2009年7月24日西藏尼玛MS5.6地震的震源机制及其构造意义
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李宗旭 贺日政* 冀战波 李娱兰 牛 潇
1)中国地质科学院，北京 100037
2)中国科学技术大学，地球和空间科学学院，合肥 230026
青藏高原的隆升是距今65Ma以来印度板块与欧亚板块俯冲碰撞、长期挤压的结果(Yinetal.，2000)。新生代以来，强烈的构造变形造就了青藏高原岩石圈尺度的增厚、地壳尺度的缩短、构造向E挤出(Armijoetal.，1986；
Yinetal.，2000)，使得青藏高原成为世界上活动构造最新与地震活动最强烈的地区之一。青藏高原中南部因EW向伸展作用发育了广泛分布的近SN走向的裂谷(Yinetal.，2000；
贺日政，2003；
滕吉文等，2019；
张佳伟等，2020)。1976—2014年间发生在拉萨地体内的地震震中分布显示，SN向裂谷构造与青藏高原中南部的地震频发现象密切相关(贺日政，2003；
秦四清等，2010；
朱高华，2016；
Zhuetal.，2017)，且地震的震源机制表现为正断性质。
表1 本文与其他机构计算的2009年7月24日西藏尼玛 MS5.6 地震的参数对比(引自沈小七等，2015)Table1 Parameters of the MS5.6 earthquake on July 24，2009 in Nima，Tibet calculated by different institutions.(after SHEN Xiao-qi et al.，2015)
图1 研究区的台站分布、定位结果及震源机制解Fig.1 Map of station distribution，earthquake location result，and focal mechanism in the study area.a 欧亚板块和印度板块的地形图，红色矩形为图1b所示区域，地形数据为STRM15+数据(1)https：∥doi.org/10.1029/2019EA000658。；
b 蓝色五角星为USGS定位结果及震源机制解；
绿色五角星为GCMT定位结果及震源机制解；
红色五角星为本文精定位结果及震源机制解。图1b 中当惹雍错裂谷的位置见图4c。BNS 班公湖-怒江缝合带；
SYMZ 狮泉河-永珠-那木错-嘉黎蛇绿岩混杂带；
LMF 珞巴对-米拉山断裂带；
IYS 雅鲁藏布江缝合带；
QT 羌塘地体；
NLT 北拉萨地体；
MLT 中拉萨地体；
SLT 南拉萨地体；
HIMALAYA 喜马拉雅。构造线、缝合线改编自文献(潘桂棠等，2006；
徐梦婧，2014)
然而，2009年7月24日发生在西藏尼玛县西南部的5.6级地震的震源特征比较特殊。中国地震台网中心(China Earthquake Network Center，CENC)、美国地质调查局(US Geological Survey，USGS)、美国地震学研究联合会(Incorporated Research Institutions for Seismology，IRIS)、全球质心矩张量目录(Global Centroid-Moment-Tensor Project，GCMT)、欧洲地中海地震中心(European-Mediterranean Seismological Centre，EMSC)和德国地学中心(German Research Centre for Geosciences，GFZ)给出的该地震的定位结果既有共同点，又存在较大差异(表1，图1)。该地震的震源机制解为走滑性质，与震中所处的当惹雍错裂谷发生的其他地震的正断机制(图1)不同；
上述2种震源机制所在位置相差达30km。此外，震源深度方面的结果差异更大，西藏地震台网(Tibet Seismic Network)定位的震源深度仅为7.0km(沈小七等，2015)，EMSC定位的震源深度为10.0km，IRIS和USGS定位的震源深度为13.3km和13.4km，GFZ定位的震源深度为17.0km，CENC和GCMT定位的震源深度为33.0km和28.1km(Ekströmetal.，2012；
沈小七等，2015)。同时，由于国内外机构的地震震级计算标准不同，得到的该地震的震级也不同：GFZ给出的震级为M5.6，但未给出震级类型；
CENC给出的面波震级为MS5.6，西藏地震台网给出的面波震级为MS5.7；
