应用sPL震相测定2016年山西原平ML4.7地震震源深度

2021-09-28王卓君董春丽梁向军

山西地震 2021年3期

王卓君，董春丽，梁向军，张娜

(1.山西省地震局，山西太原 030021；2.太原大陆裂谷动力学国家野外科学观测研究站，山西太原 030025)

0 引言

地震震源深度是反映地壳脆性-韧性转化深度的重要参数，其对强地面震动研究和地震危险性判定具有重要意义[1]。在区域台网的常规震源参数测定中，因台站无法在垂直方向包裹震中，在台站水平分布密度不够的情况下，震源深度是较难测准的参数。

国内外研究表明，通过测定近震深度震相sPg、sPmP、sPn和sPL及其参考震相Pg、PmP、Pn和Pg之间的到时差，结合波形对比，可提高震源深度的测定精度[2]。其中，sPL震相确定近震震源深度的方法由崇加军等在2010年首次提出[3]。sPL震相是在较小震中距范围内，由S波入射到自由地表下方时形成水平传播的P波及P波在浅层多次反射、折射形成的一个波列。相比其他三种深度震相，sPL震相出现在较近距离(50 km以内)范围内，可充分应用具有较高信噪比的P波和S波之间的波形信息，获得更多中小地震的深度信息[3]。近年来，许多学者应用区域台网的宽频带波形数据，通过sPL震相测定中小地震的震源深度，取得较好效果[4-9]。

根据山西地震台网编目结果，2016年4月7日4时49分49秒，山西原平发生ML4.7地震，震源深度14 km，是2016年山西地区发生的3次ML4.5以上显著地震事件之一。此次地震震中位于山西断陷带忻定断陷盆地的原平凹陷内。忻定断陷盆地的北部为NE向的五台山北麓断裂，向南转折为NNE向的五台山西麓断裂，西部为NNE向的云中山山前断裂，南部为NE向的系舟山山前断裂[10]。该区域断裂发育、构造复杂，属地震活跃区，准确判定该地震的震源深度对研究忻定盆地断裂活动性具有重要意义。

山西原平ML4.7地震的震源深度有多个测定结果。中国地震台网速报的深度为16 km，中国地震台网编目的深度为11 km，山西地震台网编目的深度为14 km；吴昊昱等使用CAP方法测定的震源深度为11.1 km，使用HypoDD方法测定的震源深度为14.6 km[10]；李斌等使用Hypo2000方法测定的震源深度为14.7 km，使用TDMT_INV时间域矩张量反演方法测定的震源深度在11～14 km[11]。这些定位结果存在一定的差异。该文采用一种新的sPL震相测定震源深度的方法，为此次地震震源深度的确定提供参考。

1 方法原理

在近距离范围内，从震源发出的SV波入射到自由地表下方时，会有一部分能量转换成P波，当以临界角入射时，转换P波将沿地表传播(见第6页图1)，Aki称其为自由地表P波[12]。崇加军等将这一自由地表P波与经多次反射、折射的震相混合形成的一个波列称为sPL震相[3]。

图1 均匀半空间下sPL和直达P波射线路径图

sPL震相出现的优势震中距范围是30～50 km。

在宽频带地震记录中，通常在直达P波和S波之间观测到。sPL震相的波形具有低频特征，其能量主要集中在径向分量，垂向分量振幅相对径向要小，切向分量振幅很弱，其与直达P波的到时差对震中距不敏感，但随震源深度增加而近乎线性增长，因此，可较好地约束震源深度。

该文采用山西一维地壳速度模型[13]和山西原平ML4.7地震震源机制参数[14]，运用频率—波数(F-K)方法计算得到不同深度包含sPL震相的理论地震图。通过分析理论地震图与观测波形之间的波形相关性，确定出最佳震源深度。

2 数据处理

2.1 速度模型及震源机制解

(1) 地壳速度模型。

为便于同其他研究结果做对比，采用山西测震台网日常定位使用的山西2015一维地壳速度模型(见表1)，该模型也被用于CAP方法反演震源机制。模型中的密度值使用公式ρ=0.77+0.32vp进行换算。

表1 研究使用的地壳速度模型[13]

