2012年9月7日彝良地震及余震序列雙差定位研究

王清東, 朱良保,2*, 蘇有錦, 王光明

1 武漢大學(xué)測繪學(xué)院地球物理系， 武漢 430079 2 武漢大學(xué)地球空間環(huán)境和大地測量重點實驗室， 武漢 430079 3 云南省地震局， 昆明 650224

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2012年9月7日彝良地震及余震序列雙差定位研究

王清東1, 朱良保1,2*, 蘇有錦3, 王光明1

1 武漢大學(xué)測繪學(xué)院地球物理系， 武漢 430079 2 武漢大學(xué)地球空間環(huán)境和大地測量重點實驗室， 武漢 430079 3 云南省地震局， 昆明 650224

本文提出了時域多通道相關(guān)檢測函數(shù)并用其計算波形互相關(guān)走時差數(shù)據(jù)，采用雙差定位法對2012年9月7日云南彝良地震和余震序列共944個地震進(jìn)行重定位，得到652個重定位事件，并與目錄數(shù)據(jù)的結(jié)果進(jìn)行了對比.本文采用了多個準(zhǔn)則對走時差數(shù)據(jù)進(jìn)行篩選，確保定位結(jié)果穩(wěn)定可靠.得到MS5.7主震的震中為27.516°N，103.951°E，震源深度6.9 km；MS5.6主震的震中為27.543°N，104.023°E，震源深度7.27 km；重定位結(jié)果顯示，地震序列緊縮為條帶狀并沿附近斷裂走向分布，深度總體分布較重定位前變淺，集中分布在5～8 km，地震群出現(xiàn)輕微傾斜.東西向、南北向、深度和發(fā)震時刻的平均相對誤差分別為55.2 m，43.0 m，186.7 m和0.01 s，走時殘差16ms.研究表明：互相關(guān)數(shù)據(jù)的結(jié)果要優(yōu)于目錄數(shù)據(jù)；震源深度與速度模型存在較大的相關(guān)性；確定彝良—會澤斷裂為本次彝良地震序列的發(fā)震構(gòu)造.

彝良地震; 雙差定位; 波形互相關(guān); 彝良—會澤斷裂

1 引言

2012年9月7日11時19分(北京時間)，云南省昭通市彝良縣與貴州省畢節(jié)市交界發(fā)生MS5.7地震，震中為27.51°N，103.97°E，震源深度14 km；12時16分，彝良縣又發(fā)生MS5.6地震，震中為27.56°N，104.03°E，震源深度14 km(數(shù)據(jù)來自中國地震臺網(wǎng)正式地震目錄，CSN).據(jù)云南地震臺網(wǎng)統(tǒng)計，截至10月7日24時，震源區(qū)記錄到震級大于1.0的余震共944次，最大余震為ML4.3級.據(jù)民政部統(tǒng)計，至2012年9月10日9時，地震共造成81人死亡，74.4萬人受災(zāi)，直接經(jīng)濟(jì)損失35.1億元(王東坡等，2013).

彝良縣位于小江深大斷裂東側(cè)，區(qū)內(nèi)發(fā)育一系列活動斷裂，地震頻繁.震源區(qū)位于昭通—魯?shù)閿嗔押推淝熬壷鲾嗔选土肌獣蓴嗔阎g(聞學(xué)澤等，2013)(呂堅和王小娜等學(xué)者稱之為石門斷裂)，在小江地震帶影響區(qū)之內(nèi)(圖1a).彝良地震是典型的雙震，震源機(jī)制為走滑型，兼有少量逆沖分量(呂堅等，2013)，其余震分布在半徑約為30 km的區(qū)域內(nèi).小江地震帶歷史上曾發(fā)生多次強(qiáng)烈地震，昭通斷裂也曾發(fā)生多次地震.自1948年以來，震區(qū)100 km范圍發(fā)生5.0級以上地震達(dá)30余次，比較典型的有1948年10月9日發(fā)生在貴州威寧的5.8級地震，距離本次地震震中約11 km；1948年10月10日發(fā)生在云南大關(guān)的5.8級地震，距離本次地震震中約23 km；其中震級最大的是1974年5月11日發(fā)生在地震定位的精度會受到臺網(wǎng)布局、可用定位震相、地震波到時的讀數(shù)精度、地殼速度模型等諸多因素的影響.2000年，Waldhauser等在前人的工作基礎(chǔ)上提出了雙差地震定位法(Waldhauser and Ellsworth，2000，2002)，此方法采用走時差數(shù)據(jù)作為輸入數(shù)據(jù)，并可使用互相關(guān)技術(shù)獲得精確的走時差，減弱了地殼速度模型和到時讀數(shù)精度對定位結(jié)果的影響，使其特別適用于發(fā)生在斷層附近的大地震和其余震序列的重定位，定位誤差小，可以得到震源的精確的時空分布.雙差定位法提出后在國內(nèi)外得到了廣泛應(yīng)用(楊智嫻等，2003；黃媛等，2008；王未來等，2012，2014；房立華等，2013，2014；蘇金蓉等，2013；張廣偉等，2014；Waldhauser and Ellsworth, 2002; Waldhauser and Schaff, 2008; Waldhauser and Tolstoy，2011；Schaff and Waldhauser，2005；Lin et al.，2007；Hauksson et al.，2012；Matoza et al.，2013).

圖1 研究區(qū)域斷裂(a)和臺站(b)分布圖XSHF： 鮮水河斷裂； ANHF： 安寧河斷裂； ZMHF： 則木河斷裂； PDHF： 普渡河斷裂； XJF： 小江斷裂； LFF： 蓮峰斷裂； ZTF： 昭通—魯?shù)閿嗔眩?YLF： 彝良—會澤斷裂； XWF： 尋甸—宣威斷裂.Fig.1 Faults (a) and stations (b) distribution map of the study areaXSHF： Xianshuihe fault； ANHF： Anninghe fault； ZMHF： Zemuhe fault； PDHF： Puduhe fault； XJF： Xiaojiang fault； LFF： Lianfeng fault； ZTF： Zhaotong-Ludian fault； YLF： Yiliang-Huize fault； XWF： Xundian-Xuanwei fault.

大關(guān)的7.1級地震，距離本次地震震中78 km，造成1423人死亡，1600多人受傷的慘痛災(zāi)難(王東坡等，2013).

云南地震臺網(wǎng)給出的地震目錄顯示彝良地震的余震分布散亂，沒有明顯的趨勢(圖2).本文提出時域多通道相關(guān)檢測函數(shù)，結(jié)合云南地震臺網(wǎng)記錄的地震波形數(shù)據(jù)，計算得到了高精度的波形互相關(guān)走時差數(shù)據(jù)；使用雙差定位法對彝良地震和之后1個月的余震序列進(jìn)行了重定位.定位結(jié)果為研究震源區(qū)發(fā)震構(gòu)造，分析余震活動的時空特性提供了重要參考.

2 資料和方法

2.1 數(shù)據(jù)和臺站

本文采用云南地震臺網(wǎng)提供的2012年9月7日11時至10月7日22時，即彝良地震發(fā)生后1個月內(nèi)的觀測報告數(shù)據(jù)和地震事件3分量波形數(shù)據(jù)(采樣率為100 Hz).選取觀測報告中震級在ML1.0級以上的944個地震，其中2次ML5.0～5.9，2次ML4.0～4.9，25次ML3.0～3.9，915次ML1.0～2.9(圖2).觀測報告給出的中MS5.7主震的震中為27.55°N，103.99°E，震源深度10 km；MS5.6主震的震中為27.44°N，103.99°E，震源深度2 km(圖2中的五角星).兩個主震的震源位置與中國地震臺網(wǎng)正式地震目錄(以下簡稱CSN)的結(jié)果(圖2a中的實心圓)有較大偏差.尤其是MS5.6主震明顯偏離地震群，且震源深度過淺.但為了保持?jǐn)?shù)據(jù)的一致性，本文仍然采用云南地震臺網(wǎng)觀測報告中的結(jié)果作為初始位置進(jìn)行重定位.

GlobalCMT給出了彝良雙震的最佳雙力偶解(表1)和矩張量解(表2).本文將彝良雙震的矩張量解繪制于圖2a中(采用下半球投影)，黑色五角星表示云南臺網(wǎng)定位結(jié)果，黑色實心圓表示中國地震臺網(wǎng)正式地震目錄結(jié)果，由虛線和震源球連接.GlobalCMT給出的定位結(jié)果由實線和震源球連接.

圖2 初始地震分布圖(斷層構(gòu)造引自聞學(xué)澤等，2013)(a)震中分布圖，黑色圓圈表示云南臺網(wǎng)定位結(jié)果，黑色五角星表示云南臺網(wǎng)定位結(jié)果，黑色實心圓表示中國地震臺網(wǎng)正式地震目錄結(jié)果，黑色圓點表示ClobalCMT結(jié)果.AA′剖面與兩主震震源機(jī)制走向一致，BB′剖面與AA′剖面垂直；(b)所有地震在剖面AA′上的投影；(c)所有地震在剖面BB′上的投影.Fig.2 Initial location of earthquakes(Fault structure quote from Wen et al., 2013)(a)The epicenter distribution，black circles represent the results of Yunnan Seismic Network, black stars represent the results of Yunnan seismic network，black solid rounds represent the results of CSN， black dots represent the location of two main earthquakes comes from GlobalCMT, profile AA′ consistent with the strike of the two main focal mechanism，profile BB′ vertical with profile AA′；(b)All the earthquakes along the profile AA′；(c)All the earthquakes along the profile BB′.

