岩石圈

基于地震/岩石学先验与卫星重磁观测的球谐域联合反演，重建全球岩石圈密度与磁化强度结构。

论文信息：Zhang, Y., Sun, S., Mooney, W. D., & Xu, Y. (2026). Lithospheric magnetization derived from petrological and satellite constraints. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 131, e2025JB032111. https://doi.org/10.1029/2025JB032111 岩石圈磁化强度是理解地球磁场的岩石圈分量、反演地下物质组成与热状态的关键参数。然而，由于观测手段的固有局限，我们长期只能"看到"它的一小部分。本文以一作张壹带领的研究为代表，提出了一种岩石学先验 + 卫星磁测数据联合反演的新框架，重建了覆盖全波段的全球岩石圈感应磁化强度（以垂直积分磁化率 VIS 表征）分布。下面围绕这篇 JGR: Solid Earth 论文，梳理研究动机、方法要点与主要结论。 为什么长波长磁化结构一直难以获得 卫星磁测（CHAMP、Swarm 等）为我们提供了全球尺度的岩石圈磁场观测，如 LCS-1、CHAOS、MF7、CM6 等球谐（SH）模型。但这些模型的功率谱（Lowes, 1974）清楚地表明：岩石圈磁场只有在球谐阶数 16 阶及以上才主导观测量；在更低的阶数（长波长部分），信号被强大得多的地核磁场完全淹没（图1）。这意味着，仅凭卫星数据，我们无法可靠地分离出长波长的岩石圈磁场。 图1　各磁场模型的功率谱（SH 1–80 阶，400 km 高度，引自论文 Figure 1）岩石圈磁场的信号在 SH 16 阶及以上才占主导，更低阶的信号被地核磁场掩盖。这决定了单纯卫星反演无法恢复长波长磁化结构。 此外，还存在一类被称为磁湮灭子（magnetic annihilator）的问题——某些磁化强度分布（例如以固定磁化率磁化的球壳）不产生任何可观测磁场。它使得岩石圈磁化的全球平均值及其长波长特征本质上无法仅靠磁场观测确定。因此，非磁学手段（即地质—岩石学约束）对于确定全球平均磁化强度和长波长结构是不可或缺的。 方法：如何用"岩石学 + 卫星"补齐波长缺口 针对上述问题，本文采用球谐域反演策略，把长波长与短波长分别交给两类不同的约束： 长波长（SH 0–16 阶）：由岩石学先验模型 SM3-SI（Hemant & Maus, 2005）提供约束。该模型基于世界地质构造图、主要岩石类型的实验室磁化率测量以及地壳地震厚度建立，可以给出可靠的全球平均值与长波长磁化变化，从而规避磁湮灭子问题。 短波长（SH 16–80 阶）：由卫星磁数据（采用 CHAOS-8 模型）约束，卫星数据在这些阶数上分辨率高、可信度强。 反演在单个球面等效源层上进行（球面三角剖分生成约 81,920 个三角棱柱单元，垂向积分磁化率 VIS = 磁化率 × 层厚）。目标函数由数据拟合项与模型约束项之和构成，采用 Lévy-Gradient Descent（L-GD） 随机搜索算法迭代求解——该算法不仅能收敛，还能顺带给出反演模型的不确定度估计。合成数据实验表明，恢复的磁场在各波段误差均小于 1 nT，验证了反演框架的有效性。 ...

