地震地质Vol. 42, No. 6Dec., 2020第42卷第6期 2020年12月SEISMOLOGY AND GEOLOGY doi : 10.3969/j.issn.0253-4467.2020.06.013
赵博1 高原2 刘杰1 梁姗姗1
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1） 中国地震台网中心，北京100043
2） 中国地震局地震预测研究所，北京100036
摘 要 文中利用干涉成像定位方法对2019年6月1日四川长宁Ms6. 0主震及部分余震进行定 位。天然地震波振幅的极性和大小随震源机制和辐射花样的变化而变化，利用原始波形的特征函数 可消除震源在不同方位上远场P 波的初动极性和大小的不一致性。文中将干涉成像技术应用于天然 地震定位，通过对干涉波形进行偏移和叠加处理，分别对震源的水平位置和深度进行偏移成像，确 定了主震及较大余震（M s M 4.0）的震源位置参数，其中主震的位置为（2& 38。"，14.88。E ），震源深 度为& 0km 。此外，还测试了 4种不同的速度模型对定位的影响，结果显示利用震源干涉成像定位方 法获得的结果较为稳定。通过计算台阵、台网的响应函数，评估了台站分布及特征函数周期长短对 定位结果的影响。计算得到的特征函数优势周期约为4s ，该周期的台阵、台网响应函数在水平和垂 直方向均显示了较好的收敛性和稳
定性。
关键词 地震干涉地震定位干涉成像偏移叠加四川长宁地震
中图分类号：P315.0 文献标识码：A 文章编号：0233-4967（ 2022） 06 - 1474-180引言
2019年6月17日22时55分，四川省宜宾市长宁县发生了 0地震。截至2019年4月8日8时，中国地震台网共监测并纪录到M l 2. 0以上地震232次，其中5.0-5.9级地震4次， 4.0~4.9级地震6次，3.0-3.9级地震54次。中国地震台网中心发布的四川长宁主震震中位 于（2& 34° N ，104. 90o E ），震源深度 16km ，震级为 MQ0。
四川地区位于青藏高原东缘，是中国中强地震的多发区，2008年汶川Ms&0地震之后该 区发生过2次M s 4. 0地震（即芦山地震和九寨沟地震）。前人通过地震序列精定位与震源机制 反演、区域速度结构以及大地测量等研究揭示，印度板块的N 向推挤使青藏高原中下地壳的 物质向E 运移，在四川盆地周围产生推覆逆冲作用，导致四川盆地与青藏高原交界地区发生 多次较强地震（高原等，2013, 2018；张广伟等，2013；赵博等，2213, 2218；易桂喜等，2016, 2014 ；梁姗姗等，2018； Jin et al., 2219；刘小梅等，2219）。本次四川长宁0地震发生在四 川盆地东南缘（图1），其东南部为华南地块，西部为川滇地块。该地区位于川南低陡断褶带和 川西南低缓断褶带的交切复合部位（朱利峰等，2016）。长宁地震周边M s 4.0~5.9地震分布较［收稿日期〕2220-01-20收稿，2020-03-30改回
〔基金项目〕北京市自然科学基金（814081）资助
*通讯作者：高原，男，164年生，博士，研究员，主要从事地震各向异性和深部构造研究,E-mail : qzgyseis@13. com 。
6期赵 博等：四川长宁M s 6.0地震震源干涉成像定位1475
102°104°
105°106°107°
103°28°26°
©长宁县
严（・* 兴
南沙滨海公园{I 丿II 滇地块
图1台站与历史地震分布图
Fig. 1 Distributions of seismic stations and historical earthquakes.
红三角形为台站，黑五角星为长宁M s 6.0地震震中，蓝大圆点为5.9M M s ^ 5.0的历史地震， 蓝小圆点为4.9M M sM 4.0的历史地震，沙滩球为主震的震源机制解①，红曲线为构造块体边界,
黑曲线为断层位置，插图黄方框为研究区域
MGU WNT 华南地块
兴文县叙永生
hms a 四川盆地多，其sw 向为昭通-鲁甸断裂，曾于2014年发生了 Ms6.5鲁甸地震。自2018年以来，长宁地 区发生过多次M s 4. 0以上地震，其中离本次地震震中较近的有2018年12月文兴M s 5. 7地震 和2019年1月珙县M s 5. 3地震（图1）。
长宁地区主要的地质构造为长宁背斜，其总体走向为NWW-SEE ，东起叙永县，分布于兴 文县、长宁县，西至珙县，EW 长约100em, SN 宽约20km （蔡一川等，2015）。长宁背斜形成于 中生代，受当时的NE-SW 向构造应力推挤，生成多个小断裂，为高角度挤压性逆冲断层。新 生代以来，主压应力场发生了变化。根据该地区历史震源机制解数据反演得到的区域主压应力 方向为NWW-SEE （赵博等，2019），剪切波分裂研究结合区域应力场分布给出的该地区的主 压应力方向为近NW-SE ，但在震中西北的华蓥山断层附近，剪切波分裂的快波偏振方向呈 NE-SW 向（石玉涛等，2013；高原等，
2018）。长宁背斜现今的构造活动较为平静，其北侧的基 底面深度约为15em 。在深部结构背景方面，最新的研究结果表明，长宁地震与印度板块在缅 甸弧下方深俯冲至地幔转换带并在地幔转换带内形成的“大地幔楔”结构密切相关，在该“大 地幔楔”结构中存在板块被拖拽至地幔转换带内，其内含水沉积层物质脱水或地幔角流引起的
① v 。
1476地震地质42卷
热湿物质上涌等动力学过程(Lei e a,2009,2016,201)，该过程或许对长宁地震的发生具有重要作用。
