大興安嶺火山群區的深部速度結構及火山成因

張風雪， 吳慶舉， 李永華， 張瑞青

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國地震局震源物理重點實驗室， 北京 100081

0 引言

中國東北地區位于中亞造山帶和西太平洋俯沖帶的銜接部位，地表廣泛出露第四紀板內火山巖，是研究板內火山活動及其演化機理的重要場所.地質調查研究顯示，中亞造山帶東段的大興安嶺地區火山群巖性差異顯著，其中阿爾山火山群為鈉質系列火山巖(K2O/Na2O<1)，而諾敏河火山群為鉀質系列火山巖(K2O/Na2O>1)(樊祺誠等，2012，2015；趙勇偉和樊祺誠，2012)，目前關于上述火山群巖性差異的可能成因尚不明確.如巖石圈減薄/拆沉模型認為鈉質火山巖的形成與降壓熔融有關，而鉀質火山巖則與富集地幔的部分熔融有關，該模型中鉀質玄武巖巖漿的起源深度要大于鈉質玄武巖巖漿(Furman, 2007; Lord et al., 2016)；Liu等(2016)發現中國東北地區新生代玄武巖中K2O/Na2O比值隨著巖石圈厚度的增加而減少，并推斷地幔中熔體-巖石相互作用受巖石圈厚度控制；而Lei等(2020)則將上述兩種不同類型巖性巖漿歸因于上升的地幔流體將不同的大洋物質(古沉積物和太平洋洋殼)從地幔過渡帶傳送到上方軟流圈所致.

獲取研究區殼幔速度結構可為上述不同類型火山群形成機理的確定提供重要的地震學證據(Fan et al., 2021).前人使用固定臺站和流動臺站開展的地球物理研究結果顯示，中國東北地區新生代板內火山群的成因不僅在各個火山群間存在明顯差異，而且對同一座火山群的研究，研究學者們也提出多種學術觀點(Zhao et al., 2009; Tang et al., 2014; Chen et al.，2017a; 雷建設等，2018；Fan and Chen, 2019; Zhang et al., 2019).概括而言，太平洋板塊深俯沖(Lei and Zhao, 2005; Huang and Zhao, 2006; Zhao et al., 2009)、小尺度上地幔物質對流(Tang et al., 2014; Guo et al., 2016, 2018)和巖石圈拆沉(Zhang et al., 2010; Chen et al., 2017b)是造成松遼盆地周邊火山群活動的主要因素.雖然上述模型可用來解釋火山群的成因機制，但對火山群巖性差異的關注程度不足.因臺站分布不均勻及空間分辨率的制約，前人的研究結果尚不能很好約束大興安嶺火山群下方低速異常延伸的深度范圍，并且不同學者對太平洋板塊俯沖前緣是否抵達大興安嶺地區仍持有不同觀點(Huang and Zhao, 2006; Tang et al., 2014).以上不足和爭議在一定程度上限制了研究學者們從地震學角度深入理解大興安嶺地區不同巖性類型火山群的形成機理.

因此，本文研究擬利用最近數年在大興安嶺地區架設的兩個火山群區的流動臺陣數據，采用遠震體波走時層析成像方法開展阿爾山火山群和諾敏河火山群的殼幔速度結構和波速比研究，獲得該兩座火山群區更為詳盡的殼幔速度結構特征，為對比分析大興安嶺火山群的巖性差異和動力學成因模式提供速度結構方面的支持.

1 數據

本研究收集了多個研究團隊近年在中國東北地區架設的流動臺站及同期的固定臺站波形數據開展深部殼幔速度結構研究.流動臺站為綏滿臺陣、額虎臺陣和NECESSArray臺陣中的觀測臺站，共計255個；固定臺站為黑龍江、吉林、遼寧和內蒙古等各省地震臺網中的觀測臺站，共計148個.流動臺站的數據約為兩年，固定臺站的數據是與各個流動臺站相匹配的同期觀測數據.除此之外，本研究還收集了本文作者課題組在阿爾山和諾敏河火山群區開展的兩期觀測時長均為兩年的流動臺站數據，共計72個.包括阿爾山臺陣和諾敏河臺陣在內的觀測臺站(圖1a)，對中國東北的大興安嶺地區形成了良好的覆蓋，為對比研究大興安嶺南北兩端火山群區的速度結構提供了豐富的觀測數據.

