Natural hypocentral depth error calculated from some conventional local seismic phases by analytic method and numerical simulation
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摘要: 本文从误差解析公式及数值模拟计算两种途径讨论了利用常用地方震相Pg，Sg，PmP，Pn，sPL测定震源深度的误差问题，结果表明，两种途径获取的误差值相当。对于上地壳的地震而言，当直达波走时误差处于0.1 s的量级时，若要将误差控制在3 km左右，则应选用震中距为30 km以内的台站；当走时误差处于0.2 s的量级时，若要控制同等误差，则应选用震中距为20 km以内的台站；如果地震位于下地壳，震中距可适当放宽，然而当震中距更大或走时误差更大时，震源深度的误差则近乎成倍增长。PmP，Pn，sPL对上地壳的震源深度测定误差要小于下地壳，同时对误差的控制较好，不会随震中距的增大而快速增大，震中距处于90 km范围以内且走时误差小于0.1 s时的深度误差基本均能控制在3.5 km以内。此外，本文还通过“棋盘格”的方式定量地分析了速度扰动对走时的影响，并以首都圈地区台网布局为基础，分析了加入首波对震源深度测定的改善效果。这两项数值对比结果均表明，在2%的速度扰动下，只要下地壳和莫霍面的速度参数不同时出现过大或过小现象，加入首波后对震源深度的测定误差则基本能控制在3 km以内，且一致性明显地高于单独使用直达波。Abstract: In this paper, both analytic and numerical simulation methods were used to discuss the focal depth error resulted from the local seismic phases of Pg, Sg, PmP, Pn, sPL. The result shows the two above methods produced very close error estimation. For the epicenter in the upper crust, on the condition of travel time error within 0.1 s, in order to ensure the depth error is less than 3 km, we should select these direct wave phases recorded within epicentral distance of 30 km to locate. If the travel time error is up to 0.2 s, we should select these direct wave phases within 20 km to locate on the above same condition. When the hypocenter in the lower crust, the limit of epicentral distance could be broaden a bit. As the epicentral distance or travel time error becomes larger, the error of depth location becomes practically several fold increase. Whereas, the seismic phases of PmP, Pn, sPL can make a better error constrain when the hypocenter in the upper crust, and without an obvious enlarging effect on error as the epicentral distance increases. For these three mentioned phases, they also can ensure the depth error within 3.5 km when travel time error is set within 0.1 s and epicentral distance is less than 90 km. Furthermore, by the chessboard mode we analyzed the quantitative effect of travel time resulted from the velocity disturbance. And based on the capital seismic network, we analyzed the improvement of depth location after adding head wave phases. The above analyses result show that, within 2% velocity disturbance and without simultaneously too large or too small velocity deviation for the lower crust and Moho interface, adding head wave phases can effectively produce a reliable focal depth within 3 km, and also produce a more homogeneity result than only direct wave phases used.
