山西洪洞M_L5_0地震前后地震波参数的异常特征.doc

监测预报文章编号: 100026265 (2007) 0120001206山西洪洞m l 510地震前后地震波参数的异常特征李媛媛, 贾建喜, 程紫燕, 吴东(山西省地震局, 山西 太原 030021)摘要:采用山西数字遥测地震台网的数字化地震波形资料, 研究了山西洪洞地震前后 p 波初动符号、初动半周期、振幅比、s 波衰减率、尾波持续时间比等地震波参数的异常特征, 得出了地震前, 小震 p 波初动符号一致性增强, 初动半周期存在低值波动发震或低值发震的时序演化过程等 结论。关键词: 地震波; 异常特征;中图分类号: p 31513+ 1洪洞地震文献标志码: a1. 1地方震小震 p 波初动符号一致性地方震小震p 波初动符号的一致性方法是直接从引言在较大地震孕育过程中, 孕震块体周围的应力场将 发生调整, 震源区附近介质的物理特性也会发生变化, 导致地震波在通过这个区域时, 其运动学和动力学特征 发生变化。通过研究震源区附近一定范围内地震台站记 录到的小震地震波不同参数的变化特征, 就有可能得到 较大地震前若干地震波参数的异常变化图像。2003 年 11 月 25 日发生在山西洪洞的 5. 0 级地震 是山西近年来较为显著的一次地震。 该地震发生在临 汾断陷盆地中部的临汾凹陷内。 临汾凹陷形成于上新 世纪初期, 是临汾盆地的主体构造, 断陷幅度大, 内部 构造极复杂, 盆地中2 次8 级大震和60% 的5. 0 级地震 都发生在此凹陷内。0地震图上分析地方震小震垂直分量的初动符号。 通过对初动符号变化规律的研究, 找出显示该区震前异常 变化的特征。这是一种地震波方法的直接应用, 它直观地反映出震源区在其应力积累释放过程中, 由于应力场主压应力对小破裂产生控制作用而使震源区附近 的小震 p 波初动符号产生规律性变化的现象。该方法尤其适用于震中附近台站的监测, 资料选取要求初动尖锐、清晰 , 由于所选地震来自或通过孕震体, 所以,选取震中距在距台站 15 170 km 范围内的地震。1. 2p 波初动半周期岩石实验结果表明, 应力水平较高时, 地震波的高频部分发育; 反之, 则低频较为发育。 初动半周期可直观地描述这一现象。 对于前震甚至主震后短期内的余 震, 其初动半周期要较主震和后期余震的小。由于所选地震来自或通过孕震体, 故选取震中距在距台站 15170 km 范围内的地震。1. 3p 波与s 波振幅比p 波与s 波振幅比a = a s/a p , a s、a p 分别为地震 图纸上垂直向振幅大于 2 mm 的s 波和 p 波的最大双振幅。考虑到地震波的振幅受震源深度、震级、震源距以研究方法 122 地震波参数包括地震波初动符号、初动半周期、振 幅比、s 波衰减率、尾波持续时间比等指标, 它们从不 同角度反映了地震波的动力学和运动学特征, 反映了 介质的非均匀性及孕震过程中地震波的衰减吸收特 性。 由于地震波参数分析方法是基于位移型记录定义 的, 故将速度型记录仿真为位移型记录的方法进行资 料处理。1收稿日期: 2006211215; 修回日期: 2006211218基金项目: 山西省地震局科研项目 ( sb k 0506)作者简介: 李媛媛 ( 1975-贾建喜 ( 1970-程紫燕 ( 1982-吴 东 ( 1972-) , 女, 山西省浑源人。 2005 年毕业于中国科技大学固体地球物理专业, 硕士, 工程师;) , 男, 山西省原平人。 1992 年毕业于防灾技术高等专科学校应用地球物理系, 工程师;) , 女, 山西省忻州人。 2004 年毕业于太原理工大学自动化系, 助理工程师;) , 男, 山西省河津人。 1996 年毕业于山西大学法律系, 工程师。及震源区介质情况及记录误差的影响, 在一般情况下,振幅比与震源机制关系不大, 而与震源距有关, 特别是 当震源距小于70 km 时, 其变化极为复杂。当震源距大于70 km 时, 其变化较为平稳。为保证所得异常的可靠根据山西省地震局测定的地震参数, 2003 年11 月25 日洪洞 5. 0 级地震震中为: n 36. 17, e 111. 62。以此为中心, 120 km为半径, 时间跨度为 2002201201 -2004211225 (即震前2 a 震后1 a ) , 选取1. 5 级以上满足地震波参数方法条件的地震。选取临汾、阳城、夏县、离性, 资料选取范围定为垂直向 p 波、s波记录双振幅大于 2 mm , 震级 1. 5 级以上, 震中 70 170 km 范围内的地震。