2018, Vol. 38
2. 甘肃省地震局，兰州市东岗西路450号，730000
震源深度是目前难以准确测定的地震时空参数之一，而震源深度的准确测定关系到对震源过程、断层构造和应力场作用等一系列重要问题的正确认识。对于较大地震，准确测定震源深度是判断震源烈度的一个重要参考因素。地震定位中，由于上下方向上的地震台站较少，因此深度定位的精度相对水平位置定位较低。目前我国绝大多数台网布局较疏，因此采用直达P波测定震源深度难以得到很好的结果，此时可以利用深度震相法测定震源深度。但由于地壳结构复杂性对震相产生的衰减作用，导致实际观测波形震相分析会有一定的困难。本文尝试使用模板匹配的方法，将震相特征比较明显的台站波形作为模板震相，选取一定窗长，用模板震相与同时间窗内其他台站连续波形进行滑动扫描，通过计算模板与各台连续波形的互相关系数来校正震相到时。同一个地震事件所激发的震相应该是相同的，只是随震中距的远近出现的震相会有所不同。由于介质的不均匀性，传播路径的差异会对地震震相有不同强弱的衰减和滤波效果，因此反映在波形记录图上具有一定的差异，差异值的大小可以用互相关值来体现。利用这一点，本文设定了台站选择阈值，超过阈值的台站作为sPn震相分析数据。
2016-01-21青海省门源县(37.65°N，101.62°E)发生MS6.4地震[1]。门源属于青藏高原东北缘地区，该地区是青藏高原向大陆内部扩展的前缘部位，构造变形与地震活动显著，一直受到国内外学者高度重视。该地区地震准确的震源机制解以及震源深度资料对研究青藏高原东北缘地质构造、应力特征、断层结构及深度分布有重要意义。为了验证震源机制解与最优深度解结果的可靠性，将本文计算结果与其他研究机构计算结果进行对比分析，同时使用深度震相sPn来计算震源深度。由于地壳介质对地震波形的衰减作用以及噪声干扰导致台站记录到的震相具有很大的不规则性，导致深度震相计算震源深度研究中往往附带了主观臆断。本文使用波形互相关，借鉴模板匹配检测地震事件的原理来提取深度震相sPn的到时，使结果更可靠。
1 区域构造背景及历史地震概况此次地震震中在祁连山内部冷龙岭北侧，其南侧为门源断陷盆地。该盆地的构造沉降与祁连山隆升相辅相承，新生代以来经历了4期以上的构造运动，其中46~3万年间盆地新的边界断裂形成，盆地断陷；3万年以来盆地和两侧的山地整体抬升，盆地北缘断裂由逆冲走滑性质转变为走滑性质，但滑动速率、强度明显降低[2]。门源盆地第四纪沉积厚度大于400 m，沉积中心靠近北缘断裂老虎沟口西北侧。离本次地震震中最近的断裂为震中南侧的冷龙岭断裂，相距约6 km，其次为震中北侧的民乐-大马营断裂，相距约15 km。民乐-大马营断裂呈北西西向延伸，西自民乐以南玉带沟，经扁都口、黄狐拉山东南至百花掌，全长约110 km，以纯逆冲为主，垂直错断7级河流阶地，但无明显水平位移。冷龙岭断裂地处青藏高原隆起区的东北缘，属于北祁连山活动断裂带的一部分。在大地构造上该断裂位于北祁连褶皱带内，北侧为走廊过渡带，南侧为中祁连隆起带。断裂东端与古浪断裂及毛毛山断裂相接，西端与托勒山北缘断裂相连。冷龙岭断裂沿冷龙岭山脊展布，由多条长度不等的断层呈左阶斜列状组合而成，断裂左阶区形成拉分凹陷，总体走向约300°，倾向NE，倾角50°~60°，断裂带宽1~3 km。关于冷龙岭断裂的分段，有学者认为该断裂全新世左旋走滑兼逆冲活动，从东向西大致分为4段，即牛头山段、宁缠丫豁段、抓石蛋段和硫磺沟段。而何文贵等[3]将冷龙岭断裂分成3段，即双龙煤矿-假墙丫豁段(东段)、假墙丫豁-硫磺沟口段(中段)和硫磺沟口-八道班段(西段)。两种分法虽有不同，但在老虎沟达坂附近的分段却是一致的。该分段位置正好对应本次地震余震分布区域的东南端部，而分段以西的抓石蛋段或叫假墙丫豁-硫磺沟口段正好对应这次地震的余震分布区域(图 1，时间截至2016-02-01)。该段断错晚第四纪冰碛物及现代冰川，断裂的新活动以左旋走滑为主。1900年以来震中附近共发生5次6级以上地震，最大地震为1927-05-23古浪8.0级地震，距离此次地震震中约55 km，最近一次发生在1986-08-26，主震MS6.4，随后在主震周围100 km范围内发生了一系列余震。根据门源历史地震震源机制解[4]以及区域断裂几何展布，可以推断出本次地震不应为纯逆冲性质。
