用PTD方法測定2017年精河MS 6.6地震序列的深度

宋秀青

上海市地震局，上海市蘭溪路87號 200062

0 引言

據中國地震臺網測定，北京時間2017年8月9日7時27分52秒新疆博爾塔拉州精河縣發(fā)生6.6級地震，震源深度11km，震中位于44.27°N、82.89°E。截至10月20日，共發(fā)生4級以上余震6次，3級以上余震20次，最大余震震級4.7級。地震震中位于準噶爾盆地西南緣、天山支脈婆羅科努山北麓、庫松木契克山前斷裂附近。近5年來，在距此次地震震中200km范圍內共發(fā)生3級以上地震65次。最大震級地震為此次精河MS6.6地震。

“十五”數字地震觀測網絡項目以來，隨著地震臺站數的不斷增加，測震臺網逐漸加密，這使得多數地震的震中均能被臺站包圍。在這樣的情況下，震中位置可被比較準確的測定。由于沿深度方向不能布設臺站，所以，震源深度的準確測定受發(fā)震時刻、震中距、速度模型、定位方法等因素的制約。對區(qū)域測震臺網而言，利用記錄到的震相快速準確地測定震源深度仍然是努力的目標。

作為測震臺網產出的地震參數之一，震源深度對地球科學有著非常重要的意義（高原等，1997），其精確測定有助于進一步了解地震活動與斷層之間的關系（Galdeano et al，1995），對于準確評估地震災害、確定地震成因和動力學環(huán)境、判斷余震發(fā)展趨勢和危險性以及核爆監(jiān)測等都具有非常重要的意義（鄭勇等，2017），震源機制及矩張量的分析、震源處的應力分布狀況等都與震源深度有著密切的關系（張國民等，2002）。目前，用于震源深度測定的方法主要有基于震相到時并結合地震射線理論的運動學方法和地震波形反演的動力學方法（宋秀青等，2014；鄭勇等，2017）。2種方法在應用上各有特點。利用近臺直達 P波測定震源深度是一種非?？尚诺姆椒ǎ辽僖信_間距小于1.4倍震源深度的近臺（Mori，1991）。深度震相法也是一種成熟且快速可靠的震源深度測定方法，分為近震深度震相法和遠震深度震相法。近震深度震相是后續(xù)震相，信噪比低，識別困難（Ma，2010），加之 sPn震相主要出現(xiàn)在300～800km的震中距范圍內，而在此范圍內要獲得清晰記錄的地震，其震級一般要達到3～4級以上（吳微微等，2012），因此，近震深度震相的實際應用存在一定的局限性。同樣，用遠震深度震相pP、sP等測定中強地震的震源深度十分有效，但對于5級以下的地震，往往受到限制。隨著計算機技術的發(fā)展，用地震波形反演震源深度的方法也日益成熟，在波形反演震源機制解和測定矩震級的同時亦可求得震源深度，其缺點是計算比較耗時，特別是對4級以下地震的測定難度較大（宋秀青等，2014）。

1 國內外研究機構的初步結果

精河MS6.6地震發(fā)生后，國內外各研究機構快速給出了震源參數，其中，震中位置比較接近，震源深度由于定義、方法、數據來源及速度模型等的不同而有所差異。中國地震臺網中心速報給出的震源深度為11km；USGS給出的為20km；波茨坦GEOFON數據中心給出的為24km；中國地震臺網中心、中國地震局地球物理研究所波形擬合的質心深度為23km；新疆維吾爾自治區(qū)地震臺網中心震源機制解的震源深度為22.4km；中國地震局地球物理研究所研究震源破裂過程給出的深度結果為25.9km；全球CMT小組的深度結果為27.9km。

需要指出的是，矩心深度和震源破裂的初始深度是2類不同的結果。對于這2類深度結果之間的關系，有學者曾指出其與震源機制的不同類型有關（吳忠良等，2002）。基于波形反演求得的矩心深度與臺站分布、初始模型、反演次數，甚至與計算者的經驗都有一定關系。震源破裂初始深度的結果則與計算方法、發(fā)震時刻、速度模型等因素密切相關。有些地震2類結果比較接近（洪德全等，2013、2017，程靜馥等，2016）；有時，同一個地震的深度結果因波形、數據、反演方法或計算方法等的不同而有所不同（楊宜海等，2017；易桂喜等，2017；宋秀青，2017）。本文主要討論地震初始破裂的震源深度。

