腾冲火山区位于喜马拉雅东构造结的南部,是中国大陆上最年轻的火山区之一.大约70座大小不一的火山分布在以腾冲为中心的张裂盆地内,附近的主要断裂包括腾冲断裂、高黎贡断裂、怒江断裂、大盈江断裂和龙陵断裂等[1].自上新世以来,腾冲地区的火山活动持续发生,根据其年代特征可大致分为四个主要阶段,历史记载的最近一次喷发为全新世时期[2].早期的火山喷发大多发生在腾冲盆地的外围,岩浆活动规模较大;后期的火山活动逐渐向腾冲盆地中心迁移,规模相对减弱,至全新世时期马鞍山地区还有岩浆活动[3].迄今为止,腾冲地区仍然分布有众多的温泉甚至可以观察到热水喷发现象[4],火山岩则多为高钾的钙碱性玄武岩和安山岩,其成因被归于地幔熔融引发的岩浆活动[5].地球物理资料表明,腾冲地区具有高热流、低电阻率、低Q值和低波速等特征[6~12],地震层析成像揭示的壳内低速异常可下延至数百公里深度的上地幔[13~18].虽然多数研究认同火山区下方存在岩浆囊,但是由于数据分布和分辨尺度等方面的原因,在区域尺度的地震层析成像结果中,壳内岩浆囊和热流传输通道的构造形态以及不同时期的火山活动与地壳结构的变化联系还不够明确.腾冲地区的地震活动频度低、震级小,微震主要分布在腾冲南部的热海一带,较强的地震则多发生在腾冲周围地区,但是龙陵境内曾于1976年5月29 日连续发生两次7 级地震,是这一地区有历史记载以来震级最大的破坏性地震.由于缺乏相应的地球物理资料,这两次7 级地震的深部构造成因至今仍不十分清晰.2002年12 月至2003年12月,在国家自然科学基金重点项目的资助下,中国科学院地质与地球物理研究所在滇西南进行了为期一年的流动地震观测,布设在腾冲及其邻近地区的临时台站数量多达二十余个,台站密度与以往涵盖这一地区的地震层析成像相比有较大的增加.鉴于这些台站的地震数据有利于提高地震层析成像反演的分辨,本文结合其他固定台站的地震数据反演了腾冲及邻近地区(97~100°E、24~26°N)的P波速度结构,重点分析火山区壳内岩浆源的构造形态及其与不同时期火山作用的联系并探讨龙陵7级地震的深部构造成因(图 1).
腾冲地区的临时台网由24个台站组成(图 2),每个台站配备由RefTek 数据采集器(72A 或130)和三分量地震计(GuralpCMG-3ESP)组成的宽频带地震仪,自2002年12月至2003 年12 月进行了为期一年多的连续记录,采样率为50sps, 时间服务为GPS系统.
首先根据地方震目录从临时台网的记录资料中挑选出地震波形并且拾取相应的P 波到时.挑选地震和到时的准则如下:(1)震中位于临时台网范围之内;(2)震级一般大于M2.0(对于震相清晰且记录台站较多的地震适当降低了震级限制);(3)地震波形具有较高的信噪比确保初动震相清晰;(4)每个地震至少具备多个以上的台站记录.据此共从临时台网的记录中挑选出106个地震的1587个P波到时,到时的拾取精度在0.02s左右.鉴于临时台网为期一年的地震数据较少,为此补充了研究区内1990~2009年期间达到Ⅰ类定位精度的地震数据(震源误差小于5km),震源参数和P 波到时均取自云南省地震观测报告,共计8个固定台站(图 2)、1494个M2.5级以上的地震、4471个P波到时,每个地震至少具备4个以上的台站到时.
其次合并了2002年12月至2003年12月被临时台网和固定台站同时记录到的地震事件,合并后的数据以云南省地震观测报告公布的震源参数为准,走时残差被限定为小于±2.0s, 这样共得到1559个地震的5900 个P 波到时.为了减少数据分布不均对反演结果的影响,借鉴Liang等[19]提出的方法对地震分布进行了均匀化处理:其基本原理是将位于给定半径的三维球体内的所有地震视为一个震群,从该震群中挑选出一个到时记录最多的地震.经过反复对比折衷后,最终确定的震群球体半径为4.5km.对研究区内的每个地震进行类似的处理后,最后共选取出603 个分布较为均匀的地震(图 2),合计2870 个P 波到时,分别占原有数据量的38%和49%.