论文信息：Zhang, Y., & Xu, Y. (2025). Stochastic multi-observables inversion for the 3D thermochemical structure of lithosphere in spherical coordinates: Theory and synthetic examinations. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 130, e2024JB029717. https://doi.org/10.1029/2024JB029717 岩石圈与上地幔中岩石的物性，由它的组成（化学成分）与所处环境的温度、压力状态共同决定，合称为热化学结构。它是认识地球深部物质组成、动力学状态及演化历史的核心依据。然而，温度与组成在控制物性上存在强烈的"等效性"——不同温度—组成组合可产生几乎相同的密度、波速等物性，因此单靠某一种地球物理观测很难把两者区分开。针对这一问题，本文以第一作者张壹等为代表，提出了一套在球坐标下用多类地球物理观测联合反演 3D 热化学结构并同步给出不确定度的框架：基于四面体自适应网格，正演重力、大地水准面、高程、波速、密度与静岩压力等多种观测量，再用随机优化算法求解并得到模型与其估计误差。下面围绕这篇 JGR: Solid Earth 论文，梳理其动机、方法要点与合成检验结果。 为什么需要在球坐标下做热化学反演 上地幔热化学性质的研究区域常常横跨数个经度、纬度，直达大陆尺度。在这种尺度上，地球的曲率变得不可忽略，直接决定了几何建模与地球物理观测正演的精度。然而，此前广泛采用的多观测概率反演方法（如 Afonso 等基于 Fullea 等开发的框架）虽然能同时利用面波频散、体波到时、重力、大地水准面与大地电磁等观测，却大多在笛卡尔坐标下进行，且作为贝叶斯框架内的随机方法计算代价极高——随着未知量维数增长，所需采样时间呈指数膨胀。当 3D 反演的未知量动辄超过数百万个时，这类方法便难以支撑大尺度应用。作者由此提出要在球坐标球壳空间内，构建一套兼顾几何精度、灵活性与计算效率的可扩展反演方案。 方法：四面体自适应网格与技术要点 整个方案围绕三条主线展开： 自适应四面体网格：建模空间采用球壳，网格用四面体而非规则的球面网格剖分。理由很清楚——随半径减小球壳体积收缩，规则网格要么因浅部需要细网格而在深部堆积大量不必要的单元，要么为了效率牺牲浅部分辨率；而非结构化四面体网格可以自适应改变单元大小，在保证效率的同时兼顾分辨率，并能高保真地刻画起伏界面（如 Moho、岩石圈—软流圈边界 LAB 以及板内异常体），还避免了球坐标两极点处的单元畸变，也便于与许多基于非结构化网格的地球动力学软件协同。 岩性热物性计算：采用成熟的 CFMAS（CaO–FeO–MgO–Al₂O₃–SiO₂）矿物体系（约占地壳与上地幔 98 wt%），以镁数 Mg# = MgO/(MgO+FeO) 刻画组成变化（肥沃地幔 Mg#≈89、亏损地幔 Mg#≈94）。针对抽样 Mg#，利用矿物数据库的氧化物统计关系组装代表性全岩组成，在给定温度—压力（400–2,200 K、1–15 GPa）下通过 Gibbs 自由能最小化（Perple_X 实现）确定平衡矿物组合，再依 Stixrude & Lithgow-Bertelloni 的热物性公式与 Voigt-Reuss-Hill 平均计算波速、密度等物性，并建成热物性参考网格（T–P–Mg# 三维插值），从而快速查算物性及其对热化学条件的偏导。合成结果显示密度约 3.0–4.0 g/cm³、VS 约 3.8–6.0 km/s、VP 约 6.0–10.6 km/s，与前人结果接近。 密度—压力耦合与正演：由于密度依赖于压力，作者用有限元方法把静岩压力作为密度—压力耦合问题的解求出，确保模型内部自洽；温度场在传导主导区用有限元求解三维稳态热传导方程、在次岩石圈对流区用线性插值；重力与大地水准面用四面体的多面体重力解析式（Werner & Scheeres 方法）正演，高程按均衡（等静压）思想计算。 随机优化：同时给出模型与不确定度 反演被当作一个多任务评估问题：对地震、重力、大地水准面等每种观测定义 L2 范数的数据失配函数，叠加平滑约束与参考模型约束后构成总体目标函数。求解采用作者此前提出的 Lévy 梯度下降（L-GD）随机优化算法——它结合梯度下降与 Lévy 飞行（多数短步、偶发长跳），对非线性、非凸问题有良好的全局收敛特性，且相比常用随机优化搜索效率更高。更重要的是，L-GD 在寻找最优解的同时，会在解附近随机采样，从而顺带给出反演模型的不确定度估计。为平衡多种观测的贡献，各数据失配函数的权重由深度学习中的 GradNorm 算法迭代确定，使各观测项保持接近的收敛速率。 ...