羅仁昱 陳繼鋒 尹欣欣 李少華1，

1)中國地震局蘭州地震研究所，蘭州 730000 2)甘肅省地震局，蘭州 730000

0 引言

1990年4月26日，青海省共和縣發(fā)生了MW6.4(MS7.0)地震，造成119人死亡、2i049人受傷，經(jīng)濟(jì)損失總額高達(dá)2.7億元。截至1995年7月9日，震區(qū)共發(fā)生MS≥5.0的強(qiáng)余震11次，其中6次強(qiáng)余震發(fā)生于1994—1995年，晚期強(qiáng)余震極為發(fā)育(都昌庭，2001)。青藏高原隆起的動力學(xué)機(jī)制源于印度和歐亞板塊的碰撞，青藏高原在隆升過程中其內(nèi)部及邊緣發(fā)生了強(qiáng)烈的構(gòu)造變形，發(fā)育了一系列大規(guī)模的斷裂，周圍出現(xiàn)大量的擠壓造山帶與側(cè)向擠出地體群(Meyeretal.，1998)。青海共和地區(qū)位于青藏高原東北緣，該地區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動主要受青藏高原控制。共和盆地自有歷史記錄以來無中強(qiáng)及以上地震發(fā)生，且震中區(qū)無明顯出露地表的大規(guī)?；顒訑嗔眩又卣鹫鹬芯帻堁驆{水庫僅約40km，故此次地震引起了地震學(xué)界的極大關(guān)注(劉耀煒，1996；張啟勝等，1999；張敏等，2000；萬存緒等，2001；郝明等，2010)。國內(nèi)部分學(xué)者從不同的角度對該地震的震源機(jī)制及破裂過程進(jìn)行了研究。陳運(yùn)泰等(1994)運(yùn)用水準(zhǔn)測量資料反演了共和地震的震源過程，提出了 “共和地震是受到NE向水平構(gòu)造應(yīng)力的作用下，沿著一條走向NWW、傾向SSW的隱伏斷層發(fā)生的、以逆沖為主但具有走滑分量的左旋-逆斷層錯動”的觀點(diǎn)。許力生等(1997)運(yùn)用中國數(shù)字地震臺網(wǎng)記錄到的寬頻帶地震波形資料反演了震源過程及有關(guān)參數(shù)，判定這次地震發(fā)生在NWW向的陡傾角斷層上，斷層運(yùn)動以逆沖為主。胥頤(1999)推測震區(qū)地殼深部存在NW走向、N傾的隱伏斷裂，認(rèn)為共和地震是青海南山沿該邊界斷裂向共和盆地推覆逆沖的結(jié)果，莫霍面的隆起也是導(dǎo)致該地區(qū)深部構(gòu)造活動的可能因素。

地震的發(fā)生往往與地下介質(zhì)的高速異常體和低速異常體有關(guān)，不同介質(zhì)間的相互作用導(dǎo)致較軟物質(zhì)發(fā)生破裂產(chǎn)生地震。較大地震通常會產(chǎn)生斷層，斷層面的展布可以通過余震的空間分布得到。由于測震臺網(wǎng)對地震進(jìn)行定位時使用的方法具有一定局限性，尤其是對深度的約束不夠理想，故定位的準(zhǔn)確度需要加強(qiáng)。Zhang等(2003，2006)提出的雙差層析方法是Waldhauser等(2000)提出的雙差定位方法與地震學(xué)中常用的地震層析成像方法的結(jié)合，可同時解決2個問題，即地震精定位的問題和地殼三維速度計算的問題。通過精定位的地震空間分布以及地殼三維速度不僅可刻畫出地下斷層的空間形態(tài)，也可對地下介質(zhì)的屬性進(jìn)行可視化成像，所得結(jié)果可為今后地震活動性及危險性分析提供重要的參考依據(jù)(韓曉明等，2018；李敏娟等，2018；左可楨等，2018)。共和地區(qū)自1995年以來并無大地震發(fā)生，但小地震數(shù)據(jù)非常豐富，這為本文的研究提供了數(shù)據(jù)保障。

