宁夏银川基准台下方地壳厚度研究

许晓庆，马禾青，马小军，张淑贤

（1.宁夏回族自治区地震局，银川 750001；2.中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥 230026）

0 引言

地震是一种发生在地壳深部的应力积累与释放的过程。地壳内部结构是认识区域地震孕育及发生规律、研究许多与地震活动有关的地球物理学问题的基础资料［1］。远震P 波接收函数方法是研究地壳和上地幔间断面有效的地震学方法之一，该方法通过远震波形资料，采用反褶积处理，分离出间断面的相关震相，进而达到研究地壳和上地幔间断面的目的。目前，该方法已被国内外学者大量应用于大陆地壳的组成和演化、地壳深部结构及动力学过程等方面的研究［2－13］。

本文利用远震接收函数，通过提取远震波形资料计算银川基准台下方地壳厚度和波速比，为银川地堑下方地壳深部结构研究提供资料积累。

1 资料与方法

1.1 观测资料及接收函数

宁夏位于我国南北地震带的北段，地质上这一段处于鄂尔多斯盆地的西缘断裂带上，西接祁连山造山带东部，北接阿拉善块体，南与西秦岭北部构造带相邻，是我国两大地质构造单元的交汇地区，地震活动强烈，具备开展地震活动构造研究的独特优势和条件。宁夏银川基准台位于银川—吉兰泰拉张构造区，该区由NE、NNE 走向的两堑夹一垒平行排列组合而成，地貌上分别为山地和盆地。其形成和发展受同向正断层所控制，显示有右旋水平位移分量。贺兰山高耸于银川地堑和吉兰泰盆地之间，为一典型的拉张型地垒式断裂块山，两侧均由断裂控制，总体走向NE30°，海拔一般为2 000～3 000m，最高峰为3 556 m。分水岭偏于山体的东侧，顶面较平坦。两斜坡不对称，西坡长而缓；东坡短而陡，与东侧盆地之间高差2 000m 多。银川地堑的基地为古生界，自始新世纪出现雏形以来持续下沉，堆积了巨厚的新生代地层，新生界厚度7 000m，其中第四系可达2 400m［14－15］。

远震P波波形包含震源、传播路径和接收区介质结构等信息［16－17］。接收函数是用远震P 波波形的垂直分量对径向分量和切向分量作反褶积处理后得到的时间序列，它表征了台站下方地壳速度结构对远震P波的脉冲响应，基本与远震和传播路径无关。当震中距在30°～90°范围内，远震P 波的入射角近似于垂直入射，其垂直向在介质接收区的响应相当于一个脉冲，其径向接收函数为：

其中：e－ω2／4α2为高斯低通滤波器去高频噪音，cσ20为水准量，保证反褶积的稳定，（1＋c）项为恢复引入水准量带来的振幅减弱［3］。引入P波在Moho面的多次反射转换波PpPs，PsPs，PpSs震相，并给定地壳的平均速度后，则Ps，PpPs，PsPs，PpSs等震相与直达P波的到时差tPs，tPpPs，tPsPs，tPpSs的关系分别为：

式中：p为射线参数，VP、VS为地壳介质的P、S波平均速度。

本研究以银川基准台（YCH）记录到的数字波形作为原始资料，地震目录来自U.S.Geological Survey Earthquake Data Base（USGS）。以USGS数据平台收集自2009年以来全球MS≥5.5级地震目录，并将地震目录发震时刻转化为北京时间。由于远震P 波接收函数是P 波垂向分别对径向和切向分量作反褶积操作所得的时间序列，为了消除震源区和传播路径介质的影响，选取震中距在30°～90°的地震作为备选事件。台站自2009年5月—2010年6月符合条件的备选地震记录约为290条。为了确保计算结果的正确性，提高结果的精度和可信度，在波形挑选上只有原始P 波记录清晰、垂向分量初至向上、信噪比高的资料才进行选取。在识别P波震相到时时，每一条备选地震记录均采用人工经验识别与理论到时计算相结合的方式进行标示。经上述筛选后，共得到约160条地震事件，事件分布如图1。

图1 远震事件震中分布图

可以看出，远震事件主要集中在反方位角30°～65°及100°～200°之间，震中距主要集中在30°～80°之间。针对每个台站的每条记录，截取事件P波前10s、后95s的波形，经去均值、去倾斜和方向旋转等预处理后，将EW、NS向波形分量旋转至切向和径向，将垂向与切向、径向分别组合进行反褶积处理，就得到了切向和径向的接收函数。

1.2 H－Kappa叠加

由于P波入射Moho面时会产生投射的直达P波，Ps 一次转换波和多次反射转换波（如PpPs，PsPs，PpSs等震相），当给定地壳平均速度时，每个震相相对直达P 波的到时差都可以计算得出地壳的厚度，这样多个震相计算所得地壳厚度值就需要有个合理的折中。Zhuetal［18－19］提出了H－Kappa叠加的方法：

