利用接收函數和面波聯合反演東北地區殼幔速度結構

高業欣，燕 云，朱葉琳，李秀麗，雷 晨

（遼寧省地震局，遼寧 沈陽 110034）

0 引言

東北地區是指黑龍江省、吉林省、遼寧省和內蒙古自治區東部地區。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[3]。東北做為全球鮮有的深震孕育區，以及火山活動劇烈地區，地貌交錯、構造情況較為復雜備受地學家關注，能夠獲取該區的速度結構，對于研究深層地震孕育機制、板塊運動、火山活動等都有重要的意義[2]。

接收函數對速度界面轉換深度敏感，雖然可以通過接收函數反演得到研究區轉換界面和速度變化信息，但接收函數對每層模型的絕對速度不敏感。面波對一定范圍內介質平均速度敏感，對S波轉換界面深度約束較弱。由此可見，接收函數和面波分別從橫向與縱向兩個方向全面說明了速度結構的特性，故聯合兩種方法，應用于地球殼幔結構研究，意義深遠。

聯合反演的顯著優勢，就是綜合考慮兩方面結果相互影響，在某種程度上降低了非線性反演結果非唯一性問題。本文利用中國東北地區固定測震臺站[4]的寬頻帶數字化地震計觀測資料，采用最大熵反褶積法獲得了研究區（115°E～135°E，38°N～54°N） 臺站下方接收函數，通過HK掃描法得到地殼厚度及波速比信息及東北地區莫霍面分布[3]，使用雙臺法共提取8～160s周期范圍內Rayleigh面波相速度頻散曲線，通過Tarantola概率反演方法得到了研究區2°×2°分辨率的相速度分布圖[6]，利用接收函數獲取的地殼厚度結果作為反演約束條件，采用Tarantola非線性反演方法，反演得到7～140km深度范圍的三維橫波速度結構，并結合已有資料對其包含的地球動力學含義進行了探討。

1 資料

受研究區域國界及海岸線的限制，我們選取的地震臺站都位于研究區域內以及西部鄰省。我們選取了黑龍江、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）的寬頻帶數字化地震計觀測資料，所有觀測資料均來自于中國CDSN波形數據中心。從臺站分布圖可見，研究區域整體臺站分布并不是很均勻，臺站分布高密度的地方主要集中在南部，西部和北部分布相對稀疏，中部臺站較少，周邊無臺站分布，考慮臺站分布情況，本文把分析重點放在研究區中部進行探討。

查閱相關資料及用2012年數據進行初算，發現中等規模的淺源地震得到的結果比較好，能夠得到清晰的接收函數和面波頻散，最后向國家測震臺網數據備份中心選取上述臺站自2012年1月1日至2015年10月1日，震中距在2000～18000km范圍內，震級在6.0以上，共542地震事件。

圖1 東北地區地質構造單元及臺站位置分布圖Fig.1 Stations location in Northeast China

2 反演方法與參數選擇

2.1 反演方法

聯合反演的正問題就是如下方程的求解，

其中W為觀測數據，F［］表示對模型的非線性運算，它把模型空間矢量映射成數據空間矢量，x是待求解的模型。將非線性方程做線性化、迭代處理，并以

來求解。其中δxn=x-xn是模型校正量，δw=w-F［x］是數據殘差。為了求解上述方程，則必須求得反演算子 （▽F|xn）-g，使得

采用差分阻尼最小二乘法，并使下列函數得到極小值，來求取反演算子

其中，D·δxn是相鄰層間的S波速擾動的一階差矢量，θ2是分辨與穩定性之間的折衷系數，矩陣D為

在聯合反演中，考慮到接收函數與頻散的觀測值個數、物理量對結果的影響，Julia et al.定義了聯合反演預測誤差。

其中，p為兩套數據的相對影響系數，取值范圍為0～1。yi為頻散殘差，Zij為接收函數偏微分矩陣，Yij為頻散偏微分矩陣，Ny和Nz分別為兩套數據的觀測點數，Zi為接收函數殘差，σyi2，σzi2是相應的協方差。對于同一初始模型而言，一般情況下，由數據y和z所得到的模型 x（y）和 x（z）雖然接近，但不一定相等。為了均等兩套數據對聯合反演預測誤差的貢獻，引入權重系統方程：

