秦滿忠 沈旭章 張元生 劉旭宙

1）中國蘭州730000中國地震局蘭州地震研究所

2）中國蘭州730000中國地震局地震預測研究所蘭州科技創(chuàng)新基地

引言

地震數(shù)據(jù)疊加技術能夠有效地壓制噪聲干擾、提高信噪比，突出有用的地震信號.近幾十年來，隨著區(qū)域地震臺網(wǎng)和全球地震臺網(wǎng)數(shù)字地震觀測資料的不斷積累，很多地震學家使用疊加方法來研究地球深部結構.Walck和Clayton（1984）使用南加利福尼亞地震臺網(wǎng)短周期垂直分量數(shù)據(jù)研究上地幔速度結構.Shearer（1991，1994）疊加全球數(shù)字地震臺網(wǎng)長周期記錄用于全球體波和面波成像.Earle和Shearer（1994）使用美國國家地震信息中心（NEIC）高頻和長周期數(shù)據(jù)作全球疊加.Astiz等（1996）使用濾波寬頻帶三分量數(shù)據(jù)作全球深、淺地震疊加，疊加出多個震相到時，同時也得到不同頻率的經驗走時曲線.周元澤和王卓君（2011）利用美國西部高密度短周期臺網(wǎng)記錄的深震數(shù)據(jù)，通過對離源下行的次生轉換震相SdP的疊加，對伊豆－小笠原和湯加地區(qū)1 000km附近上地幔間斷面作了深入研究.

地震臺陣是按一定幾何形狀有規(guī)則地排列安裝若干地震計的觀測系統(tǒng)，地震臺陣技術的發(fā)展有利于對微弱地震信號的監(jiān)測.我國在加入全面禁止核試驗條約組織國際監(jiān)測系統(tǒng)（CTBTO／MS）后，聯(lián)合國在我國建設了蘭州和海拉爾兩個小孔徑地震臺陣.

目前，隨著臺陣數(shù)據(jù)的日益積累，用于研究地球內部結構的臺陣數(shù)據(jù)處理方法不斷出現(xiàn)（Rost，Thomas，2002）.Rost等（2006）使用加拿大Yellowknife臺陣（YKA）短周期數(shù)據(jù)疊加全球震相到時及走時曲線.蘭州小孔徑臺陣自2002年正式運行，積累了寶貴的地震波資料.本文利用蘭州大尖山小孔徑地震臺陣記錄的近10年地震觀測垂直分量資料，采用長、短時間平均數(shù)比值方法（short-term averaging／long-term averaging，簡寫為STA／LTA）疊加不同頻率的震相觀測到時及觀測走時曲線.

1 臺陣位置與數(shù)據(jù)選取

蘭州小孔徑地震臺陣處于青藏高原東北緣，該區(qū)域是目前地震科學研究的一個熱點區(qū)域.蘭州小孔徑地震臺陣由9個子臺組成，臺陣的幾何形狀為同心圓形，分為內環(huán)和外環(huán)，如圖1所示.中心點A0設一個子臺，其余子臺分布在兩個同心圓上，內環(huán)設3個子臺，外環(huán)設5個子臺.根據(jù)陣址勘測數(shù)據(jù)分析和優(yōu)化設計結果，內環(huán)的平均半徑約416.13m，外環(huán)的平均半徑約1 369.11m.平均海拔高度約2 362m，各子臺間最大高差為463m.臺陣在兩層同心圓布局的9個子臺上安裝了CMG-3ESPV垂直向寬頻帶地震計，帶寬為0.02—50Hz.在中心子臺增加了一套瑞士三分向甚寬頻帶STS-2地震計（沈旭章等，2010）.近年來，利用該臺陣資料對該臺陣下方地殼結構、地殼中不均勻體和青藏高原東部核幔邊界的散射體進行了研究，并取得了較為重要的結果（沈旭章，周蕙蘭，2009；沈旭章等，2010；Shen，Ritter，2010；秦滿忠等，2012）.

