黃思涵 , 董樹文 , 賀日政, 韓寶福,周 琦, 吳 蔚 , 牛 瀟

1)中國地質科學院, 北京 100037;2)北京大學地球與空間科學學院, 北京 100871;3)南京大學地球科學與工程學院, 江蘇南京 210093

P波接收函數對深部結構具有較高的分辨率,因此成為探測地殼及上地幔結構特征的主要技術手段被廣泛運用(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波接收函數波形中,沉積層引起的多次波會壓制臺站下方Moho面的轉換波, 進而影響殼幔結構的重建。

由于穩(wěn)定克拉通表面的沉積層與其下覆結晶基地之間存在較大波阻抗, 能形成幅值較大的沉積層轉換波及后續(xù)多次波, 會干擾 Moho面處的轉換波信號(Sodoudi et al., 2009; 唐有彩等, 2010;Langston, 2011; Yu et al., 2015)。特別是二者走時接近情況下, 常常會造成廣泛使用的 H-κ方法(Zhu and Kanamori, 2000)失效, 因此無法準確地估算地殼厚度和Vp/Vs比值。與P波接收函數相比, S波接收函數因轉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波接收函數中最被關注的震相是在巖石圈與軟流圈間界面(LAB)產生的轉換波S-LAB-P(下文簡寫為Slp)。人們較少地運用地殼底部 Moho面產生的轉換波 S-Moho-p(下文簡寫為Smp)。事實上, Smp波也是可靠地獲取殼幔內部結構的一個有效信號。為了同時得到Pms和Smp轉換波,本文介紹了基于L-Q-T坐標下提取P波和S波接收函數過程, 運用正演模擬討論了沉積層對P波和S波接收函數的影響, 并通過實例分析具有巨厚沉積層的渭河盆地和河套盆地的兩臺站, 驗證了L-Q-T坐標下P波和S波接收函數聯合反演能夠有效地壓制沉積層多次波干擾, 較為可靠地獲取臺站下方的殼幔結構特征。通過將共振濾波器方法和P波、S波聯合反演的方法運用于渭河盆地和河套盆地內的兩個流動臺站, 結果表明聯合反演方法更具優(yōu)勢, 除能獲得界面深度信息, 還能獲取速度信息。

1 L-Q-T坐標下的接收函數

接收函數(Receiver Function)是一種利用遠震體波在殼幔內部的多種分界面所產生的轉換波來探測地球深部不連續(xù)界面的方法。通過消除儀器、震源及在傳播路徑的影響, 獲取臺站下方殼幔不連續(xù)界面的時間序列函數。Vinnik(1977)首次利用了Ps轉換波探測到了挪威地下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(Langston,1979)。由遠震體波P波和S波所對應的轉換波獲得的接收函數分別叫做P波接收函數和S波接收函數(圖 1)。

圖1 P波、S波接收函數射線路徑圖(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波接收函數和S波接收函數的提取步驟主要有以下三步: 先通過坐標旋轉, 突出轉換波的能量;再通過濾波壓制噪聲; 最后通過時間域或頻率域反褶運算(Ammon et al., 1990)去除震源、傳播路徑和儀器響應, 最后提取到接收函數。

在地震儀中, 人工制作的儀器標定坐標一般為Z(垂直)、N(北向)和E(東向)三道。為了獲取高質量的臺站下方介質響應, 需要將觀測儀器的Z-N-E坐標旋轉到地震波傳播路徑上。因此, 通過坐標旋轉, 確保轉換波的能量被最大程度恢復。坐標旋轉通常有二軸旋轉(Z-R-T)和三軸旋轉(L-Q-T)兩種方式(圖2)。

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

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

在Z-R-T坐標下, R分量為震源、儀器響應及臺站下方地下介質的褶積。通過反褶運算求解出ER的過程, 即為提取接收函數。

Z-R-T坐標下提取接收函數時, 假設地震儀器記錄到的地震波為近垂直入射且地球介質為各向同性, 這樣才能確保臺站下方的不連續(xù)界面產生的轉換波能量最大程度地集中于R分量。在實際中, 由于Z-R-T坐標并不是真實的地震波傳播路徑, 因此經反褶運算得到的R分量接收函數仍存在直達P波幅值遠大于轉換波能量(Kind et al., 2012), 導致期望來自地下淺部界面所產生的轉換波信號會被泄漏的直達P波所壓制, 從而無法識別。

