利用地震走时计算波速与震源深度*

2014-12-25李启雷李玉丽

地震研究 2014年1期

李启雷，李玉丽

(青海省地震局，青海西宁810000)

0 引言

青藏高原东北缘是晚新生代构造变形最强烈的地区。所谓东北缘是指南以东昆仑断裂、北以祁连山—海原断裂、西以柴达木盆地、东以南北构造带为界的甘肃、青海和宁夏交界地区 (袁道阳等，2004)。据中国地震局统计 (国家地震局震害防御司，1995;国家地震局震害防御司，1999)，自有文字记载以来，该地区已发生24次M≥7.0地震，其中5次M≥8.0地震。

祁连山活动断裂带是位于青藏高原东北缘主要断裂带之一，该断裂带晚第四纪以来表现为整体活动性强，地震活动频率高、强度大的特点 (王永成，刘百篪，2001)。其中在青海境内主要有门源冷龙岭断裂和祁连托莱山断裂。确定地壳速度结构，对研究区域介质性质和构造活动的动力学条件、地震精确定位及地震预报等具有重要意义。

20世纪60年代初期，中国科学院地球物理研究所利用人工地震进行了地震深部探测，得到了部分地区的地壳内部速度分布。许忠淮等 (2003)利用层析成像方法分析了青藏高原东北地区上地幔顶部P波速度及其各向异性的横向变化。金春华等 (2011)利用地震和爆破资料，通过差分正演及LSQR反演，获得了宁夏及邻区不同深度及不同位置的深度速度剖面图像。周民都等 (2012)利用层析成像法研究了青藏高原东北缘地壳上地幔速度结构，得到了上地幔顶部多数地区的平均P波速度。刘文辉 (2007)利用人工地震剖面资料得出祁连块体地壳平均波速。李永华等 (2006)分别采用接收函数法和线性反演法对青藏高原东北缘的壳幔结构进行了研究，获取了台站下方的地壳厚度、VP/VS值及壳幔S波速度结构。这些研究工作，对了解青藏高原东北缘地壳速度结构具有重要的参考价值。

据中国地震台网正式测定:2014年6月9日20时51分在青海省海北藏族自治州祁连县(38.1°N，100.1°E)发生3.2级地震，震源深度3 km。这次地震震源浅，县境内震感明显。震中位于托莱山断裂带上，与1991年1月2日2时58分5.1级地震震中相距仅14.7 km，与1984年2月17日10时37分5.1级地震震中相距61.9 km。青海台网共有46个台站记录到此次地震的88条震相，其中震中距最小 (4.05 km)。笔者利用这些观测资料，假设介质均匀并且为单层，根据近震走时方程计算直达波与首波 (或折射波)传播速度及震源深度。

1 资料选取

青海数字遥测台网于2007年6月建成并进入试运行阶段，10月通过工程验收后正式投入运行。现有88个数字地震台 (包括新架设台站17个，接入外省台站24个)，台网国家台和区域台分别架设了甚宽频带、宽频带地震计，所有台站全部配置了大动态范围的24位数据采集器。青海遥测台网在省内绝大部分地区地震监测能力达到ML3.0，中东部地区达到ML2.0、西宁附近重点监视区域达到ML1.5。

本文所选取的震相资料初动清晰，到时残差在1.5 s以内，其中直达波Pg震中距在200 km以内，首波Pn震中距在500 km以内。青海省遥测地震台站分布如图1所示。

图1 青海省遥测地震台站分布图Fig.1 Distribution of telemetering seismic stations in Qinghai province

2 近震走时规律

2.1 直达波走时方程

假设地层介质均匀，则地震波在层内沿直线传播，直达波射线传播路径如图2所示。传播速度为常数，设V1为由震源O传播到台站S的时间为t1，震中距为Δ，震源距为D(傅淑芳，刘宝诚，1980)。则直达波走时方程为

式中，对同一个地震，t1只与震中距相关。如果到时t1和震中距Δ已知，便可由两个台的记录联立组成方程组，求解出待定常数V1和h:

(2)、(3)式中，Δ、Δ'及t1、t'1分别为两个台站的震中距及直达波到时 (下同)。

图2 直达波射线传播路径Fig.2 Propagation path of the direct wave

2.2 首波走时方程

图3 为首波射线传播示意图，设界面以上传播速度为V1，界面以下速度为V2，V2＞V1，i0为临界角:

由式 (4)可以看出，首波走时曲线是以波速的倒数为斜率的直线，不同台站的到时差仅与式中第一项相关，即震中距和上地幔波速。所以由任意两个台站的观测资料便可计算首波速度V2，其表达式为

图3 首波射线传播路径Fig.3 Propagation path of the head wave

3 资料处理与结果分析

3.1 直达波

本文选取了17条震相清晰，且震中距在100 km范围内的纵波记录，任意两组组合即可计算出一个波速值，共得到126个有效数值。图4a为直达波速度正态分布图，在95%置信区间内直达波速度分布区间为5.96～6.09 km/s。有极少数值偏离平均值较大，而震相到时读取的误差一般为0.1 s以内，不会有太大影响，这可能是由台站仪器响应造成的。在置信区间内直达波平均值6.03 km/s，小于周民都等 (2012)层析成像法获取的青藏高原东北缘地壳平均波速6.25 km/s，也低于刘文辉 (2007)利用人工地震剖面资料得出的祁连块体地壳平均波速6.22 km/s。本文没有对直达横波速度进行计算，因为横波不是初至波，震相识别时会受到前面震相的干扰，读取误差过大，影响计算结果的准确性 (张晁军等，2010;罗艳等，2013;刘明军等，2008)。

图4 直达波 (a)、首波 (b)速度和震源深度 (c)正态分布图Fig.4 Normal distribution of the velocity of the direct wave(a)，the head wave(b)and focal depth(c)

3.2 首波

由于首波起始平缓，震相初动信号较弱，故可用震相没有直达波丰富。本文选取了13条纵波记录，共得到78个计算结果。图4b中的点随样本数近似呈平均分布，与图4a的表现不同。这可能因为首波走时是直线，只有震中距一个变量。只要Pn震相清晰、到时读取准确，震中距较大的台站也可以参与计算。舍弃不合理数值，计算出纵波波速平均值为7.92 km/s。这个结果低于许忠淮等 (2003)使用层析成像法获取的平均波速度8.09 km/s，也低于周民都等 (2012)用同样方法得到的上地幔平均波速8.05 km/s(李永华等，2006)，高于川滇地区速度7.8 km/s(吴建平等，2006)。