2019, Vol. 62
2. 中国地震局地球物理研究所, 地震观测与地球物理成像重点实验室, 北京 100081
2. Key Laboratory of Seismic Observation and Geophysical Imaging, Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China
中国东北地区是探讨板内新生代火山活动的重要场所.中国东北的松辽盆地周边分布着广泛的新生代火山活动，如盆地西侧的阿尔山火山群，盆地北侧的诺敏河火山群和五大连池火山群，以及盆地南侧的长白山火山群等(图 1).这些火山群远离西太平洋俯冲板块的边界，属于典型的板内火山.关于板内火山的成因，目前还存在诸多争议，但主要的成因模式有如下三种：(1)大地幔楔模型中的板块脱水模式(Lei and Zhao, 2005；Huang and Zhao, 2006；Zhao et al., 2009)；(2)地幔物质上涌产生的减压熔融模式(Tang et al., 2014；Tao et al., 2018)；(3)小尺度的上地幔对流模式(Guo et al., 2016).
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图 1 研究区域周边地质概况及台站分布 粉色封闭曲线代表松辽盆地边缘；红色三角形是火山群位置；白色、黄色和蓝色点是本研究组分三期布设的流动台站位置；绿色点是NECESSArray台站位置；紫色三角形是研究区内的固定台站位置；右上角附图中的红色点展示事件震中分布, 绿色框代表研究区域. Fig. 1 Map showing geology and distribution of seismic stations in the study area The enclosed pink curve indicates Songliao Basin boundary. The red triangles denote the volcanic sites. The white, yellow and blue dots represent temporary seismic stations deployed by us during different time periods. The green dots are NECESS Array stations. The purple triangles show permanent station locations. In the top right inset map, the red dots represent epicenters, and the green frame marks the study area. |
不同的模式均是在不同的速度结构背景下提出来的.比如模式(1)认为该区的地幔转换带中存在水平展布的俯冲板块高速异常，俯冲板块所携带的水分释放到其上的大地幔楔中，在水的作用下地幔楔物质产生熔融，导致火山活动；模式(2)认为被俯冲板块拖拽至地幔深处的软流圈热物质经由撕裂的板块空缺上涌到火山下方，在减压熔融的作用下形成火山活动的热源，这个模式是建立在高速俯冲板块前端存在低速异常的基础之上.可见，该区的深部速度结构是甄别板内新生代火山成因机制的重要约束.
随着数字地震技术的快速发展和观测数据的不断积累，研究学者对中国东北地区地下结构的认识在不断的改进，具体表现为从宏观地质背景至发现小尺度速度异常结构的变化.使用中国固定台网及周边台网台站数据开展的全球或区域层析成像结果表明，中国东北地区的地幔中普遍存在俯冲的西太平洋板块(Huang and Zhao, 2006；Zhao et al., 2009；Li and Van Der Hilst，2010；Wei et al., 2012；田有等，2019)；然而，利用绥满、鄂虎两条流动台站观测剖面数据进行的远震体波走时层析成像研究却没有观测到俯冲板块存在明显向西延伸至整个中国东北下方的现象(张风雪等，2013a；Wei et al, 2019)；利用NECESSArray面状密集分布台站数据的研究发现，在俯冲板块的前端存在一个低速异常的空区(Tang et al., 2014；Guo et al., 2016).在东亚地区开展的全波形反演研究发现，中国东部的板内新生代火山位于不同埋深的低速异常结构之上(Tao et al., 2018).潘佳铁等(2014)的面波成像研究显示松辽盆地下方为薄的岩石圈盖层，暗示有可能发生了岩石圈减薄.Wei等(2019)的体波成像研究发现，松辽盆地下方有白垩纪的岩石圈拆沉迹象，并推断这与中国东北地区广泛分布的火山活动有关.尽管人们对中国东北地区地下结构及火山活动的认识在逐步加深，但受限于观测台站位置和地震事件震中的分布，研究学者对松辽盆地北缘下方的速度结构认识还不够清晰.
