据中国地震台网中心测定：2012年7月20日20时11分在江苏高邮与宝应交界发生的M 4.9级地震的震源深度为5.0 km，而江苏省地震台网在进行编目重定位过程中，针对相同的震相数据采用常规定位方法中的单纯型、LocSat和Hyposat定位方法得到的震源深度结果分别为6.8 km、14.7 km、16.2 km，4个结果之间差异明显.

准确的震源深度对研究震源区内该深度范围的应力状况、以及对区域内的地震活动性和地震危害的评价均具有重要意义(Chen et al., 1981；高原等，1997；张国明等，2002；罗艳等，2013).具体而言，震源深度是反映地壳脆性韧性转化深度的重要参数，对于确定地壳的流变结构具有关键的意义；同时，可靠的震源深度也有助于更好地约束地震事件的水平位置以及起始时间(Saikia et al., 2001).然而在震源信息中，震源深度是最不易测准的参数，这是因为在常规的地震定位中，在水平位置上，台站可以包围震中，但在垂直位置上，震源相对于台站总是偏向一边，因此震相到时对震源深度的约束比较弱，震源深度相对于水平位置的误差一般都要大一些(洪德全等，2013).于是国内外地震台网在进行地震定位时，通常将震源深度固定为某一值.

国内外研究表明，利用深度震相可以有效地提高震源深度精度.对于地壳结构相对简单的区域，近震深度震相sPg、sPmP和sPn，以及它们的参考震相Pg、PmP和Pn在近震记录上通常可以清楚地观测到，利用它们之间的到时差或通过波形对比的方法，可以相对精确地确定震源深度，在这方面国内外学者作了不少研究.Langston(1987)利用sPg(即sP)和Pg的相对到时差研究了1968年澳大利亚Mecker ing地震序列的深度分布.Bock等(1996)利用sPmP测量了近震震源的深度.Saikia等(2001)利用波形拟合的方法通过拟合sPmP，pPmP以及PmP震相来进一步测定震源深度.Ma等(2006)、 Ma(2010)通过模拟区域深度震相(sPg、sPmP、sPn)方法，校正了1990-2004年期间安大略湖的南部、魁北克西部及纽约州北部地震的震源深度.Saikia(2000)在实际数据和理论波形中发现sPn相对于Pn的到时差很稳定，于是提出利用sPn-Pn的走时差来约束震源深度；任克新等(2004)应用相同的方法，通过人工识别sPn震相来计算了2003年8月16日内蒙古M 6级地震的震源深度；张瑞青等(2008)则利用滑动时窗相关法成功地识别出sPn震相，并对汶川地震的中强余震震源深度进行了准确的计算.但值得注意的是，上述深度震相一般都有其优势的震中范围和使用条件，通常要在较远的震中距上才能观测到，如sPg波在60～100 km范围内明显、sPn波一般在300 km左右出现；然而，随着震中距的增加深度震相会受到震源机制辐射模式、介质中沉积层以及尾波等因素的影响，往往会使得到时的识别误差很大.于是崇加军等(2010)首次提出利用50 km范围内的sPL 震相来确定近震的震源深度，但同时也指出sPL震相在结构复杂地区，如盆地、覆盖层、以及地表大幅起伏变化的地区，是否能观测得到还有待证实.

江苏高邮M 4.9级地震的震中位于苏北南黄海南部盆地东台坳陷的金东坳陷内，震源区地质构造十分复杂，第四纪覆盖厚达数千米.江苏省数字地震台网的宽频带地震台站清晰、完整地记录到此次地震的全过程，这为检验在覆盖层厚的地区，利用sPL 震相来测定震源深度的可靠性提供了难得的机会. 1 研究方法 1.1 拟合sPL深度震相方法

