黃思涵 , 董樹(shù)文 , 賀日政, 韓寶福,周 琦, 吳 蔚 , 牛 瀟

1)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院, 北京 100037;2)北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院, 北京 100871;3)南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院, 江蘇南京 210093

P波接收函數(shù)對(duì)深部結(jié)構(gòu)具有較高的分辨率,因此成為探測(cè)地殼及上地幔結(jié)構(gòu)特征的主要技術(shù)手段被廣泛運(yùn)用(Vinnik, 1977; Langston, 1979; Ammon, 1991; Yuan et al., 1997; Ligorría and Ammon,1999; Chen et al., 2006; Kind et al., 2012; Yu et al.,2012; He et al., 2014)。然而在P波接收函數(shù)波形中,沉積層引起的多次波會(huì)壓制臺(tái)站下方Moho面的轉(zhuǎn)換波, 進(jìn)而影響殼幔結(jié)構(gòu)的重建。

由于穩(wěn)定克拉通表面的沉積層與其下覆結(jié)晶基地之間存在較大波阻抗, 能形成幅值較大的沉積層轉(zhuǎn)換波及后續(xù)多次波, 會(huì)干擾 Moho面處的轉(zhuǎn)換波信號(hào)(Sodoudi et al., 2009; 唐有彩等, 2010;Langston, 2011; Yu et al., 2015)。特別是二者走時(shí)接近情況下, 常常會(huì)造成廣泛使用的 H-κ方法(Zhu and Kanamori, 2000)失效, 因此無(wú)法準(zhǔn)確地估算地殼厚度和Vp/Vs比值。與P波接收函數(shù)相比, S波接收函數(shù)因轉(zhuǎn)換波與多次波分別分布初至波的前后,可免受多次波的干擾。S波接收函數(shù)中最被關(guān)注的震相是在巖石圈與軟流圈間界面(LAB)產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波S-LAB-P(下文簡(jiǎn)寫(xiě)為Slp)。人們較少地運(yùn)用地殼底部 Moho面產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波 S-Moho-p(下文簡(jiǎn)寫(xiě)為Smp)。事實(shí)上, Smp波也是可靠地獲取殼幔內(nèi)部結(jié)構(gòu)的一個(gè)有效信號(hào)。為了同時(shí)得到Pms和Smp轉(zhuǎn)換波,本文介紹了基于L-Q-T坐標(biāo)下提取P波和S波接收函數(shù)過(guò)程, 運(yùn)用正演模擬討論了沉積層對(duì)P波和S波接收函數(shù)的影響, 并通過(guò)實(shí)例分析具有巨厚沉積層的渭河盆地和河套盆地的兩臺(tái)站, 驗(yàn)證了L-Q-T坐標(biāo)下P波和S波接收函數(shù)聯(lián)合反演能夠有效地壓制沉積層多次波干擾, 較為可靠地獲取臺(tái)站下方的殼幔結(jié)構(gòu)特征。通過(guò)將共振濾波器方法和P波、S波聯(lián)合反演的方法運(yùn)用于渭河盆地和河套盆地內(nèi)的兩個(gè)流動(dòng)臺(tái)站, 結(jié)果表明聯(lián)合反演方法更具優(yōu)勢(shì), 除能獲得界面深度信息, 還能獲取速度信息。

1 L-Q-T坐標(biāo)下的接收函數(shù)

接收函數(shù)(Receiver Function)是一種利用遠(yuǎn)震體波在殼幔內(nèi)部的多種分界面所產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波來(lái)探測(cè)地球深部不連續(xù)界面的方法。通過(guò)消除儀器、震源及在傳播路徑的影響, 獲取臺(tái)站下方殼幔不連續(xù)界面的時(shí)間序列函數(shù)。Vinnik(1977)首次利用了Ps轉(zhuǎn)換波探測(cè)到了挪威地下410 km處和660 km處的不連續(xù)面, 后該方法被命名為接收函數(shù)(Langston,1979)。由遠(yuǎn)震體波P波和S波所對(duì)應(yīng)的轉(zhuǎn)換波獲得的接收函數(shù)分別叫做P波接收函數(shù)和S波接收函數(shù)(圖 1)。

圖1 P波、S波接收函數(shù)射線路徑圖(改自 Farra and Vinnik, 2000)Fig.1 Ray path of P-wave and S-wave receiver function(modified from Farra and Vinnik, 2000)

