中国东北处在兴蒙造山带的东部，南与华北克拉通相接，东与太平洋俯冲板块相邻，本文的研究区从东向西可分为吉黑褶皱系、松辽盆地、大兴安岭褶皱系等三大构造单元，研究区内还包含长白山、阿尔山、五大连池等三座火山，它们的分布情况如图1所示.受太平洋板块西向俯冲的影响，中国东北部形成了一系列北东向、北东东向为主的造山带——盆地构造单元，并伴有强烈的火山作用与深震活动发生，此区是研究火山活动(Turcotte et al.，1982；Miyashiro，1986；Tatsumi et al.，1990；汤吉，2001，2005,2006；詹艳等，2006；Zhao et al，2004,2009；Lei et al..，2005；Huang et al.，2006)、太平洋板块俯冲及深源地震(Zhao et al，2004，2009；Lei et al.，2005；Huang et al.，2006；Ai et al.，2003；Li et al.，2003)的重要区域.

通过开展地震层析成像，获取壳幔介质的速度结构及其他物性参数等信息，可为研究上述深部构造与过程提供重要的深部约束.前人的研究结果(Zhao et al.，2004；Lei et al..，2005；Huang et al.，2006；Li et al.，2010)表明，俯冲的西太平洋板块在东北地区下方的地幔转换带中近水平地停滞汇集，并且俯冲的板块在火山的形成过程中起了极为重要的作用，认为长白山火山是与板块内深部脱水等过程紧密相关的一种弧后板内火山(Zhao et al.，2004；Lei et al.，2005).针对本区的板块俯冲和火山形成机制等问题(Zhao et al，2004,2009；Lei et al.，2005；Huang et al.，2006；Ai et al.，2003；Li et al.，2003)，作者在本区已开展过远震P波走时层析成像研究(张风雪等，2013a)，在本文研究中，作者拟使用远震S波的相对走时残差，通过开展远震体波走时层析成像研究，获取中国东北地区下方上地幔S波速度结构，并结合已有的P波成像结果(张风雪等，2013a)，探讨速度异常的成因及可能的深部地质过程，为地学家更准确地认识中国东北及周边地区的深部结构提供依据.

本文使用FMM(Fast Marching Method)和打靶两种射线追踪方法(Rawlinson et al.，2006，Julian et al.，1977)分别进行正演，构建中国东北地区的S波速度在不同射线追踪技术条件下的速度异常图像.通过对比P、S波速度异常图像，不仅更好地确认了一些可靠的速度异常特征，还为我们解释这些速度异常的成因提供了很好的约束，从而为认识该区火山成因和俯冲板块等地球动力学过程提供了重要的约束.在本文中我们主要讨论S波的速度异常结构，P波的速度异常结构参见张风雪等(2013a)已发表的论文.

在本文中我们收集了两条临时流动台阵和固定台网中234个台站(图1)的波形数据，数据的相关描述见张风雪等(2013a).我们利用波形相关方法(VanDecar et al.，1990；Rawlinson et al.，2004；张风雪等，2013b)提取了远震S震相的相对走时残差，从这些台站在2009年6月—2011年5月间所记录到的远震资料中我们共提取到10301条有效的S震相相对走时残差数据，显然由于衰减、极化方向、震相干扰等因素的影响，提取到的S震相数量不及我们所提取到的P震相数量(57251条，张风雪，2013a)丰富.

图1

Fig. 1

图1 台站及地质构造 黑色圆点为流动台站，黑色方块为固定台站，红色三角形为火山，蓝线实线为地质构造分界线，绿色实线是大兴安岭重力梯级带，红色实线是郯庐断裂，黑色实线是太平洋俯冲板块的等深线，标有a, b,…等字母的灰色实线是图7中垂直剖面的位置. Fig.1 The distribution of stations position and the tectonics The black circles denote the temporary stations, the black rectangles denote the permanent stations, the red triangles denote the volcanoes, the blue lines represent the tectonic dividing line, the green line represents the Da Hinggan Ling gravitational gradient zone, the red lines represent the Tanlu faults, the dark lines represent the isobath curve of the subducting Pacific Plate, the gray lines, which are marked with the character a, b, and so on, represent the sections position shown in Fig.7.

