文章快速检索    
  地震地磁观测与研究  2019, Vol. 40 Issue (2): 28-33  DOI: 10.3969/j.issn.1003-3246.2019.02.003
0

引用本文  

赵韬, 王莹, 王平, 等. 2016年河北尚义M 4.0地震震源深度分析[J]. 地震地磁观测与研究, 2019, 40(2): 28-33. DOI: 10.3969/j.issn.1003-3246.2019.02.003.
Zhao Tao, Wang Ying*, Wang Ping, et al. Analysis of focal depth of 2016 Shangyi M 4.0 earthquake in Hebei[J]. Seismological and Geomagnetic Observation and Research, 2019, 40(2): 28-33. DOI: 10.3969/j.issn.1003-3246.2019.02.003.

基金项目

中国地震局监测预报司测震台网青年骨干培养专项(项目编号:20170623);陕西省地震局启航与创新基金(项目编号:QC201703)

通讯作者

王莹(1987-), 女, 工程师, 主要从事地震活动性与数字地震学研究工作。E-mail:wy200543@163.com

作者简介

赵韬(1989-), 工程师, 主要从事地震监测、数字地震资料分析处理与震源机制解研究工作。E-mail:zhaotaowy@163.com

文章历史

本文收到日期:2018-12-20
2016年河北尚义M 4.0地震震源深度分析
赵韬 , 王莹 , 王平 , 狄秀玲     
中国西安 710068 陕西省地震局
摘要:基于河北数字地震台网宽频带地震记录,采用CAP波形反演法,计算得到2016年6月23日河北尚义M 4.0地震的震源机制和深度,并利用sPL震相进一步测定震源深度。计算结果显示:采用CAP方法反演,得到此次地震震源深度为11 km,采用sPL震相进行测定,得到震源深度为13 km,可见采用2种方法确定的震源深度基本一致,分布范围为11—13 km,表明此次地震发生在上地壳。
关键词震源深度    CAP    sPL    河北尚义M 4.0地震    
Analysis of focal depth of 2016 Shangyi M 4.0 earthquake in Hebei
Zhao Tao , Wang Ying* , Wang Ping , Di Xiuling     
Shaanxi Earthquake Agency, Xi'an 710068, China
Abstract: Based on the wide-band record of the digital seismic network of Hebei Province, the focal mechanism and depth of Shangyi M 4.0 earthquake in Hebei Province on June 23, 2016 were calculated by CAP waveform inversion method and sPL seismic phase was used to further determine the focal depth. The calculation results showed that focal depth using the inversion of the CAP method was 11 km the focal depth using sPL phase was about 14 kilometers. Finally, we confirmed that the focal depth of Shangyi M 4.0 earthquake determined by the two methods were basically the same, i.e. the distribution range of 11-14 km, indicating that the earthquake occurred in the upper crust.
Key words: focal depth    CAP    sPL phase    Shangyi M 4.0 earthquake in Hebei Province    
0 引言

地震震源深度是地震时空三要素中的重要参数。准确测定震源深度对于研究震源区地下介质构造、孕震环境以及地震成因等具有重要意义(陈立军,2000张国民等,2002石耀霖等,2003)。然而,由于测震台站始终位于震源上方,无法对深度进行有效约束,导致震源深度难以精确测定(郑勇,2017)。

近年来,国内外诸多学者利用深度震相测定震源深度。对于地壳结构相对简单的地区,可以通过测量近震深度震相sPg、sPmP和sPn,与其参考震相Pg、PmP和Pn之间的到时差或波形对比方法,获得较为精确的震源深度。如:Langston(1987)利用sPg(sP)和Pg的相对到时差研究1968年澳大利亚Meckering地震序列的深度分布;Bock等(1996)利用sPmP测量近震震源深度;Saikia(2000)提出利用sPn与Pn震相走时差来约束震源深度;任克新等(2004)通过人工识别计算sPn和Pn的到时差,得到2003年8月16日内蒙古M 6地震的震源深度;张瑞青等(2008)利用滑动时窗相关法,成功识别sPn震相,并通过sPn和Pn震相到时差对汶川地震的中强余震震源深度进行准确计算;吕坚等(2012)通过拟合sPg、PmP和sPmP震相,确定了2011年瑞昌—阳新4.6级地震震源深度。

但上述近震深度震相均有各自优势震中距,如:sPg震相可被60—100 km震中距范围内的台站观测到,sPmP震相在200—300 km震中距范围内的台站记录中发育较好,而sPn震相一般可被震中距300 km左右的台站观测到,而且sPn震相能量较弱,一般只出现在中强地震记录中。然而,随着震中距的增加,深度震相受到震源机制辐射模式、介质中沉积层以及尾波等因素的影响,到时的识别误差较大。为此,崇加军等(2010)提出利用sPL震相来确定近震震源深度。该震相通常在震中距50 km范围内出现,在地壳结构相对简单的地区可被明显观测到,经过大量学者验证(詹小艳等,2014项月文等,2014彭利媚等,2017郝美仙等,2018),显示利用sPL震相来确定震源深度是可靠的。

