2013年内蒙古通辽MS5.3地震震源区地壳速度结构与孕震环境

宋晓燕， 雷建设

1 中国地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 应急管理部国家自然灾害防治研究院(地壳动力学重点实验室)， 北京 100085 3 内蒙古自治区地震局， 呼和浩特 010010

0 引言

据中国地震台网中心测定，北京时间2013年4月22日17时11分，内蒙古通辽科尔沁左翼后旗发生MS5.3地震(以下简称通辽地震；图1)，震中烈度VI度，造成经济损失约64720万元(刘芳等，2014).震区历史上曾发生过多次中强地震(裴惠娟等，2015)，如1940年和1942年发生的2次6级地震(图1)，故该区域地震活动性较强.通辽地震后，地震震源区及周边小震活动频繁.据中国地震台网中心统计，截至2021年11月3日共发生MS2.5以上地震9次，其中7次地震震中位于通辽地震震中附近(图1).目前，尽管开展过相关研究工作(如刘芳等, 2014; 韩晓明等, 2015, 2018; 李娟等, 2019)，但通辽地震及此后发生在该区的中强震的发震机理仍然不清楚，可能与震源区缺乏地壳精细速度模型密切相关.

从区域构造上看，通辽地震位于南北重力梯度带东侧、松辽盆地西南部开鲁凹陷区域(图1).开鲁凹陷西侧为兴蒙海西褶皱带，南侧为内蒙古地轴.开鲁凹陷基底为古生代变质岩系，与此同时还伴随有不同时期的侵入岩和喷发岩，如燕山期花岗岩和喜山期玄武岩等(何长文等，2003).松辽盆地地处中国东北兴蒙造山带与长白山造山带、张广才岭之间，覆盖黑龙江、吉林、辽宁和内蒙古等省份，面积约26万km2，是世界上最大的典型陆地沉积盆地之一.该盆地形成于中新生代燕山运动早期，历经了多次构造活动(如Wu et al., 2004，2007；Xu et al.，2009；Meng et al.，2010，2011).由于太平洋板块深俯冲影响作用(如Zhao，2004；Lei and Zhao，2005，2006；Huang and Zhao，2006；Zhao et al.，2009；Wei et al.，2012，2015；Lei et al.，2013，2020；雷建设等，2018b)，松辽盆地中部和南部均发生过多次5级以上地震，如2013年11月23日吉林省前郭MS5.8地震、2018年5月28日松原MS5.7地震(如刘俊清等，2017；杨宇等，2019；Zhang et al.，2019)和2013年4月22日通辽MS5.3地震(如裴惠娟等，2015；马海超等，2020).其中，通辽地震周边地区断裂带分布复杂，既有近E-W向西辽河断裂、养蓄牧河断裂、赤峰—开源断裂，又有NW-SE向呼虎尔断裂，通辽地震恰好位于呼虎尔断裂和养蓄牧河断裂交汇区(图1；Deng et al，2003；刘芳等，2014).

图1 本研究区域地质构造三角形代表本研究所用到的地震台站.沙滩球代表2013年4月22日通辽MS5.3地震震源机制解(韩晓明等，2018).黄色圆圈表示通辽地震以来该区域发生的小震，而灰色圆圈分别代表通辽地震前研究区两个6级地震.红色虚线表示南北重力梯度带.蓝色虚线F1—F4代表研究区主要活动断裂(刘芳等，2014)，其中F1为西辽河断裂，F2为呼虎尔断裂，F3为养蓄牧河断裂，F4为赤峰—开源断裂.GXAR，大兴安岭；Yanshan Orogen，燕山造山带；Kailu Sag，开鲁凹陷.左上角插图显示了研究区位置.Fig.1 Sketch map of regional geological tectonics in the study regionThe triangles represent seismic stations used in this study.The beach ball represents the mechanism solution of the 22 April 2013 Tongliao MS5.3 earthquake (Han et al.，2018). The yellow circles represent the small earthquakes that occurred in the region since the Tongliao earthquake, whereas the gray circles represent the two earthquakes with M=6 before the Tongliao earthquake. The red dashed line shows the North-South Gravity Lineament. Dashed blue lines, F1—F4, denote major faults (Liu et al., 2014). F1, Xiliaohe fault; F2, Huhuer fault; F3, Yangxumuhe fault; F4, Chifeng-Kaiyuan fault. GXAR, Great Xing′an range. The inset on the top-left corner indicates the location of the study region.

