孟慶君 倪四道 韓立波 陳偉文 吳文波謝軍 錢韻衣

1)中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)地球和空間科學(xué)學(xué)院、蒙城地球物理國家野外科學(xué)觀測研究站，安徽省合肥市金寨路96號 230026

2)中國科學(xué)院測量與地球物理研究所大地測量與地球動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，武漢 430077

3)中國地震局地球物理研究所，北京 100081

0 引言

震源深度準(zhǔn)確測定具有重要意義。一方面，快速準(zhǔn)確地測定出震源深度能為震災(zāi)應(yīng)對決策提供基礎(chǔ)信息，另外一方面，準(zhǔn)確的震源深度信息對于理解地震孕育背景提供了重要參考依據(jù)。研究表明，大陸地區(qū)地震多集中在5～20km深度范圍，而發(fā)生在5km以淺深度的地震很少。大陸地殼極淺層地震活動水平低的原因可能是成熟斷層在淺部充填了斷層泥，減弱了斷層強(qiáng)度;而對于年輕斷層或者新生斷裂，震源深度可以很淺(Scholz，2002)。近年來地震學(xué)及大地測量學(xué)研究確認(rèn)了一系列中小地震深度淺于5km，甚至淺于1km(Dawson et al，2008;羅艷等，2010)。為區(qū)別于10km左右的淺源地震，我們將深度在3km以淺的地震稱為極淺源地震。由于極淺源地震可形成嚴(yán)重災(zāi)害，因此有必要深入研究。

然而，在臺站布設(shè)稀疏地區(qū)，基于P、S到時(shí)方法準(zhǔn)確測定震源深度較為困難。如果只利用直達(dá)波到時(shí)信息測定震深，一般要求最近的臺站距離地震震中在2倍震源深度以內(nèi)(Mori et al，1991)。就目前極淺源地震的測定而言，多數(shù)地區(qū)的臺網(wǎng)布設(shè)難以滿足此條件。在此情形下，可以通過分析深度震相得到比較準(zhǔn)確的震源深度。如果能夠識別近震深度震相 sPL、sPg、sPmP、sPn 等(Uski et al，2003;Saikia et al，2000;Bent et al，2002;Bock et al，1996;Wang et al，2011;房名山等，1995;高立新等，2007;崇加軍等，2010)或者遠(yuǎn)震深度震相pP、sP等(Ehgdahl et al，1998)，則可以準(zhǔn)確測定震源深度。但是這些震相的準(zhǔn)確識別經(jīng)驗(yàn)需要長期的積累，目前還難以實(shí)現(xiàn)計(jì)算機(jī)化的準(zhǔn)確識別。正在得到廣泛應(yīng)用的CAP(Cut and Paste)方法(Zhao et al，1994)將地震波形分為Pnl及面波2個(gè)部分，不需對波形進(jìn)行更細(xì)節(jié)的分析，易于實(shí)現(xiàn)震源參數(shù)的自動快速測定。

CAP方法自提出以來，在國內(nèi)外震源參數(shù)研究中取得了豐富的成果，算法也在逐步改進(jìn)。Zhu等(1996)改進(jìn)了 CAP的誤差函數(shù)并引入了臺站震中距比例因子。陳偉文等(2012)發(fā)展了CAP的近遠(yuǎn)震聯(lián)合方法，使反演能夠利用更多不同震中距離的臺站數(shù)據(jù)，從而為震源參數(shù)反演提供了更多的約束。CAP方法主要思想是對中小地震進(jìn)行點(diǎn)源近似，通過計(jì)算理論波形和觀測波形之間的誤差函數(shù)，利用網(wǎng)格搜索的方法反演震源機(jī)制解、震級和震源深度。CAP方法與其它的一些全波形反演方法相比有以下優(yōu)勢:①將體波Pnl波段(P波及其后續(xù)部分)與面波分開擬合，各分量的理論波形與觀測波形分別進(jìn)行互相關(guān)得到最佳的擬合，可弱化面波振幅過大引起的偏差以及減小速度模型不準(zhǔn)確造成的影響;②采用面波體波比信息以及Pnl中的深度震相信息，一般說來可以提供比較可靠的震源深度。

