何靜, 吳慶舉

1 應(yīng)急管理部國家自然災(zāi)害防治研究院, 北京 100085

2 復(fù)合鏈生自然災(zāi)害動力學應(yīng)急管理部重點實驗室, 北京 100085

3 中國地震局地球物理研究所, 北京 100081

0 引言

中國大陸位于歐亞板塊東端,經(jīng)歷了漫長、復(fù)雜且多樣的構(gòu)造演化過程,涉及大陸碰撞、造山作用、陸塊裂解漂移以及地殼的抬升和變形等多方面(任紀舜, 2003),是地球上地質(zhì)構(gòu)造最復(fù)雜的地區(qū)之一(圖1).對于中國大陸的Lg波衰減成像,已有大量的研究結(jié)果.研究發(fā)現(xiàn)Lg波Q值與地殼構(gòu)造活動有密切關(guān)系(Mitchell et al., 1997),并且與地殼速度分布呈顯著的正相關(guān).在青藏高原(McNamara et al., 1996; Phillips et al., 2000; Xie, 2002; Fan and Lay, 2003; Taylor, 2003; Hearn et al., 2008; Bao et al., 2011; Zhao et al., 2013a; Biswas and Singh, 2019; He et al., 2021)、渤海灣盆地(Pei, 2006; 孫蓮等, 2012; Zhao et al., 2013b)以及松遼盆地(Zhao et al., 2010; Ranasinghe et al., 2015)等地區(qū),Lg波Q值較低.華南造山帶、大興安嶺地區(qū)、鄂爾多斯盆地以及四川盆地等(Hearn et al., 2008; Chen and Xie, 2017; He et al., 2021; Ma et al., 2023; Shen et al., 2023)則顯示出地殼高Q值的特征.地殼低Q值與強構(gòu)造活動 (Xie, 2002; Zor et al., 2007; Bao et al., 2011)、松散的沉積層(Furumura and Kennett, 1997; Baumgardt, 2001)、高溫異常(Mitchell and Xie, 1994)以及Moho面的突變(Bostock and Kennett, 1990; Bowman and Kennett, 1991)等因素密切相關(guān).研究中國大陸地殼的衰減結(jié)構(gòu)對理解地殼衰減特性和構(gòu)造活動影響有重要意義,不僅有助于深入理解地質(zhì)歷史演化過程,而且也能為評估地震危險性和精確約束地殼物性結(jié)構(gòu)提供重要的參考模型.

圖1 中國大陸的區(qū)域構(gòu)造圖藍色實線表示中國大陸的塊體邊界(修改自任紀舜, 2003),虛線區(qū)域表示中國大陸主要的沉積盆地,淡灰色實線表示活動斷層(Wu et al., 2023).

利用中國固定臺網(wǎng)記錄的近震Lg波波形數(shù)據(jù),我們構(gòu)建了中國大陸的Lg波衰減模型.將Lg波Q值結(jié)構(gòu)與松散沉積層、地殼熱流值以及地質(zhì)塊體結(jié)構(gòu)等進行對比分析,能夠為研究中國大陸的地殼物性、熱狀態(tài)以及區(qū)域構(gòu)造特征等提供新的約束和參考.

1 方法

反雙臺法(Chun et al., 1987)是指2個臺站和2個地震事件位于同一大圓弧附近,通過2個臺站記錄的2個地震事件的Lg波振幅比獲得Q值,可以有效地去除震源、儀器響應(yīng)以及場地效應(yīng)的影響.在實際情況中,為獲得更多的射線分布同時減少誤差,2個臺站到事件的夾角被限制在15°以內(nèi)(Der et al., 1984).為獲得完全發(fā)育的Lg波,要求震中距大于2°且臺間距大于150 km.臺站i和j接收到地震事件a和b在頻率域的振幅分別為

(1)

