据内蒙古区域台网测定, 北京时间2013年4月22日17时11分, 内蒙古通辽市科尔沁左翼后旗甘旗卡镇(42.98° N, 122.36° E)发生了M_S5.3地震(以下简称通辽5.3级地震), 震源深度5km; 中国地震台网中心对通辽5.3级地震的定位结果是42.54° N, 122.21° E, 震源深度6km(http: ∥data.earthquake.cn/index.html)。震中烈度为Ⅵ 度(有1个Ⅶ 度异常点); 极震区长轴方向为NEE; 地震造成2人死亡, 1人重伤, 12人轻伤, 严重破坏或毁坏房屋7i000多间, 直接经济损失为64i720.26万元。

通辽5.3级地震发生在赤峰-开原断裂中部。 该断裂处于岩石圈厚度变异带, 断裂两侧岩石圈厚度差异显著(卢造勋等, 2005), 是华北块体和东北块体的地理分界(孟宪森等, 2007), 也是兴蒙造山带和华北地台这2个Ⅰ 级板块的分界线(马杏垣, 1989)。因此, 通辽5.3级地震的发震位置比较特殊, 若能较为准确地刻画出它的断层面几何形态及其破裂机制, 不仅能为确定震中区的震源应力场提供约束条件, 还能为进一步分析华北块体和东北块体近期的运动形态提供参考。但5~6级中强地震很难在地表形成明显的破裂形迹, 也很难根据观测数据对其深部断层形态和破裂特征进行准确把握。为解决这个问题, 以通辽5.3级地震及其余震序列作为研究对象, 基于HypoDD双差定位和震源机制测定, 采用万永革等(2008)提出的断层面参数的定量计算方法, 着重讨论了通辽5.3级地震的发震破裂面的几何形态、 破裂特征及可能的发震构造, 并就不同速度模型和余震展布方向得到的结果进行了对比分析。

通辽5.3级地震震中附近区域辽宁一侧的测震台站相对密集, 内蒙古一侧相对稀疏。震中300km范围内分布有19个测震台站, 空间分布相对于主震震中基本均匀, 该区的监测能力可达M_L≥ 2.0, 地震定位精度为Ⅰ 类(图1)。

图 1

Fig. 1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 1 通辽5.3级地震和周边台站分布Fig. 1 Map showing the Tongliao M5.3 earthquake and seismic stations around its epicenter.

卢造勋等(2002)结合人工地震探测资料对东北地区的上地壳和地幔结构做过深入研究, 结果比较可靠; 本文采用卢造勋等(2002)的层析成像结果构建分层速度结构(图2), 并根据危自根等(2012)利用接收函数H-k的叠加分析结果将该区的波速比值设定为1.77。为佐证结果, 对比使用分辨率为1° 的全球三维地壳速度模型Crust1.0(http: ∥igppweb.ucsd.edu/~gabi/crust1.html)进行主震震源机制解的矩张量反演和地震精确定位(图2)。

图 2

Fig. 2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 2 2种速度模型Fig. 2 Two velocity models.

我们采用基于波形拟合反演的CAP(Cut and Paste)方法测定5.3级地震的震源机制解(Zhu et al., 1996, 2002)。该方法对体波和面波分别进行反演, 并在反演过程中允许它们在适当的时间变化范围内相对移动, 可明显减小地壳速度结构模型对反演结果的影响; 另外, CAP方法采用近震拟合, 并充分考虑到因距离产生的衰减对波形的改造, 在误差函数中引入距离影响因子, 从而避免反演主要受最近台站记录的影响, 同时减小了对台站数量和方位角分布的要求(郑勇等, 2009); 因此, CAP方法能够在很大程度上消弱通辽及周边地区台站布局和速度结构不均匀的影响而得到相对可靠的震源机制解。CAP方法采用频率-波数方法(F-k)计算各震中距的格林函数得到合成地震图(Zhu et al., 2002), 确定出震源深度, 并根据不同震相的幅度差异, 调整震源参数, 将合成地震图与观测地震图互相关, 使得波形能够较好地吻合观测数据并确定震源机制解。实际计算中, 以通辽5.3级地震震中为圆心, 挑选半径(震中距)在100~300km范围内地震台站的波形记录, 首先将台站记录的仪器响应去除, 把地震波形旋转至径向、 切向和垂向, 分解为Pnl和Snl 2部分, 采用4阶Butterworth带通滤波器分别在0.05~0.2Hz和0.05~0.1Hz频段内对Pnl和Snl的噪声部分进行压制并赋予不同的权重, 然后采用F-k方法计算震中距的格林函数并得到合成地震图(Zhu et al., 2002), 并与实际观测波形进行互相关, 最终通过格点搜索方法进行震源机制反演求解。

