活动断裂带是现今仍处于活动状态的断层系统，与地震等地质灾害的发生紧密相关，对城市和公共安全直接造成威胁（邓起东等，2003）．对主要地震带的地震活动特性深入研究，有助于查明断层活动习性，为防震减灾工作提供重要的理论依据，具有十分重要的社会意义．中小地方震的空间分布与发震断层的深部形态密切相关，通过地震定位和震源机制测算研究中小震地震空间分布是分析断层活动性、探测隐伏断层、确定地壳形变的有效方法（张广伟等，2011）．类似的研究已经在南加州（Haukssonetal.,2012）、南温哥华岛岛弧（Lietal.,2018）和俄克拉荷马（McNamaraetal.,2015）等地区开展，成功获得了当地的活动断裂带精细形态及地震活动特征．

北北东走向的郯庐断裂带是中国东部最主要的活动断裂带之一，全长约2400km（朱光等，2004）．根据构造演化和地震活动，郯庐断裂带分为四段（Minetal.,2013）．其中，渤海湾段南起山东潍坊，经渤海湾北至辽宁沈阳（Zhangetal.,2015）；历史上发生过多次强震（图1），包括1597年的M>7地震（高山泰等，2003）、1888年M71/2地震（薛志照，1993）和1969年渤海湾Mb7.4地震（苗庆杰等，2010）．特别是郯庐断裂渤海湾北段于1975年发生MS7.3海城地震．高度的地震危险性使得该区域倍受地球科学家的关注，展开了一系列的地球物理研究工作．接收函数成像揭示该段断裂下方莫霍面错断，可能表明该断裂深达岩石圈地幔.GPS速度场分布、地壳剪切波分裂（太龄雪等，2009）和三维黏弹性有限元数值模拟等研究结果都显示郯庐断裂渤海湾北段地壳处于北北西-南南东向的拉伸状态，与海城地震震源机制解一致（邓起东等，1976).

郯庐断裂渤海湾北段断层体系错综复杂，前人研究大部分聚焦在海城地震发震断层———海城河断裂，对此区域的其他断裂研究较少．由于辽宁固定台站分布稀疏，小震检测能力有限，区域地震目录可能存在缺失．基于流动和固定地震台站组成的相对密集台网，本文重新检测截取地震事件，使用Hypoinverse2000和双差定位方法定位区域地震．通过研究中小震活动空间分布和震源机制解，从整体上理解郯庐断裂渤海湾北段地震活动的时空分布特征及其与构造应力场的关系．

1、数据

本文使用的地震数据为渤海湾流动地震台阵和辽宁省地震台网（图1)2005年5月至2006年4月的连续波形记录．其中，渤海湾流动地震台阵由中国科学院地质与地球物理研究所地震台阵实验室所布设的20个宽频带流动地震台站组成，台阵设计兼顾了固定地震台站空间分布．辽宁省地震台网由16个台站组成．组合的观测台阵共包含36个台站，平均台站间距达到40km，空间分布比较均匀，观测系统地震监测能力与定位精度预期高于辽宁地震台网．

2、研究方法

2.1地震检测和精确定位

本文采用了LTA/STA地震检测方法从连续数据中识别可能的地震事件（Stevenson,1976；梁晓峰，2009；金戈和陈永顺，2009），该方法简单、高效，被广泛应用在地震速报和地震预警的事件识别中（刘翰林和吴庆举，2017；陈安国和高原，2019）．其中，短窗长度设定为10s，长窗长度为60s，事件触发阈值为STA与LTA的比值等于3.0．本研究从检测结果中删除了全球5级以上地震；同时为了避免人类活动噪声的误识，设定被8个以上地震台站记录的备选事件进入人工复核处理流程．最后，对筛选出的地震事件人工确认并手动拾取P波初动到时．考虑到滤波会影响地震波形态，进而影响到时拾取精度，在拾取到时时，只对初动信噪比低的事件数据使用频带0.1～10Hz的4阶巴特沃斯带通滤波器进行滤波拾取，在定位时赋予此类到时数据较低权重．

