閆新義 馮雪玲 趙石柱 金 花

（中國烏魯木齊 830011 新疆維吾爾自治區(qū)地震局）

0 引言

震源深度是地震事件的重要參數(shù)之一，該參數(shù)的準確測定，對地震事件的震源機制研究具有重要意義。20世紀60年代，前蘇聯(lián)學者維琴斯卡婭（吳微微等，2012）首先在近震中觀測到了sPn震相，隨后其他研究者亦相繼開展了利用sPn震相計算震源深度的研究。80年代以來，隨著地震數(shù)字觀測技術的發(fā)展，理論地震圖和數(shù)字模擬記錄的使用強化了對sPn震相的分辨能力，從而提高了利用sPn震相法計算震源深度的精度（魏婭玲等，2013）。張誠（1986）對甘肅地區(qū)的sPn震相進行了研究。洪星等（2004）研究了sPn震相地殼內(nèi)的運動學和動力學特征，測定了臺灣地區(qū)9個4.5級以上地震事件的震源深度。孫茁等（2014）利用sPn震相對蘆山MS7.0地震余震震源深度進行了研究。呂俊強等（2014）推導了sPn波與Pn波的走時差與震源深度間的關系，并對寧夏永寧2個地震事件的震源深度進行了測定。荊濤（2015）利用sPn波與Pn波的走時差重新計算了沈陽地震臺記錄到的20個殼內(nèi)近震和26個營口—海城—岫巖地區(qū)近震。在前人研究的基礎上，本文采用sPn震相測定2012年 新源、和靜交界區(qū)MS6.6地震余震震源深度，并與CAP反演、Hyposat定位、單純型法定位等方法進行對比分析，以驗證在新源、和靜交界區(qū)采用sPn震相測定震源深度的可靠性，判斷是否可將其作為測定該區(qū)域近震震源深度的有效方法。

1 研究事件概況

新源、和靜交界區(qū)位于天山中段，2012年6月30日該地區(qū)發(fā)生MS6.6地震，宏觀震中為43.39°N、84.77°E（圖1）。圖1中震源機制解地震波形數(shù)據(jù)來源于新疆地震臺網(wǎng)，是分析震相到時后通過SEIS-CAP震源機制解反演得出的。

圖1 2012年新源、和靜交界區(qū)MS 6.6地震震源機制解Fig.1 Focal mechanism solution of 2012 MS 6.6 earthquake in Xinyuan and Hejing border area

在歐亞板塊與印度板塊的擠壓作用下，準噶爾盆地與塔里木盆地周邊的山體沿山前斷裂向盆地逆沖，在天山南北麓形成大型逆沖推覆構造。新源、和靜交界區(qū)MS6.6地震是天山中東段近50年以來發(fā)生的最大震級地震，其發(fā)震構造是天山內(nèi)部的喀什河斷裂，總體走向為290°—310°，傾角50°—80°，斷裂北盤上升，南盤下降，屬于走滑逆斷性質(zhì)（唐明帥等，2019）。

2 震源深度計算方法

截至2012年7月30日，新源、和靜交界區(qū)MS6.6地震共發(fā)生余震524次，其中，MS4.0—4.9地震4次；MS3.0—3.9地震12次；MS2.0—2.9地震73次；MS1.0—1.9地震221次；MS0.0—0.9地震214次（圖2）。根據(jù)sPn震相適用性，取ML＞4.0的10個余震事件作為研究對象。以新疆維吾爾自治區(qū)地震局地震臺網(wǎng)部所使用的“2015新疆模型”（陳向軍等，2018；朱元清等，2017）速度參數(shù)（表1）為基礎，采用雙地殼模型中震源在上、下地殼的2個計算公式（荊濤，2015）計算震源深度。

表1 2015新疆模型速度參數(shù)Table 1 The 2015 Xinjiang velocity model

圖2 2012年6月30日至7月30日新源、和靜交界區(qū)MS 6.6地震M—t圖Fig.2 M-t diagram of 2012 MS 6.6 earthquake in Xinyuan and Hejing border area

式中，v1、v2為上、下地殼P波速度；vs1、vs2為上、下地殼S波速度；v3為Pn波速；h為震源深度，震源在下地殼時，則震源到上下地殼分界面的距離設為h1；H為上地殼的厚度；TPn、TsPn為Pn、sPn到時；Δt為TsPn與TPn之差。

3 地震臺站的選擇

為避免地質(zhì)構造對震相產(chǎn)生干擾，將記錄sPn震相的20個臺站按所在方位分成4組（圖3）。以余震序列為中心，西南面為第1組，包括AHQ、AKS、BCH、BPM、SMY、WUS、XKR、ZSU等8個臺站；北面為第2組，包括ALT、FUY、FUH、HBH、HEF、TAC等6個臺站；東面為第3組，包括HYS、MUL、WCW、BTS、YMS等5個臺站；東南面為第4組，只有RUQ一個臺站。對于絕大多數(shù)余震事件而言，記錄其sPn震相的臺站至少在2個方位，僅部分余震事件在4個方位都有記錄到sPn震相的臺站，這最大可能地排除了地質(zhì)構造所產(chǎn)生的干擾。

