Research on application of focal mechanism and site conditions in judgment of Hebei earthquake influence field
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摘要: 震后应急工作中地震影响场的判定和快速给出较为合理的地震烈度分布图，是震后应急救援的重要依据，对于政府了解灾情、部署工作以及估算灾害损失都尤为重要，所以本文以此为研究目的，力求震后快速给出准确的地震烈度分布图。本文收集整理了河北地区中强地震的实际等震线图，将其与加入了震源机制解影响参数的烈度衰减关系计算得到的理论等震线图进行对比。结果显示：随着震级的增大，由衰减关系计算得到的等震线图与实际地震等震线图在高烈度区（≥Ⅶ度）相似度更高。另外，根据震后24小时内余震频度的空间变化，对极震区理论等震线修正后，其与实际等震线更加贴合，即理论计算烈度与实际调查烈度值更加接近。最后，对河北地区划分网格，根据地震动衰减关系计算震例对各个网格中心点产生的影响—基岩PGA。提取场地类别属性，考虑场地放大因子，完成基岩PGA到地表PGA的转换。将地表PGA换算成烈度，并与实际地震等震线图进行对比分析。结果表明，考虑了场地放大效应的地震影响场在高烈度区与实际等震线相似度很高，且相似度超过基于震源机制解的烈度衰减关系方法。Abstract: The determination of seismic influence field in post-earthquake work, a quickly gived reasonable map of seismic intensity distribution, was an important basis for emergency rescue after the earthquake and was important for the government to understand the disaster situation, deploy work and estimate the disaster loss. In this paper, the isoseismal maps of moderate strong earthquakes in Hebei Province were collected and sorted out, it was compared with the theoretical isotherm map generated by the regional earthquake intensity attenuation relationship based on the focal mechanism solution. The results show that, with the increase of magnitude, the similarity was higher between the theoretical isoseismal map and the actual isoseismal map in the high intensity area （≥Ⅶ）, the theoretical isoseismal map was calculated by the attenuation relationship of seismic intensity with focal mechanism solution. In addition, according to the spatial variation of aftershock frequency within 24 hours after the earthquake, the theoretical isoseismal line in the polar region is modified, which is more consistent with the actual isoseismal line. That is to say, the theoretical calculated intensity is closer to the actual investigation intensity value. Finally, the grid of Hebei area was divided, and the bedrock PGA of the earthquake case on each grid center point was calculated according to the attenuation relationship of ground motion. Then, the site category attributes were extracted, considered site amplification factor, and the conversion of bedrock PGA to surface PGA was completed. The surface PGA was converted into intensity and compared with the actual earthquake isoseismal map. The results show that the similarity between the seismic influence field calculated by considering the site amplification effect and the actual isoseismal line was very high in the high intensity area, and the similarity is higher than the intensity attenuation relation method based on the focal mechanism solution.