图3给出了模型Ⅰ 和模型Ⅱ 的震源机制反演结果。模型Ⅰ 的反演结果显示主震震源机制解的节面Ⅰ 走向221° , 倾角85° , 滑动角152° ; 模型Ⅱ 反演的震源机制解为节面Ⅰ 走向220° , 倾角83° , 滑动角149° ; 2种模型的反演结果较为接近, 即震源机制类型均为走滑型, 最佳矩心深度均为6.0km(图3)。与国内外其他结果对比发现(表1), 震源机制解类型基本相符, 但深度测定差异明显, 这可能与反演过程中所用的台站记录、 设定的滤波频段、 选取的速度模型和网格搜索步长等因素有一定的关系; 相对而言, 模型Ⅰ 的结果与国内外其他反演结果更为接近。

图 3

Fig. 3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 3 模型Ⅰ (a)、 Ⅱ (b)的CAP解及拟合残差与深度的拟合关系Fig. 3 The CAP solutions and fitting errors versus depth for model Ⅰ (a) and model Ⅱ (b).

表1

Table1

表1(Table1)

表1 通辽5.3级地震的震源机制解 Table1 Focal mechanism solutions of the Tongliao M5.3 earthquake 序号 节面Ⅰ 节面Ⅱ 深度 /km 结果来源 走向 /(° ) 倾角 /(° ) 滑动角 /(° ) 走向 /(° ) 倾角 /(° ) 滑动角 /(° ) 1 220 90 178 310 88 0 10 德国波茨坦地震公告① 2 218 80 154 313 65 11 12 GCMT② 3 219 86 162 310 72 4 8 中国地震局地球物理研究所③ 4 221 85 152 314 62 6 6 本文模型Ⅰ 5 220 83 149 314 59 8 6 本文模型Ⅱ ① http: ∥geofon.gfz-potsdam.de/eqinfo/list.php?mode=mt ② http: ∥www.ldeo.columbia.edu/cgi-bin/globalcmt-cgi-bin/CMT4/form?itype=ymd& yr=2013& mo=4& day=21& otype=ymd& oyr=2013& omo=4& oday=23& jyr=1976& jday=1& ojyr=1976& ojday=1& nday=1& lmw=4& umw=7& lms=0& ums=10& lmb=0& umb=10& llat=-90& ulat=90& llon=-180& ulon=180& lhd=0& uhd=1000& lts=-9999& uts=9999& lpe1=0& upe1=90& lpe2=0& upe2=90& list=0& start=39091 ③ http: ∥www.cea-igp.ac.cntpxw266848.shtml

表1 通辽5.3级地震的震源机制解 Table1 Focal mechanism solutions of the Tongliao M5.3 earthquake

分别基于上述2种速度模型(图2), 运用共轭梯度算法对地震序列进行了HypoDD双差定位(Waldhauser et al., 2000)。2013年1月21日— 2013年5月14日, 震中区(122.2° ~122.4° E, 42.8° ~43.0° N)共计发生M_L≥ 1.8地震事件59次; 精确定位后, 模型Ⅰ 和模型Ⅱ 分别保留了53次和49次地震事件。

为考察2种速度模型给出的定位结果的可靠性, 根据重新定位结果中的3分向定位误差和走时残差, 首先利用Matlab程序设计语言提供的histfit函数绘制出定位误差和走时残差的直方图并进行正态分布拟合, 给出误差分布的大体范围, 据此设置统计区间并使用capaplot函数绘制出定位误差和走时残差在统计区间内的累积概率分布图像, 从而给出定量的误差统计(图4)。从3分向(EW, SN, UD)的定位误差和走时残差统计结果看, 模型Ⅰ 的定位精度明显优于模型Ⅱ ; 模型Ⅰ 和模型Ⅱ 在水平方向(EW, SN)的定位误差落在0.0~1.5km区间的累积概率基本在0.9以上, 特别是模型Ⅰ 在水平方向的定位误差在上述区间的累积概率接近1.0(图4第2、 4行); 从正态分布曲线看, 每种模型的水平方向定位误差范围明显小于垂直方向定位误差范围(图4第1、 3行); 从走时残差分布情况看(图4最后1列), 模型Ⅰ 和模型Ⅱ 的走时残差基本维系在0.6s以内, 定位结果基本可靠。

图 4

Fig. 4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 4 2种速度模型的精确定位误差统计(2013-01-21— 2013-05-14, ML≥ 1.8)Fig. 4 Error statistics of two models by HypoDD(2013-01-21— 2013-05-14, ML≥ 1.8).

