基于背景噪聲成像方法的蘿北地區(qū)淺地表速度結(jié)構(gòu)

王智雄 ,馮晅 ,侯賀晟 ,劉乾

1.吉林大學(xué) 地球探測(cè)科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，長(zhǎng)春 130026；2.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院，北京 100037

0 引言

郯廬斷裂帶是中國(guó)東部大型走滑斷層，走向北北東向，其分為南段、中段與北段，北段由依蘭-伊通斷裂帶和敦化-密山斷裂帶構(gòu)成。依蘭-伊通斷裂帶走向北東向，南端起始于沈陽(yáng), 向北經(jīng)過(guò)伊通、舒蘭、尚志、方正、依蘭和鶴崗等地,于蘿北一帶進(jìn)入俄羅斯,中國(guó)境內(nèi)全長(zhǎng)約900 km[1]。在黑龍江境內(nèi)，依蘭-伊通斷裂帶一般分為3段，即北段、中段和南段，北段地震活動(dòng)明顯強(qiáng)于中段和南段，其存在著整個(gè)黑龍江省內(nèi)最密集的小震活動(dòng)。單獨(dú)就北段而言，其地震活動(dòng)分布并不均勻，蘿北地區(qū)的地震活動(dòng)明顯強(qiáng)于北段其他區(qū)域，該地區(qū)小震活躍，歷史上曾經(jīng)發(fā)生過(guò)多次中等強(qiáng)度的地震，如1963年6月21日5.8級(jí)地震[2]。為了研究蘿北地區(qū)地震活動(dòng)和淺地表斷層的關(guān)系，確定依蘭-伊通斷裂在蘿北地區(qū)的分布以及活動(dòng)情況，有必要獲取蘿北地區(qū)淺地表地質(zhì)結(jié)構(gòu)與斷層分布。

多年來(lái)已經(jīng)有部分學(xué)者對(duì)蘿北地區(qū)展開(kāi)研究，郭德明[3-4]討論了依蘭-蘿北地塹盆地地震地質(zhì)特征，并且提出依-舒構(gòu)造帶經(jīng)歷過(guò)多次構(gòu)造變動(dòng), 從而形成了南北分段、東西成帶的構(gòu)造格局, 其中北西向的次級(jí)斷裂具有強(qiáng)烈活動(dòng)性，是正在崛起的活動(dòng)斷裂；張鳳鳴等[5]應(yīng)用震源機(jī)制解分析了依蘭-伊通地塹斷裂北段的湯原-蘿北段的構(gòu)造活動(dòng)和現(xiàn)代構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)后，認(rèn)為區(qū)域構(gòu)造活動(dòng)受地塹構(gòu)造控制,北西向斷裂是區(qū)內(nèi)主要的發(fā)震構(gòu)造；蘿北地區(qū)位于湯原斷陷內(nèi)，劉財(cái)?shù)萚6]橫切佳伊斷裂帶進(jìn)行了大地電磁測(cè)深，在DB04測(cè)線MT解釋圖中，給出湯原斷陷地下5 km以?xún)?nèi)的電法剖面圖，可為蘿北地下研究提供參考；余中元等[7]通過(guò)考察歷史地震記錄，利用震源機(jī)制解，衛(wèi)星影像解譯和野外地質(zhì)調(diào)查等手段，探討了蘿北1963年6月21日5.8級(jí)地震的發(fā)震構(gòu)造問(wèn)題，并初步分析了其未來(lái)地震危險(xiǎn)性。以上研究幾乎都是通過(guò)衛(wèi)星遙感影像以及一些地質(zhì)特征判斷地下斷層分布，但是地貌特征會(huì)受人為和自然河流改造的影響，衛(wèi)星遙感會(huì)受植被的影響，無(wú)法精確獲得地下地質(zhì)構(gòu)造和斷層分布[8]。

