大興安嶺火山群區(qū)的深部速度結(jié)構(gòu)及火山成因

張風(fēng)雪， 吳慶舉， 李永華， 張瑞青

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國地震局震源物理重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100081

0 引言

中國東北地區(qū)位于中亞造山帶和西太平洋俯沖帶的銜接部位，地表廣泛出露第四紀(jì)板內(nèi)火山巖，是研究板內(nèi)火山活動及其演化機(jī)理的重要場所.地質(zhì)調(diào)查研究顯示，中亞造山帶東段的大興安嶺地區(qū)火山群巖性差異顯著，其中阿爾山火山群為鈉質(zhì)系列火山巖(K2O/Na2O<1)，而諾敏河火山群為鉀質(zhì)系列火山巖(K2O/Na2O>1)(樊祺誠等，2012，2015；趙勇偉和樊祺誠，2012)，目前關(guān)于上述火山群巖性差異的可能成因尚不明確.如巖石圈減薄/拆沉模型認(rèn)為鈉質(zhì)火山巖的形成與降壓熔融有關(guān)，而鉀質(zhì)火山巖則與富集地幔的部分熔融有關(guān)，該模型中鉀質(zhì)玄武巖巖漿的起源深度要大于鈉質(zhì)玄武巖巖漿(Furman, 2007; Lord et al., 2016)；Liu等(2016)發(fā)現(xiàn)中國東北地區(qū)新生代玄武巖中K2O/Na2O比值隨著巖石圈厚度的增加而減少，并推斷地幔中熔體-巖石相互作用受巖石圈厚度控制；而Lei等(2020)則將上述兩種不同類型巖性巖漿歸因于上升的地幔流體將不同的大洋物質(zhì)(古沉積物和太平洋洋殼)從地幔過渡帶傳送到上方軟流圈所致.

獲取研究區(qū)殼幔速度結(jié)構(gòu)可為上述不同類型火山群形成機(jī)理的確定提供重要的地震學(xué)證據(jù)(Fan et al., 2021).前人使用固定臺站和流動臺站開展的地球物理研究結(jié)果顯示，中國東北地區(qū)新生代板內(nèi)火山群的成因不僅在各個火山群間存在明顯差異，而且對同一座火山群的研究，研究學(xué)者們也提出多種學(xué)術(shù)觀點(diǎn)(Zhao et al., 2009; Tang et al., 2014; Chen et al.，2017a; 雷建設(shè)等，2018；Fan and Chen, 2019; Zhang et al., 2019).概括而言，太平洋板塊深俯沖(Lei and Zhao, 2005; Huang and Zhao, 2006; Zhao et al., 2009)、小尺度上地幔物質(zhì)對流(Tang et al., 2014; Guo et al., 2016, 2018)和巖石圈拆沉(Zhang et al., 2010; Chen et al., 2017b)是造成松遼盆地周邊火山群活動的主要因素.雖然上述模型可用來解釋火山群的成因機(jī)制，但對火山群巖性差異的關(guān)注程度不足.因臺站分布不均勻及空間分辨率的制約，前人的研究結(jié)果尚不能很好約束大興安嶺火山群下方低速異常延伸的深度范圍，并且不同學(xué)者對太平洋板塊俯沖前緣是否抵達(dá)大興安嶺地區(qū)仍持有不同觀點(diǎn)(Huang and Zhao, 2006; Tang et al., 2014).以上不足和爭議在一定程度上限制了研究學(xué)者們從地震學(xué)角度深入理解大興安嶺地區(qū)不同巖性類型火山群的形成機(jī)理.

因此，本文研究擬利用最近數(shù)年在大興安嶺地區(qū)架設(shè)的兩個火山群區(qū)的流動臺陣數(shù)據(jù)，采用遠(yuǎn)震體波走時層析成像方法開展阿爾山火山群和諾敏河火山群的殼幔速度結(jié)構(gòu)和波速比研究，獲得該兩座火山群區(qū)更為詳盡的殼幔速度結(jié)構(gòu)特征，為對比分析大興安嶺火山群的巖性差異和動力學(xué)成因模式提供速度結(jié)構(gòu)方面的支持.

