2016年门源MS6.4地震震区地壳厚度及波速比研究

杨志高 张雪梅

摘要：收集2015年宁夏、甘肃和青海地震台网63个三分量地震台站观测到的远震波形数据，使用H-k扫描法研究了区域地壳厚度和平均波速比。地壳厚度分布清晰地展示出自东向西地壳厚度不断增加的趋势，并伴随着2个地壳深度梯度带。研究区域平均地壳厚度为50.8 km，显著高于大陆地壳平均厚度；平均波速比为1.73，对应泊松比为0.25，略低于大陆平均泊松比（0.265）。分析认为研究区域中东部地壳增厚主要发生在上地壳，长英质岩石含量增加使整体泊松比下降。某些区域表现出超高的泊松比，推测这些区域可能存在岩石部分熔融现象。古浪大地震、海原大地震和这次门源地震都发生在泊松比梯度带和地壳厚度梯度带泊松比较低的一侧。

关键词：接收函数；泊松比；地壳厚度；门源地震

中图分类号：T315.3 文献标识码：A 文章编号：1000-0666（2016）04-0566-08

0 引言

2016年1月21日，青海省门源县发生MS6.4地震。此次地震是1986年门源6.5级地震以来，该地区发生的又一次6.0级以上地震，2次地震震中相距约10 km。距离该区域最近的一次大地震是1927年5月23日古浪8.0级地震（马玉虎等，2014），与本次地震震中相距约60 km。

门源MS6.5地震位于地震活动性强的青藏高原东北缘地区，该区域大的构造背景较复杂，是中国大陆一级块体结合部位。中国大陆西部受到印度板块—欧亚板块的碰撞及印度板块持续挤入作用的影响，形成了青藏高原及其周缘地壳缩短增厚和强烈的地表变形。青藏高原块体的运动在东部被稳定地块所阻挡，使地表出现剧烈变化的地形梯度带（沈旭章等，2013），形成龙门山褶皱系、祁连山褶皱系和昆仑—西秦岭褶皱系。从大震震源机制和GPS观测结果来看，青藏高原块体推动中国大陆向东和向北运动，整体为顺时针方向。

从小的构造背景来看，本文研究区域是青藏高原、鄂尔多斯和阿拉善3个块体的结合部位。该区域构造环境特殊，区域地震活动性较强，1920年曾发生海原8.5级大地震，近几十年来一直受到学术界的关注，是研究地下物质迁移和速度结构不均匀性的理想区域。研究区是青藏高原块体向大陆内部扩展的前沿部位，存在多个活动断层和断裂，地壳内部速度结构横向变化显著，普遍存在壳内低速层结构（陈九辉等，2005；李永华等，2006；嘉世旭，张先康，2008）。总体上该区域地壳厚度从北东方向到南西方向逐渐增厚（赵金仁等，2005），从靠近青藏高原的60 km逐渐减少到40 km（刘启民等，2014）。研究区域西部以北东向地壳缩短为主，东部以顺时针旋转为主，东部的隆升速度高于西部（崔笃信等，2009）。

门源MS6.4地震的孕震环境复杂，孕震区物质组成和地壳增厚的研究对揭示地震孕育环境特征是有益的。岩石的泊松比在一定的条件下与构成岩石的物质组成有关，可以用来研究深部物质组成情况。地下深部物质的泊松比难以取得，但可以通过计算岩石波速比间接获取。对于远震P波接收函数，利用H-k扫描法可以获得地震台站下方的平均波速比和Moho面深度。研究区域内关于Moho面的地壳震相（Pn和PmP）通常能量较小，可以使用的资料数量较少，因此利用远震波形研究Moho面深度是一种切实可靠的方法。该区域已经有研究人员利用接收函数研究地下速度结构的成果，但随着我国数字地震台网资料质量不断提升，地震台网密度逐渐增加，有必要使用大量新的观测数据来开展研究。

