董興朋, 楊頂輝, 蒙偉娟

1 中國(guó)地震局地質(zhì)研究所, 北京 100029

2 清華大學(xué)數(shù)學(xué)科學(xué)系, 北京 100084

0 引言

青藏高原東北緣位于鄂爾多斯塊體、秦祁地塊、四川盆地及其與高原內(nèi)部各塊體的交匯部位(圖1),是青藏高原向歐亞大陸內(nèi)部擴(kuò)展的前緣過渡帶和印度—?dú)W亞大陸碰撞作用由近南北向向北東和東方向轉(zhuǎn)換的重要區(qū)域(Zhang et al., 2004; 劉啟民等,2014).該區(qū)地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜,晚新生代構(gòu)造變形顯著且強(qiáng)震活動(dòng)頻繁,當(dāng)前仍處于地殼增厚和巖石圈變形的初期階段(王椿鏞等,2016).因此青藏高原東北緣是研究高原橫向擴(kuò)展及其與周圍地塊相互作用機(jī)制等地球動(dòng)力學(xué)問題的關(guān)鍵區(qū)域,同時(shí)也是理解強(qiáng)震孕育及發(fā)生機(jī)制的理想場(chǎng)所.前人已經(jīng)在青藏高原東北緣開展了廣泛的、多學(xué)科的地球物理研究工作.GPS觀測(cè)結(jié)果表明,該區(qū)正在遭受顯著的NE向的擠壓(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007).深地震反射、寬頻帶地震學(xué)、大地電磁測(cè)深以及重力異常研究揭示了地殼增厚、殼內(nèi)普遍存在低速高導(dǎo)層等特點(diǎn),加深了人們對(duì)青藏高原東北緣深部構(gòu)造和變形機(jī)制的認(rèn)識(shí)(王椿鏞等, 2003; 趙國(guó)澤等,2004; Pavlis et al., 2012; 李孟洋等,2022).

當(dāng)前,青藏高原東北緣地表抬升和橫向擴(kuò)展機(jī)制的研究仍具有爭(zhēng)議性.Tapponnier等(1982)認(rèn)為,該區(qū)域的橫向擴(kuò)展主要體現(xiàn)為沿青藏高原內(nèi)部的大型走滑斷裂(如昆侖斷裂、阿爾金斷裂等)的東向擠出,并推測(cè)地殼與巖石圈地幔間可能存在強(qiáng)耦合現(xiàn)象.Clark和Royden(2000)基于數(shù)值模擬結(jié)果,提出高原深部地殼的弱物質(zhì)因重力驅(qū)動(dòng)在地質(zhì)年代尺度上可發(fā)生水平向塑性流動(dòng),從而導(dǎo)致高原的隆升和橫向擴(kuò)展,且殼幔由于低黏滯中下地殼的存在而可能導(dǎo)致該區(qū)域殼幔解耦或至少部分解耦.隨著地震層析成像和大地電磁測(cè)深研究的不斷深入,證實(shí)該區(qū)域下方存在大范圍殼內(nèi)低波速區(qū)和高導(dǎo)層,地殼流模型被廣泛用來解釋高原的橫向擴(kuò)展(Clark et al., 2005).該模型為青藏高原東緣的低地形梯度以及在剛性四川盆地阻擋下,龍門山斷裂帶所形成的高海拔、陡峭地形提供了合理的解釋.高分辨率深部結(jié)構(gòu)成像是檢驗(yàn)上述不同端元模型的基礎(chǔ),特別是在研究青藏高原東北緣區(qū)域中下地殼低速層的空間分布、異常幅度及其連通性等方面.

