地震速報的中源地震快速確認的基本方法

湯倩（甘肅省地震局，甘肅 蘭州730000）

地震速報的中源地震快速確認的基本方法

湯倩
（甘肅省地震局，甘肅 蘭州730000）

震源深度是地震學(xué)中最難準確測定的參數(shù)之一，各種方法對于震源深度的估計都具相當程度的不確定性，地震速報要求又快又準的測定震源深度，加深了測定的難度。從近震地震波的震相結(jié)構(gòu)特征、地震波的散射對近震地震波的影響和震源深度對P波和S波到時差的影響提出一些快速簡便易行的判斷中源近震的方法。

震源深度；中源地震；近震

震源深度這個震源的最基本參數(shù)之一，不僅在研究地震活動與斷層的關(guān)系 （G-deanoeta，1995）、地球動力學(xué)意義上的板塊運動和殼幔構(gòu)造（GlennonandChen，1995；鄭斯華，1995）以及地震成核和震源破裂（陳運泰和許力生，1994；Abererombie，eta1，1995；高原和吳忠良，1995）等方面，有重要意義。而且在地震余震預(yù)測、地震災(zāi)害評估和抗震救援等方面有極其重要意義。因此，在地震速報中震源深度測定的精度意義非常，它直接關(guān)系到地震災(zāi)害應(yīng)急和抗震救災(zāi)成效。所以，快速準確測定震源深度在地震速報是一項非常重要的工作。

震源深度是地震學(xué)最基本的參數(shù)之一，然而，這個重要的參數(shù)卻是目前最難確定的參數(shù)之一。近半個世紀以來地震觀測盡管測震儀器一次次的更新?lián)Q代，地震記錄也從模擬記錄時代跨入了數(shù)字記錄時代，從經(jīng)典的窄頻帶變成了現(xiàn)代化的大動態(tài)高精度的寬頻帶?，F(xiàn)代地震記錄的這種巨大變化帶來了地震目錄在內(nèi)容上的革新 （吳忠良和牟其鐸，1994），但是，由于各種因素對震源深度的影響是非線性的，所以，不同的測量手段往往給出不同的震源深度，各種方法對于震源深度的估計都具相當程度的不確定性。

在各種地震的震源深度測定中，中源近震的震源深度又是最難測定的。因為中源地震的地震波對深度的反映不突出，它不像深源地震那樣有明顯的反映深度的突出震相和明顯的面波衰減。而近震也不像遠震有豐富的震相特別是深震震相可以參考，因此中源近震震源深度的測定在地震參數(shù)測定時尤顯突出。

本文分析中源近震與淺源近震的震相結(jié)構(gòu)特征、震相時距結(jié)構(gòu)特征、震相理論殘差分布特征提出一些快速判定中源地震的方法，為地震速報快速準確測定中源地震震源深度服務(wù)。

1　地震速報中面對的中源地震的困難

震源深度的精度在地震速報中是個最棘手的問題，即使在現(xiàn)代地震目錄中，它也幾乎已經(jīng)成為最不準確的參數(shù)之一（高原等，1997）。因為地震定位受震相識別的觀測誤差和地殼模型與真實地球模型誤差的雙重影響，實際工作中人們很難把它們區(qū)別開來（Billingsetal，1994）。而地震定位中，震中位置、震源深度、發(fā)震時刻和震級4個參數(shù)的相互不獨立性加深了震源深度測定的不確定性。即使僅用P波初動和到時測定4參數(shù)，它們也是彼此相關(guān)的參數(shù)，即使擴展觀測數(shù)據(jù)和觀測數(shù)據(jù)的利用，要克服或者抑制這種參數(shù)不獨立性也絕非易事。

所以，許多學(xué)者基于不同模型用不同的方法來求取震源深度的修正，（張晁軍，2010）如：利用走時曲線的慢度變化極為靈敏的特點，從中可以提取震源深度信息（趙珠，1992）；用反演方法確定描述震源的矩張量及震源時間函數(shù)的同時，通過合成地震圖和對觀測地震圖的擬合來改善震源深度的準確性（Robe et al，1973；Becketal，l991；Silenyet al，1992），以及利用震源譜對比方法測提高測定震源深度法、通過地震破裂傳播方向修正震源深度法、由震源破裂時間函數(shù)和震源破裂過程確定震源參數(shù)等等，直至用統(tǒng)計學(xué)方法來改善震源深度的估計 （Jessieet al，2002）。