Wei等(2008)初步測試了速度模型對CAP方法反演震源深度等震源參數(shù)的影響，發(fā)現(xiàn)速度結(jié)構(gòu)差異小于10%時(shí)，速度結(jié)構(gòu)模型對CAP反演結(jié)果影響不大。對于多數(shù)地區(qū)的中下地殼而言，速度結(jié)構(gòu)異常一般不大于10%。但是不同地區(qū)的盆地地區(qū)淺層結(jié)構(gòu)(5km以淺)差異很大，在速度模型誤差遠(yuǎn)大于10%時(shí)，CAP方法反演極淺源地震深度的可靠性尚無深入探討，需選取盆地地區(qū)的極淺源事件開展研究。

榮昌縣位于重慶市西部，處于華鎣山基底斷裂帶附近，是地震多發(fā)地區(qū)。20余年來，榮昌縣多次發(fā)生中強(qiáng)地震，據(jù)重慶市地震監(jiān)測臺網(wǎng)記錄，從1990年至今已發(fā)生地震4萬余次，其中 3.0～3.9級地震 100多次，4.0 ～4.9 級地震 20 多次，5.0 ～5.9 級地震 2 次。這些地震中有相當(dāng)數(shù)量屬于極淺源地震(王小龍等，2012)，其中2010年9月10日的榮昌Mb4.7地震有感范圍較廣，榮昌縣震感強(qiáng)烈，部分鄉(xiāng)鎮(zhèn)出現(xiàn)地聲，表明震源很淺(丁丹等，2010)。此次地震體波震級較高(Mb4.7)，很多震中距30～80°的遠(yuǎn)震臺站也對此次地震有較清晰的地震波記錄，可以用于識別pP、sP深度震相，有利于利用深度震相約束地震深度。此次地震的近臺(200km以內(nèi))記錄豐富，有利于利用CAP方法通過近臺數(shù)據(jù)反演震源參數(shù)。

1 數(shù)據(jù)處理

首先利用國家數(shù)字測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心(鄭秀芬等，2009)提供的震中距200km范圍內(nèi)臺站(圖1)的寬頻帶數(shù)字地震記錄并使用CAP方法進(jìn)行波形反演。在對地震波形進(jìn)行處理時(shí)，以臺站數(shù)據(jù)質(zhì)量為考量進(jìn)行了數(shù)據(jù)篩選。例如，一些臺站的數(shù)據(jù)低頻噪音較多，可能導(dǎo)致波形擬合誤差變大，進(jìn)而影響震源參數(shù)反演的準(zhǔn)確性，尤其是震源深度反演的準(zhǔn)確性。臺站數(shù)據(jù)經(jīng)過初步篩選后，對數(shù)據(jù)去除儀器響應(yīng)，去除直流分量和線性趨勢，旋轉(zhuǎn)至大圓路徑方向，并將波形數(shù)據(jù)分成Pnl波段和面波波段。為減小地下速度結(jié)構(gòu)的3維效應(yīng)，對理論和觀測波形數(shù)據(jù)做低頻濾波:對 Pnl波段截取30～40s時(shí)間窗口長度并做0.02～0.10Hz濾波，對面波波段截取50～80s時(shí)間窗口長度并做0.02～0.08Hz濾波。

圖1 臺站分布

2 CAP反演震源深度

對于近震的CAP波形反演，采用頻率-波數(shù)(F-K)方法(Zhu et al，2002)計(jì)算理論格林函數(shù)，通過網(wǎng)格搜索震源參數(shù)計(jì)算合成理論波形，再與觀測波形進(jìn)行擬合。理想情況下，理論波形與觀測波形的擬合誤差隨理論震源深度的變化曲線會呈現(xiàn)拋物線形狀，一般取誤差最小的深度值作為地震的震源深度值。但實(shí)際上用來合成理論格林函數(shù)的速度模型與真實(shí)結(jié)構(gòu)可能有所差異，因此需要研究在速度模型存在顯著偏差的情況下CAP方法反演得到的震源深度的準(zhǔn)確性。

