中国科学:地球科学  2014, Vol. 44 Issue (12): 2689-2696   PDF    
利用地球自由振荡观测约束芦山地震的震源机制解
江颖①, ②, 胡小刚, 刘成利①, ②, 孙和平     
① 中国科学院测量与地球物理研究所大地测量与地球动力学国家重点实验室, 武汉 430077;
② 中国科学院大学地球科学学院, 北京 100049
摘要:地球自由振荡的振幅和地震的震源机制有密切的关系. 利用长周期自由振荡的观测可对地震的震源机制解进行分析和约束. 芦山地震虽然是中等强度的地震, 但也激发了可观测的自由振荡信号. 根据芦山地震的4种不同震源机制解计算了芦山地震的自由振荡, 然后与超导重力仪和宽频带地震仪观测的结果进行比对分析, 结果表明可利用2.3~5 mHz的球型简正模分析和约束芦山地震的震源机制解. 研究发现地震的标量地震矩M0对自由振荡振幅的影响较大, 而断层走向、倾角、滑动方向角和震源深度对自由振荡的振幅影响较小. 分析了不同震源机制解理论计算的地球自由振荡参数, 发现由GCMT反演的地震矩与实际观测符合较好, 其相应的震级能较好反映芦山地震释放的总能量, 而利用远场体波反演的地震矩偏小, 联合远场和近场观测数据反演可显著改善体波的震源机制解.
关键词芦山地震    震源机制解    地球自由振荡    超导重力观测    宽频带地震仪观测    

北京时间2013年4月20日上午8:02分,四川芦山县发生了Ms7.0级强震,其震中位于龙门山南部的彭县-灌县断裂,距离2008-5-12 Ms8.0汶川大地震的震中仅100多公里. 芦山地震是汶川大地震后5年来发生在龙门山断裂带最强的地震,其震源性质和发震构造吸引了许多学者的关注(刘成利等,2013; 谢祖军等,2013; 郑勇等,2013; 单斌等,2013). 研究汶川大地震后龙门山区域一系列地震的震源机制解(郑勇等,2009),可对龙门山断裂带的发震构造和危险性进行评估和分析.

表 1显示国际著名的地震科研机构提供的芦山地震的震源机制解. 其中震源机制解1,2,3是美国地质调查局(USGS)的结果. USGS采用3种不同地震数据反演震源机制,USGSBody(USGS Body-Wave Moment Tensor Solution)采用远程台站记录的体波数据反演震源机制. USGSCMT(USGS Centroid Moment Tensor Solution)采用体波和长周期面波反演震源机制,USGSWphase(USGS WPhase Moment Tensor Solution)采用W-phase(100~1000 s)的波形资料反演震源机制. 这种方法计算速度快,主要用于快速预报大地震海啸(Duputel等,2011). GCMT(The Global Centroid-Moment-Tensor Project,原Harvard CMT)通过计算单位矩张量元的格林函数,将格林函数与震源时间函数做卷积,得到理论地震图,将其与实际地震图进行对比,运用最小二乘求得最优矩张量解. GCMT一般采用3种波形进行震源机制反演,包括体波、面波和地幔波,针对地震的强度会选择不同的地震波反演地震的震源机制解. 比如2011-03-11 Tohoku大地震,GCMT仅选取了地幔波(截断周期为300 s)反演震源机制解,本次芦山地震GCMT采用体波(截断周期为50 s),长周期面波(截断周期为50 s),地幔波(截断周期为125 s)解算震源机制解. 基于不同的数据和反演方法,以上研究机构给出的芦山地震的震源机制解都不相同,特别是震源机制解1的标量地震矩M0仅为其他震源机制解结果的70%左右.

表1 芦山地震震源机制解一览表a)

地球自由振荡是地震面波在传播过程中形成的驻波. 自由振荡能量的大小与震源的破裂方式和破裂程度密切相关(Stein和Okal,2005; Geller和Stein等,1979),因此地震后的自由振荡信号可用于约束地震震级和检验地震的震源机制解,它也是目前唯一可对震源机制解进行总体检验和约束的地震学方法. Stein等(2005)通过分析长周期地球自由振荡资料,发现2004-12-26苏门答腊大地震的震级达到Mw9.3级,其相应的标量地震矩是GCMT结果的2.5倍. Park等(2005)综合分析苏门答腊大地震后应变仪、长周期地震仪及超导重力仪的地球自由振荡观测,认为苏门答腊大地震的标量地震矩是GCMT结果的2.67倍,地震的破裂时间长达480 s,破裂长度达到1200 km. 薛秀秀等(2012)利用0S0振型检验2011-03-11 Tohoku大地震的多个震源机制解,发现利用体波反演的地震矩明显小于用其他震相得到的标量地震矩.

