Characteristics of deep structure beneath Lhasa from multi-layer H-κ stacking method
-
摘要:
对不同深度莫霍面正演模拟的每条接收函数进行H-κ扫描，将得到的H和κ投影到平面图，发现同深度莫霍面的投影点能够拟合成一条曲线，进而通过该曲线能够分离不同深度界面对应的接收函数。在此基础上，再利用H-κ-θ方法计算估计倾斜界面的倾角和倾向。最终实现倾斜界面和“双莫霍”现象的辨识。利用此流程处理了拉萨固定台站（LSA）记录的大量接收函数，获得了拉萨台下方的地壳厚度约为70 km，地壳平均波速比约为1.67，莫霍面倾向北东，倾角为24°，而莫霍面下俯冲的印度板块界面深度约为106 km，倾向正北，倾角约为40°，其上方地幔楔内部的平均波速比约为1.69。正演模型计算结果和实际观测数据检验综合表明该方法能较好地区分不同界面对应的接收函数，藉此获取其界面的构造变化特征，有助于获得更加精细的壳幔结构特征。
Abstract:The Moho discontinuity, marking the boundary between the Earth’s crust and mantle, carries abundant information about the structure and evolution of the crust-mantle system. The “doublet Moho” phenomenon observed beneath the Tibetan Plateau complicates the investigation of Moho structure. The H-κ stacking of teleseismic receiver functions is a widely employed technique for determining Moho depth and crustal vP/vS ratios of horizontal layered crustal structure. The H-κ stacking was performed on each receiver function for different depth of the Moho from synthetic model. And, the obtained values of H and κ is projected onto a planar map, which reveals that the projected points corresponding to the same depth Moho interface align along a curve. Thus, the separated receiver functions is easily associated with distinct interface depths. Then, one can determine the dip direction of a tilted interface by analyzing the crustal thickness projection map. Subsequent processing can be targeted at each layer of receiver functions individually. Utilizing a large dataset of seismic recordings from LSA station of China Digital Seismograph Network, we follow the above-mentioned steps to separate the receiver functions of LSA and identify two key interfaces. Finally, employing the H-κ-θ method independently for each interface, we derived the following characteristics of the two interfaces: ① the crustal thickness beneath the Lhasa station is approximately 70 km with an average vP/vS ratio of about 1.67, and the Moho interface dips at an angle of 24°; ② the subducting Indian Plate interface lies at a depth of about 106 km with a dip angle of 40°. Above this interface of 106 km depth, the average vP/vS ratio within the mantle wedge between the two interfaces is approximately 1.69. Our results demonstrate the effectiveness of this method in distinguishing receiver functions corresponding to different interfaces. By integrating this approach with other techniques, more accurate subsurface structures can be elucidated, providing valuable insights into the geologic structure beneath the Qinghai-Xizang Plateau. This work contributes to a better understanding of the complex tectonic processes in this seismically active region.
-
Keywords:
- receiver function /
- multi-layer interface /
- dipping interface /
- LSA station
-
引言
印度板块与欧亚板块的碰撞导致青藏高原的快速隆升，而强烈的挤压作用对青藏高原周边地块的地质地貌及构造演化也造成了巨大影响。青藏高原东南缘由于地处高原的边界地区，地壳高度破碎，深大断裂发育，地震活动频繁且剧烈，在过去的30年里发生M6.0以上地震百余次，是现今地壳形变与地震活动最为强烈的地区之一。前人为了解释青藏高原的抬升过程与形变机制提出了刚性地块挤出模型（Tapponier，Molnar，1976；Tapponnier et al，1982；Avouac，Tapponnier，1993）和地壳流模型（Royden et al，1997；Clark，Royden，2000），这两种模型均认为青藏高原东南缘是高原地壳物质转移的重要场所与通道。因此，研究该地区的地壳结构，对进一步厘清地震孕育环境以及青藏高原构造动力学过程等均具有重要意义。
青藏高原东南缘地区因其独特的构造背景以及频繁的地震活动一直是研究的热点，近年来众多研究人员利用多种地球物理手段开展了大量研究，揭示了该区域地壳结构的基本特征，例如：体波层析成像的结果显示，研究区的中下地壳存在大范围的低速异常，多数强震发生在中上地壳内的高速异常区以及高、低速异常转换带上（王椿镛等，2002；韦伟等，2010）；面波与背景噪声层析成像的结果显示，研究区内壳内低速层的分布受断裂与构造边界的限制（Yao et al，2008），强震大多发生在中上地壳内的低速异常区以及高、低速异常分界面上（王琼，高原，2014；郑定昌等，2014；潘佳铁等，2015）；接收函数的研究结果则显示研究区内S波速度结构具有很强的横向不均匀性，低速层分布的深度和范围差别很大（吴建平等，2001；胡家富等，2003；李永华等，2009）。综合以上研究成果，在青藏高原东南缘的中下地壳存在低速层已得到公认，但是低速层的位置与分布形态仍然存在较大争议，地震分布与速度结构之间的关系也尚未明确，因此仍有必要继续开展该区域深部结构的研究工作。
为此，本文收集整理了云南及周边地区81个固定台站的观测数据，拟采用双差层析成像方法（Zhang，Thurber，2003，2006）进行地震重定位，获取青藏高原东南缘的三维地壳速度结构，分析地震分布与速度结构之间的关系，并试图结合地质构造背景来讨论速度结构特征及其包括的动力学意义，以期为该区的动力学模型提供更多地震学证据的支持。
1. 数据与方法
1.1 数据
