利用sPL 震相测定2022 年山西古交ML4.1地震震源深度

2024-03-16王卓君窦立婷冯凯宇梁永烨刘雪娇

科学技术创新 2024年6期

王卓君，窦立婷，冯凯宇，吕睿，梁永烨，刘雪娇

（1.山西省地震局，山西太原；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）

引言

震源深度是反映地震发生空间位置的重要参数，震源深度的准确测定对于研究地震成因、孕震环境以及发震构造等具有重要意义[1]。崇加军等[2]2010 年首次提出利用sPL 震相确定近震震源深度的方法。sPL 震相是在近震范围内，S 波入射到地表下方转换成水平传播的P 波和P 波在浅层多次反射、折射叠加形成的一个波列。近年来，很多学者利用sPL 震相测定中小地震震源深度，均取得不错的效果[3-9]。

山西地震台网编目结果显示，2022 年2 月20 日8 时27 分28 秒，山西古交（37.95°N，112.11°E）发生ML4.1 地震，震源深度4 km。此次地震山西台网波形记录完整，震中附近台站较多且方位分布均匀，提取sPL 震相和计算震源机制解具备良好的数据基础。

1 方法原理

近震范围内，当震源发出的S 波以临界角入射到地表下方时，将有一部分能量转换成沿地表传播的P 波（图1），Aki 将此波称为自由地表P 波（Surface P-wave）[10]，崇加军等（2010）结合实际情况，将P 波在浅层的多次反射折射震相，与自由地表P 波混合形成的一个波列，定义为sPL震相（s coupled into P wave）[2]。

图1 sPL 震相射线传播路径示意

sPL 震相出现的优势震中距范围是30～50 km之间，通常在Pg 和Sg 震相之间观测到。因为sPL 震相是由上行S 波转化成的P 波，所以其波形以低频为主，一般没有P 波尖锐，且台站接收到的是地表P 波，其偏振方向主要沿着径向方向，因此其振幅在径向分量比垂向分量要强，切向分量振幅很弱。在固定震中距的情况下，sPL 与Pg 波的到时差随震源深度增加而近乎线性增长，可以用于测定震源深度。

本文采用山西一维地壳速度模型[11]，使用SEIS-CAP软件计算山西古交ML4.1 地震震源机制解，并在此基础上，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。SEIS-CAP 软件反演震源机制解和F-K 方法计算理论地震图时均采用山西2015一维地壳速度模型（表1）[11]，该模型也在山西测震台网编目中使用。由于该模型未含密度值，我们使用通用公式ρ=0.77+0.32vP换算得到。

表1 研究中使用的一维地壳速度模型

（2）震源机制解。使用SEIS-CAP 软件计算山西古交ML4.1 地震的震源机制解，计算结果见表2。使用F-K 方法计算理论地震图时采用节面Ⅰ的结果。

表2 SEIS-CAP 软件计算山西古交ML4.1 地震得到的震源机制解

2.2 台站数据

将山西古交ML4.1 地震SEED 格式事件波形数据转换成SAC 格式，去除所有台站仪器响应。为搜寻更多sPL 震相可能出现的台站，我们将震中距范围扩大到10～70 km 之间，共筛选出5 个台站，分别为LOF（震中距17 km）、GUJ（震中距23 km）、JIC（震中距39 km）、CHS（震中距43 km）、DOS（震中距56 km）。对这5 个台站波形数据进行分量旋转，将东西向（BHE）和北南向（BHN）旋转为径向（R）和切向（T），垂直向（Z）不变，标注Pg 和Sg 的震相到时。再对所有台站进行1 Hz 低通滤波，处理后的波形见图2。根据sPL 震相波形特征，可以在GUJ（古交）台（震中距23 km，方位角248°）观察到明显的sPL 震相。

图2 数据处理后5 个地震台的观测波形

2.3 理论地震图计算

使用山西2015 一维地壳速度模型和震源机制解节面Ⅰ参数，配置GUJ 台的震中距和方位角，利用F-K 方法，在震源深度1～40 km 范围内计算理论地震图，并进行1 Hz 低通滤波（图3）。从图3 可看出，在径向分量的Pg 和Sg 震相之间存在一明显的震相，其与Pg 的到时差随震源深度线性增加，可判定其为sPL 震相。将GUJ 台的观测波形和理论波形进行拟合对比，可以确定震源深度。