中国东北地区属于天山—兴蒙造山系东部(潘桂棠等，2009)，地处中朝板块北部与西伯利亚板块过渡的复杂构造演化带，是环太平洋构造域和古亚洲洋构造域构造叠加作用最显著的地区.东北地区分布有两条巨大岩浆岩带(大兴安岭和张广才岭)和15个盆地(松辽盆地等)，还有镜泊湖、五大连池和长白山等新生代火山，并伴随有火山地震的发生，是中国大陆东部近代火山集中分布的地区之一(刘若新等，1996；张先康等，2002；赵大鹏等，2004).同时，因为西太平洋板块向欧亚大陆深俯冲，东北也是我国唯一、全球鲜有的深震孕育区，获取该区的壳幔结构，对于研究板块俯冲、板内火山活动以及深震等有重要的科学意义.

面波层析成像是一种研究地球内部结构的经典方法.利用地震面波频散资料研究东北以及相邻地区壳幔S波速度结构，前人已获得诸多成果(何正勤等，2009；朱介寿等，2002；朱良保等，2002；Huang et al., 2003；潘佳铁等，2011；Li et al., 2012，2013).然而天然地震面波成像，因为高频信号在地球介质的传播过程中容易衰减，故难以提取到较短周期的频散，对地球浅部结构缺乏约束.近年来，利用噪声互相关(Noise cross-correlation)技术进行的背景噪声层析成像(Ambient Noise Tomography)被越来越广泛地应用于壳幔结构的研究中(Shapiro et al., 2005； Bensen et al., 2007；Yang et al., 2007；Zheng et al，2008；Pan，2012).与天然地震面波成像方法相比，背景噪声成像方法摆脱了对震源的依赖，理论上可以获得任意两个台站之间的面波格林函数，能很容易获取到短周期的频散，对地球浅部结构有着较好的分辨能力，因而构成对天然地震面波层析成像方法的有益补充.前人(高东辉等，2011；Zheng等，2011； 潘佳铁等，2014)曾经利用东北以及邻区地震台站记录的连续地震波形数据，通过开展噪声成像获得了该区中短周期的瑞雷波的群速度和相速度分布图，并进一步反演了该地区的壳幔横波速度结构.但受限于远场近似的条件，利用噪声资料难以提取到较长周期的频散.因此，若将天然地震面波成像和噪声成像相结合来研究壳幔S波速度结构，则能互相取长补短，反演时从地球浅部到深部就都能给予约束.

此外，跟其他地球物理反问题一样，面波频散反演S波速度结构时也会遇到解的非唯一性问题.相比单一的群速度或者相速度反演，二者的联合反演则能在一定程度上降低解的非唯一性.本文利用中国东北地区固定(郑秀芬等，2009)和流动地震台 网的数据，通过噪声成像获得了研究区(105°E—135°E，39°N—52°N)短周期瑞雷波的群速度和相速度分布(潘佳铁等，2014)，结合天然地震面波成像获得的36~145 s的瑞雷波群速度频散资料(Li et al., 2013)，联合反演了该地区的三维壳幔S波速度结构，并结合已有资料对其可能包含的地球动力学含义进行了探讨. 2 资料和方法

利用面波频散资料开展S波速度结构研究通常采用二步法.第一步，将研究区网格化，通过二维的面波反演，混合路径频散被反演到每个网格节点上，得到纯路径频散，即每个网格节点上的群/相速度频散曲线.第二步，将每个网格内的区域视为横向均匀介质，利用某种反演方法和层状地球模型，逐点反演得到每个节点的S波速度模型，最后通过插值获取研究区的三维S波速度结构.本文的主要工作属第二步，即通过开展频散的深度反演，获取研究区下方壳幔S波速度结构，进而探讨其可能的地质意义.本研究使用的纯路径频散数据包括两个部分：短周期(8~30 s)瑞雷波的群速度、相速度频散与中长周期(36~145 s)瑞雷波的群速度频散. 2.1 短周期(8~30 s)瑞雷波的纯路径频散