式中：R（t）为径向接收函数，ω1、ω2、ω3为震相权重，分别取0.7、0.2和0.1。K为VP／VS。该方法同时使用一次和多次反射转换波，对深度和泊松比进行约束折中，并具有无须震相识别、大批量数据处理、抑制横向不均匀性、结果稳定等优点，因此，本文使用H－Kappa叠加径向接收函数确定地壳厚度和波速比。

2 结果和讨论

计算中，地壳厚度搜索范围为20～60km，搜索步进为1km，波速比搜索范围为1.6～2.0，搜索步进为0.01。由于高斯滤波因子α控制着高斯函数的带宽，α越大接收函数包含的细节信息也越多，但同时干扰也相应增加，α越小接收函数的噪声得以滤除，但同时也牺牲了精度［20－21］。在兼顾信噪比和分辨率的前提下，高斯滤波因子分别取1.0和2.5进行反褶积处理，以期能从不同尺度对接收函数进行细致地对比分析。由于震中距接近的接收函数的同类震相到时较为接近，因此将全部接收函数按震中距进行归并，这样每个震中距间隔内将会使同震相叠加，突出了来自间断面的相关震相。为了将HKappa叠加结果与震相理论到时对比，取波速比为，P波速度Vp为6.2km／s。

图2为2种不同滤波因子的H－Kappa叠加按照远震震中距归并的结果。图2中，黑线Ps、PpPs等是震相的理论到时。可以发现，在5～6s间不同滤波因子叠加图均能清晰地观察到Moho面的透射转换震相Ps，地表反射转换震相PpPs也较为清晰。由于计算时地壳厚度和波速比搜索步进设置较大，采用不同滤波因子的H－Kappa叠加所得地壳厚度和波速比结果非常接近，且能够清晰地观察到理论转换震相。因此，这里将2次高斯滤波因子所得结果平均后，得到银川台站下方Moho面深度H＝48 km，纵横波速比VP／VS＝1.72 的结果是比较可信的。

图2 银川台收函数和H－Kappa叠加

图2a中地壳透射震相Ps正向信号上方有一明显负向信号，而图2b显示靠近地壳和地表附近各有一负向信号，一条正向信号较为强烈，处于两负向信号之间。信号的强弱直接反映了介质间物性的差异，反向信号可能是由于地下含有低速层造成的，而出现在代表地壳和地表间的正向信号说明该区域具有显著的地壳分层结构，这说明银川台下方存在较明显的上地壳和低速层。

图2中，地表反射转换震相PpSs（或PsPs）不明显，该原因一方面是由于震相中S波自身传播特性所致；另一方面则可能是由于台站下方区域地壳结构的复杂性所致。S波的振动能量主要沿切向分布，径向能量本来就较弱，加之随着传播路径的增长，地壳介质组成的不均匀性都会显著地衰减地震波的能量。地壳化学组成、晶石的排列方式等各向异性特征会使震相种类变得繁杂，不同震相相互干扰无法观测。低速层和上地壳的存在、分布上的差异充分说明台站下方地区地壳结构复杂和强烈的各向异性特征，这也导致了地表多次反射震相的不清晰。

20世纪80年代，原中国地震局组织完成了阿拉善左旗－定边剖面探测［22－23］，该段测线跨越了阿拉善地块、银川地堑和鄂尔多斯地块3个构造性质不同的地质单元，该探测结果认为区域地壳总厚度为42～46km，莫霍面自东向西有逐渐加深的趋势，认为银川地堑下方莫霍面约为37～40km，可能是银川地堑的上地幔有明显的隆起现象致使莫霍面变薄，并认为上地幔热物质上涌可能是导致银川地堑断层和盆地发育的一个动力学要素［15］。高星等［24］用模拟退火算法和转换函数得到中国及邻区61个地震台站下方的地壳厚度分布，其中银川基准台下方地壳厚度为46km；谢晓峰等［25］也曾利用HKappa叠加得到银川基准台下方地壳厚度为45.9 km，与本文得出台站下方地壳厚度为48km 的结果相近，但均与剖面探测结果得出的37～40km 差别较大。针对该结果的不一致性，本文尝试作如下解释：

阿拉善左旗－定边剖面探测，其剖面大体沿着巴彦浩特、银川、盐池方向布设，若以银川为基准点，则剖面呈NW45°角分布。从剖面探测结果来看，银川地堑地壳厚度最薄，大约在39km 左右，银川地堑以西以北的地壳迅速增厚，而以东以南的地壳较为平缓地增厚，沿剖面看，其形状类似于一个倒立在银川地堑上的漏斗。

