鄂爾多斯西南緣及鄰區(qū)三維速度結(jié)構(gòu)全波形反演

李俊毅， 侯衛(wèi)生,2*， 郭飚， 沈旭章,2， 鄭文俊,2,

1 中山大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院， 廣東省地球動(dòng)力作用與地質(zhì)災(zāi)害重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 廣州 510275 2 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室(珠海)， 廣東珠海 519082 3 中國(guó)地震局地質(zhì)研究所地震動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100029

0 引言

鄂爾多斯西南緣位于我國(guó)青藏地塊、鄂爾多斯地塊、秦嶺造山帶幾個(gè)不同構(gòu)造體系的交界位置.受青藏高原和華南地塊的共同作用，鄂爾多斯西南緣發(fā)育了一系列的活動(dòng)斷裂(鄧起東等, 1999; 黃柳婷等, 2020)，使得該地區(qū)的新生代構(gòu)造與早期構(gòu)造相疊加，構(gòu)造環(huán)境極其復(fù)雜.研究該區(qū)域深部速度結(jié)構(gòu)，對(duì)于了解其復(fù)雜的構(gòu)造格局以及物質(zhì)運(yùn)移等熱點(diǎn)科學(xué)問(wèn)題均有著十分重要的研究?jī)r(jià)值.

地震成像是獲得地球深部結(jié)構(gòu)的最直接、有效的方法之一.近年來(lái)，地球物理學(xué)家們?cè)诙鯛柖嗨沟貕K及其鄰區(qū)開(kāi)展了一系列的成像研究工作，現(xiàn)已取得了眾多重要研究成果.主動(dòng)源地震勘探剖面揭示了鄂爾多斯上地殼具有輕微的橫向各向異性，莫霍面深度從西部逐漸向東部變淺(張先康等, 2003; Jia et al., 2014).地震體波層析成像研究表明了鄂爾多斯西緣上地幔速度結(jié)構(gòu)存在明顯的橫向不均一性(郭飚等, 2004; Cheng et al., 2014; 高翔等, 2018 )；大地電磁成像研究發(fā)現(xiàn)鄂爾多斯內(nèi)部中下地殼及上地幔存在低阻體(Dong et al., 2014; 韓松等, 2016; 李晨晶等, 2017)；背景噪聲反演的研究也取得了這一區(qū)域較為一致的相速度分布特征(陳強(qiáng)森等, 2013; 馮紅武等, 2019; 付媛媛和肖卓, 2020)；剪切波分裂研究表明：鄂爾多斯西緣的快波方向主要表現(xiàn)為NW-SE方向，存在巖石圈的垂直連續(xù)變形(Wang et al., 2016; 常利軍等, 2016).接收函數(shù)研究對(duì)于認(rèn)識(shí)該區(qū)域構(gòu)造細(xì)節(jié)提供了更詳細(xì)的約束(Tang et al., 2015; 黃柳婷等, 2020).為了獲得更詳細(xì)的深部結(jié)構(gòu)，前人采用了多種成像方法結(jié)合的方法進(jìn)行研究.Bao等(2015)綜合背景噪聲和地震面波數(shù)據(jù)得到了研究區(qū)較高分辨率vs模型.陳潔等(2020)采用接收函數(shù)方法，進(jìn)行Kirchhoff偏移成像，結(jié)合該區(qū)域內(nèi)已有的地震面波頻散進(jìn)行聯(lián)合反演，獲得了沿107.6°E南北向剖面鄂爾多斯地塊的地殼內(nèi)部精細(xì)結(jié)構(gòu).此外，GPS觀測(cè)的水平速度場(chǎng)表明青藏高原向東擴(kuò)張的運(yùn)動(dòng)存在明顯的順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，研究區(qū)運(yùn)動(dòng)方向呈現(xiàn)出由北東向至東向漸變的趨勢(shì)(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007; Wang and Shen, 2020)，震源機(jī)制解反演的地殼應(yīng)力場(chǎng)結(jié)果也有著類(lèi)似的結(jié)果(Xu et al., 2016; Han et al., 2019).GPS水平速度場(chǎng)的速度方向與地殼應(yīng)力場(chǎng)的最大應(yīng)力方向基本一致，表明高原地殼物質(zhì)存在持續(xù)向東的擴(kuò)張趨勢(shì)，而這種持續(xù)性的擴(kuò)張勢(shì)必對(duì)鄂爾多斯地塊及相鄰區(qū)域產(chǎn)生影響.為了明確青藏高原東北緣持續(xù)擴(kuò)張對(duì)相鄰地塊相互作用的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)模式，Guo等(2016)通過(guò)深地震反射剖面結(jié)合多種數(shù)據(jù)，詳細(xì)分析了青藏高原與鄂爾多斯地塊之間構(gòu)造過(guò)渡帶的演化過(guò)程.Tian等(2021)利用接收函數(shù)方法論述了隴西盆地與六盤(pán)山上下地殼受青藏高原與鄂爾多斯板塊相互作用導(dǎo)致的地殼變形模式，認(rèn)為地殼內(nèi)部存在解耦，但是地殼解藕發(fā)生的位置仍存在爭(zhēng)議.因此，對(duì)于鄂爾多斯西南緣開(kāi)展三維速度結(jié)構(gòu)成像研究，不僅能為前人已取得的一些深部研究結(jié)果提供有力的地震學(xué)證據(jù)，還能對(duì)該區(qū)域探討深部速度結(jié)構(gòu)和淺部構(gòu)造耦合提供重要的成像制約.

