引言

一般情况下，地震波的传播速度随深度的增加而增加，但地球内部还存在地震波传播速度随深度增加而减小的低速层，这种低速层对射线形状、走时曲线以及地震波形特征等具有重要影响. 图 1a为存在低速层地壳模型的地震射线路径示意图，在地球内部某处存在低速层的情况下，地面上AB段接收不到地震波，对应的走时曲线便在相应的震中距处出现一段“空缺”，通常称之为“影区”(图 1b)(徐果明，周蕙兰，1982).在实际观测波形中，震中距处于“影区”的地震波形表现为初动比较微弱.在日常的地震监测工作中，在地震图中发现震中距为5°-18°时会出现P波或S波震相“影区”现象.如果能定量地对“影区”的波形特征进行分析，就可以得到准确的低速层深度和速度变化特征，这对区域深部结构特征的认识具有重要科学意义.

图  1  含低速层地壳模型的地震射线路径(a)及其走时曲线(b)

Figure  1.  Seismic ray path in crustal model with low-velocity layer (a) and travel time curve (b)

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20世纪50年代，Gutenberg (1950, 1951, 1954, 1955)等利用地震波记录中观测到的有限“影区”信息，对不同区域可能存在的地壳及上地幔中的低速层进行了研究，提出上地幔顶部存在低速层可能是地球内部的一个普遍现象，并认为地震波“影区”是由100-150 km深处的低速层所引起的.此后，上地幔低速层的存在及其可能原因一直是地学研究的一个热点. Gutenberg (1953)提出，如果低速层的存在通过“影区”来表现，那么在“影区”内的初至波振幅应该比较小(图 1)；而要确定地震波观测资料中的“影区”现象，需仔细量取初至波幅值.在早期的观测记录中，由于受观测场地地质条件、观测仪器性能以及观测资料数量等因素的影响(Steinhart，Meyer，1961；Pakiser，1963)，能可靠地分辨出“影区”现象的观测记录不易获取，因此对于“影区”的定量化认识一直较为困难.

20世纪60年代以来，不同领域的研究人员利用多种地球物理学方法对上地幔低速层开展了大量研究工作.例如：利用天然地震观测资料(Thybo，Perchuc′，1997；Gorman et al，2002；Thybo，2006)和核爆炸资料(Stangl，1990；Sultanov et al，1999)的研究表明在约100 km深处存在地震波速度明显降低的痕迹；Selby和Woodhouse (2002)利用面波对上地幔的Q值结构进行全球搜索的研究结果表明，在约150 km深处的Q值非常小，且该深度与低速层的位置一致；Fournier等(1963)从50多个大地电磁实验数据中得出，70-120 km深处的电阻率值普遍减小.虽然前人对低速层的研究取得了一定的成果，然而由于受观测资料数量所限，早期研究结果的精度较低.随着地震台网及台阵覆盖范围的扩大和台站布设密度的加大、观测技术和观测质量的提高，目前已积累了更为丰富的地震波记录资料，可以更为精确地、稳定地确定与地壳及上地幔低速层相关的震相，为开展地壳及上地幔速度结构的研究提供有利的条件.

近年来，基于S波接收函数(Kumar et al，2005；Chen et al，2008, 2014；Kind et al，2012)、地震层析成像(Chen，2010)和上地幔结构地震模型(Fischer et al，2010)等结果，在全球不同区域均观测到了80 km深度附近的低速层. Karato等(2015)由高温高压实验结果推断该界面为岩石层中的一个低速界面(mid-lithosphere discontinuity，简写为MLD)，由特定温压条件下的矿物节理面变形所引起，且该界面的性质与温度、水含量及部分熔融等密切相关.

青藏高原是全球海拔最高、变形规模最大和发生时代最新的陆-陆碰撞造山带，也是全球壳幔结构最为复杂、壳幔相互作用最为活跃的带域之一，历史上曾发生多次中强地震(邓起东等，2002；张培震等，2003；张冰等，2015).由于青藏高原及其周边区域特殊的构造活动背景，在该地区开展地壳及上地幔速度结构的研究对青藏高原地球动力学和地震学研究具有非常重要的科学意义.近30年来，国内许多地震科学研究人员对该地区的地壳及上地幔速度结构进行了区域性的不同尺度的研究.人工地震深部探测(滕吉文，2008)、体波和面波层析成像(丁志峰等，2001)、背景噪声层析成像(赵盼盼等，2015)、接收函数(王椿镛等，2008)、转换函数(高星等，2008)和大地电磁数据联合反演(彭淼等，2012)等结果均表明青藏高原及其周边区域的中、下地壳及上地幔中低速层较为发育，而上地幔低速层深度可以较好地对应MLD，但直接利用观测波形特征进行该低速层研究的工作尚未报道.鉴于此，本文拟选取西藏及其周边地区测震台网记录到的地震波形数据，通过准确量取“影区”初至波幅值，对青藏高原内部的MLD进行探测，并对其深度、厚度及梯度进行定量分析，以期对地球深部结构进行深入研究.

