2. 中国地震局地球物理研究所地震观测与地球物理成像重点实验室, 北京 100081;
3. 蒙古科学院天文与地球物理研究中心, 乌兰巴托 210351
2. Key Laboratory of Seismic Observation and Geophysical Imaging, Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China;
3. Mongolian Academy of Sciences Research Centre of Astronomy & Geophysics, Ulaanbaatar 210351, Mongolia
1 引言
蒙古中南部处在中亚造山带的东端,北与西伯利亚克拉通、贝加尔裂谷系相邻,南与鄂尔多斯块体相接(见图 1),本文的研究区如图 1中的白色虚线框所示,研究区周边有萨彦山脉、杭爱山高原、阿尔泰山脉、肯特山脉等地表地质构造单元,研究区南部是大范围的戈壁滩,紧邻戈壁滩北部有一个中戈壁火山,该火山由三个玄武岩质的火山堆组成,测年为晚更新世至全新世,全新世以来没有该火山活动的相关记载(Whitford-Stark,1987;http://www.volcano.si.edu),该火山可能处于休眠期或是一个死火山.有研究认为此区是印度板块碰撞挤压欧亚大陆板块所能影响的最远端(Molnar et al., 1975;Barruol et al., 2008;Cunningham,2005;Koulakov,1998;Zonenshain et al., 1981;Peltzer et al., 1988),由于印度板块和欧亚板块碰撞的远程效应导致地幔物质上涌(Windley et al., 1993;Khain,1990),具备形成地幔柱的基本场所,已有的研究表明此区有地幔柱存在的迹象,如贝加尔裂谷地幔柱(Gao et al., 2003;Zhao et al., 2006)、杭爱山地幔柱(Bushenkova et al., 2002;Koulakov et al., 2002)或 杭爱穹隆(Petit et al., 2002;Barruol et al., 2008;Tiberi et al., 2008)、肯特山地幔柱(Zorin et al., 2003).
在此区及其周边已开展了许多地震观测,如美国的加利福尼亚大学、威斯康星大学于1991年和1992年的夏天分别架设了27和28个流动地震仪横穿西伯利亚克拉通、贝加尔裂谷及蒙古褶皱带;法国、俄罗斯以及蒙古合作的MOBAL项目在2003年从西伯利亚克拉通起,经萨彦山脉、杭爱山高原至阿尔泰山脉布设了18个宽频带地震仪,利用此区的流动台站和周边其他相关台站的地震数据,前人已 开展了一系列的研究工作,如层析成像(Bushenkova et al., 2002;Koulakov et al., 2002;Gao et al., 2003;Zhao et al., 2006;Tiberi et al., 2008)、横波分裂(Gao et al., 1994,1997;Barruol et al., 2008)、接收函数(Gao et al., 2004;Mordvinova et al., 2007)等.Gao 等(1994,1997)通过SKS分裂的方法研究认为,地幔流导致贝加尔裂谷地区存在大范围的软流层物质上隆;并用地幔流模式解释与裂谷走向相垂直的快波方向成因,用岩浆裂隙或小范围的地幔对流解释裂谷中心与裂谷走向相平行的快波方向成因,体波成像的结果(Gao et al., 2003;Zhao et al., 2006)也表明在贝加尔裂谷系下有小范围的地幔上升流.Bushenkova 等(2002)的体波成像结果认为杭爱山下的地幔柱可能来自蒙古南边(Dobretsov et al., 1996),鉴于该区贪乏的台站数据,Kulakov(2008)使用全球台网台站所记录到的位于研究区内的地震走时数据进行P波和S波的走时层析成像,他的反演结果并没有最终确定杭爱山地幔柱的根源,他分析或是因杭爱山地幔柱过小或是因地幔柱随蒙古微板块的活动而相对上浮至较浅部所致.Zorin 等(2003)分别使用面波资料和重力资料的研究结果也证实了这些地幔柱的存在,并且他们的研究结果显示在蒙古南部的中蒙边界地区和肯特山下分别存在两个低速异常区,并且随着深度的增加,该两个低速异常区和杭爱山下的低速异常连接在一起,Zorin 等(2003)分析这是因面波方法分辨不足所造成的,那么在它们相融合区域的深部速度结构和动力学过程如何?由于观测资料较少,前人研究关注的地质构造焦点大多是周边的西伯利亚克拉通、贝加尔裂谷、杭爱山地幔柱(穹隆)、鄂尔多斯块体等构造(Gao et al., 1994,1997,2003;Bushenkova et al., 2002;Petit et al., 2002;Zhao et al., 2006;Barruol et al., 2008;Kulakov,2008;Tiberi et al., 2008;Huang et al., 2006;Li et al., 2006;Tian et al., 2009),对这些构造之间区域(即本文研究区)的地质认识相对来说较为贫乏,对周边地幔柱的认识也没有统一的定论,我们拟借助远震体波层析成像对这些构造之间的区域开展一些探讨性的研究,期望能对该区及其周边地区的地质认识提供深部的介质速度结构信息.