(2)震源机制解。

计算理论波形图时需要使用该地震的震源机制解参数。该文使用王卓君等[14]应用CAP方法，在经过台站挑选后得到的此次地震的震源机制解，结果如表2和图2所示。该结果与吴昊昱等[10]应用CAP方法反演此次地震得到的震源机制解结果基本一致。结合震中附近断裂分布情况，五台山北麓断裂为走向NE60°～70°、倾向NW、倾角44°～82°的正断层，跟震源机制节面Ⅱ结果接近。因此，推断震源机制节面Ⅱ为此次地震的破裂面，平行于五台山北麓断裂的隐伏断裂为该地震的发震断裂[10]。

表2 山西原平ML4.7地震震源机制解[14]

2.2 台站数据

将山西原平ML4.7地震事件波形数据SEED格式转换为SAC格式，对地震台站数据去除仪器响应，选取震中距在10～70 km 范围内的台站：DAX(代县)、NIW(宁武)、TIY(定襄)、WTS(五台山)、YMG(雁门关)。其中，DAX、NIW台采用CMG-3ESP-60地震计，TIY、WTS、YMG台采用BBVS-60地震计，均为地表宽频带地震计，频带宽度为50 Hz～60 s。所选地震台站及此次地震震源机制解如图2所示。

图2 山西原平ML4.7地震台站分布及震源机制解

将搜索出的5个地震台的三分量波形数据进行旋转，转换为径向(R)、切向(T)、垂向(Z)记录，标注直达P波和S波的震相到时。sPL震相具有低频特征，在包含高频成分的原始波形中无法识别。根据其他学者的实例研究，采用1Hz以下低通滤波后更易识别出sPL震相[3-9]。进行1 Hz以下低通滤波后，在5个地震台中发现NIW(宁武)台可观察到较明显的sPL震相(见图3)。可以看出，在NIW台的P波与S波之间可观测到一明显震相。该震相能量主要集中在径向，垂向次之，切向观察不到，符合sPL震相的特征。

图3 5个地震台处理后的观测波形图

2.3 理论地震图计算

运用F-K方法，基于给定的地壳速度模型和震源机制解节面Ⅱ参数，计算NIW台(震中距53 km，方位角249°)在震源深度1～20 km范围内的理论波形，并进行1 Hz以下低通滤波。由理论波形图可看出(见图4)，径向(R)和垂向(Z)上的P波和S波之间存在明显的sPL震相，其垂向振幅小于径向，切向振幅观察不到。sPL与P波到时差随震源深度呈线性增加，可用于判定山西原平ML4.7地震的震源深度。

图4 NIW台理论波形图

3 结果分析

3.1 sPL震相测定结果

应用sPL震相进行震源深度判定，主要是将理论地震图与处理后的实际地震观测图进行比对，得到波形最为接近时所对应的震源深度。可能由于NIW台方位角与震源机制节面Ⅱ走向接近，滤波后P波振幅微弱，可通过S波的拟合情况判断sPL拟合最好的震源深度。波形拟合结果如第8页图5所示，(图中浅色曲线为处理后的观测波形，黑色曲线为理论波形)。

图5 NIW台观测与理论波形三分向拟合对比

从拟合结果来看，在震源深度13 km时，NIW台三分向上P、sPL和S震相的相对到时均最为接近；在波形的相似性方面，径向(R)和垂向(Z)上的sPL波明显，切向(T)上的S波波形几乎完全重合。结果表明，sPL震相测定的最佳震源深度为13 km附近。

3.2 结果验证

(1) 与CAP方法结果对比。

CAP波形反演法通过计算体波和面波的合成波形与真实记录的误差函数，搜索出最佳的震源机制解，得到波形拟合最好时的震源深度。王卓君等使用与该研究相同的速度模型，在不做台站挑选的情况下，选取震中距200 km以内的32个台站波形数据，应用CAP方法反演山西原平ML4.7地震震源机制解，得到的最佳拟合深度为12 km[14]；吴昊昱等使用CAP方法测定的此次地震震源深度为11.1 km[10]。两个结果均略小于此次确定的震源深度。

(2) 与地震序列精定位结果对比。

吴昊昱等[10]使用HypoDD方法对该地震序列的31次地震进行精定位，得到的主震震源深度为14.6 km，略大于此次的结果。

(3)与山西测震台网编目结果对比。

山西测震台网编目软件JOPENS-MSDP中配置了与该研究一致的山西2015一维地壳速度模型。编目共标注台站70个，震相155个。笔者选取与CAP方法相同的震中距200 km以内的32个台站的震相数据，震相68个(其中Pg震相24个，Pn震相12个，Sg震相32个)。使用山西测震台网常用的单纯型定位方法计算，得到的震源深度为13.3 km，与此研究结果基本一致。