1.   资料处理

本文研究区为青藏高原东部.为了使所研究的地震波携带尽可能多的地壳及上地幔信息，最好选用浅源地震，且由于P波的运动学和动力学性质决定了垂直向P波震相比较清楚，因此，选用西藏及其周边地区台网35个测震台(图 2)记录到的2014年10月7日云南普洱M_S6.1浅源地震的垂直向地震波形数据.这些台站所使用的宽频带数字地震仪能够清晰地记录到相应震中距范围内的垂直向P波震相，且波形记录具有较高的信噪比，为准确量取P波的幅值提供了良好的资料保证.

图  2  西藏及其周边区域台网部分固定台站(三角形)分布及云南普洱M_S6.1地震的震中(震源机制解)位置

Figure  2.  Distribution of seismic stations (triangles) in Tibet and its surrounding areas and location of the epicenter (focal mechanism beach ball) of Yunnan Pu'er M_S6.1 earthquake

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云南普洱M_S6.1地震的地震参数和震源机制解均采用哈佛大学矩心矩张量(centroid moment tensor，简写为CMT)解，具体列于表 1.台站到震中的距离跨度为3°-25°，包含了MLD可能产生“影区”的震中距范围5°-18°.

表  1  云南普洱M_S6.1地震震源参数及CMT解(GCMT, 2014)

Table  1.  Seismic source parameters and CMT solution of Yunnan Pu'er M_S6.1 earthquake (GCMT, 2014)

发震时间		北纬/°	东经/°	MS	深度 /km	CMT/(1025N·m)
年-月-日	时：分：秒					Mrr	Mtt	Mpp	Mrt	Mrp	Mtp
2014-10-07	13:49:43.6	23.38	100.54	6.1	13.7	-0.823	-18.1	18.9	3.07	0.93	9.69

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虽然所选取的原始记录波形信噪比已较高，且P波初动较为清晰，但为了使观测波形更为清晰，突出P波初动震相，将原始地震波数据仿真至世界标准地震台网短周期地震仪WWSSN-SP (Kim，2007)上.首先，截取包含完整P波到完整面波时间段的波形数据作为研究对象，对数据进行格式转换、去均值、去尖灭和去线性趋势等处理，得到所有台站垂直向P波的剖面图，如图 3a所示；然后，量取每个台站的垂直向P波初动幅值，以其中的最大值为标准对其它台站的P波初动幅值进行归一化，将归一化幅值作为该震中距对应的幅度.为了突显幅值随震中距的变化趋势，同时避免残差过大和多项式的次数过高所引起的龙格现象，通过多次尝试，对归一化幅值进行4次多项式拟合，得到P波初动归一化幅值的拟合曲线，如图 3b所示.可以看出，当震中距为5°-18°时，拟合曲线随震中距的增大呈下抛物线形态，即震中距从5°开始幅值逐渐下降，在10°左右达到最低点，至18°时又上升至极大值.该现象符合地震波“影区”特征，可以初步判断在地球内部存在低速层.

图  3  观测波形剖面图(a)和P波初动归一化幅值及其拟合曲线(b)

Figure  3.  Observation waveforms profile (a) and the normalized amplitude of P wave onsets and their fitting curve (b)

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2.   结果分析

2.1   观测结果试错数值模拟解释

依据青藏高原及其邻近区域已有的部分研究结果(滕吉文等，1998；黄忠贤等，2014)，基于IASP91速度结构模型(Kennett，Engdahl，1991)，本文通过试错法依次构建了3种地壳及上地幔P波一维速度结构模型，并对其产生的结果进行比较分析. 图 4给出了所构建的3种P波速度结构模型: ①模型1，在莫霍面下存在一低速层；②模型2，在康拉德界面和莫霍面下各存在一低速层；③模型3，地壳及上地幔均无低速层.在构建速度结构模型时，地壳厚度均为60 km，康拉德界面在深30 km处，康拉德上下界面和莫霍上下界面的速度均与IASP91速度模型相同.地壳低速层的上界面设在30 km深度处，下界面设在42 km深度处，层内速度梯度为-0.025/s，P波Q值为200，层外P波Q值为1 340；上地幔低速层的上界面设在78 km深度处，下界面设在102 km深度处，低速层内速度梯度为-0.05/s，P波Q值为500，层外P波Q值为1 340.此外，模型其它部分的地震波速度结构均与IASP91模型一致.

