天气预报准确下雨时间第17卷 第4期 地 球 物 理 学 进 展 V ol.17 N o.4 2002年12月(605～613) PROG RESS I N GE OPHY SICS Dec.2002
许卫卫 郑天愉
(中国科学院地质与地球物理研究所，北京100101)
[摘 要] 远震P波波形数据中包含了大量在台站下方地壳上地幔速度间断面所产生的P2S转换波及其多次反射波的信息，是研究台站下方局部区域S波速度分布理想的震相，由此产生的接收函数方法是反演台站下方S波速度结构的有效手段.接收函数方法可以通过波形反演拟合接收函数的径向分量，对观测台站下方地球介质的S波速度结构进行估计，也可以通过偏移叠加获得的接收函数道集(地震剖面图)追踪速度间断面.这种方法避免了对天然地震震源及其附近结构混响效应等复杂因素的影响，对S波速度的垂向分布敏感，垂向分辨率高.由于宽频带流动地震台阵的发展，用此方法还可获得研究区域速度结构的横向变化，横向分辨能力主要取决于台站的间距.本文回顾20年来接收函数研究的进展，探讨了方法研究的发展趋势，介绍了对地壳—上地幔结构的部分研究结果. [关键词] 接收函数;S波速度结构；速度间断面；台阵
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[中图分类号] P315 [文献标识码] A [文章编号] 100422903(2002)0420605209
0 引 言
用地震波资料来探测地球内部结构是现代地震学的主要任务之一.近10年来，利用宽频带地震台阵记录到的远震资料获得地壳和地幔各间断面结构的接收函数方法发展迅速，获得一系列重要成果.早在1979年Langston就研究了这个问题[1].他给出了源等效假定，从长周期远震体波中分离出接收函数.Owens等(1984)把这一方法扩展到了宽频带记录，并发展了接收函数的线性反演方法，研究了坎帕兰郡高原的构造[2].K ind等(1995)研究了G DS N (全球数字化地震台网)台站下的地壳结构，并对接收函数方法做了综和阐述[3].为了提高机构成像结果的分辨率,Y uan等(1997)发展了接收函数的偏移叠加方法，并用以研究上地幔间断面的横向变化[4]，他们用此方法研究青藏高原和安第斯地区[5]的地壳上地幔结构获得了成功.在国内，刘启元在宽频带地震台阵观测和接收函数方法研究方面做了许多工作，如接收函数的非线性反演和合成三维横向非均匀介质远震体波接收函数的方法等[6—8].吴庆举等[9]发展了时间域的反褶积方法，用接收函数研究了青藏高原的地壳结构.
尽管接收函数方法早在上个世纪70年代就已经提了出来，但由于当时台站稀少、所用资料为人工数字化得到的长周期数据，很难得到研究地区下的精细结构，与其他方法相比优势并不明显[10—12].近年来，随着数字化观测技术及流动台站观测的迅速发展，接收函数方法开始被广泛采用，研究地震台阵
下方地壳和上地幔结构的结果层出不穷[13—15]，接收函数逐渐成为研究地壳上地幔结构的一种有效手段.
[收稿日期] 2002202219; [修回日期] 2002208210.
[基金项目] 国家基础研究发展规划项目(G1999043301)资助.
[作者简介] 许卫卫，男,1978年4月生，陕西眉县人,2000年毕业于北京航空航天大学，现为中国科学院地质与地球所博士研究生，主要从事流动台站的观测及地球内部结构的研究.(Email:w wxu@mail.c2geos.ac)
1 接收函数方法
接收函数方法主要包括接收函数的提取和接收函数的反演两大部分.接收函数的提取实质是一个反褶积的过程，得到所需的接收函数；接收函数的反演采用理论图与观测图均方误差最小原则，用依据理论介质模型得到的理论接收函数拟合观测得到的接收函数，反演得到台站下方的S 波速度结构.为了得到更高的分辨率，要对直接提取的接收函数进行偏移叠加.
1.1 接收函数的提取
在时间域，三分量远震P 波波形数据可表示为仪器响应、震源时间函数及介质结构响应的卷积
D V (t )=I (t )3S (t )3
E V (t ),
D R (t )=I (t )3S (t )3
E R (t ),
D T (t )=I (t )3S (t )3
E T (t )
.
(1)D (t )为远震P 波波形记录,I (t )为仪器的脉冲响应,S (t )为入射平面波的有效震源时间函数,E (t )为介质结构响应，下标V ,R ,T 分别表示垂直，径向，切向分量.
