江洋

（浙江大學(xué)海洋學(xué)院，浙江舟山316000）

20 世紀(jì)90 年代，接收函數(shù)[1]對(duì)理解地殼結(jié)構(gòu)起了重要作用。但在接收函數(shù)中最常用的PS 波和它相關(guān)的多重反射僅僅是有用信息的一小部分。與此同時(shí)，一種新而可靠的估計(jì)地殼厚度的方法——虛擬震源測深法(VDSS)，逐漸顯現(xiàn)其優(yōu)勢(shì)。最初，為減少震源附近的散射對(duì)準(zhǔn)確辨別Ss波和SsPmp 波的影響，虛擬震源測深法可以被利用的僅為深源地震，但在單個(gè)臺(tái)站[2-5]和密集臺(tái)陣[6-7]上都有很好的應(yīng)用。近年來，YU 等[8]利用質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)，將地震記錄分解為P 類型和S 類型波，從而可以利用反卷積去除震源附近的散射,這種方法將可以利用的地震范圍從稀有的深源地震拓展到經(jīng)常發(fā)生的淺源地震。因此可以利用虛擬震源測深法，得到準(zhǔn)確的地震剖面。此剖面有助于更直觀地了解青藏高原下地殼的起伏變化情況，對(duì)研究青藏高原的地質(zhì)演化具有重要意義。

1 研究方法和數(shù)據(jù)

1.1 虛擬震源測深法簡介

虛擬震源測深法主要依靠Ss波與SsPmp 波的到時(shí)差來估算地殼厚度。假設(shè)地殼為單層的水平均一結(jié)構(gòu)(見圖1)，可以看出，Ss波與SsPmp 波傳播時(shí)間的差值，主要取決于P 波在地殼中的傳播時(shí)間，且地殼厚度與Ss波和SsPmp 波到時(shí)差值成正比。通過地震學(xué)里的Tau-p 理論，可以推得地殼厚度與Ss波和SsPmp 到時(shí)差值的數(shù)學(xué)表達(dá)式:

式(1)中，pβ為入射S 波的射線參數(shù)(水平方向慢度)，H 為地殼厚度，VP為地殼中P 波傳播的平均速度。

圖1 Ss波和SsPmp 波在地殼和上地幔中的傳播路徑Fig.1 Ray-paths of Ss and SsPmp in the crust and uppermost mantle

從式(1)中可以看出，只需測出Ss波與SsPmp 波到時(shí)差，便可得到地殼厚度。但當(dāng)震中距在30～55度時(shí)，SsPmp 波會(huì)在莫霍面頂部發(fā)生全發(fā)射，導(dǎo)致SsPmp 震相產(chǎn)生大約π/2 相移，因此，直接測量SsPmp 與Ss震相之間的到時(shí)差很困難。本文通過對(duì)觀測地震記錄的擬合來確定到時(shí)差，從而得到地殼的厚度。

首先建立一組單層地殼模型，如圖2 所示，其中每個(gè)模型設(shè)定地殼中P 波的平均速度為6.3 km·s－1，S 波的平均速度為3.6 km·s－1，地殼平均密度為2.8 g·cm－3，泊松比為0.257 6。同時(shí)地幔中P波的平均速度為8.1 km·s－1，S 波的平均速度為4.6 km·s－1，地 幔 平 均 密 度 為3.3 g·cm－3，泊 松 比 為0.262 0。入射S 波的射線參數(shù)由臺(tái)站和震源的相對(duì)位置計(jì)算得到。這些參數(shù)在每個(gè)模型中都是相同的，唯一不同的是地殼厚度。由式(1)，地殼厚度與到時(shí)差成正比，因此每個(gè)模型中的地殼厚度都對(duì)應(yīng)一個(gè)到時(shí)差。因?yàn)榈貧?nèi)部結(jié)構(gòu)對(duì)于波形的擬合影響很小[9]，單層地殼模型就已足夠。

