根据中国地震台网测定，北京时间2013年10月31日11时03分34.9秒，在吉林省松原市前郭尔罗 斯蒙古族自治县发生M_S5.5级地震，震中位置44.6°N，124.2°E.11时10分07.0秒，震区再发生M_S5.0级地震.截止2013年11月23日，吉林前郭—乾安 地区(本文统称为前郭—乾安震源区)已经发生M_L≥4.5 级地震7次，其中M_S≥5.0级地震5次(表 1).

表 1(Table 1)

表 1 前郭—乾安震源区中强地震基本地震参数 Table 1 Source parameters of the moderate earthquakes in Qianguo-Qian′an source region 编号 开始时间(BJ) 北纬/(°N) 东经/(°E) H/km(hypoDD) ML，MS 1 2013-10-31 11∶03∶32.69 44.678 124.089 14 MS5.5 2 2013-10-31 11∶10∶05.27 44.689 124.085 9 MS5.0 3 2013-11-03 12∶26∶52.29 44.685 124.111 11 ML4.6 4 2013-11-08 19∶37∶18.72 44.681 124.128 13 ML4.9 5 2013-11-22 16∶18∶49.33 44.685 124.114 13 MS5.3 6 2013-11-23 06∶04∶24.41 44.669 124.113 13 MS5.8 7 2013-11-23 06∶32∶30.92 44.652 124.155 13 MS5.0

表 1 前郭—乾安震源区中强地震基本地震参数 Table 1 Source parameters of the moderate earthquakes in Qianguo-Qian′an source region

松辽盆地跨越吉林、辽宁和黑龙江三省，是被大、小兴安岭和长白山环绕的大型沉积盆地.大量研究结果表明(杨宝俊等，1996；傅维洲等，1998)，盆地内NNE向或NW向断裂与NS向或EW向断裂交切区域是东北中强地震活动的主要场所.根据中国地震局地球物理研究所郑钰的精确定位结果(待发 表)显示，此次前郭—乾安震源区地震序列(2013年10月31日—2013年11月23日)分布在44.652°N— 44.689°N，124.085°E—124.128°E的狭小区域内，地处松辽盆地中央凹陷地区，是盆地内沉降幅度最大、沉降速度最快、坳陷最深的区域.据历史资料记载，震源区外围强震频繁，是东北中强地震活跃的地区：2006年3月31日距离震源区8 km处曾发生过一次乾安、前郭交界M_S5.1级地震；公元1119年2月，距离震源区90 km处、第二松花江断裂的西北段，曾发生松辽盆地内震级最大的一次M6.7级地震(李传友等，1999)；此外，在松辽盆地边缘不同构造单元的交界部位，如张广才岭、小兴安岭和中央凹陷的交界地带以及大兴安岭与盆地的交界部位，受不同断裂带控制均多次发生6级以上强震；盆地东部、郯庐断裂带北段地区，是西太平洋板块NWW向俯冲运动过程中形成的活跃深震带前缘.那么此次前郭—乾安震源区的中强地震的震源机制解有什么特征，与其附近区域不同的强震群之间是否具有 较为一致的震源机制解，这些震源机制解包含了区域孕震环境的哪些信息，这些都引起了我们强烈的兴趣.

然而，由于中等强度地震的能量相对较小，较难利用远场波形来反演地震矩张量解.此时，直接从区域范围宽频带台站记录的三分向近场数字波形资料中得到稳定可靠的矩张量解就有重要意义.2008年赵翠萍等(2008)使用区域地震台站宽频带长周期波形资料，在时间域上反演了1997—2004年伽师震源区52次中等强度地震矩张量，进一步分析了震源区的应力场状态；2009年王勤彩等(2009)利用汶川地震序列周围450 km范围内6个台站记录的宽频带波形数据，通过时间域矩张量反演方法计算了汶川地震余震序列88个地震的矩张量解，发现震源机制解类型具有明显的空间分段特征；2013年林向东等(2013)使用区域数字台网的波形资料获得了芦山主震和16个余震的矩张量解.这些研究表明，如果震源定位较准确，地球介质模型能较好地反应当地实际情况，那么利用区域范围宽频带台站记录的三分向长周期波形足以反演得到稳定的矩张量解.

