基于背景噪聲成像方法的蘿北地區淺地表速度結構

王智雄 ,馮晅 ,侯賀晟 ,劉乾

1.吉林大學 地球探測科學與技術學院，長春 130026；2.中國地質科學院，北京 100037

0 引言

郯廬斷裂帶是中國東部大型走滑斷層，走向北北東向，其分為南段、中段與北段，北段由依蘭-伊通斷裂帶和敦化-密山斷裂帶構成。依蘭-伊通斷裂帶走向北東向，南端起始于沈陽, 向北經過伊通、舒蘭、尚志、方正、依蘭和鶴崗等地,于蘿北一帶進入俄羅斯,中國境內全長約900 km[1]。在黑龍江境內，依蘭-伊通斷裂帶一般分為3段，即北段、中段和南段，北段地震活動明顯強于中段和南段，其存在著整個黑龍江省內最密集的小震活動。單獨就北段而言，其地震活動分布并不均勻，蘿北地區的地震活動明顯強于北段其他區域，該地區小震活躍，歷史上曾經發生過多次中等強度的地震，如1963年6月21日5.8級地震[2]。為了研究蘿北地區地震活動和淺地表斷層的關系，確定依蘭-伊通斷裂在蘿北地區的分布以及活動情況，有必要獲取蘿北地區淺地表地質結構與斷層分布。

多年來已經有部分學者對蘿北地區展開研究，郭德明[3-4]討論了依蘭-蘿北地塹盆地地震地質特征，并且提出依-舒構造帶經歷過多次構造變動, 從而形成了南北分段、東西成帶的構造格局, 其中北西向的次級斷裂具有強烈活動性，是正在崛起的活動斷裂；張鳳鳴等[5]應用震源機制解分析了依蘭-伊通地塹斷裂北段的湯原-蘿北段的構造活動和現代構造應力場后，認為區域構造活動受地塹構造控制,北西向斷裂是區內主要的發震構造；蘿北地區位于湯原斷陷內，劉財等[6]橫切佳伊斷裂帶進行了大地電磁測深，在DB04測線MT解釋圖中，給出湯原斷陷地下5 km以內的電法剖面圖，可為蘿北地下研究提供參考；余中元等[7]通過考察歷史地震記錄，利用震源機制解，衛星影像解譯和野外地質調查等手段，探討了蘿北1963年6月21日5.8級地震的發震構造問題，并初步分析了其未來地震危險性。以上研究幾乎都是通過衛星遙感影像以及一些地質特征判斷地下斷層分布，但是地貌特征會受人為和自然河流改造的影響，衛星遙感會受植被的影響，無法精確獲得地下地質構造和斷層分布[8]。

背景噪聲成像方法可以從任意兩個臺站的互相關函數中提取格林函數與頻散數據，反演獲得臺站對之間地下介質的S波速度結構，其野外布置工作簡單，成本低且分辨率高，近年來有大量學者應用此方法成功獲得地下速度結構。李玲利等[9]利用密集臺站提取出0.5～4.5 s短周期面波頻散曲線，反演獲得了合肥市下方地殼淺部剪切波速度圖像；王仁濤等[10]利用固定臺站連續噪聲數據提取出2～14 s的瑞雷面波群速度和相速度頻散曲線，基于面波成像和S波速度結構反演方法對松遼盆地的沉積層結構進行了研究；王娟娟等[11]利用新疆呼圖壁儲氣庫附近22個臺站記錄的連續背景噪聲數據的垂直分量，通過互相關方法提取了0.5～1.5 s的瑞雷面波群速度頻散曲線，反演得到了精細的近地表三維橫波速度結構。

筆者利用2020年布設在蘿北地區的短周期密集臺陣(圖1)，獲取了15 d的連續噪聲數據，使用背景噪聲層析成像方法，獲得了蘿北地區下方地殼淺部的橫波速度分布圖，并且結合前人的地震地質研究成果，對其速度分布所反映的地質特征與斷層分布進行分析，為將來蘿北地區地震地質活動研究提供參考。

三角形代表臺站；五角星代表蘿北縣的位置。圖1 臺站分布圖Fig.1 Stations distribution

1 數據采集和處理

在蘿北地區布設了37個短周期密集流動臺站，采集了2020年10月份15天的連續背景噪聲數據，野外數據采集使用的儀器是智能無線節點式地震儀(Smartsolo IGU-16 5 Hz)，ADC分辨率為24 bits，具有重量輕、體積小、可以便捷的更換電池和續航時間久的特點。

背景噪聲數據處理參照Bensen et al.[12]的處理流程，先進行單臺數據預處理，然后計算臺站對之間的互相關函數并利用互相關函數提取面波頻散曲線。

單臺數據預處理：原始的垂直分量連續波形數據采樣率為500 Hz，首先重采樣到40 Hz，降低計算量，然后將數據截取成1 h為單位的連續波形數據[13]，去均值；去趨勢和帶通濾波(0.01～10 s)，進行波形尖滅，之后做譜白化處理(拓寬背景噪聲的頻譜，并降低某單頻固定信號的影響)，最后做時間域歸一化，以去除地震信號、儀器和人為的干擾。

