2018, Vol. 61
2. 中国科学院测量与地球物理研究所大地测量与地球动力学国家重点实验室, 武汉 430077;
3. 河北省地震局, 石家庄 050026
2. State Key Laboratory of Geodesy and Earth's Dynamics, Institute of Geodesy and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Wuhan 430077, China;
3. Seismological Bureau of Hebei Province, Shijiazhuang 050026, China
震源深度是地震学研究的关键参数之一，准确的震源深度对于地壳流变学性质、孕震机理、发震构造、灾害评估等研究具有重要意义(郑斯华, 1995; 许力生和陈运泰, 1997; Maggi et al., 2000; 石耀霖和朱守彪, 2003; 吴建平等, 2009; 周仕勇等, 2006; Zhang et al., 2008; 陈九辉等, 2009; 孙茁等, 2014; 柳畅等, 2014).例如，震源深度是反映地壳脆性-韧性转化深度的重要指标，一般认为大陆地震基本上集中于地壳中、上部的脆性区域，而在下部地壳与上地幔的韧性区域则很少有地震活动(马宗晋和薛峰，1983).但是也有研究表明，一些地区确实存在下地壳甚至上地幔地震(Maggi et al., 2000; Chen and Yang, 2004; 姜明明等, 2009; 韦生吉等, 2009; Huang et al., 2011)，其成因已经成为大陆动力学研究的重要内容之一.
震源深度也是一个不易用传统方法确定的震源参数(丁志峰和曾融生, 1990; 高原等, 1997; 张晁军等, 2010).地震学者一直致力于改善震源深度的测定精度，发展了一系列测深的方法，可分为基于到时和基于波形两类.基于到时的地震定位方法是测定震源深度的常用方法，尤其是P波初至震相信噪比高，易于识别和拾取，在地震定位中得到广泛应用；S波震相到时读取误差虽然较大，但有助于提高震源深度测定精度(Douglas, 1967; Spence, 1980; 杨智娴等, 2003; Xu et al., 2006; 郑勇等, 2009; 包丰等, 2013; 陈晨和胥颐, 2013; Fang et al., 2013; Li et al., 2013; 苏金蓉等, 2013; 张广伟和雷建设, 2013; 赵博等, 2013).研究表明，在台站方位角覆盖较好且有近台(震中距小于1.4倍震源深度)记录时，基于到时的地震定位方法可获得比较可靠的震源深度(Stein and Wiens, 1986; Mori, 1991).而地震波形中往往包含对深度比较敏感的信息，可用于更好地约束震源深度，常用的方法有深度震相法(Langston, 1987; Ma and Atkinson, 2006; Ma, 2010; Zhang et al., 2008; 崇加军等, 2010; Wang et al., 2011; 韩立波等, 2012; 高金哲等, 2013; Li et al., 2013, 2014; 李志伟等, 2015)、P波偏振法(罗艳等, 2013)、振幅信息法(Tsai and Aki, 1970; Luo et al., 2010, 2011; Fox et al., 2012)、全波形反演法(Dreger and Helmberger, 1993; Zhao and Helmberger, 1994; Zhu and Helmberger, 1996)等.
在上述研究中的一些震相，如sPL，在平坦基岩地区较容易辨认，可有效测定震源深度(王向腾等, 2014)，但在松散沉积层较厚地区则不易识别(崇加军等, 2010).而沉积盆地里也不乏强震，可能导致严重的震害，例如，位于我国华北平原的首都圈地区就是一个震害严重的区域(王想等, 2012)，区内曾发生多次M5.0以上地震，例如：1966年3月22日河北邢台M7.2地震、1976年7月28日河北唐山M7.8地震、以及2006年7月4日河北文安M5.1地震.在沉积盆地使用基于到时的方法进行地震定位时，由于低速的沉积层对震相走时和波形影响很大(陈颙和李丽, 2003)，可能导致深度测定结果产生较大误差(李文栋等, 2001).例如，据中国地震台网测定，2015年4月19日河北文安发生M3.0地震，震源深度29 km.研究表明，华北盆地的莫霍面埋深在31~32 km(Duan et al., 2016)，该区域发生的破坏性地震属板内地震，绝大多数发生在地壳5~25 km深处(Zhang et al., 2002).而29 km深度应属于下地壳的韧性区域，很少发生地震.为了考察该深度是否可靠，需发展沉积盆地震源深度测定方法，对其深度进行重新测定.