其中S(f)為包含震源輻射效應(yīng)的震源函數(shù),I為儀器響應(yīng),E為場地響應(yīng),Δ為震中距,v為Lg波群速度(3.5 km·s-1),f為頻率,G為幾何擴散參數(shù)G(Δ)=G0Δ-m,m為0.5,G0為一個常數(shù).2個臺站記錄到的2個事件的振幅譜比為

(2)

因此,該反雙臺法射線路徑上的Q值為

(3)

其中A為頻率域振幅.Q(f)=Q0fη,Q0為當f=f0=1 Hz時的Q值,η表示Q值隨頻率的變化.因此反雙臺法射線路徑下臺站間的Q值可以表示為：

(4)

2 數(shù)據(jù)

本文收集了中國大陸984個固定臺站(圖2)記錄到的2009年至2019年地震波形數(shù)據(jù).為避免復(fù)雜的震源函數(shù)和不完全發(fā)育的Lg波,我們選取震級大于4.5且小于6.5、震中距介于2°～20°的殼內(nèi)地震.所有的波形都經(jīng)過人工篩選標定首波和Lg波的到時.總計獲得了2834個地震事件(圖2).

圖2 臺站與地震事件分布圖

由于研究區(qū)域跨越較大的緯度范圍,我們將研究區(qū)域在通用橫墨卡托格網(wǎng)系統(tǒng)(UTM)下以網(wǎng)格間距55 km劃分為91×73個網(wǎng)格.研究區(qū)域內(nèi)的大部分網(wǎng)格均有超過100個臺站對射線(圖4).每個臺站對間的Q值可以根據(jù)公式(5)進行離散化：

(5)

其中,Qn為經(jīng)過波形計算獲得的第n個臺站對間的Q值;dn為第n條射線的長度,近似于臺站間的距離;M為網(wǎng)格數(shù)量;Qm為每個網(wǎng)格點的Q值;dmn為第n條射線穿過第m個網(wǎng)格的長度.公式(5)的未知參數(shù)Qm可以通過構(gòu)建線性函數(shù)來求解.本文采用阻尼最小二乘算法進行求解,并采用9點空間平滑方法(Xie and Mitchell, 1990)對反演結(jié)果進行平滑,獲得二維的Lg波Q值成像結(jié)果.

反演的阻尼因子對Q值模型的平滑度和反演結(jié)果誤差有重要影響.為了選取合適的阻尼因子,我們采用不同的阻尼因子反演計算獲得臺站對的1/Qn殘差均方根和二維反演模型1/Qm的均方根(圖5).為找到反演誤差和模型平滑度之間的最佳平衡,最終選取0.15作為最佳的阻尼因子.

3 結(jié)果

3.1 檢測板測試

為評估反演模型對研究區(qū)域結(jié)構(gòu)的分辨能力,我們采用了檢測板測試的方法.設(shè)定一個Q值參考值為400, 引入了一個Q值從200到600正弦變化模型,其異常體變化定義為

圖3 反雙臺法計算Lg波Q值示例圖(a)為臺站SC.MXI和QH.QSS記錄到的2個地震事件經(jīng)過0.5～5 Hz帶通濾波后的波形圖,藍色波形為濾波后的Lg波波形; (b)和(c)分別是臺站SC.MXI(紅色)和QH.QSS(藍色)記錄到(a)中的Lg波(實線)和噪聲(虛線)的振幅譜; (d)表示Lg波Q值的計算; (e)展示的是兩個臺站和兩個地震事件的位置分布.

圖5 阻尼因子的選取

(6)

其中Nx和Ny分別為X和Y方向的總網(wǎng)格點數(shù),x和y分別為沿X和Y方向每個網(wǎng)格點的索引,Tx和Ty為沿X和Y方向異常體的數(shù)量.為了展示反演的分辨能力,選取了三組不同Tx和Ty值進行反演：(1)Tx=45,Ty=36, 對應(yīng)異常體大小約為111 km×111 km;(2)Tx=30,Ty=24, 對應(yīng)異常體大小約為166.5 km×166.5 km;(3)Tx=22.5,Ty=18, 對應(yīng)異常體大小約為222 km×222 km.

