用远震接收函数研究龙门山断裂带与其邻区的莫霍面深度及波速比分布

龙 锋,倪四道,闻学泽

1)中国科学技术大学地球和空间科学学院,安徽合肥 230026;

2)四川省地震局,四川成都 610041;

3)中国科学院测量与地球物理研究所,大地测量与地球动力学国家重点实验室,湖北武汉 430077;

4)中国地震局地震预测研究所,北京 100036

用远震接收函数研究龙门山断裂带与其邻区的莫霍面深度及波速比分布

龙 锋1,2),倪四道1,3),闻学泽2,4)

1)中国科学技术大学地球和空间科学学院,安徽合肥 230026;

2)四川省地震局,四川成都 610041;

3)中国科学院测量与地球物理研究所,大地测量与地球动力学国家重点实验室,湖北武汉 430077;

4)中国地震局地震预测研究所,北京 100036

利用龙门山断裂带及其邻近地区地震台站的远震波形记录,采用时间域迭代反褶积技术求取接收函数,并用H-Kappa叠加方法计算出各台站下方的莫霍面深度和波速比及其相应的误差。结果除了获得与前人研究大体相同的莫霍面深度分布轮廓外,还获得一些新的细节与认识:(1)莫霍面深度在四川盆地内为41～48km,在四川盆地西缘存在一个NNE向的“舌状”莫霍面隆起带,对应了龙门山逆冲构造带的前陆拗陷地带。(2)莫霍面深度从龙门山断裂带东缘的约42km向西很快增加到56km以上,形成一个总体展布为NE-NNE向的莫霍面深度的梯度带;该梯度带在龙门山断裂带北段和中段的走向大体与断裂带平行;然而,在龙门山断裂带南段地区,莫霍面深度梯度带展布转为NNE向,与断裂带走向呈15°～20°的交角,且梯度显著增高。(3)龙门山断裂带及青藏高原一侧各台站之下的莫霍面深度误差较大,可能与那里较复杂的地壳-幔结构、构造有关。(4)波速比的空间差异不明显,初步认为四川盆地一侧和青藏高原一侧的中-高波速比异常可能分别与台站下方存在含水沉积层以及壳内低速层(或通道流)有关。

龙门山断裂带;接收函数;H-Kappa叠加方法;莫霍面深度;波速比

作为2008年5月12日汶川8.0级地震的发震构造,NE向龙门山断裂带是巴颜喀拉块体与华南块体接触的Ⅰ级活动块体边界(张培震等,2003),即活跃的青藏高原块体东缘与稳定的扬子克拉通的结合带,其两侧的地形地貌、地质结构、深部结构以及它地球物理场等都存在显著差异(Burchfiel et a1.,1995;王椿镛等,2002;宋鸿彪,1994)。在区域地震构造上,龙门山断裂带处于我国南北地震带的中段。因此,在已有研究的基础上,进一步研究龙门山断裂带及其附近地区的深部结构,将有助于认识这里两大地体之间相互作用的长期效应,进而认识汶川大地震发生的深部结构条件。

在前人的研究中,已有根据层析成像(王椿镛等,2002;胥颐等,2009;雷建设等,2009;吴建平等,2009)、远震接收函数(刘启元等,2009)、震源位置和速度结构联合反演(周龙泉,2009)等不同的方法研究龙门山断裂带及其邻区速度结构的成果。尽管这些结果总体上差别不大,但由于所采用的方法和数据的不同,这些结果在细节上依然存在差异。本文拟利用“十•五”期间布设在龙门山断裂带及其附近的四川宽频带地震台网记录的远震波形资料,采用远震接收函数的H-Kappa叠加法反演该区域的莫霍面深度和波速比,进而研究它们的分布特征。

1 研究区地质构造背景

龙门山断裂带南起四川泸定,向北东经都江堰、汶川、北川、青川、陕西宁强,至陕西勉县一带,总体呈 NE-SW 向展布,长约 600km,宽 30～50km(图1)。该断裂带是一个巨大的推覆构造带,由多条挤压逆冲断裂和多个推覆体组成,自NW向SE依次为后山断裂、中央断裂、前山断裂和山前隐伏断裂。地质学研究表明,现今的龙门山断裂带大致与中生代时的华北—昆仑—柴达木和华南地块/板块碰撞带的位置一致,构造变形开始于晚三叠纪的印支造山运动,一直延续到晚白垩纪(Li et a1.,2003),使得含有三叠纪海相沉积的巴颜喀拉地块沿龙门山断裂带向SE逆冲到华南地块之上,并在龙门山复杂褶皱冲断带以东形成晚三叠纪以来的前陆盆地(四川盆地中-西部)(Chen et a1.,1994;Burchfiel et a1.,1995;Li et a1.,2003),该冲断带的地壳缩短率约42%～43%(Li et a1.,2003)。

