ساختار چگالی پوسته و گوشته بالایی در زیر فلات چینگهای-تبت و نواحی اطراف آن برگرفته از ناهنجاری های ژئوئیدی EGM2008

خلاصه

فلات چینگهای-تبت (TP) به عنوان فعال ترین فلات روی زمین، ساختار پوسته-گوشه پیچیده ای دارد. دانش توزیع چنین ساختاری اطلاعاتی را برای درک فرآیندهای ژئودینامیکی زیرین فراهم می کند. ما با استفاده از مدل گرانشی زمین 2008 (EGM2008) یک مدل سه بعدی از چگالی پوسته و گوشته بالایی در زیر TP و نواحی اطراف آن از ناهنجاری های ارتفاع به دست می آوریم. ما چگالی تخمین زده شده را در مدل به طور مکرر با استفاده از یک مدل کنتراست چگالی اولیه اصلاح می کنیم. ما تأیید می کنیم که محصولات EGM2008 می توانند برای محدود کردن ساختارهای چگالی پوسته- گوشته استفاده شوند. یافته‌های اصلی ما عبارتند از: (1) در عمق 300 تا 400 کیلومتری، ناهنجاری‌های با شدت بالا در اطراف بخیه رودخانه جینشا (JRS) در TP مرکزی خاتمه می‌یابند. که نشان می دهد صفحه هند به سراسر بخیه بانگونگ نوجیانگ (BNS) رسیده است و تقریباً به JRS می رسد. (2) در TP شرقی، ناهنجاری‌های کم D (حجم) در عمق 0-300 کیلومتر و با ناهنجاری‌های D بالا در 400-670 کیلومتر، فرورانش کنونی صفحه هند به سمت شرق را بیشتر تأیید کردند. فرآیند فرورانش مداوم نیرویی را فراهم می کند که منجر به زمین لرزه ها و آتشفشان های مکرر می شود. (3) در عمق 600 کیلومتری، ناهنجاری های کم D در داخل TP وجود مواد ضعیف داغ را در زیر آن نشان می دهد که به رانش مواد خارجی به داخل کمک می کند. فرآیند فرورانش مداوم نیرویی را فراهم می کند که منجر به زمین لرزه ها و آتشفشان های مکرر می شود. (3) در عمق 600 کیلومتری، ناهنجاری های کم D در داخل TP وجود مواد ضعیف داغ را در زیر آن نشان می دهد که به رانش مواد خارجی به داخل کمک می کند. فرآیند فرورانش مداوم نیرویی را فراهم می کند که منجر به زمین لرزه ها و آتشفشان های مکرر می شود. (3) در عمق 600 کیلومتری، ناهنجاری های کم D در داخل TP وجود مواد ضعیف داغ را در زیر آن نشان می دهد که به رانش مواد خارجی به داخل کمک می کند.

کلید واژه ها:

فلات چینگهای-تبت ؛ وارونگی ناهنجاری زمین ; ساختار چگالی پوسته و گوشته بالایی

1. معرفی

فلات چینگهای-تبت (TP) مرتفع ترین و بزرگترین فلات جهان است. ارتفاع متوسط آن تقریباً 4500 متر و مساحت آن تقریباً 2500000 کیلومتر مربع است ^[ 1 ] . در پاسخ به فرورانش گوشته لیتوسفری صفحه هند، حرکت در مقیاس بزرگ پوسته در این ناحیه رخ می دهد. این یک ساختار پیچیده پوسته- گوشته دارد [ 2 ]. ضخامت متوسط پوسته آن 65 تا 70 کیلومتر است [ 3 ]. آگاهی از ساختارهای پوسته و گوشته بالایی در زیر TP به ویژه برای درک سازند زیرین آموزنده است. مدل های مختلفی از تشکیل TP توسعه یافته است [ 4 ، 5 ، 6 ، 7]. برخی محدودیت های ژئوفیزیکی در مورد ساختار سرعت [ 8 ، 9 ، 10 ، 11 ]، ساختار الکتریکی [ 12 ، 13 ] و ساختار حرارتی [ 14 ، 15 ] این منطقه به دست آمده است. با این حال، نتایج کمی در رابطه با ساختار چگالی کل فلات گزارش شده است. با توجه به این واقعیت که چگالی زمین محصول مستقیم ژئودینامیک آن است، یک ساختار چگالی دقیق می تواند شواهد ژئوفیزیکی قوی برای فرآیندهای ژئودینامیکی زیربنایی ارائه دهد.

در کنار گرانش، ژئوئید کمیت فیزیکی دیگری است که به چگالی داخلی زمین حساس است. هر دوی آنها نقش مهمی در مطالعات ساختار چگالی داخلی زمین دارند. گرانش یک نقطه با مجذور فاصله بین آن نقطه و منبع سازه نسبت معکوس دارد. با افزایش عمق، دامنه گرانش به سرعت کاهش می یابد، و ناهنجاری گرانشی در درجه اول منعکس کننده تغییرات کم عمق چگالی طول موج کوتاه است. با این حال، معیار دیگر – ژئوئید – تفاوت بیشتری نسبت به گرانش دارد. با فاصله از منبع نسبت معکوس دارد. این نشان دهنده ویژگی های میدان طول موج بلند تغییرات چگالی در عمق زمین است. بنابراین، ناهنجاری ژئوییدی اغلب برای مطالعه ناهنجاری های چگالی گوشته عمیق استفاده می شود [ 16]].

عدم وجود مشاهدات گرانشی زیرزمینی در این منطقه مانع از پیشرفت تحقیقات چگالی می شود. با این حال، با توسعه روش‌های مشاهده‌ای مختلف [ 17 ، 18 ]، اندازه‌گیری‌های ماهواره‌ای حساس، با وضوح بالا و جهانی گرانش پدید آمده‌اند تا ابزاری مؤثر برای مطالعه ساختار چگالی داخلی زمین فراهم کنند. مدل گرانشی زمین 2008 (EGM2008) [ 19] توسط آژانس ملی اطلاعات جغرافیایی ایالات متحده (NGA) به صورت عمومی منتشر شده است. این مدل گرانشی از نظر هارمونیک های کروی به درجه و مرتبه 2159 کامل است و دارای ضرایب اضافی است که تا درجه 2190 و مرتبه 2159 گسترش می یابد. دقت آن در سرزمین اصلی 20 سانتی متر، در شرق مرکزی چین 12 سانتی متر، در شمال چین 9 سانتی متر است. چین و 24 سانتی متر در غرب چین در سطح دریا [ 20 ]. در مطالعه ما، ما استفاده از ناهنجاری ژئوئید حاصل از EGM2008 را برای معکوس کردن چگالی انتخاب کردیم.

روشی برای مدل‌سازی گرانشی مبتنی بر یک منشور کروی برای در نظر گرفتن انحنای زمین پیشنهاد شد. در این مطالعه، تابع هدف با استفاده از روش ضریب لاگرانژ و تئوری منظم سازی تیخونوف [ 16 ] تعیین می شود. روش حداقل مربعات میرایی در طول وارونگی برای به دست آوردن نتایج بی طرفانه با حداقل واریانس استفاده می شود [ 21 ]. سرعت های لرزه ای به عنوان محدودیت اعمال می شوند. در نهایت، یک مدل سه بعدی از چگالی پوسته و گوشته بالایی در زیر TP و نواحی اطراف آن با معکوس کردن مجموعه‌ای از ناهنجاری‌های ژئوئیدی به دست می‌آید. این مقاله با تجزیه و تحلیل ژئودینامیک به پایان می رسد.