通过开展远震体波走时层析成像,获取壳幔深部介质的速度结构及其他物性参数等信息,可为研究区内的深部速度结构和动力学过程提供重要的深部约束.在本文中,我们利用中蒙国际合作项目所架设的流动台站的数据资料,进行远震P波走时层析成像研究,获取了研究区下方深达800 km的P波 速度结构,探讨性地开展此区深部动力学过程的研究.
2 数据资料与方法本文的研究范围为103.5°E—111.5°E,42°N—50°N,图 1中的白色虚线框内.受科技部国际合作专项的资助,中国地震局地球物理研究所与蒙方合作于2011年在该区域架设了60套宽频带地震仪,进行了一年的观测记录后,于第二年度内,调整了其中9台仪器的位置,所以总计有69个台站的观测记录,台站的分布位置见图 1中的白色圈点.这些台站都统一配备CMG-3ESPC地震计和REFTEK-130B数据采集器,地震计的频带范围是0.02~60 s,数据采集器采用GPS授时和定位.由于背景干扰相对较弱,仅两年的时间,这些台站就提供了大量的可供本次研究使用的高信噪比数据.
我们参照美国地质调查局(USGS)的地震目录,从这些台站在2011年8月至2013年7月的连续记录资料中截取震中距位于30°~90°间,震级大于Ms5.0的远震波形数据,经过去均值、去倾斜、带通滤波(0.02~0.1 Hz)后,采用波形相关方法(VanDecar et al., 1990;Rawlinson et al., 2004;张风雪等,2013b)拾取远震走时残差,在进行波形相关拾取走时残差时,除了进行震级和震中距筛选的规则外,我们取舍地震事件还有另外两个规则:(1)波形记录要有较高的信噪比,保证P震相有清晰的识别标志;(2)用于成像反演中的每个事件要有5个以上的可用台站记录.经筛选后,最终得到435个符合条件的地震事件,共计18551条射线,这些事件的震中分布见图 2,从图中不难看出这些事件具有较好的反方位角覆盖范围.
本研究采用有限频体波走时层析成像的方法进行速度反演,有限频走时层析成像是近年来兴起的一种新的研究地球内部速度结构的方法(Dahlen et al., 2000;Hung et al., 2000,2004),在国内外有许多应用并取得了较好的成果(Hung et al., 2004,2011;杨峰等,2010).在射线走时层析成像理论中将地震波看作是无限高频的,用一条狭窄的射线路径来代替地震波的传播路径,地震波的走时主要受这条射线路径上速度结构变化的影响,而射线路径以外的速度扰动对该条射线的走时没有影响.实际上,地震仪器记录到的地震波的频带范围也是有限的,不仅如此,我们在处理地震波形数据时也进行了带通滤波(0.02~0.1 Hz)处理,“无限高频”的前提假设显然有些不妥.有限频走时层析成像中考虑地震波频带的有限性,在这个理论中,地震波的走时受环绕在射线路径周围的菲涅尔带内的速度结构的影响,这符合地震波在传播过程中存在波前复原等现象的实际情况(Hung et al., 2001).在采用有限频理论进行正演后,我们采用带阻尼因子的最小二乘法求解由走时残差构建的大型稀疏观测方程组(Paige et al., 1982a,1982b).
此外,我们是使用的远震体波走时层析成像,为了减少高程和地壳速度结构的不均一性对相对走时残差产生影响,我们根据Tian 等(2007)的原理,使 用CRUST1.0(Laske et al., 2013;http://igppweb.ucsd.edu/~gabi/crust1.html)的模型对观测数据进行了高程和地壳的校正.
