蒙城台深震震级偏差较大成因及解决方法的研究

摘 要：蒙城台数字化仪器记录的深震震级比标准震级普遍偏差较大，最高达1.0以上，为了解决这一问题，利用记录波形S波的水平向最大振幅代替传统面波的水平向最大振幅去计算，原有的震级计算公式不变，取得了很好的效果，震级偏差普遍降低，能达到测震观测规范规定的误差范围之内，提高了本台观测结果的可靠性，具有较强的实用性，值得进一步推广。

关键词：深震震级 标准震级 震级偏差 S波 面波 最大振幅

中图分类号：P315 文献标识码：A 文章编号：1672-3791（2013）05（c）-00

震级是表征地震强弱的程度，是地震参数三要素之一，常用的有地方性震级Ml、面波震级Ms或体波震级mb、mB，其中Ms在世界各地应用的最为广泛，有的地震机构根究自己的观测数据，建立了适合本区域的经验公式。地震仪器在改进，地震的数字记录波形与模拟记录波形相比有很多不同，其中振幅及周期是影响地震震级的重要参数，对深震而言，因面波受震源深度及地表介质吸收的影响很不发育，直接用此计算面波震级必然存在较大偏差，这样就不能反映地震本身固有能量的大小，因此在震级计算的过程中，需要对传统的计算方法加以改进，使产出数据更接近真实震级。因此，解决本台深源震级偏差过大问题，提高本台速报质量，提高观测精度，建立起符合本台实际的震级计算公式，是一个值得探索的课题。

1 观测记录概况

1.1 仪器概况

我台自1999年就开始数字化观测，至今陆续增上了有短周期fss-3m地震仪器，宽频带fbs-3a。bbvs-60地震仪，甚至宽频带KS-2000地震计，PA-23强震计，bbvs-60地震计，bbvs-120地震计，超宽频带360秒jcz-1t地震计，几乎达到全频带覆盖观测，记录了相当丰富的深源地震波形资料。

1.2 分析计算方法

我台在日常分析工作中，对于深源地震通常采用传统的面波方法[1]，计算出来的震级与标准震级比较普片偏差很大，最大偏差可达1.0以上，使震级参数失去使用价值。

[2]

其中△为震中距，A为面波的两水平向最大振幅，T为振幅对应的周期，两者前后不能错过1/8周期，本地区为σ（Δ）为3.5为本台起算函数的修正值[3]。

1.3 改进分析计算方法

因此研究此类问题成因及改进分析计算方法，提高计算结果的可靠性显得十分重要。通过初步研究发现，利用体波类横波波形的最大振幅及周期直接代替后面较晚到来的面波最大振幅及周期[4]，带进传统的面波震级计算公式，计算出来的结果比较可靠，最大偏差不超过0.4，这就为今后的测震分析工作提供一定的经验基础，因为震级结果的可靠性提高，使其在地震速报和应急反应乃至科学研究中发挥了应有的作用。

