引言

据江苏省测震台网测定，2016年10月9日9时5分，江苏省盐城市射阳县附近发生M_L2.6地震，震中位于(120.14°E，33.86°N)，之后震中附近小震活跃，短时间内形成了小震序列. 2016年10月9日至2017年2月8日，江苏省测震台网共记录到射阳地区M_L≥1.5地震44次，其中M_L1.5—1.9地震23次，M_L2.0—2.9地震17次，M_L3.0—3.9地震3次，M_L4.0—4.9地震1次，最大地震为2016年10月20日4时51分发生的射阳M_S4.4(M_L4.9)地震.此次射阳地震序列为前震-主震-余震型.

射阳M_S4.4地震的震中为(120.35°E，33.66°N)，位于郯庐断裂带以东、苏鲁造山带以南的苏北盆地.该盆地为苏北—南黄海盆地西部的陆上部分，总体为NE走向，延伸长度大于260 km，主要由盐城—阜宁凹陷、建湖隆起和东台凹陷等3大构造单元组成，坳中有凸，隆中有凹，一系列凹凸构造组成盆地的二级单元(舒良树等，2005；邱海峻等，2006；刘建达等，2012).盆地内部各断陷盆地的边界断裂多数为正断层，其中：盐城—南洋岸断裂为盐城凹陷南侧边界，断面倾向北，倾角为55°，控制了盐城凹陷的发育；洪泽—沟墩断裂为弧形北界断裂，走向由NE转为近EW，倾向为NW，倾角为30°—40°，控制了中、新生带盆地沉积.射阳M_S4.4地震即发生在洪泽—沟墩断裂以南、盐城—南洋岸断裂以北的盐城凹陷内部.

射阳地区地震活动水平较低，大震相对较少. 1970年以来，该区域及附近曾发生过3次中强地震，分别为1987年2月17日射阳M_S5.1地震，1991年11月5日射阳M_S4.7地震，1992年10月22日射阳M_S4.6地震.关于该地区地震的研究较少，仅贺楚儒(1999)对1987年射阳M_S5.1地震的震源机制进行了简单分析，而震源机制参数是深入了解区域应力状态的重要基本资料.为了给本区域的地球动力学研究提供基础信息，本文拟利用江苏测震台网记录的波形资料，采用CAP(cut and paste)方法(Zhao，Helmberger，1994)反演射阳M_S4.4地震的震源机制解和震源深度，并基于江苏省测震台网提供的射阳地震序列的震相报告，采用双差定位方法HypoDD(Waldhauser，Ellsworth，2000)对射阳地震序列进行重新定位，以期得到该序列较为准确的震中位置，并在此基础上进一步探讨射阳M_S4.4地震的破裂方向以及地震序列的时空分布特征.

1.   震源深度和震源机制解

波形反演方法可以较充分地利用地震仪器记录到的震相、振幅等信息，对震源机制的约束较为全面(Kanamori，Given，1981；Zhao，Helmberger，1994；Thio，Kanamori，1995；马淑田等，1997；许力生，陈运泰，2004)，其中Zhao和Helmberger (1994)提出的CAP方法将地震仪器记录到的波形分为体波部分和面波部分，允许其在时间窗内相对滑动，较好地改善了波形拟合中由于介质的速度模型差异所造成的震相到时误差，因而应用广泛(吕坚等，2008；郑勇等，2009；韩立波，蒋长胜，2012；谢祖军等，2012；张致伟等，2015；郑建常等，2015；李金等，2016).由于射阳M_S4.4地震发生于苏北盆地东侧的盐城凹陷内部，震中东侧为南黄海海域，无测震台站分布(图 1)，可利用的P波初动资料有限, 因此本文采用CAP方法来反演此次地震的震源机制参数和震源深度.

图  1  射阳地区地震震中及周围台站分布

F₁：淮阴—响水断裂；F₂：洪泽—沟墩断裂；F₃：盐城—南洋岸断裂；F₄：陈家堡—小海断裂；F₅：泾口—沙沟断裂；阴影区域为苏北盆地

Figure  1.  Distributions of earthquake epicenters and seismic stations in Sheyang area

F₁: Huaiyin-Xiangshui fault; F₂: Hongze-Goudun fault; F₃: Yancheng-Nanyang'an fault; F₄: Chenjiabao-Xiaohai fault; F₅: Jingkou-Shagou fault. The shadow region denotes Subei basin

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1.1   数据

根据波形信噪比高、P波初动明显及台站方位分布较全面的选择标准，从江苏省测震台网波形记录资料中挑选了震中距在385 km以内的17个波形质量较高的近震台站(图 1)的数据参与震源机制的反演.首先去除观测波形数据的仪器响应，将坐标系旋转至大圆坐标系内; 然后采用4阶巴特沃斯(Butterworth)带通滤波器对所选取台站的波形进行滤波.波形中体波部分的滤波范围为0.15—0.2 Hz，面波部分的滤波范围为0.05—0.1 Hz.滤波后的波形即为与计算波形比较的数据.