圖6為檢測板模型的恢復(fù)情況.從模型異常體大小為111 km×111 km的圖6a和模型異常體大小為166.5 km×166.5 km的圖6b中可以看出,華北塊體和中國東南部地區(qū)的Lg波Q值異常得到了良好的恢復(fù),表明該地區(qū)的數(shù)據(jù)具有較高的分辨率.

圖6 檢測板分辨率測試(a)、(b)和(c)分別是異常體大小為111 km×111 km、166.5 km×166.5 km和222 km×222 km的檢測板恢復(fù)測試結(jié)果.

圖6c為222 km×222 km 檢測板模型的恢復(fù)結(jié)果,除青藏高原西南部的異常體存在一些變形外,大部分地區(qū)的異常體獲得了很好的恢復(fù).所以在中國東部和南部地區(qū)的Lg波Q值模型達到了111 km×111 km 的分辨率,中國西部和東北地區(qū)的分辨率能達到222 km×222 km.這為我們準確理解中國大陸地區(qū)的地殼衰減模型提供了依據(jù).

3.2 Lg波Q值成像

本研究獲得了362806個臺站對的平均Q值,分布情況見圖7a和圖8.Lg波Q值主要在～300-500之間,均值約為450.以往的研究表明,在構(gòu)造活躍地區(qū),如特提斯造山帶, Lg波Q值通常低于400(Mitchell et al., 1997; Taylor, 2003; Zhao and Xie, 2016).然而在穩(wěn)定的克拉通地區(qū),如東歐板塊、西伯利亞以及印度板塊,Lg波Q值通常較高,超過800(Mitchell et al., 1997).對比結(jié)果顯示,中國大陸總體上平均Lg波Q值偏低,暗示具有較為活躍的地殼構(gòu)造特征.

圖7 臺站對的Q值柱狀圖分布(a)和反演后反演網(wǎng)格上的Q值柱狀圖分布(b)

圖8 反雙臺法計算獲得的臺站對間的平均Q值分布

圖9 中國大陸Lg波衰減模型

在反演結(jié)果中,我們保留了射線數(shù)量大于100的網(wǎng)格,獲得了中國大陸Lg波衰減模型(圖9).從反演網(wǎng)格上Q值的統(tǒng)計結(jié)果來看(圖7b),整個中國大陸的地殼Q值偏低,主要集中在200到500之間.地殼Q值模型呈現(xiàn)明顯的橫向不均勻性,各個塊體的Q值存在顯著差異(圖8和圖9).在構(gòu)造相對穩(wěn)定的華南塊體、塔里木盆地、鄂爾多斯盆地以及大興安嶺地區(qū),Lg波Q值較高,約600～800之間,呈現(xiàn)出明顯的弱衰減特征.而在構(gòu)造活動劇烈的青藏高原及周邊地區(qū)、渤海灣盆地以及祁連山造山帶,Lg波Q值相對較低,小于300,呈現(xiàn)出明顯的強衰減特征.

在本研究中,我們使用了Bootstrap方法對誤差進行分析并評估反演解的穩(wěn)健性.對所有臺站對的Q值進行1000次Bootstrap抽樣反演,并對每個網(wǎng)格的Q值標準差進行統(tǒng)計,以此來表征Lg波Q值反演誤差的大小(圖10).在研究區(qū)大部分地方,Q值的標準差小于50,表明了反演結(jié)果的穩(wěn)定性和可靠性.但在研究區(qū)邊緣標準差偏高,可能是射線覆蓋不足所導(dǎo)致.