重力布格异常资料显示:龙门山断裂带两侧重力异常变化幅度较大,最大的重力差可达125 mGal以上,反映属于深大断裂带;航磁异常则显示龙门山断裂带为磁异常线性陡变带。地壳测深表明龙门山断裂带分层结构明显,从上至下分别为结晶基底、花岗岩层、壳内低速层、玄武岩层、高速层、莫霍面;其中,壳内低速层深度约为20～30km,四川盆地地壳厚度为40km,川西高原为50km(宋鸿彪,1994)。

2 数据和方法

“十•五”期间建成的四川数字地震台网采用了宽频带记录,整体从2007年开始观测。图1展示了龙门山断裂带及其邻近地区的数字地震台站分布,可以看出这些台站对研究区有较好的覆盖。我们选取了自 2007年至2008年期间、震中距在 30°～90°之间、震级M6.0以上、M7.0以下、具有清晰P波震相和高信噪比的远震波形记录共 90次(见图2),供本研究的接收函数提取和反演分析使用。从图2可以看到,本文选取的远震事件基本涵盖了研究区的各个方位角,虽然来自西北方向的地震事件较少。

接收函数是从地震记录三分量中分离出来的、反映接收点下方地球结构相应响应的地震时间序列(Langston,1979)。它主要由Ps转换波与接收台站下方构造对Ps转换波的扰动组成,这些转换波包括入射P波在各个界面上的透射转换成的S波,也有多次反射、透射形成的S波,携带了丰富的地下结构信息。因此,提取接收函数是了解地壳上地幔速度结构的重要方法之一,也在全球、区域地壳结构研究中得到了广泛的应用(Zandt et al.,1994;Zhu et al.,2000;李永华等,2006)。接收函数提取的核心在于反褶积的计算,经过多年发展,已形成了一系列在频率域(Clayton et al.,1976;Owens et al.,1987;刘启元等,1996)和时间域(Gurrola et al.,1995;Sheehan et al.,1995;Ligorrfia et al.,1999;吴庆举等,2003)进行反褶积的方法。一般来讲,当波形数据拥有足够带宽,并具备高信噪比的时候,大部分反褶积方法都能得到较好的接收函数结果(Ligorrfia et al.,1999)。考虑到观测数据往往是受限且含有各种噪声,使用频率域反褶积得到的结果往往不稳定(吴庆举等,2003),因此,本文采取了时间域的“迭代反褶积法”(Kikuchi et al.,1982;Ligorria et al.,1999)来提取接收函数。

图1 龙门山断裂带及本研究使用的地震台站分布Fig.1 Map of the Longmenshan fault zone showing the distribution of seismic stations used in this study

图2 本研究所使用的远震震中分布Fig.2 Locations of the teleseismic events used in this study

本研究采用Zhu et al.于2000年提出的接收函数的H-Kappa叠加方法(Zhu et al.,2000)。该方法引入 P波在莫霍界面的多次反射转换波 PpPs,PsPs,PpSs等震相的信息,同时对地壳厚度和泊松比进行约束,可用于有效获取莫霍面的深度信息:

式中tPs,tPpPs,tPsPs,tPpSs分别表示Ps,PpPs,PsPs,PpSs震相与直达 P波的到时差,p为入射波的射线参数,VP,VS分别为地壳介质中P波和S波的平均速度。H-Kappa域内对多个接收函数的叠加可定义为:

其中,R(t)为径向接收函数,tPs,tPpPs,tPsPs+PpSs分别为所预测的Ps,PpPs,PsPs+PpSs震相到时,ωi为这三个震相的权重,Σωi=1。扫描H,K域,当H,K对应真实的地壳厚度和泊松比时,S(H,K)达到极大值。这个算法的优点在于避免了对Ps,PpPs,PsPs+PpSs等震相的人工识别,且通过对不同方位的数据进行平均,压制了部分的三维结构引起的接收函数波形的复杂性,从而可以到较好的平均地壳厚度。