P波接收函數(shù)和S波接收函數(shù)的提取步驟主要有以下三步: 先通過(guò)坐標(biāo)旋轉(zhuǎn), 突出轉(zhuǎn)換波的能量;再通過(guò)濾波壓制噪聲; 最后通過(guò)時(shí)間域或頻率域反褶運(yùn)算(Ammon et al., 1990)去除震源、傳播路徑和儀器響應(yīng), 最后提取到接收函數(shù)。

在地震儀中, 人工制作的儀器標(biāo)定坐標(biāo)一般為Z(垂直)、N(北向)和E(東向)三道。為了獲取高質(zhì)量的臺(tái)站下方介質(zhì)響應(yīng), 需要將觀測(cè)儀器的Z-N-E坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)到地震波傳播路徑上。因此, 通過(guò)坐標(biāo)旋轉(zhuǎn), 確保轉(zhuǎn)換波的能量被最大程度恢復(fù)。坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)通常有二軸旋轉(zhuǎn)(Z-R-T)和三軸旋轉(zhuǎn)(L-Q-T)兩種方式(圖2)。

圖2 Z-R-T和L-Q-T坐標(biāo)系下波場(chǎng)分解圖(Rondenay, 2009)Fig.2 Wavefield decomposition diagram in Z-R-T and L-Q-T coordinates (Rondenay, 2009)

二軸旋轉(zhuǎn)采用后方位角將地震儀坐標(biāo)Z-N-E(垂向、北向和東向)的三分量利用公式(1)旋轉(zhuǎn)到Z-R-T(垂向、徑向和切向)坐標(biāo)系, (1)式中α是后方位角。

在Z-R-T坐標(biāo)下, R分量為震源、儀器響應(yīng)及臺(tái)站下方地下介質(zhì)的褶積。通過(guò)反褶運(yùn)算求解出ER的過(guò)程, 即為提取接收函數(shù)。

Z-R-T坐標(biāo)下提取接收函數(shù)時(shí), 假設(shè)地震儀器記錄到的地震波為近垂直入射且地球介質(zhì)為各向同性, 這樣才能確保臺(tái)站下方的不連續(xù)界面產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波能量最大程度地集中于R分量。在實(shí)際中, 由于Z-R-T坐標(biāo)并不是真實(shí)的地震波傳播路徑, 因此經(jīng)反褶運(yùn)算得到的R分量接收函數(shù)仍存在直達(dá)P波幅值遠(yuǎn)大于轉(zhuǎn)換波能量(Kind et al., 2012), 導(dǎo)致期望來(lái)自地下淺部界面所產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波信號(hào)會(huì)被泄漏的直達(dá)P波所壓制, 從而無(wú)法識(shí)別。

為此, 利用公式(1)實(shí)施二軸旋轉(zhuǎn)(Z-R-T)后, 再利用 P波入射角(iβ)經(jīng)公式(3)實(shí)施三軸旋轉(zhuǎn)(L-Q-T)。

式(3)中 P波入射角(iβ)由 Z-N-E三分量所記錄的直達(dá)P波到達(dá)后數(shù)秒時(shí)間窗口內(nèi)的協(xié)方差矩陣的特征值決定(Montalbetti and Kanasewich, 1970)。L軸表示直達(dá)P波的偏振方向, Q軸表示SV波偏振方向, T軸垂直于L和Q組成的平面, 代表了SH波的偏振方向。存在于L-Q-T坐標(biāo)系內(nèi)T軸上的能量可認(rèn)為是轉(zhuǎn)換 Ps波在傳播過(guò)程中由橫向不均勻的介質(zhì)或各向異性的介質(zhì)所產(chǎn)生。這樣, 在L-Q-T坐標(biāo)下經(jīng)反褶積運(yùn)算后得到的Q分量即為P波接收函數(shù), T分量可用于分析研究臺(tái)站下方介質(zhì)的各向異性(Farra and Vinnik, 2000)。因此, 在L-Q-T坐標(biāo)下獲得的P波與S波接收函數(shù), 理論上在零時(shí)刻消除了直達(dá)P波和直達(dá)S波的能量, 并保留著地下各不連續(xù)面的轉(zhuǎn)換波能量, 能較好地分辨地下淺層結(jié)構(gòu)信號(hào)。

在L-Q-T坐標(biāo)下, 在頻率域中可用公式(4)提取P波接收函數(shù), 用公式(5)提取S波接收函數(shù)。

上述兩式表明, L-Q-T坐標(biāo)系下, 反褶積運(yùn)算后得到的Q分量即為P波接收函數(shù)(PRF), L分量為S波接收函數(shù)(SRF)。由于頻率域的反褶積運(yùn)算是除法運(yùn)算, 分母接近零時(shí), 會(huì)導(dǎo)致運(yùn)算不穩(wěn)定。因此,本文采用時(shí)間域 Wiener濾波的反褶積方法提取接收函數(shù)(Berkhout, 1977)。