1 數(shù)據(jù)

本研究收集了多個研究團(tuán)隊(duì)近年在中國東北地區(qū)架設(shè)的流動臺站及同期的固定臺站波形數(shù)據(jù)開展深部殼幔速度結(jié)構(gòu)研究.流動臺站為綏滿臺陣、額虎臺陣和NECESSArray臺陣中的觀測臺站，共計255個；固定臺站為黑龍江、吉林、遼寧和內(nèi)蒙古等各省地震臺網(wǎng)中的觀測臺站，共計148個.流動臺站的數(shù)據(jù)約為兩年，固定臺站的數(shù)據(jù)是與各個流動臺站相匹配的同期觀測數(shù)據(jù).除此之外，本研究還收集了本文作者課題組在阿爾山和諾敏河火山群區(qū)開展的兩期觀測時長均為兩年的流動臺站數(shù)據(jù)，共計72個.包括阿爾山臺陣和諾敏河臺陣在內(nèi)的觀測臺站(圖1a)，對中國東北的大興安嶺地區(qū)形成了良好的覆蓋，為對比研究大興安嶺南北兩端火山群區(qū)的速度結(jié)構(gòu)提供了豐富的觀測數(shù)據(jù).

圖1 地質(zhì)構(gòu)造背景、觀測臺站及地震震中位置

對各個流動臺陣中的觀測波形數(shù)據(jù)，本研究采取的數(shù)據(jù)收集原則和處理方式如下：(1)因各個流動臺陣的觀測時間并未完全重合，觀測區(qū)域也不完全重疊，本研究補(bǔ)充了中國東北地區(qū)與流動臺陣同期的固定臺站數(shù)據(jù)，以盡可能消除數(shù)據(jù)的不均衡性；(2)數(shù)據(jù)預(yù)處理包括波形數(shù)據(jù)去儀器響應(yīng)、去均值、去傾斜、帶通濾波(0.02～0.1 Hz)等；(3)在30°～90°震中距范圍內(nèi)量取P波震相的走時殘差，在30°～85°震中距范圍內(nèi)量取S波震相的走時殘差，以盡量避免下地幔和核幔邊界的復(fù)雜構(gòu)造帶對P、S波震相產(chǎn)生的干擾；(4)所有的觀測走時殘差數(shù)據(jù)均采用波形互相關(guān)方法量取(VanDecar and Crosson, 1990；Rawlinson and Kennett, 2004；張風(fēng)雪等，2013)，在最大程度上保證數(shù)據(jù)的準(zhǔn)確性和評判標(biāo)準(zhǔn)的一致性.在波形互相關(guān)過程中，只保留有效臺站記錄數(shù)大于10且波形相關(guān)系數(shù)在0.95以上的高信噪比數(shù)據(jù).圖2展示了同一地震事件的P、S波震相在波形相關(guān)前后的排列變化，通過波形互相關(guān)操作可采用統(tǒng)一規(guī)則量取走時殘差，有效減少人為誤差.

圖2 同一地震事件的P震相和S震相的波形排列該地震事件為2010-01-09 05∶51∶30發(fā)生在所羅門群島的MW6.2級地震.波形是NECESSArray臺陣的部分臺站波形記錄.

經(jīng)以上規(guī)則篩選后，本文從研究區(qū)(116°～127°E，44°～52°N)內(nèi)的觀測臺站波形記錄中，量取的P波震相走時殘差為64575個，S波震相走時殘差為13566個，對應(yīng)的遠(yuǎn)震事件個數(shù)分別為3337個和1221個，各個臺站的走時殘差平均值及遠(yuǎn)震震中的位置分布分別見圖3和圖1(b,c).從圖3中可得，松遼盆地內(nèi)臺站的走時殘差多為負(fù)值，暗示該區(qū)殼幔速度值整體偏高；大興安嶺地區(qū)內(nèi)臺站的走時殘差多為正值，暗示該區(qū)殼幔速度值整體偏低.從圖1b和圖1c中可知，事件的后方位角覆蓋范圍較為完備，可為研究區(qū)的速度結(jié)構(gòu)研究提供可靠的保障.

圖3 各個臺站上的走時殘差平均值

為消除地勢高程和地殼厚度不一致性對遠(yuǎn)震體波走時殘差的影響，本研究以CRUST1.0的模型(Laske et al., 2013)為基礎(chǔ)，采用Tian等(2007)的原理對走時殘差數(shù)據(jù)進(jìn)行了高程和地殼厚度的校正.除此之外，本研究還對同一地震事件在不同臺站上量取的走時殘差進(jìn)行了去均值處理，以盡可能消除研究區(qū)域外的速度異常以及震源定位誤差等對研究區(qū)內(nèi)結(jié)構(gòu)產(chǎn)生的影響.