本文分別采用了4種不同的速度模型，通過CAP方法反演榮昌地震震源深度，其分別為榮昌地區(qū)的CRUST2.0速度模型——模型A，對實(shí)際數(shù)據(jù)提取面波頻散曲線并對頻散曲線進(jìn)行線性反演獲得的速度模型——模型B，將模型B做分層數(shù)簡化形成的地殼模型——模型C，將模型B表層速度降低得到的模型——模型D，如圖2、3所示。

圖2 (a)S波速度結(jié)構(gòu)，(b)P波速度結(jié)構(gòu)。黑色線條為CRUST2.0模型的地殼速度(模型A);紅色線條代表面波頻散曲線反演得到的地殼速度(模型B);綠色線條表示將模型B做層數(shù)變少簡化形成的地殼模型(模型C)

圖3 (a)S波速度結(jié)構(gòu)，(b)P波速度結(jié)構(gòu)。紅色線為模型B，即通過提取面波頻散曲線并線性反演得到的地殼速度模型;橘色線(模型B1)表示將模型B每層速度減小5%;粉色線(模型B2)表示將模型B每層速度減小10%;藍(lán)色線(模型B3)表示將模型 B每層速度增加15%;紫色線(模型 D)表示將模型B表層速度降低約50%，其它層的速度不變

以模型A計(jì)算合成地震圖，并用CAP的方法得到各個(gè)深度上的理論波形與觀測波形的最小二乘擬合誤差，如圖4(a)所示。分析發(fā)現(xiàn)，對于模型A，波形擬合誤差與震源深度的關(guān)系不呈現(xiàn)拋物線變化趨勢，故很難直觀找到誤差最小時(shí)所對應(yīng)的深度。因此推斷模型A，即CRUST2.0速度模型可能與該地的真實(shí)速度結(jié)構(gòu)有較大差異，謝軍等(2012)對四川盆地中部剪切波速度的研究結(jié)果也表明該地近地表S波速度約2km/s，遠(yuǎn)大于CRUST2.0模型的地表頂層S波速度。

為了得到更準(zhǔn)確的淺層速度結(jié)構(gòu)，本文嘗試?yán)脝闻_和單個(gè)事件，用多重濾波方法提取瑞利波群速度頻散曲線(Dziewonski et al，1969;Herrmann，1973)，并用線性反演方法(Herrmann et al，2004)對頻散曲線進(jìn)行反演，參考謝軍等(2012)的四川速度模型，將線性反演得到的一維速度模型進(jìn)行適當(dāng)修改后得到一維速度模型B。采用速度模型B后，利用CAP方法得到的各個(gè)深度的理論和觀測波形擬合誤差隨深度變化呈現(xiàn)明顯拋物線形態(tài)，在深度1～4km處誤差達(dá)到最小，即震源深度估計(jì)在1～4km(圖4(b))。故此推斷模型B更能反映震中到臺站路徑上的平均一維速度結(jié)構(gòu)，更適合做為CAP方法的速度模型。考慮到模型B分層比較精細(xì)，即便將模型B層數(shù)減少，簡化一個(gè)只有幾層結(jié)構(gòu)的簡單模型——模型C，CAP的深度反演結(jié)果也幾乎不會受到影響(圖4(c))，說明在一定范圍內(nèi)速度模型精細(xì)程度變化對CAP深度反演結(jié)果幾乎沒有影響。

圖4 (a)、(b)、(c)分別對應(yīng)在圖2中的模型A、模型 B和模型 C模型下利用CAP方法反演榮昌地震深度的結(jié)果

基于頻散曲線反演得到的速度模型B，CAP方法深度結(jié)果在1～4km附近時(shí)理論波形和觀測波形擬合誤差最小。在這個(gè)深度上榮昌地震的震源機(jī)制解和各個(gè)臺站的波形擬合情況如圖5所示。反演得到榮昌地震震級MW4.1，2個(gè)節(jié)面的走向、傾角、滑動角分別為FM1:152°/65°/90°;FM2:332°/25°/90°。每個(gè)臺站的波形數(shù)據(jù)被分成 5個(gè)分量，即 Pnl波垂向分量(Pnl V)和徑向分量(Pnl R)，面波垂向分量(Vertical)，徑向分量(Radial)和切向分量(Tang)，由于臺站數(shù)據(jù)質(zhì)量不高或者速度模型準(zhǔn)確性不足等問題，部分分量的觀測波形與理論波形互相關(guān)系數(shù)較低、誤差異常偏大，這些分量的誤差不計(jì)入總的誤差函數(shù)中。