由于中小型地震激发的地球自由振荡不够强烈,因此,目前利用地球自由振荡约束震源机制主要局限于大地震研究. 芦山地震虽然是中级地震,但它是一个“高角度”逆冲地震(曾祥方等,2013),激发了较显著的球型自由振荡. 中国科学院测量与地球物理研究所在拉萨站的超导重力仪和中国地震局昆明台的宽频带地震仪(图 1),在2.3~5 mHz频段清楚地记录到了芦山地震激发的球型自由振荡信号,这为研究如何利用自由振荡观测约束中等强度地震的震源机制解提供了一个非常好的机会. 台站相距震中约1000多千米,在自由振荡的计算中可以将震中视为点源. 本文利用超导重力仪及宽频带地震仪的自由振荡观测约束芦山地震的震源机制解,论证了利用自由振荡观测可以约束中等强度地震的震源机制,并且能够较好地判断哪一个震源机制解最符合实际情况.

图 1 芦山地震震中位置和台站位置 黄色五角星为震中位置; 蓝色三角形为中国科学院测量与地球物理研究所拉萨站位置和中国地震局昆明台位置
1 数据及方法 1.1 超导重力数据和地震台数据准备

超导重力仪(SG)是目前监测地表形变和重力场变化最精密的仪器之一,具有很宽的动态线性测量范围和极低的噪声水平,可以检测周期从几秒到几年的重力场信号,能够准确记录地球自由振荡信号(Crossley和Hinderer,1995). 由于超导重力仪的优良性能,1997年国际大地测量与地球物理联合会(IUGG)发起并组织开展了基于超导重力仪观测的国际地球动力计划(GGP). GGP规定使用统一的由美国生产的GWR超导重力仪,安装统一的数据采集设备,使用统一的中央传感器和低通滤波器,对获得的观测数据使用相同的国际标准数据处理方法(Wenzel,1996). 这些规定为地球自由振荡的观测和研究提供了基础.

中国科学院测量与地球物理研究所在拉萨设有超导重力仪观测站(图 1),提供采样率为1 Hz的观测数据用于地球动力学研究. 芦山地震发生后,拉萨台站的超导重力仪清晰地记录了重力变化(图 2). 在利用超导重力仪数据提取自由振荡信号之前,首先对各台站的观测资料进行预处理,利用Tsoft(Vauterin,1998)重力潮汐数据预处理程序,通过人机对话方式,去掉尖峰、突跳、间断等信号. 超导重力仪观测站附近气压变化会影响微弱自由振荡信号的观测(Zürn和Widmer,1995; Hu等,2006),本文用小波方法消除观测数据中的气压噪音(Hu等,20052006). 数据处理后,拉萨台站的超导重力仪清楚记录到了芦山地震的地球自由振荡信号(图 3(a)).

图 2 拉萨超导重力仪和昆明地震台甚宽带地震仪的观测资料 (a)拉萨超导重力仪的观测资料;(b)昆明地震台甚宽带地震仪的观测资料. 观测资料的采样率均为1 s,用于分析震源机制解的数据长度为16 h

图 3 观测数据与基于震源机制解算的模拟值的比较 (a)为拉萨超导台重力观测数据与基于震源机制解算的模拟值的比较;(b)为昆明地震台观测数据与基于震源机制解算的模拟值的比较. 其中: [1][2][3]和[4]分别为基于USGSBody,USGSCMT,USGSWphase和Global-CMT Project的结果解算的自由振荡模拟值,右图为局部放大图

宽频带数字地震仪利用金属弹簧振动及其反馈系统在较大的频带范围记录地震信号. 受弹簧机械特性的影响,其低频测量范围受到局限. 宽频带数字地震仪的低频测量极限值最能反映地震仪的宽频带品质特征. 瑞士Streckeisen公司生产的STS-1型地震仪的频带范围为0.0028~8.5 Hz,是全球低频特性最好的甚宽频带数字地震仪. 图 2是中国地震局昆明台STS-1宽频带数字地震仪芦山地震发生后的记录. 去除原始数据的仪器响应后,昆明台宽频带地震仪也清楚记录到了芦山地震的地球自由振荡信号(图 3(b)).

