賈若, 吳建平, 王長在, 張羽, 張龍

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 吉林省地震局， 長春 130000

0 引言

中國東北地區(qū)主要包括吉林、遼寧、黑龍江省，及內(nèi)蒙古自治區(qū)部分地區(qū)，屬于興蒙復(fù)合造山帶東段，東臨西太平洋邊緣海(李錦軼，1998).研究表明，東北地區(qū)由多個微陸塊拼合形成(eng?r et al，1993；eng?r and Natal′in，1996；任紀(jì)舜等，1999；Wu et al.，2007；Tang et al.，2013；許文良等，2013；徐備等，2014；Zhou et al.，2015；林阿兵等，2018)，主要拼合過程發(fā)生在古生代及中生代，微陸塊間的相互作用經(jīng)歷了多個復(fù)雜的地質(zhì)時期，包括碰撞拼合、拉伸、裂解再閉合等過程(許文良等，2019).這些綜合作用控制了東北地區(qū)現(xiàn)今許多地質(zhì)現(xiàn)象的形成與演化，如大小興安嶺隆起帶，盆地巖石圈減薄、深大斷裂活動、深源地震活動、火山巖漿活動等(圖1)，很多方面一直以來都是相關(guān)領(lǐng)域的研究熱點(鄧晉福等，1994；李志安和閏義，2000；車自成等，2002；吳福元和孫德有，1999；Wu et al.，2003；黃忠賢等，2009；葛榮峰等，2010).新生代以來，西太平洋板塊的俯沖后撤對東北地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造及演化過程產(chǎn)生了顯著影響.近年來，根據(jù)遠(yuǎn)震與近震體波資料的聯(lián)合成像結(jié)果，結(jié)合全球及東亞區(qū)域的對比分析，一些研究者提出太平洋板塊深俯沖至東北地區(qū)下方，并以“平躺著”的方式滯留在地幔轉(zhuǎn)換帶中，之上存在大規(guī)模的地幔低速結(jié)構(gòu)，稱之為“大地幔楔(Big Mantle Wedge，BMW)”模型(Zhao，2004；Lei and Zhao，2005；Zhao et al.，2007；Lei et al.，2013；雷建設(shè)等，2018).一些體波成像結(jié)果(Zhou and Clayton，1990；Van Der Hilst et al.，1991；Zhao，2004；Lei and Zhao，2006；Huang and Zhao，2006；Wei et al.，2012；Chen et al.，2015,2017；張風(fēng)雪等，2013)顯示在長白山下方地幔轉(zhuǎn)換帶之上存在明顯的P波低速異常，而地幔轉(zhuǎn)換帶中則對應(yīng)高速異常，低速異常區(qū)可能是由于滯留板塊導(dǎo)致上覆地幔發(fā)生部分熔融所致，是長白山火山巖漿的主要來源.Huang和Zhao(2006)根據(jù)在整個中國地區(qū)大尺度下的體波層析成像結(jié)果推斷，太平洋板塊從千島海溝、日本海溝開始向中國東北地區(qū)下方俯沖，俯沖板塊在500～600 km深的地幔轉(zhuǎn)換帶內(nèi)發(fā)生停滯并向西延伸，板塊滯留的前端可能已到達(dá)大興安嶺—太行山重力梯度帶.吳建平等(2009)利用面波層析成像和遠(yuǎn)震接收函數(shù)方法對長白山地區(qū)的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究.結(jié)果表明：長白山火山區(qū)附近存在巖石圈減薄、上地幔軟流圈增厚以及上地幔S波速度降低等與上地幔高溫物質(zhì)有關(guān)的現(xiàn)象，它表明長白山的巖漿系統(tǒng)一直延伸到上地幔軟流圈范圍.

