地震台阵处理在地震预警中的应用

L.Meng　R.M.Allen　J.-P.Ampuero



地震台阵处理在地震预警中的应用

L.MengR.M.AllenJ.-P.Ampuero

摘要强震来临之前预先发出警告的地震预警(EEW)系统是减轻地震灾害的关键。目前运行的地震预警系统基于的是点源假设，由于忽视有效源的效应导致震级幅度被低估，从而在大地震事件中效用受限。在这里，我们探讨地震预警使用活断层附近的小孔径地震台阵来实时表征破裂尺寸的概念。反向追踪台阵波形可实时估计出破裂前沿的范围(代表破裂的尺寸)和方向性，为现有的地震预警系统针对M>7地震提供附加的地震预警性能。我们在模拟的实时环境中对其实际运行，并分析由美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵(UPSAR)监测的2004年加利福尼亚帕克菲尔德M6地震记录，以及由加利福尼亚圣迭戈强震传感器监测的2010年El Mayor-Cucapah M7.2地震记录。我们发现基于较小事件的数据校正由美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵下方的倾斜结构引起的反方位角的偏差至关重要。我们估计的破裂长度比其他研究推断的长度短30%，但是对于地震预警的目标仍然是合理的。我们把这种差异归因于破裂方向性效应及单个台阵视野有限。这种方法的准确度也许会随视野重叠的台阵网而改善。我们对此通过九州和北海道北部两个Hi-net台网的台站群追踪2011年日本东北地震的破裂来予以说明。所得结果与远震反投影结果一致且得到了破裂长度及方向性的合理估计值。与提出的其他有限断层地震预警方法相比，该台阵方法受全球定位系统或地震台网的粗略性影响较小，提供了破裂的高频特征而对某些结构获得了比地震动更适合的预报因子。

0引言

地震预警(EEW)系统是一种新的机制，在地震时强震动来临之前发出警报来减轻地震灾害。当前运行的所有地震预警系统都将地震作为一个点源，使用震级幅度或频度标定。这种方法更适用于中等到大地震，但对于最大地震(M>～7.5)，由于对震级的低估以及缺乏有关已破裂断层的位置和范围的信息而对地震动显著低估。在日本东北近海M9.0地震期间的地震预警性能使这个问题尤其突出(Hoshibaetal，2011)。仅使用P波振幅信息，日本地震预警系统估计的饱和震级为8.1级。同时，未能考虑到有限破裂的扩展，该系统仅对东北地区发布了强震烈度警告。然而，关东地区却经历了比预期更大的地震动。东北近海地震的例子证实了对在目前进行的实时确定有限断层范围的工作中，全球定位系统(GPS)方法提供了比地震方法更可靠的静态位移，因而是一个静态滑动模型(Hudnutetal，2002；Allen and Ziv，2011；Colombellietal，2013)。只要有密集的台站覆盖，也提出了用FinDer方法(Böseetal，2012)基于近/远场地震波形的差异确定线性断层几何形状。

在这里，我们探讨使用活断层附近密集地震台阵群来实时成像大地震破裂过程的概念。这种台阵可以以锯齿形方式沿着断层部署，其中每个台阵均覆盖有效的视野。反向追踪这种台阵记录的地震波形可估计出破裂的方向性、大小、持续时间、速度和段落。这个方法现在常用于成像在远震距离(Ishiietal，2005；Mengetal，2011)和区域距离(Valléeetal，2008；Meng，Ampuero，Sladenetal，2012)记录的地震，有时在近震距离也使用(Fletcheretal，2006；Allmann and Shearer，2007；Honda and Aoi，2009)。这里，我们研究的关键方面是在近震距离实时实施台阵处理来估计M>6地震的破裂尺度。其原理类似于通过各种军事和民用天线定位和跟踪移动源。强高频(HF)地震波通常被认为从破裂前沿辐射出。跟踪大震期间高频地震波的源可得到破裂前沿的迁移。破裂前沿的轨迹标志着地震所涉及到的断层范围(图1)。更普遍地说，这种方法提供了高频辐射源区域的范围。

1方法

穿过台阵传播的波到达方向可以用台阵处理技术通过分析相干地震信号相位确定。在这里，我们采用相关叠加技术，其中将所有波形对的归一化互相关系数形成波束(延迟和累加)而不是波形。这提高了浅层地壳环境中相对于散射和多重路径的稳健性(Borceaetal，2002；Fletcheretal，2006)。对于选定的时间窗，在台站i和j之间的相关系数ccij定义如下：

式中，xi是由第i个台站记录的地震信号，t是时间指数，ij(θ)是在台站i和j之间波到达的时间延迟，这个方程的和包含运行时间窗的持续时间。我们假设台阵孔径远小于震中距且冲击的波前近似为平面。延迟作为冲击平面波慢度向量θ的函数由ij(θ)=θ·(ri-rj)的点积给出，其中ri和rj表示第i和第j个台站的位置向量。为了快速实现，将ij(θ)四舍五入到最近的离散样本值。我们将这种方法与更耗时的基于子样本频谱时间位移的实现方法进行了对比，并证实在我们感兴趣的频带高采样率的信号并未产生显著的误差。

