2011, Vol. 54
2. 黑龙江省地震局,哈尔滨 150090
2. Earthquake Administration of Heilongjiang Province, Harbin 150090, China
黑龙江省地处欧亚板块的东北亚地区，属天山-兴蒙构造单元[1]，该地区内主要山脉及盆地的长轴走向均沿北北东方向展布.自中、新生代以来，由于受到太平洋板块俯冲以及蒙古-鄂霍茨克海缝合带俯冲-碰撞作用的多重影响，形成该地区特殊和复杂的构造格局[2].区域内分布有巨大火山岩带(大兴安岭岩浆岩带北段和张广才岭岩浆岩带)、沉积盆地(松辽盆地、三江盆地、孙吴-嘉荫盆地等)及复杂交错的断裂系统(图 1)(包括著名的郯庐断裂北延部分的敦化-密山断裂和依兰-伊通两条岩石圈断裂等)[3]，五大连池和镜泊湖火山区是中国为数不多的两个活火山群区[4].
特定的地质构造和地球动力学环境造成了该地区地震活动较为频繁，而且大多数地震都沿着区域性活动断裂带、大型坳陷盆地的边缘以及新生代火山岩出露的地带、断裂与速度变化带发生[5， 6].因此，系统深入研究该地区地壳及上地幔速度结构，对于了解山脉及盆地演化、区域构造动力学及板内地震成因机制等都具有重要科学意义.
尤其是研究区域还包括我国乃至东亚地区唯一的深源(深度为400~600km)地震发震区.对于研究区域内的地壳和上地幔速度结构的精确成像有助于我们利用布设在地表的固定地震台网记录来对这些深源地震进行精确定位、减少震源参数的误差，从而有助于开展深源地震的研究.
利用相邻地震台站记录的背景噪声互相关提取短周期面波的格林函数并进行层析成像反演是近年来发展迅速的一种新的地震成像方法.数值试验和理论推导都已证明[7~9]，在均匀散射场中，任意两点间的格林函数可由这两点连续记录位移的互相关函数中提取出来，格林函数和背景噪声的互相关函数之间的关系如公式(1)所示.
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其中CAB(t)为台站A 和B 之间背景噪声的互相关函数，$\hat G$AB(t)和$\hat G$BA(t)是这两个台站间的经验格林函数，详细理论推导可参考文献[8]，本文不再赘述.
Shapiro等[10]最早利用背景噪声层析成像方法获得美国南加州7.5s和15s周期的瑞利面波群速度分布图.由于这种新方法不依赖于天然地震记录数据，具有不受地震定位的精度和发震时间的影响以及地震分布不均匀等很多天然地震面波方法不具备的优势，尤其是可以获得较短周期如6s的频散曲线，因此可以对上地壳有较好的分辨率.近年来该方法在如美国、欧洲、澳大利亚、南非、中国大陆(如华北、四川、西藏东南缘)等国内外多个区域得到广泛应用[11~19].本文利用黑龙江省“十五"数字地震台网及周边台站记录的垂直分量地震背景噪声数据，提取相邻地震台站短周期面波的格林函数；进而将研究区域划分为0.5°×0.5°的网格，利用传统面波层析成像方法得到了8~40s的10 个周期的瑞利面波群速度分布图像.由于使用了大量路径较短(相邻台站较近)的射线，测量得到的短周期面波信号比较发育，同时去除台站间距小于3 倍波长射线路径的数据以提高成像的可靠性，得到了研究区内分辨率较好的短周期瑞利面波群速度分布图像.
2 数据及方法本文收集了黑龙江省“十五"数字地震台网及周边吉林、内蒙古台网的部分台站总共44个固定台站在2008~2009两年期间的连续地震噪声记录，其中宽频带地震仪32 套(50 Hz~60s)、甚宽带地震仪10套(50Hz~360s)、超宽带地震仪2套(50Hz~120s).由于需要从台站记录的背景噪声中提取瑞利波格林函数，因此只使用瑞利波能量较强的垂直向分量地震记录.
