2019, Vol. 62
2. 中国地震台网中心, 北京 100045;
3. 东华理工大学核资源与环境国家重点实验室, 南昌 330013;
4. 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
2. China Earthquake Networks Center, Beijing 100045, China;
3. State Key Laboratory of Nuclear Resources and Environment, East China University of Technology, Nanchang 330013, China;
4. State Key Laboratory of Geodesy and Earth's Dynamics, Institute of Geodesy and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Wuhan 430077, China
据中国地震台网中心测定，北京时间2017年8月8日21时19分，四川省阿坝州九寨沟(33.20°N, 103.82°E)发生M7.0地震.据民政部统计，截至8月14日10时，该地震共造成20.5万人受灾，25人死亡，525人因灾受伤(其中39人重伤，48人较重，438人轻伤)，8.9万人紧急转移安置；近100间房屋倒塌，5400余间严重损坏，6.7万间一般损坏(http://www.jianzai.gov.cn/).另外，该地震还造成九寨沟风景区严重破坏，引起广泛关注.为了理解此次地震孕育及致灾成因，需准确测定其震源深度.震源深度是地震学、地震工程学和地震灾害等方面研究的重要参数.基于最大的震源深度可以推测地壳中脆性与韧性过渡带深度范围，并根据地温梯度来推测不同深度下岩石的流变学特性(Déverchère et al., 2001).利用震源深度数据可以大致划分孕震层范围，并结合区域地质结构以及活动断层数据进而分析地震的孕震构造，对区域地震活动性研究和地震危害的评价具有重要意义(张国民等，2002；石耀霖和朱守彪，2003；Ma and Atkinson, 2006；李志伟等，2015).另外，根据地震起始与质心位置的差别，可以判断地震的破裂方向性(He et al., 2015).同等大小地震，向上破裂造成的灾害一般比向下破裂造成的大.同时，较大余震的空间分布能反映主震破裂断层的几何形态，为探索地震发震原因和地下深部环境提供重要依据(张瑞青等，2008；郑勇等，2009；Li et al., 2013)，也可为判定后续余震的分布范围和趋势提供判据，对震后应急救援、灾后安置、重建等工作具有重要意义.
对于九寨沟地震主震和余震的震源深度，一些学者已利用各种方法做出大量研究结果.例如，房立华等(2018)利用地震走时数据，使用双差定位法反演了九寨沟地震的震源深度，结果显示为17.6 km，余震则分布在3~20 km深度之间.徐锡伟等(2017)根据余震空间展布特征以及野外断层考察结果，并对震源机制解、地震烈度、极震区基岩崩塌和滑坡密集带展布等特征进行了分析，推断出青藏高原东缘至东南缘应变积累状态中等偏高.杨宜海等(2017)利用四川台网的地震波形，采用全波形方法反演了九寨沟地震序列的震源机制解，结果表明九寨沟主震震源深度为22 km，余震深度主要在14~22 km范围内.而易桂喜等(2017)对九寨沟主震和截至8月14日的余震采用多阶段定位方法进行了重新定位，并利用Cut and Paste(CAP)方法反演了主震和13次ML4.0以上余震的震源机制解和震源矩心深度，结果表明主震的矩震级为MW6.4，震源矩心深度为5 km，12次较大余震深度为6~12 km.张旭等(2017)利用IRIS(Incorporated Research Institutions for Seismology，美国地震学研究联合会)提供的远场地震波形资料，结合震中区的INSAR资料反演了九寨沟主震的震源破裂过程，并对震后约13 h的余震进行了双差定位，对地震烈度进行了估计，联合反演结果显示主震深度在11 km左右.单斌等(2017)采用CAP方法对九寨沟地震深度和机制解进行反演，同时在反演主震有限破裂源的动态破裂过程，进行了起破点的位置敏感性测试.结果显示，此次地震最佳震源质心深度为6 km，起始深度为9 km.宋秀青(2017)采用震源深度测定的确定性(PTD)方法(朱元清，1990)对九寨沟主震震源深度进行反演，结果表明，使用2015年四川地壳速度模型时反演深度为13 km，使用甘肃2015年地壳模型反演深度为12 km，并使用了流动近台验证了深度结果的可靠性.