雖然地震成像方法眾多，但基于傳統(tǒng)射線理論的地震成像方法難以滿足當(dāng)代三維速度結(jié)構(gòu)成像研究所需的精度要求.全波形反演方法因能充分利用地震記錄中走時(shí)、振幅和相位等信息來(lái)建立高精度的地下速度結(jié)構(gòu)模型，自提出以來(lái)就備受關(guān)注.全波形反演方法的基本理論提出至今已有近40年的歷史(Tarantola and Valette, 1982; Tarantola, 1984, 1986, 1988).受限于三維非均勻介質(zhì)中地震波場(chǎng)建模的巨大計(jì)算量和存儲(chǔ)要求，天然地震全波形反演方法的實(shí)際應(yīng)用主要局限于二維，三維速度結(jié)構(gòu)研究較少.此外，地震波場(chǎng)建模計(jì)算所需的高資源消耗及高質(zhì)量地震記錄，限制了全波形反演方法在利用天然地震數(shù)據(jù)研究大陸殼幔結(jié)構(gòu)的應(yīng)用.不過(guò)隨著并行計(jì)算技術(shù)的發(fā)展以及高密度地震臺(tái)陣的布設(shè)，相關(guān)學(xué)者們應(yīng)用該方法完成了許多構(gòu)建大陸尺度殼幔結(jié)構(gòu)的全波形反演研究(Fichtner et al., 2009, 2013; Tape et al., 2010; Krischer et al., 2018; Tao et al., 2018).近年來(lái)，使得全波形反演在構(gòu)建高分辨率三維速度結(jié)構(gòu)的研究和應(yīng)用中越來(lái)越流行(Zhang et al, 2021).

本研究收集并整理了研究區(qū)內(nèi)所布設(shè)的流動(dòng)地震臺(tái)站數(shù)據(jù)，利用全波形反演方法重構(gòu)了鄂爾多斯西南緣及鄰區(qū)地下的三維速度模型，結(jié)合前人資料分析并討論了研究區(qū)的殼幔速度結(jié)構(gòu)特征.

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 地震數(shù)據(jù)獲取與處理

本文的計(jì)算域范圍為29.5°N—42.5°N，100°E—111°E，吸收邊界寬1.5個(gè)經(jīng)緯度.計(jì)算域覆蓋了青藏高原東北緣，部分阿拉善地塊，鄂爾多斯西部以及部分華南地塊.本研究使用的地震數(shù)據(jù)均來(lái)自于流動(dòng)臺(tái)站記錄到的地震數(shù)據(jù).為了保證記錄數(shù)據(jù)具有足夠的信噪比，從中提取了2013年12月至2016年1月發(fā)生在鄂爾多斯西南緣及周邊鄰區(qū)的8個(gè)4.7級(jí)以上的地震事件，共677個(gè)流動(dòng)地震臺(tái)站的10098個(gè)地震記錄.本研究參與計(jì)算所采用8個(gè)地震事件的震源機(jī)制解均是從IRIS(http:∥ds.iris.edu/spud/momenttensor)上獲得.經(jīng)過(guò)去除缺道、信噪比過(guò)低和分布在計(jì)算域邊界與吸收邊界之間的臺(tái)站數(shù)據(jù)后，最終使用了539個(gè)地震臺(tái)站的6030個(gè)高質(zhì)量地震記錄進(jìn)行全波形反演.相應(yīng)的計(jì)算域、吸收邊界、流動(dòng)臺(tái)站以及事件分布如圖1所示.

