0 引言

地震波的传播速度、走时、射线路径及形态等反映了其运动学特性, 这些特性取决于地球内部的分层构造及介质的性质, 不同波具有不同的运动学和力学特征。地震波的传播速度与地球内部物质的密度和性质密切相关, 在不同性质和状态的介质中有显著变化, 反映在地震图上, 表现为地震波形特征的明显不同。震相是地震图中各种传播路径的地震波的清晰初始, 表现形态复杂且多种多样, 取决于震源类型、地质结构、传播路径和仪器性能等(国家地震局震害防御司, 1992)。

德令哈地震台(台基岩性为花岗片麻岩)1979年开始地震观测, 2006年架设CTS-1E甚宽频带地震计开始数字地震记录, 仪器运行稳定, 观测资料连续可靠, 至今积累了较为丰富的数字化测震资料。为了研究德令哈地震台(下文简称德令哈台)数字地震记录特征, 选取2007—2017年国内外不同方位、不同震中距、不同地区、不同深度的典型中强地震, 使用广东省地震局研发的单台分析处理软件MSDP, 从地质构造、波列特征、P波初动、S与P波到时差、主要震相、最大振幅、震中距等方面, 分析不同区域的地震震相特征。

1 单台数字地震仪震相识别

地震分析的首要任务是正确识别、区分各种传播路径的地震波。地方震、近震、远震、极远震和深源地震的波形特征复杂, 但其运动学和动力学特征仍有规律可循。理解地震波性质, 了解并掌握不同类型地震波的主要记录特征, 熟悉常见震相, 依据到时、振幅大小的改变、周期(或频率)的改变、相位改变、波数(波组中持续振动的周期数)、波组持续时间、波列形态等特征, 识别各种震相。

1.1 依据共有特征识别震相

利用地震波的持续时间、速度、到达台站的先后次序、周期大小、振幅大小等来识别震相。反映在地震图上, 地震波具有以下共有特征:①纵波、横波和面波先后到达(纵波速度大于横波, 面波速度最小); ②纵波周期小于横波, 面波周期最大。震中距越大, 波的周期越长, 反之越短; ③纵波振幅小于横波, 面波振幅最大(深震例外); ④震级越高, 振幅越大, 振动的持续时间越长。震中距越大, 各种波列持续时间越长; ⑤纵波垂直分量较强, 横波水平分量较强; ⑥绕射波振幅比直达波弱, 反射波振幅比直达波强(国家地震局震害防御司, 1992)。

1.2 依据地震性质识别震相

依据地震性质进行震相识别, 首先根据地震波特征判定地震类型(地方震、近震、远震、深震、浅震), 然后根据周期、振幅大小、各分向振幅强度、质点运动方式等, 确定波的性质, 区分纵波和横波。对于地方震:t_Sg − t_Pg < 13 s(据表面震源的甘青区域地震走时表), 振动持续时间一般1—2 min; 近震:t_Sg − t_Pg > 13 s、t_Sn − t_Pn < 1 min 43 s(据表面震源的甘青区域地震走时表、中国地区地震走时表和IASP91地震走时表)、t_Rm − t_P < 4 min(据Rm与P震相走时表), 振动持续时间一般3—5 min, 且随震中距增大而增大; 远震: t_S − t_P >1 min 43 s(据表面震源的IASP91地震走时表)、4 min < t_Rm − t_P < 45 min(据Rm与P震相走时表), 振动持续时间通常小于1 h 30 min, 震中距可按Δ≈2.5×(t_Rm − t_P)(单位°)来估计; 极远震:t_Rm − t_P > 45 min(据Rm与P震相走时表), 地震波持续时间较长, 一般在1 h 30 min以上; 浅源地震:面波发育; 深源地震:震相初动起始尖锐, 面波不发育; 中源地震:面波发育程度介于浅源地震与深源地震之间(刘瑞丰等, 2014)。

