瑞利波相速度和橢圓率與遠震P波聯合反演蒙古中南部地殼高分辨率S波速度結構

徐薈, 吳慶舉*

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

中亞造山帶(Central Asian Orogenic Belt, CAOB)是世界上最大的造山帶之一,位于西伯利亞和波羅的海克拉通與塔里木和中朝克拉通之間,從烏拉爾延伸到哈薩克斯坦、中國西北部、蒙古和中國東北部,直到鄂霍茨克海(Xiao et al., 2003; Jahn, 2004; Kr?ner et al., 2007; Lehmann et al., 2010).中亞造山帶由不同時代的俯沖-增生雜巖、島弧巖漿巖、蛇綠巖和微大陸碎片組成(Xiao et al., 2020)(圖1a).

圖1 構造背景圖(a),臺站分布圖(b),遠震位置圖(c)

蒙古主構造線(Main Mongolian Lineament, MML)是中亞造山帶的地形和構造邊界,將中亞造山帶劃分為北部的早古生代區域和南部的晚古生代區域.蒙古主構造線是一條泥盆-石炭系蛇綠巖帶,也被解釋為形成于中古生代的向北俯沖的板塊消減的縫合帶(Badarch et al., 2002; Kr?ner et al., 2007; Windley et al., 2007).北部區域屬于加里東造山運動,由前寒武紀地塊和早古生代火山弧等組成;南部區域屬于華力西造山運動,是由島弧、增生楔和弧后或弧前盆地組成的俯沖系統(Badarch et al., 2002).

中亞造山帶主要是古亞洲洋的逐步俯沖和不同類型派生地體合并等長期演化的產物(Xiao et al., 2003, 2020; Windley et al., 2007; Bussien et al., 2011).古亞洲洋的最終俯沖導致兩個大陸邊緣碰撞,在二疊紀末形成索倫縫合帶(Solonker Suture, SS).在奧陶紀末-志留紀,蒙古—鄂霍茨克洋打開(Bussien et al., 2011).盆地擴張后不久,在志留紀-泥盆紀,蒙古—鄂霍茨克洋巖石圈先向北俯沖,在北緣形成俯沖增生楔和大陸巖漿弧.杭蓋—肯特山脈(圖1b)基底為泥盆紀-石炭紀濁積盆地(Bussien et al., 2011; Hara et al., 2013; Ruppen et al., 2014),被解釋為增生楔(Zorin, 1999; Parfenov et al., 2011),蒙古—鄂霍茨克洋的海洋巖石圈在晚古生代在淺部以低角度俯沖到西伯利亞大陸之下,隨著板塊俯沖的傾角增大,導致區域構造應力狀態由伸展向壓縮轉變,形成褶皺-逆沖變形.最后,復式構造發育,使陸殼增厚(Donskaya et al., 2013).隨后在石炭紀-二疊紀,蒙古—鄂霍茨克洋巖石圈向南俯沖,形成大陸邊緣弧和中戈壁火山深成巖帶(圖1b).其巖石圈向南北兩側地體下方持續俯沖,呈剪刀形自西向東逐漸關閉(Van der Voo et al., 2015).最終在大約晚侏羅世-早白堊世,在早古生代地體上形成相對年輕的蒙古—鄂霍茨克縫合帶(Mongolia-Okhotsk Suture, MOS)(Tomurtogoo et al., 2005; Metelkin et al., 2010; Van der Voo et al., 2015),標志著蒙古—鄂霍茨克洋的閉合.

關于蒙古—鄂霍茨克洋關閉的起始時間和方式,以及與古亞洲洋關閉之間的相互作用都尚有爭議.大多數地質數據表明,蒙古—鄂霍茨克縫合帶西段在晚三疊世-早侏羅世閉合(Zonenshain et al., 1990; Zorin, 1999; Donskaya et al., 2013),東段在早-中侏羅世左右(約 174 Ma)閉合(Tomurtogoo et al., 2005; Sorokin et al., 2020).還有部分觀點認為東段的最終閉合時間一直持續到晚侏羅世-早白堊世(Zonenshain et al., 1990; Maruyama et al., 1997; Halim et al., 1998). Ren等(2016)根據建立的古地磁模型認為蒙古—鄂霍茨克洋的最終閉合直到約 130 Ma 才完成.Yi 和 Meert(2020)通過華北和西伯利亞的最新古地磁數據進行歐亞板塊重建,得出蒙古—鄂霍茨克縫合帶在中侏羅世(約174 Ma)關閉.關于蒙古—鄂霍茨克洋關閉位置爭議不大,但前人結果大多是基于地質、地球化學和古地磁,本研究將為此提供地震學速度結構方面的證據和約束.

蒙古中部廣泛分布新生代板內火山活動,如杭蓋穹隆(Hangay Dome)和肯特穹隆(Hentay Dome)及其周圍,但巖漿活動成因仍無定論.其中有觀點認為蒙古高原下方地幔柱或地幔熱物質上涌(Windley and Allen, 1993; Zorin et al., 2003, 2006; 司少坤等, 2012),并作用于上覆的巖石圈,從而導致蒙古高原抬升及廣泛彌散分布的新生代玄武巖出露(Zorin et al., 1989; Kiselev and Popov, 1992; Windley and Allen, 1993; Gao et al., 1994; Tiberi et al., 2008).