在背景噪声层析成像数据处理步骤上，按照Bensen等[20]所述的处理流程和成像技术来获得黑龙江地区的群速度分布图像.在此简要介绍处理步骤的五个组成部分:(1)单台数据预处理；(2)相邻台站地震噪声互相关计算与叠加；(3)频散曲线的测量；(4)质量控制和误差分析；(5)面波层析成像.其中(1)和(2)在数据处理中所占的时间比重比较大，单台预处理需要对各个台站每天的数据重新降频采样(1 Hz)、仪器响应校正、去平均值、去除线性趋势、5~50s带通滤波，采用移动均值的时间域归一方法[20]去除天然地震信号、仪器故障引起的异常信号以及地震台站附近的噪声对互相关计算结果的影响，再通过频谱白化处理抑制某一单频信号的干扰，同时拓宽背景噪声信号的频带，提高背景噪声的“信噪比".
单台数据预处理完毕后，对所有台站对的2年连续波形数据进行互相关计算、叠加获得最终互相关函数即经验格林函数，该函数正负时间信号代表瑞利面波在两台站间沿相反方向的传播.如图 2 所示，台站BAQ 与其他台站间互相关函数在正负时间轴都有明显的面波信号，视速度约3km/s.由于非均匀分布的噪声源及其距台站距离等因素影响，造成正负时间信号振幅不对称性，我们将正负信号反序叠加得到平均的经验格林函数.Bensen等[20]研究发现频散曲线可靠性与叠加时间长度及信噪比(SNR)有密切关系.我们根据全球速度模型估计群速度的最大值和最小值，计算出该周期面波信号到达的区间，在这个区间内测出信号振幅绝对值的最大值S；取面波到达后一时间长度500s的时间窗，并测出其中的噪音均方根N；定义信噪比SNR=S/N.本文选取信噪比大于10，同时去除台站间距小于3倍波长(即Δ≥3λ)的射线路径数据以提高群速度测量的可靠性.然后，我们利用得到的经验格林函数来测量瑞利波的群速度.本文采用基于Levshin于1989年提出的一种改进的自适应时频分析(Frequency-TimeAnalysis, FTAN)方法[20]，从上述经验格林函数中提取双台间瑞利波8~40s的群速度频散曲线.举台站对BNX-JGD 为例(图 3a)，瑞利波群速度随周期增加而变快，频散现象十分明显.
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图 2 台站BAQ与其他台站间互相关结果 Fig. 2 Cross-correlation between station BAQ and other stations |
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图 1 研究区域台站分布与地质构造略图 F1:嫩江断裂；F2:依兰-伊通断裂；F3:敦化-密山断裂；F4:讷漠尔河断裂；F5:第二松花江断裂；F6:勃利-北安断裂；F7:逊河断裂；V1:五大连池火山区；V2:镜泊湖火山区. Fig. 1 Station locations and tectonic map of study area F1 : Nenjiang fault； F2 : Yilan-Yitong fault； F3 : Dunhua-Mishan fault； F4 : Nemoer River fault； F5 : the Second Songhua River fault； F6 : Boli-Beian fault ； F7 : Xun River fault ； V1 : Wudalianchi volcanoes ； V2:Jingpohu volcanoes |
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图 3 瑞利面波群速度频散测量示意图 (a)台站对BNX-JGD经验格林函数滤波后不同频段瑞利波；(b)台站对BNX-JGD之间基于背景噪声方法得到的群速度频散曲线. Fig. 3 Example of group velocity dispersion measurement (a) Rayleigh wavefs empirical Greenfs function at different frequency bands of station pair BNX-JGD；(b) Group velocity dispersion curve of station pair BNX-JGD derived from ambient noise method. |
在得到每个台站对的群速度频散曲线后，进而用传统面波层析成像方法来反演研究区域的群速度分布图像.通过上述信噪比计算等一系列数据筛选，周期为8~30s范围内每个周期的射线数量都达到450条以上，由于台站分布及地震计频带范围不同的原因，研究区中部的射线密度最高，而东北及北部边缘的射线密度较低.图 4 展示了研究区内射线覆盖分布(T=12s、20s、35s)和不同周期射线数目变化统计.
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图 4 研究区内射线覆盖分布(T=12s、20s、35s)和不同周期射线数目变化统计 Fig. 4 Ray path coverage tomography (T=12 s, 20 s, 35 s) and the number of raypath at different periods |
本文采用了Barmin 等[21]的层析成像方法，得到了8~40s范围瑞利面波群速度层析成像结果.成像中采用射线理论，某一周期瑞利波走时t(ω)与速度c(x，ω)的关系为
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(2) |
其中x是地球表面某一点坐标，p是射线路径，ω 是角频率.观测数据d和速度模型m之间的关系可记为
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其中G为观测数据与模型参数的关系算子，ε为观测误差.反演成像即求如下目标函数的最小值:
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其中C是数据协方差矩阵，F(m)为空间平滑函数，H(m)为模型的加权函数，α，β 为阻尼参数，其根据数据质量(射线分布)和研究对象来选取，本研究中α，β 分别取400和1.