松辽盆地深部结构及其孕震机理一直倍受关注，先后取得了一系列有意义的研究成果.云金表等(2013)通过对松辽盆地深反射地震资料分析，发现盆地地壳不仅具有层圈结构，而且还具有明显的块体构造，推测块体边界可能是深部热流体的通道，且强烈的壳幔作用可能为形成松辽盆地大规模沉降的动力学原因.王清海和许文良(2003)通过对松辽盆地中生代火山岩岩石地球化学研究，认为岩浆作用深部过程是岩石圈伸展和盆地形成及演化主要成因，反过来岩石圈伸展和盆地形成演化又是岩浆作用深部过程直接表现.刘洋等(2008)通过重新整理和分析六条人工地震剖面的纵波速度资料，发现松辽盆地Moho界面存在较大错断，表明地壳曾有过升温历史.刘财等(2011)由大地电磁剖面二维电性结构，结合满洲里—绥芬河地学断面地球物理研究结果以及天然地震P波成像结果，获得黑河—贺根山缝合带与嫩江断裂带西边界带深部构造.韩江涛等(2018)通过大地电磁测深研究，发现松辽盆地深部经历了岩石圈伸展期、裂解期、拆沉期和增长期等动力学过程；卫平生等(2008)通过满洲里—绥芬河地学断面的综合地球物理研究发现，松辽盆地深部地壳存在低速-高导层.王仁涛等(2019)使用NECESSArray台阵资料，采用最小二乘迭代反演方法，获得了松辽盆地深至12 km的沉积层三维S波速度结构，结果显示开鲁凹陷区在1～12 km深度范围由浅部高速异常转为深部低速异常.张风雪和吴庆举(2019)利用松辽盆地北缘流动台站开展了深至800 km的远震体波走时成像，表明诺敏河和五大连池火山群下方200～300 km深度范围地幔岩浆的低速异常可能是由中生代晚期岩石圈拆沉导致的软流圈热物质上涌所致.马海超等(2020)利用22个NECESSArray台站记录到的高频深源近震地震波形数据，通过网格搜索方法得到了松辽盆地沉积层速度结构.尽管这些研究结果揭示出松辽盆地基本的结构特征，但其西南缘仍需更高空间分辨率的速度模型以深入认识该区的孕震机理.

2013年通辽地震发生后，一些学者从地震学和地球物理学等方面对该地震开展了相关研究，并获得了有意义的研究结果.刘芳等(2014)给出通辽地震震源机制解为左旋走滑型，推测该地震发震构造可能与近E-W向养畜牧河断裂有关.裴惠娟等(2015)基于G-R关系等指标判定通辽地震为主震-余震型地震序列.韩晓明等(2015)根据地震序列时空分布特征，综合判定通辽地震为前震-主震-余震型地震，其震源机制解显示通辽地震为走滑型地震.王树忠和贾昊东(2017)开展了双差定位，结果显示通辽地震震群震源深度主要集中在8～20 km范围内，表明该区孕震层处于中上地壳.韩晓明等(2018)采用CAP(Cut and Paste Method；Zhao and Helmberger，1994)方法反演得到通辽地震震源机制解为左旋走滑型，推断主震破裂的整体过程自震源处沿断层分NW向和SE向双向剪切破裂且SE向破裂程度较大.李娟等(2019)分析了地震前后P轴转向和应力场变化，认为通辽地震震区P轴具有趋于一致但短时间内具有大幅度转向特征.然而，该地震发生机理如何目前并不清楚，仍需要针对震源区地壳精细结构特征开展深入研究(杨宇等，2019).

