索伦-西拉木伦缝合带中段及周边区域面波层析成像_冯梅.pdf

冯梅,安美建,侯贺晟,等.索伦-西拉木伦缝合带中段及周边区域面波层析成像J.CT 理论与应用研究,2023,32(1):1-14.DOI:10.15953/j.ctta.2022.061.FENG M,AN M J,HOU H S,et al.The Lithospheric Structure of the Middle SolonkerXar Moron Suture by Surface-waveTomographyJ.CT Theory and Applications,2023,32(1):1-14.DOI:10.15953/j.ctta.2022.061.(in Chinese).索伦-西拉木伦缝合带中段及周边区域面波层析成像冯梅,安美建,侯贺晟,范桃园,臧虎临中国地质科学院,北京 100037摘要：索伦-西拉木伦缝合带中段及周边区域先后经历了古生代古亚洲洋闭合、中生代蒙古鄂霍茨克洋闭合和中新生代太平洋俯冲等构造复合叠加，导致该区深部构造异常复杂。本研究从该区近年来累积的宽频地震探测资料的地震面波和环境噪音互相关格林函数中提取瑞雷波群速度频散，并据此反演区域尺度的三维横波速度。结果发现：区域地壳厚度横向变化不大，松辽盆地和下辽河盆地地壳比大兴安岭薄，地壳厚度与地形吻合表明这些地区基本达到重力均衡状态；而辽东隆起和渤海湾盆地地壳厚度与地形高度呈反相关，表明这些地区可能仍处于构造改造过程中。在 80 km 深度之下，波速分布则呈现与索伦-西拉木伦缝合带走向近似平行的东西向展布。以索伦-西拉木伦缝合带为界，南北两侧横波速分布复杂程度明显不同且南侧的东西两部分复杂程度也不同。这些结果表明区域受太平洋俯冲体系冲破坏程度存在明显差异，同时索伦-西拉木伦缝合带以南可能仍有古亚洲洋板片残留。关键词：面波层析成像；三维横波速度；索伦-西拉木伦缝合带；华北克拉通；中亚造山带东段DOI:10.15953/j.ctta.2022.061中图分类号：P 315文献标识码：A索伦-西拉木伦缝合带被认为是中国东北微陆块群与华北克拉通的拼合界限，代表了古亚洲洋最终闭合位置1-3。该缝合带中段将中亚造山带东段（含大兴安岭和松嫩地块）与华北克拉通（含燕山造山带）连在一起（图 1）。大兴安岭和松嫩地块是古生代古亚洲洋构造域、中生代蒙古-鄂霍茨克洋构造域、以及中新生代环太平洋构造域相关作用叠加最显著的地区4（图 1），华北克拉通东部（含燕山造山带）则以与中新生代环太平洋构造域密切相关的构造作用为主5-9。可见，索伦-西拉木伦缝合带南北两侧经历的构造演化有所不同。如今，中国南北重力梯度带贯穿了缝合带两侧，在北部表现为大兴安岭与松辽盆地的盆山转换，在南部为太行山与华北平原的盆山转换10。这表明，缝合带南北两侧在较近时期受到了相似的构造改造（图 1）。复杂的构造作用使得索伦-西拉木伦缝合带中段及周边区域不但地表构造复杂，其深部结构也非常复杂。前人在该区大量的二维深部探测研究11-16明确了，华北克拉通东北部的岩石圈受到了与中新生代环太平洋俯冲相关的减薄改造。但在此之前的古生代末期，该区曾经历了古亚洲洋的闭合，当时板块聚合的痕迹是否在深部还存在？后续中新生代构造作用对其改造情况如何？显然，只有对区域岩石圈结构的横向和垂向变化特征进行三维揭示，才有助于对这些科学问题的回答。为解决以上科学问题，本文对索伦-西拉木伦缝合带中段及南北两侧区域进行三维地震面波层析成像，获取该区岩石圈三维横波速度模型，并对该区深部构造特征和成因机制等进行一定的分析。1数据及分析处理影响面波层析成像可靠性的重要因素包括数据方位分布的均匀性以及面波信号频率含量。数据方位分布越均匀，横向分辨率越好，可靠性越高。高频（短周期）面波信号频率主要分辨浅部，而收稿日期：20220410。基金项目：国家自然科学基金（利用高覆盖宽频地震观测研究南美大陆岩石圈三维结构（41974051）；中国地质调查项目（黑吉蒙关键区带深部地质调查（DD20221643-2）；松嫩地块及周缘关键区带深部地质调查（DD20190010）。