殷偉偉，陳存田，劉林飛，梁向軍

(1.山西省地震局，山西　太原　030021；2.太原大陸裂谷動(dòng)力學(xué)國(guó)家野外科學(xué)觀測(cè)研究站，山西　太原　030025；3.山西省地震局太原基準(zhǔn)地震臺(tái)，山西　太原　030025)

?

PTD方法在山西震源深度測(cè)定中的應(yīng)用研究

殷偉偉1，2，陳存田1，2，劉林飛2，3，梁向軍1，2

(1.山西省地震局，山西太原030021；2.太原大陸裂谷動(dòng)力學(xué)國(guó)家野外科學(xué)觀測(cè)研究站，山西太原030025；3.山西省地震局太原基準(zhǔn)地震臺(tái)，山西太原030025)

在修正山西地區(qū)速度模型的基礎(chǔ)上，對(duì)2009年以來(lái)發(fā)生在山西省內(nèi)以及周邊50 km范圍內(nèi)符合PTD測(cè)定標(biāo)準(zhǔn)的77個(gè)地震事件的震源深度重新測(cè)定。結(jié)果表明PTD方法對(duì)測(cè)定山西地區(qū)地震的震源深度是有效可行的，該方法測(cè)定的結(jié)果較單純型法等精度更為準(zhǔn)確、深度分布更加集中。

震源深度；PTD；速度模型

0　引言

震源深度是指震中地表位置到地下破裂處的垂直距離，是對(duì)震源描述的基本參數(shù)，也是地震學(xué)研究的關(guān)鍵。準(zhǔn)確的震源深度能得到在地球內(nèi)地震發(fā)生的具體位置，在地震參數(shù)測(cè)定時(shí)可以約束震源位置和發(fā)震時(shí)刻。通過(guò)對(duì)其研究可以分析地震活動(dòng)與斷層的關(guān)系[1]、確定發(fā)震構(gòu)造及其周邊斷層地殼介質(zhì)由脆性(韌性)轉(zhuǎn)向韌性(脆性)的位置[2]，同時(shí)能從地球動(dòng)力學(xué)角度研究殼幔構(gòu)造和板塊運(yùn)動(dòng)[3]及地震成核和震源破裂[4]等問(wèn)題。對(duì)于地震序列的震源深度研究，利用余震深度分布情況可以研究主震發(fā)震斷層的幾何形態(tài)、探究地殼內(nèi)部地震孕育和發(fā)生的深部構(gòu)造[5]，此外還可估算巖石圈的厚度、描繪板塊邊緣和內(nèi)部巖石圈的變溫結(jié)構(gòu)和力學(xué)結(jié)構(gòu)，探索地震發(fā)生的力學(xué)機(jī)制和過(guò)程[6]。因此，準(zhǔn)確測(cè)定震源深度可以提高對(duì)震源體破裂過(guò)程、發(fā)震斷層的地質(zhì)構(gòu)造、震源所處區(qū)域的殼幔結(jié)構(gòu)、應(yīng)力場(chǎng)作用和板塊運(yùn)動(dòng)等一系列重要問(wèn)題的正確認(rèn)識(shí)[7]，對(duì)把握該地區(qū)地震孕育和發(fā)生的各種條件，以及地殼內(nèi)部應(yīng)力集中、釋放的活動(dòng)構(gòu)造背景有著極其重要的意義[8]。

