ZZ 如何确定地震深度？试试远震P波(作者: Wei

sheng-ji)

2009年3月31日 |

| 作者: Wei sheng-ji

地

震每天都在地球上发生，大大小小，从洋中脊、俯冲带到大陆地壳。那么，我们对这些地震的了解有多少呢？地震有哪些基本的参数？一般而言，对于中小地震，其

基本参数包括：震源机制–即发震断层可能的几何形态和错动方向，震源的位置(经纬度，深度)?，以及震级等。我们在这里主要介绍一种确定地震深度的方法。

如果我们假设地震是在地球中某一点发生的，那么地震波从该点传播致地震仪所需要的时间是和震源到台站的距离成某种正比例关系的，如果我们对地球的结

构(地震波速度)有一定的了解，那么，根据地震仪上记录到的地震波的到时，就可以反推地震发生的位置。这就是传统地震定位法的基本原理。

对于一个地震而言，其空间参数包括经纬度和深度，而对于利用区域(regoinal，一般而言是指震中距小于1400公里)数据进行绝对地震定位的

方法，所定出的地震深度和发震时刻紧密相关，地震深度的不确定性和发震时刻的不确地震每天都在地球上发生，大大小小，从洋中脊、俯冲带到大陆地壳。那么，

我们对这些地震的了解有多少呢？地震有哪些基本的参数？一般而言，对于中小地震，其基本参数包括：震源机制–即发震断层可能的几何形态和错动方向，震源的

位置(经纬度，深度)?，以及震级等。我们在这里主要介绍一种确定地震深度的方法。

如果我们假设地震是在地球中某一点发生的，那么地震波从该点传播致地震仪所需要的时间是和震源到台站的距离成某种正比例关系的，如果我们对地球的结

构(地震波速度)有一定的了解，那么，根据地震仪上记录到的地震波的到时，就可以反推地震发生的位置。这就是传统地震定位法的基本原理。

对于一个地震而言，其空间参数包括经纬度和深度，而对于利用区域(regoinal，一般而言是指震中距小于1400公里)数据进行绝对地震定位的

方法，所定出的地震深度和发震时刻紧密相关，地震深度的不确定性和发震时刻的不确定性是成正比关系的。目前全球绝大多数的地震仪都是位于地表或是在几十至

几百米深的井下，而绝大多数的非俯冲带地震是发生在几公里至十几公里的深度，对于这样的深度而言，近震距离上的地震仪可以看作是分布在震源上方的某一个二

维平面之内，依靠这样的二维分布，当地震台足够多的时候，我们可以很好地确定地震的水平位置(经纬度)，而对于地震深度(第三维)，除非有正好在震源上方

的地震记录，否则很难精确地确定。我们可以这样理解，由于震源深度增加或减小导致的体波到时变化在某种程度上可以通过采用不同的发震时刻来弥补，即深度增

加(减小)对应更早(迟)的发震时刻，也就是说不同的h(震源深度)和t0(发震时刻)对可以同样好的解释直达波的到时。这种震源深度和发震时刻之间的这

种关系导致了无法精确确定震源深度和发震时刻。定性是成正比关系的。目前全球绝大多数的地震仪都是位于地表或是在几十至几百米深的井下，而绝大多数的非俯

冲带地震是发生在几公里至十几公里的深度，对于这样的深度而言，近震距离上的地震仪可以看作是分布在震源上方的某一个二维平面之内，依靠这样的二维分布，

当地震台足够多的时候，我们可以很好地确定地震的水平位置(经纬度)，而对于地震深度(第三维)，除非有正好在震源上方的地震记录，否则很难精确地确定。

我们可以这样理解，由于震源深度增加或减小导致的体波到时变化在某种程度上可以通过采用不同的发震时刻来弥补，即深度增加(减小)对应更早(迟)的发震时

刻，也就是说不同的h(震源深度)和t0(发震时刻)对可以同样好的解释直达波的到时。这种震源深度和发震时刻之间的这种关系导致了无法精确确定震源深度

和发震时刻。

如何来克服这种困难呢？既然近震数据做不到，那么，让我们把目光放得更远一点，来看看用远震记录是否能做得到。所谓远震记录，是指震中距在30度至90度(1度=111.2km)之间的地震记录。