鉴于已有的资料情况和我们的研究目标，本文选用Dreger等(1993，1999，2002，2003)在时间域利用区域长周期地震波反演地震矩张量的方法 TDMT_INVC(Time-Domain Moment Tensor INVerse Code)，将震源机制在主轴坐标系中分解为各向同性源(ISO)、最佳双力偶(DC)和补偿线性矢量偶极(CLVD)的组合，通过对地震波形观测值和理论值的拟合，来反演此次前郭—乾安中强地震序列中M_L≥4.5级地震的矩震级和震源机制解的方位角、倾角、滑动角等物理量.通过对该序列中强地震震源机制解及其特征的研究，参考重新定位后的序列空间展布情况以及震源区地质构造背景，以望获得对此次前郭—乾安地震序列孕震环境的认识，进一步探讨有关震源区构造活动和应力场的特征. 2 方法

在震源机制的研究中，求解法、P波初动法、P＼S振幅比法和CAP方法是目前常用的一些方法(林向东等， 2010，2011；龙锋等，2010).P波初动得到的机制解仅仅是初始破裂面，由波形反演结果得到的则是整个破裂过程的信息，由于初始破裂方向并不一定与地震的断层错动完全一致，因此矩张量解得到的震源机制结果相对完整和可靠一些.而CAP方法的计算结果中则不含补偿线性矢量偶极(CLVD)和各向同性分量.美国Douglas Dreger等利用区域台网宽频带地震资料实现矩张量反演程序，提出了时间域矩张量反演TDMT_INVC方法.该方法的原 理是采用Wang和Herrmann(Wang，1980；Herrmann，1985)给出的层状介质中点源位错所产生的地震波场表达式和频率-波数方法(F-K方法)计算地震在地表产生的理论位移.在Haskell(1964)工作的基础上，Wang和Herrmann导出了计算层状介质中任意一个位错点源和爆炸源所产生的地震波场表达式及所需的10个Green函数.在圆柱坐标系下，Fourier变换后在自由表面距离震源处的垂向、径向和切向位移分别表示为

对于纯偏矩张量震源，Z_EP=R_EP=0，M_ZZ=-(M_xx+M_yy)，由此公式(1)只包含5个矩张量元素，矩张量反演问题用矩阵表示为

ω_i是正比于震中距的加权常数.在计算理论地震图时，本文使用Saikia(1994)改进的离散波速积分方法，对多个台站的三分向区域长周期波形进行拟合，通过线性最小二乘法使给定震源深度的地震理论与观测位移的拟合残差最小，由此得到此次前郭—乾 安震源区2013年10月31日—2013年11月23日期间 集中发生的7次M_L≥4.5级中强地震的矩张量解. 3 数据和结果 3.1 台站

我们选择了41.0°N—49.0°N，118.0°E—128.5°E 之间距离前郭—乾安震源区500 km范围内的吉林、辽宁、内蒙古以及黑龙江地震台网的宽频带三分向数字地震记录，如表 2所示，由于7次中强地震分布较为集中，因此表 2中只列出了各台站的震中距和方位角范围.参与矩张量反演计算的21个台站信噪比较高，台站分布方位角较好(图 1)，监控能力覆盖松辽盆地及其与兴隆造山带、辽东台隆的交界区域，这为我们得到该地震序列稳定的震源机制解提供了可靠的数据支持和可能.

表 2(Table 2)

表 2 用于反演的区域地震台站参数 Table 2 Relevant information of the regional stations used in this study ID 台网 台站名 震中距/(±10 km) 方位角/(±10°) 速度模型 ID 台网 台站名 震中距/(±10 km) 方位角/(±10°) 速度模型 1 吉林 SYT 84 40 A 12 吉林 YFT 418 151 B 2 吉林 SGT 93 134 A 13 吉林 CBT 492 136 B 3 吉林 CN2 146 131 A 14 内蒙古 AGL 191 218 A 4 吉林 BCT 175 305 A 15 内蒙古 WLT 220 314 A 5 吉林 SYZT 179 134 A 16 内蒙古 IDR 246 339 A 6 吉林 LYT 210 155 A 17 内蒙古 LUB 252 268 A 7 吉林 YST 212 86 A 18 辽宁 HXQ 254 205 A 8 吉林 FMT 232 116 A 19 辽宁 FXI 353 215 A 9 吉林 PST 250 139 A 20 辽宁 HUR 391 164 B 10 吉林 JCT 319 143 B 21 黑龙江 WUC 242 77 A 11 吉林 THT 366 154 B

表 2 用于反演的区域地震台站参数 Table 2 Relevant information of the regional stations used in this study

