松原地區地震發震機制與遷移特點研究

阮慶豐，劉俊清，田有,3,4，劉財,3*，張宇，蔡宏雷

1 吉林大學地球探測科學與技術學院，長春 130026 2 吉林建筑大學測繪與勘查工程學院，長春 130118 3 吉林大學地球信息探測儀器教育部重點實驗室，長春 130026 4 長白山火山綜合地球物理教育部野外科學觀測研究站，長春 130021 5 吉林省地震局，長春 130117

0 引言

松原地區主要包括松原市、前郭縣和長嶺縣等，該地區歷史地震記錄很少，僅1119年發生過前郭63/4級地震(吳戈等，1987；邵博等，2020).但自2003年以后地震活動增強，2003年松原地區發生小規模震群，2006年3月31日發生乾安MS5.0地震，2013年發生前郭MS5.8震群，該震群共發生5次MS5.0～5.9地震，2017年7月23日發生松原寧江區MS4.9震群，2018年5月28日發生松原寧江區MS5.7地震，2019年5月18日發生松原寧江區MS5.1地震.有研究表明松原地區地震主要在區域構造應力場作用下發生(盤曉東等，2007；吳微微等，2014；盧燕紅等，2017；李君和王勤彩，2018；劉俊清，2018；李君等，2019；李洪麗等，2021).Su等(2020)綜合分析了2017—2019年松原地震的余震定位和同震位移場，認為震源區存在書斜式斷層，且第二松花江斷裂受太平洋板塊俯沖影響從約4500萬年前順時針旋轉至今，共旋轉了14°，在旋轉過程中被激活從而誘發了地震.還有一些研究表明，該地區多數地震與地下的流體有關，震源區下方存在明顯低波速異常，這些低波速異常可能與太平洋板塊深俯沖至地幔轉換帶形成“大地幔楔”(Lei and Zhao，2005，2006；雷建設等，2018；Ma et al.，2018)中熱物質上涌所攜帶的流體作用于斷裂帶有關(梁姍姍等，2019；楊宇等，2019；Zhang et al.，2019；Xu et al.，2020).上述研究表明，松原地區地震序列十分復雜，而區域內主要斷裂，第二松花江斷裂和松原—肇東斷裂均為隱伏斷裂，導致該地區地震的發震機制與遷移特點尚無明確解釋.近年來，松原地震活動頻繁發生，已造成一定經濟損失和廣泛的社會影響，研究地震的構造機制對地震活動規律、地震成因、區域構造活動狀態、地震預警和有效防災減災等有重要科學和現實意義.

前人對于松原地區地震的研究，主要集中于大地震或局部震群的發震機制，缺乏2003年以來松原地區地震的總體分布特征、遷移特點及發生機制的研究，特別是本研究發現長嶺地區在2003—2018年期間地震活動較弱，而2019—2021年地震活動明顯增強.本研究采用HYPOINVERSE-2000方法對2003年1月至2021年2月松原地區吉林省地震臺網記錄的地震事件的震源位置進行了絕對定位，采用雙差層析成像方法構建松原震區中、上地殼三維速度結構，結合震源機制解和大地電磁研究等結果，深入探討了松原地區地震的發震機制和遷移特點，對未來該地區的地震危險性進行了評價.

1 區域地質背景

松遼盆地位于中國的東北部，整體呈北北東走向，東西寬約為330～370 km，南北長約為750 km，總面積約為26萬km2，處于東經119.67°—128.4°和北緯42.42°—49.38°之間.在全球范圍內，松遼盆地發育有最典型的陸相白堊紀沉積地層，是世界上典型的陸相沉積盆地之一.在構造上，松遼盆地位于中亞造山帶(Sengor and Natal′in，1996)的東段，是古太平洋、蒙古—鄂霍茨克洋和古亞洲洋三大構造域的重疊區域.松遼盆地的形成與演化自侏羅紀開始主要經歷了4個時期，分別是軟流圈熱物質上涌時期、構造拉伸時期、拉伸后沉降和后期的結構改造時期，其主要動力學來源是西太平洋板塊的俯沖作用以及蒙古—鄂霍茨克洋的閉合作用(Wei et al.，2010；Ying et al.，2010；Ma et al.，2018).前寒武紀—中生代的變質巖和巖漿巖組成了盆地的基底(Wu et al.，2001；Wang et al.，2006；Pei et al.，2007)，其上為中、新生代陸相沉積蓋層(Wu et al.，2001).

