2. 中国地震局地球物理研究所, 北京 100081;
3. 台湾"中央研究院"地球科学研究所, 台北 11529;
4. 台湾大学地球科学系, 台北 10617;
5. 美国华盛顿大学地球科学系, 西雅图 98466
2. Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China;
3. Institute of Earth Sciences, Academia Sinica, Taipei 11529, China;
4. Department of Gepsciences, "National Taiwan University", Taipei 10617, China;
5. Department of Geosciences, University of Washington, Seattle 98466, USA
中国东北地区地处中亚造山带的东缘, 北接西伯利亚克拉通, 南临华北克拉通东北缘, 东部则与日本海相邻.东北地区的地表构造单元分布以盆地—山脉相间的形式为主, 主要为北东—北北东向构造格局, 包括西部的大兴安岭, 北部的小兴安岭, 东部的张广才岭和长白山脉, 以及松辽盆地,海拉尔盆地,二连盆地等一系列盆地构造.东北地区大量分布新生代火山,包括喷发量最大的长白山火山群,喷发时间最近的五大连池火山群,以及分布在大兴安岭中的哈拉哈火山群和阿巴嘎—达来诺尔火山群等 (刘嘉麒,1999)(图 1).前人在长白山火山进行了大量工作来研究它的喷发机制 (如Lei and Zhao, 2005; Tang et al., 2014; Wei et al., 2015), 对哈拉哈火山群和阿巴嘎—达来诺尔火山群等研究也有涉及 (Guo et al., 2015, 2016).但是,鲜有学者讨论各个火山之间的联系.前人的研究结果表明中国东北可能存在岩石圈的部分拆沉 (Li et al., 2012;潘佳铁等,2014).为了更清晰地展示岩石圈的拆沉图像,需要更高分辨率的研究结果.
在各类地震波数据中, 表面波因其振幅大、衰减慢,对地壳和上地幔速度结构的敏感度高而成为了研究地壳及地幔顶部结构的重要工具.近年来,随着密集观测台阵的布设,已有许多学者利用天然地震或背景噪声的面波相速度、群速度等数据研究了东北地区的速度结构 (如Li et al., 2012; 潘佳铁等, 2014;Guo et al., 2015, 2016;Kang et al., 2016).但是,虽然东北地区已经拥有了多个观测孔径较大且时间较长的二维流动台阵 (如北京大学、美国、日本合作布设并完成的位于东北地区中部的流动观测台阵;陈棋福研究员在自然科学基金委重点项目资助下布设并完成的位于张广才岭及长白山脉周边的地震观测台阵,以及雷建设研究员在自然科学基金委重点项目资助下布设的位于东北地区北部的流动观测台阵等) 以及一些台间距较小的一维观测台阵 (如中国地震局地球物理研究所吴庆举研究员布设的一维台阵),但是各个密集台阵的观测时间并不重叠,且地震空间和时间分布的不均匀性使得短时间的密集地震观测台阵难于记录到来自各个方位角的高质量的地震数据.虽然上述密集台阵对于研究小尺度的精细结构起到了非常重要的作用,但对于各个空间区域有内在联系的整个东北地区来说,仍然缺乏大范围的高分辨率结果来加深我们对于整个东北动力学图像的理解.
针对密集地震台阵观测时间不够长、空间覆盖不足的情况,本文尝试采用大范围的稀疏观测台站进行研究.我们筛选了观测条件好、信噪比高的观测台站,以减小噪声对计算结果的影响.同时,利用长时间的观测数据来增加满足条件的地震记录数量, 提高信噪比并改善射线覆盖, 以取得大区域密集观测台阵的观测效果.同时,我们根据规则进行频散曲线数据的人工手动挑选, 争取用更加精确的数据, 得到高质量的相速度层析成像结果.高精度的数据不仅有助于我们得到更加准确的各周期各向同性相速度,还可以得到分层方位角各向异性结果,这也将有助于我们进一步地认识岩石圈及软流圈的性质及运动.而对于大范围稀疏台站存在的对于较短周期频散约束较差的情况,本文在短周期使用密集台阵的背景噪声数据作为大范围稀疏台站数据的补充,力求成像结果从短周期到长周期都有很好的分辨率.因为面波 (地震面波和噪音面波) 相速度结果已包含丰富的地球内部S波速度结构的信息,而且不受进一步剪切波速度反演多解性的困扰,本文将基于面波相速度成像结果讨论中国东北地区的结构和动力学状态.基于面波相速度的S波速度结构反演结果及其地球动力学含义将在另文中讨论.