在上述不同的研究中，起始深度表征为地震开始破裂的深度，而质心深度为按照地震滑动量大小平均后的深度(Shearer, 2009).九寨沟地震两种类型的深度结果有所差异，主要原因有两个：一是近台分布较少，研究表明，当最小震中距小于1~2倍震源深度时，基于走时方法确定的震源深度才有较高的精度(Mori, 1991).而在九寨沟地区，在距离震中50 km以内只有一个地震台站(震中距约为38 km)，使得利用走时方法反演的地震深度存在较大的误差；二是该区域地下结构复杂，三维速度结构研究不足，制约了震源深度的反演精度.
本文发展了Pn/Pg相对走时测定地震震源深度的方法，使用震后在震中区布置的流动台站数据，精确测定了2个M4以上余震的震源位置，以其作为参考事件，利用Pn/Pg相对走时定位方法测定了主震的起始破裂深度，同时对早期的7个较大余震(ML>4.0)的震源深度进行了测定.最后，讨论了利用Pn/Pg相对定位方法测定震源深度的可能影响因素.
1 研究方法震源深度的测定方法一般可以分为基于波形和到时两大类，其中，基于波形的反演方法通常可得到地震质心深度，如Cut and Paste (CAP)方法(Zhao and Helmberger, 1994).该方法将地震波分成Pnl体波部分和面波部分，反演中容许不同震相波形进行时移，在地下速度结构模型不够准确时仍可得到较为可靠的震源机制解(Zhu and Helmberger, 1996).在阿拉斯加、加利福尼亚和青藏高原等地区的地震研究中得到广泛应用(Zhu and Helmberger, 1996; Zhu et al., 2006; Tape et al., 2013)，在我国汶川、芦山、九寨沟等地区中等强度地震震源深度测定方面也取得了大量研究成果(吕坚等, 2012; 谢祖军等, 2018; 苏金蓉等, 2013; 易桂喜等, 2017).同时从波形中识别深度震相，或者拟合面波振幅谱，也是约束震源深度的有效方法(崇加军等，2010; Tsai and Aki, 1970; Jia et al., 2017).
基于到时类方法反演的结果通常为起始破裂深度，其优点是震相到时易于拾取，尤其是初至P波到时比较明显，易于识别，可用数据多.目前发展出多种基于到时的地震定位方法，例如多事件联合定位方法、双差法、主事件法等(Spence, 1980; Waldhauser and Ellsworth, 2000; Klein, 2002; 田玥和陈晓非, 2002; 杨智娴等, 2003).但是上述方法主要利用直达波到时，在缺少近台地震震相数据时，射线分布不理想.
Pn波与Pg波的射线离源角显著不同，Pg波射线离源角一般接近水平，Pn波射线则向下传播，Pg和Pn数据的联合使用可以改善射线离源角覆盖，二者较大的竖直慢度差能够明显增强对地震深度的约束.因此，综合利用Pn和Pg到时可以为地震深度测定提供较好约束(Greensfelder, 1965; 朱元清等, 1990; Wagner et al., 2013).
Greensfelder(1965)提出了一种基于相同台站记录的Pn-Pg波到时差测定地震深度方法，并应用于美国Nevada地区的地震深度研究中.朱元清等(1990)对远处台站的初至Pn到时做相应的变换，然后减去近处台站的初至Pg波，并利用Pn-Pg到时差来确定震源深度.他们发现5 km震源深度会引起0.7 s的Pn-Pg到时差的变化，在一维模型可以较好描述的地壳结构相对简单地区，Pn-Pg方法可以较好测定地震深度.然而，在结构复杂地区，Pn-Pg方法可能会受到较大影响.台站下方复杂的速度结构和莫霍面起伏会影响Pg和Pn理论到时的准确计算，而且转换Pn波到时误差也会影响震源深度测定的准确性.Wagner等(2013)基于三维速度结构模型计算主要的地壳震相(Pg，Pn，PmP)，并通过理论数据验证了联合初至震相和反射震相测定震源深度的有效性，并将该方法应用于northern Alpine foreland地区的四个地震中.他们发现反射震相的加入能有效提高震源深度测定的精度，但是如果利用Pn和PmP震相测定震源深度，莫霍面结构信息对深度测定的准确性至关重要.
本文综合利用Pn与Pg震相到时数据，类似于双差定位方法，选择位置相对精确的参考地震事件，如图 1所示，黑色和红色五角星分别代表参考地震与待测地震震源，黑色三角代表地震台站.
