2013年內(nèi)蒙古通遼MS5.3地震震源區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)與孕震環(huán)境

宋曉燕， 雷建設(shè)

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 應(yīng)急管理部國家自然災(zāi)害防治研究院(地殼動力學(xué)重點實驗室)， 北京 100085 3 內(nèi)蒙古自治區(qū)地震局， 呼和浩特 010010

0 引言

據(jù)中國地震臺網(wǎng)中心測定，北京時間2013年4月22日17時11分，內(nèi)蒙古通遼科爾沁左翼后旗發(fā)生MS5.3地震(以下簡稱通遼地震；圖1)，震中烈度VI度，造成經(jīng)濟(jì)損失約64720萬元(劉芳等，2014).震區(qū)歷史上曾發(fā)生過多次中強(qiáng)地震(裴惠娟等，2015)，如1940年和1942年發(fā)生的2次6級地震(圖1)，故該區(qū)域地震活動性較強(qiáng).通遼地震后，地震震源區(qū)及周邊小震活動頻繁.據(jù)中國地震臺網(wǎng)中心統(tǒng)計，截至2021年11月3日共發(fā)生MS2.5以上地震9次，其中7次地震震中位于通遼地震震中附近(圖1).目前，盡管開展過相關(guān)研究工作(如劉芳等, 2014; 韓曉明等, 2015, 2018; 李娟等, 2019)，但通遼地震及此后發(fā)生在該區(qū)的中強(qiáng)震的發(fā)震機(jī)理仍然不清楚，可能與震源區(qū)缺乏地殼精細(xì)速度模型密切相關(guān).

從區(qū)域構(gòu)造上看，通遼地震位于南北重力梯度帶東側(cè)、松遼盆地西南部開魯凹陷區(qū)域(圖1).開魯凹陷西側(cè)為興蒙海西褶皺帶，南側(cè)為內(nèi)蒙古地軸.開魯凹陷基底為古生代變質(zhì)巖系，與此同時還伴隨有不同時期的侵入巖和噴發(fā)巖，如燕山期花崗巖和喜山期玄武巖等(何長文等，2003).松遼盆地地處中國東北興蒙造山帶與長白山造山帶、張廣才嶺之間，覆蓋黑龍江、吉林、遼寧和內(nèi)蒙古等省份，面積約26萬km2，是世界上最大的典型陸地沉積盆地之一.該盆地形成于中新生代燕山運動早期，歷經(jīng)了多次構(gòu)造活動(如Wu et al., 2004，2007；Xu et al.，2009；Meng et al.，2010，2011).由于太平洋板塊深俯沖影響作用(如Zhao，2004；Lei and Zhao，2005，2006；Huang and Zhao，2006；Zhao et al.，2009；Wei et al.，2012，2015；Lei et al.，2013，2020；雷建設(shè)等，2018b)，松遼盆地中部和南部均發(fā)生過多次5級以上地震，如2013年11月23日吉林省前郭MS5.8地震、2018年5月28日松原MS5.7地震(如劉俊清等，2017；楊宇等，2019；Zhang et al.，2019)和2013年4月22日通遼MS5.3地震(如裴惠娟等，2015；馬海超等，2020).其中，通遼地震周邊地區(qū)斷裂帶分布復(fù)雜，既有近E-W向西遼河斷裂、養(yǎng)蓄牧河斷裂、赤峰—開源斷裂，又有NW-SE向呼虎爾斷裂，通遼地震恰好位于呼虎爾斷裂和養(yǎng)蓄牧河斷裂交匯區(qū)(圖1；Deng et al，2003；劉芳等，2014).

圖1 本研究區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造三角形代表本研究所用到的地震臺站.沙灘球代表2013年4月22日通遼MS5.3地震震源機(jī)制解(韓曉明等，2018).黃色圓圈表示通遼地震以來該區(qū)域發(fā)生的小震，而灰色圓圈分別代表通遼地震前研究區(qū)兩個6級地震.紅色虛線表示南北重力梯度帶.藍(lán)色虛線F1—F4代表研究區(qū)主要活動斷裂(劉芳等，2014)，其中F1為西遼河斷裂，F(xiàn)2為呼虎爾斷裂，F(xiàn)3為養(yǎng)蓄牧河斷裂，F(xiàn)4為赤峰—開源斷裂.GXAR，大興安嶺；Yanshan Orogen，燕山造山帶；Kailu Sag，開魯凹陷.左上角插圖顯示了研究區(qū)位置.Fig.1 Sketch map of regional geological tectonics in the study regionThe triangles represent seismic stations used in this study.The beach ball represents the mechanism solution of the 22 April 2013 Tongliao MS5.3 earthquake (Han et al.，2018). The yellow circles represent the small earthquakes that occurred in the region since the Tongliao earthquake, whereas the gray circles represent the two earthquakes with M=6 before the Tongliao earthquake. The red dashed line shows the North-South Gravity Lineament. Dashed blue lines, F1—F4, denote major faults (Liu et al., 2014). F1, Xiliaohe fault; F2, Huhuer fault; F3, Yangxumuhe fault; F4, Chifeng-Kaiyuan fault. GXAR, Great Xing′an range. The inset on the top-left corner indicates the location of the study region.