2 方法

在開展遠(yuǎn)震體波走時層析成像過程中，正演過程采用打靶射線追蹤方法(Julian and Gubbins, 1977)，反演過程采用帶阻尼因子的LSQR算法(Paige and Saunders, 1982a,b).本研究開展P、S波聯(lián)合反演研究，獲取VP、VS、VP/VS異常值，根據(jù)LSQR算法，聯(lián)合反演方程的構(gòu)建方式如下：

Φ=‖APmP-dP‖2+‖ASmS-dS‖2

+w‖mP-αmS‖2,

(1)

其中，Φ為目標(biāo)函數(shù)，是求解過程中將要被最小化的參數(shù)；mP和mS分別是P、S波模型參數(shù)的向量，其向量元素分別為δlnVP和δlnVS，代表P、S波的速度異常變化百分比值；AP和AS分別是P、S波的偏微分系數(shù)矩陣，矩陣元素是走時殘差和模型速度變化值之間的線性系數(shù)；dP和dS是經(jīng)過校正后的觀測走時殘差向量；w是聯(lián)立P、S波反演方程的權(quán)重系數(shù)，w值的確立過程見后文分析；α是待求速度模型中P、S波速度異常間的關(guān)系式，定義為α=δlnVP/δlnVS，該值從Cammarano等(2003)的研究結(jié)果中獲取，α隨深度變化的曲線如圖4所示.

圖4 P、S波速度異常比值與深度之間的關(guān)系曲線[改編自Cammarano等(2003)和Karato和Karki(2001)]

由公式(1)可以求解出VP、VS的速度異常值δlnVP和δlnVS，參照Schmandt和Humphreys(2010)的研究過程，VP/VS異常值可由下式得出：

李阿姨說：“哪怕多花點(diǎn)中介費(fèi)能找到個可心的保姆也行，家里就是工薪階層，自己和老伴每月工資也就7000元，愿意拿出4000元找保姆，但還是很難找到高水平的保姆。不同家政公司中介費(fèi)有差異，但是保姆的水平層次卻差不多。”

δln(VP/VS)=

(2)

其中，δln(VP/VS)是VP/VS的異常變化百分比值；VP0和VS0分別是參考速度模型的P、S波速度值.

公式(2)可進(jìn)一步簡化為：

(3)

以上就是本研究使用遠(yuǎn)震走時殘差數(shù)據(jù)獲取VP、VS、VP/VS異常值的主要過程.

3 可靠性分析

反演結(jié)果的可靠性分析主要包含兩方面，一是選取恰當(dāng)?shù)淖枘嶂?，另一個是常規(guī)的檢測板分辨率測試.

層析成像反演的目的是獲得一個可以擬合觀測數(shù)據(jù)的速度模型，并且要求該模型不要過于復(fù)雜.反演的阻尼系數(shù)值可以控制模型的復(fù)雜程度，表現(xiàn)在折衷曲線上，一般選取曲線曲率最大處所對應(yīng)的阻尼值.通過分析以速度擾動方差和剩余走時殘差方差為縱、橫軸繪制的折衷曲線(圖5)得出，當(dāng)阻尼值為10時，速度模型既不過于復(fù)雜，又可以擬合大部分的觀測數(shù)據(jù)，速度模型和剩余走時殘差保持在一個相對平衡的狀態(tài).當(dāng)阻尼值為10時，反演前后的走時殘差統(tǒng)計分布如圖6所示.從圖中可以得出，反演前P波的走時殘差集中在-1.5～1.5 s之間，均方根為0.40 s， S波的走時殘差集中在-2.0～2.0 s之間，均方根為0.76 s; 反演后P波的走時殘差收斂于-0.75～0.75 s之間，均方根降至0.28 s，S波的走時殘差收斂于-1.25～1.25 s之間，均方根降至0.48 s.經(jīng)過反演，P波走時殘差方差從0.15 s2降至0.07 s2，S波走時殘差方差從0.58 s2降至0.23 s2，降幅分別為53%和60%.以上數(shù)據(jù)說明，經(jīng)反演得出的速度模型可以解釋50%以上的走時殘差值，也即表明該速度模型可以較好地擬合觀測走時數(shù)據(jù).