然而，以上研究結(jié)果均基于介質(zhì)各向同性的假定.事實上，許多地區(qū)的地震學(xué)研究表明介質(zhì)內(nèi)部可能存在各向異性(Cholet and Richard，1954；Hagedoorn，1954；Uhrig and Van Melle，1995；Kleyn，1956；Hess，1964；Raitt et al.，1969；Francis，1969).剪切波分裂觀測研究進(jìn)一步證實了地球內(nèi)部普遍存在各向異性礦物，導(dǎo)致體波波速存在分層或優(yōu)選方向的特點(Savage，1999；Helbig and Thomsen，2006；Maupin and Park，2007)，即波的傳播速度與傳播方向有關(guān).Eberhart-Phillips 和Henderson(2004)參考剪切波分裂理論，在傳統(tǒng)的三維各向同性速度反演基礎(chǔ)上，考慮了速度隨射線方位角的變化，將各向異性參數(shù)與速度擾動同作為未知參數(shù)，并給出了對各向異性參數(shù)擾動微分偏導(dǎo)數(shù)的求解方法.對新西蘭馬爾伯勒地區(qū)進(jìn)行的各向異性聯(lián)合反演結(jié)果顯示，各向異性在脆性地殼、黏性下地殼、地幔及俯沖帶中均普遍存在，并發(fā)現(xiàn)剪切應(yīng)變大的區(qū)域各向異性更加顯著.一些研究顯示，上地幔中的各向異性主要由各向異性礦物晶體的定向排列導(dǎo)致，如橄欖石、斜方輝石晶體等造成(Christensen and Lundquist，1982；Nicolas and Christensen，1987；Zhang and Karato，1995；Tommasi，1998；Park and Levin，2002；OkayaandMcEvilly，2003)，進(jìn)一步的結(jié)果還發(fā)現(xiàn)地幔流動可能是導(dǎo)致這種定向排列的主要因素之一(Hess，1964；Bamford，1997；Hirahara and Ishikawa，1984；Hirahara，1988；Hearn，1996；Smith and Ekstr?m，1999；Eberhart-Phillips and Henderson，2004).Wang和Zhao(2008)在Zhao等(Zhao et al., 1992b；Zhao and Hasegawa，1993)三維各向同性層析成像方法基礎(chǔ)上，應(yīng)用大量區(qū)域地震的初至P波到時，獲得了日本東北地區(qū)高分辨率的各向異性層析成像結(jié)果，論證了火山山前地區(qū)下方的快波方向可能與殼幔邊界處的地幔物質(zhì)流動有關(guān).

我國東北地區(qū)的各向異性研究目前尚少，尤其是考慮具有縱向分辨能力的體波各向異性研究，不同研究結(jié)果之間也存在一定的差異與解釋分歧.SKS研究結(jié)果顯示，東北地區(qū)各向異性快波方向(FVD)以NW-SE向為主(Liu et al.，2008；Li and Niu，2010；Li et al., 2017；Chen et al.，2017).Wei等(2015)在大區(qū)域尺度下，利用大量區(qū)域地震體波到時，反演了N10°—50°，E120°—150°區(qū)域內(nèi)的速度擾動變化及各向異性分布，由于受地震及臺站分布的限制，其結(jié)果在我國東北地區(qū)的橫向分辨率較差，但整體的P波快波速度方向具有NW-SE向特征.Guo等(2016)基于NECESSArray臺陣記錄的瑞雷和勒夫面波資料，側(cè)重分析了東北地區(qū)地殼內(nèi)的面波各向異性特征，結(jié)果顯示松遼盆地北部地區(qū)與南部地區(qū)存在差異，北部比南部的各向異性強度更大，在長白山火山區(qū)及大興安嶺地區(qū)下方則發(fā)現(xiàn)較弱的各向異性.Du等(2019)利用近震Pn波到時資料，對東北地殼及莫霍面附近上地幔區(qū)域的平均各向異性水平進(jìn)行了估計，結(jié)果顯示長白山地區(qū)普遍存在近W-E向的FVD，松遼盆地存在近N-S向的FVD，而大興安嶺一帶則呈現(xiàn)NE向FVD展布.從這些研究可以看到，東北地區(qū)的各向異性分布存在較強的橫向不均勻性，且不同數(shù)據(jù)、不同方法得到的各向異性分布存在一定的差異.總體來看，大興安嶺、松遼盆地、長白山地區(qū)各自具有不同特征，各向異性分布與重力梯級帶、地勢特點存在一定的相關(guān)性，巖石圈內(nèi)部的各向異性還與深大斷裂及塊體拼合帶有關(guān).對這些各向異性空間分布特征的分析研究有助于提高對西太平洋板塊俯沖深部動力學(xué)過程的認(rèn)識.

然而，無論是剪切波分裂結(jié)果，還是特定震相的分析結(jié)果，都難以較好的獲得各向異性隨深度變化的完整圖像.盡管面波各向異性研究可以獲得隨深度變化的各向異性特征，但其縱向分辨率隨深度增加而明顯降低.體波具有較短的波長，體波各向異性層析成像可以提供分辨率更高的深部各向異性圖像(Wei et al.，2015).本文采用遠(yuǎn)震體波各向異性層析成像方法，使用NECESSArray臺陣129個臺站的觀測數(shù)據(jù)，獲得了東北地區(qū)(N39°—49°，E118°—132°)橫向分辨率1°×1°，垂向分辨率約100 km的上地幔P波速度擾動及各向異性空間分布圖像，結(jié)合已有的一些研究結(jié)果探討了其構(gòu)造意義，為長白山火山和阿爾山火山的成因機制，松遼盆地下方熱物質(zhì)上涌及深部動力學(xué)過程等提供了新的地球物理學(xué)依據(jù).