2 数据和方法 2.1 远震面波双台法自Satô(1955)提出天然地震面波的双台法以后, 这种方法已被大量应用于提取面波频散曲线 (如Knopoff, 1972; Kovach, 1978).本文采用了Meier等 (2004)给出的手动提取频散曲线的方法.该方法采用了与频率相关的高斯滤波窗来降低互相关函数中由基阶面波与散射波或高阶面波互相关而产生的旁伴波形, 更好地降低了噪音和界面波等因素对于频散曲线的影响.该方法已在爱琴海 (Endrun et al., 2011)、中国东部 (Legendre et al., 2014)、缅甸 (Legendre et al., 2015) 等不同尺度的区域中加以应用, 均取得了很好的效果.
2.1.1 台站和地震我们使用了均匀分布于中国东北地区的48个中国国家地震台网固定台站2007-01-01至2011-12-31的5年波形记录 (郑秀芬等,2009).台站分布见图 3所示.对于选用的远震事件, 我们设定了如下规则:首先, 为获得相对清晰的远震面波波形, 事件的震级必须满足MW≥5.5;其次, 为得到清晰、不受干扰的基阶面波频散信息, 地震的震中距必须满足10°≤Repi≤170°; 第三, 为满足大圆弧假设, 地震到两个台站大圆弧路径的夹角必须小于10°;最后, 为保证台站能够接收到较大的瑞利面波振幅, 我们通过地震的矩张量解计算瑞利面波的辐射花样, 并去除台站处于辐射花样振幅较小位置的地震.基于以上四条规定, 我们在5年的波形记录中挑选出1464个符合条件的远震事件, 所有事件震源位置标注于图 2中.
首先, 我们对选定的台站对进行逐一处理.图 4中给出了台站对BZH-LOH拾取面波相速度频散曲线的示例.图 4a和图 4b中分别显示了两个台站接收到同一事件的波形纪录以及对应的窄带滤波群速度信息.图中白线表示计算机自动识别的每个频率群速度到时.如果两个台站处接收到的波形记录均为清晰明确的地震记录,我们再进行提取相速度的操作.两个台站波形互相关结果的波形和群速度信息展示在图 4c中.图 4d显示了从互相关记录计算出来的一组相速度频散曲线.我们采用手动挑选的方式选出合适的频散曲线.图 4d中, 黑色虚线表示PREM模型计算出来的相速度 (上) 及群速度 (下) 频散曲线.我们在最接近全球平均模型的频散曲线上手动截取光滑连续的一段或多段, 截取的结果会显示在如图 4e所示的图像中.当我们遍历台站对中满足条件的地震后, 将在图 4e中得到一系列频散曲线.将这些频散曲线进行二次筛选, 并使其平均值也是光滑连续的频散曲线.最终, 每个台站对会生成一条台站间平均频散曲线及相应的测量误差, 如图 4f所示.
当我们对区域内的所有台站对进行上一段所述操作后, 便得到了所有台站间的平均频散曲线.最后,我们将得到的所有台站间平均频散曲线再进行一次筛选, 去掉其中偏离平均值过多的离群点 (偏离超过10%的孤立曲线), 筛选过后的全部频散曲线如图 5所示.图 6给出了不同周期的射线分布情况.可以看到, 最终的频散数据在16~200 s的区间内均有很好的分布, 其中, 25~120 s的射线密度最大.
远震面波双台法适用于台站分布相对稀疏的情况,通过人工挑选的方法提取较大周期范围的精确频散数据,最大程度地降低噪音的干扰.然而, 远震面波数据由于较长路径的衰减作用,并不能非常精确地提供对于小于16 s的短周期数据.因此, 我们使用了同区域密集台阵 (北京大学、美国、日本合作布设的NECESSArray台阵加部分中国地震台网台站,具体分布见图 3) 的背景噪声互相关法自动提取的台站间瑞利面波相速度频散数据作为对远震面波双台法资料的补充.对于从背景噪声互相关叠加而得到的台站间经验格林函数中提取出的相速度频散信息, 我们设定了如下三条筛选条件来降低可能的噪声干扰:首先, 为满足远场假设, 对于不同周期的测量数据, 我们仅保留台站间距大于两倍波长的数据; 其次, 我们仅保留互相关叠加记录的信噪比大于10的结果; 最后, 我们要求所有的相速度测量数据必须保证一致性.对于第三条, 我们将测量的相速度频散结果进行成像操作, 对于不同周期的相速度图像, 我们可以计算出每个台站间相速度测量值对于相速度图像值的拟合残差, 求出这些拟合残差的标准差后, 我们去除所有数据中拟合残差大于两倍标准差的数据.我们对所有数据进行三次成像——去除异常数据的操作, 剩下的数据即认为满足一致性要求.经过筛选的背景噪声台站间相速度频散曲线如图 5中灰色线所示.与双台法得到的频散曲线 (图 5中黑色线) 相比, 噪声互相关法得到的频散曲线在高频部分数量更大, 但是相同周期的情况下噪声互相关法的数据标准差比双台法更大.图 5中的橙色实线为地球平均模型 (PREM) 所对应的频散曲线 (Dziewonski and Anderson, 1981).与平均地球模型相比,本区域明显地表现出在极高频 (<12 s) 速度偏低、在12~80 s速度偏高,80 s以上与平均地球模型基本接近的图像.