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图 1 Pn/Pg相对走时定位方法原理图 黑色和红色五角星分别代表参考与待测地震，黑色三角代表地震台站. Figure 1 Schematic of Pn/Pg relative location method Black and red stars denote the reference and located earthquakes, respectively. Black triangles are seismic stations. |
根据射线理论，考虑待测地震事件C和参考事件R，两者震源位置相距Δs，发震时刻分别为τC和τR，两个事件的P波在台站i上的到时为tC(i)和tR(i)，走时为TC(i)和TR(i).定义两个事件发震时刻的差τCR=τC－τR，到时差δtCR(i)=tC(i)－tR(i)，走时差δTCR(i)=TC(i)－TR(i).
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其中v为P波波速，θ为事件C与R震源位置连线与该连线中点至地震台站的射线夹角(Menke, 2004).对于N个台站则有：
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在本文中，我们使用Pn和Pg两种震相，定义台站i上地震C观测走时为tCobs_i，理论走时为tCsyn_i，使用的Pg台数目为m个，Pn数目为n个，引入参考事件R，待测地震C与参考事件R远台j的Pn和近台i的Pg的相对走时残差为：
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(3) |
其中，α为Pn和Pg的权重因子.通过网格搜索方法使得残差r最小，根据(2)式即可得到待测地震相对参考事件的震源位置.
2 数据处理首先，本文研究了九寨沟地震后两个M4.0以上地震的精确位置，并将其作为参考事件.在数据处理过程中，我们使用了较近的流动台站数据，九寨沟主震发生后，四川省地震局在震中附近布设了6个流动台站，最小台间距约为10 km，所有台站的震中距均小于70 km，如图 2所示.流动近台数据信噪比高，减小了震相到时的拾取误差以及模型偏差带来的影响，也能消除Pn/Pg震相的交叉区域的影响.
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图 2 地震事件以及台站分布 红色圆点为M7.0主震，黑色圆点为2017年8月10日M4.1余震，蓝色圆点为2017年11月7日M4.5余震，黑色三角为地震台站. Figure 2 Distributions of earthquakes and seismic stations Red dot: main shock M7.0. Black dot: M4.1 aftershock of 10 August 2017. Blue dot: M4.5 aftershock of 7 November 2017. Black triangles: seismic stations. |
第一个参考地震事件为2017年8月10日17时发生的M4.1余震，该地震震中距离主震较近，且被多个流动台记录，事件波形经去倾斜和去均值处理，拾取波初动震相，再将两水平分量旋转至径向分量和切向分量后，拾取S震相.其中，最近的台站为L5111台站，震中距约10 km，Sg和Pg到时差为2.0 s.然而在定位中发现该台站有较大的时钟差，这可能是流动台站架设完成后，GPS信号出现问题，没能及时对仪器时钟进行校正.为了消除时钟的影响，我们根据包丰等(2013)采用的S-P到时差方法，以震中距最近的JZG台站震相到时作为参考，重新构建了该流动台站的P和S震相走时数据.然后基于易桂喜等(2017)九寨沟地区的地壳速度模型，利用HYP2000方法对该事件进行绝对定位，并对比了Crust1.0和Crust2.0的地壳速度模型，定位结果如表 1所示，该地震水平位置误差在1 km之内，深度误差在1.5 km之内.计算得到的震源深度与易桂喜等(2017)用CAP方法反演的结果(10 km)相差在1 km之内.第二个地震事件为2017年11月7日发生的M4.5余震，以同样的方法基于不同地壳模型对该事件进行了多台定位，结果如表 2所示，地震水平位置和震源深度误差均在1.5 km之内.易桂喜等(2017)反演了该地区的一维速度结构，并获取九寨沟地震序列的震源参数，比较适用于该地区定位研究，在后续研究中，以基于该速度模型的定位结果为参考事件的震源位置.
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表 1 2017年8月10日M4.1地震定位结果 Table 1 Hypocenter locations of 10 August 2017 M4.1 earthquake |
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表 2 2017年11月7日M4.5地震定位结果 Table 2 Hypocenter locations of 7 November 2017 M4.5 earthquake |
在获取了参考地震准确的地震位置后，利用前文介绍的Pn/Pg方法对九寨沟主震进行重新测定.选择震中距在500 km之内且信噪比较高的台站.为了避免交叉区域的影响，计算Pn的理论临界震中距作为Pg和Pn台站的参考.在数据处理过程中，我们发现青藏高原地区Pn震相较难读取.这可能是由于高原台站地形复杂，加之参考事件震级较小导致的.
对于M4.1地震参考事件，经过仔细挑选Pn和Pg震相，如图 3所示，拾取了9个Pg震相到时(图 4a)，震中距小于140 km，11个台站Pn震相到时，震中距大于230 km(图 4b和4c).因初至波震相较为清晰，拾取精度约在0.1 s左右.