石台 为 采 样 台, 它 们 分 别 距 震 中 31km 、104 km 、120 km 、150 km 。 采样地震震中及采样台站分布见图1, 采样台站信息见表 1。1. 4波衰减率波衰减率是描述波衰减快慢程度的量, 计算公ss式为:p = (a m - 1. 0) /t m。式中: a m 为垂直向s 波最大振幅, t m 为垂直向s波衰减到单振幅为 1 mm 时的振动持续时间。1. 5尾波持续时间比 地方震尾波是地壳中的横向不均匀性使初始波产生次生波并叠加而成的后向散射波, 它载有地壳内不 均匀体的信息。在地震孕育过程中, 由于地壳介质的不均匀性及各方向上应力集中的不同, 使得介质在不同 方向上对尾波的激发及衰减情况也不同。= h /v h = (ew + n s ) /2。ew、n s、v 分别为 地震图三分向上自sg 开始衰减到 2 mm 处的持续时间。图 1洪洞m l 510 地震前后采样地震震中及采样台站分布图2资料的选取及处理f ig11 d istr ibut ion of ep icen ter s an d sta t ion s sam p led bef ore an d af ter the hon g ton g ear thquake of m l 5. 02. 1资料的选取表 1洪洞m l 510 地震前后采样台站信息表table11 in f orm a t ion table of sta t ion s of da ta sam p led bef ore an d af ter the hon g ton g ear thquake of m l 5. 0式中g () 为地震观测系统的传递函数。若有一个频带范围很宽的地震观测系统, 如宽频带地震仪, 其系统函数为g ( t) ; 另有一个频带较窄的地 震观测系统, 如短周期地震仪, 其系统函数为g 1 ( t)。对于同样的地面运动d ( t) , 有2. 2资料的仿真处理由于地震波参数分析方法是基于位移型记录定义 的, 而数字化记录为速度型记录, 二者的观测物理量不一致, 故采用将速度型记录仿真为位移型记录的方法 进行资料处理3 。一个地震观测系统可以用它的系统函数或传递函数来表示:s () = g ()d ()s 1 () = g 1 ()d ()(2)(3),。s ( t) = g ( t) * d ( t)(1)式 (3) 中 s 1 () 为频带较窄的地震仪的记录频谱;g 1 () 为频带较窄的地震仪的传递函数。由式 (2) 和式(3) 易得:,式中d ( t) 为地面运动; s ( t) 为地震记录; g ( t) 为地震观测系统的传递函数。在频率域中, 式 (1) 可表示为:s 1 () = g 1 () s () /g ()。s () = g ()d ()。台站名称高程m岩性响应灵敏度co un t s/m s- 1拾震器 型号数字采集型号u 2de 2wn 2s离石台1 025石灰岩162. 15162. 34162. 57jcv 210016 位 eda s23临汾台500灰岩51. 9344. 4448. 53fb s2316 位 eda s23阳城台850灰岩162. 07161. 79162. 32jcv 210016 位 eda s23夏县台450片麻岩1 441. 611 385. 611 729. 26d s22a24 位 td e 224c变换到时间域, 便得到频带较窄的地震仪的地震图s 1 ( t)。也就是说, 如果知道了宽频带地震仪的传递函数g () 和频带较窄的地震仪的传递函数g 1 () , 那么, 从 宽频带地震仪的地震记录就可以推出频带较窄的地震仪的记录, 这个过程称为地震观测系统的仿真。从速度记录和加速度记录通过数值积分得到位移 记录, 可看成是地震观测系统仿真问题和地面运动恢复问题的一种特殊情况。 在这种情况下可以认为:g () = 1g 1 () = i,。洪洞地震前后地震波参数分析33. 1洪洞地震前后初动符号由 图 2 可 知 , 临 汾 台 2003 年 3 月 至 10 月 初 动 符 号 以向下为主, 之后直到震前初动符号出现反向, 震后恢图 2 洪洞m l 510 地震前后各台初动符号f ig12 s ign of f ir st m o t ion of each sta t ion bef ore an d af ter the hon g ton g ear thquake of m l 5. 