本文介绍了沉积层地区的近震转换波；通过对文安台观测记录进行频率、偏振和走时特征分析，确认了沉积-基底界面的Sp转换波；然后，利用该震相对2015年4月19日文安M3.0地震重新测定其深度为18 km左右，并以2006年7月4日文安M5.1地震为例，验证了在沉积层地区使用近震Sp转换波测定震源深度的可行性；最后，讨论了基于近震Sp转换波的震源深度测定方法的稳定性和局限性.
1 近震转换波沉积层与基底岩石的介质性质差异显著，P波或S波入射到基底界面时可形成转换波，例如，入射SV波的一部分能量转换成P波，形成Sp转换波(图 1b)；同理，入射P波的一部分能量转换成SV波，形成Ps转换波(Langston, 2003; Li et al., 2014).这些转换震相可以在近震距离上观测到，并用于研究地震的位置和速度结构(Takano, 1978; Andrews et al., 1985; 吴荣辉和邵学钟, 1985; Iidaka et al., 1991; Chen et al., 1996; 王培德和Klaus, 2002; Mandal, 2007; 武岩等, 2014).对于构造地震，Sp转换波更容易发育(Aki and Richards, 2002)，也常常被观测到.为了分析Sp转换波的特征，本文收集了2015年4月19日河北文安M3.0地震和2006年7月4日河北文安M5.1地震的三分量波形数据(郑秀芬等, 2009).在两次地震事件的文安台垂向记录上都可以看到一组震相(图 1c)，其走时介于直达P波和S波之间，推测这一组震相是在沉积-基底界面上产生的Sp转换波.由于文安台地震计位于200多米的深度，P波或S波实际上由直达波(P1, S1)和自由地表反射波(P2, S2)组成(刘渊源等，2011).类似地，Sp也应有直达波Sp1及其地表反射波Sp2.为了验证该震相为Sp转换波，本文将从频率、偏振和走时等方面对其特征进行分析.
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图 1 地震波传播路径示意图与文安台三分量观测波形图 (a)直达P波(P1)及其地表反射波(P2)的传播路径示意图；(b) Sp1、Sp2的传播路径示意图；井下地震计以三角形表示；(c)文安台三分量速度波形图，上图为2015年4月19日文安M3.0地震的观测记录；下图为2006年7月4日文安M5.1地震的观测记录. Fig. 1 Ray paths and three-component seismograms at station WEA (a) Ray paths of P1 and P2; (b) Ray paths of Sp1 and Sp2; Black triangle indicates receiver. (c) Three-component seismograms at station WEA, the upper is for 19 April 2015 Wen′an M3.0 earthquake, the lower is for 4 July 2006 Wen′an M5.1 earthquake. |
为了考察Sp转换波的频率特征，使用短时傅里叶变换，对文安台两组三分量速度波形进行时频分析，得到两组记录的时间-频率联合分布图(图 2).从图 2可以看出：(1)两组地震观测记录的能量均主要分布在0.1~10 Hz频率范围内，2015年文安M3.0地震观测记录中含有较多的高频成分；(2)直达P波(P1)及其地表反射波(P2)的能量集中在垂向分量上，高频成分居多，主频在2~5 Hz；(3)直达S波S1及其地表反射波S2的能量在径向和切向分量上均有分布，切向分量能量更强，较P波低频成分更多；(4)沉积-基底转换波Sp1及其地表反射波Sp2的能量集中在垂向分量上，高频成分居多，主频在2~5 Hz，与P波的频率特征比较一致.
