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摘要：利用2014年10月2日青海乌兰51级地震震中周边宽频带波形资料，采用CAP方法反演了该地震的震源机制解和震源深度，结果表明：乌兰51级地震是一次逆冲型地震，最佳双力偶解为节面I走向279°、倾角48°、滑动角81°；节面Ⅱ走向112°、倾角43°、滑動角100°，最佳矩心深度为15 km。采用波形互相关方法拾取Pn波，应用滑动时窗相关法识别sPn震相，通过sPn与Pn震相之间的走时差进一步确定本次地震的震源深度。
关键词：乌兰51级地震；CAP方法；sPn震相
中图分类号：P3157文献标识码：A文章编号：1000-0666（2017）01-0088-06
0引言
柴达木盆地的形成和演化过程与印度板块和欧亚板块的陆-陆碰撞有着密切关系（Tapponnier，Molnar，1976；Clark，Royden，2000；尹安，2001；宋春晖，2006），盆地周边受到阿尔金断裂、大柴旦—宗务隆山断裂、鄂拉山断裂、昆中断裂等大型断裂所围限（张培震等，2003；吕宝凤等，2011）。由于板块运动的影响，盆地基底刚性程度不一，内部及边缘构造众多、应力场多变（吕宝凤等，2011），近期发生多次MS≥60强震，如1962年北霍布逊湖附近68级地震、1977年1月19日霍布逊湖63级地震、2003年德令哈66级地震、2008年大柴旦63级地震、2009年大柴旦64级地震等，显示出盆地及周边具有较强的地震活动性。
2014年10月2日青海乌兰（364°N，978°E）发生51级地震，该地震位于柴达木盆地东部，震中周围50 km内历史上无强震记录。根据地震应急人员的现场考察，该地震造成的地表破裂不明显，无法从宏观现象判断地震的性质。震源机制解、震源深度是地震的重要参数，对于研究发震构造、震源破裂等有重要意义，本文利用近场宽频带波形资料，采用CAP方法反演本次地震的震源机制解，并采用滑动时窗相关法识别sPn震相，进一步确定了乌兰地震的震源深度。
1研究方法及结果
11资料选取
本文所用资料来源于青海“十五”数字地震台网（图1），地震震中周边的台站比较稀疏，不过对震中形成了较好的包围，适合利用CAP方法及sPn深度震相计算该地震震源机制解、震源深度等参数。
12震源机制解反演
目前反演震源机制的常用方法有P波初动法和波形反演法，P波初动法是震源机制解反演的传统方法，该方法物理基础清晰、结果可靠，不过需要用大量的P波初动符号，而且要求台站在震中周边均匀分布，因此在地震监测能力较弱的地区受到一定限制。随着数字地震学的发展，地震学家发展了CAP方法来反演震源机制（Zhao，Helmberger，1994；Zhu，Helmberger，1996），利用宽频带近震记录的体波和面波波形记录联合反演矩张量解，分别拟合体波和面波，具有所需台站少、反演结果对速度模型和地壳结构横向变化的依赖性相对较小等优点，并且可给出震源机制反演过程中根据波形拟合得到的最佳震源深度
地震研究40卷第1期李国佑等：2014年10月2日青海乌兰51级地震震源机制、震源深度的确定（郑勇等，2009；黄建平等，2009）。该方法近年来得到了广泛的应用，曾反演了2008年汶川地震余震、2008年8月30日攀枝花—会理61级地震、2010年玉树70地震、2010年河南太康46级地震、2013年中哈交界61级地震等中强震的震源机制解（龙锋等，2010；吕坚等，2011；韩立波等，2012；高朝军等，2013），得到了广泛的应用。考虑到该区地壳结构研究尚不详细，震源机制解反演过程中采用Crust 10模型，该模型在全球尺度上提供了1°×1°分辨率的地壳速度结构，分辨精度与结果比较可靠。