0复正常, 表明孕震发展到后期阶段, 震源应力场的作用越来越强, 小震初动符号趋向性加强, 临近发震由于震 源主压应力方向相对孕震时期改变 90而导致小震错 动方向改变; 阳城台由2003 年4 月至2003 年10 月小震初动符号一直向上, 之后直到震后小震初动符号正负比例相当; 夏县台由2002 年10 月至2003 年4 月小震初 动符号一直向上, 2003 年 8 月直到震后小震初动符号正负比例相当; 离石台由 2003 年 3 月至 2003 年 7 月小震初动符号一直向上, 之后直到震后小震初动符号正 负比例相当。上述各台均在震前出现了 015 a 左右的小震初动 符号一致现象, 一致性持续时间与台站距洪洞地震震中距离有关, 台站距震中越近, 初动符号一致性持续时间越长, 距震中最近的临汾台初动符号一致性持续时间为 7 个月, 距震中最远的离石台初动符号一致性持 续时间为 4 个月; 临震前初动符号改变出现时间与台 站距洪洞地震震中距离有关, 台站距震中越近, 初动符号改变出现时间越晚, 距震中最近的临汾台初动符号在震前 40 d 左右改变, 距洪洞震中最远的离石台初动 符号在震前 4 个月左右改变; 各台临震前初动符号改变方式有所不同, 距震中最近的临汾台初动符号改变表现为临震前的反向, 而其他台则表现为临震前小震 初动符号正负比例相当。3. 2 洪洞地震前后初动半周期由 图 3 可知, 临汾台初动半周期于 2003 年 6 月底 到 9 月出现2 个多月的低值异常, 异常阈值为0. 09 s ,图 3洪洞m l 510 地震前后各台初动半周期f ig13 ha lf - per iod of f ir st m o t ion of each sta t ion bef ore an d af ter the hon g ton g ear thquake of m l 5. 0异常幅度达 0. 04, 之后直到震前基本正常, 震后 9 个月亦有持续低值存在, 但无较大地震对应; 阳城台初动半 周期从 2003 年 10 月中旬直到震前保持 40 d 左右的低值 (0. 06 s 左右) , 震后恢复正常; 夏县台初动半周期在 地震前后无明显变化; 离石台初动半周期于 2003 年 3月 至 7 月 有 持 续 4 个 月 的 低 值 异 常, 异 常 阈 值 为在洪洞地震前后无明显变化; 阳城台在 2003 年 3 月中旬到8 月中旬出现长达5 个月的低值异常, 异常阈值为2. 07, 异常幅度达 1. 50, 之后开始回升, 10 月初达到最 高值后又开始下降, 10 月 23 日即震前 2 d 又发生了一次突跳, 震后基本恢复正常, 反映了振幅比震前低值回升下降突跳发震的时序演化过程; 夏县台从2003 年1 月中旬到6 月保持了4 个多月的低值异常, 异 常阈值为 4. 39, 异常幅度达 2. 62, 8 月 1 日出现一次突跳, 之后回到低值, 在回升过程中发生了 11 月 25 日的洪洞地震, 震后基本恢复正常; 离石台从2003 年3 月中 旬 到 8 月 保 持 了 4 个 多 月 的 低 值 异 常, 异 常 阈 值 为2. 50, 异常幅度达1. 20, 8 月4 日出现一次突跳, 之后处 于波动状态, 然后发生了 11 月 25 日的 洪洞地震, 震后出现 2 次低值突跳, 但无较大地震对应。0. 06 s, 异常幅度达 0.后亦变化正常。02, 之后直到震前变化正常, 震上述各台初动半周期存在着低值波动发震或低值发震的时序演化过程, 低值持续时间为 1 个月 至 4 个月。 岩石实验表明, 应力水平较高时, 地震波的 高频部分发育, 反之, 则低频部分发育。 初动半周期的持续低值表明应力水平较高。3. 3 洪洞地震前后振幅比由图 4 可知, 临汾台振幅比可能由于样本量较少图 4 洪洞m l 510 地震前后各台振幅比f ig14 am p l itude ra t io of each sta t ion bef ore an d af ter the hon g ton g ear thquake of m l 5. 0上述各台除临汾台由于样本量较少外, 均在震前出现了 4、5 个月的低值异常, 之后 13 个月出现突跳(高值) , 然后发生地震, 显示了振幅比低值突跳发 震的时序演化过程; 突跳出现的时间似与台站距未来地震震中距离有关, 距离越近, 突跳出现时间越晚。3. 4洪洞地震前后s 波衰减率由图5 可知, 临汾台s 波衰减率由2002 年9 月底到2003 年 3 月底有 7 个月的低值异常, 异常阈值为 0. 