李丹寧　馬志斌　徐彥

摘要：運用反投影遠震P波記錄法對發(fā)生于實皆斷裂上的3個M≥6地震的震源破裂過程進行了研究。運用4階方根疊加法及滑動時間窗對總長100s（發(fā)震前20s到震后80s的時間段）的波形進行反投影，結果顯示：3個地震的震源破裂時間總長在15～22s之間，破裂尺度在25～50km之間。對于不同頻率范圍采用不同時間窗長進行分析，發(fā)現其所顯示的破裂細節(jié)有所區(qū)別，體現了實皆斷裂不同段上強震破裂的復雜性，表明了反投影遠震P波記錄法在反演震源破裂過程時的靈活性和實用性，有助于對中強地震震源破裂過程的研究。

關鍵詞：實皆斷裂；反投影遠震P波；震源破裂過程

中圖分類號：P315.3 文獻標識碼：A 文章編號：1000-0666（2016）02-0196-11

0 引言

在過去的幾十年間，實皆斷裂附近M≥6地震時有發(fā)生，而該斷裂將緬甸中部低地與東部高地相分隔、又鄰近我國，因此其地震破裂過程的細節(jié)是一個值得探討的問題。對于較大地震的發(fā)生，其震源破裂過程不僅蘊含了地震發(fā)生時能量釋放的強弱，而且能使人們更直觀地理解斷裂摩擦性質和地震發(fā)生的過程。而得到震源破裂模型的方法有很多，一是通過近場GPS和InSar觀測（Ward，1986；陶瑋等，2007；許才軍，王樂洋，2010）；二是用有限源反演遠震波形（Olson，Apsel，1982；姚振興，紀晨，1997；王衛(wèi)民等，2013）：三是近年來發(fā)展起來的反投影遠震P波記錄法（Walker et al，2005：Ishii et al，2005：Kruger，Ohrnberger，2005；D'Amico et al，2010；徐彥等，2011；李丹寧，徐彥，2012），此法更快更直接，因為反投影遠震P波記錄法只需要很少的信息，即一維速度模型和震中信息。其中全球范圍內一維速度模型已是現有的，如PREM（Dz-iewonski，Andeeson，1981）、AK135（Kermett etal，1995）、IASP91（Kennett，Engdahl，1991）等。而對于震中信息，目前地震臺網的監(jiān)測能力已經能夠在震后10min內給出，也就是說反投影遠震P記錄波法需要的兩個條件都能在較短時間內得到滿足。本文采用反投影遠震P波記錄法來對近年來發(fā)生在實皆斷裂上的中強地震的震源破裂過程進行研究。

1 研究區(qū)域概況

實皆斷裂是緬甸中部近南北向高角度右旋走滑斷裂，向南與西安達曼斷裂相連，它形成于古新世，經歷多期活動，是一條至今仍在活動的走滑斷裂，沿著實皆走滑斷裂最大的右行走滑位移達450km（謝楠等，2010）。實皆斷裂是屬于板塊或地體邊界的走滑斷層，位于緬甸板塊和歐亞板塊之間，是板塊的分界。由于印度板塊和緬甸板塊之間的俯沖，使得緬甸板塊沿著實皆走滑斷裂向北運動，與歐亞板塊分離并耦合。實皆斷裂全長1200km，是歐陸印度和巽他板塊之間的轉換斷層（Thomas，Frederic，2010）。最新的GPS測量結果揭示該斷裂帶的右旋走滑滑移速率大約20mm/a（許志琴等，2011），這比印度一巽他總位移速度35mm/a的一半還要多。

2 數據選取與計算方法

2.1 數據的選取

首先參考Christophe Vigny（2003）對實皆斷裂現今地殼運動的研究成果，通過IRIS網站（ht-tp：//www.iris.edu）下載了近20年來發(fā)生于實皆斷裂附近的M≥6地震的寬頻帶垂直向記錄。所選取的這些記錄的震中距范圍在30°～95°之間，由于此范圍內的地震波主要是在介質相對均勻的下地幔中傳播，避免了地震波在上地幔和核幔邊界傳播時因介質的非均勻性而造成波的復雜性，從而使得由傳播路徑造成的波的復雜性達到最小化。然后通過SAC逐條查看波形進行篩選，留下P波初動清晰的波形記錄用于反投影研究。受早年臺站少、分布不均等因素的影響，經過嘗試計算，對發(fā)生于實皆斷裂上的1992年6月15日M_W6.3（24.03°N，95.93°E）、2000年6月7日M_W6.4（26.86°N，97.24°E）和2003年9月21日M_W6.7（19.94°N，95.72°E）這3次地震進行了計算分析，本文研究區(qū)域及3次M≥6.0地震震源機制解如圖1所示。