随后对所有台站对的相关系数求和来获得作为候选平面波慢度向量函数的叠加相关系数scc(θ)。慢度向量包含震源深度(视速度)及其横向位置(反方位角)的信息。为了地震预警的目的，我们感兴趣的主要是横向破裂尺度，并且关注反方位角的作用。对于给定的反方位角，我们将投影的横向位置定义为大圆路径与从预先确定的断层目录(例如南加州地震中心共用断层模型)中提取的候选断层面的交叉点(可能非平面的)。由基于传统点源的地震预警系统(例如，ElarmS；Kuyuketal，2013)以实时方式提供震中位置。如果震中在已知断层区外边，则断层面近似为线性平面，其走向由附近插入的断层确定。

然后分析在运行窗上计算的叠加相关性与沿断层走向的距离和时间的关系。每次都识别叠加相关峰值的位置。如果峰值超过规定的阈值(这里为背景噪声平均叠加相关的3倍)，就相当于显著的地震辐射体。在震源成像研究(Fletcheretal，2006；Valléeetal，2008；Meng，Ampuero，Stocketal，2012)中，用距离—时间域的地震辐射体的轨迹来推断破裂尺度和破裂速度。然而，这种分析在识别破裂走向和分支模式时含有人工干预，这并不容易适用于实时实现。我们因此根据位置信息提出一种简单算法来表征破裂的尺度和方向性。我们将沿断层面最左边和最右边的地震辐射体之间的距离定义为破裂长度。相对于震源的这两个端点的位置提供了破裂的方向性和类型(单侧或双侧)。对于地震预警来说破裂速度的信息不是必需的。

图1　用小型地震台阵成像地震破裂的概念。移动的滑移脉冲是由断层面上通过暖色显示的高滑动速度区。爆炸符号表示破裂前沿在地表的投影。三角形是台阵的台站。曲线是地震波入射的射线路径。虚线标记的是破裂的空间范围。该图的彩色版仅适用于电子版本

22004年帕克菲尔德M6.0地震

我们在模拟的实时环境中将所提出的方法应用到2004年发生在加利福尼亚帕克菲尔德的M6地震。这次地震是当地小型地震台阵(美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵UPSAR，参见数据与来源)记录的为数不多的大地震(M>6)之一。此台阵由孔径约1km，间距约200m的13个台站组成，离圣安德烈斯断层约12km。Fletcher等(2006)指出，破裂运动学可以从美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵的数据中检索得到。

图2　(a)帕克菲尔德地区的俯视图。图中的实心圆是2004年帕克菲尔德地震5个样本余震的震中。正方形是利用台阵分析重新得到方位的沿线性断层面余震的投影位置。箭头标示偏置方向。五角星是1966年地震和2004年地震的震中。三角形是美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵以插图中的台站分布布设的位置。(b)实心圆是反方位角残差(观测值-实际值)作为实际反方位角的函数；灰色实心圆是22°倾斜界面到223°预测的异常方位。(c)由倾斜层扰动的射线路径(虚线)和通过水平层所预期射线路径(实线)的示意图。该图的彩色版仅适用于电子版本

这里，在调查主震事件之前，我们先针对余震进行台阵分析。图2a对比了震源与由美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵得到的反方位角推断的位置。结果显示位置偏向破裂带的中心。图2b进一步显示了相对于理论方位角的反方位角残差(实测值与理论值的差)的线性相关。Fletcher等(2006)提出，这种偏差是由于与断层破坏区相关的横向速度变化引起的射线路径弯曲导致的。然而，这个假设需要降低远离断层的速度梯度，这与真实断层区所观测到的相反。

在核监控地区，很久以前人们就知道，地震台阵下的倾斜速度结构会影响入射的远震波场并致使方位角和慢度与水平分层介质中的预期值有偏差(图2b)(Niazi，1966；Otsuka，1966a，b)。在这种情况下，倾斜结构通常被解释为是莫霍间断面(Greenfield and Sheppard，1969)。这种倾斜层效应还未在近震距离台阵分析的情况下进行探讨。这里我们提出美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵的方位角偏差是由浅沉积层与基岩之间的倾斜界面引起的。理论认为反方位角残差的正弦曲线依赖性随跨过2π范围的实际反方位角而变(Bondaretal，1999；Flanaganetal，2012)。这种偏差模式可用来约束倾斜结构的方向：相对界面倾斜方向残差从负到正跨过零的方位(Lindquistetal，2007)。