图 1

Fig. 1

图 1 台站和震中分布图 三角形代表区域地震台网宽频带固定台站，黑色台站使用速度模型A，蓝色台站使用速度模型B；红色圆代表 1976年以来MS≥4.0级地震的震中，蓝色圆代表公元1119年M6.7级地震；黑色虚线代表断裂带：F1：长岭—大山子断裂(中国地震局地质研究所，2013)，F2：第二松花江断裂(邓起东等，2003)，F3：124°经向隆起带，F4：125°经向断裂(李恩泽等，2012)，F5：通榆—长春断裂，F6：郯庐断裂带北段. Fig. 1 Distribution of stations and earthquakes Triangles are broadb and seismic stations and are color coded for velocity models used in the inversion，black stations used model A，blue stations used model B; Red circles represent MS≥4.0 earthquake epicenters since 1976; Blue circle represents MS6.7 earthquake，1119; Black dotted lines represent the faults: F1：Changlin-Dashanzi fault(Institute of Geology，China Earthquake Administration，2013)，F2： The Second Songhuajiang fault(Deng Q D，2003)，F3: 124°E uplifted zone，F4: 125°E uplifted zone(Li E Z，2012)，F5: Tongyu-Changchun fault，F6: Northern segment of the Tanlu fault zone.

地壳速度和波速比是介质结构和性质的综合体现，横向不均匀的结构图像能够提供有关震源及震源介质的重要信息.如果地球介质模型偏离当地实际情况，将会影响理论Green函数的计算，从而造成反演计算的系统误差.理论Green函数描绘了震源和接收点之间介质对震源脉冲的响应，它包涵了震源和台站间不同类型的波在介质中的传播效应，这些效应包括地震波经过地震断层面的反射、透射过程中的能量损失、非弹性介质吸收作用以及几何扩散造成的能量流失.理论Green函数的计算直接决定了波形反演结果与真实震源的接近程度，因此，要获得好的反演结果，关键是选择合适的速度模型.

前郭—乾安震源区位于松辽盆地腹部、大庆松 原凹陷地带.在41.0°N—47.5°N，118.0°E—128.5°E 的区域范围内，地壳厚度整体上从松辽盆地(约30 km)向四周造山带逐渐增加，西侧兴蒙造山带和燕山带最大地壳厚度接近40 km，东侧吉黑褶皱带和辽东台隆地区地壳厚度＜37 km(危自根等， 2011，2012).参加反演计算的21个台站大致位于松辽盆地和辽东台隆地区.根据背景噪声互相关、瑞利面波频散曲线以及近震远震联合层析成像方法得到的东北地区岩石圈速度结构资料(杨光等，2001；杨宝俊等，2003；孙加鹏等，2004；刘洋等，2008；李皎皎等，2012)可以看出：整个松辽盆地具有较厚的低速沉积盆地特征，衰减较强，其浅部纵波速度的横向 分布比较均衡；盆地周围的造山带呈现明显高速异常.

参考上述文献的结果，通过对几个有韩立波等CAP结果(中国地震局地球物理研究所，2013)和个别有Harvard大学CMT结果的地震进行试错对比，确定了本文计算理论地震图所使用的分区速度模型(表 3)，其中位于松辽盆地的台站使用模型A，位于辽东台隆地区的台站使用模型B(图 1).

表 3(Table 3)

表 3 分区速度模型 Table 3 The velocity models: A, B used in this study 层序 模型A 模型B 厚度/km vp/(km·s-1) vs/(km·s-1) 密度/(g·cm-3) 厚度/km vp/(km·s-1) vs/(km·s-1) 密度/(g·cm-3) 1 1 2.50 1.45 2.10 2 4.60 2.20 2.1 2 2.5 4.00 2.32 2.40 11 6.20 3.57 2.5 3 12 6.20 3.60 2.80 15 6.40 3.69 2.9 4 14.5 6.40 3.74 2.85 8 6.80 3.92 3.0 5 - 8.0 4.61 3.2 - 7.8 4.50 3.10

表 3 分区速度模型 Table 3 The velocity models: A, B used in this study

以2013年10月31日11时03分M_S5.5级地震CN2台三分向波形为例给出了反演计算前地震数据的预处理过程，滤波频带为0.01~0.05 Hz.图 2中由上至下分别是三分向原始波形(图 2a)；进行仪器响应校正、去均值、去倾斜分量后的波形(图 2b)；积分并旋转为切向、径向和垂向的波形(图 2c)；0.01~0.05 Hz带通滤波抑制噪声后的波形(图 2d).其中滤波的频段与震级有关，对于M＜4.0的地震，滤波频带为0.02~0.1 Hz；4.0≤M＜5.0 级的地震，滤波频带为0.02~0.05 Hz；5.0≤M＜7.5级的地震，滤波频带为0.01~0.05 Hz；对M≥ 7.5级的地震，滤波频带为0.005~0.02 Hz(Zoback et al., 1992； Pasyanos et al., 1996；Fukuyama et al., 2003).之所以对不同震级的地震选择不同的分析频率范围，是考虑到既要滤掉长周期地脉动和由速度积分到位移造成的长周期漂移，也要尽量避免由介质结构所带来的影响，使得到的地震矩能够较充分地反映不同能量地震波所携带的震源信息.

