利用Sato模型研究寧夏及鄰區尾波Q值分布特征

師海闊曾憲偉田小慧張立恒1）中國合肥230026中國科學技術大學2）中國銀川750001寧夏回族自治區地震局

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利用Sato模型研究寧夏及鄰區尾波Q值分布特征

師海闊1),2)曾憲偉2)田小慧2)張立恒2)
1）中國合肥230026中國科學技術大學2）中國銀川750001寧夏回族自治區地震局

摘要利用Sato模型，選取2008年1月至2013年12月寧夏地震臺網記錄的波形清晰、噪聲水平滿足計算條件的ML≥2.0地震，計算寧夏及鄰區各區域尾波Q值，與前人研究結果進行對比，得到研究區尾波Q值的分布特征。結果表明：寧夏及鄰區尾波Q值整體呈北高南低分布；吳忠、靈武地區尾波Q值相對較高，與該區域存在高速區相對應；阿拉善左旗西南尾波Q值較低；鹽池地區尾波Q值相對較高，對應該區穩定的地質構造；中衛、海原及附近地區尾波Q值相對較高，認為與該區域地殼深部的高溫度與高熱流值有關。

關鍵詞寧夏及鄰區；Sato模型；尾波Q值；分布特征

0 引言

尾波Q值主要反映以震源和記錄臺站為兩個焦點的橢球范圍內的品質因子特性（Aki，1969；Aki et al，1975），是衡量某個地區地殼介質非均勻程度和區域構造活動的一個指標（Roecher，1982；Singh et al，1983；Rhea，1984；Jin et al，1985）。一般認為，尾波Q值的變化可反映構造應力的變化。基于尾波衰減的理論模式，國內外地震學者開展了大量尾波衰減研究，如：張天中等（1990）對滇西實驗場區的Q0值分布特征進行了研究，馬云生等（1995）對北京及周圍地區的尾波Q0值分布特征進行了研究。對于同一個地區，較大地震前后Q值在時間上存在一些前兆變化，為中強地震和地震序列中顯著地震的預測提供了一個新的途徑。如：秦嘉政（1992）、秦嘉政等（1995）、錢曉東等（2004）分別對云南不同地區尾波Q值的區域變化和大震前后的起伏展開了研究。對于寧夏及周圍地區的尾波Q值，趙衛明等（2002）應用寧夏9個臺站1986年后記錄的寧夏及鄰區132次地震的200條DD-l儀模擬記錄，研究分區尾波Q值。賀永忠等（2012）分別利用Aki模型和Sato模型，計算2008—2009年數字化地震波資料，得到寧夏及鄰區4個小震密集區的Q值分布。本文擬通過利用Sato模型，計算寧夏及鄰近地區各區域尾波Q值，分析Q值分布特征，并與前人研究結果進行對比，從而對該區域介質衰減特征及區域地震活動性進行客觀評估。

1 研究區劃分

根據新構造特征的不同可將寧夏及鄰區分為4個新構造特征不同的區域：銀川—吉蘭泰拉張構造區、青藏塊體北東緣弧形構造區、鄂爾多斯地塊和阿拉善地塊（楊明芝等，2007）［圖1(a)］。其中，鄂爾多斯和阿拉善地塊均為新構造活動微弱的穩定地區。銀川—賀蘭山—吉蘭泰地區和牛首山以南為新構造活動強烈的地區，但其新構造特征截然不同，前者主要活動斷層和盆地為北北東走向，活動方式為正斷兼有右旋，顯示拉張環境。而后者顯示為弧形構造，活動斷裂的北西西走向段落以左旋走滑為主，近南北向段落以擠壓為主，為青藏斷塊區的北東緣的重要組成部分。

圖1　研究區劃分依據(a)新構造分區（楊明芝等，2007）；(b)弱震及臺站分布（2008—2013年）；(c)1604年以來6級以上地震分布Fig.1 The basis for the division of study area

