北京时间2015年3月14日14点13分在安徽省阜阳市颍泉区发生M_S4.3地震.地震造成2人死亡，13人受伤，房屋倒塌155间，严重受损4152间，一般受损6972间.这次M_S4.3地震造成如此大的破坏，引起政府、社会和地震工作者的格外重视.根据现场地震考察，此次主震最大烈度为Ⅵ度.安徽地区历史上共发生41次M4以上地震，最大烈度达到Ⅵ度的地震震级均在M4³/₄以上 (张杰等，2004).1970年以来安徽及周边地区发生了1979年固镇M_S5.0、1999年利辛M_S4.1、2005年九江M_S5.7、2006年定远M_S4.2、2011年安庆M_S4.8、瑞昌阳新M_S4.5、2012年高邮M_S4.9和2014年霍山M_S4.3等显著地震，这些地震事件中，九江M_S5.7地震造成13人死亡，700多人受伤 (韩晓光和楮鑫杰，2007)；高邮地震造成1人死亡，3人受伤 (刘建达等，2012)；其余地震均未造成人员伤亡 (王炜等，1983；胡诚等，2007；翟洪涛等，2011；陈俊华等，2013).房屋破坏情况，除九江地震外，其他地震造成的房屋受损程度远不及此次阜阳地震，可见，本次阜阳地震的破坏性超出以往任何一次同等震级水平的地震.

地震破坏性影响因素主要分两大类 (陈维廷，1980)：震源本身的因素，如震级、震源深度、地震错动方式等；非地震因素，如地质特征、房屋抗震能力、人口密集度等.相比上述固镇和九江地震事件，阜阳地震震级相对较小，地质特征、房屋抗震能力和人口密集度与固镇地震、利辛地震、定远地震等震中区差别不大，但此次地震造成较严重的破坏，最有可能的差别是震源深度.然而，地震的震源深度是一个比较难以确定的参数，使用到时方法确定震源深度的精度与震中最近台站的距离有关，研究表明最近台站的震中距在1.4倍震源深度以内才可以给出有效深度 (Mori, 1991).对于在台站比较稀疏的地方使用传统地震定位方法是不可靠的.对于阜阳地震的震源深度，中国地震台网中心快速定位的结果为10 km (www.ceic.ac.cn).本文将使用多种数字地震学方法确定阜阳地震的震源深度，并讨论阜阳地震的初步成因.

阜阳地区位于安徽省西北部，大地构造位置上属华北地台南缘的周口坳陷东部.自古生代以来的盆地演化具有阶段差异，主要分为古生代稳定沉降和中新生代变形改造2个阶段.早古生代开始，阜阳地区与整个华北地台一起进入克拉通盆地演化阶段 (周小进等，2010；吕大炜等，2012；王明健等，2012).在这一时期，盆地稳定沉降，海水侵入，发育了厚1000~1200 m的海相碳酸盐沉积.至晚奥陶世，受加里东运动影响整体抬升、剥蚀，使得区内下古生界只保留了寒武系与奥陶系.中石炭世开始，研究区再次稳定下沉，接受了上古生界厚近2000 m的海陆交互相碎屑沉积，晚二叠世后期—三叠纪，研究区进入海退阶段，形成以三叠系河流相沉积为主的陆相沉积物.

早白垩世中国东部受到太平洋板块斜向俯冲作用，处于压扭性构造应力场控制、影响之下，阜阳地区形成以王老人集断裂为主的北北东向左行平移断裂.古近纪后中国东部整体卷入伸展活动.在此区域性伸展的背景下，形成了北西西向和近东西的断裂.新近纪以来，由于同时受太平洋板块自东向西的持续俯冲和印度板块自南向北的挤压，导致中国东部形成了近东西向的挤压应力场.在这些区域应力的共同影响下，这一时期中国东部的断陷型盆地普遍受压、抬升、消亡，结束断陷盆地的演化历史.阜阳地区整体均衡沉降拗陷，成为统一的河淮盆地的组成部分.

