三角形和正方形分别为 XLS 台网和 YC 台网台站位置; 黑色线条为主要断层, 数据来源于文献[11]; 震源机制解来自 GCMT (Global Centroid-Moment-Tensor Project); 子图中块体边界数据来自文献[12], 方框示意本文研究区域
图1 研究区域以及台站分布
Fig. 1 Distribution of stations in study area
北京大学学报(自然科学版) 第61卷 第4期 2025年7月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 61, No. 4 (July 2025)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2024.093
国家重点研发计划(2023YFC3012002)和国家自然科学基金(42474069)资助
收稿日期: 2024–04–18;
修回日期: 2024–05–18
摘要 利用云南则木河–安宁河断裂带附近密集台阵的区域地震观测资料, 对台站覆盖区域 2015—2019 年的地震事件进行检测和定位, 得到 11091 个小震定位结果。微震活动集中在则木河断裂带与小江断裂带相交处, 定位结果较好地揭示了两条断裂带的空间关系。地震分布具有明显的空间丛集特征, 并显示大量主断层之外的次级结构。基于获得的高精度小震定位结果, 计算得到 1462 个震源机制解, 表明以走滑类型为主。在则木河断裂带与小江断裂带相交处, 集中分布许多正断层类型地震, 与该区域拉张盆地的特征吻合。平均震源机制解和构造应力场反演结果显示, 不同区域的应力场发生一定程度的旋转, 研究区自北向南主压应力轴顺时针旋转约 15°, 则木河断裂带南段和小江断裂带北段 R 值分别为 0.28 和 0.10, 具有走滑兼拉张的特征。研究区内应力场存在复杂性, 反映该区域具有多种尺度的构造应力加载模式。
关键词 微震检测; 震源机制解; 构造应力场; 则木河–小江断裂带
青藏高原位于印度板块与欧亚板块交汇区域, 是亚洲大陆独特的构造运动区域。该地区的地壳运动和断层活动与青藏高原的形成和发展密切关联。伴随构造运动以及活动断层的发育, 促成许多具有大震潜能的断层形成[1–2], 在川滇块体东部边界形成一系列大型活动断裂带, 包括鲜水河断裂带、安宁河断裂带、则木河断裂带以及小江断裂带。则木河–小江断裂带是我国大陆地震活动最强烈的地区之一, 近 500 年来发生 4 次 7 级以上地震和 16 次 6级以上地震, 包括 1833 年 8.0 级嵩明地震、1850 年7.5 级西昌地震以及 20 世纪 70 年代发生于该断裂带南端的 Ms7.8 通海地震。上述大震发生后至今, 该地震带多年未发生 7 级以上强震, 现在随时都有可能发生强震[3]。因此, 研究则木河–小江断裂带的断层性质有助于加深对其孕震机制的理解, 对该区域地震危险性的评估有重要意义。
区域构造运动调控着区域应力场的变化, 反过来又决定地震断层的模式。因此, 可以利用区域内地震的震源机制解来研究其构造应力场[4–5]。以往针对则木河–小江断裂带的震源机制解与应力场研究多以中小型地震为主。许忠淮等[6]根据 1975—1984 年间多个小地震的 P 波初动方向数据, 推断该区域的主压应力轴为 NNW-SSE 方向。吴建平等[7]等利用波形反演计算, 获得震级 ML 3.2 以上的 33 个地震的震源机制解, 并利用 P 轴方向推断川滇块体的主压应力轴方向为 NNW-SSE。林向东等[8]利用1998—2007 年观测到的 613 个 2.5 级以上地震的震源机制解进行分析, 发现小江断裂带自北向南的主压应力方向由 NW 变为 NNW。Tian 等[9]通过对2008—2018 年观测到的 627 个 3 级以上地震的震源机制解进行分析, 并反演云南地区不同位置的构造应力场, 发现则木河断裂带附近区域主压应力轴为NW-SE 方向, 正断层集中分布在小江断裂带北端。裴玮来等[10]对小江断裂带的数据分析结果显示, 小江断裂带中南段受到的水平构造压应力略为减缓, 推测与区域构造应力的释放有关。
然而, 对于小尺度的情况, 尤其是非走滑应力模式, 现有的研究尚未形成一致的判断。本研究利用在川滇块体东部边界密集部署的宽频带流动观测台站, 进行地震目录制作以及震源机制解计算, 获得大量震源机制数据, 并在此基础上对区域应力场进行反演, 研究该地区小尺度地震类型变化的详细特征。