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图 2 文安台三分量速度波形与时间-频率联合分布图 左图自上而下依次是垂向、径向和切向的速度波形；右图自上而下依次是垂向、径向和切向速度记录的时间-频率联合分布图.(a)2015年4月19日文安M3.0地震观测记录；(b)2006年7月4日文安M5.1地震观测记录. Fig. 2 Three-component seismograms and time-frequency diagrams at station WEA Seismograms are displayed on the left, from top to bottom are vertical, radial and tangential components. Time-frequency diagrams are displayed on the right, from top to bottom: vertical, radial and tangential. (a) Seismograms for 19 April 2015 Wen′an M3.0 earthquake; (b) Seismograms for 4 July 2006 Wen′an M5.1 earthquake |
为了观察Sp转换波在不同滤波频段下的信噪比，根据时间-频率分析的结果，使用Butterworth滤波器对文安台三分量速度记录进行带通滤波(图 3).滤波时，极数选择1，以压制旁瓣效应，通道数选择2，以减小相移.先选用地震能量分布的优势频段0.1~10 Hz进行带通滤波；然后选用Sp转换波的主频2~5 Hz进行带通滤波；最后，选用较高频段进行带通滤波，根据波形数据的采样率(2006年为50 sps; 后来升级为100 sps)，对2015年文安M3.0地震和2006年文安M5.1地震的波形分别采用10~40 Hz和10~20 Hz带通滤波.从图 3可以看出，经过2~5 Hz带通滤波的Sp转换震相信噪比较高.为便于观察波形，在下文中，我们将使用这个频段对观测记录和合成记录进行带通滤波.
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图 3 文安台速度记录在不同滤波频段下的波形 (a) 2015年4月19日文安M3.0地震观测记录；(b) 2006年7月4日文安M5.1地震观测记录. Fig. 3 Three-component waveforms band-passed with different frequency ranges at station WEA (a) Seismograms for 19 April 2015 Wen′an M3.0 earthquake; (b) Seismograms for 4 July 2006 Wen′an M5.1 earthquake. |
为了分析Sp转换波的偏振特征，绘制速度波形与主要震相附近的质点运动轨迹图(图 4).从速度波形图上可以看出：转换震相Sp1在垂直分量上振幅较大，径向分量振幅很小，而切向分量振幅接近于零，与P波的特征比较一致；从质点运动轨迹图上可以看出，在R-Z平面上，Sp的质点运动呈线性偏振特征，偏振方向几乎与S波正交，与P波比较一致.
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图 4 文安台三分量速度波形与质点运动轨迹图 (a) 2015年4月19日文安M3.0地震观测记录；(b) 2006年7月4日文安M5.1地震观测记录；左图为三分量速度波形，自上而下依次是垂向、径向和切向分量，采用2~5 Hz带通滤波，红字表示震相名称，阴影部分代表绘制质点运动轨迹图所选取的时间窗；右图是质点运动轨迹在R-Z平面上的投影，其中，蓝线表示直达P波、红线表示Sp转换波、黑线表示直达S波. Fig. 4 Three-component seismograms and particle motion trajectories of P, Sp and S at station WEA (a) Seismograms for 19 April 2015 Wen′an M3.0 earthquake; (b) Seismograms for 4 July 2006 Wen′an M5.1 earthquake; Seismograms are displayed on the left, from top to bottom are vertical, radial and tangential components. Red word indicates phase name. Shadow indicates time window for particle motion analysis. Particle motion trajectories are displayed on the right. Blue indicates P, red indicates Sp and black indicates S. |
为了进一步分析近震Sp转换波的特征，使用频率-波数(F-K)方法计算理论地震图(Zhu and Rivera, 2002).在沉积层地区，可以用简化的双层模型进行理论波形分析(崇加军等，2010).在构建模型(表 1)时，参考嘉世旭等(2005)利用深地震测深得到的沧县隆起基底埋深2~4 km，以及地壳平均P波速度6.1~6.2 km，同时参考Chong和Ni(2009)计算理论地震图使用的沉积—基底模型.为不失代表性，选择华北地区天然地震的优势深度15 km(Zhang et al., 2002)，计算该深度时各近震中距(2~30 km)上的三分量理论波形，并计算直达P波、Sp转换波、直达S波的理论到时；最后，选择一个近震中距(14 km)，计算其附近各个震源深度上的三分量理论波形，并计算理论到时，绘制波形图(图 5).