在矩震级结果方面，除EMSC给出的结果为MW5.7 外，其他机构(Tibet Seismic Network、GCMT和USGS)均为MW5.8。本文沿用中国地震台网中心的震级结果，将该次地震定义为2009年7月24日西藏尼玛MS5.6 地震。产生上述差异的原因可能是该地震发生于青藏高原中部，台站覆盖并不均匀，各个机构所使用的地震台站资料、震相信息存在差异，同时可能也与地震定位所使用的速度模型不同有关。为此，本文收集并整理了最完整的同期地震记录，包括西藏地震台网(Tibet Seismic Network)、流动观测台网(Western Tibet/Y2、TITAN)数据，对该事件进行重新定位并反演其震源机制解，结合其他地球物理观测结果进一步理解该地震事件相关区域的深部构造意义。
拉萨地体由南、北两侧的雅鲁藏布江缝合带(IYS)和班公怒江缝合带(BNS)限定。内部不仅被2个区域性的EW向断裂(LMF和SYMZ)将拉萨地体分为南拉萨、中拉萨及北拉萨子地体3部分(Zhuetal.，2009，2010)(图1)，同时也发育了诸多SN走向的裂谷(Tayloretal.，2009)，这些裂谷的间距相同，垂向位错较大，南北延伸较远(张佳伟等，2020)。根据南北长度及东西宽度特征，可将其划分为3个大规模的SN向裂谷，如图1 所示，从东向西依次为亚东-谷露裂谷(YGR)、定结-申扎裂谷(PXR)和当惹雍错裂谷(TYR)。本文所研究的地震震中位于当惹雍错裂谷(TYR)的西侧。
当惹雍错裂谷(TYR)位于SN向、长约700km的正断层体系中段，发育完整且结构典型。地貌上以东北部的文部断块山为代表，整体走向近SN，东、西坡度比为1︰4，且呈不对称形态。西坡的坡度较大，多发育断层崖、断层三角面，山线明显；
东坡坡度缓，山地与盆地之间无明显边界(曹圣华等，2009)。当惹雍错裂谷以当雄-文部活动断裂和脚相给活动断裂为边界，由当穹错、当惹雍错、许如错断陷盆地3部分组成(张进江等，2003；
赵志丹等，2003，2006)。当惹雍错北部的正断层切割侏罗—白垩纪地层和燕山期花岗岩；
整体基底为元古界念青唐古拉岩群片岩、片麻岩和混合岩(Ding，2003)。自中新世以来火山侵出活动发生的区域在当若雍错两侧呈SN向串珠状展布，岩性有白榴石响岩、碱玄岩、粗安岩、碱性粗面岩、安山岩和凝灰岩等(于丽芳等，2012)。当惹雍错裂谷构造控制了格尔耿、查孜等地的地热泉分布，反映自中更新世以来新构造运动有不断加剧的趋势(曹圣华等，2009)。
该区域的另一个显著特征是当惹雍错裂谷中北段被班公湖-怒江缝合带南带(即狮泉河-拉果错-永珠-嘉黎蛇绿岩混杂岩带)(Zhu D Cetal.，2013)的南边界断裂带——窝藏断裂错断(谢国刚，2002)。在当惹雍错裂谷与窝藏断裂带相交的区域，如米巴勒和仟仪，沿窝藏断裂带走向出露年龄为13Ma的钾质—超钾质火山岩(廖思平等，2002；
Ding，2003；
张进江等，2003；
陈振华等，2006；
Linetal.，2009；
于丽芳等，2012)。
2009年7月24日发生的西藏尼玛MS5.6 地震的数据被西藏地震台网中的多个台站很好地记录下来(郑秀芬等，2009；
Zhengetal.，2010)(表1)。距离该地震事件最近的尼玛台(NMA)因断电没有记录，双湖台(SUH)记录的波形紊乱而被剔除。本文选取了600km>震中距>170km的10个台站(LSA、GZE、PLA、NAQ、SQHE、LKZ、NMU、DXI、MZG和SNA)的数据(图1，2)。
本文加入了中美合作布设的Western Tibet/Y2台网(Nunnetal.，2014)(图1)和布设在南羌塘区域的TITAN流动观测台阵(邹长桥等，2012)(图1)所记录的地震数据。其中Western Tibet/Y2台网的部分台站均匀分布于地震震中的NW、SW向，选取其中震中距为312～500km的NOMA、NPUK、PURG和MONS台所记录的地震事件波形数据(图2a)。而TITAN台阵位于震中的NW向，选取其中震中距为295km、方位角覆盖良好的台站C111、C019、C116所记录的地震事件波形信息(图2a)。地震重新定位基于Hypo2000绝对走时地震定位方法(Klein，2002)，使用与研究区相近的INDEPTH-Ⅲ测线上的非线性接收函数反演得到的地壳速度模型(牛潇等，2021)(图3)，线性反演地震的发震时刻和发震位置。
图2 2009年7月24日西藏尼玛 MS5.6 地震事件的波形及定位所使用的台站分布Fig.2 Waveform of the MS5.6 earthquake on July 24，2009 in Nima，Tibet and stations’ distribution used in the earthquake location.a 各台站记录到的Z分量的波形示意图(按反方位角排列)，其中黑色代表西藏固定台网，红色代表Western Tibet台网，蓝色代表流动观测TITAN台阵；
b 以地震事件为中心，各台站按方位角排列分布
图3 本文使用的地壳速度模型(牛潇等，2021)Fig.3 Crustal velocity model used in this study(NIU Xiao et al.，2021).