地震全波形反演理論由Tarantola于1984年提出,最初在勘探地震學(xué)領(lǐng)域得到應(yīng)用.近年來,得益于計(jì)算機(jī)性能的顯著提升和現(xiàn)代數(shù)值計(jì)算方法(如譜元法)的進(jìn)步,實(shí)現(xiàn)計(jì)算區(qū)域乃至全球尺度的三維實(shí)際地球模型的理論地震圖已經(jīng)成為可能(Komatitsch and Tromp, 2002).不同于基于高頻近似的傳統(tǒng)射線類成像方法,全波形成像采用數(shù)值方法求解地震波方程,不僅充分考慮了實(shí)際地震波的有限頻率特性,也包含了在傳播過程中的散射、衍射和波前愈合等多種復(fù)雜波場(chǎng)效應(yīng),實(shí)現(xiàn)了高精度地震波形數(shù)據(jù)的有效計(jì)算.該方法同時(shí)利用地震波的相位和振幅信息約束地下結(jié)構(gòu),并涵蓋射線路徑之外介質(zhì)對(duì)波場(chǎng)擾動(dòng)的影響,在同等條件下其成像結(jié)果分辨率顯著優(yōu)于傳統(tǒng)的射線類成像方法(Virieux and Operto, 2009).Tape等(2009)首次利用伴隨成像方法,揭示了美國(guó)南加州地殼結(jié)構(gòu)的顯著非均質(zhì)性,與初始模型相比,局部地區(qū)速度擾動(dòng)可達(dá)30%;其后,Fichtner等(2009)和Zhu等(2012)應(yīng)用該方法獲得了澳大利亞和歐洲地區(qū)高分辨率殼幔速度結(jié)構(gòu)圖像.一些學(xué)者也將該方法應(yīng)用到中國(guó)大陸及周邊地區(qū)殼幔結(jié)構(gòu)研究中,例如Chen等(2015)和Xiao等(2020)分別利用該方法獲得了東亞大陸和青藏高原及其周邊區(qū)域殼幔速度結(jié)構(gòu).對(duì)于區(qū)域尺度的研究,Dong等(2020)、Dong和Yang(2020)利用全波形成像方法,獲得了青藏高原東北緣和華北地區(qū)高分辨率巖石圈速度結(jié)構(gòu).值得注意的是,盡管上述研究均依賴數(shù)值方法求解地震波動(dòng)方程,其反演中所采用的目標(biāo)函數(shù)主要還是互相關(guān)走時(shí)信息.這種處理方法(也稱為擬波形成像方法,黃雪源等,2021)部分是因?yàn)樽邥r(shí)信息與地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)之間存在近似線性關(guān)系,有利于后續(xù)的穩(wěn)定迭代計(jì)算;同時(shí),由于觀測(cè)數(shù)據(jù)常受到噪聲的干擾和場(chǎng)地效應(yīng)及儀器響應(yīng)因素的影響,獲取地震波形的絕對(duì)振幅值在實(shí)踐中頗具挑戰(zhàn).不過,這種處理意味著可能會(huì)犧牲一定的分辨率,因?yàn)檎穹畔⒃诮Y(jié)構(gòu)約束方面的潛力并未得到充分利用.

傳統(tǒng)的L2度量目標(biāo)函數(shù)具有很強(qiáng)的局限性,對(duì)數(shù)據(jù)的擾動(dòng)和微小形變都會(huì)產(chǎn)生較大誤差,原因在于基于L2范數(shù)的目標(biāo)函數(shù)對(duì)數(shù)據(jù)高度非凸、存在很多局部極小值點(diǎn),因此降低它的非凸性是一個(gè)長(zhǎng)期存在的難題.在地震全波形反演研究中,這種局限性常表現(xiàn)為難以克服周期跳躍(cycle-skipping)問題,導(dǎo)致反演過程容易陷入局部極小值,降低了后續(xù)地質(zhì)解釋的準(zhǔn)確性和可信度(Virieux and Operto, 2009).近年來,最優(yōu)傳輸理論快速發(fā)展,由其引入的Wasserstein距離可以衡量?jī)蓚€(gè)概率分布之間的相異程度.與傳統(tǒng)L2范數(shù)的“點(diǎn)對(duì)點(diǎn)”振幅對(duì)比不同,Wasserstein距離還考慮了觀測(cè)波形和合成波形之間的相位差異,使得該度量更加精確(Villani,2003).Engquist和Froese(2014)、Yang等(2018)證明了Wasserstein度量在處理地震信號(hào)時(shí)移和振幅擾動(dòng)方面表現(xiàn)出良好的凸性,數(shù)值算例表明采用Wasserstein距離構(gòu)建目標(biāo)泛函,能為全波形反演提供更加穩(wěn)定且精確的目標(biāo)函數(shù),顯著減少局部極小值,一致地收斂到全局最優(yōu)解,提高了成像結(jié)果的可靠性.此外,該度量對(duì)地震信號(hào)中的噪聲不敏感,特別適合于實(shí)際地震觀測(cè)數(shù)據(jù)的波形反演.然而,Engquist和Froese(2014)、Yang等(2018)研究工作仍局限于勘探地震學(xué)領(lǐng)域,隨后,Wu等(2018)將該度量應(yīng)用于天然地震精定位研究.Dong等(2019)首次將基于二次Wasserstein度量的全波形反演方法擴(kuò)展到區(qū)域尺度地震成像,并引入多窗Wasserstein距離這一新技術(shù),進(jìn)一步壓制了實(shí)際地震記錄中噪聲對(duì)反演結(jié)果的影響,獲得了川滇地區(qū)可靠的殼幔結(jié)構(gòu)圖像.

