中国东北诺敏河火山群地区面波层析成像研究

侯颉， 吴庆举， 余大新， 叶庆东

1 中国地震局地球物理研究所， 北京 1000812 中国地震局第一监测中心， 天津 300180

0 引言

中国东北地区位于中亚造山带东段，东临西太平洋俯冲带，属于天山—兴蒙造山系东部(潘桂棠等，2009).该地区古亚洲洋构造带和环太平洋构造带的叠加作用最为显著.在软流圈上涌和岩浆底侵的影响下，区域内出现了大量的新生代火山，如五大连池火山、长白山火山、阿尔山火山和诺敏河火山(Meng，2003；Wu et al.，2002；Zorin，1999).这些火山远离西太平洋板块的俯冲边界，是典型的板内火山.目前对板内火山成因的研究还存在诸多争议，主要的三种观点包括：1)大地幔楔模型认为，该地区火山活动是由于俯冲的太平洋板块滞留在地幔转换带中，俯冲板块携带的水分释放到其上方的大地幔楔，地幔楔物质在水的作用下产生熔融，进而热湿物质上涌(Lei and Zhao，2005，2006；Huang and Zhao，2006；Zhao，2004；Zhao et al.，2007，2009；雷建设等，2018)；2)地幔物质上涌产生的减压熔融模型认为，高速的俯冲板块将低速的软流圈热物质拖拽至地幔深处，再由于板块后撤，热物质在板块空缺处上涌，在减压熔融的作用下形成火山活动(Tang et al.，2014; Tao et al.，2018)；3)小规模的地幔对流模型认为，由于热量的增加，软流圈中的地幔物质密度减小，导致上部物质的密度大于下部物质的密度，最终上部岩石圈地幔相对冷的物质下沉，下部软流圈热的物质上升，这个过程的构造表现为岩石圈减薄、岩浆活动以及岩石圈应力场变化(Guo et al.，2015，2016).

诺敏河火山群地处呼伦贝尔市东部的鄂伦春自治旗，位于中亚造山带东侧(图1).以往的地震学研究表明，中国东北地区的地幔普遍存在俯冲的西太平洋板块(Huang and Zhao，2006；Zhao et al.，2009；Li and Van Der Hilst，2010；Wei et al.，2012；田有等，2019)，且该地区下地壳和上地幔低速异常明显(Guo et al.，2014，2015，2016；Kang et al.，2016；Li et al.，2012；Liu et al.，2017；Tang et al.，2014；Tao et al.，2014；Zhang et al.，2012，2014，2016；Zhao et al.，2009；张风雪等，2013，2014；潘佳铁等，2014；张风雪和吴庆举，2019).地震层析成像显示，阿尔山与长白山火山上地幔存在明显的低速异常，该异常可延伸到上地幔过渡带，至少有400 km深(Zhao，2004；Lei and Zhao，2005；Zhao et al.，2007，2009；Lei et al.，2013)；而诺敏河和五大连池火山下的上地幔低速异常仅限于100 km以浅(张风雪等，2013，2014).接收函数结果显示诺敏河火山和小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带的地壳厚度和波速比具有相似的空间分布，具体表现在沿着火山带延展方向具有较薄的地壳厚度，高波速比也主要集中于靠近火山带地区，向诺敏河和小古里河火山延展(谢振新等，2018)；XKS分裂结果亦显示两个火山地区的台站下存在多个无效分裂(强正阳和吴庆举，2015，2019).地球化学研究表明，诺敏河火山喷发时间不早于晚更新世早期(123 kaB.P.)(马保起等，2006)，五大连池火山喷发时间最早为中更新世早期(560～270 kaB.P.)(夏林圻，1990)，二者喷发年代时间相近(Zhao et al.，2014)，且诺敏河火山与小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带均为钾质火山岩系，而与同处兴蒙造山带的阿尔山钠质火山形成强烈对比(白志达等，2005；邵济安等，2008，2009；赵勇伟等，2008；赵勇伟和樊祺诚，2011；樊祺诚等，2012).综上认为，诺敏河与五大连池火山群在地震学和地球化学角度具有一定的相似性，两者之间可能存在紧密联系.

