2018, Vol. 61
2. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
3. 美国加州大学圣克鲁兹分校, 地球物理与行星物理研究所, 圣克鲁兹CA 95064;
4. 中国科学院青藏高原研究所, 中国科学院大陆碰撞与高原隆升重点实验室, 北京 100101
2. Institutions of Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. Institute of Geophysics and Planetary Physics, University of California, Santa Cruz, CA 95064, USA;
4. Key Laboratory of Continental Collision and Plateau Uplift, Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China
地震Lg波是在大陆地区区域地震范围内可以明显观测到的震相，非常稳定.Lg波的成因可以归结为S波在地壳内发生多次超临界反射叠加形成的地壳内的导波，或者是由于多次高阶面波叠加形成的高频面波(Bouchon, 1982; Kennett, 1984; Knopoff et al., 1973; Xie and Lay, 1994).大陆地壳对Lg波的衰减较小，使之适用于体波震级测定和核爆当量估计(如, Nuttli, 1973, 1986a, 1986b).天然地震激发的Lg波能量远大于地下核爆所激发的能量，使P/Lg的振幅比成为识别地震事件是天然地震还是地下核爆的有力判据(Fisk, 2006; Fisk et al., 1996; Hartse et al., 1997; Richards and Kim, 2007; Taylor et al., 1989; Walter et al., 1995; Zhao et al., 2008, 2014, 2016, 2017；赵连锋等，2017; 谢小碧和赵连锋，2018).Lg波能量散射与地壳内部介质的非均匀性及地壳厚度的剧烈变化有关，Lg波和Lg尾波已经被成功地用于测量地壳的衰减结构(Aggarwal and Khan, 2016; Calvert et al., 2000; Cong and Mitchell, 1998; Fan and Lay, 2002, 2003a; Kadinsky-Cade et al., 1981; McNamara et al., 1996; Mellors et al., 1999; Mitchell et al., 1997, 2008; Mousavi et al., 2014; Nuttli, 1973; Ottemöllerller, 2002; Ottemöllerller et al., 2002; Phillips et al., 2005; Phillips and Stead, 2008; Ranasinghe et al., 2015; Rodgers et al., 1997; Sandvol et al., 2001; Singh et al., 2015; Xie, 2002; Xie et al., 2004, 2006; Zhao and Xie, 2016; Zhao et al., 2010, 2013a, 2013b; Zor et al., 2007).
通常使用地下介质的Q值来描述地震波衰减，Q值越大，衰减越弱，Q值越小，衰减越强(如, Knopoff, 1964).Lg波振幅衰减依赖于地下岩石类型和地壳的不均匀程度，与地壳地质结构密切相关.通常稳定的古老陆块具有较高的Lg波Q值，地质年代较晚的陆块则对应于较低的Lg波Q值(如, Mitchell et al., 1997, 2008).Lg波的强烈衰减与构造活动性、高温异常和部分熔融、地壳厚度变化、盆地沉积层厚度和海水覆盖等有关系(如, Bürgmann and Dresen, 2008; Campillo et al., 1985, 1993; Shapiro et al., 1996; Zhang and Lay, 1995).
中国东北和朝鲜半岛地区是西太平洋构造带、北美大陆板块、中亚造山带、华北板块和扬子板块的交汇部位.中-新生代以来经历了多次构造事件的叠加，包括大陆汇聚碰撞、地体拼贴、大陆岩石圈减薄、大型走滑断裂错移、西太平洋板块俯冲和转向、东亚西太平洋裂谷系的形成等(如, 葛肖虹, 马文璞, 2007; 李三忠等, 2014).中国东北和朝鲜半岛地区广泛分布着显生宙花岗岩，中生代晚期和新生代火山岩和沉积盆地，包括松辽、海拉尔、二连、三江、渤海湾、黄海和日本海盆地等.复杂的构造格局使中国东北和朝鲜半岛地区有着丰富的地质演化记录，包括稳定的洲际板块基底、地槽、褶皱、沉积盆地和火山发育等(如, 谢鸣谦, 2000; 徐峣等, 2014; 张克信等, 2015).