2 不同沉積層厚度對(duì)P波接收函數(shù)影響

在沉積盆地及其周緣利用P波接收函數(shù)進(jìn)行其下的殼幔結(jié)構(gòu)研究中, 由于沉積層與其下伏結(jié)晶基底存在著較大的波阻抗差異, 因此在P波接收函數(shù)波形中包含了來(lái)自沉積層轉(zhuǎn)換波及其多次波信號(hào)。為此, 首先通過(guò)正演模擬來(lái)展示沉積層產(chǎn)生的多次波對(duì)P波接收函數(shù)的影響。設(shè)置地殼總厚度為40 km,通過(guò)改變沉積層的厚度, 對(duì)比二軸坐標(biāo)系(Z-R-T)和三軸坐標(biāo)系(L-Q-T)下獲得的P波接收函數(shù), 從而認(rèn)識(shí)沉積層產(chǎn)生的多次波對(duì)P波接收函數(shù)的影響。表 1為模型參數(shù), 假定模型中的介質(zhì)為水平層狀各向同性介質(zhì), 射線參數(shù)設(shè)為 6.4 s/°, 高斯系數(shù)α設(shè)為 2.0, 改變沉積層厚度從 1 km 至 9 km, 運(yùn)用Frederiksen and Bostock (2000)的方法獲得了Z-R-T坐標(biāo)系(圖3)和L-Q-T坐標(biāo)系(圖4)的P波接收函數(shù)。

表1 模型參數(shù)設(shè)置Table 1 Model set

圖3為Z-R-T坐標(biāo)下的正演P波接收函數(shù)。當(dāng)沉積層厚度在1～5 km之間時(shí), 結(jié)晶基底產(chǎn)生的Pbs信號(hào)受到直達(dá)P波的壓制, 特別當(dāng)沉積層厚度較淺時(shí), 這種壓制更為明顯。與此同時(shí), 沉積層產(chǎn)生的多次波 PbpSs和 PbsPs也一定程度地壓制了 Moho面轉(zhuǎn)換波 Pms信號(hào)。尤其明顯的是, 當(dāng)沉積層厚度較大時(shí)(約8 km), Pms信號(hào)受到的壓制更為顯著。隨著沉積層厚度的增加, 使得 Pms信號(hào)及其對(duì)應(yīng)多次波信號(hào)到時(shí)發(fā)生了延遲。

而基于L-Q-T坐標(biāo)下的P波接收函數(shù)(Q分量),在Q分量上僅為轉(zhuǎn)換SV波能量并無(wú)直達(dá)P波能量(圖4), 去除了直達(dá)P波的影響, 因此淺部沉積層的Pbs信號(hào)得以凸顯。同樣地, 在沉積層厚度為 8 km時(shí), 沉積層產(chǎn)生的多次波明顯地壓制了Moho面Ps轉(zhuǎn)換波。圖3和圖4正演結(jié)果顯示: 由兩種不同旋轉(zhuǎn)方法獲得的P波接收函數(shù), 在沉積層到達(dá)一定厚度時(shí), 產(chǎn)生的多次波會(huì)壓制Pms信號(hào), 而來(lái)自Moho面的 PmpPs多次波信號(hào)清晰穩(wěn)定, 因此在含有巨厚沉積的研究區(qū)域, Moho面的PmpPs多次波信號(hào)常被用于殼幔結(jié)構(gòu)的偏移成像(Chen et al., 2006;Nábělek et al., 2009)。

Z-R-T旋轉(zhuǎn)(圖3)和L-Q-T旋轉(zhuǎn)獲得的P波接收函數(shù)(圖 4), 均能觀測(cè)到沉積層產(chǎn)生的 PbpSs和PbsPs多次波, 且極性均為負(fù)。因此在利用P波接收函數(shù)來(lái)討論盆地殼內(nèi)存在的低速界面時(shí), 應(yīng)注意,可能不是真實(shí)的低速界面, 而是沉積層的多次波。

圖3 基于二軸旋轉(zhuǎn)正演獲得的P波接收函數(shù)(R分量)Fig.3 Synthetic P receiver functions (R component)based on the Z-R-T system

圖4 通過(guò)三軸旋轉(zhuǎn)正演獲得的P波接收函數(shù)(Q分量)Fig.4 Synthetic P receiver functions (Q component)based on the L-Q-T system