圖2　分區示意Fig.2 The partition of the study area

按照此構造特征及2008年以來研究區弱震分布［圖1(b)］，本研究將寧夏及鄰區細分為銀川盆地、吉蘭泰盆地、賀蘭山區、吳忠靈武地區、阿拉善左旗西南、鹽池地區和牛首山以南地區7個區域。寧夏及鄰區6級以上地震自1604年起有比較完整的記載（黃瑋瓊等，1994），查記載可知，1604年以后中衛、海原及附近區域6級以上地震數量占全區總數的一半［圖1(c)］，所以，將牛首山以南地區的中衛、海原及附近區域劃為一個單獨的研究區域，以便詳細研究寧夏及鄰區尾波Q值分布的區域特征（圖2）。

2 計算方法

依據Sato單次散射模型（Sato H，1977；Domingguez T et al，1997），在一定頻率下，尾波振幅與時間的函數關系可表示為

式中，AS是S波的最大振幅，AC(t)是尾波流逝時間t附近的一個時間窗尾波振幅，K(α)是依賴于時間的傳播因子，tS為S波到時，t為從地震發震時刻起算的尾波流逝時間，C(f)是與頻率f有關的因子，對于特定頻率可視為常數，b為對于不同頻率點擬合F(t)和（t - tS）線性關系的斜率。其中，AC(t)、K(α)和b分別為

式中：AT為所取時間窗內地震波均方根振幅，An為P波到達前適當時段的平均振幅，用以進行地震波的噪聲校正（Pulli J et al，1984；李白基等，2004）；斜率b可由不同的頻率點擬合F(t)和（t - tS）線性關系求出，從而可由式(4)求得該頻率點的Q值。最后，由各個頻率點的Q值，得出擬合關系式：Q( f )=Q0fη（其中，Q0為對應頻率1 Hz的尾波衰減參數，η為Q值對頻率的依賴性指數）。

3 資料選取

寧夏地震臺網記錄的數字化波形資料，采樣率為100 Hz（部分臺站采樣率在此期間由50 Hz修正為100 Hz）。本研究所用資料選用的臺站參數見表1及圖1(b)。

表1　寧夏測震臺網臺站參數Table 1 Station parameters of Ningxia Earthquake Net

選取2008年1月—2013年12月，波形記錄清晰，寧夏及周邊ML2.0—4.9地震（取自寧夏地震臺網地震月報目錄）進行分析。本研究采用在時間域中求取尾波Q值的方法，分析頻率段為4—18 Hz，間隔1 Hz，對原始波形使用6階Butterworth帶通濾波器，對分析頻率f，以［2f/3，4f/3］帶寬濾波，從S波尾波起算，取窗長2 s，步長0.5 s滑動計算，求出各時間點的平均振幅。根據寧夏地震臺網實際記錄，選取的尾波流逝時間為（80±5）s，尾波起算時間以S波到時后5 s開始計算，背景噪聲取P波初動前3 s左右的平均信號，計算每條記錄各頻率Q值，擬合Q值隨頻率的變化關系。

4 數據分析

利用上述尾波Q值計算方法，對各區域符合條件的每條記錄以4—18 Hz之間的15個整數頻率點為中心頻率，計算對應頻率的Q值，然后對每個頻率點的所有Q值求平均值 ，作為該頻率點各研究區域的Q值，就可以利用公式Q( f )=Q0fη擬合得到Q值與對應頻率之間的關系（朱新運，2005；師海闊，2011）（圖3）。

圖3　寧夏及鄰區分區尾波Q值數據擬合及Q0值分布(a)銀川盆地；(b)吉蘭泰盆地；(c)賀蘭山區；(d)吳忠、靈武地區；(e)阿拉善左旗西南；(f)中衛、海原及附近；(g)牛首山以南地區；(h)鹽池地區；(i) 各區Q0值分布Fig.3 The data fi tting of every study area’s coda wave Q value and the distribution diagram of Q0value