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Keywords:
- depth phase /
- focal depth /
- error analysis /
- earthquake location
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前言
地震是应力持续加载并最终导致断层失稳的结果，由于应力应变的持续积累过程伴随着压电、磁效应和动电效应等（Huang，2002；郝锦绮等，2003；Ren et al，2012；张建国，2017），岩土介质的物性参数会发生变化，孕震晚期会产生电磁辐射并引起电磁场变化（解滔等，2018）。一种有效的提取方法不仅能够顺利提取显著异常信号，而且能够深入认识震磁异常成因机理（姚休义，冯志生，2018）。
已有研究表明岩石破裂时会出现电磁波超低频（ultra-low frequency，缩写为ULF）信号异常，且临近破裂时岩石附近磁场强度会出现短周期前兆变化（郝锦绮等，2003）。地磁垂直强度极化方法是目前地震磁扰动定量分析中物理含义明确、分析过程完善且获取异常信息能力较强的方法之一（姚休义，冯志生，2018），该方法基于频谱分析，利用地磁场垂直分量Z和水平分量（H或G）的频谱振幅比计算得到。数值模拟结果（Molchanov，Hayakawa，1995）证明，对于一次源自地壳内频率约为1 Hz的磁信号，当其垂直分量幅值大于水平分量幅值时，则两者比值大于1，故可通过该比值突出岩石圈信号异常，同时抑制外源场的电磁信号。
自从在1988年斯皮塔克地震和1989年洛马普列塔地震前监测出超低频段电磁异常信号（Fraser-Smith et al，1990；Bernardi et al，1991；Molchanov et al，1992；Kopytenko et al，1993）以来，震前超低频异常信号引起了国内外众多科学家的关注。Hayakawa等（1996）利用距离震中65 km的日本关岛地磁台磁通门磁力仪的观测资料，对1993年8月8日关岛MS8.0地震前后该地区地磁垂直强度极化值的变化特征进行分析，结果显示震前两个月0.01—0.05 Hz频段的极化值逐渐增大，发震时达到最大，震后又逐渐恢复到日常水平。Molchanov和Hayakawa （1995）在探讨震前电磁辐射异常信号的物理机理过程中，通过岩石破裂实验来研究微破裂过程中的微电流等问题，监测到超低频电磁辐射信号，证明了岩石在破裂过程中会伴随超低频电磁异常信号的产生。此后对众多震例的研究表明地震前三个月至震前数天在10—2 Hz电磁信号均呈现出高值极化异常特征（Hayakawa et al，2000；Molchanov et al，2003；Hattori，2004；Prattes et al，2008）。Hattori等（2013）分析了伊豆半岛和博索半岛近十年来地磁观测资料中0.01 Hz左右的超低频地磁信号，认为M6地震前存在地磁垂直分量能量增强的现象，且伴随电磁波超低频异常，该震例统计结果显示，地震基本发生在异常出现后一个月内。国内利用地磁垂直强度极化方法分析震前异常也已有较多成果，例如2004—2007年喀什一系列中强地震（冯志生等，2010）、2009年宾川M5.0地震（李琪等，2015）、2017年九寨沟MS7.0和精河MS6.6 （贺曼秋等，2019）、2017年阿拉善MS5.0 （廖晓峰等，2019）等地震前均提取到了显著的电磁异常信号。
上述研究仅分析地磁垂直强度极化异常与地震的关系，但针对地磁垂直强度极化异常的时空演化过程研究不多。随着近几年我国地震地磁观测台网的大力建设，地磁秒采样观测仪器的密度有显著提高，积累了丰富的观测资料。本文拟利用目前机理明确、应用效果佳的地磁垂直强度极化方法提取震前磁异常信号，并探讨异常时空变化特征与地震震中的关系，以期能够更深入认识震前电磁异常信号的演化特征及展布规律。
1. 数据选取与计算方法
1.1 数据选取
自我国 “十五”以来，中国地震局在全国范围内建设了大量磁通门秒采样观测台站，收集到了丰富的电磁观测资料。本文通过对观测资料进行筛选、逐一对比并进行预处理分析，筛选处理基本原则如下：① 记录长期稳定，且断记、突跳情况较少；② 同台多套仪器同步观测时，选取其中同步性较好的一套资料。按照此原则最终筛选出2015—2020年中国大陆65套仪器的秒值观测资料进行垂直强度极化异常分析，并基于异常判据从全国层面上探讨异常的时空演化特征。
本文的65套观测数据来自磁通门GM4系列磁力仪及其改造仪器（59套）、FHD-M15地磁总场与分量组合观测系统（6套），均为秒值，观测频段为超低频段，台站分布如图1所示。
1.2 处理方法
地磁垂直强度极化值为
$$ {Y}_{\mathrm{z}\mathrm{h}}{\text{＝}}\left|\frac{Z{\text{（}}\omega {\text{）}}}{H{\text{（}}\omega {\text{）}}}\right|{\text{，}} $$ (1) $$ H{\text{（}}\omega {\text{）}}{\text{＝}}\sqrt{{H}_{x}^{2}{\text{（}}\omega {\text{）}}{\text{＋}}{H}_{y}^{2}{\text{（}}\omega {\text{）}}}{\text{，}} $$ (2) 式中，