本文采用的数据源于中国地震台网中心提供的2010—2016年期间云南及周边地区（图1）81个固定台站记录到的初至Pg波震相报告资料。为了保证反演结果的可靠性，我们对原始地震数据进行严格的筛选，仅选取观测报告中ML≥2.0且走时残差≤0.5 s的震相数据，并根据时距曲线拟合的方法剔除初始数据中存在明显异常的走时信息，即图2中两条绿线所括区间以外的走时。双差层析成像方法需要利用事件对之间的相对走时数据，而满足一定条件的两个事件才能够组成事件对。本文将事件对的参数选取标准设定为：事件对与台站的最大间距为800 km，事件对之间的最大间距为50 km，每个事件最多可以与50个事件组成事件对，每个事件对所需震相数的最小值与最大值分别为8和30。经过筛选，最终获得1万3 135个地震事件的9万7 908条绝对到时数据和209万1 189条相对到时数据参与反演，射线路径分布如图3所示。可见射线均匀地覆盖了整个研究区域，可以得到较好的反演结果。
![]()
图 1 研究区域构造背景及台站分布F1：怒江断裂；F2：澜沧江断裂；F3：南汀河断裂；F4：无量山断裂；F5：金沙江断裂；F6：红河断裂；F7：丽江断裂；F8：程海断裂；F9：绿汁江断裂；F10：安宁河断裂；F11：则木河断裂；F12：小江断裂Figure 1. Regional tectonic settings and distribution of seismic stations in the studied areaF1：Nujiang fault；F2：Lancangjiang fault；F3：Nantinghe fault；F4：Wuliangshan fault；F5：Jinshajiang fault；F6：Honghe fault；F7：Lijiang fault；F8：Chenghai fault；F9：Lüzhijiang fault；F10：Anninghe fault；F11：Zemuhe fault；F12：Xiaojiang fault1.2 双差层析成像方法
双差层析成像方法是Zhang和Thurber （2003，2006）在双差定位方法（Waldhauser，Ellsworth，2000）的基础上发展而来，该方法同时使用绝对走时数据和相对走时数据进行三维速度结构与震源位置联合反演，在反演过程中，先赋予绝对走时数据较高的权重以建立整个区域内的三维速度结构；几次迭代后赋予相对走时数据较高的权重来更好地约束速度结构与震源位置（肖卓，高原，2017）。由于考虑了介质速度结构的空间变化，该方法克服了双差定位对台站到事件对之间速度恒定的假设，所得定位结果精度更高（王长在等，2013）；而相对走时数据的加入，与传统的走时层析成像方法相比可以提高速度结构反演的精度，因此能够揭示更多的精细结构信息（Zhang，Thurber，2003）。
1.3 参数选择
反演所选用的初始模型参考了研究区域内人工地震测深的结果（Zhang，Wang，2009），并根据数据的残差分布适当调整而来（表1）。水平方向上采用0.5°×0.5°的网格间隔，竖直方向上的网格节点分别位于0，5，10，20，30，40 km。针对阻尼最小二乘问题，双差层析成像方法采用带阻尼的最小二乘正交分解（least squares QR factorization，简写为LSQR）算法，以总走时残差的2范数为目标函数进行迭代求解。由于平滑因子和阻尼参数的大小对反演结果的稳定性有较大影响，因此在反演之前需要对不同平滑因子和阻尼参数的组合进行权衡分析（Eberhart-Phillips，1986；王小娜等，2015），选取模型方差变化较小而数据方差显著降低时所对应的参数组合为最优值参与最终反演。本文利用L曲线法搜索最优参数值，设定平滑因子的搜索范围为1—600，阻尼参数的搜索范围为10—1 000，最终选取的最优平滑因子为40，阻尼参数为400 （图4）。
表 1 P波初始速度模型Table 1. Initial model of P wave velocity深度/km vP/（km·s−1） 深度/km vP/（km·s−1） 0 5.50 20 6.23 5 5.89 30 6.50 10 6.02 40 6.90 ![]()
图 4 利用L曲线法所选的最优平滑因子（a）和阻尼参数（b）Figure 4. The optimum smoothing parameter （a） and damping parameter （b） selected by L curve method1.4 分辨率测试
分辨率测试选用棋盘格测试方法（Spakman et al，1993）。该方法首先在初始模型的基础上添加正负相间的扰动合成理论棋盘模型，然后利用棋盘模型计算理论走时数据充当实际观测数据并反演模型参数，最后观察反演结果对理论棋盘模型的恢复程度。若在一些区域内恢复程度良好，则说明这些区域的结果是可信的。本文以0.5°×0.5°网格和±5%高低速异常的棋盘格模型作为理论模型正演计算理论走时数据，然后利用该数据和实际反演所用的初始速度模型进行反演。图5为棋盘格测试的恢复结果，图像显示在地壳5，10，20，30 km深度上，研究区内大部分区域均得到良好的恢复，证明反演结果相对可靠。
2. 主要结果
双差层析成像方法利用地震事件对的相对走时数据来提高震源间相对位置的精度，得到的结果更加准确，重定位前后的地震分布如图6所示。重定位前地震集中分布在5—10 km范围内，重定位后浅层地震数目增多，地震主要分布在20 km深度以上的中上地壳（图7）；而且重定位后所有地震事件的走时残差均方根显著减小，由0.380 s降至0.163 s。
![]()
图 6 重定位前（a）、后（b）的地震空间分布变化Figure 6. Spatial variation of seismic events before （a） and after （b） relocation![]()
图 7 重定位前（a）、后（b）的震源深度变化Figure 7. Focal depth variation before （a） and after （b） relocation图8给出了5，10，20，30 km深度处水平方向的P波速度扰动分布，可见在上地壳5—10 km的深度范围内，速度结构呈现明显的横向不均匀性，其分布特征与地表的地质构造相关。5 km深度上（图8a），西昌东部、大理地区、楚雄地区、景谷—思茅地区均表现为低速异常，这些地区处于不同的盆地内部，表明这些盆地内具有较厚的中生代沉积。在川西北次级地块内显示的低速特征可能与该区域的复理石杂岩沉积有关（Yin，Harrison，2000；潘佳铁等，2015）。熊绍柏等（1993）得到的丽江—者海深地震剖面显示丽江至永胜之间为低速异常，攀枝花以东至安宁河断裂为高速异常，安宁河断裂至小江断裂之间为低速异常，本文的成像结果与之基本吻合。小江断裂的东川地区所表现的低速异常可能是受到了深部热作用的影响。高速异常多集中在攀枝花地区、昭通地区以及南汀河断裂与澜沧江断裂的交会处。
![]()
图 8 不同深度h处P波速度扰动和地震分布图（粗实线AA′ ，BB′ ，CC′ 为地震剖面的位置）Figure 8. P wave velocity disturbance and earthquake distribution at different depth hThe thick lines AA′ ，BB′ ，and CC′ represent the position of the seismic sections（a） h＝5 km；（b） h＝10 km；（c） h＝20 km；（d） h＝30 km；10 km深度上（图8b），高低速异常分布主要受到断裂带的控制，例如：红河断裂、南汀河断裂、澜沧江断裂等整体处于低速异常；小江断裂两侧差异明显，其东侧表现为高速异常，西侧的昆明—玉溪表现为明显的低速异常，这与吴建平等（2013）的层析成像结果相近。腾冲地区的低速异常反映了新生代火山的活动特征，而攀枝花附近的区域仍然表现为高速异常。
在中下地壳20—30 km的速度扰动图上出现大范围的低速异常。20 km深度上（图8c），红河断裂的东西两侧速度结构差异明显。低速异常主要分布在红河断裂东侧的两条带状区域内，其中：一条低速带沿着安宁河断裂、小江断裂分布在川滇菱形地块东侧；另一条主要分布在川西北次级地块内，并穿过丽江断裂向南延伸。两条低速带之间的攀枝花地区表现为高速异常。红河断裂的西侧，除了临沧和腾冲地区表现为低速异常外，其余大部分地区均表现为高速异常。30 km深度上（图8d），高低速异常分布与20 km深度相近，低速带的分布范围较20 km深度的更广。前人的近震层析成像结果同样显示，在研究区的中下地壳内存在大范围的低速带（王椿镛等，2002；Huang et al，2002；韦伟等，2010），但是受观测资料的限制，不同研究显示的低速带位置及形态相差较大。
3. 讨论与结论
3.1 地震分布与速度结构