由各區域尾波Q0值可以看出，寧夏及鄰區尾波Q0值整體呈北高南低分布（圖3）。北部的銀川—吉蘭泰地區和牛首山以南均為新構造活動強烈地區，但其新構造特征截然不同。前者主要活動斷層和盆地為北北東走向，活動方式為正斷兼右旋，顯示拉張環境，計算得到的銀川盆地、吉蘭泰盆地及賀蘭山區的高Q0值可能與這兩個區域的拉張構造性質有關；而后者顯示為弧形構造，活動斷裂的北西西走向段落以左旋走滑為主，近北南向段落以擠壓為主，為青藏斷塊區北東緣的重要組成部分，計算得到的牛首山以南地區低Q值可能與這種擠壓的弧形構造特征有關。其中，中衛、海原及附近區域的尾波Q0偏高，可能與該地區的高溫度和高熱流值有關（李松林，2001）。阿拉善左旗西南地區雖與構造性質比較穩定的阿拉善塊體相接，但仍屬于青藏高原東北緣弧形構造區最北端，與牛首山以南地區相比，該區域斷裂活動強度相對較弱，明顯強于阿拉善塊體，故該區域尾波Q0值較低。吳忠、靈武地區位于青藏高原東北緣弧形構造區和鄂爾多斯地塊交匯地帶，是一塊比較完整的區域，地殼介質均勻程度較好，速度成像結果也顯示該區域存在高速區（金延龍，1999），即高應力集中區，與相對高Q0值有比較好的對應關系。

5 與前人研究結果進行對比

趙衛明等（2002）利用1986—2000年132個地震200條尾波模擬記錄，對寧夏及鄰區尾波Q值分布特征進行研究，得到的分區尾波Q值基本與區域地質構造有關。Q值相對較低的區域多為新生代盆地，如吉蘭泰盆地、海原盆地、銀川盆地南段的吳忠、靈武地區，以及吳忠至鹽池臺之間。Q值相對較高的區域則為山脈或盆地之間的斷隆，如賀蘭山、銀川盆地與臨河盆地之間的烏海及附近。永寧—大武口之間屬銀川盆地的中、北段，Q值相對最高［圖4(a)］。

圖4　各區域尾波Q值分布(a)各區域尾波Q值（趙衛明等，2002）；(b)各區域尾波Q值（本研究）Fig.6 The distribution map of coda wave Q value in every study areas

本研究中區域劃分與趙衛明等（2002）的研究基本類似［圖4(b)］，由于尾波Q值計算與尾波流逝時間截取長度關系較大，僅就計算結果的相對大小進行對比分析（表2，圖4）。

表2　各區域尾波Q值比較Table 2 Comparison of coda wave Q values in every study areas

（1）與趙衛明等（2002）結果比較一致的地區為銀川盆地、賀蘭山區、阿拉善左旗西南、牛首山以南地區。其中，銀川盆地和賀蘭山區均屬于北部的拉張型構造區，尾波Q0值相對較高；而阿拉善左旗西南和牛首山以南地區均屬于青藏塊體北東緣具有擠壓性質的弧形構造區，尾波Q0值相對較低。

（2）本研究得到的吉蘭泰盆地與吳忠、靈武地區尾波Q0值均相對較高，與趙衛明等（2002）的結果正好相反。趙衛明認為，吉蘭泰盆地為新生代沉積盆地，故該區域尾波Q0值較低；而吳忠、靈武地區的低Q0值則與該區域的第四紀沉積較厚，或地殼中上部介質強度較弱有關。筆者認為，吉蘭泰盆地為寧夏北部拉張構造區的最北端，為典型的拉張型斷陷盆地，此拉張性質與該區域的高Q0值剛好對應；而吳忠、靈武地區本研究中所使用的數據量較多，且數字記錄的資料相對模擬資料記錄信息更豐富，且速度成像結果也顯示該區域存在高速區（金延龍，1999），即高應力集中區，與相對高Q0值有比較好的對應關系。故本研究結果可能更為可靠。

（3）趙衛明等（2002）的結果顯示鹽池地區的尾波Q0值明顯偏低，認為與鄂爾多斯臺地淺層頁巖的強吸收有關；而本研究得到的鹽池地區的尾波Q0值相對較高，該地區位于中國大陸中最為完整和穩定塊體之一的鄂爾多斯地塊，為寧夏及鄰區鮮少有地震發生的區域。一般情況下，在地質構造比較穩定的地區，尾波Q0值相對較高，故本研究結果可能更具有說服力。

（4）本研究得到的中衛、海原及附近地區的尾波Q0值相對于牛首山以南地區處于一個相對較高水平，與趙衛明等的結果不太一致。由于尾波對溫度變化敏感，而此區域地殼深部溫度和熱流值明顯高于其他地區（李松林，2001），故該區較高的尾波Q0值可能與其地殼深部高溫度和高熱流值有關。