蘭州小孔徑地震臺陣自2002年開始正式運行，為開展相關研究提供了寶貴的地震波資料.本文使用蘭州小孔徑地震臺陣2001年12月—2012年3月記錄的全球地震垂直分量數(shù)據(jù)，選取了臺陣所記錄的MS≥5.6且震源深度＜40km的3 294次全球地震，截取長度為3 000s.我們去除了斷記、大震之后強余震、雙震等地震數(shù)據(jù)記錄，最終挑選了2 310次地震，約20 790條記錄.以上的地震目錄參考了USGS地震目錄（http：∥neic.usgs.gov／neis／epic／epic＿global.html）.圖2給出了所選取地震事件的震中分布圖.

2 數(shù)據(jù)處理

2.1 疊加方法

蘭州小孔徑地震臺陣位于獨特的地理位置，全球不同震中距（0—180°）的地震基本上都有記錄.我們將不同震中距的地震按照0.5°間隔進行劃分（圖3）.從圖3可以看出，19°—35°之間地震數(shù)目最多，這與太平洋板塊和印度板塊的地震活動性有關.

圖3 不同震中距與地震數(shù)目分布圖Fig.3 Histogram of number of events in 0.5°epicentral distance bin for the earthquakes used in this study

我們以蘭州小孔徑地震臺陣記錄的2010年7月4日發(fā)生在日本本州東海岸附近的地震事件為例（MS6.3，震中距為30.6°，震源深度27km），來說明整個數(shù)據(jù)處理流程.首先對原始9條垂直分量地震數(shù)據(jù)作去平均、去傾斜處理，再作5種不同頻率的濾波處理（表1）.我們使用的是10s的低通濾波.

蘭州小孔徑地震臺陣9個子臺數(shù)據(jù)具有非常好的相關特征，作疊加處理具有很好的優(yōu)勢.因此，我們對濾波之后的9條垂直分量地震數(shù)據(jù)進行疊加處理為一條地震數(shù)據(jù)記錄（圖4a）.在圖中可以識別出體波（如P，PP，S，SS等）和面波震相.對此疊加數(shù)據(jù)（STACK）作平方運算，然后分別選取短時（3s）和長時（30s）計算長、短時間平均數(shù)比值（STA／LTA）.如圖4b所示，體波的到時初動比較明顯，但是面波不太明顯，尾波中存在很多脈沖尖峰.為了避免STA／LTA最大峰值對所有疊加結果的影響，取其上限為30.為了在疊加結果中突出弱震相，對震中距30.5°—31.0°的每條STA／LTA結果再次作平方處理，然后對疊加結果作平均，如圖4c所示.多條平均結果與單條結果相比，體波震相到時初動更加明顯，并且尾波中的脈沖尖峰也減少了.

表1 不同濾波和STA／LTA參數(shù)表Table 1 Filtering and STA／LTA parameters

圖4 （a）蘭州小孔徑臺陣10s低通濾波之后的記錄（2010年7月4日日本本州東海岸附近地震，震中距為30.6°，MS6.3）.STACK為9個子臺的平均疊加結果；（b）STACK作STA／LTA的計算結果；（c）該地震事件0.5°震中距范圍內所有地震事件作STA／LTA的疊加平均結果Fig.4 （a）Records of an earthquake（MS6.3，epicentral distance 30.6°，2010-07-04）in Coast of Honshu，Japan，on nine stations of Lanzhou seismic array，which were filtered by 10slow-pass filter；（b）The computed STA／LTA for the STACK trace；（c）The average STA／LTA resulting from all traces within a 0.5°distance range

2.2 不同頻率淺震疊加

觀測地震圖中的體波和面波識別不僅與波的能量分配特征（垂直分量和水平分量）、震源深度和震中距有關，而且與其具有的頻率特征有關.因此，我們嘗試使用不同頻率的濾波對臺陣資料作全球疊加.本文使用了短周期和長周期在內的5種不同頻率的濾波：2s和6s高通濾波及10，30，100s低通濾波.嘗試了不同的短時和長時參數(shù)（表1）進行STA／LTA疊加，并且得到了相對最好的不同頻率走時曲線疊加結果（圖5a—9a）和5種不同頻率結果的整體疊加結果（圖10a）.圖5b—10b為IASP91速度模型計算的理論走時曲線，震源深度為20km，震中距范圍為0—180°，時間長度為3 000s.