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表 1 简化的沉积—基底模型 Table 1 A simplified sediment-basement model |
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图 5 双层模型下的三分量理论波形图 (a)震源深度为15 km时各近震中距上的理论波形；(b)震中距14 km附近各震源深度上的理论波形.使用P波理论到时对齐，从左至右依次是垂向、径向和切向分量，采用2~5 Hz带通滤波，红线表示Sp转换波的理论到时，蓝线表示直达S波的理论到时，黑字表示震相名称，红字表示分量名称. Fig. 5 Three-component synthetic waveforms with the two-layered model (a) Waveform variation with distance at the focal depth of 15 km; (b) Waveform variation with focal depth at the distance of 14 km. From left to right are vertical, radial and tangential components. All waveforms are band-passed with frequency range of 2~5 Hz. Dotted line in red indicates arrival-time of Sp and the blue indicates S. Black word indicates phase name. Red word indicates component name. |
从图 5可以看出：(1)在垂向分量上，直达P波之后，直达S波之前有一个很强的震相，理论计算结果显示，其到时与Sp转换波一致；(2)在垂向和径向分量上都能够观察到这个震相，切向分量振幅几乎为零，垂直分量上振幅较大，与入射波在台站附近时为纵波的特征一致.综合上述几个特征的分析，我们认为该震相为沉积-基底界面的Sp转换波，它具有以下特点：(1) Sp转换波的能量集中在垂直分量上，波形尖锐，高频成分居多；(2) Sp转换波对深度具有很好的敏感性，在给定震中距上，Sp与P的到时差随着震源深度的增加几乎呈线性增加，利用这个到时差，能够较好的约束震源深度; (3)在给定震中距上，Sp与S的到时差几乎不变，利用这个到时差可以约束台站至基底的速度结构.
2 利用Sp转换波测定震源深度的实例对2015年4月19日文安M3.0地震，先利用传统到时方法进行重新定位，分析定位方法和速度模型对深度的影响；然后利用文安台观测记录上的Sp转换波重新测定其震源深度.
2.1 文安M3.0地震重新定位在测试定位方法对深度的影响时，速度模型选择区域测震台网常用的华南模型，定位方法选择常用的单纯形法和HYPO2000.重新定位的结果见表 2.通过比较可以看出：(1)在同一速度模型下，使用单纯形法和HYPO2000定位方法测定的水平位置相差不大.两者都是基于震相到时的方法，它们测定水平位置的精度取决于台站方位角的覆盖情况(Bondár et al., 2004; Bondár and McLaughlin, 2009)，而文安震源区的台站密度较高、方位角覆盖较好(图 6)，故水平位置的定位结果比较一致；(2)两次定位测定的震源深度都较深，一部分原因可能是速度模型与实际差异较大引入了模型误差.华南模型是针对华南地区编制的区域地壳模型，而华南地区与文安震源区的地质构造有较大差异.研究区沉积层内剪切波速很低(沈伟森等，2010；刘渊源等，2011)，导致观测记录上的S波走时明显滞后，如果不考虑沉积层带来的影响，而直接使用S与P波的到时差进行定位，就可能导致深度的结果偏深.这就需要改进速度模型，再次进行重定位，并与基于华南模型的定位结果进行对比.