6 結論

（1）寧夏及鄰區Q0值整體呈北高南低分布，Q值與頻率的依賴性指數分布相反，與該區歷史強震活動分布以及地質構造背景有關。由圖1(c)可見，1604年以來，寧夏北部只發生過1739年銀川平羅8級地震，南部6級以上強震頻次明顯高于北部，尤其是1920年海原發生了8.5級特大地震，距今不到100年，因此，南部相對北部更為破碎，容易呈現Q0值北高南低的分布態勢。從地質構造背景看，位于寧夏北部的銀川—賀蘭山—吉蘭泰地區和南部的牛首山以南地區均為新構造活動強烈地區，但其新構造特征截然不同，前者主要活動斷層和盆地為北北東走向，活動方式為正斷兼右旋，顯示拉張環境，銀川盆地和吉蘭泰盆地的高Q0值可能與這兩個區域的拉張構造性質有關；而后者顯示為弧形構造，活動斷裂的北西西走向段落以左旋走滑為主，近北南向段落以擠壓為主，為青藏斷塊區北東緣的重要組成部分，牛首山以南地區的低Q0值可能與擠壓的弧形構造特征有關。

（2）阿拉善左旗西南尾波Q0值相對較低。該區位于青藏高原東北緣弧形構造區的最北端，與構造性質比較穩定的阿拉善塊體相接。與牛首山以南地區相比，該區域斷裂活動強度相對較弱，但明顯強于阿拉善塊體。

（3）吳忠、靈武地區尾波Q0值相對較高，與該區域處于高速區即高應力集中區有較好的對應關系，也說明目前該區域比較完整，地殼介質均勻程度較好。

（4）一般，在地質構造比較穩定的地區，尾波Q0值相對較高，而在構造活動比較強烈的地區，尾波Q0值相對較低。鹽池地區為寧夏及鄰區鮮少發生地震的區域，該區位于鄂爾多斯地塊，是中國大陸中最為完整和穩定的塊體之一。由于長期處于剝蝕狀態，臺地上第四紀松散沉積物較薄。塊體內活動斷裂不發育，地貌及地層發育狀況表明，該塊體新構造活動表現方式為整體緩慢抬升。本研究結果顯示，該區域尾波Q0值相對較高，與其構造活動背景比較吻合。

（5）中衛、海原及附近地區尾波Q0值相對較高。由于尾波對溫度變化敏感，而本區域地殼深部溫度和熱流值明顯高于其他地區（李松林等，2001），故該區較高的尾波Q0值可能與其地殼深部高溫度和高熱流值有關。但是，此區域位于弧形構造區內的壓陷型盆地，對應其尾波Q0值應該相對較低，又與本研究結果相矛盾，對此需作進一步研究。

感謝浙江省地震局朱新運教師提供尾波Q值計算軟件及寧夏地震局測震臺網中心提供計算所用波形資料。

參考文獻

賀永忠，朱新運，師海闊，等.利用兩種模型對寧夏及鄰區尾波Q值進行對比研究[J].大地測量與地球動力學，2012，32（增刊）：10-17.

黃瑋瓊，李文香，曹學鋒.中國大陸地震資料完整性研究之二——分區地震資料基本完整的起始年分布圖像[J].地震學報，1994，16（4）：423-432.

金延龍，楊明芝，趙衛明，等.利用區域臺網記錄的直達、反射和折射波反演寧夏及鄰區地殼P波三維速度結構[J].地震學報，1999，21（4）：394-402.

李白基，秦嘉政，錢曉東，等.云南姚安地區的尾波衰減[J].地震學報，2004，26（1）：47-52.

李松林，張先康，任青芳，等.西吉—中衛地震測深剖面及其解釋[J].地震地質，2001，23（1）：86-92.

馬云生，張天中，張煥生.北京及其周圍地區尾波Q值分布特征的研究[J].地震學報，1995，17（4）：448-458.

錢曉東，李白基，秦嘉政. 2001年云南施甸MS5.9地震余震序列尾波Qc值研究[J].地震地磁觀測與研究，2004，25（1）：9-17.

秦嘉政. 瀾滄—耿馬地震后尾波衰減的區域特征[J].地震學報，1992，14（1）：71-82.

