應用sPL震相測定2016年山西原平ML4.7地震震源深度

王卓君，董春麗，梁向軍，張 娜

(1.山西省地震局，山西 太原 030021；2.太原大陸裂谷動力學國家野外科學觀測研究站，山西 太原 030025)

0 引言

地震震源深度是反映地殼脆性-韌性轉化深度的重要參數，其對強地面震動研究和地震危險性判定具有重要意義[1]。在區域臺網的常規震源參數測定中，因臺站無法在垂直方向包裹震中，在臺站水平分布密度不夠的情況下，震源深度是較難測準的參數。

國內外研究表明，通過測定近震深度震相sPg、sPmP、sPn和sPL及其參考震相Pg、PmP、Pn和Pg之間的到時差，結合波形對比，可提高震源深度的測定精度[2]。其中，sPL震相確定近震震源深度的方法由崇加軍等在2010年首次提出[3]。sPL震相是在較小震中距范圍內，由S波入射到自由地表下方時形成水平傳播的P波及P波在淺層多次反射、折射形成的一個波列。相比其他三種深度震相，sPL震相出現在較近距離(50 km以內)范圍內，可充分應用具有較高信噪比的P波和S波之間的波形信息，獲得更多中小地震的深度信息[3]。近年來，許多學者應用區域臺網的寬頻帶波形數據，通過sPL震相測定中小地震的震源深度，取得較好效果[4-9]。

根據山西地震臺網編目結果，2016年4月7日4時49分49秒，山西原平發生ML4.7地震，震源深度14 km，是2016年山西地區發生的3次ML4.5以上顯著地震事件之一。此次地震震中位于山西斷陷帶忻定斷陷盆地的原平凹陷內。忻定斷陷盆地的北部為NE向的五臺山北麓斷裂，向南轉折為NNE向的五臺山西麓斷裂，西部為NNE向的云中山山前斷裂，南部為NE向的系舟山山前斷裂[10]。該區域斷裂發育、構造復雜，屬地震活躍區，準確判定該地震的震源深度對研究忻定盆地斷裂活動性具有重要意義。

山西原平ML4.7地震的震源深度有多個測定結果。中國地震臺網速報的深度為16 km，中國地震臺網編目的深度為11 km，山西地震臺網編目的深度為14 km；吳昊昱等使用CAP方法測定的震源深度為11.1 km，使用HypoDD方法測定的震源深度為14.6 km[10]；李斌等使用Hypo2000方法測定的震源深度為14.7 km，使用TDMT_INV時間域矩張量反演方法測定的震源深度在11～14 km[11]。這些定位結果存在一定的差異。該文采用一種新的sPL震相測定震源深度的方法，為此次地震震源深度的確定提供參考。

1 方法原理

在近距離范圍內，從震源發出的SV波入射到自由地表下方時，會有一部分能量轉換成P波，當以臨界角入射時，轉換P波將沿地表傳播(見第6頁圖1)，Aki稱其為自由地表P波[12]。崇加軍等將這一自由地表P波與經多次反射、折射的震相混合形成的一個波列稱為sPL震相[3]。

圖1 均勻半空間下sPL和直達P波射線路徑圖

sPL震相出現的優勢震中距范圍是30～50 km。

在寬頻帶地震記錄中，通常在直達P波和S波之間觀測到。sPL震相的波形具有低頻特征，其能量主要集中在徑向分量，垂向分量振幅相對徑向要小，切向分量振幅很弱，其與直達P波的到時差對震中距不敏感，但隨震源深度增加而近乎線性增長，因此，可較好地約束震源深度。

該文采用山西一維地殼速度模型[13]和山西原平ML4.7地震震源機制參數[14]，運用頻率—波數(F-K)方法計算得到不同深度包含sPL震相的理論地震圖。通過分析理論地震圖與觀測波形之間的波形相關性，確定出最佳震源深度。

2 數據處理

2.1 速度模型及震源機制解

(1) 地殼速度模型。

為便于同其他研究結果做對比，采用山西測震臺網日常定位使用的山西2015一維地殼速度模型(見表1)，該模型也被用于CAP方法反演震源機制。模型中的密度值使用公式ρ=0.77+0.32vp進行換算。

表1 研究使用的地殼速度模型[13]

(2)震源機制解。

計算理論波形圖時需要使用該地震的震源機制解參數。該文使用王卓君等[14]應用CAP方法，在經過臺站挑選后得到的此次地震的震源機制解，結果如表2和圖2所示。該結果與吳昊昱等[10]應用CAP方法反演此次地震得到的震源機制解結果基本一致。結合震中附近斷裂分布情況，五臺山北麓斷裂為走向NE60°～70°、傾向NW、傾角44°～82°的正斷層，跟震源機制節面Ⅱ結果接近。因此，推斷震源機制節面Ⅱ為此次地震的破裂面，平行于五臺山北麓斷裂的隱伏斷裂為該地震的發震斷裂[10]。

表2 山西原平ML4.7地震震源機制解[14]