图  4  本文所构建的3种P波速度结构模型

Figure  4.  Three types of P wave velocity structure models constructed in this paper

The red solid line, dashed line and blue dotted line represent the models 1, 2, 3, respectively

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通过计算不同模型的全波场理论地震图，可以分析不同速度模型对P波初动幅值变化趋势的影响.计算理论地震图时，数据处理过程与实际观测资料的处理过程基本一致，即地震事件参数和矩心矩张量采用哈佛大学CMT解(表 1)，台站经、纬度均采用已选台站的经、纬度，利用反透射率方法(Ma，2013)，首先基于所构建的3种P波速度结构模型分别计算全波场理论地震图，得到的理论地震图为速度记录；然后分别量取每个台站的P波垂直向初动幅值，以其中最大的初动幅值为标准对其它所有台站的初动幅值进行归一化处理；最后对归一化的初动幅值进行4次多项式拟合.

图 5中给出了3种模型的垂直向理论地震波形图和P波初动归一化幅值及其拟合曲线变化趋势图.对于模型1(图 5a)，当震中距为5°-18°时，理论地震图的P波归一化初动幅值拟合曲线呈平滑的下抛物线形态，该结果与实际观测资料的结果较为吻合，该模型的地壳厚度为60 km，在78 km深处存在一低速层，低速层的厚度为24 km，层内速度梯度为-0.05/s.接收函数和人工地震结果(高锐, 1995a, b；吴庆举，曾融生，1998；陈九辉等，2005)也表明，青藏高原地壳厚度为60-80 km.最近几年，采用高分辨率短周期体波分析大陆内部结构的地震学研究结果(Karato et al，2015)显示，岩石层内60-150 km深处的地震波速度基本上降低了2%-6%，该现象在全球普遍存在，这说明该模型具有一定的合理性.

图  5  3种模型的垂直向理论波形图(左)和P波初动归一化幅值及其拟合曲线(右)

(a)速度结构模型1；(b)速度结构模型2；(c)速度结构模型3

Figure  5.  Vertical synthetic waveforms (left) and normalized amplitude of P wave onsets and their fitting curves (right) of the three models

(a) Velocity structure model 1; (b) Velocity structure model 2; (c) Velocity structure model 3

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模型2中，除了在康拉德界面下存在厚12 km的低速层外，其它部分与模型1一致.对于模型2(图 5b)，理论地震图的P波初动归一化幅值的分布及其4次多项式拟合曲线变化形态与模型1几乎相同，这说明当震中距大于5°时，地震波对地壳低速层不敏感，无论地壳中有无低速层，只要上地幔存在低速层，在5°-18°震中距范围内的地震波形所表现出来的现象几乎是相同的.因此，若要详细研究地壳中的低速层，应选用地方震和近震的波形数据.

模型3(图 5c)是在模型1的基础上去掉了上地幔的低速层，其计算得到的理论地震图的P波初动归一化幅值呈现出杂乱无章的随机现象，P波初动归一化幅值的4次多项式拟合曲线的变化形态与模型1的结果相差很大，该现象从反面进一步证明了研究区岩石层内确实存在低速层.

2.2   不同震源机制解的影响分析

不同的震源机制解可能会造成某些区域的地震能量辐射有所差异，从而导致P波初动幅值大小的差异. 2.1节主要给出了走滑型震源机制解的模拟结果，为了研究不同震源机制解对P波初动幅值造成的影响，对不同震源机制解的类型进行数值模拟试验.通过正断层和逆断层的震源机制解分别计算的理论地震图如图 6所示，计算过程和数据处理过程与前文一致.可以看出：对于正断层，虽然各台站模拟P波初动的归一化幅值(图 6a)与走滑型断层的模拟结果相比均有增大现象，但各初动归一化幅值的拟合曲线变化趋势并未对5°-18°的“影区”现象造成影响；对于逆断层，其模拟结果(图 6b)基本与走滑断层的结果一致，这说明不同震源机制解对形成“影区”现象的影响较小.