圖1 臺(tái)站及地震事件分布圖Fig.1 The distribution of seismographic stations and seismic events

1.2 全波形反演

全波形反演方法獲取高精度三維速度結(jié)構(gòu)模型時(shí)，以一個(gè)良好的初始模型來(lái)模擬地震波場(chǎng)，可以盡量避免產(chǎn)生明顯的波形周期跳躍的問(wèn)題(Virieux and Operto, 2009; Prieux et al., 2013).本文以FWEA18模型(Tao et al., 2018)作為初始模型.該模型是用Crust1.0(Laske et al., 2013)修正莫霍面深度后的EARA2014模型(Chen et al., 2015)經(jīng)全波形反演得到的三維速度結(jié)構(gòu)模型.采用該模型作為本研究的初始模型，不僅可以作為模型先驗(yàn)信息對(duì)模型進(jìn)行約束，保證收斂方向的穩(wěn)定性，還可以減少構(gòu)建區(qū)域尺度的長(zhǎng)周期三維初始模型的計(jì)算資源消耗.

任何反演都離不開(kāi)正演，全波形反演也不例外.本研究的正演模擬和伴隨模擬采用了SES3D(Gokhberg and Fichtner, 2016)計(jì)算模塊.SES3D是利用譜元法模擬球面上的彈性波傳播和波形反演的程序包.本研究在進(jìn)行譜元模擬時(shí)，將每個(gè)單元內(nèi)的位移場(chǎng)由4個(gè)點(diǎn)的拉格朗日多項(xiàng)式進(jìn)行網(wǎng)格插值，即每個(gè)單元包含(4+1)3=125個(gè)網(wǎng)格點(diǎn).模擬網(wǎng)格的單元總數(shù)為1485萬(wàn)，自由表面上的水平網(wǎng)格單元間距約為3.8 km，縱向網(wǎng)格單元間距約為4.2 km，濾波的最小周期為10 s.以上所有運(yùn)算均通過(guò)天河二號(hào)超級(jí)計(jì)算機(jī)進(jìn)行計(jì)算，本研究使用了384個(gè)核參與并行計(jì)算，對(duì)于每個(gè)地震事件的正演模擬時(shí)間大約40 min，而對(duì)于每個(gè)地震事件的伴隨模擬時(shí)間需要1 h左右.

在通過(guò)波場(chǎng)模擬獲得合成波形之后，確立合成波形與實(shí)際觀測(cè)地震記錄的走時(shí)、振幅等信息差異的目標(biāo)函數(shù)是全波形反演的關(guān)鍵.本研究采用了滑動(dòng)窗口通過(guò)傅里葉變換將數(shù)據(jù)從時(shí)間域轉(zhuǎn)換到時(shí)頻域，利用頻率域數(shù)據(jù)隨時(shí)間變化的特征，得到包含波形相位信息的時(shí)頻目標(biāo)函數(shù)(Fichtner et al., 2008, 2009)，其總相位失配Xp表示為

(1)

其中，Xp是時(shí)頻域內(nèi)所有相位差的積分，W是關(guān)于滑動(dòng)窗口所選波形的加權(quán)函數(shù)，φsyn和φobs分別表示合成地震記錄和觀測(cè)地震記錄的相位.

相比基于單個(gè)互相關(guān)走時(shí)差的目標(biāo)函數(shù)，以式(1)作為目標(biāo)函數(shù)的優(yōu)勢(shì)在于提取頻率和相位信息時(shí)，不需要識(shí)別和分離各個(gè)地震震相，可直接對(duì)滿足預(yù)設(shè)條件的體波、面波等所有類(lèi)型的地震波進(jìn)行窗口選擇拾取.這不僅減緩了全波形反演的非線性，同時(shí)還增加了相位信息(Fichtner et al., 2009; 蔣夢(mèng)凡等, 2021)，能最大限度地重構(gòu)地下三維速度結(jié)構(gòu).

然而，該目標(biāo)函數(shù)在高頻窗口選擇拾取時(shí)，會(huì)存在波形周跳的現(xiàn)象(Krischer et al., 2018).所以，在短周期的窗口拾取時(shí)需要謹(jǐn)慎處理.本研究采用了LASIF(Krischer et al., 2015)為全波形反演開(kāi)發(fā)的窗口拾取程序，通過(guò)合成波形最短到時(shí)和最長(zhǎng)到時(shí)以及計(jì)算周期確定選窗范圍后，利用時(shí)窗滑動(dòng)對(duì)窗口進(jìn)行拾取，再根據(jù)歸一化互相關(guān)系數(shù)、走時(shí)偏移量、包絡(luò)擬合情況以及振幅能量等預(yù)設(shè)條件，對(duì)合成波形與實(shí)際波形相差太大以及未達(dá)到預(yù)設(shè)條件的時(shí)窗進(jìn)行消除，以得到滿足所有預(yù)設(shè)條件的波形窗口.

