0 引言

地方震是指震中距100 km以内的地震。在过去几十年乃至几百年的破坏性地震资料来看，严重破坏范围通常不超过150 km。对于中强地震，重大灾害损失一般发生在地方震范畴内。因此，震中距大小很大程度上决定了地震对地面建筑的破坏程度：震中距越大，影响越小；震中距越小，影响越大。地震对震区地面建筑影响的另一个重要因素是震源深度，对于同级地震，震源越浅，对地表破坏越大。准确测定震源深度对地震灾害评估及救援意义重大。

震源深度是影响地震波形特征的一个重要物理量。震源深度的确定属于地震定位范畴，地震定位是地震学基本问题之一（黄媛，2008）。确定震源深度的方法有很多种，目前应用较多的主要有：①波形反演法，对台站数量和方位角分布要求低（龙锋等，2010），比较适合于中强地震计算；②深度震相法，即利用深度震相与源生初至震相到时差计算震源深度，对台站记录波形质量要求较高，计算量小，方便快捷；③双差定位法，其可靠性基于台站数量和震相到时资料质量，是少数可以对地震丛集进行定位的方法之一，尤其适合于震源空间跨度小的地震序列定位（刘劲松等，2007；罗艳等，2013）。以上3种方法只有波形反演法对震相分析精度要求较低，其余均依赖于震相分析的精度与数量。傅承义教授曾经说过：“震相分析是地震科学的心脏”。震相分析是数据利用的主要手段，地震学的任务就是利用震相测定地震的基本参数，确定震源机制，研究震源的力学性质和探讨地球内部构造等。因此，作为地震学研究基础，准确进行震相分析显得尤为重要。

震相分析就是在地震图上寻找在到时、振幅、周期及质点运动方式等特征表现不同的地震波组，本质上是对地震波形特征的分析，取决于震源、传播路径与接收仪器的特性。

综上所述，如果找到震源深度与波形特征的内在关系，就可以直接估计地震的震源深度，为大震灾害评估提供帮助。地方震震相种类较少，且其他震相叠加干扰较少，震相性质易于判断，准确性较高。自20世纪中国建设数字地震台网以来，地震台站不断加密，记录资料日益丰富，有关区域地震波形特征的研究成果不断增加。如：郭永霞等（2010）分析了华北地区区域地震6种常规震相（Pg、PmP、Pn、Sg、SmS、Sn）的基本特征，重点讨论深度震相sPn在震源深度测定时的重要性；闫俊岗等（2011）总结了小浪底水库数字地震台网记录的波形资料，总结了不同距离、不同方位、不同类型的地震震相特征；郭杰等（2013）通过对震相特点、地质构造进行研究，确定了濮阳地震台在震中距40 km时经常出现的2个未知震相分别为康拉德界面P波反射波Pc和莫霍界面S波反射波SmS；梁向军等（2015）采用网格滑动平均法对山西地震的震源深度分布特征进行统计，发现山西地震震源深度具有由北向南逐渐变深的特点。

由于双差定位法可以对地震丛集进行定位，而且解决了传统地震定位方法因地壳速度结构不准确引起的定位误差，故本文采用双差定位法对2009—2014年青海大柴旦地区发生的地震事件进行重新定位，并在此基础上，对该区域地震波形特征进行分析。

1 青海数字遥测地震台网

青海数字遥测地震台网（以下简称青海台网）于2007年6月建成并进入试运行阶段，10月通过工程验收后正式投入运行，现已建成由89个地震台站组成的区域测震台网，其中国家级数字台站9个，区域数字台30个，企业台站2个，邻省地震台网测震台站24个。青海台网使用JCZ-1甚宽频带地震计、CTS-1、BBVS-60及KS-2000等宽频带地震计进行地震记录，台站均配置大动态范围的EDA-S系列24位数据采集器。地震计和数采运行正常，仪器标定均按测震台站规范要求进行，观测数据连续率较好，资料质量良好。