本文利用雙差層析成像方法反演了青海共和及周邊地區(qū)(35°～38°N，99°～102°E，以下簡稱研究區(qū)域)的三維速度結(jié)構(gòu)，并分析了精定位后的地震分布特征，以期研究1990年共和MS7.0地震以及近年來該地區(qū)持續(xù)不斷的中小地震發(fā)生的深部地質(zhì)構(gòu)造背景，并為后續(xù)研究該區(qū)域的地質(zhì)構(gòu)造結(jié)構(gòu)提供參考。

1 構(gòu)造背景

1990年共和MS7.0地震的震中位于(36°05′N，100°05′E，)，震源深度為30km，震區(qū)恰為哇玉香卡-拉干隱伏斷裂帶通過之處(陳玉華等，1998)。哇玉香卡-拉干斷裂是一條橫穿震區(qū)的主要活動斷裂，是控制共和盆地南緣的一條隱伏活動斷裂，西起茶卡鹽湖南側(cè)，經(jīng)哇玉香卡南側(cè)、新哲農(nóng)場南側(cè)、塘格木農(nóng)場向SE穿過黃河并終止于茫拉河谷一帶，總體沿NW向呈舒緩波狀展布。此外，鉆探資料顯示該斷裂傾向SW，傾角于深部較緩、淺部較陡，部分區(qū)域傾角近直立，且呈南升北降的逆斷層性質(zhì)，全長150km。斷裂的新活動在航衛(wèi)片上有較清晰的界線，其控制了共和盆地南緣的地貌形態(tài)，斷裂南側(cè)為高山地區(qū)，北側(cè)是低平原區(qū)。極震區(qū)等震線沿該斷裂呈一狹長的橢圓分布(陳玉華等，1998)。1990年共和主震后所發(fā)生的10次MS≥5強(qiáng)余震有8次在主震周圍沿NWW向分布(張瑞斌等，1994)。共和盆地為古近-新近紀(jì)形成的斷陷盆地，主要接受中新世以來的沉積，缺失古近系，新近系—早更新統(tǒng)為一套河-湖相堆積，厚度>1i000m，當(dāng)時的沉積中心位于沙珠玉河一帶，大體呈EW向展布。在上新世與更新世之交，共和盆地受西域構(gòu)造體系南部拗陷帶的影響向SE擴(kuò)展。早更新世末與中更新世初的構(gòu)造運(yùn)動在共和盆地和貴德盆地之間形成一條NNW向的瓦里貢山斷隆，使一度統(tǒng)一的湖盆一分為二，并使共和盆地最終定型。隨著晚更新世時期NNW向構(gòu)造帶活動的進(jìn)一步加劇，盆地內(nèi)次級隆凹帶開始形成，使下更新統(tǒng)湖相堆積被擠壓隆升出露地表，并由于盆地南緣隱伏斷裂的持續(xù)活動，造成了盆地與南側(cè)山體間明顯的地貌差異。全新世時期，盆地南緣NW向斷裂帶與NNW向隆凹帶的疊加作用進(jìn)一步增強(qiáng)(常寶琦等，1997)。

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)資料

在研究區(qū)及周邊區(qū)域主要分布甘肅、青海地震臺網(wǎng)和 “中國地震科學(xué)臺陣探測——南北地震帶北段(ChinArray Ⅱ)”項目野外觀測臺陣共計57個寬頻帶地震臺，觀測資料信噪比高，數(shù)據(jù)質(zhì)量可靠。在2009年1月—2019年1月期間，共記錄到MS0.0以上地震8i024個(1)http:∥www.csndmc.ac.cn/。。圖1 給出了本文進(jìn)行雙差成像和定位所使用的研究區(qū)內(nèi)震中和臺站分布圖。

圖1 本文研究所使用的地震震中分布Fig.1 The distribution of earthquakes and seismic stations in Gonghe area，Qinghai Province.紅色五角星代表共和主震位置，黑色三角代表地震臺站