圖2 單層地殼模型Fig.2 One-layer crustal model

其次,為了將地殼的結(jié)構(gòu)響應(yīng)與觀測到的地震記錄做對(duì)比,還需將結(jié)構(gòu)響應(yīng)與入射S 波進(jìn)行卷積。為得到入射的S 波,先將同一地震臺(tái)站數(shù)組中每個(gè)臺(tái)站的P 波疊加，以減少噪聲影響，得到相應(yīng)的入射P 波。然后，利用P 波與S 波之間的衰減因子差Δt*(Δt*取決于地震的震源深度)，卷積后得到入射S 波。結(jié)構(gòu)響應(yīng)和入射S 波卷積的結(jié)果即為合成地震記錄。

針對(duì)每一個(gè)臺(tái)站及其對(duì)應(yīng)的震源，按照不同的地殼厚度，建立一組合成地震記錄，并計(jì)算觀測到的地震記錄和每個(gè)合成地震記錄之間差值的L2 范數(shù)。據(jù)此決定最接近觀測值的地震合成記錄，確定準(zhǔn)確的觀測值。根據(jù)測量到的時(shí)差，便可通過式(1)計(jì)算從虛擬震源到臺(tái)站區(qū)域的地殼平均厚度。

本文所用地震資料來自1998―1999 年中美合作項(xiàng)目INDEPTH-3(International Deep Profiling of Tibet and the Himalaya)在青藏高原布設(shè)的寬頻地震儀所記錄的地震波形數(shù)據(jù)。地震臺(tái)陣全長約400 km，共49 個(gè)地震臺(tái)站，如圖3 所示。對(duì)于選取的地震記錄，首先須去除儀器響應(yīng)。為去除噪聲的影響，本文在對(duì)觀測地震記錄和合成地震記錄擬合過程中，均做了頻率為0.05～0.5 Hz 的雙通Butterworth濾波。

圖4 是ST31 臺(tái)站(圖3 中紅色三角形)的徑向波形擬合結(jié)果，可以得到Ss波與SsPmp 波的到時(shí)差為12.2 s，計(jì)算得到從臺(tái)站到虛擬震源的平均地殼厚度為69 km。

1.2 地震資料篩選及來源

圖3 INDEPTH-3 主臺(tái)陣分布Fig.3 Map showing the locations of INDEPTH-3 main array

圖4 臺(tái)站ST31 徑向分量波形擬合結(jié)果Fig.4 Radial component waveform modeling at station ST3

虛擬震源測深法對(duì)地震數(shù)據(jù)資料有很高的要求，一般情況下，必須滿足條件:（1）Ss波足夠清晰簡單，這也要求震源的破裂過程簡單，通常需深源地震。本文基于前人方法，但對(duì)數(shù)據(jù)的篩選不局限于少數(shù)深源地震，很多淺源地震同樣可以選用。（2）SsPmp 波足夠清晰，因此震中距范圍選擇在30°～50°，前者是為避免地幔轉(zhuǎn)換帶速度不連續(xù)引起的三叉震相影響，后者是為確保SsPmp 波能在莫霍面頂部發(fā)生全反射。（3）地震的體波震級(jí)應(yīng)大于5.0 級(jí)，以確保信號(hào)-噪聲的比例足夠大。青藏高原地處環(huán)太平洋地震帶和地中海-喜馬拉雅地震帶的交匯處，各個(gè)方向都有滿足以上3 個(gè)條件的地震。

本文選取沿著INDEPTH-3 主線(A′-A)的虛擬地震剖面進(jìn)行研究，從南到北剖面依次穿過拉薩(Lhasa Terrane)、羌塘地塊(Qiangtang Terrane)，兩地塊之間以班公湖-怒江縫合帶(BNS)為界，便于對(duì)比分析不同構(gòu)造區(qū)域地殼厚度的差異。

2 計(jì)算結(jié)果

圖5 展示的是沿INDEPTH-3 臺(tái)陣的虛擬震源剖面(A′-A)，所建剖面的事件發(fā)生在1999 年3 月18日17∶55∶43(GMT)，地理坐標(biāo)（142.97°E，41.10°N），震源深度41 km，震級(jí)5.9 (地震事件的信息來源于美國地質(zhì)調(diào)查局(USGS)地震目錄)。從圖5 中可以看出：（1）從南到北(A′-A)，地面高程從4.7 km 逐漸變高到5.2 km，總體呈變高趨勢(shì)，但變化幅度很小，僅為0.5 km。（2）虛擬地震剖面的Ss波和SsPmp 波清晰可見，同時(shí)，所含地震臺(tái)站較多，剖面的可靠性很高。班公湖-怒江縫合帶以南，地殼厚度基本保持在55～60 km，這部分結(jié)果與文獻(xiàn)[10]中接收函數(shù)得到的結(jié)果比較吻合，但從班公湖-怒江縫合帶向北，地殼厚度逐漸增加到75 km 左右。

