利用小震震源機制解研究寧夏南部及鄰區構造應力場*

曾憲偉，莘海亮，陳春梅，蔡新華

0 引言

地殼構造應力場是地球動力學研究的核心問題之一 (陳連旺等，1999)，對其研究將有助于探討地震的成因、分析斷層的活動方式和活動性質(武敏捷，2006;李瑞莎，2008)。震源機制解是研究構造應力場的基本資料，可以反映震源斷層的力學性質和動力學特征，揭示地震破裂的力學機制，給出地震的等效釋放應力場。在雙力偶點源模式的震源機制解中，P、N和T軸一直被用來作為推斷地下應力場狀況的主要依據之一。但單個地震的P、N和T軸并不一定代表地震所在區域的構造應力場 (McKenzie，1969;Yamakawa，1971)，許多學者利用多個地震的震源機制解結果或多個斷層面滑動方向來反演地震分布區域的構造應力場 (Ellsworth，Xu，1980;許忠淮等，1983;Michael，1987;曹穎等，2013)。

隨著寧夏及鄰區震源機制資料的積累，自20世紀80年代以來，對該地區區域構造應力場的研究逐漸豐富 (李玉龍，1979;陳愛玲等，1981;李孟鑾，趙知軍，1986;趙知軍，劉秀景，1990)。但以往研究成果大多基于模擬測震臺站記錄的資料，相對于數字地震觀測資料，前者記錄頻帶窄、動態范圍小，震相識別及振幅量取的可靠性均較后者要差。寧夏測震臺站數字化改造后，產生了海量的數字化地震觀測資料，這部分資料的利用程度還很低，更鮮用于計算寧夏地區中小地震的震源機制解。而對于計算中小地震震源機制解的方法，較多地采用兩種方法。一種采用P波初動，該方法對臺站布局和臺站數量依賴性較強;另一種采用初動符合與垂直向SV/P的振幅比結合 (梁尚鴻等，1984)，或初動符合與水平向SH/P的振幅比結合 (吳大銘等，1989)，或者利用P、SV和SH波的初動和振幅比聯合的Snoke方法 (Snoke et al.，1984;Snoke，1989)，抑或利用P波初動極性和 S/P振幅比聯合的HASH方法(Hardebeck，Shearer，2002，2003)。第二種方法相對于第一種方法大大降低了對臺站布局和大量P波初動的依賴程度。本文擬采用初動符號和垂直向SV/P的振幅比聯合方法 (梁尚鴻等，1984)計算2003～2009年寧夏南部及鄰近地區數字測震臺站運行期間記錄的中小地震的震源機制解。該時間段正好是“九五”數字測震臺站運行期間，臺站數較少(只有7個)，之后增至13個，因此，本文僅分析該時間段內的計算結果。然后通過系統聚類方法 (刁桂苓等，1992)分區分析該地區震源機制解的時空特征，并采用格點嘗試法 (許忠淮等，1983;許向彤等，1995)求取分區多個地震的平均節面解，據此推斷該區域的平均構造應力場方向。

1 方法與原理

梁尚鴻等 (1984)提出利用區域地震臺網垂直分量的Pg和Sg波位移振幅比資料測定小震震源機制。儀器記錄的直達P波和S波垂直分量最大值振幅比 (Ql)的對數可以表示為

式中，ih是離源角，θS，λ，δ分別為震源位錯面的方位角、傾角和滑動角，αS、βS分別為第S層介質中Pg和Sg波垂直波數，Cl為依賴于臺站位置的常數，與震源參量無關。