据中国地震台网测定:2016年6月23日8时37分,在河北张家口市尚义县发生M 4.0地震,震中位于(40.96°N,114.2°E),震源深度14 km。郭蕾等(2017)通过深入分析该区域应力状态和地壳速度结构,认为此次地震是晋冀蒙交界地区地震平静背景下发生的1次显著中等地震活动,对该区未来中强震发震背景具有一定指示意义,需引起广泛关注。本文使用河北数字地震台网宽频带三分量地震仪波形记录,采用CAP波形反演法,计算河北尚义M 4.0地震震源机制和深度,并在此基础上,利用sPL震相进一步测定震源深度,并对采用2种方法重新测定的震源深度结果进行对比分析。

1 研究方法 1.1 CAP波形反演法

CAP方法(Zhao et al,1994Zhu et al,1996)是一种使用体波和面波联合反演的方法,基本思想是把原始波形资料分割为Pnl和Snl部分,采用频率—波数方法(F—K)(Zhu et al,2002)计算地震台站的格林函数,利用格林函数得到合成地震图后,对Pnl和Snl波形分别赋予不同权重,通过格点搜索方法,在空间搜索、拟合、反演地震事件的最佳震源机制。由于将体波、面波分开拟合,反演结果对地壳速度结构模型及介质横向不均匀性依赖较小。

考虑到几何扩散效应的影响,使用经震中距矫正的绝对误差值作为误差目标函数(Tan et al,2006),表示如下

$ E(h)=\sum\limits_{i=1}^{n}\left(\frac{r_{i}}{r_{0}}\right)^{p} \cdot\left\|u_{i}(h)-s_{i}(h)\right\| $ (1)

式中,ri代表第i个台站的震中距;r0代表选定的参考震中距;h代表震源深度;ui(h)和si(h)分别代表第i个台站h震源深度下的观测数据和理论数据;p为指数因子,一般,体波p=1,面波p=0.5。

1.2 sPL震相拟合法

从震源出发的SV波入射到自由表面下方时,将部分能量转换为P波,当临界入射时,转换P波沿地表传播,Aki称此波为“Suerface P-wave”(图 1),其水平视速度与P波速度相等,随距离的增大衰减较快,该波起始可能比直达S波尖锐,在某些方面与首波具有类似性质(Aki et al,2002)。

图 1 均匀半空间sPL和直达P波传播路径示意 Fig.1 Ray path of sPL and P wave in the model of half space

崇加军等(2010)将Aki定义的“Suerface P-wave”和多次反射、折射震相形成的一个波列定义为sPL。sPL震相通常可在近距离(30—50 km)被清晰观测到,其径向分量能量最强,垂直向次之,切向几乎无能量;sPL所含高频成分相对较少,波形没有P波尖锐,一般不易被误认为S波;在地壳速度结构相对简单区域,在震中距50 km内,在Pg和Sg震相之间一般只存在sPL震相。

2 数据选取及地壳速度结构模型 2.1 地震数据

对于2016年6月23日8时37分河北张家口市尚义县M 4.0地震,利用河北及邻省区域地震台网宽频带记录波形,按照方位角覆盖及信噪比要求,选取震中距50—150 km范围内8个地震台站记录的波形数据,进行CAP波形反演。具体操作如下:对观测波形和理论震动图的Pnl部分做0.04—0.11 Hz带通滤波,面波部分做0.04—0.09 Hz带通滤波;Pnl部分权重设为2,面波部分权重设为1。

根据sPL震相特征,选取尚义县M 4.0地震震中距30—50 km范围内信噪比较高的地震台站记录作为研究对象。经筛选,确定选用震中距39.68 km、方位角146.3°的怀安台(HUA)记录进行sPL震相研究。该台站配备BBVS-60地震计,EDAS-24GN数据采集器(带宽为50 Hz—60 s)。

2.2 地壳速度结构模型

使用王莉婵等(2016)利用数字化震相资料建立的河北地区地壳一维速度模型(表 1)。该模型通过新旧模型批处理残差比较、PTD震源深度定位、人工爆破、典型地震等数据和方法进行验证,合理可用。

表 1 河北地区一维地壳速度结构模型 Tab.1 One-dimensional velocity model of Hebei region
3 反演结果 3.1 CAP波形反演