當(dāng)震源附近速度結(jié)構(gòu)存在橫向變化或地形不平時(shí)，各個(gè)方位的速度結(jié)構(gòu)可能有所差異，因此有必要研究速度模型誤差對CAP深度反演結(jié)果的影響。本文在模型B(頻散曲線提取并反演的速度模型)基礎(chǔ)上做一定程度的擾動，以分析其對CAP震源深度反演結(jié)果的影響。將模型B做速度擾動得到3種速度模型(圖3):①將模型B每層速度減小5%做為模型B1;②將模型B每層速度減小10%做為模型B2;③將模型B每層速度增大15%做為模型B3;④只將模型B頂層速度減小約50%做為模型D。

圖5 利用模型B通過CAP反演得到的最佳機(jī)制解及波形擬合情況。紅線表示理論波形，黑線表示計(jì)入誤差函數(shù)的觀測波形，綠線表示未計(jì)入誤差函數(shù)的觀測波形。左邊一列是臺網(wǎng)名和臺站名，其下方數(shù)字表示臺站震中距，其上方數(shù)字表示臺站方位角。波形分量下方第一行是理論波形和觀測波形間做滑動互相關(guān)后平移的時(shí)間(單位:秒)，波形分量下方第2行是每個(gè)分量的理論與觀測波形的互相關(guān)系數(shù)(百分比)

如圖6所示，模型B速度整體減少5%時(shí)CAP深度反演結(jié)果幾乎不變，減少10%的情況下，深度反演結(jié)果略微變大。模型B速度增大15%的情況下深度反演結(jié)果變化也不大?？傮w而言，CAP方法對速度模型準(zhǔn)確程度要求不高，在±10%的速度模型誤差以內(nèi)，震源深度反演結(jié)果都比較穩(wěn)定。而在模型B表層速度變化約50%的情況下，誤差函數(shù)變化趨勢產(chǎn)生較大畸變，可見淺層速度結(jié)構(gòu)有顯著偏差時(shí)，對極淺源地震深度反演結(jié)果影響較大。

圖6 (a)～(d)分別對應(yīng)圖3中模型 B1、模型B2、模型 B3和模型D利用CAP反演榮昌地震深度的結(jié)果

以上結(jié)果均利用了距榮昌地震震中100～200km內(nèi)的臺站數(shù)據(jù)(即圖1中黑色虛線內(nèi)臺站)。本文也考慮利用更遠(yuǎn)的臺站進(jìn)行反演，即震中距在200～300km的臺站數(shù)據(jù)(圖1中黑色虛線外臺站)。Wei等(2008)的研究結(jié)果表明，在地形比較平坦、速度結(jié)構(gòu)比較簡單的地方，利用震中距＜550km臺站的數(shù)據(jù)，CAP方法反演震源參數(shù)的結(jié)果基本相同。本文對距榮昌震中Δ＞200km的臺站的震源深度反演結(jié)果與震中距100～200km臺站的深度反演結(jié)果進(jìn)行對比后發(fā)現(xiàn)，二者相近，前考略淺(圖7)，可見CAP方法是可以利用較大震中距臺站的數(shù)據(jù)反演地震震源深度的。