1 數(shù)據(jù)篩選與預(yù)處理

各向異性是指介質(zhì)的物理性質(zhì)(速度、吸收系數(shù)等)隨方向而產(chǎn)生變化.地震各向異性通常特指波速與傳播方向的依賴關(guān)系，它與波傳播路徑上的溫度、壓力及礦物巖性有關(guān).體波走時各向異性層析成像則是指在各向同性的走時方程組中加入各向異性參數(shù)作為未知數(shù)進(jìn)行聯(lián)合反演，最終得到速度擾動及各向異性參數(shù)的空間分布.本研究中，基于Barclay等(1998)、Eberhart-Phillips 和Henderson等(2004)給出的體波各向異性層析成像基本理論，參考了Wang和Zhao(2008,2013)的研究方法及思路，在Zhao等(1992a,b,1994)的遠(yuǎn)震各向同性成像程序基礎(chǔ)上，進(jìn)一步修改了反演計算模塊，引入各向異性參數(shù)進(jìn)行聯(lián)合反演.

圖1 研究區(qū)的地形及構(gòu)造簡圖紅色三角代表火山，綠色實心圓表示深震，紅色細(xì)實線為主要活動斷層，灰色粗線為華北克拉通與松嫩地塊拼合帶.Fig.1 Topography and tectonic framework of the study areaThe red triangle represents the volcano, the green solid circle represents the deep earthquake, and the red fine solid lines show the main active faults, gray bold solid lines show continents amalgamation zone between North China plate and Songnen block.

圖2 研究區(qū)域臺陣分布及篩選后的遠(yuǎn)震震中分布(a) 地震臺陣分布； (b) 綠色圓點為遠(yuǎn)震震中位置，其大小與震級大小有關(guān).Fig.2 Epicenter distribution of the selected teleseismic events and seismic array in study areaThe left map shows the distribution of seismic array.The green dot is the epicenter of teleseismicevent, and the size of the dot is related to the magnitude of event.

圖3 日本小笠原群島M7.4地震P波到時自動拾取結(jié)果及波形相關(guān)后對齊情況(a) 紅豎線為自動拾取的P波到時位置; (b) 紅色短線為自動拾取結(jié)果，黑色短線為互相關(guān)修正后的到時，紅色波形為參考波形.Fig.3 Auto-picked P-wave arrival time of Bonin island, Japan M7.4 earthquake, in Dec 21, 2010 and alignment of waves(a) Red lines are the position of the auto-picked P-wave arrival time; (b) Red lines are auto-picked P-wave arrival time, black lines are corrected P-wave arrival after correlation， red wave is reference wave.

圖4 研究區(qū)內(nèi)射線路徑分布藍(lán)色三角形表示地震臺站，黑線表示射線.Fig.4 Distribution of ray path in the study areaThe blue triangle is the seismic station, and the black line is the seismic ray.

研究使用的遠(yuǎn)震波形資料來自2009—2011年期間在中國東北地區(qū)布設(shè)的NECESSArray臺陣，該臺陣數(shù)據(jù)來自IRIS DMC，包含129個寬頻帶地震臺站(圖2左).根據(jù)臺站分布及遠(yuǎn)震射線的深部覆蓋特征，研究區(qū)范圍選定為N39°—49°，E118°—132°.研究區(qū)包含我國吉林、遼寧、黑龍江省的大部分地區(qū)、內(nèi)蒙古東部，以及朝鮮半島北部地區(qū).

我們首先對2009—2011年間全球MS5.7以上遠(yuǎn)震數(shù)據(jù)進(jìn)行了嚴(yán)格的篩選，篩選原則如下：(1) 選擇P波到時盡可能清晰的波形資料，記錄清晰的臺站數(shù)至少大于10個；(2)震中距分布范圍25°～90°；(3) 盡可能保證各個方位都有地震分布，以保障各向異性反演所需要的射線方位角覆蓋.根據(jù)這些原則，我們最終挑選出了129個臺站記錄到的154個遠(yuǎn)震事件(圖2b).對這些事件，我們首先采用Kalkan(2016)給出的方法和程序進(jìn)行P波到時自動拾取.該方法將地震記錄轉(zhuǎn)換為帶有粘滯阻尼的單自由度振子的響應(yīng)，通過計算獲得較為光滑的粘滯阻尼耗能曲線，根據(jù)信號起始時刻能量曲線接近0的特點確定P波初至到時.相對于傳統(tǒng)的長短窗平均振幅比方法(STA/LTA)，該方法不依賴于步長與閾值的設(shè)定，對于信噪比較低的波形資料也具有良好的效果.在此基礎(chǔ)上，截取初至到時前后一定時間段內(nèi)的波形，選用高信噪比的P波作為參考波形，與其它臺站的波形進(jìn)行互相關(guān)計算，最終獲取各個臺站的P波到時.圖3展示了2010年12月21日日本小笠原群島MS7.4地震(N26.90°，E143.70°，圖2紅色圓點)的部分P波絕對到時自動拾取結(jié)果，以及波形相關(guān)后的對齊情況.在拾取中，我們進(jìn)一步結(jié)合人工檢查，對有錯誤的結(jié)果重新手動拾取或直接刪除(如圖3中YP_NE_6B_BHZ_197臺).最終，我們拾取到的準(zhǔn)確的P波到時數(shù)據(jù)共計有9526個，射線分布如圖4所示.可見，在所選研究區(qū)范圍內(nèi)，射線分布較為密集，基本滿足進(jìn)行反演成像的覆蓋要求.

