新疆北天山中東段呼圖壁地區(qū)震源深度的重新測定1

李艷永 唐明帥 烏尼爾

新疆北天山中東段呼圖壁地區(qū)震源深度的重新測定1

李艷永 唐明帥 烏尼爾

（新疆維吾爾自治區(qū)地震局，烏魯木齊 830011）

聯(lián)合Hyposat法、PTD法和gCAP矩張量反演法，重新測定新疆北天山中東段呼圖壁地區(qū)2010—2017年502個地震的震源深度，并對震源深度剖面進(jìn)行初步分析。結(jié)果表明，重新測定的震源深度優(yōu)勢分布為15—20km，平均震源深度為16km，呼圖壁S6.2地震的震源深度為20km；研究區(qū)南部和中部的震源深度集中分布在20km左右，與北天山殼內(nèi)低速體的層位相當(dāng)，可能是上地殼和下地殼之間的韌性剪切帶存在的部位，起到滑脫層的作用，研究區(qū)北部的震源深度則向淺部擴展；呼圖壁S6.2地震的發(fā)震斷裂可能在清水河子斷裂下方的1條隱伏反沖斷層上，可能是霍爾果斯斷裂向前沿斷坡沖斷受阻而在相反方向上發(fā)育分支反沖斷層的結(jié)果。

呼圖壁地區(qū) 震源深度 Hyposat方法 PTD方法 gCAP矩張量反演法

引言

在地震時空參數(shù)中，震源深度是最難準(zhǔn)確測定的1個基本參數(shù)。而震源深度的準(zhǔn)確測定關(guān)系到對震源破裂過程、斷層構(gòu)造和地殼內(nèi)部構(gòu)造變形及其力學(xué)屬性等一系列重要問題的正確認(rèn)識（高原等，1997；謝卓娟等，2008）。

目前，測定震源深度的方法主要有基于地震波反演的動力學(xué)方法和基于震相到時并結(jié)合地震射線理論的運動學(xué)方法?；谡鹣嗟綍r數(shù)據(jù)的地震定位方法在臺站方位分布較為均勻且有近臺（震中距小于2倍震源深度）記錄時，才可獲得比較可靠的震源深度（Stein等，1986）。利用各種震相的到時差也可進(jìn)行地震定位，并減少發(fā)震時刻對地震位置參數(shù)的影響，因此得到了廣泛的應(yīng)用。其中，朱元清等（1990）提出利用較遠(yuǎn)處臺站Pn波與近處臺站Pg波的到時差（Pn－Pg）來確定震源深度的方法（PTD法）。波形反演方法中的深度震相法也是1種快速可靠且成熟的震源深度測定方法，但深度震相僅在特定的震中距范圍內(nèi)出現(xiàn)，而且作為后續(xù)震相也不容易被準(zhǔn)確識別，故其應(yīng)用受到一定限制（劉永梅等，2017）。除了深度震相之外，瑞利面波振幅譜、勒夫面波頻譜、瑞利面波與體波振幅比對震源深度也比較敏感，也可用于震源深度的測定，如目前廣泛采用的gCAP（generalizad cut and paste）方法（Zhao等，1994；Zhu等，1996，2013），其適用于臺站方位分布不均勻、速度模型不甚準(zhǔn)確的情形，在中小地震（S≥3.5）的研究中得到了廣泛的應(yīng)用。

自2008年8月至今，新疆測震臺網(wǎng)測定淺源地震的震源深度大多集中在1—10km，在震源深度20km以內(nèi)的地震中，占比84.88%（孔祥艷等，2016）。而張國民等（2002）研究表明新疆地區(qū)的平均震源深度為（21±10）km，王海濤等（2007）研究表明北天山地震帶的平均震源深度為19km。目前，新疆測震臺網(wǎng)對淺震震源深度的測定結(jié)果與前人研究結(jié)果差別較大，因此，該階段震源深度參數(shù)不盡合理，需重新測定。