重新定位结果显示, 2种速度模型给出的震中位置基本一致(图5a, b)。就主震的定位结果看, 模型Ⅰ 给出的主震位置为42.95° N, 122.37° E, 震源深度约7.2km; 模型Ⅱ 给出的主震位置为42.95° N, 122.38° E, 震源深度约6.8km。综合2种速度模型的定位结果可以看出, 通辽5.3级地震的余震分布于主震两侧, 表现出双侧破裂特征, 序列在NW向延伸约15km, 在NEE向延伸约6km; 序列空间分布的整体形态虽呈NW向展布, 但M_L≥ 3.0的余震主要集中发生于主震南部并呈NEE向分布(图5a)。从重新定位后的震源深度分布看, 2种模型给出的震源深度虽存在一定的差异, 但余震序列整体发生在上地壳(图5b)。其中, 模型Ⅰ 给出的震源深度浮动范围略大, 小震分布集中在3~9km深度; 模型Ⅱ 给出的震源深度范围略小, 集中分布在5~8km深度。

图 5

Fig. 5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 5 重新定位结果(a)和深度对比(b)Fig. 5 a Relocation results contrast and b depth contrast.

重新定位结果不但能够展现余震更为精确的空间分布, 还可对震源区的破裂过程进行讨论; 为此, 我们从如下2个方面进行分析。一是根据余震序列随时间流逝的空间差异性分布, 讨论其二维时空演变特征(图6); 二是分析余震序列沿不同剖面随震源深度的三维变化特征(图7)。

图 6

Fig. 6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 6 余震序列随时间的分布特征 a 4月22日至5月3日的余震分布; b 主震后24h内的余震分布Fig. 6 Distribution of aftershocks over time.

图 7

Fig. 7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 7 地震精确定位后沿不同剖面的震源深度分布Fig. 7 Focal depths along the different profiles after relocation.

从图6可以看出, 余震随着时间流逝具有明显的空间差异性分布特征。图6a显示, 早期余震大部分发生在主震的NW方向, 晚期余震则集中发生在主震的东南侧并呈NE向展布。为进一步考察余震空间差异性分布的时间拐点, 我们绘制了主震发生后24h内的余震分布(图6b), 发现主震发生后5h内的余震分布在NW方向且较为分散, 5h之后的所有余震(21号地震除外)均发生在主震SE方向且相对集中。由此推断认为, 5.3级主震发生后, 余震序列首先在NW向主压应力作用下在主震的西北部产生持续时间约5h的短期零散破裂, 随后在主震南侧的养畜牧河断裂区域诱发了较长时间的集中破裂。

图7给出了2种模型定位结果所显示的沿不同剖面(A— A1, B— B1)的震源深度分布图像, 可以看出, 模型Ⅰ 和模型Ⅱ 给出的地震序列的深度剖面图像较为接近, 即余震分布于主震两侧, 双侧破裂特征显著; 随着时间流逝, 晚期余震(距离主震发震时间> 2d)的破裂区域逐渐由地壳深部向浅部迁移, 且大都发生在主震上方。从深度剖面看, 模型Ⅰ 给出的小震分布集中在3~9km深度, 模型Ⅱ 给出的小震分布集中在5~8km深度, 但这种小震沿深度的分布只能反映主震断层面的大体分布位置, 还不能精确刻画断层面的具体形态。

万永革等(2008)假定地震发震断层可用1个平面来模拟, 并设大多数小震发生在此断层面附近, 且小震震源位置到这个平面的距离的平方和最小, 结合模拟退火算法和高斯-牛顿算法, 提出了利用小震密集程度求解主震断层面走向、 倾角及位置参数的稳健估计方法。在此基础上, 如果考虑区域构造应力参数, 还可以估计在已求得的断层面上的滑动角, 目前已在1976年唐山7.8级地震序列和2013年芦山7.0级地震序列的研究中得到了较为理想的效果(万永革等, 2008; 吕坚等, 2013)。为更加精确地考察主震发震断层面的几何形态, 本文结合精确定位后余震序列的2个优势分布方向(A— A1, B— B1), 利用该方法分别对通辽5.3级主震的发震断层面进行定量计算分析。