3 反演结果的可靠性分析由于地球物理反演结果的不唯一性,对反演结果进行分辨率分析成为必要环节,检测板测试是确认地震层析成像结果是否可靠及评价其分辨率的一种有效方法.为了更好地测试本研究中所采用的台站和地震事件这样一个观测系统的分辨能力,检测板测试时采用的射线分布与我们实际反演中的完全一致.检测板测试的过程是:在初始速度模型Ⅰ的基础上建立一个扰动速度正负相间分布的扰动模型Ⅱ,然后用前文所述的台站和事件分布合成各个台站的理论相对走时残差,作为反演的已知观测量,以模型Ⅰ作为成像反演中的初始参考模型,进行反演得到扰动模型Ⅲ,把模型Ⅲ与模型Ⅱ相比较,在模型Ⅲ中能分辨出的最小异常体的尺度就是该检测板测试的分辨率.
在本研究中我们采用水平和垂直方向均为等间隔的剖分法,水平的东西和南北方向间距均为0.5°,垂直的深度方向间距为60 km,我们尝试将不同数量的同向相邻的块体组合在一起做检测板测试(张风雪等,2013a),经测试后发现,将同向相邻的每三个块体归为一组时,检测板的分辨效果在整个研究区域可以达到令人满意的效果,所以我们将同向相邻的每三个块体归为一组进行正负异常的相间排列,输入的正负速度异常体的尺寸是1.5°×1.5°×180 km,速度扰动幅值是±1.5%.图 3是在垂直方向上每隔100 km对检测板测试结果所做的水平切片,从图中不难看出,从100 km至800 km的各个切片内,检测板中的正负速度异常除了幅值上的差别外,它们的形态基本能被恢复出来,表明在800 km范围内的反演结果还是基本可信的.通过检测板测试,我们认为本文中所采用的层析成像分辨率在水平方向为1.5°,垂直方向为180 km.
本文采用的是带阻尼因子的LSQR算法来求解方程,该算法中的阻尼因子控制解的收敛速度和约束模型结果的平滑程度,采用一系列阻尼因子值会得到相对走时残差均方差和速度异常均方差之间的消长关系曲线,称为折衷曲线.我们通过折衷曲线(图 4)来判断本研究中的阻尼因子值选取的是否均衡,图 4中的横轴是相对走时残差的均方差,纵轴是速度异常的均方差,即模型的平滑程度,图中带圈数字的位置对应不同阻尼值反演后的相对走时残差和速度异常的均方差,在图 4中可以看到,当阻尼因子值在25附近时,相对走时均方差较小,模型也相对较为平滑,本文以阻尼值为25时的反演结果作为讨论的基础.
图 5是采用阻尼因子值为25进行反演前后相对走时残差的统计结果,反演前残差大部分集中于-0.6~+0.6 s之间,反演后残差分布向中间收缩,绝大部分集中于-0.4~+0.4 s之间,分布形态基本符合正态分布的特征,反演后相对走时残差的方差从0.0857 s2降为0.0464 s2,降幅为45.8%,相应的均方根从0.2927 s减少为0.2155 s,表明反演后的速度模型基本能拟合观测到的相对走时残差.
我们以地球一维速度模型IASP91(Kennett et al., 1991)为初始参考速度模型,采用有限频走时层析成像的方法(Dahlen et al., 2000;Hung et al., 2000,2004),使用0.02~0.1 Hz频段内的观测数据反演蒙古中南部的上地幔速度结构,反演结果表明,蒙古中南部上地幔中的P波速度结构存在明显的横向不均匀性特征.我们将所得的P波速度结果在垂直向每隔100 km做一个切片,如图 6所示,从图中不难看出,P波速度扰动相比于参考速度模型的幅值为1.5%左右.
在100 km深度的切片上,乌兰巴托及肯特山地区表现为一大范围的低速异常区,呼斯坦瑙鲁、曼达尔戈壁(中戈壁火山附近)及其以西地区也为低速异常区,研究区南部的戈壁滩地区为高速异常区;随着深度的增加,肯特山下的低速异常逐渐淡化,在200 km和300 km的切片上表现为向高速异常过渡的状态,在400 km至800 km的切片上肯特山地区呈现出北部低速异常,南部高速异常的特征.呼斯坦 瑙鲁和曼达尔戈壁及其以西的低速异常大约在300 km 以上有所表现,并且这个低速异常随着深度的增加有西移的趋势,而其他深度切片上主要以高速异常为主.戈壁滩地区在200~300 km的深度范围内转为低速异常,在400 km和500 km的切片上表现最为明显,并且此低速异常以南东的走向向下延深至地幔转换带中.图 7是在研究区所做的垂直剖面,剖面的具体位置见图 1中的灰色直线所示,从图 7中可见,在200 km以浅的部分,乌兰巴托附近的肯特山、呼斯坦瑙鲁和曼达尔戈壁地区为低速异常,戈壁滩为高速异常(图 7a—7c);在200 km以深的部分,曼达尔戈壁地区,即中戈壁火山下方的低速异常仍有显现并可向下追至约300~400 km的深度(图 7c和图 7e),戈壁滩下出现一大范围的低速异常(图 7a—7c,7f—7g),从图 7d和图 7e中可以看到在呼斯坦瑙鲁和曼达尔戈壁以西出现的低速异常有明显的西倾趋势.
