遼陽燈塔MS 5.1地震震源深度分析

謝弘臻 王九洋

1）北京市地震局，北京市海淀區蘇州街28號 100080

2）大連地震臺，遼寧大連 116012

0 引言

2013年1月23日遼陽燈塔5.1級地震是自2000年1月12日岫巖-海城間5.1級地震后，遼寧首次5.0級以上地震。精確測定該地震震源深度，對判斷其發震構造、推測后續震情具有一定意義。營口-海城-岫巖及周邊地區是遼寧地震最為活躍的地區。該區曾發生1975年2月4日海城MS7.3、1999年11月29日岫巖MS5.9地震。相比其它省份，遼寧地震活動相對較弱。前人對地震活動較弱地區的中強地震作過大量研究，如張愛萍等（2008）使用波形反演方法確定了2004年3月24日內蒙古東烏珠穆沁旗MW5.3地震震源參數；陳學忠等（2008）研究了2005年11月26日九江 MS5.7地震序列的破裂過程；呂堅等（2007、2008）探討了2005年11月26日九江MS5.7、MS4.8地震的震源機制解與發震構造；鄭釗等（2009）研究了2006年文安MW4.9地震的破裂擴展方式；張小濤等（2006）分析了九江地震序列的波速比特征；黃建平等（2009）利用遠震與近震波形聯合反演了2006年文安地震的震源機制解。由于震源深度是地震各參數中誤差最大的，因此，很多學者著重探討了地震活動較弱地區中強地震的震源深度，如崇加軍等（2010）利用sPL震相分析了九江地震的震源深度；王偉濤等（2009）對文安地震震源深度進行了精定位，并探討其與華北低速層間的關系；王新嶺等（2004）使用PTD方法測定了巴林左旗5.9級地震震源深度；任克新等（2004）、劉芳（2010）探討用sPn震相分析震源深度。鄭勇等（2017）分析了各種常見的計算震源深度的方法，并討論了其優缺點。

從國家測震臺網數據備份中心①中國地震局地球物理研究所國家測震臺網數據備份中心，2007，國家測震臺網地震波形數據。http：／／www.seisdmc.ac.cn（鄭秀芬等，2009）獲取波形數據后，本文對不同震中距臺站記錄采用視入射角法、sPL-Pg法、sPn-Pn法、sPb-Pb法分別計算震源深度，并采用單純形法對遼寧地震臺網記錄進行深度定位。結果表明，燈塔地震震源深度應為14km左右，略大于目錄給出的10km。同時，四川松潘臺、青海湟源臺的遠臺記錄也支持這一結論。通過分析1970年以來遼寧ML≥5.0地震震源深度分布，我們發現其存在一定的統計規律，且燈塔地震震源深度符合該統計規律。這對于判斷遼寧中強地震發震構造具有較重要的意義，也對判斷災情和開展應急工作具有指導意義。本文所用臺站與遼陽燈塔5.1級地震震中見圖1。

圖1 臺站分布與燈塔地震震中

1 震源深度計算

1.1 視入射角法

由于視入射角法計算精度高度敏感于震中距，因此僅對震中距最小的遼陽臺采用視入射角法計算震源深度，具體原理如圖2所示，遼陽臺實測波形見圖3。遼陽臺震中距為0.29°，對該臺波形記錄在原始速度、仿真伍德-安德森、仿真WWSSN-SP三種情況下分別采取直接讀數和量取相對數值變化的方法，讀取三分向數據進行計算，可得視入射角θ，由真入射角與視入射角間的關系可得真入射角i

其中，α、β分別為地殼上層中縱波、橫波的速度，按遼陽及鄰區 velest模型分別取為5.72、3.30km／s。再由下式的震源深度H、震中距Δ間的三角函數關系

即可得震源深度H。由該方法計算得到的震源深度H為15.5±0.5km。

圖2 入射角法計算震源深度原理示意圖

圖3 遼陽臺實測波形

1.2 sPL-Pg法

sPL震相由崇加軍等（2010）提出。該震相由震源發出，以S波傳播到自由界面，形成沿水平傳播的P波。sPL震相在形成機制、優勢震中距、波形特征等方面與sPg震相有本質不同，其相對直達P波的到時差對震中距不敏感，卻幾乎隨震源深度的增大呈線性增加，可較好約束震源深度。當震中距小于50km時，單臺即可計算出可靠度較高的震源深度。