本文研究利用2009年1月至2022年12月期間位于青藏高原東北緣區(qū)域的114個(gè)寬頻帶地震臺(tái)站記錄到的50個(gè)區(qū)域地震事件的波形數(shù)據(jù)(圖1),采用最新發(fā)展的基于W2度量的全波形成像方法,獲得了該區(qū)域可靠的、高分辨率的殼幔S波速度、徑向各向異性和泊松比結(jié)構(gòu).根據(jù)成像結(jié)果,重點(diǎn)探討了青藏高原東北緣中下地殼流分布范圍、高原與周邊各塊體之間相互作用機(jī)制等科學(xué)問題.

1 方法和數(shù)據(jù)

1.1 基于W2度量的地震全波形成像方法

對(duì)于單分量地震波形數(shù)據(jù),在進(jìn)行重編碼和歸一化處理后,可視為一維的概率密度函數(shù),如果地震波信號(hào)的持續(xù)時(shí)間為T0,則二次Wasserstein距離定義如下(Yang et al., 2018; Dong et al., 2019)：

(1)

式中f和g分別代表合成波形和觀測(cè)波形,T(t)為兩個(gè)波形記錄之間的最優(yōu)傳輸映射,其表達(dá)式為：

T(t)=G-1(F(t)),

(2)

其中,G和F分別為合成波形f和觀測(cè)波形g的累積分布函數(shù)：

(3)

在地震波形反演中,目標(biāo)泛函的Fréchet梯度通常采用伴隨狀態(tài)法進(jìn)行求解,即由震源激發(fā)、正向傳播的地震波場(chǎng)與臺(tái)站處激發(fā)、反向傳播的伴隨波場(chǎng)之間做互相關(guān)得到.因此,伴隨震源推導(dǎo)和計(jì)算方法非常重要,因?yàn)樗怯?jì)算目標(biāo)函數(shù)梯度的前提.根據(jù)Yang等(2018)和Dong等(2019)的研究,伴隨震源的數(shù)學(xué)表達(dá)式如下：

°F(t))](t-G-1°F(t)),

(4)

其中Γ表示非零元素為1的上三角矩陣.

1.2 基于W2度量的全波形反演處理流程

從數(shù)學(xué)上講,全波形反演是一個(gè)帶偏微分方程(PDE)約束的優(yōu)化問題,其目標(biāo)是通過對(duì)初始模型進(jìn)行逐步修正來最小化誤差函數(shù)(Tarantola,1984).首先,參考前人的研究成果(例如射線層析成像)或相關(guān)的地質(zhì)先驗(yàn)信息,構(gòu)建初始模型,并將該模型進(jìn)行網(wǎng)格剖分,結(jié)合相應(yīng)地震事件的震源機(jī)制解和震源子波函數(shù),進(jìn)行地震波場(chǎng)的“正傳”模擬,從而生成相應(yīng)的合成地震波形;其次,采用Wasserstein度量標(biāo)準(zhǔn),對(duì)合成波形與實(shí)際觀測(cè)波形進(jìn)行定量對(duì)比,從而獲得相應(yīng)的伴隨震源,并在臺(tái)站處開展地震波場(chǎng)“反傳”模擬,然后將“正傳”和“反傳”模擬獲得的波場(chǎng)位移做互相關(guān)運(yùn)算得到Fréchet敏感核,進(jìn)而得到誤差梯度;再次,利用梯度類的優(yōu)化算法(如共軛梯度法等),基于計(jì)算出的誤差梯度對(duì)當(dāng)前模型進(jìn)行更新;模型更新后,再次進(jìn)行正演模擬,并與觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行比對(duì),形成一個(gè)迭代的反演循環(huán).該循環(huán)將持續(xù)進(jìn)行,直至模型理論波形與實(shí)際觀測(cè)數(shù)據(jù)之間的誤差降至可接受水平或滿足其他預(yù)設(shè)的終止條件.