从图 7a和图 7d中不难看到,乌兰巴托、呼斯坦 瑙鲁下的低速异常结构埋深较浅,约为100~200 km. 相关的研究(Gao et al., 1994,2003;Mordvinova et al., 2000;Zorin et al., 2003)都表明在肯特山下有低速的异常结构,从Zorin 等(2003)文中的剖面中 可以看到乌兰巴托下方的低速异常可追至约250 km 的深度,与图 7a中的深度相近.在横跨呼斯坦瑙鲁、乌兰巴托以及肯特山的图 7d剖面中,可以看到肯特山下的低速异常相对乌兰巴托下方要深,由于台站分布覆盖范围和分辨率不足等原因,我们还不能完全确定该低速异常的具体深度,但已有的体波走时和重力资料等相关研究(Gao et al., 2003;Zorin et al., 2003;Zhao et al., 2006)表明该区下方有低速异常,与我们的结果相一致,这可能是肯特山地幔柱低速异常的反映.
4.2 呼斯坦瑙鲁和曼达尔戈壁下的低速异常结构从图 7c和图 7e中可以得到曼达尔戈壁和中戈壁火山下方的低速异常向下延深至300~400 km,从图 7d和图 7e中还可以得到呼斯坦瑙鲁和曼达尔戈壁以西的低速异常西倾并向下延深,在研究区内可观测到的该低速异常深约为400 km.体波成像(Bushenkova et al., 2002;Koulakov et al., 1998,2002;Kulakov,2008;Tiberi et al., 2008)和面波(Yanovskaya et al., 2003;Li et al., 2013)的结果均表明杭爱山下有地幔柱或显著低速异常的存在,相 关的重力资料研究(Petit et al., 2002;熊熊等,2010)也表明杭爱山下存在活跃的地幔对流,熊熊等(2010)从力学和热学两个方面分析地幔上升流影响杭爱山的隆升过程,不管地幔柱或地幔对流的存在均将下地幔中热或低速的物质带到杭爱山下从而表现出低速异常.Tiberi等(2008)的重力资料表明,杭爱山下的低密度异常在西部延伸至约225 km深度,但他们的P波走时层析成像结果表明杭爱山下的低速异常却向东延伸,而我们的结果显示呼斯坦瑙鲁和曼达尔戈壁以西的低速异常向西延伸,尽管我们的研究区域和Tiberi 等(2008)的研究区域没有重叠之处,但Koulakov(1998)的研究范围覆盖了本文和Tiberi 等(2008)两者之间的空白区域,Koulakov(1998)的结果表现出杭爱山下的低速异常与呼斯坦瑙鲁和曼达尔戈壁以西的低速异常有明显的关联性,此低速异常大约有400 km的埋深,与本文的结果也较为相似,所以我们推测呼斯坦瑙鲁和曼达尔戈壁以西的低速异常体可能和杭爱山下的低速异常有关联.
