鄭雪剛， 馬學(xué)軍， 趙鵬畢

(新疆維吾爾自治區(qū)地震局新源地震臺，新疆 新源 835800)

2020年1月19日21時27分新疆伽師縣發(fā)生MS6.4地震(簡稱伽師地震)，此次地震前一天震源區(qū)內(nèi)曾發(fā)生MS5.4地震，2天之內(nèi)的2次中強地震成為伽師震源區(qū)繼2018年9月4日伽師MS5.5地震15個月后的又一次顯著地震事件。伽師MS6.4地震發(fā)生在塔里木盆地西北邊緣，位于南天山褶皺帶、帕米爾弧形構(gòu)造和塔里木盆地的交叉區(qū)[1]。此區(qū)域在1997年1月21日～2003年2月24日，伽師—巴楚范圍內(nèi)，發(fā)生了3組顯著的強震活動，共發(fā)生MS≥6.0 地震10次，其中破壞性最大的伽師MS6.8地震震中與此次地震震中較近。地震發(fā)生后，美國地震學(xué)研究聯(lián)合會(IRIS)、中國地震臺網(wǎng)中心(CENC)、Global CMT、新疆地震臺網(wǎng)中心等研究機構(gòu)測算伽師地震震源深度分別為5.5、16、12.2和10 km，結(jié)果差異明顯。因此，準(zhǔn)確測定伽師地震震源深度十分必要，可以為伽師震源區(qū)的發(fā)震構(gòu)造和深部動力學(xué)環(huán)境的深入研究提供一定的參考依據(jù)。地震震源深度問題是地震學(xué)研究的一個重要方向,精準(zhǔn)的地震震源深度對于了解地殼流變學(xué)的性質(zhì)[2]、地震成因和發(fā)震結(jié)構(gòu)、判斷余震發(fā)展趨勢、準(zhǔn)確評估地震災(zāi)害以及監(jiān)測核爆等科學(xué)研究意義非凡[3]。震源深度的精準(zhǔn)測定仍然是學(xué)術(shù)界難題，這是因為觀測站點之間間距通常大于地震震源深度，在站點分布相對稀疏的區(qū)域，地震在水平方向的小量變化所產(chǎn)生的影響就會大于震源深度產(chǎn)生的誤差，從而使地震在深度上的誤差比水平方向誤差大很多[3]。目前國際和國內(nèi)在地震深度測定方法上總體可分為波形反演和震相到時深度測定法[4]。震相到時深度測定法主要是基于蓋格定位法發(fā)展而來的一系列走時反演方法，已經(jīng)普遍應(yīng)用于國內(nèi)外的定位軟件，這些方法操作方便，但對速度模型精度和站點布局密度有很高要求。研究表明，只有當(dāng)最小震中距小于1.4倍震源深度時，基于到時深度測定法才有較高的精度[3，5-6]。但是，在通常情況下地震在臺站20 km范圍內(nèi)的情況并不多，所以當(dāng)震源深度淺于15 km時到時深度測定法在深度上的誤差一般較大[3]。波形反演法是利用地震數(shù)據(jù)中包含更為豐富的信息來獲得更為精確的地震深度。地震定深方法主要有偏振法、振幅信息法、深度震相法和波形反演法等[4,7]，其中常用的有深度震相法和波形反演法。深度震相是一種只對深度變化敏感的震相，可以用來精準(zhǔn)測定地震的震源深度[3]。對于MS<5.0近震，可以使用深度震相sPL、sPg、sPn和sPmP與他們的參考震相的到時差來測定深度；對于MS>5.0遠(yuǎn)震可以使用深度震相pP和sP來測定深度[3，8]；對于MS≥6.0地震可以使用地震波形擬合測定震源質(zhì)心深度，如CAP方法等。本文中采用PTD方法、CAP波形反演法、近震深度震相sPL測定、sPn與Pn震相走時法和遠(yuǎn)震深度震相法對2020年1月19日伽師MS6.4地震的震源深度重新測定，以獲得較高精度的震源深度值。

1 方法與數(shù)據(jù)

1.1 方法

CAP方法是將寬頻帶近震數(shù)字波形分解為2部分：體波和面波波段，在雙力偶源的基本假設(shè)下，通過對相關(guān)參數(shù)值進行網(wǎng)格搜索，可以使得實際觀測到的波形與理論地震圖之間目標(biāo)函數(shù)誤差相對最小，從而反演得到震源機制解、震源深度和矩震級[4，9,10]。CAP方法具有所需臺站少且對站點的方位分布要求不高、反演結(jié)果對區(qū)域速度結(jié)構(gòu)和地殼橫向變化依賴小等優(yōu)點[11]。近年來該方法被國內(nèi)外學(xué)者普遍應(yīng)用于震源深度研究中。

