中國地震臺網(wǎng)初至P波區(qū)域三維走時表的建立

梁建宏 韓雪君 孫 麗 梁姍姍 張雪梅

（中國北京100045中國地震臺網(wǎng)中心）

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中國地震臺網(wǎng)初至P波區(qū)域三維走時表的建立

（中國北京100045中國地震臺網(wǎng)中心）

基于LLNL-G3Dv3全球P波三維速度模型， 應(yīng)用FMM軟件包計算并建立了中國地震臺網(wǎng)990個臺站的初至P波區(qū)域三維走時表． 該走時表覆蓋了以臺站為中心的水平向20°×20°、 垂直向-5.1—80 km （向下為正）的三維空間. 其水平向間隔為0.2°， 垂直向間隔為5 km． 這樣對于任一深度小于80 km的震源， 均可以應(yīng)用此三維走時表計算其到周圍10°范圍內(nèi)臺站的走時． 中國地震臺網(wǎng)初至P波區(qū)域三維走時表的建立， 對于改善區(qū)域初至P波走時預(yù)測， 提高地震定位精度有一定現(xiàn)實意義．

中國地震臺網(wǎng) P波 三維速度模型 走時表 建立

引言

地震波走時表在識別震相、 測定地震參數(shù)和研究地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)等工作中扮演著重要角色， 建立合適的走時表對于正確識別震相、 提高測定地震參數(shù)的精度無疑具有十分重要的意義． 目前地震機構(gòu)普遍基于徑向?qū)ΨQ的一維地球模型預(yù)測走時． 雖然一維模型能很好地反映全球或局部地區(qū)的平均性質(zhì)， 但由于實際地球是三維的， 一維模型并不能反映地球結(jié)構(gòu)的橫向不均勻性， 在地殼與上地幔尤其如此． 穿過地球介質(zhì)的實際震相走時與由一維模型導(dǎo)出的理論走時之間往往存在偏差， 對于區(qū)域地震， 研究表明Pn震相的走時預(yù)測誤差平均為2.0—2.5 s， 在某些地區(qū)走時誤差甚至超過8 s（Crotwelletal， 1999）． 理論走時預(yù)測誤差給精確地震定位帶來不利影響．

目前改善地震走時預(yù)測一般采用基于經(jīng)驗和基于模型兩種方法． 基于經(jīng)驗方法使用遴選的標(biāo)準(zhǔn)事件來校正走時殘差， 以提高該區(qū)域的走時預(yù)測精度． 在地震資料豐富、 可選標(biāo)準(zhǔn)事件多的區(qū)域， 可使用基于經(jīng)驗的方法提高走時預(yù)測精度． 根據(jù)已有的研究結(jié)果， 利用標(biāo)定事件的走時殘差作為經(jīng)驗走時校正值， 可改善走時預(yù)測， 提高精確定位地震的能力（Myers, Schuhz， 2000； Nicholsonetal， 2004, 2008）． 基于模型方法則需根據(jù)臺站附近區(qū)域相關(guān)速度模型的研究成果， 構(gòu)造區(qū)域三維速度模型， 計算臺站到臺站周邊預(yù)定義格點的走時． 根據(jù)相關(guān)研究成果， 應(yīng)用三維區(qū)域模型可提高走時預(yù)測精度和地震定位精準(zhǔn)度（Ritzwolleretal， 2003； Yangetal， 2004； Murphyetal， 2005； Flanaganetal， 2007）．

綜合國內(nèi)外基于一維模型的走時校正研究， 基于經(jīng)驗方法只要所用標(biāo)準(zhǔn)事件的定位精度足夠高且資料豐富， 其校正是較準(zhǔn)確的. 該方法的缺點是只適用于地震資料豐富的地區(qū)， 對于新臺站， 一般需要運行較長一段時間， 記錄到一定數(shù)量的標(biāo)準(zhǔn)事件時， 該臺站的走時預(yù)測精度才得以改善． 而基于模型方法則不受歷史地震資料的限制， 可應(yīng)用于任何臺站， 但前提是模型需較準(zhǔn)確．