从震源出发的SV 波入射到自由表面下方时将有一部分能量转换为P波，以临界入射时的转换P波将沿着地表传播(如图 1所示)，Aki称此波为“Surface P wave”，它的水平视速度和P波速度相等，虽然随距离的变化衰减很快，但是它的起始可能比直达S波尖锐，某些方面具有与首波类似的性质.崇加军等(2010)将它及其经过多次反射折射形成的波列定义为sPL，是在近距离地表附近传播的波，在30～50 km附近比较容易观测到．它不同于sPg波，sPL的振幅在径向分量要比垂直向分量强，切向分量的振幅则很弱，同时由于其类似于首波的性质，所含高频成分相对较少，波形一般没有P波尖锐；而sPg震相更类似于Pg，由于其入射角较小，能量则主要集中在竖直分量上，径向分量振幅要比竖直分量小得多，含有较多的高频成分.本文采用王俊等(2013)利用TDMT矩张量反演方法在模型深度为9 km时得到最佳双力偶解(节面Ⅰ：走向292°、倾角81°、滑动角11°；节面Ⅱ：走向22°、倾角79°、滑动角171°)为基础，运用频率-波数(F-K)方法(Zhu and Rivera， 2002)来模拟不同深度模型下sPL震相的理论地震图，然后再通过与真实波形之间的相对到时及波形相关性进行比较，最终确定出最佳震源深度.

图 1

图 1 均匀半空间下sPL和直达P波的 传播路径示意图 Fig. 1 Ray path of sPL and P wave for the model of half space

双差地震定位法(HYPODD)，是目前被地震学界广泛应用的精度较高的相对定位法，它将一定空间范围内的地震进行组对后，利用地震对到台站的到时差来确定地震的相对位置，这在很大程度上消除了介质横向不均匀造成的路径效应，因而可以获得较高精度的相对空间位置分布，特别是利用波形互相关来提取到时差，其计算结果的相对精度可达到百米级(Waldhauser and Ellsworth， 2000；黄媛等，2008；Waldhauser，2009；刘建达等，2009). 2 数据和地壳模型 2.1 资料选取

根据崇加军等(2010)的研究结果，sPL震相的优势震中距为30～50 km，在此次地震的实际记录中符合这一要求的台站共有3个，即宝应台(BY)、兴化台(XH)、盐城台(YC)，震中距分别为36.8 km、37.2 km、54.2 km，但其中兴化台的垂直向记录由于仪器故障而失真，于是最后只利用宝应台、盐城台的三分向记录波形来提取sPL震相，它们的频带宽度为120 s～50 Hz，地震计为CMG- 3TB，数采为DM24，均为井下地震台，距地表深度分别为460 m、445 m，分布如图 2中蓝色三角所示.

图 2

图 2 此次地震的记录台站、震中、震源机制(a)以及实际观测波形(b)Fig. 2 The recording stations，epicenter location，mechanism of this earthquake(a) and the observed waveform(b)

此次地震位于苏北南黄海南部盆地东台坳陷的金东坳陷内，构造上属于扬子地台的东南角，是海陆相接的过度区，区内新生界地层主要有第四系松散层和上第三系泥砂层，地层覆盖厚(胡连英等，1997).研究区域包含了江苏及邻近地区，因此结合上海奉贤至内蒙古阿拉善左旗地学断面的HQ-13测线(王椿镛等，1997)、江苏响水至内蒙古慢都拉地学断面的连云港至泗水测线、大别山造山带人工地震测线、郯庐断裂带鲁苏皖段地壳速度结构的研究结果(黄耘等，2011)；以及江苏及邻区介质非弹性衰减的研究结果(詹小艳等，2011)，构建了江苏及邻区的一维地壳模型，见表 1.

