地球物理学报  2019, Vol. 62 Issue (4): 1244-1255   PDF    
青藏高原东北缘上地幔多尺度层析成像
李贞1,2, 郭飚1, 刘启元1, 陈九辉1, 李顺成1, 齐少华1     
1. 中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室, 北京 100029;
2. 上海市地震局, 上海 200062
摘要:利用布设在青藏高原东北缘地区的甘肃宽频带地震台阵记录到的远震P波走时数据,采用小波域参数化和基于L1范数的稀疏约束反演算法的多尺度层析成像方法,得到了该地区400 km深度范围内上地幔的P波速度结构.本文采用的多尺度层析成像方法可以自适应数据非均匀采样的情况,有效降低谱泄漏效应和反问题的多解性,明显提高解的分辨率和可靠性.层析成像结果表明青藏高原东北缘上地幔整体上显示为低速特征,扬子地块上地幔则显示为高速特征,两者之间上地幔存在清晰的块体边界带,该边界带位于东经104°-105°之间并且随深度的增加逐渐东移.该特征暗示了青藏高原上地幔物质向东扩张的机制,但在西秦岭上地幔顶部不存在物质运移的通道.青藏高原东北缘内部也具有明显的分区特征,松潘-甘孜地块上地幔P波速度整体呈低速特征,而柴达木地块的上地幔顶部具有相对高速特征,而在上地幔200 km以下这两个地块间的差别逐渐减小.1654年天水地震和1879年武都地震都发生在扬子地块与青藏高原的碰撞交汇区,其震中下方上地幔显示为高低速转换结构.
关键词: 多尺度层析成像      上地幔      青藏高原东北缘      甘肃地震台阵     
P-wave structure of upper mantle beneath the Northeastern Tibetan Plateau from multi-scale seismic tomography
LI Zhen1,2, GUO Biao1, LIU QiYuan1, CHEN JiuHui1, LI ShunCheng1, QI ShaoHua1     
1. State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, Chinese Earthquake Administration, Beijing 100029, China;
2. Shanghai Earthquake Administration, Shanghai 200062, China
Abstract: The P-wave velocity structure of the upper mantle down to 400 km is obtained by applying multi-scale seismic tomography technique to P-wave arrival time data recorded by the Gansu seismic array. The seismic tomography algorithm used in this study employs sparsity constraints on the wavelet representation of the velocity model via L1-norm regularization. This algorithm can deal with uneven-sampled data, reduce the effect of spectral leakage, and can also improve the resolution and stability of the seismic tomography results. Our seismic tomography results show that there exist the low-velocity anomalies in the upper mantle of the northeastern Tibetan plateau, and the high-velocity anomalies in the upper mantle of the Yangtze block. Between 104°E and 105°E, there exists an obvious boundary between the Tibet and Yangtze block. This boundary shifts eastward with the deepening of the depth, which implies the eastward expansion of the upper mantle material beneath the Tibetan plateau. There is no channel at the top of upper mantle beneath the western Qinling for material transportation. The northeastern Tibetan plateau also shows inhomogeneous feature. The Songpan-Garzê block shows a low-velocity feature, and the Qaidam block shows a high-velocity feature at the upper mantle, and the difference of velocity between the two blocks are gradually disappeared below 200 km depth. The Tianshui earthquake occurred in 1645 and the Wudu earthquake occurred in 1879 located in the collision boundary between the Yangtze block and Tibet plateau, where is the transition zone between high-velocity and low-velocity anomalies.
Keywords: Multi-scale tomography    Upper mantle    Northeastern Tibetan plateau    Gansu seismic array    
0 引言

印度—欧亚板块碰撞引起青藏高原内部及边缘发生了强烈的构造变形,造成了青藏高原周边地区的挤压转换造山带和侧向挤出地体群,随着青藏高原持续向北东方向伸展,中晚新生代以来,远离板块汇聚前缘的东北缘地区发生了大规模地表抬升和造山运动(Meyer et al., 1998).该地区的地壳缩短速率约为15 mm·a-1(Meyer et al., 1998),仅仅小于板块汇聚前缘喜马拉雅地区的缩短速率(Tapponnier et al., 2001).一般认为,青藏高原东北缘尚处于地壳缩短和岩石圈变形的早期阶段,因此研究青藏东北缘地区壳幔构造形态有助于理解青藏高原隆升和陆-陆碰撞远程效应及陆内造山过程.