1 资料选取与研究方法

本文收集了宁夏、甘肃和青海地震台网的2015年远震波形数据，研究区域大体空间分布展示在图1a上，地震台站分布如图1b所示。选取地震震中距范围30°～95°，M≥6.0的地震，其分布情况见图2。对每个台站的波形数据，截取P波前10 s和后60 s的数据并重采样为10 Hz，经过去平均、带通滤波和扣除仪器响应后，由ZNE分量旋转到ZRT分量。地震台站接收到的远震P波包含了震源、传播路径和台站下方附近介质的信息。为了能够排除震源和传播路径的影响，Langston（1979）提出利用远震P波提取接收函数的方法。该方法使用远震波形数据，即使在缺乏地震的区域也可以发挥作用，通过叠加多个地震的接收函数能增加信噪比并获得关于台站下方介质的可靠信息。接收函数尤其对速度间断面敏感，因此该方法得到广泛应用，并成为研究地下圈层结构的独立手段（Cassidy，1992；Ligorría，Ammon，1999；Ryberg，Weber，2000）。接收函数可以通过频率域反褶积法或时间域迭代反褶积法获得，本文采用的是时间域迭代反褶积方法（Ligorría，Ammon，1999；Ammon et al，1990）。得到接收函数后需要应用低通高斯滤波器来降低高斯噪音干扰。高斯滤波器由常数α来控制：较大的α值对应高频，但会引入高频的噪音干扰；较小α值对应更长的周期，但减少了细节信息。选择α值要在压制高频噪音和保留细节信息之间折中，这里选择的α值是1.0。我们对单个地震事件的接收函数采取了半人工筛选的质量控制方式，编写了简单的脚本程序来完成数据质量控制。对于大多数记录来说满足一定的条件后会被程序自动采用，数据筛选方法如下：（1）t=0时刻附近有一个正最大值，正最大值对应的时间范围在0～0.5 s之间，因为台站下方如果有巨厚沉积层会使直达波到时滞后；（2）4～9 s时间段内存在局部最大值，这个是考虑Ps转换波。不符合上述判据的接收函数会采用人机交互的方式决定是否采用。上述方法在可以保证大部分接收函数的可靠性，同时也保证了效率。

2 研究结果

从本文的结果（表1）与已有的研究成果（表2）（陈九辉等，2005；李永华等，2006，刘启民等，2014）对比来看，大体是一致的。刘启民等（2014）利用接收函数方法研究了青藏高原东北缘的地壳结构，与本文研究区域有重叠但小于本研

究区域。笔者使用刘启民等（2014）所得到的81个台站数据得到的地壳厚度（Pan，Niu，2011），和本文研究得到的17个台站下方的速度结构，给出了研究区域的Moho面深度图（刘启民，2014）。以上研究结果显示了Moho面深度有自东向西增加的趋势。值得注意的是，本文的研究对研究区域的地震台站使用了相同的参数，整体结果的一致性较好。图4给出了Moho面深度分布情况，图4 研究区域台站数量Moho面特征波速比特征来源

大体是（100°E，34.5°N）和（110°E，38°N）的连线47自东向西由40 km增加到64 km左右采用接收函数非线性反演法，没有给出波速比结果陈九辉等（2005）

与本研究区域相似16由北向南Moho 界面呈中央下凹的准对称状波速比推断的泊松比范围0.215～0.294，接近或低于全球平均李永华等（2006）

大于本研究区域（主要增加了松潘甘孜地块）18变化范围40～60 km，自西向东逐渐变浅波速比推断的平均泊松比0.258 5，小于全球平均刘启民等（2016）

显示东部存在一个Moho深度梯度较大的区域（大体是103°E，33°N和104°E，40°N的连线），笔者称它为“东边界”，这个边界的走向是北北东方向，1920年海原8.5级地震震中位于“东边界”附近。中部也存在一个Moho深度梯度带，大体沿着101°E，走向大体是南北向，笔者称其为“西边界”，“西边界”的附近曾发生1927年古浪地震和近期的门源6.4级地震。

尽管研究区域内有多个构造块体（图2、4、5），但Moho面深度梯度带与各个块体边界没有强相关性，所以可根据已定义的“东边界”和“西边界”将研究区域划分成3个小区域，自西向东分别为I、II、III区域。海原大地震和古浪地震均位于“边界”上，分析这3个小区域的Moho面和平均波速比特征与差异对了解研究区域地震孕育环境更直观。笔者根据“东、西边界”选择了相应区域的地震台站（图4中不同颜色的圆圈），区域I的Moho面深度变化范围42.0～62.5 km，平均值为56.3 km，波速比变化范围1.65～1.88，平均值为1.75；区域II Moho面深度变化范围45.5～61.8 km，平均值为53.1 km，波速比变化范围1.61～1.83，平均值为1.73；III区域平均Moho面深度变化范围35～54 km，平均值为45.3 km，波速比变化范围1.64～1.84，平均值为1.73；整个区域的平均Moho面深度50.8 km，平均波速比为1.73。从统计结果来看，I、II、III区域的Moho面深度，尤其是II、III区域的Moho面深度存在很大差别，3个区域的平均波速比变化不大，但区域内部波速比不均匀性较强。Moho界面南北向变化不明显，这与姚志祥等（2014）的研究结果一致。门源6.4级地震位于波速比较低的区域附近，与刘文邦等（2014）得到的多台波速比结果较为相符。

