〔作者简介〕 周依, 女, 1991年生, 2016年于中国地质大学(武汉)获地球物理学硕士学位, 现主要从事地震监测预报和地震波数值模拟等方面的工作, 电话: 0771-2804448, E-mail: zhouyimonday@163.com。
2016年7月31日广西苍梧县发生了 MS5.4地震, 该地震打破了华南沿海地区近17a的5级地震平静期, 对华南沿海地区中强地震活动具有指示意义, 然而不同研究机构和学者对此次地震震源深度的认识存在较大差异。基于此, 文中使用CAP(Cut and Paste)方法和近震深度震相sPL进一步测定了本次地震的震源深度。结果显示, CAP方法测定的震源矩心深度为11km, sPL震相测定的地震深度为9km。结合震源机制解、 等震线形态、 余震分布和现场地震地质调查等资料分析认为, 苍梧 MS5.4地震是发生在上地壳的左旋走滑性质的地震。
On July 31st, 2016, an earthquake of MS5.4 occurred in Cangwu County, Guangxi Zhuang Autonomous Region, which is the first MS≥5.0 earthquake in coastal areas of southern China in the past 17a. The moderate earthquake activities have come into a comparatively quiet period in coastal areas of southern China for decades, so the study about the Cangwu MS5.4 earthquake is very important. However, differernt research institutions and scholars have got different results for the focal depth of the Cangwu MS5.4 earthquake. For this reason, we further measured the focal depth by using CAP method and sPL phase method.
sPL phase was first put forward by Chong in 2010. It is often observed between P and S wave of continental earthquakes with epicentral distance of about 30km to 50km. The energy of sPL phase is mainly concentrated on the radial component. Arrival time difference between sPL phase and direct P wave is insensitive to epicentral distancs, but increases almost linearly with the increase of focal depth. Based on these characteristics and advantages, sPL phase method is chosen to measure the focal depth of Cangwu MS5.4 earthquake in the paper.
First of all, we selected the broadband waveform data through seismic stations distributed mainly in Guangxi and adjacent provinces from Data Management Centre of China National Seismic Network and Guangxi Earthquake Networks Center. And an appropriate velocity model of Cangwu area was constructed by the teleseismic receiver function method. Then, the focal mechanism and focal depth of Cangwu MS5.4 earthquake were determined by using the CAP(Cut and Paste)method. Next, we compared the synthetic waveforms simulated by F-K forward method of different focal depth models with the actual observed waveforms. According to the difference of arrival times between sPL and Pg phases, we finally obtained the focal depth of Cangwu earthquake. The results show that the focal depth is 11km measured by CAP method and 9km by sPL phase method. Based on the focal mechanism solution, isoseismal shapes, aftershocks distributions and investigation on spot, we conclude that the Cangwu MS5.4 earthquake is a left-lateral strike-slip earthquake which occurred in the upper crust. Our preliminary analysis considers that the seismogenic structure of Cangwu earthquake is a north-northwest branch fault, and the control fault of this earthquake is the Hejie-Xiaying Fault.
