2. 广东省地震局, 广州 510070;
3. 中山大学地球科学与工程学院, 广州 510275;
4. 山东省地震局, 济南 250014
2. Earthquake Administration of Guangdong Province, Guangzhou 510070, China;
3. School of Earth Science and Engineering, SunYat-sen University, Guangzhou 510275, China;
4. Earthquake Administration of Shandong Province, Jinan 250014, China
近地表速度结构特征的研究在石油天然气勘探、有色金属勘查和防震减灾中都具有重要作用(法林等,1996;滕吉文,2006;王伟君等,2012;张维等, 2012, 2013).目前,对近地表结构的探测主要通过人工震源(如爆炸源,震源车等)或有限深度的钻探获取(王有学等,2002;何正勤等,2013;邓小娟等,2017).由于相关研究方法成熟,且钻探方法更是可以直接取得深部岩石样本的信息,因此得到的结果精度也较高.但是,这些手段的成本都比较昂贵、对环境有一定的破坏性,而且在人口密集地区开展此类探测存在局限.在一些对结果要求精度不高的工作中,如果能利用天然地震波资料实现近地表结构的研究将会节约大量的成本.
天然地震波在传播过程中穿透了地球内部,因此通过分析天然地震波形资料可以对地球深部结构进行研究.接收函数是地震学中比较常用的利用天然地震波资料确定接收台站下方速度结构的方法(Yuan et al., 1997;Niu and James, 2002;Shen et al., 2011;Pan et al., 2011;韩明等,2017),该方法被广泛应用于地壳、岩石圈和上地幔间断面等的探测.如Zhu和Kanamori(2000)提出的确定地壳厚度和波速比的H-k搜索叠加方法;Yuan等(2006)利用理论地震图论证了S波接收函数研究岩石圈软流圈分界面的可靠性和局限性;钱银苹和沈旭章(2017)发展了利用接收函数幅度来约束间断面速度和密度跃变的δβ-δρ扫描叠加方法.这些研究对了解地球深部结构提供了重要佐证.
此外,前人研究结果表明,在近地表(10km以内深度)结构的探测中,接收函数也是一种比较有效的方法(Aki and Richards, 1980;Julià et al., 2000;Julià,2007;彭恒初等,2012).Ammon(1991)对接收函数的震相幅度和近地表速度结构的关系进行了研究,表明直达P波垂向与径向的振幅比是关于近地表S波速度的函数;Julià(2007)对此开展了进一步的研究,利用接收函数的震相幅度计算了西班牙中部和印度地盾地区PAB和HYB两个台近地表S波速度,但是对S波速度对应的深度范围没有具体分析.
青藏高原东北缘是地学界研究前沿性重大科学问题的热点地区之一,该区域覆盖了很厚的沉积层能够放大地震的破坏,深入研究其近地表结构在防震减灾和工程建设具有重要意义(邓起东等,2002;李永华等2006;周民都等,2006;Wang et al., 2014).同时,获取可靠稳定的近地表速度结构对地震定位、地壳上地幔深部结构成像结果分析、地震场地效应和改善深部结构研究的近地表约束也可提供有效支撑(何正勤等, 2007;Zhang et al., 2013;Ni et al., 2014;张宝龙等,2016;Li et al., 2018).此外,利用接收函数方法研究青藏高原东北缘近地表沉积层相关的结构,对于理解青藏高原隆升过程以及与之相伴的浅表风化剥蚀与物质运移过程非常重要.
本文通过数值实验,对Julià(2007)提出的利用接收函数幅度来约束近地表速度结构的方法进行了改进,并对该方法的稳定性和可靠性进行了测试.本文将该方法应用到青藏高原东北缘36个固定台站的远震资料,确定了该区域近地表S波速度,并结合研究区沉积层厚度对结果进行了讨论,特别是基于不同模型对近地表S波速度对应的深度进行了分析.
1 方法由于远震事件到台站的距离足够远,地震波传播到台站下方时,以很陡的角度入射到台站(图 1a),可近似为平面波(图 1b).地震波到达接收台站会形成直达P波(Pp),也会在界面转换成S波(Ps),还会在地表反射遇到下方的间断面后再次反射到达地表就会形成多次波,在多次反射中也会产生P波和S波之间的转换以及PpPs和PpSs+ PsPs震相.图 1c为以爆炸源为震源的理论地震图,通过水平和垂直分量的反褶积可得到反映接收台站下方速度结构的接收函数时间序列(图 1d).下面结合接收函数计算过程,对震相幅度进行深入分析.