3 討 論

3.1 誤差分析

在擬合觀測地震記錄時(shí)，假設(shè)地殼中P 波的平均速度為6.3 km·s-1，這在青藏高原是一個(gè)非常合理的預(yù)測，如果P 波平均速度有±0.3 km·s-1的變化，相應(yīng)的地殼厚度僅有不到200 m 的變化[11]。這是因?yàn)楦鶕?jù)式(1)，H 和VP存在此消彼長的關(guān)系，在擬合過程中，對(duì)到時(shí)差的預(yù)測也會(huì)有±0.2 s 的誤差，帶來1 km 的地殼厚度計(jì)算誤差。

3.2 地球動(dòng)力學(xué)解釋

虛擬震源測深法和艾里均衡模型計(jì)算得到的結(jié)果如圖5(c)所示，可以看出，從班公湖-怒江縫合帶向南，虛擬震源測深法得到的地殼厚度為55～60 km，艾里均衡模型得到的地殼厚度為57 km，這兩種方法得到的地殼厚度基本一致，說明班公湖-怒江縫合帶以南的拉薩地塊地殼達(dá)到均衡狀態(tài)，地殼結(jié)構(gòu)比較簡單。

圖5 INDEPTH-3 主臺(tái)陣虛擬地震剖面Fig.5 Virtual seismic profile along INDEPTH-3

從班公湖-怒江縫合帶向北，虛擬震源測深法測得的地殼厚度為60～75 km，艾里均衡模型得到的地殼厚度約為60 km，虛擬震源測深法計(jì)算得到的地殼厚度明顯比艾里均衡模型得到的要厚。要支撐羌塘地塊5 km 多的高程，有3 種可能。第1，本文可能低估了Ss波與SsPmp 波在上地幔中傳播路徑差對(duì)的影響，也就是說拉薩地塊與羌塘地塊下上地幔的S 波速度存在明顯的側(cè)向差異，但由于缺乏INDEPTH-3 主線附近區(qū)域可靠的層析成像結(jié)果，很難確認(rèn)這種可能性的大?。坏?，羌塘地體下存在高溫流體，密度低，從而支撐起羌塘地塊；第3，MEISSNER 等[12]的 研 究 發(fā) 現(xiàn)，INDEPTH-3 臺(tái) 陣 北端，羌塘地塊的下地殼和地幔存在低速體且殼幔邊界復(fù)雜，這可能會(huì)導(dǎo)致SsPmp 和Ss波到時(shí)差變大，從而使虛擬震源測深法計(jì)算得到的地殼厚度變大。第4，由于印度板塊的碰撞，導(dǎo)致羌塘地體的巖石圈發(fā)生形變，呈先向上、再向下俯沖的趨勢(shì)，這種可能性也與地球動(dòng)力學(xué)相符。同時(shí)此結(jié)果與趙文津等[13]通過層析速度結(jié)構(gòu)剖面得到的印度大陸地幔巖石圈在北緯32°以較大角度向北俯沖的結(jié)果一致。

4 結(jié) 論

利用虛擬震源測深法，對(duì)青藏高原中部地殼和上地幔結(jié)構(gòu)進(jìn)行了初步研究，結(jié)果顯示，拉薩地體和羌塘地體下的地殼結(jié)構(gòu)差異顯著，拉薩地體的地殼厚度為55～60 km，與艾里均衡模型得到的結(jié)果一致，而羌塘地體的地殼厚度為60～75 km，整體向北增厚，比艾里均衡說預(yù)測的地殼厚度要厚得多。筆者認(rèn)為，造成羌塘地體地殼厚度比艾里均衡預(yù)測厚的原因與羌塘地體下存在高溫流體和低速帶，或者與印度大陸地幔巖石圈在班公湖-怒江縫合帶以北向下俯沖有關(guān)。