我们选取了中国东北地区159个固定地震台2011年1月—2012年6月和27个流动地震台(图 1)2011年1月—2011年6月间的垂直向连续波形记录，利用噪声互相关(Noise cross-correlation)，计算了台站间的预估格林函数(Estimated Green Function)，并采用基于连续小波变换的频时分析方法(Continuous Wavelet Transformation Frequency Time Analysis，Wu et al., 2009)，提取了2204条 双台路径上5~40 s瑞雷波的群速度和相速度频散 曲线，最后使用Ditmar和Yanovskaya(1987，1990)提出的方法，反演了研究区8~30 s瑞雷波群速度和相速度的二维分布(潘佳铁等，2014).在能提取到频 散曲线的双台路径上，台站间距介于200~ 1200 km，平均为516 km，大约70%在200~600 km. 与该区以往的噪声成像研究(高东辉等，2011；Zheng et al，2011)相比，该研究增加使用了27个流动台站的连续波形数据，从而使路径覆盖更加理想，检测板测试表明其分辨率可达2°×2°(见潘佳铁等，2014).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区地质构造单元及台站位置分布图 A.大兴安岭；B.小兴安岭；C.张广才岭；D.老爷岭；E.长白山；F.燕山；G.太行山；H.松辽盆地；I.海拉尔盆地；J.三江盆地；K.鄂尔多斯盆 地；L.下辽河盆地.黑色三角表示固定台站，红色圆点表示流动台站，蓝色虚线表示大兴安岭—太行山重力梯度带，红线表示郯庐断裂，黑色虚线表示华北地块的北部边界. Fig. 1 The tectonic sketch map of study region and the distribution of seismic stations A. Da Hinggan Ling; B. Xiao Hinggan Ling; C. Zhangguangcai Ling; D. Laoye Ling; E. Changbaishan; F. Yanshan; G. Taihangshan; H. Songliao basin; I. Hailar basin; J. Sanjiang basin; K. Erdos basin; L. Xialiaohe basin. The black triangles represent permanent broadb and stations. The red dots represent portable broadb and stations. The blue line of dashes represent the Da Hinggan Ling-Taihangshan gravity gradient line. The red lines represent the Tanlu fault. The black line of dashes represent the boundary line of the northern Huabei Block.

此部分数据来源于Li等(2013)，本文的研究区只是该文的一部分.该文收集了中国数字地震台网(China National Seismic Network)145个台站2008年1月—2012年3月和GEOSCOPE、KNET及KZNET等全球台网39个台站1998—2012年记录的525个地震事件数据，测得了超过9500条路径上的瑞雷波群速度频散曲线，反演了周期10~145 s的2D群速度分布.分辨率测试表明其分辨为2°~3°，检测板测试结果参见Li等(2013). 2.3 速度结构的反演方法

S波速度结构反演采用Herrmann和Ammon(2004)方法.该方法是一种线性反演法，在网上有开放的程序软件包.本研究中对1°×1°网格的瑞雷波纯路径频散进行了反演，反演中采用的初始模型是 层状的各向同性一维模型，共33层，深度~600 km. 利用面波频散反演S波速度结构时，通常需要对初始模型在深部的结构给予约束，否则会影响浅部的反演结果.本文在反演过程中，当深度大于350 km时让反演结果跟初始模型基本保持一 致.对于本文采用的线性反演方法来说，给到~600 km 深的约束并不 会增加很大的计算量.地壳模型源于Sun等(2008)，分为4层.我们知道，反演时地壳厚度和莫霍面上下两层的S波速度存在折中，而地壳厚度对反演结果影响很大，P波接收函数对速度突变界面的分辨能力较好，因此本文地壳厚度用P波接收函数的结果(武岩等，2011；刘琼林等，2011；张广成等，2013；Li et al., 2014)进行约束(图 2).方法是，除了沉积层(第一层)外，其余三层厚度按原比例膨胀或者压缩，使最终的地壳厚度与接收函数得到的结果一致.地幔模型为AK135模型，最上面的7层每层厚度为10 km，以下为20 km.