在迭代優(yōu)化過(guò)程中，本研究采用了帶有高斯先驗(yàn)的最速下降法來(lái)實(shí)現(xiàn)模型的迭代更新.由于目標(biāo)失配函數(shù)求解得到的原始梯度通常包含高頻奇點(diǎn)和小尺度數(shù)值振蕩(Krischer et al., 2018)，因此引入了平滑算子用于消除那些不需要的模型梯度特征.同時(shí)，為了解決最速下降法收斂速度緩慢的問(wèn)題，本研究增加了線性搜索，即每次迭代對(duì)不同步長(zhǎng)進(jìn)行搜索，通過(guò)不同步長(zhǎng)的模型波形擬合情況來(lái)選擇最優(yōu)步長(zhǎng).模型參數(shù)更新公式如下：

(2)

2 模型評(píng)估

2.1 模型迭代情況

在進(jìn)行模型迭代優(yōu)化時(shí)，為了避免陷入局部最小值，通常采用多尺度反演策略.即利用相對(duì)較長(zhǎng)周期的地震數(shù)據(jù)擬合波形，當(dāng)合成波形能夠在預(yù)設(shè)條件內(nèi)準(zhǔn)確預(yù)測(cè)相位后，逐漸增加較短周期的地震信息，以此來(lái)獲得模型高頻結(jié)構(gòu)(Bunks et al., 1995; Fichtner et al., 2013; Krischer et al., 2018).本研究分別在兩個(gè)不同頻段上完成了模型的迭代優(yōu)化.模型迭代情況如圖2所示，藍(lán)線代表20～40 s長(zhǎng)周期的模型迭代情況；綠線代表10～40 s短周期的模型迭代情況；橙紅色五邊形代表搜索步長(zhǎng)不是當(dāng)前迭代最優(yōu)步長(zhǎng)或搜索方向有誤而棄用的實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ?相對(duì)波形總失配比是后續(xù)模型得到的波形失配總量相對(duì)于每個(gè)頻段初始模型時(shí)的波形失配總量的比值.

圖2 模型迭代與相對(duì)波形失配比關(guān)系圖Fig.2 The relationship between model iteration and relative waveform misfitting ratio

經(jīng)20次的迭代更新，獲得了最終的速度模型.隨著模型更新次數(shù)的增加，新模型的相對(duì)波形總失配比一直保持持續(xù)下降的趨勢(shì)，證明每次更新得到的新模型波形擬合能力在逐漸增強(qiáng).對(duì)于20～40 s的長(zhǎng)周期頻段，本研究進(jìn)行了9次模型更新，棄用了5個(gè)實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ?前6次的模型更新，相對(duì)波形總失配比下降速度較快.從第6次模型更新后，整體失配效果并不隨迭代次數(shù)的增加而顯著改善.因此，在繼續(xù)更新了三次后，本研究選用第9次模型更新所獲得的模型作為10～40 s短周期數(shù)據(jù)反演的初始模型繼續(xù)進(jìn)行反演.對(duì)于10～40 s短周期頻段，本研究進(jìn)行了11次模型更新，棄用了7個(gè)實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ?由于短周期數(shù)據(jù)存在大量高頻信息，為了保證模型的有效更新，在更新5次后，本研究縮小了模型更新步長(zhǎng)，來(lái)保證模型更新的穩(wěn)定性.第15次更新后，模型的相對(duì)波形總失配比仍在下降，但是模型更新開(kāi)始不會(huì)顯著提高模型的波形擬合效果.此外， 20次更新后的模型仍可以減小波形總失配比，但是在震源周?chē)a(chǎn)生了明顯的局部數(shù)值震蕩.因此，我們?cè)诘?0次迭代之后終止了模型更新.

2.2 波形擬合情況

為了驗(yàn)證最終模型的波形擬合能力，我們將初始模型正演模擬得到的合成波形與最終模型正演模擬得到的合成波形進(jìn)行對(duì)比(圖3).圖3a為不同震中距的部分臺(tái)站與相對(duì)應(yīng)地震事件的射線路徑，圖3b為相對(duì)應(yīng)臺(tái)站波形擬合情況.其中，藍(lán)線為初始模型正演模擬得到的合成波形，紅線為最終模型正演模擬得到的合成波形，黑線為臺(tái)站實(shí)際記錄到的地震波形.為了更好地分析波形相對(duì)應(yīng)的臺(tái)站，圖3a中每個(gè)臺(tái)站與地震事件間射線路徑的顏色與圖3b中臺(tái)站的顏色一致.