第 32 卷第 1 期CT 理论与应用研究Vol.32,No.12023 年 1 月（114）CT Theory and ApplicationsJan.,2023低频（长周期）可分辨深部。最低信号频率越低（周期越长），垂向探测深度越大。为了提高研究区面波层析成像分辨率和探测深度，我们既对具有低频（长周期）信号特征的地震事件面波波形资料进行分析，也对具有高频（短周期）信号特征的环境噪音面波资料进行了提取。由于可提取的最长周期地震面波信号受制于其最大传播距离（即震中距或台站间距）17，所以这里以研究区为中心，分析了更大范围内的地震台站记录，以期获得更多长周期面波资料。本研究主要使用位于华北和东北地区的 IRIS共享地震台站、中国地震台阵中心共享的移动地震台站18（彩色三角）以及中国地震局数据备份中心19提供的固定地震台站（黑三角）在 2003 年至2011 年期间的记录的地震波形资料（图2（a）。其中绿三角为中国科学院地质与地球物理研究所 2003 年以来在华北克拉通北部部署的不同期次的宽频地震探测剖面（NCISP）20-21；浅蓝三角为 2009 年至 2011 年中国地震局地球物理研究所在华北克拉通与兴蒙-吉黑造山带部署的地震观测台阵22-23；蓝三角为中国地震局与美国和日本联合开展的 NECESSArray 台阵24。由于本文主要利用基阶瑞雷面波群速度作为观测进行三维横波速度层析成像，所以只对垂直分量的面波波形资料进行分析。对于地震事件面波资料，为了提高数据利用率，并没有单纯依据震级对数据进行筛选，而是同时考虑震级、震中距和信噪比等因素综合对数据进行筛选。在利用环境噪音提取面波格林函数时，我们对研究区内所有连续记录时长不少于 1 年的降采样波形数据进行台站间互相关计算，提取各台站间的格林函数。在互相关计算之前进行数据预处理25：对原始波形剔除仪器响应、去趋势和去平均处理，然后采样率降至 1 sps 并按每个文件为 4 h 的时长进行截取；对截取的波形先后进行时间域移动绝对平均均一化（running-absolute-mean normalization）以及频率域白噪化处理对地震事件46 N44 N42 N40 N1 0002 00001 000高程(m)116 E118 E120 E122 E124 E126 E图 1研究区地形和构造简图。白线表示图 6 显示的横波速度剖面位置Fig.1Topography and tectonics of the study area.White lines indicate locations of S-velo-city transects to be shown in Fig.6（b）地震观测噪音观测地震观测平均噪音观测平均020406080100120140周期/s瑞雷波群速度/（km/s）4.03.53.02.5（a）46 N44 N42 N40 N46 N44 N42 N40 N116 E118 E120 E122 E124 E126 E116 E118 E120 E122 E124 E126 E注：（a）地震台站（三角）以及 50 s 周期的数据方位分布（玫瑰图）；（b）地震事件（细黑线）和环境噪音（细灰线）波频散观测及其区域平均（粗灰线、虚线）。玫瑰图中扇形半径与每 30方位间隔内的观测数量成正比；扇形半径越长，该方位观测数量越大；玫瑰图越接近于圆形，表示观测数据方位分布越均匀。图 2地震台站和数据分布情况Fig.2Seismic stations and data2CT 理论与应用研究32 卷信号进行了压制。提取到的台站间格林函数在时间域通常表现出一定的对称性，对应于噪音面波的正向和反向传播。这里把正向和反向格林函数的叠加作为台站间平均格林函数。对这些地震事件面波和从环境噪音中提取的台站间格林函数，借助地震学程序包26中有关软件，利用多重滤波及相位匹配滤波技术进行面波频散曲线的提取。