初始速度模型参考了腾冲地区的地震测深剖面和早期的地震层析成像结果[9, 10, 13],根据分辨需求和数据分布调整了壳内分层界面的数量、深度范围以及相应的速度值.由于研究区域较小,大部分地震射线位于地壳内部,莫霍面的起伏变化对地震波走时的计算影响不大,故初始速度模型采用了相对平缓的莫霍面CRUST2.0[20],其平均深度与腾冲地区地震测深剖面确定的莫霍面深度相当[9].根据各层的射线覆盖状况和模型分辨测试结果,最终确定的初始模型在地壳内部包含7 个深度界面(1km、4km、8km、12km、17km、23km、30km),界面间隔随着深度逐渐加大,莫霍面的平均深度为43km(图 3,表 1),水平方向沿经度和纬度的网格尺度为0.2°×0.2°.
走时计算采用三维射线追踪方法[21, 22],自动进行台站高程校正;反演采用阻尼最小二乘算法 LSQR[23],同时求解震源参数和网格节点的速度值,以减小震源不确定性对速度结构的影响.定位误差(包括震中和震源深度)是任何一个以天然地震作为数据源的层析成像反演面临的问题.计算表明,在0~200km的震中距内,震源位置相差5km 时产生的最大走时偏差远小于2.0s的走时残差,理论上可以通过分离震源和速度参数、修正模型和震源项逐渐减小震源误差对走时计算的影响,逼近真实的速度结构和震源位置.初次迭代采用一维速度模型,随后根据新的震源参数和三维速度模型重新计算走时继而进行反演.经过数次迭代后,随着均方误差的逐渐降低,反演前后震源参数和速度模型的变化逐渐变小.为了避免反演结果中出现不合理的局部异常,求解时引入了阻尼因子和平滑因子以保证解的稳定性.
分辨测试采用通常的Checkerboard Test 方法.输入模型在初始速度模型上添加正负相间、幅度为±4%的扰动量,根据实际的震源位置和台站分布计算走时,生成供分辨测试的“理论数据";之后采用与实际反演相同的方法求解,根据Checkerboard速度模型的恢复图像检验现有数据的分辨状况.图 4为1×1 个网格节点的Checkerboard 模型恢复图像,可以看出以腾冲火山区为中心的台站覆盖区域在各个深度上均获得了较好的分辨,无论是速度异常的样式和幅度均得以恢复,这与射线分布随着深度的增加向中央区域汇聚是相吻合的(图 5).与以往涵盖腾冲地区的地震层析成像研究相比,本文的研究结果除了固定地震台站还使用了二十余个临时台站较为合理的数据分布,使得有可能对模型的深度界面和水平网格间距进行较为细致的划分,有利于提高反演结果的分辨水平.鉴于大部分地震射线的传播路径位于地壳中上层,30km 深度以下的射线数量相对较少,故本文将重点分析腾冲火山区和龙陵地震区4~30km深度的速度结构.
图 6为4~30km深度的水平方向P波速度图像,按照惯例采用相对于参考速度模型的扰动量来表示P波速度的横向变化.
在4km 深度上,腾冲的东部和南部为低速异常,包括高黎贡断裂和怒江断裂之间以及大盈江断裂和龙陵断裂之间的区域;腾冲的西北部、怒江断裂东侧的保山、施甸等地为高速异常.
在8km 深度上,高黎贡断裂和怒江断裂之间及龙陵震源区为低速异常,腾冲至盈江为高速异常,大盈江断裂和龙陵断裂之间有局部低速异常,腾冲火山区位于高速异常周围;
在12km 深度上,腾冲以西、盈江以南、保山、龙陵等地为低速异常,腾冲东侧从瑞滇至潞西、怒江断裂东侧施甸至永德为高速异常,腾冲火山区位于高速异常及其边界附近,龙陵7 级地震的震中靠近低速异常的边界.
17~30km 深度的速度分布较为相似,腾冲地区为明显的低速异常,其余地区仅高黎贡断裂与龙陵断裂的相交处(17km 深度)以及腾冲东北方向(23~30km 深度)出现低速异常,但是异常幅度均较小;除此之外的其它地区多为高速异常,龙陵7级地震的震中均位于高速异常区.