利用布设在研究区的 35 个宽频带流动观测台记录的连续波形数据进行研究(图 1)。分为两个台网, 其中 XLS 台网包含 26 个台站, 数据由中国地震局地球物理研究所许力生研究组提供; YC 台网包含9 个台站, 数据由中国地震局地震预测研究所赵翠萍研究组提供。数据覆盖时段为 2015 年 1 月 1 日至2019 年 12 月 31 日, 各台网内部基本上保证每天有85%以上的台站处于正常工作状态。
为了进一步研究区域内的地震活动和活动断裂的形态, 我们使用自动化地震检测与定位程序 PAL (phase picking, association and location)[13]对研究区域内的观测数据进行处理, 并制作地震目录。利用连续波形资料完成微震检测与定位的全过程, 有助于获得高质量地震目录。PAL 模块包括拾取、关联和定位 3 个部分: 1)利用 STA/LTA[14]和峰度特征函数[15], 从连续波形中拾取 P 波和 S 波的到时; 2)将多个震相关联到一个地震事件, 以便进行定位; 3)使用绝对定位程序 HypoInverse[16]进行初定位, 然后利用双差定位程序 HypoDD[17]进行重定位, 获得高精度的定位结果。在制作地震目录前, 先对数据进行预处理, 去除平均值和线性趋势, 并进行 1～20Hz的带通滤波。进行震相关联时, 允许发震时刻估计偏差在 2s 以内, 且至少每个地震关联 4 个台站的记录数量。使用震中距在 120km 范围内的台站进行地震定位。震相关联时使用的平均 P 波和 S 波速度分别为 6.0 和 3.5km/s, 定位与重定位时参考王椿镛等[18]的速度结构, 波速比设为 1.72。
P 波初动极性是小震震源机制反演的重要基础资料。以往进行初动极性判别时, 往往依赖数据分析人员的人工识别。随着数字地震台网的发展和数据的不断增加, 传统的人工识别方法在效率方面存在较大的难题。为了获取更多可靠的 P 波初动极性并用于反演震源机制解, 我们使用 POSE 方法[10], 自动化地判定 P 波初动极性。对于每一个 P 波震相, 我们进行去均值和去线性趋势处理, 并进行 1～20Hz 的带通滤波。然后, 以 P 波到时为中心, 截取长度为 5s 的数据样本, 作为 POSE 方法的输入。对于每个震相, 我们只选择 POSE 输出概率大于 80%的极性判定结果, 用于最终的震源机制解计算。利用POSE 获取 P 波初动极性数据后, 我们从具有三分量记录的震相中选择 P 波和 S 波到时差大于 2s, 且P 波的信噪比超过 3 的震相, 计算其 S/P 振幅比。我们定义 P 波和 S 波到达前 0.5s 至到达后 1.5s 为信号能量的计算时窗, 并将 P 波到达前 2.5～0.5s 定义为噪声窗口。取每个时间窗内最大振幅值与最小振幅值的差值作为信号或噪声振幅的估计值, 求解 S/P振幅比, 用于震源机制解的计算。我们使用 HASH程序[19]计算震源机制解。该程序将事件近似为双力偶点源, 并利用 P 波初动极性和 S/P 振幅比来反演震源机制。进行计算时, 参数的设置参考前人的研究结果[20–21]。我们将平均解平面不确定度(mean nodal plane uncertainty)<25°、震源机制解概率(me-chanism probability)>0.8、极性残差(polarity misfit) ≤0.2 定义为 A 级震源机制; 对 B 和 C 级震源机制, 逐步放宽要求; D 级震源机制是不满足 A～C 级要求的震源机制。详细的质量控制标准如表 1 所示。我们使用这些质量控制标准对目录中的震源机制解进行分类。将 A～C 级的震源机制用于后续分析, 将 D级震源机制舍弃。
三角形和正方形分别为 XLS 台网和 YC 台网台站位置; 黑色线条为主要断层, 数据来源于文献[11]; 震源机制解来自 GCMT (Global Centroid-Moment-Tensor Project); 子图中块体边界数据来自文献[12], 方框示意本文研究区域
图1 研究区域以及台站分布
Fig. 1 Distribution of stations in study area
震源机制解数据集是反演构造应力场、判断和识别断层类型以及研究断层带结构等研究中的关键工具[22–23]。研究人员已经提出一系列理论和方法, 用于通过震源机制解求解构造应力场。现有的基于震源机制解的应力场的反演方法通常做如下假定: 1)构造应力在研究区域内是均匀(同质)的; 2)地震发生在具有不同走向和倾角的既存断层上; 3)滑动矢量指向断层上的剪切应力方向(即 Wallace-Bott 假设[24–25])。如果满足上述假设, 那么应力反演方法就能够确定应力张量的 4 个参数: 3 个定义主应力方向的角度 σ1, σ2 和 σ3 以及形状比 R[26]。Vavryčuk[27]基于这一方法对前人的反演算法做了修改, 应力场不再像 Michael[5]的方法那样一步计算出来, 而是需要通过迭代来计算。在获得震源机制解后, 我们使用 Vavryčuk[27]提出的反演方法和程序对研究区域进行应力场反演, 并尝试分析构造应力场沿断层走向的相对变化。