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图 1 门源地区主要断层与余震分布图 Fig. 1 The main faults in Menyuan area and aftershock distribution F1:冷龙岭断裂;F2:皇城-双塔断裂;F3:托勒山北缘断裂;F4:肃南-祁连断裂;F5:民乐-大马营断裂;F6:达坂山断裂 |
CAP方法将宽频带地震记录分成Pnl和面波两个部分进行反演，并允许二者相对浮动，在适当的时间变化范围内，搜索出合成地震图和观测地震图全局差异最小的震源机制解，提高了Pnl的权重，且对地震深度有比较好的约束。CAP方法具有对参与反演的台站数要求不多、方位角分布不需太均匀、反演结果对速度模型和地壳结构横向不均匀性依赖较小等特点[5-10]。
2.2 数据处理与计算结果选取甘肃、青海和宁夏区域测震台网19个宽频带数字地震台站的波形记录参与反演，台站分布如图 2所示，台站最大张角42.4°，震中距在50~600 km范围内，且波形记录信噪比较高。所使用的地震仪器型号包括BBVS-60、CMG-3ESPC、CTS-1、BBVS-120等，观测频带为60 s~50 Hz或120 s~50 Hz，采样率均为100 Hz，高信噪比的数字地震资料为本研究的开展奠定了良好的基础。对数据进行去均值以及去除仪器响应、归一化、滤波的处理，使用CRUST2.0全球速度模型(表 1)，最终计算结果见表 2。从波形拟合图(图 3)可以看出，除HXP台体波PV拟合结果较差之外，其他波形拟合结果比较理想。通过对比分析发现，本文结果与CENC、IGP-CEA、Harvar的结果差距较小，证明了本文计算结果的可靠性。
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图 2 震源机制解与台站分布 Fig. 2 Focal mechanism and space distribution of 19 seismic stations |
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表 1 速度模型 Tab. 1 Velocity model |
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表 2 震源机制解对比 Tab. 2 The contrast of each focal mechanism solutions |
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图 3 最佳震源深度时CAP方法反演波形拟合对比 Fig. 3 Comparison of synthetic waveforms and observations in CAP method inversion under the best focal depth |
sPn是测定近距离(Δ < 1 000 km)浅源地震震源深度比较实用的震相[11-12]。参考甘肃地区地震波走时差的地壳模型[13-15]，最终选定一维速度模型参数：v1=6.09 km/s，vS1=3.56 km/s，v3=8.17 km/s，则K=2.757。将模型参数代入公式h=2.757Δt，得到震源在上地壳的深度。
sPn的震相特征是到时差与震中距无关，仅与震源深度有关。根据这一性质, 在同一时间窗内，将不同震中距的Pn震相对齐，则sPn震相也会对齐。这样sPn震相可以被准确快速地测定，进而测定震源深度。本文通过滑动时窗法计算波形之间互相关系数来评价震相的可靠性。具体步骤为：通过对门源MS6.4主事件地震波形震相特征经验分析，选取震中距470 km的四川台网REG台地震震相作为模板，为得到相关性最好的结果，模板长度经多次尝试比较后选取8 s窗口，这个窗长包括了Pn与sPn初至震相。由于sPn震相是由S波转化而来的，故其振幅大于Pn震相。模板选好后再对震中距300~700 km范围内所有台站连续波形进行滑动时窗扫描，计算模板与连续波形的互相关值。理论上，互相关系数越大说明二者越接近同一震相。设定互相关阈值为0.6，sPn震相分析只选用CCmax大于阈值的台站波形，查找波形互相关系数最大值CCmax的时间点，结合实际Pn、sPn震相到时进行对照分析，当二者在一定误差范围内一致时可以确定两个震相的准确到时数据。最终选取MQT、MXT、DBT等8个台站记录波形，经过多次计算比较以及震相经验分析，选取四川台网的若尔盖台(REG)作为模板震相(图 4(a))，模板长度选取8 s。从甘肃测震台网导出的门源MS6.4地震事件波形总共长度为800 s, 波形起始时间为01-21 01:12:12。互相关系数(correlation coefficient，CC)计算公式[16]为：