表1 GlobalCMT最佳雙力偶解Table 1 Best double-couple solution of GlobalCMT

表2 GlobalCMT矩張量解Table 2 Moment tensor solution of GlobalCMT

我們繪制了地震事件震相走時曲線圖(圖3)，實心點表示震相的觀測走時，實線表示由速度模型M1(圖4)計算而得的理論走時.可見，當(dāng)震中距大于250 km時，觀測走時與理論走時相差較大，S波尤其明顯，并且，約97%的觀測走時數(shù)據(jù)的震中距都在250 km以內(nèi).因此，本文選擇震中距小于250 km的走時資料，共11572條，其中P波5238條，S波6334條，每個地震均保證至少有4條走時記錄.用于重定位的地震臺站共32個，均來自云南臺網(wǎng).在震源區(qū)附近有6個近臺(圖1b)，震中距均在100 km以內(nèi).近臺數(shù)據(jù)能極大地提高定位精度，尤其能夠提高震源深度的精度(張?zhí)熘械龋?007；黃媛等，2008).但由于地震發(fā)生在云貴交界，臺站的整體分布在震源區(qū)東部有所欠缺.

2.2 定位方法和速度模型

本文采用雙差定位法(Waldhauser and Ellsworth，2000)對彝良地震序列進(jìn)行重定位.雙差定位法是一種相對地震定位方法，反演的是一個地震群中的每個地震相對于該地震群的質(zhì)心的相對位置，因而不需要主事件，適用于大地震群的空間跨度(楊智嫻等，2003).雙差定位法的優(yōu)點主要體現(xiàn)在以下幾個方面：(1) 觀測走時差(雙差)可以用地震目錄的震相到時數(shù)據(jù)計算，也可以用波形互相關(guān)技術(shù)得到，其中互相關(guān)技術(shù)獲得的走時差可以達(dá)到時間序列采樣的精度甚至更小，這也是雙差定位法最大的優(yōu)點.波形互相關(guān)技術(shù)的應(yīng)用也為應(yīng)用S波走時差精確定位注入了新的活力.對于十分相似的信號，采樣率為100 Hz的數(shù)字化數(shù)據(jù)的P波和S波到時差可精確到1 ms(Poupinet et al.，1984).(2) 雙差定位法要求地震對到臺站的距離須遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于地震對中兩地震之間的距離(一般要求距離比大于10).由于地震對到同一臺站的路徑相近，兩者的觀測走時差主要由地震對中兩地震之間的地殼結(jié)構(gòu)決定，不依賴于地震對與臺站之間的地殼結(jié)構(gòu).通過引入地震對觀測走時差，能夠有效地減小由于對地殼結(jié)構(gòu)了解不夠精細(xì)而引起的誤差.(3) 將一定半徑范圍內(nèi)的每個地震與其相鄰的地震組成地震對建立連接.在定位過程中，每個地震對走時差方程共同組成雙差方程組，聯(lián)立求解，使得這些地震互相約束，并在反演迭代加權(quán)過程中舍棄與其他地震連接不緊密的地震，最終能夠得到十分精確的相對位置.和傳統(tǒng)地震定位法相比，雙差定位法的定位結(jié)果比地震目錄數(shù)據(jù)提高了一個量級(Waldhauser and Ellsworth，2000).

圖3 震相走時曲線(實心點表示觀測走時，實線表示理論走時)Fig.3 Travel time curve(the solid points represent observed travel times，the lines represent calculated travel times)

圖4 速度模型Fig.4 Velocity model

盡管雙差定位法能夠減弱地殼速度結(jié)構(gòu)對定位的影響，能夠得到震源間十分精確的相對位置，但速度結(jié)構(gòu)仍然會影響地震群的絕對位置和尺度(黃媛等，2008).本次彝良地震以及2014年8月3日魯?shù)榈卣鹬?，許多學(xué)者對這一區(qū)域進(jìn)行了研究，我們在相關(guān)文獻(xiàn)中查找到此區(qū)域較廣泛使用的4種不同一維速度模型(圖4)：王未來等(2014)和房立華等(2014)用于魯?shù)榈卣鹧芯康乃俣饶Ｐ?，記為M1；趙小艷和孫楠(2014)用于魯?shù)榈卣鹧芯康乃俣饶Ｐ?，記為M2；呂堅等(2013)用于彝良地震研究的速度模型，基于朱介壽等(2005)的研究成果記為M3；趙旭等(2014)用于魯?shù)榈卣鹧芯康乃俣饶Ｐ?，基于王椿鏞等(2002)的研究成果，記為M4.M1和M2都基于熊紹柏等(1993)的人工地震測深的研究成果.

為了尋找最適于數(shù)據(jù)和研究區(qū)域地質(zhì)結(jié)構(gòu)的速度模型，我們使用相同的數(shù)據(jù)和上述4個速度模型分別進(jìn)行了地震重定位.我們從定位地震數(shù)量，地震群展布形態(tài)，主震位置，數(shù)據(jù)殘差(RMS)和被定位到空氣中的地震數(shù)量(AQ)等方面綜合評價模型的優(yōu)劣(表3).表3中，M4的結(jié)果最優(yōu)，M1次之.但重定位地震分布顯示，M4的主震位置與CSN的結(jié)果偏差較大，M1的主震位置與CSN的結(jié)果很接近，因此，最終我們選擇M1用于本次彝良地震序列的雙差定位研究.

表3 4個模型的定位結(jié)果Table 3 The location results of 4 models

3 走時差數(shù)據(jù)計算與選取

本文在進(jìn)行地震對匹配時，限定地震對最大震源距離為10 km(Waldhauser and Ellsworth，2000; Waldhauser and Schaff，2008；張廣偉等，2014)，震中距最大為250 km.

3.1 目錄走時差計算

選取研究區(qū)域內(nèi)符合要求的地震，繪制并查看震相走時曲線(圖3)，去除明顯偏離走時曲線的震相數(shù)據(jù)，制成特定格式的地震目錄.對某一地震事件，在半徑10 km的區(qū)域內(nèi)尋找能夠和它組成地震對的地震事件(稱為鄰居)，地震對中的相同震相的走時之差即為這個地震對的目錄走時差，記為dtcat.經(jīng)過地震配對，我們共得到目錄走時差數(shù)據(jù)1462360個，其中P波走時差數(shù)據(jù)572830個，S波走時差數(shù)據(jù)889530個.

3.2 波形互相關(guān)走時差計算

云南地震臺網(wǎng)提供的地震波形數(shù)據(jù)是EVT格式的，我們首先將其轉(zhuǎn)換為了SAC格式，并編寫程序根據(jù)地震目錄提取了相應(yīng)的地震事件，將地震位置、發(fā)震時刻、觀測走時等信息寫入SAC頭文件.對沒有觀測走時的地震事件SAC文件，我們用表1中的速度模型計算了理論走時，再寫入SAC頭文件(Waldhauser and Schaff，2008).之后，對地震事件SAC文件依次進(jìn)行了去均值，去線性趨勢，去儀器響應(yīng)和帶通濾波，頻帶為1～6 Hz.檢視地震波形，挑選信噪比高的數(shù)據(jù)進(jìn)行下一步計算.

經(jīng)預(yù)處理得到的地震事件SAC文件包括三個分量，分別為北向(N)，東向(E)和垂直向(Z).P波和S波在N，E，Z三個方向都存在分量，分量大小取決于地震和臺站的方位角以及地震波的視出射角.在以往的研究中，一般用垂直分量(Z)計算P波互相關(guān)走時差，用水平分量(N、E)計算S波互相關(guān)走時差(Waldhauser and Ellsworth，2000；Matoza et al.，2013).同一震相不同分量的走時差和相關(guān)系數(shù)一般是不相同的，研究中選取大相關(guān)系數(shù)對應(yīng)的走時差作為互相關(guān)走時差，相關(guān)系數(shù)作為權(quán)重.但是，相關(guān)系數(shù)只是對變量之間線性相關(guān)程度的定性描述，相關(guān)系數(shù)的小差別不能說明相關(guān)性一定存在明顯差異.研究中，我們發(fā)現(xiàn)，用不同分量計算得到的相關(guān)系數(shù)大多差別不大，但走時差往往可以相差1 s以上，并且可能出現(xiàn)正負(fù)不一致的情況.同時，對于小震中距的淺源地震，P波在水平向的分量更大，不應(yīng)只用垂直分量來計算互相關(guān)走時差.

為了解決上面的問題，本文提出時域多通道相關(guān)檢測函數(shù)并用于計算波形互相關(guān)走時差數(shù)據(jù)(式(1)—(5)).

