震相概述(续) 第三讲 震相类型

在上一讲内,介绍了地震震相的物理基础,即地震波在复杂的地球介质中的传播理论。从而知道,介质结构的复杂性是造成地震震相多样性的重要原因。震相是地震波在地震记录图上的一种反映。在这一讲,就让我们来看一看这些不同类型的波,在地震图上的特征。根据实际工作和研究工作的需要,我们将分别就地壳、地幔、地核有关的震相、面波震相,其中包括天然地震、人工地震震相、深震和浅震震相等加以介绍。     

浅源极远震的震相特征与识别方法

介绍了纵波在地球内部的传播过程和浅源极远震的震相特点。由不同震中距的地震反映在三分向地震记录图上的初至震相振幅比的差异,归纳出由地震初动判别地震类型的方法,结合实际工作经验,得出如何判别ＰＫＳ震相、如何由ＰＰ推Ｓ、由ＳＳ反推ＰＰ震相,以及根据地震面波的到时,通过《Ｒｍ－Ｐ》表来验证震中距等几种识别极远震及其震相的方法。     

新震相ScSp的发现及其意义——利用ScSp震相测定岩石圈板块俯冲带的边界

引言我们把各种地震波最初到达地震台的波相称为震相。震相在地震学中的意义是,表示不同性质的地震波,或性质相同但传播经历不同的地震波在地震图上的表现。从观测中发现的震相种类以及理论上预见的震相种类是十分众多的。地震图上还有不少未知震相,一方面应当继续不断地探讨各种已知震相的利用方法,以便更充分地利用它们;另一方面必须继续发现新震相,解释其性质,进而探讨其实用价值,这是观测地震学的重要课题,亦是我们地震台站观测人员和资料分析处理人员当然的任务。本文就国际上对于ScSp震相的发现和该震相的特征以及利用ScSp震相测定岩石圈板块俯冲带的边界予以浅谈,以供借鉴。     

地震近场记录中来自沉积盆地底部的S-P转换波震相c

在1989年10月和1991年3月大同地震余震的近场记录中,发现P波与S波到时之间还存在一个附加震相. 对地震的精确定位表明,有一些带有附加震相的地震记录是在临界角之内的台站得到的,因而可以排除附加震相为地表折射波的可能性. 用质点运动轨迹分析方法对附加震相的振动方向进行分析后认为,附加震相的运动特性与P波的运动特性一致,因而,可能是来自沉积盆地底部的S-P转换波. 设定一个低速的沉积层覆盖在速度较高的基岩之上的速度结构模型,用合成地震图技术模拟出这次地震的附加震相,从而确认该附加震相为盆地底部的S-P转换波. 调整传播路径上沉积基底的深度,可以得到一个概略性的盆地底部的图象,即大同盆地底部是一个沿桑干河河谷中部深、两側浅的V形盆底.      

转换波PiS震相

地面反射的各类转换波,一般容易识别。地壳及上地幔间断面的各类转换波,振幅微小,识别和应用有困难。 我们对牡丹江台1974年以来记录的Δ>20°的一些深震进行了分析,发现初至P波之后15秒有一明显震相,该震相属地下146公里间断面的转换折射波,定名为PiS。在地震图上,转换波PiS的特点是: 1.PiS波迟于原生初至P波,早于pP、sP,PiS-P到时差较稳定,随震中距变化较小。     

国内尚未研究的震源新震相:破裂停止相

震相,是介质结构与震源运动信息在地震图上的总体现。由地震图研究介质结构状况,是传统地震学的基本任务。但是,由地震图研究震源运动状况,确是现代地震学一项很重要的内容。在这方面,人们比较多地利用P波初动所提供的震源信息,研究震源性质,例如初动半周期法、初动频谱法、初动波形拟合法、初动幅度及初动方向求解断层面的方法等。     

震相概述(续)——第五讲 震相识别

在上一讲介绍了震相应用。利用不同震相的运动学和动力学数据,研究震源或介质的性质,其前提是要把震相识别正确。这就是常说的能不能把震相“认准”的问题。震相识别是一件复杂的事情,往往需要做以下一些工作:排除背景干扰和振源干扰;利用震相的走时特征、振幅特征和合成地震图判断震相性质;利用仪器的频率特性对波形进行校正;如果有条件,应就不同区域、不同震源类型的震相分门别类加以收集整理。下面分别就这些工作加以介绍。     