地震层析成像是研究地球内部结构的重要方法之一，而背景噪声成像被认为是获取地壳速度结构强有力工具.许多学者采用背景噪声成像方法，对包含通辽地震震源区在内更大范围开展过相关研究(如Sun et al.，2010；郑现等，2012；潘佳铁等，2014；Guo et al.，2015；Kim et al.，2016；Liu et al.，2015,2017；付媛媛和高原，2016；王仁涛等，2019；Yang et al.，2019).潘佳铁等(2014)反演了中国东北200 km深度以浅三维地壳上地幔S波速度结构，结果显示松辽盆地岩石圈地幔表现为显著的高速异常.Guo等(2015)反演了中国东北地区更高分辨率的三维S波速度结构，结果显示松辽盆地在浅部被高速异常分为西南部的开鲁凹陷和中央盆地两个子盆地.付媛媛和高原(2016)根据获得的中国东北8～35 s周期的Rayleigh和Love波二维相速度模型，展示出松辽盆地速度结构随着周期的增加呈现出高低速相间分布特征.Liu等(2017)根据获得的中国东北地区的三维剪切波地壳上地幔顶部速度结构，揭示出东北地区在中下地壳上地幔顶端存在低速通道.王仁涛等(2019)基于短周期背景噪声成像方法，获得松辽盆地深至12 km 的三维S波速度结构，表明松辽盆地沉积厚度呈现出中间厚四周薄的结构特征.杨宇等(2019)通过背景噪声成像方法获得了吉林前郭和松原地震震源区高分辨率三维S波速度结构，结果显示前郭和松原地震主要发生在相对高波速异常区，而震源区下方存在明显的低速异常.这些背景噪声成像研究虽覆盖本研究区，但S波或相速度成像结果的模型空间分辨率最高只达到1.5°×1.5°(Yang et al., 2019)，或者目前还没有针对松辽盆地西南缘开展过相关成像研究.此外，目前多数松辽盆地地壳速度模型均是基于传统的两步法背景噪声成像技术(Yao et al.，2006)获得，而非面波直接反演背景噪声成像方法(Fang et al., 2015).相对于传统的两步法成像，Fang等(2015)提出的面波直接反演背景噪声成像法无需构建二维相速度图，射线路径并非大圆路径假设，而是依赖于迭代更新后的新的速度模型来确定.该方法已在小尺度速度结构的研究中得到广泛的应用(如Li et al.，2016；Liu et al.，2018；Gu et al.，2019，2022；张智奇等，2020).另外，“中国地震科学台阵——华北地区东部”于2017年1月至2019年4月布设在内蒙古通辽地区的29个台站记录到的连续波形数据，为本研究提供了数据基础.本文率先使用面波直接反演方法，构建了通辽地震震源区三维高分辨率S波地壳速度结构模型，进而探究该地震发震机理，为防灾减灾提供理论支撑.

1 数据和方法

1.1 数据

本文所使用数据为“中国地震科学台阵——华北地区东部”的29个台站(图1)自2017年1月至2019年4月期间记录到的连续波形资料.这些台站覆盖了通辽地震震中所在的松辽盆地西南缘，平均台间距约60 km.每个台站配备Reftek130宽频带数据采集器和Guralp CMG-3T宽频带地震计.由图1可见，所用台站分布呈面状覆盖，为开展背景噪声成像研究提供了良好条件.

1.2 数据处理

对原始数据进行预处理.首先，按Bensen等(2007)提出的处理流程对单个台站的波形数据进行预处理，以消除原始数据中的天然地震信号和仪器异常信号，以获得高质量背景噪声.(1)将原始的垂向记录重采样至1 Hz，以减少计算量，并按天进行切割，然后去均值、去趋势、去仪器响应，再根据可提取的周期范围开展5～40 s带通滤波.(2)采用one-bit(Shapiro and Campillo, 2004)方法对数据进行时间域归一化处理，以降低波形中的畸变、地震信号以及台站周围非平稳噪声源对互相关的影响.(3)在频率域将波形谱白化处理，以进一步压制干扰、拓宽频带范围.

对预处理后的数据开展互相关处理.首先，以天为单元，对不同台站对的波形开展互相关计算(Yao et al.，2006，2008)，然后线性叠加以得到双台间的噪声互相关波形.图2展示了按台间距排列的所有台站噪声互相关波形.由图2可以清晰看到对称的瑞利面波信号，说明互相关波形具有较高的质量.