2 数据处理

采用双差地震定位法，对2009年8月28日大柴旦M 6.4地震及M 1.5以上余震进行重新定位，符合条件的地震事件共有297条，其中268条获得重定位结果。结合地震重定位前后空间分布（图 1）可知，地震主要分布在大柴旦—宗务隆山断裂带上，重定位地震分布更加集中。

对所选大柴旦地方震绘制震源深度频数直方图（图 2），分析发现，重定位后震源深度集中分布在6—10 km，占地震总数的65%，平均震源深度7.2 km，说明大柴旦地区发生的地震震源较浅。图 2中每个矩形面积为其对应深度的频率，可见大柴旦地震在8.5—9.5 km震源深度的概率较大。在大柴旦地震序列中，震中100 km以内的地震台站只有大柴旦地震台（以下简称大柴旦台），所以本文只分析该台记录的地震波形特征。

3 典型震例分析

以2010年4月9日大柴旦M 4.3地震及2011年4月12日大柴旦M 3.6地震原始波形记录为例，滤波前后地震波形见图 3—图 6。

（1）大柴旦M 4.3地震波形分析。图 3为2010年4月9日大柴旦M 4.3地震原始波形记录，大柴旦台震中距约0.49°。通过双差重定位计算，得到该地震震源深度为9.5 km。利用HypoSAT分析此次地震事件的台网波形资料时，得到总残差为0.424，各台站震相残差多数在1.0以下，可见计算出的震源深度比较可靠。

经过测量，P波垂直向初动半周期约0.06 s，S波振幅A_S的最大值约为P波振幅A_P最大值的8.72倍。由图 3、图 4对比可知，地震波形经0.5 Hz高通滤波后，P波在垂直向存在明显变化，在震相Pg后0.9 s处出现不明震相Pi，起始尖锐，周期略大于Pg，振幅约为Pg震相的5倍，持续时间约0.3 s，Sg震相后未出现对应震相。

（2）大柴旦M 3.6地震波形分析。图 5为2011年4月12日大柴旦M 3.6地震原始波形记录，此次地震事件通过双差重定位后计算出的震源深度为14.8 km，大柴旦台震中距约0.45°。将HypoSAT中的震源深度固定为该深度，得到总残差为0.289，各台站震相残差多数在1.0以下，计算结果可信。

将大柴旦M 3.6波形数据进行低通滤波（图 6），发现在垂直向Pg震相后1.3 s出现不明震相Pi，波形光滑，起始尖锐，周期约0.23 s，振幅远大于Pg振幅，持续约3—4个周期；在东西向可以看到在Sg震相后约1.6 s处也出现一个未知震相Si，周期和振幅均与Sg相当。

4 初至P波周期变化

本文选取大柴旦地震序列2009年8月28日至2010年1月31日记录的数字地震波形进行精细分析，量取初至P波周期并绘制其随时间的变化关系（图 7）。由图 7可见：①随着时间的推移，地震初至P波的周期逐渐增大，反映出大柴旦地区地震的应力水平在下降，震源区应力不断释放（王海涛，1989；张蕙，2012）；②在一些时期内P波周期值减小，应力升高，可能是因为发震后震源区的应力还在调整所致；③初至P波周期多分布在0.05—0.15 s区间内，表明该序列高频成分发育，震源区应力水平仍处于高值状态（王未来等，2012）。

5 结论与讨论

大柴旦地方震Pg、Sg震相清晰、波列整齐干净、衰减快，具有沿岩石传播的波形特点，并且震源深度越深，震相越多、越清晰。在分析大柴旦台地震波形资料时，发现在直达波震相后0.6—1.5 s出现未知震相，有时在震相Pg、Sg后成对出现，有时仅在Pg震相后出现，周期和振幅均大于直达波，到时早于张诚编算的《甘青区域地震波走时表》给出的莫霍面反射波走时，结合其震相特征，初步推测该震相可能为康拉德界面反射波，其震相性质确定需要后续进一步分析。

因为大柴旦地区地震台站分布稀少，在震中100 km范围内只有大柴旦一个台站，无法利用多台波形相关法确定未知震相性质，这些震相的存在是否预示该地区莫霍界面以上存在新的分层有待考证。