圖10 1000次Bootstrap抽樣反演獲得的Lg波Q值標準差

4 討論

本研究獲得的中國大陸地殼衰減模型與區(qū)域地質(zhì)結(jié)構(gòu)及現(xiàn)今的構(gòu)造活動存在一定的相關(guān)性,總體特征與前人的Lg波衰減研究結(jié)果基本相符(Fan and Lay, 2002; Xie et al., 2006; Hearn et al., 2008; Mitchell et al., 2008; Phillips et al., 2009; Zhao et al., 2010),也與Rayleigh波衰減成像研究結(jié)果所揭示的中下地殼衰減結(jié)構(gòu)(Zhou et al., 2020)基本一致.

中國大陸幾個主要的盆地表現(xiàn)出不同的衰減特征.明顯的強衰減地區(qū)(Q<300)主要分布在現(xiàn)今較活躍的新生代渤海灣盆地;松遼盆地和準噶爾盆地的地殼表現(xiàn)出相對較強的衰減(Q值約在300～400之間)特征;鄂爾多斯盆地、四川盆地和塔里木盆地則表現(xiàn)出弱衰減(Q值約在500～800之間)特征.松散沉積層和地殼溫度均對Lg波的傳播存在顯著影響(Furumura and Kennett, 1997, 1998; Baumgardt, 2001; Pratt, 2003; Ranasinghe et al., 2015).渤海灣盆地的松散沉積物厚度可達4～6 km (Yang and Niu, 2019; Huang et al., 2023),地殼拉伸減薄(武巖等, 2018),盆地內(nèi)的熱流值相對較高(>70 mW·m-2)(劉瓊穎和何麗娟, 2019).與之相比,準噶爾盆地的平均熱流值低且松散沉積物較薄(Xiao et al., 2021);松遼盆地平均熱流值相對較高,與渤海灣盆地相當,約70 mW·m-2(Jiang et al., 2019),松散沉積物厚約2 km (Xiao et al., 2021),相比于渤海灣盆地較薄,這表明松散沉積層越厚Lg波衰減越強.鄂爾多斯盆地、四川盆地和塔里木盆地,發(fā)育形成于古生代至中生代,現(xiàn)今活動性非常微弱,基本處于穩(wěn)定狀態(tài),具有剛性的流變性質(zhì).雖然存在巨厚的古生代-中生代沉積層,但這些盆地新生代松散沉積物較薄(Xiao et al., 2021)且熱流值偏低(Jiang et al., 2019),相比新生代盆地地殼衰減較弱.因此,巨厚的松散沉積層和相對較高的地殼溫度可能是導(dǎo)致渤海灣盆地地殼強衰減的主要因素.

青藏高原及周邊地區(qū)Lg波Q值小于300,普遍偏低,與前人觀測的地殼強衰減特征相一致(Xie, 2002; Bao et al., 2012; Zhao et al., 2013a).大范圍的Lg 波低Q值暗示著青藏高原及周邊地區(qū)地殼較低的流變強度,易于中下地殼流的形成,但或許不能作為青藏高原中下地殼存在大規(guī)模部分熔融的直接證據(jù).地殼部分熔融雖然能夠產(chǎn)生地震波速、地震波衰減、電導(dǎo)率等地球物理異常,但實驗室和野外數(shù)據(jù)顯示,地球物理探測獲得高電導(dǎo)率以及地震波低速、強衰減的范圍一般遠大于部分熔融的實際規(guī)模(Shankland et al.,1981; Romanowicz and Mitchell,2015).青藏高原地區(qū)復(fù)雜的斷裂構(gòu)造系統(tǒng)、廣泛分布的地下流體(Clark and Royden, 2000; Wei et al., 2001)、地殼的高溫異常(Jiang et al., 2019)以及新生代火山巖活動(Wei et al., 2001)等均會增強地震波的衰減.因此,我們推斷青藏高原及周邊地區(qū)大范圍的Lg波強衰減主要與其現(xiàn)今活躍的構(gòu)造活動以及獨特的地質(zhì)演變歷史有關(guān),并不意味著其中下地殼存在大范圍的部分熔融,部分熔融僅局限于一些地殼Q值異常低的區(qū)域.