1.3 基于W2度量的青藏高原東北緣全波形成像

本研究一共50個(gè)區(qū)域地震事件參與反演,其矩震級(jí)(MW)介于4.7～6.7之間,該震級(jí)范圍既能確保觀測(cè)數(shù)據(jù)具備較高的信噪比,同時(shí)又避免因震級(jí)過大和破裂過程復(fù)雜而引發(fā)的點(diǎn)源近似失效問題.

圖1 青藏高原東北緣地質(zhì)構(gòu)造圖左上角子圖展示了青藏高原東北緣在中國(guó)大陸及鄰區(qū)的位置,而右上角子圖為本研究中使用的地震事件及臺(tái)站分布情況. ALB：阿拉善塊體;OB：鄂爾多斯塊體;QQB：秦祁地塊;QO：秦嶺造山帶;SGB：松潘—甘孜地塊;SCB：四川盆地; KLF：昆侖斷裂;XSHF：鮮水河斷裂;LMSF：龍門山斷裂;LRBF：龍日壩斷裂.

反演涉及4個(gè)參數(shù)：壓縮波速度VP、水平極化SH波速度VSH、垂直極化SV波速度VSV及密度ρ.對(duì)于單個(gè)選定的波形窗口,基于W2度量的誤差函數(shù)i表達(dá)式如下：

(5)

其中T0和T1分別代表所選定波形窗口的起始與結(jié)束時(shí)間.誤差函數(shù)的變分可寫成上述4個(gè)參數(shù)的Fréchet敏感核與擾動(dòng)量的體積分(Zhu et al., 2015)：

+Kρδlnρ)d3x,

(6)

式中KVP,KVSV,KVSH和Kρ分別為壓縮波、SV波、SH波和密度的敏感核.本研究采用譜元法程序SES3D(Fichtner, 2009)來模擬地震波的傳播并進(jìn)行Fréchet導(dǎo)數(shù)的數(shù)值計(jì)算.

本次反演的地震波頻帶為10～100 s,其初始模型基于FWEA18(Tao et al., 2018).波形窗口的選擇通過自動(dòng)選取走時(shí)窗程序FLEXWIN實(shí)現(xiàn)(Maggi et al., 2009),并在該目標(biāo)波形窗口內(nèi)計(jì)算相應(yīng)的誤差和伴隨震源.此外,針對(duì)反演過程中地震事件和臺(tái)站分布不均帶來的問題,本研究采用了一種地理加權(quán)策略(Ruan et al., 2019),其核心是通過提升稀疏地震事件(或臺(tái)站)分布區(qū)域的權(quán)重,并降低密集地震事件(或臺(tái)站)分布區(qū)域的權(quán)重,從而更有效地平衡數(shù)據(jù)覆蓋率,優(yōu)化反演過程.圖2展示了本研究所用地震事件和臺(tái)站的權(quán)重分布情況.在反演時(shí),所有選定波形窗口的誤差函數(shù)可寫成：

(7)

