毛世榕，蘇梅艷，蔣志峰

（桂林地震臺，廣西 桂林 541004）

桂林臺影區(qū)地震震相特征分析與定位方法研究

毛世榕，蘇梅艷，蔣志峰

（桂林地震臺，廣西 桂林 541004）

毛世榕，蘇梅艷，蔣志峰.桂林臺影區(qū)地震震相特征分析與定位方法研究[J].華南地震，2016，36（1）：59-68.[MAO Shirong，SU Meiyan，JIANG Zhifeng.A Research on Seismic Phase Characteristics and Positioning Method of Shadow Seismic at Guilin Seismic Station[J].South china journal of seismology，2016，36（1）：59-68.]

通過對2011～2013年的34個影區(qū)地震震例進行分析，總結(jié)了桂林臺影區(qū)地震各個震相特征，并運用震相特征對影區(qū)地震進行分析定位，有效提高了桂林臺對影區(qū)地震進行定位分析的精度和效率，對日后進行大震速報和日常分析具有借鑒意義。

影區(qū)地震；震相特征；桂林地震臺

0 引言

由于上地幔低速層的存在，當P、S波射入低速層時，根據(jù)波的折射定律，地震波的方向?qū)⒖拷ň€，從而導致地震波傳播方向向下偏移，最終導致地表難以記錄到P、S波，形成P、S波的“影區(qū)”。文獻[1]指出，影區(qū)的主要影響范圍是10°～17°的淺源地震，特征是P、S波記錄到的振幅不清晰或無記錄。

桂林地震臺作為I類基本臺，承擔了多年的大震速報任務，是非常重要的國家級地震臺站。而中強以上地震頻繁發(fā)生的四川、云南、西藏、臺灣、緬甸等地恰好位于桂林臺監(jiān)測的影區(qū)范圍內(nèi)，導致桂林臺記錄到這些地區(qū)發(fā)生的中強地震的P、S震相波形不清晰，難以辨認，從而影響了地震速報的速度和定位的精度。因此，對影區(qū)地震震相特征進行分析總結(jié)，為日后進行影區(qū)地震分析提供依據(jù)，將會有效提高影區(qū)地震定位的精度和效率，并且可以豐富地震觀測報告的震相數(shù)據(jù)，具有重要意義。

1 資料選取

桂林地震臺位于桂林市堯山風景區(qū)，距離市中心約9 km，基巖為泥盆系灰?guī)r，地震計為CTS-1E甚寬頻帶地震計。本文從2011年至2013年中國地震臺網(wǎng)的地震目錄中，選出與臺站相距7°～ 16°、M≥4.5級，波形記錄清晰的34個地震事件，總結(jié)震相特征，并與我臺實際記錄到的地震事件進行對比分析，應用于對影區(qū)地震進行定位。表1為本文所選用的34個地震事件，圖1為各地震事件的震中分布圖。

表1 本文所選用的地震事件Table 1 The seismic events used in this paper

（轉(zhuǎn)下表）

（接表1）

圖1 34個地震事件震中分布圖Fig.1 The epicenters distribution map of the 34 seismic events

2 影區(qū)震相特征分析

2.1 P波震相特征

由于波的散射作用，影區(qū)地震的P波仍然可以被記錄到。我臺記錄到的影區(qū)地震的P波呈現(xiàn)以下特征：

（1）11°～13°范圍是P波受影區(qū)影響最大的區(qū)域，該區(qū)域內(nèi)地震的P波初動較弱，較難辨認，該區(qū)域主要包括四川、中緬交界地區(qū)、臺灣-琉球地區(qū)等，而云南、甘肅、青海、菲律賓、黃河等地區(qū)的P波初動則相對清晰。

（2）震源深度越深，P波受影區(qū)影響越小。當震源深度超過80 km，P波不受影區(qū)影響，初動清晰易辯。

（3）在影區(qū)范圍內(nèi)，P波波速幾乎不受震中距和震中所處區(qū)域影響，淺源地震P波波速為7.3 ～ 7.9 km/s，均值為7.7 km/s。隨著震源加深，P波波速會略微增加，當深度超過200 km后，P波波速為7.9～8.1 km/s，均值為8.0 km/s。

（4）在短周期仿真上，四川、云南方向地震的P波周期較小，主要在0.9～1.0 s，其它地區(qū)的P波周期主要在1.1 s左右，可作為區(qū)分四川、云南方向地震的一個重要特征。

