馮梅 安美建 安春雷 史貴濤 趙越 李院生 DouglasWiens

0 引言

在中生代伴隨著崗瓦納大陸的裂解，東南極與非洲、印度和澳大利亞等大陸相繼分開；但是除了Lambert裂谷曾在古生代晚期發(fā)生了擴張活動［1-2］外，整個東南極大陸內(nèi)部多數(shù)區(qū)域在顯生宙鮮有構造活動。對南極大陸地殼的研究有助于人們深入認識崗瓦納大陸的形成和裂解等地球演化基礎問題。由于南極大陸90%以上區(qū)域被數(shù)公里厚的冰雪所覆蓋［3］，這些冰雪阻礙了人們對冰層覆蓋之下巖石進行直接分析，此時地球物理學方法就成了對南極內(nèi)陸進行固體地球科學研究的最重要手段。由于南極內(nèi)陸自然條件極為惡劣，地面工作難度大、代價高，因此人們對南極內(nèi)陸尤其是東南極內(nèi)陸的探測研究甚少，甚至在2007年以前對位于東南極核心區(qū)域的甘伯采夫山脈及周邊從未進行過地震學探測研究，人們對其深部結構沒有任何可靠信息。因此，對南極甘布爾采夫山脈地區(qū)實施國際綜合探測計劃（AGAP，2007—2010）就理所當然地成了第4個國際極地年（2007／2008）間對南極大陸研究的重點工作。

第4個國際極地年開始的AGAP綜合探測工作，在東南極實施的GAMSEIS（2007—2010）天然地震探測計劃是對東南極內(nèi)陸的最大規(guī)模的深部探測工作。在該計劃中，在甘伯采夫山脈及周邊部署低溫甚寬頻天然地震觀測臺，并進行為期數(shù)年的觀測；然后利用記錄的天然地震觀測數(shù)據(jù)對深部結構進行反演研究。中國方面執(zhí)行的從中山站至昆侖站（或稱DomeA）間部署天然地震觀測臺進行深部結構探測工作是GAMSEIS計劃的一部分，也是國際極地年期間中國PANDA計劃的一部分。從2007／2008開始至2013年，中國方面相繼在中山站—昆侖站之間安裝了8個地震臺站（見圖1），獲得了寶貴的南極內(nèi)陸天然地震觀測數(shù)據(jù)。

地殼底界面（也稱Moho不連續(xù)面）是100多年前由Mohorovicˇic＇在研究天然地震觀測時發(fā)現(xiàn)的，地殼厚度是反映一個地區(qū)地殼性質和大地構造環(huán)境的最基本參數(shù)。在國際極地年之前，國外利用各種方法對南極大陸邊緣部分區(qū)域的地殼厚度進行了研究［4］。在各種探測地殼厚度的方法中，從天然地震觀測中提取臺站接收函數(shù)［5］方法簡單，且接收函數(shù)與速度間斷面具有直接的關系，因此接收函數(shù)分析已經(jīng)被廣泛應用于對地殼和上地幔間斷面的研究當中，也被應用到對南極大陸一些地區(qū)地殼厚度的研究［6-7］。

按照中美之間天然地震合作研究協(xié)議，中國方面負責對中、美在東南極部署的所有臺站記錄的遠震面波群速度的分析［8］，而美國方面負責對這些臺站接收函數(shù)的分析工作。在獲得多數(shù)GAMSEIS臺站觀測數(shù)據(jù)后，美國方面很快對觀測質量好的臺站進行了接收函數(shù)分析并獲取了相關臺站下的地殼厚度分布［9-10］，圖1中在甘伯采夫山脈及其周邊區(qū)域的方框內(nèi)所標注的數(shù)值即所得到的地殼厚度值。但由于中國在南極內(nèi)陸部署的地震臺站工作時間較短且部分臺站數(shù)據(jù)質量較差，美國方面一直沒有對中國地震臺站的接收函數(shù)進行分析。

中國方面執(zhí)行的天然地震探測的區(qū)域是從南極最高點（昆侖站／DomeA）到 Lambert裂谷（圖1中Lambert冰川區(qū)域）的邊緣區(qū)域。在整個東南極克拉通中，Lambert裂谷曾在古生代晚期發(fā)生擴張活動，因此該區(qū)域在南極大陸研究中具有典型的代表性，但多數(shù)區(qū)域的地殼結構信息仍是空白（圖1）。本文將對中國在中山站至昆侖站之間安裝的地震臺站（圖1）接收函數(shù)進行分析，并介紹所獲得的地殼厚度分布。

