0 引言

震源深度是地震时空基本参数之一，在发震构造、应力场和地震危险性评估研究等方面具有重要作用。目前，震源深度是震源参数中最难准确测定的参数之一。受地震台站包裹性、定位方法等影响，在地震定位过程中震源深度存在一定误差。利用深度震相来确定震源深度，可以提高地震定位精度。

在同一震源深度上，不同震中距的深度震相与其参考震相的到时差几乎不变，这一特点使得利用深度震相来计算震源深度成为可能（龙锋等，2014）。对于地壳结构相对简单的区域，近震深度震相sPg、sPmP和sPn及其参考震相Pg、PmP和Pn，在近震波形上可以清楚观测到，通过测量不同震相之间的到时差或通过波形对比方法，可以获得较为精确的震源深度。国内外许多学者就此开展了不少研究（Saikia C A，1987；Bock G et al，1996；Langston C K，2000；任克新等，2004；魏娅玲等，2013）。但上述深度震相一般有其优势的震中范围和使用条件。海南省是少震弱震地区，受地理位置限制，地震台站只能分布在岛陆上，一般难以记录到上述深度震相。崇加军等（2010）提出1种新的近震深度震相sPL，该震相通常在震中距50 km范围内，在地壳结构相对简单地区可以明显观测到。詹小艳等（2014）利用sPL震相确定了江苏高邮M 4.9地震震源深度，项月文等（2014）利用sPL震相确定了九江—瑞昌M_S 5.7地震序列震源深度，结果表明，利用sPL震相确定震源深度是可靠的。海南测震台网记录到一些空隙角大的小地震，用同一种定位方法参与定位的震相到时不变，有时会给出不同震源深度，相差甚至达上百千米。利用sPL震相定位震源深度，只要有1个地震台站记录，就可以比较准确地定位震源深度。在地震台网相对稀疏或地震台布局不太合理的情况下，用sPL震相确定震源深度具有一定意义。

据海南地震台网测定：2014年7月28日10时10分，在海南儋州市发生2.6级地震，震中位于（19.64°N，109.58°E），震源深度16 km。本文采用海南数字测震台网记录的此次地震波形数据，利用sPL震相，重新测定震源深度。

1 sPL震相特征及走时方程

sPL震相是指，从震源出发的SV波入射到自由表面下方时，将一部分能量转换为P波，当临界入射时，转换P波沿地表传播，或在浅层（如盖层）的一系列多次反射或转换震相（崇加军等，2010）。sPL震相水平视速度与P波速度相等，一般在震中距50 km范围内发育较好。在宽频带地震记录中，通常在直达P波之后、S波之前可能观测到该震相，随距离变化衰减快，但起始可能比直达S波尖锐，某些方面具有与首波类似的性质（Aki K et al，2002）。sPL震相基本特征是：能量主要集中在径向分量，垂向分量振幅相对径向分量小，切向分量振幅较弱，几乎为零，波形具有低频特性，所含高频成分相对较少，没有P波尖锐（崇加军等，2010）。传播路径见图 1。

根据均匀半空间模型sPL震相产生原理（崇加军等，2010），设P波速度为v_P，已知v_P/v_S波速比为α，震源深度为h，则sPL、P波震相到时差t_sPL-P与震中距Δ的关系（包丰等，2013）可表示为

$ {t_{{\rm{sPL - P}}}} = \frac{{h \times \sqrt {{\alpha ^2} - 1} + \Delta - \sqrt {{h^2} - {\mathit{\Delta }^{\rm{2}}}} }}{{{v_{\rm{P}}}}} $

(1)

若h²≪Δ²，即h² + Δ²的值趋于Δ²，则式（1）近似为

$ {t_{{\rm{sPL - P}}}} = \frac{{\sqrt {{\alpha ^2} - 1} }}{{{v_{\rm{P}}}}} \times h $

(2)

由式（2）可以看出，t_sPL-P与震中距关系不大，而随震源深度增加几乎呈线性增加，利用此特征可以很好地约束震源深度（崇加军等，2010）。震中距较小的地震台站能较清晰地记录到sPL震相。一般震中距50 km范围内的地震台，记录的地震波形通常具有较高信噪比，出现的震相较少，直达P波和S波之间一般只会存在sPL震相，所以sPL震相不易与其他震混淆。因此，在地震台站布局稀疏或不合理情况下，可以用近台记录的sPL震相较精确地确定较小地震的震源深度。