PTD方法是朱元清等[12-13]提出的一種計算震源深度的方法，通過已知的震中位置,使用不同震中距上的初至震相Pg或Pn，既Pn-Pg 到時來計算得到地震的震源深度[14-16]。其優(yōu)點是避開計算發(fā)震時刻所引起的誤差；初至Pg、Pn震相讀取準(zhǔn)確、精度高，避免后續(xù)震相讀取不準(zhǔn)確而產(chǎn)生的誤差；Pg、Pn波傳播線路徑差異大，提高了對震源深度的敏感性；莫霍面速度較穩(wěn)定和易求；任意初至Pg震相和初至Pn震相的組合，大大增加了組合的對數(shù)(即樣本量)，提高了計算的有效性[17]。宋秀清等[18]采用PTD方法，對典型地震及其序列進行研究，取得非常好的成果。

sPL深度震相法，在均勻半空間介質(zhì)中，由震源產(chǎn)生的SV波入射到自由表面下方時會部分轉(zhuǎn)換為P波，當(dāng)入射角大于臨界角時轉(zhuǎn)換P波會沿地表傳播，Aki稱此波為“地表P波”[19]。在實際波形中地表P波由于受到真實地球模型速度隨深度變化的影響[20]，包含了一系列在臨界距離附近P波在沉積層多次折射和反射的復(fù)雜震相。sPL震相和直達Pg波走時差僅隨地震深度增加而增加，并不隨震中距變化，因此可以測定地震深度[20]。

sPn波震相法，sPn是上行S波在近地表發(fā)生反射轉(zhuǎn)換為P波、繼而沿莫霍面頂部傳播的首波[4]。sPn與Pn的走時差主要由地震深度和震源區(qū)域上方的介質(zhì)速度大小決定，并不隨震中距變化，同一地震在不同臺站記錄的sPn-Pn走時差是固定的，測定近震震源深度比較常用的震相之一[21]。深度震相sPn的識別特點：① 優(yōu)勢震中距范圍為300～1 000 km，其波列出現(xiàn)在Pn和Pg之間；② sPn波列具有橫波的性質(zhì)，周期與振幅明顯大于Pn波，若初動清晰，其初動的方向與Pn相反；③ sPn-Pn到時差是常數(shù)，只隨不同傳播路徑上地殼速度結(jié)構(gòu)的差異而有很小的變化；④ sPn波以P波為表現(xiàn)形式，但其保持著S波的動力學(xué)特性，故而垂直分向和徑向都能得到清晰記錄。

遠(yuǎn)震深度震相法，由震源輻射出的上行P波在地表自由界面產(chǎn)生反射，從而形成反射P波(轉(zhuǎn)換S波)，其射線傳播路徑與P波近似，這類波列為遠(yuǎn)震的深度震相pP和sP。pP和sP波的發(fā)育震中距為30°～90°，直達P波與pP、sP波走時差只對地震深度敏感，并不隨震中距變化，可以有效獲得較為準(zhǔn)確的地震深度[22]。

1.2 資料選取

收集新疆?dāng)?shù)字地震臺網(wǎng)中心記錄的寬頻帶數(shù)字地震波形資料，并根據(jù)近震不同深度震相出現(xiàn)的優(yōu)勢震中距，對不同測定方法選取不同的地震臺站觀測數(shù)據(jù)，具體選取如圖1(a)。采用遠(yuǎn)震深度震相pP測定震源深度時，選取IRIS的IU臺網(wǎng)ANTO臺站數(shù)據(jù)。

1.3 地殼速度結(jié)構(gòu)模型

常用的地震震源深度測定方法，無論是走時深度定位法還是全波形反演法，都存在速度模型制約問題，因此使用合適的區(qū)域速度模型對地震震源深度的精確測定起著非常重要的作用[23]。本文中PTD方法采用陳向軍等[24]建立的2015新疆區(qū)域一維速度模型，sPn與Pn震相走時法采用新疆3400走時表[21]，sPL、CAP方法和遠(yuǎn)震深度震相法采用伽師地震震中及ANTO臺下方Crust1.0速度模型，選取的速度模型如圖1(b)。