理论计算与实际观测表明，远震P 波波形的垂直分量主要由直达波构成，尾随波列能量较弱，可忽略
不记，故可令:E V (t )≈δ(t ).即D V (t )=I (t )3S (t ).
将此式代入(1)式并变换到频率域可以得到
E R (ω)=
D R (ω)D V (ω),山西大槐树简介
旅游景点门票网上怎么预定E T (ω)=D T (ω)D V (ω).(2)
若将E R (ω)、E T (ω)再变换到时间域得到的E R (t )、E T (t )，即被称为接收函数.
在实际计算中，由于(2)式中的分母有可能为零或趋于零，导致频率域的除法不稳定，特做如下处理:
E R (ω)∧=D R (ω)D 3V (ω)Φ(ω)G (ω).(3)
其中:Φ(ω)=max {D 3V (ω)D V (ω),c max [D 3V (ω)D V (ω)]},G (ω)=exp (-ω2/4α
2).0<c <1.Φ(ω)称为
“水准值”，由经验选择，与数据噪声有关，并对结果的分辨率有重要影响.G (ω)：高斯滤波器，压制高频分量,α由经验选择.
噪声的不同频率分量可能并不相同，而上式中的c 不随频率分量变化，这样会降低接收函数的分辨率.
为了处理这一问题，刘启元等提出了接收函数复谱比的最大或然性估计方法[6]，吴庆举等在时间域应用了Wiener 滤波反褶积和最大熵谱反褶积算法[9]，经证实都是行之有效的.
如果射线路径相同，相应的接收函数应该也是一致的.因此，有选择的进行接收函数的叠加可减弱随机干扰的影响，增强P 2S 转换波信号.另一方面，不同震中距的地震，直达P 波与P 2S 转换波之间走时差不同，需要做偏移处理.这是个对地震图拉伸或者压缩的处理过程，会造成地震波形一些的畸变，但实践证明，与其增强信号的能力相比，是完全可略的.
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606・ 地 球 物 理 学 进 展 17卷
K ind 等在1996年对西藏的研究中采用了单台叠加的方法[16].对某一台站，选取一个参考震中距进行偏移处理之后，以直达P 波为参照，对接收函数进行叠加，得到此台站下方的平均接收函数.依次类推，可得到所有台站下方的平均接收函数.
然而上面的方法产生了一个新的问题.在单台叠加中，信号产生的噪音是相关的，叠加会生成一些虚假界面.为此,Y uan 等在1997年对接收函数方法做了一些改进[4].他们对每道记录独立进行标准化后，按
照台站、方位排列起来，形成一个接收函数道集，之后对所有台站的全部接收函数叠加，形成研究区域下结果的一个粗略面貌.结合接收函数道集剖面图和叠加曲线对结果进行解释.为了研究该区域下的横向变化，用相邻台站移动平均的办法来提高台站间的相关性.具体做法如下：假设有A1、A2、…A10共10个台站，对相邻台站A1、A2、A3的接收函数进行平均得到假想台站B1的接收函数，对A2、A3、A4进行平均得到B2，依次类推得到各假想台站下的接收函数图.实践证明这种方法比单台叠加更有优越性，可以更清楚、全面地看到研究区域下的情况.
同年,Dueker 和shechan 提出了接收函数共中心点叠加方法(亦称共面元叠加)[17]，这也是目前运用较多的一种方法.根据资料分辨率和研究目标选择一大小适中的面元，在待研究的某一深度将研究区域划分成相邻(可重叠)的许多面元，对观测到的地震追踪穿过该区域的P 2S 转换波射线，对转换点落在同一面元上的接收函数做偏移叠加，得到该面元在该深度叠加的接收函数.对于各种深度均可做上述处理，从而得到整个区域的接收函数.为了简化处理，我们可以采用沿深度分段的做法，对一定的深度范围，采用一个平均深度来进行偏移叠加.这种方法实际上是一种多台叠加方法，能够把单台叠加中的相关噪音通过多台不相关来消除.
1.2 接收函数反演
从偏移叠加的接收函数道集，通过追踪大振幅的震相，在时间域或深度域获得速度间断面.对于研究区
域下的速度结构，需要进行接收函数反演来建立.反演过程中，先根据对研究区域已有的认识给出S 波速度结构初始模型，以理论地震图与观测地震图之间的均方根误差最小为准则，对S 波速度进行修改,P 波速度根据S 波速度推算得到.