地震转换波测深中二次反射波震相的识别和利用

二次反射波震相的识别和利用对于进一步发展地震转换波测深法有重要意义。本文利用合成地震图方法,分析研究了短周期远震三分量初始30秒记录中主要震相的运动学和动力学特征。文中集中分析了PPP和PPS型二次波震相的振幅、波形和到时差等特征,及其与震中距、界面两侧波速差、界面结构和介质吸收等因素的关系。讨论了综合利用PS波和二次波震相的到时差资料测定介质速度参数的方法,并介绍了应用实例。     

德令哈地震台国内外中强震震相记录特征

选取德令哈地震台2007-2017年数字地震记录,对于国内外不同方位、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波与P波震相到时差、主要震相、最大振幅、震中距等方面,分析所选取地震震相特征。结果表明,不同构造区域的介质差异性及震源深度、地震波传播路径的不同,导致德令哈地震台记录的各地区地震震相特征不同。     

近震反射转换波震相sP_(11)(暂名)的初步探讨

本文利用山东地震合网观测资料,处理了山东及邻省1982年发生的九个M_L≥4.0级地震记录图,结果在150-600公里范围内追踪到位于P之后的一个未命名震相;对其主要震相特征进行了归纳,简略分析了它的传播路径模型,认为暂时称作近震反射转换波震相sP_(11)是较为合理的;最后就有关问题作了讨论。     

震相分析在高台地震台数字地震观测中的应用

引言。台站是产生观测资料的地方,对观测资料的初步分析也是台站最基本的工作之一。地震分析工作的主要内容是,根据地震记录波形特征,识别各种不同的震相。由于地震波受地球内部介质的影响,以及震中距离观测点远近的不同,使地震波形态各异,给地震分析工作带来一定的难度。随着数字化观测工作的不断推进,地震记录由纸介质过度到计算机记录,地震波形分析的方法有了新的突破。不论是模拟记录图,还是数字化的记录波形,作为地震资料分析人员来说,最基本的思路及方法是一样的,那就是综观全震,远近分类;三分向对比,三大波组对比(纵波、横波和面波),三项基本知识在心(弹性波理论和射线理论,地球结构,地震的地理分布常识);三要素熟练掌握(振幅、周期和速度的动力学和运动学特征)。     

sPL,一个近距离确定震源深度的震相

实际地震波形观测表明,对于大陆结构相对简单的地壳中的地震而言,有一震相出现在P 波和S波之间.一般在30~50 km附近发育得较好,其能量主要集中在径向分量,而垂向分量的振幅相对径向要小,切向分量上的振幅很弱,且波形以低频为主,通常没有P波尖锐.在利用FK方法计算合成地震图的基础上,发现该震相是由S波入射到自由地表形成水平传播的P波(文献称为surface P wave,自由地表P波)或者包括S波入射到地表后形成的多次P波或其散射震相.由于该震相是由S波和P波之间耦合而形成,本文将其定义为sPL(s coupled into P) 震相.理论波形研究表明,sPL相对直达P波的到时差对震中距离不敏感,而随着震源深度的增加几乎呈线性增加,因此可以很好的约束震源深度.本文以2005年江西九江地震为例,证实了sPL确定震源深度的可行性和可靠性.在观测到sPL震相的情况下,离震源50 km以内的一个三分量地震台站的波形就可以帮助获得可靠的震源深度,而不需要精确的震中距离.由于sPL震相出现距离较近,对于较小(三级以上)的地震也可以应用,因此在稀疏台网布局情形下sPL对于确定中小地震深度应该具有很好的应用意义.     

二、在非均匀介质中波的传播─—确定性和随机性

二、在非均匀介质中波的传播─—确定性和随机性在非均匀介质中地震波的传播已成为当今世界各国科学家研究波动理论的热点，也是本专题的中心。这里包括两方面的内容，即研究在非均匀介质中地震波传播的理论与方法和研究地球介质的非均匀性。地震尾波日本学者星场（Ｍ．Ｈ...     