图1研究区发震构造与地震台站分布图

红色和蓝色三角分别表示渤海湾流动地震台阵和辽宁省地震台网的台站．黑线表示断裂带，其中黑粗线表示海城河断裂（F1）和太子河断裂（F2）．正方形表示主要城市，绿线AA′表示剖面位置，红色五角星表示历史强震．右下角子图的红框给出了研究区的地理位置．

本文使用Hypoinverse2000程序（Klein,2002）对事件进行绝对定位反演．该程序原理可简单描述如下：

假设地震事件震源位置为（x0,y0,z0），发震时刻t0，第i个地震台站的观测到时为ti，理论走时为Ti，则走时残差为

设定反演目标函数为

通过线性反演即可求解事件位置与发震时刻．定位所用一维地壳P波速度模型由前人基于GT5标准挑选地震事件采用MessyGA算法反演后取平均获得（张岭等，2005),S波速度则使用统一的波速比1.73由P波速度计算获得（图2).

图2地震定位所用的速度模型

蓝线表示P波速度模型，红线表示S波速度模型．

初步定位结果再通过双差定位方法（WaldhauserandEllsworth,2000）进行重定位．假设事件对两个事件i和j，到台站k的走时分别为tki和tkj，双差可定义为

obs是观测走时差，cal是理论走时差．该方法将相距较近的事件组成事件对，事件对间距远小于事件对到台站的距离，可认为两个事件的射线路径几乎相同，利用事件对的相对走时差能够有效减小输入速度模型对定位精度的影响．此外，基于ML=log(A）μ）+R（Δ）（HavskovandOttem9ller,2010）测量了重定位的小震震级，其中，Aμ表示两个水平分量最大位移的算数平均值；Δ表示震中距，R（Δ）表示量规函数，其值来自严尊国等（1992）对我国东部地区近震量规函数的研究．

2.2震源机制解

本文采用gCAP方法求解震源参数（ZhuandHelmberger,1996;ZhuandBen-Zion,2013）．传统P波初动方法要求台站分布较好且不能反演震源深度和震级；gCAP方法不仅克服了上述缺点，而且对速度模型精度要求不高（郑勇等，2009;Xieetal.,2017）．该方法从宽频带地震信号中截取体波和面波部分，使用网格搜索方法拟合波形相位，获得最优的震源机制解和深度．本研究中，体波和面波波形分别使用带宽为0.3～1Hz和0.1～0.4Hz的4阶巴特沃斯带通滤波器压制噪声，速度模型与定位反演所用模型相同．

3、结果和讨论

3.1双差定位误差分析

本文人工拾取了72275条P波初至到时，使用Hypoinverse2000方法定位了780个地震事件，进一步使用双差定位方法重定位，得到了546个事件位置．定位结果平均均方根走时残差从绝对定位的0.84s降低到双差定位的0.08s．重定位的546个地震震级主要集中在1～2级（图3).

由于共轭梯度方法给出的定位误差估计不准确，本文使用自助法分析双差定位误差．给速度模型添加±5%的随机扰动，选取双差定位中第1丛的110次地震作为已知震源位置的“理论地震”，分别计算理论走时，并添加标准差为0.175s的随机震相拾取误差，再进行双差定位．将上述过程重复400次，获得每个“理论地震”位置的水平误差和深度误差．图4给出了该丛地震的定位误差，以两倍标准差作为定位误差，双差定位的平均水平误差和深度误差分别为1.5km和1.9km，水平和深度最大误差均不超过5km.

图3震级-频度分布

3.2震中分布

震中分布表明郯庐断裂渤海湾北段地震活动空间分布不均匀，主要特征如下（图5a):(1）穿过下辽河盆地，北东走向的郯庐主断裂带上几乎没有地震发生；（2）主断裂带西侧的辽西地区地震较少，呈团簇状分布；（3）主断裂带以东地震密集，沿海城河等次级断裂呈条带状分布；（4）抚顺附近地震呈团簇状分布，可能与采矿活动有关．上述震中分布特征与该区域前人定位结果基本一致（李铁等，2005；刘财等，2014;Zhengetal.,2018).

