2. 云南省地震局, 昆明 650224
2. Yunnan Earthquake Administration, Chinese Earthquake Administration, Kunming 650224, China
根据中国地震台网测定,2014年5月24日4时49分在云南省德宏傣族景颇族自治州盈江县发生MS5.6级地震,随后于5月30日9时20分再次发生MS6.1级地震(本文称为"盈江双震"). 作为常规工作,中国地震台网和云南省地震局及时确定了地震的震源位置(图 1,表 1),国内外一些地震研 究机构也发布了这两次地震的震源机制(表 2,表 3).
根据常规定位结果(表 1,图 1),盈江双震序列似乎并不发生在主要断裂上,距震中最近的大盈江断裂在其东南方向约40 km. 大盈江断裂北起腾冲以西,南止西帕河,全长140 km,走向N40°—75°E,主体倾向NW,局部SE,倾角较陡,彼此呈左阶羽 列分布. 总体而言,断裂以水平左旋运动为主,NE段滑动速率为1.5~2.5 mm/a,SW段1.2~1.6 mm/a(安晓文等,2009;常祖峰等,2011).
近年来,这一地区曾发生过多次震级与此相当的地震,例如,2000年9月6日的5.8级地震,2008年3月21日的5.0级地震,同年8月20日和21日的5.0和5.8级地震,2011年3月10日的5.9级地震,同年6月20日和8月9日的5.3和5.2级地震(常祖峰等,2011;房立华等,2011). 另外,根据历史记载,盈江周边为中强地震的多发地带,自1512年以来共发生40多次5级以上地震(图 1).
历史地震已经过去,我们无从考究其震源属性. 现代观测技术提供了越来越丰富的资料,我们没有理由忽视震源信息的获取而给未来留存遗憾. 常规工作不可或缺,但特别关注更有必要.我们将利用特别的数据、优选的模型和特殊的技术来特别关注盈江双震的震源属性,尤其是两次主震的破裂历史. 希望这些结果对他人研究本地的构造和地震成因有所贡献.
盈江双震震级不大,但余震比较丰富,截至7月20日共发生6200多次余震. 为了提取盈江双震的震源时间函数,获得其破裂历史,我们挑选了6次较大余震(表 1),利用云南地震台网距震中最近的台站记录以及优选的速度模型,首先,利用逆时成像技术对主震和所选余震进行重定位(许力生等, 2013a,2013b),并利用双差定位技术(Waldhauser and Ellsworth, 2000)确定它们的相对位置,然后,利用广义极性振幅方法反演其震源机制(严川和许力生,2014),最后,根据主震与余震的相对位置以及震源机制特征,挑选最佳台站及其记录,借助于PLD方法确定其破裂历史(张勇等,2009).
2 震源位置利用经验格林函数技术提取震源时间函数的关键是经验格林函数事件的使用. 众所周知,所涉事件的震源位置相同是必要条件之一,因此,我们必须对关心事件的震源位置进行确认.
尽管,云南省地震台网对地震序列进行了常规定位,但是,如图 1b所示,定位精度相对较低. 为了得到更高精度的定位结果,我们利用优选模型和特殊技术重新确定盈江双震与所选余震的震源位置.
为了提高地震的定位精度,我们特别设计了非线性定位技术——逆时成像技术. 与常规定位技术不同,这种技术没有采用任何近似,且利用互相关技术测量到时,提升了测量的客观性和准确性,还利用聚束能量作为目标函数,克服了最小二乘解对于少数或者个别出格数据敏感的缺点.关于这种技术的原理和特点,我们已经作过比较详细的介绍,而且利用人工地震对这一技术的可靠性与精准度进行过检验(许力生等, 2013a,2013b). 检验结果表明,如果速度模型合理,这种技术可以很好地确定震源位置.