以往在东北地区进行研究所用的台站包括绥满台阵(2009-06—2011-09)、鄂虎台阵(2010-06—2011-09)、NECESSArray台站(2009-09—2011-08)和部分固定台站，其中固定台站分布较稀疏，NECESSArray台站未覆盖诺敏河火山群，只有鄂虎台阵穿过了诺敏河和五大连池火山群，但由于其为一线性台阵，除沿剖面展布方向外，地震层析成像缺乏其他方向的有效约束，不能很好地捕捉到台阵剖面以外与诺敏河和五大连池火山群有关的速度异常.因此，虽然前人研究推测松辽盆地存在与火山活动有关的岩石圈拆沉(Guo et al.，2016；Wei et al.，2019)，但对于位于松辽盆地北缘的诺敏河火山的岩石圈地幔是否同样存在大范围拆沉不得而知；虽然东北地区广泛存在可能代表了岩浆物质向上运移的下地壳、上地幔低速异常(Guo et al.，2014，2015， 2016；Kang et al.，2016；Li et al.，2012；Liu et al.，2017；Tang et al.，2014；Tao et al.，2014；Zhang et al.，2012，2014，2016；Zhao et al.，2009；张风雪等，2013，2014；潘佳铁等，2014)，但对于诺敏河和五大连池两个火山群之间地壳、上地幔范围是否同样存在相互连通的低速异常甚至地壳岩浆囊尚不清楚.本文拟利用布设于诺敏河火山群地区的43个流动台站(XM台阵)所观测的近两年的连续地震数据进行区域面波层析成像，以获取诺敏河火山群地壳、上地幔结构，为探讨该地区板内新生代火山成因提供依据.通过提取双台间基阶瑞雷波相速度10～80 s周期范围的频散曲线，运用Yanovskaya和Ditmar(1990)、Ditmar和Yanovskaya(1987)提出的面波层析成像方法反演了诺敏河火山群地区0.5°×0.5°分辨率的二维相速度分布图，然后利用Herrmann和Ammon(2004)的线性反演方法对每个网格点下的瑞雷波相速度进行反演，得到该网格点下方一维S波速度结构，之后通过线性插值得到了诺敏河火山群地区地壳和上地幔S波速度结构，并在已有资料和认识的基础上讨论了其地质意义.

1 数据收集与选取

2015年6月—2017年5月，中国地震局地球物理研究所以诺敏河火山群为中心布设了43套宽频带地震仪，用于连续数据观测.台站分布参见图1，台间距为13～390 km，使用的地震计包括GURALP CMG-3ESPC、GURALP CMG-3T、Nanometrics Trillium G120PA三种，且均采用GPS授时和定位，保证了时间服务的一致性.

图1 研究区台站位置分布蓝色的三角表示流动地震台的位置，红色圆点表示邻近城市，红色三角表示火山分布，黑色实线和虚线分别代表活动断裂和缝合线(邓起东等，2002)，灰色虚线表示了南北重力梯度带位置，粉色区域为新生代玄武岩(Guo et al., 2016)，褐色曲线为松辽盆地边界，红色直线分别为三条测线AA′、BB′和CC′，XMOB为兴蒙造山带，SLB为松辽盆地. 左上角为研究区在大比例尺地图中的位置，蓝色实线框表示研究区位置，褐色曲线表示太平洋板块俯冲等深线，SC为西伯利亚克拉通，CAOB为中亚造山带，NCC为华北克拉通.Fig.1 Topographic map of the study area showing seismic stations used in the study (blue triangles)Red dots indicate neighboring cities, and red triangles indicate volcano distribution. The black dash and solid lines indicate suture zones and active faults respectively (Deng et al., 2002). The wide grey solid line indicate the north-south gravity gradient line. Pink area denotes the distribution of the Cenozoic basalts (Guo et al., 2016). The brown curve is the boundary of Songliao Basin. The red straight lines are AA′, BB′and CC′ respectively. XMOB, Xingmeng Orogenic Belt. SLB, Songliao Basin. The up-left insect shows the study area on a large scale, in which the blue solid rectangle outlines the study area, and the isobaths curve of the subducting Pacific plate is marked by brown lines. SC, Siberia Craton. CAOB, Central Asian Orogenic Belt. NCC, North China Craton.

本文采用基于经典射线理论的双台法测量基阶瑞雷波相速度.数据选取过程参照USGS的地震目录和震源参数，要求震中距15°～100°、震级5.5～7.5、震源深度小于70 km，且双台中远台到近台的方位角与远台到地震事件的方位角之间的偏差小于5°.最终共筛选出了450个符合上述标准的全球地震事件，图2显示这些地震事件绝大多数集中在环太平洋，但相对于研究区台站整体覆盖较好，使得双台法路径分布更均匀，分辨能力更好.

