بخشی از مقاله
چکیده
عمق کانونی زمینلرزه یک پارامتر حیاتی برای پژوهشهای زمین-لرزهشناسی، مطالعات لرزهزمینساخت، تحلیلخطرلرزهایی و تفکیک رخداد است. بعلاوه تخمین جنبش نیرومند زمین به شدت وابسته به عمق کانونی است. چون ایستگاهها در شبکههای منطقهای به اندازه کافی تراکم ندارند، اپراتورها برای رخدادهای منطقهایی از سازوکار کانونی پیشفرض استفاده میکنند. روشهای کلاسیک تخمین عمق کانونی برای زمینلرزههای کم عمق و دور به وسیله فازهای درونی مختلف، کاستیهای جدی دارند.
در این مطالعه به بررسی عمق کانونی زمینلرزهها در فلات ایران به روش وارون سازی شکل موج پرداخته شده است. نتایج به دست آمده نشان میدهد که پاسخهای به دست آمده در کاتالوگهای موجود دارای فیکس شدگی وگاها خطا تا حدود 60 کیلومتر هستند
این نوع از مطالعه که شامل تولید لرزهنگاشتهای مصنوعی دورلرز میشود، تخمین صحیح تری ازعمق کانونی را نسبت به روش های بالا بدست میدهند. نتایج حاصل از مدلسازی شکل موج با نتایجی که توسط کاتالوگ های ،IRIS ،IIEES ،NIEC ، CMT و ISC برای ایران منتشر شدهاند مقایسه میشوند . به دلیل خطای موجود، برای انجام مطالعات مهندسی زلزله - به علت وابستگی زیاد به مولفه عمق رخداد - باید اعتبار این کاتالوگها با دقت بیشتری سنجیده شود.
مقدمه
تخمین عمق کانونی صحیح برای تفسیر داده های لرزهخیزی و زمینساخت منطقه و نیز ارزیابی خطر زمین لرزه ، امری ضروری است. کاتالوگهای جهانی زمین لرزههای منتشر شده، منبع رایجی برای اطلاعات عمق کانونی هستند، اما آنها تا چه اندازه دقیقاند؟ دقیقترین روش برای تشخیص توزیع عمق در یک منطقه ،مطالعه برونراند رسیدهای محلی است که در لرزه نگارهای نزدیک ثبت می-شوند.
ولی برای بیشتر مناطق، پوشش لرزه نگارها در منطقه به اندازه کافی نیست تا این روش را بتوان اعمال کرد و مجبوریم تا به روش های نامطمئنتر تکیه کنیم. مرکز لرزهای بین المللی - ISC - و مرکز اطلاعات لرزهای ملی - NEIC - به طور مکرر بولتن هایی از زمینلرزه تولید میکنند که از محاسبه زمان رسید اموج دورلرز بدست آمده است.
اختلاف بین عمق و زمان وقوع باعث بوجود آمدن خطاهایی در عمق کانونی بیشتر از چند کیلومتر در مناطق پر لرزه میشود که پوشش لرزه نگاری پایینی دارند. دقت امواج دورلرز در پیدا کردن رومرکز زمین لرزه را میتوان با افزایش در بازه پارامتر های پرتو بالا برد.
تمام زمین لرزه های بزرگ تر از 5,2 در بین سالهای 1964 تا 2008 که در کاتالوگ ISC ثبت شده است را بازمکان یابی کرده اند. این کار با استفاده از یک مدل بهبود یافه برای زمین و همچنین تعداد زیادی فاز اضافه شده عملی شد ، که به طور ویژه میتوان از فازهای عمقی دورلرز مثل pP, pwP,sP استفاده کرد. این عمل باز یابی مکان که به آن مکان یابی EHB اطلاق میشود، بطور کل یک بهبود قابل ملاحظه ای در مکان یابی ISC هستند و این برای مناطق فرورانشی که رومرکزهای EHB تصویر خیلی واضحتری از صفحات نزولی میدهند، بسیار واضح است.
پاسخهای تانسور ممان به دست آمده از CMT هاروارد و USGS، تا حدودی با پاسخهایی که از تحلیل دادههای جداگانه محلی و منطقهایی به دست آمدهاند، متفاوت است. یک دلیل میتواند عمق-های استفاده شده در این تحلیلها باشد. پاسخهای CMT هاروارد بر اساس امواج بلند دوره و گوشته است. امواج لرزهایی متفاوت به جنبههای مختلف فرایند شکاف حساساند. محتوای فرکانسی، تصحیحات مسیر و انتخاب میرایی، تخمین عمق چشمه را که بستگی به نوع شکلموج - امواج سطحی یا درونی - مورد استفاده در وارون-سازی دارد، به طور قابل توجهی تحت تاثیر قرار میدهد
در کل، سازوکار کانونی به دست آمده از دادههای زمینلرزه جهتگیری گسل را تعیین و به طور تقریبی عمق کانونی زمینلرزهها را تخمین میزند. با این وجود، روشهای متنوع، محدودیتهایی در حل بعضی پارامترهای زمینلرزه، به ویژه عمق کانونی دارند.