由于遠(yuǎn)震事件震源不在研究區(qū)內(nèi)，因此在利用遠(yuǎn)震進(jìn)行層析成像時需盡可能減小震源處以及研究區(qū)之外的傳播介質(zhì)對走時的影響.Zhao等(1994)采用一種計算相對走時殘差的方式，即用某一臺站i的絕對殘差減去所有臺站對某一事件j的到時殘差平均值.遠(yuǎn)震理論走時采用IASPEI91模型計算，理論到時等于發(fā)震時刻加理論走時，相對走時殘差可表示為

(1)

(2)

mj表示接收到地震j的臺站總數(shù).

2 分辨率檢驗

在最小二乘反演中，阻尼系數(shù)對最終結(jié)果具有較大影響.阻尼系數(shù)通過約束未知數(shù)在期望值附近變化，從而達(dá)到使方程快速收斂的效果，因此阻尼系數(shù)越大，未知數(shù)靠近期望值的程度越大，即反演結(jié)果越平滑.但通常情況下，期望值與真實值有一定差距，阻尼系數(shù)增加通常會導(dǎo)致反演的擬合走時殘差增大.在實際應(yīng)用中，不同的數(shù)據(jù)資料往往需要選擇不同的最佳阻尼系數(shù).這里我們分別采用阻尼系數(shù)值5、10、15、20、25、30、100進(jìn)行反演對比，通過對速度擾動模型的平滑度(解的范數(shù))和走時殘差均方根之間的折中平衡(圖5)，最終確定最佳阻尼系數(shù)為15.通過計算發(fā)現(xiàn)，該阻尼系數(shù)下，包含有各向異性參數(shù)的反演走時殘差均方根約為0.76，而在相同參數(shù)條件下僅考慮各向同性的反演，其殘差均方根約為0.82.

圖5 速度擾動解的范數(shù)與走時殘差均方根折中曲線Fig.5 The tradeoff curve for the norm of velocity perturbations versus the root-mean-square traveltime residuals

根據(jù)上文篩選的數(shù)據(jù)，采用棋盤格檢測板方法對成像分辨率進(jìn)行了檢驗.通過對研究區(qū)(N39°—49°，E118°—132°)采用多種不同間隔進(jìn)行網(wǎng)格化測試，最終發(fā)現(xiàn)采用經(jīng)緯度間隔步長為1°×1°時，可以獲得對各向異性參數(shù)的良好分辨.檢測板測試步驟如下：將研究區(qū)按一定的經(jīng)緯度步長和非均勻深部間隔建立3D網(wǎng)格點，深度劃分為100 km、200 km、300 km、410 km、520 km、660 km.選用IASPEI91模型給每個網(wǎng)格點的初始速度賦值，然后間隔地加上±1%的初始擾動量，同時每個格點給予一個初始各向異性快波方位角參數(shù)ψ為±45°、各向異性幅度α=1%.在該模型下進(jìn)行快速三維射線追蹤，計算出理論到時，以該到時作為虛擬的“觀測到時”，然后再以初始速度擾動為0、各向異性參數(shù)為0進(jìn)行反演.圖6、7分別展示了速度擾動和各向異性參數(shù)(包括各向異性幅度、快波速度方向FVD)在各深度上的橫向檢測結(jié)果，以藍(lán)、紅兩色分別代表正、負(fù)速度擾動，藍(lán)色短線表示各向異性信息，短線長短表示各向異性幅度，短線方位角表示快波速度方向FVD.結(jié)果顯示，隨深度的增加，速度擾動反演分辨率較好的區(qū)域逐漸向南遷移，這是由于所選的遠(yuǎn)震事件在研究區(qū)東側(cè)及南側(cè)分布更集中所致.在不同深度，研究區(qū)內(nèi)大部分區(qū)域能獲得較好的速度擾動分辨，其中整個松遼盆地下方在100～300 km范圍具有很好的分辨率；大興安嶺地區(qū)在100～300 km整體分辨率較好，410 km以下，北部地區(qū)逐漸變差；長白山地區(qū)在200～660 km深度范圍內(nèi)均具有良好的分辨能力.各向異性的檢測結(jié)果(包括各向異性幅度與FVD)與速度擾動的檢測結(jié)果基本上呈正相關(guān)，即在速度擾動成像分辨率較好的區(qū)域內(nèi)，各向異性反演結(jié)果也較好.