2.1 Hypo2000绝对定位方法
本文使用的Hypo2000地震定位方法是基于传统Geiger法(Geiger，1912)发展而来的绝对地震定位方法(Klein，2002)，对地震台站记录到的台站下方的走时t′在初值t附近进行泰勒展开后保留1阶近似，方程组为
(1)
式中，t′是t附近某点的走时。
在求解过程中，对方程组进行降维化为正规方程，避免奇异或接近奇异所引发的迭代过程失稳或发散，反演过程中采用奇异值分解方法(SVD)，最后以最小二乘法求得估计解。实际求解过程中还引入加权目标函数以区分不同精度的台站到时，避免不同精度的数据对结果造成“干扰”。
Hypo2000绝对定位方法采用一维分层速度模型，主要用于定位近震和地方震，计算过程中的标准方差为
(2)
2.2 重定位结果
地震精定位反演迭代过程中的RMS为0.38s。根据前人在四川和西藏地区使用Hypo2000方法对地震事件进行精定位的实例，一般选取RMS<0.5s的结果(管勇等，2017；
Li Y Letal.，2018)。定位前初始发震信息选择CENC公布的结果(沈小七等，2015)(表1)。定位后，发震时刻提前3s，震中位置向S移动约30km，且震源深度存在很大差异。对比重定位前、后的结果发现，方位均匀分布的台站(图1，2b)有助于改善地震定位结果的准确度(表1)。
在常规地震定位中，震源深度结果存在很大差异(表1)。而利用震源机制反演(Zhuetal.，1996，2013；
朱高华，2016；
Zhuetal.，2017)能够有效地提高震源深度的准确度(Longetal.，2019；
易桂喜等，2020)。
本文所使用的震源机制解反演程序是在gCAP程序(Zhuetal.，1996，2013)基础上修改的Oh-My-CAP开源程序(王亮，2017)。在反演过程中，通过网格搜索法搜索得到最优解对应的走向(strike)、倾角(dip)、滑动角(rake)。首先使用地震重新定位后的地震事件信息，选取震中距170～500km且分布较均匀的10个台站(西藏地震台网：GZE、NMU、LKZ、DXI；
Western Tibet/Y2台网：NOMA、PURG、NPUK；
TITAN台阵：C111、C019、C116)所记录到的地震事件波形，经过去毛刺、去均值、去线性趋势和波形尖灭处理，再去除仪器响应后将原始波形数据转换为速度记录；
将Z-N-E坐标旋转到大圆坐标系Z-R-T，最后将波形分解为Pn1和面波2个部分。为压制噪声和震源区介质的影响，选取频段为0.05～0.15Hz(体波)和0.05～0.1Hz(面波)的带通滤波器进行滤波(Li Y Letal.，2018)。震源函数的持续时间为5s，震源深度搜索范围为1～30km，搜索步长为1km。
图4 CAP反演结果及当惹雍错裂谷地区的地震定位、震源机制、SKS研究对比Fig.4 CAP inversion results，and contrast of seismic locations，focal mechanism solutions and SKS wave splitting in the Tangra-Yumco rift area.a CAP反演中的最佳震源深度结果；
b CAP反演中理论地震图与观测地震图的拟合程度及震源机制解，红色实线表示理论地震图，黑色实线为观测地震图，波形左侧为台站名，台站名左下数字为震中距(单位：km)，右下数字为该台理论初至P波与观测初至P波的到时差，上方值为方位角(°)，波形下方的2行数字分别代表理论地震图相对观测地震图的移动时间(单位：s)与两者的相关系数(%)；
c 当惹雍错地区(图1b中的黑色矩形区域)的地震定位及震源机制、SKS横波分裂快慢波 延时EW分量(引自Chen et al.，2015)对比图
图5 a 中心震源机制解；
