2021年西藏比如MS6.1地震序列發震構造分析

李玉麗 李啟雷

摘要：利用雙差定位方法對西藏比如MS6.1地震序列141次ML≥2.0地震進行重新定位，采用CAP波形反演方法獲得主震的震源機制解，并運用最小空間旋轉角方法比較不同機構發布的震源機制解的差異。重新定位后主震震中位置為（31.924°N，92.824°E），靠近余震區中心，震源深度為12.8 km;余震分布沿NE向展布，長約18 km。沿NE向深度剖面結果顯示，在主震右上方存在5 km×10 km的近橢圓形地震破裂空區。主震的震源機制解為正斷兼走滑型，最佳矩心深度為9.3 km，矩震級為5.98。結合重新定位后余震分布、主震與歷史地震震源機制解及地質構造背景等分析，認為具有左旋運動性質的安多南緣斷裂可能是該次地震序列的主要發震構造。

關鍵詞：比如MS6.1地震;雙差定位;震源機制;發震構造

中圖分類號：P315.33 文獻標識碼：A 文章編號：1000-0666（2022）01-0054-12doi：10.20015/j.cnki.ISSN1000-0666.2022.0007

0 引言

地震定位是地震學的最基本問題之一，精確的地震定位對于地震預警和應急救援至關重要，地震序列的精確定位有助于認識發震斷裂特征和發震構造，為震后趨勢判斷提供預測依據和參考。Waldhauser和Ellsworth（2000）提出的雙差地震定位法是一種有效的地震相對定位方法，該方法提出后，在國內地震重定位研究中得到廣泛應用。楊智嫻等（2003）首先將雙差定位法應用于我國中西部地區的地震精確定位，得到該地區地震活動與更加精細的震源深度分布圖像;李樂等（2007）應用雙差定位法對首都圈及其鄰區的地震進行重定位，結合人工地震勘探結果分析了首都圈地區的地震震源深度分布及地質構造特征;陳翰林等（2009）將雙差定位法與波形互相關技術相結合對龍灘庫區地震進行精確定位，通過對定位結果的比較，發現引入波形互相關技術的雙差定位法可以提高地震定位的精度和質量;張廣偉等（2011）、梁姍姍等（2018）和劉亢等（2018）將雙差定位法分別應用于華北地區小震精定位、九寨溝MS7.0強震的余震重定位和阿爾金地震帶東段地震的精定位;易桂喜等（2019）、劉兆才等（2019）、徐志國等（2021）等也應用該定位法取得了很好的定位結果。

2021年3月19日9時15分，西藏那曲市比如縣（31.94°N，92.74°E）發生MS6.1地震，震源深度為10 km。此次地震是繼2020年7月23日尼瑪MS6.6地震后西藏地區時隔239天再次發生的6級以上地震，災害范圍波及比如縣、色尼區、索縣、聶榮縣、巴青縣5個縣（區），7 000余間房屋出現不同程度裂縫。地震發生后，美國地質調查局（USGS）等機構發布了此次地震的震源機制解信息，但各家機構的結果不盡相同，且震源機制解得到的2個共軛的斷層破裂面在震中附近都能找到對應的發震構造，難以確定哪個節面為發震斷層面。此次地震雖然距離安多南緣斷裂僅16 km，但余震未呈現出明顯的優勢展布方向，并且由于震中位于地震監測能力薄弱區，臺網初始定位結果（震源參數）也可能存在一定偏差。為分析此次地震序列的時空分布特征與發震構造，本文應用雙差定位方法對比如地震序列重新定位，利用CAP方法（Zhao，Helmberger，1994;Zhu，Helmberger，1996）進行震源機制反演，并結合重新定位、震源機制、地質構造背景等對比如MS6.1地震發震構造和斷層形態作初步分析。