關(guān)于地球模型和走時的研究已持續(xù)多年， 隨著地震臺站越來越多和觀測資料越來越豐富， 地球模型無論是局部區(qū)域尺度還是全球尺度， 其精確度和分辨率越來越高． 例如全球常用的模型從一維初始參考地球模型（preliminary reference Earth model， 簡稱為PREM）（Dziewonski， Anderson， 1981）發(fā)展到三維Crust5.1（Mooneyetal， 1998）， 再發(fā)展到更精細的三維LLNL-G3Dv3（Simmonsetal， 2012）． 朱介壽等（2003， 2006）利用天然地震、 人工地震及其它地學(xué)資料， 建立了中國及相鄰地區(qū)的精細三維地球模型． 更接近于真實地球的模型無疑有利于改善走時預(yù)測的精度和提高地震定位的精準(zhǔn)度．

本文將采用全球模型的最新研究成果LLNL-G3Dv3全球P波三維速度模型， 用多級快速推進法（multi-stage fast marching method， 簡稱為FMM）， 計算得到中國地震臺網(wǎng)初至P波區(qū)域三維走時表． 該走時表可用于預(yù)測區(qū)域初至P波走時， 減小走時誤差．

1 三維速度模型與計算方法

1.1 LLNL-G3Dv3全球P波三維速度模型

Simmons等（2011, 2012）利用來自國際地震中心（ISC）、 美國國家地震信息中心（NEIC）、 大量區(qū)域臺網(wǎng)、 核試驗、 臺陣和臨時臺網(wǎng)累計超過2800萬條遍布全球的P波及Pn波到時數(shù)據(jù)， 使用三維射線追蹤和多尺度成像方法， 建立了一個全球P波三維速度模型LLNL-G3Dv3， 用以精確預(yù)測區(qū)域和遠震距離地震波走時， 提升了地震事件定位能力． 該模型從地球表面到地核共分57層， 約160萬個節(jié)點， 能夠呈現(xiàn)包括克拉通和地幔柱在內(nèi)的大尺度結(jié)構(gòu)， 也能分辨上地幔包括轉(zhuǎn)換帶在內(nèi)的復(fù)雜細結(jié)構(gòu)． 經(jīng)過插值處理后， 形成了1°×1°的速度模型． LLNL-G3Dv3三維速度模型的總體特點是不同層的速度變化明顯， 在每一層中， 1°×1°網(wǎng)格縱向速度相同， 橫向速度有變化． 相對于一維AK135模型， 該模型在區(qū)域和中遠距離（約23°以內(nèi)）， 走時差通常能達到±4 s； 在遠震距離， 走時差典型地位于±2 s范圍內(nèi)． 圖1給出了LLNL-G3Dv3模型莫霍面的P波速度分布． 基于LLNL-G3Dv3模型， 我們可以得到中國大陸及鄰區(qū)莫霍面深度分布， 如圖2所示．

圖1 LLNL-G3Dv3模型莫霍面P波速度分布

圖2 由LLNL-G3Dv3得到的中國大陸及鄰區(qū)莫霍面深度

1.2 FMM計算走時方法

韓雪君（2011）對現(xiàn)有計算走時的方法以及FMM方法作了總結(jié)評述， 這里我們只作簡要介紹． 現(xiàn)有的計算走時方法主要有以下幾種： 插值法、 有限差分法、 最小走時樹法、 波前快速推進法等. 其中波前快速推進方法是由Rawlinson和Sambridge（2004a， b）提出的一種多級快進算法， 通過有限差分求解走時方程來追蹤第一個震相的波前傳播， 將波前進入的每一層都當(dāng)作獨立的計算空間， 只有當(dāng)一個波前面上所有點都穿過邊界界面時， 該波前才算穿過界面． 隨后通過分別在本層和相鄰層內(nèi)重新初始化FMM來追蹤反射波前和折射波前， 在相鄰層內(nèi)重新初始化FMM來追蹤折射波前． 因此， 除了來自同一界面的連續(xù)反射波無法追蹤外， 其它無論包括多少反射與折射震相， 都可以通過這種多級方法搜索到．

de Kool等（2006）將Rawlinson和Sambridge （2004a, b）提出的FMM方法進一步發(fā)展， 基于網(wǎng)格追蹤球坐標(biāo)系下復(fù)雜三維層狀介質(zhì)中多種反射震相和折射震相， 利用多級FMM追蹤由一個界面到另一個界面的波前．

