地震速报的中源地震快速确认的基本方法

汤倩（甘肃省地震局，甘肃 兰州730000）

地震速报的中源地震快速确认的基本方法

汤倩
（甘肃省地震局，甘肃 兰州730000）

震源深度是地震学中最难准确测定的参数之一，各种方法对于震源深度的估计都具相当程度的不确定性，地震速报要求又快又准的测定震源深度，加深了测定的难度。从近震地震波的震相结构特征、地震波的散射对近震地震波的影响和震源深度对P波和S波到时差的影响提出一些快速简便易行的判断中源近震的方法。

震源深度；中源地震；近震

震源深度这个震源的最基本参数之一，不仅在研究地震活动与断层的关系 （G-deanoeta，1995）、地球动力学意义上的板块运动和壳幔构造（GlennonandChen，1995；郑斯华，1995）以及地震成核和震源破裂（陈运泰和许力生，1994；Abererombie，eta1，1995；高原和吴忠良，1995）等方面，有重要意义。而且在地震余震预测、地震灾害评估和抗震救援等方面有极其重要意义。因此，在地震速报中震源深度测定的精度意义非常，它直接关系到地震灾害应急和抗震救灾成效。所以，快速准确测定震源深度在地震速报是一项非常重要的工作。

震源深度是地震学最基本的参数之一，然而，这个重要的参数却是目前最难确定的参数之一。近半个世纪以来地震观测尽管测震仪器一次次的更新换代，地震记录也从模拟记录时代跨入了数字记录时代，从经典的窄频带变成了现代化的大动态高精度的宽频带。现代地震记录的这种巨大变化带来了地震目录在内容上的革新 （吴忠良和牟其铎，1994），但是，由于各种因素对震源深度的影响是非线性的，所以，不同的测量手段往往给出不同的震源深度，各种方法对于震源深度的估计都具相当程度的不确定性。

在各种地震的震源深度测定中，中源近震的震源深度又是最难测定的。因为中源地震的地震波对深度的反映不突出，它不像深源地震那样有明显的反映深度的突出震相和明显的面波衰减。而近震也不像远震有丰富的震相特别是深震震相可以参考，因此中源近震震源深度的测定在地震参数测定时尤显突出。

本文分析中源近震与浅源近震的震相结构特征、震相时距结构特征、震相理论残差分布特征提出一些快速判定中源地震的方法，为地震速报快速准确测定中源地震震源深度服务。

1　地震速报中面对的中源地震的困难

震源深度的精度在地震速报中是个最棘手的问题，即使在现代地震目录中，它也几乎已经成为最不准确的参数之一（高原等，1997）。因为地震定位受震相识别的观测误差和地壳模型与真实地球模型误差的双重影响，实际工作中人们很难把它们区别开来（Billingsetal，1994）。而地震定位中，震中位置、震源深度、发震时刻和震级4个参数的相互不独立性加深了震源深度测定的不确定性。即使仅用P波初动和到时测定4参数，它们也是彼此相关的参数，即使扩展观测数据和观测数据的利用，要克服或者抑制这种参数不独立性也绝非易事。

所以，许多学者基于不同模型用不同的方法来求取震源深度的修正，（张晁军，2010）如：利用走时曲线的慢度变化极为灵敏的特点，从中可以提取震源深度信息（赵珠，1992）；用反演方法确定描述震源的矩张量及震源时间函数的同时，通过合成地震图和对观测地震图的拟合来改善震源深度的准确性（Robe et al，1973；Becketal，l991；Silenyet al，1992），以及利用震源谱对比方法测提高测定震源深度法、通过地震破裂传播方向修正震源深度法、由震源破裂时间函数和震源破裂过程确定震源参数等等，直至用统计学方法来改善震源深度的估计 （Jessieet al，2002）。

