地震的震源深度是描述地震的重要参数之一，高精度的震源深度测定结果有利于更好地约束地震事件的震源位置和发震时刻^[1]，主震的震源深度对于后续中强余震的发震也有着重要的指示作用。通常余震主要分布在主震周边区域，准确确定主震的震源深度可以对判断后续余震可能发生区域起到一定帮助^[2]。小地震深度的展布情况反映了发震断层孕震带的几何形态，能在一定程度上为探讨地震孕震和发生的深部环境提供证据^[3]。发震断层的深度同时反映了介质的流变性质，是确定发震断层和周边断层地壳介质脆性-蠕变性转换的重要指标^[4]。

一般来说，对震源深度的研究主要基于走时定位、波形反演和大地测量等方法^[5]。研究表明，只有当最小震中距小于约1~2倍震源深度时，基于走时定位方法确定的震源深度才有较高的精度^[6-7]，而地震波形中含有对深度敏感的信息，如不同震相的振幅、频谱等，可以利用这些信息确定震源深度，比较常用的有深度震相、面波与体波振幅比等方法。利用深度震相方法确定震源深度弥补了台站分布稀疏的问题，且利用到时差的形式避免了发震时刻引起的误差，同时深度震相与参考震相的射线路径大部分相同可以减少三维速度结构的影响，结果具有较高的精度^[8]。目前无论是远震深度震相sP、pP、swP、pwP，还是近震深度震相sPL、sPg、sPmP、sPn，均在震源深度确定上得到广泛的使用^[9-16]，其中sPL震相是近震深度震相，在30~50 km范围内发育较好，可用来确定中小地震的震源深度。因此，本文主要基于sPL深度震相对1999~2020年海城地区M_L≥3.0地震的震源深度进行研究。

1 方法和数据 1.1 方法

sPL震相是上行S波在地表经反射转换为P波并沿着地表浅部波导层传播的，其传播路径如图 1所示。由于沿地表浅部水平传播，垂向分量的幅值通常小于径向分量，其传播过程又耦合了P波的散射波及多次波，会呈现出低频特征。sPL震相的P波特性限制其只在径向和垂向分量上出现，径向分量能量最强，垂向分量能量较弱，切向几乎观测不到；震相到时介于P波与S波之间，在震中距30~50 km范围内发育较好，无其他震相干扰，有较高信噪比，震相识别相对容易。

根据均匀半空间模型，sPL震相与P波的到时差t_sPL－P和震中距D的关系可表示为：

$ t_{\mathrm{sPL}-\mathrm{P}}=\frac{H \sqrt{\alpha^2-1}+D-\sqrt{H^2+D^2}}{V_{\mathrm{P}}} $

(1)

式中，H为震源深度，V_P为P波速度，α为P波和S波的波速比。当H²远小于D²时，H²+D²的值趋于D²，则式(1)可近似为：

$ t_{\mathrm{sPL}-\mathrm{P}}=\frac{H \sqrt{\alpha^2-1}}{V_{\mathrm{P}}} $

(2)

由式(2)可知，当震中距与震源深度满足一定条件时，sPL震相与P波的到时差和震源深度呈线性关系，与震中距的相关性不大，因此可利用sPL震相与P波的到时差来确定震源深度。包丰等^[17]通过研究sPL震相与P波的理论到时差与震中距和震源深度的变化曲线发现，当震中距大于3倍震源深度时，sPL震相与P波的到时差和震源深度呈线性关系，且不随震中距变化而变化，此时可利用sPL震相与P波的到时差理论公式进行震源深度测定。

1.2 数据

本文对1999~2020年海城地区M_L≥3.0地震的震源深度进行研究，大部分地震周边30~50 km范围内均有台站分布(图 2)，波形数据来源于辽宁地震台网中心。在数据处理前，首先根据地震目录挑选M_L≥3.0地震，筛选震中距在20~60 km范围内的波形数据，并将原始波形去除仪器响应，旋转到径向、切向和垂向3个分量，再进行0.01~2 Hz的带通滤波，最后进行sPL震相的拾取。

