新疆伽师MS6.4地震震源深度测定研究①

郑雪刚， 马学军， 赵鹏毕

(新疆维吾尔自治区地震局新源地震台，新疆 新源 835800)

2020年1月19日21时27分新疆伽师县发生MS6.4地震(简称伽师地震)，此次地震前一天震源区内曾发生MS5.4地震，2天之内的2次中强地震成为伽师震源区继2018年9月4日伽师MS5.5地震15个月后的又一次显著地震事件。伽师MS6.4地震发生在塔里木盆地西北边缘，位于南天山褶皱带、帕米尔弧形构造和塔里木盆地的交叉区[1]。此区域在1997年1月21日～2003年2月24日，伽师—巴楚范围内，发生了3组显著的强震活动，共发生MS≥6.0 地震10次，其中破坏性最大的伽师MS6.8地震震中与此次地震震中较近。地震发生后，美国地震学研究联合会(IRIS)、中国地震台网中心(CENC)、Global CMT、新疆地震台网中心等研究机构测算伽师地震震源深度分别为5.5、16、12.2和10 km，结果差异明显。因此，准确测定伽师地震震源深度十分必要，可以为伽师震源区的发震构造和深部动力学环境的深入研究提供一定的参考依据。地震震源深度问题是地震学研究的一个重要方向,精准的地震震源深度对于了解地壳流变学的性质[2]、地震成因和发震结构、判断余震发展趋势、准确评估地震灾害以及监测核爆等科学研究意义非凡[3]。震源深度的精准测定仍然是学术界难题，这是因为观测站点之间间距通常大于地震震源深度，在站点分布相对稀疏的区域，地震在水平方向的小量变化所产生的影响就会大于震源深度产生的误差，从而使地震在深度上的误差比水平方向误差大很多[3]。目前国际和国内在地震深度测定方法上总体可分为波形反演和震相到时深度测定法[4]。震相到时深度测定法主要是基于盖格定位法发展而来的一系列走时反演方法，已经普遍应用于国内外的定位软件，这些方法操作方便，但对速度模型精度和站点布局密度有很高要求。研究表明，只有当最小震中距小于1.4倍震源深度时，基于到时深度测定法才有较高的精度[3，5-6]。但是，在通常情况下地震在台站20 km范围内的情况并不多，所以当震源深度浅于15 km时到时深度测定法在深度上的误差一般较大[3]。波形反演法是利用地震数据中包含更为丰富的信息来获得更为精确的地震深度。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。深度震相是一种只对深度变化敏感的震相，可以用来精准测定地震的震源深度[3]。对于MS<5.0近震，可以使用深度震相sPL、sPg、sPn和sPmP与他们的参考震相的到时差来测定深度；对于MS>5.0远震可以使用深度震相pP和sP来测定深度[3，8]；对于MS≥6.0地震可以使用地震波形拟合测定震源质心深度，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测定、sPn与Pn震相走时法和远震深度震相法对2020年1月19日伽师MS6.4地震的震源深度重新测定，以获得较高精度的震源深度值。

1 方法与数据

1.1 方法

CAP方法是将宽频带近震数字波形分解为2部分：体波和面波波段，在双力偶源的基本假设下，通过对相关参数值进行网格搜索，可以使得实际观测到的波形与理论地震图之间目标函数误差相对最小，从而反演得到震源机制解、震源深度和矩震级[4，9,10]。CAP方法具有所需台站少且对站点的方位分布要求不高、反演结果对区域速度结构和地壳横向变化依赖小等优点[11]。近年来该方法被国内外学者普遍应用于震源深度研究中。

PTD方法是朱元清等[12-13]提出的一种计算震源深度的方法，通过已知的震中位置,使用不同震中距上的初至震相Pg或Pn，既Pn-Pg 到时来计算得到地震的震源深度[14-16]。其优点是避开计算发震时刻所引起的误差；初至Pg、Pn震相读取准确、精度高，避免后续震相读取不准确而产生的误差；Pg、Pn波传播线路径差异大，提高了对震源深度的敏感性；莫霍面速度较稳定和易求；任意初至Pg震相和初至Pn震相的组合，大大增加了组合的对数(即样本量)，提高了计算的有效性[17]。宋秀清等[18]采用PTD方法，对典型地震及其序列进行研究，取得非常好的成果。