以上方法作为学术研究和科学计算有较好效果，但是在地震速报中则意义不大。因为这些方法都需先要对数据整合然后反复计算修正才能得到理想结果，用时较多不适用地震速报快速测定参数的要求。地震速报要求既要准确还要快速的测定地震参数，这决定了速报时工作人员在阅读地震波的第一时间就能基本确定地震的大概深度而后选取适当的定位程序人机结合快速准确测定包括震源深度在内的4个参数。之所以要先要确定地震的大概深度是因为目前虽有多种定位方法，但又都有一定局限性。如：双差定位法利用信号的走时差反演震源位置，能够有效地消除震源至台站共同传播路径效应，受速度模型的影响小，因而所测定的震源深度较为可靠（Waldhauseretal，2000）。然而，在利用交叉谱法求取信号时，由于信号的相似性差、信噪比低以及三角函数的值域等原因，使得求的时差有时不够准确（刘劲松等，2007）。而且，这种方法一般适用于有台阵的地方震群或余震序列的精确定位（张晁军等2010）。

“全局搜索和单纯形综和求解法”通过求解方程的极值，保证解的收敛性。对于网内、网缘的浅源地震定位精度较高。（朱元清赵仲和1997）所以各地震台网通常根据本台网经常记录的地震选用定位软件，另挂一些软件应对特别的地震如深源地震和中源地震。如jopens下挂单纯型法、HYP200、hyposat和LokSAT四种定位程序。平时台网根据该台网主要记录的地震特征默认或指定使用一种程序如单纯型法（这也是目前我国多数测震台网日常使用的程序）。但是单纯型法测定浅源近震的参数精度较高，如遇到中源或深源的地震参数测定则误差较大。这时，需要工作人员根据地震波记录特征初步判断地震震源大概深度选取合适的程序如深源地震选用LokSAT程序。

这里说的震源深度的初步判断是指在人们在阅读地震波时根据地震波的运动学特征 （到时、走时等）和动力力学特征初（出射角、振幅、周期、持续时间等）大概判断地震的震源深度其误差大约在一百到几十km。

2　中源地震与浅源地震地震波的路径特征分析

地震波的记录特征是由震源、路径和接收系统共同制约形成的。其中路径特征在地震记录图中体现得尤其明显。当地震台网的接收系统确定后地震波的路径特征表现得尤其明显，而震源特征主要表现在初至波的出动方向和出射角，震源物理过程则隐含在受路径影响的地震波中。因此不同深度的地震波有各自比较明显的特征，这使我们根据地震波的物理形态和记录特征即可初步判断地震震源深度成为可能。

震相是地震图的灵魂。地震图的重要意义在于震相。震相提供包括震源和传播途径结构等方面的地内信息。震相的最具重大意义的部分是初至波P的前半个周期的到达时刻、振幅和相对应的周期。（赵荣国2008）

2.1浅源近震地震波的路径和震相特征

对于浅源近震震源分布可分为：上地壳震源、下层地壳震源和近上地幔震源，如图1所示。对于图1震源模型在近震范围可记录的震相如图1a所示为：Pg，Sg，通过花岗岩层的纵波、和横波；Pb，Sb康拉德界面 （C界面）的绕射纵波和横波；PmP，SmS～1界面（莫霍界面）的反射波的纵波和横波；Pn，Sn，～1界面（莫霍界面）绕射的纵波和横波，在某些特定地区还可以记录到Crust界面的反射波。

图1　（a）上地壳震源近震地震波示意图

图1　（b）下地壳震源近震地震波示意图

对于图1的另一种震源模式是震源不是在上地壳而是靠近Crust界面下面的下地壳内。这种震源模型的近震震相与上地壳震源模型的近震震相基本相同，路径也近似。但是，震相Pb，Sb不再是从Crust界面上面入射形成绕射波，而是在近Crust界面下面出射，见图1b。同时Pg，Sg的视速度略大于上地壳震源的视速度。