在震相拾取过程中发现，1999~2007年多数地震事件在岫岩台(XYN)和营口台(YKO)波形中能拾取到清晰的sPL震相；2008~2020年多数地震事件在岫岩台(XYN)、营口台(YKO)和鞍山台(ANS)波形中能拾取到清晰的sPL震相，部分地震事件在盖县台(GAX)和海城台(HAC)波形中能够拾取到清晰的sPL震相，再根据拾取到的sPL震相读取其与P波到时差。在计算过程中，V_P选取研究区的上地壳速度，本文参考卢造勋等^[18]利用地震测深剖面计算得到的速度结构结果(6.1 km/s)。

2 结果和分析 2.1 震源深度结果及可靠性

本文共识别出146次地震事件的sPL震相，图 3给出处理后(带通滤波范围0.01~2 Hz)8次地震事件的位移波形，可以看出，几次地震事件能够清楚识别出sPL震相。图 4给出可识别的146次地震事件在各个台站的sPL震相与P波到时差统计结果，可以看出，sPL震相与P波到时差跨度较大，在1.2~3.2 s之间，其中37次地震事件同时在2~3个台站识别出sPL震相，且不同台站识别出的到时差之差均小于0.1 s，这种差异可能与震中距、传播路径等因素有关，属于震源深度测定中允许的误差范围。根据式(2)可计算得到这些地震事件的震源深度主要分布在5~15 km范围内，与前人利用双差定位或层析成像方法计算得到的震源深度范围结果一致^[19-22]。

将本文利用sPL震相测定的1999年岫岩M_S5.4地震序列震源深度结果与张群等^[23]利用相对定位方法获得的深度结果进行对比发现(表 1)，除1999-12-27 23:48 M_L3.7地震、2000-01-12 07:43 M_L5.5地震和2000-01-12 13:00 M_L4.3地震的震源深度结果存在较大差异外，其余地震的震源深度结果与本文利用sPL震相测定的结果一致性较好。将本文测定的4次M_L5.0以上地震震源深度与台网中心编目的震源深度进行对比发现，1999-11-29 12:45 M_L5.1地震和1999-11-30 13:58 M_L5.2地震震源深度较为一致，分别约为7 km和10 km；1999-11-29 12:10 M_L5.9地震利用sPL震相测定深度为8.4 km，台网中心编目给出的深度为10 km，相差不大；而1999-11-29 16:16 M_L5.0地震利用sPL震相测定深度为10.2 km，台网中心编目给出的深度为7 km，存在较大差异。上述震源深度测定结果存在较大的差异，可能与台网相对稀疏，或利用的走时定位结果存在一定的误差有关。

2.2 结果分析

重新测定后的震源深度相对更集中，地震主要分为2个部分：1)一部分沿海城河断裂展布，长达60 km，地震活动自西北向东南存在逐渐变深的趋势，2008年4级地震也是发生在最深的15 km附近；2)另一部分沿康家岭断裂展布，地震活动集中在岫岩地区(图 5)。图 4中前80次地震事件均为1999年岫岩M_S5.4地震序列，sPL震相与P波的到时差主要在1.2~2.5 s之间，而岫岩M_S5.4地震序列的震源深度较为集中，主要分布在5~11 km范围内，后续少量余震发生在11 km以下。从1999年岫岩M_S5.4地震序列震源深度随时间变化曲线(图 6)可以看出，起初震源深度保持在8 km附近，与主震震源深度相当，临近主震发生时，震源深度从5.5 km开始逐渐变深，且逐渐逼近主震震源深度；岫岩M_S5.4主震发生后，破裂范围出现扩散，不仅浅部依然有地震发生，更深的位置也有地震发生。

3 结语

本文利用sPL深度震相对海城老震区1999~2020年M_L≥3.0地震震源深度进行重新测定，共识别出146次地震事件的sPL震相，其中sPL震相与P波的到时差在1.2~3.2 s之间，震源深度在5~15 km范围内，与前人研究结果一致，验证了sPL深度震相在震源深度测定中的可靠性。

通过对1999年岫岩M_S5.4地震序列的震源深度进行研究发现，其成核过程为：主震发生前地震序列的震源深度保持在8 km附近，与主震震源深度相当；临近主震发生时在5.5 km处出现破裂，随后震源深度从5.5 km开始变深，逐渐逼近主震震源深度，存在震源深度由浅向深的迁移过程；岫岩M_S5.4主震发生后，破裂范围出现扩散，不仅浅部依然有地震发生，更深的位置也有地震发生。