Zhao等(2010)使用1995年10月至2007年8月间20个地震台站和125个地震事件的1720个Lg波的振幅谱，调查了中国东北地区的地壳Lg波衰减.大兴安岭和长白山等火山岩地区具有较高的Q值，二连、三江和松辽盆地等沉积盆地地区具有相对低的Q值.Ranasinghe等(2015)收集了127个中国东北地区流动台阵记录到的来自78个地壳内地震事件的高质量观测资料，提取11, 642个双台/逆双台Lg波振幅谱，获得中国东北地区的Q0值(1 Hz Q)分布，分布范围是50至1600.尽管在数值上存在偏差，他们得到了相同的Q值分布样式.Zhao等(2013b)利用1999年10月至2010年5月间39个台站和176个区域地震事件的3517个Lg波的振幅谱，获得了中国华北地区的地壳Lg波衰减模型.模型显示，渤海湾盆地和日本海盆地的地壳Q值较低.这与其他研究者得到的结果是一致的(Ford et al., 2010; Hong, 2010; Pei et al., 2006; Phillips et al., 2000).随着地震观测资料的不断增加，我们能够从Lg波振幅数据中提取地壳衰减结构更加详细的信息.例如，地震台站数量增加，使台间数据大幅度增加，因此可以消除震源项的影响，从而避开震源项与Q值之间的数据权衡，取得Q值成像结果在数值上的一致性.
从2006年至2016年的10年间，朝鲜进行了5次地下核试验(如, Chun et al., 2009; Hong, 2013; Hong et al., 2008; Murphy et al., 2013; Richards and Kim, 2007; Wen and Long, 2010; Zhang and Wen, 2013, 2015; Zhao et al., 2008, 2012, 2014, 2016).尽管核试验的当量较小，仍可激发能够明显观测到的Lg波.利用Lg波振幅测定震级，需要知道台站到震中路径上Lg波Q值的大小(如, Nuttli, 1973, 1986a, 1986b).我们利用全球地震台网和高密度的中国国家和区域数字地震台网的宽频带地震记录，测定中国东北和朝鲜半岛地区的地壳Lg波Q值，不仅能够获得地下地质块体的物理状态如压力、温度、含水和破碎等信息，还可以为该地区区域震级的测定提供基础数据.
1 资料 1.1 区域地震数据从1996年10月到2016年10月间，在中国东北、华北、朝鲜半岛和日本南部发生的113个区域事件，在602个台站记录到22, 551个宽频带垂直分量数字地震图.这些资料从国际地震学联合会(IRIS)和国家测震台网数据备份中心收集，用于中国东北和朝鲜半岛地区地壳Lg波Q值成像.这些台站均配置宽频带仪器，在0.03至8.0 Hz的带宽内具有平坦的速度仪器响应曲线，采样间隔为20、40、50或100 s-1.图 1所示的地形图，给出了台站和事件的位置，其中方块表示台站，十字丝表示地震事件.
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图 1 中国东北和朝鲜半岛地区地形图 图中红色十字丝和白色方块标出地震事件和台站的位置. Fig. 1 A tomographic map of Northeast China and the Korean Peninsula, showing the locations of the earthquakes (red crosses) and the seismological stations (squares) used in this study |
关于地壳结构的研究表明，中国东北和朝鲜半岛地区Moho面深度变化较大.例如，日本海盆地具有薄的海洋地壳，能够阻断Lg波的传播(Zhang and Lay, 1995)；在渤海湾盆地Moho面深度较浅，约29 km，而在大兴安岭北部地区达到50 km(Li et al., 2012; 朱介寿等, 2006).我们根据CRUST1.0选择地壳内的地震事件，震级范围在4.0到6.5之间，这样既可以避免震级过小无法观测到海水覆盖路径的Lg波，又可以避免较大震级的事件破裂复杂性的影响.因为可能会受到震中距过大、震级太小、多事件叠加等因素的影响，需要删除噪声干扰较大的波形和具有错误到时的波形.我们对每一条垂直分量地震波形图进行可视化处理和监测，从而保证数据质量.质量控制环节会导致大量的数据移除，但仍然能够获得可用于Q值成像的数据集.
模拟Lg波振幅谱，它的群速度值是一个重要的参数.因为地壳厚度不同和震源区环境的差异，不同地区的Lg波群速度可能会发生变化.Pasyanos等(2009)利用带通滤波突出Lg震相，发现在伊朗南部和阿拉伯板块中部Lg波群速度分别为3.4和3.5 km·s-1.Zhao和Xie(2016)采用波形能量叠加的方法求取中东地区平均的Lg波群速度为3.5 km·s-1.图 2是中国东北和朝鲜半岛地区区域波形能量叠加的结果.图 2a是2014年3月31日的地震事件在WDL台的垂直分量速度记录，滤波频带范围是0.5至5.0 Hz，震中距是1131.2 km.图 2b是归一化的波形能量，其中标出了几个典型的群速度值.对全部22, 551条区域波形进行处理后获得叠加的能量分布，如图 2c所示.观测记录的震中距范围是200至3000 km，初至P波和能量最强的Lg波的波列非常清晰，Lg波的群速度是3.5 km·s-1.通常，Sn波的群速度值为4.5 km·s-1，但在图 2c中无法识别Sn波能量.因此，在中国东北和朝鲜半岛地区，可能因为上地幔顶部衰减强烈，Sn波不发育(Ranasinghe et al., 2015; Rapine and Ni, 2003; Zhao et al., 2010, 2016).