2 PTD方法簡介

震源深度的測定方法有很多種，在實際應用中各有千秋（鄭勇等，2017）。對區(qū)域測震臺網而言，震源深度測定的確定性方法（簡稱PTD方法）（朱元清等，1990、1997）是一種較為方便、快速的方法。該方法根據Pg、Pn波傳播路徑的特點，利用遠臺記錄到的Pn震相初至到時，換算至近臺的理論初至Pn震相到時后，再減去該近臺記錄到的初至Pg震相到時來測定震源深度。由于使用初至震相到時，可得到較為準確的Pn-Pg到時差，Pg和Pn的臺站數據可兩兩組合，其組合相互獨立，震源深度結果滿足高斯分布。因此，PTD方法是充分利用不同地震臺站間的初至到時差來計算震源深度的。

與傳統(tǒng)的Pn-Pg測定震源深度相比，PTD方法有以下優(yōu)點：①使用初至震相，避免了后續(xù)震相不清晰所帶來的誤差；②避開了發(fā)震時刻引起的誤差；③由于Pn、Pg震相離源射線相反，增加了對震源深度的敏感性；④與傳統(tǒng)的單臺Pn-Pg方法相比，一個臺站的Pn震相到時減去另一個臺站的Pg震相到時為1個組合對，任意初至Pn和初至Pg的組合，大大增加了組合的對數（即樣本量），提高了計算的有效性。該方法在2014年于田MS7.3地震序列的震源深度測定（宋秀青等，2014）、2017年九寨溝MS7.0地震的震源深度測定中得到了很好的應用（宋秀青，2017）。

3 新疆地區(qū)速度模型簡介

震源深度的計算會受到震相識別、走時及路徑計算、震中距、速度模型等因素的影響。由于在深度方向上沒有臺站，因此，合適的速度模型對于震源深度的準確測定有著非常重要的作用（宋秀青等，2016）。新疆占中國國土面積的1/6，具有“三山夾兩盆”的地形地貌和復雜的地質構造。南邊緊靠帕米爾高原，天山山脈橫貫東西，綿延約2500km，其特殊的地質構造活動背景被認為是印度板塊與歐亞板塊碰撞的結果（Abdrakhmatov et al，1996；孫安輝等，2011）。

自1977年以來，新疆測震臺網在工作中一直使用的是“3400走時表”，該走時表是前蘇聯(lián)涅爾賽索夫、拉烏金于1964年研制的，為一個較大范圍內的平均走時表，其測線全長3500km，從帕米爾至貝加爾，穿過中亞、哈薩克斯坦、阿勒泰薩彥和貝加爾湖沿岸等幾個地區(qū)。新疆與其中的中亞、俄羅斯西薩彥嶺相鄰，“3400走時表”的西部走時表也部分適用于新疆地區(qū)（新疆地震局分析預報室，1982）。通過對該走時表的理論分析，陳向軍等（2014）得到了“3400走時表”的2層速度模型（表1）。

2014年起，全國各區(qū)域測震臺網使用2009～2014年間發(fā)生在本區(qū)域的地震事件，反演得到適合本區(qū)域測震定位使用的一維速度模型。該模型于2015年通過測試，簡稱“2015模型”（宋秀青等，2015）。新疆“2015模型”速度結構見表2。與“3400走時表”速度模型相比，新疆“2015模型”第1層更厚，P波速度稍大，S波速度稍小；第2層較薄，速度稍大；莫霍面速度稍小。

表1 “3400走時表”模型（據陳向軍等（2014））

表 2 新疆“2015模型”

4 新疆“2015模型”和“3400走時表”模型的定位結果

距精河MS6.6地震震中100km范圍內有2個臺站，其中，最近臺為精河臺，震中距為37km。新疆測震臺網的臺站分布見圖1，震級大于2.5級的地震分布見圖2。

基于相同臺站和相同數量的震相數據，分別采用新疆“2015模型”和“3400走時表”模型進行定位，得到的震中位置如表3所示。由表3可見，2個定位結果非常接近，在可接受的精度范圍內。相比之下，新疆“2015模型”的殘差略小。由圖1可見，精河地震主震的震中能夠被臺站包圍。在實際定位中，左側還接入了鄰國的臺站，因此，發(fā)生在該區(qū)域的地震，其定位結果比較可信。

圖1 新疆測震臺網臺站分布

圖2 MS≥2.5地震的分布

表 3 新疆“2015”模型和“3400走時表”模型的定位結果

5 用PTD方法計算精河MS 6.6地震序列的震源深度

本文采用新疆“2015模型”，使用PTD方法對精河MS6.6地震序列中MS≥2.5地震重新測定了震源深度，全部震相數據來源為中國地震臺網中心編目數據庫。計算使用的震中參數、震相數及深度結果等見表4。