2 数理统计法分析处理

2.1数理统计

采用蒙城台自1999年投入数字化观测以来的震源深度300公里以上地震波记录资料，用改进后的方法分析计算，其统计结果见表一[5]。

表一

序号

日期

发震时刻

震级

台站震级

经度（度）

维度（度）

深度（km）

地点

偏差

1

1997-11-28

22：53：41

6.5

6.3

-13.77

-68.81

600

玻利维亚

-0.2

2

1998-3-29

19：48：17

6.9

6.7

-16.92

-178.8

500

斐济群岛

-0.2

3

1998-5-16

22：22：03

6.7

6.6

-21.86

-178.99

570

图瓦纳岛

-0.1

4

1998-8-20

6：40：55

6.4

6.5

28.87

139.46

448

日本小笠群岛地区

0.1

5

1999-4-8

13：10：36

6.8

6.6

43.61

130.34

564

中国吉林延边地区

-0.2

6

2000-4-23

9：27：14

6.4

6.4

-28.3

-63

604

阿根廷

0

7

2000-8-6

7：27：14

6.9

7.1

28.85

139.65

417

日本小笠群岛地区

0.2

8

2000-8-15

4：30：09

6.5

6.3

-31.5

179.7

356

克马德克群岛以西

-0.2

9

2001-2-26

5：58：22

6.6

6.7

46.61

144.42

390

鄂霍次克海

0.1

10

2001-4-28

4：49：53

6.7

6.7

-17.37

-177.27

341

斐济群岛地区

0

11

2002-6-28

17：19：31

7.1

7

43.68

130.66

568

中国吉林延吉以东

边境地区

-0.1

12

2002-8-19

11：01：02

7.4

7.6

-21.37

-178.86

588

斐济群岛地区

0.2

13

2002-8-19

11：08：29

7.6

7.5

-23.23

177.89

650

斐济群岛以南

-0.1

14

2002-8-19

11：23：09

6.6

6.7

-22.95

178.43

665

斐济群岛以南

0.1

15

2002-10-12

20：09：11

6.9

7.1

-8.3

-71.7

516

巴西西部

0.2

16

2003-5-26

23：13：31

6.6

6.6

6.8

123.7

587

菲律宾棉兰老岛

0

17

2003-6-20

6：19：39

6.6

6.8

-7.6

-71.7

572

巴西西部

0.2

18

2003-7-27

6：25：32

6.6

6.6

47.07

139.22

486

东西北利亚东南近海

0

19

2004-7-15

4：27：15

6.7

6.8

-16.9

-179.45

560

斐济群岛地区

0.1

20

2004-7-25

14：35：19

6.8

6.6

-2.4

104

582

苏门答腊岛南部

-0.2

21

2005-2-5

23：23：13

6.4

6.3

4.88

123.85

525

苏门答腊岛北部沿海

-0.1

22

2005-3-21

12：23：54

6.5

6.9

-24.71

-63.95

579

阿根廷萨尔塔省

0.4

23

2006-1-2

22：13：40

6.4

6.3

-19.45

-177.79

582

斐济群岛地区

-0.1

24

2006-1-27

16：58：52

6.7

6.5

-5.37

128.29

397

印度尼西亚班达海

-0.2

25

2007-7-16

14：17：37

6.4

6.5

36.85

135.01

349

日本海

0.1

26

2008-4-19

4：39：07

6.7

6.8

-17.3

-179

540

斐济

0.1

27

2008-7-5

2：12：03

6.7

6.8

53.83

152.95

632

鄂霍次克海

0.1

28

2008-11-24

9：02：58

6.2

5.9

54.03

154.54

492

鄂霍次克海

-0.3

29

2009-8-9

18：56：00

7.2

7.1

33.1

138.2

320

日本本州以南地区

-0.1

30

2009-8-28

9：51：20

6.7

6.4

-7.1

123.4

667

班达海

-0.3

31

2009-10-4

10：57：55

6.8

6.7

6.23

123.9

630

棉兰老岛

-0.1

32

2009-10-8

5：41：14

6.7

6.6

4.1

122.6

540

西里贝斯海

-0.1

33

2009-11-9

18：44：55

7

7

-16.72

178.18

540

斐济群岛地区

0

34

2009-11-22

15：48：20

6.5

6.6

-17.8

-178.2

500

斐济群岛地区

0.1

35

2010-2-18

6：13：16

6.5

6.6

42.73

130.91

600

中俄交界

0.1

36

2010-5-25

0：18：30

6.5

6.4

-8

-71.6

600

巴西

-0.1

37

2010-7-24

6：08：11

6.6

6.8

6.18

123.8

600

棉兰老岛附近海域

0.2

38

2010-7-24

6：51：11

7.2

7.4

5.98

123.86

590

棉兰老岛附近海域

0.2

39

2010-7-24

7：15：08

7.1

6.7

6.7

123.2

600

棉兰老岛附近海域

-0.4

40

2010-11-30

11：24：41

6.5

6.5

28.41

139.13

460

日本小笠原群岛地区

0

41

2011-1-1

17：56：57

7.1

7.4

-26.19

-63.9

560

阿根廷

0.3

42

2011-1-13

5：32：54

6.6

6.7

26.95

140.07

520

日本小笠原群岛地区

0.1

43

2011-2-10

22：39：27

6.6

6.5

4.1

123.1

530

西里贝斯海

-0.1

44

2011-2-21

18：57：50

6.6

6.5

-26

178.4

540

斐济以南地区

-0.1

45

2011-4-3

22：07：08

6.7

6.8

-17.6

-178.6

540

斐济地区

0.1

46

2011-7-29

15：42：23

6.6

6.9

-23.6

179.8

540

斐济以南地区

0.3

47

2011-8-30

14：57：41

6.7

6.6

-6.4

126.8

450

班达海

-0.1

48

2011-9-2

21：47：11

6.5

6

-28.4

-63.1

590

阿根廷

-0.5

49

2011-9-16

3：30：59

7

6.9

-21.5

-179.3

590

斐济群岛附近海域

-0.1

50

2011-11-23

2：48：15

6.6

6.6

-15.3

-65.1

540

玻利维亚

0

51

2012-1-1

13：27：55

7

7.1

31.4

138.3

360

日本本州东部海域

0.1

52

2012-5-28

13：07：23

6.6

6.5

-28

-63.2

580

阿根廷

-0.1

53

2012-8-14

10：59：37

7.2

7.1

49.66

145.41

600

鄂霍次克海

-0.1

2.2线性回归分析

2.2.1利用最小二乘原理对震级偏差做一元线性回归分析其结果如下：

标准误差s=0.15 回归系数a=0.6990 截距b=2.0346 回归方程的显著性检验

相关系数r=0.8596

2.2.2偏差直方及趋势线图

图1

2.2.3偏差拟合散点图

图2

2.2.4一元线性回归方程：

2.2.5 震级散点及拟合方程图

图3

2.2.6震级线性预测曲线图

图4

2.2.7 相关分析

回归方程的显著性检验

相关系数r=0.8596。两组数据（标准震级和台站震级）之间的关系程度用以下公式验证，求出的相关系数r结果为0.8596392481，r大于0.8说明两者之间高度相关。相关计算公式如下：