为了讨论研究区内的地震分布与速度结构之间的关系，我们将重定位后的震源位置分别投影至不同深度的速度扰动剖面上，即将震源深度处于0—7.5 km的地震投影至5 km深度的剖面上，7.5—15 km的地震投影至10 km深度的剖面上，15—25 km的地震投影至20 km深度的剖面上，大于25 km的地震投影至30 km深度的剖面上。从图8可以看出，区域内的地震活动与速度结构的变化明显相关，大多数地震发生在中上地壳的低速异常区内以及高、低速异常区域之间。钱晓东等（2011）统计分析了研究区域内的震源机制解参数认为，该地区主要受到3个方向的应力作用：印缅地块北东向的作用力、川滇菱形地块东南向的作用力以及华南地块北北西向的作用力。由于低速异常区域的强度相对较弱，在这种横向挤压的应力场作用下，这些低速异常区域更容易发生破裂导致地震。一些研究认为地震活动集中分布在中上地壳的低速区域内，可能与断层或微裂隙中存在流体有关（Zhao et al，1996；2000；齐诚等，2006；李永华等，2014；潘佳铁等，2015）。在研究区域内，地壳高度破碎，断层广泛发育，流体的存在会降低断层的强度从而造成孕震区的弱化，使地震更容易发生。另外，高、低速异常交界的区域往往是介质物性发生变化的区域，由于结构和应力场的变化，这些相对脆弱的区域更有利于能量的积累与释放进而引发地震。研究区的中下地壳存在大范围的低速异常区域，黄金莉等（2001）认为下部的低速区域是上部发生强烈地震的重要构造背景，王椿镛等（2002）认为中下地壳低速区域的存在有利于应力集中于上部地壳从而导致地震的发生。
将距离剖面两侧25 km范围内重定位后的地震震中投影至图8c所示的纵向速度剖面图中，以进一步分析地壳速度结构与地震分布的关系，结果如图9所示，可以看出，重定位后的地震沿着断裂带呈现明显的带状或簇状分布特征，地震大多发生于低速异常区域内以及高、低速异常区域之间。青藏高原东南缘地区的地壳结构复杂，地震活动频繁且剧烈，研究分析地震分布与速度结构的对应关系，对于进一步研究地震孕育环境等具有重要意义。
![]()
3.2 低速异常带与地壳流
Royden等（1997）提出的地壳流模型认为，在青藏高原东缘中下地壳存在一个黏性流动层，青藏高原的物质沿此向外流出。这一模型很好地解释了青藏高原东缘的地形变化以及上地壳无明显缩短的现象（Royden et al，1997；Clark，Royden，2000），获得了较多研究人员的支持，而寻找地壳流存在的证据则成为深部地球物理学必须面对的一个科学问题。
判断地壳流的主要依据是偏低的地震波速度，Yao等（2008）利用背景噪声成像的结果显示，研究区壳内低速层分布十分复杂，认为中下地壳物质不会发生大规模的流动，而是被断裂及构造边界限制在一定的区域内；韦伟等（2010）的近震P波层析成像结果显示，研究区中下地壳深度处的川滇菱形地块内低速异常广泛发育，认为该低速异常很可能就是青藏高原下地壳流的通道；Liu等（2014）利用背景噪声与接收函数联合反演的结果显示，松潘—甘孜地块内存在大范围的低波速、高泊松比区域，认为是高原内部物质流出所致。
近年来一些研究表明，青藏高原东南缘可能存在两条地壳流通道（Bai et al，2010；Bao et al，2015）。Bai等（2010）的大地电磁观测结果显示，青藏高原东部存在两条壳内高导带，一条环绕喜马拉雅东构造结向南转折通过滇西南地区，另一条沿鲜水河断裂、安宁河断裂、小江断裂向南延伸至印支地块，且这两条高导带被认为是两条独立的地壳流通道；Bao等（2015）关于面波频散与接收函数联合反演的结果表明，研究区壳内20—40 km深度存在两条S波低速带，且这两条低速带的分布较好地对应了上述高导带的位置。然而，另外一些研究人员采用面波频散与接收函数联合反演的方法得到的结果所显示的低速带位置和形态分布均存在差异，例如：郑晨等（2016）的结果显示两条低速带仅向南延伸至24°N左右，并未穿过红河断裂；而Li等（2016）的结果表明两条低速带穿过红河断裂，且最终交会于云南南部。这些结果的不一致一定程度上说明了研究区下方低速体的形态分布和位置较为复杂。
本文结果显示，在研究区的中下地壳同样存在着两条低速带，其中一条沿安宁河断裂、小江断裂分布在川滇菱形地块的东侧，另一条主要分布在川西北次级地块内，并穿过丽江断裂向南延伸，这两条低速带在前人的研究中均有所体现（Bao et al，2015；郑晨等，2016；Li et al，2016）。在低速带分布的位置同样存在高衰减（周龙泉等，2009；Zhao et al，2013）、高热流（Hu et al，2000）、高vP/vS （Sun et al，2014）等异常，这表明壳内物质存在部分熔融，其在重力的作用下可发生塑性流动。此外，王琼等（2015）基于背景噪声的瑞雷波方位各向异性的研究显示，在中下地壳深度范围内，川西北次级地块和小江断裂附近表现为强各向异性，本文中低速带的延展方向与其快波优势方向基本一致，进一步证明了处于低速带分布位置的壳内物质可以发生塑性流动，造成矿物的定向排列从而导致各向异性现象的产生。此外，这两条低速带并未完全连通，而是被攀枝花及周边区域的高速异常体分隔。地质研究表明，中晚二叠纪时期发生了一次巨大的玄武岩喷发事件，形成了著名的峨眉山大火成岩省（徐义刚，钟孙霖，2001；张招崇等，2006），这次巨大的玄武岩喷发事件很可能是由古地幔柱的活动作用所引起，攀枝花地区位于玄武岩喷发前地幔柱活动的核心部位（He et al，2003）。地幔柱活动导致的基性和超基性岩体残留在地壳内部，表现为高速异常（吴建平等，2013；徐涛等，2015），这些高速物质可能对青藏高原物质向南转移起到了一定的阻挡作用。
在图9所示的纵向速度剖面中均能观测到壳内低速带的存在，且低速带主要沿着研究区内绿汁江断裂、小江断裂等走滑断裂分布。Leloup等（1999）认为走滑断裂相对运动产生的热量能够降低中下地壳的黏度和地震波速度，从而形成低速层；而低黏度的低速层也易与上地壳发生相对运动。本文地震重定位的结果显示少量地震发生在低速带内部，绝大多数地震发生在低速带的边界区域，表明壳内低速带的存在可能会促使断层发生运动而引发地震。另外，沿小江断裂分布的低速带的延伸方向在26°N发生偏转，由与断裂平行的近南北向逐渐转变为西南向，与全球定位系统显示的速度场方向（相对于华南地块）一致，这表明低速带的分布可能对上地壳运动产生影响。张培震（2008）认为造成该地区地壳发生顺时针旋转的深部动力学机制可能是中下地壳软弱层物质的流动。结合前人的研究结果，本文认为青藏高原东南缘存在两条低速带，它们可能是青藏高原物质向南逃逸的两条通道。
3.3 结论
本文采用双差层析成像方法，利用2010—2016年中国地震台网中心提供的云南及周边地区Pg波走时资料，进行地震重定位并获得了青藏高原东南缘的三维地壳速度结构，主要结果如下：
1） 经重定位后，走时残差明显减小，地震主要分布在20 km深度以上的中上地壳；地震分布与速度结构存在一定关系，大多数地震发生在中上地壳的低速异常区内以及高、低速异常区域之间；
2） 层析成像结果显示，研究区上地壳速度结构存在明显的横向不均匀性，速度分布特征与地表的地质构造相关；
3） 研究区的中下地壳存在两条低速带，一条沿安宁河断裂、小江断裂分布在川滇菱形地块的东侧；另一条主要分布在川西北次级地块内，并穿过丽江断裂向南延伸。两条低速带被攀枝花及周边区域的高速异常体分隔，它们可能是青藏高原中下地壳物质向南逃逸的两条通道。
中国地震台网中心提供了震相数据，中国科学技术大学张海江教授提供了tomoDD-SE程序，两位评审专家在稿件修改过程中提出了宝贵意见，本文图件绘制采用GMT软件和Matlab软件，作者在此一并表示衷心的感谢。
-
![]()
图 1 依据表1模型编号的正演模型及其按后方位角排列的接收函数特征
Figure 1. The forward models （the model number sees Table 1） and their corresponding receiver functions arranged according to back azimuth
![]()
图 2 正演模型（表1中所列）的分方位H-κ扫描结果
图中红色箭头为最大梯度方向，红色箭头长度为归一化后的梯度大小。（a） 模型界面水平，界面深度H为60 km；（b） 模型界面倾角θ为10°，H为60 km；（c） 模型界面θ为20°，H为60 km；（d） 模型界面θ为10°，H为50 km
Figure 2. The H-κ stacking result in azimuth for the four forward models listed in Table 1
The red arrow points to maximum gradient，the length of the red arrow represents the size of the normalized gradient. （a） Horizontally interface and interface depth 60 km；（b） Interface with inclination 10° and depth 60 km；（c） Interface with inclination 20° and depth 60 km；（d） Interface with inclination 10° and depth 50 km
![]()
图 3 界面倾角、界面深度、各项异性不同的模型的分方位H-κ扫描结果的H-κ平面分布
Figure 3. The distribution of H-κ stacking results in azimuth on the H-κ plane for the models with varying interface dip angles，interface depths，and different anisotropy
![]()