06,异常幅度达 0. 47, 以后直到 9 月有一次突跳, 震前 40 d处于低值, 震后回升, 反映了孕震区应力不断积累时,介质裂隙增多, 介质对高频波吸收增强, s 波幅值下 降, 从而 s 波衰减率出现下降; 阳城台 s 波衰减率由2003 年 1 月到 2003 年 8 月底有近 8 个月的低值异常,异常阈值为0. 37, 异常幅度达0. 24, 以后直到震前恢复 正常, 震后基本正常; 离石台s 波衰减率自2002 年6 月起除 2003 年 7 月的一次突跳外基本在 0. 5 左右波动,震后基本恢复。该台s 波衰减率低值异常时间较长, 可 能与 2002 年 9 月 3 日的太原地震有关。图 5洪洞m l 510 地震前后各台s 波衰减率f ig15 a tten ua t ion ra te of s wave of each sta t ion bef ore an d af ter the hon g ton g ear thquake of m l 5. 0s 波衰减率在震前 35 个月有持续低值背景下的突跳或回升现象。3. 5洪洞地震前后尾波持续时间比由图 6 可知, 临汾台尾波持续时间比从 2003 年 3月到震前有持续近 9 个月的低值, 异常阈值为 1. 35, 异 常幅度达0. 65, 震后基本恢复正常; 阳城台尾波持续时间比从 2003 年 4 月中旬到震前有持续 7 个多月的低值, 异常阈值为2. 55, 异常幅度达0. 98, 震后恢复正常;离石台尾波持续时间比从2002 年5 月中旬到2003 年8 月有持续近 15 个月的低值, 异常阈值为 2. 00, 异常幅 度达 1. 04, 2003 年 9 月出现一次突跳, 震前 2 个月又持 续低值, 震后恢复正常。该台尾波持续时间比低值异常时间较长, 可能与 2002 年 9 月 3 日的太原地震亦有关系。图 6 洪洞m l 510 地震前后各台尾波持续时间比f ig16 d ura t ion ra t io of coda wave of each sta t ion bef ore an d af ter the hon g ton g ear thquake of m l 5. 0尾波持续时间比有持续 715 个月的低值异常现象, 震后恢复正常。3. 6洪洞地震各参数异常统计由表 2 可知, 各台初动符号异常持续时间为 46个月, 异 常 结 束 17 个 月 后 发 震; 初 动 半 周 期 阈 值0. 06 - 0. 09 s, 异常持续时间 40 d4 个月, 异常结束04 个月后发震; 振幅比阈值2. 07 - 4. 39, 异常持续时间 35 个月, 异常结束 48 个月后发震; s 波衰减率阈值 0. 06- 0. 24, 异常持续时间 78 个月, 异常结 束 38 个 月 后 发 震; 尾 波 持 续 时 间 比 阈 值 1. 352. 55, 异常持续时间 79 个月, 异常一直保持到震前。 如果以地震波参数异常项目总数作为异常信息量, 那 么基本上有异常信息量与震中距成反比的现象。表 2洪洞m l 510 地震异常统计表table12 an om a ly sta t ist ic of the hon g ton g ear thquake of m l 5. 0项目台 站 名 称临汾台阳城台夏县台离石台初动符号异常时间 异常持续时间 发震时间2003203- 20032107 个月1 个月后2003204- 20032106 个月1 个月后2002210- 20032046 个月7 个月后2003203- 20032074 个月4 个月后初动半周期异常时间 异常持续时间 发震时间阈值2003206- 20032092 个多月2 个月后0. 09 s2003210- 200321140 d1 个月内0. 06 s2003203- 20032074 个月4 个月后0. 06 s振幅比异常时间 异常持续时间 发震时间阈值2003203- 20032085 个月3 个月后2. 072003201- 20032064 个多月5 个月后4. 392003203- 20032084 个多月3 个月后2. 5s 波衰减率异常时间 异常持续时间 发震时间阈值2002209- 20032037 个月8 个月后0. 062003201- 20032088 个月3 个月后0. 24尾波持续时间比异常时间 持续时间 发震时间阈值2003203- 20032119 个月1 个月内1. 352003204- 20032117 个月1 个月内2. 