根据模型Ⅰ 精确定位后余震分布的A— A1向(约335° ), 将NW-SE向的地震分布顺时针旋转115° 至EW方向, 然后按选定的矩形区域四边各剔除2.5%的离散数据进行拟合, 得到选定地震至假定断层面距离的拟合标准差最小的平面走向349° 、 倾向NW、 倾角86° (图8a— d); 根据余震分布的B— B1向(约50° ), 将NE-SW向的地震分布顺时针旋转40° 至EW方向, 然后按选定的矩形区域四边各剔除2.5%的离散数据进行拟合, 得到选定地震至假定断层面距离的拟合标准差最小的平面走向219° 、 倾向NE、 倾角89° (图8a1— d1, 表2)。

图 8

Fig. 8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 8 精确定位(模型Ⅰ )的余震序列在水平面(a, a1)、 断层面(b, b1)和垂直于断层面的横断面(c, c1)上的投影, 以及小震与断层面之间的距离分布(d, d1) a— d为A— A1方向的拟合结果, a1— d1为B— B1方向的拟合结果, A— A1和B— B1分别表示精确定位后余震展布的2个优势方向(图2c); 圆圈表示精确定位的余震分布, 黑色方框表示确定的断层面边界Fig. 8 Model Ⅰ : Projections of relocated aftershocks on horizontal plane(a, a1), fault plane(b, b1) and cross section normal to fault(c, c1) and distances of small events to the fault(d, d1).

表2

Table2

表2(Table2)

表2 利用地震精确定位资料求得的地震断层面参数 Table2 Parameters of seismic fault from relocation data 模型 序列 方向 走向 倾角 距离 顶点位置 值 /(° ) 标准差 /(° ) 值 /(° ) 标准差 /(° ) 值 /(° ) 标准差 /(° ) (纬度/(° ), 经度/(° ), 深度/km) 模型Ⅰ A— A1 349 2.2 86 3.8 0.0 0.094 (43.00, 122.35, 3.3)(43.00, 122.35, 8.9) (42.92, 122.37, 8.9)(42.92, 122.37, 3.3) B— B1 219 4.7 89 2.6 0.0 0.068 (42.92, 122.36, 1.8)(42.92, 122.36, 9.0) (42.94, 122.38, 9.0)(42.94, 122.38, 1.8) 模型Ⅱ A— A1 345 2.9 77 5.8 -0.0 0.163 (42.92, 122.37, 1.6)(42.92, 122.39, 8.1) (43.00, 122.36, 8.1)(43.00, 122.34, 1.6) B— B1 236 3.9 87 4.7 -0.0 0.085 (42.94, 122.39, 4.4)(42.94, 122.39, 7.8) (42.92, 122.35, 7.8)(42.92, 122.35, 4.4) 注 顶点位置指拟合出的矩形断层面的顶点的位置。

表2 利用地震精确定位资料求得的地震断层面参数 Table2 Parameters of seismic fault from relocation data

根据模型Ⅱ 精确定位后余震分布的A— A1向(约330° )将NW-SE向的地震分布顺时针旋转120° 至EW方向, 然后按选定的矩形区域四边各剔除2.5%的离散数据进行拟合, 得到选定地震至假定断层面距离的拟合标准差最小的平面走向为345° 、 倾向NW、 倾角77° (图9a— d); 根据余震分布的B— B1向(约65° )将NE-SW向的地震分布顺时针旋转25° 至EW方向, 然后按选定的矩形区域四边各剔除2.5%的离散数据进行拟合, 得到选定地震至假定断层面距离的拟合标准差最小的平面走向236° 、 倾向NE、 倾角87° (图9a1— d1, 表2)。

图 9

Fig. 9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 9 精确定位(模型Ⅱ )的余震序列在水平面(a, a1)、 断层面(b, b1)和垂直于断层面的横断面(c, c1)上的投影, 以及小震与断层面之间的距离分布(d, d1) 图形解释同图8Fig. 9 Same as Fig. 8 but for mode Ⅱ .