1.3 利用标志震相到时差识别震相

标志震相是指特征比较明显、能够确定地震性质的常见震相, 需根据波形周期和振幅的突变, 即动力学特征来确定其初动位置。各类地震的标志震相不同, 如:地方震标志震相有Pg、Sg、PmP、SmS; 近震标志震相有Pn、Sn、Pb、Sb、Pg、Sg、Lg; 远震标志震相有P、S、PP、SS; 极远震标志震相有Pdif、PKP、PP、SKKS、SS; 对于中源地震, 除上述震相外, 还有pP、sP、pPKP、sPKP、sS、PcP、PcS、ScP、ScS等震相。在判定常见标志震相基础上, 使用震相特征相对明显的3个震相, 如:远震使用P、S、pP震相, 极远震使用PKP、PP、pPKP震相, 确定地震的震中距和深度, 根据震相走时表或分析软件中的震相理论到时, 确定其他震相到时。因实际记录与走时模型可能存在差异, 在数字地震记录震相分析中, 需按实际记录识别震相。

2 中国地震震相特征识别

中国位于环太平洋地震带与欧亚地震带之间, 同时位于几大板块边缘, 受太平洋板块、印度板块和菲律宾海板块的挤压, 地震断裂带发育(主要地震带有23条), 地震活动频繁, 常发生破坏性地震。

柴达木盆地为深大断裂带所围陷的中新世构造盆地, 北侧为柴达木盆地东北缘断裂带, 由一系列呈断续状分布的反“S”型断层组成, 控制了盆地和山脉的分界, 在锡铁山一带构成中强地震频发区; 南侧为柴达木盆地南缘断裂带; 东侧为鄂拉山—温泉断裂; 北西边缘为阿尔金断裂带。德令哈台位于柴达木断陷盆地北缘, 地质构造复杂, 周围分布多条新生代活动断裂带, 新构造活动迹象明显, 沿活动断裂带地震活动频繁, 有多次中强地震发生。统计发现, 德令哈台记录的中国中强地震主要集中在青海、西藏、新疆、甘肃、四川、云南、台湾等多震区; 震中距在29°以内, 且发生在台站的不同方位; 地震类型涵盖地方震(Δ < 100 km)、近震(100 km≤Δ < 1 000 km)、远震(1 000 km≤Δ < 105°)。受地壳厚度不同和地质结构复杂的影响, 各地区地震波传播速度、传播路径及形态复杂且多种多样, 各种地震波震相特征不同。

2.1 青海地震

青海地区位于青藏高原中北部, 地壳厚度50—70 km, 是中国大陆地震活动剧烈地区之一。青藏高原划分为7个地震带, 分别是阿尔金地震带、柴达木地震带、祁连山地震带、可可西里—巴颜喀拉山地震带、玉树—雅江地震带、藏川高原地震带、冈底斯—念青塘古拉地震带(哈辉, 2005), 其中柴达木地震带、祁连山地震带、可可西里—巴颜喀拉山地震带、玉树—雅江地震带为主要地震活动区, 也是中强以上地震多发区。

青海地区发生的地震多为地方震和近震, 震中分布在(32°—39°N, 92°—102°E)范围内, 震中距小于600 km, S与P震相到时差小于1 min 11 s。使用表面震源的中国地区地震走时表分析, 青海地区地震初至波到时比理论到时慢2—4 s。

2.1.1 地方震波

对于德令哈台记录的地方震(震中距在100 km以内, 震源深度约10 km), 主要震相为直达波Pg和Sg, 莫霍面外侧向上的反射波PmP和SmS常被直达波Pg和Sg干扰, 无明显震相特征。Pg与Sg波到时差约小于13 s, 振动持续时间1—2 min, 波形频率较高, 震动周期较小, 其中:Pg波周期约0.05—0.2 s, 波速为5.71—6.09 km/s; Sg波周期约为0.1—0.5 s, 波速为3.40—3.57 km/s。

2.1.2 近地震波

震中距在100—1000 km的近震, Pg和Sg波到时差约大于13 s, Pn和Sn震相到时差约小于1 min 43 s, 由于各地区地质结构及地壳厚度不同, 导致各类地震波到达台站的时间也不相同。统计发现, 德令哈台记录的甘肃地震震中距多在1 000 km以内, 波形特征与青海地震相似。

(1) 震中距约120—170 km, 常见波为Pg、PmP、Sg、SmS, 直达波与反射波的振幅差异明显, 但反射波PmP振幅较弱, 震相特征不明显, 反射波SmS振幅较强, 震相特征明显, 如:德令哈台记录的2014年10月2日23:56:31(36.35°N, 97.76°E)青海省海西蒙古族藏族自治州乌兰县M 5.1地震(Δ = 123.1 km, h = 16 km), 波形曲线见图 1。