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引言
据江苏省测震台网测定，2019年9月22日6时43分，黄海海域发生ML2.6地震（121.54°E，33.01°N），之后震中附近小地震活跃，并于2019年12月8日16时10分发生ML4.6地震（121.39°E，33.06°N）。2019年9月22日至2019年12月18日，江苏省测震台网共记录到黄海地区ML1.0以上地震12次，其中ML1.0—1.9地震1次，ML2.0—2.9地震4次，ML3.0—3.9地震4次，ML4.0—4.9地震3次。3次ML4.0以上地震分别为2019年12月8日黄海ML4.6、12日黄海ML4.1和18日黄海ML4.0地震（图1），其中黄海ML4.6地震是此次地震序列的主震，该地震的发生使江苏的大丰、东台、盐城等多地居民有震感。
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图 1 南黄海盆地区域构造及测震台站和ML≥4.0地震分布Ⅰ ：北部坳陷；Ⅱ ：中部隆起；Ⅲ ：南部坳陷；Ⅳ ：勿南沙隆起；Ⅴ ：苏北盆地。F1：淮阴—响水—千里岩断裂；F2：江山—绍兴断裂；F3：陈家堡—小海断裂；F4：栟茶河断裂；F5：苏北—滨海断裂带Figure 1. Regional tectonic settings of the South Yellow Sea basin region and distribution of seismic stations and ML≥4.0 earthquakesⅠ ：Northern depression；Ⅱ ：Middle uplift；Ⅲ ：Southern depression Ⅳ ：Wunansha uplift；Ⅴ ：Subei basin. F1：Huaiyin-Xiangshui-Qianliyan fault；F2：Jiangshan-Shaoxing fault；F3：Chenjiabao-Xiaohai fault；F4：Benchahe fault；F5：Subei-Binhai fault zone黄海ML4.6地震序列所处的南黄海盆地位于淮阴—响水—千里岩断裂与江山—绍兴断裂之间（庞玉茂等，2016），自北向南由多个坳陷和隆起单元构成，其中勿南沙隆起带走向近EW，长达100 km，主要由中生代和古生代地层组成（郝天珧等，2010）。勿南沙隆起带附近的地震断裂以NE向和NW向为主，NE向断裂控制了坳陷和隆起的边界，NW向断裂为张扭性断裂，错开了一系列NE向断裂，其中：陈家堡—小海断裂走向NE50°，倾向NW，控制了第四系沉积；栟茶河断裂走向WNW，视倾角约为60°—75°，为上陡下缓的铲形正断层（顾勤平等，2017）；NW向苏北—滨海断裂带倾向NE，是一条构造活动较为强烈的右旋走滑断裂，切割了第四系中上部层位。黄海ML4.6地震序列即发生在苏北—滨海断裂带东侧约27 km处（图1）。历史上该断裂附近曾发生多次M6.0以上地震，特别是1970年以来滨海断裂带附近地震也比较活跃，共发生ML5.0以上地震6次（图1），其中震级最大为1984年5月21日黄海MS6.2地震，距离此次黄海ML4.6地震67 km。判断此次地震序列的发生是否与苏北—滨海断裂带活动有关是区域震情分析中的重要问题。研究此次黄海地震序列的震源机制参数和时空分布特征，有助于更直观地了解黄海地震序列的发震机理，定量地判断黄海地震序列与苏北—滨海断裂带的关系。
鉴于此，本文拟基于华东地区测震台网记录的波形资料，采用CAP （cut and paste）方法（Zhao，Helmberger，1994；Zhu，Helmberger，1996）反演2019年黄海地震序列中ML4.6主震和ML4.1地震的震源深度和最优震源机制参数，再基于地震序列的震相报告，采用双差定位方法（Waldhauser，Ellsworth，2000）对此次地震序列进行重新定位，并在此基础上结合区域的地球物理场特征，对黄海ML4.6地震序列的发震机理进行探讨，以期为判断地震序列的发震构造以及评估区域地震危险性提供可靠的基础信息。
1. 震源深度和震源机制参数
1.1 方法
黄海ML4.6地震序列位于南黄海盆地的勿南沙隆起带内部，江苏省测震台网对该地震序列覆盖的方位角近180°，该序列东侧海域无测震台站。考虑到CAP方法（Zhao，Helmberger，1994）可以更充分地利用地震观测波形中的震相信息，尤其是对于可用观测资料有限的地震事件，该方法对震源机制的约束相对更全面，而且已经得到广泛应用（郑勇等，2009；李强等，2015；洪德全等，2017；李锋等，2017，Han et al，2017）。因此本文采用CAP方法对2019年12月8日黄海ML4.6和12日黄海ML4.1地震的震源矩心深度和震源机制进行反演。
1.2 数据