圖5 剩余走時殘差和速度模型間的折衷曲線

開展檢測板測試是檢驗(yàn)數(shù)據(jù)分辨能力的有效方法之一.據(jù)圖6可得，實(shí)際數(shù)據(jù)經(jīng)過反演后，P波的剩余走時殘差均方根為0.28 s，S波的剩余走時殘差均方根為0.48 s，這些剩余走時殘差均方根是該次反演模型不能解析的隨機(jī)誤差.在合成檢測板的理論走時數(shù)據(jù)時，可對合成的P波走時賦予0～0.28 s區(qū)間內(nèi)的隨機(jī)擾動，對合成的S波走時賦予0～0.48 s區(qū)間內(nèi)的隨機(jī)擾動.反演中采用的網(wǎng)格剖分尺度在水平方向?yàn)?.5°，垂直方向?yàn)?0 km，檢測板中塊體的大小以網(wǎng)格剖分尺度為基本單元進(jìn)行組合試驗(yàn)，并采用與實(shí)際數(shù)據(jù)相同的反演參數(shù)進(jìn)行反演.經(jīng)試驗(yàn)后認(rèn)為，當(dāng)檢測板塊體大小為0.5°×0.5°×50 km時，檢測效果可以達(dá)到較為理想的狀態(tài).檢測板測試中的其他參數(shù)如下：正負(fù)相間分布的檢測板塊體異常值分別為+2%和-2%；相鄰兩塊體間留有相等大小的空白區(qū)域，用以平滑塊體之間的速度變化.

圖6 反演前、后走時殘差統(tǒng)計分布圖

圖7和圖8分別為P、S波檢測板測試的結(jié)果.為達(dá)最佳的顯示效果，圖中所展示的水平或垂直切片均經(jīng)過輸入速度異常塊體的中心位置.從水平切片中可得，在大興安嶺及其南北兩端火山群地區(qū)，輸入速度異常塊體的形態(tài)和幅值均可被較好地恢復(fù)出來；從垂直剖面中可得，能夠被分辨的速度塊體主要在約500 km以淺的上地幔中.總體來說，這些數(shù)據(jù)在研究區(qū)可以達(dá)到水平向?yàn)?.5°，垂直向?yàn)?0 km的分辨能力.P波數(shù)據(jù)的恢復(fù)效果要優(yōu)于S波數(shù)據(jù)，這也是由P波走時殘差數(shù)據(jù)多于S波走時殘差數(shù)據(jù)所決定的.

圖7 不同深度 P波檢測板測試

圖8 不同深度S波檢測板測試

在本研究中，聯(lián)合反演方程的權(quán)重系數(shù)w會影響P、S波速度異常結(jié)構(gòu)的相似度.若w取值較小，聯(lián)合反演解出的P、S波速度結(jié)構(gòu)將會接近單獨(dú)反演的結(jié)果，從而失去了構(gòu)建聯(lián)合方程進(jìn)行聯(lián)合反演的意義；若w取值較大，聯(lián)合反演解出的P、S波速度結(jié)構(gòu)將會非常相似，容易產(chǎn)生假象.在具體的反演操作中，研究學(xué)者們較為關(guān)注以下三個結(jié)果間的相似度：(1)單獨(dú)反演得出的P波速度結(jié)構(gòu)與聯(lián)合反演得出的P波速度結(jié)構(gòu)之間的相似度；(2)單獨(dú)反演得出的S波速度結(jié)構(gòu)與聯(lián)合反演得出的S波速度結(jié)構(gòu)之間的相似度；(3)聯(lián)合反演得出的P波速度結(jié)構(gòu)與聯(lián)合反演得出的S波速度結(jié)構(gòu)之間的相似度.本文根據(jù)此三個相似度的數(shù)值隨聯(lián)合反演權(quán)重系數(shù)w的變化曲線(圖9)，選取三條曲線交匯附近對應(yīng)的w值作為聯(lián)合反演的權(quán)重系數(shù).本研究采用的聯(lián)合反演權(quán)重系數(shù)w值為30，在此權(quán)重系數(shù)下，三個相似度的數(shù)值均在0.9左右，進(jìn)而使得聯(lián)合反演得出的速度結(jié)構(gòu)既保留了單獨(dú)反演結(jié)果的主要特征，又避免了產(chǎn)生P、S波速度結(jié)構(gòu)特征極為相似的假象.

圖9 不同反演結(jié)果間的相似度隨聯(lián)合反演權(quán)重系數(shù)的變化

4 反演結(jié)果

圖10 反演結(jié)果的水平切片

在100 km以淺的范圍內(nèi)，P、S波速度異常圖像均顯示，大興安嶺地區(qū)為明顯的低速異常，該低速異常區(qū)域橫向范圍分布廣泛，幅值可達(dá)-2%；阿爾山和諾敏河火山群位于低速異常和高速異常的分界帶附近.