图 7为不同方向的P波速度剖面,其中A-A 剖面和B-B剖面沿着经度(84.5°E)和纬度(25°N)和穿过腾冲火山区,C-C 剖面沿着纬度(24.6°N)穿过龙陵7级地震的震源区.
A-A和B-B剖面表明,腾冲火山区0~5km深度速度略偏低,5~10km 深度的速度接近模型参考值或略为偏高;最明显的是10~20km 深度的低速区,其横向宽度大约20~30km, 向地壳深部延伸构成一个低速通道.在A-A 剖面上,火山区下方的低速区具有南北对称的结构特征,但是在B-B 剖面上,该低速区东侧5~15km 深度的速度明显偏高,形成东西方向非对称的地壳结构.在B-B 剖面穿过的主要断裂下方,速度结构的横向变化较大且地震分布相对集中,震源深度大都小于20km, 如腾冲西侧的槟榔江断裂、腾冲东侧的高黎贡断裂、怒江断裂等,保山附近的地震可能与龙陵断裂向北东方向的延伸有关.相比之下,腾冲火山区下方的地震较少,它们主要集中在5~10km 深度上速度略为偏高的构造层附近,而10~20km 深度的低速区内很少有地震发生.
在C-C剖面上,腾冲地块和保山地块的地壳速度偏高,0~10km 深度为壳内高速体,许多地震环绕在其周围;东、西两侧地壳平均速度偏低,龙陵下方的低速区达到十余公里,分别以怒江断裂和龙陵断裂为界,以下深度的速度结构横向变化较为平缓.除此之外,大盈江断裂两侧地壳结构也存在明显的差异,西侧地壳速度偏高,下方伴有地震活动,震源深度大都小于15km;东侧与龙陵断裂之间地壳速度偏低,有少量的地震分布,估计较低的壳内速度与浅部沉积层和火山区下方的低速异常向南延伸有关.
4 讨论 4.1 与以往研究结果的对比腾冲火山区的岩浆源和热流通道一直是地球物理探测关注的重点.根据地方震走时层析成像结果,秦嘉政等[13]推测腾冲地区3~9km 和15~24km深的低速异常为两个不同深度的局部熔融体或岩浆囊;Bai等[7]利用大地电磁测深方法研究了腾冲南部热海地热田的电性结构,发现其下方5~25km深度之间存在一个电阻率小于30Ωm 的穹状结构,并认为与壳内的岩浆囊有关;楼海等[9]和Wang等[10]分析了人工地震测深资料,提出腾冲以南上地壳的低速异常可归因于上地幔源区的热活动和岩浆分异作用.远震接收函数的波形反演结果也证实,腾冲台站下方10~20km 深度的S 波速度明显低于周缘地区[9, 11, 12];在区域尺度的地震层析成像结果中,腾冲地区上地壳和上地幔的低速异常十分明显,并可一直延伸至400km 的上地幔深部[14~18];赵慈平等[24]根据相对地热梯度推断腾冲火山区下方存在三个岩浆囊,它们横向尺度和深度范围分别为19~28km和4~27km.由此可见,上述研究虽然揭示出腾冲火山区低波速、低电阻率和高热流的基本特征,但是由于研究方法、数据、模型以及分辨等方面的差异,据其推断的岩浆囊数量、横向尺度和深度范围存在着不确定性.相比之下,本文的反演结果由于补充了二十余个临时台站的地震数据,与以往仅仅使用固定台站地震数据的层析成像结果相比,提高了研究区域的射线密度和反演的分辨水平.如图 6和图 7 所示,速度结构不仅表现出腾冲火山区的壳内低速特征,其横向变化还显示出南北方向和东西方向的结构差异,这些将有助于认识不同时期火山活动与地壳结构变化的关系.
4.2 壳内岩浆活动腾冲火山区的高钾钙碱性玄武岩来自于幔源物质的侵入[5],这一认知与地震层析成像的研究结果相符,表现为自地壳延伸至上地幔的低速异常[17, 18].一般而言,火山区下方的低速异常多被解释为尚未固结的岩浆囊或部分熔融物质,而高速异常则反映了已经冷却固结的岩浆侵入体或早期火山作用中难以挥发的高密度残留物质[25].