3 相速度层析成像 3.1 反演方法及正则化参数的选取本文使用Wang和Dahlen (1995)的三角形网格化方法将区域离散成间距为80 km的网格节点.两个台站间相对于整个区域平均值的平均相速度异常可以写成所有节点处的相速度异常值贡献的积分:
(1) |
式中δCi代表第i个台站对的台站间平均相速度异常,δC (θ, ϕ) 代表单个节点处的相速度异常,而Ki(θ, ϕ) 代表节点对于平均相速度贡献的敏感核函数.本文使用Lebedev和Hilst (2008)的敏感核函数.对于每个格点处的相速度异常值,本文将同时反演各向同性相速度异常值δCiso及2ψ和4ψ两个方位角各向异性相速度异常值:
(2) |
其中ψ为波的传播方位角.2ψ和4ψ方位角各向异性的方向及幅值可由各自的系数求出:
(3) |
有研究指出,4ψ方位各向异性在相速度层析成像过程中不可忽略 (Trampert and Woodhouse, 2003),所以本文在层析成像过程中加入了4ψ项.不过,本文结果中4ψ方位各向异性对数据的影响远小于各向同性及2ψ各向异性项对数据拟合的影响,因此本文只讨论各向同性速度及2ψ各向异性所展示的结果.我们单独求解每个周期的各向同性相速度异常及方位角各向异性图像.为解决线性反演过程中的病态矩阵问题, 我们引入了三个正则化参数来改变矩阵的病态特性,正则化后的线性反演问题可简单地表示为
(4) |
其中,λ为最小化模型长度的阻尼参数, σ和δ分别为最小化一阶和二阶差分的光滑参数.线性反演结果一定程度上会受到正则化参数选取的影响, 本文的反演参数选取主要依靠折衷曲线.图 7给出了改变一阶光滑参数对60 s周期的折衷曲线及对应的层析成像结果.图中红星位置为最后选择的光滑参数.可以看出, 该值可以同时满足数据拟合和模型光滑度的要求, 是比较合理的参数选择.
我们设计了一套理论模型来检测线性反演结果的可靠度.我们构造了一个简单的非对称模型, 且该模型与实际反演结果并不相同,如图 8所示.其中蓝色与红色分别表示2%的高速与低速异常,黑色短线表示1%方位角各向异性.其次, 我们将此理论模型用实际反演时射线分布所构成的正演方程正演成为理论台站间平均相速度.接下来, 我们对台站间理论平均相速度添加高斯白噪声, 并保证每个台站对平均相速度的噪声水平与测量数据的噪声水平相一致.台站间平均相速度的标准差与测量值标准差之间满足关系式
20 s, 60 s和120 s的理论测试反演结果如图 8b—8d所示.可以看到, 三个周期的理论测试结果均可以较好地恢复理论模型.20 s和60 s的反演结果在绝大多数节点上均可以很好地恢复各向同性相速度值以及方位各向异性的方向和幅值,各向同性相速度值仅在北部和西部区域边缘会出现反演值变小的情况;而各向异性特征在各大区域中心附近都恢复得很好.长周期结果 (120 s) 因为引入了比短周期稍大的正则化系数, 所以整体图像较短周期更平滑.对于西部和北部而言,因为射线覆盖率减小,反演值减小的范围较短周期扩大,而东部和南部大部分地区的各向同性和方位各向异性反演结果均能非常好地恢复理论模型.总而言之, 通过理论测试, 我们确认了我们的线性反演在所用观测的射线分布、误差水平及线性反演所选正则化系数的条件下, 在各个周期均可以较好地恢复我们所构建的理论模型, 各向同性相速度仅在西部和北部射线覆盖较差的区域会出现数值减小,各向异性特征在各大区域中心附近都恢复得很好.因此, 我们认为利用实际数据进行的各向同性相速度值的线性反演结果是可靠的,而各向异性则应关注在稍大范围内有稳定特征的结果.