圖5 垂直分量2s高通濾波疊加的觀測走時曲線（a）和可識別震相IASP91模型理論走時曲線（b）Fig.5 Vertical stacking of travel-time curves after a 2shigh-pass filter was applied to each trace（a）and travel times of the identifiable seismic phases based on the IASP91velocity model（b）

圖5 為2s高通濾波疊加結果.在疊加結果中可以識別出明顯的初至波震相P，PKIKP和PKP.核面反射波震相PcP和ScP也有較好的成像，除了小震中距之外幾乎識別不出面波的痕跡.

圖6為6s高通濾波疊加結果.疊加結果中除了能夠識別出明顯的初至震相P，PKIKP和PKP之外，還可以識別出后續(xù)震相PP，SKP和PKPPKP，核面反射波震相PcP和ScP.震相S也有很好的成像，也可識別出弱震相SKSP和PPP.面波相比2s高通濾波疊加結果有了比較清晰的成像.

圖7為10s低通濾波疊加結果.有更多的后續(xù)震相在該長周期疊加結果中呈現(xiàn).主要震相有P，PKIKP，PKP，PP，PPP，SKP，PKPPKP，S，SP，SS.核面反射波震相PcP，ScP在疊加結果中已難以識別，而瑞雷面波在疊加結果中有了比較清晰的成像.

圖8為30s長周期低通濾波疊加結果.主要震相有P，PKIKP，PKP，PP，SKP，S，SP，SKSP，SPP，SPPP，SS，SSS；弱震相有SSP，PPP，SSSS.瑞雷面波有很清晰的成像.

圖8 垂直分量30s低通濾波疊加的觀測走時曲線（a）和可識別震相IASP91模型理論走時曲線（b）Fig.8 Vertical stacking of travel-time curves after a 30slow-pass filter was applied to each trace（a）and travel times of the identifiable seismic phases based on the IASP91velocity model（b）

圖9 為100s長周期低通濾波疊加結果.主要震相有P，PKIKP，PKP，PP，SKP，S，SP，SPP，SPPP，SS，SSS，SSSS；弱震相有PPP，SKS，SKSP.瑞雷面波在疊加結果中有非常清晰的成像.

圖10為5種不同頻率濾波疊加結果的綜合疊加走時曲線.主要疊加震相有初至震相P，PKIKP，PKP；核面反射波震相PcP和ScP；后續(xù)震相PP，PPP，PKPPKP，SKP，S，SP，SPP，SS，SSS.震相SKSP，SKKS也有較弱成像.

3 討論與結論

我們使用不同頻率的濾波，采用長、短時間平均數(shù)比值方法（STA／LTA）疊加出不同頻率的多個震相觀測到時和走時曲線.從結果中可以發(fā)現(xiàn)，不同震相的走時曲線不僅與波的能量分配、震源深度和震中距有關，而且與其具有的頻率特征有很重要的關系.

初至震相P，PKIKP，PKP在不同頻率疊加結果中都有較好的成像，特別在短周期（2s和6s高通）疊加結果中更為明顯（圖5，6）.核面反射波震相PcP，ScP（圖5，6）和PKPPKP（圖6，7）具有高頻特征，在短周期疊加結果中有明顯成像.

震相之間存在交替現(xiàn)象.PP與PcP震相在43°左右交替，43°以后PcP走時超前PP波（圖6，10）.S與ScP震相在37°左右交替，37°以后ScP走時超前S波（圖6，10）.SKP在震中距128°—142°成為標志性震相，與PP震相在145°左右交替（圖7—10）.

盡管S，SS，SSS震相具有橫波性質，但是在垂直分量數(shù)據(jù)的疊加結果中也有較好的成像.后續(xù)震相PP，PPP，SKP，S，SS，SSS，SP，SPP等在長周期疊加結果中具有較好的成像（圖7—9），說明這些震相具有低頻特征.在疊加結果中我們能夠識別出P波（20°左右）和S波（30°左右）走時曲線具有較明顯的回折現(xiàn)象，這與上地幔存在高速間斷面（如410，660km間斷面等）有關.