图  6  由速度结构模型1计算得到的不同震源机制解的理论波形(左)和P波初动归一化幅值及其拟合曲线(右)

(a)正断层；(b)逆断层

Figure  6.  Vertical synthetic waveforms of different focal mechanism solutions (left) and normalized amplitude of P wave onsets and their fitting curves (right) from the velocity structure model 1

(a) Normal fault; (b) Thrust fault

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3.   讨论与结论

本文尝试利用地震波观测资料中的“影区”特征，对岩石层内存在的低速层进行了研究.在前人研究工作的基础上，通过试错法，构建了3种不同的壳幔速度结构模型，利用反射透射率法模拟计算了理论地震图，并通过对比观测波形与理论波形的P波初动幅值的变化趋势，分析了青藏高原岩石层内低速层的特征，对青藏高原地区观测到的波形中出现的“影区”现象进行了合理解释.研究结果表明，由模型1得到的P波初动幅值变化形态与相应的观测波形形态一致，说明青藏高原下方岩石层内约78 km深处存在一低速层，厚度约为24 km，速度变化率为-0.05/s，这种壳幔深度、厚度以及分层现象与前人的研究结果(高锐，1995b；吴庆举，曾融生，1998；陈九辉等，2005；Karato et al，2015)基本一致.在实际观测中，尽管几何衰减对地震波的幅值有一定的影响，本文在计算理论地震图时也考虑了几何衰减，所以几何衰减因素对本研究并无影响.

上地幔中由于410 km深处高速间断面(简称410 km间断面)和660 km深处高速间断面(简称660 km间断面)的存在，在震中距为10°-30°的范围内会产生三重震相(Wang et al，2009)，进而可能对直达P波的振幅幅值产生一定影响，为此通过数值模拟试验对该因素可能产生的影响进行了具体分析.在已有结果的基础上，分别对不存在410 km和660 km间断面的情况进行了数值模拟试验，其模拟结果如图 7所示，实验过程与前文一致.可以看出，在不存在410 km间断面和660 km间断面的情况下，所量取的模拟波形的P波初动归一化幅值及其拟合曲线变化形态与模型1的结果基本一致，这说明410 km和660 km间断面的三重震相对直达P波的幅值影响较小.考虑到410 km和660 km间断面在全球普遍存在，在观测波形中包含了410 km和660 km间断面的三重震相影响，而在模型1的数值试验中均已将410 km和660 km间断面的三重震相的贡献成分考虑在内，所以本文设计的速度结构模型1对于解释实际观测到的地震波“影区”现象是合理的.

图  7  无间断面速度结构模型1(左)以及计算得到的理论波形(中)和P波初动归一化幅值及其拟合曲线(右)

(a)无410 km间断面；(b)无660 km间断面

Figure  7.  Absence discontinuity of velocity structure model 1 (left), synthetic waveforms (middle) and P wave normalized amplitude values and their fitting curves (right)

(a) Absence of 410 km discontinuity; (b) Absence of 660 km discontinuity

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如上所述，本文虽然已初步得到了比较满意的结果，但尚存不足之处：理论波形的P波初动归一化幅值与观测波形的幅值并非完全一一对应，可能是由于地球的内部结构本身很复杂，对地球内部的认识还远远不够，而且一维速度结构模型本身也不能很好地反映地球内部的横向不均匀性；对于模型1和模型2的结果所表现出的相似性，尚需要收集地方震和近震的地震波形资料作进一步研究分析.

该低速层深度范围与目前高温高压实验结果(Karato et al，2015)所得到的深度范围较为一致，故初步推测该低速层是由地球内部矿物节理面变形所引起的.由于印度板块的NE向俯冲，造成了青藏高原下方地幔物质向东流动，使得研究区地壳、岩石层内的物质组分及速度结构都比较复杂，本文给出的模型1较好地解释了大尺度的一种特征，但是对于更细节的结构，如部分熔融可能造成的多次间断面等特征(Karato et al，2015)，尚未进行深入分析.随着观测资料的大量积累，对岩石层内低速层的精细结构需进一步研究.

中国地震局测震台网中心赵仲和研究员在地震波形数据分析中给予了指导和帮助，中国科学院大学地球科学学院周元泽教授在文章的写作过程中提出了宝贵意见，作者在此一并表示感谢.