以上方法作為學(xué)術(shù)研究和科學(xué)計算有較好效果，但是在地震速報中則意義不大。因為這些方法都需先要對數(shù)據(jù)整合然后反復(fù)計算修正才能得到理想結(jié)果，用時較多不適用地震速報快速測定參數(shù)的要求。地震速報要求既要準確還要快速的測定地震參數(shù)，這決定了速報時工作人員在閱讀地震波的第一時間就能基本確定地震的大概深度而后選取適當?shù)亩ㄎ怀绦蛉藱C結(jié)合快速準確測定包括震源深度在內(nèi)的4個參數(shù)。之所以要先要確定地震的大概深度是因為目前雖有多種定位方法，但又都有一定局限性。如：雙差定位法利用信號的走時差反演震源位置，能夠有效地消除震源至臺站共同傳播路徑效應(yīng)，受速度模型的影響小，因而所測定的震源深度較為可靠（Waldhauseretal，2000）。然而，在利用交叉譜法求取信號時，由于信號的相似性差、信噪比低以及三角函數(shù)的值域等原因，使得求的時差有時不夠準確（劉勁松等，2007）。而且，這種方法一般適用于有臺陣的地方震群或余震序列的精確定位（張晁軍等2010）。

“全局搜索和單純形綜和求解法”通過求解方程的極值，保證解的收斂性。對于網(wǎng)內(nèi)、網(wǎng)緣的淺源地震定位精度較高。（朱元清趙仲和1997）所以各地震臺網(wǎng)通常根據(jù)本臺網(wǎng)經(jīng)常記錄的地震選用定位軟件，另掛一些軟件應(yīng)對特別的地震如深源地震和中源地震。如jopens下掛單純型法、HYP200、hyposat和LokSAT四種定位程序。平時臺網(wǎng)根據(jù)該臺網(wǎng)主要記錄的地震特征默認或指定使用一種程序如單純型法（這也是目前我國多數(shù)測震臺網(wǎng)日常使用的程序）。但是單純型法測定淺源近震的參數(shù)精度較高，如遇到中源或深源的地震參數(shù)測定則誤差較大。這時，需要工作人員根據(jù)地震波記錄特征初步判斷地震震源大概深度選取合適的程序如深源地震選用LokSAT程序。

這里說的震源深度的初步判斷是指在人們在閱讀地震波時根據(jù)地震波的運動學(xué)特征 （到時、走時等）和動力力學(xué)特征初（出射角、振幅、周期、持續(xù)時間等）大概判斷地震的震源深度其誤差大約在一百到幾十km。

2　中源地震與淺源地震地震波的路徑特征分析

地震波的記錄特征是由震源、路徑和接收系統(tǒng)共同制約形成的。其中路徑特征在地震記錄圖中體現(xiàn)得尤其明顯。當?shù)卣鹋_網(wǎng)的接收系統(tǒng)確定后地震波的路徑特征表現(xiàn)得尤其明顯，而震源特征主要表現(xiàn)在初至波的出動方向和出射角，震源物理過程則隱含在受路徑影響的地震波中。因此不同深度的地震波有各自比較明顯的特征，這使我們根據(jù)地震波的物理形態(tài)和記錄特征即可初步判斷地震震源深度成為可能。

震相是地震圖的靈魂。地震圖的重要意義在于震相。震相提供包括震源和傳播途徑結(jié)構(gòu)等方面的地內(nèi)信息。震相的最具重大意義的部分是初至波P的前半個周期的到達時刻、振幅和相對應(yīng)的周期。（趙榮國2008）

2.1淺源近震地震波的路徑和震相特征

對于淺源近震震源分布可分為：上地殼震源、下層地殼震源和近上地幔震源，如圖1所示。對于圖1震源模型在近震范圍可記錄的震相如圖1a所示為：Pg，Sg，通過花崗巖層的縱波、和橫波；Pb，Sb康拉德界面 （C界面）的繞射縱波和橫波；PmP，SmS～1界面（莫霍界面）的反射波的縱波和橫波；Pn，Sn，～1界面（莫霍界面）繞射的縱波和橫波，在某些特定地區(qū)還可以記錄到Crust界面的反射波。

圖1?。╝）上地殼震源近震地震波示意圖

圖1?。╞）下地殼震源近震地震波示意圖

對于圖1的另一種震源模式是震源不是在上地殼而是靠近Crust界面下面的下地殼內(nèi)。這種震源模型的近震震相與上地殼震源模型的近震震相基本相同，路徑也近似。但是，震相Pb，Sb不再是從Crust界面上面入射形成繞射波，而是在近Crust界面下面出射，見圖1b。同時Pg，Sg的視速度略大于上地殼震源的視速度。