表 1(Table 1)

表 1 江苏地区的一维地壳模型 Table 1 The Jiangsu region’s one-dimensional crustal model 层厚km P波波速km/s S波波速km/s 介质密度g/cc Qp Qs 3 5.10 2.95 2.40 540.00 270.00 10 6.03 3.49 2.67 540.00 270.00 10 6.40 3.70 2.72 540.00 270.00 10 6.75 3.90 2.80 540.00 270.00 40 8.10 4.50 3.30 600.00 300.00

表 1 江苏地区的一维地壳模型 Table 1 The Jiangsu region’s one-dimensional crustal model

3.1 sPL震相确定震源深度

对于地方震来说，崇加军等(2010)提出利用sPL来约束震源深度，本文依据1.1节中节面II的震源机制解和表 1的地壳模型，采用F-K方法来模拟了宝应台(震中距约36.8 km)、盐城台(震中距约为54.2 km)在不同震源深度(2～25 km)下，垂直向(Z)、径向(R)和切向(T)的理论地震图，结果如图 3所示.在直达Pg波和直达Sg波之间可清晰地观测到sPL波，没有P波尖锐，高频成分较少，能量主要集中在径向和垂直向上，但垂直向上的振幅相对较小，切向上的振幅几乎为零；还可以看到，在垂直向和径向上sPL与直达Pg波之间的到时差随着震源深度的增加呈线性增加，因此可以用来约束震源深度.图 3中红色代表的是台站三分量的实际观测波形，在对实际观测波形处理时，为了避免水平定位误差对径向和切向能量的影响，是将记录波形经过1 Hz以下的低通滤波、并积分至位移后，再旋转至径向、切向和垂直向.由sPL 产生的机制，以及理论波形研究结果，应该使用震中距大于临界距离的台站上的波形来约束震源深度.而临界距离随着震源深度的增加而增加，认为最好采用震中距离在2倍震源深度以上的台站记录的波形，因为在临界距离附近sPL 与S波到时相差不大，这将给深度定位带来较大误差，本文最近台的震中距为36.8 km，显然符合这一条件.

图 3

图 3 采用F-K方法模拟得到的宝应台、盐城台的理论地震图和实际记录对比(黑色代表理论地震图，红色代表实际地震图) (a)、(b)、(c)分别是宝应台震源深度从5 km到25 km下，垂直向(Z)、径向(R)和切向(T)的理论图及实际波形对比图；(d)、(e)、(f)是盐城台震源深度从5 km到25 km下，垂直向(Z)、径向(R)和切向(T)的理论图及实际波形对比图；(g)、(h)是宝应台和盐城台分别在震源深度为11 km、10 km时的理论与实际地震图对比结果.Fig. 3 Compared with the theoretical seismograms by the F-K method and the observed waveforms on Baoying as well as Yanchen seismic stations(Black line represents the theoretical seismograms，red line represents the observed waveforms) (a)，(b)，(c)，respectively，the theoretical diagram of Baoying station on the vertical(Z)，radial(R) and tangential(T)with focal depth from 5 km to 25 km and the observed waveform diagram;(d)，(e)，(f)，respectively，the theoretical diagram of Yanchen station on the vertical(Z)，radial(R) and tangential(T)with focal depth from 5 km to 25 km and the observed waveform diagram;(g)Waveform comparison between the observed waveform and the theoretical seismogram with the focal depth of 11 km for Baoying station，(h)as like as(g)，but for Yanchen station.

根据sPL震相的特征，以低频为主，能量主要集中在径向分量，垂向分量较小，切向分量振幅很弱，而直达S波的起始一般比较尖锐等特征，sPL 不太容易被误认为S波的初至.在利用理论震相和观测波形进行对比确定震源深度时，只需要径向分量上直达Pg和sPL的相对到时吻合的好即可.从图 3(a、b、c、g)的结果来看，在震源深度为11 km时，宝应台三分向上Pg和sPL震相的相对到时均最为接近.在波形的相似性方面，垂直向(Z)上的Pg和sPL波，切向(T)上的Sg波形几乎完全重合；然而，在径向(R)上的直达Pg部分有较大的差异，实际记录的波形起始平缓、振幅也相对较小，而理论地震图的振幅相对较大、且起始尖锐，但两者的初动方向是一致的，sPL震相都清晰、显著，也几乎完全重合，且振幅也较垂直向大；表明利用sPL震相测定的最佳震源深度约为11 km.从盐城台图 3(d、e、f、h)的结果来看，在直达Pg波和直达Sg波之间同样可清晰地观测到sPL波，在震源深度为10 km时三分向上Pg和sPL震相的理论与实际到时最为接近；在波形的形态方面，三分向的理论地震图与实际观测波形也十分一致.表明利用sPL震相测定的最佳震源深度约为10 km.结合两个台的计算结果，综合认为此次地震的震源深度约为10~11 km.