操作过程中，去除观测数据中的仪器响应，旋转得到径向、切向和垂向的地动位移。为了消除速度结构横向变化的影响，对Pnl波和面波波形分别通过005～02 Hz和005～01 Hz的4阶Butterworth带通滤波器压制噪音。通过频率-波数法（F-K）计算格林函数，进而得到理论地震图，对理论波形采用与观测波形相同的分解、滤波规则。震源参数采用全空间中格点搜索，对不同的波段数据分别做互相关，得到不同深度上的震源机制和误差，再根据误差的大小确定震源深度，当满足具有最小误差值时对应的断层面解即为最佳震源机制解。
利用上述方法，得到最佳震源机制解和震源深度，结果如图2（采用下半球投影）所示。图2a为乌兰51级地震震源机制解及波形拟合图，灰色虚线表示理论地震图，黑线表示实际观测地震，其下的数字分别表示理论地震图相对观测地震图的相对移动时间和二者的相关系数，波形左侧的文字分别为震中距、台站名、方位角（°）。由图可见，波形拟合互相关系数多数在90%以上，这表明波形Pnl和Snl部分都有较好的对应关系。图2b为反演误差随深度的变化以及不同震源深度下搜索的机制解所对应的误差，由图可以看出当深度为16 km时误差最小，此深度以及对应的震源机制解即为所求的解。其中，节面I走向279°、倾角48°、滑动角81°；节面Ⅱ走向112°、倾角43°、滑动角100°，矩震级MW505，最佳矩心深度15 km，表现为逆冲性质。对比中国地震局地球物理研究所（CEA-IGP）给出的本次MS51主震震源机制解参数（表1），本文获得结果与其比较接近，说明本文反演结果是比较可靠的。
结果来源节面Ⅰ节面ⅡP轴T轴B轴走向滑动倾角走向滑动倾角方位倾角方位倾角方位倾角CEA-IGP287°80°47°121°101°44°24°2°126°83°294°7°本文279°81°48°112°100°43°15°3°127°83°285°7°
13采用sPn震相确定震源深度
震源深度是震源信息中最不易测准的参数，地震台站记录越少，震源深度的误差往往越大。研究表明，可以利用深度震相来提高震源深度的测定精度（Langston，1987，1994；Saikia，2000；韦生吉等，2009；崇加军等，2010；罗艳等，2010；韩立波等，2012）。谢祖军等（2012）利用近震波形资料，采用CAP方法反演了2011年1月19日安徽安庆ML48地震的震源机制解，然后结合P、sP、pP和sPmP等深度震相对震源深度进行了精确确定。深度震相sPn是测定近距离（Δ<1 000 km）地震震源深度比较实用的震相之一，任克新等（2004）利用其确定了2003年内蒙古60级地震的震源深度。张瑞青等（2008）首次尝试用滑动时窗相关法识别sPn震相，给出了2008年汶川地震后17个MS≥50余震的震源深度，进一步讨论了龙门山断裂、平武—青川断裂的特征。 由图2b可知，震源机制解节面参数在深度范围13～17 km之间偏差较小，为进一步确认震源深度结果的可靠性，利用深度震相sPn与参考震相Pn对深度进行进一步分析。深度震相sPn出现在Pn与Pg震相之间，主要出现在300～800 km震中距范圍内，其形成的原因为壳内地震原生S波的SV成分在地表震中附近反射转换为P波，转换后的P波入射到莫霍面时，当入射角为临界角时，可形成sPn波，其振幅和周期均大于Pn波，若初动清晰，sPn波与Pn波反向。sPn与Pn波到时差仅随震源深度增加而增加，并不随震中距变化，可根据这个特征测定震源深度。我们在震中距为300～400 km的部分台站观察到了清晰的sPn波（图3），部分台站因为其它震相淹没或干扰等原因未能准确识别。
为了提高sPn-Pn到时差测定的准确性，本文利用滑动时窗相关法提取sPn震相，挑选7个台站初动一致向上、清晰可辨的垂直向记录，根据Pn/sPn的优势频率，经过低通滤波，然后以01 s为步长，利用滑动时窗相关法计算两条波形文件的相关系数，对所有波形文件做两两相关，将相关系数相加，最后获取两个相关系数最高的点的时间差，即我们所需要的sPn和Pn震相到时差。根据sPn和Pn震相到时差，以及相应的区域速度结构，代入到震源深度计算公式中，测定出该事件的震源深度。
