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Q值描述了介质吸收特性的强弱,与地壳介质的温度、破碎程度和流体活动等密切相关,能很好地反映构造活动强度。近年来,为研究Q值的精细分布特征,层析成像技术被广泛应用于衰减结构成像并取得了大量成果,地壳衰减结构存在不均匀性基本达成共识[1-5]。此外,研究认为地震带的活动断层区域地震波衰减很强烈[6],介质裂隙分布越广泛、含流体饱和度越高其衰减程度越大[6-8],火山裂谷带的地壳介质具有低Q值特征[9],高大地热流点基本分布在高衰减区域[10-11]。因此,研究地壳介质的衰减结构成像可为活动断层分布、介质裂隙分布和流体含量、介质的热力学状态等研究提供有效信息,有利于进一步分析区域地震危险性。
太行山隆起区位于华北地区中部,1900年以来该区地震活动较弱,没有6级以上地震发生。但其作为山西隆起区与渤海湾盆地的边界,周边地区地震活动活跃,北面为张渤地震带,西面为山西地震带,东面为河北平原地震带,这些区域1990年以来发生多次6级以上地震,是地震学家重点关注区域。目前关于华北地区开展的Q值研究基本以省为区域研究对象,研究多地震多台联合反演平均Q值[12-13],尚未开展Q值精细成像特征的研究。本文搜集太行山隆起及邻区2009—2018年ML2.0以上地震的波形资料,利用S波衰减层析成像方法反演该区地壳S波Q值,分析该区地壳Q值分布特征,结合地形、地震活动、大地热流等分析,探讨其与地壳衰减特征的关系。
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在频率域,第j个台站上观测到的第i个事件的振幅谱Aij(f)为
$${A_{ij}}(f) = {S_i}(f){I_j}(f){R_j}(f){G_{ij}}(r){B_{ij}}(f)$$ (1) 式中:f为频率;Si(f)为震源谱;Ij(f)为仪器响应;Rj(f)为场地响应;Gij(r)为沿路径r的几何扩散因子;Bij(f)为衰减谱。
Brune[14]将震源谱用长周期振幅谱Ω0和拐角频率fc来表达,即
$${S_i}(f) = {{\rm{\varOmega }}_0}/(1 + ({{{f^2}} / {f_{\rm{c}}^{\rm{2}}}}))$$ (2) 采用Atkinson等[15]提出的互相衔接的3段几何衰减函数表示几何扩散因子,即
$${G_{ij}}(r) = \left\{ {\begin{array}{l} {{r^{ - {b_1}}},\begin{array}{*{20}{c}} {\begin{array}{*{20}{c}} {\begin{array}{*{20}{c}} {}&{}&{}&{} \end{array}}&{}&{} \end{array}\begin{array}{*{20}{c}} {}&{} \end{array}}\quad\;{r \leqslant {R_{01}}} \end{array}} \\ {R_{01}^{ - {b_1}}R_{01}^{ - {b_2}}{r^{ - {b_2}}},\begin{array}{*{20}{c}} {\begin{array}{*{20}{c}} {}&{} \end{array}}\qquad{{R_{01}} < r \leqslant {R_{02}}} \end{array}} \\ {R_{01}^{ - {b_1}}R_{01}^{ - {b_2}}R_{02}^{ - {b_2}}R_{02}^{ - {b_3}}{r^{ - {b_3}}},\begin{array}{*{20}{c}} \qquad\;\;\;\;{r > {R_{02}}} \end{array}} \end{array}} \right.$$ (3) 式中:系数b1、b2和b3均与频率无关;当r≤R01时,对应直达波的几何衰减;当R01<r≤R02时,对应过渡区,在该震源距范围内,直达波中加入了在地壳内间断面和莫霍面上的反射波;当r>R02时,对应多次折射反射波的衰减。
$${B_{ij}}(f) = \exp ( - {\text π} f{t_{ij}}Q_{ij}^{ - 1}) = \exp ( - {\text π} ft_{ij}^*)$$ (4) 式中:tij为沿射线路径的走时;Qij为无量纲的品质因子;
$t_{ij}^*$ 为沿整个射线路径的衰减算子。仪器响应可以根据台站参数直接扣除,此时振幅谱为
$A_{ij}^{'}(f) = {A_{ij}}(f)/{I_j}(f)$ 。此外,由于大多数区域台站都是建在基岩上,其场地响应可以假定为接近1的常数。因此方程(1)可以写成$$A_{ij}^{'}(f) = {{\rm{\varOmega }}_0}\frac{{f_{\rm{c}}^2}}{{f_{\rm{c}}^{\rm{2}} + {f^2}}}{G_{ij}}(r)\exp ( - \pi ft_{ij}^*)$$ (5) 其中,
$t_{ij}^*$ 可以写成$1/(Q(s)v(s))$ 沿震源i至台站j的射线路径的投影[18-19],即$$t_{ij}^* = \int\limits_{{\rm{path}}} {\frac{1}{{Q(s)v(s)}}} {\rm{d}}s$$ (6) 式中:v为横波速度,ds为射线路径单元。
方程式(5)中存在3个未知变量Ω0、fc和
$t_{ij}^*$ ,对某个地震事件来说,Ω0和fc只与震源有关,对同一事件采用多台观测谱联合反演,可以得到震源到各个台站的路径衰减$t_{ij}^*$ 。然后根据式(6)可采用与走时层析成像相同的方法进行衰减层析成像确定Q。 -