震源位置参数是确定发震构造的重要依据(易桂喜等，201)，也为其他地震学问题研究提供了基础参数。线性和非线性地震定位都需建立地震波走时方程。大部分线性定位以盖格方法(Geiser,112)为基础，建立震源到台站的P波或S波走时方程，这种单程传播路径上的速度扰动对定位结果有一定的影响。双差定位(Waldhaaser e al,2000)通过求解2个事件到同一台站的到时差以消除路径上的速度扰动，但该方法属于相对定位，且受到初始震源深度位置的影响。
近年来，干涉地震学发展迅速，基于地震波干涉理论可对震源进行成像(Schsste,e a, 2000,2004)。震源成像在勘探地震领域应用较多，由于其定位的精确性，常被用来定位矿塌后失踪的矿工、确定塌陷
或爆炸位置及石油勘探中地下的位置信息(Schuster,2009)。在定位矿塌和被困矿工位置时，将波形偏移技术应用于震源干涉叠加成像中，可显著提高定位的精确性和稳定性(Ha.afy ee al,2007；Cao ee al,2012)。本研究将地震干涉成像技术应用于天然地震，对201年6月1日四川长宁M s6.0地震及其较大余震进行定位。
1定位方法与数据处理
1.1互相关干涉成像定位
干涉成像定位属于一种非线性能量叠加定位方法。将研究区域网格化，建立水平和深度方向三维网格，对每个网格点计算到2个台站的走时差，作为偏移核函数(Schuster e^al,2004)，将该核函数用于干涉波形的偏移处理，并对所有偏移后的干涉波形进行叠加。搜索三维网格空间的所有节点(如图2)，其中真实震源位置的振幅叠加能量最大(Schuster et al,2000；赵博等，201)。在定位时，计算空间某点S%分别到台A b
站A和B的理论走时，求得2个台站的到时差
t S x B-t S x a，该到时差即为干涉波形的峰值与“0时
刻”的理论偏移值。搜索所有网格点，将所有干涉
波形向0时刻偏移并做振幅叠加，其中叠加能量
最大的网格点就是真实的震源位置。该方法利用
观测波形直接进行互相关干涉，其获取的时间信
息比震相报告更加精确。同时，进行互相关干涉可在一定程度上减弱波场在传播过程中的速度扰动。另外，台站对间的互相关等效于观测震相做差，可以减去共同的发震时刻因子，对发震时刻和震源位置进行解耦，消除发震时刻的不准确性
图2震源干涉成像(引自赵博等，201)
Fig.2Interferometrin seismin soorco imafing (after ZHAO Bo et al,2018).
偏移核函数mig(x)=。仏(T sb-T sa)，S为震源位置, S%为可能的震源位置，A、B为地震台站干涉偏移核函数
mig(x)=e-ib,(~T sxB-T s X A^
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对震源位置的影响。
1.2波形数据处理
本研究利用震中周围10km内的四川、云南和贵州(SC、YN和GZ)地震台网的1个固定地震台站的波形数据进行互相关，计算得到了78条干涉波形，台站分布见图1其中最近的台站为四川台网的汉王山台(SC-HWS)，震中距为36km。截取主震发震时刻开始一震后60s
6期赵 博等：四川长宁M s 6.0地震震源干涉成像定位1477
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时间/s
图3原始波形记录
Fig. 3 Original seismic waves records.
M s 6.0主震的垂直分量波形记录，从上到下按震中距排序，每条波形左侧的字母为台站代码
的原始波形记录（图3），主要包含P 波的波形信息。对主震进行定位时，通过人工挑选出P 波 初动明显的波形数据；对余震进行定位时，挑选P 波初动窗口前、后信噪比〉5的波形数据。 对所有波形进行去均值、去线性趋势和振幅归一化处理。
不同于人工爆炸源，天然地震的震源机制比较复杂，初动震相的极性和大小随方位角变化 很大。我们计算了长宁M s 6. 0主震的P 波远场辐射花样（图4）（震源机制解引自www.osge . grv ），并对台站
的位置进行下半球投影，可以看出P 波辐射能量的大小和极性随方位角变化而 变化，这种现象在成像的叠加过程中将直接影响叠加能量的大小。为此，使用原始波形的归一 化特征函数消除初动震相极性及能量的方位差异。本研究利用长短时窗能量比计算原始波形 的特征函数（图5），并用其进行干涉成像定位。特征函数能够很好地反映初至到时，并且统一 初动方向，使不同辐射方位的初动极性一致（赵博等，2018）。2定位结果与讨论
本研究选择了 4种速度模型进行成像定位，如图6所示。CoVaTomv 模型①是利用尾波干 涉速度成像获得的区域P 波速度结构；Cestl.0模型（Las.c et 泌，2013）是全球1x1。地壳速
千岛湖旅游攻略自驾游①赵博，高原，2018，青藏高原东缘地震波速度结构（内部材料）
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归一化辐射系数
图4震源P 波的远场辐射花样
Fig. 4 P wave rakiahon patterns oO earthquaka sonrca.
红表示极性为正，蓝表示极性为负；黑三角形为台站在下半球投影的位置
4
.6
.2
4
O-.2O
.2
.4
.0
O
0 20 40 60 80 100
120 140 160 180 200
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时间/s 图5原始波形与其特征函数
Fig. 5 OCginal seismia wnve and its characteCstic function,
n 原始波形记录；b 特征函数