設震源參數真值為θS，λ，δ，記錄臺站數為N，那么各記錄中相應的最大振幅比觀測資料可表示為Ql=Ql(θS，λ，δ)(l=1，2，…，N)。如果層狀介質中一點錯震源的模型參數已知時，則可通過(1)式計算得到理論振幅比Ql(l=1，2，…，N)。然后可以通過用理論最大振幅比值與相應觀測資料擬合的方式求解震源機制參數。該方法具有對臺站布局和大量P波初動依賴程度低等優點。林紀曾和李幼銘 (1991)進行了人工數據檢驗，并且對臺站偏于一側時的資料處理能力及誤差進行了估計。結果表明，該方法不僅在正常情況下能夠得到很好的結果，而且在十分不利的資料條件下也可以給出令人滿意的結果。胡新亮等 (2004)的對比分析也進一步證實了利用數字地震記錄的Pg和Sg振幅比資料測定小震震源機制解的可靠性。張永久和程萬正 (2007)研究結果表明，利用數字地震記錄直達Pg和Sg波最大速度振幅比和仿真后的最大位移振幅比資料測定的同一地震的震源機制參數具有較好的一致性。因此，我們可以采用該方法直接量取直達Pg和Sg波最大速度振幅比測定小震震源機制參數，從而有效地利用小震資料，為進一步深入研究應力場提供豐富的小震震源機制參數資料。

2 資料處理

利用垂直向直達波初動和波振幅比計算中小地震震源機制解的過程中，要求所選取的地震至少有4個臺的資料可以提供計算，并且至少可以查到一個臺站記錄有清楚的P波初動方向。由此，本文選取2003年1月至2009年10月寧夏數字地震臺網記錄到的寧夏南部及鄰區40個ML≥3地震 (圖1)，利用穿過寧夏地區的4條人工地震測深結果 (楊明芝等，2007)抽取計算所需的地殼速度模型 (表1)，然后量取垂直向直達P、S波最大振幅。此處需要說明的是，為避免將Pn震相誤識為Pg震相，資料選取震中距小于200 km的記錄波形;為避免P11等震相混入Pg震相，只需在Pg和Sg到達的前幾個周期內量取最大振幅即可。最后計算各地震震源機制解，震源機制類型及分布見圖2(下半球投影)。

根據Ⅰ級活動地塊 (鄧起東等，2002)劃分結果和寧夏地區區域地質構造分布情況，將研究范圍 (35°～39°N，104°～108°E)劃分為兩個區(圖1)，分別為靈武—吳忠地區 (Ⅰ區，圖1中虛線所圍區域)和寧夏南部地區 (Ⅱ區，圖1中下虛線以南區域，東、西以Ⅰ級活動地塊邊界為界，粗實線為Ⅰ級活動地塊邊界，細黑線為斷層)，并分別研究兩個分區內P軸、T軸的優勢分布方向以及各分區構造應力場的特點。

表1 研究區域地殼速度模型Tab.1 The crustal velocity model in the study region

3 結果分析

3.1 系統聚類分析

采用最長距離法 (刁桂苓等，1992)，對寧夏南部及鄰區的40個地震震源機制解進行聚類分析，聚類后主要劃分為3類 (圖3，表2)，有2個地震的震源機制解較難聚類，且樣本量較少，此處不予討論。類型 (a)和類型 (c)均為走滑型，但主壓應力的方向成90°左右夾角，而且后者所包含的震源機制解數目僅為前者的1/3。因此，類型 (a)所代表的斷層錯動類型和應力場的方向占主導地位。從圖3a震源機制平均解結果看，走滑型地震主要受北東東向近水平的主壓應力和北北西向近水平的主張應力作用。類型 (b)顯示為正斷兼走滑型，平均解給出的主壓應力P軸方位和主張應力T軸方位分布為358°和112°，仰角前者大后者小，表明區域斷層受近南北向的近垂直壓力和近東西向的水平張力作用，但正斷型應力結構所包含的震源機制解數目僅占總數的25%，為走滑型應力結構所包含的震源機制解數目的1/3強。綜合來看，該區域主要受北東東向壓應力作用而形成右旋走滑型斷層，同時又帶有張性分量。

表2 研究區3種類型的中小地震震源機制平均解參數 (單位:(°))Tab.2 Parameters of average solutions of 3 types of focal mechanism of the medium and small earthquakes in the study area

3.2 分區構造應力場分析

把所求區域內每個小震震源機制解的P、T軸分別當成是向下和向上的“初動符號” (范俊喜等，2003)，利用格點嘗試法 (許忠淮等，1983)求解各研究區內的平均震源機制解和相應的P、N、T軸參數，具體結果列于表3。

表3 利用格點嘗試法給出的兩個研究分區的平均震源機制解 (單位:(°))Tab.3 Average focal mechanism solutions of two research areas by grid testing method