2. زمین شناسی

منطقه مورد مطالعه با مختصات 75 درجه شرقی و 115 درجه شرقی و 20 درجه شمالی و 50 درجه شمالی تعریف شده است، همانطور که در شکل 1 نشان داده شده است . مطالعات متعددی در مورد ویژگی‌های ساختاری کلی و ویژگی‌های فیزیکی گوشته فوقانی زیر TP در چند سال گذشته انجام شده است. پوسته تقریباً 70-75 کیلومتر در زیر جنوب (S) تبت و 60-65 کیلومتر ضخامت در زیر شمال (N)، شمال شرقی (NE) و جنوب شرقی (SE) تبت است [ 22 ، 23 ]. ساختارهای پوسته و گوشته بالایی در تبت دارای ویژگی های ناحیه ای آشکار و توزیع ناهمگن سرعت پایین تر در پوسته و سرعت بالاتر در گوشته بالایی هستند [24] .]. مناطق ضعیف در پوسته بالایی در هیمالیا، در پوسته میانی در جنوب لهاسا، در پوسته میانی و پایینی در شمال لهاسا، و در پوسته میانی و پایینی در Qiangtang و Songpan-Ganzi [25، 26، 27 ] رخ می دهد . پوسته هند در 80 درجه شرقی با حوضه تاریم برخورد می کند و در 88 درجه شرقی (در غرب در 90 درجه شرقی) به کمربند بخیه Bangong Nujiang (BNS) می رسد [11 ] . TP شمالی با یک افست شدید موهو در زیر گسل آلتون تاغ (ATF)، یک حاشیه فلات شیب دار، و یک گسل رانش عمده به سمت جنوب مشخص می شود. به طور مشابه، ویژگی های TP جنوب شرقی یک تغییر توپوگرافی با گرادیان کم است. یک منطقه با سرعت پایین پوسته (LVZ) که برای مسافت طولانی گسترش می یابد. و تغییر تدریجی موهو در حاشیه فلات [25 ]. رابط پوسته/جبه در زیر تبت ناهمسانگرد است [ 2 ]. با این حال، نتایج کمی وجود دارد که ساختار اختصاصی را توصیف می‌کند، مانند توصیف‌های کمی از بزرگی و دامنه ناهنجاری‌ها. هدف از مطالعه ما توسعه یک مدل سه بعدی دقیق از ساختار چگالی پوسته و گوشته بالایی در زیر TP است.

3. روش شناسی

3.1. معادلات بنیادی

با توجه به فرمول معروف برونز [ 29 ]، که رابطه بین ارتفاع ژئوئید و پتانسیل اغتشاش را توصیف می کند، در هر نقطه خارج از زمین، ارتفاع ژئوئید القا شده توسط

N (P) = \frac{T (P)}{γ (P)}

، جایی که

P (r, φ, λ)

نقطه محاسبه است.

r

φ

λ

به ترتیب شعاع، عرض جغرافیایی و طول جغرافیایی هستند. و

γ (P)

گرانش طبیعی روی بیضی مرجع ژئودتیکی است. پتانسیل مزاحم،

T (P)

، با ادغام عددی بر روی مجموعه ای از منشورهای کروی، به اصطلاح tesseroids، که توسط دو نصف النهار، دو موازی و دو دایره متحدالمرکز محدود شده اند، به دست می آید. بنابراین، بیان تقریبی برای ارتفاع ژئوئید توسعه یافته توسط Heck و Size [ 30 ] بر اساس tesseroids در معادله (1) نشان داده شده است.

ن (ص) = G ρ Δ r Δ φ Δ λ γ ( ص ) [ک 000 + 1 24 (ک 200 Δ r 2 + ک 020 Δ φ 2 + ک 002 Δ λ 2) + O (Δ 4)]

(1)

جایی که $G$ ثابت گرانشی نیوتن است. $ρ$ کنتراست چگالی است که فرض می شود در داخل هر تسروئید ثابت است. $Δ r = r_{1} - r_{2}$ ، $Δ φ = φ_{1} - φ_{2}$ ، و $Δ λ = λ_{1} - λ_{2}$ ابعاد تسروئید به ترتیب در جهت شعاعی و افقی هستند. $K_{000}$ ، $K_{002}$ ، $K_{020}$ ، و $K_{200}$ ضرایبی هستند که به موقعیت نسبی نقطه محاسبات و مرکز هندسی تسروئیدها بستگی دارند که در مقاله می توان آنها را به دست آورد. و $O (Δ^{4})$ نماد لاندو است که عبارت‌های مرتبه چهارم حذف شده را نشان می‌دهد $Δ r$ ، $Δ φ$ ، $Δ λ$ .

از آنجا که مشتق معادله (1) نسبت به کنتراست چگالی خطی است،

ρ

، مجموعه ای از

n

ناهنجاری های ژئوئید محاسبه شده ناشی از یک مدل متشکل از

m

تسروئیدها را می توان به صورت نوشتاری نوشت

ن ρ (n \times 1) = جی ρ (n \times m) ρ (متر \times 1)

(2)

جایی که $ρ$ برداری است که کنتراست چگالی تخمین زده شده را نشان می دهد. $N_{ρ}$ برداری است که ناهنجاری ژئوئید را نشان می دهد. و $G_{ρ}$ ماتریس تابع حساسیت مربوط به کنتراست چگالی و ناهنجاری ژئوئید است.

3.2. وارونگی چگالی

برای استخراج کنتراست چگالی از مشاهدات گرانشی، تابع هدف را در معادله (4) بر اساس نظریه ضرب‌کننده‌های لاگرانژ، روشی که برای معکوس کردن ناهنجاری‌های ژئوئیدی در استان یلوستون استفاده شده است، ایجاد کردیم [16 ] . این نظریه هم خطا در مشاهدات و هم خطا در رگرسیون خط الراس پارامتر را در نظر می گیرد. ما باید تابع هدف را به صورت زیر کمینه کنیم:

L (ρ, α) = (ρ - ρ a p r) تی دبلیو تی ρ دبلیو ρ (ρ - ρ a p r) + 2 α تی دبلیو د (جی ρ ρ - ن ρ)

(3)

در جایی که جمله اول 2-هنجار خطای برازش است، شرط شرط محدودیت است، $ρ_{a p r}$ یک مدل اولیه است و $W_{ρ}$ ماتریس وزن پارامتر است زیرا ناهنجاری ژئوئید با فاصله از منبع نسبت معکوس دارد. برای اطمینان از اینکه هر تسروئید با توجه به ماتریس احتمال یکسانی دارد $G_{ρ}$ ، از ماتریس استفاده می کنیم $W_{ρ} = d i a g (\frac{1}{{(z + ε)}^{β}})$ برای محاسبه وزن در ماتریس $G_{ρ}$ ، جایی که $z$ عمق هر تسروئید است، $ε$ یک ثابت کوچک برای جلوگیری از تکینگی ها است، $β$ عددی است که وزن آن را تغییر می دهد $W_{ρ}$ ; $W_{d}$ ماتریس وزن داده است. و $α$ بردار ضرب کننده های لاگرانژ است. برای به حداقل رساندن تابع هدف، معادله (3) را با توجه به $ρ$ و $α$ ; با صفر کردن آنها جواب زیر را بدست می آوریم:

⎧⎩⎨⎪⎪⎪⎪ρ^=ρa p r+(دبلیوتیρدبلیوρ)– 1جیتیρدبلیوتید(دبلیودجیρ(دبلیوتیρدبلیوρ)– 1جیتیρدبلیوتید)– 1دبلیود(نρ–جیρρa p r)α = –(دبلیودجیρ(دبلیوتیρدبلیوρ)– 1جیتیρدبلیوتید)– 1دبلیود(نρ–جیρρa p r){�^=�آپ�+(دبلیو�تیدبلیو�)–1جی�تیدبلیودتی(دبلیودجی�(دبلیو�تیدبلیو�)–1جی�تیدبلیودتی)–1دبلیود(ن�–جی��آپ�)�=–(دبلیودجی�(دبلیو�تیدبلیو�)–1جی�تیدبلیودتی)–1دبلیود(ن�–جی��آپ�)

(4)

جایی که $\hat{ρ}$ کنتراست چگالی تخمین زده شده است. برای حل مسئله وارونگی، که بدلیل مقادیر کوچک منفرد در ماتریس حساسیت مطرح شده است، $G_{ρ}$ ، ثابت را اضافه می کنیم $μ$ به معادله (4)،

ρ^= ρ a p r + (دبلیو تی ρ دبلیو ρ) - 1 جی تی دبلیو تی د (دبلیو د جی (دبلیو تی ρ دبلیو ρ) - 1 جی تی دبلیو تی د + μ I) - 1 دبلیو د (ن ρ - جی ρ a p r)

(5)

جایی که $μ$ پارامتر منظم‌سازی است که می‌توان با استفاده از نظریه منظم‌سازی تیخونوف [ 31 ] تعیین کرد.