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图 3 M4.1参考事件Pn和Pg台站选择分布图 红色和黑色三角分别表示使用Pn与Pg的台站.虚线、实线圆圈分别代表 140 km和230 km震中距. Figure 3 Distribution of seismic stations for Pg and Pn of M4.1 event Red and black triangles are stations using Pn and Pg, respectively. Black dashed and solid circles indicate epicentral distances of 140 km and 230 km, respectively. |
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图 4 主震以及M4.1与M4.5参考事件Pg与Pn震相 (a)(b)(c)表示主震的Pg、Pn和Pn的局部放大，(d)(e)(f)为M4.1参考事件，(g)(h)(i)为M4.5参考事件. Figure 4 The onsets of Pg and Pn for the main shock, M4.1 and M4.5 reference events (a)—(c) are Pg, Pn and local enlargement of Pn for the main shock. (d)—(f) and (g)—(i) are the same as (a, b, c) but for the M4.1 and the M4.5 reference events, respectively. |
从绘制的相对走时差分布情况(图 5)可以看出，Pg相对走时差(待测事件到时-参考事件到时)随震中距没有明显的分布特征，而随方位角具有正弦分布特征，范围为-0.2~0.2 s，在250°方位角上差值最大并为正值，而在40°方位角上差值为负.该特征也表明参考事件在主震西南方向.而Pn震相走时差全为正值，随方位角变化不太明显，均值约为0.2 s.Pg出射角较大，对水平位置比较敏感，而Pn出射角较小，对深度较为敏感，如果两地震震中距离较近时，其相对走时差表征为两个地震事件震源深度差异，Pn走时差均为正值，说明主震震源深度比参考事件浅.而对于M4.5参考事件，同样选择信噪比较高的初至波震相，共拾取了7个Pg和10个Pn震相，Pg与Pn的相对走时差随方位角均呈现正弦分布特征，Pg相对走时差在110°方位角达到最小，而在290°方位角最大，这表明主震在该参考事件110°方位角的位置上.
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图 5 Pn(红色)和Pg(黑色)相对走时差分布 (a)和(b)分别为M4.1地震相对走时差随方位角和震中距的分布；(c)和(d)分别为M4.5地震相对走时差随方位角和震中距的分布. Figure 5 Distribution of Pn (red) and Pg (black) relative difference traveltimes (a) and (b) Distribution of Pn and Pg relative difference traveltimes with azimuth and epicentral distance for M4.1 reference event. (c) and (d) Same as (a) and (b) but for M4.5 reference event. |
为了计算主震的震源深度，以深度0.5 km为间隔进行网格搜索，范围为1~30 km，包含可能的地震深度，水平位置以1 km为间隔进行搜索，范围在地震震中位置误差5 km之内.从残差分布(图 6a和6b)可以看出，主震起始震源深度为9 km或10 km，比两个参考地震事件震源深度(10.96和11.51 km)浅，这符合理论预期.并且与单斌等(2017)以及张旭等(2017)在有限断层反演中得到的起始破裂深度一致.
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图 6 主震起始深度与残差分布 参考事件M4.1 (a)和参考事件M4.5 (b). Figure 6 Distribution of initial rupture depth of main shock and relative traveltime residuals (a) Reference event M4.1; (b) Reference event M4.5. |
较大的余震往往在离主震较近的时间发生，九寨沟地震在9—10日之间发生了多个ML>4.0余震，而当时流动观测台站还没有布设完成，其震源深度测定结果可能包含较大误差.利用同样的方法对较大的余震重新进行了测定，结果如表 3.其中最大余震为M4.8，中国地震台网中心(CENC)测定的结果为5 km，易桂喜等(2017)利用双差定位方法结果显示该地震震源深度为18.7 km，而CAP反演结果为8 km.出现这种差异的原因可能是，主震发生后前期流动台记录较少，双差定位结果对震源深度约束不够，而CAP方法反演的结果较为可靠，本文利用的Pn/Pg相对定位结果显示该地震深度为10 km，与CAP反演结果(8 km)相近.通过Pn/Pg相对定位方法重新测定的余震深度分布于7~13 km之间，与易桂喜等(2017)CAP反演结果较为一致.另一方面，对于M4.0左右的地震，其破裂长度约为1 km左右(Kanamori and Brodsky, 2004)，起始深度与矩心深度相近，也证明了Pn/Pg相对定位方法在测定地震起始破裂深度上的准确性.