為了勾畫縫合帶的空間展布、獲得盆地沉積結構和探索新生代板內火山活動成因,需要建立該地區包含淺表沉積層的地殼上地幔三維地震波速度結構.之前的殼幔結構研究多集中在蒙古北部的貝加爾裂谷和蒙古西部的杭蓋穹隆,很少有研究覆蓋本研究區.Wang等(2022)利用了位于蒙古西部杭蓋穹隆的臺陣和一個位于本研究區的全球地震臺網的臺站的天然地震瑞利波相速度,反演得到了中下地殼上地幔的三維S波速度模型,本研究區內的橫向分辨率較差,并且缺乏對20 km以上地殼的約束.2011年8月至2013年8月,我們在本研究區開展了寬頻帶流動地震臺陣觀測,利用臺陣獲得的連續觀測數據,開展了一系列的殼幔結構研究,如背景噪聲和地震事件相速度成像(潘佳鐵等, 2015; 余大新等,2015,2016),遠震體波成像(張風雪等, 2014; Zhang et al., 2017),接收函數研究(He et al., 2016),殼幔各向異性(強正陽等, 2016; Qiang et al., 2017),Pn研究(He et al., 2019)和地震波衰減研究(He et al., 2017; Liu et al., 2022).背景噪聲和地震事件相速度成像(潘佳鐵等, 2015; 余大新等, 2015, 2016)顯示研究區內縫合帶MML和MOS兩側相速度分布有明顯差異.遠震體波成像(張風雪等, 2014; Zhang et al., 2017)認為中戈壁帶內兩個板內火山可能與杭蓋穹隆下的地幔柱或地幔對流有關.接收函數(He et al., 2016)顯示地殼厚度和地殼VP/VS在上述兩條縫合帶兩側的分布也呈明顯差異,高VP/VS可能是新生代火山活動產生的鎂鐵質巖漿底侵的結果.殼幔各向異性(強正陽等, 2016; Qiang et al., 2017)認為中戈壁帶內兩個板內火山下方存在小規模熱地幔上升流.

瑞利波相速度對S波速度的垂直積分更敏感,但很難約束速度邊界的精確深度,例如沉積層邊界和Moho邊界.而接收函數對S波速度的梯度更敏感.一些研究(Bodin et al., 2012; Shen et al., 2013)利用了這種互補的特性,聯合反演相速度和接收函數數據以更好地約束地殼結構.然而瑞利波相速度和基于反卷積的接收函數都不能有效地解決淺層沉積構造的問題.其中環境噪聲瑞利波相速度的主導周期在8～40 s之間(Zheng et al., 2011),該周期范圍內的相速度對3 km以淺的地殼結構幾乎不敏感(Lin et al., 2012).已有研究表明,瑞利波橢圓率或Z/H對淺層結構的敏感性高于同周期相速度(Lin et al., 2012, 2014; Chong et al., 2015),可以更好地約束近地表S波速度結構,所以可以進一步聯合Z/H反演包含淺地表的地殼S波速度結構(Shen and Ritzwoller, 2016).但對于沉積層之上的臺站,接受函數中的沉積層基底的P-S轉換波和直達P波之間強烈干涉,無法得到沉積層基底P-S轉換波的清晰震相,用H-k疊加方法約束沉積層較為困難.上述震相之間的干擾也會導致遠震波形徑向分量上直達P波延遲到達.Bao和Niu(2017)發現徑向分量P波延遲時間是頻率的函數,并利用這種依賴頻率的延遲時間來約束沉積層的S波速度和厚度.在本研究中,我們沒有使用遠震P波的延遲時間來約束沉積層的厚度,而是使用遠震P波的交叉卷積誤差函數(Menke and Levin, 2003; Bodin et al., 2014)作為聯合反演目標函數的一部分.交叉卷積誤差函數直接涉及波形數據,其中包括直達P波和沉積混響波,因此比延遲時間包含更多的沉積物信息.Li等(2019)通過數值實驗表明聯合瑞利波相速度,Z/H和遠震P波反演比單純面波或體波反演能更好地得到沉積結構.Li等(2021,2022)、Miao等(2022)將此方法進行了應用,均得到了精細的包含淺層的地殼模型.因此,本研究聯合反演這三種數據集建立蒙古中南部地區包含淺表沉積層的地殼三維S波速度結構.

1 數據和方法

1.1 蒙古中南部臺陣

本研究使用的地震數據集包括蒙古中南部地震臺陣實驗記錄的連續背景噪聲數據和遠震事件數據.該實驗由中國地震局地球物理研究所和蒙古科學院天文與地球物理研究中心合作進行,從2011年8月至2013年8月在經度103°E—112°E和緯度42°N—50°N之間部署了69個流動臺站 (圖1b),每個臺站都配備了一臺Guralp CMG-3ESPC地震儀(頻帶范圍為60 s～50 Hz)和一臺Reftek-130B數字采集器.