3 数据处理

对于挑选出的远震P波波形,截取前20 s、后80 s的数据,经过去均值、去倾斜等基本的数据处理后,将两个水平分量旋转至径向和切向分量,利用时间域迭代反褶积法(Kikuchi et al.,1982;Ligorria et al.,1999)求取接收函数。为了评估该方法的优劣,我们将常用的频率域水准反褶积法获得的接收函数与之进行比较(图3)。可以看出由迭代反褶积法获得的接收函数波形更尖锐,且在零时刻之前基本没有信号,表明该方法具有良好的因果特性。我们选取了对应较长周期的高斯因子α,以使得数值更稳定。在H-K叠加过程中,结合研究区的实际状况,我们选取该区P波平均速度为6.3km/s,同时给定三个震相(Ps,PpPs,PsPs+PpSs)的权重分别为0.7,0.2和0.1。Zhu et al.(2000)也采取了类似的权重,Ps的权重最大是因为莫霍面的一次转换波最强,而 PpPs和PsPs+PpSs等后继震相受到自由表面附近结构的改造,波形一般不明确,所以给予较低的权重。

图4显示经过上述处理后得到的安县台(AXI)的接收函数图像。从图中可以看出,初至P波部分清晰尖锐,能量最强,紧随其后能量次强的为Ps转换震相,后继震相显得模糊。由于远震射线的近垂直向入射,使得接收函数中的P和Ps震相的到时差即可粗略反映从台站下方莫霍界面处出发的P波和S波的到时差,进而可计算出台站下方的莫霍面深度。从图4可以看出,安县台接收到的P和Ps震相的到时差略多于5 s,若按照地壳中s－p=1 s时折合震中距约为8km计算,可知安县台下方莫霍面深度略深于40km;同时Ps－P与PpPs－Ps的时间比例与Vp/Vs直接相关(Zandt et al.,1995)。粗略测量可得PpPs与Ps震相的到时差约13 s,据其关系计算可知Vp/Vs约为1.76。这与利用接收函数的H-Kappa叠加得到的较精确结果很接近(图5颜色最深处)。叠加的结果显示该台站下方地壳厚度约为42.9±0.8km,地壳平均波速比约为1.73±0.01(图5)。

此外,从图4可以清楚地看到三维地壳结构在安县台(AXI)接收函数上有明显的影响。对于此台站东侧地震的接收函数上,P和Ps之间有一个较强的正极性的波,而对于西侧的地震,此波不明显。这个正极性的波有可能是四川盆地沉积层内界面或者沉积层与结晶基底的界面引起的。H-K叠加方法在一定程度上得到的是各个方位结构的平均值,因此对于具有一定波形复杂性的接收函数仍然适用。经过测试,在 Ps清晰的情形下,调整 Ps,PpPs,PsPs+PpSs震相的权重(保持Ps权重＞0.5)对地壳厚度的估算影响不大。

图3 频率域“水准”反褶积(上)与时间域迭代反褶积(下)获得的接收函数图像(AXI台,远震事件为2008-02-14,10:09,希腊南部 M6.7,△=66.54°)Fig.3 Receiver functions from “water-level”deconvolution in frequency domain (top)and iterative deconvolution in time domain (bottom)(station AXI,the earthquake occurred on 2008-02-14,10:09,M6.7,Southern Greece,△=66.54°)

4 结果及分析

经过对图1中所有台站的接收函数进行H-Kappa叠加并扣除台站高程,我们得到了各台站下方的莫霍面深度和波速比结果(表1)。进一步通过插值我们还得到了龙门山断裂带及其两侧地区各台站下方的莫霍面深度分布(图6)。表1和图6显示,本研究获得的莫霍面深度分布的整体轮廓与前人的研究结果基本一致(黄建平等,2006;楼海等,2008;高锐等,2009;Zhang et al.,2009),总体反映研究区的莫霍面深度均在 40km以上,而且,大体以龙门山断裂带中—南段为界,两侧的莫霍面深度存在显著的差异。此外,本研究结果还显示出研究区莫霍面深度分布的一些新的细节:

图4 安县台(AXI)接收函数图像(左图按震中矩进行排列,右图按反方位角进行排列)和H-Kappa叠加结果(右图)Fig.4 The receiver function (the left one,in order of distances;the right one,in order of back azimuths)and the results of H-Kappa stacking (the right one)of station AXI

