青藏高原深部速度结构远震

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图 4 水平剖面人工检测板分辨率测试 Fig.4 Checkerboard test alone horizontal slice
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CT 理论与应用研究
源自文库
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Fig.4
图 4 水平剖面人工检测板分辨率测试（续） Checkerboard test alone horizontal slice(continued)
收稿日期：2011-06-02。 基金项目：国家重点基础研究发展计划（973 计划） “汶川地震发生机理及其大区域动力环境研究” （2008CB425704） ；国家科技专项“深部探测技术试验与集成（Sinoprobe-2） ” 。
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征明显相关，四川盆地呈现低速，川西高原地带为明显的高速区；大型断裂带两侧存在明 显的速度差异。 青藏高原东缘地区巨大的地形起伏，强烈的构造发育，地震频发的自然现象，促使我 们对其深部构造的研究。本论文的研究区域为 98° E～108° E，26° N～34° N。对地下 300 km 深度范围内的 P 波速度结构进行研究。
Fig.1
图 1 青藏高原东缘主要构造格局与台站分布图 Major tectonic pattern in eastern edge of Tibetan plateau
选取 2008 年 1 月至 2010 年 7 月之间 211 个远震事件，震中距为 30° ～90° ，震级大于 5.4 级，震源深度为 20～90 km，挑选了 9 194 个远震 P 波到时，并且保证每一个远震事件至 少在 10 个台站具有清晰的记录。远震事件的分布如图 2 所示。 本论文采用自适应叠加方法计算远震 P 波走时差 计算初至 P 波实际走时与理论走时之差。
青藏高原东缘位于青藏高原与扬子地台之间的过渡带，这一过渡带是印度洋板块与欧 亚板块碰撞过程的关键地区之一，该地区地形起伏剧烈，构造发育强烈，并且位于南北地 震带内，地震频发。龙门山断裂带、鲜水河断裂带、安宁河断裂带，将青藏高原东缘地区 划分为三个块体，分别为川青块体、川中块体、川滇菱形块体 。 曾融生、Blackman、Sliver 等 生等
青藏高原东缘深部速度结构远震层析成像
赵启光，楼海，王椿镛
（中国地震局地球物理研究所，北京 100081）
摘要：本文利用 FMTOMO 层析成像软件以及远震 P 波走时数据，获得青藏高原东缘地区 300 km 深度范围内的 P 波速度结构，得到以下结果：① 在 60～140 km 深度范围内，102° E～104° E、 29° N～31° N，四川盆地西南部存在一个相对低速区域；② 在 60～140 km 深度范围内，沿着龙 门山断裂带，在龙门山断裂带的西北侧区域出现相对高速的现象；③ 在 190～290 km 深度范围 内，青藏高原东缘西南区域存在着高速现象，龙门山断裂带、安宁河断裂带不再是高低速区域 的分界带。 关键词：青藏高原东缘；远震层析成像；深部速度结构 文章编号：1004-4140（2011）03-0311-10 中图分类号：P 315 文献标识码：A
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提出青藏高原物质有横向流动的可能性，并且曾融
提出了印度次大陆向欧亚大陆挤入的模式：印度次大陆向青藏高原的下部地壳挤
入，青藏高原下部增多的地壳物质向青藏高原东部地区的上地幔的软流层下插。青藏高原 中部及川滇地区上地幔较轻的物质自地壳底面涌入地壳中，通过此模式解释了青藏高原物 质东流的路径和特征。 王椿镛等 利用初至 P 波和 S 波走时资料，并结合其他深部地球物理资料，对川滇地区 地壳上地幔三维速度结构进行研究，认为在上地壳速度异常分布中，四川盆地为正异常、 川西高原为负异常；龙门山断裂带、鲜水河断裂带，在下地壳和上地幔的速度异常中显示 出构造分界特征；川滇地区地壳结构的总体特征是：地壳和上地幔为低平均速度，地壳厚 度变化剧烈，川西高原的地壳结构具有地壳增厚的特点，地壳和上地幔存在高导层、高热 流值。 黄金莉等 利用体波层析成像得到川滇地区 0～85 km 深度范围内三维 P 波速度结构， 认为该地区地壳和上地幔的速度存在明显的横向不均匀性；上地壳速度图像与地表地质特
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。其主要思想是首先
