0 引言

地震具有原地复发的特点（Nishenko et al，1987），同一地震台站记录的发震地点重复率较高。长期监测的地震台站积累了大量震例，对震相特征的总结归纳可以指导本地区台站的震相分析工作，而且地震波形拟合、地壳速度结构分布及矩张量的确定等研究，均依赖于地震图的正确分析。

随着数字化工作的不断深入，地震工作者在典型震例震相分析方面开展了大量研究。贾庆华等（2004）对广州地震台记录的国内M 5.0以上地震数字记录波形及震相特征进行了分析总结；陈翔等（2007）对昆明地震台2001—2004年数字地震资料典型震例进行整理、分析；张淑珍等（2007）对东北深震震相在兰州地震台的数字模拟记录特征和震源参数进行对比分析；马莉等（2009）对沈阳地震台记录的中强地震震相数字记录特征进行分析；陈翔等（2011）对2009年汤加M 7.7地震震相特征进行特例分析；孟彩菊等（2011）对太原地震台记录的震中距100°左右的地震震相特征进行分析；刘瑞丰等（2014）对宽频带数字记录仪记录的震相特点进行系统分析；许健生等（2014）对中国数字地震台网（CDSN）11个地震台1990—2012年记录的50个M 7.0左右地震的宽频带数字震相资料进行细致分析和标注。

1 资料选取

西安地震台（以下简称西安台）是新中国成立后首批架设的10个测震台站之一，属于国家基准台，是中美合作的CDSN台站之一。西安台台基为前震旦纪花岗岩。目前台站模拟记录仪器均已停用，STS-2.5及CTS-1E甚宽频带数字地震仪同时运行。

本文确定震相时主要采用的方法有：①根据波形的总体特征判断地震类型，是正确识别震相的前提；②将不同距离的地震波仿真成不同仪器记录，便于看清各种周期成分的震相；③根据波形周期和振幅的突变找出标志震相；④利用走时表确定到时差。

单台识别震相必须经过详细对比，符合其已知的动力学和运动学特征（刘瑞丰等，2014）。本文选取西安台震相特征较为显著的地震事件作为典型震例，从天然地震和诱发地震2大类出发，对多震地区震相特征进行着重分析。

2 天然地震 2.1 地方震和近震

（1）震中距在100 km以内的地震称为地方震。地方震震动持续时间短，一般为1—2 min，波形频率较高，主要震相为Pg和Sg，面波不明显，震源较浅时，能在短周期仪器上记录到面波，因与横波重叠而不易分辨。以西安台台基P波传播速度6.59 km/s为参考，P波与S波波速比为1.65（孙丽等，2008），Pg波一般在15 s内到达台站，Pg波与Sg波的走时差不超过10 s。图 1(a)给出2009年11月4日陕西高陵M_L 4.7地震波形，其中垂直向记录发生异常，从水平向记录可以推断Pg波起始时刻，Sg波起始尖锐。

（2）震中距大于100 km且小于10°的地震称为近震。近震震动持续时间不长，一般为3—5 min。通常Pg波和Sg波在地震图上较为显著。

图 1(b)给出2003年4月23日石泉M_S 4.5地震波形，该地震距离西安台1.1°，地震图中主要震相为Pg和Sg。在康拉德界面清晰的地区，如果震源在康拉德界面上方，还可以出现Pb、Sb震相，如：2016年1月18日黄陵M_L 3.9地震波形，距离西安台1.5°，地震图中主要震相即为Pn、Pb、Pg、Sn、Sb和Sg，直达波组振幅明显大于首波组，见图 1(c)。图 1(d)给出2016年1月20日青海M_S 6.6地震波形，距离西安台6.9°，纵波和横波的直达波及首波均比较清晰。图 1(e)给出2014年9月10日云南鲁甸M_L 4.3地震波形，距离西安台8.4°，由于传播路径较长，受上地幔低速层影响，P、S震相弱，即进入P、S影区（震中距在6°—16°），命名纵波和横波震相难度较大，此时地震图上较为突出的震相为短周期面波Lg1、Lg2。