圖1 地震臺站地理位置圖.圖中藍色三角為中國地震臺站.方框內(nèi)標注的數(shù)字為已發(fā)表地殼厚度值，該數(shù)值來自An等［8］所列部分參考文獻Fig.1.Chineseseismicstations（triangles）andpublishedMohodepths（numericallabels）

1 數(shù)據(jù)及分析方法

1.1 數(shù)據(jù)

本文對沿中山站-昆侖站之間的中國地震臺站進行了S波接收函數(shù)分析，并獲得了沿線地殼厚度分布。這里所使用數(shù)據(jù)來自于從第4個國際極地年（2007／2008）開始到2013年之間由中國內(nèi)陸科考隊沿中山站—昆侖站一線安裝的8個低溫甚寬頻地震臺站，臺站分布見圖1。所有臺站均使用了低溫型CMG-3T甚寬頻探頭和低溫型CMG-DM24＆CMGDCM記錄儀，并由太陽能供電。除中山站外，其余7個地震臺站均安裝在冰面上，且昆侖站和靠近昆侖站的臺站處于極夜時間較長且極低溫的環(huán)境，觀測條件相對惡劣，臺站故障率高。由于中國方面沒有采取太陽能供電之外的其他特殊方法保障極夜供電，使得這些臺站每年有效數(shù)據(jù)量較少、甚至不足1個月。圖2顯示了各個臺站在整個部署期間的工作時間段，其中的ZHSH為中山站地震臺，DOMEA為昆侖地震臺。由于多數(shù)臺站觀測數(shù)據(jù)較少，且多數(shù)位置從未有天然地震觀測，更凸顯這些數(shù)據(jù)的寶貴。另外，由于GROV臺安裝后，中國科考隊在當年返程時提取了數(shù)據(jù)，但該期間沒有記錄到有效的地震事件波形。之后至2013年初中國科考隊未再到該區(qū)域，故未提取后期數(shù)據(jù)，所以本文只介紹除GROV臺外的其他7個臺站的接收函數(shù)分析結果。

圖2 臺站工作甘特圖Fig.2.Ganttchartoftheseismicstations

1.2 接收函數(shù)分析方法

接收函數(shù)是利用地震記錄三分量提取的反映接收點下方深部結構的波形［5］。雖然P波接收函數(shù)是獲取高精度地殼厚度的最佳方法，但由于所有東南極內(nèi)陸地震臺都安裝在厚約1—3km的冰層之上，冰層的多次波與P波在Moho的轉換波（Pms或Ps）重疊降低了利用P波接收函數(shù)獲取地殼厚度的可靠性。相對而言，S波在Moho的轉換波（Smp或Sp）在S波接收函數(shù)中卻能很容易被識別，這主要是因為Sp轉換波先于直達S波到達臺站，而所有冰層多次波卻晚于直達S波到達臺站。所以對于冰上地震臺站，利用S波接收函數(shù)所獲得的地殼結構比P波接收函數(shù)更加可靠［9］。所以本文將利用S波接收函數(shù)方法獲取中山站至昆侖站沿線區(qū)域的地殼厚度分布。

我們首先從所有連續(xù)地震觀測記錄中挑選并截取了震中距在55°—85°之間、震級大于5.5級的地震事件波形，從中選取了142個信噪比高的地震事件波形（震中分布如圖3所示）。然后對選取的地震數(shù)據(jù)進行從垂直-南北-東西（ZNE）坐標系統(tǒng)到垂直-徑向-切向（ZRT）的坐標系統(tǒng)的旋轉。最后利用時間域迭代法［11］求取了徑向分量對垂直分量的反卷積，即S波接收函數(shù)。為了使S波接收函數(shù)看起來與常規(guī)的P波接收函數(shù)更相似，我們將S波接收函數(shù)的時間軸和振幅軸都進行了顛倒，使得S波的轉換震相振幅和延遲時間均為正。圖4顯示了EAGLE和DOMEA兩個臺站的S波接收函數(shù)。圖4a或4b子圖中的接收函數(shù)按后方位角（back-azimuth）順序進行排列，圖頂部顯示了該臺站所有接收函數(shù)的疊加。無論是單個接收函數(shù)還是疊加之后的接收函數(shù)都顯示出明顯的在Moho界面轉換波Sp震相。

