2019, Vol. 40
2. 中国科学院大学地球与行星科学学院, 北京市玉泉路19号甲, 100049
沉积盆地是地球圈层系统的浅部组成部分，沉积层速度结构是反演地球深部结构和动力学过程的基础，对防震减灾和全球能源勘探都具有重要作用[1-2]。我国沉积盆地主要分布在西部、北部及华北东部地区[3]，其中松辽盆地面积约26万km2，是世界上最大的典型陆地沉积盆地之一[4]。该盆地是形成于中新生代燕山运动早期的陆相沉积盆地，历经多次构造活动，形成了我国东部NNE向大型坳陷带内的一个坳陷区，盆地下部是断陷期地层，上部是较厚的裂后期地层。在郯庐断裂系北段大规模走滑活动的影响下，盆地基底的NNE、NNW和近NS向次级断裂发育，对盆地基底的构造格局、断陷盆地的分布和构造格局都起到控制作用[5-6]。由于断层构造的发育和欧亚板块与太平洋板块之间构造运动的影响，松辽盆地成为多震及全球为数不多的深震孕育区[7-8]。有学者对松辽盆地进行了广泛的研究，以期得到沉积盆地准确的速度结构，这些研究大多以波动理论为基础，如接收函数、面波成像、背景噪声成像等[9-13]，也有新方法被用于松辽盆地的研究中[14-16]，如重力测量等。
本文选用高频深源近震地震波形数据的R/Z比[16]方法来获取沉积盆地的速度结构，并以2011-05-10发生在黑龙江省与吉林省交界的MW5.7深源地震为例，分析位于松辽盆地沉积层内部NECESSArray(中国、美国等多个组织为研究我国东北地区大陆岩石圈结构所设的台阵)中22个台站记录到的0.5~2 Hz高频数据，利用沉积层对地震波的到时延迟效应及平面垂直入射的直达P波和Ps转换波的振幅信息，结合网格搜索法获得各个台站下方沉积层顶部剪切波的速度和沉积层的厚度。
1 方法原理在射线理论中，入射P波传播到自由表面时会发生反射，同时产生反射P波和反射S波，而反射波又会与入射波产生叠加，从而影响透射波的传播。研究发现，透射波的径向分量(R)和垂向分量(Z)的比值与自由表面剪切波的速度有关[16]。同理，基岩与沉积层中未固结的沉积物形成波阻抗分界面，地震波传播至波阻抗分界面时，反射波也会对透射波产生影响。从理论波形来看，沉积层不仅对不同震相分量的振幅有影响，还对不同震相有不同的区分度。Ni等[16]利用沉积层对P波振幅的放大效应及水平向到时延迟效应，得到P波的R/Z比与沉积层顶部剪切波速度的解析式：
| $ \frac{{u_r^p}}{{u_z^p}} = \frac{{2\beta \cos j}}{{1 - 2{p^2}{\beta ^2}}} $ | (1) |
式中，urp为P波R向分量，uzp为P波Z向分量，β为沉积层顶部剪切波速度，p为射线参数，j为Ps波转换角。为减少多次波对波形叠加的影响，消除震源的影响，并增加射线参数的稳定性，本文选用近垂直入射情况下的深源地震数据，故式(1)中j趋于0[16]。
从式(1)来看，沉积层顶部剪切波的速度主要与P波的R/Z比和射线参数p有关，当P波在水平分层介质中传播时，其射线参数是不变的，所以只需求解P波的R/Z比即可得到沉积层顶部剪切波的速度。前人在利用波动方程得出Ps波的R/Z比与沉积层底部剪切波的速度的数值关系时发现，由于多次波及其他噪声源的影响，Ps波的Z向分量难以确定，速度计算的结果有较大误差。为避免Ps波的拾取对结果产生影响，本文利用网格搜索法寻找最符合实际情况的沉积层底部剪切波的速度和沉积层的厚度[17]。首先假设松辽盆地的沉积层为等厚的3层速度线性变化模型，下部基岩速度值取地壳中的平均值(α=5.7 km/s，β=3.4 km/s)，然后对沉积层的底部剪切波的速度和沉积层的厚度同时进行网格搜索(底部速度搜索范围为已知的沉积层顶部的速度至下部基岩的速度，步长为0.01 km/s，厚度搜索范围为0~8 km，步长为0.01 km)，将每个模型得到的P波Z向分量与Ps波R向分量的比值及2个震相的到时差与实际值作误差分析，得到最符合松辽盆地实际情况的速度结构。
2 数据与处理 2.1 数据下载为研究大陆岩石圈的地震群，2009-09~2011-08北京大学和来自美国、日本等的研究机构在中国东北地区联合布设了NECESSArray台阵。为提高精度，满足方法要求，本文从IRIS中选择2011-05-10发生在黑龙江省与吉林省交界处(131.09°E，43.32°N)的MW5.7深源地震，震源深度为554.9 km。记录到此次地震的台站有31个位于沉积层内部，根据数据信噪比挑选其中22个台站的数据(图 1)进行分析，由TAUP[18]计算出在TNA模型[19]下的射线参数集中分布于0.05~0.09之间，满足近垂直入射的要求。
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紫色线内为松辽盆地，三角形为NECESSArray台阵，其中白色为本文主要研究台站，黄色为因不满足信噪比要求而剔除的台站，红色五角星处为本文所选地震，蓝色线为断层，深红色五角星为2009-09~2011-08发生在该地区的地震 图 1 松辽盆地示意图 Fig. 1 Schematic diagram of Songliao basin |