盆地內部斷裂十分發育，斷裂走向主要為北東向和北西向.區域內的主要斷裂為松原—肇東斷裂和第二松花江斷裂(圖1).本研究中的第二松花江斷裂是狹義上的第二松花江斷裂，是扶余—崇善斷裂中的扶余斷裂帶，總體走向為北西，橫貫松遼盆地，是一條晚更新世的隱伏斷裂.松原—肇東斷裂是一條總體沿北東向展布的隱伏斷裂，北起黑龍江省肇東縣，向南延伸，途徑松原市，與第二松花江斷裂相交，最后到查干花地區.松原地區是近年來松遼盆地內地震最為活躍的區域.

圖1 松原地區構造、地震臺站及震源分布圖白色三角形代表地震定位所用臺站；灰色實線代表速度剖面位置；方塊代表城市；圓點代表絕對定位后地震，不同顏色代表不同的時間段；黑色虛線代表斷裂，F1代表松原—肇東斷裂，F2代表第二松花江斷裂，子圖中紅色框表示研究區域.Fig.1 Tectonic map, distribution of seismic stations and the earthquakes in the Songyuan areaWhite triangles are seismic stations used for locations; gray solid lines are locations of velocity profile; squares are cities; dots are earthquakes after absolute location, and different colors represent different time periods; black dotted lines are faults, F1 is the Songyuan-Zhaodong fault, and F2 is the Second-Songhuajiang fault, red rectangles are the study area.

2 數據與方法

2.1 地震定位方法

本研究收集了2003年1月至2021年2月，松原地區32個地震臺站記錄的地震數據，采用經典地震定位方法HYPOINVERSE-2000(Klein，2002)對2003—2021年松原地區地震活動進行重新定位，定位中重新拾取了地震震相到時，嚴格限制臺站震中距讀取初至Pg、Sg震相到時.初始速度模型采用李洪麗等(2021)使用的松遼盆地中部區域的速度模型(表1)，該速度模型參考了近年來松遼盆地和東北地區地球物理研究成果.定位結果顯示2003年、2017年松原震群和2013年前郭震群的地震空間分布進一步集中，分布在123.47°E—125.05°E、43.96°N—45.48°N范圍內，絕大部分地震事件發生在地下5～15 km范圍內，其中最多的是8 km(圖2).

表1 初始一維P波速度模型Table 1 Initial 1D velocity model of the P waves

圖2 絕對定位后松原地區震源深度統計直方圖Fig.2 Statistics histogram of focal depth in the Songyuan area after absolute location

2.2 地震波速度成像與泊松比計算方法

雙差層析成像法是Zhang和Thurber(2003)以雙差定位法(Waldhauser and Ellsworth，2000)為基礎發展而來的，直接對式(4)進行求解，優點在于取消了地震對的距離約束，使用絕對走時數據與每個臺站記錄的位置相近事件之間的相對走時數據來同時反演高精度震源位置與三維速度結構.該方法基本思路為：利用三維網格節點將初始速度模型參數化，正演時使用偽彎曲法(Um and Thurber，1987)追蹤地震波的最小走時路徑，并計算理論走時、走時對震源位置以及慢度的偏導數，最后反演時同時使用絕對走時及雙差走時數據.該方法自提出以來，已經在不同地區被廣泛應用(Qu et al.，2021；于海英等，2021；Wang et al.，2021；Guo et al.，2022；王祖東等，2022).雙差層析成像方法基本原理闡述如下.

