利用sPL震相测定2022年山西古交M_(L)4.1地震震源深度

选取2022年2月20日山西古交M_(L)4.1地震事件波形,筛选出震中距在10~70 km之间的5个地震台站,基于sPL震相特征对波形数据进行处理,在震中距23 km的GUJ台观测到sPL震相。使用山西2015一维地壳速度模型,通过SEIS-CAP软件计算该地震的震源机制解,并利用F-K方法计算理论地震图,与观测波形拟合对比,确定该地震震源深度约4 km。sPL震相方法、CAP方法测定的震源深度和正式编目结果基本一致,表明利用sPL震相测定山西古交M_(L)4.1地震震源深度是可靠的。

利用初至震相定位法测定2013年辽宁灯塔M_(S)5.1地震震源深度

以2009年至2022年辽宁测震台网的观测资料为基础,拟合辽宁地区小震Pg波走时曲线,得到上地壳P波速度为6.11 km/s,并构建该地区双层地壳P波速度模型。提取正式观测报告中的20个清晰Pg和9个Pn震相到时,基于初至震相定位法测定2013年辽宁灯塔M S5.1地震的震源深度为10.8 km,初至P震相最小走时残差为0.31 s;使用考虑误差的定位算法测定震源深度为10.27 km,定位残差为0.35 s,与使用其他速度模型计算得到的震源深度基本一致,可信度较高。分析认为,灯塔M S5.1地震震源深度在11 km左右。以该深度作为主要输入参数计算其在周围产生的位移场和应变场,显示出典型的走滑地震特征。

基于三重震相波形模拟的东北亚地区上地幔S波速度结构研究

对上地幔波速结构的研究有助于认识上地幔物质组成和温度分布,同时还可以为地球动力学的研究提供约束条件。笔者根据中国数字地震台网记录到的位于东亚地区的两个地震波路径近似相互垂直的地震事件,通过三重震相波形模拟的方法,对探测区域下方的上地幔速度结构进行了研究。结果表明,两个不同方向的地震事件得到的波速模型均在250 km以上存在低速带,波速降幅两者有差异;过渡带下半部分均存在高速带,表明该区域过渡带受到东亚俯冲板块的影响。该区域过渡带厚度无明显变化是两个不连续面附近温度和成分分布不同造成的,和该区域过渡带受俯冲带影响的结论不矛盾。

云南孟连地震台Pdiff震相震中距范围探讨

采用2014年3月至2022年12月孟连地震台测震资料,对震中距为90°—175°的远震进行分析。分析结果表明,Pdiff震相在孟连地震台出现的震中距范围为92°—172°,计算得到的Pdiff震相走时函数与理论值基本吻合,表明其一致性较好。

基于自适应轮动归类的微震震相识别方法

震相识别为震源定位提供了可获取必需初始数据的微震信号片段.基于自适应高通滤波、背景噪声幅值上下界计算、轮动圆半径计算及轮动迭代、超限点归类分组4个信号处理流程提出了自适应轮动归类法,并分析了4个初始参数的影响程度及其取值依据.通过计算背景噪声与微震响应的特征值提出了用于判定微震信号有效性的微震信号信噪比(SNRmss),将SNRmss与信号长度分别同震相识别方法的计算速度与识别偏差进行了相关性分析.对比分析了模型试验与实际工程下该方法与改进长短时窗法(STA/LTA)在识别准确率、识别稳定性、计算速度、计算稳定性等方面的优劣.结果表明:相较改进STA/LTA方法,自适应轮动归类法对长度不同信号的识别容错率与稳定性更高.在模型试验下,自适应轮动归类法的识别准确率提高了25.0%,识别偏差标准差为前者的17.4%,计算时间平均值、标准差分别为前者的44.2%、67.4%;实际工程中,自适应轮动归类法的识别准确率提高了4.8%,识别偏差标准差为前者的34.2%,计算时间平均值、标准差分别为前者的40.9%、55.9%.

利用近震深度震相研究上海浦东M3.2地震震源深度

利用上海地震台网固定台站记录到的事件波形数据,基于深度震相sPL和参考震相P的到时差,通过与理论地震波形进行拟合,对2014年7月10日,上海浦东M3.2地震进行重新测定,结果表明,此次地震震源深度为5 km,与上海测震台网编目结果给出的9 km相近,并对比Hyposat和CAP定位方法,结果显示sPL方法与这2种定位结果相差不大,因此能获得较可靠的震源深度。