圖1 地質構造背景、觀測臺站及地震震中位置

對各個流動臺陣中的觀測波形數據，本研究采取的數據收集原則和處理方式如下：(1)因各個流動臺陣的觀測時間并未完全重合，觀測區域也不完全重疊，本研究補充了中國東北地區與流動臺陣同期的固定臺站數據，以盡可能消除數據的不均衡性；(2)數據預處理包括波形數據去儀器響應、去均值、去傾斜、帶通濾波(0.02～0.1 Hz)等；(3)在30°～90°震中距范圍內量取P波震相的走時殘差，在30°～85°震中距范圍內量取S波震相的走時殘差，以盡量避免下地幔和核幔邊界的復雜構造帶對P、S波震相產生的干擾；(4)所有的觀測走時殘差數據均采用波形互相關方法量取(VanDecar and Crosson, 1990；Rawlinson and Kennett, 2004；張風雪等，2013)，在最大程度上保證數據的準確性和評判標準的一致性.在波形互相關過程中，只保留有效臺站記錄數大于10且波形相關系數在0.95以上的高信噪比數據.圖2展示了同一地震事件的P、S波震相在波形相關前后的排列變化，通過波形互相關操作可采用統一規則量取走時殘差，有效減少人為誤差.

圖2 同一地震事件的P震相和S震相的波形排列該地震事件為2010-01-09 05∶51∶30發生在所羅門群島的MW6.2級地震.波形是NECESSArray臺陣的部分臺站波形記錄.

經以上規則篩選后，本文從研究區(116°～127°E，44°～52°N)內的觀測臺站波形記錄中，量取的P波震相走時殘差為64575個，S波震相走時殘差為13566個，對應的遠震事件個數分別為3337個和1221個，各個臺站的走時殘差平均值及遠震震中的位置分布分別見圖3和圖1(b,c).從圖3中可得，松遼盆地內臺站的走時殘差多為負值，暗示該區殼幔速度值整體偏高；大興安嶺地區內臺站的走時殘差多為正值，暗示該區殼幔速度值整體偏低.從圖1b和圖1c中可知，事件的后方位角覆蓋范圍較為完備，可為研究區的速度結構研究提供可靠的保障.

圖3 各個臺站上的走時殘差平均值

為消除地勢高程和地殼厚度不一致性對遠震體波走時殘差的影響，本研究以CRUST1.0的模型(Laske et al., 2013)為基礎，采用Tian等(2007)的原理對走時殘差數據進行了高程和地殼厚度的校正.除此之外，本研究還對同一地震事件在不同臺站上量取的走時殘差進行了去均值處理，以盡可能消除研究區域外的速度異常以及震源定位誤差等對研究區內結構產生的影響.

2 方法

在開展遠震體波走時層析成像過程中，正演過程采用打靶射線追蹤方法(Julian and Gubbins, 1977)，反演過程采用帶阻尼因子的LSQR算法(Paige and Saunders, 1982a,b).本研究開展P、S波聯合反演研究，獲取VP、VS、VP/VS異常值，根據LSQR算法，聯合反演方程的構建方式如下：

Φ=‖APmP-dP‖2+‖ASmS-dS‖2

+w‖mP-αmS‖2,

(1)

其中，Φ為目標函數，是求解過程中將要被最小化的參數；mP和mS分別是P、S波模型參數的向量，其向量元素分別為δlnVP和δlnVS，代表P、S波的速度異常變化百分比值；AP和AS分別是P、S波的偏微分系數矩陣，矩陣元素是走時殘差和模型速度變化值之間的線性系數；dP和dS是經過校正后的觀測走時殘差向量；w是聯立P、S波反演方程的權重系數，w值的確立過程見后文分析；α是待求速度模型中P、S波速度異常間的關系式，定義為α=δlnVP/δlnVS，該值從Cammarano等(2003)的研究結果中獲取，α隨深度變化的曲線如圖4所示.