1 構造背景

比如MS6.1地震震中位于安多盆地的東南部。該區域以正斷層活動為主，主要邊界斷裂包括安多南緣斷裂、安多北緣斷裂、錯那湖東緣斷裂和西緣斷裂共4條第四紀正斷層，其中活動強度最大的斷裂為安多北緣斷裂，其次為安多南緣斷裂和錯那湖東、西兩側邊界斷裂（吳中海等，2005），這些斷裂均為全新世活動斷裂（圖1）。安多北緣斷裂和安多南緣斷裂控制形成安多盆地，錯那斷裂控制形成錯那盆地。安多盆地總體呈NNE走向（馬保起等，2003），附近主要斷裂還有怒江斷裂帶、安多—色哇斷裂、錯那西南斷裂、錯那—安多斷裂和崩措斷裂等（鄧啟東等，2002）。震區地質構造復雜，既有NW走向右旋性質的走滑斷裂，也存在NE走向的左旋走滑斷裂，還發育了近SN向、以正斷性質為主的張性斷裂。不同類型、不

同運動性質的活動斷裂密集分布、犬牙交錯。由于震中位于高海拔地區，地形復雜，地質調查研究程度相對較低，因此地震學者對于本次地震的發震構造與發震機制存在不同認識。

2 數據資料與速度模型

本文使用的地震觀測報告為西藏自治區地震臺網產出，觀測數據來自于比如MS6.1地震震中400 km范圍內西藏測震臺網與青海測震臺網內的13個地震監測臺站（圖2），其中100 km以內臺站1個（NAQ），200～300 km范圍內7個，300～400 km范圍內5個。由于震中所處位置地震監測臺網密度較低，為了在保證定位精度的同時又有足夠多的觀測數據，從中篩選出有4個以上臺站記錄、6個以上震相數據的141次ML≥2.0地震事件進行重新定位。重新定位選用的震相共1 415條，其中Pg震相849條，Sg震相566條，平均每個地震約有10個震相。為檢查觀測報告中震相數據的可靠性，我們繪制了直達P波和S波的震相走時曲線（圖3）。從圖3可以看出，震相走時整體上離散度較小，相同震中距的震相走時誤差基本在5 s以內;由于在震中距100～200 km范圍內無地震觀測臺站，故缺少震相觀測數據。

為盡量減小速度模型對重新定位和震源機制反演的影響，本文借鑒了有關學者在比如地震序列附近獲得的地殼速度結構研究成果。趙文津等（2004）通過跨越縫合帶的綜合地球物理和地質調查研究，查明了班公湖—怒江縫合帶的深部結構和構造，剖面地殼的速度結構分為5層：①速度小于5.0 km/s、厚度為5.0 km的沉積層;②速度為5.3～5.8 km/s、厚度為4～25 km的沉積層;③速度為5.9～6.3 km/s的地層;④速度為6.5～7.3 km/s、厚度為30～35 km的地層;⑤速度為8.0 km/s、厚度為60～70 km的Moho層。李永華等（2006）采用接收函數反演方法對拉薩及羌塘塊體的地殼厚度與低速層的分布等進行了研究，結果顯示拉薩塊體地殼厚度為70～73 km、羌塘塊體地殼厚度為59～67 km。本文采用的速度模型1綜合了上述兩位學者的研究成果，見表1。為進行比較分析，速度模型2采用劉巧霞等（2012）的研究模型。本文采用兩種速度模型進行地震序列重定位，由于模型1更接近震源區且定位殘差更小，因此本文在重新定位時主要使用模型1。

3 地震重新定位

3.1 雙差定位法

本文采用Waldhauser和Ellsworth（2000）提出的HypoDD雙差定位法進行重新定位。該方法的應用基于兩個前提條件：一是2個地震的震源距遠小于震中距;二是震源區的速度結構是基本均勻的。如果條件成立，2個地震到同一臺站的走時差可歸因于其空間位置的高精度偏移量。雙差定位方法依據這一事實將同一臺站記錄到的每兩個事件組成一個地震對，使每個臺站、每個地震對的觀測和理論走時差的殘差最小。因為同時結合了絕對定位和相對定位的優點，與震相觀測目錄定位結果相比，雙差定位的不確定性改進了一個數量級（Waldhauser，Ellsworth，2000）。

