且末地震台记录特定地区地震的震相特征

单晓琳 徐长银 张小飞 邓明文 刘青山

（中国新疆维吾尔自治区841000 库尔勒地震台）

0 引言

地震波是弹性波，包括体波和面波。面波是体波与自由界面相互作用的产物，具有能量强、频率低、频散的特点（冯锐等，1987）。地震发生后，地震波从震源发出直至被记录，携带着大量地球内部信息及震源信息，反映在地震记录图上，主要部分即为震相。震相分析就是根据各种震相特征对地震记录的解释，是地震观测的重要任务之一（赵荣国，1999）。地震波在传播过程中主要受到地面和地下不同介质因素的影响，从而其传播方式、强度以及稳定性发生相应改变。地震观测人员要熟练掌握地震波形的分析方法和技巧，熟知不同地区地震波形的基本形态，进而确定震相信息以及传播介质的构造特征。

地震发生时，震中距不同，记录的波形特征也不同。一般，近震的震中距范围在100—1 000 km，常见Pn、Pg、Sn、Sg 震相。不同地区的地壳结构不同，地下介质存在差异，受地壳结构不均匀性的影响，震相波形记录存在明显的地区差异。本文中，对新疆且末国家数字地震台（且末台）记录的特定区域数字地震波形进行短周期仿真以识别震相，运用MATLAB 软件进行短时傅里叶变换（STFT），分析震相时频变化特征。对近震波形和震相特征进行归纳总结，以提高震相识别水平，提升地震分析工作质量。希望通过对特定区域震相的研究，深化认识地震孕育和发生规律。

1 观测背景

1.1 台站介绍

且末台位于新疆巴音郭楞蒙古自治州且末县阿羌乡东南（图1）。台基岩性为灰红色、灰白色花岗岩。岩石总体呈中等块状，完整性较好。且末台地处阿尔金山褶皱山系与塔里木盆地的交汇部位，属青藏亚板块阿尔金强烈隆起区北缘（陈宣华等，2001）。台站以北为塔里木凹陷沉积区冲洪积扇，以南为早古生代海相碎屑岩地层及岩浆岩组成的中高山区。近EW 向阿尔金断裂带穿过台站以北地区，且沿断裂带有零星花岗岩和超基性岩分布。

图1 且末地震台及所选地震分布Fig.1 Distribution of the Qiemo Seismic Station and selected earthquakes

且末台观测环境较为理想，干扰相对较少。台站配备BBVS-120 甚宽频带地震计和EDAS-24IP 数据采集器，采用光纤专线传输数据，观测数据质量较好。

1.2 研究区域构造背景

和田地区昆仑山北缘至新疆、西藏、青海3 省交界的特定研究区域，东西长达820 km，地壳平均厚度60—80 km。该区地处青藏高原北侧，受印度板块与欧亚板块持续不断的挤压、碰撞、抬升作用的影响（罗文行等，2008），构造运动强烈，地震活动频度较高。

研究区内主要分布阿尔金断裂带和康西瓦断裂带。阿尔金断裂带位于青藏高原北缘，自西昆仑山构造带NE 向延伸至祁连山，全长达1 600 km，由多条长达数百千米的断裂组合而成，是中国西部一条著名的左旋走滑断裂带，主断面多向ES 倾斜，产状较陡，倾角50°—70°（国家地震局，1992）。康西瓦断裂带位于青藏高原西北部，喜马拉雅帕米尔西构造结东南部，北邻西昆仑地体，南与甜水海地体相连，在中国境内延伸约1 000 km，是一条长期活动的断裂，由多条糜棱岩带、片理化带和角砾岩带组成，断层面相对较陡，倾向N，倾角65°—85°（张志德等，1987；李向东等1996）。

2 资料选取

在地震分析工作中发现，且末台记录的某些特定区域的近震波形特征与其他区域明显不同，对于震中距在100—1 000 km 的地震，其波形均具有明显的远震面波特征。为更好地分析且末台记录的震相特征，以地震活动频繁的和田地区昆仑山北缘至新疆、西藏、青海3 省交界的特定区域为研究区，选取2009 年1 月1 日至2019 年12 月31 日在研究区发生的31 个震相清晰的MS4.0—5.0 天然地震（震中距200—600 km）进行震相分析。所选地震参数见表1（以中国地震台网中心地震目录中的参数为标准），震中位置见图1。

表1 且末台记录的31 个地震事件参数Table 1 Parameters of 31 earthquakes recorded at Qiemo Seismic Station

3 震相特征分析

近震是指震中距小于1 000 km 的地震。近震地震波包括直达波、反射波和首波（中国地震局监测预报司，2007）。对于震中距600 km 左右的浅源地震，Pn、Sn 为主要体波。限于篇幅，以在特定区域内发生的2012 年2 月20 日新疆和田地区和田县MS4.8、2018 年2 月15 日新疆和田地区于田县MS4.5、2019 年7 月4 日西藏那曲市双湖县MS4.2 地震事件为典型震例，分析且末台地震波形特征。