下面介紹連續(xù)介質(zhì)中基于規(guī)則網(wǎng)格的常規(guī)FMM算法． 走時方程說明波前上任意一點走時梯度的絕對值等于該點速度的倒數(shù)， 表示為

|xt|=s（x）,

（1）

式中,t為走時，s（x）為慢度． 采用有限差分方法求解初至走時方程時一個明顯的障礙是均勻介質(zhì)中產(chǎn)生的波前自身交叉引起的梯度不連續(xù)， 這可以通過考慮波前傳播的方向來克服． 只用那些逆向的有限差分， 即只用那些波前已經(jīng)走過的節(jié)點來計算波前在一個已知節(jié)點處的走時． 常用的逆向方法可作如下表示（Sethian， Popovici 1999； Popovici， Sethian， 2002）：

（2）

式中:t為走時； （i,j,k）為任何正交坐標(biāo)系下的網(wǎng)格節(jié)點變量; 整形變量a，b，c，d，e，f表示在6個網(wǎng)格中的每個網(wǎng)格進行逆向有限差分運算時的精度階數(shù)． 例如， 在笛卡爾坐標(biāo)系下，D-xti的前兩個逆向因子表示為

（3）

（4）

式中δx為x方向上的網(wǎng)格間距． 這些算子是由泰勒展開的各項適當(dāng)求和得到的． 式（2）給出的逆向方法描述了如何用相鄰網(wǎng)格的已知走時計算未知走時． 應(yīng)用該方法時需要將網(wǎng)格點按走時值的大小順序排列， 為此， FMM方法引入窄帶近似方法， 在激活點與未激活點之間建立一條窄帶， 其內(nèi)部各點稱為臨近點． 激活點的走時可準(zhǔn)確計算， 鄰近點需通過式（2）計算走時的“試驗”值， 而其它未激活的遠點則無需計算走時． 窄帶的形狀近似于初至波前， 選取窄帶內(nèi)走時“試驗”值最小的點作為新的激活點， 使窄帶逐漸傳播至所有節(jié)點， 直至所有節(jié)點都被激活（圖3）．

圖3 窄帶方法原理（引自de Kool et al， 2006）

與打靶法和彎曲法相比， 基于網(wǎng)格的FMM走時方程解法有如下優(yōu)點： ① 多數(shù)情況下能快速計算速度模型中每個點的走時， 并能夠準(zhǔn)確地在射線影區(qū)找到衍射波; ② 能夠更穩(wěn)定地收斂于兩點路徑的真解; ③ 計算的走時能有效地達到實際問題所需的精度， 特別是在源和接收點較多的情況下．

Rawlinson和Sambridge （2004a, b）將上述FMM算法發(fā)展為在二維層狀介質(zhì)中不僅能追蹤第一個初至震相的波前， 還可追蹤其它后續(xù)震相的波前． Sethian和Popovici （1999）將常規(guī)的FMM算法用到了球坐標(biāo)系下．

張風(fēng)雪等（2010）對FMM方法進行了研究、 測試和改進． 改進前在配置為酷睿2雙核CPU、 主頻2.4 GHz、 內(nèi)存2 GB的計算機上， 用FMM方法計算了81×81×41個網(wǎng)格節(jié)點的走時， 用時4.43 s， 在速度為8.0 km/s的均勻模型中， 射線走時的FMM 數(shù)值解與精確解相比誤差在0.1% 左右．

由于具有計算速度快、 靈活性好、 對任何復(fù)雜速度場都可無條件穩(wěn)定的優(yōu)點， 故FMM方法廣泛地用于復(fù)雜介質(zhì)中走時的計算和地震層析成像中．

2 三維走時表建立

2.1 模型參數(shù)化

LLNL-G3Dv3模型的地殼由7個不連續(xù)速度層組成， 分別為水層、 沉積層1、 沉積層2、 沉積層3、 上地殼、 中地殼和下地殼． 相對于整個地殼， 由于水層和沉積層厚度很小， 為了簡便， 我們?nèi)サ糇钌厦娴乃畬雍统练e層， 只考慮3層地殼的模型． 臺站模型空間定義為以臺站為中心的水平向20°×20°、 垂直向-5.1—80 km（向下為正）的三維空間． 在臺站模型空間內(nèi)， 以水平間隔0.2°、 垂直間隔7 km的網(wǎng)格節(jié)點對LLNL-G3Dv3速度模型進行采樣， 加上邊界節(jié)點， 共有156060個網(wǎng)格節(jié)點． 這些節(jié)點采集的速度值構(gòu)成FMM軟件包計算走時所需的網(wǎng)格化三維速度模型． 以同樣的水平間隔對臺站模型空間內(nèi)各層速度界面深度進行采樣， 共有10404個節(jié)點值表示每一層的界面起伏變化． 圖4為成都臺（CD2）下方東西向深度剖面上地殼、 中地殼和下地殼深度分布和速度場采樣網(wǎng)格節(jié)點分布．