在時間域計算每個分量的相關(guān)檢測函數(shù)Cm(式(1))，與傳統(tǒng)的互相關(guān)函數(shù)不同的是，在兩列數(shù)據(jù)錯動的過程中，相關(guān)檢測函數(shù)補(bǔ)充的是真實數(shù)據(jù)而不是0(SchaffandWaldhauser，2005).

τa,τb∈[-s,s].

(1)

式(1)中，ya,yb表示兩列波形數(shù)據(jù)，τa,τb表示滑動量，s為滑動范圍(相對于震相)，n表示數(shù)據(jù)點，N為數(shù)據(jù)長度，m表示地震波分量.

(2)

將多個分量的相關(guān)檢測函數(shù)和歸一化系數(shù)疊加，得到多通道相關(guān)檢測函數(shù)C(Yangetal.，2009):

).

(3)

函數(shù)C中的最大值(記為相關(guān)系數(shù)，用Cf表示)對應(yīng)的值τ為相關(guān)改正量:

τ=τb-τa.

(4)

地震目錄走時差dtcat與相關(guān)改正量τ的和即為波形互相關(guān)走時差dtcc:

dtcc=dtcat+τ.

(5)

時域多通道相關(guān)檢測函數(shù)的優(yōu)點是，可以根據(jù)研究需要將地震波的不同分量的相關(guān)函數(shù)有選擇地疊加，最終得到統(tǒng)一的互相關(guān)走時差dtcc和相關(guān)系數(shù)Cf，比多個結(jié)果的情況更加穩(wěn)定和可靠.

進(jìn)一步地，通過地震和臺站的經(jīng)緯度可以計算地震到臺站的方位角，進(jìn)行坐標(biāo)變換，將北向(N)和東向(E)分量轉(zhuǎn)換為徑向(R)和橫向(T)分量.在層狀均勻介質(zhì)中，地震波在徑向和垂直向所在平面內(nèi)傳播，P波能量主要集中在Z和R分量，SV波能量主要集中在Z和R分量，SH波能量主要集中在T分量(圖5).但是SV波會受到P波尾波的影響，導(dǎo)致初動不清晰.因此，本文用地震波的Z和R分量計算P波互相關(guān)走時差，用T分量計算S波的互相關(guān)走時差.

圖5 BJT臺站記錄到的地震波形Fig.5 The earthquake waveform recorded by station BJT

表4和表5給出了某個地震對的互相關(guān)走時差和相關(guān)系數(shù)計算結(jié)果，算法來自Schaff和Waldhauser(2005).這個地震對的間距為5.45 km，震級分別為MS5.6和ML4.3.ZAT臺站到兩個地震的距離分別為37.34 km和39.5 km，平均方位角約為223°；BJT臺站到兩個地震的距離分別為138.5 km和141.88 km，平均方位角約為105°.ZAT臺站P波Z、N、R三個分量的走時差基本相同，平均相關(guān)系數(shù)大于0.9，R分量的相關(guān)系數(shù)大于Z分量的相關(guān)系數(shù)，說明小震中距的地震P波能量主要集中在水平分量；E，T兩個分量的走時差與其他分量差別較大，同時相關(guān)系數(shù)也略小.由于震中距加大，數(shù)據(jù)的信噪比降低，BJT臺站各分量的相關(guān)系數(shù)均小于ZAT臺站各分量的相關(guān)系數(shù).表5中T分量的相關(guān)系數(shù)都在0.9以上，并且大于Z分量和R分量的相關(guān)系數(shù)，說明T分量的S波信噪比較高.

采用本文算法得到的BJT臺站的P波走時差和相關(guān)系數(shù)與Z分量的結(jié)果接近，同時Z分量的相關(guān)系數(shù)在所有分量中也是最大的.兩個臺站不同分量的走時差都具有較好的一致性，但是我們也發(fā)現(xiàn)，BJT臺站的P波走時差與S波走時差為一正一負(fù)，P波相關(guān)系數(shù)相比S波相關(guān)系數(shù)只有輕微的減小.ZAT臺站距第一個地震較近，因此一般情況下，ZAT臺站的走時差應(yīng)為負(fù)值，這與表4和表5的結(jié)果相符合；BJT臺站同樣距第一個地震較近，走時差也應(yīng)為負(fù)值.因此，BJT臺站的P波走時差可能存在問題，需要進(jìn)一步的檢驗(在后續(xù)的數(shù)據(jù)篩選中，BJT臺站的P波走時差被去除了).上述結(jié)果說明了波形互相關(guān)走時差的計算結(jié)果嚴(yán)重依賴于數(shù)據(jù)的信噪比(由相關(guān)系數(shù)體現(xiàn)出來)，信噪比輕微的減小，就會使得走時差結(jié)果不穩(wěn)定，因此必須對計算得到的互相關(guān)走時差數(shù)據(jù)進(jìn)行篩選.

表4 P波互相關(guān)走時差和相關(guān)系數(shù)表Table 4 Cross-correlation travel-time difference and correlation coefficient of P wave

表5 S波互相關(guān)走時差和相關(guān)系數(shù)表Table 5 Cross-correlation travel-time difference and correlation coefficient of S wave

圖6是ZAT臺站Z、R、T三分量的波形互相關(guān)改正圖，分別對應(yīng)P波和S波.兩個地震波形先按震相對齊(實線代表震相，兩虛線之間代表相關(guān)計算窗)，然后對虛線進(jìn)行平移，移動量為相關(guān)改正量τ.平移后，兩個地震震相的主波形基本重合了，說明本文的算法是正確的.

圖6 ZAT臺站波形互相關(guān)改正圖(實線表示MS5.6地震，虛線表示ML4.3地震)Fig.6 Waveform cross-correlation correction of station STA(solid line represent MS5.6 earthquake，dotted line represent ML4.3 earthquake)

本文計算波形互相關(guān)走時差數(shù)據(jù)的具體步驟為：

(1) 數(shù)據(jù)格式轉(zhuǎn)化，提取事件波形，計算理論走時.

(2) 數(shù)據(jù)預(yù)處理：去儀器響應(yīng)，去均值，去線性趨勢，帶通濾波.

(3) 人工挑選信噪比高的波形，分量變換.

(4) 將相同臺站記錄的兩個地震波形數(shù)據(jù)按震相(或理論震相)對齊，均放置滑動窗.

(5) 設(shè)定合理的震相窗和滑動量.震相窗寬度應(yīng)包含震相優(yōu)勢周期的2～3個波長，本文將P波窗設(shè)為P波到時前0.5 s至P波到時后0.5 s，將S波窗設(shè)為S波到時前1 s至S波到時后1 s.滑動量的大小是對觀測走時的誤差大小的估計(注意P和S震相不要混在一個時窗中)，滑動窗的初始位置為震相窗位置，本文設(shè)定了兩個滑動量，分別為±1 s和±1.5 s(Waldhauser and Schaff，2008；Matoza et al.，2013).

(6) 計算時域多通道相關(guān)檢測函數(shù).當(dāng)相關(guān)系數(shù)Cf大于0.5時，保存相關(guān)改正量τ和波形互相關(guān)走時差dtcc.由于設(shè)定了兩個滑動量，會得到兩組數(shù)據(jù).

(7) 若兩組數(shù)據(jù)的相關(guān)改正量τ相等(同時兩組數(shù)據(jù)的相關(guān)系數(shù)和互相關(guān)走時差也會相等)，則接受這組數(shù)據(jù).如果互相關(guān)走時差是穩(wěn)定的，那么兩組數(shù)據(jù)的相關(guān)改正量應(yīng)該相等或相差很小，這個方法可以判斷互相關(guān)走時差是否正確(WaldhauserandSchaff, 2008;WaldhauserandTolstoy，2011).

目錄走時差與相關(guān)改正量的和為波形互相關(guān)走時差，可以認(rèn)為互相關(guān)走時差是在目錄走時差的基礎(chǔ)上進(jìn)行了大小為相關(guān)改正量的誤差修正而得到的.因此，在統(tǒng)計意義上，相關(guān)改正量τ應(yīng)接近高斯分布(圖7).

經(jīng)過上述計算過程，我們共得到原始互相關(guān)走時差數(shù)據(jù)2436028個(圖7中以灰色表示)，其中P波走時差數(shù)據(jù)1217900個，S波走時差數(shù)據(jù)1218128個；經(jīng)步驟(7)后，走時差數(shù)據(jù)剩余1804650個，占原始數(shù)據(jù)的74.08%，其中P波走時差數(shù)據(jù)824492個，S波走時差數(shù)據(jù)980158個.約26%的錯誤數(shù)據(jù)被去除了，保證了數(shù)據(jù)質(zhì)量.

3.3 走時差數(shù)據(jù)的選取

經(jīng)過地震配對和走時差計算，我們得到了大量數(shù)據(jù).如果將這些數(shù)據(jù)直接用于定位，一方面會使得雙差方程組過大，增加計算量和計算時間；另一方面，數(shù)據(jù)中可能存在錯誤和自相矛盾的情況，會加大雙差方程組的病態(tài)，導(dǎo)致得不到穩(wěn)定解.因此，必須對原始的走時差數(shù)據(jù)進(jìn)行篩選.