4.3 戈壁滩下的低速异常结构戈壁滩在约200 km以下的深度表现出大范围的低速异常(图 7a—7c,7f—7g),并且该低速异常有明显地向东和向南延伸的趋势.戈壁滩区域内有火成岩的存在(Barry et al., 1998,2003),研究区东部有达里甘嘎火山(Devyatkin et al., 1980;Barry et al., 1998,2003;Chuvashova et al., 2012),从图 7f中可以看到该低速异常有向东延展的明显趋势,我们推测该低速异常可能与达里甘嘎火山具有相同的热来源,是形成戈壁滩地区火成岩的深部原因.研究区南部紧邻鄂尔多斯块体,已有的研究结果(Huang et al., 2006;Li et al., 2006;Tian et al., 2009;Obrebski et al., 2012)表明鄂尔多斯块体为高速异常,与戈壁滩下的低速异常形成明显的对比.我们的成像结果显示,该低速异常可达地幔转换带或下地 幔顶部(图 7b,7c,7f,7g),Li等(2006,2010)的研究结果表明,该低速异常可连续追至下地幔中,并且该低速异常与大同火山下的低速异常在上地幔的范围内似乎为同一整体.华北地区(Ding et al., 2009; Tian et al., 2009;Lei,2012)及中国大陆周边地区(Huang et al., 2006)的体波成像结果对大同火山下方的低速异常均有体现,而且还表现出,大同火山下方低速异常有西延的趋势.那么,我们并不排除戈壁滩下的低速异常和大同火山有深部的物质连通和交换的可能性,或者两者有相同的低速异常来源的 可能,由于台站覆盖范围的制约,我们还不足以对以上猜测做出充分的判断.易桂喜等(2008)120 s面波的相速度的结果显示蒙古南部的戈壁滩为一弱低速异常,从分辨核函数图上可以看出该周期对约200 km的深度最为敏感,这与本文的结果戈壁滩在200~300 km的范围内转为低速异常较为相符.尽管戈壁滩没有位于Tian 等(2009)和Lei(2012)研究范围的中心,但他们体波成像的结果在300 km以下的范围内对该低速异常还是有所体现的.Koulakov(2011)的体波层析成像的P波结果显示在200 km以下的水平切片图上戈壁滩也为明显的低速异常.从我们的成像结果以及Li 等(2006,2010)的研究结果中也不难看出,该低速异常延伸至下地幔中,这有可能意味着该低速异常是地幔柱或地幔热物质上涌的表现.
4.4 反演结果的恢复试验为了评估反演结果中的速度异常是否可靠,我们做了速度异常的恢复测试.测试分为两组,第一组以反演结果所得正负异常的分布形状为基础,统一将它们的幅值增大为1.5%后,作为输入模型进行测试(图 8a—8f),第二组是用倾斜柱体近似模拟图 7b和图 7g中的低速异常体,幅值也统一变为1.5%,作为输入模型进行测试(图 8g—8j).在第一组测试的结果中我们只给出与图 7a—7c相对应的三个剖面的输入、输出结果,第二组测试中剖面的位置与图 7b和图 7g剖面的位置一致,在图 8中,左侧一列为输入模型,右侧一列为恢复结果.通过恢复测试后我们发现,速度异常形态能够被较为完整地恢复出来,说明本文中所使用的台站和事件的分布较为合理、反演手段较为可靠,反演结果较为可信.
本文利用中蒙国际科技合作专项项目的69个流动宽频带地震仪记录的远震波形资料,采用波形相关技术在0.02~0.1 Hz的频段内提取了18551条P震相地震射线,进一步采用有限频走时层析成像的方法,获取了研究区下方上地幔及下地幔顶部的P波速度结构,检测板测试表明,成像的分辨率在水平向为1.5°,垂直方向为180 km,恢复试验表明成像的反演结果较为可信.我们的P波速度异常结果显示:
(1)乌兰巴托以东的肯特山下方存在低速异常结构,由于台站覆盖范围和分辨率等原因我们还不能完全确定该低速异常的具体埋深,但可以推测,此异常构造反映了肯特山地幔柱的低速特性.呼斯坦瑙鲁和曼达尔戈壁以西的低速异常可能和杭爱山下的地幔柱或地幔对流有关联.
(2)戈壁滩的低速异常带可能和达里甘嘎火山具有相同的热来源,可能是该区火成岩存在的深部原因;我们的成像结果显示,该低速异常有向东南方向延展的趋势,Li等(2010)的结果也显示该低速异常和大同火山下的低速异常连为一体,但本文的研究结果还不足以证实戈壁滩和大同火山下的低速异常是否存在关联性.此低速异常结构延伸到下地幔中,有可能是戈壁滩及其周边地区地幔柱或下地幔热物质上涌的表现.