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图 2 区域地震波形实例，来自2014年3月31日地震事件在WDL台的垂直分量记录(a)、归一化的能量(b)和归一化波形能量叠加(c) 图中标出了IASP91模型的初至P波到时.Lg波震相能够清晰识别，群速度为3.5 km·s-1.在能量图上无法识别Sn波震相. Fig. 2 (a) An example seismogram observed from the earthquake occurred on March 31, 2014, and recorded at WDL station, (b) its normalized waveform energy, and (c) the stacked energy distribution for all of the regional seismograms used in this study The typical group velocities are labelled in (a) and (b) by red lines with their values. The Lg phase has a group velocity of 3.5 km·s-1, which is also labelled in (c). |
地震Lg波的Fourier振幅谱是进行地壳Lg波Q值成像的基础数据.获得Lg波振幅信号的数据预处理主要分为4个步骤：首先分离Lg波与初至P波的波前噪声；然后计算Lg波和噪声的Fourier振幅谱；拾取振幅谱值并计算信噪比；最后是去噪处理，获得Lg波真振幅(如, Xie and Mitchell, 1990; Zhao et al., 2010, 2013b).
因为地震发生时刻、震中位置和震源深度等存在较大的不确定性，Lg波的时间窗口会发生改变.我们采用群速度为0.6 km·s-1的浮动窗口，在高频(0.5~1.5 Hz)垂直分量地震图上确定能量最强的窗口，滑动窗口的群速度范围是3.72至2.8 km·s-1(Zhao and Xie, 2016).在P波初至前确定与Lg波等时间长度的窗口内提取噪声(如, Xie and Mitchell, 1990; Zhao et al., 2008).获得Lg波和P波前噪声的有效波列后，通常在波列两端各增加时窗长度的10%用于余弦镶边消减.对镶边的信号进行快速Fourier变换(FFT)，得到Lg波和噪声的振幅谱(如, Zhao et al., 2010, 2013b).图 3是一个Lg波Q值成像数据预处理的实例.图 3a是2014年3月31日的地震事件在WDL台的垂直分量记录，最大振幅是6456.2 count.经过去仪器响应处理，获得如图 3b所示的地面速度记录，最大振幅是6442 nm·s-1.图中蓝色是采用浮动窗口获得的Lg波时窗，两边有10%的余弦镶边；灰色是P波前噪声窗口.图 3c和3d是放大的Lg和噪声的波列.图 3e是Lg波和噪声的振幅谱和振幅采样.我们在0.05至10.0 Hz的频段内选取对数域等间隔的参考频率点，即，Δlog10(fref)=0.04.对于每个参考频率fref，Lg波振幅谱A(fref)采用均方根的方法来求取，即，A(fref)=
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图 3 Lg波数据预处理流程实例 (a)原始地震记录图，(b)去掉仪器响应得到的地表速度记录，(c) Lg波，(d) P波前噪声，(e) Lg波和噪声的振幅谱，(f)信噪比和(g)Lg波信号谱.其中，当信噪比低于2.0时舍弃Lg波信号振幅. Fig. 3 Data pre-processing procedure for Lg waves (a) Original seismogram, (b) velocity record after deconvolving with the instrument response, (c, d) windowed Lg phase and pre-P noise, (e) Lg-wave and noise spectra, (f) signal-to-noise ratio, and (g) Lg-wave spectrum. Note that the data points have been dropped where the signal-to-noise ratio is below the threshold of 2.0. |
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(1) |
其中A表示谱振幅，下标sig、obs和noi分别指真振幅、观测值和噪声，fref为参考频率.图 3g是参考频率点上的Lg波信号谱.设定信噪比的门限值为2.0来构建Lg波Q成像的数据集.