受地震观测资料匮乏的影响，导致我们对位于松辽盆地北缘的诺敏河和五大连池两个新生代火山群的火山深部成因机制认知程度不够充分.地球岩石化学的研究发现诺敏河和五大连池火山具有很强的相似性，两者可能源自相同的岩浆源区(樊祺诚等，2012；Zhao et al., 2014a).根据野外地层的新老覆盖关系推断，诺敏河火山形成于早更新世至全新世(赵勇伟等，2013)，对诺敏河火山玄武岩K-Ar同位素的进一步分析表明，其喷发时间为2.3~0.13 Ma(樊祺诚等，2012；赵勇伟等，2013).在五大连池火山群区域开展的地球化学研究表明其喷发年代与诺敏河火山群的喷发年代时间相近(Zhao et al., 2014b).地球化学的研究还表明该两座钾质火山均与富钾岩石圈地幔的深部动力学过程存在一定的关联性(李霓等，2012；Kuritani et al., 2013；Zhao et al., 2014a).鉴于对该两座火山群区域内深部结构认识程度的不足和其相似的地球化学特征，本研究拟使用我们研究组在松辽盆地北缘区域内布设的宽频带流动台站开展远震P波走时层析成像研究，以获取深部的壳幔速度结构，为探讨松辽盆地北缘区域内火山成因的动力学机制提供依据.
1 数据受国家自然科学基金委和国土资源部的资助，在横跨松辽盆地北部的区域，我们研究组分三期共计布设了160余个流动观测台站，各个台站的平均记录时间约为2年，各个台阵的详细信息如下(见图 1)：绥满台阵，白色点所示，共61个台站，观测时间为2009年6月—2011年9月；额虎台阵，黄色点所示，共58个台站，观测时间为2010年6月—2011年9月；诺敏河台阵，蓝色点所示，共43个台站，观测时间为2015年6月—2017年5月.以上这些台站主要覆盖了松辽盆地北缘及小兴安岭区域.考虑数据的均衡性，我们还收集了NECESSArray台站数据(图 1中绿色点，2009年9月—2011年8月)以及该区内与流动台站具有相同记录周期的固定台站数据(图 1中紫色三角形，国家测震台网数据备份中心，2007；郑秀芬等，2009).各个台阵的记录时间段见表 1.这些台站的布局对中国东北地区形成了良好的覆盖，为使用走时层析成像方法研究该区的深部速度结构提供了良好的条件.
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表 1 各台阵的记录时间段 Table 1 Record time periods of each seismic array |
该区的深部速度结构是使用远震P波走时层析成像方法获得的.为了确保走时残差数据的准确性，所有的走时残差数据均是从原始波形记录中通过波形相关方法挑选的.在前期处理阶段，首先将波形数据去除仪器响应转化为位移波形记录，然后再进行去均值、去倾斜、带通滤波(0.02~0.1 Hz)等预处理工作.为了尽可能地减少人为误差和保持评判标准的一致性，我们采用波形相关方法(VanDecar and Crosson, 1990；Rawlinson and Kennett, 2004；张风雪等，2013b)来拾取震中距在30°~90°间的P震相走时残差，并只保留波形相关系数在0.95以上的高信噪比数据.另外，还要确保每个事件的有效台站记录至少为10个.根据以上原则，我们最终从1468个可用的远震事件中共计挑选出115771条P震相的相对走时残差数据，事件震中的分布见图 1右上角的附图.从附图中可以看出，事件具有较完备的后方位角覆盖范围，完备的后方位角分布可在一定程度上保证结果的可靠性.
为了消除高程和地壳厚度的不一致性对远震体波走时残差的影响，我们以CRUST1.0的模型(Laske et al., 2013)为基础，采用Tian等(2007)的原理对走时残差数据进行了高程和地壳厚度的校正.最后，我们采用打靶射线追踪(Julian and Gubbins, 1977)的正演方式和阻尼最小二乘(Paige et al., 1982a, 1982b)的反演方式获取该区的深部速度结构.