圖8給出了沿不同緯度垂直剖面內(nèi)的分辨率測試結(jié)果.圖中短線表示水平面上的方位各向異性FVD和大小，豎線表示NS方向，橫線表示EW方向.可以看出，大部分區(qū)域具有較好的各向異性分辨能力，且南部地區(qū)比北部地區(qū)分辨率好，中部區(qū)域分辨率最佳，這與來自南部方向的射線更加密集有關(guān).總的看來，正負(fù)相間的速度擾動的分辨能力似乎比各向異性的分辨率能力稍好.

圖9給出了反演前后所有射線的相對走時殘差分布.反演前大部分殘差分布在[-2，2]之間，反演后大部分分布在 [-1，1]之間，且在0值附近明顯集中，這說明含有各向異性參數(shù)A、B的反演模型，明顯減少了觀測走時與理論走時之間的殘差.

3 反演結(jié)果

圖10和圖11給出了采用各向異性遠(yuǎn)震層析成像方法獲得的東北地區(qū)不同深度的P波速度擾動及各向異性參數(shù)分布圖.根據(jù)速度擾動和各向異性的橫向不均勻特征，以及前人對該地區(qū)的認(rèn)識，將研究區(qū)分為三個子區(qū)域分別討論，由北至南依次是阿爾山火山及鄰近地區(qū)、松遼盆地及周邊地區(qū)、長白山火山區(qū).

阿爾山火山區(qū)下方存在一個明顯的低速異常柱狀體(圖10)，從100 km深度一直延伸至410 km以下的地幔轉(zhuǎn)換帶中.300 km以下，阿爾山地區(qū)下方的低速異常幅度降低，在410 km以下與松遼盆地下方的低速異常合并為一個范圍較大的弱低速異常區(qū).各向異性結(jié)果揭示(圖11)，在100～300 km，阿爾山地區(qū)東西兩側(cè)的快波速度方向FVD分布略有差異，東側(cè)沿大興安嶺一帶呈NE向展布，與大興安嶺長軸走向及興安地塊—松嫩地塊的古地塊拼合帶(林阿兵等，2018；許文良等，2019)走向一致，西側(cè)靠近海拉爾盆地地區(qū)則呈NNW向展布.300～410 km，在火山區(qū)正下方各向異性幅值降低.410 km以下，各向異性FVD與整個區(qū)域的NW向各向異性分布相一致.

在松遼盆地下方，速度擾動異常呈現(xiàn)高速為主，高低速混合分布的特點，與遠(yuǎn)震各向同性的成像結(jié)果接近(張風(fēng)雪等，2013).在100～200 km深度范圍內(nèi)，盆地中央存在一個直徑約200 km、近圓形的低速異常，它被沿盆地周緣的高速異常環(huán)繞(圖10).200 km以下，低速異常逐漸變得不明顯，盆地內(nèi)部整體以高速異常為主.各向異性結(jié)果揭示(圖11)，在100 km深度上下，盆地南側(cè)及盆地中部的FVD以近E-W向為主，盆地東北部地區(qū)FVD呈現(xiàn)出NE-SW向特征.這一分布形態(tài)與盆地南側(cè)的華北克拉通—松嫩地塊拼合帶(Meng，2003；許文良等，2019)的走向及一系列NE走向的深大斷裂帶一致(鄧起東，2007).410km以下，松遼盆地內(nèi)部各向異性FVD逐漸旋轉(zhuǎn)為NW-SE向，與SKS的快波極性方向一致(Liu et al.，2008；Li and Niu，2010，Li et al.，2017；Chen et al.，2017).