來實現聯合反演預測誤差最小，這里，

2.2 反演程序與參數

使用CPS軟件包中的joint96程序對東北地區地殼上地幔橫波速度結構進行反演。選取全球地殼模型crust1.0和全球一維模型ak135組合作為初始模型，反演中采用的初始模型是層狀的各向同性的一維模型，共32層，其中地殼5層，每層厚度7km，地幔27層，每層厚度10km。以0.25°作為網格反演間距，在研究區內利用面波研究得到的頻散取插值后，得到臺站附近網格點上的頻散文件。在joint96程序中設置接收函數時窗-2～20s，sigr最小值0.00020，sigv最小值0.05，擬合誤差的權系數p取0.3，權重參數 1層 0.3，2層 0.4，3、4、5層0.5，6～9層由0.6依次遞增到0.9，10～32層取1.0，設置衰減系數10。

利用上述方法我們反演得到7km、14km、21km、 35k m、 40km、 50km、 60km、 70km、80km、90km、100km、110km、120km、140km共14個深度切片。切片如圖2所示。

3 結果分析及討論

由圖1對比不同深度橫波速度分布，除21km深橫波速度結構水平方向變化較為平均，其他深度水平切片的橫向不均勻都非常明顯，體現了該研究區復雜的地質構造。在縱向切片上，波速的高低框架具有相似的面貌，在7～21km、21～35km、40～80km、80～140km 四個階段內呈現相對穩定性和連續性，這與研究區地殼地幔地質體分布相對固定的特點相吻合，同樣也驗證了該方法所反演的橫波速度結構具有合理性。

從橫波速度絕對值來看，總體呈現趨勢增加，分層穩定的特點。一方面隨深度增加，速度絕對值從7km深的3.2km/s逐漸增大至140km深的4.4km/s，體現較好的增長趨勢。另一方面，在一定范圍的分層內（地殼和地幔），橫波速度表現為層內較為穩定的特點，在35km深度切片圖可以明顯看出殼幔分界，在研究區重力梯度帶以西呈現低速特性，以東呈現高速特性。結合以西及35km以上深度切片，得到橫波速度大致分布在3.2～3.9km/s之間，結合以東及35km以下深度切片，得到橫波速度大致分布在4.1～4.5km/s，由此說明35km是地殼和地幔過渡地帶，而且其介質組成存在明顯的差異，其介質差異體現在橫波速度絕對值的變化上。

從橫波速度相對變化量來看，呈現層內變化較小，過渡帶變化較大的特點。在7～21km地殼范圍內，橫波速度變化范圍在0.5～0.6km/s，速度相對變化較小，說明地殼巖石介質以剛性為主的力學特性，并且相對高低速分布與地質單元構造有較好的鏡像關系。在50～120km深度范圍內橫波速度變化范圍在0.5～0.7km/s，說明該深度范圍內介質分布較為一致，其相對高低速分布在水平尺度上形態相似，在垂直尺度上有較好的連續性。在21～35km、140km深度范圍內橫波速度變化范圍分別在0.9km/s、1.1km/s，速度變化范圍較大，很好地說明在殼幔過渡帶，及地幔底部介質分布差異較大，可能在強度或賦存狀態上具有更大的變化范圍。

7km、14km深度切片反映的是上地殼橫波速度分布特征，該深度橫波速度橫向變化量稍大（0.6km/s），橫波速度分布與地表地貌有較好的對應關系，其中相對高速對應研究區褶皺帶，在小興安嶺南端、張廣才嶺附近達到最高，相對低速對應研究區的盆地和平原，說明山區與平原不同的巖石組成。

21km深度切片反映的是中地殼橫波速度分布特征，由圖1可知，該深度橫波速度橫向變化量相對較?。?.4km/s），說明中地殼介質較為單一、連續。

35km深度切片反映的是下地殼及殼幔過渡帶的橫波速度分布特征，該深度范圍研究區橫波速度橫向差異較大（0.9km/s），說明介質特性的變化。以大興安嶺—太行山重力梯度帶為界，東西橫波速度結構差異明顯，梯度帶以東為大面積高速區域（＞4.1km/s），梯度帶以西為大面積低速區域（＜3.9km/s），表明其受地殼厚度的影響較大。對應接收函數結果可以看出，該深度切片存在松遼盆地東南緣存在低速異常區，對應黑龍江的HHL（紅海林火山臺）、LIH（柳河火山臺）、MDJ（牡丹江臺），三個臺站地殼厚度分別為36.8km、35.2km、35km明顯比周邊位置厚，故出現低速異常，該異常區橫波速度還存在一個高速異常區，對應內蒙的BAQ（寶昌臺）該臺地殼厚度為29km，薄于周邊位置，故呈現高速異常。人工地震研究表明，重力梯度帶西側地殼厚度比東側厚，變化量約為3～5km，松遼盆地四周MOHO面深度變化明顯，其西部、北部地殼表現為凹陷特征，東北及東南突出[5]。傅維洲等對滿洲里—綏芬河地學間斷面研究結果表明：松遼盆地內地殼厚度從西向東逐漸減小，變化范圍約為31～36km。關于重力梯度帶兩側橫波速度的差異原因[6]，徐義剛指出可能和重力梯度帶兩側的巖石成分、地殼厚度以及溫度有關[7]。