圖4 P、S波速度異常比值與深度之間的關系曲線[改編自Cammarano等(2003)和Karato和Karki(2001)]

由公式(1)可以求解出VP、VS的速度異常值δlnVP和δlnVS，參照Schmandt和Humphreys(2010)的研究過程，VP/VS異常值可由下式得出：

李阿姨說：“哪怕多花點中介費能找到個可心的保姆也行，家里就是工薪階層，自己和老伴每月工資也就7000元，愿意拿出4000元找保姆，但還是很難找到高水平的保姆。不同家政公司中介費有差異，但是保姆的水平層次卻差不多。”

δln(VP/VS)=

(2)

其中，δln(VP/VS)是VP/VS的異常變化百分比值；VP0和VS0分別是參考速度模型的P、S波速度值.

公式(2)可進一步簡化為：

(3)

以上就是本研究使用遠震走時殘差數據獲取VP、VS、VP/VS異常值的主要過程.

3 可靠性分析

反演結果的可靠性分析主要包含兩方面，一是選取恰當的阻尼值，另一個是常規的檢測板分辨率測試.

層析成像反演的目的是獲得一個可以擬合觀測數據的速度模型，并且要求該模型不要過于復雜.反演的阻尼系數值可以控制模型的復雜程度，表現在折衷曲線上，一般選取曲線曲率最大處所對應的阻尼值.通過分析以速度擾動方差和剩余走時殘差方差為縱、橫軸繪制的折衷曲線(圖5)得出，當阻尼值為10時，速度模型既不過于復雜，又可以擬合大部分的觀測數據，速度模型和剩余走時殘差保持在一個相對平衡的狀態.當阻尼值為10時，反演前后的走時殘差統計分布如圖6所示.從圖中可以得出，反演前P波的走時殘差集中在-1.5～1.5 s之間，均方根為0.40 s， S波的走時殘差集中在-2.0～2.0 s之間，均方根為0.76 s; 反演后P波的走時殘差收斂于-0.75～0.75 s之間，均方根降至0.28 s，S波的走時殘差收斂于-1.25～1.25 s之間，均方根降至0.48 s.經過反演，P波走時殘差方差從0.15 s2降至0.07 s2，S波走時殘差方差從0.58 s2降至0.23 s2，降幅分別為53%和60%.以上數據說明，經反演得出的速度模型可以解釋50%以上的走時殘差值，也即表明該速度模型可以較好地擬合觀測走時數據.

圖5 剩余走時殘差和速度模型間的折衷曲線

開展檢測板測試是檢驗數據分辨能力的有效方法之一.據圖6可得，實際數據經過反演后，P波的剩余走時殘差均方根為0.28 s，S波的剩余走時殘差均方根為0.48 s，這些剩余走時殘差均方根是該次反演模型不能解析的隨機誤差.在合成檢測板的理論走時數據時，可對合成的P波走時賦予0～0.28 s區間內的隨機擾動，對合成的S波走時賦予0～0.48 s區間內的隨機擾動.反演中采用的網格剖分尺度在水平方向為0.5°，垂直方向為50 km，檢測板中塊體的大小以網格剖分尺度為基本單元進行組合試驗，并采用與實際數據相同的反演參數進行反演.經試驗后認為，當檢測板塊體大小為0.5°×0.5°×50 km時，檢測效果可以達到較為理想的狀態.檢測板測試中的其他參數如下：正負相間分布的檢測板塊體異常值分別為+2%和-2%；相鄰兩塊體間留有相等大小的空白區域，用以平滑塊體之間的速度變化.

圖6 反演前、后走時殘差統計分布圖

圖7和圖8分別為P、S波檢測板測試的結果.為達最佳的顯示效果，圖中所展示的水平或垂直切片均經過輸入速度異常塊體的中心位置.從水平切片中可得，在大興安嶺及其南北兩端火山群地區，輸入速度異常塊體的形態和幅值均可被較好地恢復出來；從垂直剖面中可得，能夠被分辨的速度塊體主要在約500 km以淺的上地幔中.總體來說，這些數據在研究區可以達到水平向為0.5°，垂直向為50 km的分辨能力.P波數據的恢復效果要優于S波數據，這也是由P波走時殘差數據多于S波走時殘差數據所決定的.