1.2 背景噪聲數據測量相速度

首先處理單臺連續數據,包括將長度分隔成時窗24 h、降采樣至1 Hz、去除儀器響應、去均值、去趨勢、帶通濾波、時域歸一化和譜白化.歸一化方法采用Bensen等(2007)提出的滑動平均(run-absolute-mean)歸一化方法.

然后計算背景噪聲互相關函數(Noise Cross-Correlation Function, NCF)并疊加.計算所有臺站對的每日背景噪聲互相關,并對背景噪聲互相關進行三步疊加.首先將每5天的背景噪聲互相關線性疊加,然后采用時頻域相位加權疊加(time-frequency domain Phase Weighted Stacking, tf-PWS)方法(Li et al., 2018)對初步疊加的背景噪聲互相關進行處理.時頻域相位加權疊加方法是一種非線性疊加技術,已被證明在增強信號方面具有優越的能力,并且相位影響可忽略.最后將每個背景噪聲互相關的因果分量和果因分量進一步疊加,得到對稱的背景噪聲互相關.每個臺站對疊加后得到9個背景噪聲互相關分量,分別為EE、EN、EZ、NE、NN、NZ、ZE、ZN和ZZ.

再進行頻散測量和質量控制.我們采用頻率-時間分析(Frequency-Time Analysis, FTAN)從ZZ分量的背景噪聲互相關的對稱分量中測量瑞利波6～40 s相速度(Dziewonski et al., 1969; Levshin et al., 1972, 1992; Herrin and Goforth, 1977; Russell et al., 1988; Ritzwoller and Levshin, 1998; Levshin and Ritzwoller, 2001).由于頻散測量的質量直接決定了層析成像結果的可靠性,因此質量控制非常必要.本文采用以下兩個標準來控制頻散曲線的質量(Bensen et al., 2007 ):(1) 背景噪聲互相關信噪比大于10.信噪比定義為瑞利波窗口的最大振幅與噪聲窗口(瑞利波后3000 s處開始,長度為500 s)的均方根振幅之比;(2)為了滿足遠場近似條件,只選取臺間距大于3倍波長的背景噪聲互相關的測量值.

最后做棋盤分辨率測試和瑞利波相速度層析成像.在給出相速度的層析結果之前,需要進行相應的分辨率估計,以確定合適的反演網格大小,并評估其恢復實際模型的能力.采用快速行進面波成像(Fast Marching Surface wave Tomography, FMST)方法(Kennett et al., 1988; Rawlinson and Sambridge, 2004a,b)做棋盤分辨率測試.試驗用不同網格大小劃分研究區域,對幾個代表性周期分別進行測試,不同周期使用該周期區域平均速度作為速度初始模型,速度擾動量均設置為±0.1 km·s-1,同時在理論射線走時中加入標準差為0.15 s的高斯噪聲.當網格尺寸為0.5°×0.5°時,除了臺陣覆蓋邊緣外的區域,初始模型的速度值和擾動量在6～40 s周期內均得到很好的恢復.此時可以分辨的異常體大小為1°×1°,成像結果中大于1°×1°的速度異常才是比較可信的,也表明在反演中將研究區域劃分為0.5°×0.5°的網格大小是合適的.然后采用與棋盤分辨率試驗相同的正則化參數和0.5°×0.5°的反演網格進行6～40 s周期相速度的二維層析成像.

1.3 背景噪聲數據測量Z/H

首先進行單臺連續數據處理,與1.2節中相同.

然后計算背景噪聲互相關并疊加,但與1.2節中有兩處不同.第一,由于時頻域相位加權疊加方法會使疊加波形振幅失真,改用線性疊加法對臺站對的9個每日背景噪聲互相關分量進行疊加.第二,由于在均勻噪聲分布假設條件下,背景噪聲互相關因果分量和果因分量分別反映了接收站到虛擬源站和虛擬源站到接收站下方的速度結構,因此可以將其分別疊加.疊加后,將背景噪聲互相關水平(E和N)分量旋轉到由虛擬源和接收器之間的大圓射線路徑定義的徑向(R)和切向(T)方向(Li et al., 2016).

最后測量Z/H和質量控制.采用Li等(2016)的方法計算瑞利波Z/H.臺站A的Z/H的最終結果是包含臺站A的所有臺站對的背景噪聲互相關測量的平均Z/H.對于任一臺站對A和B,臺站A的Z/H可以用以下方法估計:

(1)

(2)

其中,RBZA的字母R和Z代表背景噪聲互相關的分量,下標B和A分別代表虛擬源站和接收站.因此,RBZA表示在臺站B作用徑向脈沖力時在臺站A記錄到的垂向波形.