图 4 分方位H-κ-θ扫描所得倾角的平面图（a，c）和直方图（b，d）
模型界面深度为60 km，图（a）和（b）的界面倾角为10°，图（c）和（d）的界面倾角为20°
Figure 4. Planars （a，c） and histograms （b，d） of dip angles from H-κ-θ stacking in azimuth for an interface with depth of 60 km and dip angle of 10° （a，b） and 20° （c，d）
![]()
图 5 基于莫霍面倾角θ为10° （a）和20° （b）正演模型的H-κ-θ扫描结果
蓝色圆点代表扫描结果最大值位置
Figure 5. H-κ-θ stacking results based on the forward models with Moho dip angle θ of 10° （a） and 20° （b）
The blue dots represent the position of the maximum stacking result
![]()
图 6 拉萨台站位置和P波接收函数80 km深度穿透点（黑色圆点）的分布
Figure 6. LSA station and penetration points （black dots） of P-wave receiver function at depth of 80 km
![]()
图 7 拉萨台站P波接收函数和H-κ平面图
（a） 拉萨台站全部接收函数按方位角5°范围叠加排列；（b） 拉萨台站分方位扫描后的H-κ平面图
Figure 7. P-wave receiver functions beneath LSA station and their H-κ stacking image
（a） All of stacked receiving functions of LSA stations arranged in 5° azimuth bin；（b） The H-κ plan diagram of the LSA station after stacking in azimuth
![]()
图 8 拉萨台下方界面A （a）和B （b）的接收函数按后方位角5°范围叠加排列
Figure 8. The stacked receiver functions for interfaces A （a） and B （b） beneath the station LSA in 5° back azimuth bin
![]()
图 9 拉萨台站下方界面A （a）和B （b）的分方位H-κ扫描投影图
图中红色箭头的方向和长度代表梯度的方向和大小，黑色虚线代表80 km等深线
Figure 9. The projected map of H-κ scanning in azimuth results of interfaces A （a） and B （b） beneath LSA station
The direction and length of the red arrow represents the direction and size of the gradient，the black dashed line represents the 80 km iso-depth contour line
![]()
图 10 利用H-κ-θ扫描所获拉萨台站下方的界面A （a）和B （b）的结果及其与全部接收函数H-κ扫描结果（c）的对比
Figure 10. The results obtained from the H-κ-θ scanning for interfaces A （a） and B （b） beneath the Lhasa station，and their comparison with the H-κ scanning results for all receiver functions （c）
![]()
图 11 拉萨台站下方界面模型与层析成像结果对比（引自He et al，2010）
Figure 11. Comparison of subsurface interface model beneath the LSA station with tomographic imaging results （after He et al，2010）
![]()
图 12 拉萨台站径向接收函数的原始数据（a）与正演模型模拟的径向接收函数（b）的对比
Figure 12. Comparison of the original data of the radial receiver function of the LSA station （a） withthe radial receiver function （b） from the forward model
![]()
图 13 LSA台站切向接收函数原始数据（a）与正演模型模拟的切向接收函数（b）的对比
Figure 13. Comparison of the original data of the transverse receiver function of the LSA station （a） with the transverse receiver function （b） from the forward model
表 1 正演模型参数
Table 1 Forward model parameters
模型编号 界面深度/km 界面倾向 界面倾角/° 各向异性 震中距/° 模型层数 模型参数 vP/（km·s−1） vP/vS a 60 − − − 30，60，90 2 上层
下层6.2
8.11.77
1.77b 60 正东 10 − 30，60，90 2 c 60 正东 20 − 30，60，90 2 d 50 正东 10 − 30，60，90 2 e 50 − − 5% 60 2 f 50，60 正东 10 − 30，90 3 上层
中层
下层6.2
7.1
8.11.77
1.77
1.77
下载: 导出CSV
-
常承法. 1980. 雅鲁藏布江蛇绿岩带的新观察资料[J]. 地震地质,2(1):18–89. Chang C F. 1980. Newly observed data in ophiolitic zone along Yarlung Zangbo River,China[J]. Seismology and Geology,2(1):18–89 (in Chinese).
段永红,刘保金,赵金仁,刘保峰,张成科,潘素珍,林吉焱,郭文斌. 2015. 华北构造区岩石圈二维P波速度结构特征:来自盐城—包头深地震测深剖面的约束[J]. 中国科学:地球科学,45(8):1183–1197. Duan Y H,Liu B J,Zhao J R,Liu B F,Zhang C K,Pan S Z,Lin J Y,Guo W B. 2015. 2-D P-wave velocity structure of lithosphere in the North China tectonic zone:Constraints from the Yancheng-Baotou deep seismic profile[J]. Science China Earth Sciences,58(9):1577–1591. doi: 10.1007/s11430-015-5081-y
房立华,吴建平. 2009. 倾斜界面和各向异性介质对接收函数的影响[J]. 地球物理学进展,24(1):42–50. Fang L H,Wu J P. 2009. Effects of dipping boundaries and anisotropic media on receiver functions[J]. Progress in Geophysics,24(1):42–50 (in Chinese).
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. doi: 10.3321/j.issn:1006-3021.2009.06.008 Gao R,Xiong X S,Li Q S,Lu Z W. 2009. The Moho depth of Qinghai-Tibet Plateau revealed by seismic detection[J]. Acta Geoscientia Sinica,30(6):761–773 (in Chinese).
高星,王卫民,姚振兴. 2005. 中国及邻近地区地壳结构[J]. 地球物理学报,48(3):591–601. doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.2005.03.017 Gao X,Wang W M,Yao Z X. 2005. Crustal structure of China mainland and its adjacent regions[J]. Chinese Journal of Geophysics,48(3):591–601 (in Chinese).