根据上述计算给出的假定断层面的走向和倾角, 结合区域应力场参数可以计算假定断层的滑动角(许忠淮, 1985; 万永革等, 2000)。1个区域的构造应力场特征是长期稳定的(李钦祖, 1980; 谢富仁等, 2004; 徐纪人等, 2008; Wan, 2010), 已有研究给出的应力场特征的范围较大(李钦祖, 1980; 谢富仁等, 2004; 徐纪人等, 2008), 且没有对通辽地区的构造应力场进行过专门研究。Wan(2010)基于中国地壳应力数据库和哈佛大学矩张量目录, 给出了分辨率为2° × 2° 的中国现代构造应力场特征信息, 其中以42° N, 123° E为中心2° × 2° 的空间范围比较接近我们的研究区域。 该范围的应力场最大主应力走向252° , 倾伏角7° ; 最小主应力走向158° , 倾伏角31° ; 与通辽5.3级地震的震源机制解确定的P轴(走向271° /倾伏角16° )和T轴(走向174° /倾伏角23° )所反映的震源应力场的特征基本相符, 因此上述2° × 2° 区域的平均应力场参数可作为震中区的应力场参数开展断层面滑动角计算。

以P轴走向252° 、 倾伏角7° , T轴走向158° 、 倾伏角31° 作为研究区应力场数据, 按照通常理解的应力轴走向比倾伏角准确的准则(许忠淮, 1985; 万永革等, 2000), 假定P、 T轴走向误差为5° , 倾伏角误差为10° 来求解滑动角及其标准差(表3)。结果显示, 根据模型Ⅰ 精确定位后余震分布的A— A1向求得假定断层的滑动角为15° , 标准差7.6° ; 根据模型Ⅰ 精确定位后余震分布的B— B1向求得假定断层的滑动角为131° , 标准差7.8° ; 根据模型Ⅱ 精确定位后余震分布的A— A1向求得假定断层的滑动角为19° , 标准差6.6° ; 根据模型Ⅱ 精确定位后余震分布的B— B1向求得假定断层的滑动角为112° , 标准差8.8° (表3)。

表3

Table3

表3(Table3)

表3 根据断层拟合参数和区域应力场数据推算的假定断层滑动角及其标准差 Table3 Fault rakes and their errors from fitted fault parameters and regional stress field 模型 序列 方向 断层参数 P轴走向 P轴倾伏角 T轴走向 T轴倾伏角 滑动角 走向 /(° ) 倾角 /(° ) 值 /(° ) 标准差 /(° ) 值 /(° ) 标准差 /(° ) 值 /(° ) 标准差 /(° ) 值 /(° ) 标准差 /(° ) 值 /(° ) 标准差 /(° ) 模型Ⅰ A— A1 349 86 252 5 7 10 158 5 31 10 15 7.6 B— B1 219 89 252 5 7 10 158 5 31 10 131 7.8 模型Ⅱ A— A1 345 77 252 5 7 10 158 5 31 10 19 6.6 B— B1 236 87 252 5 7 10 158 5 31 10 112 8.8

表3 根据断层拟合参数和区域应力场数据推算的假定断层滑动角及其标准差 Table3 Fault rakes and their errors from fitted fault parameters and regional stress field

上述断层拟合结果中, A— A1向的拟合结果主要刻画的是5.3级主震的破裂面几何特征; B— B1向的断层拟合结果一定程度上可以反映出养畜牧河断裂的错动性质, 即在NE向主压应力作用下易产生右旋剪切破裂。

综合主震的震源机制解、 精确定位后不同时段内的余震分布特征和断层拟合结果综合判定认为, 利用速度模型Ⅰ 精确定位后, 根据小震优势分布的A— A1向(NW向)进行断层拟合的结果更符合主震破裂特征(表2, 3), 即通辽5.3级主震的发震断层面的空间顶点坐标为左上角(43.00° N, 122.35° E; 深度3.3km)、 左下角(43.00° N, 122.35° E; 深度8.9km)、 右上角(42.92° N, 122.37° E; 深度8.9km)、 右下角(42.92° N, 122.37° E; 深度3.3km), 按照假定的矩形进行断层形状规划, 则通辽5.3级主震断层面的扩展范围为5.6km× 9.0km, 断层面走向349° (NNW向)、 倾角86° 、 滑动角15° , 断层面错动类型为左旋走滑型, 与表1给出的节面Ⅱ 的震源机制解基本一致。