表1 震源机制解质量控制标准
Table 1 Quality control for focal mechanisms
震源机制质量类别解平面不确定度震源机制解概率极性残差 A<25°>0.8<0.2 B<35°>0.6<0.3 C<45°>0.5<0.4 D>45°<0.5>0.4
基于前面介绍的流程与方法, 开展震相读取、震相关联、初定位以及重定位。经 HypoInverse 初定位, 获得 15623 个地震事件(图 2(a)); 经 HypoDD重定位, 获得 11091 个高精度的小震定位结果(图 2 (b))。相对于初定位结果, 重定位结果中地震事件数量减少 4532 个, 其中大部分位于研究区域的边界。受观测条件影响, 无法获得更可靠的重定位结果。重定位时, 采用共轭梯度法得到的 N-S, E-W 和U-D 三个方向的平均定位误差分别为 0.58, 0.54 和0.72km, 平均定位残差为 0.21s。重定位的结果能够很好地刻画研究区域的断层结构呈现, 可以清晰地看到靠西侧的则木河断裂带与靠东侧的小江断裂带在 27°N 附近交汇。交汇处向南, 地震事件基本上沿着则木河断裂带的地表断层迹线分布, 研究区域南侧地震事件的分布揭示多条与小江断裂带存在共轭关系的隐伏断层。研究区域的东北侧为 2014年 Mw 6.1 鲁甸地震的余震序列, 地震事件分布于近E-W 向和近 N-S 向的两个共轭断层, 存在很好的对应关系。研究区东南侧存在许多地震丛集, 沿近 E-W 向展布。
获得地震精确定位结果后, 我们利用 POSE 方法读取 P 波初动极性, 计算 S/P 振幅比, 并且利用HASH 反演震源机制解, 最终获得 1462 个高质量的震源机制解结果(图 3)。按照滑动角 λ 进行分类, 这些地震事件以走滑断层型为主(929 个), 正断层型次之(392 个), 逆断层型数量最少(141 个)。计算得到的走滑类型地震广泛分布在主断层面和多条隐伏断裂附近, 与该区域断层以走滑为主的构造背景吻合。在则木河断裂带与小江断裂带相交处, 正断层类型地震较多。此外, 研究区域内逆断层类型地震较少。震源机制解反映震源的张量几何特征[5,28], 不同位置断层上的震源机制解类型具有差异, 反映断层两侧块体运动的复杂性。
(a) HypoInverse初定位结果, N=15623; (b) HypoDD重定位结果, N=11091
图2 地震初定位与重定位结果
Fig. 2 Results of earthquake location and relocation
(a)全部震源机制解, N=1462; (b)走滑型地震, N=929; (c)正断型地震, N=392; (d)逆断型地震, N=141
图3 震源机制解的空间分布
Fig. 3 Distribution of focal mechanisms
为了更好地了解震源机制类型和块体运动的空间分布特征, 分区域计算震源机制解的平均结果。将研究区域划分为多个 0.1°×0.1°的网格, 将网格内所有震源机制解的单位矩张量相加, 取双力偶部分作为该网格内震源机制解的平均结果。计算时, 要求每个网格内至少有 10 个震源机制解。图 4 展示平均震源机制解与对应 P–T轴的空间分布。研究区域内平均震源机制解呈现以走滑断层为主、局部集中分布正断层类型事件的特征, 不同位置的平均机制解类型以及对应的 P 轴方向存在较大的差异。则木河断裂带南段的平均震源机制为走滑类型, P 轴为NWW-SEE 方向。则木河断裂带东侧的鲁甸地震附近区域余震序列的平均震源机制解也以走滑类型为主, P 轴为 NW-SE 方向。在则木河断裂带与小江断裂带相交的位置, 平均震源机制解以正断层类型为主。在小江断裂带北段, 平均震源机制为走滑类型, P 轴为 NWW-SEE 方向。在小江断裂带北段的东侧, 平均震源机制解以正断层类型为主。相对于则木河断裂带南段, 小江断裂带北段的平均震源机制解 P轴发生一定角度的顺时针旋转。则木河断裂带南段向东至鲁甸地震附近, 平均震源机制解 P 轴也发生一定角度的顺时针旋转, 表明不同区域的构造应力场加载存在复杂性。
