利用近震源区强震记录识别鲁甸6.5级地震后叠加的余震事件

崔庆谷 林国良 李 倩

1 云南省地震局，昆明市北辰大道148，650224

序列分析是震后地震趋势判断的重要手段，一个中强地震发生后，后续小震活动是判断地震类型（主余型、震群型、前震－主震型）的重要依据。对于有前震的强震，前震序列对后续地震具有极其重要的指示意义。有学者认为，在所有的短临前兆中，前震是公认的预报强震最有效的指标之一［1］；对于主－余型或震群型地震，第1次强震后的小震活动是判断后续地震危险性的重要依据［2］。

实际观测中，紧随主震后的余震往往被主震淹没并导致地震目录不完整，最终影响后续地震危险性的判定。为从叠加的记录数据中辨识出后续小震事件，前人做了大量工作。刘希强等利用小波变换将叠加起始时刻精确地估计出来，从而实现叠加小震事件的检测［3］。Schaff等利用记录波形与已知地震事件的互相关，将叠加的地震事件识别出来［4］。谭培毅等［5］利用匹配滤波技术检测出地震目录中被遗漏的小震事件。但上述方法的使用有先决条件，即叠加小震与之前地震的尾波在频率、相位、振幅等某一方面存在显著差异［6］。可见，基于数据处理的震相识别和叠加事件分离方法受诸多客观条件的限制，如果数据本身不具备上述条件，纯粹依靠数据处理并不能将叠加事件分离，此时必须寻找新的数据源。

微震观测数据是地震编目中的传统数据源，但是，对于中强以上地震，使用常规的数据处理方法难以有效分离叠加事件。而近震源区的强震记录波列长度短，余震叠加的几率小且不易限幅，对识别叠加的强余震具有特别的优势，可以作为新的数据源用于识别叠加地震。

本文通过对比不同震中距记录的鲁甸6.5级地震，分析了震中距对地震波波列长度的影响，并利用震源区强震记录识别提取出两次被淹没的余震事件，其中一次事件在地震目录中没有记载。

1 鲁甸6.5级地震波波列随震中距的变化

在散射很弱的情况下，近源区台站记录到的地震波表现为突然急始后快速消失的孤立子波［7］。1993年印度Killari－Latur地震的余震记录（震中距为5.3km）表明，震源区的地震记录只有持续时间很短、清晰急始的P 波和S 波。但是，在地震台站密度较低的情况下，要记录到上述短时子波很难，因为事先很难把地震台站准确架设在震源区。

随着震中距的增大，由于传输路径上介质不均匀性增加，P波和S波开始出现强散射，表现为初至子波之后持续一段时间的混合信号，这一混合信号由噪声和尾波组成。震中距越大，源于介质不均匀性的地震波波列也越长，地震事件叠加的可能性也就越大。当震中距增加到一定距离后，面波的频散形成更长的波列，此时地震波波列长度急剧增加，短时间内的几次地震事件可能因叠加而无法分离。因此，利用震源区的强震记录来识别余震，理论上是一种可行的方法。因为震中距越小，传播路径上的介质越单一，记录波列也就越短，后续事件出现重叠的概率也就越小。这一观点在2014云南鲁甸6.5级地震的记录数据中得到了很好的印证。

鲁甸6.5 级地震的震中位于鲁甸县龙头山镇，地震发生后，分布于震中龙头山镇及附近区域的台站完整记录到了该次地震。这些台站的记录情况见表1。

表1 鲁甸M6.5级地震近震源区（震中距Δ＜80km）台站一览表Tab.1 Stations which near the epicentral area of Ludian M6.5（Δ＜80km）

鲁甸龙头山台布设在主震的震中区，主震记录数据中的S－P 约为1s，对应的震中距离约为8.33km，比中国地震台网中心基于微震台网观测数据测定的震源深度（12km）略小。从震中的龙头山台到铅厂、茨院，震源距逐渐增加，记录波形也逐渐变长（图1）。

图1 龙头山、铅厂、茨院强震记录对比（横坐标起始零时刻为16：29：52）Fig.1 Comparing strong acceleration recording（zero point of time in abscissa is 2014－11－29 16：29：52）

