汶川地震震源辐射能量持续时间的快速估计

张人鹏

QuickEstimationoftheDurationofWenchuanEarthquakeFocusRadiationEnergy

张人鹏ZHANGRen-peng曰张国伟ZHANGGuo-wei曰蔡官洪CAIGuan-hong（成都理工大学地球物理学院，成都610059）（CollegeofGeophysics，ChengduUniversityofTechnology，Chengdu610059，China）

摘要院研究中，我们从IRISDMC搜集了震中距范围在30毅-95毅的欧洲台阵87个台站所记录的远震P波垂直分量，采用了IRIS提供的震源参数，首先利用IASPEI91速度模型以及几何射线方法计算出震源在震中位置时的理论走时（P波初至）进行时差校正，然后截取了P波初至前5秒和后15秒的波形记录，利用波形互相关计算出“互相关时差”并将其校正。

Abstract:ThisstudycollectedtheteleseismicP-waveverticalcomponentrecordedby87stationsinEuropearraywhoseearthquakefocusisfrom30毅to95毅fromtheIRISDMC,accordingtotheearthquakefocusparametersprovidedbyIRIS,firstlyusedIASPEI91speedmodelandgeometricalraymethodtocalculatethetraveltime(Pwavebeginningto)whentheearthquakefocusinepicenterfortimedifferencecorrection,theninterceptedthewaveformrecordinginfirst5secondsandafter15secondswhenPwavebeginningto,andappliedthewaveformcross-correlationtocalculateandcorrectthe"cross-correlationdifference".

关键词院汶川地震；反投影；震源过程；能量辐射Keywords:Wenchuanearthquake；back-projection；earthquakefocusprocess；energyradiation中图分类号院P315.72文献标识码院A文章编号院1006-4311（2014）18-0284-020

引言地震学中的一个重要问题是理解大震的震源过程。许多地震学研究都表明地震的破裂过程有着复杂的不稳定摩擦，而其整个滑动过程所具有的形式也非常广泛。虽然已经有很多破裂的表现形式支持传播位错，例如动态触发、余滑、慢滑、跳弧和其他具有良好记录的复杂破裂现象。因此，寻找一种用以约束大震破裂过程的具有最小先验假设的破裂时空分布，并且使用在该约束条件下的时空分布作为初始模型可以有效避免不稳定解，是目前震源研究领域中一个十分重要并且极具吸引力的研究方向。对于大地震，可以说是最大的问题是，针对同样的数据，有许多解决方案的模型，并且不同方法与不同的研究小组得出的反演结果往往只有部分内容是相同的。针对以上问题，近年来，作为传统理论格林函数法的有效补充，一种新的快速估算地震辐射能量的方法—远场体波反投影方法方兴未艾。在最近的20年里，大量的反射地震学的成像技术被勘探地震学的研究人员所发展。这些技术依靠相位一致性来进行逆时偏移。反投影是这些技术之一，并且不需要很多假设。

1理论基础在研究中使用IASP911-D地球参考模型（Kennett&Engdahl1991）计算出的理论P波初至tpik，并利用其对所有波形进行初次走时校正和波形对齐。然而在实际情况中，3-D地球结构的横向非均匀性使得P波初至不能很好的对齐。为保证叠加的良好一致性，必须采取进一步的走时校正。通常利用对P波初至前后几秒的时窗内的波形做互相关分析来确定每条波形的“互相关走时差驻tk”。在本文的研究中我们使用的是多通道互相关方法（VanDecar&Crosson1990）。

在我们的研究工作中，采用了多次迭代的互相关以及类似聚类分析（Romsburg1984）的方法，来提取子事件的能量团。对相关系数大于0.6的地震波形的最大聚类进行线性叠加后得到一个参考叠加值。然后利用该参考叠加值再次对每条波形进行互相关以得到关于其的相关系数和极性。对其中相关系数大于0.6且极性为正的波形进行再次叠加以产生用于下一次叠加的参考叠加值（Ishiietal.2007）。重复上述过程几次以获得关于每条波形的参考叠加值的稳定的时间延迟驻t0i和极性信息（pi=依1，参考震源机制）。我们仅使用台站数据中极性为正的P波初至（相对参考叠加值）来对所有子时间进行分析。本文所用数据为欧洲台阵的88个台站所记录的波形，对所挑选的射线路径使用0.2-1HZ带通滤波器和规范化，并vi（t）注明其为第i个台站的波形（i=1，…，N=476）。

度。研究中反投影的震源区的其他子事件位置的坐标均参考震源位置，且相对于震源以北为y轴正方向，以东为x轴正方向。对于仅用远震P波的反投影，深度分辨率较低（Xuetal.2009），因此我们仅在震源深度处的2—D平面上进行反投影。由此，我们将所有的表达式去掉z分量以简化。

因为s（x，y，t）是波形叠加值，不能直接用来表示震源能量，我们常通过计算s2（x，y，t）的移动时窗内的时间平均值来获得叠加值（或原波形）的时段平均能量P（x，y，t）和振幅A（x，y，t）。

这里h（t）是矩形窗函数而th给出了开窗的时段。典型的h（t）被设成箱车函数（Ishiietal.2005），因此，当t沂[-th/2，th/2]时h（t）=1，而P（x，y，t）则意味着叠加值开窗后的波形的平方振幅。研究中我们设h（t）为汉宁窗（对称的余弦函数）。在t沂[-th/2，th/2]时h（t）=[1+cos（2仔t/th）]/2，使用汉宁窗代替箱车窗能够压制一些时间平均值的边界影响。