远震面波双台法在读取台站间平均相速度频散曲线时, 可以给出该台站对上所有地震频散曲线数据的均方差, 但却无法直接得到相速度反演结果的不确定度.在本文中我们采用Bootstrap方法估计模型的不确定度.首先, 我们准备100组实验数据, 每组实验数据都是由实际测量得到的台站间平均相速度数据加入随机误差得到, 加入的随机误差要保证均方差与实际数据一致.其次, 对于每一组实验数据, 我们进行线性反演, 所有参数的选取与实际反演时保持一致, 这样我们就得到了100组反演结果.最后, 对于这100组反演结果, 我们统计每个格点上反演结果的均方差, 作为该点的不确定度.各周期不确定度的图像如图 9所示.从图中可以看出,区域内各点在不同周期的相速度不确定度都在50 m·s-1以下.区域边缘的射线覆盖较差,相速度不确定度受到单独台站对的实际测量误差影响较大,表现出在短周期西北和西南边缘不确定度较大,东南边缘不确定度较小;长周期东南边缘不确定度较大,西部和西北边缘不确定度较小的特点.80 s以上周期的相速度不确定度因正则化系数的增加而比短周期有所降低,而160 s的不确定度因射线覆盖的减小而再一次增加.整体而言,我们认为在8~160 s的周期范围内,在区域中心都有较低的不确定度,而在区域边缘和大于160 s的周期上,相速度不确定度较高.
对于远震面波双台法得到的台站间频散曲线, 我们分周期反演16~160 s的相速度图像.对于背景噪声法得到的台站间频散曲线, 我们分周期反演6~40 s的相速度图像.每个周期反演时都以该周期的平均相速度作为参考值, 反演每个格点处的相速度异常值.远震面波双台法使用折衷曲线选择正则化系数, 而对于背景噪声法的相速度反演, 我们认为同周期情况下, 与双台法成像结果越接近的情况反演值越准确, 并依此在折衷曲线允许的范围内调整背景噪声相速度成像的正则化系数.
对于两种数据重合的周期, 我们将二者分别反演得到的每个格点处相速度值进行加权叠加, 得到最终该周期的相速度值.加权方法主要考虑不同方法的敏感周期, 使得在长周期部分远震面波双台法占主导, 而在短周期部分背景噪声占主导, 且保证频散曲线从短周期到长周期均匀过渡.我们最终得到的相速度图像在14 s及以下周期全部为背景噪声数据给出,而在50 s及以上全部为远震面波双台法给出,中间部分为二者的加权平均值.图 10给出了16~40 s各个周期上远震面波双台法的相速度与背景噪声法的相速度之间的差别.可以看出, 远震面波双台法得到的相速度与背景噪声法得到的相速度之间有一个系统偏差, 大约为20 m·s-1.这个系统偏差要大于同区域已经发表的一些结果 (如Guo et al., 2016; Kang et al., 2016).我们认为这个系统性的偏差一部分原因是由远震面波双台法的大圆弧假设造成的, 还有一部分来源于数据和台站的差异.我们的远震面波数据来源于2007—2011年共5年的远震记录, 且台站为台站间距较大的48个CEA固定台站, 而背景噪声数据则来源于386个密集台站的2009—2010年连续数据.其他学者的研究结果则基于同样的台站分布和同样时间的地震波记录.然而, 尽管我们的两组数据之间存在系统性的偏差, 这个偏差也是在远震面波双站法确定的相速度的不确定度范围之内, 并不会影响本文的结论.
图 11和图 12分别给出了较短 (8~60 s) 和较长 (80~160 s) 周期的各向同性相速度及方位各向异性结果.图中黑色点线所包含的区域是射线密度占全部区域内射线密度最大值80%以上的格点,我们认为这个区域是我们解析得比较好的区域, 而在点线以外的区域射线密度较低,即使在理论测试 (图 8) 和不确定度图像 (图 9) 中表现较好,也不列入本文的讨论范围之内.
