1、1攀枝花地震台数字地震分析探讨摘要：结合地震波记录原理，分析并讨论攀枝花台数字仪震相的一些物理特征，并使用 MATLAB 对攀枝花、长春台的地震资料做简单滤波分析，便于真实地反映地震波震相。参考川滇交界地区地质构造，总结出攀枝花台对多次地震记录震相分析的经验规律，为地震速报快速识别震相提供实用参考。 关键词：攀枝花地震台；数字地震仪；震相识别；地震速报 中图分类号：P315.73 文献标识码：A 文章编号：1000-0666（2013）02-0215-04 0 引言 数字地震分析由于记录方式和处理方式的变化，使得识别震相特征有所变化。仿真和滤波是震相分析处理的有效辅助方法。结合攀枝花地震台所在
2、地区的地质构造，不断摸索解决四川攀枝花台实际震相分析问题。 1 记录方式的优点 数字地震记录具有频带范围宽、动态范围大的特点，攀枝花台使用宽频带数字仪，其频带宽度为 0.02120s，利用波形分析软件可以仿真模拟短周期 DD-2 仪、中长周期 DK-1、SK 仪和 763 仪记录。仿真后短周期信号滤除了低频信号和干扰，中长周期信号滤除了高频信号和干扰，2一般震相较为清晰，便于处理。数字地震仪动态范围大，记录了更多的信息，也带有宽频干扰（刘瑞丰，1999） 。进一步分析需做仿真或滤波，可充分显现各种震相。 2 模拟与数字仪器记录的视差 模拟地震仪记录地震的最大困难在于周期限制，不能将宽频带的地震
3、波更大限度地记录下来。攀枝花台以前配有短周期仪（DD-2）和中长周期仪（DK-1、SK、763）共 4 套仪器，虽然可以记录全球地震，但不能将宽频带震相完整地记录下来。现使用速度型宽频带数字地震仪，记录范围大大加宽。 对模拟记录图纸来说，滚筒转速是固定的，走纸距离与时间成正比。初至震相起始角与固定图面相对比，尖锐与否是固定的。角度 030为平缓出射，记为“E” ；角度 6090为尖锐出射，记为“I” ；角度3060不作标记。记录频带相对较窄且固定，震相也在图纸上较干净，叠加的成分不多。 对数字记录来说，显示的时间框可以拉伸或压缩，震相起始角与看到的不固定“图面”相对比，尖锐与否是相对变化的。除
4、了垂直出射的90或水平出射的 0角以外，起始角都有随显示“图面”时间框变小而趋“缓”的情况。实际上角度是不会变化的，只是对比的时间线度不一样而已。但这样就会出现使用局部“图面”时与使用全局“图面”时所分析的震相起始角尖锐与否有差别，从而形成视差。所以震相起始角尖锐与否对数字仪来说是一个较为相对的概念，只有针对特定的“图面”时间线度才具有明确的意义。在实际的分析与速报中，除了尖锐出射3“I”型的初动震相，一般都不再标出，就可以避免争议。 3 数字地震仪震相的不同之处 仪器的频带差别造成了记录的表象差别，同一震相以不同仪器记录，相位可能会不同。 地震波有自身特点，表现为连续的有规律的波形。与地震波
5、初动周期相近的高频大地脉动周期较小（0.040.1s） ，幅度也较小。数字仪记录到的波形周期相对大地脉动周期较大，幅度也较大，使地震初动波形能够和大地脉动及其它不规则干扰区别开来（闵大镒，1993） 。例如 2003年 4 月 24 日 6 时陕西石泉 4.5 级影区地震（攀枝花台记录震中距为8.64，约 960km）就体现了两类地震仪记录震相的联系与区别。在 DD-2 仪上，波形表现为近震，可分出 PN、PG、SN、SG 震相。在 DK-1 仪上，可分出 P、S 远震震相和影区地震面波震相 LG1、LG2。数字地震仪上的原始记录文件，则明显记录到较小周期的近震震相、较大周期的远震震相和影区地
6、震面波震相。分别仿真为 WWSSNSP 和 SK，体现出了近震、远震和影区地震面波震相（图 1） 。在这里 P 相当于 PN，S 相当于 SN，LG1 相当于 SG。短周期仪或中长周期仪单独工作时，不会记录到如此丰富的波形。 2011 年 3 月发生的缅甸系列地震也反映了类似情况，对攀枝花台来说，这些影区地震使用 WWSSNSP 仿真分析可较好地分析震相，但因为仿真把 S 波大周期的成份滤掉了，计算出的 ME 震级误差较大；使用 SK 仿真分析才可以体现出较大周期震相携带的巨大能量，计算出比较准确的Ms 震级。 4数字地震仪记录震相与频带相关，经仿真后的波形记录按短周期、中长周期对近震、远震分