3.1 仿真记录

3.1.1 新疆和田地区和田县MS4.8 地震。2012 年2 月20 日21 时59 分，新疆和田地区和田县发生MS4.8 地震（35.83°N，79.78°E），震源深度8 km，震中距535 km，且末台记录到地震在莫霍界面产生的Pn 波、Sn 波首波，原始波形曲线（扫描时间300 s）见图2(a)。由图2(a)可知原始波形记录具有以下显著特征：①Pn 首波初动较弱；②Sn 震相不易识别，清晰度不高，能量衰减较快；③S 波列后具有明显的远震面波特征，周期较大，振幅较强，波列持续时间较长，衰减缓慢。

将原始波形记录进行短周期（W.A）仿真，波形记录见图2(b)，可见仿真波形与原始地震波形特征区别不大。

图2 新疆和田地区和田县MS 4.8 地震波形曲线(a)原始波形；(b)短周期仿真波形Fig.2 Waveform curve of the Hetian MS 4.8 earthquake in Hetian area,Xinjiang

3.1.2 新疆和田地区于田县MS4.5 地震。2018 年2 月15 日18 时17 分在新疆和田地区于田县发生MS4.5 地震（35.87°N，82.23°E），震源深度9 km，震中距330 km，且末台记录到地震在莫霍界面上产生的Pn、Sn 波首波，原始波形曲线（扫描时间300 s）见图3(a)。由图3(a)可知原始波形具有以下显著特征：①Pn 首波震相清晰，初动较强；②Sn 波发育不完全，清晰度不高，能量衰减较快；③后续波形具有清晰的远震面波特征，震相清晰干净，周期、振幅较大。

将原始波形进行短周期（W.A）仿真，波形记录见图3(b)，可见仿真波形与原始震相特征无明显区别。二者的显著特征是面波清晰，发育较好。

图3 新疆和田地区于田县MS 4.5 地震波形曲线(a)原始波形；(b)短周期仿真波形Fig.3 Waveform curve of the Yutian MS 4.5 earthquake in Hetian area,Xinjiang

3.1.3 西藏那曲市双湖县MS4.2 地震。2019 年7 月4 日23 时13 分，西藏那曲市双湖县发生MS4.2 地震（35.95°N，87.10°E），震源深度8 km，震中距207 km，且末台原始波形记录曲线（扫描时间300 s）见图4(a)，将原始波形进行短周期（W.A）仿真，得到仿真波形曲线，见图4(b)。由图4(a)可见原始波形具有以下显著特征：①直达波Pg 震相清晰，初动较强；②Sg 波发育不完全，清晰度不高，能量衰减较快；③后续波形具有清晰的远震面波特征，波列周期长、振幅较大。

图4 西藏那曲市双湖县MS 4.2 地震的波形曲线(a)原始波形；(b)短周期仿真波形Fig.4 Waveform curve of the Shuanghu MS 4.2 earthquake in Nagqu City,Tibet

由图4(b)可见，短周期仿真波形与原始波形震相特征无明显区别。二者的显著特征是，几组面波记录清晰，发育较好。

通过对以上3个震例的分析，可知在特定区域内震中距200—600 km范围内MS4.0—5.0天然地震波形具有以下显著特征：①面波发育较好，波形具有明显的远震面波特征；②S波清晰度不高，发育不完全，不易被识别，衰减较快，持续时间较短，与P 波相比，S 波列的周期和振幅明显较大；③短周期（W.A）仿真波形与原始波形特征区别不大。

3.2 频谱特征分析

以2018 年2 月15 日新疆和田地区于田县MS4.5、2019 年7 月4 日西藏那曲市双湖县MS4.2 地震为例，采用短时傅里叶变换（STFT），对波形记录进行频谱分析。

非平稳信号x(n)的短时傅里叶变换定义为

式中，w(n)为窗函数。通过滑动窗函数截取某段观测信号，对不同时刻的短时信号进行傅里叶变换，对于每个不同时间间隔，均可得到一个不同频谱，这些频谱的总体就构成一个时频分布，即频谱图（万永革，2012）。

选取2个近震震例波形，截取0—1.5 Hz频率成分，使用MATLAB软件进行时频分析（万永革，2012），得到地震波形时频图，见图5。

3.2.1 2018 年2 月15 日新疆和田地区于田县MS4.5 地震。由图5(a)可见：①P 波初至到时约120 s，周期较小，波列周期约2 s，存在低频、高频信号，频率范围为0.5—1.2 Hz，振幅较小；②到时大于170 s，S 波列周期较大，最大周期约7 s，显示出远震面波周期特征，以低频信号为主，频率集中分布在0.15—0.3 Hz，到时在170—210 s，S 波振幅较大，图中以高亮色彩显示，到时约230 s，S 波尾波出现，波列周期约3 s，周期相对较大，主要是低频信号，频率范围为0.3—0.5 Hz。