為此, 利用公式(1)實施二軸旋轉(Z-R-T)后, 再利用 P波入射角(iβ)經公式(3)實施三軸旋轉(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P波到達后數秒時間窗口內的協方差矩陣的特征值決定(Montalbetti and Kanasewich, 1970)。L軸表示直達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坐標系內T軸上的能量可認為是轉換 Ps波在傳播過程中由橫向不均勻的介質或各向異性的介質所產生。這樣, 在L-Q-T坐標下經反褶積運算后得到的Q分量即為P波接收函數, T分量可用于分析研究臺站下方介質的各向異性(Farra and Vinnik, 2000)。因此, 在L-Q-T坐標下獲得的P波與S波接收函數, 理論上在零時刻消除了直達P波和直達S波的能量, 并保留著地下各不連續(xù)面的轉換波能量, 能較好地分辨地下淺層結構信號。

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

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

2 不同沉積層厚度對P波接收函數影響

在沉積盆地及其周緣利用P波接收函數進行其下的殼幔結構研究中, 由于沉積層與其下伏結晶基底存在著較大的波阻抗差異, 因此在P波接收函數波形中包含了來自沉積層轉換波及其多次波信號。為此, 首先通過正演模擬來展示沉積層產生的多次波對P波接收函數的影響。設置地殼總厚度為40 km,通過改變沉積層的厚度, 對比二軸坐標系(Z-R-T)和三軸坐標系(L-Q-T)下獲得的P波接收函數, 從而認識沉積層產生的多次波對P波接收函數的影響。表 1為模型參數, 假定模型中的介質為水平層狀各向同性介質, 射線參數設為 6.4 s/°, 高斯系數α設為 2.0, 改變沉積層厚度從 1 km 至 9 km, 運用Frederiksen and Bostock (2000)的方法獲得了Z-R-T坐標系(圖3)和L-Q-T坐標系(圖4)的P波接收函數。

表1 模型參數設置Table 1 Model set

圖3為Z-R-T坐標下的正演P波接收函數。當沉積層厚度在1～5 km之間時, 結晶基底產生的Pbs信號受到直達P波的壓制, 特別當沉積層厚度較淺時, 這種壓制更為明顯。與此同時, 沉積層產生的多次波 PbpSs和 PbsPs也一定程度地壓制了 Moho面轉換波 Pms信號。尤其明顯的是, 當沉積層厚度較大時(約8 km), Pms信號受到的壓制更為顯著。隨著沉積層厚度的增加, 使得 Pms信號及其對應多次波信號到時發(fā)生了延遲。

而基于L-Q-T坐標下的P波接收函數(Q分量),在Q分量上僅為轉換SV波能量并無直達P波能量(圖4), 去除了直達P波的影響, 因此淺部沉積層的Pbs信號得以凸顯。同樣地, 在沉積層厚度為 8 km時, 沉積層產生的多次波明顯地壓制了Moho面Ps轉換波。圖3和圖4正演結果顯示: 由兩種不同旋轉方法獲得的P波接收函數, 在沉積層到達一定厚度時, 產生的多次波會壓制Pms信號, 而來自Moho面的 PmpPs多次波信號清晰穩(wěn)定, 因此在含有巨厚沉積的研究區(qū)域, Moho面的PmpPs多次波信號常被用于殼幔結構的偏移成像(Chen et al., 2006;Nábělek et al., 2009)。

Z-R-T旋轉(圖3)和L-Q-T旋轉獲得的P波接收函數(圖 4), 均能觀測到沉積層產生的 PbpSs和PbsPs多次波, 且極性均為負。因此在利用P波接收函數來討論盆地殼內存在的低速界面時, 應注意,可能不是真實的低速界面, 而是沉積層的多次波。

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

圖4 通過三軸旋轉正演獲得的P波接收函數(Q分量)Fig.4 Synthetic P receiver functions (Q component)based on the L-Q-T system

