2016年河北尚义M 4.0地震震源深度分析

2016年河北尚义M 4.0地震震源深度分析
赵韬;王莹;王平;狄秀玲
【摘要】基于河北数字地震台网宽频带地震记录,采用CAP波形反演法,计算得到2016年6月23日河北尚义M 4.0地震的震源机制和深度,并利用sPL震相进一步测定震源深度.计算结果显示:采用CAP方法反演,得到此次地震震源深度为11 km,采用sPL震相进行测定,得到震源深度为13 km,可见采用2种方法确定的震源深度基本一致,分布范围为11—13 km,表明此次地震发生在上地壳.
【期刊名称】《地震地磁观测与研究》
【年(卷),期】2019(040)002
【总页数】6页(P28-33)
【关键词】震源深度;CAP;sPL;河北尚义M4.0地震
【作者】赵韬;王莹;王平;狄秀玲
【作者单位】中国西安 710068 陕西省地震局;中国西安 710068 陕西省地震局;中国西安 710068 陕西省地震局;中国西安 710068 陕西省地震局
【正文语种】中文
0 引言
地震震源深度是地震时空三要素中的重要参数。

准确测定震源深度对于研究震源区地下介质构造、孕震环境以及地震成因等具有重要意义（陈立军，2000；张国民等，2002；石耀霖等，2003）。

然而，由于测震台站始终位于震源上方，无法对
深度进行有效约束，导致震源深度难以精确测定（郑勇，2017）。

近年来，国内外诸多学者利用深度震相测定震源深度。

对于地壳结构相对简单的地区，可以通过测量近震深度震相sPg、sPmP和sPn，与其参考震相Pg、PmP和Pn之间的到时差或波形对比方法，获得较为精确的震源深度。

如:Langston （1987）利用sPg（sP）和Pg的相对到时差研究1968年澳大利亚Meckering
地震序列的深度分布；Bock等（1996）利用sPmP测量近震震源深度；Saikia （2000）提出利用sPn与Pn震相走时差来约束震源深度；任克新等（2004）通过人工识别计算sPn和Pn的到时差，得到2003年8月16日内蒙古M 6地震的震源深度；张瑞青等（2008）利用滑动时窗相关法，成功识别sPn震相，并通过sPn和Pn震相到时差对汶川地震的中强余震震源深度进行准确计算；吕坚等（2012）通过拟合sPg、PmP和sPmP震相，确定了2011年瑞昌—阳新4.6级地震震源深度。

但上述近震深度震相均有各自优势震中距，如:sPg震相可被60—100 km震中距
范围内的台站观测到，sPmP震相在200—300 km震中距范围内的台站记录中发育较好，而sPn震相一般可被震中距300 km左右的台站观测到，而且sPn震相
能量较弱，一般只出现在中强地震记录中。

然而，随着震中距的增加，深度震相受到震源机制辐射模式、介质中沉积层以及尾波等因素的影响，到时的识别误差较大。

为此，崇加军等（2010）提出利用sPL震相来确定近震震源深度。

该震相通常在
震中距50 km范围内出现，在地壳结构相对简单的地区可被明显观测到，经过大
量学者验证（詹小艳等，2014；项月文等，2014；彭利媚等，2017；郝美仙等，2018），显示利用sPL震相来确定震源深度是可靠的。

据中国地震台网测定:2016年6月23日8时37分，在河北张家口市尚义县发生
M 4.0地震，震中位于（40.96°N，114.2°E），震源深度14 km。

郭蕾等（2017）通过深入分析该区域应力状态和地壳速度结构，认为此次地震是晋冀蒙交界地区地
震平静背景下发生的1次显著中等地震活动，对该区未来中强震发震背景具有一
定指示意义，需引起广泛关注。

本文使用河北数字地震台网宽频带三分量地震仪波形记录，采用CAP波形反演法，计算河北尚义M 4.0地震震源机制和深度，并在此基础上，利用sPL震相进一步测定震源深度，并对采用2种方法重新测定的震
源深度结果进行对比分析。

