焦煜媛 沈旭章 馬克博 錢(qián)銀蘋(píng) 王靜波

1) 中國(guó)蘭州730000中國(guó)地震局蘭州地震研究所 2) 中國(guó)蘭州730000中國(guó)地震局地震預(yù)測(cè)研究所蘭州科技創(chuàng)新基地

?

利用P波“影區(qū)”特征探測(cè)青藏高原東部巖石層內(nèi)低速層*

焦煜媛1)沈旭章1,2),*馬克博1)錢(qián)銀蘋(píng)1)王靜波1)

1) 中國(guó)蘭州730000中國(guó)地震局蘭州地震研究所 2) 中國(guó)蘭州730000中國(guó)地震局地震預(yù)測(cè)研究所蘭州科技創(chuàng)新基地

選用我國(guó)西藏及其周邊地區(qū)測(cè)震臺(tái)網(wǎng)35個(gè)臺(tái)站寬頻帶數(shù)字地震儀記錄到的2014年10月7日云南普洱MS6.1地震的波形資料， 分析了垂直向分量初至P波的幅度特征． 結(jié)果表明： 在震中距處于5°—18°之間的P波初動(dòng)幅度相對(duì)較小， 存在“影區(qū)”特征， 推測(cè)該“影區(qū)”是由青藏高原下方巖石層內(nèi)低速層所引起的； 通過(guò)試錯(cuò)法， 多次對(duì)比不同模型的理論波形與觀測(cè)波形的P波初動(dòng)振幅隨震中距的變化形態(tài)， 最終確定在78 km深處存在一厚度為24 km的低速層， 層內(nèi)速度梯度約為-0.05/s．

巖石層 低速層 地震波影區(qū) 理論地震圖 青藏高原

引言

一般情況下， 地震波的傳播速度隨深度的增加而增加， 但地球內(nèi)部還存在地震波傳播速度隨深度增加而減小的低速層， 這種低速層對(duì)射線形狀、 走時(shí)曲線以及地震波形特征等具有重要影響． 圖1a為存在低速層地殼模型的地震射線路徑示意圖， 在地球內(nèi)部某處存在低速層的情況下， 地面上AB段接收不到地震波， 對(duì)應(yīng)的走時(shí)曲線便在相應(yīng)的震中距處出現(xiàn)一段“空缺”， 通常稱(chēng)之為“影區(qū)”(圖1b)(徐果明， 周蕙蘭， 1982)． 在實(shí)際觀測(cè)波形中， 震中距處于“影區(qū)”的地震波形表現(xiàn)為初動(dòng)比較微弱． 在日常的地震監(jiān)測(cè)工作中， 在地震圖中發(fā)現(xiàn)震中距為5°—18°時(shí)會(huì)出現(xiàn)P波或S波震相“影區(qū)”現(xiàn)象． 如果能定量地對(duì)“影區(qū)”的波形特征進(jìn)行分析， 就可以得到準(zhǔn)確的低速層深度和速度變化特征， 這對(duì)區(qū)域深部結(jié)構(gòu)特征的認(rèn)識(shí)具有重要科學(xué)意義．

圖1 含低速層地殼模型的地震射線路徑(a)及其走時(shí)曲線(b)

20世紀(jì)50年代， Gutenberg(1950， 1951， 1954， 1955)等利用地震波記錄中觀測(cè)到的有限“影區(qū)”信息， 對(duì)不同區(qū)域可能存在的地殼及上地幔中的低速層進(jìn)行了研究， 提出上地幔頂部存在低速層可能是地球內(nèi)部的一個(gè)普遍現(xiàn)象， 并認(rèn)為地震波“影區(qū)”是由100—150 km深處的低速層所引起的． 此后， 上地幔低速層的存在及其可能原因一直是地學(xué)研究的一個(gè)熱點(diǎn)． Gutenberg(1953)提出， 如果低速層的存在通過(guò)“影區(qū)”來(lái)表現(xiàn)， 那么在“影區(qū)”內(nèi)的初至波振幅應(yīng)該比較小(圖1)； 而要確定地震波觀測(cè)資料中的“影區(qū)”現(xiàn)象， 需仔細(xì)量取初至波幅值． 在早期的觀測(cè)記錄中， 由于受觀測(cè)場(chǎng)地地質(zhì)條件、 觀測(cè)儀器性能以及觀測(cè)資料數(shù)量等因素的影響 (Steinhart， Meyer， 1961； Pakiser， 1963)， 能可靠地分辨出“影區(qū)”現(xiàn)象的觀測(cè)記錄不易獲取， 因此對(duì)于“影區(qū)”的定量化認(rèn)識(shí)一直較為困難．