松遼盆地深部結(jié)構(gòu)及其孕震機(jī)理一直倍受關(guān)注，先后取得了一系列有意義的研究成果.云金表等(2013)通過對松遼盆地深反射地震資料分析，發(fā)現(xiàn)盆地地殼不僅具有層圈結(jié)構(gòu)，而且還具有明顯的塊體構(gòu)造，推測塊體邊界可能是深部熱流體的通道，且強(qiáng)烈的殼幔作用可能為形成松遼盆地大規(guī)模沉降的動力學(xué)原因.王清海和許文良(2003)通過對松遼盆地中生代火山巖巖石地球化學(xué)研究，認(rèn)為巖漿作用深部過程是巖石圈伸展和盆地形成及演化主要成因，反過來巖石圈伸展和盆地形成演化又是巖漿作用深部過程直接表現(xiàn).劉洋等(2008)通過重新整理和分析六條人工地震剖面的縱波速度資料，發(fā)現(xiàn)松遼盆地Moho界面存在較大錯斷，表明地殼曾有過升溫歷史.劉財?shù)?2011)由大地電磁剖面二維電性結(jié)構(gòu)，結(jié)合滿洲里—綏芬河地學(xué)斷面地球物理研究結(jié)果以及天然地震P波成像結(jié)果，獲得黑河—賀根山縫合帶與嫩江斷裂帶西邊界帶深部構(gòu)造.韓江濤等(2018)通過大地電磁測深研究，發(fā)現(xiàn)松遼盆地深部經(jīng)歷了巖石圈伸展期、裂解期、拆沉期和增長期等動力學(xué)過程；衛(wèi)平生等(2008)通過滿洲里—綏芬河地學(xué)斷面的綜合地球物理研究發(fā)現(xiàn)，松遼盆地深部地殼存在低速-高導(dǎo)層.王仁濤等(2019)使用NECESSArray臺陣資料，采用最小二乘迭代反演方法，獲得了松遼盆地深至12 km的沉積層三維S波速度結(jié)構(gòu)，結(jié)果顯示開魯凹陷區(qū)在1～12 km深度范圍由淺部高速異常轉(zhuǎn)為深部低速異常.張風(fēng)雪和吳慶舉(2019)利用松遼盆地北緣流動臺站開展了深至800 km的遠(yuǎn)震體波走時成像，表明諾敏河和五大連池火山群下方200～300 km深度范圍地幔巖漿的低速異?？赡苁怯芍猩砥趲r石圈拆沉導(dǎo)致的軟流圈熱物質(zhì)上涌所致.馬海超等(2020)利用22個NECESSArray臺站記錄到的高頻深源近震地震波形數(shù)據(jù)，通過網(wǎng)格搜索方法得到了松遼盆地沉積層速度結(jié)構(gòu).盡管這些研究結(jié)果揭示出松遼盆地基本的結(jié)構(gòu)特征，但其西南緣仍需更高空間分辨率的速度模型以深入認(rèn)識該區(qū)的孕震機(jī)理.

2013年通遼地震發(fā)生后，一些學(xué)者從地震學(xué)和地球物理學(xué)等方面對該地震開展了相關(guān)研究，并獲得了有意義的研究結(jié)果.劉芳等(2014)給出通遼地震震源機(jī)制解為左旋走滑型，推測該地震發(fā)震構(gòu)造可能與近E-W向養(yǎng)畜牧河斷裂有關(guān).裴惠娟等(2015)基于G-R關(guān)系等指標(biāo)判定通遼地震為主震-余震型地震序列.韓曉明等(2015)根據(jù)地震序列時空分布特征，綜合判定通遼地震為前震-主震-余震型地震，其震源機(jī)制解顯示通遼地震為走滑型地震.王樹忠和賈昊東(2017)開展了雙差定位，結(jié)果顯示通遼地震震群震源深度主要集中在8～20 km范圍內(nèi)，表明該區(qū)孕震層處于中上地殼.韓曉明等(2018)采用CAP(Cut and Paste Method；Zhao and Helmberger，1994)方法反演得到通遼地震震源機(jī)制解為左旋走滑型，推斷主震破裂的整體過程自震源處沿斷層分NW向和SE向雙向剪切破裂且SE向破裂程度較大.李娟等(2019)分析了地震前后P軸轉(zhuǎn)向和應(yīng)力場變化，認(rèn)為通遼地震震區(qū)P軸具有趨于一致但短時間內(nèi)具有大幅度轉(zhuǎn)向特征.然而，該地震發(fā)生機(jī)理如何目前并不清楚，仍需要針對震源區(qū)地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)特征開展深入研究(楊宇等，2019).