图2 全部台站的噪声互相关波形Fig.2 Ambient noise cross-correlation waveforms of all seismic stations

从互相关函数中提取面波频散.本研究采用由姚华建等(2004)编制的面波频散提取软件EGFnalysisTimeFreq提取面波频散曲线，该软件已得到了广泛的应用且取得了较好效果(如Yang et al.，2019；Peng et al.，2020).面波频散曲线的质量将直接决定成像结果的质量，因此在提取过程中我们采取了多个质量控制措施：(1)对于每个台站对，只选取互相关信噪比大于5的频散；(2)选取台间距大于1.5倍波长的频散，以满足远场近似条件；(3)剔除速度陡变等异常形态的频散数据.在这些质量控制约束下，获得5～25 s 周期范围内共336条高质量频散曲线(图3).由图3可见，平均观测频散曲线与由前人东北地区大尺度速度模型(Song and Lei, 2022)计算的频散曲线拟合较好，特别是20 s周期以内，说明用于反演的频散曲线质量良好.

图3 质量控制后最终用于反演的5～25 s周期相速度频散曲线(黑线)其中，红线为观测频散平均值，而绿线则为根据前人大尺度速度模型(Song and Lei，2022)获得的理论频散.Fig.3 The selected phase velocity dispersions (black lines) of 5～25 s periods used in the final inversion after quality controlsThe red line denotes the average value of the observed dispersions, whereas the green line denotes the theoretical dispersion calculated based on the previous large-scale velocity model (Song and Lei，2022).

图4展示出5、15、20、25 s 等不同周期射线路径分布，可以看出研究区整体射线路径方位覆盖良好，这对于获得高分辨率成像结果具有重要科学意义.图5展示出根据反演得到的平均一维速度模型(图6a)计算的不同周期Rayleigh波相速度敏感核测试结果，可以看出S波速度的敏感深度随着周期的增加逐渐加深，25 s周期Rayleigh波相速度的敏感深度可达到中下地壳深度.

图4 5、15、20和25 s周期相速度射线路径分布图红色三角形代表本研究所用的地震台站，其他符号与图1相同.Fig.4 Ray paths of phase velocity at 5, 15, 20 and 25 s periods Red triangles denote seismic stations used in this study. The other labeling is the same as that in Fig.1.

图5 基于最终反演获得的三维速度模型通过平均获得一维速度模型(图6a)的5个代表性周期的相速度敏感核测试结果Fig.5 Test results of phase velocity sensitivity kernels at five representative periods based on the 1-D velocity model (Fig.6a) by averaging velocities from our resulting 3-D velocity model

图6 (a) S波初始模型(红线)和最终模型(蓝线)对比图.(b) 不同周期Rayleigh 波相速度平均观测频散曲线(黑色实线)、初始模型拟合的频散曲线(红色虚线)和最终模型拟合的频散曲线(蓝色虚线)对比图Fig.6 (a) Comparison between the initial S-wave velocity model (red line) and final velocity model (blue line). (b) Comparison between observed and averaged dispersion curves (solid black line), synthetic dispersion curves from initial model (dashed red line) and final model (dashed blue line) for Rayleigh wave phase velocities at different periods

由于合理的初始速度模型对检测板测试和实际资料反演均极为重要，因此本研究需选取合理的一维速度模型.由于基阶Rayleigh面波相速度对于其三分之一波长深度处的S波最为敏感，因此对于均匀半空间的泊松介质，相速度c和S波速度VS的关系可近似为c=0.92VS(Shearer，2009).本研究区为一个小范围研究，因此可根据上述经验关系设置一个合理的初始速度模型.本文的初始模型设置见图6a中红色实线所示.经多次检测板分辨率实验，我们将整个研究区在平面上划分为0.25°×0.125°网格，在深度方向上划分为6层，每层层厚为5 km(图7).采用不同深度反演网格节点对应的偏导数权重总和DWS(Derivative Weighted Sum)来表示射线覆盖密度(Thurber and Eberhart-Phillips，1999).由图7可以看出，在20 km及以浅深度，大部分区域DWS值均大于150(图7a—d)，而在25～30 km深度大部分区域DWS值依然大于50(图7e—f)，表明本研究具有足够多的射线来获得可靠的成像结果.