关于青藏高原的隆升机制,特别是8Ma以来东北缘地区强烈隆升的机制仍然存在争议(Harrison et al., 1992; Molnar et al., 1993;钟大赉和丁林, 1996).Molnar等(1993)提出岩石圈对流拆离模型来解释该时期的隆升机制,而许志琴等(1999)Tapponnier等(2001)则用大陆俯冲消减模式来解释青藏高原的形成和隆升过程,认为岩石圈地幔部分沿古缝合带向南深俯冲,而地壳通过低倾角剪切带相互解耦的地幔不发生增厚.Royden等(1997)提出的地壳通道流模型认为由于四川盆地的阻挡,在重力驱动下的下地壳物质可能向东南和向东北流动.在东北方向的下地壳流可能沿着相对软弱的秦岭造山带方向流动(Li et al., 2011; Harris, 2007).目前为止,这些动力学模型尚缺乏充分的深部结构方面的观测证据.

青藏高原东北缘位于南北地震带的北端,是中国东部和西部、南部和北部之间的壳幔结构和地球物理场的重要转换带和梯度带,其岩石圈结构记录了青藏高原东北缘板块碰撞的深部过程以及高原向东和东北向挤出变形等重要的信息,是研究青藏高原隆升变形机制的一个关键地区.晚新生代以来,该区构造变形十分强烈,历史上曾发生过多次破坏性大地震,如1654年天水8级大地震,1879年武都8级大地震及1920年海原8.5级大地震,该地区未来的大震危险性也备受关注(张培震等, 2005).对青藏高原东北缘壳幔精细结构和壳幔运动变形的耦合方式的研究有助于理解青藏高原隆升变形的动力学机理、陆内造山、大地震的孕震背景以及青藏高原的隆升对华北克拉通裂解的远程效应.

国内外学者对青藏高原东北缘地区的地质构造、地壳上地幔速度结构、各向异性结构、电性结构和速度界面形态、地壳形变,造山过程及其动力学演化等问题进行了广泛的研究,并取得许多重要认识与成果.前人的研究大体上确立了人们对这一地区壳幔结构的构造格局及动力学模式的初步认识.这些研究表明,该区由不同地质单元拼接而成,不同构造单元的地壳结构存在明显的差异,地壳厚度变化较大,各向异性方向和应力方向发生转换.但是,该区速度结构方面的研究主要局限于地壳(李松林等, 2002;陈九辉等, 2005;高锐等, 2006;李永华等, 2006;周民都等, 2006;张先康等, 2008;嘉世旭和张先康, 2008; Pan and Niu, 2011; Wang et al., 2011;张洪双等, 2013;Guo et al., 2013;王海燕等, 2014;詹艳等, 2014;Wang et al., 2016; Wang et al., 2017;Chang et al., 2017;Li et al., 2017; Xu et al., 2018;Guo et al., 2019)以及上地幔顶部(郭飚等, 2004; Zhang et al., 2011;Yue et al., 2012; Li et al., 2013;Bao et al., 2013).各种数据解释结果仍存在着差异,甚至矛盾.青藏高原东北缘地区上地幔结构的研究较少,主要为分辨率较低的大尺度层析成像研究(曾融生等, 1994;丁志峰等, 2001;郭飚等, 2004; Huang and Zhao, 2006;易桂喜等, 2008; Li et al., 2009).由于受数据和方法的限制,青藏高原东北缘地区上地幔结构研究的分辨率还比较低,难以反映不同块体间的构造关系,无法全面整体地反映出研究区深部结构与地表构造的关系.相对于青藏高原东缘(Liu et al., 2014),青藏高原东北缘地区的下地壳和上地幔顶部低速层的研究不是很充分,其向东扩张模式、断层的分割以及不同块体间的联通作用仍不清楚.川西地区的研究表明(郭飚等, 2009),上地幔可能对地壳变形起重要作用,上地幔可能加热了下地壳并参与下地壳流动.通过地表地质和大地测量数据(Meyer et al., 1998; Yin et al., 2008),人们推测该区沿着中生代的缝合带存在岩石圈尺度的俯冲结构,但是缺乏相应的地震学观测证据.姚志祥等(2014)推测若尔盖盆地的下地壳向西秦岭构造带俯冲,这与地质上的研究结果存在冲突.SKS剪切波分裂研究表明,该区上地幔的各向异性方向平行于构造方向,并且在西秦岭地区逐渐转向近东西向(Li et al., 2011;王琼等, 2013;王琼和高原, 2018;常利军等, 2008).上地幔的各向异性方向与地表的GPS运动方向基本吻合,据此可推测该区岩石圈地幔以垂直连贯的变形方式整体向东挤出(Li et al., 2011; Soto et al., 2012).但是,近震的S波分裂研究表明,该区的地壳各向异性方向垂直于构造线方向,进而推测可能存在壳幔运动解耦(张辉等, 2012;王琼等, 2013;王琼和高原, 2018).由此可见,青藏高原东北缘地区壳幔运动变形机制较为复杂,目前仍有待进一步的深部地球物理证据和约束.