经过上述处理，7个台站Pn波初对应的相关系数为099（图4）。在Pn初至后约53 s，可明显追踪到一周期较大、初至向下的震相，对应的相关系数为090根据sPn波特征及与Pn 震相之间相同的走时差，表明此震相即为sPn震相，与手动标注相近，但更为稳定可靠。
对于一维多层地壳速度模型，sPn与Pn之间的走时差（洪星等，2006）可表示为
其中，h为震源深度，Hn为第n层地壳的厚度，VPM为莫霍界面的P波速度，震源位于第i层内，VPn和VSn分别是第n层的P波和S波速度。
利用sPn与Pn走时差确定震源深度，其误差主要源自sPn-Pn走时差的测定误差和震源附近一维速度模型的误差，本文的地壳模型主要源自Crust 10及王有学和钱辉（2000）研究成果。利用Crust 10模型下，计算的震源深度为1473 km；利用王有学和钱辉（2000）的研究成果，计算的震源深度为1483 km，两者差别仅为01 km，且与CAP反演结果相一致，进一步验证了CAP方法在深度约束上的可靠性。
2结论
采用CAP方法反演得到了2014年10月2日乌兰51级地震的震源机制解，节面I走向279°、倾角48°、滑动角81°；节面Ⅱ走向112°、倾角43°、滑动角100°，最佳矩心深度为15 km，为逆冲型地震。利用滑动时窗相关法提取sPn深度震相，通过一维多层地壳速度模型计算了本次地震的震源深度，与CAP反演结果相差小于05 km。
本次地震发生在强震记录较少的柴达木盆地东部地区，该区是东昆仑、祁连山与柴达木盆地基底、共和盆地基底共同作用的构造体系复合部位，主要由南边的柴达木南缘断裂和北边的柴达木北缘断裂以及它们之间的一系列逆冲推覆构造所组成。研究显示乌兰地震震源机制解两个节面倾角参数均为45°左右的，是一个倾角较高的逆冲型地震，该地震余震不丰富，仅有10次左右ML1～2小震，是个典型的孤立型地震。目前缺乏对震中区附近活动构造的详细研究，周边较大的断裂有柴达木盆地南缘断裂，其东端距该地震震中约35 km，两者的具体关系需要进一步研究。
相关图件用GMT绘制，审稿专家给予了不少指导，在此表示感谢。
参考文献：
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关键词：乌兰51级地震；CAP方法；sPn震相
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0引言
柴达木盆地的形成和演化过程与印度板块和欧亚板块的陆-陆碰撞有着密切关系（Tapponnier，Molnar，1976；Clark，Royden，2000；尹安，2001；宋春晖，2006），盆地周边受到阿尔金断裂、大柴旦—宗务隆山断裂、鄂拉山断裂、昆中断裂等大型断裂所围限（张培震等，2003；吕宝凤等，2011）。由于板块运动的影响，盆地基底刚性程度不一，内部及边缘构造众多、应力场多变（吕宝凤等，2011），近期发生多次MS≥60强震，如1962年北霍布逊湖附近68级地震、1977年1月19日霍布逊湖63级地震、2003年德令哈66级地震、2008年大柴旦63级地震、2009年大柴旦64级地震等，显示出盆地及周边具有较强的地震活动性。
2014年10月2日青海乌兰（364°N，978°E）发生51级地震，该地震位于柴达木盆地东部，震中周围50 km内历史上无强震记录。根据地震应急人员的现场考察，该地震造成的地表破裂不明显，无法从宏观现象判断地震的性质。震源机制解、震源深度是地震的重要参数，对于研究发震构造、震源破裂等有重要意义，本文利用近场宽频带波形资料，采用CAP方法反演本次地震的震源机制解，并采用滑动时窗相关法识别sPn震相，进一步确定了乌兰地震的震源深度。
1研究方法及结果
11资料选取
本文所用资料来源于青海“十五”数字地震台网（图1），地震震中周边的台站比较稀疏，不过对震中形成了较好的包围，适合利用CAP方法及sPn深度震相计算该地震震源机制解、震源深度等参数。