برای به دست آوردن بهترین راه حل برای معادله (5)، حل آن را به صورت تکراری به صورت زیر در نظر می گیریم:

ρ^k + 1 = ρ^ک + Δ ρ^ک

(6)

جایی که ${\hat{ρ}}_{k}$ کنتراست چگالی بعد از تکرار k است . برای $k = 0, 1, 2, \dots, n$ ، جایی که ${\hat{ρ}}_{0}$ است $ρ_{a p r}$ که یک مدل چگالی اولیه القایی است که توسط یک مدل 3-Dimension Vs ارائه شده است. و $Δ {\hat{ρ}}_{k}$ به شرح زیر است:

Δ ρ^ک = (دبلیو تی ρ دبلیو ρ) - 1 جی تی دبلیو تی د (دبلیو د جی (دبلیو تی ρ دبلیو ρ) - 1 جی تی دبلیو تی د + μ I) - 1 دبلیو د (ن ρ - جی ρ^ک)

(7)

سپس، فرآیند جستجو برای راه حلی است که به بهترین وجه با داده های مشاهده شده مطابقت دارد. به عنوان یک معیار پذیرش، از خطای ریشه میانگین مربع (RMS) تابع خطای برازش استفاده می کنیم، به عنوان مثال،

E_{1} = N_{ρ} - G_{ρ} {\hat{ρ}}_{k}

باید کمتر یا مساوی یک مقدار ثابت باشد،

ε_{1}

. یکی دیگر از معیارهای همگرایی این است که

E_{2} = Δ {\hat{ρ}}_{k} / {\hat{ρ}}_{k}

کوچکتر از یک مقدار تجربی تعیین شده قبلی است،

ε_{2}

. وارونگی همچنین ممکن است پس از تعداد تکرارهای از پیش تعیین شده خاتمه یابد.

4. پردازش داده ها

مدل چگالی سه‌بعدی پوسته و بالاترین گوشته با معکوس کردن ناهنجاری‌های ژئوئیدی از EGM2008 و گسترش آنها تا درجه 180 با استفاده از مدل چگالی شروع به‌دست‌آمده از یک مدل موج S لرزه‌ای به دست می‌آید.

ما داده های ارتفاع ژئوئید را در سطح دریا با استفاده از انبساط هارمونیک کروی به درجه و مرتبه N = 180 از EGM2008 محاسبه می کنیم ( شکل 2 i). مدل ژئوئید که دارای دقت RMS 0.15 متر در سراسر جهان است، با توجه به WGS-84 محاسبه شده است [ 19 ]. این یک زمینه یکنواخت و جهانی را فراهم می کند که امکان تفسیر را در مقیاس منطقه ای و جهانی فراهم می کند.

با این حال، این ناهنجاری توسط همه منابع درون زمین ایجاد می شود. این نشان دهنده پاسخ به تمام موج های رابط و ناهمگنی های چگالی در زیر سطح زمین است. با هدف ترسیم تغییرات چگالی در پوسته و چگالی گوشته بالایی، سیگنال‌های توده‌های توپوگرافی بالای سطح دریا، اثرات تغییرات در فصل مشترک چگالی (لیتوسفر، موهو و فصل مشترک رسوبی) و تأثیر تغییرات چگالی در زیر. گوشته بالایی باید قبل از وارونگی کاهش یابد.

n ρ = ن ρ - ن 1 ρ - ن 2 ρ - ن 3 ρ - ن 4 ρ - ن 5 ρ

(8)

جایی که $N_{ρ}$ بردار ناهنجاری ژئوئید مشاهده شده است. $N_{ρ}^{1}$ بردار تغییرات چگالی زیر اثر ژئوئید گوشته بالایی است. $N_{ρ}^{2}$ بردار اثر ژئوئید توپوگرافی است. $N_{ρ}^{3}$ بردار اثر ژئوئید ناشی از تغییرات در فصل مشترک رسوبی است. $N_{ρ}^{4}$ بردار اثر تنوع رابط موهو است. $N_{ρ}^{5}$ بردار اثر تغییرات رابط لیتوسفر بر روی ژئوئید است. و $n_{ρ}$ بردار ناهنجاری های ژئویدی باقیمانده ناشی از تغییرات در چگالی گوشته بالایی است.

تأثیر تغییرات چگالی در زیر گوشته بالایی ( شکل 2 j) به ترتیب و درجه 2-6 EGM2008 بر اساس نظریه منبع جرم نقطه ای توسعه یافته توسط Bowin [ 32 ] ارائه شده است، به عنوان مثال،

z_{n} = R / n - 1

، جایی که

z_{n}

عمق منبع است.

R

شعاع زمین است؛ و

n

ترتیب و درجه ضریب هارمونیک کروی است. اثرات توپوگرافی ( شکل 2 e) با استفاده از مدل تسکین جهانی 1 قوس دقیقه ای سطح زمین، ETOPO1 [ 33 ] ( شکل 2 a)، با مجموعه ای از گسسته سازی منشور کروی بر اساس معادله (2) برآورد شده است. مقادیر چگالی ویژه لایه به ترتیب 2670 کیلوگرم بر متر ^مکعب و 1640 کیلوگرم بر متر ^مکعب برای سنگ های بالا و زیر سطح است. همین استراتژی برای موج‌های رسوبی 0.5 × 0.5 درجه جمع‌آوری شده اعمال می‌شود ( شکل 2 ج)، که در آن عمق رسوب متوسط 4 کیلومتر است و کنتراست چگالی بین رسوب و پوسته 200 کیلوگرم بر سانتی‌متر ^مکعب است [ 34 ].

سپس رابط موهو 1 × 1 درجه ( شکل 2 ب) موجود در مدل پوسته جهانی، پوسته 1.0 [ 35 ]، و رابط لیتوسفری 1 درجه × 1 ( شکل 2 د) را از مدل لیتوسفر جهانی به دست می آوریم. litho1.0 [ 36 ] به ترتیب. عمق متوسط سطح مشترک موهو 35 کیلومتر، کنتراست چگالی بین پوسته و بالاترین گوشته 420 کیلوگرم بر سانتی متر مکعب است، ^عمق متوسط لیتوسفر 100 کیلومتر و کنتراست چگالی بین پوسته و بالاترین گوشته 10 کیلوگرم است. /cm ³ [ 34 ]. ما از استراتژی توضیح داده شده در بالا استفاده می کنیم.

اثرات در شکل 2 e-h نشان داده شده است. سهم توده های توپوگرافی با دامنه تقریباً 650 متر بزرگترین است. تأثیر دامنه حوضه ها کوچکتر (تقریباً 570 متر) از توپوگرافی است. بیشترین اثر لیتوسفر در قسمت جنوب غربی منطقه مورد مطالعه و نزدیک به 30 متر است. اثرات رسوبی در حوضه سیچوان، قیدام و هند آشکار است. دامنه آنها می تواند تا 25 متر باشد.

ناهنجاری ژئوئید باقیمانده در شکل 2 k نشان داده شده است. این محاسبه پس از کاهش سهم های حرکتی بالا انجام می شود و مقدار آن ± 55 متر است. ژئوئید باقیمانده یک روند “مثبت-منفی-مثبت” را از جنوب غربی به شمال شرقی نشان می دهد.