本研究中從以下幾個方面對數(shù)據(jù)進(jìn)行篩選：

(1) 互相關(guān)數(shù)據(jù)的相關(guān)系數(shù)必須大于0.7.

研究發(fā)現(xiàn)，相關(guān)系數(shù)小于0.7的兩個地震波形數(shù)據(jù)的相關(guān)性不高，它們的互相關(guān)走時差不可靠(Waldhauser and Schaff，2008).相關(guān)系數(shù)的大小與震相窗的寬度有關(guān)，因而并不是嚴(yán)格的，一般在0.6～0.8之間選取.如，Waldhauser和 Schaff(2008)，Waldhauser和Tolstoy(2011)選用Cf≥0.7的數(shù)據(jù)，Lin等(2007)選用Cf≥0.6的數(shù)據(jù).

(2) 走時差數(shù)據(jù)(包括目錄走時差和互相關(guān)走時差)必須小于最大預(yù)測走時差(式6)，

(6)

式(6)的右端即為最大預(yù)測走時差，dt表示地震對走時差；Δe表示地震對震源距離；v表示參考波速，一般設(shè)為用于重定位速度模型的第一層波速或最小波速.這個方法可以去除錯誤數(shù)據(jù)和粗差(圖8).

經(jīng)過兩次篩選，目錄走時差數(shù)據(jù)剩余1414739個，互相關(guān)走時差剩余1518216個(圖7中以黑色表示).

圖8 走時差數(shù)據(jù)篩選過程圖(保留實線(P波)和虛線(S波)下方的數(shù)據(jù))Fig.8 The selection process of travel-time difference data(keep the data under the solid line for P wave and the dash line for S wave)

(3) 互相關(guān)數(shù)據(jù)為主，目錄數(shù)據(jù)為輔，地震對走時差數(shù)據(jù)至少為8個.

在以往的雙差定位法的應(yīng)用研究中，同時使用目錄走時差和互相關(guān)走時差數(shù)據(jù)進(jìn)行定位(WaldhauserandEllsworth，2000).若地震對在同一臺站既有目錄走時差也有互相關(guān)走時差，且兩者不相等，這樣的數(shù)據(jù)參與定位會使得雙差方程組中存在矛盾的約束，從而造成解的不穩(wěn)定.解決這個問題的一個方法是，在反演中對兩種數(shù)據(jù)設(shè)置不同的距離參數(shù)(WDCC，WDCT)和權(quán)重(WTCCP，WTCCS，WTCTP，WTCTS)，將相對的大權(quán)重(一般相差100倍)分配給大間距地震對的目錄數(shù)據(jù)和小間距地震對的互相關(guān)數(shù)據(jù)，即讓目錄數(shù)據(jù)決定地震群的大尺度分布，讓互相關(guān)數(shù)據(jù)決定臨近地震之間的相對位置.這種定位過程相當(dāng)于先使用目錄數(shù)據(jù)進(jìn)行定位，然后以目錄數(shù)據(jù)定位結(jié)果為震源的初始位置，再用互相關(guān)數(shù)據(jù)進(jìn)行定位.因此，每個地震的最終位置同時受到目錄數(shù)據(jù)和互相關(guān)數(shù)據(jù)影響.

許多研究中只使用互相關(guān)數(shù)據(jù)進(jìn)行定位(Linetal.，2007；WaldhauserandTolstoy，2011；Haukssonetal.，2012；Matozaetal.，2013).為了同時兼顧目錄數(shù)據(jù)和互相關(guān)數(shù)據(jù)的優(yōu)點，本文在數(shù)據(jù)選取時，以互相關(guān)數(shù)據(jù)為主，目錄數(shù)據(jù)為輔：若地震對在同一臺站既有目錄數(shù)據(jù)也有互相關(guān)數(shù)據(jù)，則選用互相關(guān)數(shù)據(jù)；地震對須至少有5個互相關(guān)數(shù)據(jù)，這是為了保證兩個地震波形足夠相似，互相關(guān)走時差穩(wěn)定可靠；若地震對的互相關(guān)數(shù)據(jù)少于8個，則用目錄數(shù)據(jù)補(bǔ)充至8個.

⑷限定鄰居數(shù)目，優(yōu)先選取近距離的鄰居.

將包含某一地震的所有地震對按地震對間距從小到大排列，優(yōu)先選取小間距的地震對，并限定鄰居數(shù)不超過100個.

走時差數(shù)據(jù)經(jīng)過篩選，即保證數(shù)據(jù)的精度和一致性，也控制了數(shù)據(jù)量，在一定程度上保證了雙差方程組的穩(wěn)定.

4 雙差定位

4.1 輸入數(shù)據(jù)

地震目錄中含有944個地震事件，經(jīng)篩選后用于定位的數(shù)據(jù)集中共含有704個地震事件、55203個地震對、502530個走時差數(shù)據(jù)，其中P波走時差數(shù)據(jù)235229個，S波走時差數(shù)據(jù)267301個.數(shù)據(jù)集中共有475370個互相關(guān)數(shù)據(jù)，占所有互相關(guān)數(shù)據(jù)的41.4%，27160個目錄數(shù)據(jù)，占所有目錄數(shù)據(jù)的8.4%.互相關(guān)數(shù)據(jù)與目錄數(shù)據(jù)的比例約為17.5∶1.地震對的平均距離為3.75 km，平均每個地震對擁有9個走時差數(shù)據(jù)，平均每個地震擁有78個鄰居.

4.2 迭代過程

以相關(guān)系數(shù)作為互相關(guān)數(shù)據(jù)的權(quán)重，目錄數(shù)據(jù)的權(quán)重P波設(shè)為0.4，S波設(shè)為0.2，統(tǒng)一作為互相關(guān)數(shù)據(jù)輸入雙差定位程序hypoDD中.反演算法采用LSQR，迭代分為5組，每組5次.如果在迭代中某個地震被定位到空氣中(AQ)，則將這個地震的震源深度重新設(shè)為上一次迭代的深度，繼續(xù)進(jìn)行下一步迭代.

在3.3節(jié)中，要求地震對走時差數(shù)據(jù)至少為8個，與OBSCC的取值相同，因此，定位數(shù)據(jù)集中的704個地震事件僅形成一個地震群，這個地震群包含所有的地震.調(diào)整迭代參數(shù)，使得迭代結(jié)束時雙差數(shù)據(jù)的標(biāo)準(zhǔn)差(RMS)基本不再變化以及平均震源改變量(DX，DY，DZ，DT)在預(yù)想的誤差范圍之內(nèi).RMS從迭代開始時的418 ms減小為迭代結(jié)束時的16 ms，并且在最后兩次迭代時，RMSCC已經(jīng)不再變化；DX，DY，DZ，DT分別從迭代開始時的1014 m，797 m，1812 m，207 ms減小為迭代結(jié)束時的6 m，4 m，160 m，1 ms.由于地震事件波形數(shù)據(jù)的采樣間隔是0.01 s，用于反演的速度模型M1中的最小波速是3.18 km·s-1，0.01 s的走時誤差對應(yīng)的距離誤差應(yīng)在幾十米至幾百米的量級.迭代結(jié)束時DX，DY，DZ，DT的值已在預(yù)想的誤差范圍之內(nèi).AQ數(shù)量從迭代開始時的20個減小為迭代結(jié)束時的4個，說明迭代越來越穩(wěn)定.

通過上述幾點，我們判斷迭代結(jié)束時的定位結(jié)果是合理可信的，應(yīng)為最優(yōu)解.

4.3 定位結(jié)果

采用雙差法對704個地震事件進(jìn)行重定位，最終重定位地震652個，重定位率達(dá)到92.6%.經(jīng)重定位后，本次MS5.7主震的震中為27.516°N，103.951°E，震源深度6.9 km；MS5.6主震的震中為27.543°N，104.023°E，震源深度7.27 km.重定位后，主震的震中位置與CSN的結(jié)果幾乎相同，震中位置相差小于2 km，震源深度有一定差別(表6).值得一提的是MS5.6主震的定位結(jié)果.重定位前，MS5.6主震明顯偏離地震群，且震源深度僅為2 km.重定位后，MS5.6主震位于地震群內(nèi)，震源深度加深，與MS5.7主震的連線與震源機(jī)制走向(AA′)基本一致.兩個主震的重定位結(jié)果說明本文得到的結(jié)果是可靠的.