本研究拟利用分布在青藏高原东北缘地区的甘肃台阵记录到的远震P波走时数据及多尺度地震层析成像技术,研究该区400 km深度范围内高分辨率的上地幔P波速度结构,以探讨青藏高原东北缘地区不同块体间的耦合变形关系,进而揭示该地区深部构造及隆升演化机制.

1 观测数据

2009年10月至2012年12月,中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室在甘肃西秦岭地区布设了由164台宽频带地震仪组成的流动地震台阵(简称甘肃台阵),观测期间获得了大量的高质量地震数据.甘肃台阵的观测系统由Guralp CMG-3ESPC型拾震器和RefTek-130B型地震数据记录器组成,动态范围优于130 dB,采样率为40 Hz.甘肃台阵位于青藏高原、扬子及鄂尔多斯地块的交汇区,覆盖范围为102°E—107°E,32°N—36°N,平均台站间距约为20 km(图 1).研究区西侧是内部结构复杂、活动性强烈、介质强度较低的青藏高原东北缘,其内部又分为祁连、柴达木、松潘—甘孜等二级地块,其东北部是稳定古老的鄂尔多斯地块,而东南部是扬子地块.研究区内分布着西秦岭北缘断裂、东昆仑断裂等大型活动块体的分界断裂(张培震等, 2003),块体内部以一系列近东西向延伸指向南的弧形逆冲推覆构造为主(张国伟等, 2004).该区晚新生代以来构造变形十分强烈,强震频繁发生,历史上曾发生过多次破坏性地震.

图 1 地质构造背景及宽频带地震台站分布 图中白色圆圈1为1879年武都地震;白色圆圈2为1654年天水地震;粗虚线为板块边界(根据张培震等, 2003);F1为西秦岭北缘断裂;F2为东昆仑断裂;F3龙门山断裂. Figure 1 Geological setting and distribution of seismic stations White circle 1 is the Wudu earthquake in 1879; white circle 2 is the Tianshui earthquake in 1654; thick dash lines are block boundaries (according to zhang2003">Zhang P Z et al., 2003); F1 is the north West Qinling fault; F2 is the eastern Kunlun fault; F3 is the Longmenshan fault.

