 Seismic network distribution in Ningxia and neighboring provinces and the earthquake epicenter and faults around the earthquake.

由于该地震发生区域活动断裂研究尚不够精细, 目前已知相关描述只有来自宁夏石嘴山市的活断层探测结果③(③ 宁夏地震工程研究院, 2011, 贺兰山东麓断裂 1: 50000条带状地质填图专题技术报告（送审稿）。), 且对该区域活动断层的认识主要来自对地表裸露断面的考察。考察显示发震区附近发育1条近SN向的断裂, 它属于贺兰山东麓断裂的一部分。自1970年宁夏有弱震记录以来, 显示该区域属于少震地区。本文拟首先利用Hypo2000绝对定位方法和双差定位方法对震群序列进行重新定位, 再选取重新定位后的4次ML3.0以上地震作为模板事件, 利用M& L方法检测与定位该震群序列中遗漏的微小地震事件, 补充现有地震目录, 然后结合主震的震源机制反演结果, 尝试分析该震群序列与区域活动构造之间的关系。以期加深对该区域地震活动特征和活动断裂的认识, 也为该区域活动构造的深入研究积累资料。

1 研究方法
1.1 重新定位方法

本文首先采用Hypo2000定位方法(Klein, 2007)对震群序列进行绝对定位, 然后将产出的事件定位结果作为初始输入值(Lippitsch et al., 2005; Semmane et al., 2012), 再利用双差定位方法(Waldhause et al., 2000)给出地震的空间相对位置。

1.2 匹配定位方法(M& L方法)

M& L方法在检测定位微震过程中利用了双差(double-difference)走时思想, 因此速度模型的精度对计算结果影响较小。M& L方法的计算流程简要描述如下(Zhang et al., 2015a): 首先选择震群序列中4次重新定位后的较大的地震作为模板事件, 然后以模板事件位置为中心在经度、 纬度和深度3个方向上进行网格化, 计算每个可能的微震位置(格点)与模板事件位置之间的参考震相(S波)在同一个地震台站上的走时差, 然后按此走时差对所有台站分量记录的模板事件参考震相(S震相)与相应台站分量的连续数据进行滑动互相关, 并计算互相关波形叠加后的平均相关系数(CC)和信噪比(SNR)。当平均相关系数和信噪比超过阈值时认为检测到了1个微震, 并且把位置确定在拥有最大相关系数的格点位置。对于检测到的微震事件, 根据所有台站分量中参考震相的振幅比中位数确定事件震级(Peng et al., 2009)。

对于点源地震, 同一个台站记录到的2个距离很近的地震波形之间的归一化互相关系数(NCC)在时间 t0处可以近似表示为(Zhang et al., 2015a)

NCC(t0)≈F1F2∫-TTS1(τ)S2(t0+τ)dτF1F2∫-TTS1(τ)S1(t0+τ)dτ∫-TTS2(τ)S2(t0+τ)dτ(1)

式(1)中, F1和 F2表示2次地震的震源辐射花样项, S1和 S2表示2次地震的震源时间函数, T表示所选取参考震相的窗长。

为了降低微小地震误检的概率, 在微震检测过程中, 尤其是对平均相关系数偏小的事件, 除了基于平均相关系数的检测标准外, 还需要考虑信噪比的大小, 即在 t时刻的相关系数与该时刻左右临近时间窗口的背景平均相关系数之比。定义左右信噪比 Rl和 Rr如下:

Rl(t)=C(t)Cl(t)¯, Cl(t)¯=∑t'∈IlC(t'∑t'∈Il1(2)

Rr(t)=C(t)Cr(t)¯, Cr(t)¯=∑t'∈IrC(t'∑t'∈Ir1(3)

式(2)、(3)中, C(t)表示 t时刻的相关系数, 左右时间段 Il和 Ir定义如下:

Il=t-b, t-a, Ir=t+a, t+b, 其中0< a< b4

式(4)中, a和 b表示计算信噪比的起始时间和结束时间, 本文取 a=1, b=3。

对于左、 右信噪比的阈值定义如下:

Rl0(t)=αlC(t)Cl0¯, Rr0(t)=αrC(t)Cr0¯5

式(5)中, Cl0和 Cr0分别表示左、 右平均背景相关系数。左、 右信噪比的系数因子 αl和 αr随相关系数的减小线性地从0.5增加到1.5, 即相关系数越小, 信噪比系数因子越大。

1.3 震源机制解反演

近些年, 国际上发展了 “ 剪切-粘贴” (Cut and Paste, 简称CAP)方法(Zhao et al., 1994; Zhu et al., 1996), 该方法通过分别计算宽频带近震记录的体波(Pnl)和面波合成波形与真实记录的误差函数, 反演得到矩张量解的同时, 给出最佳拟合深度, 同时确定出地震矩震级。该方法具有所需台站少、 反演结果对速度结构和地壳横向差异不敏感等优点(Zhu et al., 1996; Zheng et al., 2009)。已有研究成果(Hauksson et al., 2008; Zheng et al., 2009; Xie et al., 2013; Han et al., 2014)也表明利用CAP方法在反演震源机制解上优势明显, 并且可以确定较为可靠的震源深度。

2 数据处理
2.1 地壳速度模型

本文所涉及的研究区域有宁夏北部的银川盆地和宁夏南部的西海固山区, 还包括贺兰山和六盘山造山带, 地壳结构比较复杂, 整体来看地壳厚度基本呈现出北薄南厚的特征。本文选取的速度模型是基于宁夏及邻区的4条人工地震测深结果以及方盛明等(2009)和杨卓欣等(2009)对相关区域的地壳速度成像结果给出的, 其中对于人工地震探测结果的详细描述可参照杨明芝等(2007)的论著, 本文不再详述。下面需要对各个研究方法所采用的地壳速度模型进行逐一说明。

首先, Hypo2000定位方法采用了多速度模型, 每个速度模型均参考了上段所述文献中的研究成果, 研究区共选取8个地壳速度模型(图1, 2), 比较符合实际的区域地下结构横向不均匀性。然后, 综合考虑研究区地壳厚度和速度分层结果以及Crust, 2.0速度结构模型①(① http://igppweb.ucsd.edu/-gabi/crust2.html。), 得到整个区域的平均地壳速度结构模型(表1), 并用于CAP方法反演主震震源机制解和双差定位方法重新定位震群序列。

图2 宁夏部分台站下方地壳速度结构模型图
虚线为S波速度, 实线为P波速度Fig. 2 Crustal velocity models beneath eight seismic stations in Ningxia.

表1 研究区域4层地壳速度模型 Table1 The 4-layer crustal velocity model of the study area
2.2 双差定位结果

本文重新定位时使用的13次地震的震相数据来自宁夏回族自治区地震局编制的《地震年报》。首先采用Hypo2000定位方法(Klein, 2007)基于图2所示的速度模型对震群序列(13次)进行重新定位。重新定位后的所有地震到时均方残差(RMS)平均值由重新定位前的0.34s降至0.11s; 水平向定位误差在0.8~2.1km范围内, 平均为1.3km; 深度定位误差大多< 0.8km, 最大为2.2km。以上误差分析结果显示, 经重新定位后的地震位置得到明显改善。其中主震定位深度为7.13km, 水平向定位误差为0.98km, 深度定位误差为0.85km, 到时均方残差(RMS)为0.1s。

将上文重新定位结果作为初始输入值, 再利用双差定位方法(Waldhause et al., 2000)对震群序列进行相对定位, 其中2次地震丢失, 共给出11次地震的双差定位结果。结果显示, 相对震群矩心的空间定位误差较小, EW向、 SN向和垂直向平均定位误差分别为0.4km、 0.3km和0.4km, 到时均方残差(RMS)平均为0.14s。结果显示主震震源深度为7.4km。