12震源机制解反演
目前反演震源机制的常用方法有P波初动法和波形反演法，P波初动法是震源机制解反演的传统方法，该方法物理基础清晰、结果可靠，不过需要用大量的P波初动符号，而且要求台站在震中周边均匀分布，因此在地震监测能力较弱的地区受到一定限制。随着数字地震学的发展，地震学家发展了CAP方法来反演震源机制（Zhao，Helmberger，1994；Zhu，Helmberger，1996），利用宽频带近震记录的体波和面波波形记录联合反演矩张量解，分别拟合体波和面波，具有所需台站少、反演结果对速度模型和地壳结构横向变化的依赖性相对较小等优点，并且可给出震源机制反演过程中根据波形拟合得到的最佳震源深度
地震研究40卷第1期李国佑等：2014年10月2日青海乌兰51级地震震源机制、震源深度的确定（郑勇等，2009；黄建平等，2009）。该方法近年来得到了广泛的应用，曾反演了2008年汶川地震余震、2008年8月30日攀枝花—会理61级地震、2010年玉树70地震、2010年河南太康46级地震、2013年中哈交界61级地震等中强震的震源机制解（龙锋等，2010；吕坚等，2011；韩立波等，2012；高朝军等，2013），得到了广泛的应用。考虑到该区地壳结构研究尚不详细，震源机制解反演过程中采用Crust 10模型，该模型在全球尺度上提供了1°×1°分辨率的地壳速度结构，分辨精度与结果比较可靠。
操作过程中，去除观测数据中的仪器响应，旋转得到径向、切向和垂向的地动位移。为了消除速度结构横向变化的影响，对Pnl波和面波波形分别通过005～02 Hz和005～01 Hz的4阶Butterworth带通滤波器压制噪音。通过频率-波数法（F-K）计算格林函数，进而得到理论地震图，对理论波形采用与观测波形相同的分解、滤波规则。震源参数采用全空间中格点搜索，对不同的波段数据分别做互相关，得到不同深度上的震源机制和误差，再根据误差的大小确定震源深度，当满足具有最小误差值时对应的断层面解即为最佳震源机制解。
利用上述方法，得到最佳震源机制解和震源深度，结果如图2（采用下半球投影）所示。图2a为乌兰51级地震震源机制解及波形拟合图，灰色虚线表示理论地震图，黑线表示实际观测地震，其下的数字分别表示理论地震图相对观测地震图的相对移动时间和二者的相关系数，波形左侧的文字分别为震中距、台站名、方位角（°）。由图可见，波形拟合互相关系数多数在90%以上，这表明波形Pnl和Snl部分都有较好的对应关系。图2b为反演误差随深度的变化以及不同震源深度下搜索的机制解所对应的误差，由图可以看出当深度为16 km时误差最小，此深度以及对应的震源机制解即为所求的解。其中，节面I走向279°、倾角48°、滑动角81°；节面Ⅱ走向112°、倾角43°、滑动角100°，矩震级MW505，最佳矩心深度15 km，表现为逆冲性质。对比中国地震局地球物理研究所（CEA-IGP）给出的本次MS51主震震源机制解参数（表1），本文获得结果与其比较接近，说明本文反演结果是比较可靠的。
结果来源节面Ⅰ节面ⅡP轴T轴B轴走向滑动倾角走向滑动倾角方位倾角方位倾角方位倾角CEA-IGP287°80°47°121°101°44°24°2°126°83°294°7°本文279°81°48°112°100°43°15°3°127°83°285°7°
13采用sPn震相确定震源深度