運(yùn)用H-κ疊加方法(Zhu and Kanamori, 2000)能夠估算出地殼平均厚度及Vp/Vs比值。針對(duì)上述正演結(jié)果, 選擇沉積層厚度為8 km時(shí)在L-Q-T坐標(biāo)下生成的理論P(yáng)波接收函數(shù)進(jìn)行H-κ掃描。掃描參數(shù)w1為0.7,w2為0.2,w3為0.1, 設(shè)定Vp為6.3 km/s。由H-κ掃描獲取的地殼厚度值為46 km(圖5), 與模型設(shè)定的40 km地殼厚度存在較大出入。不難看出,由于存在巨厚的沉積層, 利用 H-κ掃描方法無(wú)法獲取正確的地殼厚度。

圖5 L-Q-T坐標(biāo)下含有8 km厚沉積層的PRF進(jìn)行H-κ掃描獲得的地殼厚度與Vp/VsFig.5 H-κ results of the synthetic PRF including an 8 km thick sedimentary layer on the top

3 不同沉積層厚度對(duì)S波接收函數(shù)影響

P波接收函數(shù)中的Pms轉(zhuǎn)換波之后會(huì)跟隨其殼內(nèi)產(chǎn)生的多次波震相, 且這些殼內(nèi)多次波信號(hào)的幅值有時(shí)大于 Pms轉(zhuǎn)換波信號(hào)。另外, 由于來(lái)自淺部上地幔不連續(xù)界面信號(hào)的慢度值與殼內(nèi)多次波的慢度值相近, 此二者信號(hào)幾乎在同一時(shí)間窗口內(nèi)到達(dá), 從而使得P波接收函數(shù)很難獲取上地幔不連續(xù)界面信息。針對(duì)上述情況, Farra and Vinnik(2000)首先提出了 S波接收函數(shù)(S receiver function, 簡(jiǎn)稱SRF)。由于S波在殼幔不連續(xù)面產(chǎn)生的Sxp轉(zhuǎn)換波(這里 x指多種界面)速度較快, 能早于多次波到達(dá)(Farra and Vinnik, 2000; Yuan et al., 2006), 常被用于探測(cè)殼幔內(nèi)部的不連續(xù)界面。但是, 由于遠(yuǎn)震體波的直達(dá)S波在P波之后到達(dá), 其能量相對(duì)于直達(dá)P波弱且受到P波尾波的影響, 使得S波接收函數(shù)通常具有較低的信噪比。

與提取P波接收函數(shù)相似, 提取S波接收函數(shù)的過(guò)程同樣包括了坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)、濾波、反褶積等三個(gè)步驟。最后通過(guò)時(shí)間域反褶積計(jì)算后, 即可得到S波接收函數(shù)。此時(shí), Smp信號(hào)能量在 L分量上,SV波能量在Q分量上。為了提高Smp信號(hào)的信噪比, 將單臺(tái)獲得的多個(gè)SRF疊加。與PRF疊加所不同的是, 依據(jù)單個(gè)SRF信噪比給予其不同的疊加權(quán)重進(jìn)行疊加(Farra and Vinnik, 2000)。

利用表 1所示模型, 正演模擬了不同沉積層厚度對(duì) SRF的影響?？紤]實(shí)際計(jì)算所得的SRF的頻率相對(duì)較低, 正演合成SRF時(shí), 采用截止頻率為3 s的低通濾波器。圖6所示的正演模擬結(jié)果表明不同厚度的沉積層對(duì)Moho面產(chǎn)生的Smp轉(zhuǎn)換波幾乎沒(méi)有干擾。

圖6 含沉積層的S波接收函數(shù)正演結(jié)果Fig.6 Synthetic SRF includes a sedimentary layer on the top

此外, 表 2給出的模型考慮了未固結(jié)的松散沉積層。圖7所示的正演結(jié)果表明, Smp信號(hào)沒(méi)有受到未固結(jié)的松散沉積層多次波較大影響。因此在盆地區(qū)域內(nèi), 除了利用傳統(tǒng)的PRF, 加入SRF能更有效地壓制沉積層的干擾, 較為準(zhǔn)確地獲得盆地下方的殼幔結(jié)構(gòu)特征。

圖7 設(shè)定沉積層為松散沉積下的SRF正演結(jié)果Fig.7 Synthetic SRF contains loose sediments on the top