運用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。針對上述正演結果, 選擇沉積層厚度為8 km時在L-Q-T坐標下生成的理論P波接收函數進行H-κ掃描。掃描參數w1為0.7,w2為0.2,w3為0.1, 設定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掃描方法無法獲取正確的地殼厚度。

圖5 L-Q-T坐標下含有8 km厚沉積層的PRF進行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S波接收函數影響

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

與提取P波接收函數相似, 提取S波接收函數的過程同樣包括了坐標旋轉、濾波、反褶積等三個步驟。最后通過時間域反褶積計算后, 即可得到S波接收函數。此時, Smp信號能量在 L分量上,SV波能量在Q分量上。為了提高Smp信號的信噪比, 將單臺獲得的多個SRF疊加。與PRF疊加所不同的是, 依據單個SRF信噪比給予其不同的疊加權重進行疊加(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 SRF的影響?？紤]實際計算所得的SRF的頻率相對較低, 正演合成SRF時, 采用截止頻率為3 s的低通濾波器。圖6所示的正演模擬結果表明不同厚度的沉積層對Moho面產生的Smp轉換波幾乎沒有干擾。

圖6 含沉積層的S波接收函數正演結果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的松散沉積層。圖7所示的正演結果表明, Smp信號沒有受到未固結的松散沉積層多次波較大影響。因此在盆地區(qū)域內, 除了利用傳統的PRF, 加入SRF能更有效地壓制沉積層的干擾, 較為準確地獲得盆地下方的殼幔結構特征。

圖7 設定沉積層為松散沉積下的SRF正演結果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, 對于 P波接收函數來說, 在沉積盆地區(qū)域, 由于沉積層多次波的效應, 可導致Moho面的轉換Ps信號被壓制甚至掩蓋。因此, 在盆地區(qū)域進行P波接收函數分析時需考慮減小沉積層帶來的信號壓制效應。Yu et al.(2015)設計了一種共振濾波器(resonance filter)用以壓制沉積層對Moho信號的干擾, 從而突出Moho信號。該濾波器在頻率域的形式為(1+r0e-iωΔt),r0為P波接收函數首個波峰和首個波谷的幅值比, Δt是沉積層轉換信號(Pbs)的雙程走時, 可通過量取 P波接收函數首個波峰和波谷之間的時間差獲得。在實際計算中, 上述兩個參數的值可通過歸一化自相關計算(normalized autocorrelation function)獲得。

5 PRF和SRF聯合反演

本文采用了 Vinnik et al.(2004)提出的 PRF和SRF聯合反演方法獲取臺站下方的殼幔速度結構,該方法考慮了PRF和SRF接收函數不同尺度的分辨率特征, 在多個區(qū)域的殼幔結構研究中取得了良好效果, 如在中國新疆天山、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 P波接收函數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坐標下提取的 P波和S波接收函數, 聯合反演共同約束殼內結構特征。

聯合反演中, 假設臺站下方的介質均勻且各向同性, 每次迭代反演是在指定的允許范圍內運行四個獨立的隨機模型, 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Vp值經Birch方程(Vinnik et al., 2004)換算得到。合成理論接收函數過程中, 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。反演過程中模型一直處于迭代擬合使得正演獲取的接收函數與觀測到的接收函數的擬合殘差最小。模型正演是基于水平層狀介質和平面波傳播, 采用的是 Thomson-Haskell矩陣方法(Haskell, 1962)來計算理論接收函數。正演過程中,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表示時間,ω是頻率, m是模型里的未知參數矩陣,CP和CSV是視速度, 角標 obs和syn分別表示實際觀測到的接收函數和理論計算的接收函數,H是理論傳遞函數。