因为我们的分析只涉及圣安德烈斯断层帕克菲尔德段的地震活动，方位覆盖仅限制约为90°(图2b)。然而，反方位角异常地在43°从正到负穿过零(垂直于圣安德烈斯断层的走向)，表明界面向圣安德烈斯断层相反的方向倾斜(从北223°)。这符合美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵的地形(图2a)。倾斜层可能是由与圣安德烈斯断层长期变形有关的平行断层的褶皱变形引起的(Mount and Suppe，1987)。方位角偏差的大小依赖于入射角、穿过倾斜界面的速度反差及其倾斜角。各个余震的入射角根据帕克菲尔德地区的一维速度模型计算(Rouxetal，2005)。界面的倾角可以由给出穿过界面速度的斯奈尔定律计算得到(Flanaganetal，2012)。沉积层与基岩之间的速度反差太浅而不能通过层析成像来求解。这里我们假设浅沉积层与基底岩石之间的剪切波速度比为1：2。推断的倾斜度是22°，与由层析成像研究得到的顶层的倾斜度数一致(例如，Thurberetal，2006)。这个倾角与假设的通过倾斜界面的速度反差交替换位。对于较小的剪切波速度比实际的角度可能更大。尽管我们无法解决这个交替换位问题，但为了校正反方位角我们并不需要去做。

图3　叠加相关系数作为相对于震源沿走向位置的函数和用灰度表示的时间。(a)美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵中心台站的地震记录图。(b)，(c)叠加相关系数作为震源位置(相对于中心沿断层走向投影)和时间(相对于事件发震时刻滑动窗中心的)函数，图a中没有校正倾斜界面效应；图b中校正了倾斜界面效应。空心圆是每次用相关系数排列的最大相关性的位置。虚线标记高频能量来源的开始和结束，给出了图b中5km和图c中9km破裂规模的估计值。该图的彩色版仅适用于电子版本

一旦确定了倾斜结构，我们就可将基于模型的方位校正应用到帕克菲尔德主震的台阵分析，而不是由Fletcher等(2006)基于将特别平滑函数与方位角偏差拟合得到的经验校正。我们基于模型的校正能外推到经验数据集中说明的方位角范围以外，因为标定函数的正弦形状已建立，所以只需更少的余震就能获得可靠的校正。

根据Fletcher等(2006)的做法，为了考虑当地通过台阵的S波速度变化，也对特定台站应用了延迟校正。在实践中，这些校正可以通过对几次余震最佳拟合平面波的走时残差进行平均获得。我们发现这种校正影响轻微。所产生的反方位角的差异远远小于主倾斜层的影响。

我们将相关叠加应用于2004年帕克菲尔德主震期间记录的1s滑动窗0.5～8Hz频带的S波。这种近距离的S-P波走时比破裂持续时间短，这使我们不会利用P波跟踪整个破裂。地震动加速度信号的主频高于1Hz。与Fletcher等(2006)为了地震预警目的而获得更稳健可靠的图像相比，该带宽更窄且窗口更长。单侧破裂模式由于最左边的点靠近震源、最右边的点更靠右而约束很好。图3比较了是否进行倾斜层校正情况的2004年帕克菲尔德地震的震源成像。忽略倾斜结构导致破裂长度只有5km(图3a)，大大短于M6地震的典型破裂长度。一旦进行了校正，破裂长度就为9km(图3b)，与Fletcher等(2006)基于相同数据集得到的估算值一致。两种估算值在使用当地所有台站通过反投影鉴别的震源与最北边子事件之间的距离都短于13km(Allmann and Shearer，2007)。产生这种差异的一个原因是方向性效应。单侧西北向的破裂刚开始朝台阵方向扩展，但穿过纬度35°55′后则偏离台阵。这种方向性效应增强了美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵记录的南部破裂的地震辐射，削弱了北部的破裂。因此破裂的最北部似乎太弱而不能由美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵成像，这导致低估了破裂长度。在这种情况下，单个台阵不足以监测整个破裂区。因而这就需要有部分重叠视野的多个小型台阵网来平衡方向性效应。

图4　由圣迭戈强震台阵成像的El Mayor-Cucapah地震。地图显示了圣迭戈强震台阵(三角形)和地震的断层迹线。右边的图片是对以图3所示相同方式绘出的主震的相关叠加分析。该图的彩色版仅适用于电子版本

32010年El Mayor-Cucapah M7.2地震

作为最近发生在下加利福尼亚的最大地震，2010年El Mayor-Cucapah地震是另一个可用来证明地震预警应用台阵处理的例子。它被在加利福尼亚圣迭戈的一组13个孔径约30km的强震台站完好地记录到(见数据与来源)。该台阵在距离破裂处超过150km的强震区外侧，但我们可以用这个例子作为额外检验来证明这里提出的一般方法可估计地震破裂的尺度。我们处理了10s滑动窗的0.2～1Hz频率范围的S波数据。因为该台阵相对于断层迹线不是最佳排列，也就是说，它不是垂直于断层，因而该台阵的分辨率有限。该地震的破裂也比2004年帕克菲尔德地震更复杂，为前后时间过程复杂的双侧破裂。使用我们的实时模拟的台阵技术，可识别出总体为双侧破裂的走向(图4)，尽管与两个破裂前沿相关的地震辐射体间歇性地出现。北破裂段的长度为60km，与有限断层模型一致(例如，Weietal，2011)。然而，南破裂段仅有20km长，显著短于有限断层模型的破裂长度。这也是由方向性效应引起的：向东南方向的破裂表现较弱，因为破裂向圣迭戈相反的方向扩展。此外，南破裂段的分辨率也较低，因为该台阵的大圆路径比北破裂段与断层走向更倾斜。这个例子再一次证明了沿活断层的长度实时应用多重台阵网的价值。总的来说，80km的破裂长度短于Wei等(2011)估计的120km破裂长度，但对地震预警的目标来讲仍然是合理的估计值，而且好于将地震作为点源处理。