200 km的水平切片顯示，大興安嶺山脈的中心區(qū)域呈現(xiàn)幅值約為1%的高速異常，但南北兩端的火山群仍處在低速異常結(jié)構(gòu)的區(qū)域內(nèi)，阿爾山火山群所在的低速異常幅值要明顯大于諾敏河火山群的低速異常幅值.

隨著深度的增加，300 km切片顯示，大興安嶺地區(qū)的速度異常幅值均有所減弱.雖然阿爾山和諾敏河火山群區(qū)域仍為低速異常，但兩者低速異常幅值的強(qiáng)度卻出現(xiàn)反轉(zhuǎn)現(xiàn)象，即諾敏河火山群的低速異常幅值強(qiáng)度大于阿爾山火山群的低速異常幅值強(qiáng)度.400 km切片顯示，阿爾山火山群區(qū)開始顯現(xiàn)出高速異常，但諾敏河火山群區(qū)仍為低速異常.

結(jié)合垂直剖面，阿爾山和諾敏河火山群下方的速度異常結(jié)構(gòu)可概括如下：兩座火山群區(qū)的上地幔中均存在低速異常結(jié)構(gòu)，低速異常結(jié)構(gòu)的極值區(qū)域分別位于不同的深度范圍內(nèi).阿爾山火山群的低速異常極值區(qū)靠近上地幔的中上部，諾敏河火山群的低速異常極值區(qū)靠近上地幔的中下部.兩座火山群的低速異常在約400 km深處有連通性(圖11a).

圖11 反演結(jié)果的垂直剖面

VP/VS波速比值異常結(jié)構(gòu)的圖像(圖10—11)顯示，在100 km以淺范圍內(nèi)，阿爾山和諾敏河火山群都位于低波速比值區(qū)域，兩者之間被高波速比值區(qū)域分隔開；200 km切片顯示的波速比值結(jié)構(gòu)特征與100 km以淺的特征相反，即火山群位于高速波比值區(qū)域，且被低波速比值區(qū)域分隔開；300～400 km的切片顯示，阿爾山火山群區(qū)域?yàn)榈筒ㄋ俦戎祬^(qū)，而諾敏河火山群區(qū)域?yàn)楦卟ㄋ俦戎祬^(qū)；垂直剖面上的波速比也表明阿爾山和諾敏河火山群下方均有高波速比值區(qū)域，分別處在不同的深度范圍內(nèi)，基本和火山群下方的低速異常極值區(qū)相對應(yīng)，暗示火山群下方的巖漿流體處在不同的深度位置.

5 討論

5.1 與前人研究結(jié)果的對比

本次層析成像結(jié)果顯示研究區(qū)的殼幔速度存在明顯的橫向不均勻性，火山群地區(qū)主要以低速異常為主要特征，速度異常結(jié)構(gòu)的整體特征與前人研究結(jié)果相似(Guo et al., 2018; Wei et al., 2019; Yang et al., 2019).前人研究表明，火山群與低速異常的空間位置有較好的對應(yīng)關(guān)系(Tao et al., 2018; Lü et al., 2019; Du and Lei, 2019; Fan et al., 2020)，剪切波的快波方向和慢波延遲時間在火山群周邊發(fā)生明顯改變(Chen et al., 2017b; Li et al., 2017; Lu et al., 2020)，這些研究結(jié)果均暗示火山群下方的地幔物質(zhì)存在垂向運(yùn)動.一方面，上涌的地幔熱物質(zhì)會引起地表的火山活動，另一方面，在深處停留并固結(jié)的幔源物質(zhì)可能導(dǎo)致火山群下方的地殼厚度比其周邊地區(qū)偏厚(Zhang et al., 2020).然而，關(guān)于大興安嶺火山群下方低速異常延展的深度，前人研究結(jié)果之間存在較大差別，有的研究結(jié)果認(rèn)為該區(qū)的低速異常主要存在于上地幔中(Guo et al., 2018)，但也有研究結(jié)果顯示該區(qū)的低速異常貫穿上地幔，甚至有深達(dá)下地幔的跡象(Wei et al., 2019).本研究使用了大興安嶺火山群區(qū)域的兩個流動臺陣數(shù)據(jù)，這非常有利于約束火山群區(qū)域的局部速度結(jié)構(gòu)特征，本次層析成像結(jié)果顯示，阿爾山和諾敏河火山群的低速異常極值區(qū)在上地幔內(nèi)，但是位于不同的深度范圍內(nèi)(圖11).