图 2

Fig. 2

图 2 已有P波接收函数研究得到的地壳厚度分布， 蓝色实线为后文纵剖面位置 Fig. 2 Crustal thickness from P wave receiver function studies. Blue lines represent the vertical slices

面波频散是各层厚度(H)、横波速度(V_s)、纵波速度(V_p)和介质密度(ρ)的非线性函数，面波反演实质上是一个多极值问题.不过面波频散主要对H、V_s敏感，而对ρ、V_p的敏感程度相对较弱.因此，在反演时，可以只考虑将H与V_s这两个变量作为独立参数.反演过程中每层的厚度和V_p/V_s不变，V_p和密度ρ根据经验公式V_p=1.732V_s，ρ=0.32+0.77V_p计算得到.为了增强反演的稳定性，每次迭代需要选择合适的阻尼因子D.前两次迭代我们选择了相对较大的阻尼(D为10)，以避免因为初始模型与最终模型相差太大而导致找不到解的情况.图 3为两个网格节点上反演得到的模型及其频散的拟 合图.

已有研究表明，天然地震面波与NCF(Noise Cross-correlation Function)得到的频散有系统偏差(Yao et al., 2006)，即相同路径上由这两种方法得到的相同周期上的速度值并不完全一致，这会导致相同网格节点上的纯路径频散也不一致，原因有多种(潘佳铁等，2014).通过对比我们发现，大部分网格点的群速度纯路径频散在10~30 s都很接近(图 4a)，即便是差距较大时也只有0.1 km·s^-1(3%)左右.关于速度结构反演时纯路径频散的变化引起的S波速度的变化，我们做了如下测试：对节点(126°，45°)，将周期30 s的群速度频散值减小0.1 km·s^-1，其他周期不变.反演S波速度结构时使用相同的初始模型和反演参数，得到了不同的反 演结果(图 4b).可以看出，大约在30~60 km深度处反演结果有差别.差异最大的在上地幔的第二层，其S 波速度从4.3287 km·s^-1 减小至4.295 km·s^-1，减小了0.0337 km·s^-1(约0.78%)，差异很小.因此，尽管天然地震面波频散与由NCF得到的频散有系统偏差，但是我们认为这种偏差很小，直接将天然地震面波频散加进来是可行的.

图 3

Fig. 3

图 3 节点(117°，41°)和(121°，44°)反演得到的模型及其频散的拟合.每张图的左侧为最终模型(实线)和初始模型(灰色虚线)的对比图.右侧为最终模型的频散拟合情况，实线是由最终模型计算得到的理论频散，黑色点为观测频散 Fig. 3 Models after inversion and fits between observed and predicted dispersion curves. In each figure，the left panel is the comparison of final model(solid line) and the initial model(gray dash line)，the right panel is fits between observed(black dots) and predicted(solid line)dispersion curves

图 4

Fig. 4

图 4(a)三个网格点上由NCF(虚线)和地震面波(实线)得到的群速度纯路径频散的对比，不同颜色表示在不同的网格 点；(b)频散变化对S波速度结构反演的影响.将节点(126°，45°)30 s的群速度频散值减小0.1 km·s-1，其他周期频散 不变.蓝色曲线为原频散反演得到的S波速度结构，红色曲线为30 s的频散值变小后反演得到的S波速度结构 Fig. 4(a)Comparison of pure path group velocity from NCF(dash lines) and earthquakes(solid lines)at three grid nodes，three kind of color represent that at three different grid nodes.(b)S velocity structure changes with group velocity. We decreased the group velocity at period of 30 s at nodes of(126°，45°)， and keep that at other periods. The blue line is the S-wave velocity structure obtained from the original dispersion data，while the red line represents the S- wave velocity structure after decreasing the group velocity at 30 s

利用前述方法，我们反演得到了东北地区~200 km 深度的三维壳幔S波速度结构.这里只展示30，60，80，100，120，150 km深度的切片图(图 5)和三条沿经纬度的纵剖面图(图 6).为了更突出地显示地幔中的S波速度结构特征，在绘制纵剖面时，我们采用了2种色标，地壳中用绝对速度表示，地幔中则用速度扰动表示.与已有的研究结果相比，我们的结果大体上与之相符，但也有不同之处.

