利用接收函数和面波联合反演东北地区壳幔速度结构

高业欣，燕 云，朱叶琳，李秀丽，雷 晨

（辽宁省地震局，辽宁 沈阳 110034）

0 引言

东北地区是指黑龙江省、吉林省、辽宁省和内蒙古自治区东部地区。东北地区在构造上位于西伯利亚与中朝块体复杂的构造演化带内，处于兴蒙复合造山带的东部，东临西北太平洋边缘海，在晚古生代和中生代曾经活动比较剧烈[1]。是环太平洋构造域和古亚洲洋构造域构造叠加作用最明显的地区[2]。经过多期构造作用，使得该区地质情况非常复杂，断裂交错分布，主要地质构造单元呈北东向、北东东向展布，主要山脉有大兴安岭、小兴安岭、张广才岭、长白山、燕山、太行山、佳木斯台隆、兴蒙地槽等褶皱带，主要盆地有松辽盆地、三江盆地、海拉尔盆地以及下辽河盆。主要火山：长白山火山、五大连池火山。区域内分布一条大兴安岭—太行山重力梯度带。有6条主要的断裂：鸭绿江—春阳断裂、伊通—依兰断裂、敦化—密山断裂、嫩江—八里汗断裂、农安—哈尔滨断裂、得尔布干—额尔古纳断裂[3]。东北做为全球鲜有的深震孕育区，以及火山活动剧烈地区，地貌交错、构造情况较为复杂备受地学家关注，能够获取该区的速度结构，对于研究深层地震孕育机制、板块运动、火山活动等都有重要的意义[2]。

接收函数对速度界面转换深度敏感，虽然可以通过接收函数反演得到研究区转换界面和速度变化信息，但接收函数对每层模型的绝对速度不敏感。面波对一定范围内介质平均速度敏感，对S波转换界面深度约束较弱。由此可见，接收函数和面波分别从横向与纵向两个方向全面说明了速度结构的特性，故联合两种方法，应用于地球壳幔结构研究，意义深远。

联合反演的显著优势，就是综合考虑两方面结果相互影响，在某种程度上降低了非线性反演结果非唯一性问题。本文利用中国东北地区固定测震台站[4]的宽频带数字化地震计观测资料，采用最大熵反褶积法获得了研究区（115°E～135°E，38°N～54°N） 台站下方接收函数，通过HK扫描法得到地壳厚度及波速比信息及东北地区莫霍面分布[3]，使用双台法共提取8～160s周期范围内Rayleigh面波相速度频散曲线，通过Tarantola概率反演方法得到了研究区2°×2°分辨率的相速度分布图[6]，利用接收函数获取的地壳厚度结果作为反演约束条件，采用Tarantola非线性反演方法，反演得到7～140km深度范围的三维横波速度结构，并结合已有资料对其包含的地球动力学含义进行了探讨。

1 资料

受研究区域国界及海岸线的限制，我们选取的地震台站都位于研究区域内以及西部邻省。我们选取了黑龙江、吉林、辽宁、内蒙东部共111个测震台站（台站位置分布如图1所示）的宽频带数字化地震计观测资料，所有观测资料均来自于中国CDSN波形数据中心。从台站分布图可见，研究区域整体台站分布并不是很均匀，台站分布高密度的地方主要集中在南部，西部和北部分布相对稀疏，中部台站较少，周边无台站分布，考虑台站分布情况，本文把分析重点放在研究区中部进行探讨。

查阅相关资料及用2012年数据进行初算，发现中等规模的浅源地震得到的结果比较好，能够得到清晰的接收函数和面波频散，最后向国家测震台网数据备份中心选取上述台站自2012年1月1日至2015年10月1日，震中距在2000～18000km范围内，震级在6.0以上，共542地震事件。

图1 东北地区地质构造单元及台站位置分布图Fig.1 Stations location in Northeast China

2 反演方法与参数选择

2.1 反演方法

联合反演的正问题就是如下方程的求解，

其中W为观测数据，F［］表示对模型的非线性运算，它把模型空间矢量映射成数据空间矢量，x是待求解的模型。将非线性方程做线性化、迭代处理，并以

来求解。其中δxn=x-xn是模型校正量，δw=w-F［x］是数据残差。为了求解上述方程，则必须求得反演算子 （▽F|xn）-g，使得

采用差分阻尼最小二乘法，并使下列函数得到极小值，来求取反演算子

其中，D·δxn是相邻层间的S波速扰动的一阶差矢量，θ2是分辨与稳定性之间的折衷系数，矩阵D为

在联合反演中，考虑到接收函数与频散的观测值个数、物理量对结果的影响，Julia et al.定义了联合反演预测误差。

其中，p为两套数据的相对影响系数，取值范围为0～1。yi为频散残差，Zij为接收函数偏微分矩阵，Yij为频散偏微分矩阵，Ny和Nz分别为两套数据的观测点数，Zi为接收函数残差，σyi2，σzi2是相应的协方差。对于同一初始模型而言，一般情况下，由数据y和z所得到的模型 x（y）和 x（z）虽然接近，但不一定相等。为了均等两套数据对联合反演预测误差的贡献，引入权重系统方程：