近年來(lái)， 基于S波接收函數(shù)(Kumaretal， 2005； Chenetal， 2008， 2014； Kindetal， 2012)、 地震層析成像(Chen， 2010)和上地幔結(jié)構(gòu)地震模型(Fischeretal， 2010)等結(jié)果， 在全球不同區(qū)域均觀測(cè)到了80 km深度附近的低速層． Karato等(2015)由高溫高壓實(shí)驗(yàn)結(jié)果推斷該界面為巖石層中的一個(gè)低速界面(mid-lithosphere discontinuity， 簡(jiǎn)寫(xiě)為MLD)， 由特定溫壓條件下的礦物節(jié)理面變形所引起， 且該界面的性質(zhì)與溫度、 水含量及部分熔融等密切相關(guān)．

青藏高原是全球海拔最高、 變形規(guī)模最大和發(fā)生時(shí)代最新的陸-陸碰撞造山帶， 也是全球殼幔結(jié)構(gòu)最為復(fù)雜、 殼幔相互作用最為活躍的帶域之一， 歷史上曾發(fā)生多次中強(qiáng)地震(鄧起東等， 2002； 張培震等， 2003； 張冰等， 2015)． 由于青藏高原及其周邊區(qū)域特殊的構(gòu)造活動(dòng)背景， 在該地區(qū)開(kāi)展地殼及上地幔速度結(jié)構(gòu)的研究對(duì)青藏高原地球動(dòng)力學(xué)和地震學(xué)研究具有非常重要的科學(xué)意義． 近30年來(lái)， 國(guó)內(nèi)許多地震科學(xué)研究人員對(duì)該地區(qū)的地殼及上地幔速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了區(qū)域性的不同尺度的研究． 人工地震深部探測(cè)(滕吉文， 2008)、 體波和面波層析成像(丁志峰等， 2001)、 背景噪聲層析成像(趙盼盼等， 2015)、 接收函數(shù)(王椿鏞等， 2008)、 轉(zhuǎn)換函數(shù)(高星等， 2008)和大地電磁數(shù)據(jù)聯(lián)合反演(彭淼等， 2012)等結(jié)果均表明青藏高原及其周邊區(qū)域的中、 下地殼及上地幔中低速層較為發(fā)育， 而上地幔低速層深度可以較好地對(duì)應(yīng)MLD， 但直接利用觀測(cè)波形特征進(jìn)行該低速層研究的工作尚未報(bào)道． 鑒于此， 本文擬選取西藏及其周邊地區(qū)測(cè)震臺(tái)網(wǎng)記錄到的地震波形數(shù)據(jù)， 通過(guò)準(zhǔn)確量取“影區(qū)”初至波幅值， 對(duì)青藏高原內(nèi)部的MLD進(jìn)行探測(cè)， 并對(duì)其深度、 厚度及梯度進(jìn)行定量分析， 以期對(duì)地球深部結(jié)構(gòu)進(jìn)行深入研究.

1 資料處理

本文研究區(qū)為青藏高原東部. 為了使所研究的地震波攜帶盡可能多的地殼及上地幔信息， 最好選用淺源地震， 且由于P波的運(yùn)動(dòng)學(xué)和動(dòng)力學(xué)性質(zhì)決定了垂直向P波震相比較清楚， 因此， 選用西藏及其周邊地區(qū)臺(tái)網(wǎng)35個(gè)測(cè)震臺(tái)(圖2)記錄到的2014年10月7日云南普洱MS6.1淺源地震的垂直向地震波形數(shù)據(jù). 這些臺(tái)站所使用的寬頻帶數(shù)字地震儀能夠清晰地記錄到相應(yīng)震中距范圍內(nèi)的垂直向P波震相， 且波形記錄具有較高的信噪比， 為準(zhǔn)確量取P波的幅值提供了良好的資料保證．

云南普洱MS6.1地震的地震參數(shù)和震源機(jī)制解均采用哈佛大學(xué)矩心矩張量(centroid moment tensor， 簡(jiǎn)寫(xiě)為CMT)解， 具體列于表1． 臺(tái)站到震中的距離跨度為3°—25°， 包含了MLD可能產(chǎn)生“影區(qū)”的震中距范圍5°—18°．

圖2 西藏及其周邊區(qū)域臺(tái)網(wǎng)部分固定臺(tái)站(三角形)分布及云南普洱

發(fā)震時(shí)間年-月-日時(shí):分:秒北緯/°東經(jīng)/°MS深度/kmCMT/(1025N·m)MrrMttMppMrtMrpMtp2014-10-0713:49:43.623.38100.546.113.7-0.823-18.118.93.070.939.69