在2019年黄海ML4.6地震序列的地震事件波形中，2019年12月8日黄海ML4.6和12日黄海ML4.1地震的震级相对较大，区域测震台站记录到的波形资料质量较高。我们按照波形信噪比高、震相清晰的要求，选取了震中距在400 km以内的9个测震台（图1）的波形数据，对其进行去仪器响应、坐标转换和滤波等常规处理。滤波器采用4阶巴特沃斯（Butterworth）带通滤波器，其中体波带宽为0.15—0.2 Hz，面波带宽为0.05—0.1 Hz。滤波后的波形用于地震震源深度和震源机制的反演。
在合成理论地震图时，我们采用频率-波数方法（Zhu，Rivera，2002），参考区域的人工地质探测剖面和速度层析成像研究结果（张锁喜等，1990；黄忠贤等，2009），利用传播矩阵算法计算地震事件的理论波形；之后在理论波形与观测波形的拟合过程中，采用网格搜索法搜索拟合误差最小的地震深度及其对应的震源机制解参数。在本文采用的速度模型Ⅰ中，沉积层的厚度约5 km，处于20—15 km深度处，波速相对较低，为低速异常区（图2），地壳厚度为32 km。
1.3 震源深度及震源机制反演
图3为黄海ML4.6地震和ML4.1地震的观测波形与计算波形的拟合误差随地震深度的分布。对于黄海ML4.6地震，误差函数在20 km深度处为极小值（图3a），最小拟合误差为2.842×10−4，因此黄海ML4.6地震的最佳深度为20 km。由图3b可见，黄海ML4.1地震的最佳深度为21 km，波形拟合最小误差为4.864×10−5。
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图 3 黄海ML4.6 （a）和ML4.1 （b）地震的波形反演拟合误差随深度的变化Figure 3. Misfit variation with focal depth for the ML4.6 （a） and ML4.1 （b） Yellow Sea earthquakes在反演到的两次黄海地震的最优深度处，我们对比了观测波形与计算波形，结果如图4所示。在黄海ML4.6地震的波形拟合（图4a）中，参与计算的震相有35个，观测波形与计算波形之间的相关系数大于0.6的有25个，占71%，相关性较好，反演结果较为可靠。黄海ML4.1地震的震级相对较低，在参与反演的20个地震震相中（图4b），观测波形与计算波形之间的相关系数大于0.6的有12个，占60%，反演结果基本可靠。
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图 4 黄海ML4.6 （a）和ML4.1 （b）地震的合成地震波形（红色）与观测波形（黑色）的对比波形下方的数字依次是理论震相相对观测震相的滑动时间（单位为s）和波形的相关系数，波形左侧为测震台站名称及其震中距（单位为km）Figure 4. Comparison between synthetic waveforms （red） and observed ones （black） of the Yellow Sea ML4.6 （a） and ML4.1 （b） earthquakesThe numbers below the seismic waveforms show the time difference （unit in s） between the synthetic waveforms and observed ones and their correlation coefficient，respectively. On the left are the station and epicenter （unit in km）经反演获得黄海ML4.6地震的震源机制解参数，如表1所示，震源机制解节面Ⅰ的走向为NW、倾向为SW，节面Ⅱ的走向为NE、倾向为SE；P轴方位为ENE向，倾角近水平；T轴方位为WNW向。黄海ML4.1地震的震源机制解节面Ⅰ的走向为NW、倾向为SW，节面Ⅱ的走向为NE、倾向为SE；P轴方位为ENE向，倾角近水平；T轴方位WNW向。黄海ML4.6和ML4.1地震震源机制解的P轴和T轴方向与该区域的最大水平压应力和最小水平压应力方向（许忠淮，吴少武，1997）一致。
表 1 2019年黄海ML4.6和ML4.1地震的震源机制解参数Table 1. Focal mechanism solution parameters of the Yellow Sea ML4.6 and ML4.1 earthquakes in 2019发震时间