2 方法在本次远震体波走时层析成像研究中，正演过程采用打靶射线追踪方法(Julian and Gubbins, 1977)，反演过程采用带阻尼因子的LSQR方法(Paige et al., 1982a, 1982b).本节主要介绍打靶射线追踪方法的详细过程，带阻尼因子LSQR求解方程组的原理，参见Paige等(1982a, 1982b)的文献.
打靶射线追踪主要依据射线传播的斯奈尔定律.其原理可简单概括如下：假设我们求取从震源至接收台站的目标射线，也即是图 2中连接五角星和三角形间的黑色粗实线.(1)从震源处开始，给定一个初始射线参数(记为p1)，根据斯奈尔定律可求解出射线的传播路径及其与地表的交点，不妨记为x1，(图中所示x1位于接收台站的左侧)；(2)改变射线参数，寻找另一射线参数p2，使得其所对应的x2位于接收台站的另一侧(示意图中为右侧)；(3)根据p′=(p1+p2)/2获取新的射线参数，并求出位置x′，若x′和x1位于接收台站的同一侧，则令p1=p′，若x′和x2位于接收台站的同一侧，则令p2=p′；(4)循环重复步骤(3)直至x′和接收台站间的距离在某一预设的范围内，此时，射线参数p′所对应的射线就是我们欲求的目标射线.
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图 2 打靶射线追踪原理示意图 震源和接收台站分别用五角星和三角形表示；以p1和p2为射线参数的两条射线分别到达地面上的x1和x2两点. Fig. 2 Schematic of shooting method for ray tracing The star and triangle represent source and receiver, respectively. Two ray paths with ray parameters, p1 and p2, arrive at x1and x2 on the surface, respectively. |
打靶射线追踪方法是基于无限高频假设的射线理论方法，与其他射线追踪方法相比，打靶射线追踪方法具有如下特点和优势.FMM射线追踪方法(Rawlinson et al., 2006)是在时间场基础之上，通过计算时间场的负梯度求取射线路径，FMM方法的计算量比较大；伪弯曲射线追踪方法(Zhao et al., 1992)适用于存在速度界面的情形，其通过扰动射线路径与速度界面交点的位置，进而获取具有最小走时的射线路径，然而这种扰动方式有可能会产生局部最小值.相比而言，打靶射线追踪方法是依照斯奈尔定律处理界面上的射线行进方向，利用二分法搜索目标射线，具有收敛速度快、结果稳定、计算量少的优势.
3 反演结果的可靠性分析采用一系列的阻尼值进行反演测试并绘制出折衷曲线.如图 3所示，横轴是剩余走时残差的协方差，纵轴是反演出的速度扰动协方差，从图中可以得出，当阻尼值为25时，反演结果可以使得速度扰动的变化和剩余走时残差保持在一个相对均衡的状态，也就是说在此种情况下，模型不会很粗糙，走时残差也拟合得相对较好.当采用阻尼值为25时，反演前后的走时残差统计分布如图 4所示.从图中可以看到，反演前走时残差集中在-1.2~1.2 s之间，均方根为0.4152 s；反演后走时残差集中在-0.8~0.8 s之间，均方根降至0.2730 s.相应的走时残差方差从0.1724 s2降至0.0745 s2，降幅约为56.8%，这说明，采用此种方式反演所得的速度模型是向着拟合观测数据方向收敛的.