地震層析成像是研究地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的重要方法之一，而背景噪聲成像被認(rèn)為是獲取地殼速度結(jié)構(gòu)強(qiáng)有力工具.許多學(xué)者采用背景噪聲成像方法，對包含通遼地震震源區(qū)在內(nèi)更大范圍開展過相關(guān)研究(如Sun et al.，2010；鄭現(xiàn)等，2012；潘佳鐵等，2014；Guo et al.，2015；Kim et al.，2016；Liu et al.，2015,2017；付媛媛和高原，2016；王仁濤等，2019；Yang et al.，2019).潘佳鐵等(2014)反演了中國東北200 km深度以淺三維地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)，結(jié)果顯示松遼盆地巖石圈地幔表現(xiàn)為顯著的高速異常.Guo等(2015)反演了中國東北地區(qū)更高分辨率的三維S波速度結(jié)構(gòu)，結(jié)果顯示松遼盆地在淺部被高速異常分為西南部的開魯凹陷和中央盆地兩個子盆地.付媛媛和高原(2016)根據(jù)獲得的中國東北8～35 s周期的Rayleigh和Love波二維相速度模型，展示出松遼盆地速度結(jié)構(gòu)隨著周期的增加呈現(xiàn)出高低速相間分布特征.Liu等(2017)根據(jù)獲得的中國東北地區(qū)的三維剪切波地殼上地幔頂部速度結(jié)構(gòu)，揭示出東北地區(qū)在中下地殼上地幔頂端存在低速通道.王仁濤等(2019)基于短周期背景噪聲成像方法，獲得松遼盆地深至12 km 的三維S波速度結(jié)構(gòu)，表明松遼盆地沉積厚度呈現(xiàn)出中間厚四周薄的結(jié)構(gòu)特征.楊宇等(2019)通過背景噪聲成像方法獲得了吉林前郭和松原地震震源區(qū)高分辨率三維S波速度結(jié)構(gòu)，結(jié)果顯示前郭和松原地震主要發(fā)生在相對高波速異常區(qū)，而震源區(qū)下方存在明顯的低速異常.這些背景噪聲成像研究雖覆蓋本研究區(qū)，但S波或相速度成像結(jié)果的模型空間分辨率最高只達(dá)到1.5°×1.5°(Yang et al., 2019)，或者目前還沒有針對松遼盆地西南緣開展過相關(guān)成像研究.此外，目前多數(shù)松遼盆地地殼速度模型均是基于傳統(tǒng)的兩步法背景噪聲成像技術(shù)(Yao et al.，2006)獲得，而非面波直接反演背景噪聲成像方法(Fang et al., 2015).相對于傳統(tǒng)的兩步法成像，F(xiàn)ang等(2015)提出的面波直接反演背景噪聲成像法無需構(gòu)建二維相速度圖，射線路徑并非大圓路徑假設(shè)，而是依賴于迭代更新后的新的速度模型來確定.該方法已在小尺度速度結(jié)構(gòu)的研究中得到廣泛的應(yīng)用(如Li et al.，2016；Liu et al.，2018；Gu et al.，2019，2022；張智奇等，2020).另外，“中國地震科學(xué)臺陣——華北地區(qū)東部”于2017年1月至2019年4月布設(shè)在內(nèi)蒙古通遼地區(qū)的29個臺站記錄到的連續(xù)波形數(shù)據(jù)，為本研究提供了數(shù)據(jù)基礎(chǔ).本文率先使用面波直接反演方法，構(gòu)建了通遼地震震源區(qū)三維高分辨率S波地殼速度結(jié)構(gòu)模型，進(jìn)而探究該地震發(fā)震機(jī)理，為防災(zāi)減災(zāi)提供理論支撐.

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 數(shù)據(jù)

本文所使用數(shù)據(jù)為“中國地震科學(xué)臺陣——華北地區(qū)東部”的29個臺站(圖1)自2017年1月至2019年4月期間記錄到的連續(xù)波形資料.這些臺站覆蓋了通遼地震震中所在的松遼盆地西南緣，平均臺間距約60 km.每個臺站配備Reftek130寬頻帶數(shù)據(jù)采集器和Guralp CMG-3T寬頻帶地震計.由圖1可見，所用臺站分布呈面狀覆蓋，為開展背景噪聲成像研究提供了良好條件.

1.2 數(shù)據(jù)處理

對原始數(shù)據(jù)進(jìn)行預(yù)處理.首先，按Bensen等(2007)提出的處理流程對單個臺站的波形數(shù)據(jù)進(jìn)行預(yù)處理，以消除原始數(shù)據(jù)中的天然地震信號和儀器異常信號，以獲得高質(zhì)量背景噪聲.(1)將原始的垂向記錄重采樣至1 Hz，以減少計算量，并按天進(jìn)行切割，然后去均值、去趨勢、去儀器響應(yīng)，再根據(jù)可提取的周期范圍開展5～40 s帶通濾波.(2)采用one-bit(Shapiro and Campillo, 2004)方法對數(shù)據(jù)進(jìn)行時間域歸一化處理，以降低波形中的畸變、地震信號以及臺站周圍非平穩(wěn)噪聲源對互相關(guān)的影響.(3)在頻率域?qū)⒉ㄐ巫V白化處理，以進(jìn)一步壓制干擾、拓寬頻帶范圍.