雖然所選取的原始記錄波形信噪比已較高， 且P波初動(dòng)較為清晰， 但為了使觀測(cè)波形更為清晰， 突出P波初動(dòng)震相， 將原始地震波數(shù)據(jù)仿真至世界標(biāo)準(zhǔn)地震臺(tái)網(wǎng)短周期地震儀WWSSN-SP(Kim， 2007)上． 首先， 截取包含完整P波到完整面波時(shí)間段的波形數(shù)據(jù)作為研究對(duì)象， 對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行格式轉(zhuǎn)換、 去均值、 去尖滅和去線性趨勢(shì)等處理， 得到所有臺(tái)站垂直向P波的剖面圖， 如圖3a所示； 然后， 量取每個(gè)臺(tái)站的垂直向P波初動(dòng)幅值， 以其中的最大值為標(biāo)準(zhǔn)對(duì)其它臺(tái)站的P波初動(dòng)幅值進(jìn)行歸一化， 將歸一化幅值作為該震中距對(duì)應(yīng)的幅度． 為了突顯幅值隨震中距的變化趨勢(shì)， 同時(shí)避免殘差過(guò)大和多項(xiàng)式的次數(shù)過(guò)高所引起的龍格現(xiàn)象， 通過(guò)多次嘗試， 對(duì)歸一化幅值進(jìn)行4次多項(xiàng)式擬合， 得到P波初動(dòng)歸一化幅值的擬合曲線， 如圖3b所示． 可以看出， 當(dāng)震中距為5°—18°時(shí)， 擬合曲線隨震中距的增大呈下拋物線形態(tài)， 即震中距從5°開(kāi)始幅值逐漸下降， 在10°左右達(dá)到最低點(diǎn)， 至18°時(shí)又上升至極大值． 該現(xiàn)象符合地震波“影區(qū)”特征， 可以初步判斷在地球內(nèi)部存在低速層．

圖3 觀測(cè)波形剖面圖(a)和P波初動(dòng)歸一化幅值及其擬合曲線(b)

2 結(jié)果分析

2.1 觀測(cè)結(jié)果試錯(cuò)數(shù)值模擬解釋

圖4 本文所構(gòu)建的3種P波速度結(jié)構(gòu)模型Fig.4 Three types of P wave velocity structure models constructed in this paperThe red solid line, dashed line and blue dotted line represent the models 1， 2， 3， respectively

依據(jù)青藏高原及其鄰近區(qū)域已有的部分研究結(jié)果(滕吉文等， 1998； 黃忠賢等， 2014)， 基于IASP91速度結(jié)構(gòu)模型(Kennett， Engdahl， 1991)， 本文通過(guò)試錯(cuò)法依次構(gòu)建了3種地殼及上地幔P波一維速度結(jié)構(gòu)模型， 并對(duì)其產(chǎn)生的結(jié)果進(jìn)行比較分析． 圖4給出了所構(gòu)建的3種P波速度結(jié)構(gòu)模型: ① 模型1， 在莫霍面下存在一低速層； ② 模型2， 在康拉德界面和莫霍面下各存在一低速層； ③ 模型3， 地殼及上地幔均無(wú)低速層． 在構(gòu)建速度結(jié)構(gòu)模型時(shí)， 地殼厚度均為60 km， 康拉德界面在深30 km處， 康拉德上下界面和莫霍上下界面的速度均與IASP91速度模型相同． 地殼低速層的上界面設(shè)在30 km深度處， 下界面設(shè)在42 km深度處， 層內(nèi)速度梯度為-0.025/s， P波Q值為200， 層外P波Q值為1340； 上地幔低速層的上界面設(shè)在78 km深度處， 下界面設(shè)在102 km深度處， 低速層內(nèi)速度梯度為-0.05/s， P波Q值為500， 層外P波Q值為1340． 此外， 模型其它部分的地震波速度結(jié)構(gòu)均與IASP91模型一致．

通過(guò)計(jì)算不同模型的全波場(chǎng)理論地震圖， 可以分析不同速度模型對(duì)P波初動(dòng)幅值變化趨勢(shì)的影響． 計(jì)算理論地震圖時(shí)， 數(shù)據(jù)處理過(guò)程與實(shí)際觀測(cè)資料的處理過(guò)程基本一致， 即地震事件參數(shù)和矩心矩張量采用哈佛大學(xué)CMT解(表1)， 臺(tái)站經(jīng)、 緯度均采用已選臺(tái)站的經(jīng)、 緯度， 利用反透射率方法(Ma， 2013)， 首先基于所構(gòu)建的3種P波速度結(jié)構(gòu)模型分別計(jì)算全波場(chǎng)理論地震圖， 得到的理論地震圖為速度記錄； 然后分別量取每個(gè)臺(tái)站的P波垂直向初動(dòng)幅值， 以其中最大的初動(dòng)幅值為標(biāo)準(zhǔn)對(duì)其它所有臺(tái)站的初動(dòng)幅值進(jìn)行歸一化處理； 最后對(duì)歸一化的初動(dòng)幅值進(jìn)行4次多項(xiàng)式擬合．

圖5中給出了3種模型的垂直向理論地震波形圖和P波初動(dòng)歸一化幅值及其擬合曲線變化趨勢(shì)圖． 對(duì)于模型1(圖5a)， 當(dāng)震中距為5°—18°時(shí)， 理論地震圖的P波歸一化初動(dòng)幅值擬合曲線呈平滑的下拋物線形態(tài)， 該結(jié)果與實(shí)際觀測(cè)資料的結(jié)果較為吻合， 該模型的地殼厚度為60 km， 在78 km深處存在一低速層， 低速層的厚度為24 km， 層內(nèi)速度梯度為-0.05/s． 接收函數(shù)和人工地震結(jié)果(高銳， 1995a， b； 吳慶舉， 曾融生， 1998； 陳九輝等， 2005)也表明， 青藏高原地殼厚度為60—80 km． 最近幾年， 采用高分辨率短周期體波分析大陸內(nèi)部結(jié)構(gòu)的地震學(xué)研究結(jié)果(Karatoetal， 2015)顯示， 巖石層內(nèi)60—150 km深處的地震波速度基本上降低了2%—6%， 該現(xiàn)象在全球普遍存在， 這說(shuō)明該模型具有一定的合理性．