2 地震Lg波衰减成像方法利用区域Lg波调查地壳衰减结构，主要包括单台法(Pasyanos et al., 2009; Pei et al., 2006; Xie, 1993; Zhao et al., 2010)、双台法(Fan and Lay, 2002, 2003a; Xie, 2002; Xie et al., 2004, 2006; Zor et al., 2007)、双台+逆双台法(Akinci et al., 1995; Bao et al., 2011; Chun et al., 1987; Fan and Lay, 2003b)和单台+双台+双震数据体的混合法(Zhao and Xie, 2016; Zhao et al., 2013a, 2013b).从单台法至双台法，再到双台+逆双台法，因为震源函数和台基响应的不确定性顺序降低，Lg波衰减成像精度逐步增加.但是，随着可使用资料的减少，Q值反演的空间分辨率越来越低，特别是高频部分.为了消除衰减和震源函数之间的数据权衡，同时获得较高的分辨率，尤其是针对数据较少的高频部分，Zhao等(2013a, 2013b)使用双台和单台数据一起反演获得了青藏高原和华北克拉通地区高分辨率宽频带的地壳Lg波Q值模型.在给定观测系统的条件下，对于每个频率，可以构建用于Q值成像的单台、双台和双事件的Lg波谱振幅或振幅比值的数据集.单台数据有高密度的射线覆盖可能获得较高的成像分辨率；双台数据因剔除了源函数而消除了或减少了衰减和震源函数之间的权衡；双事件数据因剔除了台站项而减少了台基响应和衰减之间的权衡.Zhao和Xie(2016)联合使用单台、双台和双事件数据，获得了中东地区高分辨率宽频带的地壳Lg波Q值模型.
2.1 模拟Lg波振幅谱地震Lg波振幅谱可以表示为(Xie and Mitchell, 1990)
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其中f为频率，Δ是震中距，A(f, Δ)为Lg波位移谱.
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(3) |
是震源函数，其中M0是地震矩，R是源辐射花样，ρ和vS分别是震源区域的密度和剪切波速度的平均值.对于中等强度的地震事件，假定Lg波能量辐射为各向同性，即R=1.
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是几何扩展因子，Δ0是参考距离，通常设定为100 km(Herrmann and Kijko, 1983; Street et al., 1975).P(f)是台基响应函数，r(f)是Lg波传播过程中的随机效应.Γ(f, Δ)为衰减的函数，可以表示为
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(5) |
其中V是Lg波的群速度，∫rayds是沿大圆路径的积分，Q(x, y, f)是Lg波Q值，它是频率与地表位置(x, y)的函数.
2.2 单台、双台和双事件数据 2.2.1 单台数据根据公式(2)，给定频率f，对于事件k在台站j观测到的Lg波振幅谱Akj可以表示为(如图 4a)：
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图 4 单台(a)、双台(b, c)和双事件(d, e)数据的地震事件与台站分布 在选取参考点时，无论是双台数据中的参考台站，还是双事件数据中的参考事件，均以其到达实际台站或事件的距离不大于成像网格边长的十分之一作为数据提取的阀值. Fig. 4 Schematics showing (a) event-station geometry for single-station method, (b) an ideal geometry for two-station method where the stations and the source are perfectly aligned, and (c) a more practical geometry where the source and stations are roughly aligned, (d) and (e) similar to (b) and (c), respectively, but for two-event method To make the approximation valid, we require the distances between locations i and l, h and q smaller than one-tenth of an inversion grid. |
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(6) |
其中Sk是事件k的震源函数，Gkj=(Δ0Δkj)-1/2是几何扩展因子，Δkj是事件k到台站j的震中距离.衰减项Γkj可以被表示为：
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(7) |
其中∫kjds是事件k到台站j沿大路径的积分.Pj是台站j下方的局部地壳结构响应函数；rkj是Lg波在事件k到台站j之间传播的随机效应.
2.2.2 双台数据如果两个台站记录到同一个地震事件，而且它们在或者近似在一条线上，如图 4b和4c所示，双台数据可以通过计算两个台站的Lg波振幅谱比值获得(Xie et al., 2004; Zhao et al., 2013b).在理想情况下，两个台站i和j与事件k对齐，如图 4b，双台振幅Aij可以通过(8)式准确地计算：
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(8) |
在实际应用中，两个台站与地震事件可能近似在一条直线上，存在着一定的偏差.为了扩大可使用的资料范围，Xie等(2004)使用两个台站的方位角偏差小于15°来选取振幅比值.Zhao等(2013b)在事件k到台站j的路径上设置一个参考点l，令距离kl等于距离ki，而且需要在台站i和参考点l之间的距离小于成像网格边长的一半.当两个台站和地震事件符合这一标准时，计算台间振幅谱：
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(9) |
其中Δkl是在事件k和参考点l之间的距离.根据给定条件Δkl=Δki，事件k到台站i和参考点l有相似的传播路径，所以假定在台站i和参考点l观测的Lg波振幅相同.
