本文研究区位于美国西部的南加州地区(121°～114°W,32°～38°N),使用2015—2018年研究区内239个宽频带地震台站记录的505个近震事件的波形数据资料进行研究,台站和地震分布如图1所示。事件挑选原则为:①首先挑选震中距为0～5°、震级大于3级、震源深度为0～40 km的近震事件; ②对数据进行重采样、去毛刺、去均值、去线性、灭尖、带通滤波等预处理; ③使用全球一维速度模型AK135,计算各地震事件理论到时,并将波形截取为理论到时的前10 s至后20 s; ④利用AIC法(Maeda,1985)实现实际到时的自动拾取,并进行波形的质量筛选,删除信噪比低的波形数据; ⑤保证每个地震事件至少具备10个以上的台站到时,剔除不符合此要求的地震事件。由于近震震中距较小,后续震相不便于自动拾取,本文仅使用P波的初至到时进行层析成像,最终挑选了35 600条初至P波和Pn波到时。

图1 研究区台站及地震分布图
Fig.1 Distribution of the stations and earthquakes in the study area

地震层析成像过程主要包括模型参数化、正演、反演以及解的评价(罗炬等,2011)。本文采用Rawlinson等(2006)发展的FMTOMO软件进行近震P波走时层析成像,该软件具有仅需地震走时信息、追踪多种震相、可联合多种数据集进行反演等优点(赵启光等,2011),是近年来研究地球内部结构较流行的一种方法。

该软件采用网格结点法进行模型参数化,采用的网格结点包括速度网格结点、界面网格结点和传播网格结点。其中传播网格结点代表正演计算得到的走时场,速度网格结点和界面网格结点构成反演初始模型。本文采用的初始速度模型为Hadley和Kanamori(1977)提出的一维速度模型,如图2所示。对于界面网格结点,在深度方向上以29 km的平均莫霍面深度为界将研究区分为两层,并在深度方向上以每2 km设置速度网格结点,在经度和纬度方向以15 km×15 km设置速度网格结点。本文反演过程中保持震源初始位置不变,仅对P波速度进行反演。

FMTOMO软件正演方法采用多步快速行进法(Kool et al,2006),该方法根据给定的初始速度模型,利用迎风有限差分算法求解程函方程,从而得到各传播网格结点的走时值。反演方法采用子空间反演法(Rawlinson et al,2006),该反演方法将非线性问题线性化进行迭代求解,通过求解当前模型的走时数据与观测走时数据构建的目标函数的极小值获得速度模型的扰动量,进行速度场的解算。

图2 Hadley和Kanamori(1977)提出的一维速度模型
Fig.2 One-dimensional velocity model proposed by Hadley and Kanamori(1977)

在分析结果之前,为了验证层析成像结果的可靠性,对层析成像结果进行评价,可了解层析成像结果的可靠性、分辨率及误差等信息(雷栋,胡祥云,2006)。本文采用检测板分辨率测试:对初始模型添加±0.4 km/s的速度扰动值,保持地震接收台站和震源的数量以及位置分布不变,计算出一组走时代替实际观测走时,进行层析成像,反演得到的速度结构可直观地分析层析成像结果的可靠性。

本文采用水平格网结点间距约为0.5°,垂向格网结点间距约为5 km的检测板进行测试,测试结果如图3所示:1 km水平切片的检测板结果显示,边缘地区由于台站和地震稀少,检测板还原效果较差,而台站和地震密集分布的区域,还原效果较好; 11 km水平切片的检测板还原效果较好,这是由于地震事件震源深度大部分都位于20 km以上,该深度上射线密集; 22 km水平切片的

图3 检测板测试结果
Fig.3 Checkerboard test results

检测板结果显示,由于所选地震事件大多发生于上地壳,且本文仅采用了初至的直达P波和Pn波,所以该深度射线密度不足,此处检测板还原效果较差,但依然可以看出检测板还原出正负相间的速度扰动; 35 km水平切片的检测板还原效果较好,因为此处Pn波射线能较好地交叉穿过且射线密集。对于垂向剖面的检测板,在0～15 km以及30～40 km深度还原效果较好,而15～30 km深度还原效果稍差。

本文经过5次迭代计算,速度结构模型的解逐渐收敛。观测走时数据与反演走时数据走时差方差从2.015 s²下降到1.361 s²,改善了近32%; 卡方值从222.259下降到119.801,改善了46%。