表6 彝良雙震震源位置Table 6 Yiliang earthquakes source location

圖9為彝良地震余震序列分布圖，與圖2比較可以看出，重定位前，地震群分布比較松散，趨勢性不明顯.MS5.7主震位于地震群內(nèi)部，MS5.6主震位于地震群外.重定位后，地震群緊縮為條帶狀，并沿主震震源機(jī)制走向(約為235°)分布，勾勒出與附近斷層(聞學(xué)澤等，2013)相近的展布形態(tài).MS5.7主震位于地震群左端，MS5.6主震位于地震群右端，兩者連線與震源機(jī)制走向(AA′)一致.水平分布上，余震向北東向擴(kuò)展，整個擴(kuò)展僅不到20 km，并沿BB′剖面有凸起，與東南側(cè)的彝良—會澤斷裂的形態(tài)對應(yīng).深度上，震源分布較重定位前變淺并且更加集中，震源主要分布在5～8 km之間，兩個主震僅相差不到400 m，深度都在7 km左右，與呂堅等(2013)的研究結(jié)果接近.在垂直于主震震源機(jī)制走向的剖面上，地震群出現(xiàn)輕微傾斜，寬度約為8 km，與主震震源機(jī)制傾向(約60°)基本一致，余震集中分布在主震附近，且大致勾勒出斷層的產(chǎn)狀.地震群整體位于彝良—會澤斷裂的上盤，即北西盤.

雙差定位程序給出的東西、南北及深度三方向平均相對誤差分別為15.1 m、12.6 m和28.1 m.由于定位中采用LSQR算法，協(xié)方差矩陣的對角線元素只做了近似計算，并且嚴(yán)格依賴內(nèi)部迭代時恰當(dāng)?shù)氖諗浚鲜稣`差不具有實際意義，僅供參考(Paige and Saunders，1982；Waldhauser and Ellsworth, 2000; Waldhauser，2001).

4.4 與目錄數(shù)據(jù)定位結(jié)果的比較

本文定位中使用的數(shù)據(jù)主要以互相關(guān)數(shù)據(jù)為主，許多研究中只使用地震目錄數(shù)據(jù)，為了比較兩者的區(qū)別，我們同樣使用了目錄數(shù)據(jù)進(jìn)行定位，結(jié)果如圖10所示.

只使用目錄數(shù)據(jù)時，重定位地震數(shù)682個，迭代結(jié)束時RMS和AQ分別為107 ms和41.重定位的地震數(shù)量雖然大于以互相關(guān)數(shù)據(jù)為主時的652個，但RMS和AQ也分別大于本文的以互相關(guān)數(shù)據(jù)為主(以下簡稱互相關(guān)數(shù)據(jù))時的16ms和4，說明目錄數(shù)據(jù)雖然在數(shù)據(jù)量上占有優(yōu)勢，但數(shù)據(jù)精度和穩(wěn)定性都要比互相關(guān)數(shù)據(jù)差.

圖9 重定位地震分布圖.剖面和符號意義同圖2Fig.9 Relocation earthquakes distribution. The profiles and symbols are the same with that in Fig.2

圖10 目錄數(shù)據(jù)定位地震分布圖.剖面和符號意義同圖2Fig.10 Relocation earthquakes distribution of catalog data. The profiles and symbols are the same with that in Fig.2

MS5.7主震的震中為27.507°N，103.952°E，震源深度21.54 km；MS5.6主震的震中為27.551°N，104.035°E，震源深度14.27 km.兩個主震的位置與CSN和本文的結(jié)果基本相同，相差不到2 km.MS5.7主震的深度加深，越過了彝良—會澤斷裂的斷層面，MS5.7主震的深度與CSN的結(jié)果一致，位于斷層面上.地震群的震中分布較定位前有所緊縮，雖不如互相關(guān)數(shù)據(jù)的結(jié)果緊密，但形態(tài)基本一致，都沿BB′剖面有凸起；地震群的深度分布較定位前有所加深，部分震源越過了斷層面.地震群在垂直于斷層的剖面上有輕微的傾斜，這一特點與互相關(guān)數(shù)據(jù)的結(jié)果相同.

總體上說，目錄數(shù)據(jù)的結(jié)果較原始地震分布緊密，而互相關(guān)數(shù)據(jù)的結(jié)果又較目錄數(shù)據(jù)的結(jié)果緊密.兩者的震中分布比較接近，深度分布相差較大，可能是因為在地震定位中深度誤差一般要大于震中誤差的緣故.

LSQR算法給出的東西、南北及深度三方向平均相對誤差分別為160.2 m、146.5 m和321 m(同樣僅供參考)，比以互相關(guān)數(shù)據(jù)為主的結(jié)果高出一個量級.

5 相對誤差估計

本文采用自助(bootstrap)法(Efron，1982；Billings，1994)來估計重定位結(jié)果的誤差.以定位過程中迭代結(jié)束時的雙差數(shù)據(jù)的加權(quán)標(biāo)準(zhǔn)差(RMS)16 ms為誤差上限，對輸入走時差數(shù)據(jù)加在[-0.016 s,0.016 s]間均勻分布的隨機(jī)誤差(對目錄數(shù)據(jù)為[-0.107 s,0.107 s])，加誤差數(shù)據(jù)的權(quán)重都設(shè)為1，用同樣的反演參數(shù)進(jìn)行定位(Waldhauser and Ellsworth, 2000; Waldhauser and Schaff, 2008; Waldhauser and Tolstoy, 2011).上述過程重復(fù)200次，分析重定位次數(shù)大于160次的地震事件.計算同一地震多次定位結(jié)果的標(biāo)準(zhǔn)差，作為這個地震事件的定位誤差，同時分析震源參數(shù)之間的相關(guān)性.

兩種數(shù)據(jù)的定位誤差結(jié)果如表7和圖11所示，其中Catalog表示目錄數(shù)據(jù)的結(jié)果，CC表示本文的結(jié)果.在分析目錄數(shù)據(jù)定位結(jié)果的誤差時，MS5.7主震被重定位了118次，MS5.6主震被重定位了49次，而對互相關(guān)數(shù)據(jù)，兩個主震都被重定位了200次.這可能是導(dǎo)致兩個主震的目錄數(shù)據(jù)的定位誤差要遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于互相關(guān)數(shù)據(jù)的原因，同樣也說明了目錄數(shù)據(jù)的數(shù)據(jù)質(zhì)量要差于互相關(guān)數(shù)據(jù).對整個地震群，目錄數(shù)據(jù)的平均定位誤差是互相關(guān)數(shù)據(jù)的5～6倍，并且東西向的誤差略大于南北向的，原因可能是在震源區(qū)東部缺少臺站；深度誤差是震中誤差的3～4倍，說明地震定位中，震源深度的確定仍然是比較困難的.由于重定位次數(shù)過少，目錄數(shù)據(jù)的兩個主震誤差不具有代表性；對互相關(guān)數(shù)據(jù)，MS5.6主震的誤差大于MS5.7主震是因為其初始位置離地震群較遠(yuǎn)，數(shù)據(jù)上缺少約束.

表7 兩種數(shù)據(jù)和主震的定位誤差Table 7 The location error of two data and main earthquakes

兩種數(shù)據(jù)的震源參數(shù)相關(guān)性如圖12和圖13所示.目錄數(shù)據(jù)的結(jié)果顯示，東西向與南北向分量，深度分量和發(fā)震時刻之間都存在弱相關(guān)性；南北向與深度和發(fā)震時刻之間存在中等的相關(guān)性；深度與發(fā)震時刻之間存在強(qiáng)相關(guān)性.互相關(guān)數(shù)據(jù)的結(jié)果顯示，經(jīng)過互相關(guān)改正后，南北向與東西向分量和深度的相關(guān)性有所減弱；發(fā)震時刻與南北向分量和深度的相關(guān)性得到極大改善.東西向分量與深度仍然存在弱相關(guān)性，原因可能是在震源區(qū)東部缺少臺站.震源參數(shù)相關(guān)性的結(jié)果表明，好的數(shù)據(jù)質(zhì)量能夠改善震中、深度和發(fā)震時刻三者之間的相關(guān)性，使得定位結(jié)果更加可靠.

上述誤差和相關(guān)性的分析表明，本文的以互相關(guān)數(shù)據(jù)為主的定位結(jié)果要優(yōu)于目錄數(shù)據(jù)的定位結(jié)果，是可信的.

6 討論

6.1 震源深度與速度模型

在地震定位過程中，如何精確確定震源深度一直是個難題.彝良地震發(fā)生后，不同研究機(jī)構(gòu)給出了各自的震源深度.中國地震臺網(wǎng)中心(CENC)確定震源深度均為14 km；美國國家地震信息中心(NEIC)確定震源深度均為10 km；GlobalCMT反演的深度均為12 km；呂堅等(2013)采用區(qū)域地震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)和CAP方法反演了兩個主震的震源機(jī)制解和震源深度，并利用遠(yuǎn)震記錄深度震相(P、pP、sP)進(jìn)一步確定震源深度均為6 km；本文采用區(qū)域地震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)和雙差定位法得到的深度分別為6.9 km和7.27 km，與呂堅等的結(jié)果基本一致，原因可能是采用的數(shù)據(jù)均為區(qū)域地震臺網(wǎng)數(shù)據(jù).