目前有諸多測(cè)定震源深度的方法，主要分為走時(shí)測(cè)深和地震波形測(cè)深兩大類(lèi)。通過(guò)走時(shí)測(cè)定震源深度的方法可以分為利用震相到時(shí)和震相到時(shí)差兩種。其中利用震相到時(shí)的方法是以走時(shí)誤差為目標(biāo)函數(shù)，通過(guò)求解發(fā)震時(shí)刻和震源的位置使目標(biāo)函數(shù)取得最小值[9]，利用該方法準(zhǔn)確測(cè)定震源深度時(shí)要求地震臺(tái)站密集，否則受誤差影響較大；利用震相到時(shí)差測(cè)深的方法也得到廣泛應(yīng)用[10]，日常工作中最常見(jiàn)的是P-S波到時(shí)差。該方法的優(yōu)點(diǎn)在于削弱發(fā)震時(shí)刻對(duì)測(cè)定震源位置的干擾，但對(duì)S波、P波的地殼速度模型具有很高的依賴(lài)性。由于大多數(shù)S波的速度模型通過(guò)波速比來(lái)計(jì)算，很難獲取準(zhǔn)確的S波速度模型，所以該方法測(cè)定的精度有限。利用地震波形測(cè)定震源深度的技術(shù)近年來(lái)隨著各種計(jì)算機(jī)及寬頻帶地震計(jì)的發(fā)展日漸普及，地震波形包含大量的走時(shí)、振幅和頻譜等信息，可以用來(lái)確定震源深度。采用地震波形測(cè)深的方法可以獲取精度較高的震源深度，但其缺陷在于計(jì)算十分耗時(shí)，尤其是對(duì)M<4的地震，測(cè)定難度較大。

山西地區(qū)在大地構(gòu)造上屬中朝準(zhǔn)地臺(tái)近中央部位，也稱(chēng)山西斷隆。北抵內(nèi)蒙古地軸中部，南接秦嶺褶皺系，西邊為鄂爾多斯臺(tái)坳，東以太行山東側(cè)大斷裂為界同華北斷坳分開(kāi)。山西斷隆的中軸上疊加“S”型汾渭地塹系[11]。由于受印度板塊的擠壓使鄂爾多斯地塊呈逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)，加劇了汾渭地塹的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和山西地區(qū)的地震活動(dòng)，因此準(zhǔn)確測(cè)定山西地區(qū)震源深度對(duì)研究該地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造、發(fā)震機(jī)理等有重要意義。本文重新校核了山西地區(qū)的速度模型，在此基礎(chǔ)上采用PTD方法重新測(cè)定了山西測(cè)震臺(tái)網(wǎng)2009年以來(lái)山西及周邊50 km之內(nèi)的77個(gè)地震事件的震源深度。

1　PTD方法簡(jiǎn)介

PTD方法是朱元清等在上世紀(jì)九十年代率先提出的，該方法具有較高的靈敏度，尤其對(duì)于沒(méi)有近臺(tái)記錄的地震更顯示了其獨(dú)特的優(yōu)越性[12]。隨后，朱元清等計(jì)算了華東地區(qū)1982年至1992年的地震并按中國(guó)分區(qū)速度結(jié)構(gòu)編制出各區(qū)的深度—走時(shí)差表[13]。由此，PTD方法被廣泛推廣使用。

PTD方法作為一種測(cè)定震源深度的確定性方法，基本原理如第34頁(yè)圖1所示。震中位于E處，地殼簡(jiǎn)化為上、下地殼兩層均勻模型，其中上地殼的厚度為H1、速度為V1，下地殼的厚度為H2、速度為V2，震源深度為h，倒三角T代表臺(tái)站。由測(cè)震學(xué)中關(guān)于地震波走時(shí)方程可知，當(dāng)臺(tái)站T2所處的震中距大于Pn震相作為初值震相的理論震中距D時(shí)，將臺(tái)站T3的實(shí)測(cè)Pn到時(shí)減去Pn震相BC段的理論走時(shí)即可得T2的理論P(yáng)n到時(shí)，然后再減去T2的實(shí)測(cè)Pg到時(shí)，根據(jù)二者的到時(shí)差即可計(jì)算得出震源深度。特殊情況，當(dāng)臺(tái)站T1的震中距小于D時(shí)，此臺(tái)站不能接收到Pn震相，利用同樣的方法減去Pn震相AC段的理論走時(shí)，可以得出臺(tái)站T1的虛擬Pn到時(shí)。