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表 3 2017年8月9—10日7个较大余震重新定位结果 Table 3 Hypocenter relocations of 7 major aftershocks of August 9 and 10, 2017 |
本文采用的Pn/Pg相对定位方法主要过程是基于参考地震事件，结合Pn和Pg震相来反演待测事件的震源深度，参考事件的深度以及Pn和Pg的比例对测定结果会造成影响.为了减少单个参考事件的偶然性，我们校正了M4.8和M4.3余震震源深度，重新作为参考事件测定的主震的震源深度.然后讨论了前期较大余震的空间分布情况.
利用相对定位方法来测定震源深度，其结果可靠性主要依赖于参考事件震源深度的准确性.表 1和表 2不同模型的绝对定位结果显示，两个参考事件震源深度误差均在1.5 km之内.因此，我们将参考事件的深度增减1.5 km，利用同样的方法来反演主震震源深度，结果显示主震深度也会相应的增减1.5 km，与理论预期吻合.为了进一步确认参考地震的震源深度的准确性，我们使用近震深度震相对M4.1地震的震源深度进行了测定，WXT, ZHQ, SPA和REG四个台站的波形拟合结果显示，该地震震源深度约为10 km左右，与易桂喜等(2017)波形反演的深度(10 km)相近.对于4级左右的地震，其破裂尺度较小(约1 km)，起始深度(10.96 km)与质心深度(10 km)相近.在使用Pn/Pg相对走时方法时，需要首先获取较大余震准确的震源深度，才能有效的提高主震的起始破裂深度.参考事件的震级要适中(M4~5.5)，如果震级太小，不能准确拾取Pn震相到时，则对待测地震震源深度测定精度提高不大.如果震级太大(如M6)，参考事件的破裂尺度则相对较大(10 km)，地震质心与起始深度存在较大差异(5 km)(Kanamori and Brodsky, 2004)，而根据波形方法反演得到的震源深度不能近似为其起始深度，则难以选择其作为参考事件.但如果有流动近台记录时，则可以较好约束参考事件的起始深度，此时震级较大的余震也可以作为参考事件.
由于参考事件与待测事件空间位置相距比较近，速度模型对深度测定的影响较小.在该研究区域，Moho面比较厚，速度结构比较复杂(谢祖军等，2018).我们基于谢祖军等(2018)层析成像得到的模型，重新对主震的震源深度进行了测定.结果显示：以两个参考事件测得的主震起始震源深度分别为9 km和8 km，这与基于易桂喜等(2017)模型得到的震源深度基本一致.
从图 1可以看出，Pg的离源角较大，其到时对地震水平位置比较敏感，而Pn的离源角较大，其到时对地震深度比较敏感.在反演中需要测试Pg与Pn权重对震源深度反演的影响，也就是公式(3)中的α值大小.将其值在0~1之间进行测试，结果显示，只用Pg时，反演得到的地震震源深度为10 km，而只用Pn时，震源深度为8 km，这是两个极端情况，在Pn权重为0.1~0.9变化时，震源深度稳定在8~10 km.对于九寨沟地区，Pn震相分布在方位角55°~156°范围之间，我们按照方位角的区别选择不同台站进行了3组测试，以M4.1参考事件为例，得到的震源深度分别为9.0 km，9.5 km和9.0 km.不同方位角的台站参与定位对九寨沟地震起始深度影响在1 km之内.因此，在利用Pn/Pg相对方法测定地震起始破裂深度时，需要将Pg和Pn都参与反演，利用Pg校正其水平位置，Pn约束震源深度，而Pn方位角分布对震源深度测定结果影响较小.
为了进一步确认主震深度测定的可靠性，以M4.8和M4.3两个较大的前期余震作为参考事件，对主震震源深度进行重新测定.其中M4.8余震与主震水平距离约15 km，Pn和Pg走时差均随方位角呈现余弦分布，均有正有负(图 7a和7b)，并在150°方位角附近得到最大值，在330°附近两者相差最小.表明待测事件位于参考事件330°方位，与相对定位结果相符.利用该方法对主震震源深度进行测定，结果显示，主震起始深度为8.5 km，比参考事件浅1.5 km.对于M4.3地震，Pn和Pg走时差随方位角呈现余弦分布，有类似的情形(图 7c和7d).不同的是Pn和Pg走时差变化趋势与幅值基本相同，这说明参考事件与待测主震的震源深度基本一致，两者P波相对走时差主要由水平位置差所引起.反演得到的主震起始破裂深度为11 km，与参考事件起始深度一致，符合上述分析结论.以这两个地震作为参考事件得到的主震起始破裂深度与M4.1和M4.5余震作为参考事件反演的结果(9 km和10 km)较为一致.由多个参考事件得到相近的结果，进一步证明基于本文方法给出的九寨沟地震主震起始深度的可靠性.