2.2 臺站數據

將山西原平ML4.7地震事件波形數據SEED格式轉換為SAC格式，對地震臺站數據去除儀器響應，選取震中距在10～70 km 范圍內的臺站：DAX(代縣)、NIW(寧武)、TIY(定襄)、WTS(五臺山)、YMG(雁門關)。其中，DAX、NIW臺采用CMG-3ESP-60地震計，TIY、WTS、YMG臺采用BBVS-60地震計，均為地表寬頻帶地震計，頻帶寬度為50 Hz～60 s。所選地震臺站及此次地震震源機制解如圖2所示。

圖2 山西原平ML4.7地震臺站分布及震源機制解

將搜索出的5個地震臺的三分量波形數據進行旋轉，轉換為徑向(R)、切向(T)、垂向(Z)記錄，標注直達P波和S波的震相到時。sPL震相具有低頻特征，在包含高頻成分的原始波形中無法識別。根據其他學者的實例研究，采用1Hz以下低通濾波后更易識別出sPL震相[3-9]。進行1 Hz以下低通濾波后，在5個地震臺中發現NIW(寧武)臺可觀察到較明顯的sPL震相(見圖3)?？梢钥闯?，在NIW臺的P波與S波之間可觀測到一明顯震相。該震相能量主要集中在徑向，垂向次之，切向觀察不到，符合sPL震相的特征。

圖3 5個地震臺處理后的觀測波形圖

2.3 理論地震圖計算

運用F-K方法，基于給定的地殼速度模型和震源機制解節面Ⅱ參數，計算NIW臺(震中距53 km，方位角249°)在震源深度1～20 km范圍內的理論波形，并進行1 Hz以下低通濾波。由理論波形圖可看出(見圖4)，徑向(R)和垂向(Z)上的P波和S波之間存在明顯的sPL震相，其垂向振幅小于徑向，切向振幅觀察不到。sPL與P波到時差隨震源深度呈線性增加，可用于判定山西原平ML4.7地震的震源深度。

圖4 NIW臺理論波形圖

3 結果分析

3.1 sPL震相測定結果

應用sPL震相進行震源深度判定，主要是將理論地震圖與處理后的實際地震觀測圖進行比對，得到波形最為接近時所對應的震源深度?？赡苡捎贜IW臺方位角與震源機制節面Ⅱ走向接近，濾波后P波振幅微弱，可通過S波的擬合情況判斷sPL擬合最好的震源深度。波形擬合結果如第8頁圖5所示，(圖中淺色曲線為處理后的觀測波形，黑色曲線為理論波形)。

圖5 NIW臺觀測與理論波形三分向擬合對比

從擬合結果來看，在震源深度13 km時，NIW臺三分向上P、sPL和S震相的相對到時均最為接近；在波形的相似性方面，徑向(R)和垂向(Z)上的sPL波明顯，切向(T)上的S波波形幾乎完全重合。結果表明，sPL震相測定的最佳震源深度為13 km附近。

3.2 結果驗證

(1) 與CAP方法結果對比。

CAP波形反演法通過計算體波和面波的合成波形與真實記錄的誤差函數，搜索出最佳的震源機制解，得到波形擬合最好時的震源深度。王卓君等使用與該研究相同的速度模型，在不做臺站挑選的情況下，選取震中距200 km以內的32個臺站波形數據，應用CAP方法反演山西原平ML4.7地震震源機制解，得到的最佳擬合深度為12 km[14]；吳昊昱等使用CAP方法測定的此次地震震源深度為11.1 km[10]。兩個結果均略小于此次確定的震源深度。

(2) 與地震序列精定位結果對比。

吳昊昱等[10]使用HypoDD方法對該地震序列的31次地震進行精定位，得到的主震震源深度為14.6 km，略大于此次的結果。

(3)與山西測震臺網編目結果對比。

山西測震臺網編目軟件JOPENS-MSDP中配置了與該研究一致的山西2015一維地殼速度模型。編目共標注臺站70個，震相155個。筆者選取與CAP方法相同的震中距200 km以內的32個臺站的震相數據，震相68個(其中Pg震相24個，Pn震相12個，Sg震相32個)。使用山西測震臺網常用的單純型定位方法計算，得到的震源深度為13.3 km，與此研究結果基本一致。

4 結論與討論

通過對山西測震臺網記錄的2016年4月7日山西原平ML4.7地震波形數據進行預處理，根據sPL震相波形特征，發現NIW(寧武)臺記錄到sPL震相。通過理論波形與觀測波形的擬合比對，確定此次地震的震源深度約13 km。該方法與CAP方法、精定位結果和地震編目結果基本一致，推測此次地震發生在上地殼。

CAP方法反演的震源深度為11～12 km，sPL方法、HypoDD方法和單純性法得到的震源深度為13～15 km。CAP反演的是矩心深度，即能量釋放最大處的深度，sPL、HypoDD和單純性法測定的深度反映的是震源破裂起始點的信息，通常淺源地震的初始破裂震源深度大于矩心深度[15-16]。

對于山西區域地震臺網，只需能夠觀測到sPL震相的一個臺站的三分向波形數據便可對震源深度進行良好的約束。應用sPL震相測定震源深度，開辟了新的理論路徑，對山西斷陷盆地地震震源深度的研究具有較好的參考意義。

感謝Dr. Lupei Zhu提供F-K計算理論地震圖程序和陜西省地震局趙韜高級工程師給予的熱心幫助。