b 空间三维辐射花样Fig.5 Central focal mechanism(a)and its 3-D radiation pattern(b).a 红色箭头代表挤压，蓝色箭头代表拉张，红色圈部分代表主压力轴(P轴)，蓝色圈部分代表主拉张轴(T轴)，黄色圈部分代表中间主应力轴(B轴)；
b 红色代表挤压，蓝色代表拉张
表2 本文与GCMT、USGS的震源机制解结果和中心震源机制解结果的对比Table2 Comparison of focal mechanism solution obtained by this study with that from GCMT，USGS，and the central focal mechanism solution
反演后的理论地震图与观测地震图的拟合对比见图4a。整体而言，拟合程度较好，78.9%的分量拟合程度在60%以上；
C111台站的Sr分量整体拟合程度较差，原因可能与台站位于震源机制球极性轴附近且下方介质的结构复杂程度较高有关；
LKZ台站的P波部分质量不好，但面波部分仍可使用。青藏高原地下介质的速度模型相比反演所使用的地壳一维速度结构模型(牛潇等，2021)更加复杂。反演地震波形拟合随深度的变化显示反演结果中最佳拟合的震源深度为23.8km(图4b)，同时在10～30km震源深度范围内显示出一致的震源机制解特征，即走滑性质。该震源深度是相对于一维水平层状模型顶面的深度，而以海平面为起算点拟合得到的震源深度为19.3km。
综合上述分析并结合1︰25万区域地质调查结果(谢国刚，2002；
潘桂棠等，2006)可知，节面Ⅱ的走向为314°，发震位置所处的断裂带由EW向窝藏断裂和NWW向扎拉断裂所限定，表现出近EW向走滑的特征，故节面Ⅱ为破裂滑动构造面的可能性较大，表现为右旋走滑性质。
图6 区域应力场在不同断层面上的相对剪应力(a)和相对正应力(b)Fig.6 Relative shear stress(a)and relative normal stress(b)of regional stress field on various faults.震源机制解(图4)对应的应力场在对应走向和倾向产生的相对剪应力和相对正应力。震源机制类型为：NS 正走滑型；
SS 走滑型；
NF 正断型；
U 不确定型；
TS 逆走滑型；
TF 逆断型
20世纪70年代以来，有学者通过地质考察(Armijoetal.，1986；
Molnaretal.，1987；
张进江等，2003)、陆地卫星影像(贺日政，2003；
张佳伟等，2020)和地震学证据(曾融生等，1992；
郑斯华，1995；
滕吉文等，2019)确定了青藏高原内部的活动构造以EW向伸展和走滑为主，进而获得了SN向裂谷广泛分布的认识(Armijoetal.，1986；
Yinetal.，2000)。位于拉萨地体内的SN向裂谷带的主体断层走向以87°E为界，以东表现为NNE向，以西表现为NNW向(赵志丹等，2003，2006；
丁林等，2006)。受这些裂谷带构造控制的区域地震的震源机制解大多具有正断层性质(Armijoetal.，1986；
贺日政，2003；
朱高华，2016；
Zhuetal.，2017)。
然而，发生在拉萨地体中部当惹雍错区域(图1)的地震显得尤为特殊。Hypo2000重定位结果(表1)及震源机制解反演结果(表2)显示，2009年7月24日西藏尼玛MS5.6 地震为右旋走滑性质，震中位于当惹雍错裂谷以西约50km近EW走向的隐伏断裂处(贺日政等，2007a，b)，这表明其发震构造与惹雍错裂谷及其周围的区域构造背景有关。
4.1 孕震区域构造特征
沿31°N带发生的地震(图1，3，6)，即便是发生在当惹雍错裂谷内部，大都具有EW向走滑性质(朱高华，2016；
Zhuetal.，2017；