2023年2月5日三水ML4.0级矿山地震震相特征与发震构造

2023年2月5日广东三水发生了ML4.0级地震,佛山、广州、深圳等地区有感,有感范围广泛,且震中位于盐矿开采区,因此特别引人关注。通过收集震中800 km范围内质量较高的342个测震记录和410个强震记录,经过人工仔细分析,识别出了967个震相,统计分析发现:所有台站记录都在Sg波之前有丰富的高频成份,有75个台站记录中在Sg波之后出现了周期变化(周期在1.1~1.5 s之间)、毛刺少、振动规则的短周期面波,其持续时间大致在5~20 s之间;面波振幅整体随震中距增大而减小,但在部份台站存在突然增大数倍的现象,最大峰值的视速度约为2.85 km/s,在垂直向比较明显,符合Rg面波的特征;用深度震相sPn测定的震源深度约为3.8±0.39 km,重新修订的震中位置为:经度112.958 3°N,纬度23.271 6°E;初动呈四象限分布,确定的发震构造为走向334.90°,倾角54.04°,滑动角-18.84°,错动类型以左旋走滑为主,兼少量正断。综合分析认为,这是由长期的抽取卤水采盐活动引起的。采空区的应力变化导致矿体的应力分布发生调整,沿F7断层的应力超过了其承载能力,在区域应力主控制下使上盘发生破裂和滑动,从而引发了与采矿活动密切相关的矿山地震。

2011年3月11日日本宫城M_W9.1地震的预滑与黏滑震相研究

实验室内的岩石黏滑实验表明:黏滑错动过程一般可分为预滑、黏滑和止滑三个阶段,其中黏滑过程往往不是一次单点错动过程,而是由多次黏滑错动过程组成,表现出在断层的不同部位多点黏滑错动的特征。2011年3月11日日本宫城近海发生了M_W9.1大地震。对该地震在全球数字地震仪台网(GSN)的波形记录做了分析,在ERM台(Δ=3.8°)记录的Pn震相前约125.5 s处识别出预滑错动震相Xp;在GSN 98个台的长周期波形记录上识别出三次同震黏滑错动过程中激发出的三个同震黏滑错动震相Xs1、Xs2和Xs3,以及止滑过程中激发出的止滑面波震相XsQ和XsR。根据黏滑实验和观测结果,我们认为ERM台所处的地块在主震前约69.1 s时发生了一次临震预滑错动,激发出了预滑错动震相Xp。主震发生后与弹性破裂过程同时发生了第一次黏滑错动,激发出了黏滑错动震相Xs1;在弹性破裂开始后约27.5 s时发生了第二次黏滑错动,激发出了黏滑错动震相Xs2;在弹性破裂开始后约71.0 s时发生了第三次黏滑错动,激发出了黏滑错动震相Xs3;在弹性破裂开始后约93.1 s时黏滑错动幅度达到峰值Xsm。之后进入止滑阶段,止滑过程激发出了勒夫型长周期面波止滑震相XsQ和瑞雷型长周期面波止滑震相XsR。根据XsQ和XsR震相的周期普遍大于75 s的特征,我们认为XsQ和XsR可能是地幔内传播的面波,并给出XsQ和XsR面波的走时关系。根据主震发生后同震伴随有三个子黏滑错动过程的观测证据,认为此次M_W9.1大地震可能是黏滑错动和弹性破裂共同作用的结果。从地震记录图上识别出Xp震相有助于认识主震前的预滑错动过程,且有一定的前兆意义。研究Xs震相以及XsQ和XsR震相有助于认识同震黏滑错动过程并预判震灾损失。

PhaseNet与EQTransformer的震相拾取对比研究

将湖北测震台网的地震波形作为数据集,采用PhaseNet和EQTransformer模型进行震相拾取,并对其表现及泛化能力进行测试评估。结果表明,对于P波而言,当震相概率阈值为0.1或0.3时,PhaseNet有较高的召回率,可检测到更多微震事件;EQTransformer的召回率略低,但精确率较高。S波的拾取效果差于P波,PhaseNet的精确率低于EQTransformer,但其召回率较高,F_(1)值也能保持在0.8左右,拾取表现较为稳定。进一步分析2种模型的拾取结果与事件震中距、信噪比及震级之间的关系发现,PhaseNet的震相拾取效果与震中距、信噪比的关联较强,与震级关系不大,信噪比越高的数据拾取效果越好;EQTransformer与信噪比的关联较强,信噪比越高拾取效果越好,与震中距和震级关系不大。

sPL震相在海城地区震源深度测定中的应用

利用sPL深度震相对1999~2020年海城老震区M_(L)≥3.0地震震源深度进行重新测定,共识别出146次地震事件的sPL震相,其中sPL震相与P波到时差在1.2~3.2 s之间,震源深度在5~15 km范围内。研究发现,1999年岫岩MS5.4主震发生前地震序列的震源深度保持在8 km附近,与主震的震源深度相当;临近主震发生时,在5.5 km深度处出现破裂,随后震源深度从5.5 km开始变深,逐渐逼近主震震源深度,存在震源深度由浅及深的迁移过程;岫岩MS5.4主震发生后,震源深度破裂范围扩展,浅部依然有地震发生,更深的位置也发生地震。