3 检测板测试为了验证层析成像结果的可靠性，通常使用检测板测试对台站分布和射线路径的影响进行检测.其基本原理是通过给定理论速度模型，按实际射线分布计算理论走时，加上一定的速度扰动后作为“观测走时"，然后用同样的方法和控制参数进行反演，检查其反演结果是否能恢复给定的理论速度模型.本文输入检测板测试的给定速度模型为群速度，异常体大小约为2°×2°，给定速度模型的平均速度为3.0648km/s, 加上5%的速度扰动进行相应的检测板测试，获得了不同周期的检测板测试结果.图 5展示了输入模型和检测板结果(T=14s、16s、20s时检测结果与12s基本一致，篇幅限制略去结果).检测结果表明，地震射线路径分布及均匀性直接影响到检测板给定速度模型的恢复效果，研究区域在8~35s范围内均有较好分辨率，大部分地区分辨率都能达到2°×2°，扰动的样式和幅度基本恢复，成像结果的可信度较好.由于研究区域边缘射线少，因而分辨率较差，输入模型的异常体被平滑，扰动样式和幅度未能恢复.另外松辽盆地和三江盆地地区的原始地震记录信噪比较低，松辽盆地东北部地区仅有1个台站的宽频带地震记录，频散数据较少，对分辨率造成一定的影响.
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图 5 检测板测试的输入速度模型和不同周期检测板测试结果色标为相对参考速度的速度异常百分比. Fig. 5 Input velocity model and results of checkerboard test at different periodsThe color bar represents velocity anomaly compared to the reference velocity. |
面波的群速度表示一组面波能量的传播，即波包最大振幅的传播速度.通过某一周期群速度空间分布可以了解相对应深度范围内速度结构的横向变化特征，不同周期的群速度分布图像代表着不同深度范围内的速度构造差异.群速度随周期从短到长的变化反映的是地球介质从浅到深速度结构的变化趋势，这对研究该区域内构造块体边界和特征都具有重要参考价值.本文成像结果显示出黑龙江地区不同的地质构造单元具有较大的差异，现将反演的群速度分布图像分为3 个周期区间分别进行讨论(图 6).
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图 6 周期为8~40s群速度层析成像结果 色标为相对各周期平均群速度的速度异常百分比. Fig. 6 Groupvelocitytomographyat8〜40 s The color bar represents velocity anomaly compared to the average group velocity. |
周期为8~14s群速度分布图主要反映上地壳速度结构特征.从研究区内群速度分布图像可以看到大兴安岭北段、小兴安岭和由张广才岭、老爷岭、太平岭和完达山等构成的东部山地地区呈现明显的高速异常，而松辽盆地、三江盆地、孙吴-嘉荫盆地则表现出明显的低速异常，短周期群速度的分布与地表区域地质构造(如沉积层厚度、基底深度等)关系密切，低速异常的分布和强度很好地勾勒出研究区内盆地的形态并显示各盆地沉积层的相对厚度，例如松辽盆地显著的低速异常与该盆地较厚的沉积层相对应.前人研究表明松辽盆地自侏罗系至第四系总沉积厚度超过10km[22]，巨厚的沉积层是松辽盆地呈现低速的直接原因.
周期为8~14s群速度分布图像明显反映出了山区与盆地间的分界线，而嫩江断裂、讷漠尔河断裂、勃利-北安断裂和依兰-伊通断裂均分布在山区与盆地间的分界线附近，有较好的对应关系.周期8~14s的群速度图像具有相似特征，随周期增加变化缓慢，主要因为瑞利波群速度对剪切波速度的敏感核在深度上延伸较宽，并且不同周期的敏感核相互重叠所致[23]，另一方面也说明上地壳与地壳浅表层的构造有一定的相关性.总体上，该周期区间内短周期群速度分布图像表现出的横向变化与研究区内区域地质构造和沉积层厚度特征吻合，尤其受断层控制的区块特征明显.