年-月-日ML 节面Ⅰ 节面Ⅱ P轴 T 轴 走向/° 倾角/° 滑动角/° 走向/° 倾角/° 滑动角/° 方位角/° 倾角/° 方位角/° 倾角/° 2019-12-08 4.6 123 74 61 6 33 149 235 23 359 52 2019-12-12 4.1 135 77 32 37 59 165 263 12 0.16 31 在震源机制反演过程中，我们采用的速度模型Ⅰ在20—25 km深度为低速层。为了测试震源机制反演的稳定性，我们建立无低速层的速度模型Ⅱ（图2）。以2019年12月8日黄海ML4.6地震为例，基于速度模型Ⅱ反演该地震的震源机制解。反演获得的最优震源机制参数为：节面Ⅰ的走向为121º，倾角为75º，滑动角为54º；节面Ⅱ的走向为11º，倾角为39º，滑动角155º。与采用速度模型Ⅰ的反演结果相比，采用模型Ⅱ所获的反演震源机制参数变化很小，说明区域内低速层的存在对反演结果的影响不大，反演结果可靠。
2. 地震序列重新定位
上述表明，通过反演的地震震源机制参数，仍然无法确定此次黄海地震序列的破裂方向。鉴于定位精度较高的地震空间分布可以反映发震构造的几何形态（刘建达等，2009；房立华等，2018；李锋等，2019；李君等，2019），本文采用双差定位算法（Waldhauser，Ellsworth，2000），参考图2中的P波速度模型（波速比1.73），根据测震台网提供的地震序列的震相到时信息，利用震中距在62—295 km内的19个地震台站（图5a），对此次地震序列进行重新定位。在重新定位的过程中，设置最小连接数和最小观测数均为8，震源间距小于10 km，P波和S波到时的权重分别为1.0和0.7。
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图 5 精定位采用的测震台站分布和黄海地震序列定位前、后的震中分布图（a） 测震台站分布；（b） 双差定位前、后地震震中分布，其中灰色为双差定位前地震震中；（c） 地震沿AA′剖面的震源深度分布；（d） 地震沿BB′剖面的震源深度分布Figure 5. Distribution of the seismic stations used in the precise relocation and earthquake epicenters before and after precise relocation（a） Distribution of seismic stations；（b） Earthquake epicenters before and after precise relocation，where gray dots are the epicenters before relocation；（c） Focal depth along the section AA′；（d） Focal depth along the section BB′重新定位后的地震空间分布如图5b所示，可见黄海地震序列集中分布在苏北—滨海断裂带以东，相对于测震台网给出的地震震中分布更为集中，主要分布在长约10 km （AA′）、宽约2 km （BB′）的矩形内。双差定位结果的南北、东西、垂向误差分别为0.41，0.32，0.27 km。该地震序列分布的优势方向为NW向，与12月8日黄海ML4.6和12日黄海ML4.1地震震源机制解节面Ⅰ的走向（表1）较为一致。
图5c和图5d为矩形内部地震沿剖面AA′和BB′的深度分布，可见：地震序列集中分布于6.4—12.7 km深度，其中ML4.6地震的震源深度相对较深，为11.7 km，主震近似位于余震区底部，余震序列具有从深部向浅部迁移的趋势，与张国民和李丽（2003）统计的中国大陆深部主震和余震震源深度分布特征一致；剖面BB′上的地震分布反映了断层面的几何形态（图5d），地震分布所反映出的断面倾向和倾角在深度上存在分段差异，上部倾向SW，下部近似直立，但因地震数目较少，难以确定断面倾向和倾角在深度上分段差异的真实性。根据序列定位结果和震源机制，初步判定走向NW、倾向SW的节面Ⅰ可能是黄海ML4.6地震序列的发震断层面。
3. 讨论与结论
苏北—滨海断裂带附近的地震活动强度和频度相对突出，历史上曾发生过多次破坏性地震。2019年黄海ML4.6地震序列距离苏北—滨海断裂带约27 km。然而我们反演所获的黄海ML4.6和ML4.1地震震源机制解的节面参数与苏北—滨海断裂带的几何参数并不一致。以ML4.6地震为例，震源机制解节面Ⅰ的走向为NW57º，倾向SW向，运动方式以左旋走滑为主，而苏北—滨海断裂带的走向为NW30º，倾向NE，是一条右旋走滑断裂。说明此次黄海ML4.6地震序列的发生与苏北—滨海断裂带的主断裂活动并没有直接的关系。
黄海ML4.6地震序列发生在南黄海盆地的勿南沙隆起带内，波形反演所得的ML4.6和ML4.1地震的震源深度分别为20 km和21 km，处于该地区下地壳的上边界附近（郝天珧等，2010）。边界上层介质为弹性，以脆性破裂为主；下层介质为黏弹性，以塑性变形为主。两地震的震源深度与中国大陆东部壳内脆韧转换带的深度（20—25 km）（张国民，李丽，2003）较为符合，由此推测黄海ML4.6、ML4.1地震可能是发生在勿南沙隆起地区壳内脆韧转换带的地震事件。