瑞利波的徑向分量與垂向分量之間(R-Z)有90°相位差,為了測量Z/H,首先需要校準背景噪聲互相關的相位,以確保所有背景噪聲互相關的瑞利波相位一致.經過互相關運算,ZZ和RR背景噪聲互相關的瑞利波是同相位的.然而,如公式(2)所示,ZR和RZ背景噪聲互相關的瑞利波相位分別提前和延遲了90°.為此,應用公式(1)的希爾伯特變換和希爾伯特反變換,使它們與ZZ(或RR)相位相同.

相位校準后,應用頻率-時間分析來測量Zstack和Rstack的振幅.然后計算濾波后的Zstack和Rstack的零滯后互相關系數.如果系數小于0.8,則該測量值將被丟棄.最后,利用Zstack和Rstack包絡函數的最大值來估計Z/H.

為了保留最可靠的測量結果,使用以下標準進一步去除低質量數據:(1)臺間距必須大于3倍波長,以滿足遠場要求;(2)Zstack和Rstack的瑞利波信噪比都必須大于8;(3)經過上述選擇后,如果某周期的測量數量小于10,則將該周期測量結果丟棄,以獲得穩健平均值.此外,每個周期的測量值分布要求為高斯分布,標準誤差應小于平均值的15%;(4)進一步丟棄不到五個穩健平均Z/H估計值(即五個周期)的臺站.

1.4 地震面波數據測量Z/H

為了提高測量的方位覆蓋范圍和可靠性,進一步使用地震面波數據集按照Lin等(2012)、Shen和Ritzwoller(2016)描述的方法估計瑞利波Z/H.選取了震級5.5級以上,震源深度小于100 km,震中距30°～150°的事件,事件相對于臺陣中心的方位分布見圖 1c.

第一步是單臺地震數據處理,包括減采樣到1 Hz,去儀器響應,去均值,去趨勢和旋轉.采用基于地震與臺站間大圓弧路徑的旋轉矩陣,將水平分量(E和N)旋轉到徑向分量(R)和橫向分量(T).

第二步是Z/H的測量和質量控制.與1.3節所述類似,使用自動頻率-時間分析來估計垂向和徑向分量的振幅.為了獲得可靠的結果,同樣使用如下標準去除低質量的數據:(1)瑞利波垂向和徑向分量的信噪比都必須大于10;(2)兩個分量的群走時必須在T/2秒內,T為測量周期;(3)兩個分量的瑞利波之間的相位差應為90°;(4)去除數值太小(<0.1)的Z/H測量值;(5)每個周期各臺站在平均值2倍標準差窗口之外的的測量值被丟棄;(6)經過上述選擇,某臺站的測量值個數小于20個,則忽略該臺站的測量數據.

1.5 遠震P波波形疊加

采用Li等(2019)中描述的處理方法,并采用1.4節使用的地震數據集.

第一步為單臺地震數據處理.首先將每個臺站記錄的遠震P波波形三分量旋轉到ZRT坐標系,然后在1～10 s的周期內對其進行帶通濾波.第二步波形質量控制.計算P波窗口最大振幅與P波到達時間前20～70 s噪聲窗口均方根振幅比,選擇垂向分量和徑向分量信噪比均大于10的記錄.然后將垂向分量和徑向分量P波峰值的到達時間差異超出標準差的事件丟棄.第三步波形疊加.為抑制隨機噪聲并且減少待擬合的事件波形數量提高聯合反演效率,如果垂向分量的P波為負峰,則先進行極性反轉,再將歸一化和極性反轉后的垂向分量和徑向分量按照垂向分量的P波峰值到達時間進行分別疊加.最后只保留疊加波形P波前2 s和后10 s的波形.

1.6 瑞利波相速度、Z/H和遠震P波聯合反演S波速度

瑞利波相速度和Z/H對平均一維S波速度結構敏感,因此三維S波速度反演可簡化為每個臺站的一維S波速度反演.本研究再將每個臺站反演獲得的一維S波速度模型插值成格點為0.5°×0.5°的網格,以構建三維模型.我們采用馬爾科夫鏈-蒙特卡洛方法(Markov Chain Monte Carlo, MCMC)聯合相速度、Z/H和疊加體波進行反演以得到一維S波速度剖面.Bodin等(2012)、Afonso等(2013)、Shen等(2013)已詳細闡述了馬爾科夫鏈-蒙特卡洛方法及其地球物理應用,在此簡要介紹.

第一步確定先驗分布.假設每個臺站下方的一維S波速度模型由三層組成:一個沉積層,其速度由層頂和層底S波速度(VS)、層厚及沉積層平均波速比(VP/VS)表征,初始沉積層厚度取自CRUST1.0模型;一個結晶地殼層,其速度由4個b樣條系數和層厚表征,初始地殼厚度取自He等(2016);一個上地幔層,其速度由4個b樣條系數表征.地殼和上地幔的初始S波速度基于PREM模型(Dziewonski and Anderson, 1981),在200 km以下速度設定為常數.由于相速度最長周期為40 s,因此這里只取 0～50 km深度范圍內的S波速度結果進行討論.共使用13個參數確定每個臺站下的一維速度結構,13個參數的采樣空間如表1所示.