侯增谦,郑远川,卢占武,许博,王长明,张洪瑞. 2020. 青藏高原巨厚地壳:生长、加厚与演化[J]. 地质学报,94(10):2797–2815. doi: 10.3969/j.issn.0001-5717.2020.10.001 Hou Z Q,Zheng Y C,Lu Z W,Xu B,Wang C M,Zhang H R. 2020. Growth,thickening and evolution of the thickened crust of the Tibet Plateau[J]. Acta Geologica Sinica,94(10):2797–2815 (in Chinese).
嵇少丞,王茜,杨文采. 2009. 华北克拉通泊松比与地壳厚度的关系及其大地构造意义[J]. 地质学报,83(3):324–330. doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.2009.03.002 Ji S C,Wang Q,Yang W C. 2009. Correlation between crustal thickness and Poisson’s ratio in the North China Craton and its implication for lithospheric thinning[J]. Acta Geologica Sinica,83(3):324–330 (in Chinese).
李玮,陈赟,谭萍,袁晓晖. 2020. 大陆深俯冲的深浅动力学响应:来自帕米尔高原地壳精细结构的约束[J]. 中国科学:地球科学,50(5):663–676. Li W,Chen Y,Tan P,Yuan X H. 2020. Geodynamic processes of the continental deep subduction:Constraints from the fine crustal structure beneath the Pamir Plateau[J]. Science China Earth Sciences,63(5):649–661. doi: 10.1007/s11430-019-9587-3
任建业,庞雄,雷超,袁立忠,刘军,杨林龙. 2015. 被动陆缘洋陆转换带和岩石圈伸展破裂过程分析及其对南海陆缘深水盆地研究的启示[J]. 地学前缘,22(1):102–114. Ren J Y,Pang X,Lei C,Yuan L Z,Liu J,Yang L L. 2015. Ocean and continent transition in passive continental margins and analysis of lithospheric extension and breakup process:Implication for research of the deepwater basins in the continental margins of South China Sea[J]. Earth Science Frontiers,22(1):102–114 (in Chinese).
申婷婷,张立飞,陈晶. 2016. 俯冲带蛇纹岩的变质过程[J]. 岩石学报,32(4):1206–1218. Shen T T,Zhang L F,Chen J. 2016. Metamorphism of subduction zone serpentinite[J]. Acta Petrologica Sinica,32(4):1206–1218 (in Chinese).
谭萍,陈赟,孙维昭,李玮,唐国彬,崔田. 2018. 一种改进的适应于倾斜Moho面的H-κ-θ叠加方法及应用[J]. 地球物理学报,61(9):3689–3700. doi: 10.6038/cjg2018M0032 Tan P,Chen Y,Sun W Z,Li W,Tang G B,Cui T. 2018. An improved H-κ-θ stacking method to determine the crustal thickness and bulk vP/vS ratios in the case of a slant Moho interface[J]. Chinese Journal of Geophysics,61(9):3689–3700 (in Chinese).
滕吉文,曾融生,闫雅芬,张慧. 2002. 东亚大陆及周边海域Moho界面深度分布和基本构造格局[J]. 中国科学(D辑),32(2):89–100. Teng J W,Zeng R S,Yan Y F,Zhang H. 2003. Depth distribution of Moho and tectonic framework in eastern Asian continent and its adjacent ocean areas[J]. Science in China:Series D,46(5):428–446. doi: 10.1360/03yd9038
王成善,李亚林,刘志飞,李祥辉,唐菊兴,Rejean H,Cote D,Varfalvy V,Huot F. 2005. 雅鲁藏布江蛇绿岩再研究:从地质调查到矿物记录[J]. 地质学报,79(3):323–330. doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.2005.03.005 Wang C S,Li Y L,Liu Z F,Li X H,Tang J X,Rejean H,Cote D,Varfalvy V,Huot F. 2005. Yarlung-Zangbo ophiolites revisited:From geological survey to mineral records[J]. Acta Geologica Sinica,79(3):323–330 (in Chinese).
危自根,储日升,陈凌,崇加军,李志伟. 2016. 复杂地壳接收函数H-κ叠加:以安纳托利亚板块为例[J]. 地球物理学报,59(11):4048–4062. doi: 10.6038/cjg20161110 Wei Z G,Chu R S,Chen L,Chong J J,Li Z W. 2016. Analysis of H-κ stacking of receiver functions beneath crust with complex structure:Taking the Anatolia Plate as an example[J]. Chinese Journal of Geophysics,59(11):4048–4062 (in Chinese).
许志琴,杨经绥,李文昌,李化启,蔡志慧,闫臻,马昌前. 2013. 青藏高原中的古特提斯体制与增生造山作用[J]. 岩石学报,29(6):1847–1860. Xu Z Q,Yang J S,Li W C,Li H Q,Cai Z H,Yan Z,Ma C Q. 2013. Paleo-Tethys system and accretionary orogen in the Tibet Plateau[J]. Acta Petrologica Sinica,29(6):1847–1860 (in Chinese).
曾融生,孙为国,毛桐恩,林中洋,胡鸿翔,陈光英. 1995. 中国大陆莫霍界面深度图[J]. 地震学报,17(3):322–327. Zeng R S,Sun W G,Mao T N,Lin Z Y,Hu H X,Chen G Y. 1995. The depth map of the Moho across China[J]. Acta Seismologica Sinica,17(3):322–327 (in Chinese).
查小惠,孙长青,李聪. 2013. 倾斜界面和各向异性地层对H-κ搜索结果的影响[J]. 地球物理学进展,28(1):121–131. doi: 10.6038/pg20130113 Zha X H,Sun C Q,Li C. 2013. The effects of dipping interface and anisotropic layer on the result of H-κ method[J]. Progress in Geophysics,28(1):121–131 (in Chinese).
张洪双,田小波,滕吉文. 2009. 接收函数方法估计Moho倾斜地区的地壳速度比[J]. 地球物理学报,52(5):1243–1252. doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.05.013 Zhang H S,Tian X B,Teng J W. 2009. Estimation of crustal vP/vS with dipping Moho from receiver functions[J]. Chinese Journal of Geophysics,52(5):1243–1252 (in Chinese).
张洪双,滕吉文,田小波,张中杰,高锐. 2013. 青藏高原东北缘岩石圈厚度与上地幔各向异性[J]. 地球物理学报,56(2):459–471. doi: 10.6038/cjg20130210 Zhang H S,Teng J W,Tian X B,Zhang Z J,Gao R. 2013. Lithospheric thickness and upper mantle anisotropy beneath the northeastern Tibetan Plateau[J]. Chinese Journal of Geophysics,56(2):459–471 (in Chinese).
张万平,袁四化,刘伟. 2011. 青藏高原南部雅鲁藏布江蛇绿岩带的时空分布特征及地质意义[J]. 西北地质,44(1):1–9. doi: 10.3969/j.issn.1009-6248.2011.01.001 Zhang W P,Yuan S H,Liu W. 2011. Distribution and research significance of ophiolite in Brahmaputra Suture Zone,southern Tibet[J]. Northwestern Geology,44(1):1–9 (in Chinese).