圖1 伽師地震周圍臺站分布(a)及速度模型(b)Fig.1 Station distribution around Jiashi Earthquake (a) and velocity model (b)

2 伽師地震震源深度測定

2.1 CAP方法

選取震中距在400 km內(nèi)的寬頻帶臺站，挑選出記錄波形清晰，不存在斷記或限幅，方位角分布均勻且最大張角小于180°的8個臺站(圖1)。對體波和面波波段通過0.05～0.2 Hz和0.05～0.1 Hz帶通濾波，設(shè)面波權(quán)重為1，體波權(quán)重為2，速度結(jié)構(gòu)模型采用Crust 1.0。

實際觀測波形與理論地震圖擬合良好，反演得到的節(jié)面I走向82°，傾角60°，滑動角120°，節(jié)面II走向212°，傾角41°，滑動角49°，與GCMT結(jié)果基本一致，且深度誤差擬合圖中震源機制解一致性好，說明反演結(jié)果比較可信。由圖2(b)可見，震源深度-誤差擬合曲線在深度為15 km時擬合誤差最小，表明反演的震源矩心深度為15 km，其深度擬合誤差0.4%。

圖2 2020年1月19日伽師MS6.4地震CAP法計算結(jié)果(a) 實際波形與理論波形擬合對比圖 (b) 震源深度-誤差擬合曲線Fig.2 Calculation results of CAP method for Jiashi MS6.4 earthquake on January 19, 2020

2.2 PTD方法

圖3 PTD方法計算伽師地震震源深度樣本數(shù)Fig.3 Calculation of focal depth samples of Jiashi Earthquake by PTD method

PTD方法測定地震震源深度，實際計算深度值要求收斂且有較好的集中度，得到的各組合對的結(jié)果應(yīng)滿足高斯分布，組合對越多，速度模型與震源區(qū)構(gòu)造越接近、高斯分布越好，結(jié)果的精確度則越高，當(dāng)集中度最大值和高斯分布極值最接近時對應(yīng)結(jié)果最好[17-18]。對于伽師MS6.4地震，記錄到初至為Pg波的臺站有13個，記錄到初至為Pn波的臺站有53個，震源深度組成有效樣本數(shù)429個，使用PTD方法測定結(jié)果為18.4 km。使用PTD方法測定伽師地震震源深度為18.4 km時樣本數(shù)集中度呈高斯分布，且樣本數(shù)集中度最大值和高斯分布極值相關(guān)最好，表明測定結(jié)果可信(圖3)。

2.3 深度震相法

2.3.1 sPL震相

sPL震相優(yōu)勢震中距為30～50 km，由于沿地表水平傳播，其能量主要集中在徑向，即徑向分量振幅最大，垂直分量振幅次之，切向振幅很弱，波列高頻成分少，呈現(xiàn)低頻特性。

伽師地震50 km以內(nèi)的臺站有3個，對3個臺波形數(shù)據(jù)進行預(yù)處理，將水平分量轉(zhuǎn)換到徑向和切向，去均值，使用1～4 Hz帶通濾波并積分到位移。分析后只有XKR臺記錄到清晰的sPL波(圖4)。XKR臺徑向振幅明顯大于垂向，切向振幅很弱，且整體呈低頻特性。利用頻率—波數(shù)域方法計算XKR臺不同深度上的雙力偶源的格林函數(shù)，合成理論地震圖，通過理論地震圖與徑向分量、垂向分量的對比，當(dāng)震源深度為17 km時XKR臺實際觀測的波列與理論地震圖中Pg、sPL和Sg的震相走時都能擬合，表明利用sPL震相測定的伽師地震初始破裂深度為17 km。

圖4 XKR臺伽師地震不同深度實際記錄波形與理論地震圖(a) XKR臺記錄位移圖(R:徑向分量,T:切向分量,Z:垂向分量) (b) F-K徑向理論地震圖(虛線)與實際觀測波列(實線)(c) F-K垂向理論地震圖(虛線)與實際觀測波列(實線)Fig.4 Actual recorded waveforms and theoretical seismograms of Jiashi Earthquake

2.3.2 sPn震相

伽師地震在400～1 000 km震中距范圍內(nèi)有5個臺站觀測到較為明顯的Pn和sPn震相，圖5中Pn到時選取新疆地震臺網(wǎng)中心2020年1月月報中的到時數(shù)據(jù)，