2.2.3 双事件数据与双台振幅类似，当一个台站记录到两个地震事件时，如果它们在一条线上，双事件数据可以通过计算振幅谱比值获得(Zhao and Xie, 2016).如图 4d所示，台站j与事件k和事件h在一条直线上，双事件振幅Ahk可以表示为：
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在实际应用中，台站与两个地震事件难以完全对齐.通过在射线路径kj上设置参考点q，令距离qj等于距离hj，并且要求事件h和参考点q之间的距离不超过空间网格边长的一半，可以近似计算双事件振幅Aqk：
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(11) |
其中Δqj是参考点q和台站j之间的距离.根据给定条件Δqj=Δhj，台站j到事件h和参考点q有相似的传播路径，所以假定从事件h和参考点q到达台站j的Lg波振幅相同.
2.3 Lg波Q值层析成像根据扰动理论，建立逐次线性化的Lg波Q值成像方程(Zhao et al., 2010; 赵连锋等, 2004).对方程(2)两端取自然对数，假定方程右端r(f)=1而忽略Lg波传播的随机效应，可得
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(11) |
令
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(14) |
得
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(15) |
其中
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(16) |
是观测的Lg波振幅谱与合成数据的残差，其中上标0表示初始模型或在反演过程中某次迭代后所得的震源函数、Q值模型或者台基响应.δ表示残差，N是成像区域离散单元数，a是微分系数，e和u分别是震源函数和台基响应的系数，均取值1.简化方程(15)中的对数表达，建立多台多事件的线性系统
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(17) |
同理，由方程(8)和(9)，可得
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(18) |
其中下标2sta表示双台数据.由方程(10)和(11)，可得
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(19) |
其中下标2eve表示双事件数据.这样，我们建立基于单台、双台和双事件数据的Lg波Q值、震源函数和台基响应的联合反演系统
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(20) |
使用最小二乘QR分解法(LSQR)求解方程(20)，其中包括数据规格化、阻尼和平滑约束(如, Paige and Saunders, 1982; Phillips et al., 2000).初始输入模型是利用双台法求取的区域平均的Q值模型，迭代收敛条件是最小化观测的Lg波振幅谱与合成数据之间残差的L1范数(Zhao et al., 2010, 2013b; 赵连锋等, 2004).
3 地壳Lg波衰减模型根据中国东北、华北、朝鲜半岛和日本南部地区的113个区域地震事件在602个台站记录到的22, 551条宽频带垂直分量数字地震波形，我们建立了中国东北和朝鲜半岛地区地壳Lg波衰减模型.模型包括0.05至10.0 Hz的频带范围58个Lg波Q值分布.
在中国东北和朝鲜半岛地区，不同频率的Q值分布表现出相同的横向变化特征.例如，沉积盆地、日本海、黄海等呈现低Q值，大兴安岭、长白山和朝鲜半岛表现为高Q值.图 5a—5c分别是0.5、1.0和2.0 Hz的Q值图像.各个Q值图像使用不同的色标.Q值随频率的增加呈增大的趋势.整个区域的平均Q0值为507.Q0值的变化范围较大，从308至808.在对数域低频Q值较高频Q值更为离散.Zhao等(2010)获得中国东北地区的平均Q0值是469.Ranasinghe等(2015)利用中国东北地区高密度台网资料，采用双台法测量台网覆盖区域的Lg波Q0值，主要包括二连盆地、大兴安岭南段、松辽盆地和长白山，平均的Q0值是950.Xie等(2006)调查了欧亚大陆的Lg波衰减并给出Q0值图像.他们获得中国东北地区的Q0均值大约是500.就共同的探测区域而言，前人的结果与我们的成像结果很接近.然而，我们在研究中使用更多的台站资料，双台数据大幅度增加，不仅获得空间上高分辨率的成像结果，而且更加有效地处理震源函数与Q值之间的数据权衡，使Q值结果更为准确.图 5d是利用棋盘格方法对1.0 Hz的Lg波Q值成像进行分辨率分析重建的1.5°×1.5°的Q值扰动量图像.可以看出，中国东北和朝鲜半岛地区的成像分辨率达到1.5°，在射线分布较好的区域，如渤海湾、长白山和朝鲜半岛，成像的空间分辨率达到1.0°以上.
