2. 四川省地震局, 成都 610041
2. Earthquake Administration of Sichuan Province, Chengdu 610041, China
2013年10月31日吉林省前郭地区发生MS5.5 级地震,在随后的一个月时间内,该地区连续发生200多次地震.其中MS4.0级以上的地震有10多次,特别是11月22日,23日发生的两次5级以上地震,这是继2006年3月31日MS5.0级地震以来前郭地区地震又一次突然活跃.地震作为一项重大的自然灾害,给人们的生命安全、经济发展造成了极大的危害.2013年11月前郭地区持续不断的地震给地震科技工作者和社会带来了新的警惕,进而提高了对该地区地震活动性、各向异性,深部结构等地球物理研究的紧迫性和必要性.尽快探讨并获得该地区地震发生的地球物理信息,对判断此次地震发生的构造环境,以及为接下来可能发生的地震提供更为全面的研究基础.
以往的理论研究和地震实际观测已经证实,各向异性现象普遍存在于地球内部不同深度范围的介 质中(Crampin et al,2003; Gao et al,2011; Silver,1996). 地壳中引起地震各向异性现象的因素有多种,最主要的因素是地壳中存在充满流体的定向排列的大范围扩容各向异性的微裂隙(Crampin and Booth, 1985).穿过地壳中定向排列的微裂隙的剪切波会分裂成两个波列,即快、慢剪切波.快剪切波的优势偏振方向与微裂隙面平行,而且与原地最大水平主压应力方向相同(Crampin,1981; Crampin et al,2002; Gao and Crampin, 2004; Zatsepin and Crampin, 1997).慢剪切波的延迟时间对介质中裂隙的物理特性和流体特性的变化非常敏感(张永久等,2010),而地壳中微裂隙的变化依赖于应力的状态,因此慢波延迟时间在一定程度上反映了地壳中应力的变化.以往的观测结果也证实慢波延迟时间可以用来监测地壳中应力所引起的岩石中微裂隙的变化(Crampin and Peacock, 2008).另外,剪切波分裂特性与断层的性质有密切的关系(石玉涛等,2006;吴晶等,2007;Peng and Ben-Zion, 2004).位于活动断裂上的台站快剪切波偏振方向与断裂的走向有关,而且复杂的地质构造环境会造成剪切波偏振方向的不同(高原等,1995;雷军等,1997).相关研究还表明,距断层较远的台站下方原地主压应力的方向更趋向于区域应力场的方向,受断层的影响较小(Mizuno et al., 2005).因此,利用地震序列的剪切波分裂计算可以对震源区的地壳各向异性、应力场和断裂的性质进行研究和讨论.
本文拟利用前郭震源区(44.5°N—45.0°N;123.7°E—124.5°E)流动台站记录的2013年11月地震波形数据,通过剪切波分裂分析方法,得到每个台站的剪切波分裂参数,分析该地区剪切波分裂参数的分布特征,进而探讨该地区地震各向异性,并结合以往的地球物理研究结果从各向异性的角度讨论2013年11月前郭地区地震频发的应力环境. 2 构造背景与地震数据 2.1 构造背景
2013年11月接连不断的地震发生在松辽盆地南部的前郭地区,松辽盆地是我国现今六大活动盆地之一,位于我国东北地区的中部,整体呈北北东走向.松辽盆地是东北地震区主要的地震活动构造单元,盆地周边由断裂带围合,南缘为赤峰—开原断裂,北边是讷莫尔河断裂,西界为嫩江断裂,东缘为依兰—伊通断裂以及通过四平、长春和哈尔滨的断裂带.历史上,该区域70%以上MS≥4.0级地震发生在松辽盆地及其边缘隐伏断裂上,其中MS≥6.0级地震5次发生在松辽盆地内,约占80%以上(傅维洲和贺日政,1999;胡聿贤,2001;国家地震局,1996;李恩泽等,2012).