背景噪聲成像方法可以從任意兩個(gè)臺(tái)站的互相關(guān)函數(shù)中提取格林函數(shù)與頻散數(shù)據(jù)，反演獲得臺(tái)站對(duì)之間地下介質(zhì)的S波速度結(jié)構(gòu)，其野外布置工作簡(jiǎn)單，成本低且分辨率高，近年來(lái)有大量學(xué)者應(yīng)用此方法成功獲得地下速度結(jié)構(gòu)。李玲利等[9]利用密集臺(tái)站提取出0.5～4.5 s短周期面波頻散曲線，反演獲得了合肥市下方地殼淺部剪切波速度圖像；王仁濤等[10]利用固定臺(tái)站連續(xù)噪聲數(shù)據(jù)提取出2～14 s的瑞雷面波群速度和相速度頻散曲線，基于面波成像和S波速度結(jié)構(gòu)反演方法對(duì)松遼盆地的沉積層結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究；王娟娟等[11]利用新疆呼圖壁儲(chǔ)氣庫(kù)附近22個(gè)臺(tái)站記錄的連續(xù)背景噪聲數(shù)據(jù)的垂直分量，通過(guò)互相關(guān)方法提取了0.5～1.5 s的瑞雷面波群速度頻散曲線，反演得到了精細(xì)的近地表三維橫波速度結(jié)構(gòu)。

筆者利用2020年布設(shè)在蘿北地區(qū)的短周期密集臺(tái)陣(圖1)，獲取了15 d的連續(xù)噪聲數(shù)據(jù)，使用背景噪聲層析成像方法，獲得了蘿北地區(qū)下方地殼淺部的橫波速度分布圖，并且結(jié)合前人的地震地質(zhì)研究成果，對(duì)其速度分布所反映的地質(zhì)特征與斷層分布進(jìn)行分析，為將來(lái)蘿北地區(qū)地震地質(zhì)活動(dòng)研究提供參考。

三角形代表臺(tái)站；五角星代表蘿北縣的位置。圖1 臺(tái)站分布圖Fig.1 Stations distribution

1 數(shù)據(jù)采集和處理

在蘿北地區(qū)布設(shè)了37個(gè)短周期密集流動(dòng)臺(tái)站，采集了2020年10月份15天的連續(xù)背景噪聲數(shù)據(jù)，野外數(shù)據(jù)采集使用的儀器是智能無(wú)線節(jié)點(diǎn)式地震儀(Smartsolo IGU-16 5 Hz)，ADC分辨率為24 bits，具有重量輕、體積小、可以便捷的更換電池和續(xù)航時(shí)間久的特點(diǎn)。

背景噪聲數(shù)據(jù)處理參照Bensen et al.[12]的處理流程，先進(jìn)行單臺(tái)數(shù)據(jù)預(yù)處理，然后計(jì)算臺(tái)站對(duì)之間的互相關(guān)函數(shù)并利用互相關(guān)函數(shù)提取面波頻散曲線。

單臺(tái)數(shù)據(jù)預(yù)處理：原始的垂直分量連續(xù)波形數(shù)據(jù)采樣率為500 Hz，首先重采樣到40 Hz，降低計(jì)算量，然后將數(shù)據(jù)截取成1 h為單位的連續(xù)波形數(shù)據(jù)[13]，去均值；去趨勢(shì)和帶通濾波(0.01～10 s)，進(jìn)行波形尖滅，之后做譜白化處理(拓寬背景噪聲的頻譜，并降低某單頻固定信號(hào)的影響)，最后做時(shí)間域歸一化，以去除地震信號(hào)、儀器和人為的干擾。

之后把每?jī)蓚€(gè)臺(tái)站的連續(xù)記錄做互相關(guān)運(yùn)算并疊加，從而得到臺(tái)站對(duì)之間的噪聲互相關(guān)函數(shù)。瑞雷面波群速度頻散曲線的提取方法是基于圖像處理技術(shù)的多窗時(shí)頻分析快速提取方法[14-15]。在頻散曲線的質(zhì)量控制上，只提取信噪比≥5、臺(tái)間距>兩倍波長(zhǎng)，且相鄰周期的群速度值沒(méi)有明顯跳變的頻散曲線[16]，最后得到120條周期為0.5～4 s的瑞雷面波群速度頻散曲線，用于反演蘿北地區(qū)的三維淺地表橫波速度結(jié)構(gòu)(圖2)，從圖中可以看出群速度頻散曲線數(shù)量隨著周期而變化，數(shù)據(jù)主要集中在1.5～3 s范圍內(nèi)，其他頻段數(shù)據(jù)較少。

圖2 0.5～4 s周期段的瑞雷面波的群速度頻散曲線(實(shí)線)及每個(gè)周期的頻散曲線數(shù)量(虛線)Fig.2 Rayleigh wave group velocity dispersion curves (solid lines) in 0.5～4 s period band and the number of dispersion curves (dotted line) in each period