$Z{\text{（}}\omega {\text{）}}$ 为地磁场垂直分量的傅里叶谱值，$H{\text{（}}\omega {\text{）}}$ 为地磁场水平分量全矢量的傅里叶谱值，${H}_{x}{\text{（}}\omega {\text{）}}$ 为地磁场水平分量南北向傅里叶谱值，${H}_{y}{\text{（}}\omega {\text{）}} $ 为地磁场水平分量东西向傅里叶谱值，$ \mathrm{\omega } $ 为圆频率（何畅，冯志生，2017）。以青海都兰台为例，具体计算步骤如下：① 将磁通门三分量Z，Hx和Hy每天的秒值观测资料划分为96段，每段15 min，分段计算垂直分量和水平分量的傅里叶谱值；② 计算每天5—100 s周期内各频点的极化值均值，获得极化值的逐日变化序列（图2a）；③ 对极化值逐日变化序列进行傅里叶拟合（数据不短于半年），获得周期大于半年的傅里叶拟合变化曲线，此即为极化值的年变化曲线（图2b）；④ 将5—100 s周期内各频点极化值减去年变化后，剔除低于二倍均方差的部分，仅保留高值部分（图2c）；⑤ 对筛选出的极化高值的日均值逐日变化序列再次进行傅里叶拟合，如果仍然存在年变化成分，则再次扣除，所得残差为最终处理得到的极化高值序列（图2d）（冯丽丽等，2021）。
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图 2 地磁垂直强度极化方法计算过程（以青海都兰台为例）（a） 极化值；（b） 极化值的傅里叶拟合；（c） 极化值与其傅里叶拟合的残差值；（d） 残差的5日滑动平均值Figure 2. The calculation process of geomagnetic vertical intensity polarization method （Data from Dulan observation station）（a） Original polarization values；（b） Fourier fitting results of Fig. （a）；（c） The difference between Fig. （a） and Fig. （b）；（d） Five-day moving average of Fig. （c）2. 结果分析
据中国地震台网测定，北京时间2017年11月18日6时34分19秒，西藏林芝市米林县发生MS6.9地震，震中位置为（29.75°N，95.02°E），震源深度约10 km。通过整理2017年地磁垂直强度极化计算结果，发现西藏米林MS6.9地震前全国地磁资料呈现出大范围同步极化异常现象，从2017年10月30日起，异常台站的时序计算曲线呈现单峰或双峰的高值形态，异常持续3天，在平静两天后随即又出现高值异常情况，此次异常持续4天（图3）。通过异常时间演化进程（图4）可以看出：全国地磁垂直强度极化超阈值异常首先出现在新疆天山以北、西藏东南和川滇交界以及黑龙江与内蒙交界北部地区，极化异常面积于2017年10月31日达到最大值，之后开始收缩并集中在青海大武台附近；随后异常范围再一次逐步增大，于11月6日达到异常面积次大值，主要集中于甘青川交界、新疆天山以北以及内蒙古东部和黑龙江地区，本次异常于11月7日结束。此外，本次地磁垂直强度极化高值异常区内还发生了2017年11月23日重庆武隆MS5.0地震和12月15日青海泽库MS4.9地震。
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图 3 2017年10—12月部分地磁垂直强度极化异常台站时序曲线Figure 3. Time series of some stations with geomagnetic vertical strength polarization anomaly from October 1，2017 to December 31，2017![]()
图 4 2017年10月28日至11月8日全国地磁垂直强度极化异常空间演化过程Figure 4. Spatial evolution process of geomagnetic vertical intensity polarization anomaly from October 28 to November 8，2017![]()
图 4 2017年10月28日至11月8日全国地磁垂直强度极化异常空间演化过程Figure 4. Spatial evolution process of geomagnetic vertical intensity polarization anomaly from October 28 to November 8，2017总之，此次异常的分布范围呈增大—收缩—消失—增大—消失的演化过程，高值异常多次出现在中国大陆西部，尤其青藏高原巴颜喀拉地块与羌塘地块交界处。此次异常地块共持续9天，自异常出现19天后西藏米林发生MS6.9地震，震中位于2017年10月31日阈值零线5 km处。本次异常结果排除计算数据与高空电离层影响，表明其客观存在。而此次异常的分布面积呈增大—收缩—消失—增大—消失的特征，时间演化过程共持续9天（2017年10月30日至11月7日），具体参数列于表1，异常台站数量自2017年10月28日逐渐增加，于10月31日地磁极化超阈值异常面积达到最大，异常台站数量所占比例为48%，随后异常面积和异常台站数量减少，至11月6日又出现异常，异常台站数量所占比例为35%，11月7日极化异常消失（图5）。总体上，本次地磁极化异常分布范围从无到有、从小到大，达到异常台站数量、极化异常幅值的最大和次大值后异常消失，反映了区域应力的增强过程。
表 1 异常参数统计表Table 1. Statistical table of abnormal parameters异常
日期异常面积
/（104 km2）异常台
个数计算台
个数异常
占比异常最大
幅值震中距
