0 引言

地震波在传播过程中, 携带着大量来自震源及传播路径上的地球内部构造信息。研究地震波的性质、特征, 是研究地壳结构的有效办法(董奇珍等, 1989), 而震相分析对深入研究地球内部构造和探查地震活动规律具有重要意义(陈祥开等, 2018)。有学者在地震观测中发现地壳中存在康拉德面及其反射波, 并用于地震研究, 如: 董奇珍等(1989)在甘肃成县爆破中发现来自地壳中间界面的反射波P_D、S_D, 且较其他界面反射波阻抗大、反射力强; 郭晓然等(2016)在西沙地块地壳中也发现了康拉德面反射波Pc; 许健生等(1999)利用兰州地震台记录的永登地区17个地震的康拉德面反射波Sc走时特性, 测算出该地区地壳中间层深度为(24.9±2.0)km; 郭杰等(2013)利用河南濮阳地震台记录, 观测到康拉德面反射波Pc, 并认为对于震中距约40 km的地震, 地震台站可清晰记录到康拉德面反射波。

康拉德面是指地壳内花岗岩与玄武岩的分界面, 其存在与否与研究区地壳结构及其形成和演化的历史密切相关。由于康拉德面是不连续面, 在地震观测中来自该面的震相记录并不常见, 且易被误认为来自莫霍面, 不仅影响地震定位结果, 还严重影响对地壳内部结构的认识。

胡德昭等(1989)发现, 中国东南部地区地壳内广泛存在康拉德面, 其分布深度由内陆向沿海逐渐变浅。戚浩等(2012)在安徽地震台网地方震记录中发现了来自康拉德面的Pb震相, 郑晔等(1989)在随县—马鞍山人工源地震探测资料中发现马鞍山—六安剖面上存在Pb震相, 进一步验证了安徽地区地壳中应存在康拉德面。马鞍山测震台网囊括安徽省8个地震台站(台站代码CHZ、HEF、HSH、MAS、DTT、TOL、JIX、WHU)和江苏省3个地震台站(台站代码GC、LSH、LY), 可记录马鞍山地区M_L 1.0以上地震。安徽省马鞍山市和芜湖市地处长江南岸, 地质构造分区属下扬子断块, 位于郯庐断裂带东侧、扬州—铜陵地震带中段。对于该区发生的地震, 在满足一定条件下, 马鞍山测震台网可记录到康拉德面上的反射波。文中采用当涂地震站对2016年芜湖市弋江区M_L 2.1地震的数据记录, 分析Sc震相特征, 并利用马鞍山测震台网记录的6个具有Sc震相的典型震例, 分析康拉德面特征, 为地震研究和地球深部构造研究提供参考。

1 Sc震相判定

据安徽地震台网测定, 2016年2月13日4时17分58秒芜湖市弋江区发生M_L 2.1地震, 震源深度8 km, 当涂地震站(震中距Δ = 43.75 km)清晰记录到此次地震波形, 且Pg、Sg震相到时确定, 见图 1。由图 1可见Pg、Sg及i三个明显震相, 其中i震相位于Sg波段后, 见图 1中方框所示, 其振幅比Sg振幅大, 而周期相近。

图 1所示地震波似双震波形, 由马鞍山测震台网波形记录可知当地未发生双震, 排除双震可能。因地方震无面波, 仅产生直达波和反射波, 由此确定该不明震相应为横波反射波。一般, 莫霍面上的反射波在震中距70—80 km时达到全反射, 但此次地震距当涂地震站43.75 km, 表明地震波在更小距离上发生了全反射, 说明反射波走时缩短, 由此推断出在莫霍面上方存在一个使地震波发生全反射的界面, 且该界面波阻抗大、上下面速度对比强、反射力强。

设震源距地面距离为h, 台站与震中距离为Δ, 地面与莫霍面距离为H, 与莫霍面上方的中间界面C的距离为H_C。台站接收的直达波为Pg、Sg, 来自莫霍面的反射波为PmS、SmS, 来自地壳中间界面的反射波为Pc、Sc, 则直达波和反射波传播路径见图 2。

直达波走时方程为

$ {\mathit{t}_{{\rm{Pg}}}} = \frac{{\sqrt {{\mathit{\Delta }^2} + {\mathit{h}^2}} }}{{{\mathit{v}_{{\rm{Pg}}}}}} $

(1)