(2) 震中距约170—200 km, 莫霍面反射波P11、S11变弱, Pg、Sg震相清晰。

(3) 震中距小于230 km, 根据甘青地震波走时, 德令哈台地震记录仍以直达波为主要震相, 且首先到达台站。

(4) 震中距在230—250 km范围内, 根据甘青地震波走时, Pn波速度为7.9—8.2 km/s, Sn波速度为4.4—4.8 km/s, 直达波Pg与首波Pn几乎同时到达德令哈台, 在此震中距范围内是2种波的干扰距离, 震相不易辨认。当震中距大于直达波与首波的干扰距离, 一般按顺序出现Pn、Pg波及相应横波, Pn、Sn波振幅比Pg、Sg波小得多。

(5) 震中距约300 km, 德令哈台记录的Pn波清晰, Sn波不清晰, Pg和Sg震相较强。

(6) 震中距在400—600 km范围内, 德令哈台可较清晰观测到Pn、Sn、Pg、Sg震相。

2.1.3 不同方位近地震波

以德令哈台记录的青海省不同方位的4个地震为例, 分析近地震波形震相特征。其中:①台站东南方位:2015年10月12日18:04:14果洛藏族自治州玛多县(34.36°N, 98.19°E)M 5.2地震(Δ = 344.4 km, h = 9 km); ②台站东北方位:2015年11月23日05:02:42海北藏族自治州祁连县(38.00°N, 100.40°E)M 5.2地震(Δ = 277.8 km, h = 10 km); ③台站西北方位:2013年2月12日03:13:03海西蒙古族藏族自治州(38.50°N, 92.40°E)M 5.1地震(Δ = 453.7 km, h = 10 km); ④台站西南方位:2016年10月17日15:14:49玉树自治州杂多县(32.81°N, 94.93°E)M 6.2地震(Δ = 555.5 km, h = 9 km)。由波形曲线可知, 4个地震均具有清晰的Pn、Pg、Sg震相, Sn震相特征不明显, 不易辨认。

2.2 新疆地震

新疆地处印度板块和欧亚板块碰撞的前沿地带, 属中国大陆西域断块。印巴次大陆块体向北与中国大陆会聚并不均匀碰撞、挤压, 形成我国境内塔里木块体与准噶尔块体南北缘内陆俯冲带, 主要包括帕米尔北缘弧形挤压造山带、天山挤压上隆造山带和阿尔泰压上隆造山带。特殊构造环境和强烈的构造运动, 在新疆地区形成西昆仑、天山和阿尔泰3个主要地震带, 使得新疆地区的地震活动具有活动强度大、频度高的特点, 是我国内陆地震主要活动区, 其中天山地震带强震活动强度最大, 新疆大多数地震发生在此带上。

新疆地区地震范围大, 震中位于德令哈台的西南、正西、西北方向, 地震类型为近震和远震, 震中分布在(35.5°—44.3°N, 73.9°—95°E)范围内, 震中距为6.1°—18.9°, S与P震相到时差为1 min 9 s—3 min 26.4 s。使用表面震源的中国地区地震走时表分析, 新疆地震初至波到时与理论到时接近。

(1) 震中距在600—1 000 km范围内, 经仿真短周期仪器记录, 新疆多数地震记录Pn、Sn震相较清晰, Pg、Sg波震相减弱, 震相初至到时不清晰。

(2) 震中距大于6°, 经仿真长周期仪器记录, 波形记录中P、S震相较清晰。

(3) 震中距大于8°, 经仿真长周期仪器记录, Lg1、Lg2波震相较清晰。

(4) 震中距大于14°, 受上地幔影响, 在14°—28°范围内, P、S往往出现地幔低速、高速多个分支, 可见多个P、S波震相, 如:德令哈台记录的2016年11月25日22:24:30(39.27°N, 74.04°E)新疆克孜勒苏州阿克陶县M 6.7地震(Δ = 18.3°, h = 10 km), 地震波形曲线见图 2, 可见P1、P2、S1、S2震相。