8 s和12 s的各向同性相速度图像主要对应区域的沉积层及地壳上部, 在这一周期范围内, 图像整体与地表构造吻合较好.松辽盆地、三江盆地、渤海湾盆地、二连盆地与海拉尔盆地都表现出了较为明显的低速, 其中松辽盆地可以明显地看出分为南北两块, 分别对应于北部的松辽盆地和南部的开庐凹陷 (Feng et al., 2009), 二者中间以大分水岭相隔, 北部松辽盆地的相速度值最低, 表明其拥有最厚的松散沉积.东部山区的张广才岭, 老爷岭, 西部的大兴安岭以及北部的小兴安岭表现出了相对的高速.此时长白山火山区相对于周围的山区有弱的低速存在.16~25 s周期范围的相速度主要敏感深度为地壳中下部.在这一周期范围内, 相速度最低的区域从松辽盆地内部转移至西侧大兴安岭—二连盆地沿线地区, 最低速位置位于大兴安岭南段至区域边缘大同火山群的位置.这说明大兴安岭南部地区的地壳中下部可能存在着明显的低速层.张广才岭、小兴安岭地区却保持相对的高速.Guo等 (2015, 2016) 以及Kang等 (2016)都得到了类似结果.Guo等 (2015, 2016) 把这一结果归因于由可能的基性下地壳缺失导致的物质的差异.我们需要注意到,大兴安岭一带及张广才岭一带都曾在中生代发生过大规模的花岗岩侵入事件,只不过大兴安岭一带的侵入时间要比张广才岭一带晚约50百万年.所以,因为热事件时间不同而导致的温度的差别可能是其产生差别的重要原因.松辽盆地内部的相速度随着敏感深度的加深低速范围逐渐减小,表明松辽盆地的地壳中下部可能主要以高速为主,相速度显示的低速主要受浅部松散沉积的影响.五大连池火山区在25 s开始显示出低速.随着周期增加, 相速度的敏感深度逐渐加深, 30~40 s图像主要代表了地幔顶部50~100 km的速度情况,对应的很可能是区域内岩石圈地幔的速度.在这一阶段, 东部长白山—张广才岭的低速渐渐显现出来, 并逐渐成为整个区域中速度最低的部分.西部大兴安岭地区的相对低速主要集中在两个火山群——哈拉哈火山群和阿巴嘎火山群周围,大兴安岭中北部地区以及松辽盆地的西北部呈现较为明显的高速.60 s开始,相速度的敏感深度逐渐扩展到100 km以下及更深部的地幔.60~80 s的图像中,长白山区一致地表现出达到-3%的低速,表明这一区域的深部地幔存在非常明显的低速结构.西侧大兴安岭的低速仍然在哈拉哈火山群和阿巴嘎—达来诺尔火山群处达到极值.松辽盆地内的相速度似乎开始分为南北两段, 南段呈现相对的高速,而北段呈现相对的低速,且盆地下方的低速结构似乎与五大连池火山低速区以及西侧的哈拉哈火山低速区相连接.100 s以上的相速度图像代表了大约150~300 km较大深度范围内地幔的大致速度结构.这个范围内的相速度呈现一个明显的低速带和两个明显的高速带.明显的低速带处在长白山—张广才岭地区,且随着深度的加深,最低速的位置略向东北偏移.而明显的高速带从80 s的松辽盆地南部逐渐转移至南部的索伦缝合带沿线,沿缝合带走向呈带状分布 (中心位置位于117°E).另一个较小的高速区出现在北部小兴安岭以北地区.
相速度不同周期的方位角各向异性结果可以展示区域内的分层各向异性图像, 这可以为我们提供壳幔结构更丰富的信息.由于远震面波双台法的台站分布更加均匀, 且数据质量控制较背景噪声法更加严格, 因此得到的方位角各向异性数据也更加准确, 因此我们只展示远震面波双台法得到的16~160 s方位角各向异性结果.
16~160 s的方位角各向异性结果与各向同性相速度结果一起展示在图 11和图 12中.整个东北地区的方位角各向异性强度较小,其幅值均在1%以下.在16~40 s的周期范围内, 方位角各向异性主要代表了地壳及岩石圈地幔的各向异性情况.在这一周期范围内, 最明显的结构是索伦缝合带的东段有较强的方位角各向异性, 其快波方向沿南北向.东部山区与松辽盆地的各向异性差异明显, 东部山区的快波方向基本是东北—西南向, 而松辽盆地内部则是西北—东南向, 二者几乎有近90°的夹角, 这一方面可能显示了两边地块不同的生成条件, 同时也可能与东部的一系列深走滑断裂有关.60 s和80 s的图像主要代表了软流圈范围 (大约100~160 km) 的各向异性结果.在这一范围内, 松辽盆地下方的结构显示出了明显的南北分区的各向异性特性.在松辽盆地北部相对低速的区域内有着较明显的方位角各向异性, 其快波方向基本沿北西—南东方向.而在松辽盆地西南部和索伦缝合带处相速度值显现出明显高速的地方, 几乎没有明显的方位角各向异性.松辽盆地南北部的明显差异可能预示着松辽盆地的北部有流动性较强的软流圈地幔, 而在南部相同深度流动性却很弱.同时, 在长白山、五大连池、哈拉哈和阿巴嘎—达来诺尔火山群的正下方, 从短周期至长周期我们都没有发现明显的方位角各向异性存在.
