作者：许健生,隗永刚,周建超
出版社：石油工业出版社
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中国数字地震仪台网(CDSN)典型震相图集(1990—2012年)试读：
前言
中国数字地震仪台网（CDSN）是中国与美国地震科技合作项目。1983年5月开始建设，1986年7月建成。1987年10月22日通过国际地震专家组的技术评审和验收，开始正式运行。
1986—1992年，CDSN有9个台站、两个中心。它们是北京台（BJT）、兰州台（LZH）、恩施台（ENH）、昆明台（KMI）、琼中台（QIZ）、佘山台（SSE）、乌鲁木齐台（WMQ）、海拉尔台（HIA）和牡丹江台（MDJ），以及设在中国地震局地球物理研究所的台网维修中心（NMC）和数据管理中心（DMC）。
1992—2001年，CDSN台站进行了二期技术改造，其内容包括：增设拉萨台（LSA）和西安台（XAN）；将北京台和佘山台的地震计系统由高干扰背景的地下室迁至低干扰背景的山洞；用新一代数字化的IRIS/GSN台站设备更换了CDSN台站的原有设备，获得了具有国际地震数据交换标准格式（SEED）的记录数据，同时成为全球地震台网（GSN）的重要组成部分。其中兰州台没有进行二期技术改造，原设备到2000年停止工作。目前CDSN共有10个台在工作。CDSN台站位置分布如图1所示，台站信息见表1。图1 CDSN台站位置分布图
CDSN台站的数字化地震仪具有宽频带（35Hz～360s记录频带，幅频特性为速度平坦型）、大动态范围[140dB，短、中、长、超长周期信号输出（SP，BB，LP，VLP）]和高线性度等优越性。表1 CDSN台站信息
CDSN台站到目前为止已连续工作二十多年，获取了大量的观测资料。这些数字化观测资料所包含的丰富的地球物理信息具有极高的科学价值，伴随着地球科学的发展和技术的进步，已成为研究地球内部结构不可多得的珍贵资料，是地球物理学研究的无价之宝。
为了最大限度地发掘这些数字化观测资料所包含的地球物理信息，拓展这些信息在地球物理学和地震学研究中的应用范围，我们在二十多年的观测资料中除了挑选一些已经对它有所认识，如在“J-B地震波走时表”、“震相走时便查表”和“IASPEI1991地震走时表”中给出的已知震相外，还重点挑选了一些振幅、周期和相位变化明显，但在上述走时表中均没给出走时的未知震相（i）的典型图例，用统一的震相读取标准，做了分析判读，得到了不同距离、不同深度、不同震级的已知和未知震相（i）的典型图例430幅，编成本书，奉献给地球物理学和地震学研究人员，期望对他们的研究工作有所裨益。
本书给出的典型震相，特别是未知震相的典型图例，不仅对科研人员探讨和认识地球内部结构和研究各种地球物理现象有一定的引领作用，而且对初学震相分析的青年地震工作者有一定的指导示范作用。本书也可作为大专院校和研究生学习震相分析时的参考资料。
地震学是一门观测科学。迄今为止，地震波仍然是人们认识地球内部结构的主要途径之一。分析地震记录，辨认震相，特别是未知震相（i），研究它们的运动学和动力学特征是地震观测的主要目的。
本书的编著者在地震台站长期从事CDSN数字地震观测资料的分析工作，积累了较丰富的震相识别经验，对这些数字化观测资料进行了细致分析和标注，特别是对大量未知震相（i）的分析和标注大大丰富了宽频带数字化资料的数据库，为认识震源破裂过程和地震波传播路径上的物理性质和研究地球内部复杂结构搭建了重要的数据平台。
本书汇编了中国数字地震仪台网（CDSN）1990—2012年记录到的50个7级左右地震的宽频带数字震相资料，震中位置分布如图2所示。对每个地震分别以震中距为序，由近及远地给出了各种震相随震中距变化的记录特征。对不同震源深度的地震，以震源深度为序，由近及远、由浅入深地给出了不同震源深度的深震震相记录特征。前言01
本书给出的地震参数中，近震取自中国地震台网中心（CENC）发布的结果，远震、极远震取自美国地质调查局国家地震信息中心（NEIC.USGS）发布的结果。给出的地点仅作为位置参考，不含任何政治意义。
本书的震级在M＞8.0后给出M，浅源地震给出M，中深源地SWS震和深源地震给出m。b
本书给出的时间均为世界标准时（GMT）。