圖2 地震事件(a)和觀測(cè)臺(tái)站(b)權(quán)重分布圖

圖3 歸一化誤差函數(shù)隨迭代次數(shù)變化

1.4 目標(biāo)模型分辨率測(cè)試

在全波形反演分辨率測(cè)試中,計(jì)算資源與評(píng)估準(zhǔn)確性是兩個(gè)必須考慮的關(guān)鍵因素.雖然傳統(tǒng)的棋盤格式檢測(cè)板被廣泛用來評(píng)估成像質(zhì)量和可靠性,但由于全波形成像所需的巨大計(jì)算量,使該方法存在困難,因?yàn)樗挠?jì)算需求與實(shí)際地下結(jié)構(gòu)反演相當(dāng)(Zhu et al., 2012; Chen et al., 2015).與此同時(shí),盡管Fichtner和Trampert(2011a,b)提出的點(diǎn)擴(kuò)散函數(shù)測(cè)試方法(point-spread function test)可以評(píng)估最終模型的成像質(zhì)量,該方法與目標(biāo)模型分辨率之間的關(guān)系不夠直觀.考慮到目標(biāo)函數(shù)的梯度(或稱Fréchet敏感核)可以清晰地揭示模型的更新方向(Tromp et al., 2005),采用梯度的空間分布評(píng)估模型分辨率尤為合適,特別是在當(dāng)前全波形成像主要基于梯度類方法迭代更新的背景下.

在研究區(qū)中心,深度為35 km的位置,設(shè)置一個(gè)0.75°×0.75°的低SV速度區(qū),速度擾動(dòng)的異常幅度為5%(圖5a).結(jié)果顯示,盡管SV波的Fréchet敏感核分布與速度異常區(qū)存在一定偏差,但其主要特征卻得到了較好的恢復(fù),并且VSH與VSV、VP之間的相互影響較小,表明該位置處的反演結(jié)果是可靠的(圖5b—d).為進(jìn)一步驗(yàn)證結(jié)果的可靠性,我們?cè)谏系蒯?5 km深度進(jìn)行了額外的分辨率測(cè)試,設(shè)置參數(shù)與35 km深度相同.圖6展示的測(cè)試結(jié)果證明我們的反演結(jié)果在此深度同樣具有較高的可靠性.

圖4 反演前后初始模型(a)與最終模型(b)的W2誤差分布直方圖

2 結(jié)果與討論

圖6 青藏高原東北緣模型中心深度85 km處的分辨率測(cè)試(a) 真實(shí)SV波擾動(dòng); (b) P波Fréchet敏感核; (c) SH波Fréchet敏感核; (d) SV波Fréchet敏感核. 顏色棒單位為1.0×10-18 s2·m-4.

圖7 青藏高原東北緣不同深度剖面的各向同性S波速度分布子圖(a)中的A-A′和B-B′代表兩條垂向切片的位置.

Clark和Royden(2000)的地殼流模型指出,由青藏高原內(nèi)部流出的地殼弱物質(zhì)在遇到剛性的四川盆地時(shí),在東北方向可能存在兩個(gè)主要的流動(dòng)路徑.其一是繞過四川盆地,向東流入秦嶺造山帶;其二是從松潘—甘孜地塊內(nèi)部經(jīng)昆侖斷裂向北流動(dòng)進(jìn)入秦祁地塊,并最終可能抵達(dá)阿拉善塊體的南邊界.然而,根據(jù)我們的成像結(jié)果,秦嶺造山帶在中下地殼尺度表現(xiàn)出明顯的高S波速特征(圖7b和c),這似乎表明該地區(qū)的物質(zhì)黏度相對(duì)較高,與地殼流模型中所預(yù)期的低黏度狀況不符.此外,Wei等(2017)基于瑞雷面波層析成像結(jié)果也揭示東秦嶺下方巖石圈具有高波速特征.因此,我們認(rèn)為高原內(nèi)部的中下地殼弱物質(zhì)并未流入秦嶺造山帶.

圖8 沿垂向剖面A-A′的地形高程(a)、S波速度及其擾動(dòng)(b)、徑向各向異性(c)和泊松比分布(d)黑色曲線代表Moho面,對(duì)應(yīng)模型中VS=4.1 km·s-1深度.HV：高速異常;PRA：正徑向各向異性;NRA：負(fù)徑向各向異性.