前人研究結(jié)果顯示，中國東北地區(qū)火山群的地殼主要以高波速比值為主要特征(張廣成等，2013；Tao et al., 2014; 朱洪翔等，2017)，尤其在長白山火山群地區(qū)，存在以高波速比為特征的殼內(nèi)巖漿囊(張先康等，2002；朱洪翔等，2017).與之相比，本研究結(jié)果卻顯示，阿爾山和諾敏河火山群地殼內(nèi)的波速比值偏低，高波速比值區(qū)域在地幔深處，暗示該兩座火山群的成因明顯區(qū)別于長白山火山群.Liu等(2016)的研究結(jié)果顯示，大興安嶺火山群的鎂物質(zhì)含量大于松遼盆地周邊火山群中的鎂物質(zhì)含量，Lei等(2020)使用的研究資料表明，在大興安嶺地區(qū)鎂物質(zhì)含量較高的火山群的鎂指數(shù)也較高，Lee(2003)的研究結(jié)果表明，波速比值與鎂指數(shù)為負(fù)相關(guān)關(guān)系.故大興安嶺火山群地殼中偏低的波速比值可能是由鎂物質(zhì)含量偏高引起的.

5.2 δ lnVS/δ lnVP速度異常比值分析

雖然引起地震波速度變化的因素很多，但主導(dǎo)因素有兩個，分別是溫度和成份.當(dāng)?shù)卣鸩ㄋ俣茸兓饕蓽囟纫饡r，低(高)速異常區(qū)對應(yīng)地溫平均值較高(低)的區(qū)域；當(dāng)?shù)卣鸩ㄋ俣茸兓饕沙煞菀饡r，低(高)速異常區(qū)暗示該區(qū)的鐵物質(zhì)含量較高(低)(Karato and Karki, 2001).厘清地震波速度異常成因的主導(dǎo)因素，對于理解地震波速度異常所表征的地球動力學(xué)背景具有重要意義.

地震波速度異常比值(δlnVS/δlnVP)可以用來判斷地幔內(nèi)速度異常是溫度成因還是成份成因(Robertson and Woodhouse, 1996; Koper et al., 1999; Karato and Karki, 2001; Lu et al., 2019).前人的研究表明，該值的變化范圍較大，但基本趨勢是隨著深度的增加而變大(Karato and Karki, 2001).一般地說，在以俯沖板塊和大地幔楔為主的上地幔范圍內(nèi)，δlnVS/δlnVP<1.5，表示速度異常主要是由溫度引起(Koper et al., 1999; Conder and Wiens, 2006)；在下地幔范圍內(nèi)，δlnVS/δlnVP>1.5，暗示速度異常除了溫度成因外，還有成份成因(Karato and Karki, 2001; Lu et al., 2019).在上地幔范圍內(nèi)，如果有部分熔融或流體存在，則在該區(qū)域內(nèi)，會出現(xiàn)δlnVS/δlnVP>2.0的現(xiàn)象(Nakajima et al., 2005; Conder and Wiens, 2006; Schmandt and Humphreys, 2010).

δlnVS/δlnVP是S波速度異常與P波速度異常的比值，據(jù)表達(dá)式可得，當(dāng)δlnVP接近于零時，微小的擾動就會導(dǎo)致δlnVS/δlnVP的強(qiáng)烈變化.鑒于此，本研究在求取該值時采用Conder 和Wiens(2006)給出的方式：

νij=(lnVSi-lnVSj)/(lnVPi-lnVPj)

其中ν=δlnVS/δlnVP，代表速度異常比值，i和j是網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)的索引，i≠j.利用上式可以求出任意兩個網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)上的δlnVS/δlnVP比值，然后利用統(tǒng)計學(xué)直方圖的方式分析δlnVS/δlnVP的優(yōu)勢值.

阿爾山火山群和諾敏河火山群區(qū)域的速度異常比值直方圖如圖12所示.阿爾山和諾敏河火山群下方的速度異常比值優(yōu)勢值均位于1.5附近，其中阿爾山火山群約為1.7～2.0，諾敏河火山群約為1.4～1.6，速度異常比值范圍說明部分熔融不是兩座火山群區(qū)低速異常結(jié)構(gòu)的主要成因.盡管低速結(jié)構(gòu)主要位于上地幔中，本研究也不能完全排除物質(zhì)成份導(dǎo)致速度變化的成因，故本研究認(rèn)為該兩座火山下方的低速結(jié)構(gòu)主要由溫度和成份變化共同導(dǎo)致.低速結(jié)構(gòu)反映的溫度變化特征與該區(qū)新生代火山群區(qū)域具有較高的地表熱流值特征相一致(姜光政等，2016).雖然速度異常比的優(yōu)勢值不在表征熔融狀態(tài)的范圍內(nèi)，但大興安嶺南北兩端火山群下方的速度異常比值具有不同的取值范圍，暗示兩座火山群中的火成巖巖漿經(jīng)歷了不同的深部動力過程.