图1中，龙头山、铅厂、茨院的震源距分别为8.33、18.61、32.60km，随着震源距的增加，地震波波列逐渐变长。由于龙头山观测点离震源最近，其记录数据中隐约可以识别出3次较小的地震事件（图1（a）），时间坐标分别为29～31s、47s、66.5s。在铅厂的记录中，时间坐标33s处也隐约可见一次叠加小震的痕迹（图1（b）），但其波形叠加到主震尾波中难以识别。当震中距增加到32.60km 时，小地震事件已经完全淹没在主震数据中（图1（c））。

在震源区附近80km 以内的台站中，巧家、昭通两个台站同时架设有强震和微震两种仪器。进一步对比微震观测数据发现，震源距47.35km的昭通地震台微震记录已经严重限幅，地震波波列也比龙头山台的强震记录长，以至于所有的余震事件完全淹没在主震尾波中难以识别。两个台站NS分向记录数据见图2。

图2 龙头山强震、昭通台微震记录对比（横坐标起始零时刻为16：29：52）Fig.2 Comparingstrong acceleration recording at Longtoushan site（zero point of time in abscissa is 2014－11－29 16：29：52）

可见，近震源区的记录受传输路径的干扰较小，包含了更多的震源信息，因此可以用龙头山台的记录数据提取叠加的余震事件。

2 利用震源区强震记录检测叠加的地震事件

图2（a）中，在时间坐标29、47、66.5、103s左右可能存在余震事件，但经核实，具有完整P 波和S 波特征的只有29s、103s处的两个事件：29s处为第一个余震事件，103s处为第二个余震事件。近震源区龙头山台的强震仪记录的鲁甸6.5级主震波形如图3。

对比图3中垂直分向与水平分向的记录可以看出，垂直分向的高频成分远远大于两个水平分向，垂直向的P 波比水平向的P 波更发育，而S波则正好相反。如果用垂直向的振幅谱与水平向的振幅谱进行对比，每一次新的地震事件，谱比值都会经历一次从大到小的变化，由此可以识别出叠加地震事件的到时。第1次余震事件与主震尾波叠加的细节见图4。

图3 龙头山强震记录波形图（横坐标起始零时刻为16：29：52）Fig.3 Strong acceleration recording at Longtoushan site（zero point of time in abscissa is 2014－11－29 16：29：52）

图4 与主震尾波叠加的第1次余震事件Fig.4 The first aftershock overlap with mainshock’s coda wave in strong acceleration recording at Longtoushan site

图4中，自时间坐标29.3s起（虚线所示），UD 向记录数据中的高频成分与两个水平分向相比突然增强，代表一个新的地震事件的到来。用等长度的滑动窗沿时间轴滑动，并在窗内求UD分向与两个水平分向功率谱的比值，可以得到3维坐标（时间－频率－谱比）中谱比值变化的图像。由于余震事件波形的频率区域为5～30 Hz，从3维坐标中截取5～30Hz频段的谱比值正视图，得到叠加前后谱比值随时间变化的图像（图5）。

图5中的谱比值自时间坐标29.3s起开始增大，标志着第1次余震事件的到来；30.5s后P波结束，谱比值恢复正常。这一结果与图4中的叠加情况相符合。

自29.3s开始截取第1 次余震事件的强震记录，经数值积分后可转换为速度记录［8］，计算结果见图6。

图5 垂直分向与水平分向功率谱比值随时间变化图Fig.5 The spectrum ratio of UD／EW and UD／NS in strong acceleration recording at Longtoushan site

图6 第1次余震事件强震记录数据计算得到的速度记录波形Fig.6 The first aftershock’s velocity recording get from strong acceleration recording at Longtoushan site

与此相似，由强震记录计算第2次事件的速度记录波形，结果见图7。

图7 由第2次余震事件强震记录数据计算得到的速度记录波形Fig.7 The second aftershock’s velocity recording get from strong acceleration recording at Longtoushan site

