0 引言

据中国地震台网测定，北京时间2017年8月9日7时27分52秒新疆博尔塔拉州精河县发生6.6级地震，震源深度11km，震中位于44.27°N、82.89°E。截至10月20日，共发生4级以上余震6次，3级以上余震20次，最大余震震级4.7级。地震震中位于准噶尔盆地西南缘、天山支脉婆罗科努山北麓、库松木契克山前断裂附近。近5年来，在距此次地震震中200km范围内共发生3级以上地震65次。最大震级地震为此次精河M_S6.6地震。

“十五”数字地震观测网络项目以来，随着地震台站数的不断增加，测震台网逐渐加密，这使得多数地震的震中均能被台站包围。在这样的情况下，震中位置可被比较准确的测定。由于沿深度方向不能布设台站，所以，震源深度的准确测定受发震时刻、震中距、速度模型、定位方法等因素的制约。对区域测震台网而言，利用记录到的震相快速准确地测定震源深度仍然是努力的目标。

作为测震台网产出的地震参数之一，震源深度对地球科学有着非常重要的意义(高原等，1997)，其精确测定有助于进一步了解地震活动与断层之间的关系(Galdeano et al，1995)，对于准确评估地震灾害、确定地震成因和动力学环境、判断余震发展趋势和危险性以及核爆监测等都具有非常重要的意义(郑勇等，2017)，震源机制及矩张量的分析、震源处的应力分布状况等都与震源深度有着密切的关系(张国民等，2002)。目前，用于震源深度测定的方法主要有基于震相到时并结合地震射线理论的运动学方法和地震波形反演的动力学方法(宋秀青等，2014；郑勇等，2017)。2种方法在应用上各有特点。利用近台直达P波测定震源深度是一种非常可信的方法，但至少要有台间距小于1.4倍震源深度的近台(Mori，1991)。深度震相法也是一种成熟且快速可靠的震源深度测定方法，分为近震深度震相法和远震深度震相法。近震深度震相是后续震相，信噪比低，识别困难(Ma，2010)，加之sPn震相主要出现在300~800km的震中距范围内，而在此范围内要获得清晰记录的地震，其震级一般要达到3~4级以上(吴微微等，2012)，因此，近震深度震相的实际应用存在一定的局限性。同样，用远震深度震相pP、sP等测定中强地震的震源深度十分有效，但对于5级以下的地震，往往受到限制。随着计算机技术的发展，用地震波形反演震源深度的方法也日益成熟，在波形反演震源机制解和测定矩震级的同时亦可求得震源深度，其缺点是计算比较耗时，特别是对4级以下地震的测定难度较大(宋秀青等，2014)。

1 国内外研究机构的初步结果

精河M_S6.6地震发生后，国内外各研究机构快速给出了震源参数，其中，震中位置比较接近，震源深度由于定义、方法、数据来源及速度模型等的不同而有所差异。中国地震台网中心速报给出的震源深度为11km；USGS给出的为20km；波茨坦GEOFON数据中心给出的为24km；中国地震台网中心、中国地震局地球物理研究所波形拟合的质心深度为23km；新疆维吾尔自治区地震台网中心震源机制解的震源深度为22.4km；中国地震局地球物理研究所研究震源破裂过程给出的深度结果为25.9km；全球CMT小组的深度结果为27.9km。

需要指出的是，矩心深度和震源破裂的初始深度是2类不同的结果。对于这2类深度结果之间的关系，有学者曾指出其与震源机制的不同类型有关(吴忠良等，2002)。基于波形反演求得的矩心深度与台站分布、初始模型、反演次数，甚至与计算者的经验都有一定关系。震源破裂初始深度的结果则与计算方法、发震时刻、速度模型等因素密切相关。有些地震2类结果比较接近(洪德全等，2013、2017，程静馥等，2016)；有时，同一个地震的深度结果因波形、数据、反演方法或计算方法等的不同而有所不同(杨宜海等，2017；易桂喜等，2017；宋秀青，2017)。本文主要讨论地震初始破裂的震源深度。