本文的结果表明,虽然腾冲地区地壳浅部的速度偏低,因其厚度较小估计主要为第三纪和第四纪盆地沉积、火山堆积以及岩体裂隙中的热液流体所致;最明显的是火山区下方10~20km 深度之间、横向宽度为20~30km 左右的低速区.据此判断,火山区下方的这一低速区应该反映了尚处于熔融或半熔融状态的岩浆活动,也是现今地壳内部和浅表层热流活动的主要源区.这一估计与Bai等确定的壳内低电阻区和秦嘉政等[7, 13]提出的深源岩浆体的范围相当,却略大于Wang等和楼海等[9, 10]根据人工地震测深资料推断的岩浆囊深度.这一低速区向地壳深部继续延伸,有可能通过腾冲断裂与上地幔岩浆源区相连.
腾冲火山区地壳结构的不对称性(西侧速度偏低,东侧速度偏高)与不同时期的火山活动和岩浆侵入有着对应关系.相关研究表明,全球许多火山下方或其附近往往都能发现不同规模的高速异常,如太平洋夏威夷火山、新西兰Taranaki火山、美国St.Helens火山、厄瓜多尔Tungurahua 火山、意大利 Mt.Etna 火山和Somma-Vesuvius 火山等[26~32].它们无一例外地被认为代表了冷却凝固后的岩浆侵入体或是早期火山作用中难以挥发的高密度物质残留体,地震活动常常分布在这些高速异常体的周围.
腾冲地区的火山活动可分为几个阶段:上新世时期的火山活动主要分布在腾冲以东的龙川江一带,更新世-全新世时期的火山活动则多分布在腾冲盆地附近[2, 3].前者受另一条南北向断裂---蒲青断裂的影响,地表出露的侵入岩多为橄榄玄武岩,成岩机制以部分熔融为主;后者出露的侵入岩多为安山岩和安山玄武岩,成岩机制可归因于岩浆分异结晶作用[33].上述差异表明,火山区下方东侧的高速结构可能与上新世时期火山通道内冷凝固结的岩浆侵入体或难以挥发的高密度残留物质有关,秦嘉政等[13]也曾将火山区东侧10~15km 的高速异常则归于地幔岩浆冷却后形成的超铁镁质岩体;与此对应,火山区西侧的低速结构主要反映了更新世以来持续至今的壳内岩浆活动.因此,腾冲地区不同时代的火山活动不仅具有地貌和岩石学特征,地壳深部结构也显示出一定的差异.
4.3 龙陵震源区1976年5月29日腾冲以南的龙陵地区连续发生两次7级地震,根据中国地震台网公布的资料,M7.3级地震的震中接近怒江断裂,M7.4级地震的震中接近龙陵断裂;两次地震均以走滑破裂为主,断层面倾角较陡[34].
根据图 7所示的C-C 剖面看出,龙陵7级地震与震源区特殊的深部构造条件有关,以怒江断裂和龙陵断裂附近地壳上部的速度结构差异尤为突出:怒江断裂东侧和腾冲断裂西侧地壳速度较高,两断裂之间区域的地壳速度明显偏低,它们反映了震源区的地质结构和构造变动特点.怒江断裂东侧暨保山地块西部边缘以寒武纪古老地层构成基底,龙陵断裂西侧暨腾冲地块东部边缘则为高黎贡山深变质花岗岩带,两者的岩石特性与地壳上部的高速结构相吻合,较大的应变强度使其成为怒江断裂和龙陵断裂附近构造应力积累的主要载体.与此相反,龙陵断裂与怒江断裂之间地壳速度偏低,而这一区域在寒武纪基底上出露有大量不同时期的岩浆侵入岩,虽然花岗岩体自身的刚性强度较大,但是多期次的热构造事件以及断裂附近发育的裂隙和流体侵入或许降低了岩石的应变强度,使得怒江断裂和龙陵断裂两侧成为地壳结构差异较大的地区,这也许是龙陵断裂和怒江断裂附近发生7级地震的重要构造条件之一.