甘肃地震台阵记录到的远震波形数据经过去均值、去倾斜、带通滤波后,采用波形相关方法(Van Decar and Crosson, 1990)拾取远震走时残差.我们根据下列原则对该台阵记录到的远震P波走时数据进行筛选:(1)震中距范围28°~90°;(2)震级大于5.0;(3)每一个地震至少有6个台站记录到较高的信噪比和清晰P波初动的波形.根据上述筛选原则,我们最终选出164个台记录到的1689个远震,射线总数共195072条.远震震源参数是根据美国地质调查局(USGS)的PDE月报结果给出.图 2给出的本文所用的远震事件震中的分布,由图 2所示,西北方向的地震较少,其他方位都具有较好的方位角覆盖.

图 2 远震层析成像研究所用的远震震中分布 Figure 2 Locations of the teleseismic events used in this study
2 多尺度层析成像

常用的地震层析成像方法一般采用均匀网格节点进行有限参数化,并利用阻尼最小二乘法来求取模型光滑的最小的2范数解.地震层析成像的分辨能力主要依赖于射线密度及其方向的覆盖.通常情况下,由于地震台站及震源分布的原因,大多数走时层析成像研究的地震射线在研究模型内部分布极不均匀,以致于层析成像对模型的分辨能力也是不均匀的.在采用均匀网格参数化的情况下,如果采用过细的网格划分, 观测数据有可能在射线分布不好的位置不能充分限制模型参数,造成虚假的结构信息;而如果选择分辨率过低的模型参数化,则会丢失数据能分辨的结构信息,并造成谱泄漏效应(Chiao and Kuo, 2001).从反演角度来看,由于数据采样不完整,反演问题形成病态的欠定方程.通常的处理方法是在目标函数中加入正则化项来改善反演方程的条件数.正则化函数的形式主要是基于对速度分布的光滑度或模型变动大小的测量.正则化方法可以压制非数据引起的速度结构振荡,并且可以显著地改善系统矩阵的条件数.但这样的正则化效应同时作用于模型的所有部分,而不考虑局部的解析能力,以致于在数据分布较好、分辨率较高的区域,解析能力受到不合理的压制.因此,单一分辨率的参数化方法不能充分兼顾空间与频谱的解析能力.

基于小波变换的多尺度层析成像算法能够兼顾空间域和频率域分辨率,可以让模型内部不同的区域根据射线的分布不同而有不同的分辨率,从而让有限的资料可以提供更高的分辨能力、减少谱泄漏效应并提高成像的可靠性(Chiao and Kuo, 2001; Hung et al., 2011;李贞等, 2015).本研究采用D4小波来构建速度模型的多尺度分析序列,并采用L1范数正则化构建目标函数.

层析成像反演问题可以表示为

(1)

这里,d 表示数据矢量,m 表示空间域模型矢量,G 表示Gram矩阵.我们采用D4小波将空间域模型参数矢量 m 变换到小波域.小波系数矢量

(2)

式中,W 表示三维小波变换算子.

本研究通过一维小波变换的张量积形式构造三维小波变换.这样,将式(2)代入式(1),便有

(3)

这里,W-1表示小波逆变换.

通过变换,反演问题从空间域变换到小波域,即从求解模型的速度扰动m变换为求解小波系数. 由于相对于模型参数,小波变换是稀疏变换,空间域的模型参数变换到小波域后,其中大部分小波系数为零或很小.选择模型矢量的L0范数(这里的L0范数是指非零系数的个数)作为正则化项是自然的(Simons et al., 2011).但是,加入L0正则化项的目标函数是非凸的,即存在局域极小,且不易求解(Figueiredo et al., 2007; Loris et al., 2010),因此,本研究采用L1范数正则化,进而目标函数可写为

(4)

这里,λ为稀疏约束因子.

(4) 式包含两部分:二次项数据拟合部分和一次项稀疏约束部分.因此,本文采用梯度投影稀疏重建算法(GPSR)来求解方程(4).这样求得的实际上是方程(3)的稀疏解.从本质上说,也就是利用小波变换的多尺度分解特性,将速度变换为不同尺度系数,从最大尺度开始求取模型的长波长变化,通过逐步累积由数据提供的信息,增加模型细节的知识,直到相关细节逐渐失去可信度为止.在射线采样较差的区域,精细尺度的小波系数很小或为零,而该区域的粗糙尺度上则有较大的系数,进而实现自适应的参数化.