圖12 阿爾山(a)和諾敏河(b)火山群的速度異常比值直方圖

5.3 殼幔速度異常及其對鉀、鈉質(zhì)火成巖成因的啟示

本研究的成像結(jié)果顯示，大興安嶺火山群區(qū)的低速異常(高波速比值區(qū))均在上地幔中，屬于幔源巖漿成因.已有的層析成像研究結(jié)果顯示，中國東北地區(qū)的多座火山群在地幔深處共用相同的熱物質(zhì)源(田原等，2017；Lü et al., 2019；張風(fēng)雪和吳慶舉，2019)，由于大興安嶺南北兩端火山群的位置相近(相距約300 km)，火山活動期的軌跡相似(樊祺誠等，2011，2012；趙勇偉等，2013)，加之低速異常在上地幔底部有連通性(圖11a)，本研究不排除該兩座火山群在深部有同源巖漿的可能性.

基于熱結(jié)構(gòu)得出的巖石圈(An and Shi, 2006)顯示松遼盆地下方的巖石圈比大興安嶺地區(qū)的要薄(圖11中的灰色實(shí)線).遠(yuǎn)震體波的接收函數(shù)表明，松遼盆地的巖石圈厚度比大興安嶺地區(qū)薄40 km左右(Zhang et al., 2014).地球化學(xué)、面波層析成像和剪切波分裂等的研究結(jié)果均揭示該區(qū)在中生代發(fā)生過巖石圈拆沉過程(Zhang et al., 2010; Li et al., 2013; Chen et al., 2017b).本文結(jié)果顯示，松遼盆地下方存在高速異常(圖11b,c)，但該速度異常體的強(qiáng)度較弱，可能是拆沉巖石圈的殘留體.松遼盆地的巖石圈拆沉將會導(dǎo)致軟流圈物質(zhì)的上涌(Guo et al., 2016，2018).本研究中的層析成像結(jié)果顯示，大興安嶺火山群下方的低速異常(高波速比值)連通了軟流圈和火山群在地表的出露位置(圖11)，表明該低速異?？赡苁切〕叨鹊蒯α髦猩嫌康能浟魅嵛镔|(zhì)，故本研究認(rèn)為大興安嶺火山群的巖漿來源于軟流圈.自晚中生代以來，中國東北地區(qū)經(jīng)歷了多期拉張構(gòu)造運(yùn)動(Ren et al., 2002)，在西太平洋俯沖板塊的后撤和弧后盆地裂谷系的拉張作用下(Tatsumi et al., 1990; Northrup et al., 1995)，巖石圈發(fā)生伸展和減薄，軟流圈物質(zhì)在沿著巖石圈脆弱帶上涌過程中又分為多支，這些熱物質(zhì)最終涌出地表形成多個火山群(圖13).

