0 引言

上海及其附近地区，历史上被视为少震、弱震区。20世纪70年代以后，地震频度和强度却有所升高，尤其是上海东部海域，先后发生了1971年12月30日长江口4.9级、1975年9月2日南黄海5.3级、1984年5月21日南黄海6.2级以及1996年11月9日长江口以东海域6.1级等较大地震，上海地区均强烈有感。上海地区的地震危险性主要来自海域地区(林命週等，2009)。

地壳和上地幔速度结构是地震学家关注的热点，也是需密切关注的经典问题。准确的地壳速度结构对于地震定位、震源机制、矩张量反演等研究至关重要。在区域地震台网的日常工作中，震中位置的准确测定和地壳速度结构密切相关。现有的深井测震台站最深能达到地表下500 m左右，但依旧无法在垂直空间内均匀分布包围震源，因此，在测定地震震源深度时，地壳速度结构的作用尤为突出。

2014—2015年，由上海市地震局牵头，朱元清研究员指导的区域一维地壳速度结构模型建设项目工作组对全国31个区域测震台网收集的地震资料进行波速拟合、速度稳定性分析、折合走时分析，结合以前爆破测线、重力测探、层析成像等结果，得到每个区域测震台网一维地壳速度结构模型中各层速度和厚度的平均值及波动范围。在此基础上，采用Hyposat定位程序，在确定的模型各参数上下限范围内，对满足地震精度条件的地震资料进行试错，对各区域得到的地壳速度结构模型进行验证，最终确定中国大陆31个区域测震台网的一维地壳速度结构模型。在此项工作的基础上，对上海东部海域地震事件进行处理，得到上海东部海域一维地壳速度结构模型，对该地区地震精准定位具有重要意义。

1 观测背景

上海东部海域是指南黄海、长江口、杭州湾及其毗邻的东海近海区。在大地构造上，海域主体部分位于华北断块区，而在江山—绍兴断裂以南的小部分地区则归属华南断块区(亦称华夏古陆)。在地震区带划分上，大体以杭州湾南岸一线为界，其北为华北地震区，其南为华南地震区，该海区地跨华北地震区的长江中下游—南黄海地震带和华南地震区的雪峰—武夷山地震带。在新构造分区上，大体以大别山至杭州湾南岸一线为界，其北为华北新构造区，其南为华南新构造区。

上海东部海域地区有中强地震活动，如：1984年5月21日发生的南黄海6.2级地震，1996年11月9日发生的长江口6.1级地震(亦称南黄海6.1级地震)。在长江口以东海域，历史上可能发生过1505年10月9日长江口6¾级地震(林命週等，2009)。在邻近的江苏近海南黄海地区，中强地震频发，最高可达7级，如：1846年8月4日南黄海7级地震。杭州湾及周边地区地震活动水平稍低，近代曾发生1847年和1855年2次长江口5级地震。

上海地震台网对该区域地震定位模型最初采用JB走时表以及修正的JB走时表，后采用华东走时表，全国测震台网统一使用广东省地震局研发的JOPENS系统后，开始采用自带的华南地壳速度结构模型(范玉兰等，1990)。在该模型中，地壳呈现双层结构，以康拉德界面和莫霍界面为界，康拉德界面深21 km，莫霍界面深33 km。

2 资料选取与初值模型确立 2.1 资料选取

选取江苏地震台网及相邻省市部分共享地震台站记录的上海东部海域2009—2017年196个编目地震(地震数据从全国统一编目网站下载)，其中0.0—0.9级地震2个，1.0—1.9级地震27个，2.0—2.9级地震101个，3.0—3.9级地震56个，4.0—4.9级地震8个，5.0—5.9级地震2个。震源及台站分布见图 1，震级分布见图 2。

2.2 初始模型确定 2.2.1 实际波速拟合及理论走时贴合

将选取地震数据中的Pg和Pn震相作为输入数据，对其进行线性拟合，结果显示：v_Pg、v_Pn加权平均值分别为6.342 7 km·s^-1和8.376 km·s^-1，波速拟合见图 3。

将地震编目时所使用的华南模型在震源深度为H=5 km、H=10 km、H=15 km、H=20 km的理论走时曲线，与实际观测的数据点进行比对，察看实际观测数据与华南地壳模型的贴合程度，见图 4。

在5 km、10 km、15 km、20 km的深度条件下，Pg和Pn波速实际观测数据点和理论走时曲线的对比(图 4)显示，多数实际观测数据点在理论走时曲线右侧，说明Pg与Pn震相的实际波速应略大于编目模型的理论波速，即上海东部海域地区的Pg与Pn震相实际波速大于华南模型值(v_Pg = 6.01 km·s^-1，v_Pn = 7.98 km·s^-1)。