2实现步骤所用数据为欧洲台网数据：0_WC_EuropData。

2.1波形预处理：淤从SAC头文件中提取每条波形记录所用到的参数：方位角、纬度、经度、深度、记录长度、采样间隔。于去零偏（均值）、消除增益。盂采用AK135模型，利用几何射线计算出相应的走时表（可事先做好）。榆根据震源参数和所选台阵的记录的台站参数，查出远场P波理论走时。虞根据理论P波初至，截取其前50秒和后400秒的波形记录。愚扣除仪器响应，得到速度记录。

处理后的波形如图1所示。

2.2地震能量和持续时间的快速估计淤采用中心频率为1.0HZ，a=10窄带高斯滤波。于针对每条速度记录，采用其速度值的平方来表示一种伪动能密度。盂对每“伪动能密度波形”采用10秒的移动窗进行平滑。榆求包络。虞对所有台站的包络进行一次四次方根叠加。愚将每条包络线与该叠加波形做互相关，做峰值矫正，将P波初至对其。

舆再经行一次四次方根叠加。余以峰值过后的下降过程中，首次达到峰值33%以下的时间为破裂截止时间，计算破裂持续时间。俞根据经验公式E=2.2伊1015r2乙v2（t）dt（4）计算出每个台站所获得的波形记录在所截取时间段内的总能量值计算几何平均E和每个台站的几何标准差。

3结果与讨论本文介绍了一个以非平面波的假设为基础的台阵信号处理方法—相对反投影方法，并应用其考察了2008年5月12日汶川大地震的破裂过程。一般的反演方法需要对破裂速度和断层面参数预设初始模型，涉及反演迭代。

在本文介绍的通过波形的能量聚束方法中我们需要知道的只有震中和台站的位置（经纬度）。因此，该方法是一种估算大地震破裂过程的一个方便快捷的工具。

通过对几个方位角互补的台阵的远场P波地震记录进行辐射能量的反投影，我们能够解决汶川地震主震破裂过程中的几个重要细节。我们发现，破裂从西南向东北（假设破裂过程是单一连续单侧破裂）约300km，传播的持续时间约为110秒，平均速度约为2.8km/s。然而，其释放的能量随时间的变化有几个明显的峰值，我们确定了三个主要的峰值脉冲，分别为主震发震后0秒、23秒、57秒。该方法提供了一个估算破裂面积的较弱的约束条件。加上余震分布的结果，我们估算破裂面积为13,700km2，结合USGS提供的标量地震矩，我们估算出相映的平均滑移约为1.1m。这与在震中及破裂带区域及附近进行的大量实地地质调查结果[Zhangetal.,2008;Y.Lietal.,2008;ChinaEarthquakeAdministration,]以及有限滑动断层反演的结果(C.Ji,PreliminaryresultoftheMay12,2008Mw7.9easternSichuan,Chinaearthquake,availableatlastaccessed8June2008)并不十分一致，因为这里估算出的仅仅是平均滑移，而另外两种方法得出的均是能体现破裂过程细节的局部滑移。

参考文献院[1]D'Amico,S.,K.D.Koper,R.B.Herrmann,A.Akinci,andL.Malagnini(2010),ImagingtheruptureoftheMw6.3April6,2009L'Aquila,Italyearthquakeusingback-projectionofteleseismicPwaves,GeophysResLett,37(3).[2]D'Amico,S.,K.D.Koper,R.B.Herrmann,A.Akinci,andL.Malagnini(2010),ImagingtheruptureoftheM-w6.3April6,2009L'Aquila,Italyearthquakeusingback-projectionofteleseismicPwaves,GeophysResLett,37.[3]Ishii(2011),High-frequencyrupturepropertiesoftheMw9.0offthePacificcoastofTohokuEarthquake,Earth,PlanetsandSpace,63(7):609-614.[4]Ishii,M.,P.M.Shearer,H.Houston,andJ.E.Vidale(2007),TeleseismicPwaveimagingofthe26December2004Sumatra-Andamanand28March2005SumatraearthquakerupturesusingtheHi-netarray,JournalofGeophysicalResearch,112(B11).[5]Kiser,E.,M.Ishii,C.H.Langmuir,P.M.Shearer,andH.Hirose(2011),Insightsintothemechanismofintermediate-depthearthquakesfromsourcepropertiesasimagedbybackprojectionofmultipleseismicphases,JournalofGeophysicalResearch,116(B6).[6]Koper(2011),Frequency-dependentruptureprocessofthe2011Mw9.0TohokuEarthquake:Comparisonofshort-periodPwavebackprojectionimagesandbroadbandseismicrupturemodels,Earth,PlanetsandSpace,63(7):599-602.[7]Lay,T.,C.J.Ammon,A.R.Hutko,andH.Kanamori(2010a),EffectsofKinematicConstraintsonTeleseismicFinite-SourceRuptureInversions:GreatPeruvianEarthquakesof23June2001and15August2007,BSeismolSocAm,100(3):969-994.作者简介院张人鹏（1986-），男，江苏苏州人，成都理工大学固体地球物理学专业，理学硕士在读，师从成都理工大学曹俊兴教授，研究方向为地球物理层析成像。