對預(yù)處理后的數(shù)據(jù)開展互相關(guān)處理.首先，以天為單元，對不同臺站對的波形開展互相關(guān)計算(Yao et al.，2006，2008)，然后線性疊加以得到雙臺間的噪聲互相關(guān)波形.圖2展示了按臺間距排列的所有臺站噪聲互相關(guān)波形.由圖2可以清晰看到對稱的瑞利面波信號，說明互相關(guān)波形具有較高的質(zhì)量.

圖2 全部臺站的噪聲互相關(guān)波形Fig.2 Ambient noise cross-correlation waveforms of all seismic stations

從互相關(guān)函數(shù)中提取面波頻散.本研究采用由姚華建等(2004)編制的面波頻散提取軟件EGFnalysisTimeFreq提取面波頻散曲線，該軟件已得到了廣泛的應(yīng)用且取得了較好效果(如Yang et al.，2019；Peng et al.，2020).面波頻散曲線的質(zhì)量將直接決定成像結(jié)果的質(zhì)量，因此在提取過程中我們采取了多個質(zhì)量控制措施：(1)對于每個臺站對，只選取互相關(guān)信噪比大于5的頻散；(2)選取臺間距大于1.5倍波長的頻散，以滿足遠(yuǎn)場近似條件；(3)剔除速度陡變等異常形態(tài)的頻散數(shù)據(jù).在這些質(zhì)量控制約束下，獲得5～25 s 周期范圍內(nèi)共336條高質(zhì)量頻散曲線(圖3).由圖3可見，平均觀測頻散曲線與由前人東北地區(qū)大尺度速度模型(Song and Lei, 2022)計算的頻散曲線擬合較好，特別是20 s周期以內(nèi)，說明用于反演的頻散曲線質(zhì)量良好.

圖3 質(zhì)量控制后最終用于反演的5～25 s周期相速度頻散曲線(黑線)其中，紅線為觀測頻散平均值，而綠線則為根據(jù)前人大尺度速度模型(Song and Lei，2022)獲得的理論頻散.Fig.3 The selected phase velocity dispersions (black lines) of 5～25 s periods used in the final inversion after quality controlsThe red line denotes the average value of the observed dispersions, whereas the green line denotes the theoretical dispersion calculated based on the previous large-scale velocity model (Song and Lei，2022).

圖4展示出5、15、20、25 s 等不同周期射線路徑分布，可以看出研究區(qū)整體射線路徑方位覆蓋良好，這對于獲得高分辨率成像結(jié)果具有重要科學(xué)意義.圖5展示出根據(jù)反演得到的平均一維速度模型(圖6a)計算的不同周期Rayleigh波相速度敏感核測試結(jié)果，可以看出S波速度的敏感深度隨著周期的增加逐漸加深，25 s周期Rayleigh波相速度的敏感深度可達(dá)到中下地殼深度.

圖4 5、15、20和25 s周期相速度射線路徑分布圖紅色三角形代表本研究所用的地震臺站，其他符號與圖1相同.Fig.4 Ray paths of phase velocity at 5, 15, 20 and 25 s periods Red triangles denote seismic stations used in this study. The other labeling is the same as that in Fig.1.

圖5 基于最終反演獲得的三維速度模型通過平均獲得一維速度模型(圖6a)的5個代表性周期的相速度敏感核測試結(jié)果Fig.5 Test results of phase velocity sensitivity kernels at five representative periods based on the 1-D velocity model (Fig.6a) by averaging velocities from our resulting 3-D velocity model

圖6 (a) S波初始模型(紅線)和最終模型(藍(lán)線)對比圖.(b) 不同周期Rayleigh 波相速度平均觀測頻散曲線(黑色實線)、初始模型擬合的頻散曲線(紅色虛線)和最終模型擬合的頻散曲線(藍(lán)色虛線)對比圖Fig.6 (a) Comparison between the initial S-wave velocity model (red line) and final velocity model (blue line). (b) Comparison between observed and averaged dispersion curves (solid black line), synthetic dispersion curves from initial model (dashed red line) and final model (dashed blue line) for Rayleigh wave phase velocities at different periods

由于合理的初始速度模型對檢測板測試和實際資料反演均極為重要，因此本研究需選取合理的一維速度模型.由于基階Rayleigh面波相速度對于其三分之一波長深度處的S波最為敏感，因此對于均勻半空間的泊松介質(zhì)，相速度c和S波速度VS的關(guān)系可近似為c=0.92VS(Shearer，2009).本研究區(qū)為一個小范圍研究，因此可根據(jù)上述經(jīng)驗關(guān)系設(shè)置一個合理的初始速度模型.本文的初始模型設(shè)置見圖6a中紅色實線所示.經(jīng)多次檢測板分辨率實驗，我們將整個研究區(qū)在平面上劃分為0.25°×0.125°網(wǎng)格，在深度方向上劃分為6層，每層層厚為5 km(圖7).采用不同深度反演網(wǎng)格節(jié)點對應(yīng)的偏導(dǎo)數(shù)權(quán)重總和DWS(Derivative Weighted Sum)來表示射線覆蓋密度(Thurber and Eberhart-Phillips，1999).由圖7可以看出，在20 km及以淺深度，大部分區(qū)域DWS值均大于150(圖7a—d)，而在25～30 km深度大部分區(qū)域DWS值依然大于50(圖7e—f)，表明本研究具有足夠多的射線來獲得可靠的成像結(jié)果.