表 4 使用PTD方法和“2015模型”計算MS≥2.5精河地震序列震源深度

由表 4可見，MS≥2.5余震的深度為9～18km（圖3）。PTD方法計算得到精河MS6.6地震的主震深度為13.5km（圖4）。

圖3 精河MS≥2.5地震序列的PTD深度結果分布

圖4 新疆“2015模型”的PTD結果

圖4中左側上部前2列為P波、S波速度，第3列為層厚，第4列為程序設定的計算精度和誤差參數，第5、6列分別為Pg、Pn震相的震中距使用范圍。左側中部第1行為程序從中國地震臺網中心數據庫調出的數據，顯示了發(fā)震時刻、震中經緯度、震源深度、震級、計算殘差和地震發(fā)生地點等。左側中部第2行分別為PTD方法計算得到的震源深度，有效樣本組合數和數據庫中Pg、Pn的震相數，采用的速度模型和莫霍面深度。左側下部第1列為調出Pg震相的臺站名，括號里的數字為震中距。第1行為調出的Pn震相的臺站名，括號里的數字為震中距。其它數據為深度和誤差的中間結果。實際程序使用中，左側下部可以上下左右拖動以顯示其他中間結果。圖4中右側上部為由所有獨立震相組合計算得到的深度。橫坐標為組合對的序號，縱坐標為震源深度。紅色點為超出誤差范圍舍棄的組合對。右側下部為所有組合對的結果分布，橫坐標為震源深度，縱坐標為對應的組合數。

中國地震臺網中心數據庫中的編目結果是新疆測震臺網基于“3400走時表”使用單純形方法計算所得。為了比較“2015模型”與“3400走時表”模型的不同，使用PTD方法和相同的震相數據，采用“3400走時表”模型，計算得到精河MS6.6地震的深度結果為 13.9km（圖 5）。

圖5 “3400走時表”模型PTD結果的分布

一般情況下，PTD方法計算得到的各個組合對的震源深度集應滿足高斯分布；組合對越多，速度模型和實際區(qū)域構造越接近，高斯分布的形態(tài)越好，結果的可信度就越高。此外，區(qū)域地質構造越復雜，圖4右側上部圖像點的分布就越離散。

實際計算中，根據具體情況14個Pg中我們選取了前13個，忽略了震中距601km的FUY（富蘊臺），Pn的震中距選取250～500km范圍內共26個臺站的震相數據，以確保所用震相數據均為初至。

同樣采用13個Pg初至震相、26個Pn初至震相，“3400走時表”模型的有效組合對數少于“2015模型”，高斯分布不夠理想，其中，部分震源深度集中在20km左右，這表明“3400走時表”模型的莫霍面平均深度比震源區(qū)域實際情況要深，這部分震相組合對的觀測值為了符合模型的理論值，造成計算深度下移。該現(xiàn)象同時也證明了PTD方法計算結果的相對穩(wěn)定性。

6 利用遠臺深度震相驗證

當震中距較大且震級較高時，利用遠震深度震相測定震源深度是一種成熟的方法，且能得到較為準確的結果。精河地震主震震級為6.6級，在震中距大于1000多千米的臺站中，應該有部分臺站會記錄到pP、sP等深度震相?；谶@樣的考慮，在國家臺的編目中找到了遠臺的深度震相（表5）。

根據表5中青海德令哈臺和玉樹臺記錄到的pP、sP、sS等深度震相，可以求得精河MS6.6地震的震源深度為15km左右。

表5 德令哈臺和玉樹臺記錄到的深度震相

7 結果與討論

（1）本文使用 PTD方法，采用新疆“2015模型”，直接在編目數據庫中下載2017年精河MS6.6地震序列的震相數據，計算得到主震震源深度為13.5km，MS≥2.5余震的深度為9～18km。

（2）使用同樣的方法和數據，采用新疆“3400走時表”模型，計算得到主震震源深度為13.9km。盡管2個結果非常接近，但是，“2015模型”的結果具有更多的組合對和更好的高斯分布。說明在距主震震中500km范圍內“2015模型”更符合當地的速度結構。

（3）考慮到地球曲率和研究區(qū)域地質構造的復雜性，采用的震相數據范圍的不同會造成震源深度存在1～2km的差異，但這樣的變化仍然在設定的誤差范圍內。

（4）根據青海德令哈臺和玉樹臺記錄到的深度震相，精河地震主震的震源深度均約為15km，與PTD方法的結果基本一致。

（5）綜合考慮上述因素，本文的計算結果表明，精河MS6.6地震的震源深度為14km，誤差為3km。

（6）在區(qū)域速度模型適合的條件下，PTD方法可快速得到較為準確的震源深度結果。

致謝：對中國地震臺網中心提供的地震數據資料和新疆地震局陳向軍對本文的支持和幫助，以及審稿專家提出的寶貴建議，在此一并表示感謝。