(a) 平均震源机制解的空间分布; (b) 平均震源机制解P轴和T轴的空间分布。彩色直线为P轴, 代表断层类型, 黑色直线为T轴, P轴与T轴线段的长度代表倾角, 灰色实线为断层迹线
图4 平均震源机制解与 P-T 轴的空间分布
Fig. 4 Distribution of average focal mechanisms and P-T axis
按照图 5(a)中标注的区域 1 和区域 2, 对 HASH计算得到的震源机制解进行划分, 将不同区域的震源机制解作为输入, 通过 StressInversion 程序[27]反演构造应力场。区域1大致对应则木河断裂带南段, 区域 2 则对应小江断裂带北段。图 5(b)～(e)为构造应力场反演结果, 区域 1 的主压应力轴为近水平方向, 方位角为 NWW-SEE 方向(图 5(b)), 区域 2 的主压应力轴方位角为 NW-SE 方向(图 5(d))。区域 2 的主压应力轴方向相对于区域 1 发生约 15°的顺时针旋转。此外, 计算两个区域的 R 值:
其中, σ1, σ2 和 σ3 分别表示 3 个方向的主应力, R 值体现中间应力轴是偏向压应力还是偏向张应力, 可以在一定程度上给出应力场的取向信息。图 5(c)和(e)显示, 两个区域的 R 值均较小, 区域 1 比区域 2 高出约 0.2, 反映研究区域的中间应力轴偏向压应力。
(a)为所有的震源机制解结果; (b)和(d)分别为区域1和区域2的应力场反演结果, 红色代表最大压应力轴, 蓝色代表最小压应力轴, 绿色代表中间应力轴; (c)和(e)分别为两个区域内应力场反演得到的R值
图5 构造应力场反演结果
Fig. 5 Results of tectonic stress field
本文基于 43 个宽频带地震台在震后观测的连续波形数据, 利用 PAL 程序[13]计算得到高精度小震地震目录, 并对则木河–小江断裂带的断层几何形态与应力状态进行研究。在小江断裂带北段的东侧部分, 还观测到大量较为集中的地震丛集。Zhou 等[23]根据 GPS 观测资料, 认为该处断层外结构具有右旋剪切形变的性质, 与小江断裂带的构造剪切加载一致, 也与我们的震源机制解观测结果相符。此外, Zhou 等[23]发现断层外结构的滑动率与地震活动率有显著的一致性。这种一致性表明断层强度低, 可能是由地热和高孔隙压力引起[29–30]。结合速率–状态摩擦律, 高孔隙压力产生的剪切应力对滑动速率的影响更大[31], 因此即使小的滑动也会在这些断层外结构上产生较大的剪切应力变化。同时, 高孔隙压力导致有效正应力和摩擦力降低, 进一步导致地震活动增加。震源机制解和构造应力场反演结果显示, 则木河断裂带南段与小江断裂带北端的应力场存在差异, 小江断裂带北端主压应力轴相对于则木河断裂带发生约 15°左右的顺时针旋转。此外, 小江断裂带的 R 值比则木河断裂带小, 表明小江断裂带北端的中间应力轴的压应力更接近最大压应力, 与最小压应力的差值较大, 相对于则木河断裂带南段, 其拉张性质更明显。
地壳中的应力加载模式可以分为两类[32]: 第一类为较大范围的构造应力加载, 包括板块运动和地球动力学过程产生的应力加载; 第二类为地形或断层弹性性质的各向异性以及人类活动(如注水、开采等)带来的局部应力加载。更丰富的震源机制解资料使我们可以对更小尺度的应力场异质性特征进行观测, 并探讨其对应的应力加载模式。本研究中, 在则木河断裂带与小江断裂带交汇处观测到较为集中的正断层类型地震事件分布, 平均震源机制解显示正断层机制的走向为 NW-SE 方向, 与则木河断层以及安宁河断层由于较大的钝角夹角, 且位于则木河–安宁河左旋走滑断层的左阶部位, 满足拉张盆地的形成条件。裴向军等[33]的研究结果表明, 巧家拉张盆地的形成过程与其毗邻的活动断层运动有关。震源机制解的空间分布显示, 在巧家附近的则木河断裂带和小江断裂带均有大量正断层类型地震, 其分布较好地约束了巧家盆地的范围, 也与前人的研究结果[34]较为吻合。这两条断裂带的活动为巧家拉张盆地的形成提供了条件与动力。随着金沙江水电能源的开发以及白鹤滩水电站库区的建设, 巧家县城将成为附近区域的最大城镇。对巧家盆地局部应力场加载模式以及盆地内部特征的研究, 对白鹤滩水库蓄水前后的稳定性与安全性评价具有参考价值。
本文基于研究区 35 个宽频带地震台的连续观测数据, 解算小震地震目录与震源机制解, 并分区域反演构造应力场。基于以上结果, 我们对研究区域的断层形态和构造应力场的空间异质性进行分析, 得到如下主要结论。