7、别处理即可。影区地震可综合处理。 4 使用 MATLAB 做简单滤波分析 仿真可以解决不同频带的震相分析，滤波可以进行震相本身的频带分析（张志涌，2003） 。下面使用 MATLAB 做简单高通和低通滤波分析。 以四川攀枝花地震台 200403211717.EVT 地震资料曲线做高通滤波。原始资料中由于地脉动使得记录叠加了一些高频成分。为了得到真实的地震近震波形，设计了一高通滤波器（设计程序略） ，其频带宽度为0.02s。图 2 是高通滤波前和滤波后的图象。 以长春地震台 200308100239.EVT 地震资料曲线做低通滤波。原始资料中由于地脉动和干扰使得记录叠加了一些高频成分。为了得到真
8、实的地震波形特别是面波的真实波形，设计了一低通滤波器（设计程序略） ，其频带宽度为 1s，进行低通滤波器频率转换。图 3 是滤波前和滤波后的图象，滤波效果明显。 滤波分析更进一步加深了对数字仪频带宽度的认识，对不同周期的地震波形需要采用不同的频带尺度进行分析，以真实地反映地震波震相。5 攀枝花台震相特征 攀枝花地震台海拔高度 1160m，摆房基岩为完整构造的石英闪长岩，岩基条件较好。攀枝花地震台处于青藏高原、云贵高原和横断山脉之间的川滇菱形块体南部，与四川盆地盆周山区构造上有较大差异，所在地区断裂较多，造成地震波传播的震相有所不同。 55.1 震相分析经验规律 （1）由于所在地区断裂较多，造成
9、地震波被分散以致速度下降，使得后续震相相对理论值延时，由此计算出的发震时刻与台网发布时间相比，一般略为超前（苏国君，1997） 。 （2）攀枝花台近震记录中较少记录到明显的莫霍界面反射波P11、S11，PG 和 SG 一般明显。在有 PN 和 PG 时，PB（即 P*）和 SN 在近震中普遍存在，有时比 PG 更明显，需要分析。当 PN 不清晰时，可以用PB 和 PG 反推 PN。一般会形成 PN、PB、PG；SN、SG 的震相系列。由于构造差异，整个四川盆地及盆周山区和川西北地区的近震，PN 衰减较大，不大清晰。而云贵高原的近震记录中，PN 和 PG 发育清晰，SN 不清晰，SG 较为清晰。
10、 （3）在震中距 616乃至 20的影区地震记录中，则有横波性质的 LG1、LG2 短周期面波，水平向明显，常常叠加在勒夫波的前半部分，周期一般为 212s。西藏、印度、中南半岛和印度洋地震在我台的记录中经常出现清晰的 LG1、LG2 波，使得影区地震的 S 波有时需要用LG1、LG2 波进行反推，这在速报中相当重要。虽然不要求分析 LG1、LG2波，但如果识别出来，对其他后续震相的分析就比较容易。 （4）在勘察加半岛和日本海地震中记录到典型的海洋型特征地震波，面波发育，正频散显著，初至 P 波起始尖锐。 （5）台湾和新疆 5.5 级以下地震，记录到的 P 波和 S 波都较为模糊，面波也受上地
11、幔的地壳明显差异影响而发育较差。菲律宾地震的 P 波周期则较大，甚至于比 S 波周期大。蒙古地震面波衰减较大，可能为深源地震。但不会出现较小周期成分叠加，这也是我台区分深震的依据之一。6（6）攀枝花台 SKS 震相在 7080起始尖锐，出现在 S 波之后，而从 84以后出现在 S 波之前。 （7）极远震 PKIKP 和 PKP 的出射角、周期都较大，较好辨认。攀枝花台可以清楚地记录到震中距为 125左右的墨西哥和中美洲 7.0 级以上地震外核界面上的衍射波 Pdif。 5.2 应用与检验 （1）精确分析初至波震相到时 数字仪可将震相在幅度上任意放大缩小，在时限上拉伸压缩，可较好地量取到时和初动
12、方向。 （2）更好地分析续至震相和更多的计算震级 模拟仪对一些震级较小的远震，往往很难分析续至震相。数字仪只要能量取初至波震相和面波，基本上都能分析到续至震相，从而更多地计算震级。介于近震和远震之间的影区地震可分别计算出 ML 和Mb、MB、Ms 震级。 （3）发现“新”震相 数字仪记录频带宽，仿真分析后，量取震相更为容易。有些震相由于受记录频带限制被掩盖了，在数字仪上则成为了“新”震相，其实正是地球内部结构的真实反映。 2003 年 5 月 4 日 21 时智利附近 6.3 级地震，我台记录为极远震型，可清楚分析 PKP：21-28-36.9、PP：21-32-28.7，SKKS、SS 等震相。特别是在 SKKS 和 SS 之间出现了一个清晰的无名震相 I：21-41-05.3，震相7走时表上无对应震相。该震相出射方向与 SKKS 震相相反且出射角较尖锐，周期较大，具有横波性质，估计为穿透地核的又经过反射的横波（图 4） 。有些震相在走时表上查不到，但它具有明显的周期及相位变化，可能是一种震相，或许会对我们地球介质的认识有帮助。 6 结论 从以上所述来看，应用仿真和滤波等震相分析处理方法作为辅助手段，结合台站所在地区的构造，可以较全面地分析数字震相，认清地方震、近震、一般远震、极远震及浅、中深源地震的特征及区别，为地震速报提供参考。