拟合远震P 波波形的方法多种多样.Phinney (1964)首次给出了远震P 波振幅谱的谱幅比拟合的结果[18]，之后Burdick 和Langston (1977)指出了在频率域拟合的固有缺点(第一，从时间域到频率域转换过程中的截断误差不可避免；第二，特定震相的信息不够明显)，并把波形拟合引入到时间域[19].Owens 等(1984,1987)利用了宽频带P 波波形展示的更多细节，进一步发展了时间域波形反演[2,20].在此基础上,Amm on 等(1990)[21]引入了Randall (1989)计算微分地震图的有效算法[22]以及Shaw 和Orcutt (1985)提出的“跳动”反演技术[23]，加快了反演的速度，并且对反演得出的速度模型进行了光滑度的约束，这就是现在被广泛使用的时间域线性化反演技术.由于计算效率的提高,Amm on 对反演结果的非唯一性也作了研究，揭示了高、低速层以及它们的厚度对反演结果的影响.他指出，要减轻反演结果的非唯一性，除了使用更高分辨率的数据外，与其他手段(比如反射、折射方法，地球化学、地质学方法)所得出的结果进行比较也是非常必要的.
上面提到的反演方法属于线性化反演，它要求充分接近“真实”的初始模型，这使得已有的接收函数反演技术有赖于其他方法所获得的先验模型，为克服上述困难，刘启元等在
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706・4期 许卫卫：接收函数方法及研究进展
1996年提出了频率域的非线性反演方法[6].他们利用Sham way 和Der 的多道最大或然性反褶积原理[24]，讨论了从单台三分量远震P 波波形中分离接收函数径向与垂向分量复谱比的方法，根据T arantola 的波形反演理论[25]发展了接收函数复谱比的非线性反演方法.在反演中除了拟合接收函数的复谱比之外，还需拟合时间域中接收函数垂向和径向分量的初至振幅比.用理论合成的波形数据进行数字实验的结果表明，这种方法的反演结果不依赖于初始模型的选择.
接收函数反演基本按以下步骤进行:(1)数据准备.包括数据格式转换、滤波等工作.(2)坐标系的转换.把地震记录由地理直角坐标系变换到射线坐标系.(3)用地震记录的垂直分量对径向和切向分量进行反褶积，得到相应的接收函数.(4)选定一个参考震中距，对接收函数做偏移校正.(5)对接收函数进行叠加.(6)反演.(7)对结果进行解释.2 接收函数的应用
接收函数方法经过20多年的发展，已逐渐成熟，在地壳上地幔速度结构研究中占有着重要的地位.近年来，应用接收函数方法研究地震台阵观测资料获得的主要结果，表现在以下几个方面.
2.1 板块构造研究
板块活动在地球内部留下的构造信息，是地壳上地幔速度结构研究的重要目标.为探寻青藏高原隆升和
巨厚地壳形成的机制,1992年开始启动I NDEPTH 计划(西藏与喜马拉雅地区深部探测国际计划)，开始了宽频带流动地震台阵观测.此期后第二和第三期探测也分别在1994年和1997年完成.从1992年持续至今的流动地震台阵观测，为青藏高原研究积累了大量的资料.K ind 等(1996)首先利用I NDEPTH 2Ⅱ的数据，用接收函数方法对藏布(西藏南部印度板块与欧亚板块的碰撞区)缝合带做了研究[16].结果表明，沿藏布缝合带莫霍面连续分布，在其北部发现了地壳低速带，这和宽角反射研究得到的强烈P 2S 转换波、地磁研究中的高导层这些所谓的“亮点”是一致的.Y uan 等(1997)[4]采用了包括I NDEPTH 2Ⅱ/GE DEPTH (西藏与喜马拉雅地区德国测深计划)和G S N (全球地震台网)拉萨台的数据资料，同时在接收函数方法上做了较大的改进.Y uan 等的研究结果表明，沿整个测线莫霍面深度在70km 到80km 之间，在藏布缝合带以北50km 处地下10到20km 深度发现显著的低速区，这被解释为由部分熔融引起.另有一个重要的结果就是在整个地区之下50～60km 深度存在“下地壳”，这个间断面在Owens 等1997年对该地区所做的研究中也可看到.
吴庆举等(1998)根据PASSC A L (地壳与岩石层的地震台阵研究计划)流动地震台阵观测实验所得的资料对青藏高原的巨厚地壳做了研究[9].他们利用时间域广义线性反演的跳动算法，引入模型光滑度约束，并将合成地震图的K ennet 算法[26]及微分地震图的Randall 快速算法[22]用于接收函数的正演计算，由台站接收函数获得了各台站下方的一维S 波速度分布.反演结果表明，青藏高原的莫霍界面在班公2怒江缝合带附近存在明显的深度错断，可能的解释是班公2怒江缝合带是印度地壳向欧亚下地壳挤
入的前沿；在日喀则、拉萨、桑雄和安东多等地的地壳内部，可以连续观测到三个显著的速度界面，存在壳内低速层.