Wuetal.，2019)。沿31°N带、明显呈近EW向展布且局部为团状的强磁负异常带特征(贺日政等，2007a，b)暗示其为一条区域性断裂带。沿85°E布设的Hi-Climb宽频带地震观测接收函数逆时偏移剖面(Shangetal.，2017)和位于87°E的Antelope-2接收函数共转换点叠加剖面(Xuetal.，2015)以及该区域内的电性结构特征(闫永利等，2012；
Dongetal.，2020；
Xueetal.，2021)显示，该近EW向隐伏断裂为一近直立的深大断裂带。沿该断裂带下部的壳幔结构特征具有明显的边界性质，相关证据包括近EW向的Pn波方位各向异性(Li Y Letal.，2018)、Sn低效传播边界(Barronetal.，2009)和整体为NE向的SKS横波分裂(Gaoetal.，2009；
Huangetal.，2011)。为此，本文将沿 31°N 布设的 TIBET-31N 测线下方的NEE向定向排列的SKS横波分裂异常(Chenetal.，2015)归因为该隐伏断裂(贺日政等，2007a，b)强烈活动导致的上地幔顶部橄榄岩晶体快轴方向的定向排列。
当惹雍错裂谷由一系列SN向正断层组成，中部被沿31°N展布的近EW走向的隐伏断裂(贺日政等，2007a，b)(图1)错断。现有的1︰25万区域地质调查结果(谢国刚，2002；
潘桂棠等，2006)显示，该隐伏断裂为狮泉河-拉果错-永珠-嘉黎蛇绿岩混杂带(SYMZ)(潘桂棠等，2006；
朱弟成等，2008；
Zhuetal.，2009，2010；
徐梦婧，2014；
王保弟等，2020)的南边界断裂带，即窝藏断裂。
狮泉河-拉果错-永珠-嘉黎蛇绿混杂岩带(SYMZ)位于青藏高原中部，西起狮泉河，向E经拉果错、永珠、嘉黎延伸至缅甸，全长延伸上千千米，为北拉萨地体与中拉萨地体的分界线(图1，6)(潘桂棠等，2006；
朱弟成等，2008；
Zhuetal.，2009，2010；
徐梦婧，2014，王保弟等，2020)。在狮泉河、拉果错、永珠、阿索、嘉黎等地段断续分布的蛇绿混杂岩受大型逆冲和后期走滑断裂影响。
阿索蛇绿混杂岩主要分布于尼玛县阿索乡—改则县中仓乡一带，分为中仓蛇绿混杂岩段和阿索蛇绿混杂岩段，2段总长约100km，呈NW向延伸，最宽处达14km。北边界为岷千日断裂，早期属右行走滑性质，后期向N逆冲于美苏组(E1-2m)火山岩之上；
南边界为S倾的美苏断裂，南部二叠系向N逆冲于蛇绿岩之上。混杂岩主要由复理石、蛇绿岩、火山(岛弧)岩、碳酸盐岩与碎屑岩等块体组成(徐梦婧，2014)。分布于当惹雍错裂谷以西的阿索蛇绿混杂岩体距离本次西藏尼玛MS5.6 地震重定位的震中位置较近。中新世以来的岩浆活动带到地表的钾质超钾质火山岩广泛分布于当惹雍错裂谷的东、西两侧(廖思平等，2002；
Ding，2003；
张进江等，2003；
陈振华等，2006；
于丽芳等，2012)。而出露于米巴勒、仟仪的钾质—超钾质岩石的同位素年龄约为13Ma，与当惹雍错裂谷开始伸展的时间(距今15～12Ma)相似(廖思平等，2002；
Ding，2003；
张进江等，2003；
陈振华等，2006；
Linetal.，2009；
于丽芳等，2012)。第四纪以来，青藏高原整体的EW向伸展作用(Yinetal.，2000；
张佳伟等，2020)使得当惹雍错裂谷持续裂开。
图7 拉萨地体内的震源机制解及其错动类型Fig.7 The focal mechanism solution and its dislocation type plan of the Lhasa terrane.a 拉萨地体内(30°～32°N，79.5°～92.5°E)地震的震源机制解及其错动类型平面图，震源数据见网页(2)https：∥github.com/yoolee2315/Nima＿eqk＿supplement。(来自GCMT目录)，黑色震源球代表正断性质，红色震源球代表走滑性质；