河淮盆地，又称南华北盆地 (牛宝贵等，1993)，根据区域构造显示，该盆地构造早期主要受秦岭—大别造山带的控制，其构造呈北西—北西西向展布，与秦岭—大别造山带的主体构造方向一致.因此，该盆地内部的主要断裂形式为北西—北西西向为主，如临泉—刘府断裂.嘉世旭等 (2005)根据深地震测深方法得到了河淮盆地的地壳速度结构，其基底埋深较浅，约2~4 km，盖层速度1.8~5.0 km·s^-1；上地壳厚20~24 km，速度6.0~6.3 km·s^-1；下地壳厚约10~15 km，速度为6.5~7.0 km·s^-1；地壳厚约32~34 km，平均速度为6.1 km·s^-1，壳内没有明显的低速度层出现，显示河淮地块内部稳定构造特征.

从阜阳地区历史和现代地震活动性可以看出 (见图 1)，阜阳地区地震活动总体水平不高，本次地震震中范围50 km范围内未发生过M5以上地震，100 km范围内发生过多次M5以上地震，最大震级达M6¹/₄.M5以上地震在空间上形成椭圆形包围.1970年有仪器记录以来，阜阳地区小震活动性不高，M_L2以上地震较周边地区少，最大地震为1999年利辛M_S4.1地震.阜阳地区地震弱活动性可能与该地区地壳结构相对稳定有关.

图 1

Fig. 1

图 1 阜阳MS4.3地震及MS3.6地震震源机制解和周边断层分布特征、地震活动特征 图中绿色实心圆圈表示近代地震 (1970—2014)；黑色空心圆圈表示历史地震 (294~1969). Fig. 1 The focal mechanism of the Fuyang MS4.3 earthquake and MS3.6 aftershock, and the fault distribution and seismic activity characteristics The black circle represents historical seismic activity (294~1969), and the green solid circle represents modern seismic activity (1970—2014).

反演震源机制解的CAP方法 (Zhao and Helmberger，1994；Zhu and Helmberger, 1996) 是综合利用了近震中的体波、面波信息，在各自时间窗口内对比理论波形和观测波形，并分别对Pnl波和面波赋以不同权重，避免了在计算互相关时面波振幅较大对P波的影响；CAP方法对速度模型要求不高，即使在地质构造较复杂地区使用简单速度模型仍然可以获得不错的反演结果 (郑勇等，2009).该方法的另一个优势是它可以对比不同深度的震源机制解反演的误差，最后给出最合理的震源深度.CAP方法已被国内地震学工作者熟知，并得到了广泛应用 (吕坚等，2008；黄建平等，2009；韦生吉等，2009；龙锋等，2010；罗艳等, 2010, 2011；谢祖军等，2011；洪德全等，2011).关于CAP方法的原理和使用方法本文不再赘述.

近年来，不少地震学者开始使用深度震相确定震源深度.在近震深度震相中，sPn震相是从震源发出以S波入射到地表并反射成P波，当入射角达到临界角时，沿莫霍界面又形成Pn震相，由于S-P转换系数大，因此sPn震相振幅较大，是区域地震P波后面的一个主要震相.由于sPn震相与Pn震相走时差理论上和震中距无关，只与震源深度有关，且深度变化对sPn-Pn波走时差影响明显，故sPn震相在确定地震深度上有突出的优势，在国内也获得较多的应用 (马淑田等，2010；洪德全等，2013；吴微微等，2013；吕俊强，2013；魏娅玲和蔡一川，2014).sPL震相是另一种深度震相，却很少被关注.从震源出发的SV波入射到地表时，有一部分能量转换成P波，当以临界角入射时转换P波将沿着地面传播，它的水平视速度与P波波速相等.但是实际情况中可能不止一个震相，在临界距离附近，P波在浅层的一系列多次反射或转换震相，这些震相到时较一致并混合在一起.崇家军等 (2010)将这种震相定义为sPL震相，并通过合成地震图方法分析了sPL震相与Pg震相到时差对震源深度和震中距的敏感度.发现其到时差基本不随震中距的变化而变化，而对震源深度较敏感.说明，sPL震相同直达P波震相之间的到时差可以有效确定震源深度.与sPn震相不同，sPL震相主要在30~50 km震中距范围内的台站观测到，而sPn震相一般需要大于200 km震中距台站才能清楚观测到.这样对于震级较小的地震，无法用sPn震相确定震源深度时可以用sPL震相做有效补充.

