基于背景噪声成像方法的萝北地区浅地表速度结构

王智雄 ,冯晅 ,侯贺晟 ,刘乾

1.吉林大学 地球探测科学与技术学院，长春 130026；2.中国地质科学院，北京 100037

0 引言

郯庐断裂带是中国东部大型走滑断层，走向北北东向，其分为南段、中段与北段，北段由依兰-伊通断裂带和敦化-密山断裂带构成。依兰-伊通断裂带走向北东向，南端起始于沈阳, 向北经过伊通、舒兰、尚志、方正、依兰和鹤岗等地,于萝北一带进入俄罗斯,中国境内全长约900 km[1]。在黑龙江境内，依兰-伊通断裂带一般分为3段，即北段、中段和南段，北段地震活动明显强于中段和南段，其存在着整个黑龙江省内最密集的小震活动。单独就北段而言，其地震活动分布并不均匀，萝北地区的地震活动明显强于北段其他区域，该地区小震活跃，历史上曾经发生过多次中等强度的地震，如1963年6月21日5.8级地震[2]。为了研究萝北地区地震活动和浅地表断层的关系，确定依兰-伊通断裂在萝北地区的分布以及活动情况，有必要获取萝北地区浅地表地质结构与断层分布。

多年来已经有部分学者对萝北地区展开研究，郭德明[3-4]讨论了依兰-萝北地堑盆地地震地质特征，并且提出依-舒构造带经历过多次构造变动, 从而形成了南北分段、东西成带的构造格局, 其中北西向的次级断裂具有强烈活动性，是正在崛起的活动断裂；张凤鸣等[5]应用震源机制解分析了依兰-伊通地堑断裂北段的汤原-萝北段的构造活动和现代构造应力场后，认为区域构造活动受地堑构造控制,北西向断裂是区内主要的发震构造；萝北地区位于汤原断陷内，刘财等[6]横切佳伊断裂带进行了大地电磁测深，在DB04测线MT解释图中，给出汤原断陷地下5 km以内的电法剖面图，可为萝北地下研究提供参考；余中元等[7]通过考察历史地震记录，利用震源机制解，卫星影像解译和野外地质调查等手段，探讨了萝北1963年6月21日5.8级地震的发震构造问题，并初步分析了其未来地震危险性。以上研究几乎都是通过卫星遥感影像以及一些地质特征判断地下断层分布，但是地貌特征会受人为和自然河流改造的影响，卫星遥感会受植被的影响，无法精确获得地下地质构造和断层分布[8]。

背景噪声成像方法可以从任意两个台站的互相关函数中提取格林函数与频散数据，反演获得台站对之间地下介质的S波速度结构，其野外布置工作简单，成本低且分辨率高，近年来有大量学者应用此方法成功获得地下速度结构。李玲利等[9]利用密集台站提取出0.5～4.5 s短周期面波频散曲线，反演获得了合肥市下方地壳浅部剪切波速度图像；王仁涛等[10]利用固定台站连续噪声数据提取出2～14 s的瑞雷面波群速度和相速度频散曲线，基于面波成像和S波速度结构反演方法对松辽盆地的沉积层结构进行了研究；王娟娟等[11]利用新疆呼图壁储气库附近22个台站记录的连续背景噪声数据的垂直分量，通过互相关方法提取了0.5～1.5 s的瑞雷面波群速度频散曲线，反演得到了精细的近地表三维横波速度结构。

笔者利用2020年布设在萝北地区的短周期密集台阵(图1)，获取了15 d的连续噪声数据，使用背景噪声层析成像方法，获得了萝北地区下方地壳浅部的横波速度分布图，并且结合前人的地震地质研究成果，对其速度分布所反映的地质特征与断层分布进行分析，为将来萝北地区地震地质活动研究提供参考。

三角形代表台站；五角星代表萝北县的位置。图1 台站分布图Fig.1 Stations distribution

1 数据采集和处理

在萝北地区布设了37个短周期密集流动台站，采集了2020年10月份15天的连续背景噪声数据，野外数据采集使用的仪器是智能无线节点式地震仪(Smartsolo IGU-16 5 Hz)，ADC分辨率为24 bits，具有重量轻、体积小、可以便捷的更换电池和续航时间久的特点。