圖4 成都臺（CD2）下方東西向深度剖面上地殼、 中地殼和下地殼深度分布和速度場采樣網(wǎng)格節(jié)點分布

2.2 走時表的建立與走時計算

基于臺站模型空間內(nèi)網(wǎng)格化的三維速度模型和速度界面， 用FMM軟件包計算得到該空間內(nèi)水平間隔為0.05°、 垂直間隔為3 km的傳播網(wǎng)格各節(jié)點到臺站的初至震相走時表． 考慮到存儲和使用的方便， 通過線性插值， 我們將該走時表轉(zhuǎn)換到水平間隔為0.2°、 垂直間隔為5 km的網(wǎng)格節(jié)點到臺站的走時表， 稱其為該臺站的初至震相三維走時表． 保存為二進制文件格式的走時表大小為718 kB， 千余個臺所需存儲空間不到1 GB． 試驗表明， 雖然損失了一定的分辨率， 但用轉(zhuǎn)換后的走時表計算的走時與用轉(zhuǎn)換前的走時表計算的走時相差無幾， 一般小于0.1 s． 這樣我們可計算得到中國地震臺網(wǎng)990個臺站的初至震相三維走時表．

圖5 任一點O與其所在網(wǎng)格各節(jié)點示意圖

對于臺站模型空間內(nèi)任意一點潛在震源到臺站的走時， 我們用該點所在網(wǎng)格的8個節(jié)點的走時和該點到8個節(jié)點的距離， 通過線性插值進行計算． 如圖5所示， 設(shè)任一點O所在網(wǎng)格的8個節(jié)點分別為A，B，C，D，E，F(xiàn)，G和H．O到面ABCD的歸一化距離為d1， 到面ABFE的歸一化距離為d2， 到面BCGF的歸一化距離為d3， 則O點到臺站的走時為

t=tA（1.0-d1）（1.0-d2）d3+tB（1.0-d1）（1.0-d2）（1.0-d3）+

tC（1.0-d1）d2（1.0-d3）+tD（1.0-d1）d2d3+tEd1（1.0-d2）d3+

tFd1（1.0-d2）（1.0-d3）+tGd1d2（1.0-d3）+tHd1d2d3,

（5）

式中tA，tB，tC，tD，tE，tF，tG和tH分別是網(wǎng)格節(jié)點A，B，C，D，E，F(xiàn)，G和H到臺站的走時．

對于發(fā)生在中國地震臺網(wǎng)覆蓋范圍內(nèi)的深度小于80 km的地震, 根據(jù)式（5）， 可使用本文建立的中國地震臺網(wǎng)990個臺站的區(qū)域三維走時表預(yù)測震源到周圍10°范圍內(nèi)臺站的初至P波走時． 具體應(yīng)用時， 可根據(jù)需要先將一些或全部臺站的走時表讀入計算機內(nèi)存， 在使用某一地震定位方法（如網(wǎng)格搜索法）進行定位時由式（5）計算潛在震源到臺站的理論走時， 從而實現(xiàn)地震的較精確定位． 本文建立的走時表可應(yīng)用于國家測震臺網(wǎng)或各地區(qū)地震臺網(wǎng)的速報和編目等工作中．

同樣根據(jù)式（5）， 可以計算某一臺站模型空間內(nèi)任一點的走時和相應(yīng)的基于AK135模型走時， 并將前者與后者的差值稱為走時異常． 計算5， 15和25 km深度的水平向網(wǎng)格為0.1°×0.1°的節(jié)點到成都臺的走時異常， 如圖6所示． 總體而言， 在成都臺西北方向走時異常為正， 其最大異常達到+3 s多； 在成都臺東南方向走時異常為負， 但其幅值不大． 這與LLNL-G3Dv3模型在成都臺西北方向莫霍面較深（圖4）， 導(dǎo)致Pn走時較大， 而在成都臺東南方向與AK135模型差別不大密切相關(guān)．