图7 不同深度反演网格点对应的平均DWS红色和蓝色分别代表低DWS和高DWS，其色标位于图底.其他符号的含义与图1相同.Fig.7 The average DWS values for inverting nodes at different depthsRed and blue represent low and high DWSs, respectively, whose color bar is located at the bottom of the figure. The other labeling is the same as that in Fig.1.

1.3 方法

本研究采用面波直接成像方法(Fang et al.，2015)反演相速度频散获得三维S波速度结构模型，其中Rayleigh波走时计算采用快速行进法(Sethian and Popovici，1999；Rawlinson and Sambridge，2004).该方法利用提取到的相速度频散，直接进行三维S波速度结构成像，无需构建二维相速度图.在正演计算过程中，基于每次反演迭代过程中结果的横向不均匀性逐渐增强这一特性，地震震源和台站接收点的实际面波射线路径可能会偏离大圆路径.因此，对于第i条面波在频率ω时的实际走时ti(ω)可表示为

(1)

(2)

其中，Ck(ω)和δCk(ω)分别为第k个节点处的相速度和速度扰动量.在浅部地壳，除了S波，Rayleigh波频散对P波波速和密度也存在一定的灵敏度，因此δCk(ω)可表示为

(3)

其中，Θk为1-D参考模型，z为深度，αk(z)、βk(z)及ρk(z)分别表示P波波速、S波波速和密度.根据三者的经验公式(Brocher，2005)，我们有

(4)

(5)

(6)

d=Gm,

(7)

其中，d表示面波所有频率下所有路径上的走时残差.G表示通过射线追踪获得的灵敏度矩阵，而m=[δβ1(z1)…δβ1(zJ) δβ2(z1)…δβ2(zJ) …δβK(z1)…δβK(zJ)]T为模型向量.式(7)的求解可通过最小化目标函数获得(Simons et al.，2011；Fang et al.，2015)，

(8)

1.4 检测板实验

为了解反演模型的空间分辨率和可靠性，我们开展了三维检测板分辨率实验.首先，在初始一维速度模型的基础上构建速度异常幅度为±10%的棋盘式输入模型，然后采用与实际资料反演相同的快速行进法(Sethian and Popovici，1999；Rawlinson and Sambridge，2004)计算Rayleigh波走时，并加入2%的高斯随机噪声，再在一维速度模型下计算走时，最后用两者的走时残差来反演还原棋盘式三维速度模型.图8—11分别展示了异常尺度为0.375°×0.375°、0.75°×0.375°及0.75°×0.75°不同深度检测板实验结果的平面图与纵剖面图.结果表明，在20 km深度以浅，研究区中心对0.375°×0.375°尺度的异常可以基本恢复(图8a—d)，但是对0.75°×0.375°尺度的异常研究区整体可以较好恢复(图9a—d和图10).在25 km 和30 km深度，研究区边缘对0.75°×0.375°尺度速度异常的恢复稍有变形(图9e—f和图10)，但研究区整体对于0.75°×0.75°尺度速度异常可以较好恢复(图11).故本文成像结果的模型横向分辨率在研究区中心可达到0.75°×0.375°，边缘区域可达到0.75°×0.75°.

图8 波速异常水平向尺度为0.375°×0.375°模型不同深度的检测板实验结果黑虚线表示研究区主要断裂，黑实线代表松辽盆地边界，与图1中相同.Fig.8 Results of the checkerboard resolution tests at different depths with a velocity anomaly size of 0.375°×0.375° in the horizontal directionsThe dashed black line represents the main faults in the study area, and the solid black line represents the boundary of the Songliao basin.The other labeling is the same as that in Fig.1.

图9 波速异常水平向尺度为0.75°×0.375°模型不同深度的检测板实验结果黑虚线表示研究区主要断裂，黑实线代表松辽盆地边界，与图1中相同.图9a中的黑色粗线展示出图10纵剖面位置.Fig.9 Results of the checkerboard resolution tests at different depths with a velocity anomaly size of 0.75°×0.375° in the horizontal directionsThe dashed black line represents the main faults in the study area, and the solid black line represents the boundary of the Songliao basin.The other labeling is the same as that in Fig.1. The thick black line in Fig.9a shows the location of vertical cross-section in Fig.10.