1.2   速度模型

苏北盆地的新生代沉降层较厚，厚约5—6 km，地壳厚为31—32 km(张锁喜等，1990；黄耘等，2011；段永红等，2015; 熊振等，2016).张锁喜等(1990)基于该区域的人工地质探测剖面资料得到的速度结构结果显示：上地壳平均速度为5.5—5.9 km/s，埋深为7—9 km；中地壳平均速度为6.25—6.29 km/s, 埋深为18—24 km；下地壳平均速度为6.6—7.0 km/s，埋深为29—34 km；上地幔顶部速度为7.9—8.1 km/s.黄耘等(2011)认为在20—25 km深度范围内，P波速度相对偏低.基于上述研究结果，本文采用的速度模型如表 1所示.采用表 1给出的射阳地区的速度模型，我们采用频率-波数法(Zhu，Rivera, 2002)计算各频率下的地震波波形.

表  1  射阳地区地壳速度模型参数

Table  1.  The parameters of crustal velocity model for Sheyang area

地层	模型分层厚度/km	ρ/(kg·m-3)	vP/(km·s-1)	vS/(km·s-1)
软沉积层	0.5	2.10	2.50	1.44
硬沉积层	1.5	2.50	4.40	2.54
	3.0	2.75	5.22	3.01
上地壳	5.0	2.80	5.59	3.23
	5.0	2.80	6.17	3.56
中地壳	5.0	2.90	6.49	3.75
下地壳	5.0	2.90	6.43	3.71
	7.0	3.30	7.03	4.08
上地幔	300	3.30	8.00	4.62

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1.3   震源深度和震源机制反演

基于图 1中的地震台站波形记录和区域介质速度模型，在参数全空间范围内搜索地震观测波形与理论波形的拟合误差，该误差随深度的变化如图 2所示.可见，误差函数在约14 km深度处呈极小值，14 km即为反演所得的最佳深度.由图 2还可以看出，在14—17 km深度范围内，震源机制解的变化并不大.图 3给出了计算波形与观测波形的对比，可以看出，在参与计算的85个震相中，相关系数大于0.7的有54个，占64%，表明计算波形与观测波形的相关性较好.图 2所示的最小拟合误差为5.472×10^-4，说明反演结果相对可靠.反演得到的最佳震源机制解参数为节面Ⅰ:走向304°，倾角53°，滑动角0°，为左旋走滑；节面Ⅱ:走向214°，倾角90°，滑动角143°，为右旋走滑，有一定的垂直运动分量；P轴的方位角为265°，倾角为25°；T轴的方位角为163°，倾角为25°；P轴方位近东西向，T轴近南北向，P轴和T轴的倾角均近水平.

图  2  射阳M_S4.4地震的矩张量反演中波形拟合误差随震源深度的变化

Figure  2.  Misfit variation with focal depth of the Sheyang M_S4.4 earthquake

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图  3  射阳M_S4.4地震计算地震波形(红色)与实际观测地震波形(黑色)的比较

波形左侧为地震观测台站和震中距(单位：km)，波形下面依次为计算波形相对观测波形的到时差(单位：s)和计算波形与观测波形的相关系数

Figure  3.  Comparison between calculated seismograms (red) and observed ones (black) of the Sheyang M_S4.4 earthquake

The focal mechanism solution of the Sheyang earthquake is also given, the texts on the left of waveform denote the station and epicentral distance (unit in km), the numbers below the seismic wave show the time difference (unit in s) between the calculated and observed seismograms and their correlation coefficient, respectively

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为了测试速度结构的差异对计算结果的影响，本文基于震中附近区域的Crust2.0速度模型，使用相同的台站资料对此次射阳M_S4.4地震的震源参数进行了反演.结果表明，采用不同的速度模型计算所得结果的误差均在网格搜索步长(5°)以内，因此介质速度模型的差异对震源机制解的影响不大.

2.   地震序列重新定位

双差定位反演方法(Waldhauser，Ellsworth，2000)能够获得丛集地震中每次地震相对于其矩心的相对位置，有效地减少地壳速度结构对定位精度的影响(杨智娴等，2003；Zhang，Thurber，2003; 曹凤娟等，2013；房立华等，2013；王未来等，2014；王亮等，2015；王光明等，2015；刘建明等，2016)，因此本文采用双差定位方法HypoDD, 使用江苏省测震台网报告中的Pg和Sg到时信息和射阳M_S4.4地震震中附近的6个地震台站(SY，LYG，GUY，SQ，HUA，XY), 参考表 1给出的P波速度模型(波速比设为1.73)，对射阳地震序列中44次M_L≥1.5地震事件进行重新定位.设最小连接数和最小观测数均为8，震源间距小于10 km，地震对到台站的距离小于200 km，P波到时的权重为1.0，S波到时的权重为0.7.最终，采用共轭梯度法得到了南北、东西、垂直方向的平均定位误差分别为0.32，0.38，和0.25 km.