長白山火山區(qū)下方存在明顯的低速異常，且一直延伸至地幔轉(zhuǎn)換帶附近，在410 km以下，低速異常特征逐漸減弱.在長白山東北方向的琿春附近，200～410 km深度存在明顯的低速異常集中，但在上地幔過渡帶內(nèi)部(410～660 km)隨深度的增加逐漸減弱消失.在長白山西北方長春以南地區(qū)下方520～660 km之間，出現(xiàn)一個低速異常集中區(qū)(圖10)，該結(jié)果與遠(yuǎn)震各向同性的成像結(jié)果類似(張風(fēng)雪等，2013;張風(fēng)雪和吳慶舉2019).各向異性結(jié)果顯示，在100～200 km深度，長白山火山區(qū)周邊的快波速度方向主要為近E-W向(圖11)，Pn波各向異性研究也發(fā)現(xiàn)了類似結(jié)果(Du and Lei，2019).300 km以下，火山區(qū)正下方FVD表現(xiàn)為NW-SE向分布，并一直延伸至地幔轉(zhuǎn)換帶中，與SKS的極性方向一致.520～660 km之間，長白山東北側(cè)，鏡泊湖火山東側(cè)，也是東北深源地震發(fā)生的區(qū)域，F(xiàn)VD局部呈現(xiàn)出NNE向且幅值較低的分布特征.

圖6 速度擾動棋盤格分辨率檢測結(jié)果. 各層的深度示于每個圖的右下角Fig.6 The results of the checkboard resolution test for velocity perturbation. The layer depth is shown at the bottom right corner of each map

圖7 方位各向異性的棋盤格檢測結(jié)果Fig.7 The results of the checkboard resolution test for azimuthal anisotropy

圖8 速度擾動及各向異性垂向分辨率測試Fig.8 Vertical checkboard resolution test for velocity perturbation and azimuthal anisotropy

圖9 反演前后走時殘差統(tǒng)計分布Fig.9 The statistic of the relative traveltime residuals before and after inversion

圖10 東北地區(qū)遠(yuǎn)震P波各向異性層析成像速度擾動結(jié)果Fig.10 P-wave anisotropy tomography results for velocity perturbation, NE China

圖11 東北地區(qū)遠(yuǎn)震P波各向異性層析成像各方位向異性分布結(jié)果Fig.11 P-wave anisotropy tomography results for azimuthal anisotropy, NE China

4 討論

對阿爾山地區(qū)的地質(zhì)研究顯示，阿爾山地區(qū)下方有廣泛的玄武質(zhì)巖漿活動(劉若新等，1985；白志達(dá)等，2005, 2012；樊祺誠等，2008, 2011；趙勇偉，2010; 趙永偉和樊琪誠2012；Su et al.，2011).層析成像及接收函數(shù)結(jié)果顯示，阿爾山地區(qū)下方存在低速異常(張風(fēng)雪等，2013；李英康等，2014；潘佳鐵等，2014；Hou et al.，2015).但目前對于該區(qū)下方巖漿的深部熱源供給及運移情況的研究認(rèn)識仍處在討論階段.大地電磁測深相關(guān)研究發(fā)現(xiàn)該區(qū)下方巖石圈內(nèi)存在低阻異常(湯吉等，2006；Liang et al.，2015；梁宏達(dá)等，2016)，進(jìn)一步的高精度結(jié)果顯示這些大規(guī)模的低阻異常呈“拱橋式”分布特征(韓江濤等，2018b)，認(rèn)為阿爾山地區(qū)的火山巖漿作用與山地兩側(cè)盆地，即海拉爾盆地、松遼盆地下方的軟流圈熱物質(zhì)上涌并在該區(qū)巖石圈內(nèi)發(fā)生匯聚有關(guān).但地球化學(xué)證據(jù)表明大興安嶺地區(qū)玄武巖的源區(qū)含有來自深部地幔的古老的橄欖巖質(zhì)原始地幔組分(薛笑秋等，2019)，暗示該地區(qū)的熱物質(zhì)補給可能具有更深的來源.Huang和Zhao(2006)研究認(rèn)為，水平滯留在東北地區(qū)下方的太平洋板塊的前端已到達(dá)大興安嶺—太行山重力梯度帶，影響了大興安嶺地區(qū)的深部熱物質(zhì)活動.根據(jù)本文速度擾動反演結(jié)果顯示的低速異常深度范圍，我們推測阿爾山火山區(qū)下方熱物質(zhì)活動可能一直延伸至地幔轉(zhuǎn)換帶中，且與松遼盆地下方的熱物質(zhì)具有共同的深部補給源.在100～300 km深度范圍內(nèi)，阿爾山東側(cè)的FVD呈NE向展布，與構(gòu)造走向及塊體拼合帶的空間展布高度相關(guān)，表明該地區(qū)域內(nèi)的各向異性可能與板塊拼合過程中巖石圈的擠壓變形有關(guān).西側(cè)的NNW向FVD則可能與盆地后期的伸展運動有關(guān).410 km，阿爾山下方各向異性的低幅值表明這一區(qū)域主要以物質(zhì)的垂向運移為主.綜合來看，我們推測阿爾山地區(qū)下方存在來自深部的垂向熱物質(zhì)運移通道，其形成機制可能與滯留板塊前端的深部動力學(xué)過程有關(guān).