利用CAP方法,对河北尚义M 4.0地震进行波形反演和深度拟合(图 2图 3),得到震源机制解(图 2)参数为:最佳双力偶解节面Ⅰ为:走向249°,倾角64°,滑动角-33°;节面Ⅱ为:走向355°,倾角61°,滑动角-155°;矩震级MW 4.09。该震源机制与吴鹏等(2016)的结果基本一致,说明CAP反演结果可靠。由此次地震震源深度拟合误差(图 3)可知,在震源深度11 km时,尚义地震震源机制拟合最好,大部分拟合相关系数大于85%。

图 2 河北尚义M 4.0地震震源机制波形反演 Fig.2 Waveform inversion of focal mechanism of Shangyi M 4.0 earthquake in Hebei Province
图 3 河北尚义M 4.0地震震源深度拟合误差 Fig.3 Focal depth fitting error of Shangyi M 4.0 earthquake in Hebei
3.2 利用sPL震相确定震源深度

基于河北地区一维地壳速度结构模型及CAP反演得到的尚义M 4.0地震震源机制,采用F—K方法,对怀安(HUA)台记录,在不同震源深度(1—22 km)下,合成径向(R)、垂向(Z)和切向(T)理论震动图,见图 4。由图 4可见,在直达P波(Pg)和直达S波(Sg)之间清晰可见sPL波,随着震源深度的增加,sPL与Pg震相到时差呈线性增大,且sPL震相没有Pg波尖锐,所含高频成分较少,能量主要集中在径向(R)分量(垂直向分量能量次之,切向分量基本无能量)。

图 4 在不同震源深度下怀安台(HUA)理论波形 Fig.4 The theoretical waveform at different depth of HUA station

基于以上特点,对淮安台记录的此次尚义M 4.0地震实际波形与理论波形进行0.8 Hz以下低通滤波,并进行波形拟合以确定震源深度,拟合结果见图 5,图中红色曲线表示实际波形,黑色曲线表示理论波形。由图 5可知,在震源深度为13 km时,在怀安台三分量记录上,Pg和sPL震相相对到时拟合较好。

图 5 怀安台(HUA)观测波形与理论波形在不同震源深度的拟合结果 Fig.5 Fitting of observed waveform and theoretical waveform of HUA station at different depths

经低通滤波,得到怀安台记录的尚义M 4.0地震最佳震源深度为13 km,将此震源深度下观测波形与理论波形进行对比,结果见图 6。由图 6可见,垂直向(Z)分量中Pg和sPL震相到时差吻合较好,在Pg和Sg震相之间清晰可见sPL震相;切向(T)分量中在Pg和Sg震相之间无sPL震相存在(无能量),Sg震相到时吻合较好;在sPL能量集中的径向(R)分量中,在Pg和Sg震相之间观测到一个清晰震相,比垂直向能量大得多。可以判定,利用sPL震相测定的河北尚义地震震源深度约13 km。

图 6 震源深度13 km时怀安台观测波形与理论波形对比 Fig.6 Comparison between the observed waveform and the theoretical waveform with focal depth of 13 km at Huaian Seismic Station
4 结论与讨论

利用河北省数字地震台网宽频带台站——怀安(HUA)台记录的数字地震波形,结合F—K合成理论震动图,通过波形拟合对比sPL震相方法,确定2016年河北尚义M 4.0地震震源深度为13 km。同时,根据CAP波形反演法测定其震源深度为11 km。因此,此次尚义M 4.0地震应发生在上地壳,震源深度分布在11—13 km。

采用2种方法获得的此次尚义M 4.0地震震源深度较为一致,但存在约2 km的误差,可能由河北一维地壳速度结构模型与真实模型存在偏差所致。研究表明,理论与实际地壳速度结构模型的误差可能影响CAP反演结果,使得结果具有不确定性(孟庆君,2013)。在利用sPL震相确定震源深度时,在理论震动图合成过程中需要使用CAP方法反演的震源机制解,由此间接对sPL震相定位结果产生影响;而且,计算理论震动图需要使用地壳速度结构模型,因此需要考虑模型对定位结果的直接影响。崇加军等(2010)认为,若地壳速度结构模型误差为10%,则对于真实震源深度为10 km的地震,sPL深度震相测量误差约1 km。

文中给出的震源深度结果初步证实,在晋冀蒙交界地区,可不同程度地观测到sPL震相,且测定的震源深度较为可靠,使得利用近震深度震相sPL来测定该地区中小地震震源深度成为可能。