图10 波速异常尺度为0.75°×0.375°模型检测板实验结果纵剖面剖面位置如图9a中黑色粗线所示.Fig.10 Vertical cross-section of the results of a checkerboard resolution test with a velocity anomaly size of 0.75°×0.375°The location of the cross-section is shown in a thick black line in Fig.9a.

2 成像结果

我们采用面波直接反演噪声成像方法，对面波频散曲线进行直接反演.反演过程中，走时残差均方根RMS值在前三次迭代中快速下降，之后逐渐趋于平缓，最终在10次迭代后收敛，其RMS值由第一次迭代的1.702 s降至第10次迭代后的0.494 s (图12a).相对于初始模型的面波走时残差分布，反演后的残差分布更加集中于零值且呈近正态分布(图12b).由图6b可见，相对于由初始模型计算的理论频散，由最终模型计算的理论频散更接近于实测平均频散，特别是20 s周期以内.这些结果表明，本研究反演获得的速度模型较为可靠.

图11 波速异常水平向尺度为0.75°×0.75°模型不同深度检测板实验结果黑虚线表示研究区主要断裂，黑实线代表松辽盆地边界，与图1中相同.Fig.11 Results of a checkerboard resolution test at different depths with a velocity anomaly size of 0.75°×0.75° in the horizontal directionsThe dashed black line represents the main faults in the study area, and the solid black line represents the boundary of the Songliao basin. The other labeling is the same as that in Fig.1.

图12 (a)面波均方根走时残差随反演迭代次数的变化. (b)反演前(虚线)和反演后(实线)的频散曲线走时残差分布图Fig.12 (a) Variations of the surface-wave travel-time RMS residuals with iterations. (b) Comparison between travel-time residual histograms before (dashed line) and after (solid line) inversion

图13和图14分别展示出通辽地震震源区及周边区域的三维S波速度模型平面图与纵剖面图.由图13可以看出，浅层S波速度结构与地表地质构造特征密切相关.在5 km和10 km深度上，研究区东侧松辽盆地内部呈现出明显的低速异常(图13a和13b)，这得到Wang等(2016)推测松辽盆地上覆约8 km厚度沉积层结果的支持，而大兴安岭西侧则呈现明显的高波速异常(图13a和13b)，这可能反映了造山带古生代较为致密的结晶基底岩.通辽地震处于高低速分界且偏向低速异常处，与此同时1940年和1942年发生的2次6级历史地震也均位于低速异常边界处.在15 km深度上，速度横向不均匀性依然存在(图13c)，松辽盆地内部速度异常模式与10 km深度上的模式(图13b)有些类似，但异常量值有些减弱(图13c)，与此相反在大兴安岭下方却呈现出明显低速异常(图13c).在20 km深度上，通辽地震以北呈低速异常条带，且该低速异常条带沿着西辽河断裂和养畜牧河断裂的中间地带向西扩展至南北重力梯度带处(图13d).在25 km和30 km深度上，通辽地震北部的E-W向低速异常条带特征逐渐减弱(图13e和13f).

图13 成像结果平面图红色和蓝色分别代表低速异常和高速异常，其色标位于图底.其他符号意义与图1中的相同.F1为西辽河断裂，F2为呼虎尔断裂，F3为养蓄牧河断裂.SLB，松辽盆地.GXAR，大兴安岭.AV表示该深度平均速度.Fig.13 Tomographic images in map viewThe red and blue colors denote low-velocity and high-velocity anomalies, respectively, the scale of which is shown at the bottom. The other labeling is the same as that in Fig.1. F1, Xiliaohe fault; F2, Huhuer fault; F3, Yangxumuhe fault; SLB, Songliao basin. GXAR, Great Xing′an range. AV, Average velocity at the corresponding depth.

为更清楚地了解速度异常随深度的变化特征，特别是速度异常与通辽地震之间的关系，我们展示了穿过通辽地震的三条纵剖面(图14).由图可更清晰地看到，通辽地震及其余震均发生在高低速异常边界上，且偏向低速异常一侧，且该低速异常延伸至下地壳，与汶川地震震源区结构特征相类似(雷建设等，2009).