Chen Y L,Niu F L,Liu R F,Huang Z B,Tkalčić H,Sun L,Chan W. 2010. Crustal structure beneath China from receiver function analysis[J]. J Geophys Res:Solid Earth,115(B3):B03307.
Christensen N I. 1996. Poisson’s ratio and crustal seismology[J]. J Geophys Res:Solid Earth,101(B2):3139–3156. doi: 10.1029/95JB03446
Christensen N I,Ramananantoandro R. 1971. Elastic moduli and anisotropy of dunite to 10 kilobars[J]. J Geophys Res,76(17):4003–4010. doi: 10.1029/JB076i017p04003
Dong X Y,Li W H,Lu Z W,Huang X F,Gao R. 2020. Seismic reflection imaging of crustal deformation within the eastern Yarlung-Zangbo suture zone[J]. Tectonophysics,780:228395. doi: 10.1016/j.tecto.2020.228395
Dziewonski A M,Anderson D L. 1981. Preliminary reference Earth model[J]. Phys Earth Planet Inter,25(4):297–356. doi: 10.1016/0031-9201(81)90046-7
Frederiksen A W,Bostock M G. 2000. Modelling teleseismic waves in dipping anisotropic structures[J]. Geophys J Int,141(2):401–412. doi: 10.1046/j.1365-246x.2000.00090.x
Gao R,Lu Z W,Klemperer S L,Wang H Y,Dong S W,Li W H,Li H Q. 2016. Crustal-scale duplexing beneath the Yarlung Zangbo suture in the western Himalaya[J]. Nat Geosci,9(7):555–560. doi: 10.1038/ngeo2730
Gilbert F,Dziewonski A M. 1975. An application of normal mode theory to the retrieval of structural parameters and source mechanisms from seismic spectra[J]. Philos Trans R Soc A:Math Phys Eng Sci,278(1280):187–269.
Girardeau J,Mercier J C C,Yougong Z. 1985. Structure of the Xigaze Ophiolite,Yarlung Zangbo Suture Zone,southern Tibet,China:Genetic implications[J]. Tectonics,4(3):267–288. doi: 10.1029/TC004i003p00267
Guo X Y,Gao R,Zhao J M,Xu X,Lu Z W,Klemperer S L,Liu H B. 2018. Deep-seated lithospheric geometry in revealing collapse of the Tibetan Plateau[J]. Earth-Sci Rev,185:751–762. doi: 10.1016/j.earscirev.2018.07.013
He R Z,Zhao D P,Gao R,Zheng H W. 2010. Tracing the Indian lithospheric mantle beneath central Tibetan Plateau using teleseismic tomography[J]. Tectonophysics,491(1/2/3/4):230–243.
He R Z,Shang X F,Yu C Q,Zhang H J,van der Hilst R D. 2014. A unified map of Moho depth and vP/vS ratio of continental China by receiver function analysis[J]. Geophys J Int,199(3):1910–1918. doi: 10.1093/gji/ggu365
Herrin E. 1968. Introduction to “1968 seismological tables for P phases”[J]. Bull Seismol Soc Am,58(4):1193–1195. doi: 10.1785/BSSA0580041193
Ji S C,Li A W,Wang Q,Long C X,Wang H C,Marcotte D,Salisbury M. 2013. Seismic velocities,anisotropy,and shear-wave splitting of antigorite serpentinites and tectonic implications for subduction zones[J]. J Geophys Res:Solid Earth,118(3):1015–1037. doi: 10.1002/jgrb.50110
Jin S,Sheng Y,Comeau M J,Becken M,Wei W B,Ye G F,Dong H,Zhang L T. 2022. Relationship of the crustal structure,rheology,and tectonic dynamics beneath the Lhasa-Gangdese terrane (Southern Tibet) based on a 3-D electrical model[J]. J Geophys Res:Solid Earth,127(11):e2022JB024318. doi: 10.1029/2022JB024318
Kennett B L N. 1991. Seismic velocity gradients in the upper mantle[J]. Geophys Res Lett,18(6):1115–1118. doi: 10.1029/91GL01340
Kennett B L N,Engdahl E R. 1991. Traveltimes for global earthquake location and phase identification[J]. Geophys J Int,105(2):429–465. doi: 10.1111/j.1365-246X.1991.tb06724.x
Kennett B L N,Engdahl E R,Buland R. 1995. Constraints on seismic velocities in the earth from travel-times[J]. Geophys J Int,122(1):108–124. doi: 10.1111/j.1365-246X.1995.tb03540.x
Kind R,Kosarev G L,Petersen N V. 1995. Receiver functions at the stations of the German Regional Seismic Network (GRSN)[J]. Geophys J Int,121(1):191–202. doi: 10.1111/j.1365-246X.1995.tb03520.x
Kind R,Yuan X,Saul J,Nelson D,Sobolev S V,Mechie J,Zhao W,Kosarev G,Ni J,Achauer U,Jiang M. 2002. Seismic images of crust and upper mantle beneath Tibet:Evidence for Eurasian Plate subduction[J]. Science,298(5596):1219–1221. doi: 10.1126/science.1078115
Klemperer S L,Zhao P,Whyte C J,Darrah T H,Crossey L J,Karlstrom K E,Liu T Z,Winn C,Hilton D R,Ding L. 2022. Limited underthrusting of India below Tibet:3He/4He analysis of thermal springs locates the mantle suture in continental collision[J]. Proc Natl Acad Sci USA,119(12):e2113877119. doi: 10.1073/pnas.2113877119
Langston C A. 1977. The effect of planar dipping structure on source and receiver responses for constant ray parameter[J]. Bull Seismol Soc Am,67(4):1029–1050.
Li C,van der Hilst R D,Meltzer A S,Engdahl E R. 2008. Subduction of the Indian lithosphere beneath the Tibetan Plateau and Burma[J]. Earth Planet Sci Lett,274(1/2):157–168.