2 PTD方法简介

震源深度的测定方法有很多种，在实际应用中各有千秋(郑勇等，2017)。对区域测震台网而言，震源深度测定的确定性方法(简称PTD方法)(朱元清等，1990、1997)是一种较为方便、快速的方法。该方法根据Pg、Pn波传播路径的特点，利用远台记录到的Pn震相初至到时，换算至近台的理论初至Pn震相到时后，再减去该近台记录到的初至Pg震相到时来测定震源深度。由于使用初至震相到时，可得到较为准确的Pn-Pg到时差，Pg和Pn的台站数据可两两组合，其组合相互独立，震源深度结果满足高斯分布。因此，PTD方法是充分利用不同地震台站间的初至到时差来计算震源深度的。

与传统的Pn-Pg测定震源深度相比，PTD方法有以下优点：①使用初至震相，避免了后续震相不清晰所带来的误差；②避开了发震时刻引起的误差；③由于Pn、Pg震相离源射线相反，增加了对震源深度的敏感性；④与传统的单台Pn-Pg方法相比，一个台站的Pn震相到时减去另一个台站的Pg震相到时为1个组合对，任意初至Pn和初至Pg的组合，大大增加了组合的对数(即样本量)，提高了计算的有效性。该方法在2014年于田M_S7.3地震序列的震源深度测定(宋秀青等，2014)、2017年九寨沟M_S7.0地震的震源深度测定中得到了很好的应用(宋秀青，2017)。

3 新疆地区速度模型简介

震源深度的计算会受到震相识别、走时及路径计算、震中距、速度模型等因素的影响。由于在深度方向上没有台站，因此，合适的速度模型对于震源深度的准确测定有着非常重要的作用(宋秀青等，2016)。新疆占中国国土面积的1/6，具有“三山夹两盆”的地形地貌和复杂的地质构造。南边紧靠帕米尔高原，天山山脉横贯东西，绵延约2500km，其特殊的地质构造活动背景被认为是印度板块与欧亚板块碰撞的结果(Abdrakhmatov et al，1996；孙安辉等，2011)。

自1977年以来，新疆测震台网在工作中一直使用的是“3400走时表”，该走时表是前苏联涅尔赛索夫、拉乌金于1964年研制的，为一个较大范围内的平均走时表，其测线全长3500km，从帕米尔至贝加尔，穿过中亚、哈萨克斯坦、阿勒泰萨彦和贝加尔湖沿岸等几个地区。新疆与其中的中亚、俄罗斯西萨彦岭相邻，“3400走时表”的西部走时表也部分适用于新疆地区(新疆地震局分析预报室，1982)。通过对该走时表的理论分析，陈向军等(2014)得到了“3400走时表”的2层速度模型(表 1)。

2014年起，全国各区域测震台网使用2009~2014年间发生在本区域的地震事件，反演得到适合本区域测震定位使用的一维速度模型。该模型于2015年通过测试，简称“2015模型”(宋秀青等，2015)。新疆“2015模型”速度结构见表 2。与“3400走时表”速度模型相比，新疆“2015模型”第1层更厚，P波速度稍大，S波速度稍小；第2层较薄，速度稍大；莫霍面速度稍小。

4 新疆“2015模型”和“3400走时表”模型的定位结果

距精河M_S6.6地震震中100km范围内有2个台站，其中，最近台为精河台，震中距为37km。新疆测震台网的台站分布见图 1，震级大于2.5级的地震分布见图 2。

基于相同台站和相同数量的震相数据，分别采用新疆“2015模型”和“3400走时表”模型进行定位，得到的震中位置如表 3所示。由表 3可见，2个定位结果非常接近，在可接受的精度范围内。相比之下，新疆“2015模型”的残差略小。由图 1可见，精河地震主震的震中能够被台站包围。在实际定位中，左侧还接入了邻国的台站，因此，发生在该区域的地震，其定位结果比较可信。

5 用PTD方法计算精河M_S6.6地震序列的震源深度

本文采用新疆“2015模型”，使用PTD方法对精河M_S6.6地震序列中M_S≥2.5地震重新测定了震源深度，全部震相数据来源为中国地震台网中心编目数据库。计算使用的震中参数、震相数及深度结果等见表 4。