如果震源靠近莫霍面 （在M界面上面或下面）在近震范围内则记录不到Pb，Sb，对于这样的地震最突出的震相通常是Pn，Sn。Pb，Sb已不复出现，

Pg，Sg只在很小范围内为初至波。以地壳厚度33km为例，当震源深度为10km时，在震中距大约为1.6°时，Pn为初至震相；当震源深度为20km时，震中距大约在1.1°时，Pn就即成为初至震相。这也是浅源地震确定震源深度的重要参数之一。

2.2中源近震地震波路径和震相特征

当震源远离Moho界面，向地球内部迁移至离Moho界面大约30km时理论界定进入中源地震范围，由此至300km范围内属中源地震范畴，通常定义地表下60～300km的地球环带发生的地震称之为中源地震，就震源深度而言姑且称之为中源环带。

受地球圈层结构的影响发生在不同环带的地震的震波的特征有比较明显差异，所以发生在中源环带的地震波的动力学特征和运动学特征在记录特征图中与发生在地壳内的浅源地震有比较明显不同，特别是震中距＜6°的近场地震波记录有更加明显不同。它们不仅表现在地震波的物理形态方面而且记录的震相也大相径庭，这使得我们有可能够凭借视觉就能初步判定近震的震源是在地壳内还是在中源环带。

图2　a　中源近震地震波路径示意图

图2　b　中源近震地震波记录图

图2　c　中源地震核面反射波

中源近震地震波的主要路径如图2a示，由地幔折射穿透地壳到达地表，由于地震波速度随地下深度增加而变大，所以由地幔上行入射地壳的地震波不会产生Crust界面的绕射波Pb，Sb和Moho界面的绕射波Pn，Sn更不可能生成反射波PmP，SmS。由于中源地震波的主要路径是在地幔中，所以它的基本震相是地幔折射波P和S，如图2a、b。图2b是2012年01月29日16时07分发生在台湾北海域震源深度247km的中源地震波记录图。图中6个记录台的震中距从2.1°-2.5°，全部地震波只记录了初至震相P和横波S震相而且出射角很大。若是浅源地震则初至震相为Pn并有续至震相Pg，甚至可以记录到Pb，相比之下中源近震的震相较浅源近震的震相要简单一些。中源近震震相仅有P和S而不会有Pn，Pb，Pg和Sn，Sb及Sg。但是由于中源地震比浅源地震更接近核幔界面所以会在核幔界面和内外核生成反射波PcP，ScS和PKiKP，SKiKS。由于核幔界面到达地表近300km，内外核界面到达地表更达500km所以只有较大的地震在核幔界面和内外核的反射波才可以达到地表，如图2c。所以近震的震相结构是区分中源近震和浅源近震的重要标志，生有Pn，Pb，Pg及相应的S波震相的是浅源地震，只有P 和S震相的是中源或深源地震。

3　由地震波的记录特征区分浅源与深源地震

浅源地震波路径主要在地壳内，地壳的分层结构和横向不均匀性使得浅源近震地震波极为复杂而且常常带有明显的区域性特征，就震相而言，浅源近震震相除图1所示的主要震相外还有诸多地表反射震相：PgPg，PnPn及sPn等，如图3所示。这些与中源近震简单的震相特征形成鲜明的对比，使我们可以在阅读地震波是就能基本区分浅源和深源近震。

图3　浅源近震地表反射波示意图

3.1由在初至震相区分浅源与深源近震

对任何地震波初至震相都是最重要的，初至震相不仅反映震中方位、震中距远近、地震能量还反映地震的震源深度近震尤为突出，主要表现在初至震相的性质和出射角大小两方面。

中源地震由于震源在地壳深下方，受地球密度和地震波速随深度增加的影响，在近震范围地震波的出射角比较大所以不能形成地表反射波，只有在震中距足够大时才有可能产生地表反射波。中源地震虽然不能生成近震地表反射波却能生成核面反射波，见图2c。由于核面到地表达几千km所以只有较大的地震生成的核面反射波地震计才能记录得比较清楚，这是也中源近震与浅源近震震相记录的重要区别。