本文首先利用初至P波、初至S波的走時曲線從初始的8i024個事件中剔除與原始觀測報告之間存在較大誤差的震相數(shù)據(jù)，最終選取的數(shù)據(jù)分布于圖2 中綠色實(shí)線之間。其次，選取記錄臺站數(shù)至少為7個以上的地震事件，并按照地震間的相對位置對地震事件進(jìn)行配對，優(yōu)先考慮震中接近的2次地震事件。為保證研究數(shù)據(jù)的可靠性，在地震對分配過程中，以30km作為地震對之間的最大距離，距離>30km的不予考慮。由于余震事件的震中分布比較集中，因此設(shè)定單一地震最多可以和20個地震組成地震對。最終挑選出4i253個地震的63i872條絕對到時數(shù)據(jù)(P波34i716條、S波29i156條)，對研究區(qū)域進(jìn)行雙差定位和層析成像的聯(lián)合反演。由于不同體波的拾取精度不同，在反演過程中，將P波和S波的權(quán)重分別設(shè)置為1.0和0.5。

圖2 初至P波、初至S波走時曲線Fig.2 Time-distance curve of P and S wave.綠色線之間的數(shù)據(jù)為本文選取的數(shù)據(jù)

2.2 雙差層析成像原理簡介

Zhang等(2003，2006)將雙差定位方法(Waldhauseretal.，2000)與地震層析成像相結(jié)合，提出了雙差層析成像方法。該方法首先對同一臺站記錄間距≤30km的地震進(jìn)行配對，并通過正演得到地震的理論到時，進(jìn)而得到觀測到時與理論到時的走時殘差，之后再對地震對的走時殘差求差并進(jìn)行反演。由于雙差層析成像方法同時利用絕對到時及相對到時實(shí)現(xiàn)三維速度結(jié)構(gòu)的反演和地震重定位，可大幅提高反演的精度，且由于地震對均為距離相近，即射線路徑相似的地震，具有相似的波形，故可減少臺站位置對于反演結(jié)果的影響。絕對走時可確定大尺度的速度結(jié)構(gòu)和絕對位置，雙差則可更精細(xì)地確定速度結(jié)構(gòu)和相對震源位置，改進(jìn)震中位置或速度結(jié)構(gòu)的精度都會使另一結(jié)果更加精確(Thurber，1992)，因此雙差層析成像方法基于更加精確的震中位置可以得到更為準(zhǔn)確的三維速度結(jié)構(gòu)。眾多研究應(yīng)用證明，相對常規(guī)絕對定位方法，雙差定位方法可以得到更加準(zhǔn)確的震源位置，并使整個地震叢集更加收斂，即便是對于空間跨度較大的研究區(qū)域其結(jié)果也更精確(Zhangetal.，2003；Okadaetal.，2006；于湘?zhèn)サ龋?010；侯金欣，2016；韓曉明等，2018；張珊珊，2019)。雙差層析成像方法的主要原理為：將地震事件記為i，臺站記為k，從震源到地震臺站的地震波走時可以表示為

(1)

(2)

因此，2個地震i與j到同一個觀測臺站k的走時殘差之差為

(3)

利用式(3)即可得到震中附近小范圍的速度結(jié)構(gòu)以及相對震中位置。

2.3 反演參數(shù)的選取

雙差層析成像方法在研究不同尺度的研究區(qū)域時通過輸入不同的三維規(guī)則網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)建立初始速度模型，并采用線性插值方法補(bǔ)充網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)以外任意點(diǎn)的速度值。理論上，速度網(wǎng)格的尺寸越小越好，但網(wǎng)格設(shè)置過小將使穿過的射線數(shù)過少，從而降低反演精度。因此，網(wǎng)格參數(shù)的設(shè)置將直接影響結(jié)果的有效性。本文結(jié)合檢測板結(jié)果平衡網(wǎng)格間距和射線分布后，在水平向分別沿經(jīng)度、緯度方向每間隔0.3° 設(shè)1個節(jié)點(diǎn)；垂直向上，在0～50km深度范圍內(nèi)，每5km設(shè)置1個節(jié)點(diǎn)。水平方向上的射線分布及網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)劃分如圖3 所示。

圖3 射線路徑及反演網(wǎng)格劃分Fig.3 Ray paths and grid nodes in the study region.黑色實(shí)線代表射線路徑，白色加號代表反演節(jié)點(diǎn)

針對初始速度模型，本文參考了前人在該區(qū)域的研究結(jié)果(左可楨等，2018)，選定的P波一維速度模型如表1 所示。利用和達(dá)法擬合P和S波震相走時數(shù)據(jù)，計算得到的P和S波的波速比為1.73。