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图 5 (a)—(c)分别是0.5、1.0和2.0 Hz的QLg图像，(d)是1.0 Hz的棋盘格分辨率分析中1.5°×1.5°的Q值扰动量重建结果 图中标出了典型的地质块体单元，包括松辽盆地(SB)、渤海湾盆地(BB)、长白山(CM)和日本海(JS)等.注意不同频率的Q值图像对应的色标不同. Fig. 5 (a)—(c) Selected images at 0.5 Hz, 1.0 Hz and 2.0 Hz, respectively, and (d) Q perturbation recovery at 1.5°×1.5° for checkerboard resolution analysis at 1.0 Hz The typical geo-blocks, Songliao basin (SB), Bohai bay basin (BB), Changbai mountains (CM), and Japan Sea (JS), are labelled. Note that different scales for QLg maps at individual frequencies. |
Lg波衰减与地质构造具有较好的相关性.例如，稳定的前寒武纪克拉通的Q值较高，中生代和新生代以来的造山带地区地壳Q值较低(如, Mitchell et al., 1997, 2008; Zhao and Xie, 2016; Zhao et al., 2010, 2013a, 2013b).对于不同的地质块体，使用统计平均的QLg能够稳定地表达其衰减特性(Zhao and Xie, 2016; Zhao et al., 2010; 2013a, 2013b).图 6显示了不同的构造区域宽频带QLg随频率的变化.其中，图 6a和6b分别是渤海湾盆地(BB)和长白山(CM)的QLg值，对直接从成像结果中提取的QLg值(浅灰色十字丝)进行统计，求取均值和方差(红色三角形、蓝色圆圈和误差棒)，图中标出了统计的平均Q0值和误差范围(Zhao et al., 2010, 2013a, 2015).图 6c汇总了地质块体的平均QLg随频率的变化，其中灰度区域展示了0.2~2.0 Hz频带内的QLg值，它能够明显区分不同地质块体的衰减特征.然而，在该频带以外的低频和高频QLg值重叠明显.中国东北和朝鲜半岛地区的统计平均Q0值是393，变化范围是287~539.火山岩山脉地区的衰减较弱，Q0值较高(大兴安岭：575；长白山：516；朝鲜半岛：516)，沉积盆地衰减相对较强，Q0值稍稍偏低(松辽盆地：507；渤海湾盆地：360；二连盆地：490)，海水覆盖区域衰减最为强烈，低Q0值特征显著(日本海：311；黄海：384；日本南部：314).
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图 6 (a) 和(b)分别是渤海湾盆地(BB)和长白山(CM)的频率依赖的Lg波Q值，(c)是不同地质块体单元的QLg与频率的关系曲线 (a)和(b)中灰色十字丝是直接测量的Q值，红色三角形和蓝色圆圈和它们的误差棒表示平均值，Q0值和标准差标于图中.(c)中DM为大兴安岭，KP为朝鲜半岛，ESA指整个研究区域，SB为松辽盆地，HB为海拉尔盆地，EB为二连盆地，JS为日本海盆地，SJ为日本南部地区. Fig. 6 (a), (b) Frequency-dependent Lg-wave Q for the Bohai bay basin (BB) and Changbai mountains (CM), respectively. (c) QLg versus frequency for different geo-blocks In (a) and (b), gray crosses are directly measured Q, symbols with error bars are average values, and Q0 values and their standard deviations values are labeled. In (c), DM, Da Hinggan Ling mountains; KP, Korean Peninsula; ESA, Entire studied area; SB, Songliao basin; HB, Hailar basin; EB, Erlian basin; JS, Japan Sea; SJ, Southern Japan. |
在0.2~2.0 Hz之间的宽频带QLg值能够有效地表达不同地质块体的衰减属性，如图 6c所示.因此，通过计算该频带范围内的QLg平均值，即QLg(0.2~2.0 Hz)，我们提取宽频带地壳衰减的属性.最近，我们用QLg(0.2~2.0 Hz)的低值异常约束了土耳其—伊朗—青藏高原地区的地壳内高温异常区，给出了青藏高原地区可能的地壳物质流动的模式(Zhao and Xie, 2016; Zhao et al., 2013a).图 7a显示了中国东北和朝鲜半岛地区的宽频带QLg(0.2~2.0 Hz)图像.与以前的研究结果(图 7b)(Zhao et al., 2010, 2013b)相比，具有相同的地壳衰减特征.然而，本研究所得到松辽盆地的Q值高于以前的研究结果，这可能是采用更多的台站可以获得更多的局部特征.