表2 包含松散沉積層的地殼模型Table 2 Crust model including the loose sediments on the top

4 壓制沉積層影響方法

由前文正演可知, 對(duì)于 P波接收函數(shù)來(lái)說(shuō), 在沉積盆地區(qū)域, 由于沉積層多次波的效應(yīng), 可導(dǎo)致Moho面的轉(zhuǎn)換Ps信號(hào)被壓制甚至掩蓋。因此, 在盆地區(qū)域進(jìn)行P波接收函數(shù)分析時(shí)需考慮減小沉積層帶來(lái)的信號(hào)壓制效應(yīng)。Yu et al.(2015)設(shè)計(jì)了一種共振濾波器(resonance filter)用以壓制沉積層對(duì)Moho信號(hào)的干擾, 從而突出Moho信號(hào)。該濾波器在頻率域的形式為(1+r0e-iωΔt),r0為P波接收函數(shù)首個(gè)波峰和首個(gè)波谷的幅值比, Δt是沉積層轉(zhuǎn)換信號(hào)(Pbs)的雙程走時(shí), 可通過(guò)量取 P波接收函數(shù)首個(gè)波峰和波谷之間的時(shí)間差獲得。在實(shí)際計(jì)算中, 上述兩個(gè)參數(shù)的值可通過(guò)歸一化自相關(guān)計(jì)算(normalized autocorrelation function)獲得。

5 PRF和SRF聯(lián)合反演

本文采用了 Vinnik et al.(2004)提出的 PRF和SRF聯(lián)合反演方法獲取臺(tái)站下方的殼幔速度結(jié)構(gòu),該方法考慮了PRF和SRF接收函數(shù)不同尺度的分辨率特征, 在多個(gè)區(qū)域的殼幔結(jié)構(gòu)研究中取得了良好效果, 如在中國(guó)新疆天山、土耳其南部的范湖(Lake Van)和覆蓋有巨厚冰蓋的格陵蘭島(Vinnik et al., 2006, 2007; Kiselev et al., 2008; Silveira et al.,2010; Morais et al., 2015; Kraft et al., 2019)。值得指出的是, 格陵蘭島地表覆蓋的巨厚冰層對(duì) P波接收函數(shù)的影響與沉積層的影響類似, 均為地表的低速蓋層。本文采用基于 L-Q-T坐標(biāo)下提取的 P波和S波接收函數(shù), 聯(lián)合反演共同約束殼內(nèi)結(jié)構(gòu)特征。

聯(lián)合反演中, 假設(shè)臺(tái)站下方的介質(zhì)均勻且各向同性, 每次迭代反演是在指定的允許范圍內(nèi)運(yùn)行四個(gè)獨(dú)立的隨機(jī)模型, 反演模型的最優(yōu)解由模擬退火方法(Mosegaard and Vestergaard, 1991)求得。初始模型由9層組成, 前4層為地殼, 后5層為地幔, 每一層由Vp、Vs、層厚和密度所確定。其中, 密度是通過(guò)Vp值經(jīng)Birch方程(Vinnik et al., 2004)換算得到。合成理論接收函數(shù)過(guò)程中, 利用了展平變換(Biswas, 1972)將深部地球曲面展平為平面以滿足地震波平面波理論。反演過(guò)程中模型一直處于迭代擬合使得正演獲取的接收函數(shù)與觀測(cè)到的接收函數(shù)的擬合殘差最小。模型正演是基于水平層狀介質(zhì)和平面波傳播, 采用的是 Thomson-Haskell矩陣方法(Haskell, 1962)來(lái)計(jì)算理論接收函數(shù)。正演過(guò)程中,PRF中的正演Q分量和SRF中的L分量分別由以下方程獲得。

上述兩式中,t表示時(shí)間,ω是頻率, m是模型里的未知參數(shù)矩陣,CP和CSV是視速度, 角標(biāo) obs和syn分別表示實(shí)際觀測(cè)到的接收函數(shù)和理論計(jì)算的接收函數(shù),H是理論傳遞函數(shù)。