除了海城河断裂带，沿太子河断裂带地震也呈团簇状密集分布（图5）．太子河断裂是一条出露的正断层，走向北东向，倾向北西向，倾角50°～85°，全长约90km（雷清清等，2008），该断裂属于晚更新世-全新世的活动断裂（马宗顺和张正曙，1994），地表可见破碎宽度约10m（钟以章等，1981）．本研究定位的太子河断裂地震明显多于重定位后的辽宁地震台网目录（1981—2005年，ML>2.4;Zhengetal.,2018；图5b）．沿太子河断裂两侧10km内有71个地震事件，约占研究区地震事件的13%，而辽宁地震台网目录中发生在太子河断裂附近的地震事件有2个．图6a给出了其中一个地震的波形，本文定位和地震目录给出该事件的发震时刻分别为2006年04月10日22时35分04秒和2006年04月10日22时35分03秒，震中位置分别为经度123.61°、纬度41.20°和经度123.68°、纬度41.23°，ML分别为2.5和2.6．对太子河断裂地震的波形逐一检查，发现这些地震信噪比较高且初动较清晰，并且基本都被辽宁省地震台网记录到（图6b）．此外，本文获得的太子河断裂附近的地震震级主要在ML0.92～2.77之间，同时期的地震目录记录的震级最小的地震为ML0.8，本文定位的太子河附近的71个地震震级在地震目录的震级范围内，因此这种差异可能不是台网监测能力不足导致的．本文结果显示沿太子河断裂地震活动频繁，建议加强对该断裂的地震监测和地质调查．

图4“理论地震”双差定位的误差分析

3.3震源深度

研究区震源分布在0～25km深度范围，90%的地震集中发生在16km以浅（图7），与前人研究结果基本一致（刘财等，2014;Zhengetal.,2018）．对地震密集分布的海城河断裂和太子河断裂两侧10km范围内的地震进行分析（图8），大部分地震都发生在冷而脆的上地壳；海城河断裂81%的地震震源深度在15km以浅（图8b），太子河断裂70.4%的地震发生在15km以浅（图8c）．接收函数方法获得海城河断裂和太子河断裂的莫霍面深度在32～35km(AiandShen,2011），因此，震源深度分别为21.2km和23.2km的海城河断裂东南端的1574号地震事件，太子河断裂本溪附近的457号地震事件发生在中下地壳．

本文通过走时曲线对震源深度进行分析以确定其可靠性．因为小震面波不发育，较难用gCAP方法拟合最佳深度．此外，小地震能量有限，较难获得清晰的sPg、sPmP、sPn等深度震相．457号和1574号地震初至波形清楚（图9），观测走时与震源深度大于20km的理论走时曲线相一致（图9、10），而与震源深度在8～10km的P波走时曲线相差较大（图10），说明了震源深度定位可靠．

图5双差定位结果

(a）红色圆圈表示本文定位结果，黑色圆圈表示利用辽宁省地震台网25年数据（1981—2005）双差定位结果（Zhengetal.,2018），太子河断裂区域用蓝色方框圈出；（b）太子河断裂区域地震活动分布，蓝色和绿色五角星分别表示图6a、b地震震中位置．

通常大陆地震一般发生在上地壳，中下地壳地震较少；中下地壳地震指示孕震层厚度增加，而孕震层厚度同温度和地壳介质成分相关（Jackson,2002）．根据大地热流测量值估算457和1574号地震震源深度处温度分别为559℃和530℃，高于通常孕震层底界的温度．两处温度分别按大地热流值71.4mW·m-2和72mW·m-2（姜光政等，2016；图8a），根据一维稳态热传导方程计算得到（饶松，2016),T0是地表温度，Q0是大地热流，A是地壳岩石生热率，K是热导率，Z是层厚度，其中生热率和热导率数据来自张汝惠等（1991）和姜光政（2017).