本文采用奇異值分解法（SVD）求解雙差方程，主要基于以下原因：一是由于比如MS6.1地震震中區域的地震監測能力特別薄弱，區內地震監測臺站分布稀疏且不均勻，距離震中最近的NAQ臺震中距超過80 km，故區域地震臺網采用絕對定位方法得到的震源位置參數精度不夠理想，而SVD方法可以提供更為細致、可靠的誤差估計（房立華等，2013）;二是本次地震序列事件數目較小，現有計算機硬件配置可以滿足計算要求。在重新定位計算時，設置每個地震事件最大連接數為141，每個地震對最小連接數和最小觀測數都設為6，最大連接數為50，地震對之間的最大震源距為40 km，事件對到臺站的距離小于400 km。由于S波作為續至波，其到時拾取精度要低于P波到時，計算時P波和S波分別賦予權重1和0.5。

3.2 重新定位結果

采用SVD方法重新定位后得到106個地震的震源位置參數，為原來地震總數的77.3%，相對誤差為：EW向0.6 km、NS向0.9 km、UD向2.0 km（圖4a）。由于本次地震序列樣本數較少，為更客觀分析各個分量定位誤差，利用 bootstrap方法重新估計定位誤差大小。經過10 000次重采樣，得到各分量在95%置信區間內平均誤差為：EW向 0.7 km、NS向0.95 km、UD向1.96 km（圖4b），與SVD方法得到的誤差分析結果基本一致。以上兩種方法得到的垂直向的誤差水平都遠大于水平向。一些學者研究結果也表明，在臺站分布相對稀疏、震中距遠大于震源深度的情況下，垂直向震源深度誤差往往會比水平向大得多（趙云峰等，2013;鄭勇，謝祖軍，2017;Michelini，Lomax，2004）。

重新定位前，約75%的地震震源深度分布在25～30 km，其中約42%的地震震源深度為25 km，只有約10%的地震震源深度在15 km以內;重新定位后震源深度主要分布在5～25 km，約62%的地震震源深度集中在10～17 km（圖5）。采用模型1和模型2得到的主震的震源深度分別為12.8 km和15.2 km，均與震相報告給出的主震震源深度29 km差別較大。為分析本文結果的可靠性，將其與不同機構發布的震源參數進行對比，見表2。

由表2可知，中國地震臺網中心（CENC）與歐洲—地中海地震臺網中心（EMSC）根據震相到時數據測定的主震震源深度均為10 km，美國地質調查局（USGS）、全球地震矩心矩張量解（GCMT）與德國地學研究中心（GFZ）通過震源機制反演獲得的震源深度分別為11.5 km、19.4 km、8 km。由此可以看出，本文采用兩種模型的重新定位結果及其它機構的發布結果中主震震源深度均在20 km以內，各家機構震源深度的平均值為11.9 km，與本文采用速度模型1得到的震源深度12.8 km接近，因此本文的重定位結果是可靠的。另外，重新定位得到的主震震源深度可作為地震的起始破裂深度，而波形反演可確定主震的矩心深度（李志偉等，2015;王爍帆等，2019;鄭勇，謝祖軍，2017）。

重新定位后余震分布比重新定位前更加叢集（圖6），沿著NE—SW向（AA剖面）呈條帶狀分布，長約18 km，余震展布在主震左側寬約15 km、在主震右側寬約12 km。重新定位前BB兩側地震數量存在顯著差異，重定位后呈不均勻分布，左側地震更密集，約占地震序列總數的80%。重新定位后主震震中位置為（31.924°N，92.835°E），相對初始結果向東移動約12 km。USGS、EMSC和 GFZ發布的主震震中位置（表2）與本文重新定位后的主震震中位置分別相距7.5 km、11 km、7 km，而與CENC正式測定結果分別相距16.6 km、20 km、15.7 km。從圖6b可以看出，本文重定位后的主震位置不僅更加靠近余震區的中心，也大致處于其它機構測定震中連線所包圍區域的中心，表明本文的重新定位結果可信度較高。