圖6 在5， 15和25 km深度平面上各點到成都臺（CD2）的走時異常

3 討論與結(jié)論

在全球的地震監(jiān)測中， 廣泛使用的速度模型還是一維速度模型， 例如全球平均模型IASPEI91, AK135以及很多區(qū)域一維模型． 對于遠震和極遠震， 全球平均地震走時表與臺站的實際走時殘差并不顯著． 但對于近震來說， 走時殘差則會因臺站地下結(jié)構(gòu)與全球平均結(jié)構(gòu)的差異而凸現(xiàn)出來． 特別是我國地殼結(jié)構(gòu)復(fù)雜， 尤以龍門山斷裂帶兩側(cè)地殼結(jié)構(gòu)在較小的區(qū)域內(nèi)變化劇烈最為典型． 地殼結(jié)構(gòu)的橫向不均勻性及厚度的變化， 都將對走時產(chǎn)生影響， 導(dǎo)致使用一維速度模型會產(chǎn)生走時殘差， 從而影響地震定位精度．

我國很多科研人員嘗試建立多個區(qū)域的三維速度模型（王椿鏞等， 2002； Huang， Zhao， 2004； 吳建平等， 2009； 趙志新， 徐紀(jì)人， 2009； 于湘?zhèn)サ龋?2010）， 這無疑有助于改善走時的預(yù)測． 然而就整個中國地區(qū)來說， 尚未建立實用的可供日常地震速報和分析的三維走時表． 本文采用最新的全球P波三維速度模型LLNL-G3Dv3， 建立了全國990個臺站以臺站為中心的水平向20°×20°、 垂直向-5.1—80 km的初至P波三維走時表． 這樣對于任一深度小于80 km的潛在震源， 都可以計算其到周圍10°范圍內(nèi)臺站的初至P波走時， 有利于改善中國地震臺網(wǎng)的走時預(yù)測， 提高定位精度. 該走時表可應(yīng)用于國家測震臺網(wǎng)及各地區(qū)地震臺網(wǎng)的速報和編目等工作中．

本文計算了全部臺站在其模型空間內(nèi)水平間隔為0.1°、 垂直間隔為3 km的網(wǎng)格節(jié)點到臺站的走時， 并與相應(yīng)的基于AK135模型的走時進行了比較． 基于LLNL-G3Dv3模型的走時異常在有些地區(qū)較大， 特別是在青藏高原地區(qū)， 走時明顯偏大， 表現(xiàn)出顯著的正異常， 如拉薩臺（LSA）最大正異常達到6.3 s． 在有些地區(qū)無論是正異常還是負異常都不顯著， 如河南地區(qū)臺站的最大走時正異常和負異常一般都小于2.5 s． 這與LLNL-G3Dv3模型在青藏高原地區(qū)較AK135模型差異大， 而在有些地區(qū)較AK135模型差異小密切相關(guān)．

計算走時所用的模型是否符合真實的地球模型， 決定了走時的精確度． 本文使用的LLNL-G3Dv3模型盡管是最新的全球三維模型， 但其對中國地區(qū)真實地球模型的符合程度如何， 還有待進一步檢驗． 本文建立的區(qū)域三維走時表只適用于初至P波， 后續(xù)震相的三維走時表還有待建立． 另外， 使用本文建立的初至P波區(qū)域三維走時表進行地震定位， 以檢測定位精度的改善效果， 該功能超出了本文的范圍， 待留作后續(xù)研究．

感謝審稿專家提出的寶貴意見． 本文圖件繪制均使用GMT軟件包（Wesseletal, 2013）．

韓雪君. 2011. 三維復(fù)雜介質(zhì)中實時定位方法的初步研究[D]. 北京: 中國地震局地球物理研究所: 25--28.

Han X J. 2011.PreliminaryStudyofReal-TimeEvolutionaryLocationMethodin3DComplicatedMedium[D]. Beijing: Institute of Geophysics， China Earthquake Administration: 25--28 （in Chinese）.

王椿鏞， Mooney W D， 王溪莉， 吳建平， 樓海， 王飛. 2002. 川滇地區(qū)地殼上地幔三維速度結(jié)構(gòu)研究[J]. 地震學(xué)報， 24（1）: 1--16.

Wang C Y， Mooney W D， Wang X L， Wu J P， Lou H， Wang F. 2002. Study on 3-D velocity structure of crust and upper mantle in Sichuan-Yunnan region， China[J].ActaSeismologicaSinica， 24（1）: 1--16 （in Chinese）.