关于川滇地区的速度结构,已经有不少研究.朱碚定等(1986)利用川南、滇北的短周期地震仪的深源远震波形作为观测资料,借助于合成地震图技术为当地地壳中下部速度结构得到两种模型,一种包含了低速夹层,另一种没有低速夹层;熊绍柏等(1986,1993)1986年利用1984年攀西地区南部爆炸地震折射剖面资料为这一地区构建了速度模型,1993年再次利用同样的资料,但重新拾取震相,结合合成地震图技术为当地重构了速度模型. 王椿镛等(2002)利用174个地震台记录到的4625次地方和区域地震的P波和S波到时为我国西南地区地壳和上地幔建立了三维速度结构,并由此提取了这一地区的水平分层速度模型(Wang et al., 2003);白志明和王椿镛(2004)通过有限差分和射线反演方法,利用地震走时、振幅比和重力布格异常数据对云南地区遮放—宾川和孟连—马龙宽角地震剖面的地壳上地幔结构进行层析成像研究,得到了当地的速度模型.由于所用方法和资料的不同,所以,得到的速度模型也不同(许力生等,2013b).从上面几种模型中,借助于人工地震记录,我们最终选定王椿镛等(2002)确定的模型,并结合AK135模型(Kennett et al., 1995)形成如表 3所列的模型. 王椿镛等(2002)的模型中没有给出介质的Q值,但我们在计算格林函数时需要这个值,所以,我们比照AK135模型给出了地壳介质的Q值. 由于我们关心的地震波主要是直达P波,所以,这样的处理并不会对结果产生质的影响.
我们利用的波形数据来自云南地震台网距震中最近的7个台站,其中包括位于缅甸的地震台MYI(表 5). 如图 1a所示,台站没能全方位覆盖震中,但台站相对于震中的张角至少180°. 根据已有的测试(许力生等, 2013a,2013b),这样的覆盖足以很好地 确定这些地震的震源位置.地震记录的采样率均为100sps,意味着时间的精度为0.01 s.高采样率的记 录非常有利于高精度的定位.另外,我们还考虑了台 站高程的影响,这是常规定位时没有考虑的.我们用台站高程与模型顶层的速度商作为高程引起的时间延迟.
表 6展示了定位结果.可以看出,除主震B外,其他事件的经度和纬度的精度都在0.001°左右,而且,震源深度的不确定性也未超过1 km.非常有趣的是,这些地震的震源深度都非常接近,在9.5~9.8 km之间,这个特点从常规定位结果中是看不到的(表 1). 图 2a比较了常规定位结果和我们定位的结果.可以看出,震中位置明显不同.
为了了解主震与余震之间的相对位置,我们利用双差定位技术(Waldhauser and Ellsworth, 2000)对上面的定位结果进行了进一步处理.表 7展示了双差定位的结果,并将双差定位结果与我们绝对定位结果一起展示于图 2b.需要特别关注的是,双差定位前后震源深度没有太大改变,但震中位置发生了较大变化,8次事件更加集中.为了定量了解主震A和主震B相对于余震的位置,我们分别计算了这两次主震与余震的震源距,并展示于图 2c和图 2d.可以看出,余震距主震A最远不超过500 m,最 近约100 m;余震与主震B的距离大体在400~500 m之间.
综上所论,从震源位置的角度而言,我们所选余震应该能够成为比较理想的经验格林函数事件.
3 震源机制众所周知,使用经验格林函数技术提取震源时间函数的前提之一是经验格林函数事件必须与主事件具有相同的震源机制.因此,我们必须对关心事件的震源机制进行确认.
盈江双震发生后,国内外的地震研究机构先后利用不同的方法和资料确定了它们的震源机制(表 2和表 3). 但是,其他余震的震源机制却无从查找.为了利用经验格林函数方法提取主震震源时间函数,我们利用相同的资料,借助于广义极性振幅方法,不但重新反演了主震的震源机制,也反演了挑选余震的震源机制.
为了避免资料不同引起的震源机制的相对变化,我们对所有地震使用相同的资料. 台站为如图 1所示的距震中最近的7个台,使用的资料为各台垂直分向的P波初动以及三分向带有极性的P波最大振幅. 注意到,我们使用的S波速度模型不够理想,且有两个台的两个主震记录的S波部分严重限幅,所以,没有使用S波信息. 另外,MYI台的一道水平分向存在问题,所以,也没有使用.