根據震區velest一維速度模型提供的地殼上層P、S波速度即可計算出震源深度，原理如圖4所示，以遼陽臺為例，sPL震相實測波形見圖5。

圖4 sPL-Pg法計算震源深度原理示意圖

圖5 遼陽臺實測sPL震相

我們選取了震中距在0.5°以內的遼陽臺、鞍山臺、沈陽臺、本溪臺，分別按照sPL-Pg法計算震源深度，得到的震源深度H為 11.4±1.4km。

1.3 sPn-Pn、sPb-Pb法

前人多次探討過利用sPn與Pn到時差計算震源深度的問題，如任克新等（2004）、劉芳（2010）探討了用sPn震相分析震源深度。觀測事實表明，遼寧及周邊地區地殼明顯分層，存在康拉德界面。IASPEI91模型給出的全球康拉德界面平均深度為20km，而遼寧地區震源深度普遍小于該深度，因此我們按照震源位于上層地殼進行討論，實測波形也支持這一判斷，故根據該地區的velest一維速度模型計算震源深度（圖6）。

sPn與Pn的走時差為：（S波在OA段的走時＋P波在AB段的走時）-P波在 L3上的走時。

由圖6可知L1＝L2＝L3，因此，可由IASPEI91模型給出的地殼上下層以及地幔頂部 P、S波速度推導出震源深度H與sPn-Pn的到時差ΔT間的關系為

與之相似，當震中距滿足出現Pb、sPb等康拉德界面震相時，可推導出震源深度 H與sPb-Pb的到時差ΔT間的關系為

圖6 sPn-Pn、sPb-Pb法計算震源深度原理示意圖

我們選取建昌臺等29個有清晰可靠Pn、sPn震相的臺站，由式（3）計算得到震源深度H為 13.1±2.6km；選取棗強臺等23個有清晰可靠Pb、sPb震相的臺站，由式（4）計算得到震源深度H為 14.0±3.2km。建昌臺、棗強臺實測波形見圖7、8。

圖7 建昌臺實測sPn震相

1.4 單純形法

我們圍繞燈塔地震震中選取了50個臺站，識別出全部清晰可靠的Pn、Pg、Sn、Sg震相，以單純形法進行定位，得出震源深度H為14.7km。

1.5 遠臺記錄求深度

圖8 棗強臺實測sPb震相

對于遼陽燈塔MS5.1地震，國內相當一部分臺站的實測波形屬于近震波形。隨著震中距的增大，影區效應又使得相當一部分遠震傳播區域的臺站無法觀測到清晰可靠的P波初動；沿海臺站普遍背景噪聲較大，不易觀測到清晰可靠的 P波初動；當震中距遠至新疆、西藏、云南、廣西等省份時，又因震級較小，衰減較為明顯而不易觀測到清晰可靠的P波初動，且西部地區臺站密度明顯低于東部地區，這進一步增大了選擇理想臺站記錄的難度。經多方收集、篩選和比對，我們選取了四川松潘臺、青海湟源臺的遠震記錄，利用其分析遼陽燈塔MS5.1地震的震源深度。湟源臺震中距17.8°，松潘臺震中距18.3°，由于震級較小，因此它們受三重震相影響不顯著。根據振幅、相位、周期變化，松潘臺可識別出pP震相，利用pP-P的到時差計算得出的震源深度H為15km；湟源臺可識別出sP震相，利用sP-P的到時差計算得出的震源深度H為15km。松潘臺、湟源臺的波形見圖9。由幾種方法計算得到的燈塔MS5.1地震震源深度見表1。