本文所用事件为太行山隆起及邻区2009—2018年记录到的可定位的震级ML2.0以上的地震事件,其中2009年1月1日至2017年10月19日的事件波形来自国家数字测震台网数据备份中心,2017年10月20日至2018年12月31日的事件波形由喜马拉雅三期台阵提供。
S波Q值成像首先需用S波位移谱反演求取
$t_{ij}^*$ 。对台站记录的两个水平分量波形进行带通滤波和水平校正处理,取“S波窗”和“噪声窗”。从S波开始到包括S波总能量90%的时间段内的S波即为“S波窗”,“S波窗”在近源距离只包含直达S波,在较远距离包含了从地壳内间断面和莫霍面产生的反射波,在更远的距离还包含Sn和Lg震相。在P波初至之前的波形记录上取512个点(采样频率为100 Hz)或256个点(采样频率为50 Hz)作为“噪声窗”。采用平移窗谱法进行快速傅里叶变换,将“S波窗”内的信号数据和“噪声窗”的噪声数据分别转换成观测振幅谱和噪声谱。由于所有地震台的地震计都是速度计,应将速度振幅谱转换为位移振幅谱。分别处理两个水平分量波形得到其振幅谱,即可合成S波振幅谱[20]。为了数据的可靠性,选择频率范围1~15 Hz,信噪比至少为3。图1为山西灵丘台(SXLNQ)记录的2017年6月7日山西浑源ML2.5地震两个水平分量波形及其合成S波位移谱和噪声位移谱,该事件满足信噪比大于3的台站记录共10个。据式(5),采用多台观测谱联合反演[10],假定一个地震事件被N个台站记录到,那么未知变量为N+2个,即Ω0、fc、
$t_1^*$ 、$t_2^*$ …,$t_N^*$ 。假定有M个频率点,第i个台在第j个频率点的观测振幅谱为$A_i^{{\rm{obs}}}({f_j})$ ,理论振幅谱为$A_i^{{\rm{cal}}}({f_j})$ ,寻找一组未知变量值,使残差$\displaystyle\sum\limits_{i = 1}^N {\displaystyle\sum\limits_{j = 1}^M {\lg \left| {A_i^{{\rm{obs}}}({f_j}) - A_i^{{\rm{cal}}}({f_j})} \right|} }$ 最小,这组未知变量值就是多台观测谱联合反演结果。采用遗传算法反演N+2个未知变量,使得N个台观测谱和理论谱在M个频率点上的所有残差之和最小的解即为最优解[21]。经过噪声和几何衰减校正后,对同一震源多台观测谱进行联合反演,图2为2017年6月7日山西浑源ML2.5地震多台观测谱联合反演结果,共得10个台站的t*算子,不同台站位移谱的高频衰减主要受不同路径的Q值影响。从图中可以看出,有3个台站的拟合位移谱误差较大,分别为SXDAX(t*=0.117 3)、SXSHZ(t*=0.121 8)和SXZCH(t*=0.104 2),这3个台站的t*值远大于其他台站,说明有些台站的t*算子反演误差较大,在后续处理中应当按一定规则删除(大于1倍均方差)。根据式(6),求得衰减算子t*后,采用与速度层析成像相同的方法就可得到S波Q值层析成像结果。首先,选出满足误差要求的t*衰减算子,据网格平均射线数选择合适大小的网格进行检测板分辨率实验,根据检测板分辨率实验结果调整网格直到选出合适的分辨率。之后,计算地壳平均QS作为初始模型,采用射线追踪伪弯曲法迭代反演QS值。为减弱震源深度影响,在用t*反演QS值的过程中用震源距代替震中距。
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根据式(5),利用遗传算法反演t*数据,为降低解的非唯一性,要求每个事件至少能反演出5条t*数据,共得到1 434个事件的20 985条t*数据。由于某些台站t*数据反演误差较大(图2),剔除大于1倍均方差的数据,进一步筛选出13 627条t*数据,相应的台站、事件及射线分布见图3。将研究区地壳(35°~42°N,112°~116°N)在平面上划分为0.5°×0.5°的均匀网格,利用筛选出的t*数据对QS反演成像,平均网格射线数为221。
反演QS前计算研究区S波的平均速度,得到vS=3.52 km/s。假定该区初始Q值为均匀值,据式(6)可知t*与震中距成线性关系,利用线性最小二乘法对t*与震中距进行线性拟合(图4),求得研究区地壳的平均QS值为340。将vS和平均QS作为反演的初始模型。经过10次迭代反演后即可得到研究区S波Q值成像结果,其中t*的均方根(RMS)残差由0.027 2降低到0.025 3。
采用检测板分辨率实验验证0.5°×0.5°网格反演结果的可靠性(图5),结果表明,研究区内(35°~42°N,112°~116°N)检测板恢复较好,反演结果可靠。由于研究区外部边缘没有地震,只有记录到研究区内事件波形的台站,部分区域检测板恢复不好,这些区域基本不在研究区域内,对反演结果影响不大。
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经过10次迭代反演求得太行山隆起及邻区S波QS值(图6)。结果显示,研究区的QS值范围为180~520,平均值为350。由图6可以看出,太行山隆起及邻区的地壳QS值横向变化显著,QS值大小代表地壳中地震波能量的衰减程度,与沉积层厚度、构造活动及地壳介质属性密切相关[22]。总体上看,QS值分布与研究区的地形和构造活动明显相关,地形越低、构造活动越强烈的地区QS值越低。以太行山山前断裂北段(F11)和晋获断裂带(F2)为界,西部和北部山区盆地地区QS值总体高于东南部平原地区,但在西部和北部总体QS值偏高的背景下,盆地区域大多数存在低QS值区,如延怀盆地、大同盆地、忻定盆地、太原盆地和长治盆地均存在低QS值;在东南部总体QS偏低的基础上,河北邢台和山东菏泽等构造活动强烈地区则分布了大片低QS值。