圖5 3種模型的垂直向理論波形圖(左)和P波初動(dòng)歸一化幅值及其擬合曲線(右)

模型2中， 除了在康拉德界面下存在厚12 km的低速層外， 其它部分與模型1一致． 對(duì)于模型2(圖5b)， 理論地震圖的P波初動(dòng)歸一化幅值的分布及其4次多項(xiàng)式擬合曲線變化形態(tài)與模型1幾乎相同， 這說(shuō)明當(dāng)震中距大于5°時(shí)， 地震波對(duì)地殼低速層不敏感， 無(wú)論地殼中有無(wú)低速層， 只要上地幔存在低速層， 在5°—18°震中距范圍內(nèi)的地震波形所表現(xiàn)出來(lái)的現(xiàn)象幾乎是相同的． 因此， 若要詳細(xì)研究地殼中的低速層， 應(yīng)選用地方震和近震的波形數(shù)據(jù)．

模型3(圖5c)是在模型1的基礎(chǔ)上去掉了上地幔的低速層， 其計(jì)算得到的理論地震圖的P波初動(dòng)歸一化幅值呈現(xiàn)出雜亂無(wú)章的隨機(jī)現(xiàn)象， P波初動(dòng)歸一化幅值的4次多項(xiàng)式擬合曲線的變化形態(tài)與模型1的結(jié)果相差很大， 該現(xiàn)象從反面進(jìn)一步證明了研究區(qū)巖石層內(nèi)確實(shí)存在低速層．

2.2 不同震源機(jī)制解的影響分析

不同的震源機(jī)制解可能會(huì)造成某些區(qū)域的地震能量輻射有所差異， 從而導(dǎo)致P波初動(dòng)幅值大小的差異． 2.1節(jié)主要給出了走滑型震源機(jī)制解的模擬結(jié)果， 為了研究不同震源機(jī)制解對(duì)P波初動(dòng)幅值造成的影響， 對(duì)不同震源機(jī)制解的類(lèi)型進(jìn)行數(shù)值模擬試驗(yàn). 通過(guò)正斷層和逆斷層的震源機(jī)制解分別計(jì)算的理論地震圖如圖6所示， 計(jì)算過(guò)程和數(shù)據(jù)處理過(guò)程與前文一致． 可以看出： 對(duì)于正斷層， 雖然各臺(tái)站模擬P波初動(dòng)的歸一化幅值(圖6a)與走滑型斷層的模擬結(jié)果相比均有增大現(xiàn)象， 但各初動(dòng)歸一化幅值的擬合曲線變化趨勢(shì)并未對(duì)5°—18°的“影區(qū)”現(xiàn)象造成影響； 對(duì)于逆斷層， 其模擬結(jié)果(圖6b)基本與走滑斷層的結(jié)果一致， 這說(shuō)明不同震源機(jī)制解對(duì)形成“影區(qū)”現(xiàn)象的影響較?。?/p>

圖6 由速度結(jié)構(gòu)模型1計(jì)算得到的不同震源機(jī)制解的理論波形(左)

3 討論與結(jié)論

本文嘗試?yán)玫卣鸩ㄓ^測(cè)資料中的“影區(qū)”特征， 對(duì)巖石層內(nèi)存在的低速層進(jìn)行了研究． 在前人研究工作的基礎(chǔ)上， 通過(guò)試錯(cuò)法， 構(gòu)建了3種不同的殼幔速度結(jié)構(gòu)模型， 利用反射透射率法模擬計(jì)算了理論地震圖， 并通過(guò)對(duì)比觀測(cè)波形與理論波形的P波初動(dòng)幅值的變化趨勢(shì)， 分析了青藏高原巖石層內(nèi)低速層的特征， 對(duì)青藏高原地區(qū)觀測(cè)到的波形中出現(xiàn)的“影區(qū)”現(xiàn)象進(jìn)行了合理解釋?zhuān)?研究結(jié)果表明， 由模型1得到的P波初動(dòng)幅值變化形態(tài)與相應(yīng)的觀測(cè)波形形態(tài)一致， 說(shuō)明青藏高原下方巖石層內(nèi)約78 km深處存在一低速層， 厚度約為24 km， 速度變化率為-0.05/s， 這種殼幔深度、 厚度以及分層現(xiàn)象與前人的研究結(jié)果(高銳， 1995b； 吳慶舉， 曾融生， 1998； 陳九輝等， 2005； Karatoetal， 2015)基本一致． 在實(shí)際觀測(cè)中， 盡管幾何衰減對(duì)地震波的幅值有一定的影響， 本文在計(jì)算理論地震圖時(shí)也考慮了幾何衰減， 所以幾何衰減因素對(duì)本研究并無(wú)影響．