為分析斷層在深部的展布形態與發震構造，分別沿AA、BB作2條垂直剖面。從圖7a可以看出，在主震位置右上方存在約5 km×10 km的地震破裂空區（紅色圓角矩形），在地震空區內可能存在高強度障礙體，使得地震破裂未穿過障礙體而是繞過它在其周圍傳播（呂政，李吉田，1989）。地震序列主體發生在障礙體的左下方，破裂傳播未受到阻礙，地震基本呈均勻分布，MS≥3.0地震主要集中分布在主震附近。地震破裂區域從SW到NE方向逐漸縮小，3月23日MS4.2地震發生在障礙體右上方，其震源深度約6.0 km，與采用CAP反演得到的最佳擬合震源深度6.5 km基本相當。巖石壓裂實驗可以為障礙體存在與否提供參考。根據許昭永和胡毅力（1997）的實驗結果，隨著所受應力的增加，障礙體（硬包體）周圍的破裂增加，當應力達到最大后，障礙體的棱角與微破裂減少，而外圍又重現微破裂。需要指出的是，由于余震數量較少，文中描述的空區是否真實存在還需進一步研究考證。

在圖7b中，沿著地震優勢分布方向作中線F（傾角約52.5°），F兩側的地震分布略有差異，在小于15 km深度范圍內，F左側地震分布范圍窄且稀疏，F右側地震分布范圍大且數量更多;在大于15 km深度范圍，F左側地震分布范圍與數量都大于F右側。F兩側震源深度分布范圍也存在一定差別，在其左側主要集中在8～25 km，而在其右側從5 km深度延伸到18 km，斷距達到3 km，似乎帶有正斷層的錯動活動特征。根據誤差分析結果，震源深度誤差達到千米級，遠大于6級地震位錯的量級。由于重新定位結果受到臺網布局、地殼速度模型、震相數量及讀取精度等影響，剖面兩側的深度差不代表上、下兩盤的實際位錯量。另外，考慮到當地特殊的盆嶺地貌特征（艾印雙，鄭天愉，1997;韓同林，1995;馬保起等，2003;Tapponnier et al，1981），比如MS6.1地震發生前斷裂兩側可能已存在斷層崖或陡坎，目前位錯量可能已疊加了多次歷史錯動的結果。

4 震源機制解與構造應力場分析

4.1 CAP方法

CAP（Cut-and Paste）方法是一種基于區域臺網地震波形記錄估計震源參數的全波形地震矩張量解反演方法，該方法將寬頻帶地震記錄分成體波（Pnl）和面波（Snl）兩個部分，并賦予不同的權重進行震源機制反演。因為體波部分包含sPg、sPL、sPn以及sPmP等深度震相信息（羅艷，2010;鄭勇，謝祖軍，2017;Dziewonski et al，1981;Ekstrm et al，2012），所以使用該方法可獲得相對準確的震源矩心深度。由于采用近震擬合，CAP方法不僅可以提高數據信噪比和反演精度，還能降低對臺站數量和方位角分布的要求（李志海等，2014），同時其反演結果對速度模型和地殼橫向變化的敏感性、依賴性也相對較?。ㄒ坠鹣驳龋?019;鄭勇，謝祖軍，2017）。本文利用該方法反演比如MS6.1地震序列中MS≥3.5地震的震源機制解，并計算震源深度。