周期为16~25s群速度分布图像主要反映地壳中下部至上地幔浅部范围内速度的变化情况.Moho面上下的速度差异较大(上地幔顶部剪切波速度约4.5km/s, 地壳内剪切波速度约3.9km/s)[23]，因此地壳厚度的差异对该周期群速度有较大影响.从16~25s群速度分布图上可以发现群速度出现了明显的变化，松辽盆地、三江盆地、孙吴-嘉荫盆地低速异常明显减弱并逐渐转变为高速异常，嫩江断裂西北方向的大兴安岭北部区域由原来的高速异常转变为低速异常.这主要由于这个周期区间的群速度对30~40km 深的速度结构最为敏感[23]，此深度也正好是该地区的莫霍面深度[24]，大兴安岭北部地区的周期为25s低速异常反映了该地区莫霍面深度大于松辽盆地.
周期为30~40s主要反映上地幔附近的速度结构，但仍然受到莫霍面深度的影响.从研究区总体速度变化特征看，深部构造的速度变化基本上呈北东方向展布，以嫩江断裂和依兰-伊通断裂为界的黑龙江中部呈现高速异常，东西两侧为低速异常，且中部地区存在交替分布的低速、高速异常带.从相对应的射线路径图(图 4T=35s)和检测板测试结果图(图 5T=35s)看出，射线主要集中在中部，分辨率较高，可靠性较好.江为为等[24]通过重、磁场研究发现东北地区深部地壳构造及莫霍面基本上呈北东方向展布，且地壳深度从中部向东、西两侧逐渐变厚，中部地区存在局部的莫霍面隆起或坳陷圈闭区域.而且，莫霍界面的隆起区和坳陷区分别与中新生带沉积区和褶皱山区相对应，如松辽盆地、三江盆地对应着上地幔隆起区，而大兴安岭、张广才岭对应着地幔的坳陷区[24].这与本文所得结果基本一致，由此也进一步反映了深部构造(地壳下部和上地幔浅部)与浅部构造发育的对应关系和对浅部构造的控制作用.
尤其值得注意的是，周期为30~40s群速度图像在依兰-伊通断裂以东区域逐渐呈现低速异常，并且范围和强度随周期增加而增强.由于在周期为25s的松辽盆地区域反映莫霍面影响时该区域并未呈现低速异常，不可能由莫霍面的速度差异造成，因此可能反映该地区上地幔物质的低速异常.这就可能为郯庐断裂北延部分的敦化-密山断裂和依兰-伊通断裂下方上地幔活动(软流圈物质局部上涌[25])提供了地震学观测依据.
5 结论利用最新的背景噪声层析成像方法反演获得研究区内8~40s瑞利面波群速度分布图像.反演结果揭示了黑龙江地区地壳及上地幔的速度结构存在很大的横向不均匀性，反映了研究区域内不同构造单元的不同地震波速度结构.短周期瑞利波群速度异常与研究区域内山脉、盆地的分布有较好的对应关系，受断层控制的区块特征明显.周期为8~20s群速度低速异常反映了松辽盆地具有较厚的沉积层.周期为16~25s群速度高低速度异常区域反转反映出大兴安岭地区莫霍面深度大于松辽盆地.周期为30~40s进一步体现出深部构造与浅部构造发育的对应关系.观测到了依兰-伊通断裂以东区域可能反映其上地幔物质的低速异常.
本文在研究区内获得地壳和上地幔的群速度分布，也为进一步获得该地区地壳和上地幔三维剪切波速度结构奠定基础.随着区域台网布设密度的加大和台站分布均匀性的提高，信噪比也将会进一步提升，更高的分辨率将会获得更为精细的地壳结构.另外，进一步结合天然地震面波反演获得该地区内地壳和上地幔三维剪切波速度结构，对研究东北地区区域构造活动和地球动力学过程以及探讨深源地震分布和成因都具有重要的意义.
致谢 作者感谢在北京大学学习和研究期间金戈、范文渊、王海洋、王康、梁晓峰、姜明明给予的支持和帮助.同时也感谢黑龙江省地震局郝永梅、刘爱华、路伟在本文的数据准备和处理上提供的帮助.本文使用了美国科罗拉多州立大学杨英杰博士提供的背景噪声层析成像程序.也对两位匿名审稿人对本文初稿提出的宝贵修改意见致谢.
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