(美國田納西州孟菲斯市孟菲斯大學地震研究和信息中心，郵編38152)
鄧裕強
(美國紐約州紐約市亨利·克魯姆礦業學院奧爾德裏奇應用地球物理學實驗室，郵編:10027)
在方震、區域地震和遠震範圍內，經常觀測到俯沖帶中深地震的脈沖P波陣面上有小振幅的前兆波。根據質點運動和偏心地震的分析，這種小振幅前驅波被識別為P波列。兩個P波的到達時間差通常為幾秒，與地震波在俯沖板塊中的傳播長度成正比。我們設計了壹個地殼和上地幔速度的二維初步模型，包括壹個傾角為60°的板塊，用來研究高頻地震波的傳播與俯沖板塊內部結構的關系。假設震源位於俯沖板塊的不同深度和不同部位，用二維有限元法計算了離海溝軸線不同距離的地面觀測站獲得的合成P波地震記錄。雖然這還很初步，但模擬結果表明，中深地震給出的兩個P波很可能位於俯沖板塊的上部，而不是中部或下部。小振幅初至P波解釋為P波列在板塊中部深處傳播，此處地震波速度高於上部和下部。大振幅脈沖延續到P波，表明P波列沿板塊上部傳播，此處速度和熱梯度最高。基本上，板上部附近的連續P波沿著完整的波導傳播，這裏的波速低於板中的波速。只有當P波在板塊中斜向上傳播超過壹定長度時，這種多路徑效應才會明顯，這樣就可以區分兩個P波列的波。
俯沖帶；有限元法；高頻縱波波導
1簡介
多個地震波到通常代表震源和接收站之間地震波的多個傳播路徑。因此，如果確定並研究每個路徑的功能，就可以獲得源和接收站之間的結構特征的重要信息。為了了解板塊結構對地震波傳播的影響，我們仔細研究和處理了新西蘭北島記錄的中深地震的短周期和寬頻帶地震資料。通常在俯沖帶觀測記錄到的中深地震脈沖的P波陣面有壹個小振幅的P波(圖1)，如新西蘭Louat所描述的。Sugehiro和sacks主要基於區域和全球地震臺網給出的傳統短周期觀測結果。圖3顯示了最近在新西蘭北島熊貓陣列觀測到的中深地震的典型三分量短周期記錄[3]。兩個P波的高頻特征都很明顯。問題是，短周期觀測能否代表地震波在極其復雜的俯沖板塊中的傳播？圖4顯示了在新西蘭相同測試中由中等深度地震獲得的另壹個三分量記錄，但是是在寬頻帶中記錄的[3]。顯然，兩個P波的頻率成分在短周期和寬頻帶內是相似的。多次P波的高頻特征表明射線路徑上壹定存在壹些薄層結構。因此，在下面的討論中，數值模擬試驗中不考慮地震波的頻率成分，數值模擬試驗結果應代表P波在板中的典型傳播。
圖3新西蘭熊貓臺陣記錄的典型中深地震三分量短周期記錄顯示兩個獨立的P波。
圖4在新西蘭記錄的壹個典型的中深地震的三分量寬帶記錄顯示了兩個獨立的P波。
三速模型
IASPEI91[8]上部的400kmP波速模型用於模擬60°傾角俯沖帶的外圍區域。根據Frohlich等人[9]給出的遠震反演結果和Sleep[7]的熱模型，描述了俯沖帶的速度擾動。為了簡單起見，在這種情況下，由俯沖板塊和上覆板塊相互作用引起的淺層復速度結構被忽略，因為它對多次P波的形成影響不大。將速度相近的相鄰地層合並為壹個速度相同的地層，以簡化數值計算。因此，數值計算中使用的最終模型僅包括半空間中的三個地層(圖5)。
速度相近的相鄰地層合並為壹層，以簡化數值計算。該模型還包括傾斜度60。俯沖帶。對熱模型[7]和Frohlich等人[9]的遠震反演結果進行了修改，以描述板塊內部的速度擾動。
4有限元模擬法
首先建立(X，Z)坐標(如圖5)，其中Z軸表示距離表面的深度，X軸表示測站到右側參考點(0，0)的距離。在點(x0，z0)處添加源函數S的聲波傳播方程可以寫成
第30屆國際地質大會會議錄第20卷地球物理學
或者平時寫的。
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圖5基於IASPEI91的地殼和上地幔速度模型[8]
s 1:x = 111.6km，z = 270.3kmS2:x=140.6km，z = 200.0kmS3:x = 200.0公裏，z = 150.0公裏
其中:c為縱波速度，μ和λ為拉梅常數，P為質量密度，S為外源函數。
在有限元算法中，對應於(1)的函數方程的表達式為