2 PL震相识别及震源深度确定 2.1 地震数据

一般sPL震相在震中距50 km范围内比较容易被清晰观测到，2014年7月28日10时10分在海南儋州市发生的2.6级地震震中距条件符合，该地震被3个地震台站记录到，即松林岭台（SLL）、临高台（LIG）和澄迈台（CHM）。其中，临高台（LIG）未记录到sPL震相，澄迈台（CHM）记录到此震相，但由于数据波形质量不理想，不予采用。因此，采用松林岭台（SLL）宽频带测震台站记录，震中距24 km，方位角320°，带宽50 Hz—60 s，地震计CMG-3ESPC-60，数采TDE-324CI。

2.2 sPL震相识别

将地震波形数据SEED格式转换成SAC格式，对地震台站数据去除场地响应，并挑选震中距小于60 km的3个地震台站：松林岭台（震中距24 km）、临高台（震中距26 km）和澄迈台（震中距40 km），对各台站地震数据进行预处理，步骤为：标注直达P波和S波的震相到时，将水平分向旋转至径向和切向，采用1 Hz以下低通滤波，积分至地表位移。结果发现，松林岭台直达P波与S波之间记录到一清晰震相，见图 2（图中黑色曲线代表径向分量R，红色代表切向分量T，绿色代表垂直向分量Z）：①震相径向分量振幅最大，垂直分量次之，切向分量较弱；②震相起始没有P波尖锐。根据以上记录的震相特征和松林岭台的震中距，结合sPL震相基本特征，判定该震相为sPL震相。

2.3 震源深度确定

采用P波初动法反演得到海南儋州地震的震源机制解（截面Ⅰ：走向68°，倾角44°，滑动角172°；截面Ⅱ：走向163°，倾角85°，滑动角47°），任选一个节面作为断层面。采用F—K方法，在不同震源深度（1—15 km）下，合成松林岭台记录的径向、垂直向和切向理论波形，见图 3，不难看出，随着震源深度的增加，sPL和P波震相到时差呈线性增大，与公式（2）相吻合，由此可以利用实际波形与理论波形拟合对比来约束震源深度。

地震数据预处理后，将实际波形与不同震源深度下理论波形进行拟合，见图 4（图中黑色曲线代表理论波形，红色曲线代表实际波形），拟合原则是，sPL和P波震相相对到时吻合较好。从图 4可以看出，震源深度在14 km处，松林岭台三分量上的P波和sPL震相相对到时拟合较好。

对震源深度14 km处该台实际波形和理论波形进行拟合，见图 5（图中黑色曲线代表理论波形，红色曲线代表实际波形），可见直达P波、S波的实际波形与理论波形吻合较好，sPL震相在直达波P和S波之间出现，在径向和垂直向sPL震相实际波形与理论波形拟合较好，在切向未出现sPL震相。其能量主要分布在径向，垂直向较小，而切向较弱，几乎看不到。因此认为，海南儋州地震的震源深度约14 km。与海南测震台网地震编目给出的地震震源深度16 km，及采用PTD法（朱元清等，1990）给出的震源深度13.1 km相差不大，在误差允许范围内。用sPL震相确定震源深度也存在一定误差，主要由震相读数误差、地壳速度模型等（崇加军等，2010；项月文等，2014）造成，误差约为真实震源深度的10%。

3 结论

通过对海南测震台网记录的2014年7月28日海南儋州2.6级地震波形数据进行预处理。根据sPL震相波形特征，发现松林岭台（SLL）记录到sPL震相。利用F—K方法合成的不同震源深度sPL震相理论波形，通过波形拟合对比，确定此次2.6级地震的震源深度约14 km。通过与海南测震台网地震编目及PTD法计算结果进行对比，发现几种方法测定的震源深度具有较好的一致性，表明利用sPL震相确定中小地震震源深度是可靠的。

本文结果初步证实海南岛能够观测到sPL震相。对于海南数字测震台网监测到空隙角大的小地震，可以利用sPL震相确定震源深度，有助于提高该台网震源参数产出的准确性。

感谢陕西省地震局赵韬工程师对论文撰写给予热心帮助和悉心指导。