通過(guò)公式(8)計(jì)算實(shí)際觀測(cè)到的接收函數(shù)和理論接收函數(shù)之間的擬合差。

α為PRF和SRF之間的權(quán)重,E(m)為擬合差。實(shí)際計(jì)算中,α通常取值為0.5。上述公式求得的最小值即為反演的最優(yōu)解。

為了更好地約束上地幔的速度, 在反演過(guò)程中還加入了 P波和 S波在上地幔傳播過(guò)程中相對(duì)于IASP91(Kennett et al., 1995)的走時(shí)殘差(Δtp 和 Δts),即通過(guò)計(jì)算地幔轉(zhuǎn)換帶頂界面(Pd410)和底界面(Pd660)相對(duì)于IASP91模型的走時(shí)差獲得。通常在克拉通地區(qū), Pd410和Pd660兩界面之間的走時(shí)差值約為23.9 s(Kraft et al., 2019)。如果該值不變, 而Pd410和 Pd660的到時(shí)差發(fā)生了變化, 若整體延遲或整體提前, 即表示在地幔轉(zhuǎn)換帶之上的上地幔中存在速度異常體。若兩界面到時(shí)整體延遲暗示了上地幔存在低速物質(zhì); 反之, 兩界面到時(shí)整體提前指示了上地幔存在高速物質(zhì)。如果地幔轉(zhuǎn)換帶的走時(shí)差與IASP91模型相近(約23.9 s), 通過(guò)拾取Pd410的到時(shí)差(ΔtP410)即可計(jì)算 P波和 S波的走時(shí)殘差,依據(jù) Vinnik et al.(1999), ΔtP410=Δts-Δtp, 而 Δts/Δtp的比值約為3。拾取Pd410的到時(shí)差是在基于延遲疊加方法(delay-and-sum)獲得的波形上進(jìn)行(如圖10), 具體方法介紹見(jiàn)Vinnik(1977)。

為了將反演獲得的速度模型可視化, 將參數(shù)空間劃分為網(wǎng)格, 并通過(guò)顏色深淺表示每個(gè)網(wǎng)格的模型命中數(shù)。雖然此方法可以同時(shí)獲得Vp和Vs速度結(jié)構(gòu), 但Vs的反演結(jié)果要比Vp的反演結(jié)果準(zhǔn)確度相對(duì)更好。

6 結(jié)果討論和分析

本文選取了位于盆地內(nèi)部的兩個(gè)臺(tái)站, 分別是位于渭河盆地內(nèi)部的臺(tái)站 QS130和位于河套盆地內(nèi)部的臺(tái)站15693(圖8), 通過(guò)聯(lián)合反演獲取兩個(gè)臺(tái)站下方的殼幔結(jié)構(gòu), 并將獲得的 Moho深度結(jié)果與運(yùn)用Yu et al.(2015)的方法將PRF進(jìn)行沉積層校正后再進(jìn)行H-κ掃描后得到的結(jié)果進(jìn)行對(duì)比。

圖8 樣例臺(tái)站位置分布圖Fig.8 Distribution map of sample stations

中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院布置的臺(tái)站 QS130觀測(cè)周期為2012—2014年(Feng et al., 2017), 來(lái)自ChinArray的臺(tái)站15693觀測(cè)周期為2013—2015年(鄭秀芬等,2009)。對(duì)于P波接收函數(shù), 選取震中距為30°～95°,震級(jí)大于 5.4的地震事件。S波接收函數(shù)選擇震中距65°～90°, 震級(jí)大于5.4的地震事件。

計(jì)算 PRF和 SRF, 對(duì)原始數(shù)據(jù)先依次經(jīng)過(guò)Z-R-T旋轉(zhuǎn)與 L-Q-T旋轉(zhuǎn), 再經(jīng)帶通濾波處理。然后, 采用時(shí)間域反褶積分別提取P波接收函數(shù)和S波接收函數(shù)。針對(duì)需要 H-κ掃描的 PRF, 使用30-2 s的帶通濾波器進(jìn)行濾波。在聯(lián)合反演中, PRF使用30-5 s帶通濾波器, 而SRF用的是30-8 s帶通濾波器。最后挑選出高信噪比的PRF和SRF。臺(tái)站QS130獲得84條PRF和5條SRF, 臺(tái)站15693獲得 26條 PRF和 15條 SRF。得到的 PRFs和 SRFs經(jīng)過(guò)動(dòng)校正(校正采用的射線參數(shù)為 6.4 s/°), 最后將動(dòng)校正后的PRFs和SRFs進(jìn)行疊加以增強(qiáng)轉(zhuǎn)換波信號(hào)(圖 9)。

6.1 渭河盆地臺(tái)站QS130

圖9展示了QS130獲得的P波接收函數(shù)(圖9A)和S波接收函數(shù)(圖9B)。渭河盆地內(nèi)具有厚約3 km的沉積層(滕吉文等, 2014)。聯(lián)合反演之前沒(méi)有做沉積層校正, 以便驗(yàn)證聯(lián)合反演方法克服沉積層影響的健壯性。正如前文所述, 在聯(lián)合反演中引入了Δtp和Δts。考慮到不同的P410和Pd660之間的走時(shí)殘差(Δtp和 Δts)可能影響到反演結(jié)果, 因此選擇了三組不同的走時(shí)殘差來(lái)進(jìn)行反演測(cè)試。如圖11A所示,tp=0 s、ts=0s表示沒(méi)有走時(shí)殘差, 這組值為真實(shí)計(jì)算所得(圖10); tp=0.1 s, ts=0.3 s, 為上地幔存在低速物質(zhì)導(dǎo)致 Pd410走時(shí)殘差延遲了 0.2 s; 而tp= -0.1 s, ts= -0.3 s表示臺(tái)站下方的上地幔存在高速物質(zhì)導(dǎo)致Pd410走時(shí)殘差快了0.2 s。