2016年7月31日17时18分, 广西壮族自治区梧州市苍梧县发生MS5.4地震。地震造成苍梧县沙头镇和石桥镇、 贺州市八步区仁义镇、 贺州市平桂区共45个行政村遭受不同程度的破坏, 广东、 湖南邻近区域有震感(周军学等, 2017)。此次地震是1959年以来广西陆区发生的最大地震, 打破了华南沿海地区近17a的5级地震平静期, 对华南沿海中强地震活动具有指示意义。然而, 关于此次地震的震源深度, 不同机构和学者测定的结果存在较大差异, 如中国地震台网中心和广西地震台网中心根据走时定位法给出的震源深度分别为10km和9km; 美国地质调查局(USGS)、 德国波茨坦地球科学研究中心(GFZ)根据波形反演法给出的深度分别为24.5km和10km; 徐晓枫等(2017)利用CAP方法反演获得的深度为5.1km。震中附近测震台站比较稀疏、 区域速度结构模型不够精确、 定位方法的不同, 是导致结果差异较大的主要原因。
地震震源深度是地震学研究中的核心问题之一, 准确确定地震震源深度对于准确评估地震灾害, 确定地震成因、 发震构造和动力学环境, 判断余震发展趋势和危险性以及核爆监测等多方面具有非常重要的意义(汪素云等, 1991; 张国民等, 2002; 郑勇等, 2017)。如何精确确定震源深度一直是地学界的一个难题。 目前的解决思路是在给定的速度模型下, 利用各种深度定位方法得到震源深度, 常用的方法大体可分为走时定位法和波形反演法。走时定位法具有震相到时清晰、 易于拾取的优点, 但是只有当近震台站分布密集且最小震中距< 1.4倍震源深度时, 该方法得到的结果才有较高的精度(范玉兰等, 1990); 相比之下, 地震波形包含了更为丰富的信息, 若波形记录质量高、 震相清晰, 利用地震波形反演方法可得到更高精度的震源深度结果(Wu et al., 2004)。常用的波形定深方法有偏振信息法、 振幅信息法和深度震相法等, 每种方法都有其优点及适用条件, 可根据不同的震相特征、 震中距范围和波形质量进行选择(Langston, 1987; Mori, 1991; Saikia, 2000; Saikia et al., 2001; 谢祖军等, 2012; 孙茁等, 2014)。本文基于台站记录波形数据, 采用远震接收函数的方法反演苍梧地区速度结构, 综合CRUST2.0构建苍梧地区速度模型, 在此基础上反演苍梧地震的震源机制, 并利用近震深度震相sPL进一步测定此次地震的震源深度, 为研究苍梧地震孕震机理和发震构造提供参考。
深度震相是一种对震源深度变化特别敏感的震相, 可以显著提高震源深度的测定精度(张瑞青等, 2008)。崇加军等(2010)提出了一种新的近震深度震相— — sPL震相。从震源出发的SV波入射到自由表面下方时将有一部分能量转换为P波, 当临界入射时转换P波将沿地表传播(图1), 此波为 “ 自由地表P波” , 其水平视速度和P波速度相等, 出现在临界距离上, 虽然其随距离的增加衰减很快, 但是它的初动可能比直达S波更加尖锐, 某些方面具有与首波类似的性质。崇加军等(2010)将它及其经过多次反射折射形成的波列定义为sPL。该震相在震中距30~50km附近较容易被观测到(詹小艳等, 2014)。sPL震相特征明显, 其径向分量的振幅比垂向分量强, 而切向分量的振幅很弱; 与直达P波的到时差对震中距不敏感, 而随着震源深度的增加两者的到时差几乎呈线性增加, 因此可以很好地约束震源深度。
利用sPL深度震相反演震源深度主要分为3步: 1)将台站记录三分量地震波形旋转至径向、 切向和垂向三分量, 对数据进行截止频率为1Hz的低通滤波, 并积分至地表位移; 2)采用频率-波数(F-K)法计算理论地震图; 3)对比理论和实际波形并确定震源深度(Zhu et al., 2002)。需要指出的是, 可靠的地震震源机制、 速度模型等参数资料是准确求解理论地震图的关键。