呼圖壁地區(qū)（43.50°—44.30°N，86.00°—87.20°E）位于新疆北天山中東段，是自上新世強烈活動以來沿山前不斷擴展的造山帶。據(jù)中國地震臺網(wǎng)中心的正式測定，2016年12月8日13時15分（北京時間），在新疆昌吉州呼圖壁縣發(fā)生S6.2地震，震中位置43.83°N、86.35°E，震源深度6km。地震發(fā)生后，在距離主震震中約1.5km和4km處分別架設(shè)了2個流動臺，滿足利用震相到時數(shù)據(jù)的定位方法得到較可靠震源深度的要求（近臺震中距小于2倍震源深度），為準(zhǔn)確測定該地震序列的震源深度創(chuàng)造了條件。

本文利用震相到時數(shù)據(jù)，使用Hyposat法（Schweitzer，2001）對呼圖壁S6.2地震序列的震源深度重新定位，主震的震源深度用gCAP矩張量反演法測定，研究區(qū)內(nèi)其它地震的震源深度則采用PTD法重新測定，并對震源深度剖面進(jìn)行初步分析，以期為相關(guān)地震學(xué)研究提供參考。

1 資料和速度模型的選取

聯(lián)合Hyposat法、PTD法和gCAP矩張量反演法測定研究區(qū)震源深度時，主要使用的測震臺站如圖1（a）所示。需要說明的是，由于記錄到呼圖壁S6.2地震波形的臺站較多且信噪比較高，運用Hyposat法和PTD法時所使用的臺站數(shù)量超過了圖1（a）中的臺站。PTD法采用陳向軍等（2014）建立的新疆區(qū)域一維速度模型（模型1）；Hyposat法和gCAP矩張量反演法則參考震區(qū)附近人工震源勘探（邵學(xué)鐘等，1996）和接收函數(shù)的分析結(jié)果（模型2），速度模型見圖1（b）。

圖1 主要臺站分布（a）和速度模型（b）

聯(lián)合3種方法重新測定研究區(qū)2010—2017年502個地震的震源深度。其中，用gCAP矩張量反演法測定呼圖壁S6.2地震的震源深度；采用Hyposat法對呼圖壁S6.2地震序列中記錄到4個臺站以上的382個地震事件重新測定；采用PTD法對研究區(qū)內(nèi)120個S≥2.0地震（不包括呼圖壁S6.2地震序列）重新測定。

Bondár等（2001）首先提出了“GroundTruth”（GT）概念，即所記錄的地震或爆炸事件的位置和時間是真實可靠的，則根據(jù)事件的定位精度來劃分GT事件的種類，用GT%表示，其中表示震源定位精度，%表示置信水平。呂作勇等（2014）通過隨機模擬臺網(wǎng)幾何形態(tài)得到GT2準(zhǔn)則，認(rèn)為地震事件在小于150km內(nèi)定位臺站數(shù)不小于7、一級方位角空區(qū)小于180°，且震中距10km范圍內(nèi)至少有1個臺站時，地震事件屬于GT2，震源深度屬于GT3，置信水平均為95%。由于使用Hyposat法對呼圖壁S6.2地震序列定位時選擇的是記錄到4個臺站以上的地震事件，實際約有60%的地震滿足GT2標(biāo)準(zhǔn)，此時震源深度屬于GT3，即震源深度的誤差在3km以內(nèi)。但研究同時表明臺站數(shù)量的增加對震源深度的精度影響很小，而可靠的近臺數(shù)據(jù)能夠提高震源深度的精度。因此，盡管有約40%的地震事件未能達(dá)到GT2標(biāo)準(zhǔn)，但考慮到架設(shè)的2個流動臺距離主震很近（圖1（a）），通過Hyposat法定位仍可獲得比較可靠的震源深度。由于PTD法需要使用初至Pn震相，選擇S2.0作為震級的下限，此時能記錄到較為清晰的初至Pn震相，從而保證Pn震相的拾取精度。以2017年2月28日呼圖壁縣S2.0地震為例，選擇記錄較為清晰的11個臺站的初至Pg震相和4個臺站的初至Pn震相參與計算（圖2）。