上地幔中由于410 km 深處高速間斷面(簡(jiǎn)稱(chēng)410 km間斷面)和660 km深處高速間斷面(簡(jiǎn)稱(chēng)660 km間斷面)的存在， 在震中距為10°—30°的范圍內(nèi)會(huì)產(chǎn)生三重震相(Wangetal， 2009)， 進(jìn)而可能對(duì)直達(dá)P波的振幅幅值產(chǎn)生一定影響， 為此通過(guò)數(shù)值模擬試驗(yàn)對(duì)該因素可能產(chǎn)生的影響進(jìn)行了具體分析. 在已有結(jié)果的基礎(chǔ)上， 分別對(duì)不存在410 km和660 km間斷面的情況進(jìn)行了數(shù)值模擬試驗(yàn)， 其模擬結(jié)果如圖7所示， 實(shí)驗(yàn)過(guò)程與前文一致． 可以看出， 在不存在410 km間斷面和660 km間斷面的情況下， 所量取的模擬波形的P波初動(dòng)歸一化幅值及其擬合曲線變化形態(tài)與模型1的結(jié)果基本一致， 這說(shuō)明410 km和660 km間斷面的三重震相對(duì)直達(dá)P波的幅值影響較?。?考慮到410 km和660 km間斷面在全球普遍存在， 在觀測(cè)波形中包含了410 km和660 km間斷面的三重震相影響， 而在模型1的數(shù)值試驗(yàn)中均已將410 km和660 km間斷面的三重震相的貢獻(xiàn)成分考慮在內(nèi)， 所以本文設(shè)計(jì)的速度結(jié)構(gòu)模型1對(duì)于解釋實(shí)際觀測(cè)到的地震波“影區(qū)”現(xiàn)象是合理的．

圖7 無(wú)間斷面速度結(jié)構(gòu)模型1(左)以及計(jì)算得到的理論波形(中)

如上所述， 本文雖然已初步得到了比較滿(mǎn)意的結(jié)果， 但尚存不足之處： 理論波形的P波初動(dòng)歸一化幅值與觀測(cè)波形的幅值并非完全一一對(duì)應(yīng)， 可能是由于地球的內(nèi)部結(jié)構(gòu)本身很復(fù)雜， 對(duì)地球內(nèi)部的認(rèn)識(shí)還遠(yuǎn)遠(yuǎn)不夠， 而且一維速度結(jié)構(gòu)模型本身也不能很好地反映地球內(nèi)部的橫向不均勻性； 對(duì)于模型1和模型2的結(jié)果所表現(xiàn)出的相似性， 尚需要收集地方震和近震的地震波形資料作進(jìn)一步研究分析．

該低速層深度范圍與目前高溫高壓實(shí)驗(yàn)結(jié)果(Karatoetal， 2015)所得到的深度范圍較為一致， 故初步推測(cè)該低速層是由地球內(nèi)部礦物節(jié)理面變形所引起的． 由于印度板塊的NE向俯沖， 造成了青藏高原下方地幔物質(zhì)向東流動(dòng)， 使得研究區(qū)地殼、 巖石層內(nèi)的物質(zhì)組分及速度結(jié)構(gòu)都比較復(fù)雜， 本文給出的模型1較好地解釋了大尺度的一種特征， 但是對(duì)于更細(xì)節(jié)的結(jié)構(gòu)， 如部分熔融可能造成的多次間斷面等特征(Karatoetal， 2015)， 尚未進(jìn)行深入分析． 隨著觀測(cè)資料的大量積累， 對(duì)巖石層內(nèi)低速層的精細(xì)結(jié)構(gòu)需進(jìn)一步研究．

中國(guó)地震局測(cè)震臺(tái)網(wǎng)中心趙仲和研究員在地震波形數(shù)據(jù)分析中給予了指導(dǎo)和幫助， 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院周元澤教授在文章的寫(xiě)作過(guò)程中提出了寶貴意見(jiàn)， 作者在此一并表示感謝．

陳九輝， 劉啟元， 李順成， 郭飆， 賴(lài)院根. 2005. 青藏高原東北緣—鄂爾多斯地塊地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 48(2): 333--342.

Chen J H， Liu Q Y， Li S C， Guo B， Lai Y G. 2005. Crust and upper mantle S-wave velocity structure across northeas-tern Tibetan Plateau and Ordos block[J].ChineseJournalofGeophysics， 48(2): 333--342 (in Chinese).

鄧起東， 張培震， 冉勇康， 楊曉平， 閔偉， 楚全芝. 2002. 中國(guó)活動(dòng)構(gòu)造基本特征[J]. 中國(guó)科學(xué)： D輯， 32(12): 1020--1030.

Deng Q D， Zhang P Z， Ran Y K， Yang X P， Min W， Chu Q Z. 2002. Basic characteristics of active tectonics of China[J].ScienceinChina：SeriesD， 46(4): 356--372.

