利用sPn震相計算新源、和靜交界區 MS 6.6地震余震震源深度

閆新義 馮雪玲 趙石柱 金 花

（中國烏魯木齊 830011 新疆維吾爾自治區地震局）

0 引言

震源深度是地震事件的重要參數之一，該參數的準確測定，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，隨著地震數字觀測技術的發展，理論地震圖和數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）對甘肅地區的sPn震相進行了研究。洪星等（2004）研究了sPn震相地殼內的運動學和動力學特征，測定了臺灣地區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個殼內近震和26個營口—海城—岫巖地區近震。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、和靜交界區位于天山中段，2012年6月30日該地區發生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據來源于新疆地震臺網，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MS6.6地震是天山中東段近50年以來發生的最大震級地震，其發震構造是天山內部的喀什河斷裂，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（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MS6.6地震共發生余震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地震局地震臺網部所使用的“2015新疆模型”（陳向軍等，2018；朱元清等，2017）速度參數（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

為避免地質構造對震相產生干擾，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構造所產生的干擾。

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，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現，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。總體看來，采用sPn震相計算震源深度適用于新源、和靜地區。

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生較大影響；波形質量不佳，2個地震發震時刻較近，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，強化其優勢，進一步發揮其適用性較強且具有廣泛性的特點。