（5）P波持續(xù)3～5個波數(shù)，在影區(qū)內(nèi)，震中距和震源深度對P波周期和持續(xù)長度均沒有明顯影響。

在分析影區(qū)地震時，由于P波初動微弱，因此需要根據(jù)P波周期特點，在短周期仿真記錄上，找到周期在0.9～1.2 s、持續(xù)3個周期以上的波形，從而確定P波位置。圖2是2013年5月30日菲律賓呂宋島5.0級地震的波形。該地震震中距為12.2°，受影區(qū)影響P波初動振幅較弱，因此利用P波周期特點找到初動位置，該地震P波周期為1.1s，持續(xù)3個波數(shù)。

2.2 PP波震相特征

PP波是P波在地表的一次反射波，是遠震中常見的震相。在我臺記錄到的影區(qū)地震中PP波具有以下特征：

（1）震中距大于10.5°，震源深度小于30 km的影區(qū)地震可以觀測到PP波，如果震中距小于10.5°或震源大于30 km，PP波將被P波或者sP波淹沒，我臺記錄到PP波的最小震中距為10.6°

（2）PP波是P波的反射波，其周期與中長周期P波的周期相近，在2～4 s，我臺記錄到的PP波平均波速為7.3 km/s。

（3）PP波在水平向上有明顯波形，其振幅小于垂直向振幅。

（4）PP波初動弱，隨后振幅快速增大，持續(xù)1～3個波數(shù)。

（5）由于影區(qū)地震震中距小于40°，因此PP波初動方向并不一定與P波初動方向相反。

PP波的辨別主要依靠在確定P波、震中距和震源深度后，根據(jù)走時表查找PP波走時，再依靠波形的周期和振幅特征進行精確定位。需要注意的是，由于淺源地震的PP波與sP波很接近，因此在分析PP波時，需要注意與sP波在周期上的區(qū)別。圖3是2013年7月21日甘肅省6.7級地震波形，震中距為10.6°，震源深度15 km。從圖中可以看出PP波的周期與P波相同為2.0 s，而由于震源淺，因此sP波與PP波出現(xiàn)位置較接近，利用兩個波形的震相特征可以有效區(qū)分。

圖2 菲律賓呂宋島地震波形Fig.2 The waveform of the Luzon earthquake

2.3 S波震相特征

S波與P波受影區(qū)影響相似，并且同樣由于波的散射作用，可以收到微弱的S波。我臺記錄的影區(qū)地震S波具有以下特征：

（1）S波受影區(qū)影響主要在10°～14°，在該區(qū)域內(nèi)S波振幅微弱無法辨識。

（2）震源深度越深S波受影區(qū)影響越小，當震源深度超過80 km時，S波震相清晰易辯。

（3）淺源影區(qū)地震S波波速為4.1～4.4 km/s，均值為4.3 km/s，震源深度加深，S波波速略微提升，深度超過200 km后，波速為4.5 km/s。

由于影區(qū)對S波影響較大，且在10°～14°難以辨識，因此S波并不適合作為地震定位的主要震相，在進行分析時通常是根據(jù)震中距查走時表來確定粗略的參考位置。

2.4 SS波震相特征

SS波是S波在地表進行一次反射后形成的波，由于其能量大的特點，常用于地幔結(jié)構(gòu)研究。我臺記錄的影區(qū)地震SS波具有以下特征：

（1）我臺觀測到SS波的最小震中距為9°，小于9°的地震由于SS波距離S波近，被淹沒在S波之中。

（2）SS波周期與S波相近，是中長周期P波周期兩倍左右，其周期隨震中距增加而增大，隨震源深度加深而減小，我臺觀測到的周期在7～12 s。

（3）在影區(qū)范圍中，當震源深度超過100 km后，SS波距離S波過近而被淹沒。

（4）SS波不受影區(qū)影響，有明顯的振幅，特別是菲律賓地區(qū)地震的SS波震相比其它地區(qū)震相更為清晰。

（5）SS波初動弱，1～2個波后振幅增大明顯，平均波速為4.1 km/s。

圖3 甘肅地震波形Fig.3 The waveform of the Gansu earthquake

SS波由于其不受影區(qū)影響的特點，可用來替代S波進行地震定位。但是由于影區(qū)地震S波微弱，SS波容易被錯分為S波，使得震中距增加2?左右，造成偏差，因此在分析SS波時需要注意。圖4是2012年6月16日菲律賓6.0級地震波形，震中距13.0°，震源深度28 km。該地震受影區(qū)影響，S波無法辨別，但是SS波卻比較清晰，可用于地震定位。