本文主要利用松辽盆地与下部基岩的波阻抗分界面对地震波的影响拾取P波与Ps波，为更好地识别震相，首先对地震数据进行旋转和滤波。由于本文所选台站均为流动台站，指北方向可能存在偏差，在进行分量旋转之前需进行校正。利用理论P波在R、T、Z三分量上振动的差异(P波属纵波，传播方向与振动方向一致，理论上其T向分量为0)，通过网格搜索法调整指北方向，然后旋转波形使其T向分量最小。由于指北方向的偏差与地震波形数据无关，本文选择P波震相清晰且持续时间较长的发生于2010-07-30的MW6.3地震(震中为159.922°E、52.422°N，震源深度30.3 km)来校正方向。
图 2(a)为台站指北方向角度偏差的统计，结果表明，大多数台站偏差角度在±8°之间，个别台站的校正偏差较大。以NE38站为例具体分析，图 2(b)为NE38台站网格搜索示意图，其中P波T向分量的振幅平方和与最大值比值的最低点对应的角度为70°，原始反方位角为55.882 4°，即台站的实际指北方向应为北偏西14.117 6°。
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图 2 台站北向校正 Fig. 2 Rectification of stations north direction |
图 3(a)为NE38站三分量的旋转校正示意图，由图可知，旋转至校正角度下的P波T分量小于按照原反方位角旋转至大圆弧路径的T分量，说明台站的指北方向存在偏差，且校正合理正确。为排除旋转滤波产生的随机性及数据对校正的影响，将校正角度值代入另一个MW6.5地震(震中为176.000°W、51.627°N，震源深度45.8 km)的相同台站中作验证(图 3(c)和3(d))，结果可知，校正后的P波T分量相对于大圆弧路径下的分量较小，证明旋转校正的必要性和正确性。
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蓝色为校正后旋转, 红色为校正前旋转 图 3 旋转校正前后波形比较 Fig. 3 Comparison of waveforms before and after rotation rectification |
旋转校正完成后，即可对台站的波形数据进行震相拾取，判断震相的依据主要是：1)不同震相的传播特征不同，根据彼此在R、T、Z三分量上的振幅大小进行区分；2)不同震相的频率不同，根据其在时间序列上的差异进行区分；3)参考前人对当地沉积层的研究结果大致推测P波与Ps波的到时差范围，在震相拾取时以供参考。为提高数据的信噪比，对每个台站的数据进行带通滤波处理(0.3~2 Hz)，结果发现，P波振幅的R/Z比大多为0.1左右，这与Ni等[16]的研究结果基本一致，但由于沉积层对P波水平分量的延迟效应，有些台站的P波三分量并不在同一时刻，具体标记见图 4，其中红线表示P波震相，蓝线表示Ps波震相。
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图 4 震相示意图 Fig. 4 Schematic diagram of seismic phase |
经过对P波R/Z比与沉积层顶部剪切波速度的解析式[16]进行反向推导，得到速度解析式：
| $ \beta = \frac{1}{p}\sqrt {\frac{{1 - \frac{1}{{\sqrt {1 + {r^2}} }}}}{2}} $ | (2) |
| $ {v_p} = 1.6{v_s} + 1.36 $ | (3) |
式中，β为沉积层顶部S波速度，p为射线参数(根据本多夫定律，该参数为常量，此处引用TNA模型[19]在TAUP中计算的数值)，r为P波R分量振幅与Z分量振幅的比值。式(3)为沉积层中横波与纵波速度关系的经验公式，利用式(2)和式(3)制作模型进行网格搜索，以理论P波Z分量与理论Ps波R分量的比值和理论到时差作误差分析，得到最符合松辽盆地实际情况的速度结构。
3 计算结果及分析利用R/Z比和网格搜索的方法，经过数据分析得到松辽盆地沉积层顶部剪切波的速度与沉积层的厚度分布，结果见图 5。
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图 5 松辽盆地沉积层的速度与厚度分布 Fig. 5 Seismic velocity and thickness distribution of sedimentary in Songliao basin |
由图 5(a)可知，松辽盆地沉积层顶部剪切波的速度为0.2~1.0 km/s，总体呈现内部小、外部大的分布特征，这是由于沉积层内部的充填物为粘土、碎石等松散介质[20]，剪切波在沉积层的速度小于在基岩的。沉积层内的速度值低于0.6 km/s，而边缘地区大多在0.6~1.0 km/s，尤其在NE39和NE94这2个台站，速度值超过了0.9 km/s。
由图 5(b)可知，松辽盆地沉积层的厚度为0~6.5 km，呈现中间厚、边缘薄的特征(NE46、NE8C、NE96这3个台站下方的厚度值较大，其原因还需进一步探讨)，表明厚度分布的趋势与速度分布的趋势是匹配的，这是由于剪切波的速度在沉积层内呈线性变化，厚度较大处沉积层顶底两侧的速度相差较大，导致沉积层顶部剪切波速度较小。