本书的数据处理和震相标注均由黑龙江省地震局和跃时高级工程师提供的“CDSN地震台站分析软件”完成，在此深表感谢。
中国地震台网中心的宋臣田研究员、新疆地震局的郑黎明高级工程师和湖北地震局的李德前高级工程师为封面提供了CDSN台站的照片，在此深表谢意。
由于水平有限，错误和不当之处在所难免，敬请不吝指教。编著者2014年6月21日
1 地震目录(1990—2012年)
1.1 浅源地震目录（h≤70km）
1.1 浅源地震目录（h≤70km）1.1 浅源地震目录（h≤70km）（续）-11.2 中深源地震目录(70km＜h≤300km)
1.2 中深源地震目录（70km＜h≤300km）1.3 深源地震目录(300km＜h＜700km)
1.3 深源地震目录（300km＜h＜700km）2 浅源地震典型震相记录特征(h＜70km)
2.1 2003年7月21日中国云南M6.3地震震相记S录特征
2003年7月21日，中国云南M6.3地震距昆明地震台为1.6°，属近S震。近震的地震波一般在地壳内传播，其射线路径和走时曲线如图2.1.1和图2.1.2所示。图2.1.1 直达波射线路径示意图图2.1.2 近震时距曲线图（彼德·鲍曼，2006）
由图2.1.3（昆明台，Δ1.6°）可见，受云南地区局部地区地壳结构复杂性的影响，在直达纵波Pg之后有几个与台站周边区域地壳结构有关的震相（i）出现。
由图2.1.4（恩施台，Δ8.4°）、图2.1.5（拉萨台，Δ9.7°）、图2.1.6（琼中台，Δ10.5°）和图2.1.7（佘山台，Δ18.2°）可见，在震中距Δ＞6°时，受地球内部低速层的影响，Pn或P和Sn或S波进入了“6°～16°影区”，如图2.1.8所示。在这个距离上P震相、S震相的振幅会明显减弱，从理论上讲，在时距曲线上会出现“空区”，但实际上在震级较大时仍能观测到P震相、S震相，只不过振幅与后续短周期面波相比要小很多。2.1 2003年7月21日中国云南M6.3地震震相记录特征01S2.1 2003年7月21日中国云南M6.3地震震相记录特征02S2.1 2003年7月21日中国云南M6.3地震震相记录特征03S2.1 2003年7月21日中国云南M6.3地震震相记录特征04S2.1 2003年7月21日中国云南M6.3地震震相记录特征05S图2.1.8 “6°～16°影区”示意图
古登堡认为形成“影区”的低速层在地表以下80～100km深处。“影区”的范围也不尽一样，有些地方叫“7°～15°影区”，有些地方叫“6°～18°影区”。从CDSN台站的观测结果来看，对中国西南部的地震，在震中距Δ＞20°以后，P震相、S震相的振幅才会明显增大，如图2.1.9（乌鲁木齐台，Δ20.9°）、图2.1.10（海拉尔台，Δ27.3°）和图2.1.11（牡丹江台，Δ29.4°）所示。
地震波类型简介
在震源处的突然破裂或者爆炸的作用下，使震源的弹性介质区域里的介质发生形变，当质点偏离其固有位置时，会发生围绕其原始位置的振动，连续的质点互相影响，在震源周围的广阔区域里形成振动，这种振动在地球内部的传播，就是地震波。
地震波又可分为两大类。一类叫体波，它可以在地球内部各个方向传播，所以瑞典地震学家巴特（M.Båth，1978）称它为“自由波”。体波又分为纵波和横波。纵波的质点振动方向与波的传播方向一致。横波的质点振动方向与波的传播方向垂直。由于在液体和气体中不会发生介质的弹性剪切形变，即不存在剪切弹性模量。因此横波不能在液体和气体中传播，在液体和气体中只能传播纵波。
另一类叫面波，其能量集中在分界面附近，这种波动沿着地球表面或分界面传播，其振幅在地面以下随着深度的增加按指数的形式衰减，因为它只限于在地表面或分层界面传播，所以巴特称它为“限制波”。由于形成的条件和质点振动的轨迹不同，面波又分为勒夫（Love）波（通常以Q表示）和瑞雷（Rayleigh）波（通常以R表示）。
地震发生后，震源同时激发出纵波和横波，由于纵波的传播速度比横波快，纵波先到达观测台站，因此纵波又叫初至波（Primary），通常称为P波。在陆地地壳基岩中，P波传播速度平均约为6.3km/s，在地球内部的地幔底部，P波传播速度最高可超过13.6km/s。