龙陵断裂和怒江断裂的控震作用十分突出,前者经过M7.4级地震的震源区向北与高黎贡断裂相接,后者经过M7.3 级地震的震源区向南与畹町断裂相接[1].显然,地震破裂与上述断裂的潜在活动有着密切的联系.关于这两次7级地震的震源深度,中国地震台网和云南地震台网公布的资料均为20km, 哈佛大学震源机制确定的震源深度为15km[34],张忠杰等[35]分析云南遮放-宾川地震反射/折射剖面时引用的震源深度为12km 左右.根据图 7所示的地壳速度结构剖面,估计怒江断裂和龙陵断裂下方的速度分界根部应该是地震破裂的位置,因此震源深度应该在10~12km 之间,其中M7.3级地震位于怒江断裂下方靠近保山地块西部的壳内高速体底部,M7.4级地震位于龙陵断裂下方腾冲地块的东部边缘,这一认识与张忠杰等根据地壳速度结构估计的震源深度相当.
5 结论利用滇西南临时台网和固定台站的地震数据反演了腾冲及邻近地区的地壳P 波速度结构,为分析腾冲火山区和龙陵7级地震的深部构造提供了新的依据.根据火山区下方的低速异常推测,壳内岩浆源主要集中在10~20km 的深度范围内、横向尺度在20~30km 之间,热流通道有可能通过腾冲断裂向地壳深部延伸.不同时期的火山活动与地壳速度结构自东向西的变化有关,腾冲东侧龙川江一带偏高的速度结构代表了上新世时期火山通道内冷凝固结的岩浆侵入体或不易挥发的高密度残留物质,腾冲西侧的低速异常反映了马鞍山、热海等地更新世以来持续至今的岩浆作用和热流活动.
龙陵7级地震震源区的地壳结构具有明显的横向非均匀性,M7.3级和M7.4级地震均发生在高速区和低速区的分界附近,与怒江断裂和龙陵断裂两侧的地壳结构差异密切相关,其中怒江断裂东侧(保山地块西部边缘)和龙陵断裂西侧(腾冲地块的东部边缘)的高速区是震源区应力积累的主要载体,两断裂之间地壳速度偏低,估计与多期次的岩浆侵入和断层裂隙有关.地壳结构的差异使得怒江断裂和龙陵断裂附近容易在构造应力的作用下引发强烈地震,推测地震的震源深度在10~12km 之间.
致谢本项工作得到中国科学院地质与地球物理研究所钟大赉院士的鼓励和支持,国家地震台网和云南省地震局提供了大量的地震数据,在此表示感谢.
[1] | Socquet A, Pubellier M. Cenozoic deformation in western Yunnan (China-Myanmar border). J. Asian Earth Sci. , 2005, 24(4): 495-515. DOI:10.1016/j.jseaes.2004.03.006 |
[2] | Wang Y, Zhang X M, Jiang C S, et al. Tectonic controls on the late Miocene-Holocene volcanic eruptions of the Tengchong volcanic field along the southeastern margin of the Tibetan plateau. J. Asian Earth Sci. , 2007, 30(2): 375-389. DOI:10.1016/j.jseaes.2006.11.005 |
[3] | 李大明, 李齐, 陈文寄. 腾冲火山区上新世以来的火山活动. 岩石学报 , 2000, 16(3): 362–370. Li D M, Li Q, Chen W J. Volcanic activities in the Tengchong volcano area since Pliocene. Acta Petrologica Sinica (in Chinese) , 2000, 16(3): 362-370. |
[4] | Shangguan Z G, Zhao C P, Li H Z, et al. Evolution of hydrothermal explosions at Rehai geothermal field, Tengchong volcanic region, China. Geothermics , 2005, 34(4): 518-526. DOI:10.1016/j.geothermics.2005.05.002 |
[5] | Chen F, Satir M, Ji L, et al. Nd-Sr-Pb isotopes of Tengchong Cenozoic volcanic rocks from western Yunnan, China: evidence for an enriched-mantle source. J. Asian Earth Sci. , 2002, 21(1): 39-45. DOI:10.1016/S1367-9120(02)00007-X |
[6] | 周真恒, 向才英, 邓万明. 云南岩石圈热结构. 中国地震 , 1997, 13(3): 213–223. Zhou Z H, Xiang C Y, Deng W M. Lithospheric Geothermal Structure in Yunnan, China. Earthquake Research in China (in Chinese) , 1997, 13(3): 213-223. |
[7] | Bai D H, Meju M A, Liao Z J. Magnetotelluric images of deep crustal structure of the Rehai geothermal field near Tengchong, Southern China. Geophys. J. Int. , 2001, 147(3): 677-687. DOI:10.1046/j.0956-540x.2001.01568.x |
[8] | 胡家富, 丛连理, 苏有锦, 等. 云南及周边地区Lg尾波Q值的分布特征. 地球物理学报 , 2003, 46(6): 809–813. Hu J F, Cong L L, Su Y J, et al. Distribution characteristics of Q value of the Lg coda in Yunnan and its adjacent regions. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2003, 46(6): 809-813. |