3.2.1 靈武—吳忠地區 (Ⅰ區)

將靈武—吳忠研究區內有節面解的12個地震不分震級大小，采用統計分析方法，按每10°間隔進行歸一化頻數計算，分別繪制震源機制P、T、N軸方位和仰角以及節面走向、傾角和滑動角玫瑰圖 (圖4)。該研究區內節面優勢方向分布近南北向。由滑動角分布看，該區域發生地震以正斷錯動類型為主。節面傾角分布表明發震斷層傾角主要分布在40°～60°之間。由圖4可知，主壓應力P軸總體優勢方向為NNE50°～60°，P軸仰角主要分布在50°～60°之間;主張應力T軸總體優勢方向為SSE30°～40°和 NNW60°～70°，T 軸仰角較小，主要分布在0°～30°之間;中間主應力N軸有兩個明顯的優勢分布方向，分別為近北東向和近北西向，N軸仰角主要分布在30°～40°之間。由此說明，該區域地震產生的震源區構造變形是近北東向發生壓縮，近北西向發生相對擴張。

筆者利用格點嘗試法求解靈武—吳忠地區12個地震的平均震源機制解 (圖5)，P軸方位為NE向，T軸方位為SE向，N軸近垂直。由此推斷，該區域構造應力場主應力方向以水平作用為主，地震產生的震源區構造變形是北東向發生壓縮，北西向發生相對擴張。

3.2.2 寧夏南部地區 (II區)

以同樣的方法對寧夏南部地區有節面解的28個地震，分別繪制震源機制P、T、N軸方位和仰角以及節面走向、傾角和滑動角玫瑰圖 (圖6)。該研究區內節面有3個較明顯的優勢分布方向，分別為近南北向、近東西向和近北東向。由滑動角分布看，該區域發生地震以正斷錯動類型為主，也有逆斷錯動。節面傾角分布表明發震斷層多為近垂直向。由圖6可以看出，主壓應力P軸總體優勢方向為近東西向SSW30°～40°，P軸仰角主要分布在20°～40°之間;主張應力T軸總體優勢方向為近北東向，T軸仰角主要分布在30°～40°之間;中間主應力N軸有兩個明顯的優勢方向，N軸仰角主要分布在30°～60°之間。由此說明，該區域地震產生的震源區構造變形是近北東向發生壓縮，近北西向發生相對擴張。

利用格點嘗試法求解寧夏南部地區28個地震的平均震源機制解 (圖7)，P軸方位為NEE向，T軸方位為NNW向，N軸近垂直。由此推斷，該區域構造應力場主應力方向以水平作用為主，地震產生的震源區構造變形是北東東向發生壓縮，北北西向發生相對擴張。

4 結論與討論

本文首先利用垂直向Pg和Sg波振幅比方法計算了2003年1月至2009年10月間寧夏南部及鄰區的40個中小地震震源機制解，然后對計算所得的40個地震震源機制解進行系統聚類及應力場分析，并利用格點嘗試法分區研究不同區域的平均震源機制解。本文給出的結果與前人對該區域的研究結果 (陳愛玲等，1981;李孟鑾，趙知軍，1986;趙知軍，劉秀景，1990)基本一致。本文具體結論如下:(1)系統聚類顯示該區域走滑型應力結構所包含的震源機制解數目占總數的75%，為正斷型應力結構所包含的震源機制解數目的3倍。綜合來看，該區域主要受北東東向壓應力作用而形成右旋走滑型斷層，同時又帶有張性分量。(2)靈武—吳忠地區 (I區域)構造應力場主壓應力方向以水平作用為主，地震產生的震源區構造變形是北東向發生壓縮，北西向發生相對擴張。(3)寧夏南部地區 (II區域)構造應力場主壓應力方向以水平作用為主，地震產生的震源區構造變形是北東東向發生壓縮，北北西向發生相對擴張。

河北省地震局馮向東高級工程師提供了計算軟件，格點嘗試使用了許忠淮教授編寫的程序，兩位評審專家提出了建設性的修改意見，在此一并致謝。

曹穎，吳小平，沈婭宏，等.2013.由震源機制解資料研究川滇地區構造應力場［J］．地震研究，36(2):165－172.