表1 模型參數的采樣空間

此外,反演過程中還存在一些約束:(1)沉積層速度隨深度線性增加;(2)結晶地殼和上地幔速度隨深度增加;(3)沉積層底部S波速度大不于結晶地殼頂層S波速度,莫霍面底部S波速度不大于上地幔頂部S波速度;(4)在S波速度、P波速度(VP)和密度(ρ)之間有特定的關系作為深度的函數.沉積層P波速度由S波速度和波速比的乘積計算,沉積層以下的P波速度由Brocher(2005)提出的經驗方程從S波速度計算得到.沉積層和沉積層以下的密度分別使用Gardner等(1974)和Brocher(2005)的經驗關系進一步從P波速度得到:

(3)

(4)

(5)

利用先驗知識構建模型空間后,在模型空間中進行隨機游走從隨機點開始模型搜索.

第二步確定似然函數.如果在先驗采樣后生成模型m,則使用Computer Programs in Seisology(Herrmann and Ammon, 2004)計算瑞利波相速度、Z/H, 使用Thomson Haskell傳播矩陣法(Thomson, 1950; Haskell, 1962)合成P波格林函數,計算該模型的似然函數.L(m)為似然函數,度量觀測數據與模型m預測數據之間的擬合程度:

(6)

Mjoint(m)=MPH+MZH+MBW

(7)

(8)

Vobs(t)*hsyn(t,m)=s(t)*v(t)*I(t)*hsyn(t,m),

Hobs(t)*vsyn(t,m)=s(t)*h(t)*I(t)*vsyn(t,m),

(9)

其中,φ(m)這里采用交叉卷積誤差函數(Menke and Levin, 2003; Bodin et al., 2014),即方程(9)中所示的兩個交叉卷積之間的歸一化平方差.當兩個交叉卷積相同時,交叉卷積誤差函數最小.T1和T2定義了P波及其尾波的時間窗口.Vobs(t)和Hobs(t)是遠震記錄的P波及其尾波的垂向分量和徑向分量.s(t)為震源時間函數,I(t)為儀器響應.v(t)、h(t)為實際結構響應函數,vsyn(t,m)、hsyn(t,m)為給定模型m的預測結構響應函數.當vsyn(t,m)=v(t)、hsyn(t,m)=h(t)時,兩者交叉卷積的差值最小,此時m為真實模型.

第三步確定后驗分布.在本研究中,選擇先驗分布作為建議分布.mj是“當前點”,隨機游走將使用隨機規則移動到點mi.根據Metropolis定律,很容易證明隨機游走收斂于唯一的平穩分布,接受概率為

(10)

即,如果L(mi)≥L(mj),則接受提出的模型mi進入馬爾科夫鏈,如果L(mi)

2 結果

2.1 背景噪聲相速度結果

瑞利波相位速度6～40 s的層析成像結果如圖2所示.

圖2 不同周期(6～40 s)相速度擾動分布圖(左下方標注了每個周期的平均速度)

6～10 s短周期的相速度主要反映地表沉積層和結晶基底的速度結構,與地表地質構造有很好相關性.杭蓋—肯特山脈表現為顯著的高速異常,中戈壁帶和東戈壁沙漠盆地則為低速異常,尤以東戈壁沙漠盆地東南部CM55臺站附近的速度最低.杭蓋—肯特山脈與中戈壁帶東戈壁沙漠盆地之間存在明顯速度差異,高低速分界線與蒙古—鄂霍茨克縫合帶和蒙古主構造線非常一致.

15～25 s中周期的相速度主要對中地殼的速度結構敏感.隨著周期的逐漸增大,地表地質對相速度的影響越來越小.15 s周期時,杭蓋—肯特山脈的相速度仍呈高速,中戈壁帶特別是中戈壁火山下也為明顯的低速,但東戈壁沙漠盆地東南部CM55臺站附近的明顯低速異常已經消失.隨著周期增大,中戈壁火山下方出現大規模低速異常,并逐漸擴展至Bus-Obo火山.

30～40 s長周期的相速度對下地殼及上地幔頂部的速度結構敏感.30 s周期時,杭蓋—肯特山脈仍呈高速,Bus-Obs火山下的低速尺度與中戈壁火山已經幾乎相當.隨著周期的增大,中戈壁火山和Bus-Obs火山下的低速異常擴展至東戈壁沙漠盆地東南角.

2.2 Z/H結果

分別從背景噪聲和遠震事件中得到了周期6～30 s和13～40 s的Z/H結果.圖3顯示了4個臺站利用這兩種數據集測量的Z/H.東戈壁沙漠盆地內臺站測得的Z/H值在短周期(10～20 s)相對較小,隨著周期增大逐漸增大,在較長周期(>30 s)趨于穩定(圖3c).而位于杭蓋—肯特山脈的臺站的測量值在短周期內較大,并隨著周期的增加而下降到一個穩定值(圖3a—b).除CM26站,其余臺站的兩種Z/H測量值在15～25 s的重疊周期段吻合較好.CM26站兩種結果之間存在顯著差異,從數值來看應該是背景噪聲獲得的Z/H出現了偏差,此前的研究中也有過此現象(Li et al., 2016; Xu et al., 2020; Huang et al., 2021),可能原因包括噪聲源分布不均及方位角偏差等,均未找到合理解釋的原因.CM26站結果丟棄.在重疊周期內,參考Lin等(2009)的方法,我們使用各臺站合并后測量值的平均值和1.5倍標準差作為各臺站估計的Z/H和不確定度.