图2 地震事件分布红色五角星代表研究区中心，30° 、60° 和90° 的圆圈分别代表震中距为30° 、60° 和90° 的范围，蓝色曲线代表板块边界.Fig.2 Distribution of eventsThe red pentagram corresponds to the center of study area, and the circles of 30° , 60° and 90° represent the epicentral distance between the earthquake epicenter and the station are 30°,60° and 90° respectively. The blue lines represent the plate boundaries.

2 相速度频散提取

首先，对选定的原始地震波形记录进行包括重采样、去均值、去倾斜、滤波和去除仪器响应等一系列预处理.图3为三种仪器去除仪器响应前后的波形对比，可以看到去除仪器响应前后波形在形态上虽有差异但比较接近，因为其均表示速度记录，只是处理前后幅值发生了变化.之后，采用基于连续小波变换的频率-时间分析技术(Wu et al., 2009)共提取到7689条双台间基阶瑞雷波相速度频散曲线，并剔除明显偏离绝大多数频散曲线分布区间的频散，最终得到6475条有效频散曲线，见图4.在20 s之内，研究区的频散曲线平均值相比于全球大陆平均模型AK135计算得到的频散曲线偏高，反映研究区中上地壳速度较AK135高.

图4 面波相速度频散曲线黑线为全部6475条高质量频散曲线，红色和绿色实线分别代表研究区频散曲线均值和AK135模型.Fig.4 Surface-wave phase velocity dispersion curvesThe black lines are 6475 high-quality dispersion curves. The red and green solid lines represent the average phase velocity of this study and the AK135 model respectively.

对于同一路径(台站对)，可能会有多个满足要求的地震事件，也就会提取出多条频散曲线即出现重复路径.本文对于重复路径的处理方法是独立提取每一个地震事件对应的频散曲线，然后对这些频散曲线进行求平均，图5展示了两个处理实例.关于测量误差的问题，这里参照Ritzwoller和Levshin(1998)、Li等(2013)类似的处理方法.对于少部分没有重复路径的单一频散曲线，我们将这条单一频散曲线与研究区所有频散曲线平均值的标准差作为这一路径的测量偏差；对于重复路径很多的情形，我们求取同一路径下多条频散曲线的标准差作为这一路径的平均频散曲线的测量偏差.图6展示了研究区内所有路径的平均频散曲线的测量偏差随周期的变化.在10～80 s内，长周期的偏差相对比短周期要高一些，但偏差基本都在0.05～0.1 km·s-1的幅度以内.图7相速度射线路径分布显示，研究区内路径分布密集，达到较好的方位覆盖.

图5 同一路径的多条频散曲线平均处理实例Fig.5 Two examples of average processing of multiple dispersion curves in the same path

图6 所有频散数据的标准差随周期的变化Fig.6 Variation of standard deviation of all dispersion data with period

图7 周期为10 s和80 s的相速度射线路径分布蓝色的三角表示流动地震台的位置，两个站点之间的黑线表示该站点对之间存在路径覆盖，红线范围表示台站的分布区域.Fig.7 Distribution of paths for Rayleigh wave phase velocity measurements at 10 s and 80 sBlue triangles indicate seismic stations, the black line between two stations indicates that there is a path coverage between this station pair, and the red line area represents the distribution area of stations.

3 相速度层析成像

3.1 成像方法

本文采用的是Ditmar和Yanovskaya(1987)、Yanovskaya和Ditmar(1990)提出的二维反演方法得到不同周期面波的相速度分布.由图8所示每个格网点的横向空间分辨率可以看到，除边缘地带以及东北部和西南部射线未覆盖的地区，研究区相速度分辨率基本在50 km以内.

图8 周期为10 s和80 s的横向空间分辨率颜色填充区域代表台站分布区域.Fig.8 Horizontal resolution map at 10 s and 80 sThe color-filled area is the station distribution area.

3.2 检测板测试

此外，本文还进行了检测板测试，用于评估其恢复实际模型的能力.测试中，用对应周期相速度的±5%作为速度异常值，用对应理论走时的±5%作为随机误差.以10 s周期为例，其相速度平均值为3.30 km·s-1，输入±0.16 km·s-1的速度异常值，并将标准差为±1.5 s的高斯噪声加入到理论射线走时，然后采用与上述相同的反演方法和参数设置进行实验.图9表明，在0.5°×0.5°的网格尺寸下，射线覆盖区域的输入模型可以很好地恢复，表明本文的研究区划分是可行的.