2.2 远震

西安台对全球几个重要地震带中等及以上地震记录较好。以下对常见发震地区（以西安台为中心，由西向东顺时针排序）地震的震相特征进行分析，并单独分析深震震相特征。

2.2.1 印缅边境、尼泊尔、西藏部分地区等（台站西南方位）

图 2中（a）、（b）图分别是2014年9月9日和2011年2月4日发生在缅印边界地区的5.6级和5.8级地震波形，震中距分别为18.2°、15.6°。仿真为SK记录，受70—200 km深度低速层的影响（黄忠贤等，2014），P波起始较弱，从波形周期及振幅变化可推测PP震相位置，且记录较为清晰。图 2(a)中波形受震源深度影响，上述震相清晰易辨。

图 2中（c）、（d）图分别是2015年4月25日和2015年4月26日尼泊尔7.2级和8.1级地震波形，震中距分别为20.7°和21.6°。仿真为SK记录，尼泊尔地震有比较明显的壳面一次反射波PP和SS。

图 2中（e）、（f）图分别为2011年12月1日和2013年2月25日西藏4.9级和5.5级地震波形，受上地幔低速层影响，P波微弱，P波后振幅幅度变化的位置一般出现pP震相。S表现为一个周期的突出，Lg1震相清晰可辨，Lg2震相混在波列中不易区分。Lg波是地壳导波，由美国地震学家普雷斯和尤因（Press and Ewing, 1952）研究北美地震台记录时发现。

2.2.2 新疆、阿富汗—塔吉克斯坦边界等地（台站西北方位）

图 3中（a）、（b）图所示分别为2014年2月12日和2011年8月11日新疆7.3级和5.8级地震波形，震中距分别为21.7°和25.9°。2次地震波形的共同点是：P波起始较缓，记录到地表 1次反射波pP和PP震相，但不明显，S震相清晰且易于识别。

图 3中（c）、（d）图所示分别为2016年1月12日和2016年4月10日阿富汗—塔吉克斯坦边境5.7级和6.6级地震波形。震中距离西安台30°左右，震源深度较深，面波不发育。该区域为印度板块与欧亚板块的碰撞地带，多发中深源地震（Abdullah Shareq，1995），深震相pP、sS容易识别，核幔反射波ScS仿真为短周期WWSSNSP记录比仿真为中长周期SK记录更容易识别。

2.2.3 日本、中国台湾及马里亚纳群岛附近地区（台站东方位）

图 4(a)所示为2011年3月11日日本9.1级地震波形。日本地震距离西安台一般在18°—28°，当M≥4.5时波形记录比较清晰。日本地震多发于俯冲带岛弧地区，震源深度分布范围较广，当震源深度较大时，面波不可见，但深震相比较明显。S波到达之后、基阶瑞雷面波到达之前有时会记录到M₂震相，该震相周期为8—12 s，平均速度4 km/s（许健生等，2014）。

图 4(b)所示为2016年2月5日中国台湾6.7级地震波形。中国台湾地震距离西安台一般为14°—15°，以浅源地震为主，偶有中源地震发生，P波初动较为平缓，S波处于影区，Lg2震相比较显著，容易被误认为S震相。

图 4(c)所示为2014年10月6日马里亚纳群岛地区5.9级地震波形，其中左图为仿真SK记录，右图为仿真WWSSNSP记录。该地区地震距离西安台一般为26°—35°，时有深震发生，震级一般5.5左右。仿真为短周期记录时，深震波形在西安台一般只有P波头出露。马里亚纳群岛附近发生的地震在西安台记录特征为：核幔反射波PcP、ScS震相比较显著，仿真为短周期记录更易识别。

2.2.4 印度尼西亚及巴布等群岛地区（台站东南方位）

图 5中（a）、（b）图所示分别为2016年2月4日和2016年6月7日印度尼西亚马鲁古海4.5级和6.1级地震。该地区地震距离西安台约30°—45°。印度尼西亚为群岛国家，震源深度一般较浅，发震震级多为5左右。印度尼西亚地震在西安台的波形记录特点为：P波头仿真为短周期记录时，第一个周期起始较缓，而后波列振幅突然增大；仿真为中长周期记录时，S震相容易识别，且该震相到达后一般出现PcS震相，需要注意识别；走时差约8 min15 s，EW向通道记录到一个明显震相，对照走时表，疑为SS震相。图 5中（c）、（d）所示分别为2013年11月26日和2017年7月4日巴布亚新几内亚5.2级和6.2级地震波形。西安台对巴布亚新几内亚地区的地震记录较好，该地区地震一般距离西安台约45°—57°，P波和S波起始比较尖锐，横波地表一次反射波SS震相和二次反射波SSS震相明显，在S震相和SS震相之间可根据周期变化识别核幔反射波ScS震相。