圖4 菲律賓地震波形Fig.4 The waveform of Philippines earthqauke

2.5 M2波震相特征

M2波是大陸架結(jié)構(gòu)地殼內(nèi)地震特有的波形，我臺記錄到的M2波震相特征如下：

（1）只有臺灣地區(qū)的淺源地震可以記錄到M2波形。

（2）M2波平均波速為4.0 km/s，周期為5～10 s，持續(xù)4～8個波數(shù)。

（3）M2波波形呈現(xiàn)兩種形狀，一部分波頂呈現(xiàn)圓滑的紡錘形，另一部分則是尖齒形。

（4）M2波的記錄主要在垂直向，水平向記錄較弱，且相位滯后。

M2波形由于振幅大、周期長，具有易于分辨的震相，因此在對臺灣地區(qū)影區(qū)地震進行分析時，可以替代S波進行定位分析。需要注意的是，對于9°～10°的臺灣地震，并非所有地震都能分出S波，容易將M2誤分為S，造成定位誤差，所以分析時需要參考其他震相。圖5是2013年10月31日臺灣6.8級地震波形，震中距10.2°，S波受影區(qū)影響無法辨別，但是可以依靠M2波和SS波進行定位。

圖5 臺灣地震波形Fig.5 The waveform of Taiwan earthquake

2.6 sP波震相特征

sP波是上行（出射角在±45°范圍內(nèi)）S波在震中附近地表的轉(zhuǎn)換波，由于該波到時隨震源深度變化明顯，是用來計算震源深度的重要震相。我臺記錄的sP波震相具有以下特征：

（1）sP波周期與S波和SS波周期相近，約為中長周期P波的兩倍左右，周期隨震中距增加而增大，隨震源深度加深而減小，我臺觀測到的周期在5～10 s。

（2）sP波在垂直向上振幅比水平向振幅強，但是淺源地震sP波會與PP波部分重疊，因此部分地震水平向上sP波記錄比較明顯。

（3）淺源地震sP波持續(xù)時間較短，通常只有1～2個波數(shù)，隨著震源深度增加，波數(shù)增多，當震源深度超過100 km后，sP波的持續(xù)波數(shù)為3～4個。

（4）不同方向或地區(qū)記錄到的sP波特征無明顯區(qū)別。

由于我臺對影區(qū)地震未能記錄到pP、PcP、ScP、PcS、ScS等用于測定震源深度的震相，因此計算影區(qū)地震深度主要依靠sP波進行。圖6是2012年8月8日琉球群島5.0級地震波形，震中距13.5°，深度130 km。該地震的sP波的水平向記錄較垂直向清晰。

2.7 Li波震相特征

Li波是LQ波在玄武巖層的導波，是一種常見的短周期面波。我臺記錄到的Li波震相具有以下特征：

（1）Li波是SH型波，起始振幅明顯，水平向記錄的振幅大于垂直向。

（2）我臺記錄的Li波平均波速為3.9 km/s，持續(xù)2～4個波數(shù)，記錄的最深深度為60 km。

（3）由于我臺不同方向地區(qū)的地形差異較大，導致各方向Li波周期有較大不同，西北方向四川、云南、青海等地區(qū)Li波周期較小，在5～7 s；正西方向緬甸地區(qū)的Li波周期較大，在10～11 s；正東方向臺灣、琉球等地區(qū)Li波的周期為6～9 s，波形通常接在M2震相后方，會受到M2震相尾波干擾；東南方向菲律賓地區(qū)為海洋形地殼，短周期面波無法通過，無Li波記錄。

Li波是我臺常見的短周期面波，由于其速度快于其他面波，Li波總是以面波首波出現(xiàn)，容易辨別。

圖6 琉球群島地震波形Fig.6 The waveform of Ryukyu earthquake

2.8 Lg波震相特征

Lg波可分為Lg1和Lg2，是復雜的地殼導波，不光包含了LQ波在花崗巖中的導波，還包含了S波多次反射后形成的波列以及SV和P波的散射波。我臺記錄的Lg波震相具有以下特征：

