利用P波“影區(qū)”特征探測青藏高原東部巖石層內(nèi)低速層*

焦煜媛 沈旭章 馬克博 錢銀蘋 王靜波

1) 中國蘭州730000中國地震局蘭州地震研究所 2) 中國蘭州730000中國地震局地震預測研究所蘭州科技創(chuàng)新基地

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利用P波“影區(qū)”特征探測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)錢銀蘋1)王靜波1)

1) 中國蘭州730000中國地震局蘭州地震研究所 2) 中國蘭州730000中國地震局地震預測研究所蘭州科技創(chuàng)新基地

選用我國西藏及其周邊地區(qū)測震臺網(wǎng)35個臺站寬頻帶數(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． 結果表明： 在震中距處于5°—18°之間的P波初動幅度相對較小， 存在“影區(qū)”特征， 推測該“影區(qū)”是由青藏高原下方巖石層內(nèi)低速層所引起的； 通過試錯法， 多次對比不同模型的理論波形與觀測波形的P波初動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， 這種低速層對射線形狀、 走時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， 對應的走時曲線便在相應的震中距處出現(xiàn)一段“空缺”， 通常稱之為“影區(qū)”(圖1b)(徐果明， 周蕙蘭， 1982)． 在實際觀測波形中， 震中距處于“影區(qū)”的地震波形表現(xiàn)為初動比較微弱． 在日常的地震監(jiān)測工作中， 在地震圖中發(fā)現(xiàn)震中距為5°—18°時會出現(xiàn)P波或S波震相“影區(qū)”現(xiàn)象． 如果能定量地對“影區(qū)”的波形特征進行分析， 就可以得到準確的低速層深度和速度變化特征， 這對區(qū)域深部結構特征的認識具有重要科學意義．

圖1 含低速層地殼模型的地震射線路徑(a)及其走時曲線(b)

20世紀50年代， Gutenberg(1950， 1951， 1954， 1955)等利用地震波記錄中觀測到的有限“影區(qū)”信息， 對不同區(qū)域可能存在的地殼及上地幔中的低速層進行了研究， 提出上地幔頂部存在低速層可能是地球內(nèi)部的一個普遍現(xiàn)象， 并認為地震波“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研究的一個熱點． Gutenberg(1953)提出， 如果低速層的存在通過“影區(qū)”來表現(xiàn)， 那么在“影區(qū)”內(nèi)的初至波振幅應該比較小(圖1)； 而要確定地震波觀測資料中的“影區(qū)”現(xiàn)象， 需仔細量取初至波幅值． 在早期的觀測記錄中， 由于受觀測場地地質(zhì)條件、 觀測儀器性能以及觀測資料數(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)象的觀測記錄不易獲取， 因此對于“影區(qū)”的定量化認識一直較為困難．

近年來， 基于S波接收函數(shù)(Kumaretal， 2005； Chenetal， 2008， 2014； Kindetal， 2012)、 地震層析成像(Chen， 2010)和上地幔結構地震模型(Fischeretal， 2010)等結果， 在全球不同區(qū)域均觀測到了80 km深度附近的低速層． Karato等(2015)由高溫高壓實驗結果推斷該界面為巖石層中的一個低速界面(mid-lithosphere discontinuity， 簡寫為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．

青藏高原是全球海拔最高、 變形規(guī)模最大和發(fā)生時代最新的陸-陸碰撞造山帶， 也是全球殼幔結構最為復雜、 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)域特殊的構造活動背景， 在該地區(qū)開展地殼及上地幔速度結構的研究對青藏高原地球動力學和地震學研究具有非常重要的科學意義． 近30年來， 國內(nèi)許多地震科學研究人員對該地區(qū)的地殼及上地幔速度結構進行了區(qū)域性的不同尺度的研究． 人工地震深部探測(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應MLD， 但直接利用觀測波形特征進行該低速層研究的工作尚未報道． 鑒于此， 本文擬選取西藏及其周邊地區(qū)測震臺網(wǎng)記錄到的地震波形數(shù)據(jù)， 通過準確量取“影區(qū)”初至波幅值， 對青藏高原內(nèi)部的MLD進行探測， 并對其深度、 厚度及梯度進行定量分析， 以期對地球深部結構進行深入研究.