背景噪声数据处理参照Bensen et al.[12]的处理流程，先进行单台数据预处理，然后计算台站对之间的互相关函数并利用互相关函数提取面波频散曲线。

单台数据预处理：原始的垂直分量连续波形数据采样率为500 Hz，首先重采样到40 Hz，降低计算量，然后将数据截取成1 h为单位的连续波形数据[13]，去均值；去趋势和带通滤波(0.01～10 s)，进行波形尖灭，之后做谱白化处理(拓宽背景噪声的频谱，并降低某单频固定信号的影响)，最后做时间域归一化，以去除地震信号、仪器和人为的干扰。

之后把每两个台站的连续记录做互相关运算并叠加，从而得到台站对之间的噪声互相关函数。瑞雷面波群速度频散曲线的提取方法是基于图像处理技术的多窗时频分析快速提取方法[14-15]。在频散曲线的质量控制上，只提取信噪比≥5、台间距>两倍波长，且相邻周期的群速度值没有明显跳变的频散曲线[16]，最后得到120条周期为0.5～4 s的瑞雷面波群速度频散曲线，用于反演萝北地区的三维浅地表横波速度结构(图2)，从图中可以看出群速度频散曲线数量随着周期而变化，数据主要集中在1.5～3 s范围内，其他频段数据较少。

图2 0.5～4 s周期段的瑞雷面波的群速度频散曲线(实线)及每个周期的频散曲线数量(虚线)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 数据反演

本研究使用的反演方法是Fang et al.[17]提出的由所有路径瑞雷面波频散走时直接反演浅地表三维横波速度结构的方法，这种方法考虑到了在复杂介质中，路径射线弯曲的现象，并且省掉了常规的面波层析成像反演二维横波速度的中间环节[9]。

2.1 初始模型

初始模型是反演计算的重要部分，笔者根据傅维洲等[18]给出的满洲里—绥芬河地学断面地壳S波速度结构图，依据与萝北邻近的佳木斯-兴凯地块的浅地表S波速度结构，构建初始参考模型。

2.2 射线路径覆盖

从射线路径的分布情况来看(图3,4)，0.5～2.5 s射线较密集，到3.0 s时已较为稀疏,总的来看射线覆盖效果较好。

2.3 深度敏感核计算

瑞雷波对不同深度剪切波速度结构敏感度随着周期而变化，每个不同周期的瑞雷波群速度对不同深度的S波速度结构敏感，为了了解瑞雷面波群速度在深度方向对横波速度的约束效果[11]，通过一维初始模型计算了瑞雷面波群速度的深度敏感核曲线(图5)。从图中可以看到在1.0 s周期，群速度频散对0.5 km的深度最敏感，随着周期的增长，相对应的敏感深度也在增加，由于射线路径到3.0 s时覆盖相对较差，所以敏感核只做到2.5 s周期，敏感深度在2.6 km。因此，本文提取的群速度频散曲线反演到地下2.6 km是可靠的。

图3 初始参考模型Fig.3 Initial reference model

2.4 残差计算

在实际数据计算中，反演过程比较稳定，总的走时残差的均方差随着迭代次数的增加不断下降，迭代第20次以后基本稳定，下降明显。反演后走时残差的标准差由最初的17.042 5 s降为0.057 8 s(图6)，最终误差基本分布在0附近，说明反演效果较好。

图4 不同周期(0.5 s、1.0 s、1.5 s、2.0 s、2.5 s和3.0 s)射线路径覆盖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 萝北地区三维横波速度结构研究