祁連山造山帶亦表現(xiàn)為地殼低Q值特征,但并未與青藏高原大范圍的地殼低Q值相連,據(jù)此推測前人提出的所謂下地殼流即使廣泛分布于青藏高原,但并沒有擴展到祁連山造山帶.祁連山造山帶Lg波低Q值的分布范圍與中下地殼低速異常(Gao et al., 1999; 崔作舟等, 1995; 余大新等, 2014)和高導(dǎo)性特征(Xiao et al., 2013; 陳宣華等, 2019)相一致,暗示著其強衰減特征與殼內(nèi)軟弱層有關(guān).有研究認為祁連山造山帶分布廣泛的地殼低速、高導(dǎo)異?？赡芘c富含流體、部分熔融(Pan et al., 2021)或是古大洋板塊殘余(陳宣華等, 2019)有關(guān).祁連山造山帶作為典型的增生型造山帶,經(jīng)歷了眾多構(gòu)造變形和復(fù)合造山過程,形成了明確的新生代逆沖推覆構(gòu)造和復(fù)雜走滑斷裂系統(tǒng),結(jié)構(gòu)錯綜復(fù)雜,構(gòu)造運動多樣(陳宣華等, 2019).無論是復(fù)雜的斷裂構(gòu)造系統(tǒng),還是富含流體或部分熔融的地殼,都可能導(dǎo)致該地區(qū)Lg波低Q值強衰減異常.

華南塊體以大范圍的Lg波高Q值弱衰減為特征,且地殼速度也呈現(xiàn)出高速特征(Han et al., 2022; Shen et al., 2023).華南塊體是一個具有廣闊元古宙結(jié)晶基底的穩(wěn)定區(qū)域(舒良樹, 2012),晚中生代大范圍的巖漿底侵進入下地殼,在冷卻結(jié)晶后形成高強度的中下地殼(Zhou et al., 2006),從而有利于地震Lg波的有效傳播.無獨有偶,中生代變質(zhì)巖和侵入巖廣泛分布的大興安嶺地區(qū)(楊雅軍等, 2022)也表現(xiàn)出弱衰減高波速的特征.因此,冷卻的侵入巖形成高強度的結(jié)晶基底造就了古老造山帶地殼的高Q值弱衰減特征.

5 結(jié)論

我們建立了中國大陸Lg波衰減模型,能夠為研究地殼物性結(jié)構(gòu)提供參考.結(jié)果顯示,中國大陸Lg波衰減結(jié)構(gòu)存在顯著的橫向非均一性.青藏高原及周邊地區(qū)、祁連山造山帶和渤海灣盆地表現(xiàn)出地殼低Q值強衰減的特征.華南造山帶、鄂爾多斯盆地和塔里木盆地的Lg波Q值較高,表現(xiàn)為弱衰減的特性.不同的沉積盆地表現(xiàn)出不同的衰減特征,巨厚的松散沉積物和較高的熱流是導(dǎo)致渤海灣盆地地殼表現(xiàn)出強衰減特征的重要因素.青藏高原及周邊地區(qū)和祁連山造山帶的地殼強衰減暗示著明顯軟弱的地殼結(jié)構(gòu),可能與活躍的構(gòu)造活動、復(fù)雜的構(gòu)造斷裂系統(tǒng)以及富含流體甚至部分熔融等因素的共同影響有關(guān).華南造山帶和大興安嶺地區(qū)的地殼弱衰減特征可能是由于侵入巖漿冷卻結(jié)晶形成高強度的中下地殼以及古老造山帶地殼構(gòu)造趨于穩(wěn)定所致.

致謝謹以此文祝賀滕吉文先生90華誕暨從事地球物理工作70年.感謝國家測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心為本研究提供了固定臺站地震波形數(shù)據(jù)(doi：10.11998/SeisDms/SN, http：∥www.seisdmc.ac.cn).非常感謝審稿專家提出的建設(shè)性意見和建議.