康 萌，徐明軍

(1.四川省地震局，四川 成都 610041；2.西昌地震中心站，四川省地震局，四川 西昌 615000)

蘆山地區(qū)S波速度結(jié)構(gòu)討論

康 萌1，徐明軍2

(1.四川省地震局，四川 成都 610041；2.西昌地震中心站，四川省地震局，四川 西昌 615000)

本文利用蘆山地震區(qū)域中(BAX,TQU,MDS)能記錄遠(yuǎn)震波形的臺站，通過坐標(biāo)轉(zhuǎn)換和時間域迭代反卷積，得到了該區(qū)域臺站的P波接收函數(shù)。初步討論了初始模型的選擇對于蘆山地區(qū)以及周邊地區(qū)的S波速度結(jié)構(gòu)結(jié)果的影響，對進(jìn)一步探索該區(qū)域精細(xì)結(jié)構(gòu)提供參考。

接收函數(shù)；初始模型；速度結(jié)構(gòu)

蘆山位于龍門山斷裂帶南端，龍門山斷裂帶的南段是巨型推覆構(gòu)造帶，從龍門山西北到東南、由后山向前山順序來看分別由隴東、五龍、雙石等幾大推覆體呈疊瓦狀堆疊而成，構(gòu)成一個背馱式擴展的推覆構(gòu)造帶，并顯示出由褶皺推覆向沖斷推覆、由厚皮構(gòu)造向薄皮構(gòu)造、由深層次的韌性構(gòu)造向淺層次的脆性構(gòu)造發(fā)展的趨勢。蘆山地震震中附近的主要斷裂有：大邑—名山(山前)斷裂、雙石—大川(天全)斷裂、鹽井—五龍(寶興)斷裂和寶興西斷裂。2013年位于龍門山南段的蘆山7.0級大地震給當(dāng)?shù)厝嗣駧砹司薮蟮慕?jīng)濟損失和人員傷亡。對于目前地震科學(xué)研究來講，加強重點地區(qū)的地震監(jiān)測和該區(qū)域地下結(jié)構(gòu)的研究也是基礎(chǔ)性的工作。

1 方法原理

P波接收函數(shù)己經(jīng)發(fā)展為研究站下方地殼結(jié)構(gòu)的常規(guī)方法[1]。計算得到的接收函數(shù)分析的數(shù)據(jù)是一個時間序列，主要包含臺站下方地殼和上地幔速度間斷面所產(chǎn)生的Ps轉(zhuǎn)換波及其多次反射波的信息，如圖1所示。

圖1 Ps轉(zhuǎn)換波及其多次反射波示例

接收函數(shù)方法的原理是通過研究P波到S波的Ps轉(zhuǎn)換波和在介質(zhì)體上產(chǎn)生的多次波的信息，對于近垂直入射的P波，利用ZRT(Z垂直、R徑向、T切向)坐標(biāo)系統(tǒng)就可以非常簡便地獲取接收函數(shù)，但是由于入射角的增大，垂向分量上的直達(dá)P波越來越少，本來應(yīng)該集中在水平分量上的SV波也越來越少，這會導(dǎo)致轉(zhuǎn)換波能量會被位于徑向分量上的直達(dá)P波能量掩蓋，使得臺站下方介質(zhì)速度界面產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波信息難以得到。為了隔離直達(dá)P波中的轉(zhuǎn)換波震相，Vinnik在1977年提出在LQT(其中L為直達(dá)P波的射線方向，Q為射線平面內(nèi)垂直于L的方向，T分量垂直于L、Q方向)坐標(biāo)系來達(dá)到這個目的[3]。通過LQT坐標(biāo)系，L方向上就主要集中了P波的能量，Q方向上主要集中了轉(zhuǎn)換波。通過坐標(biāo)系轉(zhuǎn)換，根據(jù)后方位角將地震記錄從ZNE坐標(biāo)系旋轉(zhuǎn)到ZRT坐標(biāo)系，再根據(jù)入射角從ZRT坐標(biāo)系旋轉(zhuǎn)到LQT坐標(biāo)系，如圖2和圖3所示。

圖2 LQT和ZRT坐標(biāo)系

圖3 方位角和反方位角

在進(jìn)行接收函數(shù)的提取工作前，首先選擇震中距30～90°，震級大于5.5且Z分量上P波初動清晰的波形數(shù)據(jù)，并通過程序截取P波初動前10秒到P波到時后200秒的地震事件記錄波形。截取后的地震事件波形，當(dāng)中除了有效的天然地震波外，還夾雜著許多不相干的噪聲。于是，在進(jìn)行接收函數(shù)反演分析當(dāng)中，只選取與研究目標(biāo)區(qū)域相對應(yīng)的、經(jīng)過地球的低通濾波作用產(chǎn)生的低頻天然地震波形記錄數(shù)據(jù)，接收函數(shù)頻段在0.05～2 Hz(即：0.5～20 s)間。由于不同地震臺站下方的地質(zhì)結(jié)構(gòu)不相同，濾波前首先要對單個臺站下方的波形數(shù)據(jù)進(jìn)行有效的頻譜分析，使得頻段在0.05～2 Hz之間，然后根據(jù)得到的單臺的有效信息帶寬參數(shù)進(jìn)行濾波處理。