图7(a)-(f)给出了由瑞雷面波群速度频散曲线反演得到的不同深度的横波速度图像。由速度结果揭示的高、低速分布特征与该区域的地质构造特征对应较好，并且能够反映出萝北地区的浅地表地质特征。研究区域内2.6 km与2.2 km深度的横波速度结构有明显的差别(图7e，f)，图7(f)中高、低速异常分界明显，可以看到3条明显的低速异常带，其中走向北西向的F2和F3断裂与走向北东向的F1断裂相交，郭德明提出依兰-萝北地区，即依-舒构造带北段，有多条北西向断裂错断依-舒构造带，且活动强烈[4]。因此推测F1为依兰-伊通断裂，而F2和F3是与之相交的次一级断裂，其共同控制着上覆地层的发展；在图7(e)中，速度差异不大。

图5 不同周期(1.0 s、2.0 s和2.5 s)的瑞雷面波群速度对横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)

图6 反演迭代次数及走时残差标准差分布(右上方插图为走时残差分布)Fig.6 Variation of standard deviation of surface-wave travel-time residuals with iteration number

与图7(e)相比，1.6 km和1.2 km深度的剖面图中(图7c，d)，高、低速异常有明显分界，但是低速异常的位置与2.6 km深度并不相同。不同深度的地层在不同的时期遭受的地壳运动作用方式也不一样，古近纪时期，太平洋板块的面积随着扩张作用持续增大，从而加速了太平洋板块向北西方向的俯冲作用，整个的太平洋板块俯冲到欧亚板块之下，向东亚大陆正面高角度俯冲，运动方向为北西向，萝北地区受到了来自北西方向强烈的挤压作用力，地层的受力方向改变，在新构造运动和下伏断裂的控制下继续发育[19-23]。在图7(c)中可以看到F1′和F2′断层相交的位置与图7(f)中F1和F2相交位置一致， 推测F1′断层是在新的构造运动下，以依兰-伊通断裂为基础发育的次级断层，F2′断层则是在新构造运动下，由依兰-伊通断裂和F2共同控制发育的断层。刘财等[6]横切依兰-伊通断裂带进行了大地电磁测深，在DB04测线MT解释图中，给出汤原断陷上部1.5 km深度以上为低阻层，电阻率只有几欧姆米到几十欧姆米;在1.5 km深度以下分为两部分，西部分两层，即1.5～2.6 km为中阻层，电阻率约为两千欧姆米;2.6 km以下延伸到10 km为低阻层，电阻率又低到几欧姆米到几十欧姆米，与本文的反演结果对应。

在图7(b)中，断层F1′和F2′发生间断，低速异常区域减少，直到0.4 km，两处断层均已消失，但是在两幅图中(图7a,b)，出现了圆形的低速异常区域，并且这些圆形低速异常都是在下伏断层之上或者相交处发展起来的。自晚更新世以来，一直认为依兰-伊通断裂带没有活动，只有一些中等强度地震的背景，而且现代的地震资料也没有大震发生的记录，可是闵伟等人通过考察发现，依兰-伊通断裂带舒兰段在全新世有过多次活动[19]。由此推测第四纪以来，依兰-伊通断裂并不是没有活动，而是在新的构造运动背景下，下伏依兰-伊通断裂和与其相交的次级断裂共同控制着上覆地层的发展，形成了多个圆形伸展破碎带，这些破碎带与萝北地区的小震活动有着直接的关系。

(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)中黑色虚线代表断层(黑色五角星代表萝北县的位置)。图7 不同深度横波速度分布Fig.7 Shear-wave velocity distribution at different depths

4 结论

(1)古近纪时期，构造运动的改变，太平洋板块俯冲产生的北西向挤压作用力使得依兰-伊通断裂(F1)的形态和位置发生变化，新的依兰-伊通断裂(F1′)受基底断裂和新构造运动的共同控制。

(2)通常认为依兰-伊通断裂在新近纪至晚更新世之后没有活动，但是反演结果显示萝北地区在新近纪之后存在多个圆形伸展断陷，深度500 m，这也是目前依兰-伊通断裂活动的主要形式，并且断陷区域存在进一步加深扩大的可能，这些断陷区域受深处断层系的控制和影响，而且也是如今萝北地区小震活动的主要控震构造。