重新定位计算震源深度时, 距离地震序列较近的SZS台(< 10km)到时资料的使用有利于更好地约束深度定位结果。为提高该台站Sg震相到时读取精度, 本文将震群序列中11个地震的SZS台垂直向记录按照地震发生时间的先后顺序排列, 并将Pg震相初至时刻对齐(图3), 从记录波形形态上看, 前8次地震(第1组)的波形相似性较高, 而后3次地震(第2组)的波形相似性较高。先来看第1组地震, 除主震外, Pg初至的第1个周期大小比较接近, 之后的波形变化形态及振幅衰减过程也比较相似; 再看第2组地震, Pg初至的第1个周期大小同样比较接近, 并比第1组地震的大, 之后的波形变化形态及振幅衰减过程在3个地震之间存在较高的相似性, 并有别于第1组地震。因此, 我们利用2组地震各自彼此间的波形相似性识别Sg震相到时, 相对于利用单一台站读取Sg震相提高了其到时拾取的准确性, 如此为本文利用精定位方法确定震源深度值提供了可靠支撑。同时, 11次地震Sg与Pg到时差较小(1.1~1.6s), 为石嘴山震群序列震源较浅提供了直接证据。

图3 前震、 主震及余震的石嘴山台垂直向记录波形
虚线表示Pg初至时间, +表示Sg初至时间Fig. 3 The vertical component waveforms of the foreshock, main shock and aftershocks recorded at the station SZS.

2.3 微震检测结果及有效性分析

我们选取石嘴山震群序列中的4次ML3.0以上地震作为模板地震, 在2014年2月28日主震发生前3d和主震发生后至3月31日的这段时间内, 截取5个台站(SZS、 WUH、 TLE、 BYT、 YCH)三分量地震仪记录的连续波形, 利用M& L方法检测定位遗漏地震。

所有地震波形滤波频段为2~8Hz, 选取Sg震相前1s和后3s作为模板波形, Sg震相参数通过TauP工具包(Crotwell et al., 1999)基于PREM模型(Dziewonski et al., 1981)计算得到。基于精细的模板地震双差定位结果, 在水平方向以模板地震位置为中心在经度、 纬度和深度3个方向上进行0.01° × 0.01° × 1km的网格划分并对可能的地震位置进行搜索。研究结果表明(Zhang et al., 2015a), 对于同一待检测事件, M& L方法对应的叠加相关系数比波形模板匹配方法的大, 且前者对应的信噪比也比后者的大, 说明M& L方法比波形模板匹配方法拥有更高的定位精度。同时, 3次研究实例(Zhang et al., 2015a, b, c)均表明, M& L方法对应的相关系数> 0.3时检测出的事件是可靠的。因此, 本文利用M& L方法检测微震事件的平均相关系数阈值设定为0.3。检测判定为1次地震事件分为2种情况, 一是当平均相关系数> 0.3而< 0.35时, 还需结合左右信噪比的阈值(1.2节式(5))进行判定; 二是当平均相关系数> 0.35时, 只采用相关系数阈值进行判定。为避免重复检测, 本文设定6s时间窗口内具有最大相关系数的地震确定为被检测到的地震。

通过M& L方法共检测定位34次地震, 是宁夏台网定位地震数目(13次)的近3倍, 大大增加了震群序列地震数。其中4次模板事件均被自检了出来, 相关系数为1.0, 图4a给出了主震的自检结果。图4b给出了宁夏台网目录中遗漏的1次微震的检测结果, 震级为ML0.6, 平均相关系数为0.646, 2。同时, 考虑到该地震序列距离石嘴山台较近, 查看石嘴山台记录波形发现, 石嘴山台均较清晰地记录到了检测出的微震事件, 由此说明本文将相关系数阈值设定为0.3检测出的事件是可靠的。为进一步说明M& L方法检测微震的有效性, 将检测到的7次已知地震与双差定位后的相应地震震源参数进行对比(表2, 图5)。结果表明, 7次已知地震的M& L方法检测结果与双差定位结果基本接近, 发震时刻相差< 0.3s, 震中位置相距< 4km, 震源深度大多相差< 2km, 震级差< 0.2级。需要指出的是2次ML1.6~1.8地震的定位深度差别较大, 在5km左右。我们再将M& L方法和双差定位方法得到的地震参数与宁夏台网测定结果进行比较, 图5b显示前者相对后者有了明显改善, 以上2种方法得到的震中位置比宁夏台网测定结果整体向西偏移, 更靠近断层, 也更集中, 并且沿断层走向出现了优势展布方向。

图4 M& L方法检测结果(a)主震自检(b)1次ML0.6地震检测
黑色线代表模板地震波形, 灰色线代表待检测地震连续波形, 箭头代表被检测地震的发震时刻; 波形的左右两端分别标注了台站分量和相关系数; a, b 波形起始时间分别为距离2014-02-28 18:52:00.00, 2014-03-04 03:17:00.00的时间Fig. 4 Template self-detection of main shock(a) and detection of the ML0.6 microearthquake(b).