致谢 感谢中蒙国际科技合作项目中所有参与数据采集、收集、处理工作的人员,感谢审稿专家的宝贵修改意见.本项目观测数据由中国地震局科学探测台阵设备取得.[1] | Barruol G, Deschamps A, Deverchere J, et al. 2008. Upper mantle flow beneath and around the Hangay dome, Central Mongolia. Earth and Planetary Science Letters, 274(1-2): 221-233, doi: 10.1016/j.epsl.2008.07. 027. |
[2] | Barry T L, Kent R W. 1998. Cenozoic magmatism in Mongolia and the origin of Central and East Asian Basalts. Mantle Dynamics and Plate Interactions in East Asia, Geodynamics, 27: 347-364. |
[3] | Barry T L, Saunders A D, Kempton P D, et al. 2003. Petrogenesis of Cenozoic Basalts from Mongolia: Evidence for the Role of Asthenospheric versus Metasomatized Lithospheric Mantle Sources. Journal of Petrology, 44(1): 55-91. |
[4] | Bushenkova N, Tychkov S, Koulakov I. 2002. Tomography on PP-P waves and its application for investigation of the upper mantle in central Siberia. Tectonophysics, 358(1-4): 57-76. |
[5] | Chuvashova I S, Rasskazov S V, Yasnygina T A, et al. 2012. High-Mg lavas from the dariganga volcanic field in the south-eastern Mongolia: petrogenetic model of magmatism at the asthenosphere-lithosphere boundary. Geodynamics & Tectonophysics, 3(4): 385-407. |
[6] | Cunningham D. 2005. Active intracontinental transpressional mountain building in the Mongolian Altai: Defining a new class of orogen. Earth and Planetary Science Letters, 240(2): 436-444, doi: 10.1016/j.epsl.2005.09. 013. |
[7] | Dahlen F A, Hung S H, Nolet G. 2000. Frechet kernels for finite-frequency traveltimes-I. Theory. Geophys. J. Int. , 141(1): 157-174. |
[8] | Devyatkin Y V, Smelov S B. 1980. Position of basalts in the Cenozoic sedimentary sequence of Mongolia. International Geology Review, 22(3): 307-317, doi: 10. 1080/00206818209466888. |
[9] | Ding Z F, Zhou X F, Wu Y, et al. 2009. Tomographic imaging of P wave velocity structure beneath the region around Beijing. Earthquake Science, 22(4): 403-408, doi: 10. 1007/s11589-009-0403-9. |
[10] | Dobretsov N L, Buslov M M, Delvaux D, et al. 1996. Meso- and Cenozoic tectonics of the Central Asian Mountain belt: effects of lithospheric plate interaction and mantle plumes. International Geology Review, 38(5): 430-466. |
[11] | Gao S, Davis P M, Liu H, et al. 1994. Seismic anisotropy and mantle flow beneath the Baikal rift zone. Nature, 371(6493): 149-151. |
[12] | Gao S, Davis P M, Liu H, et al. 1997. SKS splitting beneath continental rift zones. Journal of Geophysical Research, 102(B10): 22781-22797. |
[13] | Gao S S, Liu K H, Chen C Z. 2004. Significant crustal thinning beneath the Baikal rift zone: New constraints from receiver function analysis. Geophysical Research Letters, 31(20): L20610, doi: 10. 1029/2004GL020813. |
[14] | Gao S S, Liu K H, Davis P M, et al. 2003. Evidence for small-scale mantle convection in the upper mantle beneath the Baikal rift zone. Journal of Geophysical Research, 108(B4): 2194, doi: 10.1029/2002JB002039. |
[15] | Huang J L, Zhao D P. 2006. High-resolution mantle tomography of China and surrounding regions. Journal of Geophysical Research, 111(B9): B09305, doi: 10.1029/2005JB004066. |
[16] | Hung S H, Chen W P, Chiao L Y. 2011. A data-adaptive, multiscale approach of finite-frequency, traveltime tomography with special reference to P and S wave data from central Tibet. Journal of Geophysical Research, 116(B6): B06307, doi: 10.1029/2010JB008190. |
[17] | Hung S H, Dahlen F A, Nolet G. 2000. Frechet kernels for finite-frequency traveltimes-II. Examples. Geophys. J. Int. , 141(1): 175-203. |
[18] | Hung S H, Dahlen F A, Nolet G. 2001. Wavefront healing: A banana-doughnut perspective. Geophys. J. Int. , 146(2): 289-312. |
[19] | Hung S H, Shen Y, Chiao L Y. 2004. Imaging seismic velocity structure beneath the Iceland hot spot: A finite frequency approach. Journal of Geophysical Research, 109(B8): B08305, doi: 10.1029/2003JB002889. |