参考文献
陈立军. 中国地震震源深度与强震活动状态研究[J]. 地震地质, 2000, 22(4): 360-370. DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2000.04.004
崇加军, 倪四道, 曾祥方. sPL, 一个近距离确定震源深度的震相[J]. 地球物理学报, 2010, 53(11): 2620-2630.
郭蕾, 宫猛, 王晓山, 等. 2016年6月23日河北尚义4.0级地震发震背景[J]. 地震地磁观测与研究, 2017, 38(4): 26-31. DOI:10.3969/j.issn.1003-3246.2017.04.005
郝美仙, 宋晓燕, 徐岩, 等. 2017年6月3日阿拉善左旗5.0级地震震源深度测定[J]. 地震地磁观测与研究, 2018, 39(2): 18-24. DOI:10.3969/j.issn.1003-3246.2018.02.003
吕坚, 曾文敬, 谢祖军, 等. 2011年9月10日瑞昌-阳新4.6级地震的震源破裂特征与区域强震危险性[J]. 地球物理学报, 2012, 55(11): 3625-3633. DOI:10.6038/j.issn.0001-5733.2012.11.011
孟庆君. CAP方法和深度震相确定地震震源参数研究[D].合肥: 中国科学技术大学, 2013.
彭利媚, 赵韬, 陈祥开, 等. 利用sPL震相确定海南儋州2.6级地震震源深度[J]. 地震地磁观测与研究, 2017, 38(4): 21-25. DOI:10.3969/j.issn.1003-3246.2017.04.004
任克新, 邹立晔, 刘瑞丰, 等. 用sPn计算内蒙地震的震源深度[J]. 地震地磁观测与研究, 2004, 25(3): 24-31. DOI:10.3969/j.issn.1003-3246.2004.03.004
石耀霖, 朱守彪. 中国大陆震源机制深度变化反映的地壳-地幔流变特征[J]. 地球物理学报, 2003, 46(3): 359-365. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2003.03.013
王莉婵, 朱元清, 李雪英, 等. 河北地区地壳一维速度模型的新近研究[J]. 华北地震科学, 2016, 34(4): 1-10. DOI:10.3969/j.issn.1003-1375.2016.04.001
吴鹏, 张小涛, 张磊. 用CAP方法研究2016年6月23日河北尚义MS4.0地震震源机制[J]. 华北地震科学, 2016, 34(3): 48-52. DOI:10.3969/j.issn.1003-1375.2016.03.009
项月文, 罗丽, 肖孟仁, 等. sPL震相在九江-瑞昌MS5.7地震序列震源深度测定中的应用[J]. 华北地震科学, 2014, 32(2): 7-13. DOI:10.3969/j.issn.1003-1375.2014.02.002
詹小艳, 朱升初, 王恒知, 等. sPL震相在江苏高邮M 4.9级地震震源深度测定中的应用[J]. 地球物理学进展, 2014, 29(4): 1609-1614.
张国民, 汪素云, 李丽, 等. 中国大陆地震震源深度及其构造含义[J]. 科学通报, 2002, 47(9): 663-668. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2002.09.004
张瑞青, 吴庆举, 李永华, 等. 汶川中强余震震源深度的确定及其意义[J]. 中国科学:地球科学, 2008, 38(10): 1234-1241.
郑勇, 谢祖军. 地震震源深度定位研究的现状与展望[J]. 地震研究, 2017, 40(2): 167-175. DOI:10.3969/j.issn.1000-0666.2017.02.001
Aki K, Richards P G. Quantitative seismology[M]. 2nd ed. Sansalito, CA: University Science Books, 2002.
Bock G, Grünthal G, Wylegalla K. The 1985/86 western bohemia earthquakes:Modelling source parameters with synthetic seismograms[J]. Tectonophysics, 1996, 261(1/3): 139-146.
Langston C A. Depth of faulting during the 1968 Meckering, Australia, earthquake sequence determined from waveform analysis of local seismograms[J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1987, 92(B11): 11561-11574. DOI:10.1029/JB092iB11p11561
Saikia C K. A method for path calibration using regional and teleseismic broadband seismograms:Application to the 21 may 1997 Jabalpur, India earthquake (MW5.8)[J]. Current Science, 2000, 79(9): 1301-1315.
Tan Y, Zhu L P, Helmberger D V, et al. Locating and modeling regional earthquakes with two stations[J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 2006, 111(B1): B01306
Zhao L S, Helmberger D V. Source estimation from broadband regional seismograms[J]. Bull Seismol Soc Am, 1994, 84(1): 91-104.
Zhu L P, Helmberger D V. Advancement in source estimation techniques using broadband regional seismograms[J]. Bull Seismol Soc Am, 1996, 86(5): 1634-1641.
Zhu L P, Rivera L A. A note on the dynamic and static displacements from a point source in multilayered media[J]. Geophysical Journal International, 2002, 148(3): 619-627. DOI:10.1046/j.1365-246X.2002.01610.x