4.2 歷史地震震源機制解與構造應力場分析

圖8為GCMT網站發布的1990—2019年比如地震震中周邊地區33次MS≥4.5地震的震中位置與震源機制解，結果顯示有21次（63.6%）地震震源機制以正斷層型為主，其余以走滑型為主。斷層優勢走向為近SN向或NE-SW向，傾角集中在30°～90°，高傾角地震居多，滑動角主要分布在-120°～-60°、-180°～-150° 和-30°～0;主壓應力P軸優勢方位為NNE向，主張應力T軸優勢方位為近水平的NWW-SEE向（圖9）。從歷史地震震源機制結果看，比如地區斷層走向與斷層類型比較復雜，存在多種可能，但主壓應力方向比較明確，與青藏高原受到的印度洋板塊由SW向至NE向擠壓作用一致，主張應力方向與區域廣泛存在的近NW向拉張構造背景吻合，從1990年6月2日西藏聶榮北MS5.3地震到2021年比如MS6.1地震的31年間，區域主張應力與主壓力方向未發生明顯變化，說明該區域受到的近NS向擠壓、近EW向拉張的構造應力場是持續且穩定的。

4.3 震源機制解

利用CAP方法反演得到比如MS6.1地震的震源機制解與震源矩心深度（表2）。圖10為比如MS6.1地震的震源機制解隨震源深度變化的擬合度分布圖。由圖可知，震源深度小于5 km時，震源機制解變化較大;震源深度為5～23 km時，震源機制解隨深度的變化很小，反演結果穩定;當震源矩心深度為9.3 km時，反演殘差達到極小值。圖11展示了比如MS6.1地震的理論地震圖與觀測波形擬合圖。在40個擬合分量中，95%的分量相關系數大于0.7，80%的分量相關系數大于0.8，二者具有較好的擬合關系。

由于不同機構采用資料和方法不同，得出的震源機制解是離散的，尤其以T軸的不確定性范圍為最大（圖12）。圖12a中的黑色弧線表示中心震源機制的兩個節面，綠色弧線覆蓋區域為其不確定范圍;紅色、藍色和黃色的點表示中心震源機制解的P軸、T軸和B軸，其周圍對應顏色的封閉曲線表示其不確定性范圍;綠點和黑點表示各家機構得到的震源機制的P軸和T軸的投影;紫色弧線表示各機構得到的震源機制節面。圖12b中的壓縮區域和膨脹區域分別用藍色和紅色表示。

為了比較多個震源機制解的離散度和分析本文震源機制解的可靠性，筆者采用萬永革（2019）提出的最小三維空間旋轉角方法，將待定震源機制中心解與所有震源機制解的最小空間旋轉角的平方和作為目標函數，分別以各個機構的震源機制解作為初始解，應用Levenberg-Marquartdt（LM）算法進行快速迭代尋找最優解，比較得到標準差最小的解作為多個震源機制解的中心解（表3）。

經過計算，以本文震源機制解作為初始解得到的中心震源機制解的標準差最小。壓應力P軸的不確定范圍：走向為173.12°～212.01°、傾角為 50.63°～67.76°;張應力T軸的不確定范圍：走向為284.50°～309.50°、傾角為-3.68°～18.05°;B軸的不確定范圍：走向為18.58°～43.58°、傾角為22.78°～37.61°。

在表3列出的不同機構的震源機制解中以本文結果標準差最小，且各節面參數在區域歷史地震震源機制解的優勢分布范圍內，說明本文結果是可靠的，可以作為分析比如MS6.1地震發震構造的依據。需要指出的是，LM算法是一種信賴域算法，迭代計算前必須選定一個接近“真實解”的初始解對目標函數進行建模近似，求取近似最優解;當使用不同的初始值時，得到的結果也存在差別。因此，標準差最小的震源機制解隨選取的震源機制樣本不同而變化，當選擇不同機構的震源機制解進行迭代反演時結果可能會有所改變。

表4列出了比如MS6.1地震序列中MS≥3.5余震的震源機制解和震源深度反演計算結果。從表中可以看出這4次較大余震的震源機制類型與主震一致，均為正斷型地震，部分地震具有少量正斷運動分量，走向略有差異，既有NNE向，也有NNW向。余震震源機制不同反映出區域應力在主震發生后不同時間、不同位置的應力調整變化。