[20] | Kennett B L N, Engdahl E R. 1991. Traveltimes for global earthquake location and phase identification. Geophys. J. Int. , 105(2): 429-465. |
[21] | Khain V E. 1990. Origin of the central Asian mountain belt: Collision or mantle diapirism. Journal of Geodynamics, 11(4): 389-394. |
[22] | Koulakov I. 1998. Three-dimensional seismic structure of the upper mantle beneath the central part of the Eurasian continent. Geophys. J. Int. , 133(2): 467-489. |
[23] | Koulakov I. 2011. High-frequency P and S velocity anomalies in the upper mantle beneath Asia from inversion of worldwide traveltime data. Journal of Geophysical Research, 116(B4): B04301, doi: 10.1029/2010JB007938. |
[24] | Koulakov I, Tychkov S, Bushenkova N, et al. 2002. Structure and dynamics of the upper mantle beneath the Alpine-Himalayan orogenic belt, from teleseismic tomography. Tectonophysics, 358(1-4): 77-96. |
[25] | Kulakov I Y. 2008. Upper mantle structure beneath southern Siberia and Mongolia, from regional seismic tomography. Russian Geology and Geophysics, 49(3): 187-196, doi: 10.1016/j.rgg.2007.06. 016. |
[26] | Laske G, Master G, Ma Z T, et al. 2013. Update on CRUST1.0—A 1-degree global model of Earth's crust. EGU, 15: EGU2013-2658. |
[27] | Lei J S. 2012. Upper-mantle tomography and dynamics beneath the North China Craton. Journal of Geophysical Research, 117(B6): B06313, doi: 10.1029/2012JB009212. |
[28] | Li C, Van der Hilst R D. 2010.Structure of the upper mantle and transition zone beneath Southeast Asia from traveltime tomography. Journal of Geophysical Research, 115(B7): B07308, doi: 10.1029/2009JB006882. |
[29] | Li C, Van der Hilst R D, Toksoz M N. 2006. Constraining P-wave velocity variations in the upper mantle beneath Southeast Asia. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 154(2): 180-195, doi: 10.1016/j.pepi.2005.09. 008. |
[30] | Li Y H, Wu Q J, Pan J T, et al. 2013. An upper-mantle S-wave velocity model for East Asia from Rayleigh wave tomography. Earth and Planetary Science Letters, 377-378: 367-377, doi: 10.1016/j.epsl.2013.06.033. |
[31] | Molnar P, Tapponnier P. 1975. Cenozoic tectonics of Asia: Effects of a continental collision. Science, 189(4201): 419-426. |
[32] | Mordvinova V V, Deschamps A, Dugarmaa T, et al. 2007. Velocity structure of the lithosphere on the 2003 Mongolian-Baikal Transect from SV waves. Physics of the Solid Earth, 43(2): 119-129. |
[33] | Mordvinova V V, Vinnik L P, Kosarev G L, et al. 2000. Teleseismic tomography of the lithosphere of the Baikal rift. Doklady Akademii Nauk, 372(2): 248-252. |
[34] | Obrebski M, Allen R M, Zhang F X, et al. 2012. Shear wave tomography of China using joint inversion of body and surface wave constraints. Journal of Geophysical Research, 117(B1): B01311, doi: 10.1029/2011JB008349. |
[35] | Paige C C, Saunders M A. 1982a. Algorithm 583 LSQR: Sparse linear equations and least squares problems. ACM Transactions on Mathematical Software, 8(2): 195-209. |
[36] | Paige C C, Saunders M A. 1982b. LSQR: An algorithm for sparse linear equations and sparse least squares. ACM Transactions on Mathematical Software, 8(1): 43-71. |
[37] | Peltzer G, Tapponnier P. 1988. Formation and evolution of strike-slip faults, rifts, and basins during the India-Asia collision: An experimental approach. Journal of Geophysical Research, 93(B12): 15085-15117. |
[38] | Petit C, Deverchere J, Calais E, et al. 2002. Deep structure and mechanical behavior of the lithosphere in the Hangai-Hovsgol region, Mongolia: New constraints from gravity modeling. Earth and Planetary Science Letters, 197: 133-149. |
[39] | Rawlinson N, Kennett B L N. 2004. Rapid estimation of relative and absolute delay times across a network by adaptive stacking. Geophys.J.Int.,157(1):332-340,doi: 10.1111/j.1365-246X.2004.02188. x. |