表1 由幾種方法計算的燈塔MS 5.1地震震源深度 km

由表1可見，由幾種方法計算得到的燈塔MS5.1地震震源深度收斂性很好，約為14km。幾種方法標準差的計算也顯示出較好的收斂性。但sPL-Pg法得出的深度要明顯小于其它方法。由于燈塔地區地處遼河平原，屬于沉積地區，燈塔地震的sPL震相由多個震相組合而成，且sPL、Pg的波包均變寬，影響了震相到時的精確判斷（鄭勇等，2017），這可能是導致該方法結果偏低的原因。表1的結果明顯大于遼寧區域臺網給出的6km和中國地震臺網中心給出的10km。這可能是由于發布的震源深度往往是矩心深度，而本文采用波形方法得到的為初始深度所致。

2 遼寧及周邊地區ML≥5.0地震震源深度分布

我們查詢了1970～2012年遼寧ML≥5.0地震目錄，并將重新計算的燈塔地震參數附在其中，目錄（國際時）取自國家地震科學數據共享中心網站和遼寧地震目錄（遼寧省地震局，1995）（表2）。

圖9 松潘臺、湟源臺UD向仿WNSP記錄

表2 1970年以來遼寧ML≥5.0地震目錄

由表2可見，3次地震無法在目錄中查詢到深度；1975年2月4日海城ML7.4地震后最初的幾次余震受主震的影響，目錄中給出的參數普遍精度很低，其20km的震源深度應為粗略值。其余的地震震源深度則表現出較好的統計規律，主要表現為：

（1）遼寧西部、東部地區震源較深，均大于18km；

（2）遼寧中部地區震源相對較淺，均小于16km；

（3）遼寧中部地區，偏南的岫巖地區震源較淺，均小于10km；而偏北的海城地區震源相對偏深，為10～16km。燈塔地震震源深度與海城地區的相當。

3 討論與結論

我們分別采用視入射角法、sPL-Pg法、sPn-Pn法、sPb-Pb法、單純形法、pP-P法、sP-P法計算了燈塔地震震源深度，結果約為14km，略大于中國地震臺網中心目錄給出的10km。1970年以來遼寧ML≥5.0地震震源深度分布存在統計規律，具體表現為西部與東部地區偏深，中部偏淺；而中部地區震源深度則存在南淺北深的分布態勢，燈塔地震震源深度也符合該統計規律。

遼寧地區ML≥5.0地震震源深度分布統計規律與遼寧地區地質結構間存在對應關系。前人的研究指出，遼寧地區地殼在遼河平原地區較薄，為31～32km，而在東西兩側的山地和隆起地帶的地殼較厚，為32～36km，平均約為33km（賈麗華等，2010）。震源深度是直接影響災情的重要因素之一。因此，基于上述統計規律，在遼寧地區可基于震中位置迅速初步判斷震源深度，從而在最短時間內為開展地震應急工作提供參考。

由于本文的討論是基于IASPEI91模型提供的波速以及康拉德界面、莫霍界面無起伏等理想狀態，因此計算結果可能與實際情況有偏差。利用sPn、sPb到時計算得到的震源深度有差異，且利用sPb到時計算的標準差也是幾種方法中最大的，這說明遼寧地區康拉德界面上下的波速變化與IASPEI91模型間存在微小差異，因此，可在未來工作中利用更多中強地震修正遼寧地區康拉德界面上下波速模型。由于受臺網建設規模、模擬記錄的局限性等因素的影響，目錄中早期地震的震源深度也可能與實際不符，因此，應進一步確定目錄中各個地震的震源深度，以確認前述討論中遼寧地區ML≥5.0地震震源深度分布規律的可靠性。

致謝：中國地震局地球物理研究所國家測震臺網數據備份中心（doi：10.11998／SeisDmc／SN）、北京數字遙測地震臺網、中國地震臺網中心和安徽、河南、河北、黑龍江、吉林、江蘇、遼寧、內蒙古、青海、四川、山東地震臺網為本研究提供地震波形數據。