松遼盆地的地質(zhì)研究顯示，新生代以來，太平洋俯沖板片向東回撤，上覆板塊沿回撤方向垮塌導(dǎo)致伸展變形(Ren et al.，2002；Schellart and Lister，2005；余中元等，2016).東北地區(qū)巖石圈從擠壓環(huán)境到拉張環(huán)境的轉(zhuǎn)變，導(dǎo)致巖石圈根發(fā)生拆沉、裂解作用，并伴隨著軟流圈熱物質(zhì)的上涌(湯吉等，2006；劉國興等，2006；蔡學(xué)林等，2007；張廣成等，2013；張風(fēng)雪等，2013；潘佳鐵等，2014；李英康等，2014；He and Santosh，2016).大地電磁測深結(jié)果(韓江濤等，2018a)顯示松遼盆地地區(qū)巖石圈厚度在最薄處僅45 km左右，并暗示軟流圈并非傳統(tǒng)的垂直上涌，而是具有更復(fù)雜的蘑菇狀形態(tài).根據(jù)本文反演結(jié)果推斷，松遼盆地下方100～200 km的低速異常很可能與高溫?zé)嵛镔|(zhì)上涌有關(guān)，上涌的熱物質(zhì)破壞了盆地中部的巖石圈根，發(fā)生拆沉、裂解，并導(dǎo)致了多期巖漿的侵入作用和變質(zhì)作用，而盆地周緣古老的冷的巖石圈則被保留下來，最終形成了高速異常環(huán)繞著低速異常分布的特征.這種構(gòu)造演化的模式還能夠很好地解釋松遼盆地中央隆起帶的結(jié)構(gòu)特征、潛山分布及盆地中央豐富的油氣藏環(huán)境的動力來源.P波各向異性快波方向揭示，盆地南部及中部地區(qū)200 km之上主要為E-W向，東側(cè)則逐漸轉(zhuǎn)為NE向，推測這種分布特征受到E-W向古地塊拼合帶及NE向的深大斷裂的共同控制，地幔物質(zhì)發(fā)生了沿塊體拼合帶走向及斷裂走向的剪切變形，進(jìn)而導(dǎo)致了礦物晶體的定向排列.SKS研究結(jié)果顯示，東北地區(qū)東部各向異性優(yōu)勢方向展布總體接近NW-SE向(Liu et al.，2008；Li and Niu，2010，Li et al., 2017；Chen et al.，2017).本文結(jié)果顯示在300 km以下FVD逐漸轉(zhuǎn)為NW向，據(jù)此推測SKS的NW-NE向的快波方向可能源自較大的深度，與太平洋板塊NW向俯沖及其在上地幔過渡帶滯留等有關(guān).

有關(guān)長白山火山的成因仍然存在爭論.一種觀點認(rèn)為，太平洋板塊在中國東北地區(qū)下方地幔轉(zhuǎn)換帶中水平滯留脫水，導(dǎo)致了長白山及五大連池火山區(qū)下方、滯留板塊上方的上地幔中發(fā)生局部熔融和巖漿向上運移(Zhao，2004；Lei and Zhao，2005；Zhao et al.，2007；Lei et al.，2013；雷建設(shè)等，2018)，進(jìn)而形成火山.一些成像結(jié)果顯示在滯留板塊上方的地幔中往往存在明顯的低速異常，而滯留板塊內(nèi)顯示高速特征，暗示了這些板內(nèi)火山并非來自深處的熱點所致，表現(xiàn)出一種由板塊深部俯沖與滯留作用導(dǎo)致的弧后火山特點(Zhou and Clayton，1990；Van Der Hilst et al.，1991；Zhao，2004；Lei and Zhao，2006；Huang and Zhao，2006；Wei et al.，2012；Chen et al.，2015,2017).但也有一些結(jié)果發(fā)現(xiàn)在地幔轉(zhuǎn)換帶中存在局部的低速異常(Tang et al.，2014，Guo et al.，2018，張風(fēng)雪和吳慶舉，2019)，結(jié)合接收函數(shù)(Liu et al.，2015)的研究結(jié)果，認(rèn)為長白山火山區(qū)深部巖漿活動與來自深部的地幔熱柱有關(guān)，和太平洋板塊俯沖的關(guān)系不大.另一方面，地質(zhì)與地球化學(xué)證據(jù)均表明(馬晗瑞，2016；徐義剛等，2018)，滯留在長白山地區(qū)下方的俯沖板塊發(fā)生過深部脫水.而在日本地區(qū)的一些研究還發(fā)現(xiàn)，俯沖帶深部的脫水作用往往會導(dǎo)致局部低速異常(Nakahigashi et al.，2015；Zhao，2017).本文的研究結(jié)果顯示，在520～660 km深度范圍內(nèi)，長白山西北方確實存在一個顯著的局部低速異常(圖10，12)，但各向異性結(jié)果揭示，在該區(qū)域內(nèi)的方位各向異性幅值沒有發(fā)生明顯變化，且FVD只發(fā)生了小幅度的轉(zhuǎn)向，整體依然保持統(tǒng)一的NW向特征，這表明該區(qū)域內(nèi)的地幔物質(zhì)運移依然以橫向為主.若假設(shè)該區(qū)域內(nèi)存在來自深部的大尺度垂直上升的地幔熱柱，則在上涌熱物質(zhì)的中心，由于物質(zhì)運移以垂向為主，理論上，方位各向異性的幅值應(yīng)該較低，F(xiàn)VD也會產(chǎn)生更復(fù)雜的變化.另外，沿N42°的剖面結(jié)果也顯示(圖12)，該低速異常并未突破地幔轉(zhuǎn)換帶410 km邊界與上方低速區(qū)聯(lián)通.綜合分析，我們推測該區(qū)域內(nèi)的地幔物質(zhì)可能以橫向運移為主，低速異常則是受到板塊深部脫水作用的影響，而并非來自深部的地幔熱柱所致.