[40] | Tian Y, Hung S H, Nolet G, et al. 2007. Dynamic ray tracing and traveltime corrections for global seismic tomography. Journal of Computational Physics, 226(1): 672-687, doi: 10.1016/j.jcp.2007.04. 025. |
[41] | Tian Y, Zhao D P, Sun R M, et al. 2009. Seismic imaging of the crust and upper mantle beneath the North China Craton. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 172(3-4): 169-182. |
[42] | Tiberi C, Deschamps A, Deverchere J, et al. 2008. Asthenospheric imprints on the lithosphere in Central Mongolia and Southern Siberia from a joint inversion of gravity and seismology (MOBAL experiment). Geophys. J. Int., 175(3): 1283-1297, doi: 10.1111/j.1365-246X.2008.03947. x. |
[43] | VanDecar J C, Crosson R S. 1990. Determination of teleseismic relative phase arrival times using multi-channel cross-correlation and least squares. Bulletin of the Seismological Society of America, 80(1): 150-169. |
[44] | Whitford-Stark J L. 1987. A survey of Cenozoic volcanism on mainland Asia. Geological Society of America Special Paper 213: 1-74. |
[45] | Windley B F, Allen M B. 1993. Mongolian plateau: Evidence for a late Cenozoic mantle plume under central Asia. Geology, 21(4): 295-298. |
[46] | Xiong X, Shan B, Wang J Y, et al. 2010.Small-scale upper mantle convection beneath the Mongolia-Baikal Rift Zone and its geodynamic significance. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 53(7): 1594-1604, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.07.010. |
[47] | Yang F, Huang J L, Yang T. 2010.Upper mantle structure beneath the Chinese capital region from teleseismic finite-frequency tomography. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 53(8): 1806-1816, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.08.006. |
[48] | Yanovskaya T B, Kozhevnikov V M. 2003. 3D S-wave velocity pattern in the upper mantle beneath the continent of Asia from Rayleigh wave data. Physics of the Earth and Planetary Interiors,138(3-4):263-278,doi:10. 1016/S0031-9201(03) 00154-7. |
[49] | Yi G X, Yao H J, Zhu J S, et al. 2008. Rayleigh-wave phase velocity distribution in China continent and its adjacent regions. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 51(2): 402-411. |
[50] | Zhang F X, Wu Q J, Li Y H. 2013a. The traveltime tomography study by teleseismic P wave data in the Northeast China area. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 56(8): 2690-2700, doi: 10.6038/cjg20130818. |
[51] | Zhang F X, Wu Q J, Li Y H, et al. 2013b. Pick up the teleseismic relative traveltime residuals by wave form correlation based on the GUI. Seismological and Geomagnetic Observation and Research, 34(3-4): 58-64, doi:10.3969/j.issn.1003-3246.2013.03/04.012. |
[52] | Zhao D P, Lei J S, Inoue T, et al. 2006. Deep structure and origin of the Baikal rift zone. Earth and Planetary Science Letters, 243(3-4): 681-691, doi: 10.1016/j.epsl.2006.01. 033. |
[53] | Zonenshain L P, Savostin L A. 1981. Geodynamics of the Baikal rift zone and plate tectonics of Asia. Tectonophysics, 76(1-2): 1-45. |
[54] | Zorin Y A, Turutanov E K, Mordvinova V V, et al. 2003. The Baikal rift zone: The effect of mantle plumes on older structure. Tectonophysics, 371(1-4): 153-173, doi: 10.1016/S0040-1951(03)00214-2 |
[55] | 熊熊, 单斌, 王继业等. 2010. 蒙古—贝加尔地区上地幔小尺度对流及地球动力学意义. 地球物理学报, 53(7): 1594-1604, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.07.010. |
[56] | 杨峰, 黄金莉, 杨挺. 2010. 应用远震有限频率层析成像反演首都圈上地幔速度结构. 地球物理学报, 53(8): 1806-1816, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.08.006. |
[57] | 易桂喜, 姚华建, 朱介寿等. 2008. 中国大陆及邻区Rayleigh面波相速度分布特征. 地球物理学报, 51(2): 402-411. |
[58] | 张风雪, 吴庆举, 李永华. 2013a. 中国东北地区远震P波走时层析成像研究. 地球物理学报, 56(8): 2690-2700, doi: 10.6038/cjg20130818. |
[59] | 张风雪, 吴庆举, 李永华等. 2013b. 基于图形界面的波形相关法拾取远震相对走时残差. 地震地磁观测与研究, 34(3-4): 58-64, doi: 10.3969/j.issn.1003-3246.2013.03/04.012. |