丁志峰， 何正勤， 吳建平， 孫為國(guó). 2001. 青藏高原地震波三維速度結(jié)構(gòu)的研究[J]. 中國(guó)地震， 17(2): 202--209.

Ding Z F， He Z Q， Wu J P， Sun W G. 2001. Research on the 3-D seismic velocity structures in Qinghai-Xizang Plateau[J].EarthquakeResearchinChina， 17(2): 202--209 (in Chinese).

高銳. 1995a. 青藏高原地殼上地幔地球物理調(diào)查研究成果綜述(上)[J]. 中國(guó)地質(zhì)， 22(4): 26--28.

Gao R. 1995a. An introduction to geophysical study of the crust and upper mantle on the Tibetan Plateau area (Ⅰ)[J].GeologyinChina， 22(4): 26--28(in Chinese).

高銳. 1995b. 青藏高原地殼上地幔地球物理調(diào)查研究成果綜述(下)[J]. 中國(guó)地質(zhì)， 22(5): 20--22.

Gao R. 1995b. An introduction to geophysical study of the crust and upper mantle on the Tibetan Plateau area (Ⅱ)[J].GeologyinChina， 22(5): 20--22 (in Chinese).

高星， 郭志， 王衛(wèi)民， 姚振興. 2008. 用轉(zhuǎn)換函數(shù)方法研究騰沖—臨滄地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 51(2): 451--459.

Gao X， Guo Z， Wang W M， Yao Z X. 2008. Crust structure beneath Tengchong-Lincang region， Yunnan Province， revealed by transform function[J].ChineseJournalofGeophysics， 51(2): 451--459 (in Chinese).

黃忠賢， 李紅誼， 胥頤. 2014. 中國(guó)西部及鄰區(qū)巖石圈S波速度結(jié)構(gòu)面波層析成像[J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 57(12): 3994--4004.

Huang Z X， Li H Y， Xu Y. 2014. Lithospheric S-wave velocity structure of west China and neighboring areas from surface wave tomography[J].ChineseJournalofGeophysics， 57(12): 3994--4004 (in Chinese).

彭淼， 譚捍東， 姜枚， 王偉， 李慶慶， 張立樹(shù). 2012. 利用接收函數(shù)和大地電磁數(shù)據(jù)聯(lián)合反演南迦巴瓦構(gòu)造結(jié)中部地區(qū)殼幔結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 55(7): 2281--2291.

Peng M， Tan H D， Jiang M， Wang W， Li Q Q， Zhang L S. 2012. Joint inversion of receiver functions and magneto-telluric data: Application to crustal and mantle structure beneath central Namche Barwa， eastern Himalayan syntaxis[J].ChineseJournalofGeophysics， 55(7): 2281--2291 (in Chinese).

滕吉文， 胡家富， 張中杰， 王光杰， 趙愛(ài)華， 陳云， 張慧. 1998. 喜馬拉雅碰撞造山帶和羌塘盆地的瑞雷波頻散與三維速度結(jié)構(gòu)[J]. 石油地球物理勘探， 33(5): 632--648.

Teng J W， Hu J F， Zhang Z J， Wang G J， Zhao A H， Chen Y， Zhang H. 1998. The frequency dispersions of Rayleigh waves and 3-D velocity structures in Himalayan collision orogenic zone and Qiangtang basin[J].OilGeophysicalProspecting， 33(5): 632--648 (in Chinese).

滕吉文. 2008. 中國(guó)大陸地殼與上地幔精細(xì)結(jié)構(gòu)探測(cè)十條第一剖面和其作用與科學(xué)意義[J]. 地球物理學(xué)進(jìn)展， 23(5): 1341--1354.

Teng J W. 2008. Ten profiles of artificial-seismic sounding to fine structure of crust and upper mantle in Chinese mainland: The first profiles and its scientific implications[J].ProgressinGeophysics， 23(5): 1341--1354 (in Chinese).

王椿鏞， 樓海， 呂智勇， 吳建平， 常利軍， 戴仕貴， 尤惠川， 唐方頭， Zhu L， Silver P. 2008. 青藏高原東部地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)： 下地殼流的深部環(huán)境[J]. 中國(guó)科學(xué)： D輯， 38(1): 22--32.

Wang C Y， Lou H， Lü Z Y， Wu J P， Chang L J， Dai S G， You H C， Tang F T， Zhu L， Silver P. 2008. S-wave crustal and upper mantle’s velocity structure in the eastern Tibetan Plateau： Deep environment of lower crustal flow[J].ScienceinChina：SeriesD， 51(2): 263--274.

吳慶舉， 曾融生. 1998. 用寬頻帶遠(yuǎn)震接收函數(shù)研究青藏高原的地殼結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 41(5): 669--679.

Wu Q J， Zeng R S. 1998. The crustal structure of Qinghai-Xizang Plateau inferred from broadband teleseismic waveform[J].ChineseJournalofGeophysics， 41(5): 669--679 (in Chinese).