2.2 計算方法

臺站的分布情況對反投影結果的影響可通過臺站響應函數（ARF）（徐彥等，2011）來體現，ARF能反映出由于臺站分布不均而導致的慢度域上地震波能量的擴散和泄露。若臺站分布是均勻的，在發(fā)震時刻最大能量應在震中位置呈現二維Delta函數狀分布，也就是最大能量應位于震中位置，并且向四周逐漸衰減。

（1）其中，△t（θ，φ，h）=t（θ，φ，h）_j-t（hypocen-ter），θ是經度，φ是緯度，h是深度，f是頻率，N是臺站數，t（θ，φ，h）_j是從震中附近一點（θ，φ，h）到第i個臺站的傳播時間。ω_j是最大值為1的正數，代表各臺站的權重。臺站響應函數是一個正實數，理論上最大值位于震中。

由于目前全球地震臺網分布不均勻，在本文所研究的3個地震的震中距30°～95°范圍內大部分的地震臺站集中在歐洲、北美和澳大利亞。依次選取遠震P波的3個頻率（高頻1.5Hz，中頻1Hz，低頻0.5Hz）為中心頻率，對3個地震最終篩選出參與計算的臺站所組成的全球臺網的臺站響應函數進行計算，結果顯示由于臺站分布不均勻造成了能量的泄露。需要特別指出的是，對于1992年6月15日發(fā)生的Mw6.3地震，由于當時全球地震臺網存在臺站少、分布稀疏等問題，若簡單地利用經過篩選出的記錄較好的全球18個臺站同時組網后進行計算，其結果會因臺站分布局限性而受到尤為明顯的影響，如圖2c-2所示。因此針對這種情況，本文把全球臺站分塊進行計算，即以震中為中心，分為東、西兩塊分別進行計算，東、西分別有9個臺站參與計算，結果如圖2a-2、b-2所示，然后將兩塊的計算結果進行疊加，最終得到18個臺站的疊加結果，明顯優(yōu)于全球臺站同時組網計算的結果，如圖2d-2所示。

對于2000年6月7日發(fā)生的M_W6.4地震，利用篩選出的臺站計算的ARF最大能量的確位于震中位置，但在圖示區(qū)域范圍內還有很多局域最大值位于震中位置之外。這些局域最大值會很大程度上影響到反投影遠震P波記錄法的結果，可稱其為旁瓣效應。要減小這一效應對結果的影響，可通過重新選取臺站來實現。而臺站的重新選取可通過對臺站賦予不同的權重來進行，這是為了尋求可得到最近似于Deha函數狀ARF的臺站組合。本文采用了類似于重采樣的方式來改善ARF。經過選擇，最后采用的賦值方法是把地球表面平均地分成800km×800km的方塊，從每個塊中隨機選取1個臺站，把該臺站的權重值賦為1，而塊內其余臺站的權重值均賦為0。通過此方法對165個臺站記錄重新選取，最終得到29個臺站，這29個臺站所得到的ARF有了明顯改善，局域最大值明顯減少，旁瓣效應明顯減弱，如圖3所示。

利用相似的方法對2003年9月21日M_W6.7地震進行計算分析，最終從191條臺站記錄中選出45個臺站，這45個臺站所得到的ARF有了明顯改善，局域最大值明顯減少，旁瓣效應明顯減弱，如圖4所示。

用反投影遠震P波記錄法研究震源破裂過程是基于波形相關性的方法。本文運用波形互相關法（Multichannel cross correlation，MCCC）（Van-Decar，Crosson，1990）計算了3個地震所選的臺站記錄的P波波形相似度。根據MCCC方法，一個臺站記錄到的P波波形相似度值為該臺站與其余臺站形成的臺站對的波形相似度的平均值。圖5～7分別給出了3個地震所選臺站的P波記錄及MCCC波形相似度。

由圖5b、c可看出，1992年M_W6.3地震震中以東的9個臺站波形相似度很高，都在0.7以上，而震中以西的9個臺站波形相似度相對偏低，在0.3～0.8之間，但在臺站數較少的情況下，為確保臺站分布的相對均勻，最終我們將18個臺站都納入了計算，得到了較好的結果，如圖2d所示。

從圖6可以看出，2000年M_W6.4地震最終選用的29個臺站P波相似度在0.4以上，圖6a可看到這29個臺的P波記錄包含了相同的信息，即它們承載了相同的震源信號。