5. نتایج

5.1. تست های مصنوعی

ما در مدل چگالی طراحی شده خود چند مدل مصنوعی را بر اساس اصطلاحات ناشی از زمین شناسی برای آزمایش روش پیشنهادی فوق ساختیم. ما سه مدل مصنوعی را شبیه سازی کردیم ( شکل 3 a,c,e را ببینید). M1 یک مدل مصنوعی از یک ناهنجاری ژئوئید منفی است که توسط یک منشور مستطیلی با چگالی کم (کم D) در عمق 150 کیلومتر تا 200 کیلومتر ایجاد می شود.

Δ r

= 50 کیلومتر) با ابعاد افقی تقریباً 1554 کیلومتر و 2109 کیلومتر (

Δ φ

= 14،

Δ λ

= 19 درجه) و کنتراست چگالی 50- کیلوگرم بر متر ^مکعب . M2 یک مدل مصنوعی از یک ناهنجاری ژئوئیدی کانتوری است که توسط یک منشور مستطیلی کم D در سمت راست و یک منشور مستطیلی با چگالی بالا (بالا-D) در سمت چپ ایجاد می‌شود که از 600 کیلومتر تا 150 کیلومتر در عمق متغیر است.

Δ r

= 450 کیلومتر) و دارای ابعاد افقی 333 کیلومتر (

Δ φ

Δ λ

= 3 درجه) و کنتراست چگالی 50- کیلوگرم بر متر ^مکعب . M3 شبیه M2 است اما مربوط به دو منشور مستطیلی کم D با عمق های مختلف است. ما 5% نویز تصادفی گاوسی را به داده های مصنوعی اضافه کردیم که به آنها “داده های زمینی مشاهده شده” گفته می شود. ما دو تست را بر اساس دو نوع مدل مختلف اجرا کردیم که پارامترهای وارونگی آنها هستند

β

= 0.9;

ε_{1}

= 10 ⁻⁴ ; و

ε_{2}

= ^10-2 . تعداد تکرارها، خطاهای مدلسازی و خطاهای برازش در جدول 1 فهرست شده است .

همانطور که توسط شکل 3 b (یا شکل 3 d,f) پیشنهاد شده است، که همتای تخمینی شکل 3 a (یا شکل 3 c,e) را نشان می دهد، ما همیشه نتایج قابل قبولی به دست می آوریم، به ویژه برای دو مدل اول، M1 و M2. که نشان دهنده اعتبار و درستی روش وارونگی ما است.

5.2. وارونگی چگالی TP

مدل پوسته و گوشته بالایی که در مدل رو به جلو ژئوئید استفاده می‌شود با بلوک‌های تسروئیدی [ 30 ] گسسته شده است که هر کدام چگالی یکنواخت دارند. این مدل از شش لایه تشکیل شده است که ساختارهای چگالی TP را در عمق تا 670 کیلومتر در محدوده افقی تقریباً 222 کیلومتر (2 درجه) و ضخامت عمودی متغیر تصویر می کند. پنج لایه اول 100 کیلومتر ضخامت دارند و لایه آخر 170 کیلومتر ضخامت دارند. عمق انتقال مدل 50 کیلومتر، 150 کیلومتر، 250 کیلومتر، 350 کیلومتر، 450 کیلومتر و 600 کیلومتر است.

مدل چگالی اولیه مورد استفاده در وارونگی مبتنی بر سرعت‌های لرزه‌ای از توموگرافی با استفاده از رابطه تجربی بین سرعت و چگالی است که توسط Woodhouse و Dziewonski [ 37 ] به دست آمده است.

δ ρ = α δ V 2 اس

(9)

جایی که $δ ρ$ کنتراست چگالی g/cm ³ است . $δ V_{S}$ ناهنجاری سرعت بر حسب کیلومتر بر ثانیه بر اساس مدل لرزه‌ای Vs برگرفته از توموگرافی لرزه‌ای است که توسط سیمونز و همکارانش ایجاد شده است. [ 38 ] و میانگین شروع در مقابل مدل TNA-SNA [ 39 ]. و $α$ ضریب انتقال است که دارای مقدار تجربی 3.13 × 10 ⁵ است .

ناهنجاری ژئوئید باقیمانده را بر اساس رابطه (7) معکوس می کنیم. کنتراست چگالی اولیه،

{\hat{ρ}}_{0}

، مورد استفاده در وارونگی است

δ ρ

. ما مدل چگالی را به طور مکرر اصلاح می کنیم تا خطای برازش را کاهش دهیم. به محض اینکه تفاوت بین خطاهای برازش دو تکرار متوالی کمتر از مقدار از پیش تعیین شده (در اینجا 0.01 متر) باشد، تکرارها را خاتمه می دهیم. شکل 4 الف که منحنی L را نشان می دهد، نشان می دهد که پارامتر منظم سازی (یعنی

μ

که در رابطه (5) آورده شده است در این مورد برابر با 300 است. همانطور که در شکل 4 ب نشان داده شده است، خطای برازش با تعداد تکرارها کاهش می یابد و پس از تقریبا 50 تکرار، وارونگی تقریباً پایدار است. ناهنجاری ژئوئید باقیمانده نهایی در شکل 4 ج نشان داده شده است. بیشتر باقیمانده های نهایی خطاهای با فرکانس بالا هستند.

نتایج ما برخی تغییرات چگالی در مقیاس بزرگ و ساختاری کنترل شده را در اعماق نشان می دهد که در شکل 5 a-f نشان داده شده است.

در سراسر لایه اول، ناهنجاری های چگالی در عمق متوسط 50 کیلومتری از پوسته به شدت متفاوت است. همانطور که در شکل 5 نشان داده شده است، در TP شرقی، ناهنجاری های کم D در پوسته در نزدیکی گسل لانگمن شان (LMSF) ختم می شود. در TP جنوبی، ناهنجاری های کم D در پوسته در فاصله طولانی گسترش می یابد. در TP شمالی، ناهنجاری های کم D پوسته در زیر ATF متوقف می شود. این نتایج به خوبی با LVZ یافت شده توسط مطالعات قبلی مطابقت دارد [ 11 ، 27 ]. ناهنجاری های Low-D نیز در کمربند تاشو Qilian یافت می شود. این نتایج با ناهنجاری های گرانشی زیرزمینی با دقت بالا مطابقت دارد [ 40 ]. علاوه بر این، ناهنجاری های کم D با دامنه تا 20- کیلوگرم بر متر ^مکعبدر بلوک‌های TP شرقی از شمال به جنوب رخ می‌دهند. علاوه بر این، ناهنجاری های با D بالا با دامنه تا 60 کیلوگرم بر متر ^مکعب در TP غربی خوشه می شوند. از غرب به شرق در منطقه مورد مطالعه، ناهنجاری های پوسته با D بالا در تیانشان، حوضه تاریم، حوضه Qiadam، و حوضه سیچوان ظاهر می شود. آنها می توانند به دلیل زیرزمین های سخت در آن مناطق باشند. ناهنجاری های با D بالا را می توان در جنوب غربی TP (بلوک های هیمالیا، لهاسا و کیانگ تانگ) یافت که تا 300 کیلومتر به سمت پایین گسترش می یابد. تجزیه و تحلیل زمین لرزه های اخیر ( برای پارامترهای آنها به جدول 2 مراجعه کنید) در این منطقه نشان داد که همه آنها در مناطق انتقالی بین ناهنجاری های با چگالی بالا و کم D در پوسته رخ داده اند.

در لایه دوم، ویژگی های ناهنجاری های چگالی در عمق متوسط 150 کیلومتری که در گوشته بالایی قرار دارند ( شکل 5 ب) با نتایج لایه اول به خوبی مطابقت دارد، با این تفاوت که چگالی های بالاتر در مرکز Songpan-Ganzi Block در دامنه کاهش می یابد. در جنوب شرقی تبت، به ویژه در زیر استان یونان، ناهنجاری‌های مسدود شده با D پایین یک حلقه بسته را تشکیل می‌دهند. علاوه بر این، زمین‌لرزه‌ها در مناطق انتقالی بین ناهنجاری‌های با D بالا و پایین در بالاترین گوشته رخ داده‌اند.