圖7 不同深度反演網(wǎng)格點對應(yīng)的平均DWS紅色和藍(lán)色分別代表低DWS和高DWS，其色標(biāo)位于圖底.其他符號的含義與圖1相同.Fig.7 The average DWS values for inverting nodes at different depthsRed and blue represent low and high DWSs, respectively, whose color bar is located at the bottom of the figure. The other labeling is the same as that in Fig.1.

1.3 方法

本研究采用面波直接成像方法(Fang et al.，2015)反演相速度頻散獲得三維S波速度結(jié)構(gòu)模型，其中Rayleigh波走時計算采用快速行進(jìn)法(Sethian and Popovici，1999；Rawlinson and Sambridge，2004).該方法利用提取到的相速度頻散，直接進(jìn)行三維S波速度結(jié)構(gòu)成像，無需構(gòu)建二維相速度圖.在正演計算過程中，基于每次反演迭代過程中結(jié)果的橫向不均勻性逐漸增強(qiáng)這一特性，地震震源和臺站接收點的實際面波射線路徑可能會偏離大圓路徑.因此，對于第i條面波在頻率ω時的實際走時ti(ω)可表示為

(1)

(2)

其中，Ck(ω)和δCk(ω)分別為第k個節(jié)點處的相速度和速度擾動量.在淺部地殼，除了S波，Rayleigh波頻散對P波波速和密度也存在一定的靈敏度，因此δCk(ω)可表示為

(3)

其中，Θk為1-D參考模型，z為深度，αk(z)、βk(z)及ρk(z)分別表示P波波速、S波波速和密度.根據(jù)三者的經(jīng)驗公式(Brocher，2005)，我們有

(4)

(5)

(6)

d=Gm,

(7)

其中，d表示面波所有頻率下所有路徑上的走時殘差.G表示通過射線追蹤獲得的靈敏度矩陣，而m=[δβ1(z1)…δβ1(zJ) δβ2(z1)…δβ2(zJ) …δβK(z1)…δβK(zJ)]T為模型向量.式(7)的求解可通過最小化目標(biāo)函數(shù)獲得(Simons et al.，2011；Fang et al.，2015)，

(8)

1.4 檢測板實驗

為了解反演模型的空間分辨率和可靠性，我們開展了三維檢測板分辨率實驗.首先，在初始一維速度模型的基礎(chǔ)上構(gòu)建速度異常幅度為±10%的棋盤式輸入模型，然后采用與實際資料反演相同的快速行進(jìn)法(Sethian and Popovici，1999；Rawlinson and Sambridge，2004)計算Rayleigh波走時，并加入2%的高斯隨機(jī)噪聲，再在一維速度模型下計算走時，最后用兩者的走時殘差來反演還原棋盤式三維速度模型.圖8—11分別展示了異常尺度為0.375°×0.375°、0.75°×0.375°及0.75°×0.75°不同深度檢測板實驗結(jié)果的平面圖與縱剖面圖.結(jié)果表明，在20 km深度以淺，研究區(qū)中心對0.375°×0.375°尺度的異?？梢曰净謴?fù)(圖8a—d)，但是對0.75°×0.375°尺度的異常研究區(qū)整體可以較好恢復(fù)(圖9a—d和圖10).在25 km 和30 km深度，研究區(qū)邊緣對0.75°×0.375°尺度速度異常的恢復(fù)稍有變形(圖9e—f和圖10)，但研究區(qū)整體對于0.75°×0.75°尺度速度異常可以較好恢復(fù)(圖11).故本文成像結(jié)果的模型橫向分辨率在研究區(qū)中心可達(dá)到0.75°×0.375°，邊緣區(qū)域可達(dá)到0.75°×0.75°.

圖8 波速異常水平向尺度為0.375°×0.375°模型不同深度的檢測板實驗結(jié)果黑虛線表示研究區(qū)主要斷裂，黑實線代表松遼盆地邊界，與圖1中相同.Fig.8 Results of the checkerboard resolution tests at different depths with a velocity anomaly size of 0.375°×0.375° in the horizontal directionsThe dashed black line represents the main faults in the study area, and the solid black line represents the boundary of the Songliao basin.The other labeling is the same as that in Fig.1.

圖9 波速異常水平向尺度為0.75°×0.375°模型不同深度的檢測板實驗結(jié)果黑虛線表示研究區(qū)主要斷裂，黑實線代表松遼盆地邊界，與圖1中相同.圖9a中的黑色粗線展示出圖10縱剖面位置.Fig.9 Results of the checkerboard resolution tests at different depths with a velocity anomaly size of 0.75°×0.375° in the horizontal directionsThe dashed black line represents the main faults in the study area, and the solid black line represents the boundary of the Songliao basin.The other labeling is the same as that in Fig.1. The thick black line in Fig.9a shows the location of vertical cross-section in Fig.10.

圖10 波速異常尺度為0.75°×0.375°模型檢測板實驗結(jié)果縱剖面剖面位置如圖9a中黑色粗線所示.Fig.10 Vertical cross-section of the results of a checkerboard resolution test with a velocity anomaly size of 0.75°×0.375°The location of the cross-section is shown in a thick black line in Fig.9a.