圖12 目錄數(shù)據(jù)的震源參數(shù)相關(guān)性柱狀圖Fig.12 Histograms of the source parameter correlation of catalog data

圖13 互相關(guān)數(shù)據(jù)的震源參數(shù)相關(guān)性柱狀圖Fig.13 Histograms of the source parameter correlation of cross-correlation data

我們在選擇合適的速度模型用于定位時注意到，不同的速度模型的定位結(jié)果，地震群的震中分布相差不大，但深度分布有明顯的差別(圖14和圖15).

M1和M2都是基于熊紹柏等(1993)的人工地震測深結(jié)果.M3來源于天然地震面波層析成像的研究結(jié)果，是四川、云南和貴州交界地區(qū)的平均結(jié)果(朱介壽等，2005).比較M1、M2、M3三個模型，M1淺層速度最高，M2淺層速度最低，M3介于兩者之間.在保持走時不變的前提下，波速減小會使得地震波路徑變短，最終表現(xiàn)為震源抬升和震中距減小.M2、M3的結(jié)果相比M1震源都有明顯的上升.M2在5 km處P波速度由5.1 km·s-1變?yōu)?.1 km·s-1，導(dǎo)致震源深度分布在約5 km處出現(xiàn)分界；M3在3 km處P波速度由5.169 km·s-1變?yōu)?.996 km·s-1，導(dǎo)致震源深度分布在約3 km處出現(xiàn)分界，并且MS5.6主震因過于偏離地震群，在迭代中被舍棄了.M1在20 km以上速度變化比較和緩，震源深度分布很集中.在8～16 km的深度，M1、M2、M3速度接近.三者震源深度分布的共同特點是震源都分布在15 km以上，并表現(xiàn)出輕微的傾斜.三個模型定位結(jié)果表明，速度模型與震源深度的相關(guān)性要大于與震中的相關(guān)性.因此，在地震定位中，速度模型與震源深度有較大的相關(guān)性，應(yīng)盡量采用與研究區(qū)域地質(zhì)結(jié)構(gòu)相近的速度模型(Michelini and Lomax，2004).

圖14 速度模型M2的重定位地震分布圖.剖面和符號意義同圖2Fig.14 Relocation earthquakes distribution of velocity model M2. The profiles and symbols are the same with that in Fig.2

圖15 速度模型M3的重定位地震分布圖.剖面和符號意義同圖2Fig.15 Relocation earthquakes distribution of velocity model M3. The profiles and symbols are the same with that in Fig.2

王小娜等(2014)研究發(fā)現(xiàn)，彝良地震序列震源深度多集中在15 km以上，彝良地區(qū)的速度結(jié)構(gòu)在0～10 km范圍內(nèi)出現(xiàn)明顯的高速異常，而高速體下方10～30 km則為低速異常，彝良MS5.7和MS5.6主震位于高速異常區(qū)兩側(cè)的速度過渡區(qū).M1在24～32 km處存在明顯的低速層，與王小娜等的研究結(jié)果一致.在迭代過程中，M1表現(xiàn)的更加穩(wěn)定，最終的RMS和AQ數(shù)較小，重定位地震數(shù)量較多，主震位置正確，因此，本文認(rèn)為速度模型M1的定位結(jié)果更加可信.

6.2 發(fā)震構(gòu)造

根據(jù)重定位結(jié)果(圖9)可以確定MS5.7、MS5.6地震震源機(jī)制解中的NE走向節(jié)面為發(fā)震面，本次地震序列的發(fā)震構(gòu)造應(yīng)為一條NE走向的活動斷裂，因此位于震源區(qū)北部的昭通斷裂和位于震源區(qū)南部的彝良—會澤斷裂均可作為發(fā)震構(gòu)造.

根據(jù)GlobalCMT的結(jié)果，MS5.7、MS5.6地震的震源機(jī)制解的平均走向為235°，傾角為60°，滑動角為146°，因此，其發(fā)震斷層運動應(yīng)以右旋走滑為主，兼有逆沖分量；斷層傾向應(yīng)為NW，上盤為北西盤，下盤為南東盤.這樣的地震序列應(yīng)主要位于地表可見斷裂的北西側(cè).彝良—會澤斷裂是一條走向NE，傾向NW的右旋走滑兼逆沖斷裂(聞學(xué)澤等，2011，2013)，且彝良地震序列位于它的北西側(cè).因此，彝良—會澤斷裂應(yīng)為本次彝良地震序列的發(fā)震構(gòu)造，這一點與呂堅等(2013)結(jié)論相同.

根據(jù)地震地質(zhì)構(gòu)造和地震分布特點，川滇地區(qū)可以分成16個主要地震活動帶，本次彝良地震位于馬邊—大關(guān)—昭通地震帶上(蘇有錦等，2003).彝良地區(qū)西側(cè)是以鮮水河斷裂、安寧河斷裂、則木河斷裂和小江斷裂為東界，以金沙江斷裂和紅河斷裂為西界的“川滇菱形塊體”，東側(cè)是相對穩(wěn)定的南華活動地塊區(qū)(張培震等，2003；鄧啟東等，2002).自新生代以來，川滇塊體向SSE向運動，并受到南華地塊的阻擋(聞學(xué)澤等，2011，2013).附近區(qū)域現(xiàn)代構(gòu)造應(yīng)力場以水平作用為主，主壓應(yīng)力優(yōu)勢方位為SSE-SE，主張應(yīng)力優(yōu)勢方位為NE-NEE(林向東，2009；謝富仁等，2004).彝良—會澤斷裂位于塊體邊界帶上，不斷受到川滇塊體SSE向的擠出運動，表現(xiàn)出以右旋走滑為主、兼擠壓逆沖的運動特征，應(yīng)力不斷積累最終破裂導(dǎo)致了本次彝良地震序列的發(fā)生.

7 結(jié)論

本文采用雙差定位法和波形互相關(guān)數(shù)據(jù)對2012年9月7日彝良地震和余震序列進(jìn)行重定位，得出以下結(jié)論.

(1) 本文提出并使用時域多通道相關(guān)檢測函數(shù)來計算波形互相關(guān)走時差數(shù)據(jù)，之后對數(shù)據(jù)進(jìn)行了除錯和篩選，以互相關(guān)數(shù)據(jù)為主進(jìn)行定位.同時分析了目錄數(shù)據(jù)和互相關(guān)數(shù)據(jù)定位結(jié)果的誤差和震源參數(shù)相關(guān)性，表明互相關(guān)數(shù)據(jù)的結(jié)果要優(yōu)于目錄數(shù)據(jù)的結(jié)果，好的數(shù)據(jù)質(zhì)量能夠降低參數(shù)之間的相關(guān)性.

(2)MS5.7主震的震中為27.516°N，103.951°E，震源深度6.9 km；MS5.6主震的震中為27.543°N，104.023°E，震源深度7.27 km.地震群緊縮為條帶狀，并沿主震震源機(jī)制走向分布，趨勢性明顯；深度總體分布較重定位前變淺并且更加集中，集中分布在5～8 km之間，兩個主震僅相差不到400 m.地震群出現(xiàn)輕微傾斜，與主震震源機(jī)制傾向基本一致，震源整體位于彝良—會澤斷裂的北西側(cè).東西向、南北向、深度分量和發(fā)震時刻的平均相對定位誤差分別為55.2 m，43.0 m，186.7 m和0.01 s.

(3) 地震定位中，震源深度與速度模型存在較大的相關(guān)性，即震源深度的變化可以用速度模型的變換來補(bǔ)償，這一點在研究中需要特別注意.

基于Pg、Sg震相的地震定位只有在近臺數(shù)量足夠和臺站方位覆蓋較好的情況下才能獲得較高精度的震源深度(Mori，1991).對于較大地震(M≥5)可以利用遠(yuǎn)震記錄中可能存在的pP或sP來確定震源深度.對于中小地震(M<5)可以利用近震深度震相(sPg、sPmP、sPn)以及它們的參考震相(Pg、PmP、Pn)來獲得高精度的震源深度(孫茁等，2014).同時應(yīng)盡可能地采用適合研究區(qū)域的速度模型(Michelini and Lomax，2004).

(4) 分析重定位后震源分布情況和主震震源機(jī)制解的結(jié)果以及區(qū)域現(xiàn)代構(gòu)造應(yīng)力場，確定彝良—會澤斷裂為本次彝良地震序列的發(fā)震構(gòu)造.

致謝 感謝F.Waldhauser提供雙差定位程序，云南地震臺網(wǎng)中心提供觀測報告數(shù)據(jù)和地震事件波形數(shù)據(jù)，感謝審稿專家提出的寶貴意見.

Billings S D. 1994. Simulated annealing for earthquake location.Geophys.J.Int., 118(3): 680-692.

Deng Q D, Zhang P Z, Ran Y K, et al. 2003. Basic characteristics of active tectonics of China.Sci.ChinaEarthSci., 46(4): 356-372.

Efron B. 1982. The jackknife, the bootstrap, and other resampling plans. Philadelphia: SIAM, 92.

Fang L H, Wu J P, Wang W L, et al. 2013. Relocation of the mainshock and aftershock sequences ofMS7.0 Sichuan Lushan earthquake.Chin.Sci.Bull., 58(28-29): 3451-3459, doi: 10.1007/s11434-013-6000-2.