由于银川基准台位于银川市北西方向35km的位置，正处在银川地堑以西以北地壳厚度迅速增厚的位置，图2显示，较近震中距的接收函数（震中距30°～50°），波形到时和理论到时较为一致，而较远震中距接收函数（震中距60°～90°），波形到时比理论到时要早。考虑到震中距增大，入射角度减小，采样的位置更接近台站，这可能说明越靠近银川基准台，地壳越薄。可能正是由于二者的地理位置，造成了二者下方地壳厚度差距如此巨大，这也说明银川地堑下方地壳厚度起伏变化十分剧烈，横向非均匀性明显。

3 结论

通过研究银川台远震P波接收函数，采用不同高斯滤波因子分析计算结果，分析认为银川台下方地壳厚度为48.0km，波速比VP／VS＝1.72的结果较为可靠，从H－Kappa叠加和已有地学断面研究结果来看，银川台下方地壳结构复杂、纵向各向异性显著，下方地壳厚度起伏变化剧烈，地壳存在明显的分层结构。

［1］ 陆远忠，陈章立，王碧全，等.地震预报的地震学方法［M］.北京：地震出版社，1985.

［2］ 许卫卫，郑天愉.渤海湾盆地北西盆山边界地区泊松比分布［J］.地球物理学报，2005，48（5）：1077－1084.

［3］ 罗艳，崇加军，倪四道，等.首都圈地区莫霍面起伏及沉积层厚度［J］.地球物理学报，2008，51（4）：1135－1145.

［4］ 徐强，赵俊猛，崔仲雄，等.利用接收函数研究青藏高原东南缘的地壳上地幔结构［J］.地球物理学进展，2009，52（12）：3001－3008.

［5］ 王峻，刘启元，陈九辉，等.首都圈地区的地壳厚度及泊松比［J］.地球物理学进展，2009，52（1）：57－66.

［6］ 李永华，吴庆举，田小波，等.用接收函数方法研究云南及其邻区地壳上地幔结构［J］.地球物理学进展.2009，52（1）：67－80.

［7］ Chen L，Ai Y S.Discontinuity structure of the mantle transition zone beneath the North China Craton from receiver function migration［J］.J Geophy Res，2009，114，B06307.doi：10.1029／2008JB006221.

［8］ 张洪双，田小波，滕吉文.接收函数方法估计Moho倾斜地区的地壳速度比［J］.地球物理学进展，2009，52（5）：1243－1252.

［9］ 王小龙，刘渊源，余国政，等.利用远震接收函数反演乌江彭水电站地震台下方地壳厚度［J］.华北地震科学，2011，29（2）：13－18.

［10］ 黄海波，丘学林，夏少红.海南岛地壳厚度与泊松比结构［J］.热带海洋学报，2012.31（3）：65－70.

［11］ Xu X Q，Shen X Z，Chang M，et al.Preliminary analysis of teleseismic receiver functions of the Ningxia and its adjacent area［J］.Earthquake Science，2012，25（1）：47－53.

［12］ 沈旭章.2010年玉树7.1级地震震源区P和S波接收函数成像［J］.地球物理学报，2013，56（2）：493－503.

［13］ 贾丽华，李秀丽，李君，等.利用宽频带地震数据资料研究辽宁地区的地壳结构［J］.华北地震科学，2013，31（3）：1－7.

［14］ 王海涛，杨立明，马文静.西北地区强地震短期前兆特征特预测方法研究［M］.北京：地震出版社，2006.

［15］ 杨明芝，马禾青，廖玉华.宁夏地震活动与研究［M］.北京：地震出版社，2007.

［16］ 吴庆举，曾融生.用宽频带远震接收函数研究青藏高原的地壳结构［J］.地球物理学进展，1998，41（05）：669－679.

［17］ 周蕙兰.接收函数反演上地幔速度结构和间断面的剥壳遗传算法［J］.地球物理学进展，2003，46（3）：382－389.

［18］ Zhu L P，Owens T J and Randall G E.Lateral variation in crustal structure of the northern Tibetan Plateau inferred from teleseismic receiver function［J］.Bull Seismol So Am，1995，85：1531－1540.

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

［20］ 沈旭章，梅秀苹，杨辉，等.汶川地震破裂带地壳速度结构研究［J］.地球物理学进展，2011，26（2）：477－488.

［21］ 沈旭章.上海佘山（SSE）地震台站下方170km 深度低速界面研究［J］.地球物理学报，2011，54（3）：698－705.

［22］ 国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组.鄂尔多斯周缘活动断裂系［M］.北京：地震出版社，1988.

［23］ 国家地震局地学断面编委会.上海奉贤至内蒙古阿拉善左旗地学断面［M］.北京：地震出版社，1992.

［24］ 高星，王卫民，姚振兴.中国及邻近地区地壳结构［J］.地球物理学报，2005，48（3）：591－610.

［25］ 谢晓峰，崇加军，刘渊远，等.利用H－Kappa方法反演宁夏地区的地壳厚度［J］.地震研究，2010，33（3）：308－313.