2 成像結(jié)果

我們采用面波直接反演噪聲成像方法，對面波頻散曲線進(jìn)行直接反演.反演過程中，走時殘差均方根RMS值在前三次迭代中快速下降，之后逐漸趨于平緩，最終在10次迭代后收斂，其RMS值由第一次迭代的1.702 s降至第10次迭代后的0.494 s (圖12a).相對于初始模型的面波走時殘差分布，反演后的殘差分布更加集中于零值且呈近正態(tài)分布(圖12b).由圖6b可見，相對于由初始模型計算的理論頻散，由最終模型計算的理論頻散更接近于實測平均頻散，特別是20 s周期以內(nèi).這些結(jié)果表明，本研究反演獲得的速度模型較為可靠.

圖11 波速異常水平向尺度為0.75°×0.75°模型不同深度檢測板實驗結(jié)果黑虛線表示研究區(qū)主要斷裂，黑實線代表松遼盆地邊界，與圖1中相同.Fig.11 Results of a checkerboard resolution test at different depths with a velocity anomaly size of 0.75°×0.75° in the horizontal directionsThe dashed black line represents the main faults in the study area, and the solid black line represents the boundary of the Songliao basin. The other labeling is the same as that in Fig.1.

圖12 (a)面波均方根走時殘差隨反演迭代次數(shù)的變化. (b)反演前(虛線)和反演后(實線)的頻散曲線走時殘差分布圖Fig.12 (a) Variations of the surface-wave travel-time RMS residuals with iterations. (b) Comparison between travel-time residual histograms before (dashed line) and after (solid line) inversion

圖13和圖14分別展示出通遼地震震源區(qū)及周邊區(qū)域的三維S波速度模型平面圖與縱剖面圖.由圖13可以看出，淺層S波速度結(jié)構(gòu)與地表地質(zhì)構(gòu)造特征密切相關(guān).在5 km和10 km深度上，研究區(qū)東側(cè)松遼盆地內(nèi)部呈現(xiàn)出明顯的低速異常(圖13a和13b)，這得到Wang等(2016)推測松遼盆地上覆約8 km厚度沉積層結(jié)果的支持，而大興安嶺西側(cè)則呈現(xiàn)明顯的高波速異常(圖13a和13b)，這可能反映了造山帶古生代較為致密的結(jié)晶基底巖.通遼地震處于高低速分界且偏向低速異常處，與此同時1940年和1942年發(fā)生的2次6級歷史地震也均位于低速異常邊界處.在15 km深度上，速度橫向不均勻性依然存在(圖13c)，松遼盆地內(nèi)部速度異常模式與10 km深度上的模式(圖13b)有些類似，但異常量值有些減弱(圖13c)，與此相反在大興安嶺下方卻呈現(xiàn)出明顯低速異常(圖13c).在20 km深度上，通遼地震以北呈低速異常條帶，且該低速異常條帶沿著西遼河斷裂和養(yǎng)畜牧河斷裂的中間地帶向西擴(kuò)展至南北重力梯度帶處(圖13d).在25 km和30 km深度上，通遼地震北部的E-W向低速異常條帶特征逐漸減弱(圖13e和13f).

圖13 成像結(jié)果平面圖紅色和藍(lán)色分別代表低速異常和高速異常，其色標(biāo)位于圖底.其他符號意義與圖1中的相同.F1為西遼河斷裂，F(xiàn)2為呼虎爾斷裂，F(xiàn)3為養(yǎng)蓄牧河斷裂.SLB，松遼盆地.GXAR，大興安嶺.AV表示該深度平均速度.Fig.13 Tomographic images in map viewThe red and blue colors denote low-velocity and high-velocity anomalies, respectively, the scale of which is shown at the bottom. The other labeling is the same as that in Fig.1. F1, Xiliaohe fault; F2, Huhuer fault; F3, Yangxumuhe fault; SLB, Songliao basin. GXAR, Great Xing′an range. AV, Average velocity at the corresponding depth.

為更清楚地了解速度異常隨深度的變化特征，特別是速度異常與通遼地震之間的關(guān)系，我們展示了穿過通遼地震的三條縱剖面(圖14).由圖可更清晰地看到，通遼地震及其余震均發(fā)生在高低速異常邊界上，且偏向低速異常一側(cè)，且該低速異常延伸至下地殼，與汶川地震震源區(qū)結(jié)構(gòu)特征相類似(雷建設(shè)等，2009).