如果震源靠近莫霍面 （在M界面上面或下面）在近震范圍內(nèi)則記錄不到Pb，Sb，對于這樣的地震最突出的震相通常是Pn，Sn。Pb，Sb已不復(fù)出現(xiàn)，

Pg，Sg只在很小范圍內(nèi)為初至波。以地殼厚度33km為例，當震源深度為10km時，在震中距大約為1.6°時，Pn為初至震相；當震源深度為20km時，震中距大約在1.1°時，Pn就即成為初至震相。這也是淺源地震確定震源深度的重要參數(shù)之一。

2.2中源近震地震波路徑和震相特征

當震源遠離Moho界面，向地球內(nèi)部遷移至離Moho界面大約30km時理論界定進入中源地震范圍，由此至300km范圍內(nèi)屬中源地震范疇，通常定義地表下60～300km的地球環(huán)帶發(fā)生的地震稱之為中源地震，就震源深度而言姑且稱之為中源環(huán)帶。

受地球圈層結(jié)構(gòu)的影響發(fā)生在不同環(huán)帶的地震的震波的特征有比較明顯差異，所以發(fā)生在中源環(huán)帶的地震波的動力學(xué)特征和運動學(xué)特征在記錄特征圖中與發(fā)生在地殼內(nèi)的淺源地震有比較明顯不同，特別是震中距＜6°的近場地震波記錄有更加明顯不同。它們不僅表現(xiàn)在地震波的物理形態(tài)方面而且記錄的震相也大相徑庭，這使得我們有可能夠憑借視覺就能初步判定近震的震源是在地殼內(nèi)還是在中源環(huán)帶。

圖2　a　中源近震地震波路徑示意圖

圖2　b　中源近震地震波記錄圖

圖2　c　中源地震核面反射波

中源近震地震波的主要路徑如圖2a示，由地幔折射穿透地殼到達地表，由于地震波速度隨地下深度增加而變大，所以由地幔上行入射地殼的地震波不會產(chǎn)生Crust界面的繞射波Pb，Sb和Moho界面的繞射波Pn，Sn更不可能生成反射波PmP，SmS。由于中源地震波的主要路徑是在地幔中，所以它的基本震相是地幔折射波P和S，如圖2a、b。圖2b是2012年01月29日16時07分發(fā)生在臺灣北海域震源深度247km的中源地震波記錄圖。圖中6個記錄臺的震中距從2.1°-2.5°，全部地震波只記錄了初至震相P和橫波S震相而且出射角很大。若是淺源地震則初至震相為Pn并有續(xù)至震相Pg，甚至可以記錄到Pb，相比之下中源近震的震相較淺源近震的震相要簡單一些。中源近震震相僅有P和S而不會有Pn，Pb，Pg和Sn，Sb及Sg。但是由于中源地震比淺源地震更接近核幔界面所以會在核幔界面和內(nèi)外核生成反射波PcP，ScS和PKiKP，SKiKS。由于核幔界面到達地表近300km，內(nèi)外核界面到達地表更達500km所以只有較大的地震在核幔界面和內(nèi)外核的反射波才可以達到地表，如圖2c。所以近震的震相結(jié)構(gòu)是區(qū)分中源近震和淺源近震的重要標志，生有Pn，Pb，Pg及相應(yīng)的S波震相的是淺源地震，只有P 和S震相的是中源或深源地震。

3　由地震波的記錄特征區(qū)分淺源與深源地震

淺源地震波路徑主要在地殼內(nèi)，地殼的分層結(jié)構(gòu)和橫向不均勻性使得淺源近震地震波極為復(fù)雜而且常常帶有明顯的區(qū)域性特征，就震相而言，淺源近震震相除圖1所示的主要震相外還有諸多地表反射震相：PgPg，PnPn及sPn等，如圖3所示。這些與中源近震簡單的震相特征形成鮮明的對比，使我們可以在閱讀地震波是就能基本區(qū)分淺源和深源近震。

圖3　淺源近震地表反射波示意圖

3.1由在初至震相區(qū)分淺源與深源近震

對任何地震波初至震相都是最重要的，初至震相不僅反映震中方位、震中距遠近、地震能量還反映地震的震源深度近震尤為突出，主要表現(xiàn)在初至震相的性質(zhì)和出射角大小兩方面。

中源地震由于震源在地殼深下方，受地球密度和地震波速隨深度增加的影響，在近震范圍地震波的出射角比較大所以不能形成地表反射波，只有在震中距足夠大時才有可能產(chǎn)生地表反射波。中源地震雖然不能生成近震地表反射波卻能生成核面反射波，見圖2c。由于核面到地表達幾千km所以只有較大的地震生成的核面反射波地震計才能記錄得比較清楚，這是也中源近震與淺源近震震相記錄的重要區(qū)別。