2.2.2 模型确立

根据波速拟合曲线及不同震源深度下实际观测值与理论走时曲线对比结果(图 3，图 4)，将v_Pg由华南模型的6.01 km·s^-1暂时调至图 3中实际观测的Pg波速拟合值6.34 km·s^-1，上调0.33 km·s^-1；由于实际观测数据中无Pb震相数据，参考临近江苏省区域一维地壳速度结构模型中的Pb波速值，将v_Pb由华南模型的6.88 km·s^-1暂时调至与江苏模型相同的6.70 km·s^-1，下调0.18 km·s^-1；v_Pn由华南模型的7.98 km·s^-1暂时调至图 3中实际观测的Pn波速拟合值8.37 km·s^-1，上调0.39 km·s^-1，考虑到海域地壳厚度应比陆地薄，上下地壳厚度暂时分别调整为19 km和14 km，地壳总厚度未作调整。由此得到上海东部海域地区地壳速度结构初始模型，见表 1。但是，通过不同深度速度理论与实际走时的对比可知，初始模型需进一步调整。

3 模型建立 3.1 波速分段拟合

受到射线路径影响，波速随震中距变化而变化，故需要使用分段方式进行波速拟合，对收集的上海东部海域地区Pg和Pn震相数据进行分段拟合的波速稳定性测试。Pg、Pn波速分段拟合关系见图 5、图 6。

从图 5、图 6可见，近距离的Pn波速明显偏小，低于均值，Pg波速偏大，高于均值，说明近距离Pn、Pg震相有混淆现象，可见v_Pn > 8.30 km·s^-1，在v_Pn约为8.35 km·s^-1时，v_Pg应小于6.30 km·s^-1。

通过对Pg、Pn波的分段测试，以求平均值的方法，初步判断上海东部海域地区地震波波速应该是：v_Pg = 6.28 km·s^-1，v_Pn = 8.34 km·s^-1。

3.2 速度确定

依据Pg、Pn震相，计算折合走时。

$ {T_{\rm{Z}}} = {T_{\rm{L}}} - \left({\Delta /v} \right) $

(1)

其中：T_Z为折合走时，T_L为理论走时，Δ为震中距，v为波速。

3.2.1 v_Pg调整

采用数据调整法和梯度调整法，对v_Pg进行调整，使得v_Pg = 6.21 km·s^-1。

(1) 数据调整法。v_Pg和v_Pn的理论走时和实际折合走时分布只是大致平行，而非真正平行，需进行调整，使得波的理论与实际折合走时平行。因此，将v_Pg调整至6.24 km·s^-1。

(2) 梯度调整法。受射线路径影响，v_Pg随震中距增大而增大，为使理论与实际折合走时相吻合，对上海东部海域地区初始地壳速度结构模型中v_Pg随震中距Δ的变化进行梯度分析。以v_Pg = 0.1 km·s^-1为步长，得到v_Pg梯度变化值，见表 2。分析表 2可知，v_Pg与Δ并非直线拟合关系。由分段分析得到v_Pg折合走时分段拟合关系式：当Δ＜330 km时，T_Z =T_P-Δ/(v₀ + aΔ)；当Δ＞330 km时，T_Z = T_P -Δ/v恒定。

在震中距范围为0—330 km时，v_Pg为梯度值。通过调整梯度程序中的a值及v₀值，得到v_Pg = v₀ + aΔ(v₀ = 5.92 km·s^-1，a = 0.001 1，Δ为震中距)。在Δ > 330 km时，梯度不再适用，将v_Pg值人为调整为6.21 km·s^-1。结果见图 7。

3.2.2 v_Pn调整

通过调整v_Pn值，使其理论折合走时位于实际折合走时的中间位置；根据滑动拟合得到v_Pn，当v_Pn = 8.04 km·s^-1时，折合走时比较匹配，也与滑动拟合实际情况比较相符。因此，将v_Pn由初始模型的8.37 km·s^-1调至8.04 km·s^-1，下调0.33 km·s^-1，最终获得优化后速度模型，见图 8。

综合上述对各参数的优化调整，得到优化后的上海东部海域地区地壳一维速度结构模型，具体参数见表 3。

3.2.3 波速比结果

得到v_Pg、v_Pb、v_Pn、H₁、H₂参数后，再次拟合S波速度，得到较为完整的地壳速度结构模型。从搜集的数据中提取Pg和Sg走时数据，使用最小二乘法一次线性拟合，得到Pg和Sg波走时的斜率及P波与S波的波速比，即v_Pg/v_Sg = 1.70。