表1 由H-K叠加法获得的各台站下方莫霍面深度(H)、波速比(K)及相应的误差(dH和dK)Table 1 Moho depths (H),velocity ratios (K)of P-wave and S-wave and their errors (dH and dK)beneath each station from the H-K stacking technique

研究区东部四川盆地的莫霍面深度在41～48km之间,盆地内由西向东莫霍面深度缓慢逐渐加深。例如,由金鸡寺台(JJS)至巴中台(BZH)附近,在平距225km的范围内莫霍面由42km深缓慢增加为48km深。龙门山断裂带东侧的四川盆地西部存在一个NNE向的“舌状”莫霍面隆起,展布上与其西侧的NNE向莫霍面深度梯度带相一致(图6)。该莫霍面隆起带属于四川盆地西缘的地壳厚度减薄地带,可能与四川盆地西缘作为龙门山逆冲推覆构造带前陆地带(Li et al.,2003)的长期拗陷作用引起的重力均衡作用(负山根补偿)有关。

研究区西部,龙门山断裂带中-南段及其以西地区,莫霍面深度向西迅速增加,从龙门山断裂带东缘的约42km向西很快增加到56km以上,形成一个总体展布为NE-NNE向的莫霍面深度分布梯度带(图6)。其中,在四川平武以东明显存在展布与龙门山断裂带北段走向平行的莫霍面深度梯度带,在横跨该段龙门山断裂带的方向上,在平距98km的范围内莫霍面深度从42km增加到48km;然而,在前人的研究结果中(刘光夏等,1989;江为为等,2001),平武以东地区的莫霍面深度的梯度带似乎并不明显。在龙门山断裂带中段地区,该梯度带的走向与断裂带大体平行,在横跨龙门山断裂带中段的JJS-WCH-HSH台南侧的NW 方向上,在平距187km的范围内莫霍面深度从龙门山前山断裂附近的42km增加到黑水以南的52km。在龙门山断裂带南段地区,莫霍面深度分布的梯度带展布转为NNE向,与该段断裂带的走向呈15°～20°的交角,但梯度显著增高,在大致横跨龙门山断裂带南段的MDS-GZA台的NWW方向上,在平距80km的范围内莫霍面深度从42km增加到58km。

图5 安县台(AXI)H-K叠加结果Fig.5 The result of H-Kappa stacking of AXI station

图6 本文获得的龙门山断裂带及其邻近地区莫霍面深度分布(数字地形DEM图像来自GTOPO30)Fig.6 A map of the Moho depth from this study for the region along and surrounding the Longmenshan fault zone(DEM data from GTOPO30)

表1中的dH数据显示,龙门山断裂带及其以西的青藏高原东边缘的若干台站(GZA,HSH,SPA,WCH,YZP)下方的Moho面深度普遍具有相对较大的误差,特别是 GZA台,Moho面深度的误差达到3km。由于H-K叠加方法得到的结果是综合各个方向的平均效果,因此,由该方法得到的Moho面深度的误差可能与台站下方莫霍面深度起伏的程度有关。

本文研究区波速比的空间分区特征并不明显,误差大部分在0.01～0.03之间(表1)。由H-K叠加法获得的波速比是地壳不同深度物性的平均效果。已有研究指出,0～10km深度的高波速比与巨厚的松散沉积层及其空隙含水有关(Li et al.,2009;Eberhart-Phillips,1990);中下地壳及其以下区域的高波速比,则可能与其局部熔融有关(Rau et al.,1995;Kim et al.,2005;Wu et al.,1997)。除此之外,波速比还与岩石的矿物组分有关(Zandt et al.,1995;Christensen et al.,1975;徐鸣洁等,2005)。在我们的研究中,位于青藏高原(巴颜喀拉块体)一侧的GZA 和XJI台的高波速比异常(表1)可能与其下方的粘滞性低速层(通道流)有关(Zhang et al.,2009),而位于四川盆地内部及其周边的MDS、XCO、YZP等台站的高波速比则有可能与浅层沉积物中富含水有关。

5 结论和讨论

收集了龙门山断裂带及其两侧台站对 90次远震的宽频带波形记录,通过时间域迭代反褶积获得了各台站的接收函数,进而利用 H-Kappa叠加方法求取各台站下方的莫霍面深度和波速比及其误差,并利用插值获得了研究区莫霍面深度分布。结果除了整体轮廓与前人的基本一致外,还显示出一些新的细节:

