使用欧洲、 中国、 日本和澳大利亚4个台阵由反投影方法确定的2015年4月25日尼泊尔MW7.8地震的短周期能量*

Dun Wang, Jim Mori

1) Earthquake Research Institute， University of Tokyo， 1-1-1， Yayoi，Bunkyo-ku， Tokyo 113-0032， Japan 2) Disaster Prevention Research Institute， Kyoto University， Uji，Kyoto 611-0011， Japan



使用欧洲、 中国、 日本和澳大利亚4个台阵由反投影方法确定的2015年4月25日尼泊尔MW7.8地震的短周期能量*

Dun Wang1), Jim Mori2)

1) Earthquake Research Institute， University of Tokyo， 1-1-1， Yayoi，Bunkyo-ku， Tokyo 113-0032， Japan 2) Disaster Prevention Research Institute， Kyoto University， Uji，Kyoto 611-0011， Japan

摘要应用反投影(backprojection)分析方法确定了2015年尼泊尔地震产生的短周期(0.5～5 s)能量的震源位置和时间。 使用欧洲、 中国、 日本和澳大利亚不同方位的不同台阵的数据， 这些数据在破裂传播方面表现出一致的特性。 发震后的25～55 s， 强短周期能量震源分布在震中以东10～100 km内。 前20 s破裂速度约1.0 km/s， 而在其后的30～40 s 加速到～3.0 km/s。 短周期能量震源位置接近于断层下倾边缘， 它补充了更靠上发生的大断裂滑动区域。 尼泊尔地震可能是大断层滑动区域与短周期能量震源区域不一致的另一个实例， 这可能与破坏性强地震动有关。

引言

沿低角(～10°)主喜马拉雅逆冲断层， 也就是印度和欧亚板块的边界， 2015年4月25日发生了7.8级地震(美国地质调查局， U.S. GeologicalSurvey， USGS)。 本次地震是极具破坏性的一个事件， 其强震动对建筑物造成了广泛的破坏， 致使本地8500多人死亡。 因为地震附近强震仪很少， 很难定量估计破坏烈度的等级和分布。 根据远震记录研究短周期能量辐射， 并使用这些数据推断强震动的震源区域。

另外， 由短周期能量辐射提供的信息与由低频数据推断出的信息无相关性(如， 使用远震波形数据确定的破裂过程)。 比如， 1994年远东日本三陆近海(Far East Off Sanriku)地震[1]、 2010年智利马乌莱(Maule, Chile)地震[2]和2011年日本东北地区近海(Tohoku-Oki)地震[3-10]的短周期能量同大断层位移区域差异很大。 另一方面， 其他地震短周期震源显示出和大滑动区域类似的位置[11]。 因此， 短周期能量辐射的时空演化可能是理解单个地震破裂动力学复杂性的关键。

这里， 我们使用反投影方法[12-13]追踪地震产生的短周期(0.5～5 s)能量源。 这种方法常用于映射大地震的破裂传播[2， 5-6， 14-21]。

与台阵方向有关的反投影结果可能存在一些偏差， 所以使用不同方位的不同地震台网来验证破裂传播的细节。 在本研究中， 我们使用欧洲、 中国、 日本和澳大利亚的4个独立台阵研究短周期能量破裂图案。 澳大利亚的数据还得到了东南亚台站的补充。

1数据

我们使用了欧洲(由50多个网络运营商构成的欧洲联合台阵)、 中国(中国地震局运营的中国台阵)、 日本(国家地球科学与灾害预防研究所运营的Hi-net)[22]和澳大利亚4个大区域台阵(图1)的2015年4月25日尼泊尔MW7.8地震和几个余震的记录。 表1给出了这些台阵的具体信息。 欧洲台阵对尼泊尔地震的方位角范围是300°～340°， 中国台阵方位角范围是35°～77°， Hi-net范围是52°～72°和澳大利亚台阵(包括一些东南亚台站)的范围是105°～165°。

图2示出了台站分布和每个数据集的波形， 其中Hi-net 的波形经仪器校正到和宽带数据相同的频率范围内[23]。 记录台阵内的波形具有良好的相似性， 但不同台阵之间的波形存在一些差异， 台阵内波形的相似性对获得好的结果很重要。 如果一个台阵覆盖很大的区域(相对宽的方位角和大的震源距)， 波形开始不同， 结果变得较不可靠。 具有众多台站也是一个重要因素。 所以， 对选择用于反投影分析的数据， 存在区域范围和台站数目之间的折衷。 为了确保我们分析中使用的数据波形相似， 我们使用了波形相关系数为0.4的阈值。