图 5

Fig. 5

图 5 东北地区S波速度结构深度切片.红色实线是郯庐断裂，红色虚线表示华北地块北缘的界线， 深绿色虚线表示大兴安岭—太行山重力梯度带，黑色细实线是松辽盆地的边界 Fig. 5 S wave velocity profiles through 3-D model at different depth in Northeast China. The red lines represent Tanlu fault. The dark green line of dashes represent the Da Hinggan Ling-Taihangshan gravity gradient line. The red line of dashes represent the boundary line of the northern Huabei Block. The black thin line represent the boundary of the Songliao basin

图 6

Fig. 6

图 6 纵剖面下方的S波速度结构(剖面位置见图 2蓝色粗线).黑色虚线表示岩石圈底界面.每张图片顶部是沿剖面的高程.(a)沿纬度42°N的剖面；(b)沿纬度45°N的剖面；(c)沿经度124°E的剖面.TLF-S，TLF-N分别代表郯庐断裂南段(敦 化—密山断裂)和北段(依兰—伊通断裂)，地壳中色标用绝对速度表示，地幔中用相对速度表示，参考速度值4.3 km·s-1 Fig. 6 S wave velocity vertical profiles located in Fig. 1 shown with thick blue lines. Black dash lines represent LAB. It′s the elevation along the profile on the top of each figures.(a)Vertical profile at latitude of 42°N;(b)Vertical profile at latitude of 45°N;(c)Vertical profile at longitude of 124°E. TLF-S，TLF-N represent the south fragment of Tanlu fault(Dunhua-Mishan fault) and the north fragment of Tanlu fault(Yilan-Yitong fault). Crustal velocities are presented using an absolute color scale， and mantle velocities are defined relative to the reference speed of 4.3 km·s-1

30 km深度切片图大致反映了研究区中、下地壳的S波速度分布情况，区内S波速度的横向变化较大(~0.45 km·s^-1).大兴安岭—太行山重力梯度带两侧S波速度结构有很大的差异，梯度带以东呈现出大范围的高速(>3.8 km·s^-1)，并在哈尔 滨以及下辽河盆地达到最高(~4.0 km·s^-1)，而梯度带以西则表现为大面积的低速(<3.7 km·s^-1).已有的人工地震测深研究(杨宝俊等，1996)表明，重力梯度带是地壳厚度的陡变带，西侧较东侧厚3~5 km，松辽盆地内部不同区段也存在明显的莫霍面深度差异，总体表现为西部、北部凹陷，东北及东南隆起.满洲里—绥芬河地学断面结果揭示：松辽盆地内地壳厚度为31~36 km，地壳厚度整体从西向东逐渐变小，在哈尔滨附近达到最小.向东进入张广才岭，地壳厚度明显加深.30 km的切片图与地壳厚度分布图样式很相像，表明其受地壳厚度的影响较大.在哈尔滨以及松辽盆地东南缘一带，V_s呈现出大于3.9 km·s^-1的高速，这符合典型克拉通地区的特征(Shapiro and Ritzwoller， 2002).重力梯度带两侧S波速度的显著差异表明它也是一条很重要的地震学分界带.类似的结果在华北北部地区也被观测到(何正勤等，2009).这跟重力梯度带两侧的岩石成分、地壳厚度以及温度有关(徐义刚，2006).