表2 M& L方法检测地震与双差定位后的相应地震震源参数对比 Table2 Comparison of M& L detected events with double difference locating earthquakes

图5 台站位置与地震分布图
a 检测时所使用的地震台站(蓝色三角形), 模板地震(灰色五角星)以及4个模板地震相应台站记录的垂直分量地震波形(灰色线), 数字1-4为4个模板地震的序号; 左上角为西北地区东部区域地图, 其中黑色矩形框内为研究区域。 b 对于发生在图a红色矩形区域的7个地震, 利用M& L方法的检测结果(红色菱形)与双差定位结果(蓝色正方形)进行对比, 两者之间用灰色虚线连接; 4个灰色五角星代表模板地震, 黑色圆圈代表宁夏台网定位结果Fig. 5 Stations and earthquakes distribution.

图6 主震震源机制解反演误差随深度变化图Fig. 6 Misfit of inversion for the focal mechanism of main shock as the focal depth changes.

图7 石嘴山ML4.4地震震源机制解及部分台站波形拟合图
第1行显示震源机制沙滩球的形状以及发震日期、 波形最佳拟合深度、 1个节面的机制解、 矩震级和拟合误差, 沙滩球采用下半球投影方式绘制; 黑色曲线为理论地震图, 灰色曲线为观测地震图, 波形下面第1行数字为理论地震图相对观测地震图的移动时间(s), 第2行数字为二者之间的互相关系数(%), 波形左侧的文字分别为震中距(km)、 台站名、 方位角(° )Fig. 7 The focal mechanism solution of the ML4.4 earthquake and waveform fitting for some stations.

2.4 震源机制解反演

基于图1中所示的6个台站(BYT, XSH, LWU, YCH, MIQ, YULG)的波形记录和表1中的地壳速度模型, 利用CAP方法反演得到了主震的最佳震源机制解、 震源深度、 矩震级, 以及理论波形与实际观测波形的拟合图。从震源机制解反演误差随深度的分布图(图6)可以看出, 震源机制解在深度为8km时的反演误差最小, 即波形拟合的最佳深度为8km; 且随着震源深度的改变, 震源机制解变化并不显著, 由此也说明反演得到的震源机制解较为稳定。同时该深度值与双差定位方法(7.4km)测定的深度结果基本一致。图7为最佳拟合深度8km下的台站波形拟合图以及对应的最佳震源机制解。结果显示, 主震最佳双力偶解为节面Ⅰ : 走向354° , 倾角70° , 滑动角166° ; 节面Ⅱ : 走向89° , 倾角77° , 滑动角21° ; P, T, N轴的方位依次为221° , 313° , 120° , 仰角依次为5° , 24° , 66° ; 矩震级为MW3.9。

3 结果分析
3.1 石嘴山震群序列目录

通过双差定位方法对石嘴山震群序列进行重新定位后, 得到11次地震的精定位结果。由于震群周围台站分布不理想(图1), 台站多分布于震群以南, 对于较小的地震(ML≤ 1.9), 震群EW方向距离较远的甘肃民勤台(MIQ)和陕西榆林台(YULG)记录波形信噪比较低, 无法参与定位, 并且查看这些地震的波形发现距离震中100km左右的台站(比如YCH和BYT)在震相拾取时误差较大。因此, 较小的地震震相拾取精度有限, 其双差定位结果予以舍弃, 只选择ML2.0以上地震的双差定位结果(共计9次)。以上的分析认识与2.3节中2次ML1.6~1.8地震在M& L方法和双差方法定位深度上表现出差异是一致的。