/km10月28日 0 1 64 1.56% 0.02 1540 10月29日 0 0 64 0 - - 10月30日 165.2 12 64 18.75% 0.40 380 10月31日 378.9 31 64 48.44% 0.87 1980 11月1日 70.9 8 65 12.31% 1.06 390 11月2日 0 0 65 0 - - 11月3日 0 0 65 0 - - 11月4日 2.3 1 63 1.59% 0.86 2300 11月5日 51.1 10 64 15.63% 1.26 970 11月6日 285.3 22 63 34.92% 1.22 2060 11月7日 0 1 64 1.56% 0.07 1540 ![]()
图 5 异常参数统计（a） 异常台站占比；（b） 异常面积；（c） 异常幅值最大值；（d） 震中距Figure 5. Statistical graph of abnormal parameters（a） The proportion of abnormal stations；（b） Anomalous area；（c） Maximum anomalous amplitude；（d） The epicentral distance地磁扰动会引起地磁观测资料波动变化。为了证明本次所研究的地磁垂直强度极化异常非磁暴所致，根据中国科学院国家空间科学中心环境预报中心（2020）提供的磁暴环电流指数Dst和磁情指数Kp变化情况（图6），异常出现期间地磁场活动较为平静（Kp＜5且
Dst＞−30），故地磁扰动对此次异常的性质判定不产生影响。 ![]()
图 6 极化高值异常期间Dst指数（a）和Kp指数（b）的变化情况Figure 6. Variation of Dst and Kp indices during polarization high value abnormal period3. 讨论与结论
本文利用地磁垂直强度极化方法整理2017年计算结果，自2017年10月30日起中国大陆地磁观测台站出现大范围超阈值异常，超阈值异常分布范围呈现增大—收缩—消失—增大—消失的演化过程，且高值异常多次出现地区位于中国大陆西部，尤其青藏高原巴颜喀拉地块与羌塘地块交界处。异常变化共持续9天，自异常开始的19天后西藏米林发生MS6.9地震，震中附近反复出现高值异常，且接近阈值零线。最近震中位置距2017年10月31日阈值零线仅5 km。本次异常分布范围从增大到减小，及至消失后又呈现出增大而后消失的过程，表明地震前的电磁现象是由多个孤立的电磁信号强激发源同时或不同时发射，并非单一激发源产生的电磁波（杜爱民等，2004），因而电磁扰动异常呈现出围绕在震源附近且片状分布的动态时空演化特征。众所周知，孕震过程中断层间的相互磨擦、挤压、形变和断裂等力学因素与构造活动息息相关，所以孕震期地壳的力学形变过程不可能仅发生在某一点上（杜爱民等，2004；苏维刚等，2020），而是点线面的组合形态。岩石力学的压力试验结果证明，当岩石接近破裂时，其电导率有所增加。根据电磁感应原理，地下电导率的变化必然会引起地磁感应场的变化（廖晓峰等，2019），孕震过程中断层间因磨擦、挤压、形变和断裂等力学因素会在孕震区附近产生临时感应电流，由于感应磁场的复杂性会导致异常的表现形式多样化，地磁垂直强度极化高值异常形态常在孕震区表现为时而间断、时而连续的片状分布，说明孕震过程中断层间因磨擦、挤压、形变和断裂等力学作用所产生的电磁异常信号是随机且不连续的，这可能是震前震源区附近观测台站不能一一接收到电磁异常信号的主要原因之一。
综合分析认为，地磁垂直强度极化高值异常与外源场无关，反映的是地下电磁信号。当地质块体因应力环境改变而发生或即将发生位移时，附近会产生临时感应电流，但受到地下介质的横向非均质性影响，感应磁场的表现形式多样化，故阈值零线附近会表现出不同相位、不同极化幅值的变化形态，地震也往往会发生在阈值零线附近。但是由于地震孕育过程的复杂性，地磁垂直强度极化异常与地震的发生并非一一对应的；并且，受限于不同的地磁台站布设间距，异常出现的概率不同，故单一震例无法代表该方法提取震磁异常的共性特征，但随着时间和资料的积累，判据指标及预测标准将得到进一步完善，期望能在未来实际地震预测工作中提供一定的参考价值。
审稿专家对本文提出了修改意见，作者在此表示感谢！
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图 1 震源位于上地壳时Pg，Sg，PmP，sPL，Pn震相的射线路径
Figure 1. Seismic ray paths of Pg，Sg，PmP，sPL，Pn with the hypocenter in the upper crust
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图 2 震源深度为10 km （a）和25 km （b）时基于华南地壳模型的各震相走时曲线
Figure 2. Travel time curves of different seismic phases based on the South China crustal model when the hypocenter is located at the depth of 10 km （a） and 25 km （b）
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图 3 震源处于10 km （a）或25 km （b）深度时变化1 km的情况下4种震相对的走时差的各自相减值
（a） 震源深度由10.5 km变为9.5 km；（b） 震源深度由25.5 km变为24.5 km
Figure 3. Travel time gap of the four different phase-pair when the hypocentral depth is 10 km （a） or 25 km （b）