表1 本文使用的一維速度模型Table1 Initial 1-D velocity model of P wave in Gonghe region

為保證結(jié)果的準(zhǔn)確性，在反演過程中分別加入了阻尼因子和光滑因子，排除數(shù)據(jù)誤差對反演結(jié)果造成的干擾(Eberhart-Phillips，1986；Thurberetal.，2009)。其中，光滑因子用來約束模型慢度參數(shù)，阻尼因子選得小可以更好地擬合數(shù)據(jù)，但模型變化比較大，選取合適的阻尼因子能使數(shù)據(jù)方差較小的同時保證解的變化量不會嚴(yán)重增加。本文通過對不同的參數(shù)做迭代后畫出L曲線的方法選取最優(yōu)值，阻尼參數(shù)搜索范圍為10～2i000，光滑因子參數(shù)搜索范圍為0.000i1～2i000，根據(jù)L曲線(圖4)，最終選定阻尼因子為400、光滑因子為20。

圖4 使用不同的阻尼因子(a)和光滑因子(b)得到的L曲線Fig.4 Tradeoff curve with different damping coefficient(a)and smoothing coefficient(b).

3 反演結(jié)果與討論

3.1 分辨率測試結(jié)果

本文通過棋盤格測試(Humphreysetal.，1988；Zhaoetal.，1992)對反演的可靠性進(jìn)行評價。首先對劃分網(wǎng)格后的初始模型節(jié)點(diǎn)添加±5%的速度擾動，由速度模型和觀測到的震相數(shù)據(jù)計算合成各個臺站的理論走時殘差，然后將該走時殘差作為已知量，以未加擾動的模型作為參考模型，采用與實(shí)際觀測數(shù)據(jù)反演時相同的反演參數(shù)進(jìn)行反演計算，對比反演得到的模型與加入擾動的模型，并分析棋盤格的恢復(fù)程度，通常棋盤格恢復(fù)度高的區(qū)域代表層析成像的分辨率較高。最終得到的棋盤格測試結(jié)果如圖5 和圖6 所示。由于青海地區(qū)臺站分布相對較少(圖1)，故該區(qū)域整體上分辨率相對較低。從深度分布來看，分辨率較高的優(yōu)勢區(qū)域?yàn)?5～50km深處。近地表區(qū)域受地形起伏以及沉積層低速區(qū)的影響，分辨率相對較低。15km以淺區(qū)域在地震分布較密地區(qū)恢復(fù)程度比其他區(qū)域好，最佳反演深度為15km。

圖5 不同深度P波棋盤格測試結(jié)果Fig.5 Resolution of checkerboard test of P waves at different depths.

圖6 不同深度S波棋盤格測試結(jié)果Fig.6 Resolution of checkerboard test of S waves at different depths.

3.2 重定位結(jié)果

經(jīng)過37次迭代計算，最終得到了4i253個地震的重定位結(jié)果，重定位后的地震震中分布如圖8所示。重定位后，震中有3個主要的集聚區(qū)：共和主震區(qū)、主震SE方向的隆起區(qū)域以及研究區(qū)域NE部的褶皺區(qū)。如圖7 所示，重定位前地震主要集中在4～11km深度范圍內(nèi)，深度為10km的地震最多，重定位后震源深度主要集中在2～20km范圍內(nèi)，在垂直剖面上地震呈條帶狀分布(圖12)。

圖7 重定位前(a)、后(b)地震定位深度分布Fig.7 Histograms of seismic location depth before(a)and after(b)relocation.

圖8 研究區(qū)內(nèi)重定位后地震震中分布圖Fig.8 Distribution of relocated events in the study area.五角星代表共和主震位置。3條綠色測線AA′、BB′、CC′分別為速度剖面的位置。黑線為主要斷層：F1鄂拉山斷裂；F2共和盆地南緣斷裂；F3共和盆地北緣斷裂；F4青海南山-循化南山斷裂；F5日月山斷裂；F6達(dá)坂山斷裂；F7軍功斷裂