圖7 不同深度 P波檢測板測試

圖8 不同深度S波檢測板測試

在本研究中，聯合反演方程的權重系數w會影響P、S波速度異常結構的相似度.若w取值較小，聯合反演解出的P、S波速度結構將會接近單獨反演的結果，從而失去了構建聯合方程進行聯合反演的意義；若w取值較大，聯合反演解出的P、S波速度結構將會非常相似，容易產生假象.在具體的反演操作中，研究學者們較為關注以下三個結果間的相似度：(1)單獨反演得出的P波速度結構與聯合反演得出的P波速度結構之間的相似度；(2)單獨反演得出的S波速度結構與聯合反演得出的S波速度結構之間的相似度；(3)聯合反演得出的P波速度結構與聯合反演得出的S波速度結構之間的相似度.本文根據此三個相似度的數值隨聯合反演權重系數w的變化曲線(圖9)，選取三條曲線交匯附近對應的w值作為聯合反演的權重系數.本研究采用的聯合反演權重系數w值為30，在此權重系數下，三個相似度的數值均在0.9左右，進而使得聯合反演得出的速度結構既保留了單獨反演結果的主要特征，又避免了產生P、S波速度結構特征極為相似的假象.

圖9 不同反演結果間的相似度隨聯合反演權重系數的變化

4 反演結果

圖10 反演結果的水平切片

在100 km以淺的范圍內，P、S波速度異常圖像均顯示，大興安嶺地區為明顯的低速異常，該低速異常區域橫向范圍分布廣泛，幅值可達-2%；阿爾山和諾敏河火山群位于低速異常和高速異常的分界帶附近.

200 km的水平切片顯示，大興安嶺山脈的中心區域呈現幅值約為1%的高速異常，但南北兩端的火山群仍處在低速異常結構的區域內，阿爾山火山群所在的低速異常幅值要明顯大于諾敏河火山群的低速異常幅值.

隨著深度的增加，300 km切片顯示，大興安嶺地區的速度異常幅值均有所減弱.雖然阿爾山和諾敏河火山群區域仍為低速異常，但兩者低速異常幅值的強度卻出現反轉現象，即諾敏河火山群的低速異常幅值強度大于阿爾山火山群的低速異常幅值強度.400 km切片顯示，阿爾山火山群區開始顯現出高速異常，但諾敏河火山群區仍為低速異常.

結合垂直剖面，阿爾山和諾敏河火山群下方的速度異常結構可概括如下：兩座火山群區的上地幔中均存在低速異常結構，低速異常結構的極值區域分別位于不同的深度范圍內.阿爾山火山群的低速異常極值區靠近上地幔的中上部，諾敏河火山群的低速異常極值區靠近上地幔的中下部.兩座火山群的低速異常在約400 km深處有連通性(圖11a).

圖11 反演結果的垂直剖面

VP/VS波速比值異常結構的圖像(圖10—11)顯示，在100 km以淺范圍內，阿爾山和諾敏河火山群都位于低波速比值區域，兩者之間被高波速比值區域分隔開；200 km切片顯示的波速比值結構特征與100 km以淺的特征相反，即火山群位于高速波比值區域，且被低波速比值區域分隔開；300～400 km的切片顯示，阿爾山火山群區域為低波速比值區，而諾敏河火山群區域為高波速比值區；垂直剖面上的波速比也表明阿爾山和諾敏河火山群下方均有高波速比值區域，分別處在不同的深度范圍內，基本和火山群下方的低速異常極值區相對應，暗示火山群下方的巖漿流體處在不同的深度位置.