圖13 巖石圈拆沉和軟流圈物質(zhì)上涌導(dǎo)致火山活動的模型

火成巖石的化學(xué)成份主要受巖漿起源及其演化過程的影響.雖然大興安嶺南北兩端的火山群在地幔深處擁有共同的巖漿源區(qū)，但該兩座火山群的火山巖性存在明顯的差異，說明原生巖漿在形成后又經(jīng)歷了不同的演化過程.針對火山群巖性差異的可能成因機(jī)理，前人至少提出了以下三種成因機(jī)制：(1)巖石圈減薄/拆沉模式(Furman, 2007; Lord et al., 2016)認(rèn)為，鉀質(zhì)玄武巖巖漿的起源深度要大于鈉質(zhì)玄武巖巖漿；(2)熔體-巖石相互作用模式(Liu et al., 2016)認(rèn)為，玄武巖中K2O/Na2O比值會隨著巖石圈厚度的增加而減少；(3)平俯沖板塊頂部的地幔流體上涌模式(Lei et al., 2020)認(rèn)為，不同的大洋物質(zhì)(古沉積物和太平洋洋殼)隨地幔流體上涌是形成鉀質(zhì)和鈉質(zhì)火山巖的根本原因.阿爾山和諾敏河火山群同處大興安嶺地區(qū)，該兩座火山群下方的巖石圈厚度相當(dāng)(An and Shi, 2006; Li et al., 2013; Zhang et al., 2014)，未發(fā)現(xiàn)有明顯的厚度差異.顯然，不同巖石圈厚度條件下的熔體-巖石相互作用模式不能解釋大興安嶺地區(qū)火山群巖性差異的成因.盡管平俯沖板塊頂部的地幔流體上涌模式可以解釋從松遼盆地至大興安嶺地區(qū)的火山群巖性從鉀質(zhì)到鈉質(zhì)的變化現(xiàn)象，但前人對太平洋板塊俯沖前緣是否抵達(dá)大興安嶺地區(qū)仍有爭議(Huang and Zhao, 2006; Tang et al., 2014)，況且本研究在大興安嶺地區(qū)的地幔轉(zhuǎn)換帶中沒有發(fā)現(xiàn)大范圍的俯沖板塊跡象，故該模式也難以解釋大興安嶺火山群的巖性差異.本研究的成像結(jié)果顯示阿爾山和諾敏河火山群下方的低速異常位于不同的深度范圍內(nèi)，以鈉質(zhì)巖性為主的阿爾山火山群的低速異常埋深要淺于以鉀質(zhì)巖性為主的諾敏河火山群的低速異常埋深，故本研究認(rèn)為，大興安嶺地區(qū)火山群間的巖性差異極有可能是由玄武巖巖漿起源于不同的深度所致，符合巖石圈減薄/拆沉模式(Furman, 2007; Lord et al., 2016).

6 結(jié)論

通過收集各研究團(tuán)隊(duì)近年來在中國東北地區(qū)架設(shè)的流動臺站和同時期各省地震臺站的波形數(shù)據(jù)，采用波形互相關(guān)法量取遠(yuǎn)震走時殘差后，開展P、S波聯(lián)合反演研究，獲得大興安嶺火山群區(qū)的殼幔速度結(jié)構(gòu).檢測板測試結(jié)果顯示，反演成像的水平向分辨率為0.5°，垂直向?yàn)?0km.結(jié)合已有研究成果分析，此次研究獲得如下認(rèn)識：

(1)總體而言，大興安嶺火山群的低速異常均在上地幔中，但處于不同的深度范圍內(nèi)，波速比值在淺部地殼內(nèi)偏低，高波速比值區(qū)在地幔深處，暗示大興安嶺火山群的成因明顯區(qū)別于長白山火山群.

(2)大興安嶺火山群區(qū)的速度異常比值表明，該區(qū)的速度異常主要是由溫度和物質(zhì)成份變化共同引起，速度異常反映的溫度變化特征與該區(qū)新生代火山群具有較高的地表熱流值特征相符.

(3)火山群區(qū)不同深度的低速異常向下延深并交匯于軟流圈，根據(jù)已有的研究結(jié)果推測，巖石圈拆沉導(dǎo)致的軟流圈物質(zhì)上涌，可能是該區(qū)火山群共有的熱物質(zhì)源.

(4)阿爾山火山群的低速異常極值區(qū)靠近上地幔的中上部，諾敏河火山群的低速異常極值區(qū)處在上地幔的中下部，低速異常極值區(qū)基本對應(yīng)高波速比值區(qū)域，這表明火山群下方的巖漿流體處在不同的深度位置，起源于不同深度的玄武巖巖漿可能導(dǎo)致大興安嶺火山群間存在巖性差異.

致謝本研究使用的部分流動臺站數(shù)據(jù)由“中國地震局科學(xué)探測臺陣”設(shè)備記錄，固定臺站數(shù)據(jù)由各省地震臺網(wǎng)的設(shè)備記錄.感謝中國地震局地球物理研究所中國地震科學(xué)探測臺陣數(shù)據(jù)中心、國家測震臺網(wǎng)據(jù)備份中心、北京數(shù)字遙測地震臺網(wǎng)、中國地震臺網(wǎng)中心和黑龍江、吉林、遼寧、內(nèi)蒙古地震臺網(wǎng)，以及NECESSArray臺陣的運(yùn)行單位.資助流動臺陣運(yùn)行的科研基金項(xiàng)目包括但不限于國家自然科學(xué)基金(41874112，90814013，41474074)、國土資源部深部探測技術(shù)實(shí)驗(yàn)研究專項(xiàng)(SinoProbe-02-03)、中國地震局地球物理研究所基本科研業(yè)務(wù)費(fèi)專項(xiàng)(DQJB19B26).