圖3 從背景噪聲(紅點)和地震數據(藍點)測量四個站點的Z/H示例

然后對臺站結果進行二維0.5°×0.5°網格插值成像,圖4展示了4個不同周期(10 s、15 s、20 s、25 s)的Z/H.Z/H值主要對地殼頂部幾公里S波速度結構敏感,所以主要反映了沉積層結構.所有周期的Z/H分布均存在蒙古—鄂霍茨克縫合帶和主蒙古構造線這兩條分界線:海拔較高的杭蓋—肯特山脈有較高的Z/H值,海拔較低的中戈壁帶的Z/H值較低,東戈壁沙漠盆地Z/H值最低.隨著周期增大,Z/H的高低對比逐漸減弱.

圖4 四個不同周期(10 s, 15 s, 20 s, 25 s)瑞利波Z/H分布圖

2.3 遠震P波波形疊加結果

圖5顯示了分別位于杭蓋—肯特山脈和東戈壁沙漠盆地東部的CM01臺站和CM55臺站的遠震P波原始波形、疊加波形和質點運動的兩個例子.CM01遠震P波疊加波形垂向分量和徑向分量的最大振幅之間沒有延遲,波形的質點運動呈線性.而在CM55處,由于沉積層的影響,遠震P波疊加波形徑向分量最大振幅明顯滯后于垂向分量,質點運動呈現橢圓形.

圖5 臺站CM01(A)和CM55(B)的遠震P波原始波形(a1,a2,b1,b2)、疊加波形(a3,a4,b3,b4)及對應的質點運動(a5,b5)示例

2.4 一維S波速度結果

首先我們聯合瑞利波相速度、Z/H以及遠震P波疊加波形反演各臺站下方的一維S波速度模型.位于東戈壁沙漠盆地內的CM55臺站使用相速度和Z/H以及遠震P波波形反演的結果如圖6a—f所示.圖6b、6c和6d分別是相速度、Z/H和疊加體波交叉卷積函數的擬合結果.如圖6a所示,S波速度后驗概率密度函數的可能值范圍較窄,表明S波速度受到三個數據集的良好約束.莫霍面深度和沉積物厚度近似高斯分布的后驗分布和較小的標準差,表明它們也受到了很好的約束(圖6e和6f).

圖6 臺站CM55使用不同數據的一維反演實例

另外我們還分別對CM55臺站使用相速度和Z/H(圖6g—l)、相速度(圖6m—r)進行了反演.從圖中可以對比看出:相速度對沉積層和Moho約束不好;Z/H對沉積層有一定程度的約束作用,但對Moho約束不好;加上遠震P波波形后,可以將沉積層約束得更好,對Moho也有一定程度的約束作用.

2.5 三維S波速度結果

然后,利用最小曲率擬合方法,對所有臺站的一維S波速度模型采用0.5°×0.5°網格進行插值,構建地表至50 km深度的三維S波速度模型.圖7給出了三維速度模型在不同深度的水平切片.

圖7 不同深度(1～50 km) S波速度分布圖

在1 km、5 km等深度的淺部地殼切片上,S波速度和地表地質構造有明顯相關性.杭蓋—肯特山脈的S波速度較高,中戈壁帶的S波速度較低,東戈壁沙漠盆地S波速度最低.杭蓋—肯特山脈與中戈壁帶東戈壁沙漠盆地速度之間高低速分界明顯,蒙古—鄂霍茨克縫合帶和主蒙古構造線構成了淺部地殼速度變化的分界線.

在10～30 km深度的中下地殼切片上,以蒙古—鄂霍茨克縫合帶和主蒙古構造線為分界線的高低速差異仍然存在,杭蓋—肯特山脈S波速度顯示為高速,中戈壁帶尤其中戈壁火山下方顯示為大面積的低速.東戈壁沙漠盆地東南部逐漸有高速體出現,且高速體的范圍隨著周期的增大有擴大的趨勢.

在35～50 km深度的下地殼至上地幔切片上,與中地殼的S波速度結構有很大不同.40 km深度時,東戈壁沙漠盆地已進入上地幔,東南角低速消失且該區域全部轉變為明顯的高速區,中戈壁帶還未進入地幔仍然呈低速異常且低速異常范圍達到最大.50 km深度時,研究區域已經全部進入上地幔,杭蓋—肯特山脈仍然顯示為高速,中戈壁帶仍然顯示為大面積的低速,中戈壁火山和Bus-Obo火山下方的低速異常相連,并與東戈壁沙漠盆地東南角低速異常相連.