图 2

Fig. 2

图 2 2013年10月31日11时03分MS5.5级地震中CN2台三分向波形记录的处理过程(1)三分向原始波形(counts)；(2)仪器响应校正、去均值、去趋 势后的波形(m/s)；(3)积分并旋转为切向、径向和垂向波形(m)；(4)带通滤波后的波形(m). Fig. 2 Prepare the three-component data files used by tdmt_invc for the Qianguo MS5.5 earthquake that occurred at BJ time 11 ∶ 03 ∶ 33，October 31，2013 (1)The original waveform；(2)After response correction、 remove mean and trend；(3)Integration and rotate；(4)Filtered.

若把地震矩张量作为深度的函数，比较多个震源深度上的波形拟合情况，可以对初始深度进行评价和校正，得到最好的矩张量解.虽然较宽的深度区间上，反演结果都比较稳定，但是不同深度下计算的 双力偶含量Pdc(Percent of double couple component)和反映理论波形与观测波形拟合程度的方差减小VR值的变化较为明显.因此，在实际计算时，考虑 到Green函数对深度的敏感性，以每个地震精确定位后的深度为初始深度，在此深度以上取4个点，以下取4个点，每两个深度间距2 km，对每个地震分别计算9个深度的Green函数，以理论波形与实际观测波形拟合最好时的深度作为最佳震源深度. 3.4 结果

表 4是7次中强地震矩张量解的结果，表 5是由最佳双力偶分量得到的断层面解.其中，H_D是双差定位后的震源深度，即计算理论Green函数的初始深度，H_T是对初始深度附近多个深度值进行反演后确定的最合适震源深度.图 3是10月31日11点03分发生的M_S5.5级地震的反演实例.图 4是7次M_L≥4.5级中强地震的矩张量解及其观测与理论波形的拟合情况，其中红色是本研究的结果，深蓝和浅蓝色分别是韩立波等CAP结果和Harvard大学CMT结果.对比韩立波等4次地震的CAP结果，本研究中由最佳双力偶分量得到的断层面解与其较为一致，这也说明了本研究的其他3次地震的计算结果也较为可靠(图 4a).此外，几次中强地震的断层面走向与郑钰精确定位后的地震序列空间分布也比较吻合，进一步印证了机制解结果的可靠性.由图 4b中最佳解产生的理论波形与观测波形的对比来看，除2013年11月8日19点37分M_L4.9级地震，因区域台网原始波形数据信噪比较低造成观测波形与理论地震图之间的拟合不太理想外，其余6次地震中大部分台站VR值均≥80%，这也说明矩张量解与真实震源的接近程度较好.

表 4(Table 4)

表 4 矩张量解(单位：/1016N·M) Table 4 The moment tensor solutions 编号 起始时间(BJ) Mxx Mxy Mxz Myy Myz Mzz 1 2013-10-31 11∶03∶32.69 1.956 0.351 -3.627 -6.558 3.06 4.601 2 2013-10-31 11∶10∶05.27 1.589 -1.064 -0.796 -2.385 0.507 0.795 3 2013-11-03 12∶26∶52.29 0.152 -0.043 -0.076 -0.337 0.06 0.185 4 2013-11-08 19∶37∶18.72 0.046 -0.099 -0.074 -0.179 0.005 0.133 5 2013-11-22 16∶18∶49.33 0.71 -0.355 -0.68 -2.617 0.215 1.906 6 2013-11-23 06∶04∶24.41 4.237 2.336 -4.22 -6.645 1.709 2.407 7 2013-11-23 06∶32∶30.92 0.085 -0.196 -0.541 -0.696 0.363 0.611

表 4 矩张量解(单位：/1016N·M) Table 4 The moment tensor solutions

表 5(Table 5)