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图 7 不同观测结果的比较 (a)和(b)分别是本研究和Zhao等(2010, 2013b)获得的中国东北和朝鲜半岛地区0.2~2.0 Hz的宽频带平均QLg，(c)是来自CRUST1.0地壳结构模型的沉积层厚度分布图(Laske et al., 2013)，(d)为地球深部100 km处的热流密度(Artemieva and Mooney, 2001)，(e)地壳厚度(Laske et al., 2013)，(f)是Zhao等(2015)获得的上地幔顶部Pn波衰减分布.图中给出了火山分布和4个主要的地质块体单元：松辽盆地(SB)，渤海湾盆地(BB)，长白山(CM)和日本海(JS)等. Fig. 7 Maps showing different observations for comparison The average QLg between 0.2 and 2.0 Hz obtained in this study (a) and by Zhao et al.(2010, 2013b) (b), (c) sediment thickness based on CRUST1.0 model (Laske et al., 2013), (d) estimated heat flow density at a depth of 100 km (Artemieva and Mooney, 2001), (e) crustal thickness (Laske et al., 2013) and (f) uppermost mantle Pn attenuation obtained by Zhao et al. (2015), along with volcanic mechanisms and major geological provinces: Songliao basin (SB), Bohai bay basin (BB), Changbai mountains (CM), and Japan Sea (JS). |
利用剖面图能够调查宽频带的地壳衰减结构与区域构造之间的依赖关系(Zhao and Xie, 2016; Zhao et al., 2013a, 2013b).图 8是4个纬度的QLg剖面图.沿着不同的纬度剖面，从上至下比较了火山分布、地表地形、地震活动性、来自CRUST1.0(Laske et al., 2013)的Moho面深度、QLg和QPn随频率的变化，其中QPn是根据朝鲜核爆的观测资料获得的(Zhao et al., 2015).相应的纬度标于图中.主要的火山和地质块体用英文缩写标出.如图 8a所示，北纬48°剖面经过两个典型的火山区域，阿尔山(AES)和五大莲池(WDLC).火山与上地幔顶部的强烈衰减相对应，但地壳Lg波Q值图像没有明显异常.Li等(2016)利用高密度噪声成像获得五大莲池火山下方的低速区，并推测为壳内岩浆囊，它的横向尺度约为10 km.因此，使用分辨率约为1°的Lg波Q值成像，无法分辨较小的壳内岩浆囊.图 8b为北纬44°剖面，经过大兴安岭(DM)、松辽盆地(SB)和长白山(CM)火山区域.长白山火山的起源可以追溯到上地幔，但地壳衰减图像没有指示呈现强衰减的岩浆囊的存在.图 8c为北纬40°剖面，经过大兴安岭(DM)和长白山(CM)火山区域，中间是地震多发的唐山地区.这一地区地震活动性非常强烈，可能指示了岩石圈断裂的存在.日本海域地壳厚度变薄，阻挡Lg波的传播，出现较低的Q值(Zhang and Lay, 1995).图 8d为北纬36°剖面，经过渤海湾盆地(BB)、黄海(HS)、朝鲜半岛(KP)和日本岛南部(JS).海水覆盖和较厚的沉积层，可能是渤海湾盆地和黄海盆地出现地壳强衰减的原因.日本岛南部构造运动活跃，地震活动性强烈，地壳Lg波和上地幔Pn波衰减都很强烈.