2.2.5 深震

图 6所示分别为2015年2月27日印度尼西亚佛罗勒斯海6.6级地震和2002年6月28日俄罗斯—中国东北部边境6.9级地震。西安台记录的深震主要来自东南方位的几大岛弧地区（如印度尼西亚岛弧、日本岛弧、马里亚纳海沟等）和中国东北部深震地区，深震震相特征明显，P波初动和S波清晰，主要深震相pP、sP尖锐，清晰可靠，核幔反射波PcP、ScS、PcS、ScP均较清晰，面波不发育。在进行震相分析时，若P波头尖锐且面波不发育，该地震为深震的可能性较大。

2.3 极远震

当震中距大于100°时，直达P波振幅衰减严重。短周期P波总是在震中距140°左右或更远的地震记录上才重新出现，震中距105°—140°形成P波地核影区。极远震无地幔折射波，PKP震相为主要震相，一般起始尖锐，周期较小；面波发育，在震中距180°附近振幅更大，一般难以区分LQ、LR震相，但PP震相记录较好。在宽频带记录上，幅度不太大的极远震地震波也会叠加一些高频成分。西安台记录的极远震主要来自智利、墨西哥及秘鲁地区，图 7给出2005年9月26日秘鲁北部7.6级地震、2012年11月7日墨西哥7.5级地震和2014年4月1日智利8.2级地震波形。由7可见，初始震相均以PKP为主，通常利用PP和SS震相进行定位，SKS震相一般不如SKKS震相显著，面波起始与PKP震相走时差一般在40 min以上。

3 诱发地震 3.1 爆破

图 8(a)为2008年6月30日陕西华县M_L 3.5地震波形，该事件距离西安台0.89°，Pn、Sn震相突出，EW分量尤其明显，与震中相对西安台的地理位置有关；明显可见Rg波，为瑞利型短周期面波，说明此事件为近地表区域性事件（可能为天然地震、工业爆破、岩石爆破等）。地震图上出现短周期Rg波，表明震源深度为1到几千米，是浅源地震的可靠标志（刘瑞丰等，2014）。经调查，此次事件为华县金堆城矿区的1次爆破。

3.2 塌陷

西安台对榆林地区发生的塌陷地震记录较好，图 8(b)为2004年9月15日榆林神木M_L 3.7地震波形。塌陷波形具有以下特点：①高频成分少，波形较光滑；②无论震中距大小均有面波出现，且比较发育，周期较大；③S波比较明显，周期较大，与面波周期无明显区别（狄秀玲，2009）。

4 结束语

数字地震资料包含丰富的地球物理信息，震例的不断累积是地球物理学基础研究不断进步的重要保证。针对西安台记录的几个多震地点的部分典型震例，总结典型震相特征，对今后该地震台震相识别具有一定指导示范作用，并为探讨和认识地球内部结构提供基础资料。虽然相同发震区域震相特征有一定共性，但受地震波传播路径的多样性、地壳结构的复杂性和震源破裂方式多变性的影响，很难对同一个发震地点的震相特征使用同一个标准进行总结，在震相分析过程中参考共性的同时还应注意个性。

由于西安台进行数字地震观测20余年来更换过3套仪器，相应分析软件进行更换，造成数据格式不兼容，给震相分析工作带来较大困难。由地震仪器和分析软件的更迭造成的数据不可用现象在地震台站工作中需要注意。

感谢在震例搜集中给予帮助的西安台同事，感谢黑龙江省地震局和跃时老师在分析软件方面给予的支持，感谢提供震例分析参考资料的赵永研究员，感谢指导震相分析的西安台各位前辈。