東北地區面波相速度層析成像研究

李秀麗，李鐵亮，高業欣，燕 云，雷 晨

（1.遼寧省地震局，遼寧 沈陽 110034；2.沈陽市勘察測繪研究院，遼寧 沈陽 110004）

0 引言

東北地區在構造上位于西伯利亞與中朝塊體復雜的構造演化帶內，處于興蒙復合造山帶的東部，東臨西北太平洋邊緣海，在晚古生代和中生代曾經活動比較劇烈[1]。是環太平洋構造域和古亞洲洋構造域構造疊加作用最明顯的地區[2]。經過多期構造作用，使得該區地質情況非常復雜，斷裂交錯分布，主要地質構造單元呈北東向、北東東向展布，主要山脈有大興安嶺、小興安嶺、張廣才嶺、長白山、燕山、太行山、佳木斯臺隆、興蒙地槽等褶皺帶，主要盆地有松遼盆地、三江盆地、海拉爾盆地以及下遼河盆。主要火山：長白山火山、五大連池火山。區域內分布一條大興安嶺—太行山重力梯度帶。有6條主要的斷裂：鴨綠江—春陽斷裂、伊通—依蘭斷裂、敦化—密山斷裂、嫩江—八里汗斷裂、農安—哈爾濱斷裂、得爾布干—額爾古納斷裂。

長期以來，前人利用不同的觀測資料及方法在東北地區開展了大量的研究，并取得了一系列成果。在面波研究方面，據文獻[3-6]所述，前人已獲得諸多成果：利用雙臺法分別提取了研究區Rayleigh波群速度及相速度，得到了東北地區剪切波速度結構分布。利用約4000條周期10～184 s瑞利面波群速度頻散曲線，反演獲得研究區域地殼及上地幔群速度及S波速度分布。結果顯示，研究區東部群速度等值線在周期為20～60 s時呈北東向或北北東向展布；以大興安嶺—太行山重力梯度帶為界，東西Moho面分布差異顯著，表現為西厚東薄的特點。周期大于50 s時，東北東部地區因受太平洋板塊西向俯沖影響呈現低速特征，而大興安嶺—太行山重力梯度帶以西地區表現為高速，這種高速特征到周期為100 s時仍然存在但已不太顯著。結合S波速度結構可以看出，重力梯度帶以西地區巖石圈呈現高速，而軟流層較薄。

1 觀測資料

本文以黑龍江、吉林、遼寧、內蒙東部共111個測震臺站（臺站位置分布如圖1所示）為范圍，時間范圍在2012年1月1日至2015年10月1日，選取了震源深度小于50km，震中距大于10°小于100°，瑞利面波發育較好，頻散特征明顯的281個地震事件（地震事件分布如圖2所示）用于面波研究，共獲得8242條面波相速度頻散曲線（包括重復路徑），經資料處理最后共獲得1785條獨立路徑頻散資料，在研究區域中部獲得了較好的路徑分布。

圖1 東北地區地形圖及臺站分布情況Fig.1 Topographic map of the distribution of the seismic stations in Northeast China

2 面波頻散曲線提取

2.1 提取方法

近年來，姚華建等提出一種新的雙臺面波相速度頻散曲線提取方法，并利用matlab程序編寫了圖像提取界面，相速度提取清晰、直觀、實現了相速度頻散的快速提取，同時提高了測量精度，縮短了大區域雙臺相速度研究的周期。雙臺法是基于成對臺站觀測數據開展相關研究的方法；在傳統的單臺法面波頻散曲線的提取中，需要用到震源機制、初始相位、震中位置、發震時刻等參數，而分項測定這些參數就會引入大量誤差項，降低頻散曲線提取的精度。使用雙臺互相關方法提取頻散曲線，可以去掉震源的影響，并留頻散信息，不用考慮上述震源參數，從而大大提高測量精度。

2.2 參數設置

本文采用雙臺法使用文獻[7]提出的一種基于圖像分析的雙臺面波相速度頻散曲線軟件提取面波相速度頻散曲線。首先對地震波形數據進行降采樣，降采樣頻率設置為1 Hz；然后對數據資料進行零漂校正、去儀器響應、波形歸一化等一系列處理；設置濾波參數窄帶濾波器的生成和濾波環節，選取了加Kaiser窗的有限沖擊響應濾波器，中心測試周期設置為40，變化量為1，經過試驗Kaiser窗的特征參數β值取為8。在本部分我們提取Rayleigh面波8～160 s的數據，方位角α、β分別為3°和5°。