استفاده از مرکزوار تانسور ممان هاروارد - GCMT - به عنوان یک مدرک کمکی اضافه برای جهتگیری گسل و تخمینهای ضخامت پوسته که از دیگر روشهای تحقیقاتی ژئوفیزیکی و زمینشناسی به دست آمدهاند، مرسوم است.
تخمین عمق کانونی از کاتالوگ CMT دانشگاه هاروارد، NEIC، کاتالوگ ISC ، IIEES و نیز آن دسته که به وسیله روش وارون امواج دورلرز لرزهایی تشخیص داده میشود ، با هم مقایسه میشوند - در واقع 3 روش باهم مقایسه میشوند - و دیده میشود که در آن کاتالوگ ها تا 20 کیلومتر خطا دارند.
مرکز کاوشهای زمین شناسی ایالت متحده - - USGS وارون سازی های تانسور ممان را روی مولفه عمودی موج بلند دوره P که از ایستگاههای ثبت رقومی جمع آوری شده اند [4] را به مرحله اجرا درآورده است ، ولی این وارون سازی ها نمیتوانند بطور واضح نشانگرعمق کانونی زمین لرزه های پوسته باشد.
رخدادهای تحلیلی شده دارای پاسخها CMT هاروارد و USGS هستند و هدف به دستآوردن دقیقتر عمق کانونی و در نتیجه بهبود سازوکارهای کانونی است.
در این بخش از روش وارونسازی پلهایی برای تخمین عمق کانونی با استفاده از دادههای دورلرز و منطقطهایی - ایستگاههای شبکه لرزه نگاری کشوری و پژهشگاه بین المللی مهندسی زلزله - استفاده می-شود. برای مدلسازی دادههای امواج مستقیم P ،SVو SH، وارون-سازی کامل تانسور ممان در حوزه زمان اجرا شده است. وارونسازی شکلموج رخدادهای انتخابی - بین سالهای 2006 تا - 2013، عمق-های کانونی در بازه 30 - 8 کیلومتر را که با سایر نتایج پیشتر به چاپ رسیده اختلاف داشت را تخمین زد.
داده :
دادههای امواج درونی، از ایستگاههای فعال پهن باند و یا بلند دوره با پوشش آزیموتی مناسب و در فواصل دورلرز در بازه 90 - 30 در مرکز IRIS جمعآوری شدهاند.
هرزمان که تعداد کافی از ایستگاههای فعال وجود داشت، شکلموج-هایی با نسبت سیگنال به نویز خوبی انتخاب شدند. دادهها به وسیله حذف روند و میانگین آماده شدند و با استفاده از فیلترهای میانگذر بین فرکانس گوشه [0,1 - 0,005] هرتز برای امواج P و - 0,005] [0,05 هرتز برای امواج SH، فیلتر شدند. مشابه با تعدادی دیگر از مطالعات، برای وارونسازی، پنجره زمانیها حدود فازهای P مستقیم، SV و SH در بازه 70 - 40 ثانیه انتخاب شدند.
برای عمقهای کم، که شامل منطقه آفار نیز میشود، پنجره وارون-سازی بازتابهای سطحی pP و sS را شامل میشود. برای ایجاد همترازی زمانی بین لرزهنگاشتهای مشاهدهایی و مصنوعی، یک بازه زمانی حدودا 20 - 15 ثانیهایی قبل از رسید فازها در پنجره زمانی وارونسازی قرار داده شد.
آزمونهای مصنوعی
لرزهنگاشتهای مصنوعی با استفاده از دستور wvfmch96 در مجموعه نرم افزاری زلزله شناسی هرمن - [5] - CPS برای دو مدل سرعتی نزدیک چشمه - Error> Reference source not - found.، نیم فضا و مدل پوسته دو لایه محاسبه شدند. مدل دو لایه، بر اساس میانگین سرعتها در 25 - 20 کیلومتری مدل سرعتی شکست است.
مدل سرعتی یک لایه، میانگین مدل دولایه است. مدل زمین نظری که برای محاسبات تابع گرین در نظر گرفته شده، مدل AK135 است. فرض میگیریم که مقادیر معمول برای میرایی ناکشسان - t - در گوشته t = 1 s برای وارونسازی موج P و t = 4 s برای وارون-سازی موج S باشد
آزمونهایی برای بررسی مدلهای سرعتی IASP91 و همچنین پراکندگی ایستگاهی و اثر نوفه نیز مورد بررسی قرار گرفت.
در کل عوامل اصلی تاثیر گدار بر عمق کانونی زمینلرزه مدل سرعتی و کیفیت داده است که در این مطالعه سعی شده است که از مدل سرعتی مناسب برای نوع داده و داده های با کیفیت بالا استفاده شود. تاثیر پراکندگی ایستگاهی در آزیموت و تاثیر نوفه نیز در آزمایشات مصنوعی انجام گرفته است. پراکندگی ایستگاهی برای یک زمین لرزه برای ایستگاههای دورلرز در شکل 1 به نمایش در آمده است.