从研究区1900年以来6级以上强震分布来看(图6),大多数6级以上地震位于低QS值(高衰减)区域边界,尤其是历史强震多发区域。如河北邢台和山东菏泽地区,且研究区2个7级以上地震(1966年邢台7.2级地震和1937年菏泽7.0级地震)均发生在这两个历史强震多发的低QS值区域边界,这些区域的低QS值可能是强震(尤其是7级以上地震)发生导致大量裂隙,且裂隙中充满流体的结果[23]。同时,也注意到1976年和林格尔6.2级地震和1998年张北6.2级地震发生在高QS值的边缘,这可能是由于1900年以来这两个震源区均只发生了1次6.2级地震,不如强震多发区域地壳介质松散、破碎,QS值相对较高,但震源区周边有微弱的低QS值区,尤其是1998年张北6.2级地震震源区东面的低QS值区更为明显。
QS值与温度的关系主要表现为区域QS值与区域大地热流分布的联系。大地热流是地球内部热状态和热结构在地表的最直接显示。根据中国大陆地区大地热流数据汇编[24-26],本文给出了研究区范围内的热流点数据(热流值大于等于80 mW/m2)。由图6可以看出,研究区反演得到的介质品质因子QS值分布与大地热流分布有一定关系,如区域内的高热流点,大多分布在QS值相对较低的区域,即热流值与衰减值成负对应关系。
值得注意的是,本文假设Q值与频率无关,理论上反演得到的Q值比频率相关的反演结果略高,但Q值的分布不会因此改变,因此可以采用该结果来分析介质衰减特征[10]。
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采用类似速度层析成像的方法对太行山隆起及邻区进行QS值成像,分析讨论其成像特征及其与地震活动、大地热流的关系,得到如下结论:
1)QS值分布与研究区的地形和构造活动基本相关,总体上地形越低,构造活动越强烈的地区QS值越低;
2)1900年以来6级以上地震大部分发生在低QS值区域边界,如河北邢台和山东菏泽2个强震多发且各发生1次7级以上地震的震源区位于低QS值区域边界,而1976年和林格尔6.2级地震和1998年张北6.2级地震发生在高QS值的边缘,这可能是由于单个6级地震震源区地壳介质不如强震多发(尤其是7级以上地震)的震源区介质松散、破碎;
3)研究区内热流值与QS值呈负对应关系,热流值大于等于80 mW/m2的热流点大多位于QS值相对较低的区域。
Crustal QS Tomography in Taihangshan Uplift and Adjacent Regions
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摘要: 利用2009—2018年ML2.0以上地震事件波形资料,对太行山隆起及邻区进行地壳S波Q值成像,结合地震活动和大地热流等分析该区地壳介质衰减特征。结果表明,研究区地壳QS值横向变化显著,总体上地形越低、构造活动越强烈的地区QS值越低,QS值分布与地形和构造活动明显相关;1900年以来大部分6级以上地震发生在低QS值区域边界,尤其是山东菏泽和河北邢台2个强震多发区低QS值更为显著;研究区内大部分热流点位于低QS值区域,热流值与QS值呈负对应关系。Abstract: Use the waveform data of ML≥2.0 earthquake events from 2009 to 2018, the crustal QS in Taihangshan uplift and adjacent regions are imaged. Combined with seismic activity and heat flow we study the characteristics of the crustal attenuation. The results show that the crustal QS value in the study area changes significantly laterally. In general, the lower the topography and the stronger the tectonic activity, the lower the QS value. The distribution of QS value is obviously related to topography and tectonic activities. Most M≥6 earthquakes since 1900 are located in the boundary of low QS regions, especially the two belts of seismic activity in Heze, Shandong province and Xingtai, Hebei province. Most of the heat flow points in the study area are located in areas with low QS values. There is a negative correspondence between the heat flow value and QS value.
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Key words:
- Taihangshan uplift and adjacent regions /
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QS
tomography / - topography /
- tectonic activity /
- heat flow
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