横波的传播速度比纵波的慢，横波在纵波之后到达观测台站。因此横波又叫续至波（Secondary），通常称为S波。在陆地地壳基岩中，S波传播速度平均约为3.6km/s。天然地震激发的S波的振动幅度一般会比P波的振动幅度大，而且S波引起的地面振动常常在水平分向上比较强。S波的主要振动周期一般会比P波的主要振动周期大。2.1 2003年7月21日中国云南M6.3地震震相记录特征06S2.1 2003年7月21日中国云南M6.3地震震相记录特征07S2.1 2003年7月21日中国云南M6.3地震震相记录特征08S2.2 1998年1月10日中国东北M6.3地震震相记S录特征
由图2.2.1（北京台，Δ1.7°）可见，受北京地震台附近局部地区地壳结构复杂性的影响，1998年1月10日中国东北M6.3地震在直达S纵波Pg之后，在莫霍界面上的反射震相PmP之前有几个与区域地壳结构有关的i震相出现。
受地球内部低速层的影响，在震中距Δ＞6°时，P震相和S震相的振幅越来越小，有时甚至不出现，如图2.2.2（西安台，Δ8.3°）、图2.2.3（兰州台，Δ9.7°）和图2.2.4（牡丹江台，Δ11.6°）所示。但在这个距离上会观测到与地壳有关的导波Li，Lg1，Lg2和Rg，或叫短周期面波（高阶面波）。
由图2.2.5（昆明台，Δ18.7°）、图2.2.6（乌鲁木齐台，Δ19.9°）和图2.2.7（琼中台，Δ22.3°）可见，中国东北地区的地震在震中距Δ＞18°时，P波、S波就逐渐走出“6°～16°影区”，P震相、S震相的振幅随距离的增大而越来越大。
与地壳有关的导波类型简介
与地壳有关的导波Lg和Rg最先为美国地震学家普雷斯和尤因（Press and Ewing，1952）在研究北美地震台的记录时发现。他们指出，Lg波是一个完全沿大陆途径，在地壳花岗岩层（grantic layer）内的低速层内传播的横波性质导波，主要沿水平方向极化，即水平横向振动较大，但水平纵向和垂直方向振动也不小。普雷斯得出的Lg波的速度为（3.5±0.07）km/s，其周期范围为0.5～6s，并指出在大陆地区Lg波可以在6000km左右的距离上观测到。
此后，巴特（M.Båth，1954）通过对欧亚大陆Lg波的研究，将Lg波划分为Lg1波和Lg2波，并给出Lg1波的速度是（3.54±0.06）km/s，Lg2波的速度是（3.37±0.04）km/s。
张诚（1963）根据兰州地震台SK型中长周期地震仪所记录到的52个发生在中国和周边地区的地震，研究了兰州地震台观测到的M2震相、Li震相、Lg1震相、Lg2震相和Rg震相的记录特征，给出了表2.2.1的结果。表2.2.1 兰州地震台观测到的M2震相、Li震相、Lg1震相、Lg2震相和Rg震相的速度和周期
王淑贞（1981）研究了Lg波在青藏高原地区的传播特征，给出了Lg波在青藏高原地区的群速度为3.20～3.58km/s，在其他地区的平均速度为（3.79±0.07）km/s的结果。该工作没细分Lg1和Lg2，从所得结果来看，与中国其他地区的Lg2速度相近，因此把该震相认作Lg2比较合适。式（2.2.1）给出了青藏高原地区Lg2波的走时公式：
该工作还对35个青藏高原路径和35个非青藏高原路径的Lg波的周期进行了对比研究，发现通过青藏高原路径的Lg波周期较非青藏高原路径的Lg波周期要大一倍左右。2.2 1998年1月10日中国东北M6.3地震震相记录特征01S2.2 1998年1月10日中国东北M6.3地震震相记录特征02S2.2 1998年1月10日中国东北M6.3地震震相记录特征03S2.2 1998年1月10日中国东北M6.3地震震相记录特征04S2.2 1998年1月10日中国东北M6.3地震震相记录特征05S2.2 1998年1月10日中国东北M6.3地震震相记录特征06S2.2 1998年1月10日中国东北M6.3地震震相记录特征07S
时至今日，各国地震学者仍对Li波、Lg1波、Lg2波和Rg波的研究十分关注，进行着广泛的研究，并发布了一系列结果（表2.2.2），这些结果无疑是研究和认识Li波、Lg1波、Lg2波和Rg波的宝贵资料。表2.2.2 世界各地观测到的Li震相、Lg1震相、Lg2震相和Rg震相的速度和周期（时振梁等，1982）
试读结束[说明：试读内容隐藏了图片]