2 數(shù)據(jù)反演

本研究使用的反演方法是Fang et al.[17]提出的由所有路徑瑞雷面波頻散走時(shí)直接反演淺地表三維橫波速度結(jié)構(gòu)的方法，這種方法考慮到了在復(fù)雜介質(zhì)中，路徑射線彎曲的現(xiàn)象，并且省掉了常規(guī)的面波層析成像反演二維橫波速度的中間環(huán)節(jié)[9]。

2.1 初始模型

初始模型是反演計(jì)算的重要部分，筆者根據(jù)傅維洲等[18]給出的滿(mǎn)洲里—綏芬河地學(xué)斷面地殼S波速度結(jié)構(gòu)圖，依據(jù)與蘿北鄰近的佳木斯-興凱地塊的淺地表S波速度結(jié)構(gòu)，構(gòu)建初始參考模型。

2.2 射線路徑覆蓋

從射線路徑的分布情況來(lái)看(圖3,4)，0.5～2.5 s射線較密集，到3.0 s時(shí)已較為稀疏,總的來(lái)看射線覆蓋效果較好。

2.3 深度敏感核計(jì)算

瑞雷波對(duì)不同深度剪切波速度結(jié)構(gòu)敏感度隨著周期而變化，每個(gè)不同周期的瑞雷波群速度對(duì)不同深度的S波速度結(jié)構(gòu)敏感，為了了解瑞雷面波群速度在深度方向?qū)M波速度的約束效果[11]，通過(guò)一維初始模型計(jì)算了瑞雷面波群速度的深度敏感核曲線(圖5)。從圖中可以看到在1.0 s周期，群速度頻散對(duì)0.5 km的深度最敏感，隨著周期的增長(zhǎng)，相對(duì)應(yīng)的敏感深度也在增加，由于射線路徑到3.0 s時(shí)覆蓋相對(duì)較差，所以敏感核只做到2.5 s周期，敏感深度在2.6 km。因此，本文提取的群速度頻散曲線反演到地下2.6 km是可靠的。

圖3 初始參考模型Fig.3 Initial reference model

2.4 殘差計(jì)算

在實(shí)際數(shù)據(jù)計(jì)算中，反演過(guò)程比較穩(wěn)定，總的走時(shí)殘差的均方差隨著迭代次數(shù)的增加不斷下降，迭代第20次以后基本穩(wěn)定，下降明顯。反演后走時(shí)殘差的標(biāo)準(zhǔn)差由最初的17.042 5 s降為0.057 8 s(圖6)，最終誤差基本分布在0附近，說(shuō)明反演效果較好。

圖4 不同周期(0.5 s、1.0 s、1.5 s、2.0 s、2.5 s和3.0 s)射線路徑覆蓋Fig.4 Ray-path coverage for different periods (0.5 s, 1.0 s，1.5 s，2.0 s，2.5 s and 3.0 s)

3 蘿北地區(qū)三維橫波速度結(jié)構(gòu)研究

圖7(a)-(f)給出了由瑞雷面波群速度頻散曲線反演得到的不同深度的橫波速度圖像。由速度結(jié)果揭示的高、低速分布特征與該區(qū)域的地質(zhì)構(gòu)造特征對(duì)應(yīng)較好，并且能夠反映出蘿北地區(qū)的淺地表地質(zhì)特征。研究區(qū)域內(nèi)2.6 km與2.2 km深度的橫波速度結(jié)構(gòu)有明顯的差別(圖7e，f)，圖7(f)中高、低速異常分界明顯，可以看到3條明顯的低速異常帶，其中走向北西向的F2和F3斷裂與走向北東向的F1斷裂相交，郭德明提出依蘭-蘿北地區(qū)，即依-舒構(gòu)造帶北段，有多條北西向斷裂錯(cuò)斷依-舒構(gòu)造帶，且活動(dòng)強(qiáng)烈[4]。因此推測(cè)F1為依蘭-伊通斷裂，而F2和F3是與之相交的次一級(jí)斷裂，其共同控制著上覆地層的發(fā)展；在圖7(e)中，速度差異不大。

圖5 不同周期(1.0 s、2.0 s和2.5 s)的瑞雷面波群速度對(duì)橫波速度的深度敏感核Fig.5 Depth sensitivity kernels of Rayleigh wave group velocities to shear-wave velocities at different periods (1.0 s, 2.0 s and 2.5 s)

圖6 反演迭代次數(shù)及走時(shí)殘差標(biāo)準(zhǔn)差分布(右上方插圖為走時(shí)殘差分布)Fig.6 Variation of standard deviation of surface-wave travel-time residuals with iteration number