图9 周期为10 s的检测板测试Fig.9 Checkerboard test at 10 s

3.3 相速度分布图

利用上述的反演方法和参数设置，反演得到了诺敏河火山群地区10～80 s周期、0.5°×0.5°分辨率的瑞雷波相速度分布，见图10.通过计算深度敏感核，不同周期的相速度分布可以对应不同深度的结构变化.亦即，诺敏河火山群地区10～80 s的周期范围的相速度分布主要反映10～150 km深度内的地壳和上地幔结构变化.但中、长周期面波的敏感核范围较宽，导致其在深度上的分辨率较差，速度结构所对应的深度范围相应较大(易桂喜等，2008；郑晨等，2016).图11表明，研究区20 km以浅的中、上地壳S波速度较全球平均模型AK135略高，特别是在150 km深度上下观测到低速结构，这与图4基于频散曲线所得推论一致.以下，本文将分别讨论诺敏河火山群地区10～80 s周期的瑞雷波相速度分布特征.

图11表明，10～20 s周期的瑞雷波相速度分布主要对地表和上地壳的S波速度结构十分敏感.其相速度分布显示，研究区东北部(XM01、XM02、XM04、XM06台)、中部(XM19、XM22台)、西部(XM30台)及东南部(XM39、XM43)地区附近均表现为低速异常，尤其东北部地区低速异常最为显著，见图10.

30～40 s周期的瑞雷波相速度分布主要反映40～60 km深度内的速度结构及其横向变化，见图11.图10该周期相速度分布显示，研究区东北部(XM01、XM02、XM04、XM06台)、西部(XM30台)及东南部地区附近仍然为低速异常，而中部的诺敏河火山群地区却变为高速异常(>4.1 km·s-1).

此外，30 s周期时，诺敏河火山和小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带之间的研究区东北部出现显著的北北西向条带状高速异常；40 s周期时，该条带状高速异常逐渐消失，研究区东北部、东南部低速异常范围扩大至有连通趋势.

50～80 s周期的瑞雷波相速度频散主要反映了60～150 km深度内的速度结构及其横向变化，见图11.其相速度分布显示，研究区东北部(XM01、XM02、XM04)以及东南部(XM38、XM39、XM40、XM43台)均表现为明显的低速异常.而70～80 s周期内，东南部的低速异常逐渐减弱，甚至转变为高速异常(>4.2 km·s-1)；而东北部的低速异常更加显著(<3.8 km·s-1)，且与小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带位置基本重合；东北部低速异常的西侧(XM03、XM07台附近)出现一明显高速异常(>4.2 km·s-1).此外，50～70 s周期内，研究区西北部(XM08台附近)表现为高速异常(>4.2 km·s-1)；60～80 s周期内，研究区中部诺敏火山群附近表现为明显的低速异常，且异常随周期增大越发明显，见图10.

图10 研究区不同周期瑞雷波相速度分布Fig.10 Phase velocity maps of Rayleigh wave in the study regionThe number in the upper left corner represents the period (s).

图11 不同周期下瑞雷波相速度对S波的深度敏感核黑线代表计算敏感核的初始模型，它是利用研究区频散曲线均值(图4红色曲线)反演得到的模型.Fig.11 Depth sensitivity kernels of Rayleigh wave phase velocity at different periodsThe black line represents the initial model for calculating the depth sensitivity kernels, which is the model retrieved by using the mean value of the dispersion curve in the study area (the red curve in Fig.4)

4 速度结构反演结果

4.1 一维速度结构反演

在获取研究区每个网格节点相速度分布的基础上，采用Herrmann和Ammon(2004)的线性反演方法对研究区0.5°×0.5°的每一个网格节点逐一开展一维S波速度结构反演.反演采用层状各向同性一维模型作为初始模型，其中地壳初始模型为在CRUST1.0(Laske et al.，2013)的基础上，利用P波接收函数的结果(谢振新等，2018)对地壳厚度进行约束，即将地壳各层厚度按原比例放大或者缩小，最终使初始模型的地壳厚度与P波接收函数的结果相等.地幔模型则采用PREM模型(Dziewonski and Anderson，1981)，其中35～50 km深度分3层，每层5 km；50 km深度以下每层为10 km.本文采用线性化反演算法，通过30次迭代将理论频散和离散频散点进行拟合，拟合情况见图12.从图12可以看出，最终反演模型计算得到的理论频散曲线与真实模型的频散点能够较好地吻合，说明反演结果是可靠的.

4.2 三维速度结构

本文通过对一维S波速度线性插值，得到研究区的三维S波速度结构，见图13.从图10和图13可以看出，不同深度的S波速度异常与对应敏感周期相速度异常具有较好的对应关系.