42011年日本东北M9.0地震

前面两个将台阵处理应用于地震预警的例子证实了多重台阵的必要性。很少有大地震被近距离的多个小型台阵记录下来。不过，我们不妨对这个问题进行提升处理，用常规地震台网记录的巨大逆冲地震检验这个概念。我们现考虑由整个日本的密集Hi-net地震台网记录的2011年东北M9.0地震。

我们将台阵分析应用到Hi-net台网的两个台站群，一个在九州岛，另一个在北海道北部(图5，左图)。这两个台阵分别距离震源约1 000km和700km，其内的台站间距约为20km。这种设置较之美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵/2004年帕克菲尔德地震例子按比例扩大了约100倍(平均间距200m，震中距12km)。处理的是0.1～0.25Hz频带的数据。这一频率范围比帕克菲尔德震例中采用的频率范围低了将近100倍。我们选择这个相对高频带将这些结果与远震台阵的反投影结果进行对比。对低频带的分析一致地再现了大规模破裂的特点。我们使用的是Pn震相，它携带最高的频率成分，并证实非常适合做区域距离的震源成像(Meng，Ampuero Sladenetal，2012)。尽管日本东北地震的破裂已在地方和区域尺度由单个台阵和台网通过台阵处理成像了(Hondaetal，2011；Nakaharaetal，2011；Maercklinetal，2012；Roten，2012)，但我们的工作是首次用多个台阵联合成像这次地震。

我们分别对两个台阵的记录进行了台阵分析，然后在每个时期通过交叉得出由两个反方位角定义的方向来确定地震辐射源的位置。其重要性定义为两个相关系数的和。我们对反方位角应用静态校正以便最初源位于震源。该校正北海道台阵约为2°，九州台阵为10°。在这个数值范围内，方位角的偏差更可能是由横向速度变化而不是地形或倾斜结构引起的。在九州台阵观测到的较大偏差可能反映了岛弧与弧后盆地之间的横向速度反差。

一般来说，联合台阵分析非常合理地恢复了东北地震的破裂过程(图5，右图)。空间范围和破裂史都与高频远震反投影的结果一致(例如，Ishii，2011；Koperetal，2011；Mengetal，2011；Yaoetal，2011；Zhangetal，2011)。沿走向的破裂长度约为300km，比低频滑动反演的长度小(例如，Weietal，2012)，但与高频强震数据的震源模型中的空间范围一致(Asano and Iwata，2012)。向南的破裂范围和方向性充分解释了在关东地区观测到的强地面加速度。东北地震的这个例子说明了多重地震台阵能更好地为地震预警视角表征破裂的长度和方向性。

5讨论

基于台阵的地震预警方法可与实时表征地震破裂有限尺度的其他方法相比。根据静态场的测量，基于全球定位系统的方法(Allen and Ziv，2011；Colombellietal，2013)在S波到达时就能提供有效的滑动估计。然而，由于在反演中适用的空间分辨率和平滑正则化有限，实际滑动区的边界只能大致地确定。辅助方法是利用由全球定位系统台站对组成的齐珀全球定位系统网络，沿着圣安德烈斯南部断层的长度在断层的每一边布设一对台站。这样就可直接测量地表滑动，但要求沿需要监测的每个断层都有全球定位系统台站(Hudnutetal，2002)。同样，通过区分近场和远场台站，Finder方法(Böseetal，2012)估计破裂区的周长。除非有非常密集的台站覆盖，否则边界可能还是很模糊。另一方面该台阵方法对通过利用地震波场的高频成分得到的破裂边界提供了更清晰的轮廓。在2004年帕克菲尔德地震例子中，我们处理的地震图达到8Hz(波长37m，假设浅层的剪切波速度为300m/s)，意味空间和时间的分辨率更清晰。

图5　通过在九州和北海道北部Hi-net台网的台站群成像的日本东北地震。该地图给出了选用的台站(三角形)和海沟。五角星表示震源。右图中的实心圆代表通过组合两个台阵确定的反方位角发现的地震辐射位置。实心圆的亮度和大小分别表示破裂时间和来自两个台阵的相关系数之和。该图的彩色版仅适用于电子版本