1)高精度小震定位结果显示, 地震分布具有明显的空间丛集特征, 并显示大量主断层之外的次级结构。这些次级结构具有右旋剪切形变性质, 也与主断层的构造剪切加载相符。
2)震源机制解结果显示, 则木河–小江断层两侧块体运动均以左旋走滑为主, 但不同位置的应力场具有异质性。小江断裂带主压应力轴相对于则木河断裂带发生约 15°的顺时针旋转。此外, 小江断裂带的 R 值相对于则木河断裂带更小, 表明小江断裂带北端的中间应力轴的压应力更接近最大压应力, 与最小压应力的差值较大, 相对于则木河断裂带南段, 其拉张性质更明显。
3)巧家盆地附近的大量正断层类型地震事件揭示出该区域的小尺度应力加载模式。巧家盆地位于则木河–安宁河左旋走滑断层的左阶部位, 满足拉张盆地的形成条件, 其震源机制解结果也与该拉张盆地的特征吻合。
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Focal Mechanisms of Small Earthquakes and Tectonic Stress Field Study in Zemuhe-Xiaojiang Fault
Abstract This study employs a broadband seismometers network around the Zemuhe-Anninghe Fault zone in Yunnan to detect and locate earthquakes from 2015 to 2019, yielding 11091 event locations. Seismic activity is concentrated at the intersection of the Zemuhe Fault and the Xiaojiang Fault, with the locations revealing the spatial relationship between these two fault zones. The distribution of earthquakes shows significant spatial clustering and indicates numerous secondary structures beyond the main faults. Based on these high-precision microearthquake locations, 1462 focal mechanism solutions were calculated, predominantly showing strike-slip movements. At the intersection of the Zemuhe and Xiaojiang faults, a concentration of normal fault type earthquakes aligns with the characteristics of the regional extensional basin. Average focal mechanism solutions and structural stress field inversion results indicate some rotation of stress fields across different regions; from north to south, the principal stress axis rotates clockwise by approximately 15°. The southern segment of the Zemuhe Fault and the northern segment of the Xiaojiang Fault have R values of 0.28 and 0.10, respectively, reflecting characteristics of both strike-slip and extension. The complexity of the stress fields within the study area reflects the presence of multiple scales of tectonic stress loading patterns.
Key words microseismic detection; focal mechanism; tectonic stress field; Zemuhe-Xiaojiang Fault