兰州台观测到的π类震相初探

1.前言对于L_1、Lg_1和Lg_2波,有人认为是短周期面波,也有人认为是导波或是多次反射波,对此已有较为详细的研究结果,但对纵波性质的同类型波却研究甚少。近年来,作者在处理兰州台所记录到的中国大陆地区的地震的资料时发现,兰州台不仅能记录到较清楚的π震相,而且还能从π震相组中再分出纵波性质的,且与L_1、Lg_1和Lg_2相对应的三个震相,我们把它们命名为π_1、πg_1和πg_2震相。本文拟用兰州台1979—1985年的64型短周期仪和SK型中长周期仪的记录资料,给出π_1、πg_1和πg_2震相在兰州台的记录特征     

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.      

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.     

用短周期地震仪的记录图纸分析远震和确定震源深度

0 引言 众所周知,固有周期不同的地震仪监测不同周期的地震波。短周期地震仪主要用于监测地方震、近震以及远震P波初至,而中长周期和长周期地震仪监测震中距大于1000km的远震和极远震。目前,地震台站都配备有短周期地震仪,笔者在分析乌鲁木齐台短周期地震仪的记录时,发现对部分远震,不管是DD-1(T_0=1.0s)可见记录仪还是62型(T_0=2.0s)短周期光记录仪,其图纸上S波、pP波sP波、PP波、PcP波、ScP波、ScS波的起始一般都很清楚(图1)。特别对于中源地震(h>60km)和深源地震(h>300km),在短周期地震仪记录图上的震相形态清楚,比中长周期和长周期地震仪都具有优势,显示出独特的作用。在中长周期和长周期地震仪记录图上有些震级小于6.0的中深源地震的震相往往根本看不到,而在短周期地震仪的记录图上却清楚可见。 有些大地震,由于震级较大,加之传播路经上地壳结构等因素的影响,在中长周期仪上记录的纵波段比较发育,横波的起始因纵波的迭加而不太清楚。短周期仪对大周期成份有滤波作     

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。     

基于“加速度台阵”的近震震相识别方法

本文提出了一种在近震条件下,确定台阵三分向记录图中Pg波震相的初至识别方法,并对美国UPSAR台阵记录到的2003年发生在圣西门(San Simeon)地区6.5级的地震数据进行了Pg波震相分析和识别.分析结果表明,本文提出的震相识别方法是有效的.     

区域震相强度比—岩石层热状态的有效指示

本文根据白家疃台６０年代以来的短周期地震记录图，分析了区域震相的强度比。研究表明：Ｓｎ／Ｌｇ波的强度比波传播路径上岩石层热结构、热状态及强地震活动等均有相关性，并就这种相关性对于强地震成因及其预测研究的直接意义进行了讨论。     

深海地震学

海底地震噪音的最新测量意外地揭示频率超过3赫兹的噪声水平很低(图1,略)。在某些情况下,3—15赫兹的噪声幅值等于或低于最好的大陆地震台的噪声幅值。如果像大多数大陆地震台所观测到的那样,即只有地方震震相才具有这种频率,那么上述结果就没有什么意义。然而,在深海低噪声环境中的实际观测表明,有两类远震震相在高频段具有相当高的信噪比。第一类由在洋底或沿大洋边缘发生的地震产生的 P_0/S_0。震相构成(即海洋 P 波/海洋 S波)。首先到达的 P_0/S_0。震相分别以每秒8.0和4.6公里相当稳定的视速度传播,而峰值传播速度分别约为每秒7.6和4.5公里,相当于地     

PKP的前驱波的解释与地震波的散射

所谓PKP的前驱波,即位于核震相PKIKP之前的一个波列,其振幅较弱,并且在震中距离为125~0～143~0间普遍能观测到.首先观测到这个震相的是B.Gatenberg和C.F.Richter(1934).尔后,随着地震记录技术的改进,许多地震学家对这个震相进行了精确的分析和认真的研究.我国地震台网对于发生在中美洲的危地马拉、巴拿马一带的大地震,往往能记录到发育较好的PKP的前驱波,如图1、2所示.由此可见,PKP的前驱波作为出现在地震图上的一个震相是勿容置疑的.     

第21章：地震图的结构及解释

地震图的解释是用于识别地震记录上出现的且形成相当复杂结构的各种地震波（震相）的技艺。正确识别所记录的震相及该震相在地球内部的传播路径是所有利用地震观测数据进行研究的途径。一幅地震图的形态反映了震源、传播路径、仪器特性和接收台站周围噪声的共同作用。理解地震图的复杂结构需要震源物理、地球结构和地震波传播的知识。总之，需要有分析地震波的长期经验。一个经验丰富的地震图分析员经常可发现并正确解释新手们不能察觉的记录特征，     

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。     

对蹠点的反射波P'P'及P'dP'

所谓震相是表示不同性质的地震波,或性质相同但传播路径不同的地震波在地震图上的表现.如P’P’和P’dP’就是出现在远震记录图上的两个震相.通常人们称其为对蹠点的反射波.其射线路径和分辩依据分叙于后.1.射线路P’P’亦即PKPPKP波,它是以纵波从震源出发,穿过地球外核经对蹠点反射,再次穿过地核而到达地震台的地震波.其射线路径如图1所示.它所对应的传播距离为:△AP’P’=360°-△S-P……(1)式中△S-P是根据S-P查得的震中距离.2.典型震例1975年7月20日19时54分33.2秒发生在所罗门群岛的M_s7.1级地震,太原台SK地震仪垂直向记录到发育很好的P’P’震     