通過公式(8)計算實際觀測到的接收函數和理論接收函數之間的擬合差。

α為PRF和SRF之間的權重,E(m)為擬合差。實際計算中,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, 在反演過程中還加入了 P波和 S波在上地幔傳播過程中相對于IASP91(Kennett et al., 1995)的走時殘差(Δtp 和 Δts),即通過計算地幔轉換帶頂界面(Pd410)和底界面(Pd660)相對于IASP91模型的走時差獲得。通常在克拉通地區(qū), Pd410和Pd660兩界面之間的走時差值約為23.9 s(Kraft et al., 2019)。如果該值不變, 而Pd410和 Pd660的到時差發(fā)生了變化, 若整體延遲或整體提前, 即表示在地幔轉換帶之上的上地幔中存在速度異常體。若兩界面到時整體延遲暗示了上地幔存在低速物質; 反之, 兩界面到時整體提前指示了上地幔存在高速物質。如果地幔轉換帶的走時差與IASP91模型相近(約23.9 s), 通過拾取Pd410的到時差(ΔtP410)即可計算 P波和 S波的走時殘差,依據 Vinnik et al.(1999), ΔtP410=Δts-Δtp, 而 Δts/Δtp的比值約為3。拾取Pd410的到時差是在基于延遲疊加方法(delay-and-sum)獲得的波形上進行(如圖10), 具體方法介紹見Vinnik(1977)。

為了將反演獲得的速度模型可視化, 將參數空間劃分為網格, 并通過顏色深淺表示每個網格的模型命中數。雖然此方法可以同時獲得Vp和Vs速度結構, 但Vs的反演結果要比Vp的反演結果準確度相對更好。

6 結果討論和分析

本文選取了位于盆地內部的兩個臺站, 分別是位于渭河盆地內部的臺站 QS130和位于河套盆地內部的臺站15693(圖8), 通過聯合反演獲取兩個臺站下方的殼幔結構, 并將獲得的 Moho深度結果與運用Yu et al.(2015)的方法將PRF進行沉積層校正后再進行H-κ掃描后得到的結果進行對比。

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

中國地質科學院布置的臺站 QS130觀測周期為2012—2014年(Feng et al., 2017), 來自ChinArray的臺站15693觀測周期為2013—2015年(鄭秀芬等,2009)。對于P波接收函數, 選取震中距為30°～95°,震級大于 5.4的地震事件。S波接收函數選擇震中距65°～90°, 震級大于5.4的地震事件。

計算 PRF和 SRF, 對原始數據先依次經過Z-R-T旋轉與 L-Q-T旋轉, 再經帶通濾波處理。然后, 采用時間域反褶積分別提取P波接收函數和S波接收函數。針對需要 H-κ掃描的 PRF, 使用30-2 s的帶通濾波器進行濾波。在聯合反演中, 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。臺站QS130獲得84條PRF和5條SRF, 臺站15693獲得 26條 PRF和 15條 SRF。得到的 PRFs和 SRFs經過動校正(校正采用的射線參數為 6.4 s/°), 最后將動校正后的PRFs和SRFs進行疊加以增強轉換波信號(圖 9)。

6.1 渭河盆地臺站QS130

圖9展示了QS130獲得的P波接收函數(圖9A)和S波接收函數(圖9B)。渭河盆地內具有厚約3 km的沉積層(滕吉文等, 2014)。聯合反演之前沒有做沉積層校正, 以便驗證聯合反演方法克服沉積層影響的健壯性。正如前文所述, 在聯合反演中引入了Δtp和Δts?？紤]到不同的P410和Pd660之間的走時殘差(Δtp和 Δts)可能影響到反演結果, 因此選擇了三組不同的走時殘差來進行反演測試。如圖11A所示,tp=0 s、ts=0s表示沒有走時殘差, 這組值為真實計算所得(圖10); tp=0.1 s, ts=0.3 s, 為上地幔存在低速物質導致 Pd410走時殘差延遲了 0.2 s; 而tp= -0.1 s, ts= -0.3 s表示臺站下方的上地幔存在高速物質導致Pd410走時殘差快了0.2 s。

圖9 QS130臺站和15693臺站(位置見圖8)下方的PRF(A)和SRF(B)動校正后波形疊加圖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臺站PRFs疊加后波形圖Fig.10 The PRFs stacking results of QS130 station by applying delay and sum method