3.3 反演結(jié)果與討論

圖9 和圖10 給出了反演得到的深度0～50km范圍內(nèi)P波和S波速度分布，圖中黑點(diǎn)代表發(fā)生在該截面上下各2.5km范圍內(nèi)的地震震中位置的投影，在30km深度處，紅色五角星代表1990年共和的主震位置(36°05′N，100°05′E)。從圖中可以看出，共和及周邊地區(qū)P波和S波的速度結(jié)構(gòu)具有明顯的橫向不均勻性。在0km、5km、10km的成像結(jié)果中可以看出，共和主震區(qū)及其SW向的小地震集聚區(qū)均為高、低速過渡區(qū)。研究區(qū)域東北部地表變形主要為褶皺變形，此處的小地震較為分散，在日月山斷裂(F5)處有條帶狀的小地震集中區(qū)。0～15km的成像結(jié)果中，在共和地震主震NE側(cè)的區(qū)域呈現(xiàn)明顯的P波低速異常，共和主震位于低速異常體內(nèi)，即共和盆地正下方區(qū)域，靠近高低速異常邊界。在30km以淺的成像結(jié)果中，在主震SW側(cè)均可以看到明顯的高速異常，5km深度處高速異常區(qū)域最大，這與胥頤(1999)等的研究結(jié)果一致。這種震源分布特征也與前人在其他地區(qū)的研究結(jié)果相符(陳兆輝等，2014；王小娜等，2015；李敏娟等，2018)，在一定程度上也佐證了本文反演結(jié)果具有較高的分辨率和可靠性(王長在等，2013)。S波速度結(jié)構(gòu)中的大的異常分布特征與P波基本一致。在30km深的S波成像結(jié)果中，主震位于高、低速異常邊界處。

圖9 水平向不同深度的P波速度分布Fig.9 Velocity variations on horizontal slices of P waves at different depths.

圖10 水平向不同深度的S波速度分布Fig.10 Velocity variations on horizontal slices of S waves at different depths.

為了進(jìn)一步了解1990年共和MS7.0地震震源區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)特征與地震活動性之間的關(guān)系，我們經(jīng)過共和主震震中的位置沿NW和NE向分別構(gòu)建了2條速度剖面AA′、BB′，再平行于BB′構(gòu)建第3條速度剖面CC′(圖8 中的綠色虛線即為3條剖面的位置)，剖面的成像結(jié)果如圖11—13所示。黑點(diǎn)為發(fā)生在剖面兩側(cè)各0.1°范圍內(nèi)的地震在該剖面上的垂直投影，五角星代表1990年共和主震的位置。

通過AA′剖面(圖11)可以看出，共和MS7.0主震發(fā)生在低速區(qū)內(nèi)，靠近高、低速交界處，震源區(qū)NW側(cè)存在明顯的P波和S波低速異常，該異常在深度上從5km一直延伸到40km，緯度方向的范圍為35.28°～35.7°N；15～20km深度處有一處低速異常；共和主震上方的淺層區(qū)域(2～20km)內(nèi)發(fā)生了大量的小地震，如圖9和圖10 中的橫向剖面所示，共和盆地北緣斷裂(F3)南段末梢處的地震主要集中在高、低速過渡的區(qū)域。S波的速度結(jié)構(gòu)與P波大體一致。

圖11 地形截面(a)以及沿AA′剖面上P波(b)和S波(c)的速度分布Fig.11 Topographic section(a)and velocity structure of P(b)and S wave(c)along the AA′ section.黑色點(diǎn)為剖面前、后側(cè)0.1°內(nèi)的地震在該剖面的垂直投影，紅色五角星為共和主震位置

通過BB′剖面(圖12)可知，1990年共和MS7.0地震震中位于低速區(qū)內(nèi)，在P波和S波的速度剖面結(jié)果中均可以看出共和主震的NE側(cè)存在明顯的低速異常，如P波的速度結(jié)構(gòu)所示，主震的SW側(cè)是高速異常，該異常從地下向NE向上逆沖至接近地表處，高、低速異常邊界的傾角在深部約為45°，推測在35.95°N處即為哇玉香卡-拉干隱伏斷裂，這與前人通過地質(zhì)探測得到的斷面傾向SW，傾角深部較緩、淺部較陡，部分區(qū)域近直立，南升北降且呈逆斷層的性質(zhì)一致(陳玉華等，1998)，也進(jìn)一步佐證了本文反演的可靠性。在共和主震的正上方，地震在豎直方向主要呈條帶狀分布，且集中在高、低速異常交界處，主震發(fā)生在低速異常體內(nèi)，這與陳運(yùn)泰等(1994)提出的 “共和地震是在壓力軸方向?yàn)榻咏谒降腘E向的構(gòu)造應(yīng)力作用下，沿著一條走向?yàn)镹WW、傾向SSW的隱伏斷層發(fā)生的、以逆沖為主但具有走滑分量的左旋-逆斷層錯動”的觀點(diǎn)一致。35.4°N和36.9°N處的地震分別與鄂拉山斷裂(F1)和日月山斷裂(F5)所對應(yīng)，且分布在高、低速轉(zhuǎn)換區(qū)域。