K osarev 等(1999)[14]集中利用上述多期观测获得的759道接收函数，进一步对该地区做了更深入的研究，得到一个十分引人注意的结果.结果显示了在从藏布缝合线以北50km 处
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806・ 地 球 物 理 学 进 展 17卷
的莫霍面(80km 深)有一向北倾斜到200km 的界面(藏布转换边界)；而在高原北部，有一分段南倾的结构.他们认为藏布转换边界是印度岩石圈顶部与亚洲岩石圈底部的界面.
中安第斯山脉是海洋板块与大陆板块相互作用形成的最高山脉.这种抬升运动发生于20Ma 年前，主要是大陆地壳加厚的结果，且有明显的构造削减作用.Y uan 等(2000)利用中安第斯山脉当地地震台网记录到的远震P 2S 转换波，得到了与削减过程紧密相关的深层结构图[27].他们发现莫霍界面在阿蒂普拉诺高原深75km ，在海拔高达4000m 的普纳高原(秘鲁的干冷高原)却只有50km.高海拔却又相对薄的地壳厚度说明普纳高原的上抬引起岩石圈变薄.纳斯卡海洋板块向下俯冲到120km 的深度，他们的研究在这儿却没有观测到远震转换波，分析认为可能是因为辉长岩向榴辉岩过渡已经完成，这是俯冲带中
大雁塔门票免费政策存在动力变质反应的直接证据，也是对大多数中等深度地震波在120km 深度俯冲板块中消失的可能解释.研究获得的存在于整个阿蒂普拉诺高原和普纳高原下的10～20km 厚的壳内低速带，被解释为下地壳向上地壳过渡的连续变质和部分熔融带.
2.2 上地幔间断面和热点的研究
热点和上地幔410km 和660km 间断面，是人们探寻地表构造运动的深部热动力学机制的重要观测信息.现有的重力观测资料和地球化学资料已经证实了热柱的存在，但是地震学在这方面的资料相对而言比较缺乏.尤其对于热柱的起源问题，一直是争论的焦点.由于410km 和660km 界面岩石组分的不同，导致两个界面的热学性质截然不同,410km 界面深度随温度升高而增加,660km 界面则正好相反.于是便可通过该地区410km 和610km 界面的研究来推测热柱的起源.
全球的热点以冰岛、夏威夷为典型代表.体波走时层析成像发现，在冰岛中部低速分布延伸到了至少400km 的深度，但对于更深的深度则显得无能为力[28,29].Shen 等(1997)运用接收函数方法进行了研究[30].他们在冰岛布设了NW —EW 、W —E 、N —S 三条测线，通过对该地区的410km 界面和660km 界面横向变化的研究来分析热柱起源，主要用到的震相为P 410S 和P 660S.他们的研究发现，冰岛中部和南部下方410km 界面与660km 界面之间的过渡区比全球平均值薄20km 左右，温度高出约150K，但是在它的周围区域为正常值.这些结果和熔融物产生深度的热异常估计也非常吻合，此结果有力地证明了热柱来源于下地幔.长春周边一日游
Li 等(2000)对夏威夷热柱问题用转换地震波也做了研究[31].结果表明，夏威夷岛下部中心地带130～140km 处存在一个剪切波低速带(<4km )，并且一直延伸到整个上地幔.在夏威夷南2西南部,410km 界面与660km 界面之间的过渡区厚度比平均值小40～50km ，其间的温度高出近300℃.热柱起源类似于冰岛的情形，不过温度要高出冰岛100℃左右.
2.3 典型区域构造研究
地壳和壳幔边界的细结构，是获取深部信息、开展综合性的天然实验室研究的重要组成部分.随着地震观测能力的提高，人们开始利用密集分布的台阵观测，提高探测地下结构的分辨能力，以实现对典型构造区域的综合研究.
地球上最古老的大陆壳壳核一般都形成于太古代.津巴布韦和喀布瓦尔(一北一南)克拉通共同形成了非州南部的陆核，这些地区未受到后来一些构造运动的影响，为太古代的原始地壳.喀布瓦尔克拉通北部有世界闻名、全球最大的成层铁镁质侵入体，岩石学研究认为它是经历元古代几次大规模事件后形成的，在陆核的周围还有一些小的区域(如奥克瓦区,
・906・4期 许卫卫：接收函数方法及研究进展