安徽地震台网有固定测震仪器65台，其中宽频带仪器53台，宽频带仪器采样率均为100 Hz.阜阳地震震中50 km范围内有宽频带地震仪1台，为利辛台 (LXT)，震中距为36 km，可用于sPL震相分析；震中200 km范围内共有宽频带地震仪26台，选取了信噪比较好的11个台站的三分量波形记录用于CAP方法反演.在震中距大于200 km的台站中选取了sPn震相清楚的台站7个.图 2给出阜阳地震震中位置和台站分布.由于CAP方法对速度模型要求不高，本文使用CRUST2.0速度模型计算格林函数和理论Pn、sPn波走时.洪德全等 (2011, 2013) 使用该模型研究了安庆地震、高邮地震的震源深度，结果表明该模型在CAP方法反演和深度震相研究中是可靠的.

图 2

Fig. 2

图 2 阜阳地震和周边地区台站分布 图中五角星表示阜阳MS4.3地震震中位置；三角形表示三分量宽频地震仪；倒三角形表示短周期三分量地震仪；实心三角形表示CAP方法所使用的台站；正方形表示sPn方法使用的台站. Fig. 2 The distribution of Fuyang earthquake and the stations in its surrounding areas Star denotes the Fuyang MS4.3 earthquake epicenter location; triangle for three component broadband seismometers; inverted triangle for short period of three component seismometers; solid triangle indicates the stations used in CAP method; square denotes that in sPn method.

本文在进行CAP方法的反演时，先将原始的速度记录扣除仪器响应后积分到位移记录，再将位移记录从UD-NS-EW分量旋转为Z-T-R分量，Pnl部分滤波范围为0.07~0.2 Hz、面波部分滤波范围为0.03~0.1 Hz.使用并行FK程序 (韩立波等，2007) 计算理论格林函数.在深度从1~15 km，每隔1 km的震源深度上均做波形拟合，并得到各深度上拟合误差.图 3是拟合误差随震源深度的变化.可以看出两次地震的最佳深度均为3 km，之后深度增加拟合误差随之增大.图 4是最佳震源深度即3 km时的波形拟合情况.对于M_S4.3级主震，统计波形拟合相关系数可知，在11个台站共55个震相中，相关系数≥90%的有25个，比例为45.5%；相关系数≥80%的有42个，比例为76.4%；相关系数小于70%的只有7个，比例为12.7%.可见反演结果较可靠.最佳机制解节面Ⅰ走向110°，倾角75°，滑动角-10°；节面Ⅱ走向202°，倾角80°，滑动角-164°.反演给出的矩震级为M_W4.3；对于M_S3.6余震，相关系数大于90%的有21个，比例为38%；相关系数≥80%的有36个，比例为65.5%；相关系数小于70%的有16个，比例为29%.余震反演的相关性总体不如主震，这主要与震级大小有关，其反演结果仍是可靠的.最佳界面解节面Ⅰ走向110°，倾角75°，滑动角-10°；节面Ⅱ走向202°，倾角80°，滑动角-164°，与主震震源机制解基本一致，反演给出矩震级为M_W3.7.

图 3

Fig. 3

图 3 CAP方法反演误差随震源深度的变化 (a) MS4.3地震的反演误差随震源深度的变化；(b) MS3.6余震的反演误差随震源深度的变化. Fig. 3 Misfit of CAP method with different focal depth (a) The inversion error of the MS4.3 earthquake varies with the focal depth; (b) The inversion error of theMS3.6 aftershock varies with the focal depth.

图 4

Fig. 4

图 4 最佳震源深度时CAP方法反演波形拟合对比 图中Pnl V表示P波垂直分量；Pnl R表示P波径向分量；Vertical、Radial、Tang分别表示面波垂直、径向、切向分量.波形下方第一行数字表示理论波形和观测波形的时间差，第二行数字表示理论波形和观测波形相关系数.在每行波形前给出台站名，台站名上方数字是台站震中距，下方数字是台站方位角. (a)MS4.3地震；(b)MS3.6余震. Fig. 4 Comparison of synthetic waveforms and observations in CAP method inversion in best focal depth The Pnl V indicates the vertical component of P wave, and Pnl R represents the radial component, and Vertical, Radial and Tang respectively show the surface wave in vertical, radial and tangential component. The first line under the waveform represents the time shift between the synthetic waveform and the observations, and the second line number represents the correlation coefficient of them. Before each line waveform, the epicenter distance, station name and azimuth of station are given. (a) The main shock of MS4.3; (b) the aftershock of MS3.6.