（1）Lg波在三分向上都有清晰的初動和波列記錄，其水平向記錄到的振幅大于垂直向的振幅，Lg2波振幅大于Lg1波。

（2）Lg波初動尖銳，多數(shù)呈脈沖狀，容易辨別。

（3）Lg1波平均波速為3.6 km/s，Lg2波平均波速為3.4 km/s，最深記錄深度和Li波相同為60 km。

（4）由于我臺各方向的地殼結(jié)構(gòu)不同，記錄到的Lg波波形差異也較大，西北方向四川、云南、青海等地區(qū)Lg波周期較小，在4 s左右，持續(xù)1～2個波數(shù)；正西方向緬甸地區(qū)的Lg波周期較大，通常在6～8 s，持續(xù)3～4個波數(shù)；正東方向臺灣、琉球地區(qū)Lg波周期為5～7 s，持續(xù)3～4個波數(shù)；東南方向菲律賓地區(qū)由于是海洋地殼，無法記錄到Lg波。

Lg波與Li波相同，都是我臺記錄到的影區(qū)地震中常見的短周期面波，由于其速度慢于Li波，在波形圖上處于Li波之后，LQ波之前。圖7是2012年7月29日緬甸5.4級地震，震中距14.8°，震源深度60 km，圖中Li波和Lg波均清晰易辯。在分析Li波和Lg波時需要注意臺灣地區(qū)地震，該區(qū)域地震的M2波形常常疊加在Li波和Lg1波上，對這兩個波形的辨別造成一定干擾。

圖7 緬甸地震波形Fig.7 The waveform of Myanmar earthquake

2.9 Rg波震相特征

Rg波是大陸地區(qū)LR波的短周期基階波。我臺記錄的Rg波震相具有以下特征：

（1）Rg波在垂直向上的振幅大于水平向振幅，初動振幅明顯，多呈現(xiàn)脈沖形。

（2）Rg波平均波速為3.0 km/s，記錄的最深深度為27 km。

（3）Rg波周期隨震中距增加而增加在6～13 s，持續(xù)2～5個波數(shù)，呈現(xiàn)反頻散。

（4）我臺記錄到的不同方向的Rg波無明顯差異，東南方向菲律賓地區(qū)由于屬于海洋型地殼，無Rg波記錄。

由于Rg波的出現(xiàn)條件與震源深度密切相關，因此可以說只要有Rg波，則震源深度小于30 km，可以用于初算淺源地震的深度。

3 實例分析

利用上文總結(jié)出的影區(qū)地震震相特征，進行震相識別，再結(jié)合不同震相的速度，對影區(qū)地震進行定位，將有效提高定位的精度。利用波數(shù)和到時差計算震中距的公式為：

式（1）中X是用來進行震中距計算的震相，VP是P波平均波速，TP是P波到時，TX是所選用震相的到時，μ是P波平均波速與所選用震相平均波速的比值。

（1）2011年2月1日臺灣5.4級地震。地震發(fā)震時刻：08:16:28.3，震中位于北緯24.2°，東經(jīng)121.8°，震級5.4級，震中距10.4°，震源深度10 km。圖8是本地震的波形圖，該地震震中位于受影區(qū)影響較大的區(qū)域，從地震波形圖中無法分辨出S波和SS波，因此可以利用M2等5個短周期面波震相進行定位。

各震相的到時差分別為sP-P:6.6 s，M2-P: 130.3 s，Li -P:132.9 s，Lg1 -P:186.8 s，Lg2 -P: 204.2 s，Rg-P:238.5 s，帶入公式（1）算得震中距結(jié)果為M2：10.6°，Li：9.9°，Lg1：10.3°，Lg2：11.1°，Rg：10.6°，平均震中距為10.5°，再用sP計算震源深度為15 km，與中國地震臺網(wǎng)中心給出的最終結(jié)果對比震中距誤差為0.1°，震源深度誤差為5 km。

圖8 臺灣地震波形Fig.8 The waveform of Taiwan earthquake

（2）2013年1月18日四川5.5級地震。地震發(fā)震時刻：12:42:50.1，震中位于北緯31.0°，東經(jīng)99.4°，震級5.5級，震中距11.2°，震源深度15 km。圖9是本地震的波形圖，該地震震中位于受影區(qū)影響較大的區(qū)域，地震波形圖S波振幅微弱，初動難以辨別，因此可以利用SS等5個震相進行定位。