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波的運動學和動力學性質(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)臺網(wǎng)35個測震臺(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). 這些臺站所使用的寬頻帶數(shù)字地震儀能夠清晰地記錄到相應震中距范圍內(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)和震源機制解均采用哈佛大學矩心矩張量(centroid moment tensor， 簡寫為CMT)解， 具體列于表1． 臺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)域臺網(wǎng)部分固定臺站(三角形)分布及云南普洱

發(fā)震時間年-月-日時: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波初動較為清晰， 但為了使觀測波形更為清晰， 突出P波初動震相， 將原始地震波數(shù)據(jù)仿真至世界標準地震臺網(wǎng)短周期地震儀WWSSN-SP(Kim， 2007)上． 首先， 截取包含完整P波到完整面波時間段的波形數(shù)據(jù)作為研究對象， 對數(shù)據(jù)進行格式轉(zhuǎn)換、 去均值、 去尖滅和去線性趨勢等處理， 得到所有臺站垂直向P波的剖面圖， 如圖3a所示； 然后， 量取每個臺站的垂直向P波初動幅值， 以其中的最大值為標準對其它臺站的P波初動幅值進行歸一化， 將歸一化幅值作為該震中距對應的幅度． 為了突顯幅值隨震中距的變化趨勢， 同時避免殘差過大和多項式的次數(shù)過高所引起的龍格現(xiàn)象， 通過多次嘗試， 對歸一化幅值進行4次多項式擬合， 得到P波初動歸一化幅值的擬合曲線， 如圖3b所示． 可以看出， 當震中距為5°—18°時， 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°開始幅值逐漸下降， 在10°左右達到最低點， 至18°時又上升至極大值． 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 觀測波形剖面圖(a)和P波初動歸一化幅值及其擬合曲線(b)

2 結果分析

2.1 觀測結果試錯數(shù)值模擬解釋

圖4 本文所構建的3種P波速度結構模型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果(滕吉文等， 1998； 黃忠賢等， 2014)， 基于IASP91速度結構模型(Kennett， Engdahl， 1991)， 本文通過試錯法依次構建了3種地殼及上地幔P波一維速度結構模型， 并對其產(chǎn)生的結果進行比較分析． 圖4給出了所構建的3種P波速度結構模型: 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， 地殼及上地幔均無低速層． 在構建速度結構模型時， 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在30 km深度處， 下界面設在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在78 km深度處， 下界面設在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構均與IASP91模型一致．

通過計算不同模型的全波場理論地震圖， 可以分析不同速度模型對P波初動幅值變化趨勢的影響． 計算理論地震圖時， 數(shù)據(jù)處理過程與實際觀測資料的處理過程基本一致， 即地震事件參數(shù)和矩心矩張量采用哈佛大學CMT解(表1)， 臺站經(jīng)、 緯度均采用已選臺站的經(jīng)、 緯度， 利用反透射率方法(Ma， 2013)， 首先基于所構建的3種P波速度結構模型分別計算全波場理論地震圖， 得到的理論地震圖為速度記錄； 然后分別量取每個臺站的P波垂直向初動幅值， 以其中最大的初動幅值為標準對其它所有臺站的初動幅值進行歸一化處理； 最后對歸一化的初動幅值進行4次多項式擬合．

圖5中給出了3種模型的垂直向理論地震波形圖和P波初動歸一化幅值及其擬合曲線變化趨勢圖． 對于模型1(圖5a)， 當震中距為5°—18°時， 理論地震圖的P波歸一化初動幅值擬合曲線呈平滑的下拋物線形態(tài)， 該結果與實際觀測資料的結果較為吻合， 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)部結構的地震學研究結果(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． 對于模型2(圖5b)， 理論地震圖的P波初動歸一化幅值的分布及其4次多項式擬合曲線變化形態(tài)與模型1幾乎相同， 這說明當震中距大于5°時， 地震波對地殼低速層不敏感， 無論地殼中有無低速層， 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)出來的現(xiàn)象幾乎是相同的． 因此， 若要詳細研究地殼中的低速層， 應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的基礎上去掉了上地幔的低速層， 其計算得到的理論地震圖的P波初動歸一化幅值呈現(xiàn)出雜亂無章的隨機現(xiàn)象， P波初動歸一化幅值的4次多項式擬合曲線的變化形態(tài)與模型1的結果相差很大， 該現(xiàn)象從反面進一步證明了研究區(qū)巖石層內(nèi)確實存在低速層．