Fang L H, Wu J P, Wang W L, et al. 2014. Relocation of the aftershock sequence of theMS6.5 Ludian earthquake and its seismogenic structure.SeismologyandGeology(in Chinese), 36(4): 1173-1185.

Hauksson E, Yang W Z, Shearer P M. 2012. Waveform relocated earthquake catalog for Southern California (1981 to June 2011).Bull.Seismol.Soc.Am., 102(5): 2239-2244, doi: 10.1785/0120120010.

Huang Y, Wu J P, Zhang T Z, et al. 2008. Relocation of theM8.0 Wenchuan earthquake and its aftershock sequence.Sci.ChinaEarthSci., 51(12): 1703-1711.

Lin G Q, Shearer P M, Hauksson E. 2007. Applying a three-dimensional velocity model, waveform cross correlation, and cluster analysis to locate southern California seismicity from 1981 to 2005.J.Geophys.Res., 112: B12309, doi: 10.1029/2007JB004986. Lin X D. 2009. The analysis on focal mechanism solution and tectonic stress field of middle part of Xiaojiang fault and its adjacent areas [Master′s thesis] (in Chinese). Lanzhou: Lanzhou Institute of Seismology, CEA.

Lü J, Zheng X F, Xiao J, et al. 2013. Rupture characteristics and seismogenic structures of theMS5.7 andMS5.6 Yiliang earthquakes of Sep. 7, 2012.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(8): 2645-2654, doi: 10.6038/cjg20130814.

Matoza R S, Shearer P M, Lin G Q, et al. 2013. Systematic relocation of seismicity on Hawaii island from 1992 to 2009 using waveform cross correlation and cluster analysis.J.Geophys.Res., 118(5): 2275-2288, doi: 10.1002/jgrb.50189.

Michelini A, Lomax A. 2004. The effect of velocity structure errors on double-difference earthquake location.Geophys.Res.Lett., 31(9): L09602, doi: 10.1029/2004GL019682.

Mori J. 1991. Estimates of velocity structure and source depth using multiple P waves from aftershocks of the 1987 Elmore Ranch and Superstition Hills, California, earthquakes.Bull.Seismol.Soc.Am., 81(2): 508-523.

Paige C C, Saunders M A. 1982. Algorithm 583: LSQR: Sparse linear equations and least squares problems.ACMTransactionsonMathematicalSoftware, 8(2): 195-209.

Poupinet G, Ellsworth W L, Frechet J. 1984. Monitoring velocity variations in the crust using earthquake doublets: an application to the Calaveras fault, California.J.Geophys.Res., 89(B7): 5719-5731.

Schaff D P, Waldhauser F. 2005. Waveform cross-correlation-based differential travel-time measurements at the Northern California seismic network.Bull.Seismol.Soc.Am., 95(6): 2446-2461, doi: 10.1785/0120040221.

Su J R, Zheng Y, Yang J S, et al. 2013. Accurate locating of the Lushan, SichuanM7.0 earthquake on 20 April 2013 and its aftershocks and analysis of the seismogenic structure.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(8): 2636-2644, doi: 10.6038/cjg20130813. Su Y J, Li Y L, Li Z H, et al. 2003. Analysis of minimum complete magnitude of earthquake catalog in Sichuan-Yunnan region.JournalofSeismologicalResearch(in Chinese), 26(S1): 10-16.Sun Z, Wu J P, Fang L H, et al. 2014. Focal depth determination of aftershocks of LushanMS7.0 earthquake from sPn phase.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(2): 430-440, doi: 10.6038/cjg20140209.Waldhauser F, Ellsworth W L. 2000. A double-difference earthquake location algorithm: method and application to the northern Hayward fault, California.Bull.Seismol.Soc.Am., 90(6): 1353-1368.Waldhauser F. 2001. HypoDD: A program to compute double-difference hypocenter locations. U. S. Geological Survey Open-File Report, 01-113, Menlo Park, California.

Waldhauser F, Ellsworth W L. 2002. Fault structure and mechanics of the Hayward fault, California, from double-difference earthquake locations.J.Geophys.Res., 107(B3): ESE 3-1-ESE 3-15, doi: 10.1029/2000JB000084.Waldhauser F, Schaff D P. 2008. Large-scale relocation of two decades of northern California seismicity using cross-correlation and double-difference methods.J.Geophys.Res., 113: B08311, doi: 10.1029/2007JB005479.Waldhauser F, Tolstoy M. 2011. Seismogenic structure and processes associated with magma inflation and hydrothermal circulation beneath the East Pacific Rise at 9°50′N.Geochem.Geophys.Geosyst., 12: Q08T10, doi: 10.1029/2011GC003568.

Wang C Y, Mooney W D, Wang X L, et al. 2002. Study on 3-D velocity structure of crust and upper mantle in Sichuan-Yunnan region, China.ActaSeismologicaSinica(in Chinese), 24(1): 1-16.

Wang D P, He S M, Ge S J, et al. 2013. Mountain hazards induced by the earthquake of Sep 07, 2012 in Yiliang and the suggestions of disaster reduction.JournalofMountainScience(in Chinese), 31(1): 101-107.

Wang W L, Wu J P, Fang L H, et al. 2013. Relocation of the YushuMS7.1 earthquake and its aftershocks in 2010 from HypoDD.Sci.ChinaEarthSci., 56(5): 182-191.

Wang W L, Wu J P, Fang L H, et al. 2014. Double difference location of the LudianMS6.5 earthquake sequences in Yunnan province in 2014.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(9): 3042-3051, doi: 10.6038/cjg20140929.

Wang X N, Yu X W, Zhang W B. 2014. Seismic tomography at Zhaotong region and analysis of seismotectonic in Yiliang area.ProgressinGeophysics, 29(4): 1573-1580, doi: 10.6038/pg20140411.

Wen X Z, Du F, Long F, et al. 2011. Tectonic dynamics and correlation of major earthquake sequences of the Xiaojiang and Qujiang-Shiping fault systems, Yunnan, China.Sci.ChinaEarthSci., 54(10): 1563-1575, doi: 10.1007/s11430-011-4231-0.Wen X Z, Du F, Yi G X, et al. 2013. Earthquake potential of the Zhaotong and Lianfeng fault zones of the eastern Sichuan-Yunnan border region.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(10): 3361-3372, doi: 10.6038/cjg20131012. Xie F R, Cui X F, Zhao J T, et al. 2004. Regional division of the recent tectonic stress field in China and adjacent areas.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 47(7): 654-662.

Xiong S B, Zheng Y, Yin Z X, et al. 1993. The 2-D structure and it′s tectonic implications of the crust in the Lijiang-Panzhihua-Zhehai region.ActaGeophysicaSinica(in Chinese), 36(4): 434-444.

Yang H F, Zhu L P, Chu R S. 2009. Fault-plane determination of the 18 April 2008 mount Carmel, Illinois, earthquake by detecting and relocating aftershocks.Bull.Seismol.Soc.Am., 99(6): 3413-3420, doi: 10.1785/0120090038.

Yang Z X, Chen Y T, Zheng Y J, et al. 2003. The application of double difference earthquake location method in the central and western regions earthquakes precise positioning in China.Sci.ChinaEarthSci. (in Chinese), 33(S1): 129-134.

Zhang G W, Lei J S, Sun C Q. 2014. Relocation of the 12 February 2014 Yutian, Xinjiang, mainshock (MS7.3) and its aftershock sequence.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(3): 1012-1020, doi: 10.6038/cjg20140330.Zhang P Z, Deng Q D, Zhang G M, et al. 2003. The strong earthquake activity and active blocks of the Chinese mainland.Sci.ChinaEarthSci. (in Chinese), 33(S1): 12-20.

Zhang T Z, Wu B, Huang Y, et al. 2007. Effect of the data recorded at nearby stations on earthquake relative location.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 50(4): 1123-1130.

Zhao X, Liu J, Feng W. 2014. The kinematic characteristics of theMS6.5 Ludian Yunnan earthquake in 2014.SeismologyandGeology(in Chinese), 36(4): 1157-1172.

Zhao X Y, Sun N. 2014. Simultaneous inversion for focal location of Yunnan LudianMS6.5 earthquake sequence in 2014 and velocity structure in the source region.JournalofSeismologicalResearch(in Chinese), 37(4): 523-531.Zhu J S, Cai X L, Cao J M, et al. 2005. The 3-D Lithosphere Structure and Evolution in South East China and Sea Areas (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House, 50-51.

附中文參考文獻(xiàn)

鄧起東, 張培震, 冉勇康等. 2002. 中國活動構(gòu)造基本特征. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 32(12): 1020-1030.

房立華, 吳建平, 王未來等. 2013. 四川蘆山MS7.0級地震及其余震序列重定位. 科學(xué)通報, 58(20): 1901-1909, doi: 10.1007/s11434-013-6000-2.

房立華, 吳建平, 王未來等. 2014. 云南魯?shù)镸S6.5地震余震重定位及其發(fā)震構(gòu)造. 地震地質(zhì), 36(4): 1173-1185.