圖4a是一近震的初至震相特征圖，從圖中我們看到隨震中距由0.8°增加到1.8°初至震相由Pg轉(zhuǎn)為Pb后又更為Pn，相應(yīng)的續(xù)至震相是PmP，Pg和Pb。在震相特征上，PmP震相呈尖脈沖狀，顯示為地下凸界面反射波的特征。在震中距1°左右時震相Pb成為初至震相說明震區(qū)是于雙層地殼地，震源位于上地殼內(nèi)，否則不會出現(xiàn)Pb震相。在震中距170°時Pn成為首波，表明震中區(qū)不僅是雙層地殼而且厚度在30km左右。因為，如果震中區(qū)地殼厚度小于20km，Pn會在震中距1.2°-1.4°成為首波，例如我國東南沿海地區(qū)；若地殼厚度大于50km，Pn將在1.8° -2.1°成為首波，如我國青藏高原一些地區(qū)。鑒于以上情況，可以判定這個地震是一個發(fā)生在地殼厚度30km左右，震源在上地殼深度近10km的一個淺源地震。

圖4b也是一近震記錄圖，臺站分布震中距從0.8°-2.7°，在這樣大的一個范圍內(nèi)該圖個臺站的觸動震相無一例外的都是P波，續(xù)至震相同樣無一例外都是S波。這與圖4a的記錄形成鮮明對比。產(chǎn)生圖4b這一現(xiàn)象是因為圖4b這個地震震源在遠離地殼的下面140km多，地震波路徑如圖2a是從地幔上行入射地殼所以沒有Crust界面的繞射波Pb，Sb和Moho界面的繞射波Pn，Sn更沒有核幔界面的反射波PmP，SmS。這是淺源地震與中源地震重要區(qū)。

圖4　a　淺源近震初至震相特征

圖4　b　深源近震初至震相特征

3.2由散射區(qū)分淺源與深源近震

由于地殼的非均勻性特別是橫向不均勻性地震波在傳播時多方位、多角度地改變原來傳播方向，不僅發(fā)生單散射（輻射只被一個局部性散射體散射，則稱此為單散射），由于地震波的路徑長而復(fù)雜就會有許多散射體集中在一起則地震波輻射會被散射很多次，形成多重散射。在這一過程中在不同界面還會聯(lián)續(xù)多次反射而形成多重反射進而產(chǎn)生幾何擴散，同時生成了子波和尾波，改變原來地震波的頻率和波長甚至改變地震波的軌跡。由于單散射是隨機的所以在路徑主要在地殼內(nèi)的淺源近震地震波子波和尾波也沒有任何規(guī)律遵循，不同地區(qū)行跡各異在地震圖地震波強度會發(fā)生隨機漲落上留下 “散斑”，如圖5a。圖5a是2003年7月10日，09：49分發(fā)生在我國四川省西部（27.79N 102.52E），震源深度15km的地震的記錄圖，受川西北復(fù)雜的地殼結(jié)構(gòu)影響地震波生成大量子波并且有發(fā)育很好的尾波。受子波和尾波的影響除初至震相依然在目，其他震相包括S震相都非常難以分辨。

圖5　a　淺源地震波受散射影響生成子波

圖5　b中源近震地震波P波和S波解耦，不受散射影響，沒有子波

散射結(jié)果強烈地依賴于入射軌道參數(shù)。對于近似水平入射的淺源近震有強烈影響，而對中源和深源近地震地震波則影響較小。因為中源地震波在近震范圍內(nèi)對地表近似垂直入射，使它主要受地殼和地幔分層結(jié)構(gòu)影響而少受地殼橫向不均勻性影響，垂直入射的地震波P波和S波解耦，它們幾乎不發(fā)生相干涉，所以中源近震基本沒有子波和尾波，如圖5b。圖5b是2012年01月29日16：07：40.27發(fā)生在臺灣臺北海域 （25.351N，122.162E）震源深度247km的中源地震的記錄圖，從圖中可以看出地震波幾乎沒受到任何散射影響，沒有子波和尾波，P波和S波幾乎成為唯一一組震相。

通過對圖5a和圖5b的比較我們看到，散射對于近似水平入射的淺源近震有強烈影響，而對于近似垂直入射的深源地震波則影響較小。對于觀測者，散射結(jié)果雖然顯得相當?shù)碾S機，但是在區(qū)分震源深淺則成為分水嶺。所以通過地震波的散射效應(yīng)和子波發(fā)育程度是區(qū)別淺源近震和中深源地震的重要判據(jù)。