4 新模型调整与检验 4.1 PTD方法调整与检验

PTD方法是，使用初至波为Pg直达波和初至波为Pn首波的到时，经转换后确定地震深度。该方法使用的测震台网台站较多，初至震相读数精度高，直达波和首波射线路径差异大，莫霍界面速度较稳定，原理简单而且易求。

PTD法较其他常规定位方法的优势在于对震源深度更敏感，主要原因为：①拾取到时较其他震相精准，由于是初至震相，对网内地震初至震相信噪比较高。一般Pg震相拾取误差小于0.5 s，Pn震相拾取误差小于1 s；②Pn、Pg震相离源射线上下方向相反，对震源深度扰动的变化较同向的震相(如Pg、Sg)敏感；③计算快捷。

使用PTD程序，对收集的地震数据进行批处理，检验模型的可靠性。针对模型的各参数进行调整：①H₁和H₂按±1 km调整；②v_Pg、v_Pb和v_Pn按±0.01 km·s^-1调整。经过调整，使得最终结果有效样本数最大，图形结果较好，且高斯分布的顶点和最大值相符。图 9给出2013年11月14日地震的PTD验证结果。康拉德界面的深度分别是21 km、19 km、17 km、15 km。调整v_Pg、v_Pb、v_Pn、H₁、H₂参数后，得到相对较好的结果，见图 9(a)，有效数据1 138个，且正态分布特性较好；在图 9(b)中，有效数据1 111个，正态分布特性相对较好；在图 9(c)中，有效数据1 077个，正态分布特性比图 9(a)差；在图 9(d)中，有效数据1 018个，正态分布特性相对较差。单纯就上海东部海域地区而言，根据已有资料，地下结构相对简单，PTD结果显示正态分布越好，有效数据越多，代表的模型越符合真实情况。对比图 9中不同康氏界面深度的PTD结果，认为当康氏界面深度为21 km时，结果相对较好。

4.2 Hyposat检验

为了验证上海东部海域地区地壳速度结构初始模型的普适性和准确性，采用2009年1月—2017年4月江苏地震台网记录的(122°—125°E，32°—37°N)范围内34个地震进行检验。这些地震覆盖上海东部海域大部分地区，能够反映全区地震活动及地质构造特征。残差结果见表 4。

由表 4可知，平均残差为0.365，略低于编目结果中的平均残差0.4。地震编目与上海东部海域模型结果的震中差统计结果见图 10、表 5。由图 10、表 5可知，D＜5 km的地震有9个，占地震总数的26.47%；5 km≤D＜10 km的地震有15个，占地震总数的44.12%；10 km≤D＜20 km的地震有10个，占地震总数的29.41%。由于上海东部海域地震处于网缘位置，所以震中差相对陆域地震偏大，但大部分在10 km左右，满足《省级测震台网地震编目评比标准(2016版)》中编目地震震中误差要求(二类地震震中误差为大于5 km，小于等于15 km)。

由于海域地震定位缺少海域一侧的地震台站记录，因此进一步对上海东部海域模型结果中的发震时刻与编目结果进行对比，发震时刻差T的统计结果见图 11和表 6。由图 11、表 6可知：T＜0.5 s的地震有10个，占23.81%；0.5 s≤T＜1.5 s的地震有22个，占52.38%；1.5 s≤T＜2.5 s的地震有10个，占23.81%，说明利用上海东部海域地壳速度结构初始模型计算的结果与编目结果基本一致。

综合上述比对结果可知，利用上海东部海域地壳速度结构初始模型计算的发震时刻和震中位置与地震编目结果基本一致，且满足误差要求，而上海东部海域模型地震定位残差略好，说明对于上海东部海域发生的地震，该模型优于目前使用的华南模型。

5 结论

通过对上海东部海域地区一维速度模型进行分析及确定，得到以下结论：考察波速比随定位残差的变化认为，当v_Pg/v_Sg = 1.70时，地震定位残差最小；基于PTD方法和Hyposat批处理定位结果的搜索，确定最优模型为：v_Pg = 6.13 km·s^-1，v_Pb = 6.80 km·s^-1，v_Pn = 8.07 km·s^-1，上地壳层厚H₁ = 21 km，下地壳层厚H₂ = 12 km。上海东部海域一维地壳速度结构模型的建立填补了该区域没有一维地壳速度结构模型的空白，对提升地震定位精度具有重要意义。