各震相的到時差分別為sP-P:6.7 s，SS-P: 136.4 s，Li -P:170.8 s，Lg1 -P:198.6 s，Lg2 -P: 216.4 s，Rg-P:229.2 s，帶入公式（1）算得震中距結(jié)果為SS:10.8°，Li:12.2°，Lg1:12.1°，Lg2:11.9°，Rg:10.1°，平均震中距為11.4°，再用sP計算震源深度為17 km，與中國地震臺網(wǎng)中心給出的最終結(jié)果對比震中距誤差為0.2°，震源深度誤差為2 km。

（3）2012年10月7日菲律賓呂宋島5.1級地震。地震發(fā)震時刻：03:14:22.4，震中位于北緯18.7°，東經(jīng)121.0°，震級5.1級，震中距11.3°，震源深度22 km。圖10是本地震的波形圖，該地震受影區(qū)影響，無S波記錄，并且由于震中地區(qū)屬于海洋型地殼，使得短周期面波無法通過，因此只能用SS波進行地震定位。

圖9 四川地震波形Fig.9 The waveform of Sichuan earthquake

各震相的到時差分別為sP-P:8.4 s，SS-P: 139.7 s，帶入公式（1）算得震中距結(jié)果為11.1°，再用sP計算震源深度為22 km，與中國地震臺網(wǎng)中心給出的最終結(jié)果對比震中距誤差為0.2°，震源深度誤差為0 km。雖然利用單一震相進行定位存在一定誤差，但是也可以實現(xiàn)對東南方向菲律賓地區(qū)的影區(qū)地震進行定位。

圖10 呂宋島地震波形Fig.10 The waveform of Luzon earthquake

4 結(jié)語

綜合以上分析，本文得出以下結(jié)論：

（1）我臺記錄到的影區(qū)地震按照震相先后順序可以記錄到P、sP、PP、S、SS、M2、Li、Lg1、Lg2、Rg等震相，對東部臺站常見的πg波未有記錄。

（2）我臺不同方向地層結(jié)構(gòu)不同，導致記錄到的短周期面波特征差異較大，西北方向的Li、 Lg等短周期面波的周期較小，持續(xù)波數(shù)少；正西方向緬甸地區(qū)Li、Lg波周期較大，持續(xù)波數(shù)較多；正東方向Li、Lg波的周期和持續(xù)波數(shù)介于西北方向和正西方向緬甸地之間。這些特征的差異，可以用于初步確定震中區(qū)域。

（3）東南方向菲律賓地區(qū)屬于海洋型地殼，無短周期面波記錄，因此在進行影區(qū)地震定位時只能使用SS波一個震相，存在一定程度誤差。

（4）我臺未記錄到影區(qū)地震的核面反射波，因此在進行震源深度計算時只能利用sP波進行，對未記錄到sP波的地震只能根據(jù)記錄到短周期面波的類型進行估算。

（5）運用單一的后續(xù)震相與P波進行定位誤差較大，因此結(jié)合多震相進行定位，可以有效降低定位誤差。

（6）每個臺站地層結(jié)構(gòu)、地震計、基巖各有不同，因此我臺總結(jié)出的震相特征和其它臺站對應震相的特征會存在差異，因此需要不斷總結(jié)，相互交流。

本文只討論了10°～17°影區(qū)地震的震相特征和地震定位，由于震例缺乏，對于105°～128°的地核影區(qū)未進行深入研究。

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A Research on Seismic Phase Characteristics and Positioning Method of Shadow Seismic at Guilin Seismic Station

MAO Shirong，SU Meiyan，JIANG Zhifeng
（Guilin Seismic Station，Guilin 541004，China）

Based on analysis of the 34 earthquake cases in shadow zone from 2011 to 2013, this article summarized various seismic phase characteristics of the shadow seismic at Guilin seismic station, and did the positioning analysis for shadow seismic by seismic phase characteristics, which will effectively improve the precision and efficiency of positioning of the shadow seismic at Guilin station, and has the reference significance for earthquake quick report and daily analysis in the future.

Shadow seismic；Seismic phase characteristics；Guilin Seismic station

P315.730.2

A

1001-8662（2016）01-0059-10

10.13512/j.hndz.2016.01.009

2015-03-16

桂林地震臺影區(qū)地震震相分析及參數(shù)測定（編號20140003）

毛世榕（1984-），男，助理工程師，從事地震監(jiān)測工作.

E-mail：232529840@qq.com.