Li J T,Song X D,Wang P,Zhu L P. 2019. A generalized H-κ method with harmonic corrections on Ps and its crustal multiples in receiver functions[J]. J Geophys Res:Solid Earth,124(4):3782–3801. doi: 10.1029/2018JB016356
Li Q S,Gao R,Lu Z W,Guan Y,Zhang J S,Li P W,Wang H Y,He R Z,Karplus M. 2009. The thickness and structural characteristics of the crust across Tibetan Plateau from active-sources seismic profiles[J]. Earthq Sci,22(1):21–31. doi: 10.1007/s11589-009-0021-6
Li X,Wei D,Yuan X,Kind R,Kumar P,Zhou H. 2011. Details of the doublet Moho structure beneath Lhasa,Tibet,obtained by comparison of P and S receiver functions[J]. Bull Seismol Soc Am,101(3):1259–1269. doi: 10.1785/0120100163
Li X Q,Yuan X H. 2003. Receiver functions in northeast China:Implications for slab penetration into the lower mantle in northwest Pacific subduction zone[J]. Earth Planet Sci Lett,216(4):679–691. doi: 10.1016/S0012-821X(03)00555-7
Ligorría J P,Ammon C J. 1999. Iterative deconvolution and receiver-function estimation[J]. Bull Seismol Soc Am,89(5):1395–1400. doi: 10.1785/BSSA0890051395
Link F,Rümpker G,Kaviani A. 2020. Simultaneous inversion for crustal thickness and anisotropy by multiphase splitting analysis of receiver functions[J]. Geophys J Int,223(3):2009–2026. doi: 10.1093/gji/ggaa435
Liu Z,Park J. 2017. Seismic receiver function interpretation:Ps splitting or anisotropic underplating?[J]. Geophys J Int,208(3):1332–1341. doi: 10.1093/gji/ggw455
Liu Z,Tian X B,Liang X F,Liang C T,Li X. 2021. Magmatic underplating thickening of the crust of the southern Tibetan Plateau inferred from receiver function analysis[J]. Geophys Res Lett,48(17):e2021GL093754. doi: 10.1029/2021GL093754
Lombardi D,Braunmiller J,Kissling E,Giardini D. 2008. Moho depth and Poisson’s ratio in the western-central Alps from receiver functions[J]. Geophys J Int,173(1):249–264. doi: 10.1111/j.1365-246X.2007.03706.x
Lu Z W,Guo X Y,Gao R,Murphy M A,Huang X F,Xu X,Li S Z,Li W H,Zhao J M,Li C S,Xiang B. 2022. Active construction of southernmost Tibet revealed by deep seismic imaging[J]. Nat Commun,13(1):3143. doi: 10.1038/s41467-022-30887-3
Mitra S,Priestley K,Bhattacharyya A K,Gaur V K. 2004. Crustal structure and earthquake focal depths beneath northeastern India and southern Tibet[J]. Geophys J Int,160(1):227–248. doi: 10.1111/j.1365-246X.2004.02470.x
Morelli A,Dziewonski A M. 1993. Body wave traveltimes and a spherically symmetric P- and S-wave velocity model[J]. Geophys J Int,112(2):178–194. doi: 10.1111/j.1365-246X.1993.tb01448.x
Nábělek J,Hetényi G,Vergne J,Sapkota S,Kafle B,Jiang M,Su H P,Chen J,Huang B S,The Hi-CLIMB Team. 2009. Underplating in the Himalaya-Tibet collision zone revealed by the Hi-CLIMB experiment[J]. Science,325(5946):1371–1374. doi: 10.1126/science.1167719
Nicolas A,Girardeau J,Marcoux J,Dupre B,Wang X B,Cao Y G,Zheng H X,Xiao X C. 1981. The Xigaze ophiolite (Tibet):A peculiar oceanic lithosphere[J]. Nature,294(5840):414–417. doi: 10.1038/294414a0
Niu F L,Bravo T,Pavlis G,Vernon F,Rendon H,Bezada M,Levander A. 2007. Receiver function study of the crustal structure of the southeastern Caribbean Plate boundary and Venezuela[J]. J Geophys Res:Solid Earth,112(B11):B11308.
Priestley K,Jackson J,McKenzie D. 2008. Lithospheric structure and deep earthquakes beneath India,the Himalaya and southern Tibet[J]. Geophys J Int,172(1):345–362. doi: 10.1111/j.1365-246X.2007.03636.x
Schulte-Pelkum V,Mahan K H. 2014. A method for mapping crustal deformation and anisotropy with receiver functions and first results from USArray[J]. Earth Planet Sci Lett,402:221–233. doi: 10.1016/j.jpgl.2014.01.050
Shen X Z,Zhou H L. 2012. Receiver functions of CCDSN and crustal structure of Chinese mainland[J]. Earthq Sci,25(1):3–16. doi: 10.1007/s11589-012-0826-6
Shi D N,Wu Z H,Klemperer S L,Zhao W J,Xue G Q,Su H P. 2015. Receiver function imaging of crustal suture,steep subduction,and mantle wedge in the eastern India-Tibet continental collision zone[J]. Earth Planet Sci Lett,414:6–15. doi: 10.1016/j.jpgl.2014.12.055
Shi D N,Zhao W J,Klemperer S L,Wu Z H,Mechie J,Shi J Y,Xue G Q,Su H P. 2016. West-east transition from underplating to steep subduction in the India-Tibet collision zone revealed by receiver-function profiles[J]. Earth Planet Sci Lett,452:171–177. doi: 10.1016/j.jpgl.2016.07.051
Tang C C,Chen C H,Teng T L. 2008. Receiver functions for three-layer media[J]. Pure Appl Geophys,165(7):1249–1262. doi: 10.1007/s00024-008-0355-3
Tian X B,Zhang Z J. 2013. Bulk crustal properties in NE Tibet and their implications for deformation model[J]. Gondwana Res,24(2):548–559. doi: 10.1016/j.gr.2012.12.024
Vinnik L P. 1977. Detection of waves converted from P to SV in the mantle[J]. Phys Earth Planet Inter,15(1):39–45. doi: 10.1016/0031-9201(77)90008-5
Wang F Y,Song X D,Li J T. 2022. Deep learning-based H-κ method (HkNet) for estimating crustal thickness and vP/vS ratio from receiver functions[J]. J Geophys Res:Solid Earth,127(6):e2022JB023944. doi: 10.1029/2022JB023944
Wang G C,Thybo H,Artemieva I M. 2021. No mafic layer in 80 km thick Tibetan crust[J]. Nat Commun,12(1):1069. doi: 10.1038/s41467-021-21420-z
Wang P,Huang Z C,Wang X C. 2020. A method for estimating the crustal azimuthal anisotropy and Moho orientation simultaneously using receiver functions[J]. J Geophys Res:Solid Earth,125(2):e2019JB018405. doi: 10.1029/2019JB018405