由高频台阵分析得到的破裂视图不一定与破裂过程的低频状况相关。在一般情况下，该台阵查看的是前面高频子事件中尾波突出的最后一个强高频子事件。换句话说，该台阵仅查看破裂的强辐射部分，但不能分辨平滑破裂的延迟。这部分地解释了为什么高频台阵研究成像的帕克菲尔德地震的破裂长度(Fletcheretal，2006；Allmann and Shearer，2007；本研究)短于由有限断层研究(Liu and Archuleta，2006)和余震区(Waldhauseretal，2004)估计的破裂长度。另一方面，如果破裂突然终止，停止相位很强，则高频破裂尺度就可能与低频破裂尺度一样大甚至更大。这是2010年海地地震的情况，高频滑动破裂超过了静态滑动区的边缘(Meng，Ampuero，Sladenetal，2012)。在这其中的一种情况下，小孔径台阵成像的高频破裂过程更直接地适合高频地震动的预测。Wei等(2012)研究表明，日本东北地震的大部分地震动可用位于接近本州岛的巨大逆冲断层深部总滑动的18%来解释。该深部滑动由台阵分析成像了高频，它的位置描绘了长期滑动区底部的轮廓。在灾难性的海地地震例子中，相比低频滑动区，向西的高频破裂更接近海地太子港，(Meng，Ampuero，Sladenetal，2012)，这可能导致了这个事件中经历的异常高的地震动(Houghetal，2010)。因此，这种高频台阵方法可能成为地震预警系统的重要组成部分，因为它可以约束高频地震动的估值，这关系到低层楼房的居民区(如洛杉矶地区)以及关键基础设施和生命线(O’Rourkeetal，2012)。为此，可基于由台阵分析鉴别的高频子事件的距离和能量(观测到的高频能量)研究经验的地震动预测方法。

从实时实现的实践观点来看，该台阵分析其实是一个成像过程而不是反演，它不存在不适定和欠定问题。它需要的关于速度模型和破裂运动学的假设更少，因此更适用于实时实现。在其他基于现有台网的有限断层地震预警方法(全球定位系统和Finder)中，有关震级和滑动的信息只有S波到达台网的台站之后才能获得。相比之下，该台阵分析方法可以提供持续更新的地震破裂尺度，在地震开始之前能节省数秒钟的时间。

对由台阵之下倾斜层引起的异常方位角进行校正对基于台阵处理的地震预警方法很重要。美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵下的倾斜结构可能不是独一无二的，因为在大的走滑断层附近与断层平行的褶皱很常见(Mount and Suppe，1987)。因为我们建议在靠近活断层的地方部署小型台阵，因而很可能未来所有部署都需要这些校正。为了校正，在部署固定强震台阵之前需要有临时高灵敏度台阵来记录校准事件(小近震事件或远震事件)。对于地震活动性较低的地区，基于模型的倾斜层校正特别有利，因为它比经验校正需要更少的校准事件。

基于台阵方法的地震预警系统仍然面临着挑战。特别是断层走向需要根据断层地图来假设，而如果地震发生在先前未知的断层上这就有问题了，尽管大地震(M>7)发生在未知断层系上的概率较低。断层走向的假设可通过结合多重台阵处理和呈三角形的破裂位置来说明，就如这里所证实的日本东北地震的例子。尽管特定站点反方位角偏差通常用离线余震数据处理来校准(Hondaetal，2008)，但对于地震预警的实现可以通过迫使初始反方位角估计值与震源位置匹配来获得一阶静态校正。这个过程在东北大地震的例子中产生了合理的结果。

本文给出的帕克菲尔德地震和El Mayor-Cucapah地震的例子证明，由于破裂方向性效应和有效视野有限，用单个台阵成像震源还有不足。这导致低估了破裂的长度。具有部分重叠视野的多重台阵系统是有潜力的解决方案。联合的视野可以覆盖大区域，可在重叠的目标段内对破裂长度的估计值进行平均来提高稳健可靠性。由方向性效应引起的偏差可以通过将台阵定位在相对于破裂方向不同的方位来减小。

包括这里说明的基于台阵的地震预警方法，有限断层地震预警方法的另一个挑战是盲区的大小。盲区也就是在S波到达之前不能接收警报的区域。盲区的半径主要由发布警报的地震震级阈值决定。地震达到M6.5大概需要10s(破裂长度为30km，假设破裂速度为3km/s)，而S波到达离断层10km的台阵需要3s(假设S波速度为3.5km/s)。发布警报需要13s，导致的盲区至少有45km，显著大于当前加利福尼亚综合地震台网震动预警的地震预警系统的值(Kuyuk and Allen，2013)。我们注意到这一盲区时间是由破裂持续时间决定，而不是由波的走时。用P波代替S波不会使其显著减少(并受到S-P波走时短于破裂持续时间的挑战)。虽然对所有有限断层地震预警方法来说盲区的问题很常见，但这些系统并非旨在提供首次警报而是在地震警报发出后发送更新的破裂扩展情况。