5 討論

5.1 與前人研究結果的對比

本次層析成像結果顯示研究區的殼幔速度存在明顯的橫向不均勻性，火山群地區主要以低速異常為主要特征，速度異常結構的整體特征與前人研究結果相似(Guo et al., 2018; Wei et al., 2019; Yang et al., 2019).前人研究表明，火山群與低速異常的空間位置有較好的對應關系(Tao et al., 2018; Lü et al., 2019; Du and Lei, 2019; Fan et al., 2020)，剪切波的快波方向和慢波延遲時間在火山群周邊發生明顯改變(Chen et al., 2017b; Li et al., 2017; Lu et al., 2020)，這些研究結果均暗示火山群下方的地幔物質存在垂向運動.一方面，上涌的地幔熱物質會引起地表的火山活動，另一方面，在深處停留并固結的幔源物質可能導致火山群下方的地殼厚度比其周邊地區偏厚(Zhang et al., 2020).然而，關于大興安嶺火山群下方低速異常延展的深度，前人研究結果之間存在較大差別，有的研究結果認為該區的低速異常主要存在于上地幔中(Guo et al., 2018)，但也有研究結果顯示該區的低速異常貫穿上地幔，甚至有深達下地幔的跡象(Wei et al., 2019).本研究使用了大興安嶺火山群區域的兩個流動臺陣數據，這非常有利于約束火山群區域的局部速度結構特征，本次層析成像結果顯示，阿爾山和諾敏河火山群的低速異常極值區在上地幔內，但是位于不同的深度范圍內(圖11).

前人研究結果顯示，中國東北地區火山群的地殼主要以高波速比值為主要特征(張廣成等，2013；Tao et al., 2014; 朱洪翔等，2017)，尤其在長白山火山群地區，存在以高波速比為特征的殼內巖漿囊(張先康等，2002；朱洪翔等，2017).與之相比，本研究結果卻顯示，阿爾山和諾敏河火山群地殼內的波速比值偏低，高波速比值區域在地幔深處，暗示該兩座火山群的成因明顯區別于長白山火山群.Liu等(2016)的研究結果顯示，大興安嶺火山群的鎂物質含量大于松遼盆地周邊火山群中的鎂物質含量，Lei等(2020)使用的研究資料表明，在大興安嶺地區鎂物質含量較高的火山群的鎂指數也較高，Lee(2003)的研究結果表明，波速比值與鎂指數為負相關關系.故大興安嶺火山群地殼中偏低的波速比值可能是由鎂物質含量偏高引起的.

5.2 δ lnVS/δ lnVP速度異常比值分析

雖然引起地震波速度變化的因素很多，但主導因素有兩個，分別是溫度和成份.當地震波速度變化主要由溫度引起時，低(高)速異常區對應地溫平均值較高(低)的區域；當地震波速度變化主要由成份引起時，低(高)速異常區暗示該區的鐵物質含量較高(低)(Karato and Karki, 2001).厘清地震波速度異常成因的主導因素，對于理解地震波速度異常所表征的地球動力學背景具有重要意義.

地震波速度異常比值(δlnVS/δlnVP)可以用來判斷地幔內速度異常是溫度成因還是成份成因(Robertson and Woodhouse, 1996; Koper et al., 1999; Karato and Karki, 2001; Lu et al., 2019).前人的研究表明，該值的變化范圍較大，但基本趨勢是隨著深度的增加而變大(Karato and Karki, 2001).一般地說，在以俯沖板塊和大地幔楔為主的上地幔范圍內，δlnVS/δlnVP<1.5，表示速度異常主要是由溫度引起(Koper et al., 1999; Conder and Wiens, 2006)；在下地幔范圍內，δlnVS/δlnVP>1.5，暗示速度異常除了溫度成因外，還有成份成因(Karato and Karki, 2001; Lu et al., 2019).在上地幔范圍內，如果有部分熔融或流體存在，則在該區域內，會出現δlnVS/δlnVP>2.0的現象(Nakajima et al., 2005; Conder and Wiens, 2006; Schmandt and Humphreys, 2010).

δlnVS/δlnVP是S波速度異常與P波速度異常的比值，據表達式可得，當δlnVP接近于零時，微小的擾動就會導致δlnVS/δlnVP的強烈變化.鑒于此，本研究在求取該值時采用Conder 和Wiens(2006)給出的方式：

νij=(lnVSi-lnVSj)/(lnVPi-lnVPj)

其中ν=δlnVS/δlnVP，代表速度異常比值，i和j是網格節點的索引，i≠j.利用上式可以求出任意兩個網格節點上的δlnVS/δlnVP比值，然后利用統計學直方圖的方式分析δlnVS/δlnVP的優勢值.