1.2 自由振荡的模拟

利用地球模型和地震的震源机制解可以计算台站接收到的地震激发的自由振荡信号. 目前随着地球一维分层模型不断完善,准确计算地球自由振荡的简正模频率已经不成为问题. 在现有理论和技术条件下,全球自由振荡信号是可以较准确地模拟地球动力学信号,模拟的准确程度仅次于对地球固体潮的模拟. 地球自由振荡计算值的振幅主要取决于地震发生的位置和震源机制. 计算自由振荡振幅时,是将震中位置视为一个点源,因此对某一地震来说,震源机制决定了自由振荡振幅的大小. 将自由振荡的计算值与相应的观测值相比对,可评估震源机制解是否能正确反映地震的实际破裂情况.

模拟计算台站自由振荡需要的参数有: 地震发生的位置、走向、倾角、滑动角、矩张量标量M0、台站的位置等. 在参考的震源机制解中,地震的震源机制模型将震源等效为双力偶点源,根据双力偶地震矩心矩张量理论,可以得到6个独立的地震矩张量(Aid和Richards,1980).

矩震级Mw可由地震矩求得

式中,M0为标量地震矩. 由地球格林函数对矩张量加权求和,可计算矩张量源激发产生的地球自由振荡位移:

式中,Mi为矩张量分量; Gin为每个地震矩张量分量对应的格林函数.

地球自由振荡分为球型振荡和环形振荡. 其中环形振荡没有径向分量,不产生重力变化. 球型振荡不仅有横向分量,还有径向分量,因此会引起地球的体积变化,从而导致重力发生变化. 超导重力仪可以记录球型振荡导致微小的重力变化. 薛秀秀等(2012)发现不同的地球模型对自由振荡振幅的影响小于0.7%,因此本文基于PREM地球模型(Dziewonski和Anderson,1981),结合震源机制解,将地球格林函数加权矩张量求和,可以得到由矩张量源激发产生的地球自由振荡位移,从而模拟出自由振荡信号(Geller和Stein,1979).

2 讨论与结果

将拉萨台超导重力仪和昆明地震台宽频地震仪的自由振荡观测值和模拟值进行傅里叶变换. 数据开始时刻为地震后的100 s,数据长度为16 h,采样率均为1 s,在傅里叶变换时采用了汉宁窗. 图 3(a)显示了拉萨台超导重力仪的自由振荡观测值和4个模拟值在2.3~5 mHz频段的结果,结果1模拟的自由振荡振幅明显的偏小,结果2,3,4都符合比较好. 图 3(b)显示了昆明宽频地震仪的自由振荡观测值与4个模拟值的结果,同样也是结果1的自由振荡振幅明显偏小,而且随着频率的增大,自由振荡呈现衰减趋势. 理论上讲,震源机制对2.3~5 mHz频段内任一个振型振幅的影响是相同的,为了更清晰地看到比较结果,图 3中列出了0S200S240S37的放大图.

2.1 地震破裂时间对自由振荡振幅的影响

Park等(2005)指出破裂时间会影响对标量地震矩M0的估计,进而影响简正模振幅的大小. 地震破裂产生的标量地震矩为M0,震源的破裂持续时间为t且破裂速度为一常量,标量地震矩M0对频率为f的自由振荡振幅的影响减小为(Park等,(2005))

本文利用该模型考虑芦山地震破裂时间对标量地震矩M0的影响,分别选取4个振型0S180S240S340S41做数值分析. 4个振型的频率分别为2.673,3.265,4.172和4.798 mHz,位于2.5~5 mHz频段的两端和中间. 假定地震破裂时间为10,20,50和100 s,由图 4可知破裂时间越长对M0的影响越大,而芦山地震的破裂时间约为10 s,对M0的影响小于0.38%,而M0是影响自由振荡振幅的主要因素,因此在本文的讨论中不考虑破裂时间的影响.

图 4 地震破裂时间造成简正模的振幅减小
2.2 仪器噪音水平对自由振荡振幅的影响

超导重力仪在高频段的观测噪音水平受分子热运动影响. 但在低于100 s的周期范围,超导重力仪的转换函数具有稳定和平坦的振幅值. 因此在详细分析长周期自由振荡振幅变化时,超导重力仪优于宽频带重力仪. 图 5显示了超导重力仪的噪音水平以及与新低频噪音模型(NLNM)的对比,所用的数据为4月11日无地震时刻的观测数据. 由图 5可知,超导重力仪在2.3~5.0 mHz频段范围较接近NLNM模型,且前期大量数值实验表明其能很好地记录到自由振荡信号,因此本文基于超导重力仪数据进行定量分析.

图 5 超导重力仪的噪音水平和新低频噪音模型(NLNM)的对比
2.3 震源机制解整体评估

本文基于超导重力仪的数据选用2.5~3.5和4.0~5.0 mHz两个信噪比较高的频段进行比较,计算两个频段内自由振荡简正模的振幅平均值. 为了更详细地反映比较结果,本文不仅计算了自由振荡计算值与观测值振幅的比值,而且计算了自由振荡模拟值相对于观测值的标准差,结果如表 2所示.