震中位于德令哈台不同方位的新疆地震, LQ、LR波震相具有不同特征, 其中:偏西南方向的地震, LQ、LR波震相NS向振幅偏大, 尤其是新疆和田地区地震, NS向LQ振幅比EW向和垂直向大得多; 偏西北方向的地震, LQ、LR波震相垂直向振幅偏大。

2.3 西藏地震

西藏地处青藏高原, 位于地震易发地带, 区内有喜马拉雅山、冈底斯山、唐古拉山、金沙江、巴颜喀拉及柴达木等6条大地震带分布, 地震活动仅次于台湾省, 具有强度大、分布广等特点。

西藏地区位于德令哈台西南、正南方向, 地震类型为近震和远震, 震中分布在(28.2°—34.4°N, 82.00°—98.00°E)范围内, 跨度较大, 震中距为3°—15.8°, S、P震相到时差为36.3 s—2 min 55.3 s。使用表面震源的中国地区地震走时表分析, 西藏地震初至波到时比理论到时慢1—4 s, 震相特征受方位影响不大。

(1) 震中距在300—500 km范围内, 经仿真短周期仪器记录, Pn、Sn、Pg震相较清晰。

(2) 震中距在500—1 000 km范围内, 经仿真短周期仪器记录, Pn、Pg震相较清晰, Sn、Sg初始震相不清晰; 经仿真长周期仪器记录, P、S震相和面波较清晰。

(3) 震中距大于1 000 km, 经仿真长周期仪器记录, P、S震相及LQ、LR面波震相较清晰。

(4) 震中距大于8°, 经仿真长周期仪器记录, Lg1、Lg2震相较清晰。

2.4 四川地震

欧亚地震带又名横贯亚欧大陆南部、非洲西北部地震带或地中海—喜马拉雅山地震带, 主要分布在欧亚大陆, 从印度尼西亚开始, 经中南半岛西部和中国的云、贵、川、青、藏地区, 以及印度、巴基斯坦、尼泊尔、阿富汗、伊朗、土耳其等国, 至地中海北岸, 延伸至大西洋亚速尔群岛。该地震带发生的地震约占全球15%。四川即地处欧亚地震带, 西部为地震多发带, 大多分布在104°E以西地区, 主要集中在鲜水河、安宁河—则木河、金沙江、松潘—较场、龙门山、理塘、木里—盐源、名山—马边—昭通等地震带。

四川地区位于德令哈台东南方向, 地震类型为近震和远震, 震中分布在(28.3°—33.2°N, 99.3°—105.00°E)范围内, 震中距为4.5°—11.1°, S、P震相到时差为53.0 s—2 min 5.1 s。一般震中距10°—15°的范围为地幔影区, P、S波不发育, S波尤其不发育, 难以分辨。德令哈台虽记录到该区地震震中距为4.5°—11.1°, 基本不在地幔影区, 但S波仍难以辨认。使用表面震源的中国地区地震走时表分析, 四川地震初至波到时比理论到时慢3—7 s; 使用表面震源的甘青区域地震走时表分析, 初至波到时比理论到时慢2—4 s。

(1) 震中距在500—1 000 km范围内, 经仿真短周期仪器记录, Pn、Pg波震相较清晰, Sn、Sg波初始震相不清楚; 经仿真长周期仪器记录, P波和面波震相较清晰, S波初始震相不清楚。

(2) 震中距大于1 000 km, 经仿真长周期仪器记录, P波和面波震相较清晰, 地震较大时, S波初始震相较清晰, 地震较小时则不清楚。

(3) 震中距大于8°, 经仿真长周期仪器记录, Lg1、Lg2波震相较清晰。

种种证据表明, 青藏高原地壳和地幔内存在低速异常区, 如:冯锐等(1981)利用地震面波研究中国地壳结构, 认为青藏和华北地区在地壳中的平均波速值较低, 地壳内有低速层; 吴功建等(1989)对青藏高原亚东—格尔木地学断面的研究, 认为青藏高原地壳的不均匀性显著, 地壳巨厚, 约70—80 km, 且壳内普遍存在低速层; 吴建平等(1998)利用远震波形反演青藏高原整体地幔深部P波速度模型, 结果表明, 青藏高原地区平均地壳厚度约68 km, 上地幔Pn速度约8.15 km/s, P波平均速度小于7.8 km/s, 存在明显的上地幔P波低速异常区; 丁志峰等(2001)对青藏高原地震波三维速度结构进行研究, 认为青藏高原地壳和上地幔存在明显的低速异常区。德令哈台地震观测资料也反映出, 发生在该地区的地震初至波到时残差较大, 应主要受地壳厚度和低速异常区影响, 造成波速变慢。

