中国大陆Lg波衰减成像

何静, 吴庆举

1 应急管理部国家自然灾害防治研究院, 北京 100085

2 复合链生自然灾害动力学应急管理部重点实验室, 北京 100085

3 中国地震局地球物理研究所, 北京 100081

0 引言

中国大陆位于欧亚板块东端,经历了漫长、复杂且多样的构造演化过程,涉及大陆碰撞、造山作用、陆块裂解漂移以及地壳的抬升和变形等多方面(任纪舜, 2003),是地球上地质构造最复杂的地区之一(图1).对于中国大陆的Lg波衰减成像,已有大量的研究结果.研究发现Lg波Q值与地壳构造活动有密切关系(Mitchell et al., 1997),并且与地壳速度分布呈显著的正相关.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)、渤海湾盆地(Pei, 2006; 孙莲等, 2012; Zhao et al., 2013b)以及松辽盆地(Zhao et al., 2010; Ranasinghe et al., 2015)等地区,Lg波Q值较低.华南造山带、大兴安岭地区、鄂尔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)则显示出地壳高Q值的特征.地壳低Q值与强构造活动 (Xie, 2002; Zor et al., 2007; Bao et al., 2011)、松散的沉积层(Furumura and Kennett, 1997; Baumgardt, 2001)、高温异常(Mitchell and Xie, 1994)以及Moho面的突变(Bostock and Kennett, 1990; Bowman and Kennett, 1991)等因素密切相关.研究中国大陆地壳的衰减结构对理解地壳衰减特性和构造活动影响有重要意义,不仅有助于深入理解地质历史演化过程,而且也能为评估地震危险性和精确约束地壳物性结构提供重要的参考模型.

图1 中国大陆的区域构造图蓝色实线表示中国大陆的块体边界(修改自任纪舜, 2003),虚线区域表示中国大陆主要的沉积盆地,淡灰色实线表示活动断层(Wu et al., 2023).

利用中国固定台网记录的近震Lg波波形数据,我们构建了中国大陆的Lg波衰减模型.将Lg波Q值结构与松散沉积层、地壳热流值以及地质块体结构等进行对比分析,能够为研究中国大陆的地壳物性、热状态以及区域构造特征等提供新的约束和参考.

1 方法

反双台法(Chun et al., 1987)是指2个台站和2个地震事件位于同一大圆弧附近,通过2个台站记录的2个地震事件的Lg波振幅比获得Q值,可以有效地去除震源、仪器响应以及场地效应的影响.在实际情况中,为获得更多的射线分布同时减少误差,2个台站到事件的夹角被限制在15°以内(Der et al., 1984).为获得完全发育的Lg波,要求震中距大于2°且台间距大于150 km.台站i和j接收到地震事件a和b在频率域的振幅分别为

(1)

其中S(f)为包含震源辐射效应的震源函数,I为仪器响应,E为场地响应,Δ为震中距,v为Lg波群速度(3.5 km·s-1),f为频率,G为几何扩散参数G(Δ)=G0Δ-m,m为0.5,G0为一个常数.2个台站记录到的2个事件的振幅谱比为

(2)

因此,该反双台法射线路径上的Q值为

(3)

其中A为频率域振幅.Q(f)=Q0fη,Q0为当f=f0=1 Hz时的Q值,η表示Q值随频率的变化.因此反双台法射线路径下台站间的Q值可以表示为：

(4)

2 数据

本文收集了中国大陆984个固定台站(图2)记录到的2009年至2019年地震波形数据.为避免复杂的震源函数和不完全发育的Lg波,我们选取震级大于4.5且小于6.5、震中距介于2°～20°的壳内地震.所有的波形都经过人工筛选标定首波和Lg波的到时.总计获得了2834个地震事件(图2).