徐果明， 周蕙蘭. 1982. 地震學(xué)原理[M]. 北京: 科學(xué)出版社: 147--148.

Xu G M， Zhou H L. 1982.SeismologyPrinciple[M]. Beijing: Science Press: 147--148 (in Chinese).

張冰， 鐘衛(wèi)星， 周銘， 譚靜， 鄭丹， 歐陽(yáng)龍斌. 2015. 多種地震方法探測(cè)青藏高原東北緣地殼上地幔結(jié)構(gòu)的研究進(jìn)展[J]. 地球物理學(xué)進(jìn)展， 30(4): 1507--1515.

Zhang B， Zhong W X， Zhou M， Tan J， Zheng D， Ouyang L B. 2015. The research progress of the detection crustal and upper mantle structure of northeastern Tibetan Plateau by multiple seismic methods[J].ProgressinGeophysics， 30(4): 1507--1515 (in Chinese).

張培震， 鄧起東， 張國(guó)民， 馬瑾， 甘衛(wèi)軍， 閔偉， 毛鳳英， 王琪. 2003. 中國(guó)大陸的強(qiáng)震活動(dòng)與活動(dòng)地塊[J]. 中國(guó)科學(xué)： D輯， 33(S1): 12--20.

Zhang P Z， Deng Q D， Zhang G M， Ma J， Gan W J， Min W， Mao F Y， Wang Q. 2003. Active tectonic blocks and strong earthquakes in the continent of China[J].ScienceinChina：SeriesD， 46(S2): 13--24.

趙盼盼， 陳九輝， 劉啟元， 郭飚， 李順成， 李昱. 2015. 龍門(mén)山斷裂帶中上地殼速度結(jié)構(gòu)的短周期環(huán)境噪聲成像[J]. 地球物理學(xué)報(bào)， 58(11): 4018--4030.

Zhao P P， Chen J H， Liu Q Y， Guo B， Li S C， Li Y. 2015. Fine structure of middle and upper crust of the Longmenshan fault zone from short period seismic ambient noise[J].ChineseJournalofGeophysics， 58(11): 4018--4030 (in Chinese).

Chen L， Wang T， Zhao L， Zheng T Y. 2008. Distinct lateral variation of lithospheric thickness in the northeastern North China Craton[J].EarthPlanetSciLett， 267(1/2): 56--68.

Chen L. 2010. Concordant structural variations from the surface to the base of the upper mantle in the North China Craton and its tectonic implications[J].Lithos， 120(1/2): 96--115.

Chen L， Jiang M M， Yang J H， Wei Z G， Liu C Z， Ling Y. 2014. Presence of an intralithospheric discontinuity in the central and western North China Craton: Implications for destruction of the craton[J].Geology， 42(3): 223--226.

Fischer K M， Ford H A， Abt D L， Rychert C A. 2010. The lithosphere-asthenosphere boundary[J].AnnuRevEarthPlanetSci， 38: 551--575.

Fournier H G， Ward S H， Morrison H F. 1963.MagnetotelluricEvidencefortheLowVelocityLayer[R]. Berkeley: University of California.

GCMT. 2014. Global CMT catalog[EB/OL]. [2015-08-09]. http://www.globalcmt.org/cgi-bin/globalcmt-cgi-bin/CMT4/form?itype=ymd&yr=2014&mo=10&day=7&otype=ymd&oyr=2014&omo=10&oday=8&jyr=1976&jday=1&ojyr=1976&ojday=1&nday=1&lmw=0&umw=10&lms=0&ums=10&lmb=0&umb=10&llat=-90&ulat=90&llon=-180&ulon=180&lhd=0&uhd=1000<s=-9999&uts=9999&lpe1=0&upe1=90&lpe2=0&upe2=90&list=0.

Gorman A R， Clowes R M， Ellis R M， Henstock T J， Spence G D， Keller G R， Levander A R， Snelson C M， Burianyk M J A， Kanasewich E R， Asudeh I， Hajnal Z， Miller K C. 2002. Deep probe: Imaging the roots of western North America[J].CanJEarthSci， 39(3): 375--398.

Gutenberg B. 1950. Structure of the Earth’s crust in the continents[J].Science， 111(2872): 29--30.

Gutenberg B. 1951. Crustal layers of the continents and oceans[J].GeologSocAmBull， 62(5): 427--439.

Gutenberg B. 1953. Wave velocities at depths between 50 and 600 kilometers[J].BullSeismolSocAmer， 43: 223--232.

Gutenberg B. 1954. Effects of low-velocity layers[J].GeofisPuraEAppl， 29(1): 1--10.

Gutenberg B. 1955. Channel waves in the Earth’s crust[J].Geophysics， 20(2): 283--294.

Karato S， Olugboji T， Park J. 2015. Mechanisms and geologic significance of the mid-lithosphere discontinuity in the continents[J].NatGeosci， 8(7): 509--514.

Kennett B， Engdahl E. 1991. Traveltimes for global earthquake location and phase identification[J].GeophysJInt， 105(2): 429--465.