5 讨论 5.1 新生代火山的相速度结构对于东北地区新生代火山的形成原因,前人利用不同的观测资料给出了几种观点.研究普遍认为长白山火山的喷发与太平洋板块俯冲有或多或少的联系.Lei和Zhao (2005)认为长白山火山可能源于太平洋俯冲板块在地幔转换带的脱水,而Tang等 (2014)则认为长白山火山是随俯冲板片下行的热物质在地幔转换带下方回流并穿过地幔转换带中破碎的俯冲板片后形成的.Liu等 (2001)认为松辽盆地周围的火山与太平洋海沟后撤造成松辽盆地沉降导致的软流圈流动有关;Liu等 (2004)认为东北地区的新生代火山可能与青藏高原向东挤出所产生的次级地幔流动有关;而Guo等 (2016)将西部两个火山群的触发解释为岩石圈下方的局部地幔对流:长白山下方热物质上升流在松辽盆地下方转为下降的冷地幔流, 而这个环流在松辽盆地西侧造成的次级地幔对流的上升流导致了两个火山群的喷发.本文结果显示,长白山火山有明显的从8 s到160 s的连续的低速 (尽管低速位置在100 s以后有明显的向北北东方向的移动).在40 s以上的周期范围内,长白山火山区都是整个区域内相速度值最低的地方,这与长白山火山是东北地区最活跃、喷发量最大的火山的特点相一致.火山区浅部低速不明显,一方面与中国东北地区大面积的低速的沉积层 (有的甚至是第四纪的松散沉积) 有关;另一方面,同样物理条件下镁铁质物质成分的波速相对于沉积岩、花岗岩的波速偏高也是一个重要的原因.类似地,本文也清楚地显示哈拉哈火山群和阿巴嘎火山群有明显的从25 s到120 s的连续低速.在25 s以下的短周期,这两个火山群仅仅是出现在低速区域的边界.这里低速不明显的原因,可能和前述长白山火山浅部低速不明显的原因类似.更为重要的是,我们同样观测到了五大连池火山下方的连续低速结构.由于五大连池火山处在松辽盆地的内部,因此在25 s以下的短周期,低速结构埋没在更加明显的沉积层低速中,显得并不明显.从25 s开始,五大连池火山处出现了速度低于周围结构的低速异常,且随着周期加大,低速异常愈发明显且范围变大.到了80 s以上的图像中,五大连池火山的低速结构与松辽盆地北部的低速结构连接在了一起,并向西与哈拉哈火山的低速连接在一起,这一图像一直保持到160 s.同时,各向异性结果显示出东北地区的这些火山对应的深部低速区域的各向异性都很弱,与近垂直低速通道应有的上升流特点相对应.
5.2 中国东北地区的软流圈结构我们注意到,东北地区的新生代火山不仅有低速的“火山根”,而且在大于80 s的相速度图像里,各火山的低速结构都相互连接在了一起,呈现大面积的低速区域.这说明在一个深度范围内,大面积的地幔物质的波速都比较低,这很可能对应于东北地区下方的软流圈地幔.这些低速区域有较明显的各向异性特征,长白山脉—张广才岭区域表现为与依兰—伊通断裂带走向一致的快轴方向,松辽盆地内部表现为从长白山火山指向哈拉哈火山群的快轴方向.显示了东部山区和松辽盆地内部软流圈物质流动方向的不同.同时,也暗示五大连池火山群及哈拉哈火山群的火山物质可能与长白山火山下方的热地幔上涌有一定的关系.软流圈可能起着火山热物质输运通道的重要作用.
5.3 中国东北地区岩石圈拆沉的可能证据如前文所述,大量研究表明华北克拉通东部存在明显的岩石圈减薄现象 (如邓晋福等, 2003;Chen et al., 2006;Zhao et al., 2009),而松辽盆地可能存在岩石圈的部分拆沉 (Li et al., 2012;潘佳铁等,2014).本文的研究结果清楚地显示,30~40 s周期的相速度,大兴安岭中北部地区以及松辽盆地的西北部呈现较为明显的高速,其核心区域局限于很小的范围,与Tao等 (2014)根据接收函数给出的莫霍面低高程异常区域相对应.从60 s开始,松辽盆地北部的相速度开始呈现相对的低速,而松辽盆地南部及索伦缝合带附近开始呈现高速.与松辽盆地北部一直维持一个相对的低速不同,松辽盆地南部及索伦断裂带附近的高速区从80 s时的松辽盆地南部逐渐转移至100 s以上的索伦缝合带以南、渤海海峡以西的区域,这个区域正好对应于短周期相速度的低速区.我们认为相速度图像展示了一幅松辽盆地正在被破坏的图像.索伦缝合带以南、渤海海峡以西的区域是拆沉比较早的区域,以短周期的低速、长周期的高速为其典型特征.松辽盆地南部可能拆沉时间略晚于索伦缝合带区域,在中长周期 (60~80 s) 表现出较为明显的高速.松辽盆地只有西北部较小一块区域的岩石圈似乎尚未被破坏,显示出短周期高速,长周期相对低速的特点.40 s相速度图及各向异性图像似乎展示在松辽盆地南部,100 km左右的深度已发生大面积的来自于长白山的热物质侵入,与Kang等 (2016)研究结果一致.