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图 7 Pn(红色)和Pg(黑色)相对走时差分布 (a)和(b)分别为M4.8地震Pn和Pg相对走时差随方位角和震中距的分布；(c)和(d)分别为M4.3地震相对走时差随方位角和震中距的分布. Figure 7 Distribution of Pn (red) and Pg (black) relative difference traveltimes (a) and (b) Pn and Pg relative difference traveltimes with azimuth and epicentral distance for M4.8 reference event. (c) and (d) Same as (a) and (b) but for M4.3 reference event. |
主震的起始位置以及早期中强余震震源位置准确测定为分析发震构造提供了重要依据.从余震水平分布来看，不同研究结果相差较小，呈现出较好的线性分布(图 8a)，易桂喜等将其命名为树正断层.从深度分布来看，徐锡伟等(2017)文章中余震呈现分层性，早期余震表现为震源较深，而后期余震震源深度较浅，而本文结果显示，早期的几个较大余震震源深度为7~13 km，并没有15 km以下的较大余震.而中国地震台网中心的正式目录中几个较大余震震源深度均大于16 km(图 8b)，这应该是由于早期余震缺少近台记录，在计算震源深度时误差较大.从几个较大余震的空间分布来看，均发生在主震的起始深度的周围，这与1984年Morgan Hill地震模式比较相近(Scholz, 2002).主震起始深度大于质心深度，可能揭示了破裂由深部向浅部发展.但是由于本文研究的余震数目较少，还不能确定早期余震是否全都比较浅，不排除有一些震级较小的余震深度较深.
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图 8 九寨沟M7.0地震及其较大余震分布 (a)震中分布情况，红色和黑色实心圆为本文重新定位后主震以及余震位置，蓝色和灰色空心圆为季灵运等(2017)和CENC定位结果；(b)不同定位结果在AA′剖面上的投影，红色五角代表主震质心深度. Figure 8 Distribution of the M7.0 Jiuzhaigou main shock and major aftershocks (a) Epicenters of main shock (red dots) and major aftershocks (black dots) relocated by this study.Blue and gray circles indicate the results of Ji et al.(2017) and CENC catalog; (b) Earthquakes projected on the profile AA′.Red star indicates the central depth of main shock. |
本文基于流动台站数据，测定了2017年8月8日九寨沟7.0级地震后M4.1和M4.5两个余震较可靠的震源位置，并以这两个余震为参考事件对主震起始破裂深度以及早期余震的深度进行了测定，结果显示：主震起始破裂深度约9 km，误差在2 km之内.早期余震的震源深度大多比中国地震台网中心测定的结果浅，而与易桂喜等(2017)和季灵运等(2017)的反演结果相近.根据主震起始破裂位置与前期余震空间展布可以大致判断地震破裂模式，而Pn/Pg相对定位方法只能对较大的余震进行分析，在分析地震发震构造时还需结合后期具有较高精度的余震事件进行分析.
基于精确测定的中强余震，利用Pn/Pg相对定位方法可以提高主震的定位精度.主要体现在以下几个方面：先基于Pg震相走时校正主震的水平位置，然后利用Pn震相改进主震震源深度测定精度.选择参考事件可以减少三维结构对深度测定的影响.在地震发生后，基于余震流动观测，Pn/Pg相对走时定位方法能较大的改善台网稀疏地区中强地震的震源起始破裂深度的测定精度.而在目标区域，选择一些震源位置较为准确的地震作为标准事件，可以提高该地区后续地震震源位置的测定精度.近年来，学者们提出了利用背景噪声中提取出的格林函数提升地震水平定位的新方法，利用地震附近已有的台站或者震后架设流动台站，可以水平定位达到1~2 km的精度(Zhan et al., 2011; Zeng et al., 2015).也许可以与Pn/Pg方法相结合，进一步提升水平位置及深度测定的精度.
致谢 感谢审稿人建设性的意见和建议，感谢房立华研究员和马延路研究员对本文的有益讨论.本文大部分图件由GMT绘制完成.
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