sPL深度震相法，在均匀半空间介质中，由震源产生的SV波入射到自由表面下方时会部分转换为P波，当入射角大于临界角时转换P波会沿地表传播，Aki称此波为“地表P波”[19]。在实际波形中地表P波由于受到真实地球模型速度随深度变化的影响[20]，包含了一系列在临界距离附近P波在沉积层多次折射和反射的复杂震相。sPL震相和直达Pg波走时差仅随地震深度增加而增加，并不随震中距变化，因此可以测定地震深度[20]。

sPn波震相法，sPn是上行S波在近地表发生反射转换为P波、继而沿莫霍面顶部传播的首波[4]。sPn与Pn的走时差主要由地震深度和震源区域上方的介质速度大小决定，并不随震中距变化，同一地震在不同台站记录的sPn-Pn走时差是固定的，测定近震震源深度比较常用的震相之一[21]。深度震相sPn的识别特点：① 优势震中距范围为300～1 000 km，其波列出现在Pn和Pg之间；② sPn波列具有横波的性质，周期与振幅明显大于Pn波，若初动清晰，其初动的方向与Pn相反；③ sPn-Pn到时差是常数，只随不同传播路径上地壳速度结构的差异而有很小的变化；④ sPn波以P波为表现形式，但其保持着S波的动力学特性，故而垂直分向和径向都能得到清晰记录。

远震深度震相法，由震源辐射出的上行P波在地表自由界面产生反射，从而形成反射P波(转换S波)，其射线传播路径与P波近似，这类波列为远震的深度震相pP和sP。pP和sP波的发育震中距为30°～90°，直达P波与pP、sP波走时差只对地震深度敏感，并不随震中距变化，可以有效获得较为准确的地震深度[22]。

1.2 资料选取

收集新疆数字地震台网中心记录的宽频带数字地震波形资料，并根据近震不同深度震相出现的优势震中距，对不同测定方法选取不同的地震台站观测数据，具体选取如图1(a)。采用远震深度震相pP测定震源深度时，选取IRIS的IU台网ANTO台站数据。

1.3 地壳速度结构模型

常用的地震震源深度测定方法，无论是走时深度定位法还是全波形反演法，都存在速度模型制约问题，因此使用合适的区域速度模型对地震震源深度的精确测定起着非常重要的作用[23]。本文中PTD方法采用陈向军等[24]建立的2015新疆区域一维速度模型，sPn与Pn震相走时法采用新疆3400走时表[21]，sPL、CAP方法和远震深度震相法采用伽师地震震中及ANTO台下方Crust1.0速度模型，选取的速度模型如图1(b)。

图1 伽师地震周围台站分布(a)及速度模型(b)Fig.1 Station distribution around Jiashi Earthquake (a) and velocity model (b)

2 伽师地震震源深度测定

2.1 CAP方法

选取震中距在400 km内的宽频带台站，挑选出记录波形清晰，不存在断记或限幅，方位角分布均匀且最大张角小于180°的8个台站(图1)。对体波和面波波段通过0.05～0.2 Hz和0.05～0.1 Hz带通滤波，设面波权重为1，体波权重为2，速度结构模型采用Crust 1.0。

实际观测波形与理论地震图拟合良好，反演得到的节面I走向82°，倾角60°，滑动角120°，节面II走向212°，倾角41°，滑动角49°，与GCMT结果基本一致，且深度误差拟合图中震源机制解一致性好，说明反演结果比较可信。由图2(b)可见，震源深度-误差拟合曲线在深度为15 km时拟合误差最小，表明反演的震源矩心深度为15 km，其深度拟合误差0.4%。

图2 2020年1月19日伽师MS6.4地震CAP法计算结果(a) 实际波形与理论波形拟合对比图 (b) 震源深度-误差拟合曲线Fig.2 Calculation results of CAP method for Jiashi MS6.4 earthquake on January 19, 2020

2.2 PTD方法

图3 PTD方法计算伽师地震震源深度样本数Fig.3 Calculation of focal depth samples of Jiashi Earthquake by PTD method

PTD方法测定地震震源深度，实际计算深度值要求收敛且有较好的集中度，得到的各组合对的结果应满足高斯分布，组合对越多，速度模型与震源区构造越接近、高斯分布越好，结果的精确度则越高，当集中度最大值和高斯分布极值最接近时对应结果最好[17-18]。对于伽师MS6.4地震，记录到初至为Pg波的台站有13个，记录到初至为Pn波的台站有53个，震源深度组成有效样本数429个，使用PTD方法测定结果为18.4 km。使用PTD方法测定伽师地震震源深度为18.4 km时样本数集中度呈高斯分布，且样本数集中度最大值和高斯分布极值相关最好，表明测定结果可信(图3)。