图14 穿过2013年通辽MS5.3地震震中的三条纵剖面速度结构图红色和蓝色分别代表低速异常和高速异常，其色标位于图底.白色圆圈表示通辽地震以及2013年以来发生的中小地震，圆圈大小代表震级，其图例位于图底.Yanshan Orogen，燕山造山带；GXAR，大兴安岭；SLB，松辽盆地.F1为西辽河断裂，F2为呼虎尔断裂，F3为养蓄牧河断裂.Fig.14 Three vertical cross-sections of velocity structures passing through the earthquake hypocenter of the 2013 Tongliao MS5.3 earthquakeThe red and blue colors denote low-velocity and high-velocity anomalies, respectively, the scale of which is shown at the bottom. White circles represent the Tongliao earthquake and the intermediate-small earthquakes that occurred since 2013, the size of the circle represents the magnitude, and the scale of which is also shown at the bottom. GXAR, Great Xing′an range. SLB, Songliao basin; F1, Xiliaohe fault; F2, Huhuer fault; F3, Yangxumuhe fault.

3 讨论

3.1 与前人结果的对比

本研究结果展示出松辽盆地西南缘自地表至10 km深度即上地壳存在明显的S波低速异常结构特征(图13a和13b)，这种结构特征得到前人大尺度面波成像结果(如Li et al.，2012；潘佳铁等，2014；Guo et al.，2015，2016；Kang et al.，2016；Shen et al.，2016；Liu et al.，2017；Yang et al.，2019；杨宇等，2019；王仁涛等，2019)和体波成像结果(田有等，2011)以及大地电磁研究结果(韩江涛等，2018)的支持.前人大尺度成像结果揭示出，松辽盆地上地壳的低速异常被一个北西向的高速异常分隔为南北两部分(如Guo et al.，2015；田原等，2017；王仁涛等，2019)，其中南部的低速异常区对应本研究区中的开鲁凹陷、北部的低速异常区对应中央凹陷区.地球化学与地球物理学研究结果表明，松辽盆地西南缘自白垩纪以来经历了广泛的同生断裂和沉积下陷历史，其中中央凹陷区沉积厚度达8 km (如印长海等，2013；王健等，2016).这些研究结果表明，研究区上地壳低波速异常主要受沉积层影响所致.与此同时，研究区西部大兴安岭下方则呈现高速异常，这与Yang等(2019)的结果一致，可能是由于大兴安岭山区存在较坚硬致密岩石所致.在15 km深度，研究区东部依然以低速异常为主、西部也开始出现弱低速异常(图13c).在20～30 km深度，整个研究区整体表现为西低东高的异常模式(图13d—f)，这些结构特征与Yang等(2019)在相同深度的反演结果相类似.和前人研究结果相比，本研究结果进一步刻画了松辽盆地西南缘更为细致的结构特征，特别是断裂带对速度结构的控制作用(图13).譬如，本研究结果显示，在20 km深度通辽地震北部位于西辽河断裂和养畜牧河断裂中间地带呈非常明显近东西向低速异常条带(图13d)，且该低速异常随着深度的增加逐渐减弱(图13e—f).图15给出本文结果与前人大尺度成像结果(Song and Lei，2022)相同剖面的对比图，其中Song和Lei (2022)模型与本文反演模型使用的方法相同，均是采用直接成像法获得.由图15可以看出，大尺度成像结果显示震源区下方在30 km深度范围内均为明显低速异常(图15b)，而本文研究结果则呈明显的横向不均匀性，且展示出与养蓄牧河断裂及通辽地震相关的速度结构特征(图15a)，可能得益于所用的密集台阵数据(图1).

图15 本研究结果(a)与前人(Song and Lei, 2022)研究结果(b)的对比其中的符号与图1相同.Fig.15 Comparison between the present (a) and previous (Song and Lei, 2022) (b) tomographic results The symbol is the same as that in Fig.1.