我们利用反射率方法计算格林函数(Kennett,1983; Wang,1999),使用的模型参数如表 4所示. 我们首先计算50sps的格林函数,然后根据观测资料的具体情况对格林函数和观测资料进行滤波和重采样. 设置滤波频率的原则是,消除背景噪声并保证波形主频不变;重采样的原则是,采样频率为滤波频率上限的5倍.
图 3展示了主震A的反演结果. 观测资料和合成资料的相关系数约达95.9%,最佳震源深度为9 km,与定位得到的9.8 km仅相差0.8 km. 矩震级为Mw5.5,略小于其他机构测定结果(表 2),震源机制与已有结果非常一致.
图 4展示了主震B的反演结果. 观测资料和合 成资料的相关系数达98.7%,震源深度7 km,这个深度与定位得到的9.6 km相差2.6 km. 矩震级为Mw5.7,同样略小于其他机构的测定结果(表 3). 跟主震A相比,主震B的震源机制皆为纯走滑,但走向明显不同.
图 5展示了第一次余震的反演结果. 观测资料和合成资料的相关系数达97.6%,最佳震源深度为10 km,与定位得到的9.5 km相差约0.5 km. 其震源机制与主震A有所不同,走滑性质没有改变,但走向明显不同; 而与主震B非常接近.
图 6展示了第二次余震的反演结果. 观测资料和合成资料的相关系数达97.9%,震源深度14 km和15 km均宜,所以,取其平均值14.5 km,这个深度与定位得到的9.4 km相差5.1 km.不过,可以看出,从11 km开始,相关系数和震源机制都比较接近.如果考虑11 km,那么,与定位得到的9.4 km仅相差1.6 km. 这个地震的震源机制与主震A有所不同,但与主震B非常接近.
图 7展示了第三次余震的反演结果. 观测资料和合成资料的相关系数达98.4%,震源深度为13 km,这个深度与定位得到的9.5 km相差3.5 km. 同样可以看出,从11 km开始,相关系数和震源机制都比较接近. 如果考虑11 km,那么,与定位得到的9.5 km仅相差1.5 km. 这个地震震源机制与主震A有所不同,但与主震B非常接近.
图 8展示了第四次余震的反演结果. 观测资料和合成资料的相关系数达99.0%,震源深度13 km、14 km和15 km均宜,所以,取其平均值14 km,这个深度与定位得到的9.4 km相差4.6 km. 同样可以看出,从12 km开始,相关系数和震源机制都比 较接近. 如果考虑12 km,那么,与定位得到的9.4 km 仅相差2.6 km. 这个地震震源机制介于主震A与主震B之间.
图 9展示了第五次余震的反演结果. 观测资料和合成资料的相关系数达94.6%,震源深度为13 km,这个深度与定位得到的9.6 km相差3.4 km. 这个地震震源机制的走向与主震A比较接近,但倾角有所不同;当然,与主震B明显不同.
图 10展示了第六次余震的反演结果. 观测资 料和合成资料的相关系数达99.4%,震源深度12 km、13 km、 14 km和15 km均宜,其平均值为13.5 km,这个深度与定位得到的9.6 km相差3.9 km. 同样 可以看出,从12 km开始,相关系数和震源机制都 比较接近.如果考虑12 km,那么,与定位得到的9.6 km仅相差2.4 km. 这个地震震源机制与主震A明显不同,不但走向不同,倾角也有明显差异; 而与主震B相比,走向比较一致,但倾角明显不同.
需要特别说明的是,首先,基于极性和/或振幅(尤其是带有极性的振幅)的反演结果比基于波形的反演结果对观测资料更敏感,因为,前者观测资料离散且对反演参数敏感,而后者观测资料较连续且对反演参数较迟钝. 这就是为什么我们在这里看到的目标函数值随震源深度的变化不像CAP方法中那样光滑的原因; 第二,这里的广义极性振幅技术以观测资料与合成资料的相关系数为目标函数,强调观测波场与合成波场主要特征的一致性或相似性,且令P波初动信息与其他带有极性的振幅信息具有相同的权重(因为,P波初动极性被认为是最可靠的信息). 这就是为什么在相关系数很高的情况下观测振幅与合成振幅的比较图中仍然会出现观测振幅与合成振幅不“和谐”的现象的原因.