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表 2 2015年月19日文安M3.0地震重新定位结果 Table 2 Re-location results for 19 April 2015 Wen′an M3.0 earthquake |
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图 6 文安两次地震的震中位置与首都圈遥测地震台网的台站分布 Fig. 6 Distribution of epicenters of Wen′an earthquakes and seismic stations of the Capital Circle Digital Seismic Telemetry Network |
文安震源区的速度-深度模型已有一些研究.沈伟森等(2010)利用井下摆天然地震记录中直达S波与其地表反射波的到时差计算得到首都圈地区浅层100~500 m深度范围的S波速度结构，其研究表明：浅部100 m的平均S波速度低于300 m·s-1，500 m时S波速增加到800 m·s-1，平均速度梯度为0.8 (m·s-1)/m；刘渊源等(2011)利用井下摆天然地震数据测量得到首都圈区域近地表P波和S波平均速度分别约为1.6~2.0 km·s-1和0.34~0.48 km·s-1, 波速比约为4.0~5.3，区内P波速度和波速比均无显著横向变化.参考已有的研究成果，并利用文安台观测记录上Sp转换波与S波的到时差(约1.4 s)约束台站至基底的速度结构，构建研究区的速度模型(图 7).利用这个模型和HYPO2000再次对文安4.19地震进行定位，并与使用华南模型的定位结果进行对比，可以发现：两次定位的水平位置比较一致；但震源深度仍偏深.
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图 7 本文所使用的速度模型(图(b)是图(a)在0~4 km处的放大) Fig. 7 Velocity model((b) is a amplification of (a) at depth of 0~4 km) |
我们用频率-波数(F-K)法计算文安台不同震源深度上的合成地震图，然后将观测记录与这些深度上的合成记录进行对比，找到Sp和P到时差拟合较好的合成记录，其所对应的深度即震源深度.
从图 6可见，2015年文安M3.0地震与2009年文安M5.1地震的震中位置相近，它们的震源机制应类似.鉴于不同机构给出的2009年文安M5.1地震的震源机制比较一致(刁桂苓等，2006；黄建平等，2009)，我们选用黄建平等使用CAP方法得到的结果，以及本文模型和重定位后的震中位置计算理论波形.通过测量文安台观测记录上S波与P波的到时差约4 s，按照虚波速度8 km·s-1估算其震源深度不应超过32 km.据此我们计算文安台在5~30 km深度上的合成地震图，并通过波形拟合确定震源深度.图 8a是10~20 km深度范围内的文安台波形对比，可以看出，在18 km深度上，直达波P1、S1的到时差、直达波P1、S1、转换波Sp1与它们的地表反射波P2、S2、Sp2的到时差均拟合较好，说明沉积层的速度模型是比较准确的；同时，直达波P1与转换波Sp1的到时差拟合较好，说明震源深度在18 km附近，这个结果与华北地区多数天然地震发震深度比较一致(Zhang et al., 2002).同时，为了比较29 km深度上的观测记录与合成记录，绘制该深度上的波形对比图(图 8b).从图 8b上可以看出，理论波形上的Sp1、S1震相均明显滞后于观测波形，P波振幅也有较大差异.
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图 8 通过波形拟合确定2015年4月19日文安M3.0地震震源深度 从左至右依次是垂向、径向和切向分量的速度波形，采用2~5 Hz带通滤波，黑色波形为合成记录，红色波形为观测记录，红色虚线表示Sp1的理论到时，蓝色虚线表示S1的理论到时，黑字表示合成图上的震相名称，红字表示分量名称，文安台震中距为18 km.(a)10~20 km深度上的波形对比图；(b)29 km深度上的波形对比图. Fig. 8 Focal depth determination for 19 April 2015 Wen′an M3.0 earthquake with waveform comparison From left to right are vertical, radial and tangential components, all band-passed with frequency range 2~5 Hz. Black wave indicates synthetic waveform, and red indicates observed waveform. Black word indicates phase name for synthetic waveform, and red word indicates component name. Epicentral distance of WEA is 18 km. (a) Waveform comparison with focal depth of 10~20 km; (b) Waveform comparison with focal depth of 29 km. |
在地震目录中，2015年4月19日河北文安M3.0地震测定深度为29 km，经过我们重新测定后发现其震源深度为18 km左右.为了同其他研究结果进行对比，将同样的方法应用于2006年7月4日文安M5.1地震，通过波形对比估计其深度在15 km附近(图 9)，与使用CAP方法反演得到的深度14~15 km比较一致(黄建平等，2009).通过对比图 8a与图 9垂直分量上的合成记录可以看出，14 km震中距上Sp随深度的走时梯度大于18 km震中距上的走时梯度，这说明使用近台可以更好地约束震源深度.