55异常信息量4523临汾台各参数异常起始时间顺序为: s 波衰减率初动符号、尾波持续时间比初动半周期, 各参数异 常持续时间为 29 个月, 初动半周期异常持续时间最后, 小地震直达波 p 、s 的振幅比反映了一种简单的动力学特征变化。中强震前, 孕震区地壳介质可能出现裂 隙, 因而穿过孕震区的地震波其振幅和形态等动力学短; 阳城台各参数异常起始时间顺序为: s波衰减率特征也会发生变化, 介质对 s 波的吸收增强导致 s波振幅比初动符号、尾波持续时间比初动半周期, 各参数异常持续时间为 40 d 9 个月, 初动半周期异常 持续时间最短; 夏县台各参数异常起始时间顺序为: 初动符号振幅比, 各参数异常持续时间为 46 个月;相对减小, 所以, 在中强地震前p 波和s波的振幅比值将出现低值异常。而临震前 (根据郭增建和秦保燕先生的震源孕育模式) , 位于立交区孕震断面上的凹凸体的 弱化, 断层面上预位移的发生又会使裂隙闭合, 使震源离石台各参数 (由于s波衰减率、尾波持续时间比持续区变成刚性体, 从而使s比突跳的现象1 。波振幅突然增大, 表现为振幅时间较长, 可能与 2002 年 9 月 3 日太原地震有关, 故不在统计范围内) 异常起始时间基本一致, 异常持续时间 亦较为一致, 均为 4 个月左右。 从时间进程上看, 有 s波衰减率初动符号、尾波持续时间比初动半周期的异常出现顺序; 就异常持续时间而言, 各参数异常持 续时间在 2- 9 个月, 初动半周期异常持续时间最短,为 40 d 4 个月, 其余均为 49 个月; 各参数异常持续 时间与台站距震中的距离有关, 距震中越近的台站, 异常持续时间越长。d)洪洞 5. 0 级地震前, s波衰减率在震前 35 月有持续低值背景下的突跳或回升现象。 震源区及其附近介质处于高应力状态时, 对小震高频成分的吸收增强, s 波幅值明显下降, s波衰减率出现低值; 而临震前, 断层面上预位移的发生又会使裂隙闭合, 使震源区变成刚性体, 从而使 s 波振幅突然增大, s 波衰减率突 跳或回升。e) 洪洞5. 0 级地震前, 尾波持续时间比有持续715 个月的低值异常现象, 震后恢复正常。 在中强地震 孕育过程中, 震源区介质的物理特性及其对地震波的吸收性均随应力的集中、增强而起变化, 震源区及其附 近介质处于高应力状态时, 小裂缝不断出现, 增加了地 壳介质的不均匀性和非完全弹性性质, 而介质裂隙的增多使得震源产生的原生波在传播过程中产生的次生结论4a )洪洞 5. 0 级地震前, 小震 p 波初动符号一致性增强, 临震前出现改变, 震后正负比例相当, 体现出应力增强- 发震- 震后调整的过程, 表明孕震发展到后 期阶段, 震源应力场的作用越来越强, 小震初动符号趋向性加强, 临近发震由于震源主压应力方向相对孕震 时期改变而导致小震错动方向改变4 。 洪洞 5. 0 级地震前, 有 015 a 左右的小震初动符号一致现象, 一致性 持续时间与台站距震中距离有关, 台站距震中越近, 初动符号一致性持续时间越长; 临震前初动符号改变出 现时间与台站距震中距离有关, 台站距震中越近, 初动 符号改变出现时间越晚; 各台临震前初动符号改变方式有所不同, 距震中最近的临汾台初动符号改变表现为临震前的反向, 而其他台则表现为临震前小震初动 符号正负比例相当, 这可能由于震源应力场对近台的作用大于远台。 这为未来中强地震的震中及发震时间的预测提供了可能。波也增多5 , 介质对尾波的吸收增强而持续时间减少。由于尾波中横波成分比较多, 在水平分量中比重大一些, 表现出 h /v 下降的异常特征。f)洪洞 5. 0 级地震前, 从时间进程上看, 有s 波衰减率初动符号、尾波持续时间比初动半周期的异常出现顺序。就异常持续时间而言, 各参数异常持续时 间在 2 - 9 个 月, 初 动 半 周 期 异 常 持 续 时 间 最 短, 为40 d4 个月, 其余均为49 个月。各参数异常持续时 间与台站距震中的距离有关, 距震中越近的台站, 异常持续时间越长一些。参考文献:b )洪洞 5. 0 级地震前, 初动半周期存在着低值1魏若平. 青海共和地震前后地震波参数异常特性的初步研究j . 高原地震, 1993, 5 (1) : 172251都昌庭, 徐兰芬, 许 勤, 等. 青海东部地震波参数的分析j . 高原地震, 1999, 11 (1) : 532601陈运泰, 吴忠良, 王培德, 等. 数字地震学 m 1 北京: 地震 出版社, 2000: 522531波动发震或低值发震的时序演化过程, 低值持续时间为 1 个月至 4 个月。