图2 台站与地震事件分布图

由于研究区域跨越较大的纬度范围,我们将研究区域在通用横墨卡托格网系统(UTM)下以网格间距55 km划分为91×73个网格.研究区域内的大部分网格均有超过100个台站对射线(图4).每个台站对间的Q值可以根据公式(5)进行离散化：

(5)

其中,Qn为经过波形计算获得的第n个台站对间的Q值;dn为第n条射线的长度,近似于台站间的距离;M为网格数量;Qm为每个网格点的Q值;dmn为第n条射线穿过第m个网格的长度.公式(5)的未知参数Qm可以通过构建线性函数来求解.本文采用阻尼最小二乘算法进行求解,并采用9点空间平滑方法(Xie and Mitchell, 1990)对反演结果进行平滑,获得二维的Lg波Q值成像结果.

反演的阻尼因子对Q值模型的平滑度和反演结果误差有重要影响.为了选取合适的阻尼因子,我们采用不同的阻尼因子反演计算获得台站对的1/Qn残差均方根和二维反演模型1/Qm的均方根(图5).为找到反演误差和模型平滑度之间的最佳平衡,最终选取0.15作为最佳的阻尼因子.

3 结果

3.1 检测板测试

为评估反演模型对研究区域结构的分辨能力,我们采用了检测板测试的方法.设定一个Q值参考值为400, 引入了一个Q值从200到600正弦变化模型,其异常体变化定义为

图3 反双台法计算Lg波Q值示例图(a)为台站SC.MXI和QH.QSS记录到的2个地震事件经过0.5～5 Hz带通滤波后的波形图,蓝色波形为滤波后的Lg波波形; (b)和(c)分别是台站SC.MXI(红色)和QH.QSS(蓝色)记录到(a)中的Lg波(实线)和噪声(虚线)的振幅谱; (d)表示Lg波Q值的计算; (e)展示的是两个台站和两个地震事件的位置分布.

图5 阻尼因子的选取

(6)

其中Nx和Ny分别为X和Y方向的总网格点数,x和y分别为沿X和Y方向每个网格点的索引,Tx和Ty为沿X和Y方向异常体的数量.为了展示反演的分辨能力,选取了三组不同Tx和Ty值进行反演：(1)Tx=45,Ty=36, 对应异常体大小约为111 km×111 km;(2)Tx=30,Ty=24, 对应异常体大小约为166.5 km×166.5 km;(3)Tx=22.5,Ty=18, 对应异常体大小约为222 km×222 km.

图6为检测板模型的恢复情况.从模型异常体大小为111 km×111 km的图6a和模型异常体大小为166.5 km×166.5 km的图6b中可以看出,华北块体和中国东南部地区的Lg波Q值异常得到了良好的恢复,表明该地区的数据具有较高的分辨率.

图6 检测板分辨率测试(a)、(b)和(c)分别是异常体大小为111 km×111 km、166.5 km×166.5 km和222 km×222 km的检测板恢复测试结果.

图6c为222 km×222 km 检测板模型的恢复结果,除青藏高原西南部的异常体存在一些变形外,大部分地区的异常体获得了很好的恢复.所以在中国东部和南部地区的Lg波Q值模型达到了111 km×111 km 的分辨率,中国西部和东北地区的分辨率能达到222 km×222 km.这为我们准确理解中国大陆地区的地壳衰减模型提供了依据.

3.2 Lg波Q值成像

本研究获得了362806个台站对的平均Q值,分布情况见图7a和图8.Lg波Q值主要在～300-500之间,均值约为450.以往的研究表明,在构造活跃地区,如特提斯造山带, Lg波Q值通常低于400(Mitchell et al., 1997; Taylor, 2003; Zhao and Xie, 2016).然而在稳定的克拉通地区,如东欧板块、西伯利亚以及印度板块,Lg波Q值通常较高,超过800(Mitchell et al., 1997).对比结果显示,中国大陆总体上平均Lg波Q值偏低,暗示具有较为活跃的地壳构造特征.