5 結(jié)論

(1)阿爾山火山區(qū)下方存在柱狀低速異常，可一直延伸至410 km的地幔轉(zhuǎn)換帶附近，表明阿爾山火山活動源自軟流圈之下的地幔深處.100～300 km內(nèi)，阿爾山地區(qū)東西兩側(cè)具有不同的各向異性分布，分析認(rèn)為與古地塊拼合及盆地后期的伸展變形有關(guān).410 km以下，阿爾山地區(qū)下方的低速異常與松遼盆地下方低速異常相通，且各向異性具有一致的NW向特征，推測二者可能具有共同的熱源供給，且與太平洋板塊前端的深部動力學(xué)過程有關(guān).

圖12 沿N42°、N44°速度擾動及各向異性剖面結(jié)果圖中綠色點為區(qū)域內(nèi)深源地震，短實線表示各向異性，線方向表示各向異性方位FVD，長度表示幅度相對大小.Fig.12 Profile result of velocity perturbation and azimuthal anisotropy along N42°, N44°Green points are deep earthquakes; Black lines are azimuthal anisotropy.

(2)在松遼盆地地區(qū)，速度擾動呈現(xiàn)以高速為主，中心區(qū)域100～200 km深度存在低速異常，結(jié)合已有研究，認(rèn)為這種特征可能與軟流圈熱物質(zhì)上涌有關(guān).在100 km深度，盆地南側(cè)及中部地區(qū)的各向異性FVD為近E-W向，而東北部地區(qū)則呈現(xiàn)NE-SW向展布，其整體分布與E-W走向的華北克拉通—松嫩地塊拼合帶及一些NE走向的深大斷裂帶的空間展布相似，推斷該區(qū)域巖石圈及其下方附近的各向異性可能受到古地塊拼合及深大斷裂的共同影響.410 km以下，盆地內(nèi)FVD整體轉(zhuǎn)為NW-SE向分布，與SKS結(jié)果接近，表明SKS快波方向可能源自較大的深度，推測與太平洋板塊的西向俯沖作用有關(guān).

(3)在長白山火山區(qū)下方，各向異性結(jié)果顯示，100～200 km，快波速度方向FVD總體為近E-W向分布，推測與華北克拉通—松嫩地塊的拼合作用有關(guān).300 km以下，F(xiàn)VD逐漸轉(zhuǎn)為NW-SE向特征，推測與太平洋板塊的西向俯沖及其上方的地幔物質(zhì)流動有關(guān).在520～660 km范圍，長白山西北方發(fā)現(xiàn)了一個低速異常集中區(qū)，但方位各向異性的幅值較大，且FVD依然保持整體NW向的一致性特征，推測該區(qū)域內(nèi)的低速異常與來自深部的地幔熱柱關(guān)系不大，可能與板塊的深部脫水作用有關(guān).

致謝感謝兩位審稿專家提出的寶貴意見和建議.本文采用的各向同性成像程序源自趙大鵬的層析成像程序，在此向他深表謝意.研究中使用了吉林省地震局提供的東北地區(qū)深源地震目錄資料及活動斷裂數(shù)據(jù)，在此表示感謝.