2.3 資料處理結果

圖2 面波所用事件震中分布圖Fig.2 Map of the epicenter of events used for surface waves

使用上述方法共獲得3888條周期在8～120 s范圍內的頻散曲線，對所挑選的頻散曲線按周期處理，得到各周期路徑分布圖如圖4所示。對重復路徑頻散曲線進行整合平均，最后獲得1785條獨立路徑相速度頻散資料，獨立路徑對于研究區域覆蓋情況如圖3所示，研究區域中部覆蓋較好，周圍覆蓋比較稀疏，主要是由于研究區東北部臨近別國，南端靠海，不能獲取較好的地震事件記錄，故本文討論側重點放在覆蓋較好的中部區域。

圖3 獨立面波頻散曲線路徑分布圖Fig.3 Distribution of independent surface wave dispersion path

圖4 各周期路徑分布圖Fig.4 Path maps for each cycle

3 反演

3.1 反演方法

通過面波相速度頻散來反演面波相速度分布，就是Radon反變換問題，針對這一問題，要充分考慮研究區域范圍、面波波長、獨立路徑頻散覆蓋程度等因素，對研究區域進行參數選擇。目前用于參數化的方法較多：如本證函數展開法、不分塊概率反演方法、Fourier展開法、球面Radon變換法、Yanovskaya-Ditmar方法以及Tarantola概率反演法。分塊反演法，顧名思義，就是將研究區按一定的尺度進行劃分，在通過實際觀測數據對每個小塊分別進行反演，最后得到全區的模型結構。本征函數反演法就是待求模型按本征函數展開，利用觀測數據計算出待求系數，從而獲得模型參數，得到模型結構。Tarantola概率反演法，即可以用于線性反演，也可以應用于非線性反演。文獻[8]中對上述一些方法分別進行了正演、反演數值試驗，結果表明Tarantola概率反演法的反演效果較好。

在本章我們選取Tarantola的概率法進行相速度反演。

3.2 反演參數及分辨率

上一節中提取的頻散曲線的周期范圍是8～160 s，由于所選數據均來自寬頻帶地震計的數據，故只反演10～120 s的相速度分布。從10 s開始，以每5 s為間隔，共反演15個中心周期相速度分布。

如上所述，觀測數據相速度頻散路徑對研究區的覆蓋情況和相關長度L的取值影響分辨率。在分辨率測試中如果相關長度太小，會導致反演結果中出現假像。若相關長度L的取值太大，則較小尺度異常就會被平滑掉，進而無法顯示。所以在反演同性相速度分布時，相關長度L的取值要大于1/3波長，我們可以通過檢測板測試方法（或稱為棋盤測試checkerboard test）對不同周期相速度反演進行試算測試，通過比較來確定不同周期相關長度L的取值。

反演網格的選取直接影響面波成像的分辨率，根據15個中心周期的雙臺路徑分布將反演網格設置為0.5°和0.25°，經過測試反演，比較兩種情況下的結果發現0.25°的網格設置反演效果更好，于是將反演網格確定為0.25°。將研究區域分別劃分為 1°×1°、1.5°×1.5°、2°×2°的網格，在3種網格尺度下對10～80 s的23中心周期分別設置相關長度L取大于1/3波長的5個數值進行測試，對于覆蓋較差的10 s、15 s周期外加 2.5°×2.5°、3°×3°網格，將每個中心周期的平均相速度作為初始速度模型的參考值，根據檢測板測試原理，加入5%的速度擾動量，構成高低速相間的西洋跳棋盤樣式的輸入模型，進行檢測板測試。

圖5 檢測板測試結果Fig.5 Test board results

測試結果表明，選擇0.25°的反演網格，L值從10 s到80 s分別取75 km到110 km不等。2°×2°分辨能力最好，部分周期可以達到 1.5°×1.5°，甚至1°×1°的分辨率；圖 5給出了部分周期的分辨率測試結果，左側為各中心周期西洋跳棋盤式初始速度模型，右側為該中心周期的檢測板測試成像圖，紅色代表低速區域，藍色代表高速區域。根據我們最終確定的相關長度，我們發現相關長度L在1/2波長附近，可以得到較好的分辨率。

上述棋盤法分辨率測試，是對不同深度橫向分辨率的測試，即水平方向測試。接下來針對深度分辨率，也就是縱向上的分辨率進行測試。根據前人經驗，我們對不同深度的橫波速度，進行敏感核測驗。我們所得的敏感核曲線即為縱向上的分辨率（圖6）至此，橫向和縱向的分辨率都有了比較明確的分析，可以對瑞利面波相速度空間分布進行適當的解釋。