利用图6、图7 中的波形数据可以计算出两次余震的里式震级。里式震级的计算公式为［9］：

式中，Vmax为最大速度振幅，单位为μm，实际计算中取两个水平分向最大振幅的平均值；T为最大振幅对应的周期，单位为s；R（Δ）为量归函数；Δ为震中距；s为台站校正值。

s为未知，可以利用已知的主震震级求解，求解过程如下。

将M6.5主震的强震记录数据积分，得到其速度记录；将速度记录中的最大振幅值代入式（1），计算得到主震震级为：ML＝lg（0.8×55×104／2π）＋1.8＋s＝6.65＋s；根据中国地震台网中心的地震目录，鲁甸地震最后确定的震级为M6.6，根据震级转换公式M＝1.13×ML－1.08＝6.434 8＋1.13s＝6.6，得到s≈0.1。

将图6中的速度记录峰值数据代入式（1），得到第1次强余震的震级为：ML＝lg（0.25×3.15×104／2π）＋1.8＋0.1＝5.0，转换为M 震级：M＝1.13×5.0－1.08＝4.6。

第2次余震的震级为：ML＝lg（0.2×5×103／2π）＋1.8＋s＝4.2，转换为M 震级：M＝1.13×4.2－1.08＝3.6。

进一步利用龙头山台强震数据计算较强余震的震级并将计算结果与地震目录对比，结果见表2。

表2 地震目录中的鲁甸6.5级系列震级（M≥3.5）与强震记录计算结果对比Tab.1 Comparion of magnitude get from strong accelerator records with existing catalog earthquake swarm of Ludian M6.5（M≥3.5）

从表2中可以看出，用强震数据计算得到的震级比地震目录中的震级略大，但误差在可以接受的范围，说明计算结果是可靠的。

3 结 语

近震源区的强震记录对于叠加强余震的识别具有独特的作用。

2014年鲁甸6.5级地震的实例表明，近震源区强震记录的波列长度短，余震叠加的几率小，从该记录数据中有效识别并提取常规记录中难以识别的两次强余震事件，震级分别为M4.6、M3.6。

此外，在近震源区的强震记录中，龙头山台记录的6.5级主震从P波初至到S波最大振幅处只需约3s且不限幅。即使是在震源距18km 以外的铅厂，从P 波初至到S 波最大振幅处也只需8s。可见，近震源区的强震加速度记录在地震预警中的优势是明显的，这与当前国外地震预警的实践经验相吻合［10］。

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［2］冯建刚，蒋长胜，韩立波，等 甘肃测震台网监测能力及地震目录完整性分析［J］.地震学报，2012，34（5）646－658（Feng Jiangang，Jiang Changsheng，Han Libo，et al.Analysis on the Monitoring Capability of Seismic Networks and Completeness of Earthquake Catalogues in Gansu Region［J］.Acta Seismologica Sinica，2012，34（5）：646－658）

［3］刘希强，周蕙兰，郑治真，等.基于小波包变换的弱震相识别方 法［J］.地震学报，1998，20（4）：373－380（Liu Xiqiang，Zhou Huilan，Zheng Zhizhen，et al.Identification Method of Weak Seismic Phases on the Basis of Wavelet Packet Transform［J］.Acta Seismologica Sinica，1998，11（4）：431－439）

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［6］金龙，陈小宏，李景叶.基于误差准则和循环迭代的时移地震匹配滤波方法［J］.地球物理学报，2005，48（3）：698－703（Jin Long，Chen Xiaohong，Li Jingye.A New Method for Time－Lapse Seismic Matching Filter Based on Error Criteria and Cyclic Iteration［J］.Chinese J Geophys，2005，48（3）：698－703）

［7］Borman P.新地震观测实践手册［M］.北京：地震出版社，2006（Borman P.New Manual of Seismological Observatory Practice［M］.Beijing：Seismological Press，2006）

［8］Yorihiko O.地震动的谱分析入门［M］.北京：地震出版社，2008（Yorihiko O.Shin Jishindo No Spectre Kaiseki Nyumon［M］.Beijing：Seismological Press，2008）

［9］陈运泰，刘瑞丰.地震的震级［J］.地震地磁观测与研究，2004，25（6）：1－12（Chen Yuntai，Liu Ruifeng.Earthquake Magnitude［J］.Chinese J Seismological and Geomagnetic Observation and Research，2004，25（6）：1－12）

［10］Gasparini P，Manfredi G，Zschau J.地震预警系统［M］.北京：地震出版社，2014（Gasparini P，Manfredi G，Zschau J.Seismic Early Warning System［J］.Beijing：Seismological Press，2014）