虛擬震源測深法及其在INDEPTH-3 臺陣中的應用

江洋

（浙江大學海洋學院，浙江舟山316000）

20 世紀90 年代，接收函數[1]對理解地殼結構起了重要作用。但在接收函數中最常用的PS 波和它相關的多重反射僅僅是有用信息的一小部分。與此同時，一種新而可靠的估計地殼厚度的方法——虛擬震源測深法(VDSS)，逐漸顯現其優勢。最初，為減少震源附近的散射對準確辨別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，但在單個臺站[2-5]和密集臺陣[6-7]上都有很好的應用。近年來，YU 等[8]利用質點運動，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常發生的淺源地震。因此可以利用虛擬震源測深法，得到準確的地震剖面。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，對研究青藏高原的地質演化具有重要意義。

1 研究方法和數據

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 波的到時差來估算地殼厚度。假設地殼為單層的水平均一結構(見圖1)，可以看出，Ss波與SsPmp 波傳播時間的差值，主要取決于P 波在地殼中的傳播時間，且地殼厚度與Ss波和SsPmp 波到時差值成正比。通過地震學里的Tau-p 理論，可以推得地殼厚度與Ss波和SsPmp 到時差值的數學表達式:

式(1)中，pβ為入射S 波的射線參數(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 波到時差，便可得到地殼厚度。但當震中距在30～55度時，SsPmp 波會在莫霍面頂部發生全發射，導致SsPmp 震相產生大約π/2 相移，因此，直接測量SsPmp 與Ss震相之間的到時差很困難。本文通過對觀測地震記錄的擬合來確定到時差，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，其中每個模型設定地殼中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 波的射線參數由臺站和震源的相對位置計算得到。這些參數在每個模型中都是相同的，唯一不同的是地殼厚度。由式(1)，地殼厚度與到時差成正比，因此每個模型中的地殼厚度都對應一個到時差。因為地殼內部結構對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,為了將地殼的結構響應與觀測到的地震記錄做對比,還需將結構響應與入射S 波進行卷積。為得到入射的S 波,先將同一地震臺站數組中每個臺站的P 波疊加，以減少噪聲影響，得到相應的入射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。結構響應和入射S 波卷積的結果即為合成地震記錄。

針對每一個臺站及其對應的震源，按照不同的地殼厚度，建立一組合成地震記錄，并計算觀測到的地震記錄和每個合成地震記錄之間差值的L2 范數。據此決定最接近觀測值的地震合成記錄，確定準確的觀測值。根據測量到的時差，便可通過式(1)計算從虛擬震源到臺站區域的地殼平均厚度。

本文所用地震資料來自1998―1999 年中美合作項目INDEPTH-3(International Deep Profiling of Tibet and the Himalaya)在青藏高原布設的寬頻地震儀所記錄的地震波形數據。地震臺陣全長約400 km，共49 個地震臺站，如圖3 所示。對于選取的地震記錄，首先須去除儀器響應。為去除噪聲的影響，本文在對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 臺站(圖3 中紅色三角形)的徑向波形擬合結果，可以得到Ss波與SsPmp 波的到時差為12.2 s，計算得到從臺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 主臺陣分布Fig.3 Map showing the locations of INDEPTH-3 main array

圖4 臺站ST31 徑向分量波形擬合結果Fig.4 Radial component waveform modeling at station ST3

虛擬震源測深法對地震數據資料有很高的要求，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，但對數據的篩選不局限于少數深源地震，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換帶速度不連續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生全反射。（3）地震的體波震級應大于5.0 級，以確保信號-噪聲的比例足夠大。青藏高原地處環太平洋地震帶和地中海-喜馬拉雅地震帶的交匯處，各個方向都有滿足以上3 個條件的地震。

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，便于對比分析不同構造區域地殼厚度的差異。

2 計算結果

圖5 展示的是沿INDEPTH-3 臺陣的虛擬震源剖面(A′-A)，所建剖面的事件發生在1999 年3 月18日17∶55∶43(GMT)，地理坐標（142.97°E，41.10°N），震源深度41 km，震級5.9 (地震事件的信息來源于美國地質調查局(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，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，所含地震臺站較多，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，這部分結果與文獻[10]中接收函數得到的結果比較吻合，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，假設地殼中P 波的平均速度為6.3 km·s-1，這在青藏高原是一個非常合理的預測，如果P 波平均速度有±0.3 km·s-1的變化，相應的地殼厚度僅有不到200 m 的變化[11]。這是因為根據式(1)，H 和VP存在此消彼長的關系，在擬合過程中，對到時差的預測也會有±0.2 s 的誤差，帶來1 km 的地殼厚度計算誤差。

3.2 地球動力學解釋

虛擬震源測深法和艾里均衡模型計算得到的結果如圖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到均衡狀態，地殼結構比較簡單。

圖5 INDEPTH-3 主臺陣虛擬地震剖面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向差異，但由于缺乏INDEPTH-3 主線附近區域可靠的層析成像結果，很難確認這種可能性的大??；第2，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 現，INDEPTH-3 臺 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雜，這可能會導致SsPmp 和Ss波到時差變大，從而使虛擬震源測深法計算得到的地殼厚度變大。第4，由于印度板塊的碰撞，導致羌塘地體的巖石圈發生形變，呈先向上、再向下俯沖的趨勢，這種可能性也與地球動力學相符。同時此結果與趙文津等[13]通過層析速度結構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果一致。

4 結 論

利用虛擬震源測深法，對青藏高原中部地殼和上地幔結構進行了初步研究，結果顯示，拉薩地體和羌塘地體下的地殼結構差異顯著，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，比艾里均衡說預測的地殼厚度要厚得多。筆者認為，造成羌塘地體地殼厚度比艾里均衡預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。