图1欧洲区域台阵(左)、 中国台阵(中)、 日本Hi-net台阵(右)和澳大利亚台阵(底)的台站分布图。 震源机制由全球矩心矩张量(Global Centroid Moment Tensor， GCMT)确定。 实线和虚线分别示出了震中距和断面走向

表1　本研究使用的4个区域台阵的信息

台站数的第1个数为台站总数， 括号内的数为反投影使用的台站数

图2欧洲(a)、 中国(b)、 日本(c)和澳大利亚(d)台站记录波形。 Hi-net数据波形已对仪器响应[23]做了校正并转换成了类似于欧洲和中国台阵宽带记录的速度。 记录剖面上边的两张图显示了现有所有台站(右)和在记录剖面画出的选择台站(左)

2方法

我们的反投影方法使用对齐的P波时窗叠加寻找产生最高叠加振幅的震源位置。 在这个算法中， 我们使用了像Wang 与Mori[24]在其文章中详细描述的平方叠加振幅。 因为我们要获得短周期能量辐射的精确振幅估计值， 所以我们应用了线性叠加[25]。

我们将具有最大叠加振幅的位置推断为那个时窗的震源位置。 预测的台站之间的时差由IASP91地球模型[26]计算。 我们首先使用在每个台阵地理中心记录的模型波形(欧洲台阵的GR.GRB5， 中国台阵的JL.FST， 日本Hi-net的N.HMNH和澳大利亚台阵的AU.AS31)的互相关对齐滤波(2.0～100 s)的P波初至的初始10 s； 这意味着我们仅使用了相对波初至的时差。 因为我们使用了时差， 所以计算相对到时不依赖于具体地球模型。 将美国地质调查局确定的震中(28.230°N， 84.731°E)假设为起始破裂位置。 反投影结果的相对位置对假设的震中的依赖性不强[27]， 也只对随深度而变的[28]到时差存在轻度依赖， 所以我们所有的震源位置使用了15 km的固定深度(据美国地质调查局)。 对每个时窗， 我们使用间距为15 km的50×35个点的网格在震源区域很宽的范围上测试了位置。 时窗具有10 s的持时和2 s的偏差。

对反投影算法， 我们着眼于辐射能量的短周期成分， 对0.5～5.0 s之间的数据滤波。 我们在0.1～10 s之间试过几个周期范围。 较长的周期需要较长的时窗， 且时间分辨率较低。 可能因为震源和台站区域的局部结构， 对较短的周期， 波形之间的相关性变差。 这些结果在选定的时间范围内代表一个带宽， 这个带宽具有良好的波形相关性也具有足够的时间分辨率来研究破裂的细节。

3结果

图3示出了使用欧洲、 中国、 Hi-net和澳大利亚台阵对每个时窗确定的震源位置(即最高叠加振幅的位置)。 方块的大小与叠加振幅的平方成正比。 根据4个台阵确定的较大短周期能量源的时间和位置结果存在很好的相似性： 人们可以清晰地看到向东传播， 在破裂开始后的25～55 s， 最强短周期辐射能量从震中东边的～10 km扩展到100 km(见本文电子补充材料中的S1～S4演示)。

Hi-net和澳大利亚台阵的数据源比欧洲和中国台阵的数据源向东扩展得更远些。 这可能是受到了由地震台阵的时间和距离之间折衷引起的“漂移假象”的影响， 这种“漂移假象”在反投影结果中时有发生[2， 25， 29]。 不同方位台阵获得的略有不同的震源分布可能反应了沿路径及台站附近速度结构的复杂性。 如， 澳大利亚台阵一些能量向东扩展得更远。 欧洲台阵在澳大利亚台阵的相反方向， 因此， 由它推断的破裂长度比由澳大利亚台阵推断的短得多。 使用不同方位的多台阵是评价反投影结果台阵偏差的一种直观方法。

对于每个时窗的震源位置， 图3(下)显示出震中距随时间的变化。 与最高叠加振幅位置不同， 由不同数据集获得的破裂速度显示了相当一致的结果。 这4个台阵显示了2.0～2.2 km/s的平均破裂速率， 此破裂速率大致为当地剪切波速的57%～63%[30]。 从细节着眼， 人们可由这4个台阵看到起初破裂相对缓慢， 前10～20 s 的破裂传播更慢。 后来， 随着大振幅高频能量的产生， 破裂以～3.0 km/s的较快速率扩展。

4分辨率测试

为了评估来自不同方位和台站下方具有不同局部结构的台阵的可能位置偏差， 我们使用在欧洲、 日本和澳大利亚记录的震级从MW6.6到7.3的3个余震数据进行了反投影， 还使用了由主震导出的台站校正(图4)。 使用像用于主震的相同周期范围(0.5～5.0 s)对波形进行了滤波。