圖14 穿過2013年通遼MS5.3地震震中的三條縱剖面速度結(jié)構(gòu)圖紅色和藍(lán)色分別代表低速異常和高速異常，其色標(biāo)位于圖底.白色圓圈表示通遼地震以及2013年以來發(fā)生的中小地震，圓圈大小代表震級，其圖例位于圖底.Yanshan Orogen，燕山造山帶；GXAR，大興安嶺；SLB，松遼盆地.F1為西遼河斷裂，F(xiàn)2為呼虎爾斷裂，F(xiàn)3為養(yǎng)蓄牧河斷裂.Fig.14 Three vertical cross-sections of velocity structures passing through the earthquake hypocenter of the 2013 Tongliao MS5.3 earthquakeThe red and blue colors denote low-velocity and high-velocity anomalies, respectively, the scale of which is shown at the bottom. White circles represent the Tongliao earthquake and the intermediate-small earthquakes that occurred since 2013, the size of the circle represents the magnitude, and the scale of which is also shown at the bottom. GXAR, Great Xing′an range. SLB, Songliao basin; F1, Xiliaohe fault; F2, Huhuer fault; F3, Yangxumuhe fault.

3 討論

3.1 與前人結(jié)果的對比

本研究結(jié)果展示出松遼盆地西南緣自地表至10 km深度即上地殼存在明顯的S波低速異常結(jié)構(gòu)特征(圖13a和13b)，這種結(jié)構(gòu)特征得到前人大尺度面波成像結(jié)果(如Li et al.，2012；潘佳鐵等，2014；Guo et al.，2015，2016；Kang et al.，2016；Shen et al.，2016；Liu et al.，2017；Yang et al.，2019；楊宇等，2019；王仁濤等，2019)和體波成像結(jié)果(田有等，2011)以及大地電磁研究結(jié)果(韓江濤等，2018)的支持.前人大尺度成像結(jié)果揭示出，松遼盆地上地殼的低速異常被一個北西向的高速異常分隔為南北兩部分(如Guo et al.，2015；田原等，2017；王仁濤等，2019)，其中南部的低速異常區(qū)對應(yīng)本研究區(qū)中的開魯凹陷、北部的低速異常區(qū)對應(yīng)中央凹陷區(qū).地球化學(xué)與地球物理學(xué)研究結(jié)果表明，松遼盆地西南緣自白堊紀(jì)以來經(jīng)歷了廣泛的同生斷裂和沉積下陷歷史，其中中央凹陷區(qū)沉積厚度達(dá)8 km (如印長海等，2013；王健等，2016).這些研究結(jié)果表明，研究區(qū)上地殼低波速異常主要受沉積層影響所致.與此同時，研究區(qū)西部大興安嶺下方則呈現(xiàn)高速異常，這與Yang等(2019)的結(jié)果一致，可能是由于大興安嶺山區(qū)存在較堅硬致密巖石所致.在15 km深度，研究區(qū)東部依然以低速異常為主、西部也開始出現(xiàn)弱低速異常(圖13c).在20～30 km深度，整個研究區(qū)整體表現(xiàn)為西低東高的異常模式(圖13d—f)，這些結(jié)構(gòu)特征與Yang等(2019)在相同深度的反演結(jié)果相類似.和前人研究結(jié)果相比，本研究結(jié)果進(jìn)一步刻畫了松遼盆地西南緣更為細(xì)致的結(jié)構(gòu)特征，特別是斷裂帶對速度結(jié)構(gòu)的控制作用(圖13).譬如，本研究結(jié)果顯示，在20 km深度通遼地震北部位于西遼河斷裂和養(yǎng)畜牧河斷裂中間地帶呈非常明顯近東西向低速異常條帶(圖13d)，且該低速異常隨著深度的增加逐漸減弱(圖13e—f).圖15給出本文結(jié)果與前人大尺度成像結(jié)果(Song and Lei，2022)相同剖面的對比圖，其中Song和Lei (2022)模型與本文反演模型使用的方法相同，均是采用直接成像法獲得.由圖15可以看出，大尺度成像結(jié)果顯示震源區(qū)下方在30 km深度范圍內(nèi)均為明顯低速異常(圖15b)，而本文研究結(jié)果則呈明顯的橫向不均勻性，且展示出與養(yǎng)蓄牧河斷裂及通遼地震相關(guān)的速度結(jié)構(gòu)特征(圖15a)，可能得益于所用的密集臺陣數(shù)據(jù)(圖1).

圖15 本研究結(jié)果(a)與前人(Song and Lei, 2022)研究結(jié)果(b)的對比其中的符號與圖1相同.Fig.15 Comparison between the present (a) and previous (Song and Lei, 2022) (b) tomographic results The symbol is the same as that in Fig.1.