白鹤滩水库库区基于深度学习的震相拾取与地震定位

近年来深度学习技术广泛应用于震相拾取与地震定位研究,采用深度神经网络搭建的EQTransformer模型对白鹤滩水库库区34个数字地震台站2016-2018年记录的连续数据进行P、S波震相拾取,并通过REAL进行震相关联和初步定位,然后使用VELEST和hypoDD地震定位算法优化地震位置.研究表明,基于深度学习的震相拾取,与白鹤滩水库地区传统的人工处理方法相比显示出更高的效率,EQTransformer模型可拾取与人工拾取相当的P、S波震相到时,其时间差的均值分别为0.03 s和0.07 s,符合正态分布.REAL初步定位后的地震个数(13815个)接近常规目录(7862个)的2倍,最终通过hypoDD获得了7108个高精度定位地震.估算的震级比常规目录中的震级平均低0.27,震级差值集中在0.7以内,最小完备震级由常规目录的ML1.4更改为ML0.6+0.27,填补了部分常规目录的震级空白,丰富了研究区域内的中小型地震.

利用地震台阵识别中深源远震sP和pP震相确定震源深度

震源深度是目前最难确定的震源参数之一,基于密集的近台观测数据可以准确确定近震震源深度,但对远震的震源深度无法较好地约束。远震反射波震相sP和pP包含用于确定震源深度的有效信息,理论上可以对远震的震源深度进行有效约束。将国内测震台站中台间距远小于震中距的区域台站作为台阵,通过互相关、震相对齐、波形叠加聚束等处理,可以提升sP和pP深度震相的信噪比。利用IASP91全球模型,根据震相走时差得到较为准确的震源深度。本文计算了2017—2020年M≥6.0的64个国外远震的震源深度。通过与GCMT、GFZ、USGS等机构给出的结果相比,验证了此方法得到的震源深度的可靠性。通过讨论破裂持续时间对pP震相识别的影响,得到此方法在矩震级6.0~8.5时,在不同深度上有较好的适用性。

2D/3D起伏地表多震相地震波走时的因式分解程函方程算法

起伏地表条件的地震波走时计算方法是研究该类地表区地下结构的基础工具。快速行进法和快速扫描法均是基于有限差分求解程函方程而发展起来的地震波走时计算方法,由于震源附近波前曲率较大,这两种算法均存在震源奇异性问题。研究成果表明,对于复杂模型快速行进法的计算效率高于快速扫描法。为此,借鉴快速扫描法解决震源奇异性的思路,采用快速行进法求解因式分解程函方程,从而规避了震源奇异性问题。具体而言,将地震波走时分解为一个距离函数T0与一个走时扰动值T1乘积的形式,通过快速行进法求解T1,并与T0相乘,得到地震波走时;同时,为弥补规则网格迎风差分格式不适用于地表/界面起伏的缺陷,构建了适用于不规则网格的不等距迎风差分格式,进而结合分区多步技术形成了全局多震相地震波走时计算方法。2D和3D数值模拟实例表明,所提算法从根本上解决了快速行进法的震源奇异性问题,显著提高了原算法的计算精度与效率,可精确计算多震相地震波走时。

山西大同数字遥测地震台网记录的震相特征

从地球及地壳的分层结构出发,使用较成熟的理论,从地震波传播的基本原理入手,结合多年的震相观察分析工作实践,选取了山西大同数字遥测地震台网近年来的一些典型震相进行了分析,得出本台网记录到震中距小于100km的地方震震相有Pg,P11,Sg,S11,震中距在100km～500km的近震震相有Pn,Pg,P11,Sn,Sg,S11,对比分析了在本台网内及周边地区发生的爆破与天然地震在震相上的差异性,并对其特征作了较详细的描述。