表 5 断层面解 Table 5 The fault plane solutions 编号 起始时间(BJ) HD/km HT/km ML，MS Mw 节面Ⅰ 节面Ⅱ M0/(1016N·m) CLVD/% VR 走向/(°) 倾向/(°) 倾角/(°) 走向/(°) 倾向/(°) 倾角/(°) 1 10-31 11∶03∶32.69 14 5 MS 5.5 5.2 334 39 38 211 121 67 7.53 4 81.4 2 10-31 11∶10∶05.27 9 9 MS 5.0 4.9 305 19 65 207 154 73 2.53 23 93.8 3 11-03 12∶26∶52.29 11 9 ML 4.6 4.3 329 34 58 220 143 61 0.31 33 83.7 4 11-08 19∶37∶18.72 13 5 ML 4.9 4.2 310 49 59 190 137 50 0.20 34 61.8 5 11-22 16∶18∶49.33 13 9 MS 5.3 4.9 333 63 50 192 118 47 2.62 26 83.3 6 11-23 06∶04∶24.41 13 5 MS 5.8 5.2 332 18 52 231 140 76 7.75 4 83.3 7 11-23 06∶32∶30.92 13 9 MS 5.0 4.6 323 40 35 199 118 68 0.91 29 84.8

表 5 断层面解 Table 5 The fault plane solutions

图 3

Fig. 3

图 3 10月31日11点03分33秒吉林前郭MS5.5级地震矩张量解实线是观测波形，虚线是理论波形. Fig. 3 Moment tensor solution for the Qianguo MS5.5 earthquake that occurred at BJ time 11 ∶ 03 ∶ 33，October 31，2013 Solid line is the observed waveform; Dash is a theoretical waveform.

图 4

Fig. 4

图 4 中强地震矩张量反演结果 (a)矩张量反演结果；Harvard大学CMT、韩立波等CAP结果和本研究结果分别用浅蓝、深蓝和红色表示；(b)各台站理论地震图与实际观测地震图拟合波形，红色表示实际观测波形，黑色表示理论地震图，拟合较差的观测波形用蓝色表示.F1：长岭—大山子断裂，F3：124°经向隆起带. Fig. 4 Moment inversion of moderate earthquakes (a)Light blue，dark blue and red respectively present Centroid Moment Tensor，CAP and TDMT_INVC;(b)Waveform fitting. Red，black，blue respectively present the observed seismic waveform，the synthetic seismogram and the poor fitting waveform; F1: Changling-Dashanzi fault(Institute of Geology，China Earthquake Administration，2013). F3:124°E uplifted zone.

7个矩张量反演结果显示：2013年10月31日—2013年11月23日间7次M_L≥4.5级中强地震均呈现逆冲断层为主、伴有少量走滑破裂类型的震源机制解，具有较好的一致性.计算所得的矩震级M_w约比M_S震级小0.3级左右.两个节面解分别是：NW-SE走向的节面Ⅰ，其优势走向集中在320°左右，优势倾角分布在38°~65°；NE-SW走向的节面Ⅱ，优势走向集中在206°左右，优势倾角集中在50°~76°左右.其中，节面Ⅰ的走向与郑钰对138次M_L0.8级以上地震的双差定位结果所显示的地震序列空间分布的长轴取向一致，我们判断NW走向的节面Ⅰ为此次前郭—乾安中强地震序列 的断层面，推测在震源区基底位置可能还存在NW-SE向隐伏逆断层.

对比韩立波等使用CAP方法计算的震源机制解结果(图 4a)，本研究的结果中除了具有双力偶的剪切位错部分外，还具有相对较强的补偿线性矢量偶极CLVD部分，说明此次中强地震序列具有一定非双力偶分量.受成层介质尺度小于地震波场、 晶体优势取向的不同以及介质中包体、裂隙等因素的影响，多数岩石是地震各向异性的，各向异性介质中的剪切断层通常包含非双力偶矩张量.另外，如果震源区的弹性模量随空间变化，其视机制的畸变也会使双力偶地震显现非双力偶分量(Julian et al., 2000).而弹性动力学的数学复杂性造成的格林函数误差，同样会引起地震机制的推导误差.当然，此次前郭—乾安中强地震序列含有如此显著CLVD成分的原因，还需要收集更多区域观测波形、反演更多中小地震的震源机制解并结合研究区构造应力场进行探讨. 4 讨论 4.1 松辽盆地及其周围区域震源机制解的分区特征

根据本研究的计算结果，前郭—乾安震源区中强地震集中分布在44.652°N—44.689°N，124.085°E—124.128°E的狭小区域内，呈逆冲断层兼少量走滑性质.那么，它们与附近区域历史地震的震源机制解，是同属于一种类型还是有其独特的特点？为此 我们对松辽盆地附近区域(39°N—50°N，118°E—132°E)M_W4.7级以上历史地震的震源机制解进行了分析.