在震源机制解的研究中, 往往采用P波初动方法或者单一波形方法。对于P波初动方法, 由于只采用了地震波形中的初动信息, 故若想得到较为满意的结果, 需要大量的分布在不同震中距和方位角的地震台提供数据, 这在很大程度上限制了该方法的应用。与P波初动方法相比, 波形反演方法更为可靠、 准确度较高, 需要的数据资料也相对较少, 因此得到了广泛的应用(Zhu et al., 1996)。本文采用CAP(Cut and Paste)方法(Zhao et al., 1994; Tan et al., 2006; 韦生吉等, 2009), 利用近震地震数据来反演震源机制解。该方法将宽频带数字地震记录分为体波(Pnl)部分和面波部分, 在双力偶源的震源假设下, 分别计算它们的合成波形和真实记录的误差函数, 搜索出最佳深度和震源机制解, 同时计算出地震矩。
设置地层速度模型后, 即可通过理论波形s(t)和观测波形u(t)的拟合来估计震源的断层面参数(郑建常等, 2015)。双力偶震源产生的理论位移s(t)可以表示为
其中, i=1, 2, 3分别对应垂直走滑、 垂直倾滑以及倾角为45° 的倾滑这3种基本的断层响应; Gi为格林函数, Ai为辐射系数, φ 为台站方位角, M0为标量地震矩, θ 、 δ 、 λ 分别为断层的走向、 倾角、 滑动角, θ 、 δ 、 λ 、 M0等可以通过求解以下方程式估计:
考虑到波形随震中距的衰减, 定义函数误差如下:
式中, r为台站震中距, r0为选定的参考震中距, p为指数因子。一般体波取p=1, 面波取p=0.5。
苍梧地震发生在桂东地区, 国家测震台网和广西区域台网都记录到了较好的地震波形。据统计, 苍梧5.4级地震距震中200km范围内共有测震台站12个, 其中100km范围内有4个, 最近的贺州台(HZS)震中距约38km(图2)。分布较均匀的测震台站记录到了高信噪比的苍梧地震波形数据, 为本文进一步准确测定苍梧地震震源深度提供了数据基础①(郑秀芬等, 2009; Zheng et al., 2010)。由于该区域缺乏精细的速度结构模型, 故使用远震接收函数方法(刘启元等, 1997, 2000)反演了HZS台下方的速度结构(图3), 结果显示苍梧地区地壳厚度约30km, 浅表覆盖层P波和S波速度较CRUST2.0模型更高。综合考虑桂东地区的实际地质情况、 CRUST2.0全球地壳速度及密度模型(Bassin et al., 2000), 建立了该区域的一维速度结构模型(表1)。
sPL震相的优势震中距为30~50km, 仅广西区域测震台网的HZS台满足条件。收集该台站的波形数据, 经去倾斜、 去均值、 扣除仪器响应等预处理后, 将三分量波形记录旋转成球坐标系下的垂直-径向-切向(Z-R-T)分量, 并进行截止频率为1Hz的低通滤波。球坐标系下HZS台记录的苍梧地震位移记录清晰地显示(图4), 在Pg和Sg震相之间, 存在1个很明显的震相, 其初动没有Pg震相尖锐, R分量能量比Z分量强, T分量能量最弱, 波形呈现低频特征, 确认为sPL震相。HZS台记录的清晰的sPL震相, 其特征与理论地震图上预测的特征一致, 为精确测定震源深度提供了条件。
基于近震台站波形资料和速度模型(表1), 利用CAP方法反演得到了苍梧5.4级地震的震源机制解(图5)。结果显示, 此次地震的最佳双力偶震源机制解节面Ⅰ 走向330° 、 倾角42° 、 滑动角-18° , 节面Ⅱ 走向74° 、 倾角78° 、 滑动角-131° , P轴方位305° 、 倾角42° , T轴方位84° 、 倾角40° 。对比14个台站体波部分和面波部分的理论合成波形与实测波形(图5a), 相关系数> 0.8的台站数量达84%, 相关系数> 0.9的台站数量达67%, 表明反演所得的理论地震图与观测地震图的一致性较好。深度拟合残差显示, 矩心深度为11km时残差最小, 此深度即为最佳震源深度(图5c)。以上结果与国内外多家单位和个人给出的结果具有很好的一致性(表2)。