5 發震構造初步分析

安多南緣斷裂是安多—錯那湖盆地的南部邊界，長約40 km，走向NE50°～60°，該斷裂歷史上未有6級以上地震記載。吳中海等（2005）根據實地地表調查，未發現晚更新世以來沖、洪積扇所形成的年輕斷層崖，認為該斷裂的活動主要集中在晚更新世之前。根據重新定位結果，距離比如MS6.1地震震中最近的斷裂為安多南緣斷裂，重新定位得到主震的震源深度為12.8 km，CAP反演得到主震的矩心深度為9.3 km，兩者深度差異達到3.5 km。吳忠良等（2002）在研究全球CMT目錄時發現逆沖型和正斷型淺源地震的震源起始深度一般大于矩心深度。這個現象可能反映了主震破裂起始于深部然后向淺部發展（王爍帆等，2019;鄭秀芬等，2009）。

本文震源機制解與USGS、GCMT、GFZ等機構的震源機制解及不同機構確定的中心解（表2）對比顯示，比如MS6.1地震是1次正斷兼走滑型地震，節面Ⅰ為NNW-SSE向正斷兼右旋走滑斷層，節面Ⅱ為NE-SW向正斷兼左旋走滑斷層。結合重新定位后余震分布、深度剖面及構造背景等分析，認為安多南緣斷裂可能是比如MS6.1地震的主要發震構造，斷層面為節面Ⅱ（走向230°、傾角52°、滑動角-39°），主壓應力軸走向為NE-SW向（203°）、傾角52°;主張應力軸走向為NW-SE向（107°），傾角5°。

6 結論

本文采用雙差定位方法對比如MS6.1地震序列中141次ML≥2.0地震進行了重新定位，利用CAP波形反演方法得到主震震源機制解和矩心深度，初步分析了此次地震的發震構造及斷層，主要得到以下結論：

（1）1990—2019年比如周邊地區33次MS≥4.5地震的震源機制解結果顯示，近2/3的地震震源機制以正斷層型為主，其余地震為兼有正斷分量的走滑型，說明該區域地震活動受到正斷層活動斷裂帶的控制。主壓應力P軸優勢方位為NNE向，主張應力T軸優勢方位為近水平的NWW-SEE向，構造應力場呈現近NS向擠壓、近EW向水平拉張的特征。

（2）重新定位后地震呈現條帶狀分布特征，優勢展布方向為近NE向，主震震中位置為：（31.924°N，92.835°E），震源深度12.8 km。深度剖面顯示，在主震右上部存在明顯的破裂空區，空區外部的地震沿深度剖面基本呈均勻分布，并且在震中平面圖BB剖面兩側地震分布數量存在顯著差異，初始定位結果中也存在類似現象。推測在空區內可能存在強度較大的障礙體，阻斷了地震破裂向此方向傳播，使得15 km深度以內區域地震破裂不均勻。

（3）通過CAP方法反演不同震源深度地震的震源機制，得到擬合誤差最小時主震矩心深度為9.3 km，矩震級為5.98，震源機制解為節面Ⅰ走向347°、傾角60°、滑動角-135°，節面Ⅱ走向230°、傾角52°、滑動角-39°，與區域歷史地震震源機制相符。綜合重新定位、震源機制及地質構造背景等分析，認為2021年比如MS6.1地震發震構造可能是NE走向且具有左旋運動性質的安多南緣斷裂，斷層的節面可能為走向230°、傾角52°、滑動角-39°。

本文大部分圖件使用了Wessel 和 Smith的 GMT軟件繪制，青海與西藏數字地震臺網提供了地震觀測資料，在此表示誠摯的謝意。

參考文獻：

艾印雙，鄭天愉.1997.青藏高原地震活動及其構造背景[J].地球物理學進展，12（2）：30-40.

陳翰林，趙翠萍，修濟剛，等.2009.龍灘水庫地震精定位及活動特征研究[J].地球物理學報，52（8）：2035-2043.