众所周知，S震相在地震记录的水平分向中较为清晰，所以我们主要在水平分向中提取S震相的相对走时残差.地震仪记录的水平分向中S震相的最大振幅和相位，受震源反方位角的影响较明显，所以在利用波形相关法拾取S震相的相对走时残差前，我们需要利用SAC(Seismic Analysis Code)软件包将水平分量旋转到大圆弧路径上，然后在旋转后的切向分量上拾取S震相的相对走时残差.

我们选取远震事件的原则是：(1)震中距在30°~85°间，尽量避免下地幔和核幔边界的复杂构造对地震波的走时产生影响；(2)震级大于M_s5.0，以确保地震波到达台站时还有较高的信噪比；(3)每个地震事件的有效记录数要大于10.经过以上三个条件的筛选后，我们将符合条件的事件波形利用波形相关的方法(VanDecar et al.，1990；Rawlinson et al.，2004；张风雪等，2013b)来拾取相对走时残差.由于我们的数据包括流动台和固定台，各个台站的仪器类型不统一，在数据的预处理过程中，我们进行了去仪器响应处理，目的是消除因仪器类型不同所带来的时间误差.在使用波形相关拾取相对走时残差前，我们还对数据进行了去均值、去倾斜、滤波、旋至大圆弧路径等预处理工作，为了减少因滤波所带来的时移现象，滤波采用的是双通道带通滤波器，频段为0.02~0.1 Hz，经过波形相关法，我们最终拾取到10301个有效走时数据，有效地震事件是162个，这些事件震中的位置分布如图2所示，从图中可以看出这些事件在研究区南部和西部方向具有较好的反方位角覆盖，尽管研究区北部和东部方向的 反方位角分布较差，但是本研究所使用的远震事件的方位分布整体良好，覆盖范围约为200°.

图2

Fig. 2

图2 事件震中分布图 Fig.2 The distribution map of the epicenters

本文研究采用FMM(Fast Marching Method)和打靶(Shooting)两种方法进行S波射线的追踪，然后使用阻尼LSQR反演程序(Paige et al，1982a,1982b)构建S波的走时层析成像算法，不同射线追踪方法所得的速度异常分布会对我们认识本区的S 波速度结构起到一定的约束.以FMM(Fast Marching Method) 射线追踪为基础的走时层析成像研究是近年来兴起的一种新的研究地球内部速度结构的方法，在国内外已有许多应用并取得了较好的成果 (Rawlinson et al，2006，2008；郭飚等，2009).FMM 射线追踪通过求解程函方程的数值解来获得射线路径(Rawlinson et al.，2006)，该方法具有快速高效、无条件稳定等特点，它的核心思想是利用由波前节点组成的窄带模拟波前曲面的演化.打靶射线追踪，又称试射法，它是使用较为普遍的一种射线追踪方法，其射线追踪原理是在激发点，给定一系列射线参数初始值，然后根据斯奈尔定理依次进行追踪，在接收点附近选择最接近的两条射线，根据这两条射线的射线参数进行内插，调整初始射线参数值再次进行追踪，经过多次的调整修改，可获得满意的结果，打靶射线追踪是一种初值求解问题(Julian et al.，1977).打靶法是传统的射线追踪方法之一，它根据斯奈尔定律进行追踪，每次只能求解一条射线路径，它的计算量相对较大，但通过此方法求的射线路径精度相对较高.

本文所构建的两种走时层析成像方法的区别仅是正演时采用不同的射线追踪方法，而在反演时都采用阻尼LSQR反演程序(Paige et al，1982a,1982b).在正演射线追踪时，我们是在球坐标系中直接进行FMM射线追踪，但在打靶射线追踪时需根据震源和接收台站的相对位置关系在大圆弧路径上进行，然后再变换到球坐标系中.在反演过程中，为了增加两种方法的可对比性，减少其他因素的影响，我们并没有对反演的导数矩阵采用光滑因子.在本文研究中，我们将此两种方法应用到中国东北地区的上地幔S波速度结构研究中，在研究中我们采用相同的相对走时残差数据和网格剖分间距，网格 剖分是等间隔的，在水平向为1°，在垂直向为80 km.