由此, 石嘴山震群序列目录由2部分组成, ML2.0以上地震为双差定位结果(9次), ML1.9以下地震为M& L方法检测结果(25次), 共计34次地震。

3.2 微震检测前后对比分析

利用区域地震台网得到石嘴山震群序列可定位地震共计13次, 双差定位后得到11次地震的重新定位结果。选取其中双差定位结果较可靠的9次ML2.0以上地震, 绘制震中分布图(图9a)。 结果显示, 震中分布较集中, 余震展布方向未显示出明显的断裂走向, 但发震时间表明余震由南向北发展。分析垂直于贺兰山东麓断裂走向和平行于该断裂走向的震源深度剖面投影图(图9b, c), 可以看出, 在深度上主震与余震之间存在明显的空段。图9c可以基本展示出余震在深度方向上由深至浅的破裂过程, 且主要发生在宽度为3km左右的窄带范围内。但由于地震数较少, 通过图9b深度剖面勾画断层的产状稍显不足。

图9 双差定位后地震(9次)震中分布(a)和沿AA'(b)与BB'(c)剖面的深度分布图Fig. 9 Earthquake distribution after double difference relocation(N=9)(a) and focal depth distribution along the AA'(b)and BB'(c)profiles.

通过M& L方法进行微震检测后增加了25次地震, 地震数明显增多。累积频度-震级分布图像(图8)显示最小完整性震级由微震检测前的ML2.0减小到微震检测后的ML0.6, 地震目录完整性明显改善。图10为增加微震检测结果后的地震地表投影图和深度剖面图, 与图9对比, 分析结果明显在以下3个方面得到了改善: 1)微震检测后增加了1个前震活动事件, 有助于分析前震与主震震源处岩石破裂之间的关系; 2)微震检测后丰富的余震分布使其与断裂构造展布吻合更好, 有助于分析震群的空间展布特征与发震构造之间的关系, 余震在深度方向上的空段缩小, 也更容易勾画出发震构造的产状及余震破裂过程中的一些细节; 3)主震发生后, 在主震深度上还发生了一些微小破裂产生的微震, 有效提升了余震横向发展过程中的一些认识。

图8 微震检测前与检测后累积频度-震级分布Fig. 8 Cumulative frequency-magnitude distribution before and after micro-earthquake detection.

3.3 震群活动时空演化特征

图10a为石嘴山震群序列34次地震的震中位置分布图, 彩色表示地震发生的先后顺序。震中分布图显示震群整体呈现近SN向展布, SN长约8km, EW宽约4km, 余震主要集中于主震以北区域, 并且随着时间推移, 呈现较明显的由南向北逐步延伸的态势, 即此次震群是断层自南向北逐步微小破裂造成的。

从震源深度剖面图(图10b, c)可以看出, 石嘴山震群震源深度较浅, 均发生在地下8km以上的位置。石嘴山震群余震比主震深度偏浅, 该现象在一些浅源地震序列中比较常见(Okada et al., 2003; Chiarabba et al., 2009)。石嘴山震群随着余震向北发展震源深度总体呈现变浅的趋势, 在近1个月的时间内, 后续地震由深部向浅部迁移6km左右。这种小震群由深部向浅部迁移的现象类似地还有: 2008年发生于西波西米亚ML3.8震群和2009年发生在加利福尼亚猛犸象山浅层地壳内的M1.4以下小震群均出现了震源随时间向上迁移的现象(Fischer et al., 2010; Shelly et al., 2011)。考虑到脆性介质的强度随压力而增大, 深部脆性介质的强度比浅部的高, 低强度介质产生的破裂往往不能扩展到强度高的介质内, 破裂只能从强度高的向强度低的介质传播, 因此, 破裂由深部向浅部(由强度大的向强度小的)扩展, 地震活动空间上往往呈现出余震逐渐由深部向浅部迁移的现象。

图11为石嘴山震群序列震级随时间的变化图以及累积频度曲线。地震序列发生的时间进程显示, 余震主要发生在主震后5d时间内, 共计25次, 占余震总数的78%, 之后余震零星发生。前5d的余震累积频度上升速率较快, 尤其主震当天, 余震累积频度随着震后形变呈现直线上升态势, 由此说明早期余震活动主要是由震后余滑造成的(Perfettini et al., 2004; Hsu et al., 2006; Peng et al., 2009; Nakajima et al., 2013)。