圖5 部分臺站記錄到的Pn、sPn震相Fig.5 Depth Pn and sPn phases recorded by some stations

sPn到時采用經(jīng)過W.A.仿真濾波后根據(jù)實際波形讀取的數(shù)據(jù)(表1),但由于地震震級較大，也造成Pn到時振幅顯示不清的情況。為了減少誤差，選取5個臺sPn-Pn走時差的平均值6.78 s。閆新義等[21]結(jié)合2015新疆模型和新疆3400走時表模型數(shù)據(jù)，使用sPn震相對新源、和靜MS6.6地震震源深度進行研究，其研究結(jié)果表明使用新疆3400走時表得到的結(jié)果更加準(zhǔn)確。伽師地震震源深度計算采用新疆3400走時表得到的走時差與震源深度的經(jīng)驗關(guān)系式，得到對應(yīng)的震源初始破裂深度為17.8 km。

表1 伽師地震部分臺站記錄的sPn與Pn到時差數(shù)據(jù)

2.3.3 遠(yuǎn)震數(shù)據(jù)確定震源深度

圖6 ANTO臺垂直分量震源深度測試Fig.6 ANTO station vertical component source depth test

在使用遠(yuǎn)震數(shù)據(jù)確定伽師地震震源深度時，從IRIS下載距離伽師地震震中距在30°～90°部分臺站的觀測數(shù)據(jù)，選取IU臺網(wǎng)ANTO臺觀測數(shù)據(jù)，ANTO臺與伽師地震震中距為37.52°。首先對波形數(shù)據(jù)進行預(yù)處理，將ANTO臺三分量數(shù)據(jù)去除儀器響應(yīng)，然后使用Teleseis程序計算ANTO臺不同地震深度的格林函數(shù)，Teleseis速度模型使用Crust1.0獲得，包含ANTO臺站和震源區(qū)的速度模型，數(shù)據(jù)總點數(shù)為2 048，采樣間隔為0.1 s ，地震矩為1.39×1018N·m，震源機制解采用GCMT的結(jié)果走向81°，傾角72°，滑動角123°，震源持續(xù)時間6 s[25]，帶通濾波0.8～2 Hz，通道數(shù)為4，極數(shù)為2。計算不同震源深度的理論地震圖，并對垂直分向進行測試(圖6)。從實際觀測波形與理論波形對比可知，P波與pP震相走時差與震源深度呈明顯的線性相關(guān)，且當(dāng)震源深度為17 km時實際波形與理論地震圖的到時、振幅擬合最好，表明利用深度震相pP得到的伽師地震震源初始破裂深度為17 km。

圖7為設(shè)定伽師震源深度為17 km時，IU、II臺網(wǎng)部分臺站合成的理論波形與記錄的實際觀測波形的對比。4個臺站實際觀測與理論波形的P波到時與深度震相pP波到時、振幅基本吻合，表明采用遠(yuǎn)震深度震相獲得的伽師地震震源深度17 km較為可靠。通過對比也可以發(fā)現(xiàn)，實際觀測波形比理論波形更為復(fù)雜，實際波形記錄包含了更多的地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的介質(zhì)信息。

2.4 結(jié)果與分析

采用波形反演和深度震相方法對伽師地震震源深度進行重新測定，其結(jié)果較為一致，其中利用CAP方法測定的震源深度為15 km，深于李金等[26]計算得到10 km的深度。利用PTD方法測定伽師地震深度為18.4 km；sPL和遠(yuǎn)震pP深度震相法得到的深度為17 km；sPn測定深度為17.8 km。

圖7 遠(yuǎn)震體波實際觀測波形與理論波形對比圖Fig.7 Comparison between actual observation waveform and theoretical waveform of teleseismic body wave

5種方法中，CAP方法反演得到的是震源矩心深度，而其余用震相走時方法測定的是震源初始破裂深度。這2種震源深度表征的物理意義不同，利用寬頻帶波形數(shù)據(jù)的深度震相法測定的深度更多的是反映震源破裂的起始點深度，而CAP方法使用長周期的體波資料反演得到的矩心深度不是簡單的震源幾何中心，也不是震源體的“質(zhì)量”中心，而實質(zhì)上體現(xiàn)的是震源的一種矩心深度[27]。這2種深度隨著震級的增大矩心深度往往比走時方法計算的初始破裂深度要淺，當(dāng)震級為6級時兩者相差可以達到5 km[28]。本文中計算伽師MS6.4地震矩心深度與初始破裂深度相差2～3 km，符合2種震源深度的誤差范圍。