在松辽盆地形成发育的各个时期,随着构造活动的进行,老断裂重新活动,不断产生新的断层,使得整个断裂系统表现出继承性、差异性和阶段性(盘晓东等,2007).识别断裂和构造依据的航磁和重力异常图反映了松辽盆地基底或中上地壳断裂构造,结果显示松辽盆地存在南东向、东西向、北北东向和北西向四组基底断裂.其中,本文的研究区域涉及到了三条活动隐伏断裂,长度均达到上百公里(李恩泽等,2012).阿荣旗—开原断裂和四平—大安断裂走向都为近似南北向的正断层,长岭—大山子断裂为北东向的活动断裂.2013年11月持续不断的地震发生在长岭—大山子断裂附近,该断裂为更新世隐伏的正断层. 2.2 地震活动性与地震数据
2013年10月31日前郭地区先后发生MS5.5级、5.0级地震,距离震中最近的台站是约50 km的QAT,CLT台(图 1),这两个台站并不能满足地震精定位以及后期相关研究的需要.为了更好地监测地震活动以及后续的地球物理研究工作,需要在震 源区小范围内布设流动台站组成的地震监测网.吉林省地震局和黑龙江省地震局迅速在震源区架设7 个流动地震台(L2201,L2202,L2203,L2204,L2327,L2328,L2329)进行地震数据的观测记录,7个流动台站密集地分布在震中周围,很好地覆盖了11月接连不断发生的地震簇.这7个流动台站均采用CMG-40TDE一体化短周期地震计,频带范围为1~40 Hz,采样率均为100sps.
2013年11月前郭地区发生地震次数达200多次,MS4级以上的地震有10多次,这些地震分布在长岭—大山子断裂附近.根据双差定位结果,地震分布长轴呈南东向延伸近20 km,与断裂线的方向垂直,短轴沿着长岭—大山子断裂延伸仅5 km,震源深度主要集中在5~15 km范围内(图 2b).图 1采用不同的颜色描述不同时间发生的地震,结果显示11月初地震主要集中在断裂的北西向,然后往南东向展布.
M-T图显示整个11月份地震发生的频率并不均等(图 2a).1—5日,地震发生次数几近均等,随之地震活动性下降.特别地,11—18日,地震寥寥无几.在19日地震活动性加强,特别在23日,地震数目大大增加.迅速增强的地震活动性使得地震工作者对前郭地区提高了警惕,也增加了对该地区发震环境研究的必要性.整个11月积累了足够的地震,而且这些地震集中分布,再加上流动台站组成的地震观测网,为各向异性的研究提供了充分的数据资料.
自20世纪90年代,利用剪切波分裂方法来研究地震各向异性已发展得较为成熟.剪切波分裂分析的方法有多种,常用的方法有偏振图分析法、地震图旋转分析法、互相关方法、线性方法、最小能量法以及最大特征值法等.
偏振图分析法作为一种有效、方便的工具来表示剪切波分裂现象,该方法虽然计算速度较慢,耗时较长,但是直观性强,能够全面细致地展示剪切波分裂现象,而且计算结果较为可靠(Crampin and Gao, 2006).本文采用传统的偏振分析法,通过对剪切波质点偏振图的分析,来获得剪切波分裂参数.偏振图就是在三分量地震记录中用质点振动的方式来展示连续的事件记录.第一次使用偏振图来显示各向异性介质中质点振动是1977年Crampin和King用 来显示在欧亚大陆上地幔各向异性的影响,Crampin(1978)用偏振图来展示在充满流体的微裂 隙中合成的体波地震图的剪切波分裂效应.Crampin 等(1980)用偏振图第一次确认了地壳中剪切波分裂现 象.剪切波分裂各向异性在偏振图上的特点就是 质点振动图突然发生垂直的变化.因此,很容易来表明剪切波分裂,并测量快波偏振方向和慢波延迟时间.