比在靠近区域II的位置表现出低值，区域II、III的边界与波速比分布的梯度带有对应关系。海原大地震和古浪大地震震中都位于波速比强梯度带上。

3 讨论

地壳物质的泊松比是研究地壳结构和性质的重要参数，地壳岩石的泊松比可以通过波速比计算出来，它们的关系是：σ=0.5。影响岩石泊松比的因素很多，包括温度、压力、空隙和物质状态等。Christensen（1996）认为大部分岩石处在压力大于100～200 MPa的压力时，岩石裂隙开始闭合。因此当岩石压力大于200 MPa时，岩石泊松比主要与组成岩石的矿物成分有关。当岩石二氧化硅含量在55%～75%时，随着二氧化硅含量减少，泊松比有线性增加的趋势。镁、铁含量高的岩石泊松比较大，例如Zandt等（1995）在科罗拉多高原开展的研究。大陆和海洋地壳的泊松比含量分别是0.265和0.30，高泊松比的区域可能伴随着岩石部分熔融的现象。

Ji等（2009）提出利用泊松比与地壳厚度的关系来研究地壳缩短增厚过程。如果大陆地壳地表到Moho面由相同的物质构成，地壳变厚或者变薄不会影响波速比。如果地壳厚度和物质构成存在强烈的横向不均匀性，那么泊松比和地壳厚度之间就没有简单的关系。地壳增厚发生在上地壳会引起泊松比降低，反之则会引起泊松比升高。李永华等（2006）用相似的方法计算了研究区域16个台站的地壳厚度和波速比，认为祁连地块的波速比与地壳厚度存在反相关关系。依照本文划分的3个研究区域，我们给出每个研究区域Moho面深度和波速比（泊松比）的关系图（图6）。从图6来看，区域I的H-k关系相关性不明显，区域II和区域III的H和k表现出反相关性。这说明地壳增厚使得长英矿物含量增加，意味着这2个区域地壳缩短增厚过程主要发生在长英矿物较多的地壳上部，Pan和Niu（2011）的研究也支持这个观点。

海原地震和古浪地震都处在地壳高梯度带附近，也就是说区域I、II和III的边界上，地壳厚度在该区域有较大的变化，容易造成应力在边界带上集中，在一定的条件下引起大地震。海原地震和古浪地震作为特大地震，断裂带长达几百千米，孕育地震的范围会更大。既然地震孕育的区域很大，为何大地震没有发生在边界带的其他位置，应力为何不在“边界带”的其他地点释放，也就是说文中“边界带”的哪些位置更容易发生大地震。由于本文观测密度有限，目前还不能讨论这个问题，需要改善观测条件和进一步的数据积累。

4 结论

本文利用青藏高原东北缘三分量宽频带数字远震波形记录，使用H-k扫描法计算了台站下方波速比和地壳厚度。青藏高原东缘受到鄂尔多斯块体和扬子块体等稳定块体的阻挡作用，导致地壳底面的剧烈变化，在研究区域形成了2个近乎南北走向的地壳深度梯度带。由2个深度梯度带划分出3个研究区域，3个研究区域的波速比分别为1.75、1.73和1.73，对应的泊松比为0.26、0.25和0.25，地壳厚度分别为56.27 km、53.08 km和45.32 km。全球大陆地区平均泊松比为0.27，显示出研究区域泊松比接近和略小于平均波速比，推测区域内二氧化硅的含量较高，长英质酸性岩含量较高。区域II和III的波速比（泊松比）与地壳厚度有负相关性，初步认为区域II和III的地壳增厚主要发生在上地壳，长英质的上地壳岩石增厚也使得区域平均泊松比下降。古浪大地震和门源地震都发生在泊松比变化较强烈且偏向于低泊松比的区域。研究区域存在高泊松比区域（波速比大于1.85，对应泊松比大于0.295），有可能存在岩石的部分熔融。

本文使用了Lupei Zhu教授的H-k叠加程序，图件主要使用GMT绘图软件制作，审稿专家也对本文给出了很多建设性意见，在此表示诚挚的感谢。

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