2016年11月13日新西兰南岛M_(W)7.8地震的同震粘滑震相研究

实验室内的岩石粘滑错动实验表明,粘滑错动过程一般可分为预滑、粘滑和止滑3个阶段,且往往不是一次、单点错动,而是由多次、多点粘滑错动组成,表现为在断层的不同部位、不同时间、多点、多次粘滑错动的特征。在天然地震观测中,破裂前的预滑过程激发出的信号较弱,一般不易被观测到。但破裂后的同震粘滑和止滑过程激发出的信号较强,容易被观测到。2016年11月13日新西兰南岛发生M_(W)7.8地震后,全球数字地震仪台网(GSN)中的100个台记录到同震粘滑过程激发出的粘滑震相Xs和止滑过程激发出的长周期勒夫型面波XsQ和长周期瑞雷型面波XsR。观测结果表明,此次地震在破裂开始后的同震粘滑错动过程由4次较大的子粘滑事件构成。据此认为,M_(W)7.8地震是断层粘滑错动和弹性破裂共同作用的结果,是一种粘滑错动+弹性破裂的机制。还给出4个子粘滑震相P+Xs1、Xs2、Xs3和Xs4以及止滑面波震相XsQ和XsR的走时关系。在地震记录图上识别出粘滑震相Xs,有助于认识地震的粘滑错动过程,识别出止滑震相XsQ和XsR,有助于预判地震次生灾害。

东北亚边缘地区地幔过渡带内滞留太平洋板片上界面的三重震相研究

东北亚地区下方地幔过渡带与太平洋俯冲滞留板片的相互作用对于区域深部物质运移和区域构造演化具有重要影响.基于中国国家数字台网记录的发生于鄂霍次克海与千岛群岛地区的两个深源地震的宽频带波形资料,我们发现了与660-km间断面上方一个特殊界面有关的清晰的新P波三重震相波形;通过对观测波形进行波形拟合以及搜索分析,本文获得了东北亚边缘地区下方660-km间断面附近的精细速度结构.结果表明:东北亚边缘下方的660-km间断面之上存在一高速异常层,其具有尖锐的速度异常上界面,深度介于455~510 km之间,P波速度异常达2%~4.5%;与此同时,该地区下方660-km间断面整体速度跃变量较小,且存在0~15 km的下沉;660-km间断面下沉与高速层上界面的形态具有很强的相关性,均表现为西浅东深、南浅北深的特征.结合前人研究结果,我们推测受日本—千岛海沟回撤速率差异的影响,西北太平洋俯冲板片对上地幔底部间断面作用的差异是造成660-km间断面整体形态南北差异的主要原因;而俯冲板片在地幔过渡带内的滞留并向西展平堆积使得板片上界面西侧较东侧更浅;滞留板片上界面的速度异常特征显示,俯冲沉积物可能到达地幔过渡带且经脱水相变形成了含黄玉的矿物.

海底节点不同震相逆时偏移成像研究

对近海海域进行地壳速度结构高精度成像有助于深入了解我国近海地震活动、深部孕震构造条件,揭示海域构造特征及其相互作用模式,为海域地震区划和风险评估提供基础支撑。在海底节点观测系统中,由于海底、海平面等强波阻抗差界面的存在,台站记录了较多强能量的后续震相。与初至震相相比,后续震相在地球内部来回反射,传播路径长、携带构造信息多,充分利用后续震相有望获得高精度的地下构造成像结果。逆时偏移是勘探地球物理中精度较高的成像方法之一,且易于实现。将逆时偏移算法引入海底节点初至震相和后续震相成像,采用常规逆时偏移对反射震相进行偏移,对上行一阶海底震相、上行一阶后续震相成像均进行镜像法逆时偏移,通过修改逆时偏移框架,实现初至震相的成像。研究结果表明,逆时偏移能够有效对反射震相进行地下偏移归位;采用镜像法逆时偏移对上行一阶海底震相、上行一阶自由表面震相进行成像,能够有效增大成像范围;修改逆时偏移框架,初至震相能够对断层进行准确定位。

基于小波包变换的弱震相识别方法

描述了一种新的用小波包变换识别弱震相的方法．它基于小波变换的多尺度分析思想，是小波变换的完善与发展．该方法能刻画出二进尺度下地震波初至信号瞬态谱异常变化特征的信息，可实现确定震相特别是弱震相的目标．文中给出了模拟数字信号和实际地震震相识别的实例．研究结果表明，小波包变换方法是一种进行弱信号分析的有力工具，与传统的震相识别方法相比，有着无可比拟的优点。

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30～50km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50km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.

流动地震台阵观测初至震相的自动检测

震相到时的自动精确检测对实现海量波形数据自动处理有重要意义.针对流动地震台阵观测,本文综合利用单台AKAIKE信息准则(AIC)和多台最小二乘互相关方法,发展了震相自动精确检测技术.检测结果表明,在长短时平均比值方法(STA/LTA)检测地震事件的基础上,利用单台AIC方法,近震初至震相检测精度小于0.3S;利用多台最小二乘互相关方法,能够可靠地检测高信噪比地震的初至震相到时,当信噪比较低时,能够有效地避免初至震相的错误判别.