3 基于遠(yuǎn)震深度震相的震源深度測定結(jié)果

圖7 利用Δ＞200km的臺站數(shù)據(jù)，通過CAP方法反演榮昌地震深度結(jié)果

遠(yuǎn)震深度震相pP、sP與P波的到時(shí)差對震源深度敏感，而對臺站的震中距不敏感，因此可以較好的約束震源深度。為了考察使用CAP方法反演榮昌地震深度的準(zhǔn)確性，本文觀測分析了榮昌地震的遠(yuǎn)震深度震相pP和sP。2010年9月10日榮昌地震雖然只是Mb4.7的中小地震，但是因?yàn)槠湔鹪礄C(jī)制是逆沖類型，在遠(yuǎn)震臺站可以接收到較強(qiáng)體波能量信息，一些處于大陸內(nèi)部信噪比高的遠(yuǎn)震臺站對這次地震信號有比較清楚的記錄。

以模型B作為震源區(qū)地殼的一維速度模型，使用傳播矩陣方法并考慮了幾何擴(kuò)散和地幔衰減吸收的效應(yīng)(Kikuchi et al，1982)，采用 CAP方法反演獲得的震源機(jī)制解結(jié)果(圖5)，計(jì)算了遠(yuǎn)震理論地震圖。本文合成了遠(yuǎn)震臺站W(wǎng)RAB、ARU的0.5～6.0km各個(gè)震源深度上的理論地震波形，并與觀測波形對比，為提高信號的信噪比，理論波形和觀測波形均進(jìn)行了0.8～2.0Hz濾波(圖8)。WRAB和ARU兩個(gè)臺站觀測波形中pP、sP深度震相和P波震相比較接近，難以區(qū)分，可估測此次地震震源深度很淺，大致在1～4km。與理論地震圖對比發(fā)現(xiàn)，其震源深度約為2～3km，與基于模型 B的 CAP方法反演結(jié)果相當(dāng)接近，表明了CAP方法震源深度反演結(jié)果的準(zhǔn)確性。

4 結(jié)論與討論

本文通過對榮昌地區(qū)不同一維速度模型的測試發(fā)現(xiàn)，在臺網(wǎng)臺站布設(shè)稀疏的條件下，如果一維速度模型比較準(zhǔn)確——速度誤差在±10%內(nèi)，CAP方法可以比較準(zhǔn)確地確定地震震源深度。但是一些地區(qū)的淺層速度模型可能存在顯著誤差，如四川盆地內(nèi)榮昌地區(qū)CRUST 2.0速度模型的表層速度比真實(shí)地表速度約偏小50%，該速度模型反演2010年9月10日榮昌極淺源地震的深度會出現(xiàn)至少6～7km的誤差。因此使用CAP方法計(jì)算測定極淺源地震深度時(shí)，應(yīng)更多關(guān)注淺層速度模型的準(zhǔn)確性。

2010年9月10日榮昌發(fā)生Mb4.7地震，CAP方法反演結(jié)果顯示該地震深度約為1～4km。為驗(yàn)證CAP方法反演榮昌地震深度的準(zhǔn)確性，本文利用遠(yuǎn)震深度震相估算了該地震的震源深度，結(jié)果也顯示該地震深度為2～3km。王小龍等(2012)采用雙差定位法，利用流動臺陣對此次地震及其余震進(jìn)行了水平和深度定位，結(jié)果顯示這是一個(gè)分布在深度2km附近的地震群，并指出榮昌近來頻發(fā)的地震與當(dāng)?shù)厝藶榈淖⑺顒佑嘘P(guān)。

圖8 (a)WRAB臺站上榮昌地震的觀測波形(黑線)與各個(gè)地震深度的遠(yuǎn)震理論地震波形(紅線)對比;(b)ARU臺站上榮昌地震的觀測波形(黑線)與各個(gè)地震深度的遠(yuǎn)震理論地震波形(紅線)對比圖

綜上，通過榮昌地震的深度測定，檢測了CAP方法對極淺源地震深度定位的準(zhǔn)確性。本文的深度反演結(jié)果與前人的深度定位結(jié)果(王小龍等，2012)都顯示了榮昌地區(qū)有極淺源地震活動，這些地震與人為注水活動的相關(guān)性值得進(jìn)一步研究。

致謝:中國地震局地球物理研究所“國家數(shù)字測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心”為本研究提供了地震波形數(shù)據(jù)，在此表示感謝。