图7 台站对的Q值柱状图分布(a)和反演后反演网格上的Q值柱状图分布(b)

图8 反双台法计算获得的台站对间的平均Q值分布

图9 中国大陆Lg波衰减模型

在反演结果中,我们保留了射线数量大于100的网格,获得了中国大陆Lg波衰减模型(图9).从反演网格上Q值的统计结果来看(图7b),整个中国大陆的地壳Q值偏低,主要集中在200到500之间.地壳Q值模型呈现明显的横向不均匀性,各个块体的Q值存在显著差异(图8和图9).在构造相对稳定的华南块体、塔里木盆地、鄂尔多斯盆地以及大兴安岭地区,Lg波Q值较高,约600～800之间,呈现出明显的弱衰减特征.而在构造活动剧烈的青藏高原及周边地区、渤海湾盆地以及祁连山造山带,Lg波Q值相对较低,小于300,呈现出明显的强衰减特征.

在本研究中,我们使用了Bootstrap方法对误差进行分析并评估反演解的稳健性.对所有台站对的Q值进行1000次Bootstrap抽样反演,并对每个网格的Q值标准差进行统计,以此来表征Lg波Q值反演误差的大小(图10).在研究区大部分地方,Q值的标准差小于50,表明了反演结果的稳定性和可靠性.但在研究区边缘标准差偏高,可能是射线覆盖不足所导致.

图10 1000次Bootstrap抽样反演获得的Lg波Q值标准差

4 讨论

本研究获得的中国大陆地壳衰减模型与区域地质结构及现今的构造活动存在一定的相关性,总体特征与前人的Lg波衰减研究结果基本相符(Fan and Lay, 2002; Xie et al., 2006; Hearn et al., 2008; Mitchell et al., 2008; Phillips et al., 2009; Zhao et al., 2010),也与Rayleigh波衰减成像研究结果所揭示的中下地壳衰减结构(Zhou et al., 2020)基本一致.

中国大陆几个主要的盆地表现出不同的衰减特征.明显的强衰减地区(Q<300)主要分布在现今较活跃的新生代渤海湾盆地;松辽盆地和准噶尔盆地的地壳表现出相对较强的衰减(Q值约在300～400之间)特征;鄂尔多斯盆地、四川盆地和塔里木盆地则表现出弱衰减(Q值约在500～800之间)特征.松散沉积层和地壳温度均对Lg波的传播存在显著影响(Furumura and Kennett, 1997, 1998; Baumgardt, 2001; Pratt, 2003; Ranasinghe et al., 2015).渤海湾盆地的松散沉积物厚度可达4～6 km (Yang and Niu, 2019; Huang et al., 2023),地壳拉伸减薄(武岩等, 2018),盆地内的热流值相对较高(>70 mW·m-2)(刘琼颖和何丽娟, 2019).与之相比,准噶尔盆地的平均热流值低且松散沉积物较薄(Xiao et al., 2021);松辽盆地平均热流值相对较高,与渤海湾盆地相当,约70 mW·m-2(Jiang et al., 2019),松散沉积物厚约2 km (Xiao et al., 2021),相比于渤海湾盆地较薄,这表明松散沉积层越厚Lg波衰减越强.鄂尔多斯盆地、四川盆地和塔里木盆地,发育形成于古生代至中生代,现今活动性非常微弱,基本处于稳定状态,具有刚性的流变性质.虽然存在巨厚的古生代-中生代沉积层,但这些盆地新生代松散沉积物较薄(Xiao et al., 2021)且热流值偏低(Jiang et al., 2019),相比新生代盆地地壳衰减较弱.因此,巨厚的松散沉积层和相对较高的地壳温度可能是导致渤海湾盆地地壳强衰减的主要因素.