從圖7可以看出，2003年M_W6.7地震最終選用的45個臺站除2個臺站外，其余臺站的P波波形相似度均在0.6以上，這為計算結果的準確性提供了有利保障。

除了臺站的選取，反投影遠震P波記錄法還有一個重要技術點在于如何準確地得到從震中附近一點到遠震距離上的地震臺站的P波傳播時間。徑向地球速度模型會因為三維地球結構的變化造成傳播時間的差異，為了減少這一差異的影響，在此對所有臺站記錄到的P波的前10s記錄進行校準，允許每一臺站的P波前后移動，從而使所有臺站的P波在同一時刻到達。假設這一P波移動時間變化很小，并且這一到時校正值被用于震源區(qū)域的所有網格點。該方法還需要關注的一個參數是振幅，在測量P波到時校正值的同時，得到了P波振幅的歸一化參數，這一參數可有效地去除臺站場地、波的幾何擴散、儀器放大值不同以及地震波輻射方向這幾方面的影響。

反投影遠震P波記錄法是在某一特定時間，通過對與某一可能的震源位置所對應的波形進行疊加來抵消噪音和傳播路徑中次生波的影響，從而突出從震源傳出的信號，然后把疊加所得到的能量投影到與之相對應的震源位置。在對可能震源區(qū)域所有可能位置都進行了能量反投影后，得到該時間的震源圖像。之后把這一處理過程運用到從震前到震后的一個連續(xù)時間段上，從而得到該地震全時間段的震源破裂過程。在進行反投影時，考慮一個均勻的四維空間（即經度、緯度、深度、時間）圍繞在震源和發(fā)震時刻周圍。對于每一網格點，都計算它與每一臺站相對應的理論到時，然后對使用帶寬0.5～1.5Hz的Buterworth濾波器濾波后的波形運用4階方根疊加算法進行疊加：（2）（3）其中，B（t）是最終的疊加值，B'（t）是疊加中間值，b'（t）是第j條記錄的振幅，M是波形總數。當N=1時，為線性疊加。而之所以選用Ⅳ=4時的4階方根疊加算法是因為線性疊加雖運算速度較快，卻不能很好地提高信號能量并抑制噪音的干擾，而運用高階方根疊加則能很好地達到這個目的。分別采用10s及20s的窗長、1s的滑動窗來對總長100s的數據進行研究，疊加值的能量被反投影到與之相對應的網格點上，最大能量值所在的時間和空間區(qū)域為破裂區(qū)域。

3 討論

分別對3個地震垂直向記錄的臺站響應函數（ARF）及波形相似度（MCCC）進行了計算，篩選出了P波波形相似度高且所組成的ARF旁瓣效應較少、在震中位置能量有最大體現的臺站組合構成全球子臺網記錄。使用4階方根疊加，分別對3個地震時間總長100s（發(fā)震時刻前20s到震后80s）的波形，以10s和20s的滑動時間窗長依次對低頻（中心頻率0.5Hz）、中頻（中心頻率1.0Hz）及高頻（中心頻率1.5Hz）進行反投影，得到了3個地震的震源破裂過程。

圖8為1992年6月15日M_W6.4地震能量積累圖，綜合地震能量隨時間變化的曲線圖，可以看到該曲線從發(fā)生明顯變化到恢復相對平靜的時間大概持續(xù)20s，峰值出現在震后8s左右，由此得到此次地震震源破裂時間總長度約在18～20s之間，從能量積累圖可看到主要的能量釋放集中在近南北向的緯度跨度約0.5°的區(qū)域，由此得到空間破裂長度大約50km。其震源破裂有一個主要能量釋放點，在震中位置附近，震后約8s的時間。整個能量釋放從空間上看與實皆斷裂走向吻合。

圖9為2000年6月7日M_W6.4地震能量積累圖，由圖可見，此次地震震源破裂時間總長度約在15～17s之間，空間破裂尺度大約20km。其震源破裂有一個主要能量釋放點，位置在震中位置以南5km附近，時間約為震后8s。由于這個地震相較另外兩個地震距離實皆斷裂更遠，為了集中體現能量釋放的情況，因此所取作圖范圍未包含實皆斷裂，具體位置情況可參見圖1。從空間上看，總體能量釋放有北南向分布的特征，而這一段的實皆斷裂呈北北東走向，表明此處可能存在隱伏的北南向的斷裂。