为了确保剪切波分裂结果的可靠性,本文重新读取了剪切波震相的到时.用剪切波分裂方法研究地壳各向异性要求选取的地震波形记录必须在剪切波窗口内.地震双差定位的结果显示此次地震序列的震源深度主要分布在上地壳0~15 km(图 2b),根据双差定位采用的速度模型,本文挑选出了S波到时和P波到时之差小于5 s的波形数据,挑选后的数据显示只有6个流动台站(L2201,L2202,L2203,L2327,L2328,L2329)记录了满足剪切波窗口要求的地震事件.本文挑选的用于剪切波分裂计算的地震震级都在MS1.0~6.0之间,而且为了消除地表低速层的影响,选取的地震震源深度均大于5 km.利用剪切波分裂探讨地壳介质的各向异性,还要求地震数据有较高的信噪比.本文选取的剪切波信噪比多数都达到8.0以上,最终本文选取了6个流动台站记录的地震波形数据进行剪切波分裂分析(表 1).
剪切波分裂分析对截取的剪切波段依赖性很大.通常情况下,准确地拾取剪切波到时较为困难,因此就会影响剪切波分裂参数结果的准确性.同时为了分析P波对S波偏振方向的影响,准确确定慢剪切波的到时,本文选取剪切波到时前20个采样点和到时后20个采样点的一段波形数据(时长0.4 s),对这40个采样点数据的质点偏振图进行分析(图 3).画出所有满足数据要求的质点偏振图,然后从这些图中挑选出快剪切波质点振动为线性或近于线性的质点偏振图.由于各向异性介质的存在,剪切波偏振方向第一个突然转变的位置被认为是快剪切波的到达,慢剪切波的到达同样也是极化偏振方向的突然转变,快、慢剪切波到时差即为慢波延迟时间(图 3).
本文选取了前郭地区6个流动台站在2013年11月记录的地震波形数据,采用偏振分析法获得了324对剪切波分裂参数(表 1).从表 1可以看出,除了L2203台站有4条结果以外,其余台站均得到了 30条以上的可靠结果,特别是L2202台有87条结果.由于某些台站的快波偏振方向有两个,文中分别计算剪切波分裂参数平均值以及对应的均方根误差.快波偏振方向的误差结果都小于30°,通过等面积投影玫瑰图显示快波偏振方向的结果,表明各个台站的快波偏振方向优势取向都较为明显(图 4).
总体来看,该研究区域的快波偏振方向有两个,分别为北东向和北西向.L2201台记录的符合剪切波分裂分析的事件有71条,其中61条数据的快波偏振方向结果显示为北东向,只有10条数据结果显示为北西向.L2202台站有86条结果的快波偏振方向为北西向,只有一条结果显示为北东向.L2203台距离震源分布较远,只有4条事件数据满足剪切波分裂分析的要求.虽然数据较少,但是结果显示一致为北东向.L2328台的结果显示有65条快波偏振方向为北东向,只有9条结果为北西向.以上可以看出L2201,L2202,L2203和L2328台站的结果虽然有两个快波偏振方向,但是分布在两个方向的结果数目比例悬殊较大,所以这四个台站的快波偏振方向优势取向较为明显.等面积投影玫瑰图也显示这四个台站的快波偏振方向优势取向较为明显(图 4).L2327共有31条结果,其中20条结果快波偏振方向为北西向,11条结果为北东向.L2329台站有24条结果为北东向,33条结果为北西向.L2327和L2329这两个台站的快波偏振方向优势取向不太明显,有北东向和北西向两个快波偏振方向.
慢波延迟时间是衡量各向异性程度大小的物 理量(Silver and Chan, 1991; Gao and Crampin, 2003).为了便于分析比较,本文将慢波延迟时间进行归一化,把慢剪切波的到时差除以震源到接收台站间射线路径的长度,从而得到归一化的慢波延迟时间,将每公里的时间延迟大小表示为ms/km(表 1)(Gao and Crampin, 2003).归一化的慢波延迟时间结果显示,慢波延迟时间的最大值来自于距离地震震中较近的L2201台,为6.93 ms·km-1,最小值来自位于震中东南向的L2329台,慢波延迟时间为0.85 ms·km-1.每个台站的平均慢波延迟时间多分布于2~4 ms·km-1,均方根误差约为1 ms·km-1.