為了提高信噪比，對于每個地震臺站，我們在反演地殼厚度過程中使用了把所有接收函數(shù)疊加在一起后的接收函數(shù)。按照從低緯度（中山站）到高緯度（昆侖站）的順序，各地震臺疊加后的接收函數(shù)顯示在圖5。圖中橫軸表示Sp震相相對于直達S波的延遲時間，左側縱軸標注了臺站名，右側縱軸標注表示疊加所使用的S波接收函數(shù)條數(shù)。對于每個臺，右側標注使用接收函數(shù)條數(shù)越大，表明接收函數(shù)疊加越可靠；反之數(shù)字越小，可靠性越差。從圖5可以看出，從中山站（ZHSH）到EAGLE臺的Sp震相延遲時間是逐漸增加的，然后從EAGLE臺到CHNA臺的Sp震相延遲時間又逐漸減少，最后到昆侖站（DOMEA）Sp延遲時間重新增加。由此可以判斷地殼厚度從中山站到EAGLE逐漸增厚然后減薄，到昆侖站又重新增厚。

圖3 震中分布圖（黑點所示）Fig.3.Eventpositions（blackpoints）

圖4 EAGLE（a）和昆侖站（b）的S波接收函數(shù)Fig.4.ThereceiverfunctionsofthestationsEAGLE（a）andDOMEA（b）

圖5 各臺疊加后的S波接收函數(shù)Fig.5.StackedSRFsforthe7Chineseseismicstations

1.3 地殼厚度反演方法

我們采用了Hansen等［9］使用的利用枚舉法通過擬合面波頻散和Sp延遲時間共同確定地殼厚度的反演思路。在這個反演中，地殼厚度和平均地殼橫波速度為未知量，故需要對所有可能的地殼厚度和平均地殼橫波速度進行正演計算，獲得一個Sp延遲時間和臺站下方的瑞雷波群速度頻散，然后把這兩者計算值與相應觀測值進行對比，并求出擬合誤差。把對面波頻散曲線和Sp延遲時間擬合誤差較小的模型選為可接受模型，所有可接受模型的地殼厚度平均值即為最終地殼厚度值。在正演計算中，所有模型均包含四層：冰層，厚度相等的上下地殼和上地幔。除中山站地震臺（ZHSH）外，其他臺站下方的冰層厚度值取自于Bedmap2模型［3］，該模型包含了第4個國際極地年以來，尤其是昆侖站及周邊區(qū)域國際聯(lián)合工作的最新冰蓋探測成果。冰層厚度在反演過程中固定不變，Moho深度在30—65km之間，以1km間隔變化。與Hansen等［10］一樣，本文把冰層和上地幔的橫波速度分別固定為1.9km／s和4.5km／s；上下地殼的橫波速度均在3.4km／s和3.9km／s之間以0.05km／s間隔變化；所有模型中冰層、地殼和地幔的泊松比都被分別固定為0.33、0.25和 0.28。

由于以上計算需要同時擬合面波頻散曲線和Sp延遲時間，所以這個反演實際是一個多目標反演問題［12］。在多目標反演中，對任何一個觀測的擬合達到最優(yōu)的模型往往都被認為是好的模型。為此，與Hansen等［9］采用的先后對兩種觀測誤差分別給定可接受擬合誤差的選取原則不同，本文選用了把兩種觀測擬合誤差的加權和作為評估模型優(yōu)劣的原則。在對一種觀測擬合良好的情況下，使用擬合誤差加權和既有利于保留對其他觀測擬合較差的模型，也有利于拋棄那些對其他觀測擬合極差的模型。另外，使用擬合誤差加權和有利于拋棄那些對單個觀測擬合誤差可接受，但又都不最優(yōu)的模型。圖6顯示了所有可能模型（黑圈）對DOMEA臺的面波頻散（橫軸）和Sp延遲時間（縱軸）的擬合情況。其中紅點顯示了利用兩種擬合誤差的加權和選取的可接受模型，可見這些模型同時具有較小的面波擬合誤差和（或）Sp延遲時間擬合誤差。其中觀測Sp延遲時間來自于本文的S波接收函數(shù)，周期從10—200s之間的瑞雷波群，速度來自于南極大陸面波層析成像［8］（圖 7）。

圖6 DOMEA臺所有可能模型對面波群速度頻散曲線和Sp延遲時間的擬合誤差.圖中紅點為可接受模型Fig.6.MisfitofgroupvelocitiesandSpdelaytimeofallmodels forDomeAstation.Redpointsareacceptablemodels