40km深度切片反映的是研究區殼幔過渡帶、上地幔頂部的橫波速度分布情況，該深度范圍速度的水平變化量較大（0.9km/s），說明還沒有完全進入上地幔。該深度上研究區大部分進入上地幔，兩個低速異常區分別對應大興安嶺東側和海拉爾盆地下方，對應臺站為內蒙XIQ（西旗臺）、ARS（阿爾山）、HLH（霍林郭勒臺），臺站下方地殼厚度分別為34.6km、37.8km、38.3km，地殼厚度較大，處于地殼邊緣。

50～120km深度切片反映的是研究區上地幔頂部的橫波速度分布情況，該深度范圍橫向波速變化量較?。?.7km/s），已經完全進入上地幔。

在50～90km深度切片上，松遼盆地下方存在明顯的高速區域。而100km深度切片上，高速區域消失。前人在東北開展的相關研究中也得到了松遼盆地下方高速異常的結論。潘佳鐵[2]利用背景噪聲層析成像法，結合研究區深度切片和縱剖面圖指出：松遼盆地高速異常區域最深可達到100km。Li等[9]面波成像的研究表明，松遼盆地下方的高速異常至100km深度上仍然存在[8]。Zheng等[10]的研究結果表明松遼盆地下方高速異常出現在60km深度切片，80km深度切片該高速異常消失，分析其研究所用數據發現，在該研究中用到的頻散周期最長為40s，而40s的頻散曲線對80km及以下深度的橫波速度的敏感性較弱，結果在深度上并不可靠。

長白山下方存在非常明顯的低速異常，從50km深度到140km深度范圍內，由長白山東北端向西南端移動，區域面積成擴大趨勢。同時與潘佳鐵等[2]、雷建設等[7]體波成像研究結果相符。趙大鵬等研究表明：長白山地塊下低速異常在400km仍然存在，并推測是太平洋板塊的深俯沖作用結果。

在50～100km深度范圍內還出現了一些小的高速區域：興蒙地槽、小興安嶺南緣、長白山北緣、長白山近內蒙東部地區、海拉爾盆地南端，以及部分低速區域：大興安嶺北端、松遼盆地東南緣、小興安嶺南緣、三江盆地，這些小范圍的高低速異常區域在100km深度上基本消失，其原因有待進一步考證，但這些區域在深度上都表現出較好的縱向連續性。

在一系列深度切片中，在佳木斯臺隆與烏蘇里地槽褶皺帶之間存在高速異常，一直持續到140km深切片，由于該區域未在面波頻散曲線的覆蓋范圍內，這里不予討論。

4 結論

本文利用接收函數獲得的地殼厚度及泊松比信息，和8～160s瑞利面波頻散資料，聯合反演了東北地區S波速度結構，獲得了較好的結果，結果表明：

（1） 研究區不同深度的橫波速度結構具有明顯的橫向不均勻性和縱向連續性，橫波速度值與深度呈線性關系，同時表現出分層穩定的特征；

（2） 中、上地殼的速度結構與地表地貌具有較好的對應關系；

（3） 中、下地殼S波速度結構以重力梯度帶為界，東西差異明顯，以西表現為大面積低速，以東表現為大面積高速；

（4） 在殼幔過渡帶以及下地幔，橫波速度變化量較大，體現了介質的轉變特性；

（5） 在地幔深度，松遼盆地下方呈現出顯著的高速異常，在100km深度上異常消失。長白山下方存在明顯的低速異常，直到本研究的最深界面140km深度，該異常依舊存在。

致謝：感謝中國科學技術大學姚華健和吳忠慶老師提供的頻散曲線提取和反演程序，以及給予的精心指導和幫助。感謝中國地震局地球物理研究所“國家數字測震臺網數據備份中心”為本研究提供了固定臺站地震波形數據。