为了进一步探讨剪切波分裂结果所反映的研究区域地震各向异性,本文将快波偏振方向的结果分布于构造背景中(图 5).结果显示研究区域内快波偏振方向呈现一定的空间变化.
L2201台和L2202台分别位于长岭—大山子断裂的两侧,它们的快波偏振方向有所不同,L2201台的快波偏振方向为北东东向,L2202台为北西向.发震断裂走向为北东向,但是地震簇沿着南东向展布.地震的发生是地壳中应力的突然释放,可以看出L2202台的快波偏振方向受到地震序列的影响较大,与地震的展布方向一致.而位于地震簇北边的L2201台快波偏振方向与断裂走向斜交,为北东东向.位于阿荣旗—开原断裂上的L2327台站快波偏振方向有两个,分别为北东东向和北西向,北东东向的快波偏振方向与断裂的走向近似一致,北西向的偏振方向与断裂走向斜交,但是平行于地震的展布方向;位于研究区域西部的L2203台快波偏振方向为北东向,与阿荣旗—开原断裂带走向斜交;位于四平—大安断裂附近的L2328台表现为北东向的快波偏振方向,与断裂走向几乎一致;而L2329台站的快波偏振方向为北西和北东两个方向.快波偏振方向的结果表明研究区域内各向异性方向较为复杂,主要为北东向和北西向.研究区域内所有的快波偏振方向结果显示快波偏振方向在北西向的一致性较好,在北东向上表现较为零散(图 5).
研究区域内没有大规模活动断裂,多数断裂虽然属于活动断裂,但是在地表都没有出露,为隐伏断层.研究区内的隐伏断层走向主要为北东向和南北向.剪切波分裂结果所反映的各向异性方向有北东向和北西向两个方向,表明了该地区构造的复杂性,北东向的快波偏振方向与发震断裂走向是相同的,充分体现了该断裂近期的活动性.
GPS观测数据资料所反映的地壳运动场结果表明松辽盆地地壳运动速度场方向为单一的北西向,这是由于该地区主要是受到来自太平洋板块和北美板块对欧亚板块的俯冲作用影响(郭良迁等,2009;李强等,2012).地壳运动速度场的方向一致于快剪切波方向所反映的当地水平主压应力的北西向,同时也与地震的展布方向一致.中国地震局地球物理研究所的P波初动震源机制解的结果显示此次地震均属于逆冲为主兼少量走滑型地震,位于发震断裂上的L2202台快波偏振方向与断裂走向垂直,充分体现了此次地震逆冲的特点.而发震断裂附近L2201台所显示的北东向快波偏振方向与断裂走向一致,这在一定程度上也体现了此次地震同时具有走滑的特征.位于长岭—大山子断裂两侧不同的快波偏振方向可以看出发震断裂周边区域应力场方向的复杂性,也进一步推断该断层可能不是单一的正断层,这需要进一步的相关研究去探讨和证实. 5.2 慢波延迟时间的变化
在剪切波分裂研究中,慢波延迟时间往往表现出较高的离散.这是由于在地震活动区域,慢波延迟时间的离散是由压力分布状况、微裂隙的方向和密度分布,孔隙压强,地质构造,震源深度等多方面因素造成的(Crampin,1999).慢波延迟时间对地壳中微裂隙的几何形态较为敏感,因此它可以反映地壳中应力的分布.
为了充分显示慢波延迟时间在地震发生前后的变化,本文选取剪切波分裂结果在70条以上的L2201,L2202和L2328台站来分析,见图 6.根据地壳中微裂隙不同参数对慢波延迟时间的影响,将数据分为区域1(b and -1)和区域2(b and -2)(Crampin et al,2002).由于慢波延迟时间的离散型,采用7点滑动平均可以很好地显示慢波延迟时间的变化趋势.区域2的慢波延迟时间对地壳中裂隙的密度较为敏感,由于区域2的数据较少,暂不做讨论.区域1的慢波延迟时间对地壳应力作用下的微裂隙几何形态较为敏感,下面将讨论区域1的慢波延迟时间变化.