P波从水平分层底部入射,在穿过一维速度模型时会产生地表位移响应(Langston,1979;图 1b),介质结构位移响应在时间域可表示为
(1) |
(2) |
其中Z(t)和R(t)分别表示介质结构响应垂直分量和径向分量的位移,s(t)表示入射平面波的有效震源时间函数,tk为震相到时(当k=0时为直达P波),zk和rk分别表示震相垂直分量和径向分量的幅度,zk和rk是与反射、透射系数乘积相关的数值.用地表位移的垂直分量对其水平分量作反褶积处理就可得到介质结构响应,在频率域中表示为
(3) |
其中S(ω)为震源谱,H(ω)为介质结构响应,也就是径向接收函数(图 1d),ω为射线频率.对接收函数作傅里叶变换:
(4) |
(5) |
其中
接收函数能够反映地震波的属性,通过计算径向接收函数可以反推间断面结构.考虑水平单层的简单模型,仅存在直达P波、P-S转换波和多次波,(4)式和(5)式可简化为
(6) |
(7) |
把(6)式和(7)式代入(3)式,忽略高阶项后可得到
(8) |
上式(8)中,当在自由表面时(t=0)则表示直达P波的绝对振幅.r0/z0的振幅比表示近地表的速度,在接收函数的建模中加入该幅度比信息非常重要.假设存在一个近地表的速度常数,我们可以得出入射P波引起的自由表面位移方程(Aki and Richards, 1980,p.190):
(9) |
其中ηVS0=(1/VS02-2p2)1/2为S波的垂直慢度,p是水平慢度(即射线参数),VS0是近地表的S波速度.为了更好地解释近地表速度结构,(9)式表示在低频时震相振幅与平均速度之间的关系.对于更高频,振幅必须使用合成地震记录计算,但直达P波幅度比仍依赖于近地表速度(Ammon,1991).
直达P波振幅仅与近地表S波速度(VS0)和射线参数(p)有关,其中射线参数可由震中距和震源深度计算得到(Crotwell et al., 1999).当给定震中距时,直达P波幅度主要受近地表S波速度的影响,根据P波接收函数的幅度值即可反推近地表S波速度.由于接收函数只和台站下方速度结构有关,对于地壳横向结构较均匀的台站,不同震中距接收函数的波形资料是相近的、存在一定规律,因此可利用同一个台站不同震中距接收函数的直达P波幅度来约束台站下方近地表S波速度.
1.2 数值试验上述过程基于公式推导给出了Pp震相幅度对VS0的影响,在实际工作中,我们通过对地震波形的反褶积和滤波来得到观测接收函数.为了与实际资料的处理过程具有可比性,我们利用理论地震图(Ma,2013)和处理实际资料相同的手段对上述的方法进行了测试.
首先建立单层地壳速度模型(图 2a),单层地壳S波速度值为3.75 km·s-1,波速比为1.732,地壳之下速度结构参考IASP91模型(Kennett et al., 1995).选取震中距为70°,利用反射透射率法计算理论地震图(Ma,2013).然后选取1.5的高斯滤波因子(alpha)通过时间域迭代反褶积方法计算理论接收函数(Ligorria and Ammon, 1999),在理论接收函数中测量Pp波幅度.我们以P波初动为起始时间,在起始时间附近(±2 s)提取其波峰的最大值,即为接收函数Pp波幅度的观测值.
为了利用Pp波幅度确定近地表速度值,我们采取简单、直接的网格搜索法.选取VS0的变化范围为2.5~3.5 km·s-1,搜索步长为0.01 km·s-1,每搜索一次,可根据公式(9)计算Pp波绝对幅度的理论值.在接收函数时间轴(横轴)零时刻附近±2 s提取其幅度的最大值,即为接收函数Pp波幅度的观测值.
对于每一步搜索过程中的VS0都可算出不同震中距Pp幅度的理论值,其观测值和理论值之间的差值用适配函数misfit(VS0)表示,可作为衡量VS0是否接近实际值的标准.misfit(VS0)定义为
(10) |
其中Aobs为Pp幅度的观测值,Asyn为Pp幅度理论值,Σ表示对不同射线参数的网格扫描叠加.根据公式(10)计算misfit(VS0),其最小值所对应横坐标为VS0的最优值(图 2b).如图 2a所示单个震中距的R向接收函数(RRF)测量其Pp波幅度,从而得到VS0.