圖2 呼圖壁縣MS 2.0地震定位采用的初至震相

2 方法原理

2.1 Hyposat方法

Hyposat法基于經(jīng)典的Geiger法，除采用傳統(tǒng)的震相到時外，還可應(yīng)用震相到時差、震相方位角和地震射線參數(shù)等來參與定位（李艷永等，2016），可用于地方震、近震和遠(yuǎn)震的定位。Hyposat法先將觀測方程組降維，不需要轉(zhuǎn)化成正規(guī)方程組，用奇異值分解最小二乘法直接求解得出震源深度。

雖然新疆測震臺網(wǎng)的JOPENS MSDP地震分析處理軟件已掛載Hyposat定位程序，但本文使用Hyposat法的源程序?qū)Φ卣鹦蛄羞M(jìn)行重定位，從而可以在定位過程中調(diào)試參與定位的各項參數(shù)，得到更加準(zhǔn)確的定位結(jié)果。

2.2 PTD方法

PTD法主要根據(jù)Pg、Pn波傳播路徑的特點，將較遠(yuǎn)臺站記錄到的初至Pn震相到時做相應(yīng)的變換，再減去近臺記錄到的初至Pg震相到時，進(jìn)而測定震源深度。PTD方法的優(yōu)點有，初至Pg、Pn震相讀取精度高，避免了后續(xù)震相讀取不準(zhǔn)確而帶來的誤差；避開了發(fā)震時刻所引起的誤差；Pg、Pn波射線路徑差異大，提高了對震源深度的敏感性；莫霍面速度較穩(wěn)定和易求；任意初至Pg震相和初至Pn震相的組合，明顯增加了組合的對數(shù)（即樣本量），提高了計算的有效性。

2.3 gCAP矩張量反演法

相對于CAP法，gCAP矩張量反演法增加了反演完整矩張量解的功能。在反演過程中，將近震寬頻帶三分向波形分為P波部分（Pnl）和面波部分，分別對其賦予不同的權(quán)重，并采用不同的頻段濾波。通過計算理論合成波形和實際記錄波形的誤差函數(shù)，利用網(wǎng)格搜索法在相關(guān)參數(shù)空間中搜索誤差最小的最佳解。與其它方法相比，其優(yōu)勢在于充分利用了觀測的波形，并允許時間窗理論波形和實際觀測波形進(jìn)行相對時移擬合，很大程度上減少了速度模型不夠精確和地殼速度橫向不均勻性帶來的影響。利用gCAP方法反演震源機制解能夠得到震源深度，前人的研究結(jié)果（李志偉等，2015；黃祿淵等，2017；李赫等，2017；王曉楠等，2018）充分證明了利用gCAP方法獲取中等地震的震源機制解和震源深度的可靠性。

3 震源深度重新測定結(jié)果分析

3.1 統(tǒng)計和對比分析

由研究區(qū)震源深度重新測定前后的直方圖分布（圖3）可以看出，重新測定前，震源深度5—10km所占比例最高，達(dá)58%，其次為10—15km，占30%，平均震源深度為8km；重新測定后，震源深度優(yōu)勢分布為15—20km，占52%，10—15km占30%，平均震源深度為16km。