2.5 台湾地震

台湾地处环太平洋地震带, 位于欧亚板块和菲律宾海板块的聚合交界地带, 是我国地震活动性最强地区之一。欧亚板块和菲律宾海板块以花东纵谷(花莲)为交界线, 互相推挤、挤压, 地震活动频发。台湾西部人口集中, 地震发生较少, 震源较浅, 相对而言, 能量不易释放, 但若发生地震, 易出现重大灾害; 东部及东北部位于板块聚合带, 震源较深, 地震次数较多。台湾地区位于德令哈台东南方向, 发生的地震属海洋地震, 地震类型为远震, 震中分布在(21.4°—25.6°N, 120.3°—126.0°E)范围内, 震中距为22.7°—29.4°, S、P震相到时差为4 min 3.1 s—4 min 52.1 s。在德令哈台地震记录中, 台湾地震P、S、sS波震相较清晰, LQ、LR面波震相发育。使用表面震源的中国地区地震走时表分析, 台湾地震初至波到时比理论到时慢1—2 s。

当震中距大于25°时, 德令哈台可记录到某些地震较清晰的核幔边界反射波ScP、PcS震相。其中:震源深度较大时, 能够记录到较清楚的核幔边界反射波PcP震相; 震源深度在20 km以下, 记录不到深度震相pP和sP; 震源深度在20 km以上, 能够记录到较清楚的深度震相pP、sP。

台湾地震能够清楚观测到P、S波震相的分支震相P1、P2、S1、S2和体波未识别震相Px, 可以判定地震波在传输过程中有分层的地质结构, 导致出现明显的一组未识别的体波震相。以德令哈台记录的2014年3月19日20:19:24(24.06°N, 122.35°E)台湾花莲县附近海域M 5.6地震(Δ = 25.1°, h = 8 km)为例, 经仿真短周期仪器记录和仿真长周期仪器记录, 清楚可见P、S波震相的分支震相P1、P2、S1、S2和体波未识别震相Px, 波形曲线见图 3。

2.6 东北地区深震

东北地区是中国典型的深震孕育区, 震源带由日本海沟以30°倾角向下延伸过来, 多次发生中强深震, 震源深度400—600 km, 震中分布在(41.9°—45.0°N, 129.0°—131.5°E)范围内, 震中距为24.6°—26.5°, S、P震相到时差为3 min 35.6 s—3 min 58.5 s。德令哈台记录的东北地区深震体波震相起始尖锐, 衰减快, 初至震相突出, 初至振幅在本组波列中达到最大值; 震相初动周期小; 与相同震中距的浅源地震相比, 深源地震的持续时间短、各种震相走时短、出射角大, 垂直向能量更强; 面波不发育, 振幅明显小于P、S波; 核面反射波PcP、ScP、PcS、ScS经仿真短周期仪器记录, 成尖锐脉冲波形, 清晰突出, 振幅明显, 见图 4(a); 地表反射波sP经仿真长周期仪器记录, 垂直向清楚, 见图 4(b)。据表面震源的IASP91地震走时表分析, 东北地区地震初至波到时接近理论到时。

3 国外震相特征识别

德令哈台记录的国外典型地震多发生在日本、印度尼西亚、墨西哥、菲律宾、智利等国家和地区, 大多数中强地震为远震, 少数为极远震。在远震中, 核面反射波PcP、ScP、PcS、ScS等震相属于短周期波形, 在仿真短周期仪器记录上反映较好, 波列特征表现为突出的1—2个正弦波, 尽可能在仿真短周期仪器记录上识别。S、SS等震相属于长周期波形, 为纵波波列后水平分向较为突出的震相, 适合在仿真长周期仪器记录上分析。极远震的震相类别比较丰富, 在数字记录中识别震相难度较大, 主要由复杂的地球结构和速度层分布所决定, 经远距离传播, 地震波周期变大, 初至及后续震相起始较弱, 震级小和震源较深的极远震识别困难。一般, Pdif震相周期约25 s, PKP震相周期在2—15 s, PP震相周期在10—30 s, SS震相周期约30 s。