ناهنجاری های چگالی در لایه سوم ( شکل 5 ج)، که عمق متوسط آن 250 کیلومتر است، مشابه نتایج نشان داده شده در شکل 5 ب است، با این تفاوت که شکل 5 ج، دامنه ناهنجاری ها را نشان می دهد. ناهنجاری های برجسته کم D در نزدیکی حاشیه با چگالی بالاتر TP رخ می دهد. ناهنجاری های با D بالا در زیر جنوب Qiangtang و شمال لهاسا همیشه از 0 کیلومتر تا 300 کیلومتر وجود دارد و تا سطوح عمیق تر از 300 کیلومتر کشیده می شود.

در لایه چهارم، ناهنجاری های چگالی که عمق متوسط آن 350 کیلومتر است و در گوشته 300-400 کیلومتری قرار دارند، به طور قابل توجهی متفاوت است. آنها الگویی از مناطق چگالی ظاهرا ضعیف را در سراسر TP نشان می دهند، با یک ضربه EW در تبت مرکزی، جایی که آنها می چرخند تا زمانی که در جهت تقریباً شمال غربی-جنوب شرقی به سمت شرق تبت تراز شوند، که شبیه به کمربند سرعت کم Pn است که گسترش می یابد. از غرب به شرق در زیر Qiangtang و Songpan-Ganzi، سپس به سمت جنوب در زیر TP شرقی بپیچید و به سمت جنوب گسترش دهید [ 41 ، 42 ]. ناهنجاری های آشکار با D بالا (تقریباً 40 کیلوگرم بر متر مکعب ^).) در TP جنوبی و در TP شمال غربی وجود دارند. در TP جنوبی، ناهنجاری‌های مسدود شده با چگالی بالا قبلاً بر روی BNS رسیده‌اند و تقریباً به بخیه رودخانه Jinsha (JRS) می‌رسند. در شمال غربی TP، ناهنجاری چگالی بالا باید نشان دهنده فرورانش جنوب فرورفتن صفحه لیتوسفر آسیایی باشد.

در لایه پنجم، ناهنجاری‌های چگالی، که عمق متوسط 450 کیلومتری دارند، که بخشی از گوشته بالایی 400 تا 500 کیلومتری است، تغییر قابل توجهی را نشان می‌دهند. ناهنجاری های کم چگالی در سرتاسر TP وجود دارد. در جنوب شرقی TP، سه منطقه ناهنجاری با چگالی بالا (HDZs) با دامنه‌های تا 30 کیلوگرم بر متر مکعب ^به وضوح در منطقه انتقال گوشته در امتداد کمان بروما وجود دارند. در سمت شرقی آن سه HDZ، یک HDZ ضعیف با مقدار تقریباً -5 کیلوگرم بر متر ^مکعب ظاهر شد.

در لایه ششم، ناهنجاری‌های چگالی، که عمق متوسط آن 600 کیلومتر است، که در منطقه انتقال گوشته 500 تا 670 کیلومتر است، با ناهنجاری‌های مورد بحث در بالا متفاوت است. روند در اینجا به این صورت است که ناهنجاری های D کم در منطقه غربی رخ می دهد در حالی که ناهنجاری های با D بالا در منطقه شرقی رخ می دهد. همانطور که در شکل 5 نشان داده شده است، در TP داخلی، ناهنجاری های D پایین مسدود شده اند، در حالی که ناهنجاری های با D بالا در خارج از TP رخ می دهند. ناهنجاری های کم D در TP وجود مواد ضعیف داغ در زیر TP را نشان می دهد که برای مواد خارجی که به داخل رانده می شوند مفید است. جالب است بدانید که در TP شرقی، در زیر کانون‌های تمام زمین‌لرزه‌های اخیر (WCH-Wenchuan، LSH-Lushan، LD-Ludian، YJ-Yingjiang)، ناهنجاری‌های چگالی در این عمق زیاد است.

این بخش را با شکل 6 به پایان می بریم که شامل دو شکل فرعی است که چگالی عمودی را در عرض جغرافیایی 25 درجه شمالی از طول جغرافیایی 90 درجه شرقی تا 105 درجه شرقی و در عرض جغرافیایی 31 درجه شمالی از طول جغرافیایی 100 درجه شرقی تا 110 درجه شرقی نشان می دهد. با توجه به شکل 6 a، یک ناهنجاری کم D آشکار در گوشته بالایی در جنوب شرقی TP وجود دارد. علاوه بر این، در منطقه انتقال گوشته، مشخص شد که ناهنجاری با D بالا که توسط صفحه هند فرورانش شده تجربه می‌شود، برجسته‌تر از آنچه توسط صفحه بروما تجربه می‌شود، نشان می‌دهد که صفحه هند ممکن است به منطقه انتقال گوشته شیرجه زده باشد و در نتیجه ، یک گوه مانتو را تشکیل داد. توجه داشته باشید که وجود گوه گوشته عمدتاً منشأ عمیق آتشفشان Tengchong و زلزله پوسته را نشان می دهد. در مورد شکل 6ب، مقاومت ناشی از حوضه سیچوان سخت و با D بالا مسئول کرنش انباشته شده در ناحیه قفل در امتداد مرز شمال شرقی TP است. بنابراین، این اثر منجر به پتانسیل وقوع زلزله در لبه‌های صفحات می‌شود.

6. بحث

بررسی‌های لرزه‌ای عمیق نشان داد که لبه شمالی پوسته هند تقریباً 50 تا 100 کیلومتر در جنوب BNS (شرق 90 درجه شرقی) قرار دارد [ 11 ]. نتایج تابع گیرنده نشان داد که پوسته هندی را می توان تا 31 درجه شمالی [ 2 ] ردیابی کرد. با این حال، توموگرافی موج P مشتق شده توسط ژائو و همکاران. نشان داد که صفحه هند در حال حاضر در اعماق حدوداً 100 تا 250 کیلومتری به سمت JRS زیر افقی است [ 43 ]. منطقه با سرعت بالا (HVZ) تخمین زده شده توسط توموگرافی موج P استنباط کرد که صفحه هند تنها زیر فلات جنوب غربی است [ 44]]. مشابه HVZ، ناهنجاری های با D بالا فرورانش صفحه هند را نیز ردیابی می کنند و می توانند برای تعیین میزان فرورانش صفحه لیتوسفر هند در زیر فلات تبت استفاده شوند. نتایج ما نشان می‌دهد که ناهنجاری‌های با D بالا در TP جنوب غربی (بلوک‌های هیمالیا، لهاسا، و کیانگ‌تانگ) در اعماق 0 تا 300 کیلومتر غالب هستند و در نزدیکی JRS در جنوب خاتمه می‌یابند. بر اساس محدوده ناهنجاری های با D بالا در داخل TP، می توانیم استنباط کنیم که صفحه هندی زیر رانش به بالای BNS رسیده است و تقریباً در عمق بیشتر از 300 کیلومتر به JRS می رسد.

توموگرافی موج P که توسط لی و ژائو انجام شد نشان داد که ناهنجاری‌های گسترده با V بالا از قوس برمه به سمت شمال در منطقه انتقال گوشته (MTZ) در زیر تبت شرقی قابل مشاهده است، که در چندین مطالعه دیگر نیز وجود دارد [45، 46 ، 47 ] . ]، و استنباط شده است که آنها ممکن است نشان دهنده فرورانش به سمت شرق دال هندی در امتداد کمان برمه باشند. این که ناهنجاری های با D بالا ما در عمق 400-500 کیلومتری (عمق MTZ) هستند، شواهد بیشتری برای فرورانش به سمت شرق ارائه می دهد.