吳建平， 黃媛， 張?zhí)熘校?明躍紅， 房立華. 2009. 汶川MS8.0級地震余震分布及周邊區(qū)域P波三維速度結(jié)構(gòu)研究[J]. 地球物理學(xué)報， 52（2）: 320--328.

Wu J P， Huang Y， Zhang T Z， Ming Y H， Fang L H. 2009. Aftershock distribution of theMS8.0 Wenchuan earthquake and three dimensional P-wave velocity structure in and around source region[J].ChineseJournalofGeophysics， 52（2）: 320--328 （in Chinese）.

于湘?zhèn)ィ?陳運泰， 張懷. 2010. 京津唐地區(qū)地殼三維P波速度結(jié)構(gòu)與地震活動性分析[J]. 地球物理學(xué)報， 53（8）: 1817--1828. doi:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.08.007.

Yu X W， Chen Y T， Zhang H. 2010. Three-dimensional crustal P-wave velocity structure and seismicity analysis in Beijing-Tianjin-Tangshan region[J].ChineseJournalofGeophysics， 53（8）: 1817--1828. doi:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.08.007 （in Chinese）.

張風(fēng)雪， 吳慶舉， 李永華， 張瑞青， 潘佳鐵. 2010. FMM 射線追蹤方法在地震學(xué)正演和反演中的應(yīng)用[J]. 地球物理學(xué)進展， 25（4）: 1197--1205.

Zhang F X， Wu Q J， Li Y H， Zhang R Q， Pan J T. 2010. Application of FMM ray tracing to forward and inverse problems of seismology[J].ProgressinGeophysics， 25（4）: 1197--1205 （in Chinese）.

趙志新， 徐紀(jì)人. 2009. 廣角反射地震探測得到的中國東部地殼三維P波速度結(jié)構(gòu)[J]. 科學(xué)通報， 54（7）: 931--937.

Zhao Z X， Xu J R. 2009. Three-dimensional crustal velocity structure of P-wave in East China from wide-angle reflection and refraction surveys[J].ChineseScienceBulletin， 54（8）: 1389--1397. doi:10.1007/s11434-009-0022-9.

朱介壽， 曹家敏， 蔡學(xué)林， 嚴忠瓊. 2003. 中國及鄰近陸域海域地球內(nèi)部三維結(jié)構(gòu)及動力學(xué)研究[J]. 地球科學(xué)進展， 18（4）: 497--503.

Zhu J S， Cao J M， Cai X L， Yan Z Q. 2003. Study for three-dimensional structure of Earth interior and geodynamics in China and adjacent land and sea regions[J].AdvancesinEarthScience， 18（4）: 497--503 （in Chinese）.

朱介壽， 蔡學(xué)林， 曹家敏， 嚴忠瓊. 2006. 中國及相鄰區(qū)域巖石圈結(jié)構(gòu)及動力學(xué)意義[J]. 中國地質(zhì)， 33（4）: 793--803.

Zhu J S， Cai X L， Cao J M， Yan Z Q. 2006. Lithospheric structure and geodynamics in China and its adjacent areas[J].GeologyinChina， 33（4）: 793--803 （in Chinese）.

Crotwell H P， Owens T J， Ritsema J. 1999. The TauP ToolKit: Flexible seismic travel-time and ray-path utilities[J].SeismResLett， 70（2）: 154--160.

de Kool M D， Rawlinson N， Sambridge M. 2006. A practical grid-based method for tracking multiple refraction and reflection phases in three-dimensional heterogeneous media[J].GeophysJInt， 167（1）: 253--270.

Dziewonski A M， Anderson D L. 1981. Preliminary reference Earth model[J].PhysEarthPlanetInt， 25（4）: 297--356.

Flanagan M P， Myers S C， Kopper K D. 2007. Regional travel-time uncertainty and seismic location improvement using a three-dimensionalapriorivelocity model[J].BullSeismolSocAm， 97（3）: 804--825.

Huang J L， Zhao D P. 2004. Crustal heterogeneity and seismotectonics of the region around Beijing， China[J].Tectonophysics， 385（1/2/3/4）: 159--180.

Mooney W D， Laske M G， Masters T G. 1998. CRUST 5.1: A global crustal model at 5°×5° degrees[J].JGeophysRes， 103（B1）: 727--747.

Murphy J R， Rodi W， Johnson M， Sultanov D D， Bennett T J， Toks?z M N， Ovtchinnikov V， Barker B W， Retier D T， Rosca A C， Shchukin Y. 2005. Calibration of International Monitoring System （IMS） stations in central and eastern Asia for improved seismic event location[J].BullSeismolSocAm， 95（4）: 1535--1560.