(1)

(2)

(3)

這兩個事件與計算理論走時差的殘差，即雙差為：

(4)

本研究根據松原地區2003年1月6日至2021年2月7日地震的重定位結果、地震臺站的分布和前人研究成果(李洪麗等，2021)，選取的速度結構范圍是122°E—125.5°E、43.5°N—46°N，深度范圍為0～20 km.反演過程中采用了規則網格，水平方向上使用0.25°×0.25°的網格間隔，深度上的節點分別位于0 km、5 km、10 km、15 km、20 km.初始一維P波速度模型參考了iasp91全球一維速度模型(李洪麗等，2021)，波速比設置為1.73，具體參數見表1.泊松比(σ)的值根據式(5)計算：

(5)

其中，VP/VS由反演得到的P波和S波三維速度值直接相除獲得.

2.3 分辨率測試

為驗證反演結果的穩定性和可靠性，本研究采用檢測板測試方法測試結果的分辨率，以0.25°×0.25°網格和±6%相間的速度擾動的棋盤格模型作為正演模型計算理論走時，然后利用該合成數據集和初始速度模型進行反演.圖3給出了不同深度的檢測板結果，結果顯示松原地區地震附近的P、S波成像的分辨率較好，因此本研究后續討論主要集中于松原、前郭和長嶺地震集中發生的區域.

圖3 使用的棋盤格模型(a)和不同深度剖面P(b)、S(c)波檢測板測試結果Fig.3 The checkerboard model used (a) and the test results of VP (b) and VS (c) at different depths

3 結果與討論

盧燕紅等(2017)和Zhang等(2019)也對相似區域的速度結構開展了研究，本研究的速度結構的優勢在于參與反演的地震事件更多，成像分辨率更高，結構更加精細.為了更好地分析研究區縱向速度結構與深部速度結構的橫向變化特征，同時進一步分析地震活動性與速度結構之間的關系，本研究沿著震群中心區域截取了4個剖面，剖面位置見圖1，并將沿著切片兩側各0.2°范圍內的重定位后的地震投影在了速度切片上.本研究的研究重點是2003—2021年松原地區(包括松原寧江區、前郭地區以及最近地震頻發的長嶺地區)地震的發震機制、遷移特點與速度結構之間的關系，在后文中進行了深入分析與討論.

3.1 地震分布、遷移特征

絕對定位結果顯示，松原市寧江區2017—2021年地震，總體位于松原—肇東斷裂和第二松花江斷裂交會處，呈北北東向，震源深度主要集中在5～15 km.前人定位結果多僅包括2017年震群和2018年震群(李君等，2019；李艷娥等，2019；Zhang et al.，2019；Xu et al.，2020).本研究依據松原市寧江區2017年7月23日發生的MS4.9地震、2018年5月28日發生的MS5.7地震和2019年發生的MS5.1地震的震源機制結果(劉俊清，2018；梁姍姍等，2019；Zhang et al.，2019)顯示均為走滑型地震并包含顯著雙力偶分量，且余震都在較小范圍內呈窩狀，推斷這三次地震的發震構造相同，是第二松花江斷裂和松原—肇東斷裂交會處的周期性運動，所以本研究在討論時將松原市寧江區2017—2021年地震視為同一震群.前郭地區地震位置較為集中，無明顯優勢方向，震源深度主要集中于5～15 km，與前人結果(李君和王勤彩，2018；劉俊清，2018；Zhang et al.，2019；Xu et al.，2020；李洪麗等，2021)的北西向展布不同，但震源深度范圍相似，推測可能是由于定位方法和數據不同造成的差異.長嶺地區地震位置較為集中，無明顯優勢方向，震源深度主要在5 km和15 km附近.