(1)四川盆地一侧的莫霍面深度在 41～48km之间,盆地西部存在一个NNE向的“舌状”莫霍面隆起,属于四川盆地西缘的地壳厚度减薄地带,其成因可能与龙门山逆冲推覆构造带前陆地带长期拗陷作用引起的重力均衡有关。莫霍面深度从龙门山断裂带东缘的约42km向西很快增加到56km以上,形成一个总体展布为NE-NNE向的莫霍面深度的梯度带。其中,在沿龙门山断裂带北段和中段均存在与断裂带走向平行的莫霍面深度梯度带,而在龙门山断裂带南段地区,莫霍面深度分布的梯度带展布转为NNE向,与该段断裂带的走向呈 15°～20°的交角,但梯度显著增高。

(2)龙门山断裂带及青藏高原一侧的台站普遍具有较大的莫霍面深度误差,这可能与那里的强烈构造变形造成莫霍面复杂结构有关。

(3)波速比的空间分区特征不明显,龙门山断裂带两侧各有相对较高和较低的波速比。初步认为四川盆地内相对较高波速比的台站主要与其下方的含水沉积层有关,而高原一侧高波速比台站则可能是那里粘滞性低速层(通道流)有关。

(4)与以往各种利用震相获取地壳厚度的方法相比,H-Kappa叠加方法不需要在地壳厚度和壳内速度之间进行权衡,同时,由于引入 P波在莫霍界面的一次和多次反射转换波等震相,该方法可对地壳厚度和泊松比同时进行约束,因此可获取各台站下方的地壳结构信息。此外,应用 H-Kappa叠加方法时无须识别震相,可以对大批量记录进行处理;而且,该方法通过对不同震中距、不同方位角的接收函数进行叠加,抑制了横向不均匀性的影响,可以得到平均的地壳模型。

本文得到的地壳深度是基于地壳水平分层情形下的接收函数得出的,由于龙门山断裂带两侧地壳结构差异较大,本文的结果仅仅是初步的。鉴于龙门山两侧地形的巨大差异,为了克服一维接收函数的局限性,进一步的工作需要开展基于三维接收函数的地壳结构研究。

高锐,熊小松,李秋生,卢占武.2009.由地震探测揭示的青藏高原莫霍面深度[J].地球学报,30(6):761-773.

黄建平,傅容珊,许萍,黄建华,郑勇.2006.利用重力和地形观测反演中国及邻区地壳厚度[J].地震学报,28(3):250-258.

江为为,刘伊克,郝天琥,宋海斌.2001.四川盆地综合地质、地球物理研究[J].地球物理学进展,6(1):11-23.

雷建设,赵大鹏,苏金蓉,张光伟,李凤.2009.龙门山断裂带地壳精细结构与汶川地震发震机理[J].地球物理学报,52(2):339-345.

李永华,吴庆举,安张辉,田小波,曾融生,张瑞青,李红光.2006.青藏高原东北缘地壳 S波速度结构与泊松比及其意义[J].地球物理学报,49(5):1359-1368.

刘光夏,赵文俊,任文菊,吴岫云.1989.试论龙门山重力梯度带—兼论松潘、平武、迭溪等地震区的深部构造特征[J].地震地质,11(2):69-78.

刘启元,KIND R,李顺成.1996.接收函数复谱比的最大或然性估计及非线性反演[J].地球物理学报,39(4):502-513.

刘启元,李昱,陈九辉,郭彪,李顺成,王峻,张绪奇,齐少华.2009.汶川Ms8.0地震:地壳上地幔S波速度结构的初步研究[J].地球物理学报,52(2):309-319.

楼海,王椿镛,吕智勇,姚志祥,戴仕贵,尤惠川.2008.2008年汶川Ms8.0级地震的深部构造环境——远震 P波接收函数和布格重力异常的联合解释[J].中国科学(D)辑,38(10):1207-1220.

宋鸿彪.1994.龙门山造山带地质和地球物理资料的综合解释[J].成都理工学院学报,21(2):79-88.

王椿镛,MOONEY W D,王溪莉,吴建平,楼海,王飞.2002.川滇地区地壳上地幔三维速度结构研究[J].地震学报,24(1):1-16.

吴建平,黄媛,张天中,明跃红,房立华.2009.汶川Ms8.0级地震余震分布及周边区域 P波三维速度结构研究[J].地球物理学报,52(2):320-328.

吴庆举,田小波,张乃铃,李卫平,曾融生.2003.计算台站接收函数的最大熵谱反褶积方法[J].地震学报,25(4):382-389.