روش مورد استفاده
فرایند زیر همزمان با وارونسازی پارامترهای آزاد، از یک جستوجو شبکهایی عمق استفاده میکند: ممان عددی - Mo - ، مولفههای تانسور ممان - Mij - روی .STF مجموع نرا فزارهای زلزله شناسی هرمن >5@ که از روش تئوری پرتو استفاده میکند، برای ساخت لرزهنگاشتهای مصنوعی به کار برده شد. وارونسازی شکلموج، مربع باقیماندهای وزنی را بین لرزهنگاشتهای مشاهدهایی و مصنوعی کمینه میکند.
برای مواجه نشدن با عدم قطعیتهایی که ممکن است از ایجاد اعمال وزن به لرزهنگاشتهای انتخابی بر اساس توزیع ایستگاهها که مربوط به آزیموتها و فاصلهها - گسترش هندسی - است، صورت پذیرد؛ ترجیح براین شد که وارونسازی را برای دامنههای نرمال شده هر لرزهنگاشت اعمال کنیم که بعضا به این کار " shape fitting" اطلاق میشود. همترازی شکلموجها برای جلوگیری از هرگونه خطا در مکان مرکزوار و یا تابع گرین انجام میگیرد.[5]
جدول : 1 مدل سرعتی مورد استفاده در آزمون مصنوعی
زمین لرزه 2006/5/23
به عنوان مثالی از این روش مثالی از کوههای زاگرس آورده میشود. این زمین لرزه توسط مراکز مختلف ارائه شده است. علیرغم اینکه ISC برای این رخداد عمق 10 کیلومتر را پیشنهاد میکند، این عمق دارای فیکس شدگیست.
هاروارد یک عمق تقریبا برابر را برای آن گزارش کرده است - 14 کیلومتر - و عمق 18 کیلومتری NEIC که با فیکس شدگی همراه است را پیشنهاد کرد. شکل موج های p و SH و SV ی که در معکوس سازی این رویدادها استفاده شدهاند در شکل 2 به نمایش در آمده است .
ایستگاههای قابل دسترس برای دادههای دورلرز در آزیموت خوبی توزیع شده اند - شکل . - 1 جواب معادله دارای کمترین عدم تناسب گسل فشارشی در عمق 13 کیلومتری است با یک تابع زمان ساده که در حدود 2 ثانیه است . شیب کم - 17 درجه - صفحه عمودی در زاگرس غیر معمولی است جاییکه بیشترین زاویه - 40 درجه تا 60 درجه - رایج است .
شکل :1 توزیع ایستگاهی برای زمینلرزه 2006/5/23
این زمین لرزه با استفاده از دادههای منطقهایی موسسه ژئوفیزیک و پژوهشگاه بین المللی مهندسی زلزله نیز وارون سازی شده است و توزیع ایستگاهی و نتیجه مدل سازی شکل موج در شکلهای 2 و 3 آورده شده است. در جدول 1 نتیج حاصل از مراکز مختلف و این مطالعه قرار دارد.
جدول :1 مقایسه نتایج مراکز مختلف
جدول 2 مکان و عمق آنها را مراکز مختلف و این مطالعه گزارش شده است را فهرست کرده است.
مقایسه این مطالعه و هم چنین دیگر مراکز در جدول 2 نشان می-دهند که عمق کانونی در کاتالوگ های زمین لرزه ای میتوانند به شدت خطا داشته باشند که حتی گاهی این خطا به 30 کیلومتر هم میرسد.
اختلاف بین کاتالوگ و عمق تعیین شده با شکلموج بستگی به عمق کانونی و بزرگی و سازوکار دارد - شکل . - 4 وابستگی برای ISC - سیاه - بیشتر است که برای رویداد های عمیق تر با بزرگی های بیشتر کاهش پیدا میکند . این وابستگی عجیب نیست .
شکل :2 مقایسه لرزهنگاشتهای واقعی - قرمز - و مصنوعی - آبی - برای دادههای منطقهایی
نتایج و بحث
روش وارونسازی شکلموج آورده شده در این بخش بر 33 عدد از رخدادهای با اندازه متوسط تا بزرگ - Mw >5,5 - که در ایران اعمال شده است .
شکل :3 توزیع پراکندگی ایستگاههای منطقهایی
برای رویداد هایی با بزرگای کم شکلموج ها در فواصل دورلرزنسبت سیگنال به نوفه کوچک دارند که شناسایی فازهای عمقی خیلی سخت میشود.
نسبت سیگنال به نوفه به طور کل در فواصل منطقه ای بهبود پیدا میکند ولی در اینجا بدلیل وجود ساختار پیچیده باز هم شناسایی و پیدا کردن فاز های عمقی کار سختی میشود .
تفاوتها درعمق کانونی بین کاتالوگهای EHBو CMT و مطالعات شکل موج وابسته به مکان یابی زمین لرزه است .