岩石实验表明, 应力水平较高 时, 地震波的高频部分发育, 反之, 则低频部分发育。初 动半周期的持续低值表明应力水平较高。c) 洪洞 5. 0 级地震前, 振幅比在震前出现了 4、5个月的低值异常, 之后 1- 3 个月出现突跳 ( 高值) , 然 后发生地震, 显示了振幅比低值突跳发震的时序 演化过程; 突跳出现时间似与台站距未来震中距离有关, 距离越近, 突跳出现时间越晚。 在中强地震发生前234王莜荣. 利用地震波参数进行地震预报的新探索 j .原地震, 1999, 11 (3) : 492571高5曲延军, 王海涛, 胡才荣, 等. 中等地震前地震波异常特征j . 高原地震, 1993, 5 (1) : 92161(英文摘要见第 19 页)含义,“缺震”意味着将发生大震。图7 为北海地区1974- 2004 年缺震时间扫描曲线 图, 低于均值4. 02 视为缺震异常。从图中可以看出, 该应用于北海地区强震的中期预报是可行的。3结论由以上分析, 可得出如下结论。区m l 4.5 以上地震多发生在 均 值 以 下, 震 前 均 有 异常, 北部湾 2 个 5 级地震在异常恢复后发震, 其余中强震在异常过程中发震, 震后异常恢复, 异常持续时间为8 个月至25 个月。中强震前均有缺震异常显示, 说明在 中强震前有一个强的能量积累过程, 显示着缺震异常发震异常恢复的规律。因此, 将缺震时间扫描方法a )北海地区是多震、强震地区, 历史地震和现代地震均具有较高活动水平, 未来仍有可能保持这种活动水平。b )北海地区应变能释放曲线与东南沿海地震带总体趋势一致, 目前, 应变能释放曲线比较平缓, 没有出现加速现象, 地震活动水平正常。c)b 值时间扫描曲线高值异常和缺震时间扫描曲线低值异常对该区中强地震预报具有前兆意义。参考文献:陆远忠, 李胜乐, 邓志辉. 基于 g is 的地震分析预报系统1m .成都: 成都地图出版社, 2002: 19231.魏伯林, 冯绚敏, 陈定国, 等. 东南沿海地震活动特征m 1 北京: 地震出版社, 2001: 1217.秦乃岗, 刘特培. 珠江三角洲地震活动的若干特点 j . 华 南地震, 2003 (4) : 45252.2图 7 北海地区缺震时间扫描曲线 (1974- 2004)f ig17 t im e scann in g curve of ear thquake def ic ien cy in be iha i reg ion (1974- 2004)3re sea rch on se ism ic ityinbe iha i reg ion of guan gx ish i shu i- p in g, l i x i- guan g(ear thquake a dm in istra t ion of guan gx i zhuan g a uton om ous reg ion , guan gx i, nann in g 530022, ch ina )a bstrac t: b a sed o n th e ana ly sis o n th e ch a rac te r ist ic o f se ism ic ity in b e ih a i reg io n o f guangx i, it is tho ugh t th a t th e leve ls o f h isto r2 ica l and m o de rn se ism ic it ie s in b e ih a i reg io n a re bo th h igh in som e deg ree. t h ro ugh th e t im e scann ing ana ly sis o n b2va lue and ea r th2 quak e def ic iency in b e ih a i reg io n f rom 1970 to 2004, it is tho ugh t th a t h igh b2va lue and low ea r th quak e def ic iency m ay be th e p re2 cu r so ry anom a ly o f m ed ium 2st ro ng ea r th quak e in th e re sea rch reg io n.key words: charac ter ist ic of se ism ic ity; ear thquake