20 km水平切片显示，研究区东北部接近小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带地区(XM01、XM02、XM03、XM04和XM06台)、中部诺敏河火山群地区(XM15、XM19和XM22台)、最西部(XM30台附近)以及东南部接近松辽盆地地区(XM38、XM39、XM40、XM43台)均表现为明显的低速异常(<3.6 km·s-1)，而西北部(XM08台附近)表现为高速异常(>4.0 km·s-1).

图12 研究区内两个网格点(a)(123.5°E，50.0°N)和(b)(125.5°E，50.5°N)一维速度结构反演左边为初始速度模型(蓝线)和反演得到的最终模型(红线)，右边红色圆点为测量得到的离散频散点，黑色实线为由最终模型计算得到的理论频散曲线.Fig.12 1D velocity structure inversion results of two grids (a) (123.5°E，50.0°N) and (b) (125.5°E，50.5°N) in the study areaThe left figures show the initial velocity model (blue) and the final inversion model (red). The right figures show the measured discrete dispersion points (red dots) and the theoretical dispersion curves calculated by the final model.

35 km水平切片显示，研究区西北部地区表现为大范围低速异常(<4.0 km·s-1)，东南部地区表现为大范围高速异常(>4.4 km·s-1)，这与潘佳铁等(2014)在中国东北地区30 km深度切片图得到的南北重力梯度带附近S波速度东高西低的结论基本一致，但高低速变化并没有严格按照梯度带分隔，而是出现在梯度带的东侧.

50 km水平切片显示，接近火山带地区(XM01、XM02和XM04台)，诺敏河火山群地区(XM19和XM22台)以及研究区西北部(XM08附近)低速异常依旧明显(<4.1 km·s-1).而诺敏河火山与小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带之间呈现大范围北北西向带状低速异常LV3和高速异常HV2交替出现的现象，50 km水平切片红色虚线框内所示的高低速条带状异常的整体空间分布与谢振新等(2018)得到的研究区内南北向或北北西向带状分布的地壳厚度最薄区域基本重合，其延展方向与小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带基本一致.

随着深度的的增加，80 km和100 km水平切片显示，研究区速度异常出现反转现象，即接近火山带地区(XM01、XM02台)低速异常不再明显，诺敏河火山群地区(XM19、XM22和XM31台)，研究区西北部(XM08台)和中北部(XM07台)附近甚至出现小尺度的高速结构HV1、HV3和HV5，这与同期远震有限频体波成像得到的在诺敏河火山群以及研究区东北部靠近火山带的位置出现的低速异常仅限于100 km深度之上的结论基本一致(张风雪等，2013，2014；张风雪和吴庆举，2019).而诺敏河与五大连池火山群之间开始显现出大范围低速异常LV3.

150 km水平切片显示，研究区东北部接近火山带地区(XM01、XM02、XM04台)，诺敏河火山群地区(XM19、XM22和XM31台)以及诺敏河与五大连池火山群之间的速度异常再次发生反转，即与接近火山带区域相同，诺敏河火山群地区重新显示为低速异常LV4，80 km和100 km水平切片诺敏河与五大连池火山群之间明显的低速异常LV3转变为150 km水平切片的高速异常HV4.

图14为本文选取的三条剖面，剖面位置参见图1和图13，其中剖面AA′穿越诺敏河火山群并向东北方向延伸至小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带附近，与诺敏河火山群与小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带之间北北西向条带状高速异常HV2近乎垂直；剖面BB′横穿诺敏河火山群附近的三个高速异常HV1、HV3、HV4，并与南北重力梯度带近乎垂直；剖面CC′穿越诺敏河和五大连池火山群之间的低速异常LV3，并向北北东方向延伸，横穿北西向斜上下的高速异常HV5，以此来关注诺敏河火山群、小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带和南北重力梯度带附近的S波速度变化以及研究区上地幔多个高速异常的深度范围.图14显示，研究区上地幔中存在多个高速异常结构HV1、HV2、HV3、HV4和HV5(约4.8～5.1 km·s-1)，分别位于不同的深度范围内，其中HV2分布最浅，其向浅部一直延伸到莫霍面深度附近，向下终止于50～80 km深度；HV1、HV5和HV3次之，深度范围分别为为60～120 km、80～150 km以及90～150 km；HV4分布范围最深，起始于120 km，向下延伸至150 km左右.这些不同深度的高速异常之上均存在明显的低速异常，剖面CC′显示高速异常HV4之上的低速异常LV3存在向北北东向延展上升的趋势，其向下可延伸至150 km深度左右并越过研究区南部边界，向上于49.5°～50.5°范围内到达下地壳底部，这一区域正是诺敏河与小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带之间南北向或北北西向带状分布的研究区地壳厚度最薄区(谢振新等，2018).50 km水平切片显示，LV3在到达50～60 km深度范围之后延展方向向西转折，呈现为近北北西向，并且在124°E附近向西南方向延伸，与诺敏河上地幔顶部的低速异常相连通.在剖面AA′上亦可看到，到达浅部50～60 km深度范围后，LV3存在沿AA′剖面向西南方向上移的趋势，并最终指向诺敏河火山群下地壳边界处，暗示LV3可能代表了上升的软流圈物质.