2.2 不同震源機制解的影響分析

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

圖6 由速度結構模型1計算得到的不同震源機制解的理論波形(左)

3 討論與結論

本文嘗試利用地震波觀測資料中的“影區(qū)”特征， 對巖石層內(nèi)存在的低速層進行了研究． 在前人研究工作的基礎上， 通過試錯法， 構建了3種不同的殼幔速度結構模型， 利用反射透射率法模擬計算了理論地震圖， 并通過對比觀測波形與理論波形的P波初動幅值的變化趨勢， 分析了青藏高原巖石層內(nèi)低速層的特征， 對青藏高原地區(qū)觀測到的波形中出現(xiàn)的“影區(qū)”現(xiàn)象進行了合理解釋． 研究結果表明， 由模型1得到的P波初動幅值變化形態(tài)與相應的觀測波形形態(tài)一致， 說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)象與前人的研究結果(高銳， 1995b； 吳慶舉， 曾融生， 1998； 陳九輝等， 2005； Karatoetal， 2015)基本一致． 在實際觀測中， 盡管幾何衰減對地震波的幅值有一定的影響， 本文在計算理論地震圖時也考慮了幾何衰減， 所以幾何衰減因素對本研究并無影響．

上地幔中由于410 km 深處高速間斷面(簡稱410 km間斷面)和660 km深處高速間斷面(簡稱660 km間斷面)的存在， 在震中距為10°—30°的范圍內(nèi)會產(chǎn)生三重震相(Wangetal， 2009)， 進而可能對直達P波的振幅幅值產(chǎn)生一定影響， 為此通過數(shù)值模擬試驗對該因素可能產(chǎn)生的影響進行了具體分析. 在已有結果的基礎上， 分別對不存在410 km和660 km間斷面的情況進行了數(shù)值模擬試驗， 其模擬結果如圖7所示， 實驗過程與前文一致． 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波初動歸一化幅值及其擬合曲線變化形態(tài)與模型1的結果基本一致， 這說明410 km和660 km間斷面的三重震相對直達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)值試驗中均已將410 km和660 km間斷面的三重震相的貢獻成分考慮在內(nèi)， 所以本文設計的速度結構模型1對于解釋實際觀測到的地震波“影區(qū)”現(xiàn)象是合理的．

圖7 無間斷面速度結構模型1(左)以及計算得到的理論波形(中)

如上所述， 本文雖然已初步得到了比較滿意的結果， 但尚存不足之處： 理論波形的P波初動歸一化幅值與觀測波形的幅值并非完全一一對應， 可能是由于地球的內(nèi)部結構本身很復雜， 對地球內(nèi)部的認識還遠遠不夠， 而且一維速度結構模型本身也不能很好地反映地球內(nèi)部的橫向不均勻性； 對于模型1和模型2的結果所表現(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一步研究分析．

該低速層深度范圍與目前高溫高壓實驗結果(Karatoetal， 2015)所得到的深度范圍較為一致， 故初步推測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， 使得研究區(qū)地殼、 巖石層內(nèi)的物質(zhì)組分及速度結構都比較復雜， 本文給出的模型1較好地解釋了大尺度的一種特征， 但是對于更細節(jié)的結構， 如部分熔融可能造成的多次間斷面等特征(Karatoetal， 2015)， 尚未進行深入分析． 隨著觀測資料的大量積累， 對巖石層內(nèi)低速層的精細結構需進一步研究．

中國地震局測震臺網(wǎng)中心趙仲和研究員在地震波形數(shù)據(jù)分析中給予了指導和幫助， 中國科學院大學地球科學學院周元澤教授在文章的寫作過程中提出了寶貴意見， 作者在此一并表示感謝．

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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

中國地震局地震預測研究所基本科研業(yè)務專項(2014IESLZ03)和國家自然科學基金 (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， 錢銀蘋， 王靜波. 2016. 利用P波“影區(qū)”特征探測青藏高原東部巖石層內(nèi)低速層. 地震學報, 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