图 4给出了射阳地震序列重新定位后的地震震中分布图，可以清楚地看到，精定位后的震中位于洪泽—沟墩断裂与盐城—南洋岸断裂之间.地震序列震中水平空间分布的长轴AA′长约16 km，短轴BB′长约8 km.在水平空间内，地震序列分布的优势方向为NW60°，这与采用CAP方法反演获得的射阳M_S4.4地震震源机制节面Ⅰ的走向(NW56°)一致，说明射阳M_S4.4地震的断层面可能是震源机制解中的节面Ⅰ.

图  4  射阳地震序列重新定位后的地震震中分布图

AA′ and BB′分别为地震序列分布的长轴和短轴

Figure  4.  Relocation of event epicenters for the Sheyang earthquake sequence

AA′ and BB′ are the major axis and minor axis of the earthquake sequence, respectively

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图 5a, b给出了射阳地震序列沿AA′和BB′剖面的地震深度分布，可以看出：地震序列的深度主要集中在6—23 km范围内，其中M_L≥3.0地震的深度相对较深，集中在18—23 km范围内. 2016年10月20日射阳M_S4.4地震的震源深度约为21 km，处于射阳地震序列的东南端.垂直于震中优势长轴走向的剖面BB′反映了沿地震破裂方向的震源几何特征，由图 5b可见，在6—23 km的深度范围内，地震优势分布的倾向为NE，倾角较陡.

图  5  重新定位后射阳地震序列沿AA′和BB′剖面的地震深度分布(a, b)及地震序列深度随时间变化图(c)(AA′和BB′位置见图 4)

Figure  5.  Focal depth along the the sections AA′ and BB′ (a, b) for the Sheyang earthquake sequence after relocation and the focal depth changes with time (c) The locations of the sections AA′ and BB′ are shown in Fig. 4

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重定位后的射阳地震序列深度随时间的变化如图 5c所示，可以看出，地震序列活动存在有序破裂的现象. 2016年10月15日射阳M_L3.5地震发生后，地震序列的震中分布由SE至NW，向浅部扩展；2016年10月20日至2016年10月27日期间，地震序列由SE至NW向深部扩展；2016年11月7日之后，地震序列的震源深度集中在17—23 km，向SW方向迁移(图 4，5c).

3.   讨论与结论

本文采用CAP方法反演了2016年10月20日射阳M_S4.4地震的震源机制解参数和震源深度，采用双差定位方法对射阳地震序列中44次M_L≥1.5地震事件进行了重新定位.反演得到射阳M_S4.4地震的P轴方向近东西向(265°)，T轴方向近南北向(163°)，P轴和T轴的倾角均近水平(25°)，震源机制的应力轴方向与该区域背景应力场已有的相关研究结果一致(汪素云, 许忠淮，1985；张邵治等, 1989；徐鸣洁等, 1996).说明此次射阳M_S4.4地震是在背景应力场的作用下发生的.此外，该地震震源机制解的节面Ⅰ走向为304°(N56°W)，与双差定位后的射阳地震序列在水平空间内分布的优势方向(N60°W)一致，据此推测，此次射阳M_S4.4地震的运动方向为NW，运动类型为左旋走滑.

射阳M_S4.4地震序列位于洪泽—沟墩断裂与盐城—南洋岸断裂之间，两条断裂的走向均近NE.我们查阅了该区域相关的地质资料，没有发现震中附近NW断裂的相关报道，无法确定此次射阳M_S4.4地震序列是否由震中附近既有断裂的运动所产生.库伦-摩尔破裂准则(Zang，Stephansson，2010)表明，当岩石发生剪切破裂时，破裂面与最大主应力方向的夹角为

式中φ=arctanμ为内摩擦角，μ为岩石的内摩擦系数(0.5 < μ < 1).根据所选的岩石摩擦系数，破裂角a的范围为22°—32°，一般为30°(Zang，Stephansson，2010).射阳地震断层面与区域最大主应力轴的夹角约为30°，处于库伦-摩尔破裂角的范围内，由此推测，射阳M_S4.4地震是在区域应力场的作用下，沿NW向剪切破裂发生的地震事件.

双差定位结果显示，射阳地震序列存在有序破裂的现象，2016年11月7日后，余震向SW迁移，与前震序列扩展方向(NW)不一致，可能反映了震中区域剪应力释放已经较为充分、余震活动处于震后调整的过程.