无论是松辽盆地北部在短周期的高速,松辽盆地南部在中长周期的高速,还是索伦缝合带以南、渤海海峡以西区域在更长周期的高速,都对应于弱各向异性区域,也从另外一个角度说明这些高速区域对应的是尚未拆沉或已经拆沉的流动性差的岩石圈物质.索伦缝合带与渤海海峡交汇部位的较为明显的各向异性特征,则很可能与岩石圈拆沉后软流圈通道变狭窄有关.另外,五大连池东部有一个明显的从短周期到长周期的高速,显示为存在一个近垂直展布的高速体.这个高速体的走向与五大连池的走向一致,很可能代表一个东部先拆沉、西部后拆沉,东部已经沉入软流圈的岩石圈.随着其拆沉,西部可能在五大连池一带出现断裂,并引发深部软流圈物质的上涌和火山的喷发.
6 结论本文利用手动挑选的高质量远震面波相速度频散曲线以及密集流动台阵得到的背景噪声相速度频散曲线,反演得到了东北地区瑞利波8~160 s各向同性相速度及16~160 s方位角各向异性图像.区域内各大火山区在相速度图像中均显示为相对低速的各向同性相速度,以及较弱的方位角各向异性.五大连池、哈拉哈和阿巴嘎火山的火山根通过松辽盆地下方可能存在的软流圈与东部长白山火山根相连.松辽盆地内的结构分为较明显的南北两部分:北部中短周期相速度值较高,而长周期相速度值较低且方位角各向异性较强;南部中短周期各向同性相速度值略低,而长周期相速度值偏高且各向异性不明显.基于以上观测结果,我们提出,中国东北的新生代火山可能均与长白山火山下方的热地幔上涌有关;软流圈可能起着新生代火山热物质输运通道的作用;松辽盆地西北角可能仍然存在不太厚的完整的岩石圈,但其他区域均已遭到不同程度的破坏.
致谢固定台站资料来自中国地震局地球物理所数据备份中心.在论文完成过程中,和陈棋福研究员、陈永顺教授进行了深入讨论.我们感谢两位匿名评审专家对本文提出的宝贵意见.
Chen L, Zheng T Y, Xu W W. 2006. A thinned lithospheric image of the Tanlu Fault Zone, eastern China: constructed from wave equation based receiver function migration. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 111(B9): B09312. | |
Deng J F, Su S G, Zhao H L, et al. 2003. Deep processes of Mesozoic Yanshanian lithosphere thinning in North China. Earth Science Frontiers, 10(3): 41-50. | |
Dziewonski A M, Anderson D L. 1981. Preliminary reference earth model. Physics of the Earth & Planetary Interiors, 25(4): 297-356. | |
Endrun B, Lebedev S, Meier T, et al. 2011. Complex layered deformation within the Aegean crust and mantle revealed by seismic anisotropy. Nature Geoscience, 4(3): 203-207. DOI:10.1038/ngeo1065 | |
Feng Z, Jia C, Xie X, et al. 2009. Tectonostratigraphic units and stratigraphic sequences of the nonmarine Songliao basin, northeast China. Basin Research, 22(1): 79-95. | |
Guo Z, Chen Y J, Ning J Y, et al. 2015. High resolution 3-D crustal structure beneath NE China from joint inversion of ambient noise and receiver functions using NECESSArray data. Earth and Planetary Science Letters, 416: 1-11. DOI:10.1016/j.epsl.2015.01.044 | |
Guo Z, Chen Y J, Ning J Y, et al. 2016. Seismic evidence of on-going sublithosphere upper mantle convection for intra-plate volcanism in Northeast China. Earth and Planetary Science Letters, 433: 31-43. DOI:10.1016/j.epsl.2015.09.035 | |
Kang D, Shen W S, Ning J Y, et al. 2016. Seismic evidence for lithospheric modification associated with intracontinental volcanism in Northeastern China. Geophysical Journal International, 204(1): 215-235. | |
Knopoff L. 1972. Observation and inversion of surface-wave dispersion. Tectonophysics, 13(1-4): 497-519. DOI:10.1016/0040-1951(72)90035-2 | |
Kovach R L. 1978. Seismic surface waves and crustal and upper mantle structure. Reviews of Geophysics, 16(1): 1-13. DOI:10.1029/RG016i001p00001 | |
Lebedev S, Van Der Hilst R D. 2008. Global upper-mantle tomography with the automated multimode inversion of surface and S-wave forms. Geophysical Journal International, 173(2): 505-518. DOI:10.1111/gji.2008.173.issue-2 | |
Legendre C P, Deschamps F, Zhao L, et al. 2014. Anisotropic Rayleigh wave phase velocity maps of eastern China. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 119(6): 4802-4820. DOI:10.1002/2013JB010781 | |
Legendre C P, Zhao L, Huang W G, et al. 2015. Anisotropic Rayleigh-wave phase velocities beneath northern Vietnam. Earth, Planets and Space, 67(1): 28. DOI:10.1186/s40623-015-0193-3 | |
Lei J S, Zhao D P. 2005. P-wave tomography and origin of the Changbai intraplate volcano in Northeast Asia. Tectonophysics, 397(3-4): 281-295. DOI:10.1016/j.tecto.2004.12.009 | |