圖6 相速度深度敏感核曲線Fig.6 Phase velocity depth sensitive nuclear curve

3.3 反演結果

我們提取研究區111個臺站2年觀測記錄，提取到1782條相速度頻散曲線（獨立路徑），反演得到10～80 s周期范圍的相速度分布圖，檢測板測試表明所有周期都能達到2°×2°的分辨率。經反演，得到各中心周期平均相速度值如表1所示。圖7給出了不同周期相速度分布。

表1 各周期相速度平均值

圖7 不同周期相速度分布圖Fig.7 Phase velocity distribution of different cycles

4 討論

由圖7總結分析，隨著周期增加，相速度結構有如下主要特征：

（1）以10 s為中心周期的相速度反映的是7～8 km深的上地殼底部速度結構，相速度水平不均勻性較大，呈現高速的區域：大興安嶺、張廣才嶺、小興安嶺等山區。呈現低速的區域：松遼盆地、下遼河盆地、三江盆地、內蒙東部等盆地對比研究區斷裂帶情況發現，研究區高低速異常帶大致呈北東向分布，與該區大型斷裂帶的走勢一致，并且在斷裂帶兩側有明顯的速度差異，說明地殼淺層的速度結構受斷層影響較為明顯。而研究區海拉爾盆地表現出高速異常，小興安嶺北部山區呈現低速區，通過對15 s周期結果及射線路徑覆蓋情況分析該現象，認為由于在本周期內頻散曲線對異常區的覆蓋情況較差，可能是引起該異常的一個原因。而長白山出現低速異常。

（2）以15s為中心周期的相速度反映的是7～20km深的上地殼速度，體現地形地貌和地殼厚度。比較得知，周期15 s與周期10 s的速度圖像變化較小，松遼盆地、內蒙東部、下遼河盆地仍然呈現低速區，并且松遼盆地低速區有向北部斷裂帶靠近，分析原因認為該現象應該與沉積層的厚度有關，文獻[9]曾指出松遼盆地是東北地區地沉積層厚度最大的地區，厚度約為7～10km，最深處達到12 km，海拉爾盆地高速區在該深度上高速異常消失，呈現低速狀態。大興安嶺、張廣才嶺、小興安嶺、依舊呈現高速區。長白山地區仍然表現出低速異常，與地表地形成“鏡像”關系。該結果與文獻[10]短周期群速度結果一致。

（3）以20 s為中心周期的相速度反映的是15～30 km的中地殼速度結構，相速度的不均勻性減小，松遼盆地低速異常逐漸減小到盆地中心位置、高低速度區各有擴大趨勢，再次結合研究區斷層信息發現：研究區在此深度上表現為以重力梯度帶為界，東部表現為高速區，西部表現為低速區。文獻[10]中獲得的20～30 s群速度結果一致，雖然兩者周期不同，但是通過深度敏感核曲線得知，二者反映的是相同速度的結構特征。

（4）在25～30 s周期的相速度分布反映的是30～50 km深的地殼中下部和上地幔速度結構，在該深度上，低速區減少，高速區增多，重力梯度帶兩側差異已經不那么明顯，這是因為該深度上地殼厚度和MOHO面影響較大，反應了地殼厚度信息，總體上高低速分區依舊較為突出，但有向西移動的趨勢。速度不均勻性減小。

（5）在35～55 s周期的相速度反映的是50～70 km上地幔速度結構。該周期上速度多分塊化減小，低速各小分區、高速各小分區連通成大的區域，并且呈現出高速區上升，低速區下降的趨勢。比較淺層的速度結構，可以推算出縱向連續性。低速區表現在山脈，高速區分布在山脈兩側。

（6）在60～80 s周期，相速度分布差異非常小，這是由于該周期范圍相速度分布反應的是70～110 km上地幔速度結構，在大尺度深度變化范圍以內。該深度層上速度區域整體性更強，低速區域擴大，總體表現為東部低速，西部高速的特征，松遼盆地西側存在被低速包圍的穩定高速區，整體低速區有向西移動的趨勢，可能反映了太平洋板塊西向俯沖的作用下，俯沖板塊脫水導致軟流圈物質大規模的上涌，使大興安嶺以東地區巖石圈厚度減薄。

5 結論

基于圖像分析頻散曲線快速提取軟件，共提取8242條頻散曲線，利用Tarantola反演方法，得到研究區域10～80 s周期范圍的相速度分布圖 （2°×2°），得到如下結論：研究區10～20 s相速度分布與地形有鏡像關系：盆地區表現為低速，山區高速。周期為20～25 s相速度以重力梯度帶為界，東西差異顯著。30～80 s周期范圍內：長白山下方一直呈現出低速異常，可能與新生代火山活動有關，隨著周期的增加，東部低速區有向西移動的趨勢，該現象可能與太平洋板塊俯沖有關。