圖9 QS130臺(tái)站和15693臺(tái)站(位置見(jiàn)圖8)下方的PRF(A)和SRF(B)動(dòng)校正后波形疊加圖Fig.9 Stacked P (A) and S (B)receiver functions after moveout correction of station QS130 and 15693(location can be seen in Fig.8)

圖10 延遲疊加方法得到的QS130臺(tái)站PRFs疊加后波形圖Fig.10 The PRFs stacking results of QS130 station by applying delay and sum method

聯(lián)合反演結(jié)果顯示, 不同的走時(shí)殘差組得到了相近的地殼速度結(jié)構(gòu)(圖11), Moho深度約在35 km,誤差范圍約在±2 km, Vs速度從約3.7 km/s躍遷至約4.4 km/s, 而Vp速度結(jié)果則相對(duì)變化較大。相比之下, 圖11A所展示的tp=0 s,ts=0 s這一組給出了更好的擬合結(jié)果, 因?yàn)橥ㄟ^(guò)真實(shí)計(jì)算 Pd410和Pd660的走時(shí)殘差獲得的ts的直方圖更為規(guī)則。對(duì)于Vp來(lái)說(shuō), 地幔的速度值低于IASP91模型, 這可能是因?yàn)榈蒯Ｖ写嬖谙鄬?duì)較多的輝石(Vinnik et al.,2016), 使得Vp速度偏低而Vs速度不變, 如圖11A所示的Vp/Vs的值分布特征。對(duì)于地殼來(lái)說(shuō),Vp/Vs的值與IASP91模型接近一致, 進(jìn)入地幔后由于Vp的減小導(dǎo)致Vp/Vs的比值降低。反演結(jié)果與該區(qū)域的主動(dòng)源地震探測(cè)結(jié)果一致(滕吉文等, 2014), 即Moho深度約為36 km (圖11A)。

此外, 圖 11所示的反演結(jié)果中第一層為沉積層,Vs約為2.04 km/s, 厚約3 km。在深約11 km處觀察到另一界面, S波速度約3.0 km/s,Vp速度約為5.8 km/s, 這一界面探測(cè)結(jié)果同樣可與滕吉文等(2014)結(jié)果對(duì)比(深約 15 km 和Vp速度約為6.2 km/s)。反演結(jié)果顯示中下地殼Vs約為3.65 km/s,與IASP91模型關(guān)于中下地殼的Vs速度值3.75 km/s接近, 為正常中下地殼。

另外由三軸旋轉(zhuǎn)計(jì)算得到的PRFs, 運(yùn)用Yu et al.(2015)方法做了沉積層影響的校正, 再利用 H-κ方法分析了校正沉積層影響前后的PRFs。掃描過(guò)程中所有參數(shù)一致, 即設(shè)定w1為0.7,w2為0.2,w3為0.1。Vp設(shè)定為6.5 km/s。如圖12A所示校正前的H-κ結(jié)果受沉積層多次波的干擾導(dǎo)致 H-κ獲得的Moho深度值為 48.5 km, 明顯與主動(dòng)源探測(cè)結(jié)果(滕吉文等, 2014)存在較大的差別。而圖12B所示校正后的 PRFs經(jīng) H-κ掃描獲得的 Moho深度值為37 km, 與主動(dòng)源探測(cè)到的Moho深度36 km(滕吉文等, 2014)具有較好的一致性。因此, 在本次研究中通過(guò)P波與S波接收函數(shù)聯(lián)合反演獲得的Moho深度(圖 11A)與利用 H-κ掃描沉積層影響校正后接收函數(shù)得到(圖 12B)相互一致, 表明進(jìn)行沉積層校正后的PRFs能較為準(zhǔn)確地探測(cè)出地殼厚度。

圖11 臺(tái)站QS130三組不同走時(shí)殘差(Δtp和Δts)得到的反演結(jié)果Fig.11 Inversion results of QS130 with three sets of travel time residuals

圖12 臺(tái)站QS130進(jìn)行沉積層校正前后的H-κ疊加結(jié)果Fig.12 The H-κ result of QS130 station