双差定位给出黄海ML4.6和ML4.1地震的深度分别为11.7 km和9.8 km，与我们采用波形反演得到的地震深度差异较大。因双差定位方法为相对定位，定位给出的地震序列深度结果为相对深度，与地震的绝对定位相比有较大的不确定性。此外，1970年以来观测台网记录到震中附近的地震并不多，在深度剖面上可定位的地震较少，对倾角的约束较差，定位结果仅能提供发震断层的走向信息。本文的研究结果显示，黄海地震序列震中分布的优势方向为NW40º，与本文反演的黄海ML4.6和ML4.1地震源机制节面Ⅰ的走向NW57º和NW45º较为一致，由此认为黄海ML4.6和ML4.1地震的发震断层为NW向，运动方式为左旋走滑。
许忠淮和吴少武（1997）的研究结果显示，苏北—南黄海地区的最大主应力方向为ENE−WSW，最小主压应力方向为NNW−SES，倾角较小，本文反演的黄海ML4.6和ML4.1地震的P轴和T轴参数与其结果一致。故本文推测2019年黄海ML4.6地震序列是在构造应力场的作用下，发生在壳内脆韧转换带的沿NW向剪切破裂的地震事件。
江苏省地震局监测中心提供了波形数据，审稿专家提出了宝贵意见，作者在此表示衷心的感谢。
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图 1 M≥6.0地震的理论计算等震线与实际等震线的对比图
Figure 1. Comparison between theoretical calculation isoseismal lines and actual isoseismal lines for M≥6.0 earthquakes
（a） M6.0—6.5；（b） M6.6—7.0；（c） M7.1—7.5；（d） M7.8；（e） M8.0
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图 1 M≥6.0地震的理论计算等震线与实际等震线的对比图
Figure 1. Comparison between theoretical calculation isoseismal lines and actual isoseismal lines for M≥6.0 earthquakes
（a） M6.0—6.5；（b） M6.6—7.0；（c） M7.1—7.5；（d） M7.8；（e） M8.0
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图 2 1976年唐山M7.8地震主震后2小时（a）、6小时（b）、12小时（c）和24小时（d）内余震频度分布图
Figure 2. Distribution of aftershock frequency within 2 hours （a），6 hours （b），12 hours （c） and 24 hours （d） after Tangshan M7.8 earthquake in 1976
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图 3 理论等震线极震区修正前（a）后（b）对比图
Figure 3. Comparison of theoretical isoseismal areas before （a） and after （b） correction
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图 5 1966年宁晋东南M7.6地震（a）和1976年唐山M7.8地震（b）的地震影响场对比图
Figure 5. Comparison of influence fields between the 1966 Ningjin southeast M7.2 earthquake （a） and the 1976 Tangshan M7.8 earthquake （b）
表 1 研究区内选取的震例
Table 1 The selected earthquake cases in the studied area
编号 发震时间
年-月-日震中位置 精度类别 震中烈度 震源深度/km M 震源机制类型 震中参考位置 北纬/° 东经/° 1 1618-11-16 39.80 114.50 2 Ⅷ $6\tfrac{1}{2}$ 正断 河北蔚县附近 2 1624-04-17 39.50 118.80 3 Ⅷ $6\tfrac{1}{2}$ 走滑 河北滦县 3 1628-10-07 40.70 114.20 2 Ⅷ $6\tfrac{1}{2}$ 走滑兼正断 河北怀安西洋河堡 4 1665-04-16 39.90 116.60 2 Ⅷ $6\tfrac{1}{2}$ 逆冲-走滑 北京通县西 5 1679-09-02 40.00 117.00 2 Ⅺ 8.0 走滑 河北三河平谷 6 