（a） The hypocentral depth changes from 10.5 km to 9.5 km；（b） The hypocentral depth changes from 25.5 km to 24.5 km
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图 4 误差水平相同但均值不同的条件下并联式系统的综合误差分布
Figure 4. Synthesized error for a parallel-type monitoring system on the condition of same error-levels but different mean values
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图 5 以棋盘格方式显示的速度模型扰动与震中距变化引起的时差比较
Figure 5. Comparison of travel time residual resulted from velocity disturbances with that from epicentral distance changes in the chessboard mode
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图 6 30种情况下不同速度模型扰动量与震中距变化产生的时差对比
Figure 6. Comparison of time residual resulted from different velocity disturbances with that from epicentral distance changes in the cases of 30 classifications
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图 7 在表5第5种组合情形下只用直达波定位（a）和直达波与首波联合定位（b）产生的震源深度偏差值分布（黑色三角形为台站）
Figure 7. Offset of hypocenter depth inversion only direct wave phases used （a） and both direct and head wave phases used （b）. Black triangles indicate seismic stations
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图 8 表5中8种扰动组合下只使用直达波和同时使用直达波与首波反演的深度偏差频度曲线
Figure 8. Frequency curves of hypocenter depth offset with eight different kinds of velocity disturbances with only direct wave phases used （blue dashed lines） and both direct and head wave phases used （red lines）
表 1 震源深度h为10 km和25 km时4种震相在0.1 s拾取精度下的震源深度测定误差
Table 1 Hypocentral depth errors for four kinds of phases with man-picked accuracy 0.1 s when the hypocentral depth h is 10 km and 25 km，respectively
震中距
/kmPg震源深度误差/km PmP震源深度误差/km Pn震源深度误差/km sPL震源深度误差/km h＝10 km h＝25 km h＝10 km h＝25 km h＝10 km h＝25 km h＝10 km h＝25 km 10 1.73 1.15 1.03 1.06 − − 1.43 1.44 20 3.00 1.51 1.12 1.21 − − 1.43 1.44 30 4.36 1.97 1.25 1.44 − − 1.43 1.44 40 5.74 2.47 1.42 1.70 − − 1.43 1.44 50 7.14 3.00 1.61 1.99 − − 1.43 1.44 60 8.54 3.53 1.82 2.29 − 2.82 1.43 1.44 70 9.95 4.08 2.03 2.61 − 2.82 1.43 1.44 80 11.36 4.63 2.25 2.94 2.18 2.82 1.43 1.44 90 12.77 5.19 2.48 3.26 2.18 2.82 1.43 1.44 100 14.18 5.74 2.72 3.59 2.18 2.82 1.43 1.44 注：“−”表示位于盲区，没有计算结果，下同。 
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表 2 两种震相在0.2 s到时拾取精度条件下对震源深度测定的误差
Table 2 Estimation of hypocenter depth error for two kinds of phases with 0.2 s man-picked accuracy
震中距/km Sg震源深度误差/km sPL震源深度误差/km h＝10 km h＝25 km h＝10 km h＝25 km 10 3.00 1.51 2.29 2.31 20 5.74 2.47 2.29 2.31 30 8.54 3.53 2.29 2.31 40 11.36 4.63 2.29 2.31 50 14.18 5.74 2.29 2.31 60 17.00 6.86 2.29 2.31 70 19.82 7.98 2.29 2.31 80 22.65 9.11 2.29 2.31 90 25.47 10.23 2.29 2.31 100 28.30 11.36 2.29 2.31