圖3 部分臺(tái)站波形擬合圖(a) 不同震中距部分臺(tái)站與相對(duì)應(yīng)地震事件的射線路徑； (b) 相對(duì)應(yīng)的臺(tái)站波形擬合情況.Fig.3 Waveform fitting on some stations(a) Ray paths of some stations with different epicentral distances and corresponding seismic events (b); (b) Waveform fitting on corresponding station.

從圖3來(lái)看，相較于初始模型正演模擬得到的合成波形，最終模型正演模擬得到的合成波形的相位和振幅以及波形互相關(guān)系數(shù)均得到了一定的改善，說(shuō)明最終模型得到的合成波形更接近臺(tái)站實(shí)際觀測(cè)到的真實(shí)波形.對(duì)于部分臺(tái)站的波形，如CA.15601，CA.61027，CA.61067，CA.62412，CA.64036，最終模型正演模擬得到的合成波形幾乎與實(shí)際波形一致.然而，模型更新后，臺(tái)站CA.51507波形基本上沒(méi)有變化，說(shuō)明最終模型可以保留初始模型中波形擬合好的模型細(xì)節(jié).圖4給出了模擬期間不同頻段上，CA.61062和CA.15709兩個(gè)臺(tái)站的三分量波形擬合情況，兩個(gè)臺(tái)站與對(duì)應(yīng)地震事件的分布見(jiàn)圖3.相較于初始模型正演模擬得到的合成波形，最終模型所得到的地震波形在兩個(gè)頻段上的相位和振幅均得到了明顯改善.除了面波之后到達(dá)的長(zhǎng)周期尾波外，最終模型的合成波形都可以在相位和振幅上與實(shí)際記錄相匹配.此外，本研究所采用方法對(duì)面波擬合能力較好，其主要原因是面波能量強(qiáng)，可保證模型更新過(guò)程中的低頻約束.而對(duì)于多次波以及一些未知震相，盡管本研究選用的時(shí)頻目標(biāo)函數(shù)不會(huì)受數(shù)據(jù)振幅的影響，但由于這些震相體現(xiàn)的是模型中不易穩(wěn)定的高頻結(jié)構(gòu)，所以仍會(huì)存在一些波形擬合不足的情況.

圖4 不同頻段三分量波形擬合情況(a) CA.61062臺(tái)站20～40 s的三分量波形擬合情況; (b) CA.61062臺(tái)站10～40 s的三分量波形擬合情況; (c) CA.15709臺(tái)站20～40 s的三分量波形擬合情況; (d) CA.15709臺(tái)站10～40 s的三分量波形擬合情況.Fig.4 Waveform fitting of three components in different frequencies(a) Three component waveform fitting of CA.61062 station in 20～40 s; (b) Three component waveform fitting of CA.61062 station in 10～40 s; (c) Three component waveform fitting of CA.15709 station in 20～40 s; (d) Three component waveform fitting of CA.15709 station in 10～40 s.

為了定量分析最終模型相較于初始模型在不同頻段下波形擬合情況，本研究分別統(tǒng)計(jì)了初始模型和最終模型在每個(gè)流動(dòng)臺(tái)站的波形歸一化互相關(guān)系數(shù)(圖5).黑線代表初始模型波形互相關(guān)系數(shù)統(tǒng)計(jì)結(jié)果，紅線代表最終模型波形互相關(guān)系數(shù)統(tǒng)計(jì)結(jié)果.圖5表明無(wú)論是在20～40 s的長(zhǎng)周期頻段(圖5a)，還是在10～40 s的短周期頻段(圖5b)，最終模型的波形互相關(guān)系數(shù)都比初始模型的波形互相關(guān)系數(shù)高.這說(shuō)明最終模型得到的合成波形更加貼合臺(tái)站記錄到的實(shí)際波形.20～40 s長(zhǎng)周期頻段的互相關(guān)系數(shù)峰值在0.8(圖5a)，而10～40 s短周期頻段互相關(guān)系數(shù)無(wú)明顯峰值，主要分布在0.1～0.8之間(圖5b).這說(shuō)明20～40 s長(zhǎng)周期頻段的波形擬合結(jié)果明顯優(yōu)于10～40 s短周期頻段的波形擬合結(jié)果.其原因?yàn)槎讨芷跀?shù)據(jù)中攜帶大量高頻的地質(zhì)結(jié)構(gòu)信息，而這些高頻的波形數(shù)據(jù)較難擬合，導(dǎo)致最終模型的短周期互相關(guān)系數(shù)較長(zhǎng)周期互相關(guān)系數(shù)低.