震源深度的誤差主要受到臺網(wǎng)布局、深度震相的拾取精度、使用速度模型的精細(xì)程度等因素的影響，目前常使用的各種方法主要是改善上述幾種影響因素，提高深度測定的精度。CAP方法反演時通過賦予體波較大的權(quán)重，能夠有效改善速度結(jié)構(gòu)對震源深度反演的影響，更好的約束震源深度。孟慶君等[29]分析地殼速度結(jié)構(gòu)對CAP方法反演震源深度的影響，研究認(rèn)為當(dāng)?shù)貧に俣日`差在±10%內(nèi)，CAP方法可以比較準(zhǔn)確地確定地震震源深度。PTD方法雖然簡單明了，但不足之處是需要較好的地殼速度結(jié)構(gòu)，本文中在PTD測深時使用“2015新疆區(qū)域一維速度模型”研究成果，測定結(jié)果所對應(yīng)的組合數(shù)集中度最大值和高斯分布極值相關(guān)最好，其結(jié)果可信。

sPL和遠(yuǎn)震深度震相測深是通過實際波形與理論波形的對比分析得到較為準(zhǔn)確的震源深度，適用于稀疏臺網(wǎng)下中強地震震源深度的測定，其測定誤差可以控制1～2 km范圍內(nèi)[30-31]。李志偉等[32]認(rèn)為sPL震相測深誤差主要來自于速度模型，且受地殼速度模型影響較小[20]。如模型參數(shù)變化10%，震源深度為10 km的地震測定結(jié)果偏差1 km。因此，本文中sPL測深所使用的Crust1.0速度模型與真實的地殼速度模型存在10%的誤差，可以初步認(rèn)為利用sPL震相測定的伽師地震其誤差約為2～3 km。sPn測深其誤差主要來自sPn-Pn到時差的測定誤差和震源區(qū)速度模型的誤差。由于Pn震相初動較緩，受背景噪聲影響較大，準(zhǔn)確拾取到時較為困難，但可以通過多臺求取平均值或波形互相關(guān)等方法提高sPn-Pn到時差拾取精度。多位學(xué)者對國內(nèi)不同區(qū)域地震進行研究，估算用sPn震相測定震源深度時的理論誤差，當(dāng)?shù)卣鸢l(fā)生在地殼中，Pn和sPn震相清晰時,其測定誤差在2 km以內(nèi)[33-34]。孫茁等[35]認(rèn)為當(dāng)震源深度為10 km時，速度模型引起的深度誤差在0.5 km。利用人工讀數(shù)多臺求取sPn、Pn到時平均值，其到時差的到時誤差約為0.5 s，相應(yīng)的深度誤差約為1.5 km。因此，綜合考慮可以初步確定本研究使用sPn測深其誤差約為2～3 km。

3 結(jié) 語

震源深度的測定方法多種多樣，但各種方法都涉及走時、波速和地殼模型。因此，震源區(qū)地殼結(jié)構(gòu)研究的精細(xì)化程度也成為制約地震震源深度精確測定的先決條件之一。本文中在使用不同方法測定伽師地震震源深度時，結(jié)合伽師震源區(qū)的參考文獻，選取不同的速度模型，在使用sPn震相測深時使用多臺求取平均值，有效減少速度模型和震相走時引起的誤差。在震源深度的測定中，要保證測定結(jié)果的精度，不同測定方法也有其使用條件，如CAP方法要求寬頻帶記錄數(shù)據(jù)波形、觀測臺站分布均勻、觀測臺站不少于5個、觀測數(shù)據(jù)不存在斷記、限幅等。PTD方法要求有較為準(zhǔn)確的區(qū)域速度模型、記錄到的震相組合對足夠多。sPn震相法則存在觀測臺站受地殼結(jié)構(gòu)影響其記錄sPn、Pn震相不易識別，人工識別誤差較大的問題。sPL震相、遠(yuǎn)震深度震相法雖然可以利用單臺記錄準(zhǔn)確測定震源深度，但也存在只有觀測臺站地殼結(jié)構(gòu)相對簡單，一維速度模型能夠較好表述震源區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)時，在合適的震中距范圍內(nèi)才能清晰記錄到的問題。因此，在實際震源深度的測定中，特別是臺網(wǎng)布局較為稀疏的地區(qū)，可以根據(jù)研究地震的震級大小，區(qū)域臺網(wǎng)的布局，區(qū)域速度模型的精細(xì)程度，震相的清晰度等因素，適當(dāng)?shù)倪x取測深方法進行綜合測定，對比分析，只有這樣才能獲得較為準(zhǔn)確的測定結(jié)果。