在台阵能为地震预警的目的而部署之前还有许多研究工作要做。对台阵几何结构和位置提出最优化设计、确定最佳处理参数(如频带和滑动窗的长度)和量化不确定性等都是很重要的。用现实震源和路径效应通过合成检验进行确认将有助于进一步发展实时实现战略。不过，为了地震预警的目的，这里给出的初始检验为基于当地台阵的方法追踪地震破裂的概念构成了证据。

6结论

我们研究了一种基于地震台阵数据实时表征地震破裂长度和方向性的方法。我们提出的策略能促使对大地震进行更可靠的地震预警。我们在模拟的实时环境中应用所提出的方法，并分析了主震。我们根据美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵提取的2004年帕克菲尔德地震的记录论证了该概念。我们发现校正由台阵之下倾斜结构引起的反方位角偏差很重要。用小事件的数据标定倾斜层的效应后，我们得到的地震破裂长度为9km。这比得上或者稍短于用所有地方台站通过反投影鉴别的两个主高频子事件之间13km的距离。我们把破裂长度的这种差异归因于靠近美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵影响高频辐射振幅的破裂方向性。在另一个例子中，我们处理了由一组圣迭戈的强震传感器记录的2010年El Mayor-Cucapah地震的地面加速度。我们发现对破裂长度的估计又受到这种双侧破裂的两个前沿不同方向性效应的干扰，同时受到单个台阵视野的限制。我们模拟的80km的实时估计值，略小于其他研究估计的120km，但对于地震预警目的来讲仍然是合理的。具有重叠视野的台阵网可以潜在地提高可靠性和准确度，对此我们已用日本九州和北海道的Hi-net台网两个台站群通过联合成像2011年日本东北大地震证明了：恢复的破裂过程与远震反投影成像的结果一致，推断的300km的破裂长度和向南的方向性对于地震预警的目的也是符合的。我们比较了基于台阵的地震预警方法与其他基于全球定位系统和地震数据的实时有限断层地震预警解决方案的好处。该台阵方法约束了破裂的高频方面，而这些方面是当前地震预警系统的补充，且在某些情况下是更合适的地震动预测因子。

数据与来源

访问工程强震数据中心(CESMD)下载了El Mayor-Cucapah地震的强震数据(http：//strongmotioncenter.org/；最后访问时间2013年4月)。美国地质调查局帕克菲尔德密集地震台阵记录的帕克菲尔德地震记录图可从美国地质调查局国家强震项目网站(http：//nsmp.wr.usgs.gov/；最后访问时间2013年2月)得到。日本东北大地震的宽频带地震图可从日本Hi-net台网(http：//www. hinet. bosai. go. jp；最后访问时间2014年2月)获得。

参考文献

Allen，R.M.，and A.Ziv(2011).Application of real-time GPS to earthquake early warning，Geophys.Res.Lett.38，no.16，doi：10.1029/2011 GL047947.

Allmann，B.P.，and P.M.Shearer(2007).A high-frequency secondary event during the 2004 Parkfield earthquake，Science318，no.5854，1279-1283，doi：10.1126/science.1146537.

Asano，K.，and T.Iwata(2012).Source model for strong ground motion generation in the frequency range 0.1-10 Hz during the 2011 Tohoku earthquake，EarthPlanetsSpace64，no.12，1111-1123.

Bondar，I.，R.North，and G.Beall(1999).Teleseismic slowness-azimuth station corrections for the international monitoring system seismic network，Bull.Seismol.Soc.Am.89，no.4，989-1003.

Borcea，L.，G.Papanicolaou，C.Tsogka，and J.Berryman(2002).Imaging and time reversal in random media，InverseProbl.18，no.5，1247-1279.

Böse，M.，T.H.Heaton，and E.Hauksson(2012).Real-time finite fault rupture detector(FinDer)for large earthquakes，Geophys.J.Int.191，no.2，803-812，doi：10.1111/j.1365-246X.2012.05657.x.Colombelli，S.，R.M.Allen，and A.Zollo(2013).App-lication of real-time GPS to earthquake early warning in subduction and strike-slip environments，J.Geophys.Res.118，doi：10.1002/jgrb.50242.

Flanagan，M.，S.Myers，and N.Simmons(2012).Model-based corrections to observed back azimuth and slowness observations from a dipping Mohorovicic discontinuity，inMonitoringResearchReview，Albuquerque，New Mexico，18 September-20 September 2012，LLNL-CONF-563592.

Fletcher，J.B.，P.Spudich，and L.M.Baker(2006).Rupture propagation of the 2004 Parkfield，California，earthquake from observations at the UPSAR，Bull.Seismol.Soc.Am.96，no.4B，S129-S142，doi：10.1785/0120050812.

Greenfield，R.，and M.Sheppard(1969).The Moho depth variations under the LASA and their effect on dT/dΔ measurements，Bull.Seismol.Soc.Am.59，no.1，409-420.