3.4 前震活动

主震前73min发生了1次ML1.6地震, 该地震与主震位置几乎相同, 为1次前震事件。利用M& L方法检测前震事件时, 4次模板地震中主震与之相关系数最高, 为0.741, 7, 说明前震与主震的波形有高度相似性, 并且检测位置参数也显示与主震相同。因此, 可以判定主震前震源区曾发生1次小破裂, 此次小破裂对主震的发生位置有明确的指示意义, 同时也说明M& L方法可用于对微小前震的检测与定位。如果主震震级较大, 将有可能根据检测到的微小前震目录, 研究前震活动的演化过程, 了解前震的迁移扩散方向, 为大地震的形成机制和动力学过程提供重要的观测约束(Zhang et al., 2015a)。

图10 M& L微震检测后(34次)地震序列震中分布(a)和沿AA'(b)与BB'(c)剖面的深度分布图Fig. 10 Earthquake distribution after M& L(N=34)(a)and focal depth distribution along the AA'(b)and BB'(c)profiles.

图11 石嘴山地震序列震级随时间的变化图
灰色实线表示累积频度Fig. 11 Plot of magnitude versus time for Shizuishan earthquake sequence.

3.5 发震构造探讨

图10a显示石嘴山震群附近发育近SN向的贺兰山东麓断裂。从震源地表投影分布形态来看, 震群序列大致沿贺兰山东麓断裂SN向展布, 再结合断层线的位置分布, 初步判定该震群序列发生于贺兰山东麓断裂的可能性较大。为了进一步确定这一判定, 分别给出垂直于断层走向和平行于断层走向的震源深度剖面投影分布(图10b, c)。垂直于断层走向的深度剖面(图10b)显示发震断层倾向E, 8km深度以上的断层浅部倾角较大(75° 左右), 与该区域地表裸露断面考察结果比较一致, 也同银川市活断层探测给出的贺兰山东麓断裂整体产状基本一致(倾向SE, 倾角68° ± 10° )(柴炽章等, 2011)。平行于断层走向的深度剖面(图10c)显示震群序列由深部向浅部逐步破裂, 沿断层面的震源展布没有明显的空段出现; 且沿断层面的地震分布近似呈现出三角状, 7km深度处的地震分布在约8km范围内, 而1~2km深度处的地震仅分布在约3km范围内。该地震序列的发展过程显示破裂从主震震源处的断裂面向两边和向上传播, 早期余震破裂发生在主震震源两侧, 之后向上扩展。考虑到主震震源机制为走滑错动机制, 这种错动首先作用于震源两侧的介质, 并且此处介质应力较其上部更集中, 在主震影响下更易于释放剩余应力, 之后逐渐向介质强度较弱的浅部扩展。

研究区处于阿拉善地块与鄂尔多斯地块之间的过渡区(Lei et al., 2014, 2016a; Zhou et al., 2016), 是鄂尔多斯块体周缘强震活动的主要场所, 这些地震的活动可能与印度板块和欧亚板块的相互作用密切相关(England et al., 1985; Craig et al., 2012; Lei et al., 2016b)。

值得注意的是, 余震主要分布于贺兰山东麓断裂北端终止点以北, 这或许说明该断裂北端终止点只是1739年银川-平罗8级大地震的地表破裂终止点, 其深部断裂有可能继续往N延伸, 而没有出现地表裸露断面。由此推测贺兰山东麓断裂存在继续向N延伸的可能(图10a中的红色虚线所示)。

主震的震源机制解显示该地震震源以走滑错动为主带有少量逆冲分量, 2节面走向分别为近SN向和近EW向。前文根据震群展布和深度剖面结果判定可能的发震断层为贺兰山东麓断裂, 因此认为近SN向的节面代表了发震断层解, 断层为右旋走滑错动类型, 倾向E, 且倾角较大(70° ), 与深度剖面结果及地表裸露断面考察结果存在较好的一致性。由此也进一步论证了石嘴山震群的发震断层为贺兰山东麓断裂的论断。研究也表明(Jackson et al., 2002; Deng et al., 2003; Densmore et al., 2007), 盆地与山体过渡地带一般发育山前活动断裂, 这些断裂往往属于地震多发区。