Myers S C， Schuhz C A. 2000. Improving sparse network seismic location with Bayesian Kriging and teleseismically constrained calibration events[J].BullSeismolSocAm， 90（1）: 199--211.

Nicholson T， Sambridge M， Gudmundsson O. 2004. Three-dimensional empirical traveltimes: Construction and applications[J].GeophysJInt， 156（2）: 307--328.

Nicholson T， Clarke D， Townend J. 2008. Regional earthquake location using empirical traveltimes in a region of strong lateral velocity heterogeneity[J].GeophysJInt， 175（2）: 560--570.

Popovici A M， Sethian J A. 2002. 3-D imaging using higher order fast marching traveltimes[J].Geophysics， 67（2）: 604--609.

Rawlinson N， Sambridge M. 2004a. Wave front evolution in strongly heterogeneous layered media using the fast marching method[J].GeophysJInt， 156（3）: 631--647.

Rawlinson N， Sambridge M. 2004b. Multiple reflection and transmission phases in complex layered media using a multistage fast marching method[J].Geophysics， 69（5）: 1338--1350.

Ritzwoller M H， Shapiro N M， Levshin A L， Bergman E A， Engdahl E R. 2003. Ability of a global three-dimensional model to locate regional events[J].JGeophysRes， 108（B7）: 2353. doi:10.1029/2002JB002167.

Sethian J A， Popovici A M. 1999. 3-D traveltime computation using the fast marching method[J].Geophysics， 64（2）: 516--523.

Simmons N A， Myers S C， Johannesson G. 2011. Global-scale P wave tomography optimized for prediction of teleseismic and regional travel times for Middle East events: 2. Tomographic inversion[J].JGeophysRes， 116: B04305. doi:10.1029/2010JB007969.

Simmons N A， Myers S C， Johannesson G， Matzel E. 2012. LLNL-G3Dv3: Global P wave tomography model for improved regional and teleseismic travel time prediction[J].JGeophysRes， 117: B10302. doi:10.1029/2012JB009525.

Wessel P, Smith W H F, Scharroo R, Luis J F, Wobbe F. 2013. Generic Mapping Tools: Improved version released[J].EOSTransAGU, 94: 409--410.

Yang X I， Bondár I， Bhattacharyya J， Ritzwoller M， Shapiro N， Antolik M， Ekstr?m G， Israelsson H， McLaughlin K. 2004. Validation of regional and teleseismic travel-time models by relocating ground-truth events[J].BullSeismolSocAm， 94（3）: 897--919.

Construction of regional three-dimensional travel-time tables of first P arrival for China Seismograph Network

（ChinaEarthquakeNetworksCenter，Beijing100045，China）

Based on the global-scale three-dimensional P wave velocity model LLNL-G3Dv3， regional travel-time table of first P arrivals of 990 seismic stations of China Seismograph Network is calculated and constructed by using FMM software package. The table covers the station-centered area with 20° multiply 20° in horizontal direction and -5.1 km to 80 km in vertical direction. The horizontal interval of travel-time table is 0.2° and the depth interval is 5 km. Accordingly， travel-times can be calculated within the distance of 10° for any source with depth less than 80 km. As a consequence of the construction of the regional three-dimensional first P arrival travel-time table， the prediction of first P arrival time would be much more improved， and it is significant for improving earthquake locations.

China Seismograph Network; P wave; three-dimensional velocity model; travel-time table; construction

10.11939/jass.2015.01.011.

國家自然科學(xué)基金項目（41274062）和測震臺網(wǎng)青年骨干培養(yǎng)專項（20120101）共同資助.

2014-04-18收到初稿， 2014-07-24決定采用修改稿.

e-mail: liangjh@seis.ac.cn

10.11939/jass.2015.01.011

P315.3+1

A

梁建宏, 韓雪君, 孫麗, 梁姍姍, 張雪梅. 2015. 中國地震臺網(wǎng)初至P波區(qū)域三維走時表的建立. 地震學(xué)報, 37（1）: 125--133.

Liang J H, Han X J, Sun L, Liang S S, Zhang X M. 2015. Construction of regional three-dimensional travel-time tables of first P arrival for China Seismograph Network.ActaSeismologicaSinica, 37（1）: 125--133. doi:10.11939/jass.2015.01.011.