3.1 阿富汗、巴基斯坦、尼泊尔、印度北部地震

阿富汗、巴基斯坦、尼泊尔、印度北部地处欧亚地震带(也称地中海—喜马拉雅地震带), 为地震多发地带, 位于德令哈台西南、正西、西北方向, 地震类型为远震, 震中距为11.6°—32.0°, P、S、LQ、LR波震相清晰, S、P震相到时差为2 min 10.5 s—5 min 10.0 s。印度和兴都库什地区有时能记录到未识别震相Px、Sx(图 5), 震中距约14°时, 印度部分地区发生的地震Lg波震相清晰, 其他区域不明显。据表面震源的IASP91地震走时表分析, 阿富汗、巴基斯坦、尼泊尔、印度北部地震初至波到时比理论到时慢1—2 s, 地震波震相特征受方位影响较大, 各区域记录特征明显不同。

以德令哈台记录的2015年10月26日17:09:32兴都库什地区(36.5°N, 70.8°E)M 7.8深源地震(Δ = 21.2°, h = 210 km)为例, 经仿真短周期仪器记录, 深源震相pP、sP不明显, 不易辨认, 经仿真长周期仪器记录, sP震相清晰, 易辨认, 波形曲线见图 5。

3.2 日本群岛、千岛群岛、勘察加半岛、阿留申群岛地震

日本群岛、千岛群岛、勘察加半岛、阿留申群岛地震区域位于环太平洋地震带边缘, 太平洋板块与亚欧板块在此处挤压、碰撞, 是地震多发地带。该地震区域在德令哈台东北、正东、东南方向, 震中距为26.3°—65.0°, S、P震相到时差为4 min 30 s—8 min 40.0 s, 地震类型为远震。据表面震源的IASP91地震走时表分析, 该区域地震初至波到时接近理论到时, 地震波的震相特征受震中距影响较大, 受方位影响不大。

德令哈台一般记录到此区域的浅源地震, P、PP、PcP、S、ScP、PcS、SS、ScS波震相清晰, 其中P、S波震相出射角较大, 震相明显、清晰, 易于辨认; PP、PcP、ScP、PcS、ScS等震相, 经仿真短周期仪器记录, 在垂直向上可清晰辨认, 见图 6(a); S、sS、SS震相, 经仿真长周期仪器记录, 在水平向上可清晰辨认, 见图 6(b)。如:德令哈台记录的2014年8月10日11:43:15日本北海道(41.2°N, 142.2°E)M 6.0地震(Δ = 34.5°, h = 10 km), 经仿真短周期仪器记录和仿真长周期仪器记录, 清晰可见P、pP、sP、PP、PcP、S、ScP、PcS、SS、ScS波震相。

日本群岛、千岛群岛、勘察加半岛、阿留申群岛区域发生的地震震中距均大于25°, 核面反射波波ScP、PcS震相比面波LQ、LR震相到时早, 其中:①震中距为25°—55°, ScP和PcS震相易被记录到, 特别是震中距35°—45°的地震, ScP、PcS震相记录清晰。震中距约39°, ScP、PcS震相与S波震相相互干扰。震中距大于42°, ScP、PcS震相比S波震相到时早, 易于辨认; ②ScP、PcS震相随震源深度变化明显, 震源越深, 二者走时差越大, 且ScP震相比PcS震相到时早; ③ScP震相在垂直向上记录清晰, PcS震相在水平向上记录清晰。

对于此区域的地震, 震中距大于30°, 在垂直向上, 可较清楚记录到PP震相; 震中距大于37°, PP震相较强、振幅较大, 可超过P波的振幅与周期; 震中距约45°, PcP震相与PP震相交替出现, 二者模糊且不易分辨; 震中距大于45°, PcP波超前, 比PP震相到时早。

德令哈台记录的该区域地震核面反射波PcP、ScS震相较清晰, 尤其是深源地震, 经仿真短周期仪器记录, PcP、ScS波初至震相明显, 出射角角度和振幅较大, PcP震相在垂直向上清楚, ScS震相在水平向上清楚。经仿真长周期仪器记录, 浅源或深源地震后续震相S、SS在水平向上清晰, 振幅较大且明显, 易于辨认; SS波比S波到时晚, 比面波到时早, 介于二者之间, 且其周期和振幅比S波大。