鄧起東，張培震，冉永康，等.2002.中國活動構選基本特征[J].中國科學：地球科學，32（12）：1020-1030.

房立華，吳建平，王未來，等.2013.四川蘆山Ms7.0級地震及其余震序列重新定位[J].科學通報，58（20）：1901-1909.

韓同林.1987.西藏活動構造[M].北京：地質出版社.

韓同林.1995.關于“對《西藏活動構造》一書中有關問題討論”的答復[J].地質論評，3：96-98.

李樂，陳棋福，陳颙，等.2007.首都圈地震活動構造成因的小震精定位分析[J].地球物理學報，22（1）：34-34.

李永華，吳慶舉，田小波，等.2006.青藏高原拉薩及羌塘塊體的地殼結構研究[J].地震學報，28（6）：586-595.

李志海，鄭勇，謝祖軍，等.2014.2012年6月30日新疆新源—和靜MS6.6地震發震構造初步研究[J].地球物理學報，57（2）：449-458.

李志偉，黃志斌，王曉欣，等.2015.USGS地震目錄中4～5級震源深度異常地震可靠性初步研究：以南北地震帶若干地震為例[J].地球物理學報，58（4）：1236-1250.

梁姍姍，雷建設，徐志國，等.2018.2017年四川九寨溝MS7.0強震的余震重定位及主震震源機制反演[J].地球物理學報，61（5）：2163-2175.

劉亢，李海兵，王長在，等.2018.基于小震定位與震源機制解信息的阿爾金斷裂帶東段構造轉換研究[J].地球物理學報，61（11）：4459-4474.

劉巧霞，楊卓欣，莘海亮，等.2012.玉樹MS7.1級地震部分余震重新定位及發震構造分析[J].地球物理學報，55（1）：146-154.

劉兆才，萬永革，黃驥超等.2019.2017年精河MS6.6地震鄰區構造應力場特征與發震斷層性質的厘定[J].地球物理學報，62（4）：1336-1348.

呂政，李志田.1989.唐山地震的震源過程——可能存在的障礙體[J].東北地震研究，5（1）：43-52.

羅艷.2010.中小地震震源參數研究[D].合肥：中國科學技術大學，5-10.

馬保起，蘇剛，侯治華，等.2003.西藏安多北斷裂晚第四紀活動的基本特征[J].地殼構造與地殼應力文集，（1）：38-44.

萬永革.2019.同一地震多個震源機制中心解的確定[J].地球物理學報，62（12）：4718-4728.

王爍帆，曾祥方，王向騰，等.2019.發生在新生斷裂上的云南景谷地震震源深度及與脆韌性轉換帶關系探討[J].科學通報，64（4）：474-484.

吳中海，趙希濤，吳珍漢，等.2005.西藏安多—錯那湖地塹的第四紀地質，斷裂活動及其運動學特征分析[J].第四紀研究，25（4）：490-502.

吳忠良，黃靜，周公威.2002.震源深度與矩心深度的分布特征及其與震源機制類型之間的關系[J].中國地震，18（4）：337-337.

徐志國，梁姍姍，張廣偉，等.2021.2021年5月22日青?，敹郙S7.4地震發震構造分析[J].地球物理學報，64（8）：2657-2670.

許昭永，胡毅力.1997.含硬包體試樣微破裂圖象演變過程的實驗研究[J].地震學報，19（3）：317-322.

楊智嫻，陳運泰，鄭月軍，等.2003.雙差地震定位法在我國中西部地區地震精確定位中的應用[J].中國科學：地球科學，33（B04）：129-134.

易桂喜，龍鋒，梁明劍，等.2019.2019年6月17日四川長寧MS6.0地震序列震源機制解與發震構造分析[J].地球物理學報，62（9）：3432-3447.

張廣偉，雷建設，謝富仁，等.2011.華北地區小震精定位及構造意義[J].地震學報，33（6）：699-714.