Weber M,Davis J P. 1990. Evidence of a laterally variable lower mantle structure from P-waves and S-waves[J]. Geophys J Int,102(1):231–255. doi: 10.1111/j.1365-246X.1990.tb00544.x
Wei W B,Unsworth M,Jones A,Booker J,Tan H D,Nelson D,Chen L S,Li S H,Solon K,Bedrosian P,Jin S,Deng M,Ledo J,Kay D,Roberts B. 2001. Detection of widespread fluids in the Tibetan crust by magnetotelluric studies[J]. Science,292(5517):716–719. doi: 10.1126/science.1010580
Wittlinger G,Farra V,Hetényi G,Vergne J,Nábělek J. 2009. Seismic velocities in southern Tibet lower crust:A receiver function approach for eclogite detection[J]. Geophys J Int,177(3):1037–1049. doi: 10.1111/j.1365-246X.2008.04084.x
Xiao Z,Fuji N,Iidaka T,Gao Y,Sun X L,Liu Q. 2020. Seismic structure beneath the Tibetan Plateau from iterative finite-frequency tomography based on ChinArray:New insights into the Indo-Asian collision[J]. J Geophys Res:Solid Earth,125(2):e2019JB018344. doi: 10.1029/2019JB018344
Xu Q,Zhao J M,Yuan X H,Liu H B,Pei S P. 2015. Mapping crustal structure beneath southern Tibet:Seismic evidence for continental crustal underthrusting[J]. Gondwana Res,27(4):1487–1493. doi: 10.1016/j.gr.2014.01.006
Xu Q,Zhao J M,Yuan X H,Liu H B,Pei S P. 2017. Detailed configuration of the underthrusting Indian lithosphere beneath western Tibet revealed by receiver function images[J]. J Geophys Res:Solid Earth,122(10):8257–8269. doi: 10.1002/2017JB014490
Yeck W L,Sheehan A F,Schulte-Pelkum V. 2013. Sequential H-κ stacking to obtain accurate crustal thicknesses beneath sedimentary basins[J]. Bull Seismol Soc Am,103(3):2142–2150. doi: 10.1785/0120120290
Yu C Q,Zheng Y C,Shang X F. 2017. Crazyseismic:A MATLAB GUI-based software package for passive seismic data preprocessing[J]. Seismol Res Lett,88(2A):410–415. doi: 10.1785/0220160207
Yu Y Q,Song J G,Liu K H,Gao S S. 2015. Determining crustal structure beneath seismic stations overlying a low-velocity sedimentary layer using receiver functions[J]. J Geophys Res:Solid Earth,120(5):3208–3218. doi: 10.1002/2014JB011610
Yuan X H,Ni J,Kind R,Mechie J,Sandvol E. 1997. Lithospheric and upper mantle structure of southern Tibet from a seismological passive source experiment[J]. J Geophys Res:Solid Earth,102(B12):27491–27500. doi: 10.1029/97JB02379
Zhao J M,Yuan X H,Liu H B,Kumar P,Pei S P,Kind R,Zhang Z J,Teng J W,Ding L,Gao X,Xu Q,Wang W. 2010. The boundary between the Indian and Asian tectonic plates below Tibet[J]. Proc Natl Acad Sci USA,107(25):11229–11233. doi: 10.1073/pnas.1001921107
Zhao W B,Guo Z F,Zheng G D,Pinti D L,Zhang M L,Li J J,Ma L. 2022. Subducting Indian lithosphere controls the deep carbon emission in Lhasa terrane,southern Tibet[J]. J Geophys Res:Solid Earth,127(7):e2022JB024250. doi: 10.1029/2022JB024250
Zhao W J,Nelson K D,Che J,Quo J,Lu D,Wu C,Liu X. 1993. Deep seismic reflection evidence for continental underthrusting beneath southern Tibet[J]. Nature,366(6455):557–559. doi: 10.1038/366557a0
Zhu L P,Kanamori H. 2000. Moho depth variation in southern California from teleseismic receiver functions[J]. J Geophys Res:Solid Earth,105(B2):2969–2980. doi: 10.1029/1999JB900322
-
期刊类型引用(24)
1. 郝梅煊，潘正洋，王武星，刘琦，赵国强. 青藏高原东南缘三维地壳形变特征与地震活动. 大地测量与地球动力学. 2025(03): 244-251 . 
百度学术
2. 茶文剑，王伟君，张圆缘，黑贺堂. 利用面波直接反演方法研究滇西北地壳三维S波速度结构. 地震工程学报. 2025(02): 458-467 . 百度学术
3. 武振波，邹昆，苏金蓉，滑玉琎，李萍萍，徐涛. 利用双差走时成像研究青藏高原东缘地壳速度结构. 地球物理学报. 2024(03): 871-888 . 百度学术
4. 茶文剑，金明培，王伟君，黑贺堂. 基于密集台阵的滇西北地区壳幔结构研究及孕震环境探讨. 大地测量与地球动力学. 2024(06): 611-617 . 百度学术
5. 杨建文，金明培，茶文剑，张天继，叶泵. 利用接收函数两步反演法研究小江断裂带及邻区地壳S波速度结构. 地震地质. 2023(01): 190-207 . 百度学术
6. 刘建明，吴传勇，余怀忠，王琼，刘代芹，赵彬彬，高荣，高歌，孔祥艳. 新疆天山中段地壳和上地幔顶部P波速度结构研究. 地球物理学报. 2023(04): 1348-1362 . 百度学术
7. 樊文杰，左可桢，赵翠萍，王光明. 2021年6月10日云南双柏地震序列发震构造分析. 地球物理学报. 2023(05): 1991-2006 . 百度学术
8. 宁铄现，陈永顺. 青藏高原东南缘存在连通的下地壳流吗?. 北京大学学报(自然科学版). 2023(03): 395-406 . 百度学术
9. 马永，张海江，高磊，宋程，毕金孟，高也. 滇西地区地壳三维精细结构成像与构造特征研究. 地球物理学报. 2023(09): 3674-3691 . 百度学术
10. 孙娅，邓士林，柳健新，Syed Muzyan SHAHZAD，陈波. 地震波成像揭示云南省的热液活动和成矿环境（英文）. Transactions of Nonferrous Metals Society of China. 2023(11): 3476-3486 . 百度学术
11. 高家乙，李永华，王志铄，张扬，贾漯昭，李大虎. 青藏高原东南缘地壳速度结构及云南漾濞M_S6.4地震深部孕震环境. 地球物理学报. 2022(02): 604-619 . 百度学术
12. 赵博，高原，马延路. 2021年5月21日云南漾濞M_S6.4地震序列重新定位、震源机制及应力场反演. 地球物理学报. 2022(03): 1006-1020 . 百度学术
13. 李洪丽，刘财，田有，闫冬，李志强. 地震走时层析成像方法在研究强震孕震、发生机制中的应用. 地球与行星物理论评. 2022(02): 148-158 . 百度学术
14. 周少贤，薛梅. 利用双差层析成像方法反演阿拉斯加地区岩石圈速度结构. 地震学报. 2022(03): 374-387 . 本站查看
15. 高天扬，丁志峰，王兴臣，姜磊. 利用接收函数、面波频散和ZH振幅比联合反演青藏高原东南缘地壳结构及其动力学意义. 地球物理学报. 2021(06): 1885-1906 . 百度学术
16. 蒋一然，宁杰远，李春来. 川滇地区地震分布及地壳结构的双差地震层析成像. 华北地震科学. 2021(02): 17-26 . 百度学术
17. 杜广宝，吴庆举，张雪梅. 云南漾濞M6.4地震震区三维速度结构. 地震学报. 2021(04): 397-409+533 . 本站查看
18. 刘森，边银菊，王婷婷，鲁志楠. 云南地区Lg波衰减成像研究. 地震学报. 2021(04): 410-426+533 . 本站查看
19. 杨峰. 滇西北地区主要断裂带及邻区三维P波速度结构的双差地震层析成像. 地震. 2021(03): 42-58 . 百度学术
20. 杜广宝，吴庆举，张雪梅，张瑞青. 四川威远及邻区中小地震活动特征及地壳精细结构研究. 地球物理学报. 2021(11): 3983-3996 . 百度学术
21. Xun Sun，Lianghui Guo. Crustal velocity, density structure, and seismogenic environment in the southern segment of the North-South Seismic Belt, China. Earthquake Science. 2021(06): 471-488 . 必应学术
22. 马永，张海江，高磊，毕金孟. 漾濞Ms6.4地震三维精细速度结构与地震活动研究（英文）. Applied Geophysics. 2021(04): 579-591+595 . 百度学术
23. 王月，孟令媛，韩颜颜，马亚伟，邓世广. 2018年云南通海M_S5.0震群序列重定位及震源区速度结构成像. 地震研究. 2020(02): 331-339 . 百度学术
24. 邓山泉，章文波，于湘伟，宋倩，王小娜. 利用区域双差层析成像方法研究川滇南部地壳结构特征. 地球物理学报. 2020(10): 3653-3668 . 百度学术
其他类型引用(9)
计量
- 文章访问数: 264
- HTML全文浏览量: 64
- PDF下载量: 124
- 被引次数: 33