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图 9 通过波形拟合确定2006年7月4日文安M5.1地震震源深度 (a—c)依次是垂向、径向和切向分量的速度波形，采用2~5 Hz带通滤波，黑色波形为合成记录，红色波形为观测记录，红色虚线表示Sp1的理论到时，蓝色虚线表示S1的理论到时，黑字表示合成图上的震相名称，红字表示分量名称，文安台震中距为14 km. Fig. 9 Focal depth determination for 4 July 2006 Wen′an M5.1 earthquake with waveform comparison (a—c) are vertical, radial and tangential components, all band-passed with frequency range 2~5 Hz. Black wave indicates synthetic waveform, and red indicates observed waveform. Black word indicates phase name for synthetic waveform, and red word indicates component name. Epicentral distance of WEA is 14 km. |
然而，用Sp转换波测深可能会受到速度结构的影响.以文安M3.0地震为例，测试该方法对模型偏差的依赖性.以表 1的速度模型为基础，沉积层厚度分别增减1 km (约33%)、2 km(约67%)，波速增减5%、10%，产生8个扰动模型.然后使用扰动模型计算合成地震图，并通过拟合Sp转换波与直达P波到时差确定震源深度(图 10)，从图上可以看出，沉积层厚度增减1 km后测定的震源深度分别为20 km和17 km左右，偏差分别为2 km和1 km；沉积层厚度增减2 km后测定的震源深度分别为22 km和15 km左右，偏差分别为4 km和3 km；波速增减5%后测定的震源深度分别为20 km和17 km左右，偏差分别为2 km和1 km；波速增减10%后测定的震源深度分别为21 km和15 km左右，偏差均为3 km.由此可见，震源深度的偏差随着模型偏差的增加近似呈等比线性增加，而实际上，该地区的沉积层结构已有较好的了解，速度模型的扰动幅度应大于实际情况，深度测定偏差应小于2 km.
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图 10 模型偏差引起的震源深度偏差 (a)沉积层厚度增加1 km后的拟合深度为20 km左右；(b)沉积层厚度减小1 km后的拟合深度为17 km左右；(c)沉积层厚度增加2 km后的拟合深度为22 km左右；(d)沉积层厚度减小2 km后的拟合深度为15 km左右；(e)波速增加5%后的拟合深度为20 km左右；(f)波速减小5%后的拟合深度为17 km左右；(g)波速增加10%后的拟合深度为21 km左右；(h)波速减小10%后的拟合深度为15 km左右. Fig. 10 A synthetic test on focal depth error due to uncertainty of velocity model (a) Focal depth is about 20 km with model increased 1 km in sedimentary thickness; (b) Focal depth is about 17 km with model reduced 1 km in sedimentary thickness; (c) Focal depth is about 22 km with model increased 2 km in sedimentary thickness; (d) Focal depth is about 15 km with model reduced 2 km in sedimentary thickness; (e) Focal depth is about 20 km with model increased 5% in velocity; (f) Focal depth is about 17 km with model reduced 5% velocity; (g) Focal depth is about 21 km with model increased 10% in velocity; (h) Focal depth is about 15 km with model reduced 10% velocity. |
震中位置偏差也可能影响用Sp转换波测定深度.仍以文安M3.0地震为例进行分析.研究表明，首都圈台网的震中定位误差优于2 km(郭飙等，2002)，而在台网稀疏、速度结构复杂地区，水平定位误差可能会高于5 km(Bondár et al., 2004)，据此对震中距分别增减2 km、5 km，测定震源深度(图 11).从图上可以看出，对震中距增减2 km后，测定的震源深度分别是16 km和20 km，偏差均为2 km；对震中距增减5 km后，测定的震源深度分别是12 km和22 km，偏差分别为6 km和4 km.由此可见，震源深度的偏差随着震中距偏差的增加近似呈等比线性增加，高精度的地震水平位置对该方法测定深度影响不大，而在水平定位精度较低的情形下需结合其他方法才能更好地确定深度.