图3欧洲(a)、 中国(b)、 日本(c)和澳大利亚(d)台阵的反投影分析结果。 在地图视图(上)和时间-距离曲线(下)显示了每个时间步长(2 s)具有最大相关叠加的时间(方块的颜色深浅)和振幅(方块的大小)。 这里， 距离为重新定位震中的直线距离。 地震图对0.5～5.0 s的短周期范围进行了滤波。 圆圈是美国地质调查局确定的余震。 星号是美国地质调查局确定的震中

图4(a)～(c)是使用由主震对欧洲台阵、 Hi-net和澳大利亚台阵导出的台站校正的一系列余震(MW6.3～7.3)的反投影结果。 这些方块是每个时窗叠加振幅的局部最大值， 其大小与振幅成正比。 空心圆表示由美国地质调查局确定的震中

欧洲台阵向西北似乎存在20～30 km的显著偏差。 Hi-net和澳大利亚数据没有显示出大的偏差。 考虑到MW6～7地震的有限长度和震中位置的不确定性， 我们推断出反投影结果的分辨率是10～20 km。

位置测试也表明， 记录台阵方向不同结果也不同。 这就是所谓的漂移假象。 因为欧洲和澳大利亚台阵的方向相反， 短周期能量中心的正确位置可能在中间位置。 在前50 s， 两个台阵结果的位置差异约10～30 km(图3)，这就限制了短周期能量辐射源的位置。

5全球观测

广泛分布的全球台站记录的波形记录剖面可以显示破裂传播和大滑动震源脉冲的位置[31]。 我们对在40°～100°距离上记录的波形对齐了竖向宽带地震速度波形的初至(图5a)。 在0.05和0.2 Hz之间对这些数据做滤波以观看比我们的反投影结果更低的频率。 在图5c可以看到， 低频全球波形由于方向性效应显著不同， 这可能使我们得不到反投影的高分辨率图像。

为了评价应用不同方位记录数据的反投影定位的不确定性， 可以采用比较全球波形相似性这种定性的方法。 在前50～60 s， 图5的波形示出了破裂向东南传播的方位依赖性。 在东南亚和澳大利亚记录的波形， 在P波到达后的40～60 s似乎存在一些显著差异， 这可能是由沿射线路径或台站下方的局部结构造成的。

这些波形显示， 前20～30 s振幅小， 时差不大， 表明有相对低的破裂速度。 而后的30～60 s， 随着大振幅的出现， 破裂似乎向东南加速。 我们拾取了所有方位清晰可见的最大脉冲时间， 使用相对定位方法确定了震源位置[32]。 此脉冲源的位置在震中东南79.7 km处(图5b)， 与图6示出的低频模型一致[33]。 脉冲的时空位置还给出了约2.5 km/s的平均滑动扩展速度。 在P波到达60 s 时， 振幅降到了噪声水平。 但是， 有趣的是， 在P波到达100 s前后， 出现了一连串的波， 这可能是早期的余震或余滑。

我们的反投影表明， 前20 s的缓慢破裂速度约是1.0 km/s， 在高能量破裂阶段(20～60 s)， 其速度约是3.0 km/s， 这与全球观测结果基本一致， 开始破裂缓慢， 而后快速扩展。 然而， 高频辐射能量位置好像和大的低频脉冲位置不同， 即使考虑了反投影结果的不确定性， 也仍然不同。

6讨论

图6示出了我们的短周期(0.5～5 s)辐射位置和由全球定位系统(Global Positioning System, GPS)及合成孔径干涉雷达(Interferometric Synthetic Aperture Radar, InSAR)数据[33]反演获得的主断面上静态滑动的滑动分布模型比较。 这个模型包括由GPS静态位移偏移的低频数据和InSAR数据的静态位移。 低频滑动模型的滑动分布图案表明， 加德满都(Kathmandu)城市北部和北东部的大幅滑动， 这也和前节描述的大的低频脉冲位置一致。 不同于大幅滑动的区域， 我们的短周期辐射源似乎是沿着滑动量相对较小的断面下倾边缘更靠北。 我们的短周期能量辐射源位置与由反投影全球地震数据获得的相似[34-35]。