3.2 通辽地震与地壳速度结构的关联性

本研究结果显示出通辽地震位于明显的低波速异常边界处，且该低波速异常往深延伸至中下地壳(图13和图14)，这种震源区下方存在明显低波速异常的结构特征尽管与物性、温度和破碎带等多种因素相关，但更可能反映了与深部流体作用密切相关.类似的结构特征，也存在于其他地震震源区下方，如1995年日本神户MS7.3地震(如Zhao et al.，1996)、2001年印度BhujMS7.9地震(如Mishra and Zhao，2003；Mishra et al.，2014)、1976年我国唐山MS7.8地震(如Lei et al.，2008)、1668年郯城MS8.5地震(如Lei et al., 2020)和2018年汶川MS8.0地震(如Lei and Zhao，2009).日本神户地震震源区深部流体可能与菲律宾海板块俯冲脱水等动力学过程密切相关(如Zhao et al.，1996).汶川地震的流体作用不仅与下地壳流作用密切相关(如Royden et al.，1997，2008)，而且还与印度板块深俯冲形成的“大地幔楔”结构(如Lei and Zhao，2016；Lei et al.，2019)中的动力学过程相关(如雷建设等，2018a).唐山地震和郯城地震震源区下方的流体作用可能与太平洋板块深俯冲至地幔转换带形成的“大地幔楔”结构(如Zhao，2004；Lei and Zhao，2005，2006；Huang and Zhao，2006；Zhao et al.，2009；雷建设等，2018b；Lei et al.，2020)中的动力学过程有关.前人大尺度区域成像研究结果显示，太平洋板块西向深俯冲至地幔转换带且在地幔转换带中穿过通辽地震震源区下方抵达大兴安岭附近(如Huang and Zhao，2006；Wei et al.，2012，2015)，表明通辽地震的发生不仅受到区域应力作用，而且还与“大地幔楔”结构中热物质上涌等动力学过程密切相关.松辽盆地下方存在的地幔热物质上涌动力学过程，得到了接收函数研究(如Guo et al.，2014)和大地电磁测深研究(如Wang et al.，2016；韩江涛等，2018)等多学科研究结果的证实.地热学研究(薛林福等，2018)和地壳热模拟研究(Wang and Li，2018)也发现松辽盆地下方存在明显的热异常.地球化学研究结果表明，松辽盆地下方存在地壳流体作用(张景廉等，2003).因此，本研究认为“大地幔楔”中的地幔低波速异常所反映的热物质上涌所携带的流体可能会穿过莫霍面到达地壳深度，然后作用于呼虎尔断裂和养蓄牧河断裂的交汇区即通辽地震震源区，从而降低了断层面有效正应力而触发地震.这种现象，非常类似于松辽盆地中前郭MS5.8地震和松原MS5.7地震的发生机理(如刘俊清等，2017；杨宇等，2019；Zhang et al.，2019).

4 结论

本研究基于布设在松辽盆地西南缘“中国地震科学台阵探测(ChinArray)” 29个台站2年多时间记录提取到的5～25 s频散数据，通过面波直接反演方法得到了研究区相对于前人更高分辨率的地壳三维S波速度结构模型，分析了通辽地震与速度结构之间的关系，探讨了通辽地震发震机理与深部孕震环境.获得的主要科学认识如下：

(1) 本研究通过密集台阵资料获得了相对于前人具有更高横向分辨率的S波速度模型，揭示出研究区前人未揭示的与断裂和通辽地震密切相关的结构特征，得益于密集台阵数据和面波直接反演方法.

(2) 研究区S波速度结构存在明显的横向不均匀性.在地壳浅部，松辽盆地下方存在明显低波速异常，可能反映了沉积层的存在；大兴安岭区域则呈现出明显的高速异常，可能反映了造山带古生代较为致密的结晶基底岩.

(3) 通辽地震发生在呼虎尔断裂和养蓄牧河断裂交汇区域的中上地壳低速异常边界区，且该低波速异常延伸至下地壳，反映了该地震的发生与深部流体作用于断裂带密切相关.这种流体作用可能与太平洋板块深俯冲至地幔转换带形成的“大地幔楔”结构中热湿物质上涌等动力学过程有关.

致谢感谢中国地震局地球物理研究所科学台阵数据中心和内蒙古自治区地震局提供的宝贵数据.感谢内蒙古自治区地震局参与项目实施过程中台址堪选、仪器布设、巡台和数据回收等野外工作人员，中国地震台网中心提供的地震观测报告.感谢评审专家提出的建设性修改意见.本文图件使用GMT软件(Wessel and Smith, 1995)绘制.