表 6是1976年1月1日至2013年11月23日期间在松辽盆地附近区域(39°N—50°N，118°E—132°E)发生的M_W4.7级以上被Harvard大学CMT地震目录收录且提供震源机制解的地震，共37个.图 5是不同类型地震震源机制解的平面投影，图中地震序列根据表 6中发震时间排序.根据Zoback断层分类原则(表 7)，将不同类型地震分别用不同颜色表示(图 5)，其中本研究的计算结果逆冲兼少量走滑分量的地震用红色沙滩球表示、TF逆断层型地震用桃红色沙滩球表示、NF正断层型地震浅蓝 色沙滩球、SS走滑型地震深蓝色沙滩球以及Zoback 分类原则中没有定义机制解类型的地震用绿色沙滩球表示.

图 5

Fig. 5

图 5 不同类型地震震源机制解的平面投影图震源机制球：本研究的计算结果-逆冲兼少量走滑型地震(红色)、TF逆断层型地震(桃红色)、NF正断层地震(浅蓝色)、SS走滑型地震(深蓝色)以及Zoback分类原则中没有定义机制解类型的地震(绿色). Fig. 5 Distribution of the historical focal mechanisms Focal mechanism ball: thrust with strike slip faulting component(red)、thrust faulting(peach), normal faulting(light blue)，strike slip(navy blue)，undefined(green).

表 6(Table 6)

表 6 地震目录 Table 6 Earthquake catalogs 编号 起始时间(GMT) 经度/(°E) 纬度/(°N) H/km 走向/(°) 倾向/(°) 倾角/(°) MW 断层类型 1 19760727 118.03 39.52 15 229 43 -163 7.6 - 2 19760728 118.78 39.75 15 72 44 -110 7.0 NF 3 19770203 130.49 42.59 505 52 53 173 5.2 SS 4 19770309 131.55 41.48 600 58 20 132 6.9 TF 5 19770512 118 39.56 15 322 52 8 5.7 SS 6 19770909 131.86 42.59 567 61 69 -169 5.2 SS 7 19780518 122.56 40.79 15 23 60 -177 5.5 SS 8 19790131 130.95 42.92 570 79 47 166 5.8 SS 9 19790816 131.74 41.97 600 56 24 133 6.6 TF 10 19791225 131.33 42.93 500 72 13 141 5.2 - 11 19800210 120.97 48.66 15 130 54 6 5.1 SS 12 19811127 131.12 42.88 500 66 25 174 6.1 - 13 19821019 119.82 40.4 15 116 61 -5 5.0 SS 14 19830928 131.78 41.42 500 63 60 -175 5.5 SS 15 19831008 130.39 44.18 572 351 25 90 6.1 TF 16 19840415 131.24 42.73 566 105 35 173 5.1 - 17 19860815 126.09 48.61 15 116 63 -12 4.7 SS 18 19900511 130.42 41.49 586 64 33 149 6.2 TF 19 19990408 130.47 43.66 575 81 25 160 7.1 - 20 20000111 123.11 40.36 15 27 43 -178 5.1 - 21 20000213 131.64 42.77 524 66 69 -163 6.0 SS 22 20020628 130.45 43.74 581 27 13 105 7.3 TF 23 20020915 130.04 44.77 589 98 19 163 6.4 - 24 20030816 119.47 43.8 15 317 57 10 5.4 SS 25 20040324 118.15 45.38 13 167 28 86 5.3 TF 26 20050725 124.88 46.86 12 355 65 93 5.0 TF 27 20060331 124.08 44.65 12 168 39 70 4.7 TF 28 20080519 131.96 42.51 530 279 63 -19 5.6 SS 29 20080610 122.47 49.07 15 30 68 179 4.9 SS 30 20100218 130.66 42.48 578 71 15 166 6.9 - 31 20110510 130.98 43.61 564 31 53 -175 5.7 - 32 20120528 118.54 39.76 15 227 80 172 4.7 SS 33 20120618 130.58 47.96 15 305 65 -7 4.7 SS 34 20130123 123.14 41.54 15 107 79 2 4.9 SS 35 20130405 131.02 42.77 579 299 10 33 6.3 - 36 20130406 131.05 42.82 580 311 15 49 5.8 TF 37 20130422 122.32 42.9 12 313 65 11 5.0 SS

表 6 地震目录 Table 6 Earthquake catalogs

表 1(Table 1)

表 7 根据P、T、B轴倾角的断层应力特征分类方法 Table 7 Stress regime characterization based on plunge(pl) of P, B, and T axes Plunge of Axes Regime P B T pl≥52° pl≤35° NF 40°≤pl ＜52° pl≤20° NS pl＜40° pl≥ 45° pl≤20° SS pl≤20° pl≥ 45° pl＜40° SS pl≤20° 40°≤pl＜50° TS pl≤35° pl≥52° TF