有人就会问了，用距离很近的高信噪比记录尚不能很好的约束震源的深度，远震的记录够清晰吗？可以用来确定震源深度吗？

我们来看一个例子，图1是2003年8月16日赤峰地震(Mw＝5.2)的近震和远震记录，a是388公里远的SNY台的记录，b是震中距为

52.4度(5821公里)的COLA台，这些都是未经过滤波的宽频带速度记录，可以看出a记录的信噪比要远高于b，在b上直达p波的初动依稀可辨，但不

是那么清晰。如果我们对b做一次带通滤波，滤波频带为0.7~2.0Hz，则得到c，可以明显看出，P波信号的信噪比得到了一定提高。

图 1

不同震中距上的地震记录，A为SNY台站对2003/08/16地震的记录，震中距为388公里，T1为P波初到的时间，这是未经过滤波和去仪器响应的原

始地震记录。B为COLA台对同一个地震的记录，震中距52.4度，未经过滤波和去仪器响应。C为COLA台经过0.7~2.0Hz滤波之后的地震图。

为什么滤波之后的地震记录的信噪比得到了提高呢？首先我们要知道，地震仪对地面震动十分敏感。它们能记录到由海洋中巨大风暴和海浪对海岸拍打而引起

的震动，以及车辆行驶和人们的活动引起的地面震动。这些背景干扰被称之为微震脉冲。即使在安静的日子里，它们产生的抖动也被绘在地震记录上。这些背景干扰

的频谱具有一定的特征，在6和10

秒附近有两个峰(图2)，就是说背景噪音在这两个周期附近的能量比较大；因此，避开噪音峰值的频段进行滤波就可适当提高地震记录的信噪比。

图2

背景微震脉冲频谱，其中红色(垂直向)、黄色和蓝色(水平向)为洋底地震噪音记录的频谱，黑色虚线则为大陆上背景微震脉冲频谱的上下限。可以看出在6秒和10秒附近存在两个峰值。【图片来源：www.whoi.edu】

前面讲到了利用滤波的方法提高信噪比，显而易见地，地震的震级也会对信噪比有影响，一般而言，M>4.5的地震信号(地震图)即使未经任何处

理还是可以在远震距离上用肉眼识别出来，地球物理工作者们常常利用远震的记录来研究源区和台站下方的地球结构，主要是因为在这个震中距上，地震射线在源区

和台站下方几乎是沿着垂直方向传播的，而根据人们目前对地球内部的了解，发现相比于下地幔，上地幔和地壳结构是很复杂的，几乎垂直传播的地震波尽量少地经

过这些区域，不大受上地幔和各种界面反射和折射波的影响。更为关键的一点是，远震地震波在源区几乎是垂直传播的这种特性可以很好地用于确定震源深度。地震

所辐射出的P波能量，一部分以很小的离源角(见图3)向下传播，在某方位角上被地震仪记录，为直达P波；还有一部分P波能量向上传播，在地球表面被反射回

来后经过和P波同样的路径传播至地震仪，该震相称为为pP波；另外，向上辐射的S波也会在地球表面反射并转换为P波，该震相则称为sP波。

从图3可以看出，这三个震相在震源之下所走的路径完全相同，唯一不同的是pP和sP波多走了一段路，就是震源深度两倍的这段距离，如果我们能够在地

震图上辨别出这些震相，那么通过测量或比较这些震相之间的到时差就可以将其用于确定地震的深度。这里我们给出了一个具体的正演例子(图3)。我们用某一个

全球层状速度结构模型，将假想地震放在25km的深度，从正演计算出的地震图上我们可以清晰地看到这三个震相，最先到的是直达P波；其次是pP波，即P波

在源区自由表面的反射波；最后是sP波，也即在源区向上走的s波在自由表面转换成的P波。值得提出的是，这些都是经过滤波的速度记录，滤波频段为

0.7~2.0Hz，之所以采用这个滤波频段是由于在后面我们要将理论地震图和实际的地震记录进行比较，如前提及，这个波段的滤波可以得到更清晰的地震记

录，更便于比较。当计算出一系列深度的理论地震图后，我们可以更直观地看到震源的深度对这些震相相对到时的影响。

图3

P波，sP，pP波的示意图，以及远震距离上滤波后(0.7~2.0Hz)的理论地震图。

图4中的黑色地震图是2003/08/16赤峰地震在VOS台的记录，通过比较我们可以看出，25km是一个比较合理的地震深度估计。图5是更多的

比较，也可以验证其一致性。当然，用这种方法对地震深度的估计会受到正演所用速度结构模型的影响，因为这里所用的简单一维速度结构模型和真实地球之间是存

在差异的，看看地球表面起伏的山峦，深邃的瀚海，我们不禁会问：地球的内部结构到底是什么样子的呢？是不是和地球的表面一样？是不是地球上所有的地方都会

有地震发生？

图4

震源深度测试，图中红色为震源位于不同深度时的理论地震图，方位角和震中距对应于VOS台站(震中距33度，方位角303度)，黑色为VOS台站的记录。理论地震图和数据均为带通滤波后的速度记录，滤波频段为0.7～2.0Hz。

图5

远震体波理论地震图与观测地震图的比较，红色为理论地震图，黑色为观测地震图，左边文字为台站名，采用互相关法对齐直达P波，数字为该台站理论地震图与观测地震图之间的相关系数，相关窗取为P波初动前0.5s至之后4s.