圖5 波形互相關(guān)系數(shù)直方圖Fig.5 Histograms of cross correlation of waveform

3 模型結(jié)果分析及討論

本研究依托全波形反演方法，獲得了鄂爾多斯西南緣及鄰區(qū)的三維速度結(jié)構(gòu).經(jīng)過(guò)20次模型更新，最終模型相較于初始模型的波形擬合能力得到了一定的提升.為了明確最終模型速度結(jié)構(gòu)反映的地質(zhì)意義，還需結(jié)合相關(guān)研究對(duì)鄂爾多斯地塊西南緣及鄰區(qū)的速度結(jié)構(gòu)特征進(jìn)一步討論分析.本研究以AB、CD、EF、GH、IJ等5個(gè)垂向剖面分析最終模型的速度結(jié)構(gòu)特征(垂向剖面位置見(jiàn)圖1).此外，為了對(duì)比本研究對(duì)于初始模型的變化，我們也在這5個(gè)垂向剖面位置將初始模型與最終模型P波和S波速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行對(duì)比.圖6和圖7分別為初始模型的P波和S波速度垂向剖面，圖8和圖9分別為最終模型的P波和S波速度垂向剖面，圖10和圖11分別為最終模型相對(duì)初始模型的P波和S波相對(duì)速度垂向剖面.每個(gè)垂向剖面圖的灰色填充區(qū)代表地表高程，黑色虛線代表地塊分界線.

圖6 初始模型P波速度垂向剖面(a)—(e)分別表示AB、CD、EF、GH、IJ的垂向剖面.圖中數(shù)字代表地震波速，單位為km·s-1.Fig.6 Vertical sections of P-wave velocityfrom initial model(a)—(e) Denote the vertical profiles of AB, CD, EF, GH and IJ respectively. The number in the figure represents the seismic wave velocity.The unit is km·s-1.

圖7 初始模型S波速度垂向剖面(其他說(shuō)明同圖6)Fig.7 Vertical sections of S-wave velocityfrom initial model (Others are the same as Fig.6)

圖8 最終模型P波速度垂向剖面(其他說(shuō)明同圖6)Fig.8 Vertical sections of P-wave velocityfrom final model (Others are the same as Fig.6)

圖9 最終模型S波速度垂向剖面(其他說(shuō)明同圖6)Fig.9 Vertical sections of S-wave velocityfrom final model (Others are the same as Fig.6)

圖11 S波相對(duì)速度垂向剖面(其他說(shuō)明同圖6)Fig.11 Vertical sections of S-wave relative velocity (Others are the same as Fig.6)

3.1 速度結(jié)構(gòu)分析及討論

從P波的模型對(duì)比情況來(lái)看(圖6與圖8)，最終模型和初始模型的速度結(jié)構(gòu)沒(méi)有顯著差異，僅在賀蘭山附近以及各地塊交界的構(gòu)造過(guò)渡帶部分區(qū)域速度結(jié)構(gòu)發(fā)生了一些改變.相較于初始模型，S波速度結(jié)構(gòu)最終模型的變化十分明顯，尤其是對(duì)于地殼部分的改變更為顯著(圖7和圖9).這反映了P波對(duì)于地下介質(zhì)各向異性的敏感程度不如S波.因此，最終的模型分析主要是圍繞S波速度結(jié)構(gòu)特征來(lái)展開(kāi).需要注意的是，鄂爾多斯地塊和華南地塊的沉積層P波和S波速度結(jié)構(gòu)基本沒(méi)有發(fā)生變化.此外，對(duì)于剖面中存在的斷裂，在初始模型中均未發(fā)現(xiàn)速度異常(圖6和圖7)，但經(jīng)模型更新后，斷裂附近對(duì)應(yīng)的速度結(jié)構(gòu)均出現(xiàn)明顯的速度異常(圖8和圖9).