圖8展示了沿剖面A-A′的地形高程、S波速度及其擾動(dòng)、徑向各向異性以及泊松比分布.基于反演得到的模型,選取VS=4.1 km·s-1作為參考波速來估算剖面下方Moho面的深度,這是地震層析成像中常用的一種估算Moho面埋深的手段.Moho面作為殼幔結(jié)構(gòu)分界面,其上下兩側(cè)S波速度存在明顯變化,S波在向下穿過Moho面時(shí),其速度由約3.8 km·s-1激增到約4.4 km·s-1.因此,我們?nèi)∷鼈冎g的平均值4.1 km·s-1作為Moho的分界線.值得注意的是,不同學(xué)者選取的Moho面參考波速值可能存在細(xì)微差別(Bao et al., 2015).從松潘—甘孜塊體經(jīng)秦祁地塊到阿拉善塊體,Moho面埋深逐漸變淺,這意味著從高原延伸到外部塊體時(shí),地殼厚度逐漸減薄(劉啟民等,2014).在松潘—甘孜塊體,中下地殼明顯表現(xiàn)出低S波速特征,并且伴有顯著的正徑向各向異性(VSH>VSV)及高泊松比異常.研究表明,巖石的泊松比會(huì)隨地殼物質(zhì)部分熔融程度的增加而增大(Watanabe, 1993),而中下地殼的各向異性與礦物如黑云母的晶格優(yōu)勢(shì)排列方向有關(guān)(Shapiro et al., 2004),這可能意味著該區(qū)域的介質(zhì)強(qiáng)度較弱,存在部分熔融并可能在重力驅(qū)動(dòng)下發(fā)生水平向運(yùn)移.此特征一直延伸至秦祁地塊內(nèi)部,暗示地殼流可能已經(jīng)跨過昆侖斷裂進(jìn)入秦祁地塊.但在秦祁地塊中部,中下地殼則呈現(xiàn)較高的S波速和負(fù)徑向各向異性(VSH

圖9 沿垂向剖面B-B′的地形高程(a)、S波速度及其擾動(dòng)(b)、徑向各向異性(c)和泊松比分布(d)黑色曲線代表Moho面,對(duì)應(yīng)模型中VS=4.1 km·s-1深度.PRA：正徑向各向異性;NRA：負(fù)徑向各向異性.

圖9為沿剖面B-B′的地形高程、S波速度及其擾動(dòng)、徑向各向異性以及泊松比分布,用于深入探討青藏高原與四川盆地間的相互作用機(jī)制.在松潘—甘孜地塊內(nèi),位于龍日壩斷裂以西的區(qū)域,Moho界面埋深約為60 km.此處的中下地殼呈現(xiàn)出明顯的低速、正徑向各向異性(VSH>VSV)以及高泊松比的特征,為地殼流模型提供了有力的支持.然而,在剖面東部尤其是跨越龍日壩斷裂之后,Moho界面開始明顯抬升.在巖石圈尺度,青藏高原塊體整體表現(xiàn)為明顯的低速特征,代表其巖石圈強(qiáng)度較弱,而四川盆地則為顯著的高速,反映了其作為一個(gè)剛性塊體的特性.在印度板塊持續(xù)推擠下,低強(qiáng)度的高原巖石圈與高強(qiáng)度的四川盆地相互作用,造成兩者交界區(qū)域陡峭的地形變化(張風(fēng)雪等,2018).值得注意的是,四川盆地的巖石圈基底(圖9b,深度100～150 km)展現(xiàn)出向西延伸至龍日壩斷裂附近的趨勢(shì).在徑向各向異性分布上(圖9c),龍日壩斷裂作為一個(gè)明顯的分界線,其西側(cè)的地殼和上地幔頂部都呈現(xiàn)出明顯的正徑向各向異性,而東側(cè)的中下地殼部分則只有弱的正徑向各向異性,上地幔頂部和地殼底部的徑向各向異性均為負(fù)值.這些結(jié)果表明,當(dāng)?shù)貧ち鲝母咴瓋?nèi)部流出并越過龍日壩斷裂后,其活動(dòng)顯著減弱.同時(shí),龍日壩斷裂東側(cè)上地幔頂部和地殼底部以垂向變形為主,這可能是由揚(yáng)子塊體巖石圈基底向西楔入高原內(nèi)部所致.大地電磁和剪切波分裂研究顯示龍門山次級(jí)塊體可能構(gòu)成一個(gè)相對(duì)獨(dú)立的地質(zhì)單元(Zhao et al., 2012; Gao et al., 2019).在地殼尺度上,我們的成像結(jié)果與上述研究相吻合,表現(xiàn)為龍門山區(qū)域下方的S波速度同四川盆地和龍日壩西側(cè)的松潘—甘孜塊體存在差別.然而,需要指出的是,上述大地電磁研究的成像深度有限,主要局限在地殼尺度,而剪切波分裂研究獲得的各向異性結(jié)構(gòu)則缺乏深度方向上的分辨率.在巖石圈尺度上,本研究揭示高速揚(yáng)子塊體巖石圈基底已向西楔入高原內(nèi)部并抵達(dá)龍日壩斷裂附近,因此,我們認(rèn)為龍日壩斷裂是青藏高原和揚(yáng)子塊體間的一條重要的構(gòu)造邊界,它代表了揚(yáng)子塊體向高原內(nèi)部延伸的最西緣(Guo et al., 2015).