所有面波频散分析均采用自动处理与人工质量核查相结合的方式，以确保观测数据质量的可靠性。图 3 显示了两条相似路径的地震面波和噪音格林函数的时频分析实例。提取到的两条频散曲线具有较高的相似度，但也存在一些差别，两条频散相同周期之间波速的细小差别可能与两者的传播路径长短（即采样区域）不完全一致有关。地震面波频散周期范围（55 s）略小于噪音格林函数（70 s），可能与该地震震级不大有关。密集震群波形可能相互叠加，较近地震或较强噪音也可影响目标事件波形，震中位置可能存在较大偏差，这些因素均可影响面波拾取的可靠性。所以我们计算了所有观测群速度各自周期的均值和标准差，然后剔除所有在相应周期两倍标准差（2）之外的观测群速度。震中距或台站间距不同的观测中提取的面波频散曲线的频率含量不同，所以不同频率（周期）数据在整个研究区的分布也不相同。图 2（a）显示周期 50 s 的观测数据的方位分布玫瑰图。该图显示穿过每个 0.30.3 二维网格内的所有观测数据以每 30 方位间隔的 50 s 观测数据量。图中相应方位扇形半径与数据量成正比，最短半径对应的观测数据量为 1，最大半径对应的观测数据量为 588，各方位平均观测数量为 70。玫瑰图越接近于圆形，该网格点的数据方位分布越均匀（即各个方位均有一定量的观测）。为了避免过密的玫瑰图之间的重叠，图 2（a）只抽样显示部分网格点的玫瑰图。由于部分移动观测台站以线状分布且地震多来自于西太平洋俯冲带，致使所有数据中南北和北东方位的观测分布优于北西方位（玫瑰图半径在北西方向偏短），但多数玫瑰图在各个方位均有观测数据。所以研究区观测数据量和方位分布整体较好，为本文的三维层析成像提供了可靠的数据保障。图 2（b）显示了偏差小于两倍标准差的地震事件面波（细黑线）和噪音面波（细灰线）频散曲线及各自平均观测曲线（粗黑线和虚线）。整体而言，周期在 5150 s 之间的瑞雷波群速度观测数量比较可观，周期大于 100 s 的面波观测中地震事件的贡献更大（细黑线多于细灰线），但周期小于40 s 的面波观测中环境噪音的贡献更大（细灰线多于细黑线）。地震事件和噪音的平均频散曲线整体XLT-Event（地震）4.03.63.22.82.42.01020304050周期/s1020304050 60 70周期/s（a）地震面波（b）噪音格林函数群速度/（km/s）XLT-RCH（噪音）3.22.82.42.0群速度/（km/s）图 3相似路径（插图）的地震面波（a）和噪音格林函数（b）时频分析实例Fig.3Example of group-velocity dispersion analysis for earthquake surface wave (a)andnoise Greens function(b)with similar travelling paths(inset map)1 期冯梅等：索伦-西拉木伦缝合带中段及周边区域面波层析成像3相差不大，表明两种观测能较一致地反映区域平均结构，两者细小的差别主要源于环境噪音面波可靠性更好、且采样区域小于地震事件面波采样区域，这样更有助于反映小尺度结构变化。故此本文同时利用地震事件面波和环境噪音面波观测进行三维层析成像，既可以提取可靠的区域平均结构、也可以获取反映更多细节的精细结构。2三维地震面波层析成像方法面波层析成像反演三维结构通常是先对各周期频散依次进行基于水平离散网格点的二维面波层析成像，以此获得每个离散网格的区域化面波频散；然后分别对各网格的区域化频散曲线进行一维横波速度垂直剖面反演；最后将所有一维横波速度剖面按照二维网格位置拼合成为三维横波速度模型27-29。但是由于面波观测对于区域的覆盖通常并不均匀，部分地区观测覆盖密集而其他地区观测覆盖可能比较稀疏，使得面波层析成像反演通常是一个病态反演问题。对于病态反演问题，通常需要引入正则化约束来稳定反演并生成三维空间分布趋于合理的模型参