2 結(jié)果及分析

反演問題本質(zhì)上是模型參數(shù)空間的搜索問題,根據(jù)搜索方法的不同，接收函數(shù)反演方法分為線性反演[5]和非線性反演[6]兩種。非線性反演方法采用隨機算法搜索模型參數(shù)空間，對初始模型條件依賴較小，但計算速度慢， 容易陷入局部極值，反演結(jié)果也不穩(wěn)定。線性反演算法則相反，雖然對初始模型依賴程度較高，但計算速度快，反演結(jié)果穩(wěn)定。本文使用的是Ammon等的線性化反演方法[6]。我們這里的研究中將單臺各個方位接收函數(shù)疊加得到單臺的平均接收函數(shù),用以反演臺站下方S波速度結(jié)構(gòu)。

表1 反演初始模型

在提取P波接收函數(shù)時，分別利用了α=2.0、2.5和3.0的高斯系數(shù)進(jìn)行低通濾波，得到了三個頻段的接收函數(shù)。低頻信息可以用來約束大尺度結(jié)構(gòu)變化，一些比較清晰的地下介質(zhì)速度界面可以識別出來，而高頻信息能夠捕捉殼、幔速度結(jié)構(gòu)的細(xì)微變化。但是，一些小速度差界面是不真實的，這是由于反演具有非唯一性，會造成一些假象[8-9]。

采用時間域廣義線性算法來進(jìn)行接收函數(shù)波形反演，以便求取臺站下方一維地震橫波S波速度結(jié)構(gòu)。廣義線性算法進(jìn)行波形反演時不但對初始模型的要求比較高，而且對于初始模型的依賴度也較高，根據(jù)Ammon的研究結(jié)果[6]，如果選用了適當(dāng)?shù)某跏寄Ｐ?，則只需要基于有限次數(shù)的迭代后便可收斂到非常接近于真實結(jié)構(gòu)的速度模型；相反，如果選擇了不適用當(dāng)?shù)某跏寄Ｐ?，得到的速度模型會和真實模型相差很大。通過多方資料的獲取分析來制定初始模型，我們采用ak135模型框架，根據(jù)趙珠1987年使用10個工業(yè)爆破和154個天然地震,以及四川臺網(wǎng)50個臺站記錄的P波組到時資料獲取的四川地區(qū)速度結(jié)構(gòu)模型來初步來制定研究區(qū)域的初始速度模型，初始模型如下圖所示[2]。然后根據(jù)反演結(jié)果，不斷修正我們的初始速度模型結(jié)構(gòu)，使之與最后的反演結(jié)果擬合度較高，從而達(dá)到較好的反演效果。我們首先假設(shè)臺站下方地質(zhì)結(jié)構(gòu)為均勻水平分層模型，層厚度取決于接收函數(shù)的分辨率。

計算結(jié)果如圖4～5。由圖4～5可知，當(dāng)選擇錯誤的初始模型時，即使經(jīng)過500次迭代反演，得到的地殼上地幔垂直斷面及波形擬合圖具有明顯的跳動，與我們對地殼速度結(jié)構(gòu)的基本變化常識不符。由此可見，反演計算中極重要的一環(huán)便是設(shè)法獲取合適的初始模型。

圖4 參考趙珠初始模型得到地殼上地幔Vs速度垂直斷面及波形擬合圖

圖5 參考錯誤初始模型(四川盆地西部)得到地殼上地幔Vs速度垂直斷面及波形擬合圖

3 結(jié)論

通過初步討論分析，我們認(rèn)為：(1)四川蘆山地區(qū)，特別是龍門山斷裂帶兩側(cè)地下結(jié)構(gòu)較為復(fù)雜，接收函數(shù)擬合波形擬合度有待提高，今后可以采用面波成像和其他聯(lián)合反演方法得到更為準(zhǔn)確的地下介質(zhì)地震波速度結(jié)構(gòu)；(2)采用線性反演比較依賴于初始模型的設(shè)立，使用與本地區(qū)差別較大的初始速度模型，經(jīng)過迭代得到的結(jié)果與實際往往也相差較大，蘆山區(qū)域設(shè)定的初始模型參照了趙珠等人的對該地區(qū)的研究成果[2]，還可以與非線性反演相結(jié)合，以減少初始模型的偏差；(3)對于蘆山地區(qū)的速度模型，由于地下結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性，尚需更多的震例檢驗。

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S-waveVelocityStructureinLushanArea

KANG Meng, XU Mingjun

(Sichuan Earthquake Agency, Sichuan Chengdu 610041, China)

receiver function; initial model; velocity structure

P315.31

:B

:1001-8115(2017)03-0015-04

2017-03-09;

：2017-04-19

康萌(1982-)，男，漢族，四川省成都市人，助理工程師，主要從事地震監(jiān)測.

10.13716/j.cnki.1001-8115.2017.03.004