3 討論

3.1 與前人研究結果的比較

Wang等(2022)利用蒙古西部的臺陣和一個位于本研究區的全球地震臺網的臺站的天然地震瑞利波相速度,反演得到了三維S波速度模型.在相同深度附近,本文的S波速度模型總體特征與Wang等(2022)的模型基本一致,即低速結構主要分布在中戈壁帶,蒙古—鄂霍茨克縫合帶和蒙古主構造線構成低速帶的北邊界和南邊界.但Wang等(2022)所用數據的射線覆蓋密度明顯小于本研究,故其橫向分辨率也明顯低于本文結果.并且Wang等(2022)三維S波速度模型缺乏對20 km以上地殼的約束.

潘佳鐵等(2015)和余大新等(2015)分別利用本臺陣的背景噪聲數據和天然地震地震面波數據,開展了背景噪聲互相關和天然地震瑞利波相速度成像,獲得了研究區的相速度模型.本文獲得的相速度模型與他們的模型具有相同的橫向分辨率,且結果基本一致.與潘佳鐵等(2015)所得到的相速度模型不同之處在于短周期相速度最小值分布區域的些微差異,本文得到的6～10 s相速度最小值位于東戈壁沙漠盆地東南部的臺站CM55附近 (圖2),而潘佳鐵等(2015)獲得的相速度最低處則位于臺站CM53和CM54之間.6～10 s相速度與地表地質相關,相速度最低處反映該處沉積層最厚.我們的Z/H結果顯示CM55臺站Z/H值最低,進一步說明東戈壁沙漠盆地最厚沉積處位于CM55臺站附近.這也與地形圖(圖1b)中臺站CM55處是東戈壁沙漠地形最低處相一致.所以相速度最低處應該在臺站CM55處.并且潘佳鐵等(2015)和余大新等(2015)的結果對于8 km以上地殼缺乏約束.

3.2 沉積層厚度

圖8a為反演得到的沉積層厚度分布圖,作為對比,我們還展示了CRUST1.0模型的沉積層厚度分布(圖8b).本研究的沉積層厚度結果具有更高的分辨率和更好的地表地質相關性,表明了聯合反演瑞利波相速度、Z/H和遠震P波可為沉積層結構提供良好的約束.研究區的沉積厚度大體以蒙古—鄂霍茨克縫合帶和蒙古主構造線為分界線,從西北向東南方向逐漸增厚,杭蓋—肯特山脈沉積厚度幾乎可以忽略不計,中戈壁帶沉積厚度平均1.0 km,東戈壁沙漠盆地沉積最厚,其東南部CM55處厚達2 km.剖面A-A′清晰顯示了研究區沉積厚度南北向的變化(圖8c).

圖8 聯合反演得到的沉積層厚度圖(a); CRUST1.0模型沉積層厚度圖(b); 聯合反演三維S波絕對速度模型垂直剖面A-A′(c)

沉積厚度的分界線大體沿蒙古—鄂霍茨克縫合帶和蒙古主構造線方向分布,表明縫合帶和主構造線控制了研究區的沉積建造,支持前人的地質研究結果.前人的地質研究提出,蒙古—鄂霍茨克洋的海洋巖石圈在晚古生代低角度俯沖到西伯利亞大陸之下.俯沖板塊傾角增大至較大角度,導致區域構造應力狀態由伸展向擠壓轉變,形成褶皺-逆沖變形.最后,復式構造發育,使杭蓋—肯特山脈陸殼增厚, 所以新生代沉積巖覆蓋較薄.東戈壁沙漠盆地中生代地殼基底裂陷,形成晚侏羅世-早白堊世伸展盆地,所以新生代沉積巖覆蓋相對厚.

本研究的沉積厚度分布也為研究區深部構造研究提供了較為準確的淺表地殼結構約束.沉積層較厚處臺站接收函數的Moho界面P-S轉換震相被沉積層混響嚴重干擾,影響Moho界面的成像、地殼厚度和波速比的測量.有了精確的沉積模型可以用于從地震記錄中去除沉積混響,獲得穩健可靠的Moho界面轉換波及多次波(Tao et al., 2014).

3.3 地殼厚度

圖9a為聯合反演得到的地殼厚度圖,圖9b顯示了地殼厚度初始模型He等(2016)的接收函數H-κ結果以作對比.研究區的地殼厚度介于40～47 km之間,明顯較全球大陸地殼平均厚度要厚一些,并以蒙古—鄂霍茨克縫合帶和蒙古主構造線為分界線,由西北部向東南部逐漸減薄,與He等(2016)接收函數的結果基本一致.本研究區的西北角與Feng等(2021)研究區域東緣相鄰,該位置43～45 km的地殼厚度值與Feng等(2021)的接收函數結果也基本一致.

