震源深度是描述地震震源信息的重要参数之一,它的确定对地球科学具有重要意义(高原等,1997),其精确测定可以帮助地球科学家进一步了解地震活动与断层之间的关系(Galdeano et al,1995)。地球动力学意义上的板块运动和壳幔构造研究(Glennon et al,1995;郑斯华,1995)、地震活动性研究中的非线性动力学模型(朱元清等,1991)、地震成核及震源破裂研究(高原等,1995)、地震视应力随深度变化特征的研究(吴忠良,2002)、震源处的应力分布状况、震源机制及矩张量的分析、震源区地震活动性的描述等,均与震源深度有直接关系(张国民等,2002)。可以说震源深度与地震学中各领域的研究具有密切关系。然而,在地震定位过程中,震源深度很难精确测定。如何准确地确定地震的震源深度,成为地震学研究中一个迫切需要解决的问题。
多年来,诸多研究者开展了大量研究工作。应用动力学方法改善测定震源深度的准确性,即采用反演方法确定描述震源矩张量及震源时间函数的同时,通过合成地震图和对观测地震图的拟合来改善震源深度的准确性(Masse et al,1973;Sileny et al,1992);杨智娴等(2004)采用双差地震定位法,对1998年张北—尚义地震序列的主震及余震再次进行精确定位;张帆等(2017)用CAP和PTD方法对内蒙古阿拉善地区几次中强地震震源深度进行了测定。
内蒙古地区地形狭长,地质构造复杂,地震活动频繁。2015年阿拉善左旗M 5.8地震发生在鄂尔多斯块体西北边缘,吉兰泰断陷盆地北端,震中位于阴山EW向构造带、阿拉善弧形构造带和南北构造带等多组活动构造带的交接复合部位。震源区主要断裂构造有:磴口—本井断裂(吉兰泰东缘断裂)和巴音木仁断裂。该区域历史地震记载时间短,在本次5.8级地震发生前,1976年9月23日巴音木仁曾发生M6.2地震(曹刚,2001)。根据现代仪器记录,从1970年起,该区及周围共发生M 4.0以上地震11次,最大为1976年巴音木仁M 6.2地震。本文采用MSDP软件中挂载的单纯型法和Hyposat法、双差定位法、确定性方法(PTD方法)、CAP矩张量反演方法对2015年阿拉善左旗5.8级地震序列震源深度进行重新测定,并结合该地区的地质构造特征及地壳厚度分布特征,对获取的深度值进行对比分析,得出符合该地区的震源深度测定方法,准确确定中强地震震源深度为地震预报、防震减灾提供参考。
1 资料及地壳速度模型选取 1.1 资料选取选取中国地震科学台阵探测—南北地震带北段项目、中国地震局地球物理研究所中国地震科学探测台阵数据中心及内蒙古测震台网记录的阿拉善左旗5.8级地震序列约78次地震波形数据(图 1)。为了能准确测定震源深度,对78次地震进行深度测定前预处理,重新量取震相为了避免或减小人为读取误差,选择经验丰富的固定人员进行震相分析。尽可能保证定位台站分布均匀,并尽可能选取4个以上台站参与定位。
使用中国区域一维速度模型构建及推广使用工作项目产出的2015内蒙古地区地壳速度模型(v1 = 6.10 km/s,vPb = 6.60 km/s,vn = 8.05 km/s,H1 = 24 km,莫霍面深度H = 41 km)(刘芳等,2016)进行深度测定,以此缩小地壳速度模型与实际速度结构的差异。该模型由刘芳等(2016)等建立,已经过测试及验收。
2 定位方法 2.1 单纯型和Hyposat法单纯型和Hyposat法是广东地震局开发JOPENS/MSDP地震分析处理软件中的定位方法。单纯型法是利用数学的单纯型搜索极值的方法,搜索残差最小位置(即震中)。该方法近震和远震均适用,不能测定深震。这种方法在极值附近会收敛比较慢,适合少参数的函数定位。存在一个问题是对初始位置某些时候会敏感,特别是没有S波的定位。
Hyposat法先将观测方程组降维,不化为正规方程组,直接用奇异值分解最小二乘法求解得出震源深度,在实际计算中,还采用近台初值、多种数据加权(张宇等,2014)等方法求解。该方法可采用分区分层速度模型,为每个地震台台站指定不同的速度模型。Hyposat法缺点是,深度测定结果强烈依赖初值,当初始震源深度默认为10 km时,计算得到的震源深度普遍偏小。
2.2 双差法双差定位方法是一种相对定位算法,由Waldhauser等(2000)提出,其使用的前提条件是:事件对之间的距离远小于事件到台站间的距离和波传播路径上速度不均匀体的线性尺度,从而2个事件至同一台站的走时差只由2个事件的相对位置以及它们之间小范围内的波速所决定,这样就可以部分地消除速度模型不确定性所带来的误差(黄媛等,2006)。它的定位原理详见文献,在此不再赘述。