Li Y H, Wu Q J, Pan J T, et al. 2012. S-wave velocity structure of northeastern China from joint inversion of Rayleigh wave phase and group velocities. Geophysical Journal International, 190(1): 105-115. DOI:10.1111/gji.2012.190.issue-1 | |
Liu J Q. Volcanism in China. Beijing: Science Press, 1999. | |
Liu J Q, Han J T, Fyfe W S. 2001. Cenozoic episodic volcanism and continental rifting in northeast China and possible link to Japan Sea development as revealed from K-Ar geochronology. Tectonophysics, 339(3-4): 385-401. DOI:10.1016/S0040-1951(01)00132-9 | |
Liu M, Cui X J, Liu F T. 2004. Cenozoic rifting and volcanism in eastern China: a mantle dynamic link to the Indo-Asian collision?. Tectonophysics, 393(1-4): 29-42. DOI:10.1016/j.tecto.2004.07.029 | |
Meier T, Dietrich K, Stöckhert B, et al. 2004. One-dimensional models of shear wave velocity for the eastern Mediterranean obtained from the inversion of Rayleigh wave phase velocities and tectonic implications. Geophysical Journal International, 156(1): 45-58. DOI:10.1111/gji.2004.156.issue-1 | |
Pan J T, Li Y H, Wu Q J, et al. 2014. 3-D S-wave velocity structure of crust and upper-mantle beneath the northeast China. Chinese Journal of Geophysics, 57(7): 2077-2087. DOI:10.6038/cjg20140705 | |
Satô Y. 1955. Analysis of dispersed surface waves by means of Fourier transform Ⅰ. Bull. Earthquake Res. Inst. Tokyo, 33: 33-48. | |
Tang Y C, Obayashi M, Niu F L, et al. 2014. Changbaishan volcanism in northeast China linked to subduction-induced mantle upwelling. Nature Geoscience, 7(6): 470-475. DOI:10.1038/ngeo2166 | |
Tao K, Niu F L, Ning J Y, et al. 2014. Crustal structure beneath NE China imaged by NECESSArray receiver function data. Earth and Planetary Science Letters, 398: 48-57. DOI:10.1016/j.epsl.2014.04.043 | |
Trampert J, Woodhouse J H. 2003. Global anisotropic phase velocity maps for fundamental mode surface waves between 40 and 150 s. Geophysical Journal International, 154(1): 154-165. DOI:10.1046/j.1365-246X.2003.01952.x | |
Wang Z, Dahlen F A. 1995. Spherical-spline parameterization of three-dimensional Earth models. Geophysical Research Letters, 22(22): 3099-3102. DOI:10.1029/95GL03080 | |
Wei W, Zhao D, Xu J, et al. 2015. P and S wave tomography and anisotropy in Northwest Pacific and East Asia: Constraints on stagnant slab and intraplate volcanism. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 120(3): 1642-1666. DOI:10.1002/2014JB011254 | |
Zhao L, Allen R M, Zheng T Y, et al. 2009. Reactivation of an Archean craton: Constraints from P-and S-wave tomography in North China. Geophysical Research Letters, 36(17): L17306. DOI:10.1029/2009GL039781 | |
Zheng X F, Ouyang B, Zhang D N, et al. 2009. Technical system construction of Data Backup Centre for China Seismograph Network and the data support to researches on the Wenchuan earthquake. Chinese Journal of Geophysics, 52(5): 1412-1417. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2009.05.031 | |
邓晋福, 苏尚国, 赵海玲, 等. 2003. 华北地区燕山期岩石圈减薄的深部过程. 地学前缘, 10(3): 41–50. | |
刘嘉麒. 中国火山. 北京: 科学出版社, 1999. | |
潘佳铁, 李永华, 吴庆举, 等. 2014. 中国东北地区地壳上地幔三维S波速度结构. 地球物理学报, 57(7): 2077–2087. DOI:10.6038/cjg20140705 | |
郑秀芬, 欧阳飚, 张东宁, 等. 2009. "国家数字测震台网数据备份中心"技术系统建设及其对汶川大地震研究的数据支撑. 地球物理学报, 52(5): 1412–1417. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2009.05.031 | |