图13 研究区不同深度S波速度结构切片100 km水平切片中蓝色三角形代表XKS无效分裂结果(强正阳和吴庆举，2019)，粉色直线分别为三条剖面AA′，BB′和CC′.Fig.13 S-wave velocity profiles at different depths in the study regionOn 100 km depth profile, blue triangles represent XKS invalid split result (Qiang and Wu， 2019), the pink straight lines are AA′, BB′ and CC′ respectively.

图14 剖面AA′、BB′和CC′(a,b,c)对应的地表地形高度、莫霍面深度以及S波速度结构剖面位置见图1和图13，S波速度剖面中红色曲线为莫霍面(谢振新等，2018)，蓝色箭头代表拆沉方向，红色箭头代表热物质上涌方向.本文采用的长周期面波数据对地壳浅部和浅地表的速度结构分辨能力较差，因此将剖面中各节点CRUST1.0模型第一层以浅深度范围的反演结果去除，不做深入讨论.Fig.14 Terrain height, Moho surface depth and S-velocity map plotted along the profile AA′, BB′ and CC′ (a,b,c)The positions of the profiles are shown in Fig.1 and 13. The red curve in the S-wave velocity profile is Moho surface(Xie et al., 2018). The blue and red arrows represent the direction of lithospheric delamination and hot material upwelling respectively.The long period surface wave data used in this paper have poor resolution on the velocity structure of the shallow crust and the shallow surface. Therefore, the inversion results of the first layer depth range of CRUST1.0 model at each node in the profile are removed without further discussion.

此外，剖面AA′和BB′内诺敏河火山群中下地壳深度范围内存在一个小尺度的低速异常LV1(约3.7 km·s-1)，横向分布范围在123—124 °E之间.剖面BB′内地壳低速范围从南到北逐渐增大，且在南北重力梯度带附近显著增大，这与人工地震测深(杨宝俊等，1996)、噪声成像(潘佳铁等，2014)、接收函数(谢振新等，2018)等研究得到的“地壳厚度在南北重力梯度带东西两侧存在明显差异，且在梯度带附近显著增厚”的结论具有很好的一致性.

5 讨论

5.1 地壳速度结构特征

层析成像结果显示研究区的地壳、上地幔速度存在明显的横向不均匀性.在20 km深度附近，结合构造分区来看，研究区地处东北地区的盆山过渡区，地形高差较大，西部海拔达到1000 m以上，东部接近松辽盆地海拔下降至300 m，整体地势西高东低，见图1及图14b.而造山带表层的波速比沉积层中的波速要大得多，这解释了20 km深度切片内东南部接近松辽盆地地区的低速异常以及西北部的高速异常，表明该深度附近部分地区的速度结构与构造分区具有一定的相关性.而由于受新生代火山出露的影响，接近小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带区域以及诺敏河火山群地区均表现为明显的低速异常.此外，研究区最西部XM30台附近表现为明显的低速异常，结合XM30台站地壳波速比较高(Vp/Vs=1.84)(谢振新等，2018)，推测该区域地壳范围内可能存在部分熔融或铁镁物质升高.进而推测研究区中、上地壳S波速度分布特征可能受到包括构造分区形态、新生代火山出露以及部分熔融或铁镁物质含量在内的多种因素控制.