2.3 PTD方法PTD方法利用不同震中距上的初至震相,将初至Pn到时做相应变换后减去初至Pg到时来测定震源深度(朱元清等,1997;王新岭等,2004)。该方法的优越性是利用地震台站上的初至震相清晰,读数准确的优点,提高了资料精度,Pn到时的转换提高了对震源深度的敏感性,克服了直达波辅助定震源深度的缺陷,避免了同一台站P波与Pn波模糊不清,地震波序列后继震相不易读准的缺点。该方法能利用一个台站与其他台站的多个组合同时定出多个震源深度,加权平均更能接近震源的实际深度。用不合适的速度结构时,理论时差和折合时差的差值绝对值是发散的,利用这一点加上大量的到时资料, 就可以检验、修改地震区周围地壳的P波速度结构(王新岭等,2004)。
2.4 CAP矩张量反演方法CAP方法是Zhao等(1994)早在1994年就提出利用数字地震波和面波“CAP”(Cut and Paste)波形进行联合反演方法。该方法是将近震波形分为P波(Pn1)和面波(Sn1),赋予不同权重,对其5分量(Pn1不存在切向分量)进行反演,分别计算实际地震记录和理论地震图的误差函数,在反演过程中,对截取的震相采用相关性方法进行拟合,并允许有相对浮动,在给定设置参数范围内采用格点搜索法进行搜索,得到相对误差最小的震源机制解和震源深度值。用该方法得到的震源深度比较准确,但是与我们所说的断层破裂的初始点不同,此震源深度是地震震源体的中心深度。CAP法全波形震源深度的反演,在确定震源深度方面尤其具有优势。由于地震波形包含丰富的信息,利用其中的震相到时、偏振、振幅、频谱乃至全波形信息都可以用于确定震源深度。利用波形信息确定震源深度,避免了发震时刻引起的误差,克服了震源深度和发震时刻的不唯一性,可以提高震源深度的精度。利用近震全波形的CAP反演方法,在确定震源机制解的同时研究震源深度,适用于台站方位分布不均匀、速度模型不是很准确的情形,在中小地震(M>3.5)的研究中得到了广泛的应用(罗艳等,2013)。
3 震源深度测定采用单纯型法、Hyposat法、双差定位法、确定性方法(PTD方法)、CAP矩张量反演方法,对78次地震进行震源深度测定。
3.1 主震震源深度测定(1) CAP法。利用CAP法测定M 5.8主震震源深度,深度拟合误差及波形拟合结果见图 2。由图 2可见,CAP法波形拟合较好,误差随深度的分布收敛较好。当震源深度为19.2 km时,目标函数误差最小,在最佳深度附近震源机制解变化不大,对应的理论地震图与实际观测图之间波形拟合最佳,震源机制解比较稳定。
(2) PTD法。利用PTD法测定M 5.8主震震源深度结果见图 3,PTD法所得主震震源深度结果为18.1 km,标准差为5.3 km。计算中,选取的数据样本较多,有效数据分布见图图 3(a),图 3(b)显示震源深度结果满足统计规律,服从正态分布,结果可信。
(3) 单纯型法和Hyposat法及双差定位法。采用3种方法测定阿拉善左旗M5.8地震震源深度,可得,单纯型法测定深度为12.5 km;Hyposat法测定深度为3.8 km;双差定位法测定深度为20.6 km。
综合5种地震定位方法的测定结果,得到M 5.8地震深度结果对比(图 4),从图 4可见,采用双差定位法、PTD法和CAP法重新测定的震源深度数值接近,分布范围19.2—20.6 km,震源深度平均19.7 km。
采用不同定位方法测定的震源深度具有不同含义,可以分为破裂起始点(Hypocenter)深度和破裂质心(Centroid)深度。破裂起始点深度对应震相起跳点到时,一般通过到时定位方法得到;破裂质心深度对应波形最大能量到时,一般由矩张量(CMT)反演等波形反演方法得到。矩张量反演深度体现了震源的一种质心,实际反映地震矩张量密度分布的某种质心深度。2种深度的差异可达破裂尺度的一半,与破裂方向性和震级有关。如:对于4级左右地震,破裂尺度约为1 km,2种深度差异不大;对于6级左右地震,破裂尺度10 km,深度差异可能达到5 km左右(罗艳等,2013)。因此,CAP法的震源深度测定结果与双差定位法、PTD法深度差异在正常范围。
综上所述,采用双差定位法、PTD法和CAP法测定的阿拉善左旗5.8级地震的深度结果比较接近,均值为19.7 km,与张帆等(2017)给出的阿拉善地区(18±7)km的震源深度范围基本一致。由此判定,阿拉善左旗5.8级地震震源深度约为20 km。
3.2 地震序列震源深度测定 3.2.1 震源深度统计采用单纯型、Hyposat方法、双差定位法和确定性法(PTD),重新测定阿拉善左旗5.8级地震序列78个地震的震源深度,得到震源深度随经纬度的分布,结果见图 5。