太原基准台长周期与中长周期地震仪记录波形的对比分析

对太原台长周期与中长周期地震仪记录的79个地震、180张典型震例进行了对比。发现同一地区地震的体波与面波震相(包括长、短周期面波)不同仪器的记录形态有很大差异,长周期仪对各类长、短周期震相均不明显记录。而中长周期仪有时记录不清极远震的初至波Pdif,而对可以明显反映地球分层特征的地核穿透波PKHKP,长周期面波G,两种仪器均有不同记录。实践表明,对有不同频率特征的仪器所记录的地震波形进行综合分析,有利于提高测震分析的质量及提高测定震源时空参数的准确性。     

震相概述——第二讲 震相基础

在上一讲,介绍了震相的定义:“地震震相,是指在真实地震图和模拟地震图上,我们目前能判断其性质和种类,即能反映震源、介质和仪器一定信息的规则地震波形或波列。”由此可见,地震震相的物理基础是地震波,即地球介质振动的激发、传播和接收。其中,振动在非均匀的地球介质中传播,是形成不同性质和不同类型露相的主要原因。描述质点振动大小及其传播方向的是惠更斯—费涅尔原理。这个原理的要点是:(1)新波阵面是原波阵面子波包迹;(2)新波阵面的强度是原波阵面子波的迭加(同相增强,反相减弱)。以上这两点,不仅适用于均匀介质,而且适用于含有间断面的非均匀介质。这个     

对2003年巴楚-伽师MS6.8地震余震近台记录中特殊震相的初步探讨

2003年3月24日发生在我国新疆巴楚-伽师交界处的Ms6．8强烈地震余震序列的近台记录中普遍存在一组特殊震相，该组震相分别出现在Pg波和Sg波的后面，类似于Pg波、Sg波以分组集丛式出现，多为2～3组，且后续震相的能量有所增强。本文通过理论分析并经合成地震图验证，认为该组震相可能是受当地十几公里深的沉积层影响而形成的一种经过多次反射、折射后的叠加波。为便于描述，文中将其分别称为P1、S1震相。     

峰度和AIC方法在区域地震事件和直达P波初动自动识别方面的应用

提出了一种基于直达P波信号的峰度和Kurtosis-AIC方法进行区域地震事件实时检测和直达P波初动精细识别的新方法,并应用于山东地震台网记录的地震波资料处理.结果表明:(1)应用峰度方法能够有效识别出地震事件,可有效减低地震事件的错误报警率和漏报率;(2)与人工识别震相到时的结果相比,根据Kurtosis-AIC震相自动识别方法得到的震相到时的平均绝对值误差为(0.09±0.08)s。     

青藏高原的Pn波速度和Moho面的起伏

自1991年7月至1992年6月,中美合作在青藏高原架设了11个 PASSCAL 宽频带数字记录地震台站.其中7个分布于青藏公路沿线,其它的台站架设在青海的玛沁、玉树以及西藏的林芝和日喀则.本文所用的资料为这些台站在1991年下半年记录到的31个近震事件.根据数字记录的特点,利用 SUN 计算机工作站中的地震分析软件包(SAC),用多种方法仔细辨认震相:将各台记录的地震图转换成地震剖面图.进行震相对比;将三分向地震记录进行旋转,在入射面内分析 P 波初动;从质点的运动轨迹辨别震相.利用高原东南部的林芝地震、羌塘块体西部的地震、台网北边的锡铁山和共和地震以及印度地震,分别计算它们的 Pn 波视速度.结果显示,青藏高原的 Pn 波速度变化不大,约为8.0 8.1km/s.这个数值接近于正常大陆地区地幔顶部的速度.我们还用首波的时间项方法研究青藏高原 Moho 界面的起伏情况.初步结果表明,青藏高原的 Moho 界面比较平坦,深度约67-70km.      

Sp震相特征与兰州台附近的地壳厚度

理论研究和在兰州台的实际观测都表明,当远震 S 波通过地壳和上地幔速度界面——莫霍界面时,S 波的 Sv成份将产生折射转换波,称之为 Sp 波。Sp 波在台站附近的质点振动方式属于 P 波类型。在一定的距离段上,根据其运动学特征和动力学特征,Sv 波震相可在基式地震仪的垂直分向上辩认出来,是 S 波震相的前驱震相。将 S波震相与 Sp 震相的到时差ΔT 代入公式:H=(ΔT)/K[1/(V_S(K~2-V_S~2δ_S~2)~(1/2))-1/(V_P(K~2-V_p~2δ_p~2)~(1/2))]~(-1)。可求出接收台站附近地壳厚度值 H。本文根据兰州台基式地震仪的21个地震记录,求出了以兰州台为圆心25—50公里环形区域内平均地壳厚度值约为53公里左右。并简要地讨论了 Sp 震相在兰州台的记录特征。初步得出了 Sp 波震在兰州台可观测范围为18°—50°,S 波震相高效率地转换为 Sp 波震相的距离约在32°左右的结论。     

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