本研究發現2003—2021年松原地區地震的空間分布整體上呈北北東向串珠狀展布(圖1)，與松原—肇東斷裂關系密切，遷移具有回跳的特點(圖4)：2003年地震分布在松原市附近，2006—2011年地震在松原市與前郭縣之間，2013—2016年地震集中分布在前郭地區，主要是2013年前郭MS5.8震群.2017—2021年地震回跳至松原市附近發生.從2018年底開始，長嶺地區地震活動逐漸增強，截至2021年2月，在長嶺地區記錄到19次地震，其中有10次2.0級以上地震，最大MS2.8(圖5).

圖4 松原地區地震緯度時間序列圖Fig.4 Latitude-time sequence diagram of the earthquakes in the Songyuan area

圖5 長嶺地區地震M -t和頻度圖Fig.5 The map of M -t and frequency of the earthquakes in the Changling area

3.2 松原地區速度與泊松比結構特征

圖6顯示了0 km、5 km、10 km、15 km、20 km深度處的P波、S波速度及泊松比結構圖像結果，并在各水平切片上投影了上下兩側2.5 km范圍內2003年1月6日至2021年2月7日的地震.從圖中可以看出P波低速異常在0 km處顯示出近南北向，在5～15 km深度為北北東向，S波低速異常也有類似結構.

圖6 不同深度層上的VP、VS和泊松比結構黑色虛線、圓點和方塊的意義與圖1相同.Fig.6 P-wave, S-wave velocity and Poisson′s ratio at different depthsThe meaning of the black dotted lines, dots and squares are the same as in Fig.1.

松原市寧江區與前郭地區重點研究了5 km和10 km深度的速度水平切片，在這兩個深度上，松原市寧江區與前郭地區的P、S波速度結構與盧燕紅等(2017)和Zhang等(2019)的結果基本一致.松原寧江區地震絕大多數都發生在第二松花江斷裂與松原—肇東斷裂交會處附近，5 km深度處，地震主要發生于P波速度高低速過渡區域、S波速度高低速過渡偏向高速異常區域，與0 km處該位置的P波、S波速度結構相似；10 km深度處，地震發生的區域P波速度轉變為低速異常，S波速度轉變為高低速過渡區域偏向低速異常，與5 km深度該位置的速度結構有一定區別，與15 km深度P波、S波速度結構類似.前郭地區5 km深度處，P波速度為低速異常，與0 km處的高低速過渡區不同，S波速度為低速異常，與0 km處相同；10 km深度處，P波速度為低速異常，與5 km深度處表現一致，15 km、20 km深度處也都表現為低速異常，S波速度表現為高低速過渡區域，與5 km深度處不同，15 km深度處為高速異常，20 km深度處為低速異常.長嶺地區重點研究了5 km和15 km深度的速度水平切片，在相同深度上，Zhang等(2019)結果中P、S波速度結構為相對高速，差異可能是初始速度模型和數據量不同造成的.本研究長嶺地區的速度一致性較好，在0～15 km深度P波和S波速度都顯示為高低速過渡區域偏向低速異常，20 km深度層顯示P波速度為高低速過渡區域偏向高速異常，S波速度為高低速過渡區域偏向低速異常.

圖7顯示的四條速度剖面中，AA′、BB′、CC′都呈現出橫向不均勻性，DD剖面橫向較為均勻.0～5 km深度處速度結構反映了地表和淺層的地質特征，可以觀察到在這個深度范圍內，四條剖面的P波、S波速度都顯示為低速異常，與王仁濤等(2019)認為的松遼盆地中央坳陷區的沉積層為3～6 km一致.松原寧江地震區域5～15 km深度處顯示為P波高低速過渡偏向低速區域，15～20 km深度處顯示為P波高速異常.前郭地區5～15 km深度處顯示為P波低速異常，20 km深度處總體為P波高速異常.長嶺地區5～15 km深度處顯示為P波高低速過渡區域，20 km深度處顯示為P波高速異常.S波速度結構在5～10 km深度范圍內，主體為低速異常；10～15 km深度處顯示為高低速過渡區域，15～20 km深度處表現為高速異常，與接受函數得到的S波速度結果(朱洪翔，2020)相似.圖7結果顯示絕大多數地震的發生都與低速異常有關，本研究認為低速異常與流體有關，在3.4節展開討論.