3 震例检验

将基于该经验基础的方法，用到其他台站去检验也同样适应。为了减轻负担，仅用7.0以上地震做样本，例河北省邯郸中心台将本台保存记录的7.0及以上的深源地震，利用该分析方法也同样收到良好的效果，最大偏差仅为0.3级，在观测规范要求的误差之内，如下表二

表二

序号

日期

发震时刻

震级

经度（度）

维度（度）

深度（km）

地点

邯郸中心台站震级

偏差

1

2002-06-28

17-19-31

7.1

130.66

43.68

568

中国吉林延吉以东边境地区

6.9

-0.2

2

2002-08-19

11-01-02

7.4

-21.37

-178.86

588

斐济群岛地区

7.3

-0.1

3

2002-08-19

11-08-29

7.6

-23.23

177.89

650

斐济群岛以南

7.5

-0.1

4

2009-08-09

18-56-00

7.2

33.1

138.2

320

日本本州以南地区

7.3

0.1

5

2009-11-09

18-44-55

7.0

-16.72

178.18

540

斐济群岛地区

7.0

0

6

2010-07-24

06-51-11

7.2

5.98

123.86

590

棉兰老岛附近海域

6.9

-0.3

7

2010-07-24

07-15-08

7.1

6.7

123.2

600

棉兰老岛附近海域

7.3

0.2

8

2011-01-01

17-56-57

7.1

-26.19

-63.9

560

阿根廷

7.3

0.2

9

2011-09-16

03-30-59

7.0

-21.5

-179.3

590

斐济群岛附近海域

6.9

-0.1

10

2012-01-01

13-27-55

7.0

31.4

138.3

360

日本本州东部海域

7.3

0.2

11

2012-08-14

10-59-37

7.2

49.66

145.41

600

鄂霍次克海

7.0

-0.2

4 部分震级偏差较大机理探讨

对比后可以看到有部分震级偏差比较大，在0.4左右，同一震级计算公式为什么有的偏差比较大，有的很小，本研究主要认为以下几个方面因素的影响。1.震源场地差异性，2.传输介质差异性；3.地震波频率特性差异，4.传输距离。地震波的传播会受震源介质，传输介质，应力场以及几何扩散和频散影响，地震波行程中各频段的能量衰也减存在差异。因为在解释有关地震的地球物理机制时 ，通常是以假象的模型，认为地球的表层、地壳、地幔是分层均匀介质结构，实际上并非如此。前人研究发现即使是同一层介质也不均匀，有低速层，高速层，有的折射率大，有的小，介质密度有的比重很大，有的较小，有的很致密，有的松散，有的含液量大，有的含液很小等等，这就导致地震波穿过这种行行色色的不同介质时，会被放大或缩小，波形衰减程度不一等，同时场地的几何扩散效应、自身频散也不一样，再加上传输距离远近不一，最后来到接收点后的地震波所携带的能量信息已经不是震源处的情形，造成一定差异性，尤其面波在以上方面的所受影响大些，而体波则小些，最主要表现在地震波的振幅和周期上，而地震波的振幅和周期恰恰是参与地震震级计算的因子之一，所以造成震级偏差很大程度的不一致，有的通过台站修正值进行校正来减小误差[6]。

5 结论

本台采用的S波最大振幅及周期计算本台深震震级简便实用，符合本地区地质条件，最大偏差不超过0.4级。在不改变传统公式的情况下，直接代入计算，传统震级计算公式原有的物理意义没有改变。通过改进分析计算方法，震级误差普遍变小，达到观测规范要求的误差范围之内。提高了本台监测的效能和资料的使用率。利用该方法在其它台进行震例分析检验，也同样适应，该经验方法值得推广，至于为什么会有这种现象，有待今后进一步深入研究。

参考文献

[1] 中国地震台网与美国地震台网测定震级的对比（Ⅱ）-面波震级。刘瑞丰、陈运泰、Peter Bormann等。地震学报，2006年，第28卷，第1期，1-7。

[2] IASPEI新标准体波震级分析研究。任克新、徐志国、刘瑞丰等。中国地震。2009年，第25期。第4卷。377-385。

[3] 基于中国地震台网观测报告的Ml与Ms经验关系。汪素云、王建、俞言祥等。中国地震。2010年，第26卷，第1期，14-22。