3.2.2 2019 年7 月4 日西藏那曲市双湖县MS4.2 地震。由图5(b)可见：①P 波初至到时约60 s，周期较小，波列周期约2 s，存在低频、高频信号，频率范围为0.5—1.3 Hz，振幅相对较小；②到时大于100 s，S 波列周期较大，最大周期约7 s，显示出远震面波周期特征，以低频信号为主，频率集中分布在0.15—0.3 Hz，到时在120—150 s，S 波振幅较大，图中以高亮色彩显示，到时约160 s，S 波尾波出现，波列周期约3 s，周期相对较大，主要是低频信号，频率范围在0.3—0.5 Hz。

图5 所选地震波形记录时频分析(a)2018 年2 月15 日新疆和田地区于田县MS 4.5 地震；(b)2019 年7 月4 日西藏那曲市双湖县MS 4.2 地震Fig.5 Time frequency analysis for the earthquake waveform records

通过对震例波形的时频分析，得到该特定区域地震波频率特征。S 波列和S 波尾波以低频信号为主，频率集中分布在0.15—0.5 Hz 范围内，且波列周期、振幅相对较大，具有远震面波周期及频率特征，表现出地震面波的频散特性。所用处理软件将P 波前较大周期的地脉动加入计算，导致P 波出现之前有一些低频干扰。

3.3 特定区域震相产生原因

由且末台对特定区域的近震波形记录可知，波形具有明显的远震面波特征。参考以往观测记录，认为特定区域近震波形出现面波特征有以下原因：①震源较浅，例如爆破、塌陷，发生在介质密度相对较低、疏松的地表岩层（王林昌等，2011）；②地壳构造破碎、不完整，地壳构造松散，密度不均匀，对波列有放大、吸收、衰减作用，使其传播频率发生变化（王林昌等，2011）；③水库、断层阻隔，波列被大型水库阻隔或断层隔断，从而发生变化（王林昌等，2011）；④地震波在传播过程中有能量消耗，包含几何扩散和物理吸收，特别是地表低速带的存在，对高频成分的地震波具有较强的吸收作用（夏江海，2015），使地震波高频成分被“过滤”。

结合所选区域实际情况，排除水库阻隔或断层隔断原因。因所选震例均为天然地震事件，排除爆破、塌陷原因。该震相的产生，应与该区地质构造背景有关。受印度板块与欧亚板块碰撞的影响，研究区构造运动强烈，地震活动频度较高。地震发生后，地震波在不同地块中传播，结合近震地震波的传播路径，可知波的传播路程短，穿透深度小，所经界面是上地壳、下地壳、上地幔（刘瑞丰等，2014）。各地块地壳厚度变化及岩石的性质、结构和密度不同，弹性参数变化也不同，波速、传播方向、振幅方向和振幅衰减等具有差异，地震波的衰减也不同。据顾芷娟等（2000）的研究，青藏高原地壳分层特征较明显，普遍存在波速为5.6—5.7 km/s 的低速层。受地表低速层影响，地震波高频成分被过滤、吸收。因此，该研究区域出现的震相特征与地表低速带对高频信号的吸收、过滤有关。

4 结论

由且末台对特定区域近震波形记录分析可知，该区域震相具有以下共同特征：①近震波形具有明显的远震面波特征，且面波发育较好；②与P 波相比，S 波列周期、振幅明显较大，但S 波清晰度不高，发育不完全，不易被识别，且衰减较快，持续时间较短；③短周期仿真波形与原始震相无明显区别。

运用MATLAB 软件对波形进行频谱分析，得到该特定区域内地震波具有以下特征：①P 波列周期约2 s，频率范围在0.5—1.3 Hz，振幅较小；②S 波列周期较大，最大周期约7 s，频率集中分布在0.15—0.3 Hz；③S 波尾波列周期约3 s，频率范围在0.3—0.5 Hz。

所选区域地处青藏高原北缘，受到印度板块与欧亚板持续不断的挤压、抬起作用的影响，板块运动活跃，地震断裂带发育，在阿尔金断裂带和康西瓦断裂带的共同作用下，且末台记录到研究区域地震波形特征明显不同于其他地区。青藏高原普遍存在低速带，对高频信号有吸收作用。分析认为，该区域地震波形存在面波特征与当地地壳构造和浅层低速沉积层有密切关系；结合近震地震波的传播路径，可知地震波传播路程短，穿透深度小，所经界面是上地壳、下地壳、上地幔（刘瑞丰等，2014），传播过程中有能量损失，使波列衰减较快，持续时间较短；受地壳结构不均匀、不完整的影响，S 波在地壳内经过折射，能量消耗较多，衰减较快，震相波形不清晰。对该特定区域内发生的地震开展深入研究，有助于了解其内部构造，对加快实施透明地壳计划有一定推动作用。