通辽5.3级地震发生在东北浅震区, 大地构造属天山-兴安岭断褶系, 所在二级构造单元为松辽断褶带, 带内新生代断裂构造发育。5.3级地震没有形成地表破裂带, 震中及附近存在的已知断裂为养畜牧河断裂, 该断裂长约140km, 呈近EW向延展, 是山区与松辽平原的分界线, 南侧是低山丘陵, 北侧是松辽盆地, 两侧地貌有明显差异。养畜牧河断裂对更新世地层有明显控制作用, 其南侧是中、 上更新统, 北侧为上更新统和全新统, 在嘎海山古生代地层与中生代地层呈断层接触, 接触处岩石强烈变质, 沿着古生界岩石裂隙形成大量的石榴子石矿物和断层角砾岩; 西端由于受新华夏系的影响向S弯曲并被错断, 断裂的东端控制着养畜牧河, 为晚更新世活动断裂。航磁异常和深部重力异常均表明(马杏垣, 1989), 5.3级地震震中所在的科尔沁左翼后旗附近存在1条明显的NEE向的磁力正负异常分界线和重力畸变分界线, 与养畜牧河断裂的空间展布基本吻合。

综合上述震源机制解、 余震重新定位结果、 断层拟合结果和地质资料判定认为, 尽管养畜牧河断裂为震中区域的已知活动断裂, 但该断裂主要对晚期余震活动起控制作用, 而主震和早期余震则可能与NNW向展布的隐伏断裂有关。

(1)本文对比使用了2种速度模型参与精确定位和震源机制解反演, 模型Ⅰ (卢造勋等, 2002)的结果更为可靠。根据模型Ⅰ 的HypoDD精确定位结果, 5.3级主震的位置为42.95° N, 122.37° E, 震源深度约7.2km; 根据模型Ⅰ 的CAP方法反演结果, 主震震源机制解的节面Ⅰ 走向221° , 倾角85° , 滑动角152° , 震源机制类型均为走滑型, 最佳矩心深度均为6.0km, 结合重新定位结果推测认为, 主震的震源可能分布在上地壳6.0~7.0km深度处。

(2)重新定位结果勾勒出了余震序列随时间演化的三维分布特征。整体来看, 余震分布在主震两侧呈双侧破裂, 较大余震(M_L≥ 3.0)主要分布在主震南侧并呈NEE向分布; 随着时间的流逝, 晚期余震(距离主震发震时间> 2d)的破裂区域逐渐由地壳深部向浅部迁移, 且大都发生在主震上方。进一步分析发现, 余震随着时间流逝具有明显的空间差异性分布特征, 早期余震(主震发生5h以内)大部分发生在主震的NW方向, 晚期余震(主震发生5h之后)则集中发生在主震的东南侧并呈NE向展布。由此推断认为, 5.3级主震发生后, 余震序列首先在主震的NW方向产生持续时间约为5h的短期弥散破裂, 随后在主震南侧的养畜牧河断裂诱发了较长时间的集中破裂, 即NEE向展布的养畜牧河断裂可能与晚期余震活动相关, 而主震及早期余震则与震中区可能存在的NNW向展布的隐伏断裂有关。

(3)为更加精确地考察主震发震断层面的几何形态, 本文基于模型Ⅰ 和模型Ⅱ 的HypoDD重新定位数据, 利用断层拟合方法(万永革等, 2008)对通辽5.3级主震的发震断层面进行定量计算和对比分析。结果显示, 利用速度模型Ⅰ 精确定位后根据小震优势分布的A— A1向(NNW向)进行断层拟合的结果比较可靠, 即通辽5.3级地震的余震序列集中发生在上地壳3~9km的深度范围, 按照假定的矩形进行断层形状规划, 则通辽5.3级主震断层面的扩展范围为5.6km× 9.0km, 断层面走向349° , 倾角86° , 滑动角15° , 大部分余震分布在距离断层面2~3km左右的范围内。根据主震震源机制解(图3)、 余震随时间的差异性分布特征(图6)、 余震深度剖面结果(图7)和断层面拟合结果(图9, 10), 可以初步刻画出通辽5.3级地震序列的破裂特征, 即主震破裂过程自震源处向NW和SE两侧剪切破裂, 东南侧破裂程度较大, 破裂未及地表; 早期破裂较为分散, 晚期破裂主要集中在断层面东南段的养畜牧河断裂附近。

(4)由于通辽5.3级地震震级不大, 不能造成地表破裂, 本文仅结合震源机制解、 重新定位后的余震的时空分布特征和断层拟合结果以及已有的航磁和重力等资料对发震破裂面和发震构造做出初步推测。