阿爾山火山群和諾敏河火山群區域的速度異常比值直方圖如圖12所示.阿爾山和諾敏河火山群下方的速度異常比值優勢值均位于1.5附近，其中阿爾山火山群約為1.7～2.0，諾敏河火山群約為1.4～1.6，速度異常比值范圍說明部分熔融不是兩座火山群區低速異常結構的主要成因.盡管低速結構主要位于上地幔中，本研究也不能完全排除物質成份導致速度變化的成因，故本研究認為該兩座火山下方的低速結構主要由溫度和成份變化共同導致.低速結構反映的溫度變化特征與該區新生代火山群區域具有較高的地表熱流值特征相一致(姜光政等，2016).雖然速度異常比的優勢值不在表征熔融狀態的范圍內，但大興安嶺南北兩端火山群下方的速度異常比值具有不同的取值范圍，暗示兩座火山群中的火成巖巖漿經歷了不同的深部動力過程.

圖12 阿爾山(a)和諾敏河(b)火山群的速度異常比值直方圖

5.3 殼幔速度異常及其對鉀、鈉質火成巖成因的啟示

本研究的成像結果顯示，大興安嶺火山群區的低速異常(高波速比值區)均在上地幔中，屬于幔源巖漿成因.已有的層析成像研究結果顯示，中國東北地區的多座火山群在地幔深處共用相同的熱物質源(田原等，2017；Lü et al., 2019；張風雪和吳慶舉，2019)，由于大興安嶺南北兩端火山群的位置相近(相距約300 km)，火山活動期的軌跡相似(樊祺誠等，2011，2012；趙勇偉等，2013)，加之低速異常在上地幔底部有連通性(圖11a)，本研究不排除該兩座火山群在深部有同源巖漿的可能性.

基于熱結構得出的巖石圈(An and Shi, 2006)顯示松遼盆地下方的巖石圈比大興安嶺地區的要薄(圖11中的灰色實線).遠震體波的接收函數表明，松遼盆地的巖石圈厚度比大興安嶺地區薄40 km左右(Zhang et al., 2014).地球化學、面波層析成像和剪切波分裂等的研究結果均揭示該區在中生代發生過巖石圈拆沉過程(Zhang et al., 2010; Li et al., 2013; Chen et al., 2017b).本文結果顯示，松遼盆地下方存在高速異常(圖11b,c)，但該速度異常體的強度較弱，可能是拆沉巖石圈的殘留體.松遼盆地的巖石圈拆沉將會導致軟流圈物質的上涌(Guo et al., 2016，2018).本研究中的層析成像結果顯示，大興安嶺火山群下方的低速異常(高波速比值)連通了軟流圈和火山群在地表的出露位置(圖11)，表明該低速異常可能是小尺度地幔對流中上涌的軟流圈熱物質，故本研究認為大興安嶺火山群的巖漿來源于軟流圈.自晚中生代以來，中國東北地區經歷了多期拉張構造運動(Ren et al., 2002)，在西太平洋俯沖板塊的后撤和弧后盆地裂谷系的拉張作用下(Tatsumi et al., 1990; Northrup et al., 1995)，巖石圈發生伸展和減薄，軟流圈物質在沿著巖石圈脆弱帶上涌過程中又分為多支，這些熱物質最終涌出地表形成多個火山群(圖13).