陳愛玲，趙淑蘭，呂德徽，等.1981.西海固地區構造應力場特征及其與地震活動性的關系［J］．西北地震學報，3(2):31－38.

陳連旺，陸遠忠，張杰，等.1999.華北地區三維構造應力場［J］．地震學報，21(2):140－149.

鄧起東，張培震，冉永康，等.2002.中國活動構造基本特征［J］．中國科學(D輯)，32(12):1020－1030.

刁桂苓，于利民，李欽祖.1992.震源機制解的系統聚類分析——以海城地震序列為例［J］．中國地震，8(3):86－92.

范俊喜，馬瑾，刁桂苓.2003.由小震震源機制解得到的鄂爾多斯周邊構造應力場［J］．地震地質，25(1):88－99.

胡新亮，刁桂苓，馬瑾，等.2004.利用數字地震記錄的P、S振幅比資料測定小震震源機制解的可靠性分析［J］．地震地質，26(2):348－353.

李孟鑾，趙知軍.1986.寧夏地區現代構造應力場及其與地震活動的關系［J］．地震研究，9(3):299－314.

李瑞莎.2008.利用大量震源機制解初步分析華北地區現今構造應力場的非均勻性特征［D］．北京:中國地震局地殼應力研究所.

李玉龍.1979.陜甘寧青四省區新構造與現代構造應力場及其動力來源的初步分析［J］．西北地震學報，4(1):1－10.

梁尚鴻，李幼銘，束沛鎰，等.1984.利用區域地震臺網P、S振幅比資料測定小震震源參數［J］．地球物理學報，27(3):247－257.

林紀曾，李幼銘.1991.粵東、閩南沿海小震震源參數的研究［J］．地震學報，13(4):420－429.

吳大銘，王培德，陳運泰.1989.用SH波和P波振幅比確定震源機制解［J］．地震學報，11(3):275－278.

武敏捷.2006.基于震源機制解的地震序列及區域應力場特征研究［D］．北京:中國地震局地震預測研究所.

許向彤，許忠淮，張東寧.1995.求震源機制P波初動解的格點嘗試概率法［J］．地震地磁觀測與研究，16(4):34－42.

許忠淮，閻明，趙仲和.1983.由多個小地震推斷的華北地區構造應力場的方向［J］．地震學報，5(3):268 －279.

楊明芝，馬禾青，廖玉華.2007.寧夏地震活動與研究［M］．北京:地震出版社.

張永久，程萬正.2007.用Pg、Sg波速度振幅比求小震機制解的可行性研究［J］．中國地震，23(4):366－374.

趙知軍，劉秀景.1990.寧夏及其鄰區地震活動帶與小區域構造應力場［J］．地震地質，12(1):31－46.

Ellsworth W.L.，Xu Z.H..1980.Determination of the Stress Tensor from Focal Mechanism Data［J］．EOS Trans Amer Geophys Union，61:1117.

Hardebeck J.L.，Shearer P.M..2002.A New Method for Determining First-motion Focal Mechanisms［J］．Bull.Seismol.Soc.Am.，92:2264 －2276，doi 10.1785/0120010200.

Hardebeck J.L.，Shearer P.M..2003.Using S/P Amplitude Ratio to Constrain theFocalMechanismsofSmallEarthquakes ［J］．BSSA.93，2434 －2444，doi 10.1785/0120020236.

Mckenzie D.P..1969.The Relationship between Fault Plane Solution for Earthquakesand Directions ofthe PrincipalStresses ［J］．Bull.Seismol Soc.Am.，59:591 －601.

Michael A.J..1987.Use of Focal Mechanism to Determine Stress:A Control study［J］．Jour Geophys Res.，92(B1):357 －368.

Snoke J.A.，Munsey J.W.，Teague A.G.，et al..1984.A Program for Focal Mechanism Determination by Combined Use of Polarity and SV－ P Amplitude Ratio Data［J］．Earthquake Notes，55(3):15 － 20.

Snoke J.A..1989.Earthquake Mechanism［A］//James D E.Encyclopedia of Geophysics［C］．New York:Van Nostrand Reinhold Company，239－245.

Yamakawa N..1971.Stress Fields in Focal Regions［J］．Jour.Phys.Earth，19:347 －353.