由于反演的不唯一性，使得反演结果也具有多样性.为了检验本研究中由台站和地震事件分布所构成的这样一个观测系统的分辨能力，在使用实际的相对走时残差数据进行反演前我们分别对两种成像方法进行了检测板测试、阻尼系数的折衷曲线判断和反演前后相对走时残差统计分析等工作，用以检查反演结果是否可靠.

3.1 检测板分辨测试

检测板测试的过程是：在初始速度模型Ⅰ基础上建立一个扰动速度正负相间分布的扰动模型Ⅱ，然后用前文所述的台站和事件分布合成各个台站的理论相对走时残差，作为反演的已知观测量，以模型Ⅰ作为成像反演中的初始参考模型，进行反演得到扰动模型Ⅲ，把模型Ⅲ与模型Ⅱ相比较，在模型Ⅲ中能分辨出的最小异常体的尺度就是该检测板测试的分辨率.

在本研究中我们采用水平和垂直方向均为等间隔的剖分法，水平的东西和南北方向间距均为1°，垂直的深度方向间距为80 km，在检测板测试时，我们将同向相邻的每两个块体划为一组进行正负异常的相间排列，输入模型中正负速度异常的尺寸是2°×2°×160 km，速度扰动幅值是±3%.图3是检测板测试结果在100 km至800 km间每隔100 km所做的水平切片，图3a是以FMM射线追踪为正演的成像算法的检测板测试结果，图3b是以打靶射线追踪为正演的成像算法的检测板测试结果，从图中我们可以明显看到，在500 km以上的切片中大部分速度异常单元的恢复效果还比较令人信服，由于大部分地震事件来自研究区以南的环太平洋地震带(图2)，所以随着深度的增加，研究区南部的分辨效果有优于北部的趋势，这个现象在800 km的平面图中表现得最为明显.图3中黑色虚线勾勒的范围是根据检测板测试结果所得的可信区域，这也是下文的图6中我们对反演结果进行裁切的依据.通过检测板测试，我们认为本研究的分辨能力在水平方向为2°，垂直方向为160 km.

图3

Fig. 3

图3 检测板分辨测试结果 (a)以FMM射线追踪为正演的成像算法的检测板测试结果；(b)以打靶射线追踪为正演的成像算法的检测板测试结果.图中黑色虚线划出的范围为反演的可信区域，其他不同颜色线条所代表的主要地质构造同图1中的说明. Fig.3 The results of the checkboard resolution test The checkboard resolution test results from FMM and shooting method ray tracing tomography are shown in (a) and (b), respectively. The dash curves distinguish which areas are reliable. The main geological structures represented by different color lines are the same as those in Fig.1.

3.2 阻尼系数的选取及反演前后走时残差的统计分析

本文在反演中采用了带阻尼的LSQR算法(Paige et al，1982a,1982b)，该算法中的阻尼系数控制解的收敛速度和约束模型结果的平滑程度.通过分析采用不同阻尼系数时模型平滑程度和相对走时残差方差之间的消长曲线(亦称折衷曲线)，我们选取一个比较均衡的阻尼系数值，如图4是两种层析成像方法所对应的折衷曲线，图4a和图4b的折衷曲线分别对应以FMM和打靶射线追踪为正演的成像算法.从图中我们可以看到当阻尼系数为10时，两种成像算法中的模型都相对较为平滑，相对走时均方差也较小，所以在反演中，我们采用的阻尼系数值都为10.

图4

Fig. 4

图4 折衷曲线 (a)和(b)分别对应FMM和打靶射线追踪为正演的成像算法的折衷曲线. Fig.4 The tradeoff curves from FMM (a) and shooting method (b) ray tracing tomography

图5是反演前后相对走时残差的统计结果，图5a是反演前我们拾取到的相对走时残差的统计结果，图5b和图5c是两种成像方法反演后的剩余相对走时残差的统计结果，它们分别对应以FMM和打靶射线追踪方法所构建的成像算法结果.从图中可以看到，反演前残差大部分集中于-0.8~0.8 s之间，反演后残差分布向中间收缩，绝大部分集中于-0.6~0.6 s之间，分布形态大致符合正态分布的特征，这表明经过反演后初始模型朝着能“拟合走时异常的模型”演化，而不是背离.