圖3 震源深度重新測定前（a）、后（b）直方圖分布

為對比Hyposat法和PTD法的差異，采用PTD法對地震序列中S≥2.0的地震進(jìn)行震源深度的測定，計算時使用相同的臺站，震中位置采用Hyposat法重新定位后的結(jié)果。由于部分余震受主震波形的干擾以及余震間隔較短的影響，震相識別不準(zhǔn)確，因而未參與計算。經(jīng)過仔細(xì)篩選，選取了余震序列中34個S≥2.0的地震事件，約占該期間S≥2.0余震總數(shù)的79%。從2種方法測得的震源深度對比（圖4）中可以看出，16個地震的震源深度偏差為0—2km，占總數(shù)的47%；12個地震的震源深度偏差為2—4km，占總數(shù)的35%；4個地震的震源深度偏差為4—6km，占總數(shù)的12%；2個地震的震源深度偏差為6—8km，占總數(shù)的6%。PTD法測得的震源深度均值為19km，Hyposat法測得的均值為17km，由此可見2種方法測定的震源深度差別不大，但PTD法測定的震源深度略深。

3.2 呼圖壁MS 6.2地震的震源深度

Hyposat法測定的呼圖壁S6.2地震的震源深度為18km。利用PTD法計算震源深度時，得到的各組合對的結(jié)果應(yīng)滿足高斯分布，組合對越多，速度模型與實際區(qū)域構(gòu)造越相符、高斯分布形態(tài)越好，結(jié)果的可信度則越高。用PTD法計算震源深度的過程中，使用了16個Pg初至震相和250—600km范圍內(nèi)共38個臺站的Pn初至震相，測定的震源深度為22km，結(jié)果滿足統(tǒng)計規(guī)律，服從高斯分布（圖5）。

圖4 2種方法測得的震源深度對比

圖5 PTD測定結(jié)果分布

對于gCAP矩張量反演法，只計算矩張量中的雙力偶部分，采用400km內(nèi)清晰的P波初至波形數(shù)據(jù)，對Pnl部分截取35s窗口長度并做0.05—0.2Hz濾波，對面波部分截取70s窗口長度并做0.05—0.10Hz濾波。斷層走向、傾角和滑動角以5°為間隔，搜索不同深度的震源機制解，利用目前廣泛使用的頻率-波數(shù)法（-法）計算不同震中距的格林函數(shù)。

從震源機制解擬合誤差隨震源深度的變化（圖6）中可以看出，擬合誤差隨震源深度的分布收斂較好，當(dāng)震源深度為20km時，目標(biāo)函數(shù)的擬合誤差達(dá)到最?。徽鹪礄C制解在不同的深度下沒有出現(xiàn)明顯的變化，保持了結(jié)果的穩(wěn)定性；該深度對應(yīng)的理論波形和實際觀測波形擬合最佳（圖7）。其中，體波和面波部分總共37個震相，平均相關(guān)系數(shù)為86%，屬于強相關(guān)，表明理論波形和實際觀測波形擬合結(jié)果較好，反演的結(jié)果是可信的。反演結(jié)果為：節(jié)面I走向99°，傾角22°，滑動角90°；節(jié)面II走向279°，傾角68°，滑動角90°。

圖6 震源機制解擬合誤差隨震源深度的變化

圖7 矩張量反演理論波形（虛線）與實際觀測波形（實線）

不同方法測得的震源深度的意義有所差別，可分為破裂質(zhì)心深度和破裂起始點深度。破裂起始點深度一般通過到時定位方法得到，破裂質(zhì)心深度對應(yīng)于波形的最大能量到時，由gCAP矩張量反演法得到的震源深度基于波形反演方法，實質(zhì)上是反映了地震矩張量密度分布的某種質(zhì)心深度（張志斌等，2015，2018）。兩者深度的差異與破裂方向和震級大小有關(guān)，可達(dá)破裂尺度的50%，對于6級左右的地震，若破裂尺度達(dá)10km，則震源深度差異可能達(dá)到5km左右（羅艷等，2013）。故gCAP矩張量反演法得到的震源深度與Hyposat法、PTD法測定結(jié)果之間的差異屬于正常范圍。綜上所述，Hyposat法、PTD法和gCAP方法測定的震源深度比較接近，均值為20km，故認(rèn)為呼圖壁S6.2地震的震源深度為20km。