秦嘉政，劉祖蔭. 滇西實驗場兩次中強地震前后尾波衰減的區域特征分析[J]. 中國地震，1995，11（3）：212-221.

師海闊，朱新運，賀永忠，等.利用Sato模型對寧夏及鄰區尾波Q值的研究[J].地震，2011，31（1）：118-126.

楊明芝，馬禾青，廖玉華.寧夏地震活動與研究[M].北京：地震出版社，2007.

張天中，高龍生，張衛平.滇西實驗場區的Q值極其隨時間窗變化[J].地震學報，1990，12（1）：12-21.

趙衛明，劉秀景，馬禾青.寧夏及鄰區尾波Q值分布特征[J]. 華南地震，2002，22（1）：23-27.

朱新運，楊鋼宇，張震峰.基于Sato模型的近震S波尾波Q值求解及分析軟件研制[J]. 地震地磁觀測與研究，2005，26（3）：63-70.

Aki K. Analysis of seismic coda of local earthquakes as scattered wave[J]. J Geophys Res, 1969, 74: 615-631.

Aki K, Chouet B. Origin of Coda wave: source, attenuation and scattering effects[J]. J Geophys Res, 1975, 80: 3 322-3 342.

Domingguez T and Rebollar C J.Attenuation of coda waves at the Cerro Prieto Geothermal Field，Baja California,Mexico[J]. Bull Seis Soc Amer, 1997, 87: 1 368-1 374.

Jin A, Cao T, Aki K. Regional change of coda Q in oceanic lithosphere [J]. J Grephys Res, 1985, 90: 8 651-8 659.

Pulli J. Attenuation of coda wave in New England[J]. Bull Seis Soc Amer, 1984: 1 149-1 166.

Roecher S W, Tucker, King J, et al. Estimation of Q in central Asia as function of frequency and depth using locally recorede earthquakes[J]. Bull Seis Soc Amer, 1982, 72: 129-149.

Rhea S. Q determined from local earthQuakes in the South Carolina Coastal p lain [ J ]. Bull Seis Soc Amer, 1984, 74: 2 257-2 268.

Sato H. Energy propagation including scattering effect：Single isotropic scattering，approximation[J]. Bull Seis Soc Amer, 1977, 68: 923-948.

Singh S, Herrmann R B. Regionalization of Crustal coda Q in the continental United States[ J ]. J Grephys Res , 1983, 88: 527-538.

The research on distribution characteristics of coda wave Q value in Ningxia and adjacent region based on the Sato model

Shi Haikuo1),2)，Zeng Xianwei2)，Tian Xiaohui2)and Zhang Liheng2)
1) University of Science and Technology of China， Hefei 230026， China 2) Earthquake Administration of Ningxia Hui Autonomous Region， Yinchuan 750001， China

Abstract

Based on the Sato model， 565 earthquakes digital wave data above ML2.0 from January，2008 to December， 2013 are adopted， which was recorded by Ningxia Earthquake Nets. The selected waveform records are clear and the noise levels meet requirements. By calculating the coda wave Q value of every area in Ningxia and adjacent region and comparing existing results，the distribution characteristics of coda wave Q value are obtained. The results show that the coda wave Q value in the north is higher than that in the south; The coda wave Q value in Wuzhong and Lingwu is relatively high， which corresponds with its high speed zone; Coda wave Q value of the southwest of Alashan Zuoqi is relatively low; Coda wave Q value in Yanchi is rather higher than other regions because of its steady geological structure. Coda wave Q value in Zhongwei，Haiyuan and their nearby regions is relatively high， and it is thought to be associated with the high temperature and heat- fl ow value in the deep crust of the area.

Key words：Ningxia and adjacent regions，Sato model，the coda wave Q value，distribution characteristics

更 正

2015年第6期第38頁作者單位誤排，應為

1）中國石家莊050021河北省地震局

2）中國北京100085中國地震局地殼應力研究所

特此更正。

本刊

2016-01-23

doi:10. 3969/j. issn. 1003-3246. 2016. 01. 004

收稿日期：本文2015-06-28

基金項目：中國地震局三結合課題（143002）

作者簡介：師海闊（1985—），男，工程師，研究生在讀，主要從事地震監測研究工作。E-mail: shihaikuo369@163.com