目前对中强地震发震构造的判定主要依据震源机制解、 等震线分布、 余震分布和现场地震地质调查等资料(易桂喜等, 2017a, b)。从震源机制解结果来看, 此次地震的主压应力方向为NW向(与现代区域构造应力场主压应力方向一致), 节面I走向NNW, 呈左旋走滑运动性质, 节面Ⅱ 走向NEE, 呈带正断分量的右旋斜滑运动性质。从等震线结果来看①(http:∥www.cea.gov.cn/publish/dizhenj/468/549/20160930160308949937841/index.html。), 此次地震发生在贺街-夏郢断裂以西、 断裂倾向的一侧, 震中位置距离断裂露头处最近约6km。等震线呈椭圆形, 长轴近SN向, 与贺街-夏郢断裂走向基本一致, 但与以上2组节面的走向都不同。从余震分布来看②(周斌, 郭培兰, 阎春恒, 等, 2017, 2016年7月31日广西苍梧54级地震震例总结。), 尽管此次地震余震少, 但仍呈现出近NW向优势分布的特征, 优势分布方向与节面I走向基本一致。从 1︰20万的区域地质图来看(广西壮族自治区地质局, 1965), 此次地震震中北侧发育有一条规模较小、 长度较短、 呈NNW向展布的分支断层, 该分支断层左旋错断了贺街-夏郢断裂的主干断层, 表明其活动时代更新(图6)。综上, 苍梧5.4级地震的发震构造可能是NNW向的分支断层, 节面Ⅰ 为主破裂面, 控震构造为贺街-夏郢断裂。
基于表1中的速度模型及反演得到的地震震源机制解, 利用F-K方法计算了HZS台记录的苍梧地震震中不同震源深度的格林函数, 然后模拟得到不同震源深度的理论地震图(图7a— c)。从图中可以看出, sPL震相的起始位置随着震源深度的增加几乎呈线性增长, 当震源深度较浅时, sPL震相与Pg震相重合, 几乎无法区分。对比苍梧5.4级地震HZS台的实测波形和理论波形, 发现当震源深度为9km时, 实测波形R和Z分量的Pg和sPL 2个震相的相对到时差与理论波形的相对到时差基本保持一致, 即地震震源深度为9km。sPL理论深度震相与实测震相相符, 表明反演的震源深度较可靠。
为考察不同地壳速度结构模型对震源深度计算结果的影响, 保持计算参数不变, 采用CRUST2.0全球地壳模型计算了苍梧5.4级地震HZS台的理论波形图(图7d)。根据sPL震相与Pg震相的到时差随震源深度的增加呈线性增长这一特征, 可以大致分辨sPL震相的起始位置, 但是信号弱, 震相特征不明显, 表明本文采用的地壳模型更符合实际情况。Ma(2010)和崇加军等(2010)的研究结果显示, 10%的地壳模型误差产生的震源深度误差约10%~15%, 对于本文基于sPL震相确定震源深度的方法来说, 其计算结果的误差主要来自地壳速度结构模型的误差。当理论速度模型和实际模型存在10%的误差时, 计算得到的深度误差约为1km。
本文采用CAP(Cut and Paste)方法反演得到苍梧5.4级地震震源矩心深度为11km, 采用深度震相sPL反演得到震源深度为9km, 反演结果与中国地震台网中心、 广西地震台网中心和德国波茨坦地球科学研究中心给出的震源深度相近, 相差1~2km。CAP方法在反演过程中会受到多种因素的影响, 如面波和体波的相对权重、 不同的滤波频段等, 可能会因此降低深度测定精度(谢祖军等, 2012)。本文结果与USGS及徐晓枫等(2017)给出的结果差别很大, 对比发现: 徐晓枫等(2017)用于计算的8个台站均位于苍梧地震震中的一侧, 台站数量较少且未能形成较好的空间覆盖, 这可能是导致结果不同的主要因素; USGS进行此次地震定位时使用的最近台站震中距为590km, 缺少近震震相的约束可能会导致定位结果误差较大。
此次地震位于贺街-夏郢断裂带中部西侧, 距离断裂最近约6km。根据广西地震台网记录统计, 此次地震为孤立型, 最大余震ML2.1, 余震数量少。综合震源机制解、 地震序列、 地震烈度调查结果分析认为, 此次地震的主破裂面走向为NNW向, 为一次发生在上地壳的左旋走滑性质地震, 贺街-夏郢断裂为控震断裂。由于此次地震未形成地表破裂, 加之震中区附近的构造资料不够详尽, 确定发震断层难度较大, 初步分析认为此次地震的发震构造可能是NNW向的分支断层。此次地震是否预示东南沿海地震带将进入新一轮地震活跃幕, 对大陆东部强震活动有何指示意义, 针对这些问题值得开展进一步更深入的分析研究。
The authors have declared that no competing interests exist.
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