依据参数的相互关系以及反演环境下目标函数对反演参数的敏感性，将反演参数划归为子 集（子空间） ，再在子空间内对参数进行反演。对于非本次反演参数的取值，若此参数已在 前次被反演过，则取反演结果，否则可以依靠经验或实验数据取值，或者在开始进行一次 粗略的全局反演得到其值。这类算法有效缩减了反演空间，且可以根据子空间的特点选取 相应的频段反演，不需全部频段参与，因此反演算法的效率较高
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层析成像方法
1988 年，Vidale 开创了利用有限差分求解程函方程的先河。Vidale 利用中心差分方
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法近似求解程函方程，利用已知的走时值计算相邻网格走时值，在计算时利用了扩展区域， 扩展区域从震源开始，横扫整个模型区域，直到所有的走时计算区域都被计算，通过从每 个地震仪到震源的时间梯度，可以回顾性地找到射线的路径。但是该方法没有彻底解决首 波的射线追踪问题，当介质中存在较大的速度间断面时，求解会出现不稳定。 1991 年，Van Trier 与 Symes 利用熵满足一阶迎风有限差分方法，提升了计算效率， 解决波前的不连续性。 1991 年， Podvin 和 Lecomte 对 Vidale 的算法进行了相当好地改进。 Cao 和 Greenhalgh
图 3 为各个台站的平均走时差分布情况，从图中可以看出，在研究区域的东部地区， 即川中块体，绝大多数台站平均走时差为负值，表明这一地区地壳幔平均速度相对较 快。而研究区域的西部地区，即川青块体与川滇菱形块体内的台站平均走时差以正值为主， 说明此地区地壳幔平均速度相对较慢。
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将惠更斯原理应用于有限差分近似中，
在 1994 年使用初至波的波前作为计算的前沿部分。该方法沿
着计算区域的边沿选择最小走时值，利用此最小走时值，计算相邻点的走时，通过这种 方法使计算区域延伸发展至整个模型区域。这种思路保证了计算前沿的形状符合初至波 波前的形状。 1999 年，Sethian 和 Popovici
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。
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本文所选用的层析成像软件为 Fast Marching Tomography Package（FMTOMO） Multistage FMM）
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，
该层析成 像 方 法 正 演 算 法 为 多 步 快 速 行 进 法 （ Multistage Fast Marching Method， ，反演算法使用子空间反演方法（subspace inverse method） 。
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在 FMM 方法的基础上，提出 Multistage FMM 方
法，不仅可以追踪初至波的传播，而且可以追踪任意反射波和折射波的传播。由于震源附 近波前曲率较高，所以很难使用常规网格描述，Rawlinson 与 Sambridge 对震源附近的网格 划分方法进行改进，提高了该算法在震源附近的精确度。利用此方法可以在包含界面的模 型介质中，追踪任意折射和反射震相。 在全局搜索反演问题中，存在空间维数高、空间大的问题，并且在求解全局最优解时 耗时较多、效率较低。为了解决上述问题，子空间反演方法被提出
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。自适应叠加方法采用范数表达式,
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Fig.2
图 2 远震事件分布图 Distribution of teleseismic events
Fig.3
图 3 各个台站平均走时差分布图 Distribution of average traveltime residual of each station
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提出快速行进方法（Fast Marching Method，FMM） ，
FMM 方法利用熵满足迎风有限差分算法求解程函方程，利用网格结点构成的窄带模拟初 至波波前的运动变化。该算法解决了初至到时并不是总是可导的问题，因此是一种很稳 定的算法。 2004 年，Rawlinson 与 Sambridge