60~150 km深度切片图主要反映了研究区上地幔顶部的S波速度变化.进入地幔后，速度的横向变化有所减弱(0.2~0.3 km·s^-1).60~80 km深度切片上，松辽盆地下方依然呈现出较明显的高速，至100 km高速特征开始消失.另外，穿过松辽盆地的纵剖面图 6b、6c上，也显示盆地下方的高速最深可至100 km左右，暗示松辽盆地下方的岩石圈底 界面深度可能在100 km左右(图 5，图 6).Li等(2012)天然地震面波成像的结果显示，松辽盆地下方的高速至100 km仍有显示，我们的结果与之比较接近.不过Zheng等(2011)的研究结果表明，60 km深处松辽盆地下方存在较显著的高速，但80 km的水平切片图上并无显示，这和本文的结果不一致.我们认为这可能和他们使用的频散的最长周期只有40 s有关，40 s对80 km以及更深的S波速度敏感度比较弱.

大兴安岭从60~100 km深度一直呈现出较为明显的高速，松辽盆地则在100 km处没有明显的高速特征，这可能暗示大兴安岭下方的岩石圈底界面比松辽盆地要稍微深一些.鄂尔多斯从100 km至150 km呈现出较为明显的高速，前人研究表明鄂尔多斯地块下方高速的岩石圈深度大于120 km(Huang et al，2009；Tang et al，2013)，本文结果与之相近，揭示了鄂尔多斯地块稳定的克拉通的特征.纵剖面图 6a上长白山火山下方上地幔顶部，存在较明显的低速异常(约4.1~4.25 km·s^-1)，与已有体波成像研究(赵大鹏等，2004)结果相符.该研究显示在长白山火山下方，有深达400 km的低速异常，而在其下方的地幔转换带及下地幔中存在高速异常，据此推测长白山火山是与太平洋板块的深俯冲及其在东亚地幔转换带中的滞留、脱水等过程密切相关的一种弧后板内火山.

纵剖面图 6b上松辽盆地下方(如A点，经度 123°E)跟东部郯庐大断裂下方(如B点，经度130°E)岩石圈地幔的速度结构有很大的不同.我们对比了其观测的纯路径频散(见图 7)，频散曲线的特征也有很大差异，也就是说，A、B点下方反演结果的较大差异是由观测值相差较大引起的.这也从一定程度上说明，我们反演得到的模型还是比较可靠的.另外，从60~150 km深度切片以及三条纵剖面图上，我们注意到郯庐断裂带下方均呈现出大范围的比较显著的低速特征，可能暗示郯庐大断裂下方上地幔顶部有热物质活动.

图 7

Fig. 7

图 7 节点A(123°E，45°N)和B(130°E，45°N)(图 6b中)观测频散对比 Fig. 7 Comparison of observed pure path dispersion curves at nodes of A(123°E，45°N) and B(130°E，45°N)in Fig. 6b

岩石圈是地球上部相对于软流圈而言的坚硬的岩石圈层.研究人员曾试图通过地震、大地电磁、地热以及岩石化学等方法来确定该区的岩石圈/软流圈的边界(Lithosphere-asthenosphere Boundary)(姜德禄，2000；Li et al，2013; 白登海等，1993；Wang and Cheng， 2012；Xu，2001)，然而目前关于该区岩石圈厚度的认识仍存在分歧.地震层析成像研究结果中，大陆克拉通岩石圈往往显示为上地幔顶部低速层之上的高速盖层.高速意味着其冷、厚、且难熔的岩石圈根属性.大量的岩石物理与地球物理研究表明，LAB并非是像莫霍面那样的速度陡变间断面，参照已有的面波层析成像研究(Weeraratne et al，2003; Li et al，2013)，本文将岩石圈厚度定义为速度负梯度最大处的深度.

我们的研究结果显示，研究区LAB的深度在70~140 km之间(图 8).郯庐断裂及其以东地区岩石圈较薄(约70~80 km)，松辽盆地稍厚(约90~ 100 km)，大兴安岭及其西部较松辽盆地略厚(100~110 km)，鄂尔多斯地块最厚(约140 km).这一观测结果不仅与已有面波成像结果(Li et al., 2012，2013)给出的岩石圈厚度相一致，还与An和Shi(2006)基于已有面波成像结果(Huang et al., 2003)给出的地震-热岩石圈厚度及Wang 等(2012)采用地热方法推断出的岩石圈厚度非常相似.尽管不同地球物理方法给出的岩石圈厚度可能反映了LAB的不同属性，但这些不同方法给出的一致的岩石圈厚度分布也证实了本文结果的可靠性.与部分面波成像(Lebedev and Nolet， 2003)和体波走时成像(Li et al., 2006)研究结果不同，我们的结果显示松辽盆地下方并不存在高速的、深达200 km的岩石圈根.本文结果与体波成像结果有较大差异，可能主要与体波成像方法的垂向分辨率不高有关.