[9] | Wang C Y, Gang H F. Crustal structure in Tengchong Volcano-Geothermal Area, western Yunnan, China. Tectonophysics , 2004, 380(1-2): 69-87. DOI:10.1016/j.tecto.2003.12.001 |
[10] | 楼海, 王椿镛, 皇甫岗, 等. 云南腾冲火山区上部地壳三维地震速度层析成像. 地震学报 , 2002, 24(3): 243–251. Lou H, Wang C Y, Huangfu G, et al. Three-demensional seismic velocity tomography of the upper crust in Tengchong volcanic area, Yunan province. Acta Seismol. Sinica (in Chinese) , 2002, 24(3): 243-251. |
[11] | 高星, 郭志, 王卫民, 等. 用转换函数方法研究腾冲—临沧地区地壳结构. 地球物理学报 , 2008, 51(2): 451–459. Gao X, Guo Z, Wang W M, et al. Crust structure beneath Tengchong-Lincang region, Yunnan province, revealed by transform function. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2008, 51(2): 451-459. |
[12] | 贺传松, 王椿镛, 吴建平. 腾冲火山区S波速度结构接收函数反演. 地震学报 , 2004, 26(1): 11–18. He C S, Wang C Y, Wu J P. S-wave velocity structure inferred from receiver function inversion in Tengchong volcanic area. Acta Seismologica Sinica (in Chinese) , 2004, 26(1): 11-18. |
[13] | 秦嘉政, 皇甫岗, 李强, 等. 腾冲火山及邻区速度结构的三维层析成象. 地震研究 , 2000, 23(2): 157–165. Qin J Z, Huangfu G, Li Q, et al. 3-D chromatography of velocity structure in Tengchong volcano areas and nearby. J. Seismol. Res. (in Chinese) , 2000, 23(2): 157-165. |
[14] | Huang J L, Zhao D P, Zheng S H. Lithospheric structure and its relationship to seismic and volcanic activity in southwest China. J. Geophys. Res. , 2002, 107(B10): 2255. DOI:10.1029/2000JB000137 |
[15] | Wang C Y, Chan W W, Mooney W D. Three-dimensional velocity structure of crust and upper mantle in southwestern China and its tectonic implications. J. Geophys. Res. , 2003, 108(B9): 2442. DOI:10.1029/2002JB001973 |
[16] | Xu Y, Liu J H, Liu F T, et al. Crust and upper mantle structure of the Ailao Shan-Red River fault zone and adjacent regions. Science in China (Ser. D) , 2005, 48(2): 156-164. DOI:10.1360/02YD0386 |
[17] | Zhao D P. Seismic images under 60 hotspots: Search for mantle plumes. Gondwana Research , 2007, 12(4): 335-355. DOI:10.1016/j.gr.2007.03.001 |
[18] | Lei J S, Zhao D P, Su Y J. Insight into the origin of the Tengchong intraplate volcano and seismotectonics in southwest China from local and teleseismic data. J. Geophys. Res. , 2009, 114: B05302. DOI:10.1029/2008JB005881 |
[19] | Liang C T, Song X D, Huang J L. Tomographic inversion of Pn travel times in China. J. Geophys. Res. , 2004, 109: B11304. DOI:10.1029/2003JB002789 |
[20] | Bassin C, Laske G, Masters G. The current limits of resolution for surface wave tomography in North America. EOS Trans. AGU , 2000, 81: F897. |
[21] | Zhao D P, Hasegawa A, Horiuchi S. Tomographic imaging of P and S wave velocity structure beneath northeastern Japan. J. Geophys. Res. , 1992, 97(B13): 19909-19928. DOI:10.1029/92JB00603 |
[22] | Koketsu K, Sekine S. Pseudo-bending method for three-dimensional seismic ray tracing in a spherical earth with discontinuities. Geophys. J. Int. , 1998, 132(2): 339-346. DOI:10.1046/j.1365-246x.1998.00427.x |