4 讨论松辽盆地会放大地震波的振幅，也会延长其持续时间，为探讨该现象的成因，本文通过合成理论地震波形进行正演模拟。首先选用松辽盆地在Crust1.0中的模型，得到有沉积层的模型；然后将模型内的沉积层去除，得到无沉积层的模型。选取2018-05-27发生在松原市的MW5.2地震(震中为124.639 2°E，45.266 7°N，震源深度10 km)，震中距取250 km，利用FK合成2种不同模型下的波形[17]并进行带通滤波(0.5~2 Hz)处理。结果发现，相较于无沉积层模型，沉积层模型中的地震波振幅被放大3倍左右，震相的到时也产生延缓(图 6)。
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(a)有沉积层(红色为S波速度, 蓝色为P波速度)与没有沉积层(黑色为S波速度, 绿色为P波速度)的Crust1.0模型; (b)采用2种模型的FK合成地震波形(红色为有沉积层, 黑色为无沉积层) 图 6 沉积层对地震波影响 Fig. 6 Impact of sediment on seismic waves |
在实际的数据处理中，有一个参数重复出现并对最终结果产生重要的影响——射线参数p。由于沉积盆地厚度非常小，射线参数p直接受控于未知的深部地球速度结构，为讨论射线参数p对松辽盆地速度结构的具体影响，本文利用不同模型得到的结果进行对比。首先利用TAUP分别获取在ak135模型、PREM模型、TNA模型[19]及Wang等[21]的模型下的射线参数p，并利用射线参数p计算松辽盆地的速度结构和沉积层厚度，结果见图 7。
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图 7 射线参数对研究结果的影响 Fig. 7 Influence of ray parameter on results |
由图 7可知，这4种模型的主要区别在660 km不连续面以上，其中ak135模型和PREM模型是比较常见的模型，而TNA模型在660 km不连续面以上具有较小的速度结构，Wang等[21]的模型在PREM模型的基础上增大了660 km不连续面的深度，放大了下层的速度值。由图 7(b)和7(c)可知，根据ak135模型、PREM模型及Wang等[21]的模型得到的沉积层顶部剪切波速度和沉积层厚度结果在数值上完全相等，而TNA模型的结果则稍小一点，但差异基本忽略不计，表明深部地幔速度结构对结果的影响较小。
图 8为本文结果与前人研究结果的差值分布，由图可知，在速度结构方面，本文结果与Bao等[14]利用网格搜索法得到的结果的差值在±0.6 km/s之间，且大部分台站的差值在±0.2 km/s之间，仅有个别边缘地区台站的结果差异较大，如NE58、NE6A及NE7A；而沉积层厚度方面，与Bao等[14]的差值大多在±2 km之间，且大部分差值在±1 km之间，差值较大的如NE57、NE69等台站皆位于沉积层边缘地区，与王仁涛等[6]的结果的差值也在±2 km之间，且大部分差值在±1 km之间，NE46、NE8A等差值较大的台站也位于边界地区。
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图 8 本文结果与前人研究结果的差值分布 Fig. 8 Distribution of the difference between the results of this paper and those of previous studies |
R/Z比方法仍有一些不足，该方法采用的是单台数据，使反演结果缺少整体变化的平滑性约束，尤其是在台站分布稀疏或部分台站位于沉积盆地边缘的情况下，没有与其他台站形成互相约束，故无法根据其他台站的结果对这些台站下方的结构作出判断。另外，R/Z比方法通常要求地震为深源近震，以满足高频近垂直入射的要求，而深源地震在一些地区较少，因此该方法的普适性尚有不足。
5 结语本文利用地震波振幅R/Z比方法分析计算松辽盆地内22个NECESSArray台站记录到的高频深源近震的地震波形数据，并通过网格搜索的方法获取松辽盆地的沉积层速度结构及沉积层厚度，得出以下结论：
1) 松辽盆地沉积层表面剪切波的速度为0.1~1.0 km/s，总体呈内部低、边缘高的分布特征；沉积层厚度为0~6.5 km，呈现内部高、边缘低的特征。
2) 分析不同深部地幔速度结构对沉积层反演结果的影响，表明利用地震波振幅R/Z比反演沉积层剪切波速度的方法具有较高的可靠性。
致谢: 感谢IRIS提供的NECESSArray台阵数据，感谢王清东、于子叶、曾求、周倩等人对本文的指导和建议。
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2. College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, A19 Yuquan Road, Beijing 100049, China