来实现联合反演预测误差最小，这里，

2.2 反演程序与参数

使用CPS软件包中的joint96程序对东北地区地壳上地幔横波速度结构进行反演。选取全球地壳模型crust1.0和全球一维模型ak135组合作为初始模型，反演中采用的初始模型是层状的各向同性的一维模型，共32层，其中地壳5层，每层厚度7km，地幔27层，每层厚度10km。以0.25°作为网格反演间距，在研究区内利用面波研究得到的频散取插值后，得到台站附近网格点上的频散文件。在joint96程序中设置接收函数时窗-2～20s，sigr最小值0.00020，sigv最小值0.05，拟合误差的权系数p取0.3，权重参数 1层 0.3，2层 0.4，3、4、5层0.5，6～9层由0.6依次递增到0.9，10～32层取1.0，设置衰减系数10。

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

3 结果分析及讨论

由图1对比不同深度横波速度分布，除21km深横波速度结构水平方向变化较为平均，其他深度水平切片的横向不均匀都非常明显，体现了该研究区复杂的地质构造。在纵向切片上，波速的高低框架具有相似的面貌，在7～21km、21～35km、40～80km、80～140km 四个阶段内呈现相对稳定性和连续性，这与研究区地壳地幔地质体分布相对固定的特点相吻合，同样也验证了该方法所反演的横波速度结构具有合理性。

从横波速度绝对值来看，总体呈现趋势增加，分层稳定的特点。一方面随深度增加，速度绝对值从7km深的3.2km/s逐渐增大至140km深的4.4km/s，体现较好的增长趋势。另一方面，在一定范围的分层内（地壳和地幔），横波速度表现为层内较为稳定的特点，在35km深度切片图可以明显看出壳幔分界，在研究区重力梯度带以西呈现低速特性，以东呈现高速特性。结合以西及35km以上深度切片，得到横波速度大致分布在3.2～3.9km/s之间，结合以东及35km以下深度切片，得到横波速度大致分布在4.1～4.5km/s，由此说明35km是地壳和地幔过渡地带，而且其介质组成存在明显的差异，其介质差异体现在横波速度绝对值的变化上。

从横波速度相对变化量来看，呈现层内变化较小，过渡带变化较大的特点。在7～21km地壳范围内，横波速度变化范围在0.5～0.6km/s，速度相对变化较小，说明地壳岩石介质以刚性为主的力学特性，并且相对高低速分布与地质单元构造有较好的镜像关系。在50～120km深度范围内横波速度变化范围在0.5～0.7km/s，说明该深度范围内介质分布较为一致，其相对高低速分布在水平尺度上形态相似，在垂直尺度上有较好的连续性。在21～35km、140km深度范围内横波速度变化范围分别在0.9km/s、1.1km/s，速度变化范围较大，很好地说明在壳幔过渡带，及地幔底部介质分布差异较大，可能在强度或赋存状态上具有更大的变化范围。

7km、14km深度切片反映的是上地壳横波速度分布特征，该深度横波速度横向变化量稍大（0.6km/s），横波速度分布与地表地貌有较好的对应关系，其中相对高速对应研究区褶皱带，在小兴安岭南端、张广才岭附近达到最高，相对低速对应研究区的盆地和平原，说明山区与平原不同的岩石组成。