我们以地球一维速度模型IASP91(Kennett et al.，1991)为初始参考模型，采用两种走时层析成像算法反演获得S波速度结构，各个深度层面的成像结果如图6所示，图6a是采用FMM进行射线追踪的成像结果，图6b是采用打靶进行射线追踪的成像结果.从图中我们可以看出，两种成像结果所揭示的速度异常整体具有一致性，比如长白山和阿尔山下 的低速异常可以从地表连续追踪到300 km或400 km的深度，而五大连池火山下的低速异常只在100 km深度的切片上有较为明显的显示；从500 km以下的水平切片中可以看到松辽盆地的南部有一明显的低速异常.另外，我们也注意到两种成像结果在局部存在显著的差异，如100 km和300 km深度的切片中显示，松辽盆地内的速度异常结构有差异，造成速度异常结构差异的原因除了反演结果不唯一性外，还会有(1)不同的射线追踪方法导致的射线路径差异；(2)远震的地震射线在近地表垂直入射以及不同射线路径分布所导致的不同射线交叉覆盖效果；(3)远震层析成像的垂直分辨能力弱，导致速度异常结构的垂向埋深位置差异相对较大，在相同深度的水平切片上的速度异常结构差异明显.

图6

Fig. 6

图6 层析成像结果的水平切片 (a)以FMM射线追踪为正演的成像算法的结果；(b)以打靶射线追踪为正演的成像算法的结果. 图中不同颜色线条所代表的主要地质构造同图1中的说明. Fig.6 The horizontal slices of the tomography results The results from FMM and shooting method ray tracing tomography are shown in (a) and (b), respectively. The main geological structures represented by different color lines are the same as those in Fig.1.

为了更好地将成像结果的速度异常展现出来，我们沿着图1中灰色直线所示的位置做了9条垂直剖面，其中，在三座火山处分别做了相互垂直的两个剖面图，用来显示火山下方低速异常的分布情况，另外三条长剖面垂直于重力梯级带和郯庐断裂.三条长剖面中有两条横穿松辽盆地，用来展示松辽盆地下方的速度异常结构情况，有关这些垂直剖面的成像结果和讨论请见下节.

由于地球物理反演的多解性，况且我们又是使用两种手段进行的成像反演，两个成像结果势必会存在一定的差异，在现有技术条件下也很难对反演结果进行可靠的实践性验证，所以在下文的讨论中我们将侧重于讨论成像结果所表现出的共同特性.在本节我们将重点讨论长白山、阿尔山、五大连池三座火山及松辽盆地下方的速度异常结构情况，并以此来推断它们的深部动力学环境.三座火山及盆地下方的垂直剖面见图7，各个剖面的位置见图1中的灰色直线，图7左侧(a1—i1)是采用FMM进行射线追踪的成像结果，图7右侧(a2—i2)是采用打靶进行射线追踪的成像结果.

图7

Fig. 7

图7 层析成像结果的垂直剖面(下页和下下页有续图) 左、右图分别为采用FMM方法和打靶法进行射线追踪得到的S波速度结构.图幅编号(a—i)标于各幅图的左下角，各幅图的靠上部分是地形，靠下部分是速度异常图，中间是主要地质构造的标识.图中的虚线是410 km和660 km的间断面. Fig.7 The vertical sections of the tomography results (continue following) The serial characters (a—i) are marked at the lower left corner. The upper part of every map is the topography, the lower part is the velocity anomaly map and the middle part is the annotations of the main geological structures. The dash lines are the 410 and 660 km discontinuity.