由表 4可见，M_S≥2.5余震的深度为9~18km(图 3)。PTD方法计算得到精河M_S6.6地震的主震深度为13.5km(图 4)。

图 4中左侧上部前2列为P波、S波速度，第3列为层厚，第4列为程序设定的计算精度和误差参数，第5、6列分别为Pg、Pn震相的震中距使用范围。左侧中部第1行为程序从中国地震台网中心数据库调出的数据，显示了发震时刻、震中经纬度、震源深度、震级、计算残差和地震发生地点等。左侧中部第2行分别为PTD方法计算得到的震源深度，有效样本组合数和数据库中Pg、Pn的震相数，采用的速度模型和莫霍面深度。左侧下部第1列为调出Pg震相的台站名，括号里的数字为震中距。第1行为调出的Pn震相的台站名，括号里的数字为震中距。其它数据为深度和误差的中间结果。实际程序使用中，左侧下部可以上下左右拖动以显示其他中间结果。图 4中右侧上部为由所有独立震相组合计算得到的深度。横坐标为组合对的序号，纵坐标为震源深度。红色点为超出误差范围舍弃的组合对。右侧下部为所有组合对的结果分布，横坐标为震源深度，纵坐标为对应的组合数。

中国地震台网中心数据库中的编目结果是新疆测震台网基于“3400走时表”使用单纯形方法计算所得。为了比较“2015模型”与“3400走时表”模型的不同，使用PTD方法和相同的震相数据，采用“3400走时表”模型，计算得到精河M_S6.6地震的深度结果为13.9km(图 5)。

一般情况下，PTD方法计算得到的各个组合对的震源深度集应满足高斯分布；组合对越多，速度模型和实际区域构造越接近，高斯分布的形态越好，结果的可信度就越高。此外，区域地质构造越复杂，图 4右侧上部图像点的分布就越离散。

实际计算中，根据具体情况14个Pg中我们选取了前13个，忽略了震中距601km的FUY(富蕴台)，Pn的震中距选取250~500km范围内共26个台站的震相数据，以确保所用震相数据均为初至。

同样采用13个Pg初至震相、26个Pn初至震相，“3400走时表”模型的有效组合对数少于“2015模型”，高斯分布不够理想，其中，部分震源深度集中在20km左右，这表明“3400走时表”模型的莫霍面平均深度比震源区域实际情况要深，这部分震相组合对的观测值为了符合模型的理论值，造成计算深度下移。该现象同时也证明了PTD方法计算结果的相对稳定性。

6 利用远台深度震相验证

当震中距较大且震级较高时，利用远震深度震相测定震源深度是一种成熟的方法，且能得到较为准确的结果。精河地震主震震级为6.6级，在震中距大于1000多千米的台站中，应该有部分台站会记录到pP、sP等深度震相。基于这样的考虑，在国家台的编目中找到了远台的深度震相(表 5)。

根据表 5中青海德令哈台和玉树台记录到的pP、sP、sS等深度震相，可以求得精河M_S6.6地震的震源深度为15km左右。

7 结果与讨论

(1) 本文使用PTD方法，采用新疆“2015模型”，直接在编目数据库中下载2017年精河M_S6.6地震序列的震相数据，计算得到主震震源深度为13.5km，M_S≥2.5余震的深度为9~18km。

(2) 使用同样的方法和数据，采用新疆“3400走时表”模型，计算得到主震震源深度为13.9km。尽管2个结果非常接近，但是，“2015模型”的结果具有更多的组合对和更好的高斯分布。说明在距主震震中500km范围内“2015模型”更符合当地的速度结构。

(3) 考虑到地球曲率和研究区域地质构造的复杂性，采用的震相数据范围的不同会造成震源深度存在1~2km的差异，但这样的变化仍然在设定的误差范围内。

(4) 根据青海德令哈台和玉树台记录到的深度震相，精河地震主震的震源深度均约为15km，与PTD方法的结果基本一致。

(5) 综合考虑上述因素，本文的计算结果表明，精河M_S6.6地震的震源深度为14km，误差为3km。

(6) 在区域速度模型适合的条件下，PTD方法可快速得到较为准确的震源深度结果。

致谢: 对中国地震台网中心提供的地震数据资料和新疆地震局陈向军对本文的支持和帮助，以及审稿专家提出的宝贵建议，在此一并表示感谢。