我们将反演结果展示于表 8,并分别把主震A和主震B的震源机制与余震的震源机制展示于图 11. 可以看出,除主震B与第二次余震的震源机制一致外,主震A或主震B的震源机制与其他余震都不完全相同. 仅从震源机制的角度讲,这些余震是极不合格的经验格林函数事件. 同时,我们注意到,根据逆时成像的定位结果或是双差定位的结果,主震与余震的震源深度都比较接近,但是,从反演震源机制时得到的结果看,这些地震的震源深度的差异 却非常明显,它们分布在7~14.5 km范围的不同深度.
根据前面的分析,逆时成像或是双差定位结果允许我们利用经验格林函数技术提取主震震源时间函数,而震源机制反演结果却不允许我们这样做. 不过,根据实践经验,不妨劣中选优. 虽不能利用所有观测点或所有记录提取震源时间函数,但可以选择特殊点或特殊记录予以尝试. 我们注意到,在挑选的7个台站中,XHT台始终位于所有事件震源机制解的同一个象限. 这一特征启发我们去选择这个台的三分向P波段记录加以尝试. 如果利用不同余震记录作为经验格林函数、从不同分向提取的结果都比较一致,说明余震记录能够较好地满足经验格林函数的条件;如果提取的结果大相径庭,说明余震记录完全不满足经验格林函数地震的条件.
4 震源时间函数 4.1 主震A首先,我们将主震A和所有余震在XHT台的三分向记录进行0.1~1 Hz的带通滤波,自P波初动开始截取6 s长的记录,并利用PLD技术(张勇等,2009)分别从三个分向的记录中提取震源时间函数;然后,对提取的原始震源时间函数进行1 Hz的低通滤波,分别从不同分向得到震源时间函数;最后,将从不同分向得到的震源时间函数加以平均,形成从这个台获取的震源时间函数.
图 12展示了利用不同的余震作为经验格林函数地震提取的主震A的震源时间函数. 从图中可以看出,虽然分向不同,但震源时间函数非常相似;虽 然经验格林函数地震不同,但震源时间函数彼此相近.
我们把利用同一余震从不同分向上提取的震源时间函数的平均视为基于那个余震的视震源时间函数,用不同分向上提取的震源时间函数个体与平均震源时间函数之间的差异表征其不确定性. 可以看出,利用前两次余震提取的震源时间函数的不确定性较大,这很可能与这两次余震的震源机制与主震的差别较大有关.而利用第四次余震提取的震源时间函数不确定性最小,这可能与其震源位置和震源机制与主震比较一致有关.
类似地,我们把利用不同余震提取的震源时间函数的平均震源时间函数视为主震的震源时间函数,用基于不同余震提取的震源时间函数个体与平均震源时间函数之间的差异表征其不确定性(图 12g). 平均震源时间函数表明,盈江Ms5.6级地震至少由两次事件构成,第一次持续时间1.3 s,第二次约2.2 s,总持续时间约3.5 s.
4.2 主震B提取主震B的震源时间函数的过程与主震A相同,只不过我们注意到这个地震持续时间较长,所以,我们使用的记录长度为7 s.
图 13展示了利用不同的余震作为经验格林函数地震提取的主震B的震源时间函数. 首先,我们关注利用不同的分向资料获得的震源时间函数. 与主震A相比,从不同分向得到的震源时间函数的一 致性较差,这说明主震B的震源机制很可能在震源 过程中具有较强的变化,或者说主震B的断层面并不平直. 然后,关注利用不同余震提取的震源时间函数,我们注意到,除利用第一个余震提取的震源时间函数外,其他震源时间函数都具有类似的特征. 第一个余震与主震B的震源深度或/和震源机制很可能具有事实上不可忽视的差别.