表 7 根据P、T、B轴倾角的断层应力特征分类方法 Table 7 Stress regime characterization based on plunge(pl) of P, B, and T axes

图 5清楚显示发生在松辽盆地及附近区域的地震，其震源机制解有明显的分区特点：相较于震源区逆冲断层兼少量走滑性质的地震来说，不难发现，在此之前包括2004年3月24日、2005年7月25日和2006年3月31日在震源区附近发生的三次中强地震均为逆断层型浅源地震，几乎不含走滑成分；除此以外，在松辽盆地东侧吉黑褶皱带和辽东台隆地区、盆地西侧兴蒙造山带和燕山带以及盆地边缘华北克拉通的边界带和相邻区域，聚集着大量走滑型浅源地震；而郯庐断裂带东侧、吉林黑龙江交界东部和中朝俄交界地区深震活动十分频繁，其震源机制类型也较为复杂，除走滑型和逆断层型外，还有大量Zoback分类原则中没有定义类型的机制解，但从整体上看，这些机制解也较偏向逆冲断层型.

发生在松辽盆地附近区域(39°N—50°N，118°E—132°E)的地震其震源机制解具有明显的分区特性，这可能是由于地震活动并不是独立的，而与周围大环境相互关联造成的：从整体上看，中国东北地处西伯利亚块体与中朝块体之间，受西太平洋板块向东亚大陆边缘俯冲运动的控制，在汪清一带形成了以右旋走滑-逆冲断褶带为主要构造特征的深震带前缘区域，造成了贝尼奥夫带上大量走滑型地震和逆断层型地震的交错分布；根据最新岩石构造要素系统的测量结果可知，松辽盆地的西缘边界区域、大兴安岭东缘的兴蒙造山带和燕山带地区发育着不同程度的走滑断裂，走滑位移量在40～50 km之间，与佳木斯—伊春断裂的走滑位移量相当(韩国卿等，2012)，由此也解释了为什么该区域聚集了大量走滑类型的地震；从松辽盆地内部基底构造上看，当太平洋板块向东北亚大陆俯冲产生推挤作用，受松原盆地东侧佳木斯—伊通深断裂带的阻挡和削弱后，其中一部分能量可能在盆地内部局部区域次级断裂交汇处引发地震.与周围造山带相比，松辽盆地内部整体介质组成较为均匀，基底刚性较强，应力不易集中从而向周围传递，积累的能量在盆地内相对薄弱的地区以频度较低、中等偏强的地震形式得以释放.在松辽盆地形成、发育的各时期构造活动中，老断裂重新活动，不断产生新的断层，使盆地整体构造活动以继承性、差异性和阶段性的升降运动为特点，形成了盆地基底NE向、NNE向以及NS向的广泛逆冲断裂，这也许能解释为什么迄今为止发生在盆地内部的地震以逆冲断层型地震为主.

此次前郭—乾安震源区中强地震序列均含有少量的走滑分量，但2004年、2005年和2006年发生的三次中强地震几乎没有走滑分量，它们之间的差异可能是由于震源区复杂的地质构造引起的.前郭—乾安震源区(44.59°N—44.74°N，124.05°E—124.21°E)位于大庆松原凹陷地带，该地区断裂构造复杂，据可查的地质资料(盘晓东等，2007)：震源区位于长岭—大山子隐伏断裂上；震源区西侧10 km和西南40 km的位置分别是124°经向隆起带和NW向通榆—长春断裂；震源区北东侧90 km左右是第二松花江断裂，该断裂是松辽盆地内部主要断裂之一.根据已有的地质资料和地震勘探表明，尽管震前震后震源区本身都未见出露断层，但其深部可能还存在若干规模较小的基底构造单元和次级隐伏断裂带，其中以形成于燕山晚期的NWW向断层最为发育.在卫星影像上，NNE向断裂规模最大、对松辽盆地基底起着主要的控制作用，表现出一定右旋走滑分量，同时与NWW向断裂形成共轭.NWW向断裂在错切NNE向断裂的同时，常表现出左旋走滑活动的特征.根据矩张量解拟合的断层面展布形态以及地震序列的空间分布，我们推测在震源区基底位置可能还存在NW-SE向隐伏逆断层，该断裂在震源区切断NE向的长岭—大山子断裂，由此产生一定的走滑分量.这大概能解释为什么此次中强地震序列均含有少量的走滑成分. 4.2 震源机制解与构造应力场