震源深度是震源信息中最不易测准的参数，地震台站记录越少，震源深度的误差往往越大。研究表明，可以利用深度震相来提高震源深度的测定精度（Langston，1987，1994；Saikia，2000；韦生吉等，2009；崇加军等，2010；罗艳等，2010；韩立波等，2012）。谢祖军等（2012）利用近震波形资料，采用CAP方法反演了2011年1月19日安徽安庆ML48地震的震源机制解，然后结合P、sP、pP和sPmP等深度震相对震源深度进行了精确确定。深度震相sPn是测定近距离（Δ<1 000 km）地震震源深度比较实用的震相之一，任克新等（2004）利用其确定了2003年内蒙古60级地震的震源深度。张瑞青等（2008）首次尝试用滑动时窗相关法识别sPn震相，给出了2008年汶川地震后17个MS≥50余震的震源深度，进一步讨论了龙门山断裂、平武—青川断裂的特征。 由图2b可知，震源机制解节面参数在深度范围13～17 km之间偏差较小，为进一步确认震源深度结果的可靠性，利用深度震相sPn与参考震相Pn对深度进行进一步分析。深度震相sPn出现在Pn与Pg震相之间，主要出现在300～800 km震中距范圍内，其形成的原因为壳内地震原生S波的SV成分在地表震中附近反射转换为P波，转换后的P波入射到莫霍面时，当入射角为临界角时，可形成sPn波，其振幅和周期均大于Pn波，若初动清晰，sPn波与Pn波反向。sPn与Pn波到时差仅随震源深度增加而增加，并不随震中距变化，可根据这个特征测定震源深度。我们在震中距为300～400 km的部分台站观察到了清晰的sPn波（图3），部分台站因为其它震相淹没或干扰等原因未能准确识别。
为了提高sPn-Pn到时差测定的准确性，本文利用滑动时窗相关法提取sPn震相，挑选7个台站初动一致向上、清晰可辨的垂直向记录，根据Pn/sPn的优势频率，经过低通滤波，然后以01 s为步长，利用滑动时窗相关法计算两条波形文件的相关系数，对所有波形文件做两两相关，将相关系数相加，最后获取两个相关系数最高的点的时间差，即我们所需要的sPn和Pn震相到时差。根据sPn和Pn震相到时差，以及相应的区域速度结构，代入到震源深度计算公式中，测定出该事件的震源深度。
经过上述处理，7个台站Pn波初对应的相关系数为099（图4）。在Pn初至后约53 s，可明显追踪到一周期较大、初至向下的震相，对应的相关系数为090根据sPn波特征及与Pn 震相之间相同的走时差，表明此震相即为sPn震相，与手动标注相近，但更为稳定可靠。
对于一维多层地壳速度模型，sPn与Pn之间的走时差（洪星等，2006）可表示为
其中，h为震源深度，Hn为第n层地壳的厚度，VPM为莫霍界面的P波速度，震源位于第i层内，VPn和VSn分别是第n层的P波和S波速度。
利用sPn与Pn走时差确定震源深度，其误差主要源自sPn-Pn走时差的测定误差和震源附近一维速度模型的误差，本文的地壳模型主要源自Crust 10及王有学和钱辉（2000）研究成果。利用Crust 10模型下，计算的震源深度为1473 km；利用王有学和钱辉（2000）的研究成果，计算的震源深度为1483 km，两者差别仅为01 km，且与CAP反演结果相一致，进一步验证了CAP方法在深度约束上的可靠性。
2结论
采用CAP方法反演得到了2014年10月2日乌兰51级地震的震源机制解，节面I走向279°、倾角48°、滑动角81°；节面Ⅱ走向112°、倾角43°、滑动角100°，最佳矩心深度为15 km，为逆冲型地震。利用滑动时窗相关法提取sPn深度震相，通过一维多层地壳速度模型计算了本次地震的震源深度，与CAP反演结果相差小于05 km。
本次地震发生在强震记录较少的柴达木盆地东部地区，该区是东昆仑、祁连山与柴达木盆地基底、共和盆地基底共同作用的构造体系复合部位，主要由南边的柴达木南缘断裂和北边的柴达木北缘断裂以及它们之间的一系列逆冲推覆构造所组成。研究显示乌兰地震震源机制解两个节面倾角参数均为45°左右的，是一个倾角较高的逆冲型地震，该地震余震不丰富，仅有10次左右ML1～2小震，是个典型的孤立型地震。目前缺乏对震中区附近活动构造的详细研究，周边较大的断裂有柴达木盆地南缘断裂，其东端距该地震震中约35 km，两者的具体关系需要进一步研究。
相关图件用GMT绘制，审稿专家给予了不少指导，在此表示感谢。
参考文献：
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