Honda，R.，and S.Aoi(2009).Array back-projection imaging of the 2007 Niigataken Chuetsu-oki earthquake striking the world’s largest nuclear power plant，Bull.Seismol.Soc.Am.99，no.1，141-147，doi：10.1785/0120080062.

Honda，R.，S.Aoi，H.Sekiguchi，and H.Fujiwara(2008).Imaging an asperity of the 2003 Tokachi-oki earthquake using a dense strong-motion seismograph network，Geophys.J.Int.172，no.3，1104-1116，doi：10.1111/j.1365-246X.2007.03702.x.

Honda，R.，Y.Yukutake，H.Ito，M.Harada，T.Aketagawa，and A.Yoshida(2011).A complex rupture image of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku earthquake revealed by the MeSO-net，EarthPlanetsSpace63，no.7，583-588，doi：10.5047/eps.2011.05.034.

Hoshiba，M.，K.Iwakiri，N.Hayashimoto，and T.Shimoyama(2011).Outline of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku earthquake(MW9.0)—Earthquake early warning and observed seismic intensity，EarthPlanetsSpace63，no.7，547-551，doi：10.5047/eps.2011.05.031.

Hough，S.E.，J.R.Altidor，D.Anglade，D.Given，M.G.Janvier，J.Z.Maharrey，M.Meremonte，B.S.-L.Mildor，C.Prepetit，and A.Yong(2010).Localized damage caused by topogra-phic amplification during the 2010M7.0 Haiti earthquake，Nat.Geosci.3，no.11，778-782，doi：10.1038/ngeo988.

Hudnut，K.W.，G.J.Anderson，A.Aspiotes，N.E.King，R.A.Moffitt，and K.F.Stark(2002).GPS fault slip sensors，Asia-PacificEcon.Coop.Symp.ConffrontingUrbanEarthquakes-Seism.EarlyWarn.，Taipei，Taiwan，28-29 November.

Ishii，M.(2011).High-frequency rupture properties of theMW9.0 off the Pacific coast of Tohoku earthquake，EarthPlanetsSpace63，no.7，609-614，doi：10.5047/eps.2011.07.009.

Ishii，M.，P.M.Shearer，H.Houston，and J.E.Vidale(2005).Extent，duration and speed of the 2004 Sumatra-Andaman earthquake imaged by the Hi-Net array，Nature435，no.7044，933-936，doi：10.1038/nature03675.

Koper，K.D.，A.R.Hutko，T.Lay，C.J.Ammon，and H.Kanamori(2011).Frequency-dependent rupture process of the 2011MW9.0 Tohoku earthquake：Comparison of short-period P wave backprojection images and broadband seismic rupture models，EarthPlanetsSpace63，no.7，599-602，doi：10.5047/eps.2011.05.026.

Kuyuk，H.S.，and R.M.Allen(2013).Optimal seismic network density for earthquake early war-ning：A case study from California，Seismol.Res.Lett.84，no.6，946-954，doi：10.1785/0220130043.

Kuyuk，S.，R.M.Allen，H.Brown，M.Hellweg，I.Henson，and D.Neuhauser(2013).Designing a network-based earthquake early warning system algorithm for California：ElarmS-2，Bull.Seismol.Soc.Am.104，162-173，doi：10.1785/0120130146.

Lindquist，K.G.，I.M.Tibuleac，and R.A.Hansen(2007).A semiautomatic calibration method applied to a small-aperture Alaskan seismic array，Bull.Seismol.Soc.Am.97，no.1B，100-113，doi：10.1785/0120040119.

Liu，P.，and R.Archuleta(2006).Kinematic inversion of the 2004M6.0 Parkfield earthquake including an approximation to site effects，Bull.Seismol.Soc.Am.96，no.4B，S143-S158，doi：10.1785/0120050826.

Maercklin，N.，G.Festa，S.Colombelli，and A.Zollo(2012).Twin ruptures grew to build up the giant 2011 Tohoku，Japan，earthquake，Sci.Rep.2，709，doi：10.1038/srep00709.

Meng，L.，J.-P.Ampuero，A.Sladen，and H.Rendon(2012).High-resolution backprojection at regional distance：Application to the HaitiM7.0 earthquake and comparisons with finite source studies，J.Geophys.Res.117，no.B4，B04313，doi：10.1029/2011JB008702.

Meng，L.，J.-P.Ampuero，J.Stock，Z.Duputel，Y.Luo，and V.C.Tsai(2012).Earthquake in a maze：Compressional rupture branching during the 2012MW8.6 Sumatra earthquake，Science337，no.6095，724-726，doi：10.1126/science.1224030.

Meng，L.，A.Inbal，and J.-P.Ampuero(2011).A window into the complexity of the dynamic rupture of the 2011MW9 Tohoku-Oki earthquake，Geophys.Res.Lett.38，no.7，L00G07，doi：10.1029/2011GL048118.