对最近发生的其他大地震， 像2010年的智利马乌莱地震和2011年的日本东北地区近海地震， 人们也观察到了这样的图案[3-4， 6， 8-9， 18， 36-42]。 然而， 智利地震和日本地震之间的差异是这两个例子都显示了频率依赖辐射的大的深度差异。 对尼泊尔地震， 因为断层面近于水平， 所以短周期和长周期地震辐射的不同区域都位于大致同样的深度。 由于滑动初始的应力集中[43]和破裂速度的变化[44]， 人们认为大地震的破裂前缘会产生较高水平的短周期能量。 因为这种高振幅短周期能量突然出现在大幅滑动之前， 因而可能和破裂加速(破裂速度的变化)[45]或大滑动区域边界有关[43]。

图5(a)全球宽带台站(圆点)和震中(星号)位置； (b) 使用的相对定位方法的大拾震脉冲位置(方块)； (c) 以P波初至对齐和以方位角分类的全球台网震中距40°～100°的竖向宽带地震记录图； 半透明条块指示4个台阵的方位角范围； (d) 黑三角表示最大脉冲峰值， 它约束了与大滑动矩心类似的P波位置((b)中的方块)[33]。 方块表示使用确定的脉冲位置的到时

图6短周期能量辐射和滑动模型的位置对比。 方块和菱形表示根据两个方向(方块是欧洲台阵， 菱形是澳大利亚台阵)数据推出的短周期能量辐射源。 星号表示主震震中。 等值线示出了由GPS和InSAR数据反演的滑动分布模型[33]。 灰方块表示使用全球波形由相对定位方法确定的大脉冲位置

前20 s， 破裂以较慢的速度(～1.0 km/s)开始， 然后在剩下的30～40 s， 以快得多的～3.0 km/s的速度扩展。 这与Satriano和Hutko[44](数据和资源)做的其他研究结果一致。 使用全球数据的反投影表明， 破裂速度变化很大， 但平均破裂速度和我们的结果类似[34]。 短周期波形叠加能量和全球宽带波形叠加都表明， 存在初始破裂阶段的小振幅和后来快速扩展阶段的大能量/滑动。 在2010年MW6.9青海玉树地震中， 人们也观察到了同样的现象[32]。 玉树地震破裂开始很弱， 速度为2.5 km/s， 而后加速到4.7～5.8 km/s， 在玉树镇发生了大幅滑动。 因此， 我们认为， 破裂速度和能量/滑动释放之间可能存在联系。 快速破裂扩展可能与大滑动范围有关。

7结论

我们使用欧洲、 中国、 日本和澳大利亚4个地震台阵分析了2015年4月25日尼泊尔MW7.8地震短周期(0.5～5 s)能量辐射。 前20 s, 破裂以～1.0 km/s的速度开始， 下剩的30～40 s， 破裂以～3.0 km/s的较快速度扩展。 短周期能量主要来自向东的破裂传播， 靠近俯冲断层下倾边缘， 并对加德满都城市东北20～30 km的大的凹凸体震源形成补充。

8数据和资源

本研究使用的地震数据由地震学合作研究协会(Incorporated Research Institutions for Seismology， IRIS； www.iris.edu， 最新访问时间为2015年4月)、 欧洲台阵(http:∥eida.gfz-potsdam.de/webdc3/， 最新访问时间为2015年4月)、 中国台阵(http:∥www.ceic.ac.cn/， 最新访问时间为2015年4月)和日本国家地球科学与防灾研究所数据中心(http:∥www.hinet.bosai.go.jp， 最新访问时间为 2015年4月)获得。 IRIS的Alex Hutko和Claudio Satriano的反投影结果在网站http:∥www.ipgp.fr/～satriano(最新访问时间是2015年8月)和http:∥ds.iris.edu/ds/products/backprojection(最新访问时间是2015年8月)上可以得到。 震源机制在全球矩心矩张量项目组网站(Global Centroid Moment Tensor， GCMT； www.globalcmt.org， 最新访问时间为2015年5月)下载。 本文使用的其他数据来自参考文献列出的出版资源。 所有图件由Wessel和Smith[46]的通用绘图工具(GMT)绘制。

文献来源： Dun Wang， Jim Mori. Short-period energy of the 25 April 2015MW7.8 Nepal earthquake determined from backprojection using four arrays in Europe， China， Japan， and Australia. Bull. Seismol. Soc. Amer.， 2016， 106(1): 259-266

(甘肃省地震局杨国栋译)

(译者电子信箱， 杨国栋： yanggd@gsdzj.gov.cn)

参 考 文 献

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在线材料： 使用4个不同台阵对尼泊尔地震进行反投影的动画演示。

* 收稿日期：2016-02-23； 采用日期： 2016-03-05。

中图分类号：P315.3；

文献标识码：A；

doi:10.3969/j.issn.0235-4975.2016.05.006