3.3 菲律宾、马来西亚、印度尼西亚、新几内亚、所罗门、斐济地震

菲律宾、马来西亚、印度尼西亚、新几内亚、所罗门、斐济区域位于环太平洋地震带和地中海—印度尼西亚地震带连接区域, 为地震多发地带。该区域在德令哈台东南方向, 震中距约40.0°—103.0°, S、P震相到时差为6 min 4.9 s—11 min 43.7 s, 地震类型为远震, 传播路径多为海洋路径, 一般浅源地震面波LQ、LR震相发育。

(1) 菲律宾、马来西亚、印度尼西亚地震。震中距小于65°, 地震震相特征与日本群岛、千岛群岛、勘察加半岛、阿留申群岛相似, 主要记录到P、PcP、PP、ScP(或PcS)、S、ScS、SS、LQ、LR等震相, 且P、S、PP、SS震相清晰。

(2) 新几内亚、所罗门地震。震中距大于70°, 无核面反射波ScP、PcS, 记录到后续震相SKS。

(3) 斐济群岛地震。震中距大于80°, 无核面反射波PcP、ScS, SKS震相记录清晰、明显; 当震中距约83°时, S与SKS震相交替出现; 震中距大于83°, SKS震相在S震相之前到达, 该区域地震随着震源深度的加大, SKS与S震相交替出现, 且到时差减小; 随着震中距的增大, SKS的震相振幅增大。当震中距84.0°—95.0°, 记录到该区域的浅源地震波形, 德令哈台主要记录到P、PP、SKS、S、PS、SS、LQ、LR震相; 记录到该区域的深源地震波形, 经仿真长周期仪器记录, pP、sP、PP震相清晰, 易辨认。震中距大于95°, 受核幔边界影响, 短周期P波振幅衰减较快, 长周期P波在弯曲的核幔边界周围发生衍射, 生成Pdif震相。德令哈台可记录到震中距100°左右的斐济群岛地震, Pdif、pP、sP、PP、SKS、S、PS、sS、SS震相清晰, Pdif为初始震相, 如:德令哈地震台记录的2014年11月2日02:57:21斐济群岛地区(19.7°S, 177.8°W)M 6.9地震(Δ = 97.9°, h = 410 km), 地震波形见图 7。

据表面震源的IASP91地震走时表分析, 斐济群岛地震初至波到时接近理论到时, 震相特征受震中距、深度影响较大, 随着震中距的增大, 记录波形特征受方位的影响逐渐减弱。

3.4 墨西哥、智利地震

墨西哥、智利位于环太平洋地震带, 1960年5月21日智利9.5级大地震是有历史记录以来的最强地震。该区域地震震中距约120.0°—180.0°, 初始波走时为18 min 52.7 s—20 min 12.0 s, 地震类型为极远震。在极远震范围内, 地震体波主要传播路径从地壳到内核, 由于核幔分界面的影响, 在震中距105.0°—140.0°范围内形成P波地核影区, 震中距大于142°才以PKPbc(PKP1)波、PKPab(PKP2)波出射到地面。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, 震中距约180°, 其振幅更大, 一般难以区分LQ、LR震相, 但PP震相记录较好; 地震波持续时间较长, 一般在1 h 30 min。通常, 由于复杂的地球结构和介质速度分布, 极远震震相分析、识别难度较大。而且, 经远距离传播, 地震波周期变大, 初至及后续震相起始较弱, 震级较小或震源较深的远震, 震相识别将更加困难。极远震持续时间较长, 容易将SKKS震相误判定为最大面波, 把极远震当成远震处理。据表面震源的IASP91地震走时表分析, 墨西哥、智利地震初至波到时接近理论到时, 震相特征受震中距、震源深度影响较大, 受方位影响不明显。