35 km深度附近，研究区东南部地区普遍表现为高速异常，西北部地区普遍显示为低速异常.前人的研究结果显示，研究区东南部近松辽盆地地壳较薄(31 km左右)，西部近大兴安岭褶皱带地壳较厚(大于40 km)(Guo et al.，2014，2015；Tao et al.，2014；张广成等，2013)，研究区位于两者之间的过渡区域，地壳厚度范围在32～38 km之间(谢振新等，2018).研究区东南高西北低的速度结构暗示，35 km深度附近研究区西北部尚处于下地壳，而东南部已进入上地幔顶部.前人通过人工地震测深(杨宝俊等，1996)、噪声成像(潘佳铁等，2014)、接收函数(谢振新等，2018)等研究认为“南北重力梯度带是地壳厚度的陡变带，西侧比东侧厚3～5 km”，而本研究得到的高低速差异并不以南北重力梯度带为界，梯度带东侧接近小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带区域(XM01、XM02和XM03)以及诺敏河火山群地区(XM22台附近)受新生代火山出露的影响同样表现为低速异常.故推测，研究区下地壳S波速度分布特征可能受到地壳厚度和火山分布共同影响.

张风雪和吴庆举(2019)利用远震P波成像方法，在诺敏河和五大连池火山群200～300 km深度范围内发现了一个水平展布的低速异常体，并认为这可能是两个火山群共用的地幔岩浆房.除了存在地幔岩浆房，软流圈物质上涌在地壳内部同样可以形成岩浆房(邵济安和张文兰，2008).前人研究表明，长白山火山群地区存在以高波速比为特征的地壳岩浆囊(朱洪翔等，2017)，而五大连池下可能存在壳幔双层岩浆房(Li et al.，2016).但由于远震体波走时残差对地壳结构的约束有限，张风雪和吴庆举(2019)在松辽盆地北缘的研究无法证实两个火山群地壳岩浆房存在与否.本文使用的基阶面波数据对于地壳、上地幔具有很好的约束，我们在诺敏河火山20～30 km深度的中、下地壳范围内观测到一个小尺度低速异常LV1，见图14(a、b)，结合诺敏河火山群地区地壳波速比明显升高，达到1.80以上(谢振新等，2018)，推测该低速异常可能是岩石圈拆沉导致软流圈热物质上涌形成的诺敏河火山群地壳岩浆房.但与诺敏河和五大连池火山群共用一个地幔岩浆房不同(张风雪和吴庆举，2019)，虽然研究区内距五大连池火山最近的观测台站(XM34、XM39)距五大连池火山尚有80～85 km的直线距离，但图14(a、b)表明该低速异常的范围仅限于123—124 °E之间，与反演获得的小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带西侧的地壳低速横向上并不连通，预示这两个火山的地壳岩浆囊并不相连贯通.

5.2 上地幔速度结构特征及其对诺敏河和五大连池火山群成因的启示

本研究的成像结果显示，诺敏河火山群地区上地幔40～150 km深度范围内存在多个高速异常HV1、HV2、HV3、HV4和HV5，并且在这些高速异常结构之上均出现明显的低速异常.一般来说，高速异常指示着低温且坚硬的物质(如俯冲板块或岩石圈)，而低速异常指示着高温且较软的物质(如软流圈热物质或岩浆).前人研究结果揭示，大兴安岭地区在中生代发生过岩石圈拆沉过程(Zhang et al.，2010；Li et al.，2013；Chen et al.，2017)，松辽盆地下方存在与火山活动有关的岩石圈拆沉(Guo et al.，2016；Wei et al.，2019).在诺敏河火山东南侧70～130 km深度范围内，张风雪和吴庆举(2019)的P波层析成像得到的P波高速特征与本文揭示的S波低速结构，表明在该深度范围内，诺敏河火山东南侧地区可能存在部分熔融物质.加之XKS分裂得到的上地幔各向异性结果显示诺敏河火山东南侧地区存在多个无效分裂(强正阳和吴庆举，2019)，可能反映该区域在70～130 km深度范围可能发生了岩石圈拆沉(Walker et al.，2005；Long et al.，2010).岩石圈的拆沉可能又引起软流圈物质的上涌和地壳的隆升(Nelson，1992；Guo et al.，2016).本研究的层析成像结果显示，诺敏河火山东南侧上地幔高速异常HV4之上存在可上下连通的低速异常LV3，其向下可延伸至150 km以深并向南越过研究区边界，推测其有继续向研究区南侧更深范围延伸的趋势，向上指向研究区的地壳最薄区域(谢振新等，2018)以及诺敏河火山群在地表的出露位置，表明LV3可能代表小尺度地幔对流中上涌的软流圈热物质.故我们将本研究中获得的“上低下高，低速连通”的速度异常结构分别解释为：深部的高速异常体为拆沉的岩石圈物质，高速异常体出现在不同深度，暗示拆沉在时空上是不均匀的，拆沉发生越早，高速异常体出现的深度越深，其中50km深度切片观测到的北北西向条带状高速异常HV2，在纵向上从莫霍面附近一直延伸到50～80 km深度范围，推测其为拆沉后的岩石圈的残留；浅部的低速异常可能为上涌的软流圈物质，深部的软流圈物质沿着上下连通的低速异常延展方向不断向上运移，进而为浅部的低速异常提供热源.