聯合反演結果顯示, 不同的走時殘差組得到了相近的地殼速度結構(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速度結果則相對變化較大。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果, 因為通過真實計算 Pd410和Pd660的走時殘差獲得的ts的直方圖更為規(guī)則。對于Vp來說, 地幔的速度值低于IASP91模型, 這可能是因為地幔中存在相對較多的輝石(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。對于地殼來說,Vp/Vs的值與IASP91模型接近一致, 進入地幔后由于Vp的減小導致Vp/Vs的比值降低。反演結果與該區(qū)域的主動源地震探測結果一致(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, 這一界面探測結果同樣可與滕吉文等(2014)結果對比(深約 15 km 和Vp速度約為6.2 km/s)。反演結果顯示中下地殼Vs約為3.65 km/s,與IASP91模型關于中下地殼的Vs速度值3.75 km/s接近, 為正常中下地殼。

另外由三軸旋轉計算得到的PRFs, 運用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。掃描過程中所有參數一致, 即設定w1為0.7,w2為0.2,w3為0.1。Vp設定為6.5 km/s。如圖12A所示校正前的H-κ結果受沉積層多次波的干擾導致 H-κ獲得的Moho深度值為 48.5 km, 明顯與主動源探測結果(滕吉文等, 2014)存在較大的差別。而圖12B所示校正后的 PRFs經 H-κ掃描獲得的 Moho深度值為37 km, 與主動源探測到的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P波與S波接收函數聯合反演獲得的Moho深度(圖 11A)與利用 H-κ掃描沉積層影響校正后接收函數得到(圖 12B)相互一致, 表明進行沉積層校正后的PRFs能較為準確地探測出地殼厚度。

圖11 臺站QS130三組不同走時殘差(Δtp和Δts)得到的反演結果Fig.11 Inversion results of QS130 with three sets of travel time residuals

圖12 臺站QS130進行沉積層校正前后的H-κ疊加結果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導致最終獲取的κ值明顯升高。結合本文通過聯合反演獲得的Vs速度結果(圖11A)和Vp/Vs結果(圖12B), 認為臺站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致, 臺站QS130下方的地殼組分應為正常組分, 這也與主動源探測結果(滕吉文等, 2014)一致。

6.2 河套盆地臺站

臺站 15693位于河套盆地內部, 其北為陰山山脈, 其南為河套盆地, 盆地內部存在較厚沉積物。通過 H-κ掃描法分析 P波接收函數校正前后結果(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掃描結果(圖13B)更為聚焦。

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

P波、S波接收函數聯合反演結果(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。聯合反演的結果(圖14)與校正后的PRFs通過H-κ掃描獲得的Moho深度值(圖13B)接近。此外, 圖14顯示該臺站下方～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。大地電磁探測結果表明該區(qū)域下方存在低阻高導層(Dong et al.,2014), 能印證聯合反演所獲得的低速層結果。本文所獲得的結果與利用不同的地球物理探測手段獲得結構特征較為一致, 表明本文利用L-Q-T坐標下的P波與S波接收函數聯合反演獲取地殼結構特征是可行的。

圖14 臺站15693聯合反演結果(Δtp= 0s, Δts= 0s)Fig.14 The inversion result of station 15693 by putting Δtp= 0s, Δts= 0s

7 結論

在沉積盆地地區(qū), 沉積層產生的多次波對Moho轉換波信號產生了壓制, 導致 H-κ方法不能有效估算地殼厚度和物質組分。本文利用L-Q-T坐標下提取到的 P波和 S波接收函數, 使用 P波、S波接收函數聯合反演方法獲得臺站下方殼幔結構特征, 可與主動源地震探測結果對比。此外, 在L-Q-T坐標下提取到的 P波接收函數, 經沉積層校正后(Yu et al., 2015), 再用H-κ方法能夠較為準確地獲得地殼厚度。總之, L-Q-T坐標下進行P波和S波接收函數聯合反演, 不僅能獲取地下結構信息,而且能獲取速度信息, 能更好地認識研究區(qū)地球動力學演化過程。

致謝: 感謝俄羅斯科學院地球物理研究所Lev Vinnik教授提供的聯合反演程序和德國地學研究中心(GFZ)Xiaohui Yuan教授提供的H-κ掃描程序。感謝中國地質科學院地球深部探測中心安美建研究員提供臺站QS130天然地震觀測資料, 感謝中國地震局地球物理研究所“中國地震科學探測臺陣數據中心”為本研究提供臺站15693地震波形數據。

Acknowledgements:

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