1 研究方法
1.1 CAP波形反演法
CAP方法（Zhao et al，1994；Zhu et al，1996）是一种使用体波和面波联合反演的方法，基本思想是把原始波形资料分割为Pnl和Snl部分，采用频率—波数
方法（F—K）（Zhu et al，2002）计算地震台站的格林函数，利用格林函数得到合成地震图后，对Pnl和Snl波形分别赋予不同权重，通过格点搜索方法，在空间搜索、拟合、反演地震事件的最佳震源机制。

由于将体波、面波分开拟合，反演结果对地壳速度结构模型及介质横向不均匀性依赖较小。

考虑到几何扩散效应的影响，使用经震中距矫正的绝对误差值作为误差目标函数（Tan et al，2006），表示如下
式中，ri代表第i个台站的震中距；r0代表选定的参考震中距；h代表震源深度；ui(h)和si(h)分别代表第i个台站h震源深度下的观测数据和理论数据；p为指数
因子，一般，体波p=1，面波p=0.5。

1.2 sPL震相拟合法
从震源出发的SV波入射到自由表面下方时，将部分能量转换为P波，当临界入射时，转换P波沿地表传播，Aki称此波为“Suerface P-wave”（图1），其水平视速度与P波速度相等，随距离的增大衰减较快，该波起始可能比直达S波尖锐，在某些方面与首波具有类似性质（Aki et al，2002）。

崇加军等（2010）将Aki定义的“Suerface P-wave”和多次反射、折射震相形
成的一个波列定义为sPL。

sPL震相通常可在近距离（30—50 km）被清晰观测到，其径向分量能量最强，垂直向次之，切向几乎无能量；sPL所含高频成分相对较少，波形没有P波尖锐，一般不易被误认为S波；在地壳速度结构相对简单区域，在
震中距50 km内，在Pg和Sg震相之间一般只存在sPL震相。

图1 均匀半空间sPL和直达P波传播路径示意Fig.1 Ray path of sPL and P wave in the model of half space
2 数据选取及地壳速度结构模型
2.1 地震数据
对于2016年6月23日8时37分河北张家口市尚义县M 4.0地震，利用河北及邻省区域地震台网宽频带记录波形，按照方位角覆盖及信噪比要求，选取震中距50—150 km范围内8个地震台站记录的波形数据，进行CAP波形反演。

具体操作如下:对观测波形和理论震动图的Pnl部分做0.04—0.11 Hz带通滤波，面波部
分做0.04—0.09 Hz带通滤波；Pnl部分权重设为2，面波部分权重设为1。

根据sPL震相特征，选取尚义县M 4.0地震震中距30—50 km范围内信噪比较高的地震台站记录作为研究对象。

经筛选，确定选用震中距39.68 km、方位角146.3°的怀安台（HUA）记录进行sPL震相研究。

该台站配备BBVS-60地震计，EDAS-24GN数据采集器（带宽为50 Hz—60 s）。

表1 河北地区一维地壳速度结构模型Table 1 One-dimensional velocity model of Hebei region层号厚度/k m v P/k m·s-1 v S/k m·s-1 波速比1 2 2 6.1 1 3.5 5 1.7 2 2 1 3 6.6 0 3.8 2 1.7 3 3 7.9 6 4.5 2 1.7 6
2.2 地壳速度结构模型
使用王莉婵等（2016）利用数字化震相资料建立的河北地区地壳一维速度模型（表1）。

该模型通过新旧模型批处理残差比较、PTD震源深度定位、人工爆破、
典型地震等数据和方法进行验证，合理可用。

图2 河北尚义M 4.0地震震源机制波形反演Fig.2 Waveform inversion of focal mechanism of Shangyi M 4.0 earthquake in Hebei Province
3 反演结果
3.1 CAP波形反演
利用CAP方法，对河北尚义M 4.0地震进行波形反演和深度拟合（图2，图3），得到震源机制解（图2）参数为:最佳双力偶解节面Ⅰ为:走向249°，倾角64°，滑动角-33°；节面Ⅱ为:走向355°，倾角61°，滑动角-155°；矩震级MW 4.09。