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结果
为了证实层析成像结果的可靠性，必须要进行各种人工合成测试进行检验。人工检测 板分辨率试验用于评价研究区域内层析成像的空间分辨率效果。给予初始模型中相邻速 度网格结点 ± 0.5 km/s 速度扰动值，研究区域内的台站数目、分布位置以及远震事件均 保持不变。人工检测板分辨率试验可以直观的分析研究区域内反演效果。 图 4 为人工检测板分辨率试验水平剖面结果，在 60～150 km 深度范围内，台站分布 较密集的区域，检测板还原效果较好，随着深度增加，在 190～290 km 深度范围内，检 测板还原效果一般。
本文初始模型参数化所使用的网格结点分为三种类型：速度网格结点、界面网格结点、 传播网格结点，其中速度网格结点与界面网格结点构成基本初始模型。速度网格结点之间 的速度值利用 B 样条插值获得，以保证速度变化的连续性。界面网格结点可以反映界面的 起伏状态，界面网格结点之间的变化同样利用 B 样条插值获得。传播网格结点的作用为对 速度进行采样。 本文的初始模型以起伏的 Moho 面为界面， 将研究区域分为两层。 起伏的 Moho 面结构来自于 Wang 等
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利用以上的正演与反演方法，FMTOMO 层析成像科学计算软件具有以下优点 1）可以模拟追踪任何折射和反射震相； 2）对于包含复杂速度结构与复杂界面的问题能够有效的解决； 3）可以联合使用近震和远震地震数据进行层析成像计算； 4）可以同时对界面、速度、震源位置三者进行反演； 5）可以对任意界面和速度进行反演。
第 20 卷 第 3 期 2011 年 9 月（311-320）
CT 理论与应用研究 CT Theory and Applications
Vol.20, No.3 Sep., 2011
赵启光, 楼海, 王椿镛. 青藏高原东缘深部速度结构远震层析成像[J]. CT 理论与应用研究, 2011, 20(3): 311-320. Zhao QG, Lou H, Wang CY. Teleseismic tomography of deep velocity structure in the eastern edge of Tibetan plateau[J]. CT Theory and Applications, 2011, 20(3): 311-320.
：
2
走时数据
使用中国地震台网、四川省地震台网、云南省地震台网共 65 个宽频带地震仪所记录 [16] 的地震资料 。台站的分布情况见图 1。
图中蓝色三角形代表台站；F1：龙门山断裂带，F2：鲜水河断裂带，F3：安宁河断裂带，F4： 大凉山断裂带，F5：则木河断裂带 Ⅰ：川青块体，Ⅱ：川滇菱形块体，Ⅲ：川中块体 The blue triangles denote stations; F1: Longmenshan Fault, F2: Xianshuihe Fault, F3: Anninghe Fault, F4: Daliangshan Fault, F5: Zemuhe Fault Ⅰ: Sichuan-Qinghai Block, Ⅱ: Sichuan-Yunnan Diamond Block, Ⅲ: Mid-Sichuan Block
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2010 年的研究结果，水平方向速度网格结点间距为 1° ，垂直方向
速度网格结点间距为 35 km。 最终成像结果见图 5。在 60～140 km 深度速度扰动水平剖面图中可以看出，包含四川 盆地在内的川中块体的速度相对较高，川青块体以及川滇菱形块体的速度相对较低，并且 川滇菱形块体相对较低的速度区域呈南北向分布。龙门山断裂带为低速的川青块体与高速 的川中块体的速度分界线，安宁河断裂带为低速的川滇菱形块体与高速的川中块体的分界 线。 纵观 60～140 km 深度速度扰动水平剖面图，在 102° E～104° E，29° N～31° N 范围内， 四川盆地西南部（图 5 中区域 A 内）存在一个相对低速区，该低速区穿过龙门山断裂带与 安宁河断裂带进入到四川盆地内部。随着深度的增加，这一相对低速区域的面积逐渐减少， 直至 150 km 深度处，此低速区域消失。出现这一现象的原因可能为：在下地壳至上地幔 的深度范围内，由于青藏高原物质东流作用，东流的较软物质在龙门山断裂带附近遇到 了坚硬的四川盆地的阻挡，部分东流物质由于阻挡作用，沿着东南方向流动，但是仍有