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图 3 剩余走时残差和速度模型间的折衷曲线 带圈数字标识的是反演过程中采用的阻尼值.最优的阻尼值应位于15~35间，本研究中选择25为最优值. Fig. 3 The tradeoff curve between traveltime residuals and velocity model Numerals on the curve are damp values used in inversion. A value of 25 is the choice in this study. |
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图 4 反演前(a)、后(b)走时残差统计分布图(走时残差的方差和均方根值标在各个图幅的左上角) Fig. 4 Statistics of traveltime residuals before (a) and after (b) inversion (The variance and RMS values are marked at top left corners) |
除了以上的可靠性分析外，还做了常规的检测板测试.检测板测试中输入的速度异常体幅值为±1%.实际数据经过反演后，剩余走时残差均方根约为0.2 s(图 4b)，可以认为这是反演过程所不能解析的随机误差.因此，参照反演后的剩余走时残差分布，在做检测板模型合成走时残差时，对合成走时赋予均方根为0.2 s的正态分布扰动.反演中采用的网格剖分尺度水平方向为0.8°，垂直方向为60 km，将输入速度异常体的尺度以网格剖分间距为基本单元进行不同数量的组合试验，并采用与反演实际观测数据相同的阻尼参数进行反演，经过试验后认为，当异常体的尺度为1.6°×1.6°×120 km时，检测板测试可以达到较为理想的状态.图 5是此种组合方式下检测板测试的结果，根据输入异常体尺度的大小，调整水平切片的位置使其刚好经过输入速度异常体的中心，用以展示检测板测试在整个反演区域内的分辨情况.从图 5可以看出，30~390 km，在松辽盆地及其周边区域内，异常体的形状和幅值都可以较为完备的被恢复出来，地幔转换带及更深处的检测结果显示，距松辽盆地北缘较远处存在分辨的模糊性，但那边的速度异常结构已不是本研究所关注的区域.总体来说，此次反演中可信异常体的尺度在水平方向为1.6°，在垂直方向为120 km.
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图 5 不同深度的检测板测试 图中展示的是当输入速度异常体尺度为1.6°×1.6°×120 km时的检测板测试结果，反演的阻尼参数值为25. Fig. 5 The results of checkerboard resolution tests at different depths The input anomaly size is 1.6°×1.6°×120 km. The damp factor for inversion is 25. |
图 6显示的是成像结果的水平切片，松辽盆地及其周边表现出强烈的横向速度变化.在100 km深度上，松辽盆地内部整体上表现为高速异常.200 km的切片显示，盆地北部开始出现一个近南北向的低速结构，在300 km深度上该低速异常(LV1)几乎占据了诺敏河和五大连池火山群的整个区域.随着深度的增加，松辽盆地内部的速度异常结构表现出分化特征，大体可概括为盆地北半部是高速异常(HV)，盆地南半部是低速异常(LV2).盆地北半部的高速异常结构位于诺敏河和五大连池火山群下方；700 km和800 km的切片显示，盆地南半部低速异常的位置与近年的体波层析成像研究发现的以低速异常为特征的板块撕裂空缺有较好的对应关系(张风雪等，2013a；Tang et al., 2014；Tao et al., 2018).
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图 6 反演结果的水平切片 水平切片所在深度标于各图的右上角.其中，100 km切片中ⓐ—ⓖ标识的绿色线条是图 7中各个垂直剖面的位置.粉色轮廓线是松辽盆地的边界.黑色虚曲线是本研究中所解释的速度异常结构. Fig. 6 Horizontal slices of inversion results The depths of slices are labeled in top right corners. The green lines labeled ⓐ, ⓑ and so on at the slice of 100 km depth represent the location of sections shown in Fig. 7. The pink curve is Songliao Basin boundary. The black dashed curves enclose the structures which are interpreted in this study. |
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图 7 反演结果的垂直剖面 各个剖面的位置见图 6中的100 km水平切片.各个图的上部分是沿着剖面的地势变化，下部分是波速异常结果.黑色虚曲线是本研究中所解释的速度异常结构，黑色虚直线分别代表 410和660 km的间断面. Fig. 7 Vertical sections of inversion results The profile positions are shown in a horizontal slice at 100 km depth in Fig. 6. In each figure, the top row shows surface elevation, and the bottom row shows wave velocity anomalies. The black dashed curves enclose the structures which are interpreted in this study. The black dashed lines are the 410 and 660 km discontinuities. |
图 7中的垂直剖面展示了松辽盆地北缘诺敏河和五大连池火山群下方的速度异常结构，各个剖面的位置见100 km切片图中的绿色直线(见图 6).从图 7中可以清晰地看到，在诺敏河和五大连池下方200~300 km的深度范围内存在一个明显的低速异常结构(图 7a中的LV1)，该低速异常结构近水平方向展布(图 7b—f).很显然，诺敏河和五大连池火山群下方的低速异常结构没有下延到地幔转换带，明显区别于长白山下方的深达地幔转换带的低速异常结构(图 7g).LV1下方的地幔中为明显的高速异常结构，该高速异常结构是400~700 km水平切片图中所显示的松辽盆地北半部的高速异常HV.尽管两个新近的体波成像研究(Ma et al., 2018；Wei et al., 2019；田有等，2019)利用了不同的数据集，但他们的成像结果均显示五大连池下方的地幔转换带及其顶部为高速异常结构，这与本研究中所得到的高速异常结构HV是一致的，此高速异常结构可能是岩石圈拆沉的产物.