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表 3 震中距变动1 km的时间差在垂向方向上引起的深度变化量
Table 3 The depth change caused by the arrival time difference with the epicentral distance perturbation of 1 km
震中距
/kmPg深度变化量/km PmP深度变化量/km Pn深度变化量/km sPL深度变化量/km h＝10 km h＝25 km h＝10 km h＝25 km h＝10 km h＝25 km h＝10 km h＝25 km 10 1.02 0.97 0.46 0.45 0.16 0.16 0.26 0.26 − − − − 0.73 0.73 − − 20 2.22 1.86 0.99 0.97 0.33 0.33 0.53 0.53 − − − − 0.73 0.73 0.91 0.91 30 3.60 2.68 1.78 1.60 0.49 0.49 0.81 0.81 − − − − 0.73 0.73 0.91 0.91 40 5.42 3.45 NaN 2.44 0.65 0.65 1.10 1.12 − − − − 0.73 0.73 0.91 0.91 50 9.01 4.17 NaN 3.50 0.80 0.80 1.41 1.46 − − − − 0.73 0.73 0.91 0.91 60 NaN 4.86 NaN 4.64 0.94 0.94 1.75 1.84 − − 1.34 1.70 0.73 0.73 0.91 0.91 70 NaN 5.52 NaN 5.74 1.06 1.07 2.10 2.26 − − 1.70 1.70 0.73 0.73 0.91 0.91 80 NaN 6.15 NaN 6.75 1.17 1.18 2.47 2.72 1.14 1.14 1.70 1.70 0.73 0.73 0.91 0.91 90 NaN 6.76 NaN 7.69 1.27 1.28 2.85 3.23 1.14 1.14 1.70 1.70 0.73 0.73 0.91 0.91 100 NaN 7.34 NaN NaN 1.36 1.37 NaN 3.79 1.14 1.14 1.70 1.70 0.73 0.73 0.91 0.91 注：“NaN”表示在同层内范围内找不到时差不大于tΔ的对应深度值，下同。
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表 4 震中距变动2 km的时间差在垂向方向上引起的深度变化量
Table 4 The depth change caused by the arrival time difference with the epicentral distance perturbation of 2 km
震中距/km Sg深度变化量/km sPL深度变化量/km h＝10 km h＝25 km h＝10 km h＝25 km 10 2.12 1.91 0.91 0.90 1.46 1.46 1.82 1.82 20 5.18 3.53 2.00 1.90 1.46 1.46 1.82 1.82 30 NaN 4.95 NaN 3.05 1.46 1.46 1.82 1.82 40 NaN 6.24 NaN 4.44 1.46 1.46 1.82 1.82 50 NaN 7.43 NaN 6.03 1.46 1.46 1.82 1.82 60 NaN 8.54 NaN 7.65 1.46 1.46 1.82 1.82 70 NaN 9.59 NaN NaN 1.46 1.46 1.82 1.82 80 NaN 10.58 NaN NaN 1.46 1.46 1.82 1.82 90 NaN 11.53 NaN NaN 1.46 1.46 1.82 1.82 100 NaN NaN NaN NaN 1.46 1.46 1.82 1.82
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表 5 速度模型扰动的8类组合方式
Table 5 Eight kinds of velocity model disturbances
扰动类别 1%扰动值 2%扰动值 5%扰动值 上地壳 下地壳 莫霍面 上地壳 下地壳 莫霍面 上地壳 下地壳 莫霍面 m1 ＋ ＋ − ＋ ＋ − ＋ ＋ − m2 ＋ ＋ ＋ ＋ ＋ ＋ ＋ ＋ ＋ m3 ＋ − ＋ ＋ − ＋ ＋ − ＋ m4 ＋ − − ＋ − − ＋ − − m5 − ＋ − − ＋ − − ＋ − m6 − ＋ ＋ − ＋ ＋ − ＋ ＋ m7 − − ＋ − − ＋ − − ＋ m8 − − − − − − − − −
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表 6 算例使用的地壳速度模型
Table 6 Crustal velocity model used in the calculation example
vP/（km·s−1） vS/（km·s−1） 界面深度/km 6.06 3.50 22 6.80 3.91 33 8.03 4.51
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