圖1　PTD測(cè)定深度原理Fig.1　Principle of depth measurement by PTD

該方法具有以下幾方面的優(yōu)點(diǎn)：(1) 靈敏度較高，當(dāng)震源深度改變5 km，到時(shí)差0.7 s，精度是利用到時(shí)方法測(cè)定震源深度的20倍；(2) 拾取到時(shí)震相較其他震相更精準(zhǔn)，由于PTD方法用的都是初至震相，對(duì)于網(wǎng)內(nèi)地震具有較高的信噪比；(3) PTD方法對(duì)速度模型依賴(lài)性較高，速度模型的適用性程度與測(cè)得的有效震源深度的個(gè)數(shù)及其集中度呈正相關(guān)，因此可以檢驗(yàn)速度模型的適用性。

2　山西地區(qū)速度模型的修正

由于PTD方法對(duì)速度模型具有較高的依賴(lài)性，為了提高測(cè)定山西地區(qū)震源深度的精度，本文在山西地區(qū)現(xiàn)用的修正J-B模型的基礎(chǔ)上對(duì)速度參數(shù)和莫霍面深度進(jìn)行修正。

通過(guò)直線擬合的方式確定速度參數(shù)。取2009年初至2014年底中國(guó)地震臺(tái)網(wǎng)中心編目數(shù)據(jù)庫(kù)中發(fā)生在山西地區(qū)的地震事件，分別提取其Pg、Pb和Pn震相的震中距和走時(shí)，然后對(duì)二者進(jìn)行線性擬合，如圖2、圖3、圖4所示。得出Pg震相的速度值V1為6.18，Pb震相的速度值V2為6.79，Pn震相的速度值Vn為7.95，V1、V2和Vn分別代表P波在上地殼、下地殼和莫霍面的傳播速度。

莫霍面深度通過(guò)PTD試錯(cuò)的方法確定。PTD試錯(cuò)方法是指采用該方法測(cè)定同一個(gè)地震事件，通過(guò)不斷調(diào)整莫霍面的深度，對(duì)比分析不同深度時(shí)所測(cè)定的有效深度的集中度及其個(gè)數(shù)占全部理論深度個(gè)數(shù)的百分比。選用2014年4月4日發(fā)生在山西平遙M4.1地震(震中位于山西中部)，記錄到本次地震的臺(tái)站達(dá)58個(gè)，具有較好的代表性。其中，記錄到Pg震相的臺(tái)站有56個(gè)，記錄到Pn震相的臺(tái)站有32個(gè)，根據(jù)PTD方法所用原理，可計(jì)算出1 792個(gè)深度值。唐有彩等[14]采用接受函數(shù)對(duì)山西地區(qū)莫霍面深度的研究成果顯示，該地區(qū)莫霍面深度范圍在35～45 km之間，因此，本文在采用PTD方法測(cè)定震源深度時(shí)，將莫霍面深度值從35 km開(kāi)始以1 km為步長(zhǎng)逐漸增加至45 km。結(jié)果表明，當(dāng)莫霍面深度為41 km時(shí)，設(shè)定深度誤差小于3 km，測(cè)得1 614個(gè)有效深度，占總深度個(gè)數(shù)的90.07%，同時(shí)1 614個(gè)深度值的集中度也更加符合高斯分布。如圖5所示，集中度最大值為10.3 km，這與用CAP方法通過(guò)波形擬合的結(jié)果10～11 km之間相吻合。通過(guò)上述研究分析可以得出，山西地區(qū)P波速度模型參數(shù)的修正值為：上地殼的速度為6.18 km/s，下地殼的速度為6.79 km/s，莫霍面的速度為7.95 km/s，莫霍面深度為41 km。

圖2　Pg震相直線擬合結(jié)果Fig.2　Linear fitting results of Pg phase

圖3　Pb震相直線擬合結(jié)果Fig.3　Linear fitting results of Pb phase

圖4　Pn震相直線擬合結(jié)果Fig.4　Linear fitting results of Pn phase

圖5　平遙地震震源深度分布圖Fig.5　Focal depths distribution of Pingyao earthquakes

3　PTD方法測(cè)定山西地區(qū)震源深度

收集整理山西臺(tái)網(wǎng)自2009年以來(lái)發(fā)生在山西省內(nèi)以及周邊50 km范圍內(nèi)，ML大于2.0的地震事件共350個(gè)。除Ⅱ類(lèi)及以上精度的地震事件，只保留Ⅰ類(lèi)精度的258個(gè)地震事件作為原始數(shù)據(jù)。按照不同的震源深度范圍統(tǒng)計(jì)得到的結(jié)果如表1所示。