全波震相分析的应用

全波震相分析法是以弹性波传播理论为基础,以现代数字技术为手段,对地震波进行全面综合分析的理论和方法.它既包括对单一分量震波观测记录中的各种震相的识别、确认和分析,又包括对多分量震波记录的合成、分析和图示.全波震相分析法涉及震源、射线路径、初动、走时、振幅、波形、时域和空域的瞬态谱、质点振动矢量等诸多方面,因而能更全面地揭示地震波场与地下介质之间的关系.本文以实例展示在不同领域的研究中全波震相分析的应用情况.全波震相分析法为实现多种波型的联合应用奠定了理论基础,并提供了新的方法.     

数字地震信号震相自动识别研究

震相识别是从地震记录中获取震源空间位置、震源破裂过程和地球介质结构等信息的前提.由于震相形态复杂多变,目前的识别都靠人工完成,不仅经验性强、工作量大,而且造成地震观测工作难以实现自动化.若能自动识别震相,更多的人就可直接使用地震记录获取信息,减轻震相识别人员的工作量,并使地震观测工作实现自动化成为可能.     

体波单震相测定震源机制的方法

本文提出了体波单震相测定震源机制的方法。按理论地震图公式，直达Ｐ波和Ｓ波地表垂直分量位移由地震矩，震源幅射和介质响应之积组成。我们将其变换成地震矩，假定断裂参数的单位地震矩单震相理论子波和待守断裂参数与假定断裂参数辐射函数之商的乘积，在各台理论与实际体波单震相最大振幅的最小二乘法中求解出震源参数，利用ＣＤＳＮ数字台网资料，我们分析了青海共和地震的震源机制。结果表明，１９９０年４月２６日Ｍｓ＝６．７     

吉林松原5.8级震群震相特征

选取2013年松原5.8级震群23个M_S≥3.0地震事件,通过地震波的振动持续时间、速度、周期、振幅等,进行震相识别,综合分析发现:该区域土层较厚,且震源相对较浅,面波较发育,波列的振动持续时间较长;地震震相主要以Pn、Sn、Pg、Sg、PmP、SmS为主:其中PmP、SmS震相在震中距70—110 km范围内较易识别;Pn、Sn震相在震中距150 km以上可较清晰的识别,随着震中距增大,Sn震相在震中距350 km以上将不易识别。     

吉林松原5.8级震群震相特征

选取2013年松原5.8级震群23个M_S≥3.0地震事件,通过地震波的振动持续时间、速度、周期、振幅等,进行震相识别,综合分析发现：该区域土层较厚,且震源相对较浅,面波较发育,波列的振动持续时间较长;地震震相主要以Pn、Sn、Pg、Sg、PmP、SmS为主：其中PmP、SmS震相在震中距70—110 km范围内较易识别;Pn、Sn震相在震中距150 km以上可较清晰的识别,随着震中距增大,Sn震相在震中距350 km以上将不易识别。     

在格陵地区地震图上记录到的一个附加震相—i震相的特征

在１９７６－１９８３年期间,格陵兰地区共记录到５３个３－５级地震,确定了所有的地震参数,分析了２９个地震的震相到时,得到了该地区Ｐｎ,Ｐｇ,Ｐ１１（ＰＭＰ）Ｓｎ和Ｌｇ震相的走时曲线及其视速度值,该结果与加拿大走时曲线相一致,发现一部分地震图上有在直达波Ｐ与Ｓ之间记录到一个附加的震相－ｉ,ｉ震相的存在与震中距,震源深度有关,初步的物理解释是,ｉ震相可解释成为（Ｐｓ）或（Ｓｐ）转换波,该转换波发生在台     

深度震相sSmS特征及其在震源深度确定中的应用

通过一系列理论地震图模拟,研究了莫霍面超临界反射深度震相sSmS的特征,分析了影响该震相的各种因素。结果表明,SmS和sSmS属于高频波,一般情况下在高频段(1Hz左右)可被清晰地观测到;而在更长周期的地震图上,SmS和sSmS的强度比S波或者S多次波弱,不易辨认;地壳结构复杂地区且震源深度较浅时,sSmS震相也不容易被观测到。本文以2011年6月20日腾冲MS5.2地震为研究实例,利用sSmS深度震相确定其震源深度为6km,与其它方法所得结果一致。在利用深度震相测定震源深度的研究中,sSmS震相可以作为震源深度精确测定的手段之一。