胥颐,黄润秋,李志伟,徐亚,刘劲松,刘建华.2009.龙门山构造带及汶川震源区的S波速度结构[J].地球物理学报,52(2):329-338.

徐鸣洁,王良书,刘建华,钟锴,李华,胡德昭,徐震.2005.利用接收函数研究哀牢山-红河断裂带地壳上地幔特征[J].中国科学(D)辑,35(8):729-737.

张培震,邓启东,张国民,马瑾,甘卫军,闵伟,毛凤英,王琪.2003.中国大陆的强震活动与活动地块[J].中国科学(D)辑,33(S1):12-20.

周龙泉.2009.紫坪铺水库库区三维速度结构[J].国际地震动态,364(4):5-6.

BURCHFIEL B C,CHEN Z,LIN Y,ROYDEN L H.1995.Tectonics of the Longmen Shan and adjacent regions,central China[J].International Geology Review,37:66l-735.

CHEN S F,WILSON C J L,DENG Q D,ZHAO X L,LUO Z L.1994.Active faulting and block movement associated with large earthquakes in the Minshan and Longmen Mountains,northeastern Tibetan Plateau[J].J.Geophys.Res.,99:24025-24038.

CHRISTENSEN N I,FOUNTAIN D M.1975.Constitution of the low continental crsut based on experimental studies of seismic velocities in Granulite[J].Geol.Soc.Am.Bull.,86:227-236.

CLAYTON R W,WIGGINS R A.1976.Source shape estimation and deconvolution of teleseismic body waves[J].J.R.Astr.Soc.,47:151-177.

DENG Qi-dong,ZHANG Pei-zhen,RAN Yong-kang,YANG Xiao-ping,MIN Wei,CHU Quan-zhi.2003.Basic characteristics of active tectonics of China[J].Science in China(Series D),46(4):356-372.

EBERHART-PHILLIPS D.1990.Three-dimensional P- and S-velocity structure in the Coalinga region,California[J].J.Geophys.Res.,95:15343-15363.

GAO Rui,XIONG Xiao-song,LI Qiu-sheng,LU Zhan-wu.2009.The moho depth of Qinghai-Tibet plateau revealed by seismic detection[J].Acta Geoscientica Sinica,30(6):761-773(in Chinese with English abstract).

GURROLA H,BAKER G E,MINSTER J B.1995.Simultaneous time domain deconvolution with application to the computation of receiver functions[J].Geophys.J.Int.,120:537-543.

HUANG Jian-ping,FU Rong-shan,XU Ping,HUANG Jian-hua,ZHENG Yong.2006.Inversion of gravity and topography data for the crust thickness of China and its adjacent[J].Acta Seismologica Sinica,18(3):250-258(in Chinese with English abstract).

JIANG Wei-wei,LIU Yi-ke,HAO Tian-yao,SONG Hai-bin.2001.Comprehensive study of geology and geophysics of Sichuan basin[J].Progress in Geophysics,16(1):11-23(in Chinese with English abstract).

KIKUCHI M,KANAMORI H.1982.Inversion of complex body waves[J].Bull.Seism.Soc.Am.,72:491-506.

KIM K H,CHIU J M,PUJOL J,CHEN K C,HUANG B S,YEH Y H,SHEN P.2005.Three-dimensional Vp and Vs structural model associated with the active subduction and collision tectonics in the Taiwan region[J].Geophys.J.Int.,162:204-220.

LANGSTON C A.1979.Structure under Mount Rainier,Washington,inferred from teleseismic body waves[J].J.Geophys.Res.,84:4749-4762.

LEI Jian-she,ZHAO Da-peng,SU Jin-rong,ZHANG Guang-wei,LI Feng.2009.Fine seismic structure under the Longmenshan fault zone and mechanism of the large Wenchuan earthquake[J].Chinese J.Geophy.,52(2):339-345(in Chinese with English abstract).

LI Y,ALLEN P A,DENSMORE A L,XU Q.2003.Geological evolution of the Longmen Shan foreland basin(Western Sichuan,China)during the Late Triassic Indosinian orogeny[J].Basin Research,15:117-136.

LI Yong-hua,WU Qing-ju,AN Zhang-hui,TIAN Xiao-bo,ZENG Rong-sheng,ZHANG Rui-qing,LI Hong-guang.2006.The poisson ratio and crustal structure across the NE tibetan plateau determined from receiver functions[J].Chinese J.Geophy.,49(5):1359-1368(in Chinese with English abstract).