表 1给出4种定位方法获得的震源深度在不同深度档的分布比例,可见4种定位方法重新测定的深度结果集中分布在6—29 km,与张国民等(2002)得到的西部(大致以107°E为界,将中国大陆分为东西两部分)约有97%的网格地震平均深度在5—29 km较一致。
图 6给出4种方法测得的震源深度分布集中情况(简称集中度)。分析图 5和图 6,可得以下结果。
(1) Hyposat方法测定结果。震源深度分布在0—42 km范围内,有较多的震源深度值为0 km。由图 6(a)可见,震源深度集中度在10—15 km,平均深度14.82 km。多数地震深度值分布在10 km左右,其中71%的深度值在15 km以下。本文给定Hyposat定位的初始深度为默认值10 km,如果给定初始深度为15 km,则定位深度大多在15 km上下。由此可知:采用Hyposat方法测定震源深度,很大程度上依赖于给定的初始深度,不能反映地震的实际深度。
(2) 单纯型法测定结果。震源深度分布在0—26 km范围内,有个别0 km值,震源深度集中度在10—20 km,见图 6(b),平均深度为11.83 km。
(3) 双差法测定结果。震源深度分布在3—38 km范围内,集中度为5—15 km,占总数的69%,见图 6(c),平均深度12.62 km。
(4) PTD法测定结果。震源深度分布在6—26 km范围内,震源深度集中度在10—20 km,平均深度15.54 km,测定结果满足统计规律,并较好地服从高斯分布。
3.2.2 对比结果①4种定位方法得到的震源深度分布集中度与张国民等(2002)的吻合;②Hyposat和单纯型方法计算的震源深度结果存在0值,且稳定性较差,应为该地区地震台站分布不合理、台站空隙角偏大所致,所以2种方法不太适合该区域震源深度测定;③从深度分布范围可知,PTD法和双差法计算结果基本一致,相互验证。
选取阿拉善左旗5.8及地震序列中13个代表性地震,给出采用以上4种方法的震源深度测定结果对比,见图 7。由图 7可见,对于所得深度值,PTD法比双差定位法稳定,PTD法深度结果分布较均匀,可以更好地反映震源区发震层的深度范围5—20 km,位于地壳中、上部,厚度不超过20 km,即发震层深度较浅,厚度较薄,与杨智娴等(2003)的研究结果较一致。
综上所述,CAP法、PTD法和双差定位法计算的震源深度结果一致性较好,可相互验证。每种定位方法均有一定使用条件,根据内蒙古地震台网经验,对于ML2.0以上地震,Pn初值震相出现在震中距150 km以上的地震台站记录中,PTD方法需要一定数量较可靠的Pn震相到时才能获得较可靠的震源深度;CAP方法对震级和地震台站分布及记录信噪比有一定要求,适用于较大地震;双差定位法是将每2个地震组成一个地震对,建立观测走时方差,更适用于地震时空丛集现象,特别对震群效果较好,对地震台站分布有一定要求;PTD方法应用范围更大,可以直接应用地震台网观测报告,资料获取更方便。
4 结论综上所述,采用5种定位方法,对2015年4月15日内蒙古自治区阿拉善左旗M 5.8地震序列震源深度重新测定,可以得到以下结论。
(1) 对于M 5.8主震,双差定位法、PTD法和CAP法测定的震源深度结果接近,约20 km。
(2) 采用单纯型法、Hyposat法、双差定位法、PTD法对地震序列震源深度进行测定,震源深度值均符合研究区地质构造特征,与我国西部约90%的地震深度分布范围相符(张国民等,2002)。
采用PTD定位法深度结果可以更好地反映震源区发震层的深度范围,发震层深度较浅,厚度较薄,可为确定震源区内发震层厚度、阐明地震成因与机制及地震危险性提供一个重要的约束条件。采用PTD定位方法重新测定得到的深度平均值(15.54±8)km为地震序列的震源深度范围。
(3) CAP法、PTD法和双差定位法计算的震源深度结果一致性较好,可相互验证。CAP法只适用于较大地震,对条件限制较苛刻,较难测定震源深度;双差定位和PTD法适用范围相对较宽,适合于震源区震源深度测定;单纯型法和Hyposat法与其他定位方法明显不一致,二者受初值影响较大,单纯型法某些时候对初始位置较敏感,一般不能得到可靠的震源深度,且该地区地震台站分布不合理、台站空隙角偏大也有一定影响。
中国地震科学台阵探测——南北地震带北段项目和中国地震局地球物理研究所中国地震科学探测台阵数据中心为本研究提供地震波形数据,在此表示感谢。
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