震中距为105.0°—140.0°的墨西哥地震, 德令哈台记录的最大震相通常是PP、PKSdf、SS, SKS、SKKS。对于大地震, 初至波Pdif震相经仿真短周期仪器记录, 震相不明显, 不易辨认, 经仿真长周期仪器记录, 震相清晰, 周期较大。当震源较深时, 可清晰记录到深度震相pPKP和sPKP。PKPpre震相在浅源记录中不常出现, 随着震源深度增大, 有时可清晰记录到, 在震中距146°以内, 始终出现在PKPdf震相之前。对于墨西哥地震的其他震相, 如:PKPdf、PP、PKS、SKKS、SS震相, 在记录图上比较清晰, 易辨认, 且PKPdf震相一般作为初始震相, 在震中距114°—180.0°范围出现, SKS振幅明显比SKKS小, 如:德令哈台记录的2017年9月8日12:49:15墨西哥沿岸近海(15.05°N, 93.9°W)M 8.2地震(Δ = 126.5°, h = 20 km)。震中距大于145°, 对于震级较大的地震, 德令哈台仍可记录到Pdif震相, 但初至到时不易确认。随着震中距的增大, PKP分解为震相PKPbc、PKPab, 在IASP91地震走时表中, PKPbc出现在震中距145.0°—155.0°范围内, PKPab出现在145.0°—180.0°范围内。对于德令哈台记录的智利地震波形, PKPbc、PKPab震相清晰, 易辨认。

4 结论与讨论

由于各地区地质结构复杂, 同一地震波走时各不相同, 不同区域地震的记录波形不同, 震相特征也不同, 具有各自的显著特征, 与震源位置、深度、破裂方式、传播路径等因素有关。各地区初至波走时各不相同, 存在明显的梯度。

(1) 德令哈台记录的地方震、近震波形, 震中距不同, 地震波出现的先后顺序不同, 同一种地震波的传播速度也各不相同, 受当地浅层地质构造影响较大。地方震波形记录主要震相为直达波Pg和Sg; 震中距小于230 km, 直达波为主要震相; 震中距为230—250 km, 直达波Pg与首波Pn干扰, 几乎同时到达, 不易辨认; 大于直达波与首波的干扰距离, 一般出现Pn、Pg以及相应的横波, Pn、Sn波的振幅比Pg、Sg小得多; 震中距约300 km, Pn波清晰, Sn波不清晰, Pg和Sg波清晰; 震中距400—600 km, Pn、Sn、Pg、Sg震相仍较清晰; 震中距大于8°, 新疆和西藏地震地震波形清晰可见Lg1、Lg2波震相。

(2) 德令哈地震台记录的远震、极远震、深震地震波, 随着震中距的变大, 地震波的传播速度受地球内部深层构造的影响较大, 受当地浅层地质构造影响较小。

远震核面反射波PcP、ScP、PcS、ScS等震相经仿真短周期仪器记录上反映较好, 波列特征是1—2个正弦波, S、SS震相在水平分向较为突出, PP震相在垂直向记录上较清晰; 震中距大于37°, PP震相明显、振幅较大, 可超过P波振幅与周期; 震中距约45°, PcP波与PP波交替出现, 震相模糊, 不易分辨; 震中距大于45°, PcP波比PP波到时早; PcP在垂直向上清晰, ScS在水平向上清晰。

极远震Pdif震相周期约25 s, PKP震相周期为2—15 s, PP震相周期为10—30 s, SS震相周期约30 s。震中距为105.0°—140.0°, 最大震相通常是PP、PKSdf、SS及SKS、SKKS。对于大地震, 初至波Pdif震相经仿真短周期仪器记录, 震相不明显, 不易辨认, 经仿真长周期仪器记录后, 震相清晰, 周期较大; 震中距大于145°, 震级较大地震可记录到Pdif震相, 但初至到时不易确认。随着震中距的增大, PKP震相分解为PKPbc、PKPab震相, 在德令哈台记录的智利地震波形中, PKPbc、PKPab震相清晰, 易辨认。

(3) 深震体波震相起始尖锐, 衰减快, 初至震相突出, 震相初动周期小, 持续时间短, 出射角大, 垂直向能量更强; 面波不发育, 振幅明显小于P、S波; 核面反射波PcP、ScP、PcS、ScS经仿真短周期仪器记录后, 成尖锐脉冲波形, 震相清晰突出, 振幅明显。

国内外各区域地震波随地区差异较大, 震相特征各不相同, 需根据不同地区的不同情况进行震相识别。