$ {\mathit{t}_{{\rm{Sg}}}} = \frac{{\sqrt {{\mathit{\Delta }^2} + {\mathit{h}^2}} }}{{{\mathit{v}_{{\rm{Sg}}}}}} $

(2)

莫霍面上反射波走时方程为

$ {t_{{\rm{PmP}}}} = \frac{{\sqrt {{\mathit{\Delta }^2} + {{(2\mathit{H} - \mathit{h})}^2}} }}{{{\mathit{v}_{\rm{P}}}}} $

(3)

$ {t_{{\rm{SmS}}}} = \frac{{\sqrt {{\mathit{\Delta }^2} + {{(2\mathit{H} - \mathit{h})}^2}} }}{{{\mathit{v}_{\rm{S}}}}} $

(4)

假设该不明震相为莫霍面上的反射波, 因震中距Δ＜48.96 km, 由安徽地震台站所用华南走时表可知无对应走时, 可按照安徽地区地壳一维速度最优模型(谢石文等, 2016)(该模型更符合安徽地区实际情况)计算该该震相走时。该模型地壳中间面上层的v_Pg = 6.14 km/s, v_Sg = 3.57 km/s, 中间地壳深19 km, 莫霍面上层的v_Pg = 6.60 km/s, v_Sg = 3.84 km/s, 莫霍面深34 km, 将Δ = 43.75 km、h = 8 km代入式(1)、(2), 计算得到t_Pg = 7.24 s、t_Sg = 12.46 s。由式(3)、(4)计算得到t_PmP = 11.25 s、t_SmS = 19.34 s。利用震相实际到时与发震时刻的差值, 计算得到各震相实际走时为: t_Pg = 7.04 s、t_Sg = 12.23 s、t_i = 16.7 s。则莫霍面理论走时与实际走时差为: Δt_Pg = 0.20 s, Δt_Sg = 0.23 s, Δt_SmS = 2.64 s。由于地下地质结构和地震射线路径的差异, 直达波走时差0.20 s和0.23 s均在正常范围内, 而莫霍面反射波走时比实际走时长2.64 s, 差值太大, 说明该不明震相的反射界面不应为莫霍面, 而是深度比莫霍面更浅的界面。

在华南走时表中, 震中距Δ = 39.96 km时即有对应的康拉德面反射波走时。为此, 查询华南走时表可知: t_Pg = 7.39 s, t_Sg = 12.53 s, t_Pc = 9.64 s, t_Sc = 16.39 s, 与实际走时差分别为: Δt_Pg = 0.35 s, Δt_Sg = 0.30 s, Δt_Sc = -0.31 s, 可见差值0.31远小于2.64。地下地质结构复杂, 参与计算的速度值和深度值均为平均值, 并非绝对精确值, 且走时表并非绝对适合本地区地壳结构, 对于某次地震而言, 其地震波的实际走时和理论走时不可能绝对吻合, 由此推断该不明震相i为地壳中间层界面反射波更恰当。

2 反射纵波位置确定

近震震相一般成对出现, 但在该地震波形图上未观测到明显纵波反射波, 究其原因可能是: ①纵波反射波不发育; ②纵波反射波可能在Sg波之后到达, 与直达横波震相混在一起难以区分。当震中距达到一定距离时, 反射纵波在直达横波之前出现, 小于该距离则被淹没在直达横波里, 此距离即为干扰距离Δ′, 即纵波反射波走时与直达横波走时相等时的震中距。直达横波Sg和纵波反射波P_反射走时曲线见图 3, 可见: 当Δ＜Δ′时, P_反射在Sg之后出现; 当Δ＞Δ′时, P_反射在Sg之前出现; 当Δ = Δ′时, 有t_Sg= t_PmP, 则由式(2)、(3)可得

$ \frac{{\sqrt {{\mathit{\Delta }^2} + {\mathit{h}^2}} }}{{{\mathit{v}_{{\rm{Sg}}}}}} = \frac{{\sqrt {{\mathit{\Delta }^2} + {{(2\mathit{H} - \mathit{h})}^2}} }}{{{\mathit{v}_{{\rm{P反射}}}}}} $

因Δ = Δ′, 则有

$ {(\mathit{\Delta '})^2} = \frac{{{{(2\mathit{H} - \mathit{h})}^2}\mathit{v}_{{\rm{Sg}}}^2 - {\mathit{h}^2}\mathit{v}_{{\rm{P反射}}}^2}}{{\mathit{v}_{{\rm{P反射}}}^2 - \mathit{v}_{{\rm{Sg}}}^2}} $