3 模型参数化

本文研究的三维地壳上地幔速度模型范围为32°N—36. 5°N,102°E—107. 5°E,深度范围为0~400 km.正演问题采用分层快速行进方法(Rawlinson and Sambridge, 2004)求解程函方程,该方法通过分层处理波场传播可以计算多次震相.地震层析成像的走时场及射线路径的计算需要较为精细的速度结构,以便考虑先验信息和提高计算精度,而反演结点的设置需要考虑数据的分辨能力,一般采用相对粗糙的速度结构(Kissling et al., 2001;李贞等, 2015).本研究采用类似Kissling等(2001)的方法分别构建正演网格和反演网格.正演网格采用均匀分布的网格结点设置,结点的间距为2 km,差值函数采用三次B样条函数.由于远震层析成像方法对于地壳的约束能力较差,本研究中的地壳速度结构及Moho面的深度由接收函数反演结果和CRUST1.0(Laske et al., 2013)速度模型给出.上地幔的初始速度则根据Ak135模型给出.反演网格在笛卡尔坐标系下构建,速度结点间距为20 km.

4 结果

为了评估多尺度层析成像对不同尺度异常的分辨能力,本文采用三种不同异常尺度的输入模型进行棋盘格测试.输入的速度模型的速度扰动变化范围设定为±5%.异常尺度设置为40 km×40 km× 40 km,80 km×80 km×80 km和120 km×120 km×120 km.在相同的反演网格和反演参数的条件下,分别反演这三种棋盘格测试模型.图 3所示的检验结果表明,在120 km分辨率情况下,模型中大部分区域的异常可以很好恢复;在80 km分辨率情况下,由于射线分布稀疏,模型的西北区域分辨率较差;而在40 km分辨率情况下,仅模型中部和东南部射线分布较为密集的局部区域,其异常可以得到一定的恢复.因此,本研究大部分区域可以达到120 km的分辨率,局部区域可以达到40 km的分辨率.

图 3 棋盘格分辨率测试 图中(a)、(b)、(c)三列分别为120 km、80 km、40 km异常尺度的棋盘格输入模型;(a′)、(b′)、(c′)三列分别表示三种棋盘格模型的恢复结果. Figure 3 Checkerboard resolution test (a), (b) and (c) represent initial models with anomalies scale of 120 km, 80 km, 40 km respectively; (a′), (b′) and (c′) are the recovered models.

本文采用的基于稀疏变换的多尺度层析成像方法将反演模型变换到小波域并分尺度反演模型参数.反演结果可以得到不同尺度的模型参数的小波系数,因此我们可以得到不同尺度的结构信息.图 4给出了1—4阶小波尺度的在80 km深度速度结构图像.由图 4所示,多尺度层析成像方法从长周期大尺度结构(1阶)开始反演逐渐逼近高频细节结构(4阶),最终的高阶结构显示的平均速度变化趋势与低阶大尺度的结构相似,这反映了我们的结果的稳定性和可靠性.

图 4 80 km深度速度扰动剖面在1—4阶小波重建图像 Figure 4 P-wave velocity perturbation images at the 80 km depth in level 1—4 wavelet reconstruction