由反演结果(图4a)可以看出,在1 km深度,研究区内一些低地形区域如圣华金山谷、文图拉盆地和莫哈韦沙漠南部呈现低速分布,这是由于圣华金山谷堆积着新近纪的沉积物,文图拉盆地下方堆积着较厚的上新世的沉积物(Shaw et al,2015),莫哈韦沙漠南部在1～3 km的深度存在沉积盆地(Tape et al,2010)。一些高山山脉呈现明显高速,如内华达山脉、横断山脉、半岛山脉、海岸山脉、圣盖博山脉、圣贝纳迪诺山脉。中生代的花岗岩在半岛山脉、横断山脉和内华达山脉南部的基岩中占据主要地位(Phil,2013),圣贝纳迪诺山脉岩层分布以侏罗纪花岗岩侵入性火成岩为主(宋国政,2011),从沉积物到火成岩、花岗岩的过渡,定义了南加州大部分地区横向速度的不均匀性。圣安德烈斯断层两端速度分布存在明显差异,其WS侧速度较高,EN侧速度偏低。由图1可以看出,大多数地震分布在圣安德烈斯断层附近,尤其是其WS侧地震活动较多,该现象与圣安德烈斯断层附近的速度分布情况相符。由此可见,该地区浅部的P波速度分布与地表的地质构造以及断层系统的分布具有较好的一致性。

由图4b可见,在11 km深度,大部分地区呈现高速分布,但异常幅度较1 km深度小。圣安德烈斯断层两端速度分布依旧存在差异,半岛山脉持续高速,大陆边缘带、圣华金山谷、思尔顿凹

图4 不同深度P波速度分布
Fig.4 Distribution of P-wave velocity at different depths

槽、圣玛丽亚盆地呈现高速分布,而洛杉矶、文图拉等盆地的低速特征消失,呈现高速分布。在南加州地区的沉积盆地如洛杉矶盆地、文图拉盆地、圣玛丽亚盆地等在地壳中形成了重要的速度结构。这些盆地的基底岩通常被沉积物覆盖,其中洛杉矶盆地的基底岩由火成岩构成(Wright,1987),文图拉盆地和圣玛丽亚盆地的基底岩由早期的第三纪和中生代的变质岩构成(Yerkes et al,1987)。这种由沉积物到基底岩的分布,反映了南加州盆地地区垂向上速度的不连续性。Fuis等(1984)的研究成果表明,在该深度上,半岛山脉和思尔顿凹槽下方分布着镁铁质岩层,地震波较同深度其他岩层传播速度快。在莫哈韦沙漠东南部的兰德斯地区,有一小范围区域呈现高速异常,并被低速块体截断,这样的速度分布与该地区地震频发情况相符。前人的研究也表明,地震多发生于高速和低速块体的过渡部位或偏向高速块体(田有等,2007)。该地区中地壳的速度结构不仅与地壳岩层构成有关,与以往的地质构造活动也相关。

在22 km深度,反演结果(图4c)显示了下地壳速度的横向不均匀性,半岛山脉、思尔顿凹槽、圣玛丽亚盆地、文图拉盆地及兰德斯地区持续高速。圣玛丽亚盆地和文图拉盆地的高速分布受新近纪横断山脉顺时针旋转的影响,为俯冲捕获的法拉隆洋壳所导致(Tape et al,2010)。内华达山脉呈现低速分布,多学科综合研究揭示内华达山脉岩石圈地幔以及下地壳在8～3.5 Ma范围内发生拆沉,而拆沉将导致该深度上P波低速(曾令森等,2006; Cin-Ty等,2001)。圣盖博山脉和海岸山脉呈现低速分布,该地区下地壳存在早期第三纪的沉积岩和变质沉积岩(Shaw et al,2015)。

在35 km深度,圣华金山谷、内华达南部、半岛山脉和莫哈韦沙漠呈现明显低速,横断山脉、海岸山脉、思尔顿凹槽、文图拉盆地、圣玛丽亚盆地和洛杉矶盆地呈现明显高速(图4d)。该结果与Zhu和Kanamori(2000)利用远震接收函数得到的南加州莫霍面深度结果相对应,其研究结果显示在圣华金山谷、内华达山脉、半岛山脉和莫哈韦沙漠地区地壳深度较深,在该深度上这些区域显示的是下地壳的速度特性,因而速度较低; 而思尔顿凹槽、横断山脉、文图拉盆地、圣玛丽亚盆地和洛杉矶盆地地壳厚度较薄。

为了进一步分析本文层析成像结果的可靠性,将本文结果与Tian等(2007)联合近震与远震的P波走时资料获得的相似区域的层析成像结果进行对比分析。由于所使用的数据集、模型参数化以及从属格网的划分不同,再加上反演问题的多解性,本文层析成像结果虽与其存在一些差异,但仍然具有较好的一致性,具体为:地表层P波速度分布与地表的地质构造、地形起伏具有较好的一致性,如半岛山脉、圣盖博山脉以及海岸山脉等高山山脉的高速异常,圣华金山谷和文图拉盆地的低速异常。在中地壳大部分区域都显示高速异常,如半岛山脉和圣华金山谷等。在下地壳,如半岛山脉、文图拉盆地等呈现高速异常,内华达山脉呈现低速异常。在上地幔,大部分区域呈现低速异常,如圣华金山谷、内华达山脉、半岛山脉等,而在研究区的西部,如海岸山脉、沉积盆地等表现为高速异常。与Tian等(2007)结果相比,本文还揭示了兰德斯地区较清晰的速度异常。