2 結果

圖7 各臺站下方瑞雷面波群速度頻散曲線Fig.7.Rayleighwavegroupvelocitiesusedintheinversion

對每個臺站的可接受模型（圖6中紅點所示）進行平均得到了該臺下方的平均橫波速度剖面和地殼厚度。圖8顯示了中山站到昆侖站之間7個臺站下方的平均橫波速度剖面，圖9和表1顯示了各臺下的地殼厚度。除了中山站臺（ZHSH）外，表1所列其他臺站下冰厚來自于Bedmap2。圖8和表1顯示，大陸邊緣的中山站下的地殼厚度最薄，約38km。昆侖站（DOMEA）的地殼厚度最厚，達到約62km。從中山站到CHNB臺，地殼厚度逐漸增加至58km，隨后又于CHNA臺站下方減薄至47km。這個變化趨勢說明了從中山站至CHNB之間構造相對穩(wěn)定，而CHNA附近與低緯度區(qū)域構造變化較大。從冰下地形（圖9）變化來看，中山站至CHNB之間似乎位于一個地貌單元，而CHNA卻處于另一個地貌單元。故這里的地殼厚度應該是可靠的，且地殼厚度的變化明顯反映了構造的變化。

昆侖站（DomeA）是南極冰層地形最高點，也是南極大陸地殼最厚的地方［8］。這里得到的DomeA之下的地殼厚度為62km。東南極基本為穩(wěn)定的克拉通，但昆侖站之下地殼厚度遠遠超過其他大陸克拉通的地殼厚度，卻與青藏高原或安第斯山等碰撞俯沖造山帶的地殼厚度基本接近，故此可推測，昆侖站之下的地殼應該是俯沖或碰撞所形成的。但由于現(xiàn)今東南極在顯生宙長時間穩(wěn)定，故昆侖站之下地殼形成之后未經(jīng)明顯改造，古老的造山帶地殼根才得以保留至今。

在距昆侖站約200km的CHNA下的地殼厚度（46.8km）卻明顯比昆侖站下地殼偏薄，同時也比30km之外的美國地震臺P124（圖1中CHNA附近標注地殼厚度為57.5km的位置）明顯偏薄。這有可能由于CHNA臺有效數(shù)據(jù)較少，其結果可靠性偏低。但如果昆侖站及甘伯采夫山脈是碰撞造山的話，那么昆侖站附近區(qū)域的地殼結構側向變化應該較大，數(shù)十公里之外區(qū)域的地殼出現(xiàn)明顯變化是可能的，即CHNA下地殼薄也是合理的。另外，CHNA和CHNB之間存在一個明顯的溝谷基巖地形。一般來說，溝谷地貌暗示著其下面或其附近地殼結構與周圍可能不同，這從一個側面也支持CHNA與周圍明顯不同。如果CHNA地殼明顯偏薄的話，這可以說明甘伯采夫山脈地殼側向變化較大，即其形成時的所遭受的構造作用較復雜。

從圖8和表1還可以看出，地殼厚度的橫向變化趨勢與各臺站下方的冰層厚度有較好的對應關系：地殼最薄的中山站的冰層厚度幾乎為零；地殼最厚的昆侖站下方的冰層厚度厚達兩公里；而其間的CHNA具有較薄的地殼厚度，其冰層厚度也相對較薄。冰層厚度的變化直接對應了冰下地形或基巖表面形態(tài)的變化；而在其他大陸，基巖表面形態(tài)（即常說的地形地貌）的變化直接與地殼結構和構造有關。因此在冰層覆蓋地區(qū)，地殼厚度與冰層厚度的相關性體現(xiàn)了基巖地形地貌與地殼構造間的相關性。

表1 中山站到昆侖站中國地震臺下的地殼厚度Table1.CrustalthicknessesbeneaththeChinesestations

圖8 各地震臺下的地殼橫波速度分布Fig.8.S-velocityprofilesbeneathChineseseismicstations

圖9 中國地震臺下的地殼厚度（黃色填充黑框中的數(shù)字）Fig.9.CrustalthicknessesoftheChinesestations（yellowshadednumericallabels）

3 結論

第4個國際極地年開始后，國際上在東南極實施了大規(guī)模利用天然地震觀測對深部結構探測的工作。中國方面執(zhí)行的從中山站至昆侖站（或稱DomeA）間部署天然地震觀測臺進行深部結構探測的工作是國際聯(lián)合工作的一部分，也是國際極地年期間中國PANDA計劃的一部分。從2007／2008開始至2013年，中國方面相繼在中山站—昆侖站之間安裝了8個低溫甚寬頻地震臺站。這里通過對其中7個天然地震臺數(shù)據(jù)的分析，獲得了從甘伯采夫山脈最高點（DomeA）至中山站的地殼厚度分布。