圖9 聯合反演得到的地殼厚度圖(a)和He等(2016)接收函數H-κ地殼厚度圖(b)

3.4 蒙古—鄂霍茨克縫合帶和蒙古主構造線

本文瑞利波相速度(圖2)、橢圓率(圖4)、地殼S波速度(圖7、10a)、沉積層厚度(圖8a、8c)、地殼厚度(圖9a)均以蒙古—鄂霍茨克縫合帶和蒙古主構造線為分界線.此外,He等(2016)研究顯示VP/VS也以蒙古—鄂霍茨克縫合帶和蒙古主構造線為分界線,杭蓋—肯特山脈VP/VS低,中戈壁VP/VS較高,但只有3個臺站的VP/VS高于1.8,東戈壁沙漠盆地的VP/VS最高,基本都大于1.8(圖10b).He等(2017)的Lg衰減研究結果也表明,杭蓋—肯特山脈LgQ值較低,那里的地殼可能以高速高熱流的花崗質巖石為主,在中戈壁帶出現高LgQ值且與頻率呈弱依賴,與高熱流、低速和第四紀火山活動有關,東戈壁沙漠盆地高LgQ值和與頻率呈強依賴可能與伸展的新生代構造有關(圖10c).根據這些地球物理特征的分界,我們推測蒙古—鄂霍茨克縫合帶和蒙古主構造線至少為地殼級別的斷層.Qiang等(2017)根據上地幔各向異性的變化特征,推測蒙古主構造線為巖石圈級別的構造分界.本研究揭示的地球物理特征分界線位置為蒙古—鄂霍茨克洋閉合的位置提供了地球物理學證據.

圖10 聯合反演三維S波相對速度垂直剖面B-B′ (a); He等(2016)接收函數H-κ地殼平均VP/VS圖(b);He等(2017)1 Hz Lg Q圖(c)

3.5 中戈壁帶板內火山的巖漿結構和成因機制

中戈壁帶內發育有中戈壁火山和Bus-Obo火山,并有玄武巖出露.圖7的S波速度分布顯示,中戈壁火山和Bus-Obo火山及其鄰區下方存在顯著的低速區,從地殼延伸至上地幔,且互相連通,隨著深度的增加,下地殼低速區的橫向展布范圍擴大,但在上地幔的分布范圍顯著縮小.本研究獲得的中戈壁火山和Bus-Obo火山附近下地殼存在3%的S波低速異常,結合接收函數獲得的高VP/VS(He et al., 2016),暗示火山下方的下地殼存在部分熔融.圖11垂直剖面顯示,兩火山在40 km深度附近下地殼的低速結構可能是巖漿囊的反映.

圖11 聯合反演三維S波相對速度模型垂直剖面C-C′

本研究揭示了中戈壁火山和Bus-Obo火山下地殼和上地幔頂部的低速結構相互連通.造成低速異常的熱物質可能來源于體波層析成像觀測到的源于杭蓋穹隆上地幔的低速異常,體波成像結果(張風雪等, 2014; Zhang et al., 2017)顯示中戈壁火山下方低速異常向下延伸至300～400 km,且與西部杭蓋下方低速相關聯.Qiang等(2017)在火山附近大多數臺站觀測到SKS的無效分裂,認為可能反映熱物質上涌形成了快波方向近垂向分布的地幔結構.Wang等(2022)的研究結果認為杭蓋穹隆的上地幔存在巖石圈蓋層,因此上地幔熱物質不能直接上升到下地殼,它們可能通過杭蓋穹隆周邊的主要縫合線或斷層上升.綜上分析,我們進一步推測中戈壁火山和Bus-Obo火山下地殼低速區,可能反映杭蓋穹隆地幔熱物質上涌,沿縫合線或斷層侵入形成中戈壁下地殼巖漿囊.

4 結論

本文通過在蒙古中南部布設的蒙古中南部臺陣69個流動觀測臺站記錄的連續背景噪聲數據、天然地震面波數據和遠震P波波形數據,采用瑞利波相速度(6～40 s)、橢圓率(10～25 s)和遠震P波聯合反演,獲得了蒙古中南部地殼的三維S波速度模型.結果顯示,研究區的相速度、橢圓率、沉積層厚度、地殼厚度、地殼S波速度沿蒙古—鄂霍茨克縫合帶和蒙古主構造線呈現顯著的分區變化特征,說明這兩條構造線至少為地殼級別的構造分界.沉積厚度總體上由西北部向東南部逐漸增大,杭蓋—肯特山脈沉積厚度幾乎可以忽略不計,中戈壁帶沉積厚度平均1.0 km,東戈壁沙漠盆地沉積最厚,其東南部厚達2 km.地殼厚度由西北向東南逐漸減薄,介于40～47 km之間,較全球大陸地殼平均厚度要厚一些.中戈壁火山和Bus-Obo火山下方的低速異常在地殼內相互連通,在下地殼存在大面積低速層,下地殼低速異常可能是為這兩座火山提供巖漿補給的巖漿囊.結合前人研究結果,進一步推測研究區下地殼的巖漿囊物質可能來源于杭蓋穹隆的上地幔熱物質上涌,上地幔熱物質底侵作用在地殼底部形成了巖漿囊.

致謝感謝中蒙國際科技合作項目中所有參與數據采集工作的人員.感謝Rice University的李國良博士和Stony Brook University的沈偉森教授提供的數據處理程序. 感謝審稿專家的寶貴意見.