另外, 主震震源机制解显示主压应力方向(P轴)为NE向, 近水平方向作用, 与青藏块体NE向的水平推挤作用基本一致; 主张应力方向(T轴)为NW向, 作用力有一定的仰角(24° )。由于主震震级偏小, 且单个中小地震的震源机制解并不一定代表主活动构造的错动方式(Mckenzie, 1969; Yamakawa, 1971), 因此本文不再就震源机制解进一步分析区域应力场状态。

4 结论与讨论

本文选取4次ML3.0以上地震作为模板事件, 采用新发展的M& L方法检测与定位该震群序列中遗漏的微小地震事件, 共检测定位34次地震, 是宁夏台网定位地震数目(13次)的近3倍, 地震数明显增多, 地震目录完整性明显改善, 为本文更科学合理地研究震群活动过程和发震构造提供了可能。

结合主震双差定位结果和震源机制最佳拟合深度, 认为主震深度为7~8km, 属于浅源地震; 且地震发生于银川盆地北缘与贺兰山交界处, 震源浅、 盆地对地震波的放大效应以及地震发生在凌晨时分, 是造成此次有感地震震感强烈的直接原因。另外, 石嘴山地震震源较浅与盆山构造区的地震以< 15km的浅源地震为主的认识(Gomberg, 1991; Castro, 2015)也是一致的。

震群活动时空演化图像显示, 震群整体呈现近SN向展布, 余震主要集中于主震以北区域, 并呈现较明显的由南向北逐步延伸的态势, 随着余震向北发展震源深度总体呈现变浅的趋势, 在近1个月的时间内, 后续地震由深部向浅部迁移6km左右。震后5d余震累积频度随着震后形变呈现直线上升态势, 由此说明早期余震活动主要是由震后余滑造成的。同时, M& L微震检测结果显示前震与主震的波形具有高度相似性, 判定主震前震源区曾发生1次小的破裂。

震群序列震中分布呈现近SN向展布, 地震深度剖面投影图像及主震震源机制解结果均显示发震断层E倾, 倾角较大, 表明石嘴山震群发生于贺兰山东麓断裂的可能性较大。有意思的是, 地震地表投影图像显示震中分布延展至贺兰山东麓断裂北端终止点以北, 这或许说明目前确定的北端终止点只是1739年银川-平罗8级大地震的地表破裂终止点, 该断裂深部有可能继续往N延伸, 只是无法观察到地表裸露断面。由此推测贺兰山东麓断裂存在继续向N延伸的可能。

另外, 杨卓欣等(2009)给出了银川盆地深地震三维透射图像, 表明银川盆地沉积层EW向的总体变化趋势是由两端向中部加厚, 两端厚度约3km, 中部最大沉积层厚度达7km。由此推测银川盆地北边界沉积层厚度可能也较浅, 应该不会> 7km, 同样为3km左右的可能性较大。石嘴山震群发生于银川盆地北边界, 主震与最大余震深度为7~8km, 震群序列后期地震深度主要集中于1~4km, 因此, 主震及最大余震发生于上地壳内的可能性较大, 后期较小的余震则主要发生于沉积层底部或者是上地壳结晶基地的顶部。这一点是可以理解的, 上地壳的岩石强度比沉积层的高, 且易集聚应力, 在此层发生了震级偏大的主震及最大余震; 而强度较低的沉积层底部或者是上地壳结晶基底顶部孕育了震级偏小的余震。

致谢 中国科学技术大学张淼博士提供了M& L方法计算程序; 中国科学院测量与地球物理研究所郑勇博士和谢祖军博士提供了美国圣路易斯大学朱露培先生的CAP方法反演程序, 并指导相关反演计算; 四川省地震局龙峰和天津市地震局刘双庆提供了有益的帮助; 宁夏地震局监测中心提供了波形数据和震相数据: 在此一并致谢。

The authors have declared that no competing interests exist.

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