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在尋求壓力場以最小化函數(2) [12]之後，最終方程是
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其中:Mij= =(準質量矩陣)
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Kij= =(準質量矩陣)
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其中:Ni，NJ，NK為形態函數。
在方程(2)中，總的準剛度矩陣是N×N方陣，其中N是節點方程的總數。為了避免耗時巨大的大規模模型中的總剛度矩陣需要太多計算機內存的問題，我們選擇了壹種節點定向方法[10]。從總剛度矩陣[11，13]中去掉零元素，可以得到快速計算方法。
在選擇節點定向法和使用均勻網格有限元法時，二維單自由度問題(如本文所述模型)中全擬剛度矩陣的大N×N方陣可以簡化為只有9個單元的行向量，而與有限元模型的大小無關。
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對於時間積分，我們采用顯式中心差分積分方案。
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采用長度為300km、深度為400km的有限元模型。元素的維數為x=z=0.15km。我們特別強調縱波的問題，所以這裏不關心Lg波的橫波及其轉換波。
5個結果
圖6在板塊上部震源深度為150km的有限元模擬結果中看不到前兆波。
圖7中的震源深度為200km，其他條件與圖6相同(在200km及以上，前驅波開始變得可識別)。
我們選擇了俯沖板塊上方150、200和270km深度的三個中深震源來模擬斜向上傳播的地震波。用二維有限元方法計算了每個假設震源下等距地面觀測站的P波合成地震記錄。圖6、7和8分別顯示了150、200和270公裏震源的合成地震記錄。在這三種情況下，很明顯，小振幅前兆波只在震距範圍內的某些臺站顯示。在這些臺站的左側，也就是遠離海溝軸的地方，P波幾乎很快離開板塊，沒有前兆波。在這些臺站的範圍內，前兆波開始變得可以辨認。振幅小的前驅波和跟隨它到P波的脈沖之間的到達時間差向右變大，即越遠離臨界距離，如圖9所示。由於地震波主要是斜向上傳播，很明顯兩個P波的到達時間差與P波在俯沖板塊中傳播路徑的長度成正比[2]。
圖8震源深度270km，其他條件與圖6相同。完整的前驅波清晰可見。
圖9中的條件與圖8中的條件相同，但臺站之間的距離較大，表明測量前驅波的臨界距離約為200km。
另壹個實驗是將假設的源水平移動到板的中間(圖5)。無論臺站在哪裏，合成地震記錄結果都顯示絕對沒有前兆波(圖10)。因此，板塊內中深地震給出的兩種P波與實際地震位置密切相關。
圖10的條件與圖6相同，假設震源位於板塊中部，深度為270km(圖5B)，顯然任何臺站都沒有前兆波顯示。
6討論和結論
顯然，數值模型試驗中使用的速度模型可能過於簡單。然而，在我們的模型中，保留了Sleep[7]和Frohlich等人[9]中所示的能夠代表高速板塊及其復雜內部速度結構的主要特征。進壹步完善速度模型無疑會使模擬結果更加理想和可靠。盡管如此，圖6、7、8、9和10所示的結果已經證明，俯沖帶的內部結構和某壹臺站震源的幾何形狀與中深地震觀測到的兩種P波有著重要的關系。對於那些給出兩種P波的地震，震中壹定位於俯沖板塊的上部，而不是內部或中部。小振幅初至P波壹定是向板塊中部傳播的P波列，中部的速度高於上部和下部。因為預測的是俯沖板塊內部速度梯度的主要變化，而低頻地震波有可能穿過板塊，所以只有高頻地震波，即短波和長波才能足夠靈敏地反映這種尺度的速度變化和薄層結構。
感謝新西蘭國家科學基金EAR-920523資助的野外項目。孟菲斯大學優秀項目中心也提供了部分資金。本文CERI投稿號為313。
(王譯，宋海濱譯)
參考
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