2.3 深度震相法

2.3.1 sPL震相

sPL震相优势震中距为30～50 km，由于沿地表水平传播，其能量主要集中在径向，即径向分量振幅最大，垂直分量振幅次之，切向振幅很弱，波列高频成分少，呈现低频特性。

伽师地震50 km以内的台站有3个，对3个台波形数据进行预处理，将水平分量转换到径向和切向，去均值，使用1～4 Hz带通滤波并积分到位移。分析后只有XKR台记录到清晰的sPL波(图4)。XKR台径向振幅明显大于垂向，切向振幅很弱，且整体呈低频特性。利用频率—波数域方法计算XKR台不同深度上的双力偶源的格林函数，合成理论地震图，通过理论地震图与径向分量、垂向分量的对比，当震源深度为17 km时XKR台实际观测的波列与理论地震图中Pg、sPL和Sg的震相走时都能拟合，表明利用sPL震相测定的伽师地震初始破裂深度为17 km。

图4 XKR台伽师地震不同深度实际记录波形与理论地震图(a) XKR台记录位移图(R:径向分量,T:切向分量,Z:垂向分量) (b) F-K径向理论地震图(虚线)与实际观测波列(实线)(c) F-K垂向理论地震图(虚线)与实际观测波列(实线)Fig.4 Actual recorded waveforms and theoretical seismograms of Jiashi Earthquake

2.3.2 sPn震相

伽师地震在400～1 000 km震中距范围内有5个台站观测到较为明显的Pn和sPn震相，图5中Pn到时选取新疆地震台网中心2020年1月月报中的到时数据，

图5 部分台站记录到的Pn、sPn震相Fig.5 Depth Pn and sPn phases recorded by some stations

sPn到时采用经过W.A.仿真滤波后根据实际波形读取的数据(表1),但由于地震震级较大，也造成Pn到时振幅显示不清的情况。为了减少误差，选取5个台sPn-Pn走时差的平均值6.78 s。闫新义等[21]结合2015新疆模型和新疆3400走时表模型数据，使用sPn震相对新源、和静MS6.6地震震源深度进行研究，其研究结果表明使用新疆3400走时表得到的结果更加准确。伽师地震震源深度计算采用新疆3400走时表得到的走时差与震源深度的经验关系式，得到对应的震源初始破裂深度为17.8 km。

表1 伽师地震部分台站记录的sPn与Pn到时差数据

2.3.3 远震数据确定震源深度

图6 ANTO台垂直分量震源深度测试Fig.6 ANTO station vertical component source depth test

在使用远震数据确定伽师地震震源深度时，从IRIS下载距离伽师地震震中距在30°～90°部分台站的观测数据，选取IU台网ANTO台观测数据，ANTO台与伽师地震震中距为37.52°。首先对波形数据进行预处理，将ANTO台三分量数据去除仪器响应，然后使用Teleseis程序计算ANTO台不同地震深度的格林函数，Teleseis速度模型使用Crust1.0获得，包含ANTO台站和震源区的速度模型，数据总点数为2 048，采样间隔为0.1 s ，地震矩为1.39×1018N·m，震源机制解采用GCMT的结果走向81°，倾角72°，滑动角123°，震源持续时间6 s[25]，带通滤波0.8～2 Hz，通道数为4，极数为2。计算不同震源深度的理论地震图，并对垂直分向进行测试(图6)。从实际观测波形与理论波形对比可知，P波与pP震相走时差与震源深度呈明显的线性相关，且当震源深度为17 km时实际波形与理论地震图的到时、振幅拟合最好，表明利用深度震相pP得到的伽师地震震源初始破裂深度为17 km。

图7为设定伽师震源深度为17 km时，IU、II台网部分台站合成的理论波形与记录的实际观测波形的对比。4个台站实际观测与理论波形的P波到时与深度震相pP波到时、振幅基本吻合，表明采用远震深度震相获得的伽师地震震源深度17 km较为可靠。通过对比也可以发现，实际观测波形比理论波形更为复杂，实际波形记录包含了更多的地球内部结构的介质信息。

2.4 结果与分析

采用波形反演和深度震相方法对伽师地震震源深度进行重新测定，其结果较为一致，其中利用CAP方法测定的震源深度为15 km，深于李金等[26]计算得到10 km的深度。利用PTD方法测定伽师地震深度为18.4 km；sPL和远震pP深度震相法得到的深度为17 km；sPn测定深度为17.8 km。