从震源机制解是无法看出发震构造的.震源机制解两个节面的走向分别与阜阳地震附近的临泉—刘府断裂和王老人集断裂走向一致.根据地震现场调查结果，地震烈度等震线长轴方向为北西西向，与节面Ⅰ走向一致，也与震中附近的临泉—刘府断裂走向一致.由此推测，临泉—刘府断裂很可能是本次M_S4.3地震的发震构造.

由于sPn震相是S波入射到地表并转换成P波，最终以纵波的形式出现在地震记录上，所以其垂直方向上较为清晰.对于M_S4.3主震，选取震中距大于200 km的台站，使用垂直向数据，去除仪器响应后对其进行滤波，滤波范围选取0.04~5 Hz，最终选取了7个台站具有较清楚的sPn震相，将这7个台站的数据依次排列并按照Pn震相的到时对齐以便更容易识别sPn震相，如图 5.图中实线表示手工标定并对齐的Pn震相到时，sPn震相到时也通过手工标定，并在图中用黑色圆点标注在相应的位置上.虚线表示使用CRUST2.0速度模型计算的震源深度为3 km时sPn-Pn走时差的理论值，可以看出理论到时差与观察数据到时差的平均值基本一致.虽然各台站的sPn震相到时并不完全一致，但差别不大.这些细微的差别可能是实际地壳结构的各向异性导致的.使用同样的方法标注了pPn震相.pPn震相与sPn震相特征相似，其与Pn波到时差同样不随震中距的变化而变化.通过理论到时差与观测震相的对比分析发现，阜阳M_S4.3地震震源深度基本上在3 km左右，与CAP方法的计算结果一致.对于M_S3.6余震，由于震级较小，sPn震相不清楚，本文没有给出该地震的sPn震相分析结果.

图 5

Fig. 5

图 5 sPn震相分析所使用的波形 每个波形按照Pn波到时对齐，用标点标注了pPn和sPn震相，三条垂直线分别表示Pn波到时和pPn, sPn震相的平均到时；波形上下方分别给出台站震中距和方位角. Fig. 5 The waveforms used by sPn phase analysis Waveforms aligned according to the Pn wave arrival time and marked pPn and the sPn phase with dot; three vertical lines represent Pn wave arrivals and the average arrival of pPn, sPn phase respectively; station epicentral distance and azimuth are labeled above or below each waveform.

利辛台 (LXT) 距离两次地震的震中距为36 km，适合sPL震相分析.对利辛台三分量数据进行去仪器响应处理，将EW和NS分量旋转到R和T分量，再由速度记录积分到地表位移记录，滤波范围取0.03~2.0 Hz.理论上T分量不出现sPL震相，R、Z分量出现，且R分量的sPL震相振幅最大.将Z、R、T分量记录画在一起以便对比识别sPL震相.图 6(a、b)分别给出阜阳M_S4.3、M_S3.6地震的Z、R、T分量地震图，图中标出的Pg震相和sPL震相的到时，可以看出两次地震的sPL震相与Pg震相的到时差为1.1 s左右，对于两次地震，sPL震相的到时差均表明这两次地震震源深度在3~4 km左右.该结果与CAP方法和sPn深度震相方法给出的结果基本一致.

图 6

Fig. 6

图 6 两次地震震源深度的sPL震相分析 红色曲线代表垂直分量波形；黑色为径向分量；绿色为切向分量.图中标注了Pg、Sg和sPL震相的位置. (a) MS4.3主震；(b) MS3.6余震. Fig. 6 sPL phase analysis of focal depth of two earthquakes The red curve represents the vertical component, the black for radial and the green for tangential. The position of the Pg, Sg and sPL phases are labeled in the graph. (a) For MS4.3 mainshock; (b) For MS3.6 aftershock.