外核界面衍射波Pdiff是一個弱震相，單脈沖型，振幅較小，僅為PP的1／10—1／5，一般當MS≥7且干擾背景較小時才能夠在長周期地震記錄中得以分辨（中國地震局監(jiān)測預報司，2007）.在我們的疊加結果中Pdiff震相沒有很好的成像，主要原因可能是MS≥7的地震記錄太少.圖11為蘭州小孔徑地震臺陣記錄的2003年1月22日在墨西哥發(fā)生的極遠震記錄（震中距為119.5°，MS7.5）.該記錄中可以識別明顯的Pdiff震相.

由于全球介質普遍存在各向異性，不同區(qū)域、不同方位記錄的地震波形存在比較明顯的差異.圖12a為東南方向2005年3月5日臺灣MS5.7地震和西北方向2003年12月1日新疆MS6.0地震相同震中距（19.2°）的觀測波形對比.從圖中看出，兩個區(qū)域觀測波形的直達P波、500s附近的S波和面波震相等均存在較為明顯的波形差異.

我們選擇了臺陣記錄相對比較集中區(qū)域的地震，并對不同方位P波觀測走時與理論走時的差異作了簡單的對比，發(fā)現(xiàn)P波的觀測走時大于理論走時，即存在一定的滯后現(xiàn)象（圖12b，c），并且這種差異在臺陣的東部和西部存在明顯的不同，西部的滯后現(xiàn)象更為明顯.從全球P波層析成像結果中可以看出，蘭州小孔徑地震臺陣西部存在明顯的上地幔低速異常，我們認為P波走時滯后可能是上地幔介質傳播速度較低所致（Gaia et al，2006）.

圖12b為相同深度（30km±3km）、不同方位（75°和200°）、相近震中距（30.5°和31.0°）多次地震疊加的P波觀測走時與理論走時的對比.可以看出，理論P波到時相對先到，方位角為75°的P波觀測走時基本接近理論走時，而方位角為200°的P波觀測到時則存在較明顯的滯后.

圖12 （a）臺灣 MS5.7地震（東南方向）和新疆 MS6.0地震（西北方向）相同震中距（19.2°）觀測波形對比；（b）相同深度（30km±3km）、不同方位（75°和200°）、相近震中距（30.5°和31.0°）多次地震疊加的P波觀測走時與理論走時對比；（c）相同深度（均為10km）、不同方位（136°和250°）、相同震中距（49.0°）多次地震疊加的P波觀測走時與理論走時的對比.圖b，c中垂直黑線為疊加的P波觀測走時，藍線為理論走時Fig.12 （a）Comparison of earthquake waveforms with the same epicentral distance（19.2°）between Taiwan MS5.7 （southeast）and Xinjiang MS6.0 （northwest）earthquakes.（b）Comparison of observed travel times with theoretical ones of the multiple earthquakes stacking of P-wave traces.The earthquakes have the same depth（30km±3km），the different back azimuth（75°and 200°）and the nearly similar distance（30.5°and 31.0°）.（c）Comparison of observed P-wave travel times with theoretical ones of the multiple earthquakes stacking.The earthquakes have the same focal depth（10km），the different back azimuth（136°and 250°）and the same distance（49.0°）.In Figs.2b，c，the black vertical line is the observed stacked travel time for P wave and the blue one is the corresponding theoretical travel time

圖12 c為相同深度（均為10km）、不同方位（136°和250°）、相同震中距（49.0°）多次地震疊加的P波觀測走時與理論走時的對比.可以看出，P波理論走時相對先到，方位角為136°的P波觀測走時基本接近理論走時，而方位角為250°的P波觀測到時則存在較明顯的滯后.

綜上，我們利用蘭州大尖山小孔徑地震臺陣2001—2012年記錄的垂直分量地震觀測波形數(shù)據(jù)，使用2 310次地震，約20 790條記錄疊加出了不同頻率的體波震相觀測到時及走時曲線，體波震相表現(xiàn)出明顯的走時和頻率特征.這為我們識別不同體波震相和特征，認識和研究地球內部精細結構（例如，莫霍界面、地幔內部高低速間斷面和D″區(qū)）等具有非常重要的科學意義.

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