黃媛, 吳建平, 張?zhí)熘械? 2008. 汶川8.0級大地震及其余震序列重定位研究. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 38(10): 1242-1249.

林向東. 2009. 小江斷裂中段及其鄰近地區(qū)震源機(jī)制解與構(gòu)造應(yīng)力場分析[碩士論文]. 蘭州: 中國地震局蘭州地震研究所.

呂堅, 鄭秀芬, 肖健等. 2013. 2012年9月7日云南彝良MS5. 7、MS5. 6地震震源破裂特征與發(fā)震構(gòu)造研究. 地球物理學(xué)報, 56(8): 2645-2654, doi: 10.6038/cjg20130814.

蘇金蓉, 鄭鈺, 楊建思等. 2013. 2013年4月20日四川蘆山M7.0級地震與余震精確定位及發(fā)震構(gòu)造初探. 地球物理學(xué)報, 56(8): 2636-2644, doi: 10.6038/cjg20130813.

蘇有錦, 李永莉, 李忠華等. 2003. 川滇地區(qū)區(qū)域地震目錄完整性最小震級分析. 地震研究, 26(增刊): 10-16.

孫茁, 吳建平, 房立華等. 2014. 利用sPn震相測定蘆山MS7.0級地震余震的震源深度. 地球物理學(xué)報, 57(2): 430-440, doi: 10.6038/cjg20140209.

王椿鏞, Mooney W D, 王溪莉等. 2002. 川滇地區(qū)地殼上地幔三維速度結(jié)構(gòu)研究. 地震學(xué)報, 24(1): 1-16.

王東坡, 何思明, 葛勝錦等. 2013. “9·07”彝良地震誘發(fā)次生山地災(zāi)害調(diào)查及減災(zāi)建議. 山地學(xué)報, 31(1): 101-107.

王未來, 吳建平, 房立華等. 2012. 2010年玉樹MS7. 1地震及其余震的雙差定位研究. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 42(7): 1037-1046.

王未來, 吳建平, 房立華等. 2014. 2014年云南魯?shù)镸S6.5地震序列的雙差定位. 地球物理學(xué)報, 57(9): 3042-3051, doi: 10.6038/cjg20140929.

王小娜, 于湘?zhèn)? 章文波. 2014. 昭通地區(qū)地震層析成像及彝良震區(qū)構(gòu)造分析. 地球物理學(xué)進(jìn)展, 29(4): 1573-1580, doi: 10.6038/pg20140411.

聞學(xué)澤, 杜方, 龍鋒等. 2011. 小江和曲江—石屏兩斷裂系統(tǒng)的構(gòu)造動力學(xué)與強(qiáng)震序列的關(guān)聯(lián)性. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 41(5): 713-724, doi: 10.1007/s11430-011-4231-0.

聞學(xué)澤, 杜方, 易桂喜等. 2013. 川滇交界東段昭通、蓮峰斷裂帶的地震危險背景. 地球物理學(xué)報, 56(10): 3361-3372, doi: 10.6038/cjg20131012.

謝富仁, 崔效鋒, 趙建濤等. 2004. 中國大陸及鄰區(qū)現(xiàn)代構(gòu)造應(yīng)力場分區(qū). 地球物理學(xué)報, 47(7): 654-662.

熊紹柏, 鄭曄, 尹周勛等. 1993. 麗江—攀枝花—者海地帶二維地殼結(jié)構(gòu)及其構(gòu)造意義. 地球物理學(xué)報, 36(4): 434-444.

楊智嫻, 陳運泰, 鄭月軍等. 2003. 雙差地震定位法在我國中西部地區(qū)地震精確定位中的應(yīng)用. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 33(增刊): 129-134.

張廣偉, 雷建設(shè), 孫長青. 2014. 2014年2月12日新疆于田MS7. 3級地震主震及余震序列重定位研究. 地球物理學(xué)報, 57(3): 1012-1020, doi: 10.6038/cjg20140330.

張培震, 鄧起東, 張國民等. 2003. 中國大陸的強(qiáng)震活動與活動地塊. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 33(增刊): 12-20.

張?zhí)熘? 武巴特爾, 黃媛等. 2007. 近臺資料對近震相對定位算法的影響. 地球物理學(xué)報, 50(4): 1123-1130.

趙旭, 劉杰, 馮蔚. 2014. 2014年云南魯?shù)镸S6.5地震震源運動學(xué)特征. 地震地質(zhì), 36(4): 1157-1172.

趙小艷, 孫楠. 2014. 2014年云南魯?shù)?.5級地震震源位置及震源區(qū)速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演. 地震研究, 37(4): 523-531.

朱介壽, 蔡學(xué)林, 曹家敏等. 2005. 中國華南及東海地區(qū)巖石圈三維結(jié)構(gòu)及演化. 北京: 地質(zhì)出版社, 50-51.

(本文編輯 胡素芳)

Double-difference relocation of the 7 September 2012 Yiliang earthquake and its aftershock sequence

WANG Qing-Dong1, ZHU Liang-Bao1,2*, SU You-Jin3, WANG Guang-Ming1

1DepartmentofGeophysics,SchoolofGeodesyandGeomatics,WuhanUniversity,Wuhan430079,China2KeyLaboratoryofGeospaceEnviromentandGeodesy,MinistryofEducation,WuhanUniversity,Wuhan430079,China3EarthquakeAdministrationofYunnanProvince,Kunming650224,China

The object of this paper is to compare the relocation results between the catalog data and the cross-correlation data of the Yiliang earthquake sequence occurred in September 2011, then discuss the impact on the location of different velocity models and confirm the seismogenic fault structures.We adopted double difference algorithm for earthquake hypocenter relocation by using catalog data and cross-correlation data respectively. We proposed the time domain multi-channel correlation detection function and used it to calculate waveform cross-correlation travel time difference data. In general, the number of the waveform cross-correlation data is less than the catalog data, so the number of relocation earthquakes is small. In order to overcome this shortcoming, we used the catalog data to supplement the waveform cross-correlation data and set the weight of catalog data less than the waveform cross-correlation data. To ensure that the relocation results were stable and reliable, we used multiple criteria to filter the travel time difference data. The proportion of two kinds of data was about 17.5∶1 in our cross-correlation data used in relocation. In order to find the most suitable velocity model for the regional crust structure and ensure the relocation results were reliable, we used four velocity models and chose the best results.Among the 944ML≥1.0 earthquakes of Yiliang earthquake sequence from September 7 to October 7, 2012, we obtained 652 relocation events. The location ofMS5.7 main earthquake was 27.516°N, 103.951°E, and 6.9 km in the depth. The location ofMS5.6 main earthquake was 27.543°N, 104.023°E, and 7.27 km in the depth. The Yiliang earthquake sequence was located between Zhaotong-Ludian fault and Yiliang-Huize fault which were both NE trending, and the two main earthquakes occurred at opposite ends of the sequence. Relocation results show that the earthquake sequence was more concentrated along the nearby fault, the seismic strip extended for less than 20 km, the depth distribution became shallower than before and was mainly located between 5 km and 8 km depth and the cluster was slightly tilted. The average relative errors of east-west direction, south-north direction, depth and origin time ware 55.2 m, 43.0 m, 186.7 m and 0.01 s, the travel time residual was 16 ms.We used bootstrap method to evaluate the location errors and the correlations of the four source parameters. The results show that the location errors of the results of cross-correlation data were smaller than catalog data and the location accuracy was more than an order of magnitude higher compared to catalog locations. The cross-correlation data can also reduce the correlations of the source parameters. The location results of different velocity models show that there were significant correlations between focal depth and velocity model and we should choose the velocity model carefully. Based on the distribution of the earthquake sequence and regional modern tectonic stress field, we confirmed that Yiliang-Huize fault was the seismogenic structure of Yiliang earthquake sequence.

Yiliang earthquake； Double-difference relocation； Waveform cross-correlation； Yiliang-Huize fault

王清東, 朱良保, 蘇有錦等. 2015. 2012年9月7日彝良地震及余震序列雙差定位研究.地球物理學(xué)報，58(9):3205-3221,

10.6038/cjg20150916.

Wang Q D, Zhu L B, Su Y J, et al. 2015. Double-difference relocation of the 7 September 2012 Yiliang earthquake and its aftershock sequence.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(9):3205-3221,doi:10.6038/cjg20150916.

10.6038/cjg20150916

P315

2015-04-20，2015-07-30收修定稿

國家自然科學(xué)基金(41374053)和國家測繪地理信息局測繪基礎(chǔ)研究基金(13-02-06)資助.

王清東，男，1986年生，武漢大學(xué)固體地球物理系博士研究生，主要從事地震活動性研究.E-mail：wqd1986@163.com

*通訊作者 朱良保，男，1956年生，武漢大學(xué)測繪學(xué)院教授，主要從事地殼與上地幔結(jié)構(gòu)反演，地震波理論，基礎(chǔ)地震學(xué)研究. E-mail：lbzhu@sgg.whu.edu.cn