图 5分别给出了研究区80 km、150 km、200 km和300 km深度上的水平速度扰动剖面.如图 5所示,青藏高原东北缘(研究区域的西部)上地幔200 km深度范围内平均速度较低,这与青藏高原东北缘属于新构造时期以来较为活跃的地质构造单元是一致的.面波层析成像结果(Chen et al., 2010; Zhang et al., 2011; Li et al., 2013)也显示青藏高原东北缘上地幔呈现低速特征,但这些结果仅仅给出了地壳上地幔顶部的结构.本文的研究结果证明,至少在200 km深度范围内依然存在这种低速异常特征.由于我们的研究范围和分辨率的限制,很难推断上地幔低速物质向西延伸的状态.另外,扬子地块上地幔200 km深度范围内整体平均速度较高,这与扬子地块属于内部稳定,构造活动相对较弱的块体是一致的.在青藏高原内部,在80 km深度上,松潘地块与柴达木地块下方上地幔速度有明显差异,松潘地块显示为低速特征,而柴达木地块显示为相对高速特征.随着深度的增加,松潘地块与柴达木地块间的差异逐渐变小.在上地幔300 km深度剖面上,松潘地块显示为整体高速特征,而其余地块则显示为低速特征,块体间的分块特征逐渐消失.根据中国地震台网中心的历史地震目录,1654年天水地震震中位于105.5°E,34.3°N,1879年武都地震震中位于104.7°E,33.2°N.这两个大地震都发生在扬子板块与青藏高原碰撞的边界带上,并且其震中区下方的上地幔环境为剧烈的高低速转换区.

图 5 不同深度范围速度扰动剖面 图中黑色细线为断层, 灰色虚线为块体边界, 蓝色圆为1654年天水地震震中,绿色圆为1879年武都地震震中. Figure 5 P-wave velocity perturbation profiles at different depths The lack lines denote faults, the gray dash lines denote the block boundaries, the blue circle denotes the epicenter of the Tianshui earthquake occurred in 1654, the green circle denotes the epicenter of the Wudu earthquake occurred in 1879.

图 5可见,青藏高原东北缘与扬子地块间存在一个较为清晰的边界带,并且边界带东西两侧速度异常特征不同:西侧地区呈现低速度异常,东侧地区显示为高速度异常.该高速与低速的边界随着深度的增加不断东移:其分界线在浅部(80 km)位于东经104°附近,随着深度的增加至200 km时,该分界线位于东经105°附近,这一特征在上地幔300 km消失.图 6给出了沿北纬33°和34.5°的垂直剖面,由图 6所示青藏高原与扬子地块的边界显示为向东倾斜的形态和青藏东北缘上地幔物质向扬子地块岩石圈下方扩张的特征.从地表地质构造上看该区属于构造交汇区,边界带的西侧断裂为NWW走向,而东侧的断裂为NEE走向,显示为倒“八”字特征.在该区的地表并没有明显的南北向大型断裂,推测这种地表构造特征是由深部构造运动引起的,即深部存在构造边界和构造应力转换带.人工地震测深、重力学研究以及大地电磁研究也表明该区在105°附近存在隐伏断裂(赖晓玲等, 2009;孟小红等, 2012;詹艳等, 2014).接收函数结果(Li et al., 2015)和体波层析成像结果(董兴鹏和滕吉文, 2018)认为秦祁地块和昆仑断裂带均为高速异常,这阻断了青藏高原块体下地壳低速层向东北方向的延伸.另外,在礼县—宕昌地区发现了新生代火山喷发碳酸岩中包含地幔岩包裹体(莫宣学等, 2007),可能是由地幔上涌形成的.上述构造特征表明这一地区可能处于地幔物质运移通道和转换的关键部位.因此,青藏高原与中国东部的构造分界线应在东经104°—105°附近,该构造分界线同时是各种物理场的转换带.

图 6 沿纬度方向的垂直速度扰动剖面 图中TB为青藏地块,YZ表示扬子地块,UF为未知断裂或边界. Figure 6 P-wave velocity perturbation profiles along the longitude directions The TB denotes the Tibetan block. The YZ denotes the Yangtze block. The UF denotes the boundary between the units.