AB剖面是沿北緯39°跨越阿拉善地塊、賀蘭山和鄂爾多斯地塊的垂直剖面(圖9a).AB剖面顯示相較于阿拉善地塊，鄂爾多斯地塊地殼速度結(jié)構(gòu)沉積層呈明顯低速，沉積層下速度結(jié)構(gòu)迅速轉(zhuǎn)換為明顯高速，表現(xiàn)出古老克拉通穩(wěn)定的巖石結(jié)構(gòu)特征.而阿拉善地塊內(nèi)部殼幔速度結(jié)構(gòu)相較于鄂爾多斯地塊復(fù)雜，主要是由于阿拉善地塊具有復(fù)雜的地質(zhì)演化歷史(Zhao et al., 2001; Yuan and Yang, 2015)，形成了復(fù)雜的速度結(jié)構(gòu)特征.CD剖面為沿北緯37°跨越青藏高原和鄂爾多斯地塊的垂直剖面(圖9b).在該剖面中，鄂爾多斯地塊內(nèi)部沉積層呈明顯低速，沉積層的高速結(jié)構(gòu)中又存在不連續(xù)分布的低速體，上地幔速度結(jié)構(gòu)連續(xù).這表明沉積層下方原本呈穩(wěn)定克拉通的巖石結(jié)構(gòu)發(fā)生了一定改變.EF剖面是沿北緯35.5°跨越青藏高原、隴西盆地、六盤(pán)山和鄂爾多斯地塊的垂直剖面(圖9c).該剖面中鄂爾多斯地塊內(nèi)部速度結(jié)構(gòu)與CD剖面具有相似特征.在隴西盆地下方20 km處存在明顯的低速體，接收函數(shù)結(jié)果表明該低速體有可能為隴西盆地上地殼沿六盤(pán)山斷裂逆沖到鄂爾多斯地塊上形成的殘余上地殼物質(zhì)(Tian et al., 2021).此外，六盤(pán)山和鄂爾多斯地塊交界處的云霧山斷裂東西兩側(cè)速度結(jié)構(gòu)存在明顯差異，反映了明顯的構(gòu)造分界特征.GH剖面是沿北緯33.5°跨越青藏高原和華南地塊北部的垂直剖面(圖9d).GH剖面顯示華南地塊北部地殼速度結(jié)構(gòu)不存在明顯低速沉積層和高速層，上地幔速度結(jié)構(gòu)連續(xù).有成像結(jié)果表明華南地塊與鄂爾多斯地塊一樣均為穩(wěn)定的古老克拉通(Tao et al., 2018)，但本研究結(jié)果表明華南地塊北部并沒(méi)有呈現(xiàn)出古老克拉通的速度結(jié)構(gòu)特征.

IJ剖面是沿東經(jīng)108°跨越鄂爾多斯地塊和華南地塊(圖9e).該剖面顯示鄂爾多斯地塊地殼速度結(jié)構(gòu)低速沉積層明顯，地塊內(nèi)部下地殼中存在不連續(xù)分布的低速體，上地幔速度結(jié)構(gòu)連續(xù).華南地塊內(nèi)部(33°N以南)殼幔速度結(jié)構(gòu)與鄂爾多斯地塊相似，低速沉積層明顯，沉積層下速度結(jié)構(gòu)迅速轉(zhuǎn)換為高速，呈現(xiàn)出古老克拉通的結(jié)構(gòu)特征.在鄂爾多斯地塊內(nèi)部北緯38°處附近，殼幔結(jié)構(gòu)都存在明顯速度差異，北部地殼部分呈高速，上地幔呈低速，南部地殼呈低速，上地幔呈高速.這一結(jié)果與前人接收函數(shù)、大地電磁、層析成像和聯(lián)合反演的研究結(jié)果相吻合(Tian et al., 2011; Dong et al., 2014; 高翔等, 2018; 陳潔等, 2020).值得注意的是，Tang等(2015)利用接收函數(shù)發(fā)現(xiàn)在北緯35°附近，鄂爾多斯地塊下方20 km處存在一寬0.5°的低速體，并認(rèn)為該低速體的存在可能表明穩(wěn)定的鄂爾多斯克拉通的巖石結(jié)構(gòu)受青藏高原的擠壓作用而產(chǎn)生了改變.本研究的最終模型在鄂爾多斯地塊下方20 km處也觀測(cè)到相似的低速體，進(jìn)一步佐證了鄂爾多斯地塊中下地殼的改變.

此外，圖9中斷裂下方的速度結(jié)構(gòu)均出現(xiàn)明顯異常，由于受模型精度所限，本研究結(jié)果雖然無(wú)法清晰地反映出其斷裂形態(tài)，但是斷裂的延伸方向與斷裂下方速度異常的分布方向大致相同.其中黃河斷裂、莊浪河斷裂和云霧山斷裂附近，東西兩側(cè)速度結(jié)構(gòu)存在明顯差異，清晰地揭示了地塊與構(gòu)造過(guò)渡帶間構(gòu)造分界.