趙文津，劉葵，蔣忠惕，等.2004.西藏班公湖—怒江縫合帶：深部地球物理結構給出的啟示[J].地質通報，23（7）：623-635.

趙云峰，王衛東，祝意青，等.2013.雙差地震定位法誤差定量分析[J].地震研究，36（2）：178-184.

鄭秀芬，歐陽飚，張東寧，等.2009.“國家數字測震臺網數據備份中心”技術系統建設及其對汶川大地震研究的數據支撐[J].地球物理學報，52（5）：1412-1417.

鄭勇，謝祖軍.2017.地震震源深度定位研究的現狀與展望[J].地震研究，40（2）：167-175.

Dziewonski，A M，Chou T A，Woodhouse J H.1981.Determination of earthquake source parameters from waveform data for studies of global and regional seismicity[J].Journal of Geophysical Research，86（B4）：2825-2852.

Ekstrm G，Nettles M，Dziewonski A M.2012.The global CMT project 2004-2010：Centroid-moment tensors for 13，017 earthquakes[J].Physics of the Earth and Planetary Interiors，200-201：1-9.

Michelini A，Lomax A.2004.The effect of velocity structure errors on double-difference earthquake location[J].Geophysical Research Letters，31（9）：L15614.

Tapponnier P，Mercier J L，Armijo R.1981.Field evidence for active normal faulting in Tibet[J].Nature，294（3）：410-414.

Waldhauser F，Ellsworth W L.2002.A double-difference earthquake location algorithm：Method and application to the Northern Hayward Fault，California[J].Bulletin of the Seismological Society of America，90（6）：1353-1368.

Zhao L S，Helmberger D V.1994.Source estimation from broadband regional seismograms[J].Bulletin of the Seismological Society of America，84（1）：91-104.

Zhu L P，Helmberger D V.1996.Advancement in source estimation techniques using broadband regional seismograms[J].Bulletin of the Seismological Society of America，86（5）：1634-1641.

Preliminary Study of the Seismogenic Structure of the Biru，Tibet MS6.1 Earthquake

LI Yuli，LI Qilei

（Qinghai Earthquake Agency，Xining 810001，Qinghai，China）

Abstract

The Double-difference location method is used to relocate the Biru，Tibet MS6.1 earthquake sequence，and the optimized focal parameters of the mainshock and the distribution characteristics of the aftershocks are obtained;the epicenter of the mainshock is located at 31.924°N，92.824°E，and the focal depth is 12.8 km.The aftershocks are mainly distributed along the NE direction，with a length of 18 km or so.The depth profile in NE direction shows that there is an obvious seismic gap on the upper right part of the mainshocks sourece，and the earthquakes outside the gap evenly distribute along the depth profile.This may be due to the obstacles in the seismic gap，which block the propagation of seismic ruptures in this direction.By using the CAP（Cut and Paste）waveform inversion method，the following parameters of the Biru eartqhuake are got：the depth of the optimal moment center of the main shock is 9.3 km.The moment magnitude MW=5.98，and the focal mechanism solutions of the main shock—Nodal plane I has a strike of 347°，an inclination of 60°，a sliding angle of-135°.Nodal plane II has a strike of 230°，a dip of 52°，a sliding angle of-39°.P-axis has a strike of 203°，a dip of 52°.T-axis：strike=107°，inclination=5°.The difference between the focal depths obtained by the relocation method and the CAP waveform inversion method may reflect that the rupture of the mainshock starts in the deep and then develops to the shallow.The relocated aftershocks distribution，the focal mechanism solutions of mainshock，the historical earthquakes and geotectonic settings reveal that the normal，left-lateral，and strike-slip fault along the southern margin of the Anduo Basin may be the main seismogenic structure of the Biru MS6.1 earthquake，and the seismogenic fault plane is nodal plane II.

Keywords：the Biru MS6.1 earthquake;the Double-difference reloction;focal mechanism;seismogenic structure