LI Z W,ROECKER S,LI Z H,WEI B,WANG H T,SCHELOCHKOV G,BRAGIN V.2009.Tomographic image of the crust and upper mantle beneath the western Tien Shan from the MANAS broadband deployment:possible evidence for lithospheric delamination[J].Tectonophysics,477(1-2):49-57.

LIGORRIA J P,AMMON C J.1999.Iterative deconvolution and receiver-function estimation[J].Bull.Seis.Soc.Am.,89(5):1395-1400.

LIU Guang-xia,ZHAO Wen-jing,REN Wen-ju,WU Xiu-yun.1989.On the gravity gradient belt of Longmenshan MTS-a simultaneous comment on the deep structure characteristics of the seismic region of Songpan-Pingwu-Diexi[J].Seismology and Geology,11(2):69-78(in Chinese with English abstract).

LIU Qi-yuan,KIND R,LI Shun-cheng.1996.Maximal likelihood estimation and nonlinear inversion of the complex receiver function spectrum ration[J].Acta Geophysica Sinica,39(4):500-511(in Chinese with English abstract).

LIU Qi-yuan,LI Yu,CHEN Jiu-hui,GUO Biao,LI Shun-cheng,WANG Jun,ZHANG Xu-qi,QI Shao-hua.2009.WenchuanMs8.0 earthquake:preliminary study of the S-wave velocity structure of the crust and upper mantle[J].Chinese J.Geophy.,52(2):309-319(in Chinese with English abstract).

OWENS T J,ZANDT G,TALOR S R.1987.Seismic evidence for an ancient rift beneath the Cumberland Plateau,Tennesee:A detailed analysis of broadband teleseismic P waveforms[J].J.Geophys.Res.,89(B9):7783-7795.

RAU R,WU F T.1995.Tomographic imaging of lithospheric structures under Taiwan[J].Earth Planet Sci.Lett.,133:517-532.

SHEEHAN A F,ABERS A,LERNER-LAM A L,JONES C H.1995.Crustal thickness variations across the Rocky Mountain Front from teleseicmic receiver functions[J].J.Geophys.Res.,100:20391-20404.

SONG Hong-biao.1994.The comprehensive interpretation of geological and geophysical data in the orogenic belt of Longmen mountains,China[J].Journal of Chengdu University of Technology,21(2):79-88(in Chinese).

WANG Chun-yong,LOU Hai,LÜ Zhi-yong,WU Jian-ping,CHANG Li-jun,DAI Shi-gui,YOU Hui-chuan,TANG Fang-tou,ZHU Lu-pei,PAUL S.2008.S-wave crustal and upper mantle’s velocity structure in the eastern Tibetan Plateau―Deep environment of lower crustal flow[J].Science in China (Series D),51(2):263-274.

WANG Chun-yong,MOONEY W D,WANG Xi-li,WU Jian-ping,LOU Hai,WANG Fei.2002.Study on 3-D velocity structure of crust and upper mantle in Sichuan-Yunnan region,China[J].Acta Seismologica Sinica,24(1):1-16(in Chinese with English abstract).

WU F T,RAU R J,SALZBERG D.1997.Taiwan orogeny:thin-skinned or lithospheric collision?[J].Tectonophysics,274:191-220.

WU Jian-ping,HUANG Yuan,ZHANG Tian-zhong,MING Yue-hong,FANG Li-hua.2009.Aftershock distribution of theMs8.0 Wenchuan earthquake and three dimensional P-wave velocity structure in and around source region[J].Chinese Journal of Geophysics,52(2):320-328(in Chinese with English abstract).

WU Qing-ju,TIAN Xiao-bo,ZHANG Nai-ling,LI Wei-ping,ZENG Rong-sheng.2003.Receiver function estimated by maximum entropy deconvolution[J].Acta Seismologica Sinica,25(4):382-389(in Chinese with English abstract).

XU M J,WANG L S,LIU J H,ZHONG K,LI H,HU D Z,XU Z.2006.Crust and uppermost mantle structure of the Ailaoshan-Red River fault from receiver function analysis[J].Science in China (Series D),49:1043-1052.

XU Yi,HUANG Run-qiu,LI Zhi-wei,XU Ya,LIU Jing-song,LIU Jian-hua.2009.S-wave velocity structure of the Longmenshan and Wenchuan earthquake area[J].Chinese J.Geophy.,52(2):329-338(in Chinese with English abstract).