圖13 巖石圈拆沉和軟流圈物質上涌導致火山活動的模型

火成巖石的化學成份主要受巖漿起源及其演化過程的影響.雖然大興安嶺南北兩端的火山群在地幔深處擁有共同的巖漿源區，但該兩座火山群的火山巖性存在明顯的差異，說明原生巖漿在形成后又經歷了不同的演化過程.針對火山群巖性差異的可能成因機理，前人至少提出了以下三種成因機制：(1)巖石圈減薄/拆沉模式(Furman, 2007; Lord et al., 2016)認為，鉀質玄武巖巖漿的起源深度要大于鈉質玄武巖巖漿；(2)熔體-巖石相互作用模式(Liu et al., 2016)認為，玄武巖中K2O/Na2O比值會隨著巖石圈厚度的增加而減少；(3)平俯沖板塊頂部的地幔流體上涌模式(Lei et al., 2020)認為，不同的大洋物質(古沉積物和太平洋洋殼)隨地幔流體上涌是形成鉀質和鈉質火山巖的根本原因.阿爾山和諾敏河火山群同處大興安嶺地區，該兩座火山群下方的巖石圈厚度相當(An and Shi, 2006; Li et al., 2013; Zhang et al., 2014)，未發現有明顯的厚度差異.顯然，不同巖石圈厚度條件下的熔體-巖石相互作用模式不能解釋大興安嶺地區火山群巖性差異的成因.盡管平俯沖板塊頂部的地幔流體上涌模式可以解釋從松遼盆地至大興安嶺地區的火山群巖性從鉀質到鈉質的變化現象，但前人對太平洋板塊俯沖前緣是否抵達大興安嶺地區仍有爭議(Huang and Zhao, 2006; Tang et al., 2014)，況且本研究在大興安嶺地區的地幔轉換帶中沒有發現大范圍的俯沖板塊跡象，故該模式也難以解釋大興安嶺火山群的巖性差異.本研究的成像結果顯示阿爾山和諾敏河火山群下方的低速異常位于不同的深度范圍內，以鈉質巖性為主的阿爾山火山群的低速異常埋深要淺于以鉀質巖性為主的諾敏河火山群的低速異常埋深，故本研究認為，大興安嶺地區火山群間的巖性差異極有可能是由玄武巖巖漿起源于不同的深度所致，符合巖石圈減薄/拆沉模式(Furman, 2007; Lord et al., 2016).

6 結論

通過收集各研究團隊近年來在中國東北地區架設的流動臺站和同時期各省地震臺站的波形數據，采用波形互相關法量取遠震走時殘差后，開展P、S波聯合反演研究，獲得大興安嶺火山群區的殼幔速度結構.檢測板測試結果顯示，反演成像的水平向分辨率為0.5°，垂直向為50km.結合已有研究成果分析，此次研究獲得如下認識：

(1)總體而言，大興安嶺火山群的低速異常均在上地幔中，但處于不同的深度范圍內，波速比值在淺部地殼內偏低，高波速比值區在地幔深處，暗示大興安嶺火山群的成因明顯區別于長白山火山群.

(2)大興安嶺火山群區的速度異常比值表明，該區的速度異常主要是由溫度和物質成份變化共同引起，速度異常反映的溫度變化特征與該區新生代火山群具有較高的地表熱流值特征相符.

(3)火山群區不同深度的低速異常向下延深并交匯于軟流圈，根據已有的研究結果推測，巖石圈拆沉導致的軟流圈物質上涌，可能是該區火山群共有的熱物質源.

(4)阿爾山火山群的低速異常極值區靠近上地幔的中上部，諾敏河火山群的低速異常極值區處在上地幔的中下部，低速異常極值區基本對應高波速比值區域，這表明火山群下方的巖漿流體處在不同的深度位置，起源于不同深度的玄武巖巖漿可能導致大興安嶺火山群間存在巖性差異.

致謝本研究使用的部分流動臺站數據由“中國地震局科學探測臺陣”設備記錄，固定臺站數據由各省地震臺網的設備記錄.感謝中國地震局地球物理研究所中國地震科學探測臺陣數據中心、國家測震臺網據備份中心、北京數字遙測地震臺網、中國地震臺網中心和黑龍江、吉林、遼寧、內蒙古地震臺網，以及NECESSArray臺陣的運行單位.資助流動臺陣運行的科研基金項目包括但不限于國家自然科學基金(41874112，90814013，41474074)、國土資源部深部探測技術實驗研究專項(SinoProbe-02-03)、中國地震局地球物理研究所基本科研業務費專項(DQJB19B26).