圖3 記錄sPn震相的臺站分布Fig.3 The distribution of seismic stations that recorded sPn phase

4 研究方法

根據(jù)sPn震相特點和余震震級的實際情況，選擇震級為ML4.1—4.8的余震及震中距為380—1 000 km的臺站。在對齊Pn震相到時的基礎上，利用sPn-Pn到時差相等的原理對sPn震相進行分析（圖4）。通過對各組sPn-Pn到時差進行對比分析可見（表2），到時差基本不會因方位的不同而產(chǎn)生太大變化，總體趨于一致，表明sPn震相僅隨震源深度的變化而變化，在同一個地震事件中，各個臺站sPn-Pn到時差趨于一致。分析依據(jù)還包括sPn震相在Pn、Pg震相之間，初動方向與Pn初動方向相反，sPn震相的振幅、周期大于Pn震相等特點（閆新義等，2019），這些震相特點受震源機制解、傾角、滑動角、臺站方位角及震級等的影響，表現(xiàn)形式略有差異，這里不作詳述。表3為余震序列震源深度計算結果，其中，序號1、3的2個地震事件因距上一個地震太近，震相被干擾，故無法確定Pn震相和sPn震相。

表3 余震序列震源深度計算結果Table 3 The calculation results of the earthquake focal depth

圖4 sPn震相Fig.4 Seismic phase diagram of sPn phase

表2 部分余震事件各組sPn與Pn到時差Table 2 The time difference of sPn-Pn phase in each group

5 結果

將所得結果與CAP反演深度、單純型法定位深度及Hyposat定位深度進行對比。這3種震源深度計算方法，都是地震研究中的常用方法，其計算結果相對可靠，對本研究具有參考價值。其中，CAP反演方法是采用Crust 2.0模型參數(shù)，計算不同深度理論地震圖，并通過不同深度結果反演出最佳深度的；單純型法定位方法是利用數(shù)學單純型搜索極值的方法搜索殘差最小位置（即震中）的；Hyposat定位方法（殷偉偉等，2017）是采用經(jīng)典的Geiger法，將非線性方程組線性化，再利用奇異值分解最小二乘法求解的。由表3可見，利用sPn震相計算出的深度與CAP反演深度間一致性更好，只有1個地震事件深度相差9.2 km，其余地震事件深度平均相差2.2 km，且均不大于3.8 km。利用sPn震相計算出的深度與Hyposat定位深度間也有較好的一致性，僅1個地震事件深度相差9.4 km，其余地震事件深度差值平均為2.9 km。利用sPn震相計算出的深度與單純型法定位深度相比，其間的一致性不如CAP反演深度與Hyposat定位深度，深度最大相差12.8 km，平均相差 7.4 km。這是由于單純型法對設定的初始深度依賴較大，這導致其定位深度較于其它深度結果稍有偏差。綜上所述，雖然利用sPn震相計算的深度與單純型形法定位深度稍有偏差，但與CAP反演深度、Hyposat定位深度間一致性較好，故認為利用sPn震相所計算的震源深度可靠，可將其作為震源深度的研究方法之一。

6 討論與結論

利用sPn震相計算的震源深度與CAP反演、單純型法定位及Hyposat定位所得深度進行對比發(fā)現(xiàn)，利用sPn震相計算出的震源深度與CAP反演方法得到的震源深度間有較好的一致性；與Hyposat定位方法得到的震源深度間一致性次之；單純型法對設定的初始深度依賴較大，由該方法得到的震源深度一致性較其他2種方法略差?？傮w看來，采用sPn震相計算震源深度適用于新源、和靜地區(qū)。

與本文所述其他3種震源深度計算方法相比，采用sPn震相計算震源深度具有不受震中距影響的優(yōu)點。理論上，即使只有1個地震臺站記錄到地震波形，在可確定sPn震相的情況下也能得出震源深度，因此，該方法對于臺站較少、記錄地震為偏震的情況較適用。但該方法也有不足之處，如當震級較小時（MS＜3.0），較遠臺站信噪比較低，不易拾取sPn震相；而震級較大時（MS＞6.5），震源破裂過程較復雜，也不易拾取sPn震相。不同速度模型也會對計算結果產(chǎn)生較大影響；波形質(zhì)量不佳，2個地震發(fā)震時刻較近，對Pn、sPn震相的拾取亦都有影響。今后，應盡量彌補sPn震相的不足，強化其優(yōu)勢，進一步發(fā)揮其適用性較強且具有廣泛性的特點。