本文所利用的地震走时数据来自于两个时间段，第一段从2009年6月—2011年9月，第二段从2015年6月—2017年5月(表 1)，故远震体波走时残差是依照这两个时间段内的地震事件拾取的.结合图 1可以得到，第一时间段内的绥满台阵、鄂虎台阵、NECESSArray以及固定台站1段组成覆盖整个中国东北的大孔径台网(用数据集A表示，下同)；诺敏河台阵是覆盖诺敏河火山群及五大连池火山群西侧的小孔径台网(数据集B)；尽管固定台站对中国东北的覆盖范围不够均匀，但若将诺敏河台站和同时期的固定台站2段组合起来，则可以形成与数据集A相当的大孔径台网(数据集C).利用诺敏河台阵数据挑选远震相对走时残差时，我们进行了如下两种分类：(1)仅从诺敏河台阵的数据集B中拾取相对走时残差；(2)联合中国东北固定台站同时间段内的数据，从数据集C中拾取相对走时残差.利用第一种数据组合(数据集A和B)的反演结果(图 6—7，图 8a)显示诺敏河和五大连池火山群下方200~300 km深处有一个水平展布的低速异常体.然而在第二种数据组合(数据集A和C)的情况下，反演结果(图 8b)显示速度异常体的总体特征与第一种数据组合的情况相似，但需要注意，诺敏河和五大连池下方水平展布的低速异常体幅值变得比较微弱.我们分析，这是因使用不同孔径的观测台阵数据所导致的，即小孔径的观测台阵对局部的速度异常分辨效果明显，大孔径的观测台阵会使局部的速度异常结构湮没在大尺度的速度异常背景中.
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图 8 不同数据组合方式下的反演结果 数据的组合方式详见正文，(a)利用数据集A和B的反演结果；(b)利用数据集A和C的反演结果.注意：图中仅展示了诺敏河火山群与五大连池火山群区域下方的速度异常结构，但两者的反演区域和反演参数是相同的. Fig. 8 Inversion results based on different data combination See text for details of data combination. (a) Combination data sets A and B; (b) Combination of data sets A and C. Note that the velocity structures shown in this cubic volume are only for the area beneath Nuomin River and Wudalianchi volcanic group. However, the region and parameters involved in the inversion processes are the same. |
为了验证松辽盆地北缘火山群下方低速异常结构的可靠性和不同数据组合的恢复效果，我们做了如下的合成恢复测试.在两个火山群下方200~300 km深度范围内，置入幅值为-1%的低速异常体，其具体的水平范围为122°E—127.5°E，46°N—50°N，输入模型见图 9a.利用前述数据集的组合方式分别合成理论走时残差，然后采用相同的反演参数进行成像反演，输出的恢复结果分别见图 9b和图 9c.尽管在两个输出结果中异常体幅值均比输入异常体的幅值要低，但异常体的基本轮廓均可被有效地识别.对比输出结果亦可以发现，图 9b中的恢复效果要优于图 9c，也即表明，本次研究所使用的台站和事件分布可以有效地恢复松辽盆地北缘下方的低速异常结构，局部小孔径地震台阵对局部异常的分辨能力要优于大孔径台阵的分辨能力.