3.3 震源深度剖面特征

呼圖壁地區(qū)總體地質(zhì)構(gòu)造呈NWW向，主要斷裂有霍爾果斯斷裂、齊古斷裂和清水河子斷裂等（圖8（a）、（b）），3條斷裂的斷裂面均呈S傾，斷裂性質(zhì)為逆沖型。為更直觀地了解研究區(qū)內(nèi)震源深度的空間變化情況，作2條垂直于斷裂走向的震源深度剖面進(jìn)行投影分析。其中，1條為沿呼圖壁S6.2地震序列優(yōu)勢長軸走向分布的剖面（圖8（b）），重定位后的呼圖壁S6.2地震序列投影到此剖面；另1條為近垂直于研究區(qū)斷裂走向的剖面（圖8（a）），研究區(qū)內(nèi)重新測定震源深度的S≥2.0地震（除呼圖壁S6.2地震序列外）投影到此剖面。

剖面大致反映了研究區(qū)從南到北的震源深度變化（圖8（c））?？梢钥闯觯芯繀^(qū)南部和中部（44.0°N以南）地表附近的地震很少，符合清水河子斷裂和齊古斷裂自第四紀(jì)晚期約3×104a以來已不再活動的特征（張培震等，1994；鄧起東等，1999），但震源深度集中分布在20km左右，說明深部逆斷裂帶的活動仍在持續(xù)，與北天山20km左右殼內(nèi)低速體的層位相當(dāng)，其可能是上地殼和下地殼之間的韌性剪切帶存在的部位，起到滑脫層的作用（胥頤等，2000；楊曉平等，2002）。而研究區(qū)北部（44.0°N以北）的震源深度向淺部擴展，平均震源深度16km。

圖8 研究區(qū)重新測定的震源深度分布和2條震源深度剖面

剖面顯示出呼圖壁S6.2地震序列呈現(xiàn)明顯的下緩上陡、凹面向上的鏟形逆斷裂結(jié)構(gòu)（圖8（d）），斷裂面N傾，這與重定位后震中附近的清水河子斷裂的傾向截然相反。王椿鏞等（2001）由深地震反射剖面推斷出霍爾果斯斷裂以鏟形方式向下延伸，向南與清水河子斷裂匯合。由于清水河子斷裂和齊古斷裂自第四紀(jì)晚期約3×104a以來已不再活動，而霍爾果斯斷裂處于準(zhǔn)噶爾盆地和北天山山前擠壓變形的前沿地帶，從晚第四紀(jì)至全新世時期仍在強烈活動，因此地震序列剖面揭示出呼圖壁S6.2地震的發(fā)震斷裂可能在清水河子斷裂下方1條深部隱伏的反沖斷層上，該反沖斷層的形成可能是霍爾果斯斷裂向前沿斷坡沖斷受阻而在相反方向上發(fā)育分支反沖斷層的結(jié)果。

4 結(jié)論與認(rèn)識

通過聯(lián)合Hyposat法、PTD法和gCAP矩張量反演法對呼圖壁地區(qū)的震源深度進(jìn)行重新測定，并對震源深度剖面進(jìn)行初步分析，得到以下結(jié)論和初步認(rèn)識：

（1）重新測定前，呼圖壁S6.2地震的震源深度為6km，該結(jié)果由JOPENS MSDP地震分析處理軟件中掛載的單純法定位程序得到。測定結(jié)果較淺主要與采用的定位方法和走時表有關(guān)，目前單純形方法定位使用前蘇聯(lián)的“3400”走時表，測定的震源深度較淺，結(jié)果不理想。結(jié)合Hyposat法、PTD法和gCAP矩張量反演法的結(jié)果，得到呼圖壁S6.2地震的震源深度為20km，與Lu等（2017）、劉建明等（2018）的研究結(jié)果比較接近，但仍存在3km左右的差異，這可能與速度模型及參與反演的臺站存在差異有關(guān)?？紤]到研究區(qū)所屬的北天山中東段地殼結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性以及參與反演的臺站差異可能造成的影響，不同研究結(jié)果略有偏差可以接受。