[23] | Paige C C, Saunders M A. LSQR: An algorithm for sparse linear equations and sparse least squares. ACM Trans. Math. Softw. , 1982, 8(1): 43-71. DOI:10.1145/355984.355989 |
[24] | 赵慈平, 冉华, 陈坤华. 由相对地热梯度推断的腾冲火山区现存岩浆囊. 岩石学报 , 2006, 22(6): 1517–1528. Zhao C P, Ran H, Chen K H. Present-day magma chambers in Tengchong volcano area inferred from relative geothermal gradient. Acta Petrologica Sinica (in Chinese) , 2006, 22(6): 1517-1528. |
[25] | Lees J M. Seismic tomography of magmatic systems. J. Volcanol. Geotherm. Res. , 2007, 167(1-4): 37-56. DOI:10.1016/j.jvolgeores.2007.06.008 |
[26] | Monteiller V, Got J L, Virieux J, et al. An efficient algorithm for double-difference tomography and location in heterogeneous media, with an application to the Kilauea volcano. J. Geophys. Res. , 2005, 110: B12306. DOI:10.1029/2004JB003466 |
[27] | Park J, Morgan J K, Zelt C A, et al. Volcano-tectonic implications of 3-D velocity structures derived from joint active and passive source tomography of the island of Hawaii. J. Geophys. Res. , 2009, 114(B9): B09301. DOI:10.1029/2008JB005929 |
[28] | Sherburn S, White R S, Chadwick M. Three-dimensional tomographic imaging of the Taranaki volcanoes, New Zealand. Geophys. J. Int. , 2006, 166(2): 957-969. DOI:10.1111/gji.2006.166.issue-2 |
[29] | Waite G P, Moran S C. Vp Structure of Mount St. Helens, Washington, USA, imaged with local earthquake tomography. J. Volcanol. Geotherm. Res. , 2009, 182(1-2): 113-122. DOI:10.1016/j.jvolgeores.2009.02.009 |
[30] | Molina I, Kumagai H, Le Pennec J L, et al. Three-dimensional P-wave velocity structure of Tungurahua Volcano, Ecuador. J. Volcanol. Geotherm. Res. , 2005, 147(1-2): 144-156. DOI:10.1016/j.jvolgeores.2005.03.011 |
[31] | De Luca G, Filippi L, Patanè G, et al. Three-dimensional velocity structure and seismicity of Mt. Etna volcano, Italy. J. Volcanol. Geotherm. Res. , 1997, 79(1-2): 123-138. DOI:10.1016/S0377-0273(97)00026-7 |
[32] | De Natale G, Troise C, Trigila R, et al. Seismicity and 3-D substructure at Somma-Vesuvius volcano: evidence for magma quenching. Earth Planet. Sci. Lett. , 2004, 221(1-4): 181-196. DOI:10.1016/S0012-821X(04)00093-7 |
[33] | 皇甫岗, 姜朝松主编. 腾冲火山研究. 昆明: 云南科技出版社, 2000 : 46 -57. Huangfu G, Jiang C S. Study on Tengchong Volcanic Activity (in Chinese). Kunming: Yunnan Science and Technology Press, 2000 : 46 -57. |
[34] | Harvard Centroid Moment Tensor Catalog, http://www.globalcmt.org/CMTsearch.html(lastaccessedOct.2010) |
[35] | 张忠杰, 白志明, 王椿镛, 等. 三江地区地壳结构及动力学意义: 云南遮放-宾川地震反射/折射剖面的启示. 中国科学 (D辑) , 2005, 35(4): 314–319. Zhang Z J, Bai Z M, Wang C Y, et al. The crustal structure under Sanjiang and its dynamic implications: Revealed by seismic reflection/refraction profile between Zhefang and Binchuan, Yunnan. Science in China (Ser. D) (in Chinese) , 2005, 35(4): 314-319. |