2013年10月31日发生的MS5.5级地震前后没有剪切波分裂计算的结果,因此无法得到此次地震发生前后慢波延迟时间的变化.L2201台站在MS5.3级地震发生之前,慢波延迟时间突然降低,一直持续到地震的发生,接着慢波延迟时间随之增加,MS5.8级地震发生之前,慢波延迟时间持续增加,地震发生之后又突然降低.L2202台站在MS5.3级地震发生前后并没有获得慢波延迟时间明显的变化,但是在MS5.8级地震发生之前,慢波延迟时间发生明显的降低,地震发生之后,慢波延迟时间又增加到地震发生之前的水平.L2328台站的慢波延迟时间在地震发生前后表现出明显的变化.MS5.3级地震发生之前慢波延迟时间缓慢增加,但是地震发生之后并没有迅速降低,而是发生在若干小时之后,然后迅速又增加到之前的状态,MS5.8级地震发生之前,慢波延迟时间已开始降低,地震之后继续降低.
剪切波分裂参数的变化可以用来监测地壳中应力所引起的微裂隙的变化,微裂隙对地壳应力的变化非常敏感,特别是区域1的慢波延迟时间结果(Crampin and Gao, 2006; Crampin and Peacock 2008).大量的观测结果也表明慢波延迟时间的变化可以监测地壳中应力的变化(太龄雪等,2008; Crampin and Gao, 2010; Gao and Crampin, 2008). 虽然对慢波延迟时间变化的观测周期较短,但是以上三个台站记录到的MS5.3、5.8级地震发生前后慢波延迟时间增加和降低的变化,确实表明地震的发生伴随着应力所引起的慢波延迟时间的增加和降低.虽然高孔隙流体压力使得慢波延迟时间存在较大程度的离散(Crampin et al,2004),但是慢波延迟时间增加和降低的趋势性变化本文初步解释为地震发生之前地壳应力不断积累,然后随着微裂隙几何形态的变化和地震的发生,应力突然释放. 6 结论
2013年11月松辽盆地前郭地区发生持续不断的地震,特别是22日,23日连续发生的两次5级以上地震.本文通过选取震源区6个流动台站记录的近震数据进行剪切波分裂分析,获得了324对剪切波分裂参数结果,它们反映了研究区域内地震各向异性以及地震发生前后应力的特征性变化.
研究区域内没有较大的活动断裂,分布了若干条活动隐伏断裂,区域应力方向较为复杂.快波偏振方向的结果显示研究区域内各向异性方向有两个:北西向和北东向,但是整个研究区域内北西向的结果一致性较好,验证了快波偏振方向所反映的原地最大水平主压应力场的方向.北东向的各向异性方向与震源所在的长岭—大山子断裂走向一致,北西向的各向异性方向与发震断裂走向垂直.震源机制解的结果表明此次地震属于逆冲为主兼少量走滑型地震,北西向的快波偏振方向显示了此次地震逆冲的特点.另外,松辽盆地地区地表运动速度场的方向表现为单一的北西向,与快波偏振方向相同.
慢波延迟时间的结果在0.85~6.93 ms·km-1范围内,多数集中在2~4 ms·km-1.其中,最大值位于距离震中较近的L2201台,最小值来自于震中东南向的L2329台.本文选取L2201,L2202和L2328台的慢波延迟时间结果分析地震前后慢波延迟时间的变化特征.在两次5级地震发生前后,慢波延迟时间表现出明显的增大和突然的降低,这是由于地震之前应力的积累,随着地震的发生,应力突然的释放进而使得地壳中微裂隙的几何形态发生变化.通过对慢波延迟时间结果的分析,本文的结果证实了剪切波分裂也是监测地壳应力的一种有效手段.
致谢 感谢吉林省地震局和黑龙江省地震局架设的流动台站,为本文提供了充分的地震数据;感谢中国地震局地球物理研究所郑钰助理研究员提供的地震重定位结果;感谢本文的评阅人为本文提出了非常有益的修改意见.[1] | China Seismological Bureau. 1996. The Generality of Seismic Intensitu Zone in China (in Chinese). Beijing: Seismological Press. |
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