（2）在對研究區(qū)2010—2017年502個地震重新測定前，震源深度優(yōu)勢分布為5—10km，平均震源深度為8km，重新測定后震源深度優(yōu)勢分布為15—20km，平均震源深度為16km。重新測定結(jié)果與新疆地區(qū)的平均震源深度（21±10）km和北天山地震帶的平均震源深度19km的結(jié)論基本一致。通過對比PTD法和Hyposat法測得的呼圖壁S6.2地震序列中S≥2.0地震的震源深度，發(fā)現(xiàn)PTD法測定的震源深度略深。當(dāng)定位的速度模型比實際地殼結(jié)構(gòu)簡單時，所測定的震源深度往往比實際深度偏大（王周元，1987），因此PTD法測定的震源深度略深很可能與所采用的雙層速度模型比實際地殼結(jié)構(gòu)簡單有關(guān)。但考慮到目前關(guān)于PTD法測定震源深度的研究（宋秀青等，2014；宋秀青，2017）和現(xiàn)有的軟件基本均基于雙層速度模型，且2種方法測定的震源深度差別不大，故認(rèn)為PTD方法測定的震源深度是可以接受的。

（3）震源深度的分布特征和構(gòu)造密切相關(guān)，20km左右的滑脫層為研究區(qū)震源深度分布的下限。研究區(qū)南部和中部地表地震很少，說明該區(qū)域的清水河子斷裂和齊古斷裂的斷層面呈無震蠕動狀態(tài)或閉鎖狀態(tài)，但地震在20km左右的層位是活動的，呈水平狀展布，深度與北天山20km左右殼內(nèi)低速體的層位相當(dāng)，可能是上地殼和下地殼之間的韌性剪切帶存在的部位，起到滑脫層的作用。而研究區(qū)北部的震源深度向淺部擴展，此處是準(zhǔn)噶爾盆地和北天山山前擠壓變形的前緣地帶，山前的擠壓構(gòu)造帶是吸收變形能量的理想場所，非均勻物質(zhì)的構(gòu)成決定了結(jié)構(gòu)的不穩(wěn)定性，容易在外力的作用下發(fā)生變形，一旦超過了能承受臨界值，則可能產(chǎn)生層間滑動或破裂（李瑩甄等，2008）。呼圖壁S6.2地震序列的剖面與重定位后震中附近的清水河子斷裂的傾向截然相反，由于霍爾果斯斷裂以鏟形方式向下延伸，向南與清水河子斷裂匯合，且清水河子斷裂和齊古斷裂自第四紀(jì)晚期約3×104a以來已不再活動，而霍爾果斯斷裂處于準(zhǔn)噶爾盆地和北天山山前擠壓變形的前沿地帶，從晚第四紀(jì)至全新世時期仍在強烈活動。因此呼圖壁S6.2地震的發(fā)震斷裂可能在清水河子斷裂下方1條深部隱伏的反沖斷層上，該反沖斷層的形成可能是霍爾果斯斷裂向前沿斷坡沖斷受阻而在相反方向上發(fā)育分支反沖斷層的結(jié)果。

致謝：本文使用了江蘇省地震局繆發(fā)軍提供的PTD震源深度計算程序，部分圖件采用GMT軟件繪制，在此表示感謝。

陳向軍，上官文明，宋秀青等，2014．新疆全區(qū)和分區(qū)地殼速度模型的分析．中國地震，30（2）：178—187．

鄧起東，馮先岳，張培震等，1999．烏魯木齊山前坳陷逆斷裂-褶皺帶及其形成機制．地學(xué)前緣，6（4）：191—201．

高原，周蕙蘭，鄭斯華等，1997．測定震源深度的意義的初步討論．中國地震，13（4）：321—329．

黃祿淵，張貝，瞿武林等，2017．2010年智利Maule特大地震的同震效應(yīng)．地球物理學(xué)報，60（3）：972—984.