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图 11 震中位置偏差引起的震源深度偏差 (a)震中距增大2 km时的拟合深度为16 km左右；(b)震中距减小2 km时的拟合深度为20 km左右；(c)震中距增大5 km时的拟合深度为12 km左右；(d)震中距增大5 km时的拟合深度为22 km左右. Fig. 11 A synthetic test on focal depth error due to uncertainty of epicenter (a) Focal depth is about 16 km with epicentral distance increased 2 km; (b) Focal depth is about 20 km with epicentral distance reduced 2 km; (c) Focal depth is about 12 km with epicentral distance increased 5 km; (d) Focal depth is about 22 km with epicentral distance reduced 5 km. |
但是，该方法主要依赖于Sp震相的可靠辨识.然而，对于一些事件，Sp震相不清晰，例如，在图 12中展示了一个M1.7地震的三分量波形，这可能是震源机制解造成的.例如，在深度为15 km的合成图上，在某些震源走向角上Sp振幅很强，在一些情况下则很弱(图 13).当Sp激发很弱时，会被P波尾波淹没，难以识别.而理论上，Sp的激发依赖于台站方位角与断层面走向角之差(Zhu and Rivera, 2002)，此时，可以尝试使用其他方位角上的台站.
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图 12 2012年8月20日河北大城M1.7地震的文安台三分量速度波形图，文安台震中距24 km (a)滤波前波形；(b)滤波后波形. Fig. 12 Three-component waveforms for 20 August 2012 Dacheng M1.7 earthquake at station WEA, with epicentral distance of 24 km (a) Waveforms unfiltered; (a) Waveforms bandpassed with 2~5 Hz. |
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图 13 震源深度为15 km时，14 km震中距上，震源走向角对垂向分量上Sp转换波振幅的影响(灰线是使用震源机制34/80/-150得到的理论波形，黑线是使用震源机制210/80/-150得到的理论波形，使用P波初动到时对齐，并采用2~5 Hz带通滤波) Fig. 13 Sp amplitude variation with fault strike angle at focal depth of 15 km and epicentral distance of 14 km. Gray line indicates waveform with focal mechanism 34/80/-150, and black line indicates waveform with focal mechanism 210/80/-150, aligned with first motion of P, and bandpassed with frequency range 2~5 Hz. |
本文分析了沉积层地区结晶基底Sp转换波的特征，探讨了其在测定震源深度方面的应用.结果表明：在沉积层地区，基底上下介质具有强烈差异导致入射SV波的一部分能量转换成P波，形成Sp转换波.该震相在近距离上可以观察到，其走时介于直达P波和S波之间，在垂向分量上强，径向分量上弱，高频成分居多.在给定震中距时，Sp转换波与直达P波的到时差随着震源深度的增加近似呈线性增加，利用此特征可以很好地约束震源深度.对2005年7月4日文安M5.1地震震源深度的深度测定结果验证了用近震Sp转换波测定沉积层地区震源深度的可行性.在可以观测到近震Sp转换波的情形下，使用该震相测定震源深度的误差，随着速度模型偏差、水平位置偏差的增加近似呈等比线性增加.该方法比较适合于下列情形：(1)对震源区的速度模型有较好了解；(2)地震水平位置精度较高；(3)观测记录上Sp转换震相比较清晰.
利用Sp转换波，对2015年4月19日文安M3.0地震深度进行了重新测定，发现其深度在18 km附近，且速度模型偏差、水平位置偏差引起的误差均小于2 km，而非地震目录中的29 km，说明该地震发生在中上地壳，与华北地区绝大多数地震震源深度一致(Zhang et al., 2002).另外，在文安震源区附近M1.0以上地震目录中还存在一些深度大于25 km的地震，这些地震是否属于下地壳地震、其震源深度是否可靠，还需要进一步深入的研究.
致谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”为本研究提供了部分地震波形数据，中国地震台网中心提供了地震目录数据，在此深表谢意.感谢审稿专家提供宝贵的修改意见和建议.
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