b 拉萨地体内沿SYMZ(图7a中的蓝色区域)地震的震源机制解 及其错动类型剖面图(投影至31°N)
综上所述，2009年7月24日西藏尼玛MS5.6 地震是由EW走向的狮泉河-拉果错-永珠嘉黎断裂带，即狮泉河-拉果错-永珠-嘉黎蛇绿岩混杂带(SYMZ)(潘桂棠等，2006；
朱弟成等，2008；
Zhuetal.，2009，2010；
徐梦婧，2014；
王保弟等，2020)(图6)于距今15Ma以来青藏高原快速隆升过程中的再次活化所致。
4.2 与发震深度相关的壳内脆韧性转换带
无论是中国大陆还是美国西部盆地山脉省地区的陆地地震，或是发生在日本列岛上的壳内地震，其震源大多分布在上地壳内(Engdahletal.，1988；
Mori，1991；
Morietal.，1997；
Melbourneetal.，2013)。由于壳内温度随深度增加而增高，岩石的力学性质也将相应发生变化(张国民等，2003)。上地壳温度相对较低，其内通常出现脆性破裂；
下地壳温度相对较高，使得物质形变的主要机制变为韧性流动。脆韧性转换带则是上部的脆性地壳逐渐转化为韧性地壳的深度带(王烁帆等，2019；
李赫等，2020)。地震活动大多集中于脆性的上地壳内，震源深度的下界面则终止于韧性层。因此脆韧性转换带的深度决定了震源深度的下界面(张国民等，2003)(图6)。综合考虑地下介质的物理性质特征，在西藏巨厚的地壳内20～30km深度范围内广泛分布着壳内低速(Li J Tetal.，2018；
牛潇等，2021)高导(闫永利等，2012；
Dongetal.，2020；
Xueetal.，2021)层。2009年7月24日西藏尼玛MS5.6 地震及其周缘的历史地震分布情况主要受到壳内脆韧性转换带控制，多发于脆性的上地壳内，发震深度最深至脆韧性转换带处(图6)，这也符合高原内部地震的深度分布特征(邹长桥等，2012；
Li Y Letal.，2018)。
本文挑选分布于青藏高原的西藏固定台站(Tibet ENC)、流动观测台网(Western Tibet/Y2、TITAN)的同期地震观测数据，并基于此对发生于2009年7月24日的西藏尼玛MS5.6 地震使用Hypo2000绝对定位方法(Klein，2002)进行重新定位，采用CAP方法反演了该地震的震源机制解及震源深度。反演得到的震源机制解为右旋走滑性质，更符合区域构造特征。
当惹雍错裂谷下方浅源地震的发生与其上中地壳的低速软弱层有关，该层也可称为壳内脆韧性转换带。SN向的当惹雍错裂谷在31°N处一系列走滑性质的震源机制解与该区近EW向的航磁负异常条带的空间分布特征一致(贺日政，2003；
贺日政等，2007a，b)，根据多种地球物理观测结果推测当惹雍错下方存在近EW向的深大断裂(闫永利等，2012；
Xuetal.，2015；
Liangetal.，2016；
Shangetal.，2017；
Dongetal.，2020；
Xueetal.，2021)，其与狮泉河-拉果错-永珠-嘉黎蛇绿岩混杂带的出露相关(潘桂棠等，2006；
徐梦婧，2014；
朱高华，2016；
王保弟等，2020)。
致谢本文中大部分图件使用GMT软件绘制；
原始数据以及处理过程图件等相关文件参见网页(3)https：∥github.com/yoolee2315/Nima＿eqk＿supplement。；
中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”为本研究提供了地震波形数据；
Western Tibet和TITAN野外流动台网观测工作人员的辛苦付出为本研究提供了相关观测数据；
审稿专家为本文提出了宝贵意见。在此一并表示感谢！