孔祥艷，陳向軍，趙石柱等，2016．新疆?dāng)?shù)字測震臺網(wǎng)“九五”與“十五”運行期間震源深度對比分析．地震地磁觀測與研究，37（2）：67—71．

李赫，張輝，王熠熙等，2017．2012年5月28日唐山S4.8地震震源機制解和震源深度精確測定．地震，37（3）：107—116．

李艷永，熱依木江，唐明帥等，2016．利用震相方位角改善地震臺網(wǎng)稀疏地區(qū)地震定位精度．地震地磁觀測與研究，37（2）：57—62．

李瑩甄，高國英，高歌等，2008．新疆烏魯木齊地區(qū)震源深度分布與斷層關(guān)系研究．地震地質(zhì)，30（2）：534—543．

李志偉，黃志斌，王曉欣等，2015．USGS地震目錄中4—5級震源深度異常地震可靠性初步研究：以南北地震帶若干地震為例．地球物理學(xué)報，58（4）：1236—1250．

劉建明，王瓊，李金等，2018．2016年12月8日呼圖壁S6.2地震序列重定位與發(fā)震構(gòu)造．地震地質(zhì)，40（3）：566—578．

劉永梅，劉芳，劉改梅等，2017．蒙寧交界區(qū)地震震源深度的對比分析．中國地震，33（2）：290—300．

羅艷，曾祥方，倪四道，2013．震源深度測定方法研究進(jìn)展．地球物理學(xué)進(jìn)展，28（5），2309—2321．

呂作勇，楊傳成，房立華，2014．廣東地震臺網(wǎng)近震定位精度的經(jīng)驗性GT準(zhǔn)則．震災(zāi)防御技術(shù)，9（增刊）：657—664．

邵學(xué)鐘，張家茹，范會吉等，1996．天山造山帶地殼結(jié)構(gòu)與構(gòu)造：烏魯木齊-庫爾勒地震轉(zhuǎn)換波測深剖面．地球物理學(xué)報，39（3）：336—346．

宋秀青，繆發(fā)軍，劉雙慶等，2014．2014年新疆于田S7.3地震序列的震源深度測定．中國地震，30（2），198—207．

宋秀青，2017．用PTD方法測定2017年精河S6.6地震序列的深度．中國地震，33（4）：694—702．

王椿鏞，樓海，魏修成等，2001．天山北緣的地殼結(jié)構(gòu)和1906年瑪納斯地震的地震構(gòu)造．地震學(xué)報，23（5）：460—470．

王海濤，李志海，趙翠萍等，2007．新疆北天山地區(qū)S≥2.0地震震源參數(shù)的重新測定．中國地震，23（1）：47—55．

王曉楠，唐方頭，邵翠茹，2018．南迦巴瓦構(gòu)造結(jié)周邊地區(qū)主要斷裂現(xiàn)今運動特征．震災(zāi)防御技術(shù)，13（2）：267—275．

王周元，1987．測震定位中模型影響的數(shù)值實驗．西北地震學(xué)報，9（3）：63—70．

謝卓娟，呂悅軍，彭艷菊等，2008．渤海海域地震震源深度的分布特征．震災(zāi)防御技術(shù)，3（3）：311—320．

楊曉平，顧夢林，孫振國等，2002．1906年新疆瑪納斯大震區(qū)的多層次逆沖構(gòu)造與深部結(jié)構(gòu)．地震地質(zhì)，24（3）：303—314．

張國民，汪素云，李麗等，2002．中國大陸地震震源深度及其構(gòu)造含義．科學(xué)通報，47（9）：663—668．

張培震，鄧起東，徐錫偉等，1994．盲斷裂、褶皺地震與1906年瑪納斯地震．地震地質(zhì)，16（3）：193—204．

張志斌，朱皓清，李艷永，2015．基于地震波反演研究南天山中西段的震源深度．震災(zāi)防御技術(shù)，10（增刊）：701—711．

張志斌，朱皓清，李艷永，2018．新疆?dāng)?shù)字地震臺網(wǎng)地方性震級量規(guī)函數(shù)的初步研究．中國地震，34（4）：667—674．