圖6和圖7給出了研究區的泊松比分布，在這里我們研究震源區(123°E—125°E，44°N—46°N，0～15 km)的泊松比特征.根據泊松比與波速比的對應關系(Christensen，1996)，獲得泊松比變化范圍為0.24～0.30，平均值為0.242，小于泊松介質的平均值與大陸地殼的平均值.Owens和Zandt(1997)認為，當泊松比大于0.30時，一般解釋為地殼包含部分熔融，而本研究震源區地殼泊松比整體較低，表明震源區地殼內幾乎不存在部分熔融.

圖7 不同剖面的垂直切片VP、VS及泊松比結構圖剖面位置見圖1. 圖中圓點意義與圖1相同.Fig.7 Vertical tomographic profile of VP, VS and Poisson′s ratioThe locations of profiles are shown in Fig.1. The meaning of the dots is the same as in Fig.1.

3.3 地震分布與速度結構的關系

前人的研究(Michael and Eberhart-Phillips，1991；Chiarabba and Amato，2003；Kato et al.，2010)表明，高速體通常由高強度巖體組成，其特點是具有更高的脆性和局部積累地震能量的能力較高，而低速體的剛性較低，并且不能容納大量的應變能.高速和低速體之間的過渡區可能是應力集中區域，該區域的介質相對脆弱，強度較低，因此容易發生地震(Kato et al.，2010).這與在圖7AA′剖面中的(a1)、(a2)和BB′剖面中的(b1)、(b2)觀察到的，松原寧江區附近發生的地震，大多數都發生在P波、S波速度的高低速過渡偏向低速區域相一致.從圖7AA′剖面中的(a1)、(a2)和CC′剖面中的(c1)、(c2)可以觀察到，前郭震群的地震主要發生在低P、低S波速度區域.先前的一項研究發現，孔隙度的增加會顯著降低P波速度(Roland et al.，2012).低P和低S波速度異常可能表明存在部分流體飽和的裂縫巖(Singh et al.，2012).從圖7AA′剖面中的(a1)、(a2)和DD′剖面中的(d1)、(d2)可以觀察到,長嶺地區深度約為5 km的地震處于低P、低S波速度區域，深度約為15 km的地震處于P波、S波速度的高低速過渡區域.地震發生區域的速度結構與前郭地區相同深度地震發生區域的速度結構相似.松原地區并沒有發生過7級以上的大地震，本研究認為與地震發生位置附近的低速體有關.圖7的AA′剖面中發現在深度5～10 km有一條S波低速帶將松原寧江區、前郭地區與長嶺地區相連，推斷該低速帶控制了整個地區地震的發生.

3.4 地震發生、遷移與流體的關系

地殼巖石的地震波速度、泊松比結構與巖性、流體含量、孔隙結構、溫度和壓力等密切相關(云美厚等，2021)，實驗研究表明流體對巖石地震波速度的影響取決于流體類型(水、部分熔融)及巖石孔隙的形狀等.流體偏向于減少巖石的剛度而使地震波的速度降低.隨著巖石孔隙度增加，當巖石孔隙的縱橫比在0.1～1之間時，泊松比保持恒定或者降低；但在縱橫比非常小的情況下，泊松比反而升高(Unsworth and Rondenay，2013).

圖7顯示，松原寧江地區地震大量發生的5～15 km深度處，P波、S波速度結構表現為高低速過渡區域偏向低速異常，泊松比呈現為較高值，可能表示斷裂中巖石孔隙的縱橫比非常小且充滿流體.前郭地區0～5 km深度處存在低P、低S波速度異常和高泊松比結構，認為該深度的速度異常主要與淺層流體有關，這一深度的地震很少；在大量地震發生的5～15 km深度處，主要表現為低P、低S波速度異常和低泊松比結構，推測是巖石孔隙的縱橫比較小，流體同時降低了地震波速與泊松比.