21km深度切片反映的是中地壳横波速度分布特征，由图1可知，该深度横波速度横向变化量相对较小（0.4km/s），说明中地壳介质较为单一、连续。

35km深度切片反映的是下地壳及壳幔过渡带的横波速度分布特征，该深度范围研究区横波速度横向差异较大（0.9km/s），说明介质特性的变化。以大兴安岭—太行山重力梯度带为界，东西横波速度结构差异明显，梯度带以东为大面积高速区域（＞4.1km/s），梯度带以西为大面积低速区域（＜3.9km/s），表明其受地壳厚度的影响较大。对应接收函数结果可以看出，该深度切片存在松辽盆地东南缘存在低速异常区，对应黑龙江的HHL（红海林火山台）、LIH（柳河火山台）、MDJ（牡丹江台），三个台站地壳厚度分别为36.8km、35.2km、35km明显比周边位置厚，故出现低速异常，该异常区横波速度还存在一个高速异常区，对应内蒙的BAQ（宝昌台）该台地壳厚度为29km，薄于周边位置，故呈现高速异常。人工地震研究表明，重力梯度带西侧地壳厚度比东侧厚，变化量约为3～5km，松辽盆地四周MOHO面深度变化明显，其西部、北部地壳表现为凹陷特征，东北及东南突出[5]。傅维洲等对满洲里—绥芬河地学间断面研究结果表明：松辽盆地内地壳厚度从西向东逐渐减小，变化范围约为31～36km。关于重力梯度带两侧横波速度的差异原因[6]，徐义刚指出可能和重力梯度带两侧的岩石成分、地壳厚度以及温度有关[7]。

40km深度切片反映的是研究区壳幔过渡带、上地幔顶部的横波速度分布情况，该深度范围速度的水平变化量较大（0.9km/s），说明还没有完全进入上地幔。该深度上研究区大部分进入上地幔，两个低速异常区分别对应大兴安岭东侧和海拉尔盆地下方，对应台站为内蒙XIQ（西旗台）、ARS（阿尔山）、HLH（霍林郭勒台），台站下方地壳厚度分别为34.6km、37.8km、38.3km，地壳厚度较大，处于地壳边缘。

50～120km深度切片反映的是研究区上地幔顶部的横波速度分布情况，该深度范围横向波速变化量较小（0.7km/s），已经完全进入上地幔。

在50～90km深度切片上，松辽盆地下方存在明显的高速区域。而100km深度切片上，高速区域消失。前人在东北开展的相关研究中也得到了松辽盆地下方高速异常的结论。潘佳铁[2]利用背景噪声层析成像法，结合研究区深度切片和纵剖面图指出：松辽盆地高速异常区域最深可达到100km。Li等[9]面波成像的研究表明，松辽盆地下方的高速异常至100km深度上仍然存在[8]。Zheng等[10]的研究结果表明松辽盆地下方高速异常出现在60km深度切片，80km深度切片该高速异常消失，分析其研究所用数据发现，在该研究中用到的频散周期最长为40s，而40s的频散曲线对80km及以下深度的横波速度的敏感性较弱，结果在深度上并不可靠。

长白山下方存在非常明显的低速异常，从50km深度到140km深度范围内，由长白山东北端向西南端移动，区域面积成扩大趋势。同时与潘佳铁等[2]、雷建设等[7]体波成像研究结果相符。赵大鹏等研究表明：长白山地块下低速异常在400km仍然存在，并推测是太平洋板块的深俯冲作用结果。

在50～100km深度范围内还出现了一些小的高速区域：兴蒙地槽、小兴安岭南缘、长白山北缘、长白山近内蒙东部地区、海拉尔盆地南端，以及部分低速区域：大兴安岭北端、松辽盆地东南缘、小兴安岭南缘、三江盆地，这些小范围的高低速异常区域在100km深度上基本消失，其原因有待进一步考证，但这些区域在深度上都表现出较好的纵向连续性。

在一系列深度切片中，在佳木斯台隆与乌苏里地槽褶皱带之间存在高速异常，一直持续到140km深切片，由于该区域未在面波频散曲线的覆盖范围内，这里不予讨论。

4 结论

本文利用接收函数获得的地壳厚度及泊松比信息，和8～160s瑞利面波频散资料，联合反演了东北地区S波速度结构，获得了较好的结果，结果表明：

（1） 研究区不同深度的横波速度结构具有明显的横向不均匀性和纵向连续性，横波速度值与深度呈线性关系，同时表现出分层稳定的特征；

（2） 中、上地壳的速度结构与地表地貌具有较好的对应关系；

（3） 中、下地壳S波速度结构以重力梯度带为界，东西差异明显，以西表现为大面积低速，以东表现为大面积高速；

（4） 在壳幔过渡带以及下地幔，横波速度变化量较大，体现了介质的转变特性；

（5） 在地幔深度，松辽盆地下方呈现出显著的高速异常，在100km深度上异常消失。长白山下方存在明显的低速异常，直到本研究的最深界面140km深度，该异常依旧存在。

致谢：感谢中国科学技术大学姚华健和吴忠庆老师提供的频散曲线提取和反演程序，以及给予的精心指导和帮助。感谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”为本研究提供了固定台站地震波形数据。