與圖7(e)相比，1.6 km和1.2 km深度的剖面圖中(圖7c，d)，高、低速異常有明顯分界，但是低速異常的位置與2.6 km深度并不相同。不同深度的地層在不同的時(shí)期遭受的地殼運(yùn)動(dòng)作用方式也不一樣，古近紀(jì)時(shí)期，太平洋板塊的面積隨著擴(kuò)張作用持續(xù)增大，從而加速了太平洋板塊向北西方向的俯沖作用，整個(gè)的太平洋板塊俯沖到歐亞板塊之下，向東亞大陸正面高角度俯沖，運(yùn)動(dòng)方向?yàn)楸蔽飨颍}北地區(qū)受到了來(lái)自北西方向強(qiáng)烈的擠壓作用力，地層的受力方向改變，在新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和下伏斷裂的控制下繼續(xù)發(fā)育[19-23]。在圖7(c)中可以看到F1′和F2′斷層相交的位置與圖7(f)中F1和F2相交位置一致， 推測(cè)F1′斷層是在新的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)下，以依蘭-伊通斷裂為基礎(chǔ)發(fā)育的次級(jí)斷層，F(xiàn)2′斷層則是在新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)下，由依蘭-伊通斷裂和F2共同控制發(fā)育的斷層。劉財(cái)?shù)萚6]橫切依蘭-伊通斷裂帶進(jìn)行了大地電磁測(cè)深，在DB04測(cè)線MT解釋圖中，給出湯原斷陷上部1.5 km深度以上為低阻層，電阻率只有幾歐姆米到幾十歐姆米;在1.5 km深度以下分為兩部分，西部分兩層，即1.5～2.6 km為中阻層，電阻率約為兩千歐姆米;2.6 km以下延伸到10 km為低阻層，電阻率又低到幾歐姆米到幾十歐姆米，與本文的反演結(jié)果對(duì)應(yīng)。

在圖7(b)中，斷層F1′和F2′發(fā)生間斷，低速異常區(qū)域減少，直到0.4 km，兩處斷層均已消失，但是在兩幅圖中(圖7a,b)，出現(xiàn)了圓形的低速異常區(qū)域，并且這些圓形低速異常都是在下伏斷層之上或者相交處發(fā)展起來(lái)的。自晚更新世以來(lái)，一直認(rèn)為依蘭-伊通斷裂帶沒(méi)有活動(dòng)，只有一些中等強(qiáng)度地震的背景，而且現(xiàn)代的地震資料也沒(méi)有大震發(fā)生的記錄，可是閔偉等人通過(guò)考察發(fā)現(xiàn)，依蘭-伊通斷裂帶舒蘭段在全新世有過(guò)多次活動(dòng)[19]。由此推測(cè)第四紀(jì)以來(lái)，依蘭-伊通斷裂并不是沒(méi)有活動(dòng)，而是在新的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)背景下，下伏依蘭-伊通斷裂和與其相交的次級(jí)斷裂共同控制著上覆地層的發(fā)展，形成了多個(gè)圓形伸展破碎帶，這些破碎帶與蘿北地區(qū)的小震活動(dòng)有著直接的關(guān)系。

(a)0.4 km;(b)0.8 km;(c)1.2 km;(d)1.6 km;(e)2.2 km;(f)2.6 km。(c)和(f)中黑色虛線代表斷層(黑色五角星代表蘿北縣的位置)。圖7 不同深度橫波速度分布Fig.7 Shear-wave velocity distribution at different depths

4 結(jié)論

(1)古近紀(jì)時(shí)期，構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的改變，太平洋板塊俯沖產(chǎn)生的北西向擠壓作用力使得依蘭-伊通斷裂(F1)的形態(tài)和位置發(fā)生變化，新的依蘭-伊通斷裂(F1′)受基底斷裂和新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的共同控制。

(2)通常認(rèn)為依蘭-伊通斷裂在新近紀(jì)至晚更新世之后沒(méi)有活動(dòng)，但是反演結(jié)果顯示蘿北地區(qū)在新近紀(jì)之后存在多個(gè)圓形伸展斷陷，深度500 m，這也是目前依蘭-伊通斷裂活動(dòng)的主要形式，并且斷陷區(qū)域存在進(jìn)一步加深擴(kuò)大的可能，這些斷陷區(qū)域受深處斷層系的控制和影響，而且也是如今蘿北地區(qū)小震活動(dòng)的主要控震構(gòu)造。