此外，50 km、80 km和100 km水平切片以及剖面AA′和CC′显示，低速异常LV3在70～140 km的深部范围内呈北北东向展布，而到达50～60 km深度附近延展方向向西转折，呈北北西向展布，其深部北北东、浅部北北西的延展方向与小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带南北向或北北西向的延展方向大致相同.已有的层析成像研究结果显示，中国东北地区的多座火山群在地幔深处共用同源的热物质(田原等，2017；Lü et al., 2019；张风雪和吴庆举，2019).地球化学研究结果显示，诺敏河火山与五大连池火山均属于钾质系列火山，且二者的地幔橄榄岩捕虏体中均发现含有金云母等富钾矿物，因此不排除诺敏河和五大连池火山群在深部有同源岩浆的可能性.诺敏河火山岩的钾含量低于五大连池火山岩，两火山喷发年代时间相近，且诺敏河第四纪火山活动具有由东向西发展的趋势(樊祺诚等，2012；李霓等，2012；赵勇伟等，2013；Zhao et al.，2014).自中生代晚期以来，中国东北地区由于俯冲板块的转向，构造活动由挤压环境变为扩张环境(Wang et al.，2006)，而岩石圈拉伸不仅导致岩石圈地幔深部含金云母石榴石橄榄岩发生低程度减压熔融(5%～7%)(Zou et al., 2003)，为区内钾质火山岩提供了岩浆来源，还导致岩石圈发生了大范围的减薄和消减(Li et al., 2012；潘佳铁等，2014)，诺敏河火山与小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带地区富钾岩石圈地幔开始了自西向东的拆沉(Zhao et al.，2014)，为小尺度地幔对流提供了通道和条件.大规模新生代玄武岩岩浆随之沿着南北或北北西走向的火山带上涌至岩石圈，底侵在壳幔边界和下地壳中(Zorin，1999；Wu et al.，2002；Meng，2003；Zhang et al.，2010)，随着底侵作用的增强，熔融的岩浆通过早期形成的断裂上侵，导致了五大连池、诺敏河地区爆发大规模的岩浆活动.

6 结论

本文通过2015年6月至2017年5月期间在诺敏河火山群地区布设的43个流动观测台站，采用小波变换频时分析技术(Wu et al.，2009)提取了6475条高质量的基阶相速度频散曲线，利用二维线性反演方法(Ditmar and Yanovskaya，1987；Yanovskaya and Ditmar，1990)揭示了研究区10～80 s周期0.5°×0.5°分辨率的二维相速度分布，并采用面波反演方法获得了中国东北诺敏河火山群地区地壳、上地幔三维S波速度结构.在分析前人研究成果的基础上，得出以下三点认识：

(1)诺敏河火山群中、下地壳范围内存在一个小尺度低速异常，推测为软流圈热物质上涌形成的地壳岩浆房，且由于其横向上缺乏连通性，推测其与五大连池火山群地壳岩浆房并不相连贯通.

(2)诺敏河火山群60～120 km深度范围，诺敏河和小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带之间40～80 km深度范围，研究区西北部地区90～150 km深度范围，诺敏河与五大连池火山之间120 km以下以及研究区中北部80～150 km深度范围均显示为高速异常，且其上均出现明显的低速异常，这种“上低下高”的结构模式暗示了这些不同深度的高速异常可能是不同地质时期拆沉的岩石圈地幔及其残留，上方的低速异常可能为上涌的软流圈物质，在诺敏河火山群地区可能发生了岩石圈拆沉作用.

(3)诺敏河火山群东侧存在上下连通的低速异常，该低速异常连通了软流圈和研究区地壳减薄区域以及诺敏河火山群在地表的出露位置，表明该位置可能存在上升的软流圈物质，且物质的上升方向和小古里河—科洛—五大连池—二克山火山带延展方向基本一致，结合前人的研究结果分析，推测该低速异常可能为诺敏河和五大连池火山群提供了共享的岩浆热物质.

致谢感谢参与到野外台站勘选、布设和维护中的所有人员.文中部分图件使用GMT制作(Wessel and Smith, 1998).