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图 8 宽频带QLg沿4个典型纬度的剖面图 (a) 48°N，(b) 44°N，(c) 40°N和(d)36°N.从上至下分别是火山分布、地表地形、地震活动性、Moho面深度(Laske et al., 2013)和QLg和QPn (Zhao et al., 2015)随频率的变化. Fig. 8 Selected cross-sections of the broadband QLg values for 4 latitudes (a) 48°N, (b) 44°N, (c) 40°N and (d) 36°N. From top to bottom, the panels compare the volcanic mechanisms, surface topography, seismicity, Moho depth (Laske et al., 2013), and QLg and QPn (Zhao et al., 2015) versus frequency. |
地震Lg波衰减与地壳结构、温度和流体相介质密切相关(如, Bürgmann and Dresen, 2008; Campillo et al., 1985, 1993; Shapiro et al., 1996; Solomon, 1972; Zhang and Lay, 1995).在中国东北和朝鲜半岛地区，地壳内的强烈衰减区与海水覆盖和较厚沉积相对应(Zhao et al., 2010, 2013b).图 7比较了不同的观测结果.图 7a和7b是使用不同数据得到的0.2~2.0 Hz的宽频带QLg值.图 7c是地壳沉积层的厚度(Laske et al., 2013)，较厚的沉积层是该地区Lg波强烈衰减的主要成因.图 7d是地球深部100 km处的热流密度(Artemieva and Mooney, 2001)，高热流值与该地区上地幔Sn波不发育的区域对应良好(Rapine and Ni, 2003).图 7e是地壳厚度(Laske et al., 2013).很明显，日本海地壳厚度较薄，阻挡Lg波传播，呈现Lg波强烈衰减.Zhao等(2015)利用朝鲜核爆的观测资料获得的上地幔顶部Pn波衰减变化.地壳Lg波和上地幔Pn波的衰减并不对应，说明地壳上地幔结构是解耦的.中国东北地区上地幔温度较高，大约为900~1350 ℃，热状态相当于大洋下的上地幔温度(邓晋福等, 1987).与克拉通地区相比，处于过热状态可能是中国东北和朝鲜半岛地区岩石圈构造活动的主要原因，与新生代时期的大陆裂谷构造相吻合.
西太平洋板块的俯冲与微板块地体拼贴可能是形成火山岩带的构造环境(如, 李三忠等, 2014).板块俯冲作用使岩石圈底部发生弯曲，向下弯曲的地方由于地幔对流作用发生拆沉(Seber et al., 1996)，软流圈上涌使岩石圈拉张而形成裂谷盆地.因为地幔对流存在不均匀性，岩石圈发生拆沉进入软流圈会导致软流圈上涌，可能形成断陷盆地(Ziegler and Cloetingh, 2004).岩石圈与软流圈和地壳与地幔的物质相互作用，都会产生大量的热上涌.对于这样的裂谷盆地区域，因为底部加热使构造活动性加强，会导致相对较强的Lg波衰减.中国东北与朝鲜半岛地区上地幔Pn波和Sn波表现为低速和强衰减(Rapine and Ni, 2003; Zhao et al., 2015).这意味着地壳和上地幔之间作用强烈，在火山发育的区域如五大莲池地区的下地壳与上地幔顶部的物质可能处于半熔融状态.在中国东北和朝鲜半岛地区的深部构造较为发育，如郯庐断裂带，构成幔源热液的上升通道，可能使中地壳出现低速高导的软弱层，在地表呈现出较高的大地热流值和温泉发育.
基于单台、双台和双事件数据的Lg波Q值成像方法忽略了震源辐射花样和传播过程中产生的随机误差，可能限制成像分辨率.因此，Q值模型对火山通道、热点机制等没有直接的显示.通过对不同尺度的地质块体进行统计分析，发现Q值与频率的关系在宽频带范围内不再是对数域的线性关系.但在某一窄的频段内，如0.05~1.5 Hz, 0.5~2.0 Hz, 1.6~8.0 Hz，Q值与频率仍然表现为对数域的线性关系.中国东北和朝鲜半岛地区的地壳Lg波Q值模型，有助于提高朝鲜地下核试验震级测定和核爆当量估计的精度(Zhao et al., 2008, 2012, 2014, 2016, 2017；赵连锋等，2017；谢小碧和赵连锋，2018).
5 结论根据113个区域地震事件在602个宽频带地震台站的垂直分量波形资料，我们发展了中国东北和朝鲜半岛地区高分辨率的地壳Lg波Q值模型.整个研究区的平均Q0值为429，由南向北呈增大的趋势.较低的Q值与沉积盆地相对应，较高的Q值出现在大兴安岭和长白山等火山岩山脉区域.活动构造往往出现在Q值梯度较大的位置.发生在中生代的火山岩喷发后冷却和较厚的沉积层能够对较高和较低的Q值提供直接的地质解释(Feng et al., 2010; Shapiro et al., 1996).然而，Lg波的强烈衰减与深部构造活动性密切相关(Fan and Lay, 2002, 2003a, 2003b; Zhao and Xie, 2016; Zhao et al., 2013a)，这对研究中国东部岩石圈减薄具有重要意义.
致谢谨此祝贺姚振兴先生从事地球物理教学科研工作60周年.地震波形资料从中国地震台网中心(CENC)，中国地震局地球物理研究所国家数字测震台网数据备份中心(郑秀芬等, 2009)，美国地震联合会数据管理中心(IRIS DMC)收集.图件绘制采用GMT软件(www.soest.hawaii.edu/gmt)(Wessel and Smith, 1998).
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