| $ {\rm{CC = }}\frac{{\sum\limits_{{t_0}}^{{t_1}} {((\mathit{X}{\rm{(}}\mathit{t}{\rm{)-}}\mathit{\bar X})*(\mathit{Y}{\rm{(}}\mathit{t}{\rm{)-}}\mathit{\bar Y}))} }}{{\sqrt {\sum\limits_{{t_0}}^{{t_1}} {{{(\mathit{X}{\rm{(}}\mathit{t}{\rm{)-}}\mathit{\bar X})}^2}*\sum\limits_{{t_0}}^{{t_1}} {{{(\mathit{Y}{\rm{(}}\mathit{t}{\rm{) - }}\mathit{\bar Y})}^2}} } } }} $ | (2) |
式中，t0、t1为模板窗的起始时间，X(t)、Y(t)分别为模板波形与连续波形的时间序列，X、Y分别为模板波形与连续波形的时间序列的平均值。
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图 4 波形对比分析与各台CC时间序列值(“●”标记处为CCmax) Fig. 4 Waveform analysis and the CC value("●"stands for the CCmax) |
CC计算结果如图 4(c)，从REG台自相关系数结果图中可以看出，在100多s后出现CC最大值为1的点，结合发震时刻与震相到时，此时模板震相与REG连续波形刚好重合，也验证了CC计算结果的正确性。8个台站平均CCmax值为0.75左右，最大CCmax值为0.926 4，最小CCmax值为0.695 7。各个台的最大值CCmax按照震中距远近排列，与理论震相到时一致，由此推断8个台的震相具有很大的相似性，可以确定为同一种震相。在此基础上，对各台到时震相进行分析。为了直观上更好地判断到时震相，采取Pn波对齐的方式，如图 4(b)，震相量取后得出sPn与Pn平均到时差为3.1 s, 代入式(1)可得深度为8.5 km, 与CAP震源机制解方法结果基本一致。
4 结论与讨论本文利用CAP震源机制解方法，选取19个测震台站波形反演门源MS6.4地震，结合门源地区构造背景、历史地震震源机制参数以及余震分布特征，确定主轴参数为走向143°，倾角40°，滑动角71°，最优深度解为7.7 km，波形拟合效果以及与其他结果的对比证明了本文反演结果的可靠性。为进一步保证最优深度结果的可靠性以及近震深度震相的可行性，同时使用深度震相sPn方法计算震源深度。由于深度震相法计算震源深度研究中带有一定的主观性，为了对深度震相的可靠性进行量化，本文将各台站震相互相关系数作为评价值，并尝试使用震相模板匹配的方法，通过计算波形互相关系数来拾取震相。经过多次计算比较以及震相经验分析，选取sPn震相特征明显的若尔盖台(REG)作为模板震相，通过滑动时窗法计算模板与其他台站的互相关系数，设定一定阈值，最终选取大于阈值的8个台站记录波形。各台在CCmax处的时间点与sPn震相理论到时基本吻合，说明该时间点为sPn震相到时的可能性很高。基于以上方法，利用sPn震相与Pn震相的到时差计算的震源深度结果为8.5 km, 与CAP方法结果7.7 km一致(考虑到地下结构的复杂和各向异性，1 km之内的误差在允许范围内)。根据两种方法计算的深度结果可以确定，本次地震震源深度为8 km左右。与震源深度计算比较准确的CAP震源机制最优深度解及其他研究机构结果对比，验证了该方法的可靠性。
5 结语地震震源深度的定位对台站数要求较高，在台站密度比较稀疏的西部地区，可以采用深度震相法。但由于地壳厚度的关系使得sPn震相衰减较大，直观上不容易区分，人工确认震相到时受主观因素影响。本文将震相可靠性量化，主要根据sPn震相与Pn震相到时差为常数的特征，通过计算波形互相关系数的方法来定量评价震相辨认的可靠性。不可否认，模板以及阈值的选择起决定性影响，今后需随着台站的进一步加密获得更多的样本，计算后积累经验并总结规律，在实践中检验改进。
致谢 本文所使用的地震波形资料来自于甘肃、青海、宁夏数字地震台网，在此表示感谢。
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