圖10為2013年9月21日M_W6.7地震能量積累圖，由圖可見，此次地震震源破裂時間總長度約在20～22s之間，空間破裂尺度約25km。其震源破裂有兩個主要能量釋放點，第一個能量釋放點在震后6s左右，位于震中位置附近，第二個能量釋放點在震后12s左右，位于震中以西約15km處。整個能量釋放從空間上看呈東西向分布，表明此處可能存在隱伏的東西向的斷裂。

綜合3個地震的能量積累過程，可發(fā)現一些共性：3個地震的震源破裂時間總長在15～22s之間，分別有一個主要能量釋放點，即3個地震的震源破裂主要體現為單次破裂。從不同頻率的分析看，低頻（中心頻率0.5Hz）的結果在能量釋放后能較快恢復到脈動水平，從而能較為準確地體現地震破裂過程的總時間，但在細節(jié)上有所欠缺：高頻（中心頻率1.5Hz）的結果在細節(jié)顯示上更為突出，同時因其敏感度高而易受干擾，導致結果圖上細節(jié)太多，無法清晰分辨破裂特征，而且在能量釋放后很長時間還處于一個較高能量值，恢復時間長，綜合來看，中頻段既能體現時間，也能體現細節(jié)。當采用滑動時間窗為20s的窗長時，能量值在0時也就是發(fā)震時刻之前就有逐漸向上爬升的現象，這是由于這樣的窗長會使時間窗中心點在發(fā)震時刻之前的時間窗就包含有后面的能量，因而導致能量的明顯上升發(fā)生在0時刻之前；而采用10s的窗長時，能量值在0時才有逐漸爬升，并且可以明顯看到窗長10s的計算結果所顯示的能量釋放較窗長20s的結果更為集中。從能量最大值隨時間的變化曲線上可以看出，對于2000年和2003年兩個地震采用低頻計算得到的結果顯示在震后30s后能量值穩(wěn)定于0.05附近波動；采用中頻計算得到的結果顯示在震后30s后能量值穩(wěn)定于0.15附近波動：采用高頻計算得到的結果穩(wěn)定性較差，在震后30s后能量值還在0.2～0.4之間波動。而1992年的地震雖然震后30s后的能量值水平相對較大，但總體趨勢上與前兩個地震是一致的。雖然這一能量波動范圍高于震前的能量水平，但這一現象來自于大震后尾波能量的干擾，通常大地震后背景噪音至少需要30min才能恢復到震前的水平（Kaema，Ringdal，1999）。

4 結論

通過對3個地震的震源破裂過程進行計算分析發(fā)現，對于不同頻率范圍：高頻（中心頻率1.5Hz）更能體現破裂的細節(jié)部分，但能量圖上高頻細節(jié)太多，能量的主次體現不是很明顯，低頻（中心頻率0.5Hz）相對粗略，但能很明顯看到能量的變化，綜合來看，中間頻率（中心頻率為1.0Hz）的結果既能明顯看出能量的主次，又能體現細節(jié)上的變化：針對不同窗長：窗長較長（20s）的情況下則會出現發(fā)震前較大時間范圍內就有能量抬升：窗長較短（10s）的情況下能量在歸一化時間曲線上體現得更為集中。通過分析3個地震的震源破裂過程細節(jié)，位于北段的2000年的M_W6.4逆沖型地震，在中頻段（中心頻率1.0Hz）表現出了兩個破裂點，能量釋放呈北南向分布特征；而中段和南段的兩個震級同樣為M_W6.4的走滑地震，雖然震源機制基本相同，但從破裂細節(jié)上看，1992年的M_W6.3地震無論哪個頻段都是主要表現為一次破裂，而2003年的M_W6.7地震在中頻段（中心頻率1.0Hz）和高頻段（中心頻率1.5Hz）都明顯表現為兩次破裂，能量釋放呈東西向分布，這些結果表現出了實皆斷裂不同段的復雜性。有研究認為我國西南邊陲的高黎貢山構成的三江斷褶帶，是協(xié)調印度和歐亞板塊相互作用的重要構造帶（樊春，王二七，2004），而實皆斷裂是印度和歐亞板塊的東邊界，許多研究認為高黎貢山新生代構造是實皆斷裂的一個主要分支斷裂（季建清等，2000），本文對實皆斷裂附近所發(fā)生的較大地震震源破裂細節(jié)的研究對進一步了解我國西部地區(qū)的構造活動特征有現實意義。

本文研究表明反投影遠震P波記錄法，可針對實際情況在不同頻段，用不同窗長進行一系列反演，從而更全面地展現中強震震源破裂特征，表現了反投影遠震P波記錄法在反演震源破裂過程時的靈活性和實用性，有利于對中強地震震源破裂過程的研究。