Kim W-Y. 2007. The size of an earthquake (& explosion)[R/OL]. [2015-07-13]. http:∥citeseerx.ist.psu.edu/viewdoc/download;jsessionid=D6BA2384DE74AD3131774CE53A3FC023?doi=10.1.1.503.3852&rep=rep1&type=pdf.

Kind R， Yuan X H， Kumar P. 2012. Seismic receiver functions and the lithosphere-asthenosphere boundary[J].Tectonophysics， 536/537: 25--43.

Kumar P， Kind R， Hanka W， Wylegalla K， Reigber C， Yuan X， Woelbern I， Schwintzer P， Fleming K， Dahl-Jensen T， Larsen T B， Schweitzer J， Priestley K， Gudmundsson O， Wolf D. 2005. The lithosphere-asthenosphere boundary in the North-West Atlantic region[J].EarthPlanetSciLett， 236(1/2): 249--257.

Ma Y L. 2013. YASEIS: Yet another computer program to calculate synthetic SEISmograms for a spherically multi-layered Earth model[C]∥2013EGUGeneralAssemblyConferenceAbstracts. Vienna: EGU， 15: 5596.

Pakiser L C. 1963. Structure of the crust and upper mantle in the western United States[J].JGeophysRes， 68(20): 5747--5756.

Selby N D， Woodhouse J H. 2002. TheQstructure of the upper mantle: Constraints from Rayleigh wave amplitudes[J].JGeophysRes， 107(B5): ESE 5-1--ESE 5-11.

Stangl R. 1990.DieStrukturderLithosph?reinSchweden，abgeleitetauseinergemeinsamenInterpretationderP-andS-WellenRegistrierungenaufdemFENNOLORA-Profil[D]. Karlsruhe: University of Karlsruhe: 1--187.

Steinhart J S， Meyer R P. 1961.ExplosionStudiesofContinentalStructure[M]. Washington: Carnegie Inst of Wash Publ: 409.

Sultanov D D， Murphy J R， Rubinstein K D. 1999. A seismic source summary for Soviet peaceful nuclear explosions[J].BullSeismolSocAm， 89(3): 640--647.

Thybo H. 2006. The heterogeneous upper mantle low velocity zone[J].Tectonophysics， 416(1/2/3/4): 53--79.

Wang Y， Wen L X， Weidner D. 2009. Array triplication data constraining seismic structure and composition in the mantle[J].SurvGeophys， 30(4): 355--376.

Exploration of the low-velocity layer within the lithosphere beneath the eastern Qinghai-Xizang Plateau using the P wave shadow zone

Jiao Yuyuan1)Shen Xuzhang1,2),*Ma Kebo1)Qian Yinping1)Wang Jingbo1)

1)LanzhouInstituteofSeismology，ChinaEarthquakeAdministration，Lanzhou730000，China2)LanzhouBaseofInstituteofEarthquakeScience，ChinaEarthquakeAdministration，Lanzhou730000，China

This paper analyzed the first arrivals of vertical P waveforms of the Pu’erMS6.1 earthquake in Yunnan Province on October 7， 2014 recorded by 35 broadband digital seismic instruments that belong to seismic networks of Xizang (Tibet) and its surrounding areas. The result shows that amplitudes of P wave onsets are relatively weak in the epicentral distance of 5°—18°， which is consis-tent with the characteristics of shadow zone. Therefore, it is deduced that the low-velocity layer within lithosphere beneath the Qinghai-Xizang Plateau might be the most possible reason for the shadow zone. Based on the numerical tests of trial and error method and comparison of the observed amplitudes with synthetic ones of P wave onsets predicted by the reflectivity method， the model with a low-velocity layer of 24 km thick at the depth about 78 km can well explain the observations， and the velocity gradient within the low-velocity layer is -0.05/s.

lithosphere; low-velocity layer; seismic shadow zone; synthetic seismogram; Qinghai-Xizang Plateau

中國(guó)地震局地震預(yù)測(cè)研究所基本科研業(yè)務(wù)專(zhuān)項(xiàng)(2014IESLZ03)和國(guó)家自然科學(xué)基金 (41274093, 41574077)共同資助.

2015-12-04收到初稿， 2016-04-25決定采用修改稿.

10.11939/jass.2016.06.002

P315.63

A

焦煜媛， 沈旭章， 馬克博， 錢(qián)銀蘋(píng)， 王靜波. 2016. 利用P波“影區(qū)”特征探測(cè)青藏高原東部巖石層內(nèi)低速層. 地震學(xué)報(bào), 38(6): 824--834. doi:10.11939/jass.2016.06.002.

Jiao Y Y, Shen X Z, Ma K B, Qian Y P, Wang J B. 2016. Exploration of the low-velocity layer within the lithosphere beneath the eastern Qinghai-Xizang Plateau using the P wave shadow zone.ActaSeismologicaSinica, 38(6): 824--834. doi:10.11939/jass.2016.06.002.

*通訊作者 e-mail: shenxzh@gmail.com