唐裕等(2021)的電阻率異常結果顯示，在5 km深度處，前郭地震區顯示為大面積的低阻異常，松原市寧江地震區電阻率異常相對偏高.在7 km和11 km深度處，前郭地震區顯示為中高阻，而松原市寧江地震區顯示為大面積低阻異常.長嶺地震區在5～11 km深度處一直顯示為高低阻過渡區域.同樣認為與松原地區地震相關的地殼內大規模低阻異常可能和流體有關.

根據楊悅(2019)在前郭震群和松原寧江區地震處開展的大地電磁測深剖面研究結果，在震群下方的上地幔位置發現向上延伸的大面積低阻，將這些低阻解釋為深部熱物質上涌.研究區內幔源CO2以及通風口的He的同位素的出現(楊會東等，2008；Wang et al.，2016；Liu et al.，2018；薛林福等，2018)支持這一觀點，因為地幔衍生的CO2被困在流體包裹體中，只能通過壓裂釋放(Fischer et al.，2014).基于新的巖石圈熱結構模型(Wang and Li，2018)，松遼盆地下方莫霍面溫度異常高，范圍為700～1000 ℃，也同樣支持了這種觀點.因此推斷電學特征上呈高阻的松原寧江區與前郭地區15～20 km深度處的高速異常為脆性層，未受到高溫熱液的變質作用，20 km深度處為脆—韌過渡帶的位置，下部地殼為塑性地層.

松原—肇東斷裂為主要流體通道，控制了地震的分布與遷移.所以研究區地震呈串珠狀并總體上傾向北北東方向，且分布在松原—肇東斷裂附近.根據圖7BB′剖面顯示松原寧江區地震兩側為P波，S波低速異常，推測地震發生位置沒有再向北北東方向延伸的原因，是由于地震發生區域與松原—肇東斷裂相交的第二松花江斷裂分散了一部分沿松原—肇東斷裂向北北東方向入侵的流體，也可能是松原寧江區地震發生區域以北的松原—肇東斷裂的強度還沒有降到臨界值.

地震發生位置遷移的原因推測為：2003年時，松原市地區的斷裂強度降到臨界值，引發地震，斷裂強度恢復；2004—2012年期間，流體通過松原—肇東斷裂運移，導致松原市附近及前郭地區的微小隱伏斷裂發生破裂，引發地震；2013年，前郭地區斷裂強度下降到臨界值，引發了持續至2016年的前郭震群；2017年松原市地區斷裂強度再次降到臨界值，同時受到區域應力的影響，引發了持續至2021年的松原寧江區震群；2019年長嶺地區斷裂強度降到臨界值，引發了地震，根據長嶺地區地震的震級都較低，推測長嶺地區斷裂較弱，近期可能還會發生低震級的地震.

4 結論

(1)松原地區地震位置處速度結構總體表現為低P、低S波速度異常及低泊松比.依據斷裂弱化模型，研究區內地震的發生是由于斷裂持續受到流體侵入，導致斷裂強度下降，繼而破裂引發地震.研究區發生大地震的可能性較低，但長嶺地區可能會持續發生低震級的地震.

(2)依據本研究結果，結合前人獲得的震源機制、大地電磁成像、CO2來源及地熱等信息，推測上地幔熱物質上涌過程中所攜帶的流體對該區地震觸發具有重要作用.

(3)2003年以來，研究區內地震整體呈北北東向串珠狀展布，推測松原—肇東斷裂為主要流體通道，控制了地震的發生與遷移.地震位置不再向北北東方向延伸的原因推測為第二松花江斷裂分散了一部分沿松原—肇東斷裂向北北東方向入侵的流體，或松原寧江區地震發生區域以北的松原—肇東斷裂的強度還沒有降到臨界值.

致謝感謝張海江教授提供的雙差地震層析成像計算程序(TOMODD)，感謝評審專家提出的寶貴的修改意見和建議.本文圖件均使用GMT(Wessel et al.，2019)繪制.