不过,当我们把利用不同余震提取的震源时间函数放在一起,并与它们的平均震源时间函数加以比较时,我们就会发现,这些震源时间函数个体之间具有良好的相似性,尤其是震源时间函数的前3 s. 而3~5 s之间的相似性略差,很可能与主震的震源机制在震源过程的后期发生变化有关. 但无论如何,这个平均的震源时间函数可以很好地反映这个地震的能量释放过程.
平均震源时间函数表明,盈江Ms6.1级地震至少可以分为五个阶段,第一阶段0~0.7 s,第二阶 段0.7~1.6 s,第三阶段1.6~2.5 s,第四阶段2.5~3.8 s,第五阶段3.8~5.0 s.
5 讨论与结论由于非线性问题的线性化,利用传统的定位方法很难获得准确的震源位置(许力生等,2013a),这就是为什么通常的定位结果出现如图 2b所示情况的主要原因. 为此,我们使用了非线性技术——逆时成像技术. 这种技术没有采用任何近似,且充分考虑了观测到时的客观性和准确性,同时避免求逆的环节,努力保证解的稳定性和准确性. 影响逆时成像结果的唯一因素是速度模型,所以,我们特别采用了借助于人工地震记录挑选的模型(许力生等,2013b). 虽然,我们无法保证这是最合理的模型,但从定位结果看,这个模型是相当合理的. 如果速度模型不理想,定位结果的精度很难提高. 然而,我们注意到,水平向精度除主震B在400 m左右外,其 他都在100 m左右,而垂直向精度也没有超过1000 m,且多数在500 m左右.
利用地方或区域地震记录确定震源机制本身就十分棘手,为此,我们特别设计了广义极性振幅反演技术. 这种技术充分吸收了数十年来极性—振幅类方法的优点,也充分考虑格林函数不准确这一不可避免的事实.已有的数值实验表明,这是一项比较稳健的技术(严川和许力生,2014). 在这项研究中,我们利用这种技术反演确定了包括主震在内的8次事件的震源机制. 为了保证结果的可比性,我们对所有的地震事件都使用了相同的观测资料,即7个台、垂直分向的P波初动、三分向带有极性的P波最大振幅. 关于主震的震源机制,虽然我们使用的方法和资料不同,但得到的结果和其他人用其他方法和资料得到的结果非常一致(表 2). 关于余震的震源机制,虽然我们无从比较佐证,但我们使用了与主震完全相同的资料,况且,我们成功地提取了主震震源时间函数. 如果震源机制存在严重问题,主震的震源时间函数不可能得到.
利用经验格林函数技术提取震源时间函数的前提是主事件和经验格林函数事件的震源位置相同且震源机制相同. 绝对定位结果表明,尽管这几次事件的震源位置并不完全相同,但却比较接近,尤其是震源深度. 而相对定位结果表明,不但震源深度很接近,而且震中位置也很接近. 但是,震源机制反演结果表明,主震和余震的震源机制有相似之处,但差别不可忽视,而且震源深度也比较离散. 这种主震与余震震源机制的差别使我们无法从所有台站得到稳定一致的震源时间函数,余震与余震之间震源机制的差别使得利用不同余震在同一台站得到的震源时间函数也不尽相同. 如果震源深度果真比较离散,同样会对结果产生影响. 事实上,我们利用所有的余震和所有的台站都提取过震源时间函数,但都失败了. 唯有从XHT台的P波段才能提取比较一致的震源时间函数. 这种情况反过来也说明,主震的震源机制或/和震源位置事实上不同于余震,尤其是震源机制.
根据提取的震源时间函数特征,主震A的能量释放过程相对简单,持续时间约3.5 s,但分两个阶段,第一阶段0~1.3 s,第二阶段1.3~3.5 s;主震B的过程相对复杂,持续时间约5.0 s,至少可以分 为五个阶段,第一阶段0~0.7 s,第二阶段0.7~1.6 s,第三阶段1.6~2.5 s,第四阶段2.5~3.8 s,第五阶段3.8~5.0 s.
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