使用CAP方法反演了阜阳M_S4.3地震和M_S3.6余震的震源机制解，解的两个节面分别与震中附近临泉—刘府和王老人集两条交叉断裂走向一致.震区烈度调查结果显示等震线长轴方向为北西西向，与节面Ⅰ走向一致.表明阜阳地震的发震构造很可能是临泉—刘府断裂.临泉—刘府断裂是皖北地区重要的一条断裂.经临泉县南西、阜阳市插花、利辛县刘寨、凤台县尚塘集、大兴集、怀远县明龙山至凤阳县刘府、殷涧一带，长达265 km (李光等，2011).在经图像处理后的卫片上，该断裂呈现明显的线性异常影像.然而历史上该断裂附近未发生过显著地震.本次M_S4.3地震是该断裂上最大一次地震.

CAP方法反演阜阳两次地震震源的最佳深度均为3 km，根据最佳深度上波形拟合统计分析，认为该结果是可靠的.使用sPn和sPL深度震相进一步做了分析，结果与CAP方法的结果基本一致.可见，阜阳M_S4.3地震和M_S3.6余震的震源深度为3 km是可靠的.

阜阳4.3级地震发生在历史上地震活动相对较弱的地区.震中周围50 km范围内历史没有M≥5地震的记载，仅发生过1次M≥4地震，是1644年安徽颍上M4³/₄地震，距离本次地震48 km；1970年有仪器记录以来震中50 km范围内仅发生过1次M_S≥4.0地震，是1999年利辛M_S4.1地震，距离本次地震36 km.相对颍上M4³/₄地震和利辛M_S4.1地震，本次阜阳M_S4.3地震造成的损失明显较大，可能与阜阳地震震源深度较浅有关.

震源深度小于5 km的破坏性地震是比较少见的，特别是在盆地内发生的浅源破坏性地震.2010年四川遂宁M5.0地震发生在四川盆地的中生代沉积盖层内，震源深度只有2 km左右 (罗艳等，2011)，到目前为止，地震学者们仍难以解释此次地震的成因.2003年在美国的Kentucky州发生了一个M4.2地震，深度为1.7 km；在古老的克拉通地区也常有浅震发生，如澳大利亚西南部Merkering地区 (Langston C，1987)、北美洲Lake Ontario地区 (Ma and Atkinso, 2006；Kim et al., 2006)，发生了大量深度小于5 km的浅震，最浅的地震深度仅1 km.这些浅震都发生在古生代稳定坚硬的岩层里，由于冷硬的古老地盾岩石强度大，除了近地表之外的其他部分，岩石强度都超过了周围偏应力水平，断层在偏应力驱动下，难以在深部发生破裂，故只能在浅部破裂，形成浅震.而阜阳地区属于古老的华北地台，经两期沉降作用积累了约3 km厚的沉积层，沉积层下方地壳较硬，不容易破裂发生地震.

值得注意的是，2011年5月11日西班牙东南部城市洛尔卡发生M_W5.1地震，震源深度2~4 km.González等 (2012)利用大地测量数据确定地表变形与洛尔卡M_W5.1地震在存在关联性；并计算了震中附近一个盆地含水层地下水开采导致的正库仑应力变化，发现该变化与当地断层滑移有很好的相关性，所以认为洛尔卡M_W5.1地震是地下水开采诱发的.阜阳市地下水开采严重 (张朝新和郑三元，1995；陈晓成，2002；杨则东等，2007)，是否诱发本次M_S4.3地震并没有直接证据，而国内关于地下水开采诱发地震的研究较少，本文作者认为该问题值得关注.

本文使用CAP方法和sPn，sPL深度震相分析了阜阳M_S4.3地震和M_S3.6余震的震源深度，三种方法的结果基本一致，表明主震的震源深度为3 km左右.从阜阳地区的地震活动性分析可知，该地区地震活动弱，本次地震是阜阳地区已知的最大地震，虽然震级不算大，但由于震源浅造成较严重的灾害.阜阳地区地壳结构相对稳定，地质构造演化形成3 km厚的沉积层，本次地震可能是区域应力作用下发生在沉积层里的一次地震.