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图 9 合成恢复测试结果 (a)是输入速度模型；(b)和(c)分别是利用数据集的两种组合方式得到的恢复结果，数据集的组合方式详见正文. Fig. 9 Results of synthetic test (a) Shows the input model; Two kinds of data set (see text for details) are adopted for inverting the input model (b) and (c) are for restoring results, respectively. |
岩石地球化学研究结果表明，长白山火山下方存在地壳和地幔双层岩浆房(刘若新等，1998；樊祺诚等，2005)，不仅长白山下方如此，密集台阵的噪声成像研究亦表明五大连池下方也可能存在地壳和地幔的双层岩浆房(Li et al., 2016).本文使用的数据是远震体波走时残差，尽管这对地壳结构的约束有限，但在诺敏河和五大连池火山群下方的上地幔内观测到一个低速异常区，该低速异常区与浅部没有显著的连通性，我们由此推测，该低速异常可能是松辽盆地北缘火山群地幔岩浆房的体现.在中生代晚期，中国东北地区的构造活动由挤压环境变为扩张环境，岩石圈地幔开始了自西向东的拆沉，导致软流圈物质上涌，触发了中国东北大范围的新生代火山活动(Wang et al., 2006；Zhang et al., 2010).Kim等(2016)的噪声成像研究表明中国东北地区的岩石圈下方有低速异常，并将该低速异常的成因归为板块的后撤作用，这与张性环境下岩石圈拆沉导致的软流圈物质上涌模式是相一致的.我们推测，松辽盆地北缘的地幔岩浆房可能是该处岩石圈地幔拆沉的产物，亦与Guo等(2015)，Ma等(2018)的研究推论相符合.
诺敏河火山岩与五大连池火山岩具有相似性.诺敏河火山岩与五大连池火山岩均属于钾质系列的火山岩，明显区别于阿尔山火山岩及中国东部绝大多数新生代钠质火山岩(樊祺诚等，2012)，这个区别可能与火山群下方具有不同深度的低速异常特征相关.虽然诺敏河火山岩的钾含量低于五大连池火山岩的钾含量，但由于两者的地幔橄榄岩捕虏体中均发现含有金云母等富钾矿物，樊祺诚等(2012)推断两个火山群具有相似的富钾地幔源区.SKS分裂得到的上地幔各向异性结果显示诺敏河火山群和五大连池火山群区域的台站存在多个无效分裂(强正阳和吴庆举, 2015, 2019)，接收函数的研究亦显示两个火山群下方的地壳厚度和波速比具有类似的空间分布特征(谢振新等，2018)，这暗示着两个火山群具有相似的地球物理学特征.考虑两个火山群位置的相近性，我们推断诺敏河火山群和五大连池火山群下方200~300 km深处的水平状低速异常应该是两者共有的地幔源区.
6 结论通过收集各研究单位近年来在中国东北地区布设的流动台站及同时期的各省地震局固定台站所记录的远震P波走时数据，采用基于打靶射线追踪和阻尼LSQR算法的远震体波走时层析成像方法，获得了中国东北松辽盆地及其周边深达800 km的壳幔速度结构.检测板测试结果显示，水平向的分辨率可达1.6°，垂直向可达120 km.此次研究主要获得如下两点认识：
(1) 诺敏河和五大连池火山群下方200~300 km深度范围内，存在水平展布的低速异常体，这可能是两个火山群共有的地幔岩浆房.
(2) 水平展布的低速异常体并未下延至地幔转换带内，暗示诺敏河和五大连池火山活动的岩浆可能源自上地幔的局部区域，结合其它研究结果分析，这可能是中生代晚期岩石圈拆沉导致的软流圈上涌热物质.
致谢 感谢参与野外流动台站架设和维护的所有人员.感谢国家测震台网数据备份中心(doi:10.11998/SeisDmc/SN)、北京数字遥测地震台网、中国地震台网中心和内蒙、黑龙江、吉林、辽宁地震台网为本研究提供地震波形数据.感谢两位审稿专家的修改意见，使得本文更加严谨、流畅.
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