圖12 地形截面(a)以及沿BB′剖面上P波(b)和S波(c)的速度分布Fig.12 Topographic section(a)and velocity structure of P(b)and S wave(c)along the BB′ section.黑色點(diǎn)為剖面前后側(cè)0.1°內(nèi)的地震在該剖面的垂直投影，紅色五角星為共和主震位置

通過CC′剖面(圖13)可知，35.7°～37°N范圍內(nèi)發(fā)生了大量地震，主要集中在2～23km深度內(nèi)，呈條帶狀分布。與BB′剖面類似，CC’剖面顯示35°～35.8°N處有高速異常，該異常有向上逆沖的態(tài)勢，35.8°～36.2°N是傾向SW的低速異常，日月山斷裂(F5)NE側(cè)地下5～40km深處為高速異常，推測是在NE向近水平的構(gòu)造應(yīng)力作用下，高、低速塊體進(jìn)一步相互作用，因此在融合過程中導(dǎo)致大量小地震發(fā)生，研究區(qū)域NE側(cè)地面的褶皺地形也驗(yàn)證了這一點(diǎn)。

圖13 地形截面(a)以及沿CC′剖面上P波(b)和S波(c)的速度分布Fig.13 Topographic section(a)and velocity structure of P(b)and S wave(c)along the CC′ section.黑色點(diǎn)為剖面前后側(cè)0.1°內(nèi)的地震在該剖面的垂直投影

4 結(jié)論

本文使用青海、甘肅數(shù)字地震臺網(wǎng)及流動臺陣記錄到的35°～38°N，99°～102°E范圍內(nèi)2009年1月—2019年1月地震初至P波和S波的到時資料，應(yīng)用雙差層析成像方法聯(lián)合反演了研究區(qū)域精細(xì)三維速度結(jié)構(gòu)，同時也得到了地震重定位的震源位置參數(shù)。結(jié)果顯示：

(1)重定位后地震有3個主要的集聚區(qū)：共和主震區(qū)、主震SW側(cè)的隆起區(qū)域以及研究區(qū)NE側(cè)的褶皺區(qū)。共和地區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)出明顯的橫向不均勻性。共和主震震中NE側(cè)區(qū)域呈現(xiàn)出明顯的低速異常，共和主震位于低速異常體內(nèi)，即共和盆地的正下方區(qū)域，靠近高、低速異常邊界。在主震SW和NW側(cè)均可看到明顯的高速異常。

(2)在P波、S波的BB′速度剖面中均可以看出主震的SW側(cè)為高速異常，該異常從地下向NE向上逆沖至接近地表處，推測35.95°N處即為哇玉香卡-拉干隱伏斷裂，這與前人通過地質(zhì)探測得到的斷面傾向SW，傾角深部較緩、淺部較陡，部分區(qū)域近直立，南升北降且呈逆斷層性質(zhì)一致。推測共和主震的發(fā)生是在水平NE向的構(gòu)造應(yīng)力作用下，走向?yàn)镹WW、傾向SSW的隱伏斷層滑動所造成的。

(3)在CC′的剖面中可以看出日月山斷裂NE側(cè)的地下5～40km為高速異常，35.7°～37°N范圍內(nèi)有大量小地震發(fā)生在高速和低速異常的周圍，推測是在近水平、NE向構(gòu)造應(yīng)力的作用下，高、低速塊體進(jìn)一步相互作用，進(jìn)而形成斷層及地面褶皺，在融合過程中導(dǎo)致發(fā)生了大量小地震。

致謝中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)張海江教授為本研究提供了TomoDD程序，在此表示感謝；本文部分圖件由GMT繪制。