图4a是一近震的初至震相特征图，从图中我们看到随震中距由0.8°增加到1.8°初至震相由Pg转为Pb后又更为Pn，相应的续至震相是PmP，Pg和Pb。在震相特征上，PmP震相呈尖脉冲状，显示为地下凸界面反射波的特征。在震中距1°左右时震相Pb成为初至震相说明震区是于双层地壳地，震源位于上地壳内，否则不会出现Pb震相。在震中距170°时Pn成为首波，表明震中区不仅是双层地壳而且厚度在30km左右。因为，如果震中区地壳厚度小于20km，Pn会在震中距1.2°-1.4°成为首波，例如我国东南沿海地区；若地壳厚度大于50km，Pn将在1.8° -2.1°成为首波，如我国青藏高原一些地区。鉴于以上情况，可以判定这个地震是一个发生在地壳厚度30km左右，震源在上地壳深度近10km的一个浅源地震。

图4b也是一近震记录图，台站分布震中距从0.8°-2.7°，在这样大的一个范围内该图个台站的触动震相无一例外的都是P波，续至震相同样无一例外都是S波。这与图4a的记录形成鲜明对比。产生图4b这一现象是因为图4b这个地震震源在远离地壳的下面140km多，地震波路径如图2a是从地幔上行入射地壳所以没有Crust界面的绕射波Pb，Sb和Moho界面的绕射波Pn，Sn更没有核幔界面的反射波PmP，SmS。这是浅源地震与中源地震重要区。

图4　a　浅源近震初至震相特征

图4　b　深源近震初至震相特征

3.2由散射区分浅源与深源近震

由于地壳的非均匀性特别是横向不均匀性地震波在传播时多方位、多角度地改变原来传播方向，不仅发生单散射（辐射只被一个局部性散射体散射，则称此为单散射），由于地震波的路径长而复杂就会有许多散射体集中在一起则地震波辐射会被散射很多次，形成多重散射。在这一过程中在不同界面还会联续多次反射而形成多重反射进而产生几何扩散，同时生成了子波和尾波，改变原来地震波的频率和波长甚至改变地震波的轨迹。由于单散射是随机的所以在路径主要在地壳内的浅源近震地震波子波和尾波也没有任何规律遵循，不同地区行迹各异在地震图地震波强度会发生随机涨落上留下 “散斑”，如图5a。图5a是2003年7月10日，09：49分发生在我国四川省西部（27.79N 102.52E），震源深度15km的地震的记录图，受川西北复杂的地壳结构影响地震波生成大量子波并且有发育很好的尾波。受子波和尾波的影响除初至震相依然在目，其他震相包括S震相都非常难以分辨。

图5　a　浅源地震波受散射影响生成子波

图5　b中源近震地震波P波和S波解耦，不受散射影响，没有子波

散射结果强烈地依赖于入射轨道参数。对于近似水平入射的浅源近震有强烈影响，而对中源和深源近地震地震波则影响较小。因为中源地震波在近震范围内对地表近似垂直入射，使它主要受地壳和地幔分层结构影响而少受地壳横向不均匀性影响，垂直入射的地震波P波和S波解耦，它们几乎不发生相干涉，所以中源近震基本没有子波和尾波，如图5b。图5b是2012年01月29日16：07：40.27发生在台湾台北海域 （25.351N，122.162E）震源深度247km的中源地震的记录图，从图中可以看出地震波几乎没受到任何散射影响，没有子波和尾波，P波和S波几乎成为唯一一组震相。

通过对图5a和图5b的比较我们看到，散射对于近似水平入射的浅源近震有强烈影响，而对于近似垂直入射的深源地震波则影响较小。对于观测者，散射结果虽然显得相当的随机，但是在区分震源深浅则成为分水岭。所以通过地震波的散射效应和子波发育程度是区别浅源近震和中深源地震的重要判据。