Mount，V.S.，and J.Suppe(1987).State of stress near the San Andreas fault：Implications for wrench tectonics，Geology15，no.12，1143-1146，doi：10.1130/0091-7613(1987)15<1143：SOSNTS>2.0.CO；2.

Nakahara，H.，H.Sato，T.Nishimura，and H.Fujiwara(2011).Direct observationof rupture propa-gation during the 2011 off the Pacific coast of Tohoku earthquake(MW9.0)using a small seismic array，EarthPlanetsSpace63，no.7，589-594，doi：10.5047/eps.2011.06.002.

Niazi，M.(1966).Corrections to apparent azimuths and travel-time residuals for a dipping Mohorovicic discontinuity，Bull.Seismol.Soc.Am.56，no.2，491-509.

O’Rourke，T.，S.-S.Jeon，S.Toprak，M.Cubrinovski，and J.K.Jung(2012).Underground lifeline system performance during the Canterbury earthquake sequence，in 15thWorldConferenceonEarthquakeEngineering，Lisbon，Portugal，Lisbon，24-28 September 2012.

Otsuka，M.(1966a).Azimuth and slowness anomalies of seismic waves measured on the Central California Seismographic Array，part I：Observations，Bull.Seismol.Soc.Am.56，no.1，223-239.

Otsuka，M.(1966b).Azimuth and slowness anomalies of seismic waves measured on the Central California seismographic array，Part II：Interpretation，Bull.Seismol.Soc.Am.56，no.3，655-675.

Roten，D.，H.Miyake，and K.Koketsu(2012).A Rayleigh wave back-projection method applied to the 2011 Tohoku earthquake，Geophys.Res.Lett.39，no.2，doi：10.1029/2011GL050183.

Roux，P.，K.Sabra，P.Gerstoft，and W.A.Kuperman(2005).P-waves from cross-correlation of seismic noise，Geophys.Res.Lett.32，no.19，L19303，doi：10.1029/2005GL023803.

Thurber，C.，H.Zheng，F.Waldhuser，J.Hardebeck，A.Michael，and D.Eberhart-Philips(2006).Three-dimensional compressional wavespeed model，earthquake relocations，and focal mechanisms for the Parkfield，California，region，Bull.Seismol.Soc.Am.96，no.4B，S38-S49，doi：10.1785/0120050825.

Vallée，M.，M.Landès，N.M.Shapiro，and Y.Klinger(2008).The 14 November 2001 Kokoxili(Tibet) earthquake：High-frequency seismic radiation originating from the transitions between sub-Rayleigh and supershear rupture velocity regimes，J.Geophys.Res.113，no.B7，B07305，doi：10.1029/2007JB005520.

Waldhauser，F.，W.Ellsworth，D.P.Schaff，and A.Cole(2004).Streaks，multiplets，and holes：High-resolution spatio-temporal behavior of Parkfield seismicity，Geophys.Res.Lett.31，no.18，L18608，doi：10.1029/2004GL020649.

Wei，S.，E.Fielding，S.Leprince，A.Sladen，J.P.Avouac，D.Helmberger，E.Hauksson，R.Chu，M.Simons，K.Hudnut，T.Herring，and R.Briggs(2011).Superficial simplicity of the 2010 El Mayor-Cucapah earthquake of Baja California in Mexico，Nat.Geosci.4，no.9，615-618，doi：10.1038/ngeo1213.

Wei，S.，R.Graves，D.Helmberger，J.-P.Avouac，and J.Jiang(2012).Sources of shaking and flooding during the Tohoku-Oki earthquake：A mixture of rupture styles，EarthPlanet.Sci.Lett.333/334，91-100，doi：10.1016/j.epsl.2012.04.006.

Yao，H.，P.Gerstoft，P.M.Shearer，and C.Mecklenbräuker(2011).Compressive sensing of the Tohoku-OkiMW9.0 earthquake：Frequency-dependent rupture modes，Geophys.Res.Lett.38，no.20，doi：10.1029/2011GL049223.

Zhang，H.，Z.Ge，and L.Ding(2011).Three sub-events composing the 2011 off the Pacific coast of Tohoku earthquake(MW9.0)inferred from rupture imaging by back-projecting teleseismic P waves，EarthPlanetsSpace63，no.7，595-598，doi：10.5047/eps.2011.06.021.

译 者 简 介

郑宁宁(1986—)，女，中国地震台网中心工程师，主要从事信息网络维护、信息数据处理工作。E-mail：zhengningning@seis.ac.cn。

L.Meng，R.M.Allen，J.-P.Ampuero.2014.Application of seismic array processing to earthquake early warning.Bull.Seismol.Soc.Am.104(5)：2553-2561.doi：10.1785/0120130277

郑宁宁译.2016.地震台阵处理在地震预警中的应用.世界地震译丛.47(4)：282-294.doi：10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201604002

中国地震台网中心郑宁宁译

中国地震局地球物理研究所吕春来校

大地震的预警需要实时说明有限尺度。