表2 基于拉萨超导台站的自由振荡计算值与观测值振幅的比较a)

表 2显示利用震源机制解2,3,4得到的结果差别不大,都与观测值符合较好. 而震源机制解1的结果偏离观测值较大,偏离幅度达37.68%. 解2,3,4均是利用较长周期震相反演得到的震源机制解,解1是USGS利用远场体波得到的震源机制解.

地球自由振荡的振幅受地震矩、断层破裂方式(断层走向、倾角、滑动方向角)和震源深度的影响,为了区别地震矩和断层破裂方式对振幅的影响程度,假定表 1中4个不同震源机制解中给出的M0相同,均为1.00x1019 Nm,基于拉萨重力超导台站计算出芦山地震后的自由振荡. 图 6显示在地震矩相同的情况下,4个震源机制解的自由振荡模拟值相差不大,表明断层走向、倾角、滑动方向角和震源深度对自由振荡的振幅的影响较小. 体波反演得到的地震矩M0偏小,是导致其自由振荡模拟值偏离观测值达37.68%的主要原因. 通常USGS利用体波反演较大地震得到的地震矩往往偏小. 典型的例子是2010玉树地震: USGSCMT给出的地震矩M0=2.5x1019 Nm,矩震级为Mw6.9,而USGS体波的结果仅为M0=1.3x1019 Nm,矩震级为Mw6.7. 二者差异过大,体波反演的标量地震矩仅为CMT结果的1/1.92,值得我们关注.

图 6 拉萨超导台重力观测数据与基于震源机制解算的模拟值的比较 [1],[2],[3]和[4]分别为基于USGSBody,USGSCMT,USGSWphase和Global-CMT Project的结果解算的自由振荡模拟值,
右图为局部放大图. M0均为1.00x1019 Nm

利用远场体波(距离30°~60°)反演震源机制得到的地震矩过于偏小,其原因可能有两个:(1)远场体波记录不到一些缓慢破裂的过程;(2)远场体波体波容易受到其他震相的污染,特别是在主震后发生大量余震的情况下. 对于大地震,USGS的地震档案中一般不提供利用体波反演的震源机制解.

在体波反演计算中加入近场体波数据(距离约5°)有可能改进反演的结果. 谢祖军等(2013)在体波反演计算中增加了12个近场数据,得到的芦山地震M0为1.09x1019 Nm. 利用其震源机制解模拟自由振荡并和观测值比较,结果如图 7. 图 7显示两者符合很好,误差分析显示二者的偏差仅为0.58%. 这一结果表明加入近场体波观测确实能显著改善体波的反演结果.

图 7 拉萨超导台重力观测数据与基于震源机制解算的模拟值的比较 [1]加入了近震数据的结果,[2]只使用了远震体波数据的结果
3 结语

本文基于地球自由振荡分析了芦山地震的震源机制. 结果表明可利用2.3~5 mHz球型简正模观测对中等强度逆冲地震的震源机制解进行总体评估. 从研究结果来看,高角度逆冲地震的断层走向、倾角、滑动方向角和震源深度对自由振荡的振幅有一定影响,但是影响较小,M0对自由振荡振幅的影响非常大. GCMT等的结果与自由振荡观测符合较好,其反演的震级Mw6.6,较好地反映了芦山地震释放的能量. 芦山地震发生后,国内的一些学者及时的给出了芦山地震的震源机制解(刘成利等,2013; 谢祖军等,2013; 曾祥方等,2013; 王卫民等,2013; 刘杰等,2013),其中M0的数值差异较大,最大差异达到3.85倍. 用自由振荡的方法可以较好地判断哪一个震源机制解最符合实际情况.

利用体波反演地震的震源机制得到的标量地震矩往往显著小于利用长周期震相的反演结果. 加入了近场体波资料后,芦山地震体波反演震源机制的结果大为改善,表明远场体波可能没能反映芦山地震一些缓慢破裂的过程. 自由振荡的分析结果证实,联合远场和近场观测数据反演,能有效地改善体波反演结果.

自由振荡观测只能对震源机制解进行总体综合评估,而不能对各个不同参数的影响单独评估. 如果能结合其他大地测量手段,如远场GPS观测震源倾角、滑动方向角,可更细致地评估震源机制解.

致谢 感谢武汉大地测量国家野外科学观测研究站提供的拉萨超导重力仪的观测数据及中国地震局提供的昆明地震台观测数据.

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