表1　不同震級(jí)地震個(gè)數(shù)統(tǒng)計(jì)表

由于PTD方法需同時(shí)用到Pn和Pg震相，同時(shí)為確保所選地震事件的震中位置具有較好的精準(zhǔn)度，在原始數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上挑選至少有2個(gè)Pn震相、臺(tái)站包圍震中良好的地震事件共77個(gè)，其震中分布射線圖如圖6所示。由圖可知，進(jìn)一步篩選的77個(gè)地震的震中基本遍布全省各地，且震中與臺(tái)站的連線幾乎覆蓋整個(gè)山西地區(qū)。

依據(jù)上文修正后的山西地區(qū)速度結(jié)構(gòu)模型，采用PTD方法對(duì)篩選的77個(gè)地震事件的震源深度進(jìn)行重新測(cè)定。為更進(jìn)一步提高測(cè)定精度，做了如下工作：選擇震中距在0～600 km內(nèi)的Pg震相和150～600 km內(nèi)的Pn震相；將深度誤差的最大值控制在3 km以?xún)?nèi)；剔除走時(shí)殘差大于0.3 s的震相數(shù)據(jù)。重新測(cè)定后的震源深度分布如第36頁(yè)圖7所示。

圖6　77個(gè)地震震中分布射線圖Fig.6　Distribution of 77 earthquake epicenters

4　測(cè)定結(jié)果分析與結(jié)論

山西測(cè)震臺(tái)網(wǎng)日常測(cè)定深度使用的是單純型和HYPO2000等方法，單純型法測(cè)定結(jié)果不穩(wěn)定，受初值影響比較大，測(cè)定結(jié)果普遍偏??；HYPO2000是一種絕對(duì)定位方法，要求速度模型中不能有低速層，對(duì)于空隙角較大的地震定位誤差較大。通過(guò)對(duì)比分析編目深度和PTD重新測(cè)定深度，發(fā)現(xiàn)有以下不同點(diǎn)：

(1) 77個(gè)地震事件的編目結(jié)果中有5個(gè)地震的震源深度小于2 km，與實(shí)際情況不符，重新測(cè)定后很大程度上改善了這一狀況；4個(gè)地震事件的震源深度范圍在21～25 km，重新測(cè)定后震源深度均不大于20 km，如第36頁(yè)表2所示。

(2) 與編目結(jié)果中的震源深度相比，采用PTD方法重新測(cè)定的震源深度分布更加集中，發(fā)震層優(yōu)勢(shì)分布明顯，二者對(duì)比結(jié)果如第36頁(yè)圖8所示。從統(tǒng)計(jì)學(xué)的角度具體表現(xiàn)為：編目結(jié)果的平均值為10.2 km，PTD深度的平均值為12.9 km；編目深度的方差值為31.80，PTD深度的方差值為14.937；編目深度的標(biāo)準(zhǔn)差為5.639，PTD深度的標(biāo)準(zhǔn)差為3.865；編目深度的變異系數(shù)為0.517，PTD深度的變異系數(shù)為0.314。

震源深度/km0～23～56～1011～1516～2021～25編目結(jié)果/km5102220164PTD結(jié)果/km012630200

圖8　PTD深度與編目深度對(duì)比圖Fig.8　Contrast of PTD depth and cataloging depth

(3) 重新定位后的結(jié)果顯示，山西地區(qū)震源深度整體呈北淺南深的趨勢(shì)，北緯39°以北震源深度主要以10 km以?xún)?nèi)為主；北緯37°～39°之間的震源深度普遍加深，以10～15 km居多；北緯37°以南的震源深度更進(jìn)一步加深，大多數(shù)地震發(fā)生在15 km左右。產(chǎn)生這種現(xiàn)象的原因可能與山西地區(qū)莫霍面的埋藏深度有關(guān)。

通過(guò)研究可以得出，PTD作為測(cè)定震源深度的確定性方法，是測(cè)定山西地區(qū)震源深度的一種行之有效的方法，且該方法測(cè)定的結(jié)果相對(duì)單純型法等具有更高的精度，應(yīng)加以推廣。

[1]Galdeano C S,Casado C L,Delgado J,et al.Shallow sei smicity and active faults in the Betic Cordillera:a preliminary approach to seismic sources associated with specific faults[J].Tectonophysics,1995,248(3-4):293-302.