ZANDT G,AMMON C J.1994.Continental crust composition constrained by measurements of crustal Poisson's ratio[J].Nature,374:152-154.

ZANDT G,MYERS S C,WALLACE T C.1995.Crust and mantle structure across the basin and range Colorado plateau boundary at 37°N latitude and implications for Cenozoic extensional mechanism[J].J.Geophys.Res.,100:345-348.

ZHANG Z J,WANG Y H,CHEN Y,HOUSEMAN G A,TIAN X B,WANG E R,TENG J W.2009.Crustal structure across Longmenshan fault belt from passive source seismic profiling[J].Geophysical Research Letters,36:L17310,doi:10.1029/2009GL039580.

ZHOU Long-quan.2009.The study on 3D velocity structure of Zipingpu reservoir[J].Recent Development in World Seismology,364(4):5-6(in Chinese).

ZHU L P,KANAMORI H.2000.Moho depth variation in southern California from teleseismic receiver functions[J].J.Geophys.Res.,105(B2):2969-2980.

Variations of Moho Depth and Velocity Ratio along and surrounding the Longmenshan Fault Zone from Tele-seismic Receiver Functions

LONG Feng1,2),NI Si-dao1,3),WEN Xue-ze2,4)
1)School of Earth and Space,University of Science and Technology of China,Hefei,Anhui230026;
2)Earthquake Administration of Sichuan Province,Chengdu,Sichuan610041;
3)State Key Laboratory of Dynamic Geodesy,Institute of Geodesy and Geophysics,Chinese Academy of Sciences,Wuhan,Hubei430077;
4)Institute of Earthquake Science,China Earthquake Administration,Beijing100036

Using tele-seismograms from stations in the region along and surrounding the Longmenshan fault zone,the authors stacked receiver functions by means of time-domain iterative deconvolution,further estimated Moho depths beneath the stations through the H-Kappa stacking method,and finally derived the distribution of both the Moho depth and the wave-to-velocity ratio (Vp/Vs),and their errors for the region.The result suggests that the Moho depth distribution has an outline similar to that from previous studies.Some new details and understanding of the Moho depth distribution are as follows:(1)The Moho depth is between 41 and 48km in the Sichuan basin,and a NNE-trending“tongue-shaped” uplift of Moho exists beneath the western Sichuan basin,which corresponds to the foreland depression of the Longmenshan thrust zone.(2)The Moho depth is about 42km along the eastern edge of the Longmenshan fault zone,but increases rapidly to more than 56km further westward,resulting in a NE- to NNE-trending gradient belt of Moho depth.The gradient belt is NE-SW-trending along the northern and middle segments of the Longmenshan fault zone and is roughly parallel with the two segments of the fault zone.However,the gradient belt trends in NNE-SSW direction in the southern segment of the fault zone,being oblique to the strike of the southern segment at an angle of 15°to 20°,with higher gradient existent there.(3)Relatively big errors exist in the estimated Moho depths for the stations on the side of the Tibetan plateau and the Longmenshan fault zone,which is probably attributed to the relatively complicated crustal-mantle structure and deformation there.(4)The difference in the spatial distribution of the wave-to-velocity ratios Vp/Vsis not significant.A preliminary explanation is that the abnormalities of the medium to high Vp/Vsratios on the Sichuan basin side and on the Tibetan plateau side are related to the water-bearing stratigraphic formations beneath the basin and to the low-velocity layers (or the channel flow)in the crust of the plateau,respectively.

Longmenshan fault zone;receiver function;H-Kappa stacking method;Moho depth;wave-velocity ratio

P315.2;P315.63

A

10.3975/cagsb.2011.04.07

本文由地震动力学国家重点实验室开放课题(编号:LED2008B01)和中国地震局M7工作专项联合资助。

2011-05-20;改回日期:2011-06-12。责任编辑:魏乐军。

龙锋,男,1981年生。硕士,工程师。主要从事地震活动性分析及数字地震学研究。通讯地址:610041,四川省成都市人民南路三段29号210。电话:028-85454542。E-mail:icy1111@163.com。

致谢:本研究使用了美国圣路易斯大学朱露培教授提供的程序,研究中得到中国科学技术大学崇家军和刘渊源博士的帮助,四川省地震局监测研究所提供了波形数据,在此一并致谢。