根据本文结果，几次中强地震矩张量反演的震源机制解一致性较好.其中，节面Ⅰ的走向与郑钰对138次M_L0.8级以上地震双差定位后显示的地震序列空间分布的长轴取向一致，断层面优势走向集中在320°左右，优势倾角分布在38°～65°，滑动角约50°，呈NW-SE向展布，并且NW部分震源较浅，SE部分震源较深，我们推测该节面为地震的断层面.考虑到震源区距离长岭—大山子断裂、124°经向隆起带和通榆—长春断裂的距离，我们认为：此次中强地震序列的发震构造是震源区基底位置一条NW-SE向隐伏逆断层，但震源区同时受控于长岭—大山子断裂；如果发震断层延伸至地表附近，根据矩张量解拟合的断层面展布形态以及地震序列震源深度的分布情况，推测发震断层延伸至地表的位置在震源区北侧，近124°隆起带的位置.

据中国大陆及周边地区GPS的最新观测数据显示(Li. et al.2003;李延兴等，2006)：东北块体的主压应变方位角是(N°73.9—75.9°E)，近东西方向；沿45.0°N纬线，从110°E到135°E的区域范围中，随着太平洋板块向欧亚板块俯冲边界的靠近，主压应变率ε自西向东逐渐增大.这也从另一方面间接证实了，太平洋板块向西俯冲到东北块体之下，使东北块体及其邻区发生向西运动.在这一过程中，松辽盆地处于高应力状态，在郯庐断裂带北段区域构造应力场NEE向主压应力作用下，盆地内应力逐步集中加大，可能产生NNE向和NWW向的共轭剪破裂，其中NWW向剪破面的走向与西太平洋向东亚大陆边缘俯冲挤压的方向基本一致，构造应力张量结构以走滑型为主，往往形成NW向或NWW向左旋走滑断裂，成为许多地震的发震构造(臧绍先等，1996；张瑞青等，2006；石伟等，2008；葛荣峰等，2009)，例如2006年3月31日乾安－前郭M_S5.0级地震和本次前郭—乾安中强地震序列.此外，日本东北近海M_W9.0巨大地震及其SEE向的同震位移，也可能影响到中国东北及邻区的岩石圈伸展作用.综上所述，我们认为此次震源区的地震构造和浅部应力场可能是在西太平洋板块俯冲产生的挤压应力场背景下，受控于郯庐断裂带右行走滑的次级应力场，同时不排除与日本3.11大地震的震后应力调整也有一定关系. 5 结论

本文利用吉林、辽宁、内蒙古以及黑龙江数字地震台网的三分向宽频带波形资料，建立了适用于这些台站的分区速度结构模型，反演了2013年10月31日—11月23日前郭—乾安震源区M_L≥4.5级中强地震的矩张量解.结果显示，几次中强地震均呈逆冲断层兼少量走滑性质，其中NW走向的节面Ⅰ为此次中强地震序列的断层面，发震断层的优势走向集中在320°左右，优势倾角分布在38°～65°.根据矩张量反演结果，结合地震序列重新定位后的空间分布情况，我们推测此次地震序列的发震构造可能是震源区基底深部一条隐伏逆冲断层，这条断层延伸至地表的位置可能位于震源区北侧靠近124°经度隆起带附近.

从区域上看，松辽盆地既受太平洋板块向东北亚大陆俯冲产生的推挤作用影响，又受其东侧佳木斯—伊通深断裂带的控制，因此其边缘和内部次级断裂交汇的区域容易引发中等强度地震.从局部上看，前郭—乾安震源区周围断裂带环布，其基底深部可能还存在若干规模较小的构造单元和次级隐伏断裂带.它们共同控制了该地区的构造活动特征和发震模式.而震源区的地震构造和浅部应力场可能是在西太平洋板块俯冲产生的挤压应力场背景下，受控于郯庐断裂带右行走滑的次级应力场，同时不排除与日本3.11大地震的震后应力调整也有一定关系.

致谢 感谢中国地震局监测预报司举办“全国测震台网技术骨干培训班”；中国地震局预测研究所赵翠萍研究员、王勤彩研究员为本研究提供了Dreger教授的TDMT_INVC反演程序，并指导相关的反演计算；研究得到四川省地震局龙锋、北京市地震局林向东的大力支持与帮助；中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”(郑秀芬等，2009)提供了地震波形数据；吉林省地震局蔡宏雷提供了相关断裂数据；研究受中国地震局“2013年交流访问学者”资助，交流过程中地球物理所研招办肖春艳老师给予了多方面帮助与支持；两位匿名审稿专家提出了非常宝贵、有价值的修改意见.在此一并表示衷心感谢.