对于理论接收函数,由于无任何干扰,利用单条波形就可以确定第一层的S波速度.实际观测中,会利用到不同震中距的资料,因此我们以不同震中距的理论接收函数为例,对数据处理过程进行表述.基于IASP91模型,选取震中距范围为45°~95°,步长为1°,用反射率法计算理论地震图(Ma,2013),并利用时间域迭代反褶积方法计算接收函数(Ligorria and Ammon, 1999).由于不同alpha对应的接收函数幅度存在差异,进一步验证不同alpha的影响,选取alpha为1.5和5时计算两组接收函数,以讨论和检测不同滤波频率窗对接收函数幅度的影响.对于每个震中距的每条接收函数,都可以确定一个VS0,利用所有接收函数确定的VS0,其均方误差(ε)的计算为
(11) |
其中N为每个台站不同震中距的波形条数,VS0是所有VS0(i)的平均值,
图 3是不同震中距的理论接收函数及根据上述步骤得到的VS0.图 3a和图 3c分别是alpha为1.5和5时的接收函数,图 3b和图 3d分别为对应的VS0.当alpha=1.5时,VS0=3.79±0.1 km·s-1;当alpha=5时,VS0=3.78±0.1 km·s-1,初始模型中VS0=3.75 km·s-1,计算结果与初始模型基本一致,说明该方法对于研究近地表S波速度是有效的.
本研究收集了青藏高原东北缘36个宽频带三分量固定台站记录的远震资料,选取了时间为2009—2011年、震中距范围在40°~95°、MS>5.0的地震记录.由于P波接收函数上的信息是入射P波发生折射转换而形成,只有P波初动清晰的波形才能在穿过间断面时转化成可识别的震相,因此对远震资料进行预筛选.具体数据处理流程如下:
(1) 选取Z分量上P波初动清晰的资料,截取时间窗P波初动前20 s和后150 s的资料.
(2) 选取alpha为1.5对信号进行滤波,使用时间域反褶积方法(Ligorria and Ammon, 1999)得到11711条径向观测接收函数.
(3) 用观测资料的垂向分量对本身作反褶积,然后用其最大幅度值对径向接收函数作归一后得到绝对幅度(Ammon et al., 1990).
(4) 测量每条接收函数最大波峰(Pp)的幅度,采用和数值实验中相同的方法和步骤,计算得到研究区台站下方的近地表S波速度.
为了提高信噪比,将每个台站所有接收函数按照震中距在每1°范围内进行叠加(图 4).图 4a为GTA台最终所选的462条观测接收函数在不同震中距的叠加结果,其波形信噪比较高,各震相清晰;图 4b显示了GTA台根据上述方法得到的近地表S波速度VS0=3.21±0.27 km·s-1,百分误差为δ=8.6%;图 4c和图 4d为WXT台不同震中距叠加后的401条观测接收函数和该台下方VS0=3.08±0.23 km·s-1,δ=7.1%.
相同的步骤应用于各个台站,所有台站的VS0结果及相关信息列在表 1.从表 1可看出,研究区域内VS0变化范围为2.59 km·s-1到3.50 km·s-1,均值为3.11 km·s-1,显示出0.92km·s-1的差异.此外,各台站VS0的误差小于±0.29 km·s-1,误差百分比都小于±10%,说明该方法对观测资料处理所得接收函数收敛性很好,近地表S波速度是可靠且稳定的.
根据表 1中每个台站的结果,我们拟绘制了研究区域内VS0分布图(图 5),根据VS0分布特征并结合前人研究结果把研究区分为如图 5所示三部分.
(1)在99°E以西的塔里木盆地和祁连地块的交汇区域VS0出现小幅度差异(图 5中Ⅰ区域),VS0从2.89 km·s-1变化到3.39 km·s-1,均值为3.1±0.25 km·s-1,相对较小.
(2) 祁连—河西走廊区域(图 5中Ⅱ区域,99°E—103°E)的VS0较稳定,均维持在3.18±0.26 km·s-1,与山脉走向也一致.
(3) 与祁连—河西走廊区域相比,在103°E以东的甘东南区域的VS0较为复杂(图 5中Ⅲ区域),最小为2.68 km·s-1,最大达到3.51 km·s-1,差异十分明显.导致VS0变化较大的可能原因在于该区域构造活动特殊,处于青藏块体、鄂尔多斯块体和扬子块体这3个块体碰撞作用的交接区域,成为青藏高原东部边缘最大的地形梯度带(Pan and Niu, 2011;沈旭章等,2013;Shen et al., 2017),因而相关的介质结构稳定性差,会在局部区域出现S波速度变化较大的结果(Ⅲ区域).
此外,Ⅱ区域VS0在祁连—河西走廊区域具有很好的稳定性和一致性,与Ⅲ区域相比其均值较小,而Ⅲ区域不仅均值较大且相邻台站间存在显著差异.