3.3震相走时异常法

地震定位误差不仅取决于地震波的真速度，在实际计算时更多依赖是视速度，当地震波的真速度一定时视速度并不是一个确定的量。

真速度（V）对应单位时间内的行波距离，视速度（V¯Δ）随震中距和入射角i改变而改变。dΔ/dt=V/ sini，sini=Vdt/dΔ，如图6所示。在相同震中距下，震源越深入射角越小，视速度越大。所以在相同震中距下随着源深度的加深P波和S波的走时和到时差将变大。

图6　视速度示意图

当地震波传播速度一定时，走时残差随着震源深度的误差和震中距或台站距离的增大而增大。走时残差一定时，震源深度误差随着震中距的增大和地震波速度的增大而增大。研究表明，当速度已知，震源越深的地震，S波与P波走时差改变越大，这是判断震源深度的重要参数，见表1。从表1可以看出震源深度小于100km时，无论震源深度如何改变，只要震中距相同 （例如△=2.0°）P波与S波的到时差近似为常数，它们的到时差每增加一秒震震中距平均增加8.5km。当震源深度大于100km的到时，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的浅源地震少1km。换言之，震中距相同时深源地震S波与P波的到时差大于浅源地震S波与P波的到时差，并且深度差越大，到时差也越大。图7是一震源深度240km，震中距76km的的地震波记录图。从图中可以看出P、S波到时差为26.2s而如果震源深度为15km，P、S波到时差应为11s，这两个数值比为2.4，可见深度对震相走时影响之大。

图7　震源越深S、P波到时差越大

表1　不同震源深度的地震波走时对比

震源深度对近地震波走时的强烈影响，让我们可以通过地震波的走时残差和P，S波到时差的变化初步确认震源深度。当震相确认都是真确的时候，如果残差特别是近台残差很大则震源深度误差较大，“+”残差越大表明震源过浅，反之“-”残差越大表明震源过深。修正震源深度使得较近的台站残差达到规范要求是真确的震源深度，并通过如图7和表1给以确认，这是一个简洁而精度较高的方法。

在震相走时异常确认震源深度中PmP和sPn震相是最为引人注目的，也广为使用，但是sPn震相只适用一定震中距范围内的较大的地震，而且该震相不容易读取，所以不能地震速报要求的快速准确的要求；PmP震相受地壳结构影响较大而且在非全反射点并不突出所以也不适合速报时使用。P波和S都是直达波是最容易阅读的震相，因此用它们的走时异常判定在震源深度简便易行而且精度高。

快速准确确定震源的基本深度是地震速报最大难点，文中给出的通过近震地震波震相结构、P，S震相的到时差、地震波受散射影响程度以及震相走时残差来区分浅源近震和中源近震的几个方法是依据地震波的记录宏观特征和震相走时特征初步确定一个较接近真实震源深度的深度距离，在此基础上选择相应的定位方法再精确测定震源深度。例如如果地震波的宏观反映是一个浅源地震则采用搜索法或单纯型法定位比较好，若地震波的宏观反映是一个中源地震则使用双叉定位会获得更理想的结果。

诚然如此，震源深度的准确测定关系到对震源过程、断层构造、壳幔结构、应力场作用、板块运动等一系列的重要问题的正确认识，在利用各种地震波的记录特征来讨论震源深度时必须确保使用的资料的可靠性，还须注意这些参数所表达的物理含义，否则将会导致错误的结论，在此基础上获得比较准确的震源深度。

虽然现今测定震源深度的方法有多种，但各种方法其实都要涉及走时、波速和地壳模型。所以，开展地震活动地区结构的精细研究是提高震源深度精度的先决条件之一。但最重要的是要有密集的区域台网包围震中，至少要有一个震中距小于震源深度的台站，这样可以大大提高震源深度的测定精度。

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