隨著緯度的升高，地殼厚度由大陸邊緣的中山站下的約38km逐漸增加至CHNB臺下的58km，隨后又于CHNA臺站下方減薄至47km，然后又快速增大到昆侖站（DomeA）下的62km。這個變化說明了從中山站至CHNB之間構造相對均勻。昆侖站（DOMEA）不但是從中山站到昆侖站間地殼最厚的地方，也是南極大陸地殼最厚的地方，甚至是各克拉通地區(qū)地殼最厚的地區(qū)。地殼構造和地殼厚度的變化總能在地貌變化上有一定的反映，中山站至昆侖站之間地殼厚度的變化與冰下地貌變化存在明顯的相關性，這從一個側面說明了地殼厚度是可靠的，且地殼厚度的變化明顯反映了構造的變化。

東南極為穩(wěn)定的克拉通，但本文得到的DomeA之下的地殼厚度（62km）比其他大陸克拉通的地殼厚度厚，與青藏高原或安第斯山等碰撞俯沖造山帶的地殼厚度基本接近，故此可推測，昆侖站之下的地殼應該是俯沖或碰撞所形成的，且古老的造山帶地殼根保留至今。在距昆侖站約200km的CHNA下的地殼厚度卻明顯比昆侖站下地殼偏薄，同時也比30km之外的美國地震臺P124明顯薄。這可能說明了甘伯采夫山脈地殼側向變化較大，即其形成時所遭受的構造作用較復雜。

致謝 數(shù)據(jù)由中國極地研究中心和中國南北極數(shù)據(jù)中心建設的“極地科學數(shù)據(jù)共享平臺（http：／／www.chinare.org.cn）”提供。所有野外工作由中國第24—29次南極內(nèi)陸冰蓋科考隊完成，向內(nèi)陸冰蓋科考隊所有參與地震臺站工作的隊員一并致謝。

1 Phillips G，L?eufer A L.Brittle deformation relating to the Carboniferous-Cretaceous evolution of the LambertGraben，East Antarctica：A precursor for Cenozoic relief development in an intraplate and glaciated region.Tectonophysics，2009，471（3-4）：216—224.

2 Harrowfield M，Holdgate G R，Wilson C JL，et al.Tectonic significance of the Lambert graben，East Antarctica：Reconstructing the Gondwanan rift.Geology，2005，33（3）：197—200.

3 Fretwell P，Pritchard H D，Vaughan D G，et al.Bedmap 2：improved ice bed，surface and thickness datasets for Antarctica.The Cryosphere，2013，7（1）：375—393.

4 Baranov A，Morelli A.The Moho depth map of the Antarctica region.Tectonophysics，2013，609：299—313.

5 Langston C A.Structure under Mount Rainier，Washington，inferred from teleseismic body waves.Journal of Geophysical Research：Solid Earth（1978—2012），1979，84（B9）：4749—4762.

6 Winberry JP，Anandakrishnan S.Crustal structure of theWest Antarctic rift system and Marie Byrd Land hotspot.Geology，2004，32（11）：977—980.

7 Bayer B，GeisslerW H，Eckstaller A，etal.Seismic imaging of the crustbeneath Dronning Maud Land，East Antarctica.Geophysical Journal International，2009，178（2）：860—876.

8 An M，Wiens D，Zhao Y，et al.3D Lithosphere Structure of the Antarctic Plate and its Geodynamical Implications on the Plate Evolution.IAHS／IAPSO／IASPEIJoint Assembly 2013，Gothenburg，Sweden，2013.

9 Hansen SE，JuliàJ，Nyblade A A，et al.Using Swave receiver functions to estimate crustal structure beneath ice sheets：An application to the Transantarctic Mountains and East Antarctic craton.Geochemistry，Geophysics，Geosystems，2009，10（8）：Q08014，doi：10.1029／2009GC002576.

10 Hansen SE，Nyblade A A，Heeszel D S，etal.Crustal structure of the Gamburtsev Mountains，East Antarctica，from S-wave receiver functions and Rayleigh wave phase velocities.Earth and Planetary Science Letters，2010，300（3-4）：395—401.

11 Ligorría JP，Ammon C J.Iterative deconvolution and receiver-function estimation.Bulletin of the Seismological Society of America，1999，89（5）：1395—1400.

12 An M J，Assump??o M S.Multi-objective inversion of surface waves and receiver functions by competent genetic algorithm applied to the crustal structure of the paranábasin，SE brazil.Geophysical Research Letters，2004，31（5）：L05615，doi：10.1029／2003GL019179.