图7 远震体波实际观测波形与理论波形对比图Fig.7 Comparison between actual observation waveform and theoretical waveform of teleseismic body wave

5种方法中，CAP方法反演得到的是震源矩心深度，而其余用震相走时方法测定的是震源初始破裂深度。这2种震源深度表征的物理意义不同，利用宽频带波形数据的深度震相法测定的深度更多的是反映震源破裂的起始点深度，而CAP方法使用长周期的体波资料反演得到的矩心深度不是简单的震源几何中心，也不是震源体的“质量”中心，而实质上体现的是震源的一种矩心深度[27]。这2种深度随着震级的增大矩心深度往往比走时方法计算的初始破裂深度要浅，当震级为6级时两者相差可以达到5 km[28]。本文中计算伽师MS6.4地震矩心深度与初始破裂深度相差2～3 km，符合2种震源深度的误差范围。

震源深度的误差主要受到台网布局、深度震相的拾取精度、使用速度模型的精细程度等因素的影响，目前常使用的各种方法主要是改善上述几种影响因素，提高深度测定的精度。CAP方法反演时通过赋予体波较大的权重，能够有效改善速度结构对震源深度反演的影响，更好的约束震源深度。孟庆君等[29]分析地壳速度结构对CAP方法反演震源深度的影响，研究认为当地壳速度误差在±10%内，CAP方法可以比较准确地确定地震震源深度。PTD方法虽然简单明了，但不足之处是需要较好的地壳速度结构，本文中在PTD测深时使用“2015新疆区域一维速度模型”研究成果，测定结果所对应的组合数集中度最大值和高斯分布极值相关最好，其结果可信。

sPL和远震深度震相测深是通过实际波形与理论波形的对比分析得到较为准确的震源深度，适用于稀疏台网下中强地震震源深度的测定，其测定误差可以控制1～2 km范围内[30-31]。李志伟等[32]认为sPL震相测深误差主要来自于速度模型，且受地壳速度模型影响较小[20]。如模型参数变化10%，震源深度为10 km的地震测定结果偏差1 km。因此，本文中sPL测深所使用的Crust1.0速度模型与真实的地壳速度模型存在10%的误差，可以初步认为利用sPL震相测定的伽师地震其误差约为2～3 km。sPn测深其误差主要来自sPn-Pn到时差的测定误差和震源区速度模型的误差。由于Pn震相初动较缓，受背景噪声影响较大，准确拾取到时较为困难，但可以通过多台求取平均值或波形互相关等方法提高sPn-Pn到时差拾取精度。多位学者对国内不同区域地震进行研究，估算用sPn震相测定震源深度时的理论误差，当地震发生在地壳中，Pn和sPn震相清晰时,其测定误差在2 km以内[33-34]。孙茁等[35]认为当震源深度为10 km时，速度模型引起的深度误差在0.5 km。利用人工读数多台求取sPn、Pn到时平均值，其到时差的到时误差约为0.5 s，相应的深度误差约为1.5 km。因此，综合考虑可以初步确定本研究使用sPn测深其误差约为2～3 km。

3 结 语

震源深度的测定方法多种多样，但各种方法都涉及走时、波速和地壳模型。因此，震源区地壳结构研究的精细化程度也成为制约地震震源深度精确测定的先决条件之一。本文中在使用不同方法测定伽师地震震源深度时，结合伽师震源区的参考文献，选取不同的速度模型，在使用sPn震相测深时使用多台求取平均值，有效减少速度模型和震相走时引起的误差。在震源深度的测定中，要保证测定结果的精度，不同测定方法也有其使用条件，如CAP方法要求宽频带记录数据波形、观测台站分布均匀、观测台站不少于5个、观测数据不存在断记、限幅等。PTD方法要求有较为准确的区域速度模型、记录到的震相组合对足够多。sPn震相法则存在观测台站受地壳结构影响其记录sPn、Pn震相不易识别，人工识别误差较大的问题。sPL震相、远震深度震相法虽然可以利用单台记录准确测定震源深度，但也存在只有观测台站地壳结构相对简单，一维速度模型能够较好表述震源区的地壳结构时，在合适的震中距范围内才能清晰记录到的问题。因此，在实际震源深度的测定中，特别是台网布局较为稀疏的地区，可以根据研究地震的震级大小，区域台网的布局，区域速度模型的精细程度，震相的清晰度等因素，适当的选取测深方法进行综合测定，对比分析，只有这样才能获得较为准确的测定结果。