3.2 相對(duì)初始模型速度結(jié)構(gòu)分析及討論

為了直觀對(duì)比最終模型和初始模型速度結(jié)構(gòu)的模型更新情況，圖10和圖11展示了最終模型相對(duì)于初始模型的P波和S波的相對(duì)速度結(jié)構(gòu).P波和S波相對(duì)速度結(jié)構(gòu)對(duì)于研究區(qū)內(nèi)大部分構(gòu)造單元的速度結(jié)構(gòu)變化情況相同，但對(duì)于局部構(gòu)造過(guò)渡帶的速度變化略有不同(圖10d與圖11d).P波速度與S波速度在地殼部分相較于上地幔處改變明顯，地殼部分速度更新量較大，上地幔速度更新量較小.此外，山脈、斷裂、構(gòu)造過(guò)渡帶以及地塊內(nèi)部下方模型的更新量較大，而地塊邊緣的模型更新量較小.賀蘭山、六盤(pán)山、隴西盆地、鄂爾多斯地塊以及華南地塊內(nèi)部下方的P波和S波相對(duì)速度均明顯降低.而阿拉善地塊西部以及部分地塊過(guò)渡帶相較于初始模型，P波相對(duì)速度明顯增加，S波相對(duì)速度明顯降低，這反映了對(duì)初始速度模型的更新變化.在斷裂附近，P波相對(duì)速度變化并不明顯，相對(duì)速度均存在少量降低(圖10).但是，除渭河斷裂附近相對(duì)速度少量變化外，其余斷裂附近S波相對(duì)速度明顯降低(圖11).這說(shuō)明在反演過(guò)程中，S波速度結(jié)構(gòu)受斷裂影響明顯.

4 結(jié)論

本文采用基于伴隨譜元的全波形反演方法，經(jīng)過(guò)20次模型更新，獲得了鄂爾多斯西南緣及鄰區(qū)的P波和S波三維速度結(jié)構(gòu)，結(jié)合前人研究成果對(duì)研究區(qū)內(nèi)速度結(jié)構(gòu)特征進(jìn)行分析，揭示了鄂爾多斯地塊西南緣與相鄰地塊以及構(gòu)造過(guò)渡帶的地殼和上地幔頂部的速度結(jié)構(gòu)特征，得到以下結(jié)論.

(1)本研究獲得的三維速度結(jié)構(gòu)模型相較于研究區(qū)現(xiàn)有的模型波形擬合效果更好.除了一小部分波形細(xì)節(jié)外，最終模型正演模擬的合成波形基本都可以在相位和振幅上與實(shí)際記錄到的波形相匹配.

(2)鄂爾多斯地塊以及鄰區(qū)的地殼和上地幔頂部存在地震波速明顯的橫向變化.從分布的位置來(lái)看，這種不均勻性主要分布于不同地塊之間的構(gòu)造過(guò)渡帶，且在地塊內(nèi)部也存在少量分布.

(3)鄂爾多斯地塊地殼沉積層呈明顯低速，地塊輪廓清晰可見(jiàn)；在沉積層之下，鄂爾多斯地塊和華南地塊內(nèi)部呈現(xiàn)明顯高速，表現(xiàn)出古老克拉通穩(wěn)定的巖石結(jié)構(gòu)，但華南地塊北部地殼并未體現(xiàn)相似的速度結(jié)構(gòu)特征.相較于鄂爾多斯地塊和華南地塊，阿拉善地塊內(nèi)部殼幔速度結(jié)構(gòu)復(fù)雜，反映了其具有更復(fù)雜地質(zhì)結(jié)構(gòu).

(4)在北緯38°以北，鄂爾多斯地塊內(nèi)部部分地殼速度結(jié)構(gòu)呈高速，上地幔呈低速，而地塊南部地殼速度結(jié)構(gòu)則具有相反的特征.此外，鄂爾多斯地塊內(nèi)部存在的不連續(xù)低速體，進(jìn)一步表明鄂爾多斯古老穩(wěn)定克拉通的巖石結(jié)構(gòu)已經(jīng)發(fā)生了改變.

(5)斷裂附近的速度異常說(shuō)明斷裂對(duì)速度結(jié)構(gòu)具有顯著影響.其中，黃河斷裂、莊浪河斷裂和云霧山斷裂附近，東西兩側(cè)速度結(jié)構(gòu)差異明顯，反映了明顯的構(gòu)造分界特征.

致謝文中圖件均使用GMT(Wessel et al., 2013)進(jìn)行繪制，感謝ETH的Lion Krischer博士對(duì)于編寫(xiě)相關(guān)代碼的指導(dǎo)和幫助，感謝廣州天河超算中心提供的計(jì)算平臺(tái)，感謝兩位審稿專(zhuān)家提出的建設(shè)性意見(jiàn).