朱元清，石耀林，李平，1990．一種確定地震深度的新方法．地震地磁觀測與研究，11（2）：4—12．

胥頤，劉福田，劉建華等，2000．天山地震帶的地殼結(jié)構(gòu)與強震構(gòu)造環(huán)境．地球物理學(xué)報，43（2）：184—193．

Bondár I., Myers S. C., Engdahl E. R., et al., 2004. Epicentre accuracy based on seismic network criteria. Geophysical Journal International, 156(3): 483—496.

Lu R. Q., He D. F., Xu X. W., et al., 2017. Seismotectonics of the 20166.2 Hutubi earthquake: Implications for the 1906 Manas7.7 Manas earthquake in the northern Tian Shan belt, China. Seismological Research Letters, 89(1): 13—21.

Schweitzer J., 2001. HYPOSAT- an enhanced routine to locate seismic events. Pure and Applied Geophysics, 158(1-2): 277—289.

Stein S., Wiens D. A., 1986. Depth determination for shallow teleseismic earthquakes: Methods and results. Reviews of Geophysics, 24(4): 806—832.

Zhao L. S., Helmberger D. V., 1994. Source estimation from broadband regional seismograms. Bulletin of the Seismological Society of America, 84(1): 91—104.

Zhu L. P., Helmberger D. V., 1996. Advancement in source estimation techniques using broadband regional seismograms. Bulletin of the Seismological Society of America, 86(5): 1634-1641.

Zhu L. P., Ben-Zion Y., 2013. Parametrization of general seismic potency and moment tensors for source inversion of seismic waveform data. Geophysical Journal International, 194(2): 839—843.

Redetermination of Focal Depth in Hutubi Region of the Middle and East of North Tianshan in Xinjiang

Li Yanyong, Tang Mingshuai and Wu Nier

(Earthquake Agency of Xinjiang Uygur Autonomous Region, Urumqi 830011, China)

Combined with Hyposat method, PTD method and gCAP moment tensor inversion method, the focal depth of 502 earthquakes in Hutubi region during 2010—2017 are re-determined, and the focal depth profile is preliminarily analyzed. The results show that the dominant distribution of focal depth is 15—20km, the average focal depth is 16km, and the focal depth of HutubiS6.2 earthquake is 20km. The focal depth in the southern and central regions of the study area is concentrated around 20km, the depth is similar to that of the low velocity layer in the 20km crust of the North Tianshan Mountains, which may be the ductile shear zone between the upper crust and the lower crust. The location of the shear zone acts as a slip layer, and the focal depth in the northern part of the study area extends to the shallow part. The causative fault of the HutubiS6.2 earthquake may be on a hidden recoil fault beneath the Qingshuihezi fault and may be the result of the thrust of the Horgos fault to the front slope and the development of the branch recoil fault in the opposite direction.

Hutubi region; Focal depth; Hyposat method; PTD method; gCAP moment tensor version method

10.11899/zzfy20190209

新疆地震科學(xué)基金（201708、201712），國家自然科學(xué)基金（41574088），新疆自治區(qū)自然科學(xué)基金（2016D01A061），新疆自治區(qū)科技人才培養(yǎng)項目（QN2016YX0433），中國地震局“三結(jié)合”課題（CEA-JC/3JH-17310、3JH-201901016），地震科技星火計劃項目（XH18055）

2018-11-02

李艷永，男，生于1984年。工程師。主要從事地震監(jiān)測工作。E-mail：370451652@qq.com

李艷永，唐明帥，烏尼爾，2019．新疆北天山中東段呼圖壁地區(qū)震源深度的重新測定．震災(zāi)防御技術(shù)，14（2）：352—362．