图 7给出了沿东经103.5°和106°两条南北向垂直剖面.如图 7所示,松潘地块上地幔200 km整体显示为低速特征,柴达木盆地上地幔150 km深度范围内呈现相对较弱的高速特征,150 km后这种现象逐渐消失,至上地幔200 km深度后表现为低速特征.接收函数研究结果表明(张洪双等, 2013)松潘地块的岩石圈较薄,厚度只有125~135 km,而东昆仑断裂带以北的青藏高原东北缘地区保留了较厚的岩石圈,平均厚度接近160 km.体波和面波层析成像研究结果显示东昆仑断裂以北的柴达木地块和祁连地块上地幔存在高速异常(Obrebski et al., 2012;胥颐等, 2014).接收函数偏移结果显示,东昆仑断裂以北的岩石圈向南俯冲到了松潘—甘孜地体的岩石圈之下(Kind et al., 2002; Zhao et al., 2011).本研究结果显示柴达木地块岩石圈地幔确实存在相对高速的向南倾斜的结构,但由于分辨率的限制,很难推断是否存在俯冲构造.东昆仑断裂南北两侧上地幔速度、岩石圈厚度及上地幔各向异性方向有较大的差异(张洪双等, 2013;常利军等, 2012;王琼等, 2013),推测东昆仑断裂南北的壳幔变形耦合模型可能也不相同,松潘—甘孜地块上地幔各向异性主要来源于软弱流动的地幔,而柴达木地块和祁连地块的上地幔各向异性可能源自化石各向异性.扬子地块在上地幔250 km范围内显示为高速特征.高速异常的深度可能反映了扬子地块的岩石圈厚度.扬子地块的北部边界推测应为西秦岭北缘断裂.该断裂以北呈现高、低速相间的复杂结构,显示为过渡带特征,这一结构与郭飚等(2004)的结论一致.

图 7 沿经度方向的垂直速度扰动剖面 图中SP为松潘—甘孜地块,QD为柴达木地块,KF为东昆仑断裂带,QF为西秦岭北缘断裂. Figure 7 P-wave velocity perturbation profiles along the latitude directions The SP denotes the Songpan-Garzê block, the QD denotes the Qaidam block, the KF denotes the east Kunlun fault, the QF denotes the north West Qinling fault.
5 结论和讨论

根据层析成像结果和该区已有的地质、地球物理研究成果,本研究主要得到以下几点认识:

(1) 本文采用的基于小波变换的多尺度层析成像方法可以自适应数据非均匀采样的情况,减小谱泄漏效应.该方法利用稀疏约束有效地降低了反问题的多解性,增强了解的稳定性.利用多尺度层析成像方法可以自适应的依据不同地区的射线密度得到不同分辨率的结构.这对于射线分布极不均匀的地区,可以得到相对更稳定可靠的结果.

(2) 青藏高原东北缘—扬子地块地区上地幔速度结构呈明显的横向不均匀性,青藏高原东北缘上地幔整体显示为低速特征,扬子地块上地幔显示为高速特征.这个结果与这两个地块的地质构造活动特征相吻合.青藏高原东北缘内部也具有明显的分区特征,松潘—甘孜地块上地幔P波速度整体呈低速特征,而柴达木地块的上地幔顶部呈现相对高速特征.松潘—甘孜地块与柴达木地块的结构差异表明两地块具有不同的属性和演化过程.

(3) 位于东经104°—105°之间,青藏高原东北缘与扬子地块之间上地幔存在清晰的块体边界.该边界带随深度的增加逐渐东移,显示为向东倾斜的形态.这一特征可能反映了青藏东北缘上地幔物质向东扩张挤出的动力学机制.本研究并未在西秦岭上地幔顶部观察到物质运移的通道.松潘—甘孜地块与柴达木地块间的边界断层为东昆仑断裂,推测该断裂为深大断裂,其影响深度可达上地幔200 km.扬子地块的北部边界推测应为西秦岭北缘断裂.

(4) 1654年天水地震和1879年武都地震都发生在扬子地块与青藏高原的碰撞交汇区,其下方上地幔显示为高低速转换结构,这可能是该区大震孕育的主要背景.

致谢  文中图件使用GMT软件(Wessel and Smith, 1991)进行绘制,感谢匿名专家的审阅和宝贵.
References
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