1720-07-12 40.40 115.50 2 Ⅸ $6\tfrac{3}{4}$ 走滑 河北沙城 7 1730-09-30 40.00 116.20 2 Ⅷ $6\tfrac{1}{2}$ 走滑 北京西北郊 8 1830-06-12 36.40 114.30 2 Ⅹ $7\tfrac{1}{2}$ 走滑 河北磁县 9 1882-12-02 38.10 115.50 2 Ⅷ 6.0 正断 河北深县 10 1945-09-23 39.70 118.70 Ⅷ $6\tfrac{1}{4}$ 走滑 河北滦县 11 1966-03-08 37.35 114.92 Ⅸ+ 6.8 走滑 河北隆尧东 12 1966-03-22 37.50 115.10 2 Ⅹ 9 7.2 走滑 河北宁晋东南 13 1966-03-26 37.68 115.27 1 Ⅶ+ 15 6.2 走滑 河北束鹿南 14 1967-03-27 38.50 116.50 Ⅶ 6.3 走滑 河北河间、大城 15 1976-07-28 39.60 118.20 Ⅺ 22 7.8 走滑 河北唐山 16 1976-07-28 39.90 118.70 Ⅸ 22 7.1 走滑 河北滦县 17 1976-11-15 39.33 117.50 Ⅷ 17 6.9 逆断 天津宁河西 18 1977-05-12 39.20 117.70 1 Ⅶ 19 6.2 走滑 天津汉沽附近 19 1998-01-10 41.12 114.43 Ⅷ 10 6.2 逆断 河北张北 
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表 2 研究区选用的地震烈度衰减系数
Table 2 Seismic intensity attenuation coefficients used in the studied area
发震方式 C1 C2 C3 a0 σ 走滑型 长轴 5.291 0 1.438 0 −4.305 4 25 0.622 4 短轴 3.148 8 1.338 7 −3.272 4 14 0.649 2 全震例 长轴 5.861 9 1.390 2 −4.451 5 25 0.586 2 短轴 2.954 9 1.349 4 −3.106 4 10 0.615 3 注：C1，C2，C3为回归系数，a0表示距离饱和因子，σ表示衰减关系的误差。
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表 3 华北地区地震动衰减关系系数
Table 3 Attenuation coefficients of ground motion in North China
系数与
方差椭圆长轴 椭圆短轴 M＜6.5 M≥6.5 M＜6.5 M≥6.5 A 2.024 3.565 1.204 2.789 B 0.673 0.435 0.664 0.420 C 2.329 2.329 2.016 2.016 D 2.088 2.088 0.944 0.944 E 0.399 0.399 0.447 0.447 σ 0.245 0.245 0.245 0.245
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表 4 适用于中国场地分类的场地放大系数
Table 4 Site magnification factors for site classification in China
场地
类型不同基岩地震动加速度PGA （cm·s−2）下的放大系数 PGA≤100 PGA＝200 PGA＝300 PGA＝400 PGA≥500 Ⅰ 1.0 1.0 1.0 1.0 1.0 Ⅱ 1.4 1.3 1.2 1.1 1.0 Ⅲ 2.1 1.6 1.2 1.0 1.0 Ⅳ 2.5 1.7 1.2 0.9 0.9
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表 5 烈度与水平向峰值加速度的对应关系
Table 5 Corresponding relationship between intensity and horizontal peak acceleration
烈度 水平向地面峰值加速度/（cm·s−2） Ⅵ 45—89 Ⅶ 90—177 Ⅷ 178—353 Ⅸ 354—707
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1. 黄少华，万永革，孙业君，许鑫，余海琳，冯淦，李枭. 2021年江苏盐城海域M_S5.3地震震源机制中心解及基于震源机制的区域应力场反演. 防灾减灾工程学报. 2023(06): 1266-1274 . 
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