青藏高原及周边地区Lg波Q值小于300,普遍偏低,与前人观测的地壳强衰减特征相一致(Xie, 2002; Bao et al., 2012; Zhao et al., 2013a).大范围的Lg 波低Q值暗示着青藏高原及周边地区地壳较低的流变强度,易于中下地壳流的形成,但或许不能作为青藏高原中下地壳存在大规模部分熔融的直接证据.地壳部分熔融虽然能够产生地震波速、地震波衰减、电导率等地球物理异常,但实验室和野外数据显示,地球物理探测获得高电导率以及地震波低速、强衰减的范围一般远大于部分熔融的实际规模(Shankland et al.,1981; Romanowicz and Mitchell,2015).青藏高原地区复杂的断裂构造系统、广泛分布的地下流体(Clark and Royden, 2000; Wei et al., 2001)、地壳的高温异常(Jiang et al., 2019)以及新生代火山岩活动(Wei et al., 2001)等均会增强地震波的衰减.因此,我们推断青藏高原及周边地区大范围的Lg波强衰减主要与其现今活跃的构造活动以及独特的地质演变历史有关,并不意味着其中下地壳存在大范围的部分熔融,部分熔融仅局限于一些地壳Q值异常低的区域.

祁连山造山带亦表现为地壳低Q值特征,但并未与青藏高原大范围的地壳低Q值相连,据此推测前人提出的所谓下地壳流即使广泛分布于青藏高原,但并没有扩展到祁连山造山带.祁连山造山带Lg波低Q值的分布范围与中下地壳低速异常(Gao et al., 1999; 崔作舟等, 1995; 余大新等, 2014)和高导性特征(Xiao et al., 2013; 陈宣华等, 2019)相一致,暗示着其强衰减特征与壳内软弱层有关.有研究认为祁连山造山带分布广泛的地壳低速、高导异常可能与富含流体、部分熔融(Pan et al., 2021)或是古大洋板块残余(陈宣华等, 2019)有关.祁连山造山带作为典型的增生型造山带,经历了众多构造变形和复合造山过程,形成了明确的新生代逆冲推覆构造和复杂走滑断裂系统,结构错综复杂,构造运动多样(陈宣华等, 2019).无论是复杂的断裂构造系统,还是富含流体或部分熔融的地壳,都可能导致该地区Lg波低Q值强衰减异常.

华南块体以大范围的Lg波高Q值弱衰减为特征,且地壳速度也呈现出高速特征(Han et al., 2022; Shen et al., 2023).华南块体是一个具有广阔元古宙结晶基底的稳定区域(舒良树, 2012),晚中生代大范围的岩浆底侵进入下地壳,在冷却结晶后形成高强度的中下地壳(Zhou et al., 2006),从而有利于地震Lg波的有效传播.无独有偶,中生代变质岩和侵入岩广泛分布的大兴安岭地区(杨雅军等, 2022)也表现出弱衰减高波速的特征.因此,冷却的侵入岩形成高强度的结晶基底造就了古老造山带地壳的高Q值弱衰减特征.

5 结论

我们建立了中国大陆Lg波衰减模型,能够为研究地壳物性结构提供参考.结果显示,中国大陆Lg波衰减结构存在显著的横向非均一性.青藏高原及周边地区、祁连山造山带和渤海湾盆地表现出地壳低Q值强衰减的特征.华南造山带、鄂尔多斯盆地和塔里木盆地的Lg波Q值较高,表现为弱衰减的特性.不同的沉积盆地表现出不同的衰减特征,巨厚的松散沉积物和较高的热流是导致渤海湾盆地地壳表现出强衰减特征的重要因素.青藏高原及周边地区和祁连山造山带的地壳强衰减暗示着明显软弱的地壳结构,可能与活跃的构造活动、复杂的构造断裂系统以及富含流体甚至部分熔融等因素的共同影响有关.华南造山带和大兴安岭地区的地壳弱衰减特征可能是由于侵入岩浆冷却结晶形成高强度的中下地壳以及古老造山带地壳构造趋于稳定所致.

致谢谨以此文祝贺滕吉文先生90华诞暨从事地球物理工作70年.感谢国家测震台网数据备份中心为本研究提供了固定台站地震波形数据(doi：10.11998/SeisDms/SN, http：∥www.seisdmc.ac.cn).非常感谢审稿专家提出的建设性意见和建议.