3.2 通遼地震與地殼速度結(jié)構(gòu)的關(guān)聯(lián)性

本研究結(jié)果顯示出通遼地震位于明顯的低波速異常邊界處，且該低波速異常往深延伸至中下地殼(圖13和圖14)，這種震源區(qū)下方存在明顯低波速異常的結(jié)構(gòu)特征盡管與物性、溫度和破碎帶等多種因素相關(guān)，但更可能反映了與深部流體作用密切相關(guān).類似的結(jié)構(gòu)特征，也存在于其他地震震源區(qū)下方，如1995年日本神戶MS7.3地震(如Zhao et al.，1996)、2001年印度BhujMS7.9地震(如Mishra and Zhao，2003；Mishra et al.，2014)、1976年我國唐山MS7.8地震(如Lei et al.，2008)、1668年郯城MS8.5地震(如Lei et al., 2020)和2018年汶川MS8.0地震(如Lei and Zhao，2009).日本神戶地震震源區(qū)深部流體可能與菲律賓海板塊俯沖脫水等動力學(xué)過程密切相關(guān)(如Zhao et al.，1996).汶川地震的流體作用不僅與下地殼流作用密切相關(guān)(如Royden et al.，1997，2008)，而且還與印度板塊深俯沖形成的“大地幔楔”結(jié)構(gòu)(如Lei and Zhao，2016；Lei et al.，2019)中的動力學(xué)過程相關(guān)(如雷建設(shè)等，2018a).唐山地震和郯城地震震源區(qū)下方的流體作用可能與太平洋板塊深俯沖至地幔轉(zhuǎn)換帶形成的“大地幔楔”結(jié)構(gòu)(如Zhao，2004；Lei and Zhao，2005，2006；Huang and Zhao，2006；Zhao et al.，2009；雷建設(shè)等，2018b；Lei et al.，2020)中的動力學(xué)過程有關(guān).前人大尺度區(qū)域成像研究結(jié)果顯示，太平洋板塊西向深俯沖至地幔轉(zhuǎn)換帶且在地幔轉(zhuǎn)換帶中穿過通遼地震震源區(qū)下方抵達(dá)大興安嶺附近(如Huang and Zhao，2006；Wei et al.，2012，2015)，表明通遼地震的發(fā)生不僅受到區(qū)域應(yīng)力作用，而且還與“大地幔楔”結(jié)構(gòu)中熱物質(zhì)上涌等動力學(xué)過程密切相關(guān).松遼盆地下方存在的地幔熱物質(zhì)上涌動力學(xué)過程，得到了接收函數(shù)研究(如Guo et al.，2014)和大地電磁測深研究(如Wang et al.，2016；韓江濤等，2018)等多學(xué)科研究結(jié)果的證實.地?zé)釋W(xué)研究(薛林福等，2018)和地殼熱模擬研究(Wang and Li，2018)也發(fā)現(xiàn)松遼盆地下方存在明顯的熱異常.地球化學(xué)研究結(jié)果表明，松遼盆地下方存在地殼流體作用(張景廉等，2003).因此，本研究認(rèn)為“大地幔楔”中的地幔低波速異常所反映的熱物質(zhì)上涌所攜帶的流體可能會穿過莫霍面到達(dá)地殼深度，然后作用于呼虎爾斷裂和養(yǎng)蓄牧河斷裂的交匯區(qū)即通遼地震震源區(qū)，從而降低了斷層面有效正應(yīng)力而觸發(fā)地震.這種現(xiàn)象，非常類似于松遼盆地中前郭MS5.8地震和松原MS5.7地震的發(fā)生機(jī)理(如劉俊清等，2017；楊宇等，2019；Zhang et al.，2019).

4 結(jié)論

本研究基于布設(shè)在松遼盆地西南緣“中國地震科學(xué)臺陣探測(ChinArray)” 29個臺站2年多時間記錄提取到的5～25 s頻散數(shù)據(jù)，通過面波直接反演方法得到了研究區(qū)相對于前人更高分辨率的地殼三維S波速度結(jié)構(gòu)模型，分析了通遼地震與速度結(jié)構(gòu)之間的關(guān)系，探討了通遼地震發(fā)震機(jī)理與深部孕震環(huán)境.獲得的主要科學(xué)認(rèn)識如下：

(1) 本研究通過密集臺陣資料獲得了相對于前人具有更高橫向分辨率的S波速度模型，揭示出研究區(qū)前人未揭示的與斷裂和通遼地震密切相關(guān)的結(jié)構(gòu)特征，得益于密集臺陣數(shù)據(jù)和面波直接反演方法.

(2) 研究區(qū)S波速度結(jié)構(gòu)存在明顯的橫向不均勻性.在地殼淺部，松遼盆地下方存在明顯低波速異常，可能反映了沉積層的存在；大興安嶺區(qū)域則呈現(xiàn)出明顯的高速異常，可能反映了造山帶古生代較為致密的結(jié)晶基底巖.

(3) 通遼地震發(fā)生在呼虎爾斷裂和養(yǎng)蓄牧河斷裂交匯區(qū)域的中上地殼低速異常邊界區(qū)，且該低波速異常延伸至下地殼，反映了該地震的發(fā)生與深部流體作用于斷裂帶密切相關(guān).這種流體作用可能與太平洋板塊深俯沖至地幔轉(zhuǎn)換帶形成的“大地幔楔”結(jié)構(gòu)中熱濕物質(zhì)上涌等動力學(xué)過程有關(guān).

致謝感謝中國地震局地球物理研究所科學(xué)臺陣數(shù)據(jù)中心和內(nèi)蒙古自治區(qū)地震局提供的寶貴數(shù)據(jù).感謝內(nèi)蒙古自治區(qū)地震局參與項目實施過程中臺址堪選、儀器布設(shè)、巡臺和數(shù)據(jù)回收等野外工作人員，中國地震臺網(wǎng)中心提供的地震觀測報告.感謝評審專家提出的建設(shè)性修改意見.本文圖件使用GMT軟件(Wessel and Smith, 1995)繪制.