توموگرافی موج P دور لرزه ای نشان می دهد که بر اساس وارونگی شکل موج منطقه ای، سرعت ها هم در پوسته پایینی و هم در بالایی ترین گوشته در زیر جنوب غربی یوننان کمتر است [ 48 ]. در زیر ناحیه یوننان، نسبت پواسون بالا و پوسته نازک است [ 49 ]. در نتایج ما، ناهنجاری‌های کم D هم در پوسته و هم در گوشته لیتوسفر (در اعماق بین 0 تا 300 کیلومتر) ظاهر می‌شوند. مشابه با ناهنجاری های سرعت، ناهنجاری های کم D در پوسته نتیجه اکستروژن صفحه هند و انسداد توسط بلوک های سخت اطراف است [ 50]]. این منجر به دمای بالاتر و نسبت پواسون در پوسته پایین تر می شود. ناهنجاری های کم D در گوشته لیتوسفر ممکن است به دلیل کم آبی عمیق دال باشد. ناهنجاری های کم D در MTZ به دلیل صفحه سنگین فرورانش شده است. این نیروها و محیط‌هایی را فراهم می‌کند که برای زمین‌لرزه‌های مکرر [ 50 ، 51 ، 52 ] (مانند زلزله‌های Wenchuan، Lushan، Ludian و Yingjiang) و تشکیل آتشفشان Tengchong در این ناحیه [ 51 ] مساعد هستند.

در جنوب، صفحه هند تبت را تحت فشار قرار داده است. در تبت مرکزی و شمالی، یک صفحه تبتی جداگانه و نازک وجود دارد که از شمال توسط صفحه آسیایی زیر رانده شده است [ 53 ، 54 ]. ناهنجاری های حرارتی داغ وجود دارد [ 15 ]. در عمق متوسط 600 کیلومتری، ناهنجاری های کم D در داخل TP در ترکیب با ناهنجاری های با D بالا در خارج از TP رخ می دهد که منجر به رانش اتفاقی به داخل از TP خارجی سرد و سخت به TP داخلی داغ و ضعیف می شود.

7. نتیجه گیری

در این مقاله، ژئوئید را هم در شبیه سازی و هم در حالت واقعی معکوس کردیم. ناهنجاری ژئوئید را می توان برای مشاهده ویژگی های چگالی با طول موج بلند و دقیق در زیر زمین استفاده کرد. ما ساختارهای سه بعدی پوسته و گوشته بالایی را در زیر حاشیه شرقی فلات تبت به دست آوردیم. ما یافته های اصلی خود را به شرح زیر خلاصه می کنیم:

(1): درجه خاصی از ثبات در ناهنجاری های چگالی در اعماق 0 کیلومتر تا 300 کیلومتر، به جز در Songpan Ganzi میانی، نشان دهنده جفت شدن بین پوسته و گوشته بالایی است.
(2): در اعماق بین 0 کیلومتر و عمق 300 کیلومتر، ناهنجاری با چگالی بالا (بالا-D) در جنوب غربی TP آشکار است. اینها در نزدیکی بخیه رودخانه جینشا (JRS) در جنوب خاتمه می‌یابند. این نشان می‌دهد که صفحه هندی تحت فشار به بالای بخیه بانگونگ نوجیانگ (BNS) رسیده و تقریباً در عمق بیش از 300 کیلومتری به JRS می‌رسد.
(3): در TP شرقی، ناهنجاری های با چگالی بالا در اعماق بین 400 کیلومتر و 500 کیلومتر (عمق منطقه انتقال گوشته، MTZ) رخ می دهد در حالی که ناهنجاری های با چگالی پایین (کم D) در اعماق بین 100 کیلومتر تا 300 کیلومتر (عمق قسمت فوقانی) رخ می دهد. مانتو). سرعت های پایین در پوسته و بالایی ترین گوشته و سرعت های بالا در MTZ در زیر این منطقه، فرورانش فعلی صفحه هند به سمت شرق را در امتداد کمان برمه تأیید می کند. فرورانش مداوم نیروها و محیط هایی را فراهم می کند که برای زلزله های مکرر و ظهور آتشفشان Tengchong در این منطقه مساعد است.
(4): در عمق 600 کیلومتری، ناهنجاری های کم D در داخل TP و ناهنجاری های با D بالا در خارج از TP ظاهر می شوند. اینها باعث رانش اتفاقی به داخل از TP خارجی سرد و سخت به TP داخلی داغ و ضعیف می شوند.