3.2 与双差定位结果的对比

为了检验上述计算结果的准确性，将其与采用结合波形互相关的双差精定位结果进行对比.震后江苏省地震局在震中附近紧急架设了4个流动台(如图 2中绿色正方形所示)，距震中的平均距离约8 km，截止到2012年8月31日共计记录到余震82次，这为利用结合波形互相关的双差定位法来对上述结果进行检验提供了很好条件.流动台的布设极大地弥补了地震台网近台不足的缺陷，使得后续余震的定位精度得到较大改善，并可以进一步改善主震的定位结果.首先根据观测报告中的震相到时，利用双差定位程序进行初步定位，依然采用表 1的地壳模型；随后根据初步定位结果中检索出来的事件对，利用波形互相关提取其相同记录台站之间的时间延时，并再次进行双差定位.精定位后的震中分布如图 2a中白色实心圆所示，沿震源机制解中节面Ⅱ走向(22°)剖面的结果如图 4所示.

图 4

图 4 结合波形互相关的双差定位结果(沿节面Ⅱ走向的剖面)Fig. 4 Location results by double difference method with waveform cross-correlation(along the strike of sectionⅡ)

最终共得到67条高精度的定位结果，水平误差分别为0.44 km、0.51 km，垂直误差为0.73 km.余震在深度上的展布特征接近于垂直，这与王俊等(2013)、洪德全等(2013)获得震源机制解，节面Ⅰ的倾角分别81°、85°，节面Ⅱ的倾角分别为79°、72°，从而认为此次地震具有高倾角的特征相符.其中主震的深度约为10.8 km，可以看出与上述两种方法的计算结果基本一致，误差在1.0 km以内，这表明基于sPL震相测定的震源深度是可信的. 4 结论与讨论

4.1 结论

本文利用江苏省数字地震台网宽频带台站记录的地震波形，并通过结合F-K方法来模拟深度震相sPL，约束震源深度，计算结果与双差定位法获得的结果整体上基本一致.

参考Ma和Atkinson(2006)、Ma(2010)和崇加军等(2010)的研究结果，10%的地壳模型误差产生的震源深度误差约为10%～15%，对于TDMT方法和模拟sPL震相方法确定深度来说，其计算结果的误差主要来自于理论Green函数计算所需的地壳模型误差，如按真实地壳模型与本文构建的模型之间存在10%的误差来算，由它们计算的深度误差大致约为1.0~1.5 km.

4.2 讨论

运用深度震相来约束震源深度，可以增加对震源深度的分辨率，是提高震源深度测定精度的有效手段，但是深度震相反映出的震源深度更多则是震源破裂起始点的信息，这与王俊等(2013)利用TDMT方法反演得到的深度9 km是有区别的，例如吴忠良等(2002)在对哈佛全球CMT目录的研究中，发现震源深度与矩心深度的分布呈现出明显的规律性，从统计上说，浅源地震的震源深度大于矩心深度，而中深源地震不具有这样的特征.从本文的结果来看，矩心深度与震源深度之间结果差异虽然比较接近，但似乎符合这一规律性的认识.

此外，本文的结果也初步证实了sPL震相能够在地质构造复杂的江苏中部地区观测到，用来测定的震源深度也是可靠的，使得利用sPL震相来测定江苏地区中、小地震震源深度成为可能.

致 谢 理论地震图程序是Dr.LupeiZhu的F-K计算程序，感谢江西省地震局吕坚高级工程师提供的帮助．