图7续

Fig.7 Continue

图7 续 Fig.7 Continue

5.1 长白山火山和太平洋俯冲板块

图7a和图7b分别是沿东西和南北两个方向经过长白山的垂直剖面.在图7(a1)中126°E—134°E间的地幔转换带及其附近有一倾斜延伸的高速异常体，这与我们的P波成像结果(张风雪等，2013a)所 揭示的高速异常体非常相似.我们将距此剖面100 km范围内的地震位置投影在图中(黑色小圈点)，这些地震分布与高速异常的展布在地幔转换带中有较好的一致性，但在图7(a2)这个高速异常体只在126°E—132°E 间的地幔转换带及其附近有所表现，在132°E以东的区域甚至表现出与图7(a1)全相反的结果，这可能是因为处在研究区边沿的缘故.另外，我们平行于图7a做了若干垂直剖面(见附图1，其中42°N的剖面与图7a剖面的位置相同)，从附录图中不难看出，在约41.5°N—42.5°N的范围内地震分布与高速异常的展布在地幔转换带中有较为相似的一致性，为此，我们推测地幔转换带中的高速异常可能是俯冲到欧亚大陆板块下方的西太平洋板块.已有的P波 层析成像(Zhao et al.，2004；Lei et al.，2005； Huang et al.，2006；Li et al.，2010)和三重震相(Zhang et al.,2012)的研究均表明，中国东北地区存在一个近水平展布的板片状俯冲板块前端，但本研究和作者已开展的P波成像结果均表明这个高速异常的形状不像一个水平展布的板片，可能是因为俯冲的板块因重力不均衡等原因而部分下沉到地幔转换带中 所致，接收函数研究(Ai et al.，2003；Li et al.，2003)也表明存在本区俯冲板块部分下沉穿透660 km间断面到达下地幔的现象.

附图1

Appendix Fig.1

附图1 长白山及邻区的东西方向平行剖面 Appendix Fig.1 The east-west parallel sections nearby the Changbaishan volcano and its around region

从图7a和图7b中观测到的另一个显著现象是，长白山下方存在一个明显的S波低速异常，且该低速异常体在长白山正下方向下延伸至约400 km左右.这一低速异常体在已有的P波成像(Zhao et al.，2004；Huang et al.，2006；Duan et al.，2009；田有等，2011)和面波成像(Li et al，2012，2013)研究中也有明确体现.前人(Zhao et al.，2004；Lei et al.，2005；Huang et al.，2006)曾据此推断，长白山地区的火山活动是一种弧后火山活动，其成因与太平洋板片俯冲导致的脱水、地幔热物质上涌有关.而钮凤林等(学术交流)则认为该区的火山活动与源自下地幔的地幔热柱有关，这一点似乎也得到了接收函数成像结果(He et al.，2013)的验证.尽管我们的P、S波成像结果都显示长白山及其邻区下方上地幔过渡带内存在低速异常，但是由于台站分布和射线覆盖密度不良等原因，不同成像结果中低速异常体的形态差别较大，因此，仅凭现有证据还很难确定长白山下方低速异常体的深部来源，也无法对长白山活动的成因给出进一步的约束.

本文利用中国东北流动和固定台网的234个宽频带地震仪记录的远震波形资料，采用波形相关技术分别提取了57251个P波、10301个S波的有效相对走时残差数据，进一步采用走时层析成像的方法，获取了研究区下方上地幔及下地幔顶部的体波速度结构，P波的成像结果已在地球物理学报期刊发表(张风雪等，2013a)，虽然拾取的S波有效相对走时残差的数量远不及P波丰富，但我们通过采用不同射线追踪方法的两种走时层析成像算法反演后看到，S波的速度异常结构与P波的速度异常结构总体还是有相似之处的，所以我们的S波成像结果进一步印证了P波成像所得到的结论：

(1)在长白山下方的地幔转换带中发现有一个高速异常结构，这可能就是俯冲到欧亚大陆板块下方的太平洋板块，由于板块部分下沉至下地幔中，使得板块的形状并没有呈现明显的板片状.

(2)长白山地区和阿尔山地区下方都有延伸至地幔转换带附近的低速异常，这些低速异常物质与这两个火山的形成有关，这两个火山下方的低速异常还与松辽盆地南部下方的低速异常有连通性.五大连池火山下方也有低速异常，但该低速异常向下延伸至200 km左右，这个低速异常结构暗示着五大连池火山的热源较浅或者它本身就是一个正在冷却的岩浆囊，现今的五大连池与长白山和阿尔山具有不同的地下速度异常结构，也意味着它们的成因可能不大相同.

(3)松辽盆地内呈现以高速异常为主导、高低速异常混合分布的特性，这暗示松辽盆地岩石圈地幔遭受了改造与破坏，松辽盆地南部存在延伸至下地幔的低速异常，该低速异常中的物质与长白山和阿尔山下的低速异常有连通性，可能是下地幔热物质上涌到上地幔的一个通道，是形成火山的深部源泉.