该震源机制与吴鹏等（2016）的结果基本一致，说明CAP反演结果可靠。

由此次地震震源深度拟合误差（图3）可知，在震源深度11 km时，尚义地震震源机制拟
合最好，大部分拟合相关系数大于85%。

3.2 利用sPL震相确定震源深度
图3 河北尚义M 4.0地震震源深度拟合误差Fig.3 Focal depth fitting error of Shangyi M 4.0 earthquake in Hebei
基于河北地区一维地壳速度结构模型及CAP反演得到的尚义M 4.0地震震源机制，采用F—K方法，对怀安（HUA）台记录，在不同震源深度（1—22 km）下，合成径向（R）、垂向（Z）和切向（T）理论震动图，见图4。

由图4可见，在直达P波（Pg）和直达S波（Sg）之间清晰可见sPL波，随着震源深度的增加，sPL
与Pg震相到时差呈线性增大，且sPL震相没有Pg波尖锐，所含高频成分较少，能量主要集中在径向（R）分量（垂直向分量能量次之，切向分量基本无能量）。

基于以上特点，对淮安台记录的此次尚义M 4.0地震实际波形与理论波形进行0.8 Hz以下低通滤波，并进行波形拟合以确定震源深度，拟合结果见图5，图中红色
曲线表示实际波形，黑色曲线表示理论波形。

由图5可知，在震源深度为13 km 时，在怀安台三分量记录上，Pg和sPL震相相对到时拟合较好。

图4 在不同震源深度下怀安台（HUA）理论波形Fig.4 The theoretical waveform at different depth of HUA station
图5 怀安台（HUA）观测波形与理论波形在不同震源深度的拟合结果Fig.5 Fitting of observed waveform and theoretical waveform of HUA station at different depths
图6 震源深度13 km时怀安台观测波形与理论波形对比Fig.6 Comparison between the observed waveform and the theoretical waveform with focal depth of 13 km at Huaian Seismic Station
经低通滤波，得到怀安台记录的尚义M 4.0地震最佳震源深度为13 km，将此震
源深度下观测波形与理论波形进行对比，结果见图6。

由图6可见，垂直向（Z）分量中Pg和sPL震相到时差吻合较好，在Pg和Sg震相之间清晰可见sPL震相；切向（T）分量中在Pg和Sg震相之间无sPL震相存在（无能量），Sg震相到时吻合较好；在sPL能量集中的径向（R）分量中，在Pg和Sg震相之间观测到一
个清晰震相，比垂直向能量大得多。

可以判定，利用sPL震相测定的河北尚义地
震震源深度约13 km。

4 结论与讨论
利用河北省数字地震台网宽频带台站——怀安（HUA）台记录的数字地震波形，
结合F—K合成理论震动图，通过波形拟合对比sPL震相方法，确定2016年河北尚义M4.0地震震源深度为13 km。

同时，根据CAP波形反演法测定其震源深度为11 km。

因此，此次尚义M4.0地震应发生在上地壳，震源深度分布在11—13 km。

采用2种方法获得的此次尚义M 4.0地震震源深度较为一致，但存在约2 km的
误差，可能由河北一维地壳速度结构模型与真实模型存在偏差所致。

研究表明，理论与实际地壳速度结构模型的误差可能影响CAP反演结果，使得结果具有不确定
性（孟庆君，2013）。

在利用sPL震相确定震源深度时，在理论震动图合成过程
中需要使用CAP方法反演的震源机制解，由此间接对sPL震相定位结果产生影响；而且，计算理论震动图需要使用地壳速度结构模型，因此需要考虑模型对定位结果的直接影响。

崇加军等（2010）认为，若地壳速度结构模型误差为10%，则对于真实震源深度为10 km的地震，sPL深度震相测量误差约1 km。

文中给出的震源深度结果初步证实，在晋冀蒙交界地区，可不同程度地观测到sPL 震相，且测定的震源深度较为可靠，使得利用近震深度震相sPL来测定该地区中
小地震震源深度成为可能。

参考文献
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