3 讨论Wang等(2017)利用大量流动台阵资料的远震接收函数确定了青藏高原东北缘地区沉积层厚度,我们将其与本文地表S波速度结果进行了对比,如图 6所示.结果显示,祁连—河西走廊区域沉积层厚度相对周边较厚,而甘东南区域沉积层厚度变化较为复杂,局部呈现较大的起伏.该沉积层厚度结果和我们所得到的VS0结果成负相关:当沉积层较厚时,VS0较小;反之当沉积层较薄时,VS0较大,这也与人工地震得到的沉积层厚度结果相一致(滕吉文等,2010;Wang et al., 2014).肖卓和高原(2017)用双差层析成像方法对青藏高原东北缘地壳速度结构进行反演发现近地表的地震波速度与地形和沉积层厚度对应较好.李敏娟等(2018)利用高密度台阵资料和双差层析成像技术反演了甘肃省东南部中上地壳速度结构,其深度在5 km处的S波速度约为3.5 km·s-1,本文对应区域S波速度为3.4 km·s-1,两者结果较为接近,因此本文结果可能反映了5 km深度左右的速度信息.对此我们进行进一步讨论和分析.
在计算VS0的方法中,公式(9)不含深度信息,因此我们无法直接确定其具体深度,为了测试S波速度的深度分布范围,我们利用两个模型的数值实验进行了分析和讨论(图 7和图 8).图 7a模型1中在35 km间断面以上到地表速度呈梯度递增,图 8a模型2间断面深度50 km,地表以下0~25 km速度呈线性增加,在深度为25~50 km范围速度不变.图 7b和图 8b是根据模型计算的两个高斯滤波因子的理论接收函数;图 7c和图 8c为本文方法得到的两个高斯滤波因子对应的近地表S波速度,当高斯滤波因子变大(波长变短)时,对应的S波速度变小,所得到的近地表S波速度的深度逐渐变浅.把计算得到的S波速度与模型中平均S波速度比较,当计算的S波速度和模型某深度的平均速度接近,则可得到不同滤波因子的近地表S波速度所反映的深度(如图 7d和图 8d).本文计算接收函数时选取alpha=1.5,对应深度约为7 km,据此估算本文得到的近地表S波速度对应深度约为5±2.5 km.
彭恒初等(2012)提出通过对径向接收函数和垂向接收函数作低通滤波得到了S波视速度和低通滤波参数的变化曲线,然后转换成台站下方不同深度的S波速度结构.该方法中显示对于高频接收函数只有直达P波对径向接收函数(t=0)有贡献,可得到近地表的绝对S波速度.这与本文的分析一致,两种方法在一定程度上是互补的.
地震波速度的深度信息本质上是一种不同周期的体波对深部速度的反映,该方法可能具有和面波频散相同的特性,在未来深部结构的研究中具有较大的潜力.由于本文的近地表S速度结果和沉积层厚度(Wang et al., 2017)呈反相关,据此推断该结果可能主要反映了沉积层的S波速度.本文中,基于不同模型数值实验,对所得S波速度的深度范围进行了分析,但是尚未得出准确的深度信息.未来工作中我们将进一步对S波速度的深度信息进行深入研究,期望通过不同频率和大量模型结合能达到和面波频散类似的效果.
4 结论本文对接收函数直达波幅度确定近地表S波速度的方法进行了细致分析,并通过数值实验对该方法进行了发展.基于青藏高原东北缘区域36个台站的远震接收函数,得到了该区域在5±2.5 km深度处收敛性较好的S波速度.
本文得到如下具体结论:
(1) 通过理论推导、数值实验及与前人研究结果的对比,本文提出的利用接收函数直达波绝对幅度研究近地表S波速度的方法具有较好的可靠性和稳定性.
(2) 本文得到的青藏高原东北缘近地表S波速度和沉积层厚度成负相关,说明本文结果可能主要反映了沉积层的S波速度.
(3) 研究区域的近地表S波速度结果显示,在研究区99°E以西的塔里木盆地和祁连地块的交汇区域VS0出现小幅度差异,VS0从2.89 km·s-1变化到3.39 km·s-1;在祁连—河西走廊区域VS0维持在3.18±0.26 km·s-1,与山脉走向也一致;在103°E以东的甘东南区域VS0最小为2.68 km·s-1,最大达到3.51 km·s-1,相对其他两个区域其结果横向差异较大.
(4) 在近地表结构的研究中,利用天然地震的接收函数方法相对人工震源探测成本可以忽略不计,而且绝对环保.随着天然地震波观测的大规模展开,本文提出的方法在对分辨率要求不太高区域近地表速度的研究中将发挥巨大作用.
致谢 感谢审稿专家宝贵的修改意见和建议.地震波形观测数据由甘肃省地震台网中心提供,中国地震台网中心的马延路博士提供了计算理论地震图和理论接收函数的程序,资料分析中使用了Lawrence Livermore实验室的SAC软件,在此一并表示感谢.
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