图 8

Fig. 8

图 8 东北地区岩石圈厚度 Fig. 8 Lithospheric thickness in northeast China

大量的地质与地球物理学证据已经表明，华北克拉通在中生代和新生代发生了岩石圈减薄(如Menzies et al., 1993; 邓晋福等，1994; Griffin et al., 1998; Huang et al., 2003; Li et al., 2009)，但关于中国东北是否发生了岩石圈减薄仍存有争议(如Lebedev et al., 2003; Li et al., 2006; 吴福元等，2008)，这对于理解大陆岩石圈减薄的机制有很重要的作用.比如中国大陆东部的岩石圈减薄可能与太平洋板块的俯冲有关(邓晋福等，1994)，华北克拉通只有东部块体发生了减薄，可能是和扬子块体的碰撞有关(Gao et al., 2002).本文的结果显示松辽盆地下方的岩石圈厚度为90~100 km，薄的岩石圈盖层暗示东北地区的岩石圈可能也发生了减薄，原因可能是和太平洋板块的俯冲引起的地幔热物质上涌有关.但是，我们认为松辽岩石圈发生的减薄跟华北东部岩石圈不一样，松辽岩石圈后来可能又发生了冷却.另一方面，松辽岩石圈减薄的深度范围(减薄至90~100 km)跟华北(减薄至70~80 km，Huang et al，2009)也不一样，所以我们仍然可以看到松辽地幔岩石圈的高速盖层.

郯庐断裂在研究区是一条非常重要的深大断裂，接收函数研究表明，该断裂至少已经切穿了地壳(张广成等，2013).本文研究(图 6)显示，岩石圈厚度在郯庐断裂附近有10 km左右的变化.这可能暗示，郯庐断裂是切割至上地幔岩石圈的深大断裂，这 与前人的研究结果一致.地震测深与大地电磁测深研究结果显示，断裂带已切穿岩石圈，切割深度大于80～100 km(万天丰等，1996).Chen等(2006)利用接收函数方法，揭示了郯庐断裂带附近较薄的地壳和岩石圈，验证了郯庐大断裂是导致我国大陆东部地区中、新生代以来拉伸和减薄的软流圈物质上涌的主要通道.研究区东部边缘较薄的岩石圈可能跟郯庐大断裂下方的热物质上涌有关. 4 结论

本文利用在中国东北地区开展的噪声成像获得的短周期(8~30 s)的群速度和相速度纯路径频散，与天然地震面波成像获得的长周期(36~145 s)群速度纯路径频散相结合，联合反演了中国东北地区的三维S波速度结构，并得到了该区的岩石圈厚度分布图，结果表明：

(1)研究区的S波速度结构有很明显的横向非均匀性，中、下地壳S波速度结构的横向分布，在重力梯度带两侧有很大的不同，以东地区显示为大范围的高速，以西地区则呈现大范围的低速；

(2)松辽盆地下方岩石圈地幔表现为显著的高速，岩石圈厚度约90~100 km，大兴安岭地区要稍微深一些，大致在100~110 km，薄的岩石圈盖层暗示东北地区的岩石圈可能发生了减薄；

(3)郯庐大断裂下方呈现出大范围的比较明显的低速，断裂下方上地幔顶部可能有热物质活动.研究区东部边缘较薄的岩石圈可能跟郯庐大断裂下方的热物质上涌有关.岩石圈厚度在郯庐断裂附近存在10 km左右的变化，可能暗示郯庐断裂是切割至上地幔岩石圈的深大断裂.