[2]羅艷.震源深度測(cè)定方法研究進(jìn)展[J].地球物理學(xué)進(jìn)展，2013,28(5):2 309-2 321.

[3]Glennon M A,Chen W P.Rupture of deep-focus earthquakes in the north-western Pacific and their implications on seismogenesis[J].Geophy J Inter,1995,120(3):706-720.

[4]高原，吳忠良.1993年11月13日勘察加大地震的破裂過(guò)程及其構(gòu)造意義[J].地球物理學(xué)報(bào),1995,38(1):55-63.

[5]Wu C,Takeo M.An intermediate deep earthquake rupturing on a dip-bending fault:Waveform analysis of the 2003 Miyagi-ken Oki earthquake[J].Geophys Res Lett,2004(31):24619.

[6]張晁軍.近震震源深度測(cè)定精度的理論誤差分析[J].中國(guó)地震，2010,26(2):156-163.

[7]高原，周蕙蘭，鄭斯華，等.測(cè)定震源深度的意義的初步討論[J].中國(guó)地震，1997，13(4)：321-329.

[8]王新嶺.用PTD方法測(cè)定巴林左旗5.9級(jí)地震震源深度[J].地震,2014,24(4):51-56.

[9]Geiger L.Probalibility method for the determination of earthquake epicenters from arrival time only[J].Bull St Louis Univ,1912(8):60-71.

[10]Earthquake Rearch Institute.Observations of aftershocks carried out in Imaichi district,Tochigi prefecture[J].Bull.of the Earthquake Research Institute,1950(28):387-392.

[11]鄭慶榮.山西中北部陸殼演化特征研究[D].太原：太原理工大學(xué)，2012.

[12]朱元清，石耀霖，李平.一種確定地震深度的新方法[J].地震地磁觀測(cè)與研究,1990,11(2):4-12.

[13]朱元清.確定震源深度的PTD方法及其應(yīng)用[J].地震地磁觀測(cè)與研究,1997,18(3):21-26.

[14]唐有彩，馮永革，陳永順，等.山西斷陷帶地殼結(jié)構(gòu)的接收函數(shù)研究[J].地球物理學(xué)報(bào),2010，53(9):2 102-2 109.

(英文摘要

Application of PTD Method in Determination of Shanxi Focal Depth

YIN Wei-wei1,2, CHEN Cun-tian1,2, LIU Lin-fei2,3, LIANG Xiang-jun1,2

(1.Earthquake Administration of Shanxi Province, Taiyuan, Shanxi 030021, China;2.State Key Observatory of Shanxi Rift System, taiyuan, Shanxi 030025, China;3.Taiyuan Reference Seismological Station of Earthquake Administration of Shanxi Province, Taiyuan, Shanxi 030025, China)

Focal depths of 77 seismic events conforming to PTD standards occurred in Shanxi province and the surrounding 50 km range since 2009 are redetermined based on the velocity model in Shanxi area. The results show that the PTD method is effective and feasible for the determination of focal depth of earthquake in Shanxi area. The result of this method is more accurate and the depth distribution is more concentrated than the simple method.

Focal depth; PTD; Velocity model

1000-6265(2016)03-0033-04

2016-05-15

中國(guó)地震局監(jiān)測(cè)、預(yù)測(cè)、科研三結(jié)合課題(150401)，山西省地震局青年項(xiàng)目(SBK-1520)聯(lián)合資助。

殷偉偉(1988—)，男，山西省古交人。2013年畢業(yè)于太原理工大學(xué)，碩士研究生，助理工程師。

P315.73

A