3 結(jié)論

全波形成像技術(shù)為揭示地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的高分辨率特征提供了有效手段,該方法克服了傳統(tǒng)射線類成像技術(shù)的諸多局限性(例如無限高頻假設(shè)、多路徑效應(yīng)、分辨率等),顯著提升了對(duì)復(fù)雜地質(zhì)體的解析能力.然而,當(dāng)采用傳統(tǒng)的基于L2范數(shù)的目標(biāo)函數(shù)進(jìn)行處理時(shí),全波形反演結(jié)果容易受到周期跳躍問題的影響,導(dǎo)致反演收斂到局部極小值.Wasserstein度量源于最優(yōu)傳輸理論,它能同時(shí)考慮兩個(gè)概率分布之間的相位和振幅差異,有效地克服了周期跳躍問題,從而提高了成像結(jié)果的可靠性.

本研究采用基于W2度量的全波形成像方法,利用青藏高原東北緣的密集地震臺(tái)站和區(qū)域地震事件數(shù)據(jù),獲得了該區(qū)域地殼和上地幔的高分辨率結(jié)構(gòu).顯著的低S波速、強(qiáng)正徑向各向異性和高泊松比異常暗示松潘—甘孜地塊中下地殼存在水平運(yùn)動(dòng)的弱物質(zhì)流,該地殼流向北跨越昆侖斷裂進(jìn)入秦祁地塊,并終止于秦祁地塊中部.然而,在中下地殼深度,秦嶺造山帶卻表現(xiàn)出顯著的高速異常,這表明高原內(nèi)部中下地殼流并未延伸至此.值得注意的是,龍日壩斷裂兩側(cè)巖石圈存在明顯的結(jié)構(gòu)差異,表明揚(yáng)子塊體巖石圈基底已向西楔入高原內(nèi)部并抵達(dá)該斷裂附近.

致謝謹(jǐn)以此文祝賀滕吉文先生90華誕暨從事地球物理工作70年.感謝中國(guó)地震局地球物理研究所地震科學(xué)國(guó)際數(shù)據(jù)中心(http：∥www.esdc.ac.cn)提供的觀測(cè)波形數(shù)據(jù).

附錄A 初始模型沿A-A′剖面的深部結(jié)構(gòu)

附圖1 初始模型FWEA18沿垂向剖面A-A′的地形高程(a)、S波速度及其擾動(dòng)(b)、徑向各向異性(c)和泊松比分布(d)黑色曲線代表Moho面,對(duì)應(yīng)模型中VS=4.1 km·s-1深度.

為說明反演前后最終模型相比初始模型的提升,本研究展示了初始模型FWEA18沿剖面A-A′下方的S波速度及其擾動(dòng)、徑向各向異性和泊松比的分布圖像(附圖1),并與反演后的結(jié)果進(jìn)行了詳盡的對(duì)比分析(圖8).相較于初始模型,反演后S波速度及其擾動(dòng)圖案呈現(xiàn)更為豐富的細(xì)節(jié)特征,Moho界面表現(xiàn)出更高的平滑度,其深度從高原內(nèi)部向邊緣逐漸抬升,這一趨勢(shì)與本區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造特征相吻合.最顯著的提升體現(xiàn)在徑向各向異性結(jié)果上,在初始模型中,剖面A-A′下方整體表現(xiàn)為大面積的正值(VSH>VSV),而反演后的模型揭示了更加精細(xì)的變形特征,特別是在秦祁地塊中部地殼及上地幔頂部,觀察到顯著的負(fù)徑向各向異性(VSH