3.3震相走時異常法

地震定位誤差不僅取決于地震波的真速度，在實際計算時更多依賴是視速度，當?shù)卣鸩ǖ恼嫠俣纫欢〞r視速度并不是一個確定的量。

真速度（V）對應(yīng)單位時間內(nèi)的行波距離，視速度（VˉΔ）隨震中距和入射角i改變而改變。dΔ/dt=V/ sini，sini=Vdt/dΔ，如圖6所示。在相同震中距下，震源越深入射角越小，視速度越大。所以在相同震中距下隨著源深度的加深P波和S波的走時和到時差將變大。

圖6　視速度示意圖

當?shù)卣鸩▊鞑ニ俣纫欢〞r，走時殘差隨著震源深度的誤差和震中距或臺站距離的增大而增大。走時殘差一定時，震源深度誤差隨著震中距的增大和地震波速度的增大而增大。研究表明，當速度已知，震源越深的地震，S波與P波走時差改變越大，這是判斷震源深度的重要參數(shù)，見表1。從表1可以看出震源深度小于100km時，無論震源深度如何改變，只要震中距相同 （例如△=2.0°）P波與S波的到時差近似為常數(shù)，它們的到時差每增加一秒震震中距平均增加8.5km。當震源深度大于100km的到時，P 和S差每增加一秒震震中距平均增加的里程比相同震中距的震源深度小于100km的淺源地震少1km。換言之，震中距相同時深源地震S波與P波的到時差大于淺源地震S波與P波的到時差，并且深度差越大，到時差也越大。圖7是一震源深度240km，震中距76km的的地震波記錄圖。從圖中可以看出P、S波到時差為26.2s而如果震源深度為15km，P、S波到時差應(yīng)為11s，這兩個數(shù)值比為2.4，可見深度對震相走時影響之大。

圖7　震源越深S、P波到時差越大

表1　不同震源深度的地震波走時對比

震源深度對近地震波走時的強烈影響，讓我們可以通過地震波的走時殘差和P，S波到時差的變化初步確認震源深度。當震相確認都是真確的時候，如果殘差特別是近臺殘差很大則震源深度誤差較大，“+”殘差越大表明震源過淺，反之“-”殘差越大表明震源過深。修正震源深度使得較近的臺站殘差達到規(guī)范要求是真確的震源深度，并通過如圖7和表1給以確認，這是一個簡潔而精度較高的方法。

在震相走時異常確認震源深度中PmP和sPn震相是最為引人注目的，也廣為使用，但是sPn震相只適用一定震中距范圍內(nèi)的較大的地震，而且該震相不容易讀取，所以不能地震速報要求的快速準確的要求；PmP震相受地殼結(jié)構(gòu)影響較大而且在非全反射點并不突出所以也不適合速報時使用。P波和S都是直達波是最容易閱讀的震相，因此用它們的走時異常判定在震源深度簡便易行而且精度高。

快速準確確定震源的基本深度是地震速報最大難點，文中給出的通過近震地震波震相結(jié)構(gòu)、P，S震相的到時差、地震波受散射影響程度以及震相走時殘差來區(qū)分淺源近震和中源近震的幾個方法是依據(jù)地震波的記錄宏觀特征和震相走時特征初步確定一個較接近真實震源深度的深度距離，在此基礎(chǔ)上選擇相應(yīng)的定位方法再精確測定震源深度。例如如果地震波的宏觀反映是一個淺源地震則采用搜索法或單純型法定位比較好，若地震波的宏觀反映是一個中源地震則使用雙叉定位會獲得更理想的結(jié)果。

誠然如此，震源深度的準確測定關(guān)系到對震源過程、斷層構(gòu)造、殼幔結(jié)構(gòu)、應(yīng)力場作用、板塊運動等一系列的重要問題的正確認識，在利用各種地震波的記錄特征來討論震源深度時必須確保使用的資料的可靠性，還須注意這些參數(shù)所表達的物理含義，否則將會導(dǎo)致錯誤的結(jié)論，在此基礎(chǔ)上獲得比較準確的震源深度。

雖然現(xiàn)今測定震源深度的方法有多種，但各種方法其實都要涉及走時、波速和地殼模型。所以，開展地震活動地區(qū)結(jié)構(gòu)的精細研究是提高震源深度精度的先決條件之一。但最重要的是要有密集的區(qū)域臺網(wǎng)包圍震中，至少要有一個震中距小于震源深度的臺站，這樣可以大大提高震源深度的測定精度。

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