منابع

کانگ، اس. خو، ی. شما، س. Flügel، W.-A.; پپین، ن. Yao, T. بررسی تغییرات آب و هوا و کرایوسفر در فلات تبت. محیط زیست Res. Lett. 2010 , 5 , 015101. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
نابلک، ج. هتنی، جی. ورن، جی. ساپکوتا، اس. کافله، بی. جیانگ، م. سو، اچ. چن، جی. هوانگ، B.-S. زیر آبکاری در منطقه برخورد هیمالیا-تبت که توسط آزمایش Hi-CLIMB آشکار شد. علوم 2009 ، 325 ، 1371-1374. [ Google Scholar ] [ CrossRef ] [ PubMed ]
Molnar، P. مروری بر محدودیت‌های ژئوفیزیکی در ساختار عمیق فلات تبت، هیمالیا و قراقورام، و پیامدهای تکتونیکی آنها. فیلوس ترانس. R. Soc. لندن. یک ریاضی فیزیک مهندس علمی 1988 ، 326 ، 33-88. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
انگلستان، پی. Houseman, G. محاسبات کرنش محدود تغییر شکل قاره: 2. مقایسه با منطقه برخورد هند و آسیا. جی. ژئوفیس. Res. زمین جامد 1986 ، 91 ، 3664-3676. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
تاپونیه، پی. خو، ز. راجر، اف. مایر، بی. آرنو، ن. ویتلینگر، جی. یانگ، جی. افزایش و رشد پلکانی مایل فلات تبت. Science 2001 ، 294 ، 1671-1677. [ Google Scholar ] [ CrossRef ] [ PubMed ]
تاپونیه، پی. پلتزر، جی. Le Dain، A. آرمیجو، آر. Cobbold، P. تکتونیک اکستروژن در آسیا: بینش های جدید از آزمایش های ساده با پلاستیکین. زمین شناسی 1982 ، 10 ، 611-616. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
کلارک، MK; Royden، LH تراوش توپوگرافی: ساخت حاشیه شرقی تبت توسط جریان پوسته پایین تر. زمین شناسی 2000 ، 28 ، 703-706. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
بورجوت، ال. Romanowicz، B. توموگرافی پوسته و گوشته بالایی در تبت با استفاده از امواج سطحی. ژئوفیز. Res. Lett. 1992 ، 19 ، 881-884. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
مهربان، ر. یوان، ایکس. ساول، جی. نلسون، دی. سوبولف، اس. مچی، جی. ژائو، دبلیو. کوساروف، جی. نی، ج. Achauer، U. تصاویر لرزه‌ای پوسته و گوشته بالایی در زیر تبت: شواهدی برای فرورانش صفحه اوراسیا. Science 2002 ، 298 ، 1219-1221. [ Google Scholar ] [ CrossRef ] [ PubMed ]
لی، اس. Mooney، WD ساختار پوسته چین از پروفایل های لرزه ای عمیق. تکتونوفیزیک 1998 ، 288 ، 105-113. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
ژانگ، ز. دنگ، ی. تنگ، جی. وانگ، سی. گائو، آر. چن، ی. فن، دبلیو. مروری بر ساختار پوسته فلات تبت پس از 35 سال لرزه‌نگاری عمیق. J. آسیایی زمین علوم. 2011 ، 40 ، 977-989. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
بای، دی. آنسورث، ام جی; Meju، MA; ما، ایکس. تنگ، جی. کنگ، ایکس. سان، ی. سان، ج. وانگ، ال. جیانگ، سی. تغییر شکل پوسته فلات تبت شرقی با تصویربرداری مغناطیسی تلوریک نشان داده شد. نات. Geosci. 2010 ، 3 ، 358-362. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
سان، ج. جین، جی. بای، دی. وانگ، L. صدای ساختار الکتریکی پوسته و گوشته بالایی در امتداد مرز شرقی فلات چینگهای-تبت و اهمیت زمین ساختی آن. علمی چین سر. D Earth Sci. 2003 ، 46 ، 243-253. [ Google Scholar ]
ماهئو، جی. گیلات، اس. بلیچرت تافت، جی. رولان، ی. پچر، A. مدل شکست دال برای تکامل حرارتی نئوژن جنوب قراقوروم و تبت جنوبی. سیاره زمین. علمی Lett. 2002 ، 195 ، 45-58. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
مک کنزی، دی. جکسون، جی. پریستلی، ک. ساختار حرارتی لیتوسفر اقیانوسی و قاره ای. سیاره زمین. علمی Lett. 2005 ، 233 ، 337-349. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
Chaves، CAM; Ussami, N. مدل‌سازی توزیع چگالی سه بعدی در گوشته از وارونگی ناهنجاری‌های ژئوئید: کاربرد در استان یلوستون. جی. ژئوفیس. Res. زمین جامد 2013 ، 118 ، 6328-6351. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
LaCoste, LJ اندازه گیری گرانش در دریا و هوا. کشیش ژئوفیس. 1967 ، 5 ، 477-526. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
ژائو، ال. وو، ام. فورسبرگ، آر. اولسن، AV; ژانگ، ک. Cao, J. حذف نویز داده های گرانشی هوابرد بر اساس تجزیه حالت تجربی: مطالعه موردی برای داده های آزمون SGA-WZ GREENLAND. ISPRS Int. J. Geo-Inf. 2015 ، 4 ، 2205-2218. [ Google Scholar ] [ CrossRef ][ نسخه سبز ]
پاولیس، NK; هلمز، SA; کنیون، SC; فاکتور، JK یک مدل گرانشی زمین تا درجه 2160: EGM2008. در مجموعه مقالات مجمع عمومی EGU، وین، اتریش، 13-18 آوریل 2008.
ژانگ، سی. Guo، CX; چن، جی. ژانگ، LM؛ Wang, B. EGM 2008 و تجزیه و تحلیل کاربرد آن در چین Ma inland. Acta Geod. کارتوگر. گناه 2009 ، 38 ، 283-289. [ Google Scholar ]
کخ، ک.-ر. تخمین پارامتر و آزمون فرضیه ها در مدل های خطی ; Springer Science & Business Media: برلین/هایدلبرگ، آلمان، 2013. [ Google Scholar ]
آنسورث، ام. ونبو، دبلیو. جونز، AG; لی، اس. بدروسیان، پ. بوکر، جی. شنگ، ج. مینگ، دی. Handong، T. پوسته و ساختار گوشته بالایی تبت شمالی با داده های مغناطیسی تلوریک تصویربرداری شده است. جی. ژئوفیس. Res. زمین جامد 2004 ، 109 . [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
شین، YH; خو، اچ. برایتنبرگ، سی. نیش، جی. Wang, Y. Moho در زیر تبت از داده‌های گرانشی یکپارچه GRACE موج می‌زند. ژئوفیز. J. Int. 2007 ، 170 ، 971-985. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
تنگ، J.-W. من در مورد چند مشکل هسته مهم و دستاوردهای بزرگ برای اولین بار و جهت توسعه تحقیقات ژئوفیزیک در فلات تبت چین فکر می کنم. Prog. ژئوفیز. 2008 ، 23 ، 301-318. [ Google Scholar ]
کلمپرر، SL جریان پوسته در تبت: شواهد ژئوفیزیکی برای وضعیت فیزیکی لیتوسفر تبت، و الگوهای استنباط شده جریان فعال. جئول Soc. لندن. مشخصات انتشار 2006 ، 268 ، 39-70. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
یو، اچ. چن، YJ; سندول، ای. نی، ج. هرن، تی. ژو، اس. فنگ، ی. Ge، Z. تروخیلو، آ. وانگ، Y. ساختار گوشته لیتوسفر و فوقانی فلات تبت شمال شرقی. جی. ژئوفیس. Res. زمین جامد 2012 , 117 . [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
یانگ، ی. Ritzwoller، MH; ژنگ، ی. شن، دبلیو. لوشین، آل. Xie, Z. نمای همدیدی از توزیع و اتصال ناحیه کم سرعت پوسته میانی در زیر تبت. جی. ژئوفیس. Res. زمین جامد 2012 , 117 . [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
ژانگ، پی. دنگ، س. ژانگ، جی. ما، جی. گان، دبلیو. Min، W. مائو، اف. وانگ، Q. بلوک های تکتونیکی فعال و زلزله های قوی در قاره چین. علمی چین سر. D Earth Sci. 2003 ، 46 ، 13-24. [ Google Scholar ]
Heiskanen، WA; موریتز، اچ. ژئودزی فیزیکی. گاو نر Géod. (1946-1975) 1967 ، 86 ، 491-492. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
هک، بی. Seitz، K. مقایسه رویکردهای تسروئید، منشور و نقطه جرم برای کاهش جرم در مدل‌سازی میدان گرانشی. جی. جئود. 2007 ، 81 ، 121-136. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
تیخونوف، AN; آرسنین، VY راه حل های مشکلات بد ارائه شده ؛ وینستون و پسران: واشنگتن، دی سی، ایالات متحده آمریکا، 1977. [ Google Scholar ]
Bowin، C. عمق ناهنجاری های جرم اصلی که در موج های زمینی و ناهنجاری های گرانشی نقش دارند. مار. جئود. 1983 ، 7 ، 61-100. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
آمانته، سی. Eakins، B. ETOPO1 1 Arc-Minute Global Relief Model: رویه ها، منابع داده و تجزیه و تحلیل . یادداشت فنی NOAA NESDIS NGDC-24; Biblioteca Digital ILCE; مرکز ملی داده های ژئوفیزیکی: بولدر، CO، ایالات متحده آمریکا، 2009.
نیش، جی. Xu، H. توزیع سه بعدی چگالی liothsperic در زیر چین و منطقه مجاور آن. چانه. جی. ژئوفیس. 2002 ، 45 ، 42-48. [ Google Scholar ]
لاسکه، جی. استادان، جی. ما، ز. Pasyanos, M. CRUST1.0: یک مدل جهانی به روز شده از پوسته زمین. در مجموعه مقالات مجمع عمومی EGU، وین، اتریش، 22-27 آوریل 2012.
پاسیانوس، من؛ کارشناسی ارشد، TG; لاسکه، جی. Ma, Z. LITHO1.0: پوسته و مدل لیتوسفری به روز شده زمین. جی. ژئوفیس. Res. زمین جامد 2014 ، 119 ، 2153-2173. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
Woodhouse, JH; Dziewonski، AM نقشه برداری گوشته بالایی: مدل سازی سه بعدی ساختار زمین با وارونگی شکل موج های لرزه ای. جی. ژئوفیس. Res. زمین جامد 1984 ، 89 ، 5953-5986. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
سیمونز، NA; فورته، AM; بوشی، ال. Grand، SP GyPSuM: مدل توموگرافی مشترک چگالی گوشته و سرعت موج لرزه ای. جی. ژئوفیس. Res. زمین جامد 2010 , 115 . [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
گراند، SP; Helmberger، DV ساختار برشی گوشته بالایی آمریکای شمالی. ژئوفیز. J. Int. 1984 ، 76 ، 399-438. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
وانگ، ایکس. نیش، جی. Hsu, H. ساختار چگالی سه بعدی لیتوسفر در زیر کراتون چین شمالی و مکانیسم های تخریب آن. تکتونوفیزیک 2014 ، 610 ، 150-158. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
لیانگ، سی. آهنگ، X. کمربند کم سرعت در زیر فلات تبت شمالی و شرقی از توموگرافی Pn. ژئوفیز. Res. Lett. 2006 ، 33 . [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
لی، اف. Qu، Y. Song، G. تنوع گونه‌ها و الگوهای فیلژئوگرافیک پرندگان در پاسخ به بالا آمدن فلات چینگهای-تبت و یخبندان‌های کواترنر. Curr. زول. 2014 ، 60 ، 149-161. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
ژائو، جی. ژائو، دی. ژانگ، اچ. لیو، اچ. هوانگ، ی. چنگ، اچ. Wang، W. توموگرافی موج P و دینامیک پوسته و گوشته بالایی در زیر تبت غربی. گندوانا رس. 2014 ، 25 ، 1690-1699. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
ژائو، جی. یوان، ایکس. لیو، اچ. کومار، پی. پی، اس. مهربان، ر. ژانگ، ز. تنگ، جی. دینگ، ال. گائو، X. مرز بین صفحات زمین ساختی هند و آسیا در زیر تبت. Proc. Natl. آکادمی علمی ایالات متحده آمریکا 2010 ، 107 ، 11229-11233. [ Google Scholar ] [ CrossRef ] [ PubMed ]
لی، جی. ژائو، دی. توموگرافی موج P دور لرزه و دینامیک گوشته در زیر تبت شرقی. ژئوشیمی. ژئوفیز. Geosyst. 2016 ، 17 ، 1861-1884. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
سان، ایکس. بائو، ایکس. خو، ام. Eaton، DW; آهنگ، X. وانگ، ال. دینگ، ز. می، ن. یو، دی. لی، H. ساختار پوسته در زیر SE تبت از تجزیه و تحلیل مشترک توابع گیرنده و پراکندگی موج ریلی. ژئوفیز. Res. Lett. 2014 ، 41 ، 1479-1484. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
لی، سی. van der Hilst، RD; ملتزر، ع. Engdahl، فرورانش ER لیتوسفر هند در زیر فلات تبت و برمه. سیاره زمین. علمی Lett. 2008 ، 274 ، 157-168. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
لی، ی. وو، کیو. ژانگ، آر. تیان، ایکس. Zeng, R. پوسته و ساختار گوشته بالایی در زیر یوننان از وارونگی مشترک توابع گیرنده و داده های پراکندگی موج ریلی. فیزیک سیاره زمین. اینتر 2008 ، 170 ، 134-146. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
ژا، XH; لی، ضخامت پوسته JS و نسبت پواسون در زیر ناحیه یوننان. علمی علوم زمین چین 2013 ، 43 ، 446-456. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
لی، جی. لی، ی. زی، اف. تنگ، جی. ژانگ، جی. سان، سی. ژا، X. توموگرافی ناهمسانگرد Pn و دینامیک در فلات شرقی تبت. جی. ژئوفیس. Res. زمین جامد 2014 ، 119 ، 2174-2198. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
لی، جی. ژائو، دی. سو، ی. بینش منشأ آتشفشان درون صفحه ای و لرزه زمین ساختی Tengchong در جنوب غربی چین از داده های محلی و لرزه ای دور. جی. ژئوفیس. Res. زمین جامد 2009 ، 114 . [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
لی، جی. ژائو، دی. ناهمگونی ساختاری ناحیه گسل لانگمنشان و مکانیسم زلزله ونچوان 2008 (Ms 8.0). ژئوشیمی. ژئوفیز. Geosyst. 2009 , 10 . [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
ژائو، دی. پیراجنو، اف. Dobretsov، NL; لیو، L. ساختار و پویایی گوشته در شرق روسیه و مناطق مجاور. راس جئول ژئوفیز. 2010 ، 51 ، 925-938. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]
ژائو، ال. ژنگ، تی. Lu، G. تغییر شکل گوشته بالایی متمایز کراتون ها در پاسخ به فرورانش: محدودیت های اندازه گیری تقسیم موج SKS در شرق چین. گندوانا رس. 2013 ، 23 ، 39-53. [ Google Scholar ] [ CrossRef ]