当中下地壳温度较高情况下，地震的发生指示其特殊岩石组成．岩石物理实验表明，当中下地壳由无水麻粒岩（Mackwelletal.,1998;Jacksonetal.,2004）组成时，地震也能发生在中下地壳．此外，渤海湾盆地的孕震层厚度也可达约25km(Dongetal.,2018），不同岩石组成的应力包络曲线分析认为中下地壳为无水辉绿岩，与贝加尔裂谷的屈服应力包络相似（Déverchèreetal.,2001）．而美国加州不同区域孕震层底界的深度差异可能指示中下地壳镁铁质成份发挥了重要作用（Bonneretal.,2003）．基于海城河和太子河断裂的中地壳地震深度和温度，推测该区域中下地壳由干燥的镁铁质岩石组成．

图6太子河断裂区域地震波形图

(a）图中地震事件出现在公开的区域地震目录中，其震中位置为图5b中蓝色五角星；（b）图中地震事件未出现在公开的区域地震目录中，其震中位置为图5b中绿色五角星．红色波形表示渤海湾流动地震台阵数据，黑色波形表示辽宁省地震台网数据．

3.4震源机制解

使用gCAP方法反演了研究区信噪比高的小震震源机制解．受面波不发育等诸多因素影响，最终仅获得海城河断裂附近4个地震的可信震源机制解（表1和图11），两个为走滑型，两个为正断型．其中2005年5月26日地震事件的理论与观测波形拟合图如图12所示，大部分观测波形的拟合相关系数大于70%．本文还统计了1975年MS7.3海城地震、1999年MS5.4岫岩地震以及2001～2007年辽宁地区震源机制解（数据来自国家地震科学数据共享中心）（图11）．沿海城河断裂带震源机制解以走滑和正断型为主，也存在少量逆断型，表明研究区构造应力场主压应力方向为北东东向，垂直于北西走向的海城河断裂，与岫岩台下方地壳的剪切波快波偏振方向一致（太龄雪等，2009），也与辽宁地区的应力测量以及GPS观测结果基本一致（Wangetal.,2014;Zhaoetal.,2015；丰成君等，2017).

表1地震震源机制解

图7地震深度分布和地震深度统计柱状图

4、结论

联合固定台网和流动台阵的相对密集地震观测数据，本文检测、重新拾取并重定位了郯庐断裂渤海湾北段发生的546个中小地震的震源位置，并反演获得了其中4个地震的震源机制解；在此基础上，对该地区中小地震活动开展研究，结论如下：

（1）研究区地震活动分布不均匀，主断裂带地震不活跃，而其东侧的次级断裂———海城河和太子河断裂小地震频发，且沿断层呈密集条带状分布；首次发现太子河断裂频繁的小地震活动．

（2）海城河和太子河断裂地震集中发生在15km以浅，但存在中下地壳地震，最大震源深度分别可达21.2km和23.2km；根据地表热流估算该深度的温度可达500～600℃，结合岩石物理实验，推测该地区中下地壳由干燥的镁铁质岩石组成．

（3）震源机制解结果揭示研究区主压应力方向为北东东向，与现今构造应力场的主压应力方向基本一致，造成沿北西西走向的海城断裂易发生走滑和正断型地震．

图8海城河和太子河断裂地震分布

图9457号地震和1574号地震的P波走势曲线

图10P波时距曲线图

图11研究区地震震源机制解统计图

本研究的震源机制解结果用蓝色震源球表示，1975年MS7.3海城地震、1999年MS5.4岫岩地震震源机制解用红色震源球表示以及2001年至2007年研究区的震源机制解（数据来自国家地震科学数据共享中心）用绿色震源球表示．蓝灰色震源球为图12中地震事件震源机制．插图给出了研究区所以震源机制解的位置，蓝框内是海城断裂区．

图122005年5月26日事件的震源机制解与波形数据拟合图

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基金:国家自然科学基金项目(41474040,41125015)资助.