(5)

由式(5)可知, 干扰距离Δ′与反射界面深度H、震源深度h及波速有关。当H = 34 km(莫霍面深度)、h = 8 km、v_Sg = 3.57 km/s、v_P反射 = 6.60 km/s时, Δ′ = 41.77 km; 当H = 19 km(康拉德面深度)、h = 8 km、v_Sg = 3.57 km/s、v_P反射 = 6.14 km/s时, Δ′ = 19.05 km。而当涂地震站震中距Δ = 43.75 km＞41.77 km＞19.05 km, 因此, 莫霍面或康拉德面的纵波反射波, 均在直达波之前到达, 也就是说, 不明震相到时在直达横波之前。

由图 1所示波形可见纵波反射波不明显, 将波形进行W.A.仿真, 结果见图 4, 可见NS向波形在到时04:18:7.16处可见较大波动, 如图 4箭头所指, 垂直向波形在该处同样可见较大振幅, 计算得到该震相走时为9.16 s, 查询华南走时表可知Pc震相走时为9.64 s, 二者相差0.48 s, 可见两震相走时相近, 且上述已知莫霍面纵波反射波走时为11.25 s, 与实际走时相差2.09 s。由此推断此处应为Pc震相。

3 康拉德面特征分析 3.1 选取数据

由于Sc波比Sg波到时晚, 其波形多淹没在Sg波里, 导致清晰的Sc波初动较少见。除芜湖市弋江区地震外, 笔者在马鞍山测震台网记录中统计得到5个Sc波初动较清晰的震例, 地震参数见表 1。利用6个地震的Sc震相参数, 分析康拉德面特征。受篇幅所限, 只给出其中3个地震的波形, 见图 5。

3.2 康拉德面特征

6个地震的Sc波到时清晰, 根据表 1所列走时和震中距, 设Δ² = y, t² = x, v² = a, - (2H - h)² = b, 采用式(4), 利用最小二乘法拟合, 得到b = -1 272.6、v = 3.59 km/s, 拟合结果见图 6, 可得拟合关系如下

$ \mathit{y} = 12.887\mathit{x} - 1272.6 $

(6)

所得波速v = 3.59 km/s与谢石文等(2016)所得安徽地区地壳中间面上层的横波速度3.57 km/s基本一致。根据b值和h值, 计算得到每个震例对应的康拉德面深度H_C: 20.35 km、21.85 km、22.85 km、20.85 km、21.85 km、23.85 km(表 1), 与滕吉文等(1985)测算的马鞍山—常熟间康拉德面深度(H_C = 22.38 km)距离接近, 与谢石文等(2016)计算的安徽地区地壳中间层深度(H_C =19 km)亦相差不大。由图 6可见, 6个地震拟合效果较好, 数据点均位于拟合直线上或附近, 说明6个Sc波均为来自地壳同一个层面的反射波。

4 结论

通过对马鞍山测震台网记录的近震波形进行分析, 可以得出以下结论。

(1) 地方震震中距在达到70—80 km时, 常会出现振幅较大的莫霍面反射波。但是, 当地方震震中距在40 km上下时, 也可能出现振幅较大的康拉德面反射波。

(2) 就安徽地区而言, 一般震源深度在10 km左右, 当震中距约小于41 km时, 来自莫霍面的反射纵波PmP比直达横波到时晚, 其震相容易淹没在Sg震相中, 大于该震中距时, PmP震相将在Sg震相前出现。对于存在上地壳的地区, 当震中距小于19 km时, 康拉德面反射波Pc震相比直达横波Sg震相到时晚, 大于该震中距时, 则Pc波到时早。当震中距大于干扰距离时, Sg震相前会出现一个纵波反射波, 其振幅比Pg震相大, 但比Sg震相小。

(3) 通过对6个地震波形记录中初动较清晰的Sc波走时进行拟合, 得出: 地壳中间面上横波速度为3.59 km/s, 康拉德面深度H_C在20.35—23.85 km之间。由2016年2月13日芜湖市弋江区M_L 2.1地震记录, 得出H_C = 21.85 km, 证明该不明震相(横波反射波)为康拉德面反射波。

研究分析过程得到审稿专家的悉心指导, 并得到安徽省地震局隆爱军工程师的帮助, 在此表示衷心的感谢。