شکل 1. توپوگرافی و تکتونیک اصلی منطقه مورد مطالعه چگالی. در شکل: MBT – رانش مرزی اصلی، MCT – رانش مرکزی اصلی، BNF – گسل بانگونگ نوجیانگ، JRS – بخیه رودخانه جینشا، ATF – گسل آلتون تاگ، LMSF – گسل لانگمن شان، HM – بلوک هیمالیا، LSB – بلوک لهاسا، QTB—Qiangtang Block، QB—Qaidam Block، SG—Songpan Ganzi Block، Tarim Basin—Tarim Basin، Ordos—Ordos Block، SCB—Sichuan Basin. ستاره‌های قرمز مکان‌های زمین‌لرزه‌های رخ داده در سال‌های اخیر و آتشفشان در منطقه مورد مطالعه را مشخص می‌کنند: WCH-مرکز زمین‌لرزه 8.0 متری ونچوان در سال 2008، LSH-مرکز زلزله 7.0 متری لوشان در سال 2013، LD-مرکز زمین‌لرزه 201466. زلزله M Ludian، YJ-مرکز زلزله 5.8 M Yingjiang در سال 2011. TC – آتشفشان Tengchong. (توجه داشته باشید که این یک شکل جدید است که فقط از داده های خطا از [ 28] استفاده مجدد می کند].)

شکل 2. ( الف ) توپوگرافی TP. ( ب ) عمق موهو TP. ( ج ) عمق رسوبی TP. ( د ) عمق لیتوسفر TP. ( ه ) اثر توده های توپوگرافی. ( f ) اثر تغییرات در رابط Moho. ( ز ) اثر تغییرات در فصل مشترک رسوبی. ( h ) اثر تغییرات در سطح مشترک لیتوسفر. ( i ) ناهنجاری ژئوئید از EGM2008 تا درجه 180. ( j ) ناهنجاری‌های ژئوئیدی از EGM2008 درجه 2-6. و ( k ) ناهنجاری ژئوئید باقیمانده پس از کاهش مشارکت های فوق الذکر.

شکل 3. ( الف ) M1 مصنوعی. ( ب ) برآورد M1; ( ج ) M2 مصنوعی. ( د ) M2 تخمینی. ( ه ) M3 مصنوعی. و ( f ) M3 تخمینی.

شکل 4. ( الف ) منحنی L. ( ب ) خطای برازش با تعداد تکرارها کاهش می یابد. و ( ج ) ناهنجاری ژئوئید باقیمانده نهایی (m).

شکل 5. ( الف ) نقشه توزیع چگالی افقی در عمق 50 کیلومتری. ( ب ) نقشه توزیع چگالی افقی در عمق 150 کیلومتری. ( ج ) نقشه توزیع چگالی افقی در عمق 250 کیلومتری. ( د ) نقشه توزیع چگالی افقی در عمق 350 کیلومتری. ( ه ) نقشه توزیع چگالی افقی در عمق 450 کیلومتری. و ( f ) نقشه توزیع چگالی افقی در عمق 600 کیلومتری.

شکل 6. ( الف ) مقاطع چگالی عمودی در عرض جغرافیایی 25 درجه شمالی از طول جغرافیایی 90 درجه شرقی تا 105 درجه شرقی. خط جامد سیاه، ارتفاع در سراسر پروفیل است. ستاره قرمز محل زلزله یینگ جیانگ را نشان می دهد. و مثلث قرمز محل آتشفشان Tengchong را نشان می دهد. ( ب ) مقاطع چگالی عمودی در عرض جغرافیایی 31 درجه شمالی از طول جغرافیایی 100 درجه شرقی تا 110 درجه شرقی. خط جامد سیاه ارتفاع در سراسر نیمرخ است و ستاره های قرمز مکان زلزله های لوشان و ونچوان را نشان می دهند.

جدول 1. شرایط و نتایج برای سه مدل مختلف وارونگی مصنوعی.

جدول 2. پارامترهای کلیدی زلزله های درگیر در این مطالعه.

© 2016 توسط نویسندگان؛ دارنده مجوز MDPI، بازل، سوئیس. این مقاله یک مقاله با دسترسی آزاد است که تحت شرایط و ضوابط مجوز Creative Commons Attribution (CC-BY) (http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/) توزیع شده است.

;کاربردهای GIS مقالات

درخواست مشاوره

09120049370

8 صبح تا 12 شب