校正后 H-κ掃描所得的Vp/Vs值為 1.93(圖12B), 而圖11A所示, 排除地表沉積層, 整個(gè)地殼κ值的平均值約為1.75。而盆地頂部松散沉積層的存在會(huì)導(dǎo)致最終獲取的κ值明顯升高。結(jié)合本文通過(guò)聯(lián)合反演獲得的Vs速度結(jié)果(圖11A)和Vp/Vs結(jié)果(圖12B), 認(rèn)為臺(tái)站QS130下方地殼高κ值1.93是由于約3 km厚的沉積層干擾所導(dǎo)致, 臺(tái)站QS130下方的地殼組分應(yīng)為正常組分, 這也與主動(dòng)源探測(cè)結(jié)果(滕吉文等, 2014)一致。

6.2 河套盆地臺(tái)站

臺(tái)站 15693位于河套盆地內(nèi)部, 其北為陰山山脈, 其南為河套盆地, 盆地內(nèi)部存在較厚沉積物。通過(guò) H-κ掃描法分析 P波接收函數(shù)校正前后結(jié)果(圖 13), 顯示盡管兩者之間 Moho深度值較為接近, 但校正后的H-κ掃描結(jié)果(圖13B)更為聚焦。

圖13 臺(tái)站15693做沉積校正前(A)、后(B)的H-κ疊加結(jié)果Fig.13 The H-κ result before (A) and after (B) applying resonance filterin of 15693 station

P波、S波接收函數(shù)聯(lián)合反演結(jié)果(圖 14)顯示,Moho在約(49±2) km深處,Vs速度值從3.70 km/s躍升至4.48 km/s。聯(lián)合反演的結(jié)果(圖14)與校正后的PRFs通過(guò)H-κ掃描獲得的Moho深度值(圖13B)接近。此外, 圖14顯示該臺(tái)站下方～33 km至～49 km之間下地殼存在低速層,Vs速度約為3.70 km/s, 低于IASP91模型中下地殼的Vs速度值。大地電磁探測(cè)結(jié)果表明該區(qū)域下方存在低阻高導(dǎo)層(Dong et al.,2014), 能印證聯(lián)合反演所獲得的低速層結(jié)果。本文所獲得的結(jié)果與利用不同的地球物理探測(cè)手段獲得結(jié)構(gòu)特征較為一致, 表明本文利用L-Q-T坐標(biāo)下的P波與S波接收函數(shù)聯(lián)合反演獲取地殼結(jié)構(gòu)特征是可行的。

圖14 臺(tái)站15693聯(lián)合反演結(jié)果(Δtp= 0s, Δts= 0s)Fig.14 The inversion result of station 15693 by putting Δtp= 0s, Δts= 0s

7 結(jié)論

在沉積盆地地區(qū), 沉積層產(chǎn)生的多次波對(duì)Moho轉(zhuǎn)換波信號(hào)產(chǎn)生了壓制, 導(dǎo)致 H-κ方法不能有效估算地殼厚度和物質(zhì)組分。本文利用L-Q-T坐標(biāo)下提取到的 P波和 S波接收函數(shù), 使用 P波、S波接收函數(shù)聯(lián)合反演方法獲得臺(tái)站下方殼幔結(jié)構(gòu)特征, 可與主動(dòng)源地震探測(cè)結(jié)果對(duì)比。此外, 在L-Q-T坐標(biāo)下提取到的 P波接收函數(shù), 經(jīng)沉積層校正后(Yu et al., 2015), 再用H-κ方法能夠較為準(zhǔn)確地獲得地殼厚度?？傊? L-Q-T坐標(biāo)下進(jìn)行P波和S波接收函數(shù)聯(lián)合反演, 不僅能獲取地下結(jié)構(gòu)信息,而且能獲取速度信息, 能更好地認(rèn)識(shí)研究區(qū)地球動(dòng)力學(xué)演化過(guò)程。

致謝: 感謝俄羅斯科學(xué)院地球物理研究所Lev Vinnik教授提供的聯(lián)合反演程序和德國(guó)地學(xué)研究中心(GFZ)Xiaohui Yuan教授提供的H-κ掃描程序。感謝中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地球深部探測(cè)中心安美建研究員提供臺(tái)站QS130天然地震觀測(cè)資料, 感謝中國(guó)地震局地球物理研究所“中國(guó)地震科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣數(shù)據(jù)中心”為本研究提供臺(tái)站15693地震波形數(shù)據(jù)。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos.DD20221643-4 and DD20190015), and National Natural Science Foundation of China (No.42074112).