之后把每兩個臺站的連續記錄做互相關運算并疊加，從而得到臺站對之間的噪聲互相關函數。瑞雷面波群速度頻散曲線的提取方法是基于圖像處理技術的多窗時頻分析快速提取方法[14-15]。在頻散曲線的質量控制上，只提取信噪比≥5、臺間距>兩倍波長，且相鄰周期的群速度值沒有明顯跳變的頻散曲線[16]，最后得到120條周期為0.5～4 s的瑞雷面波群速度頻散曲線，用于反演蘿北地區的三維淺地表橫波速度結構(圖2)，從圖中可以看出群速度頻散曲線數量隨著周期而變化，數據主要集中在1.5～3 s范圍內，其他頻段數據較少。

圖2 0.5～4 s周期段的瑞雷面波的群速度頻散曲線(實線)及每個周期的頻散曲線數量(虛線)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 數據反演

本研究使用的反演方法是Fang et al.[17]提出的由所有路徑瑞雷面波頻散走時直接反演淺地表三維橫波速度結構的方法，這種方法考慮到了在復雜介質中，路徑射線彎曲的現象，并且省掉了常規的面波層析成像反演二維橫波速度的中間環節[9]。

2.1 初始模型

初始模型是反演計算的重要部分，筆者根據傅維洲等[18]給出的滿洲里—綏芬河地學斷面地殼S波速度結構圖，依據與蘿北鄰近的佳木斯-興凱地塊的淺地表S波速度結構，構建初始參考模型。

2.2 射線路徑覆蓋

從射線路徑的分布情況來看(圖3,4)，0.5～2.5 s射線較密集，到3.0 s時已較為稀疏,總的來看射線覆蓋效果較好。

2.3 深度敏感核計算

瑞雷波對不同深度剪切波速度結構敏感度隨著周期而變化，每個不同周期的瑞雷波群速度對不同深度的S波速度結構敏感，為了了解瑞雷面波群速度在深度方向對橫波速度的約束效果[11]，通過一維初始模型計算了瑞雷面波群速度的深度敏感核曲線(圖5)。從圖中可以看到在1.0 s周期，群速度頻散對0.5 km的深度最敏感，隨著周期的增長，相對應的敏感深度也在增加，由于射線路徑到3.0 s時覆蓋相對較差，所以敏感核只做到2.5 s周期，敏感深度在2.6 km。因此，本文提取的群速度頻散曲線反演到地下2.6 km是可靠的。

圖3 初始參考模型Fig.3 Initial reference model

2.4 殘差計算

在實際數據計算中，反演過程比較穩定，總的走時殘差的均方差隨著迭代次數的增加不斷下降，迭代第20次以后基本穩定，下降明顯。反演后走時殘差的標準差由最初的17.042 5 s降為0.057 8 s(圖6)，最終誤差基本分布在0附近，說明反演效果較好。

圖4 不同周期(0.5 s、1.0 s、1.5 s、2.0 s、2.5 s和3.0 s)射線路徑覆蓋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 蘿北地區三維橫波速度結構研究

圖7(a)-(f)給出了由瑞雷面波群速度頻散曲線反演得到的不同深度的橫波速度圖像。由速度結果揭示的高、低速分布特征與該區域的地質構造特征對應較好，并且能夠反映出蘿北地區的淺地表地質特征。研究區域內2.6 km與2.2 km深度的橫波速度結構有明顯的差別(圖7e，f)，圖7(f)中高、低速異常分界明顯，可以看到3條明顯的低速異常帶，其中走向北西向的F2和F3斷裂與走向北東向的F1斷裂相交，郭德明提出依蘭-蘿北地區，即依-舒構造帶北段，有多條北西向斷裂錯斷依-舒構造帶，且活動強烈[4]。因此推測F1為依蘭-伊通斷裂，而F2和F3是與之相交的次一級斷裂，其共同控制著上覆地層的發展；在圖7(e)中，速度差異不大。

圖5 不同周期(1.0 s、2.0 s和2.5 s)的瑞雷面波群速度對橫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)

圖6 反演迭代次數及走時殘差標準差分布(右上方插圖為走時殘差分布)Fig.6 Variation of standard deviation of surface-wave travel-time residuals with iteration number

與圖7(e)相比，1.6 km和1.2 km深度的剖面圖中(圖7c，d)，高、低速異常有明顯分界，但是低速異常的位置與2.6 km深度并不相同。不同深度的地層在不同的時期遭受的地殼運動作用方式也不一樣，古近紀時期，太平洋板塊的面積隨著擴張作用持續增大，從而加速了太平洋板塊向北西方向的俯沖作用，整個的太平洋板塊俯沖到歐亞板塊之下，向東亞大陸正面高角度俯沖，運動方向為北西向，蘿北地區受到了來自北西方向強烈的擠壓作用力，地層的受力方向改變，在新構造運動和下伏斷裂的控制下繼續發育[19-23]。在圖7(c)中可以看到F1′和F2′斷層相交的位置與圖7(f)中F1和F2相交位置一致， 推測F1′斷層是在新的構造運動下，以依蘭-伊通斷裂為基礎發育的次級斷層，F2′斷層則是在新構造運動下，由依蘭-伊通斷裂和F2共同控制發育的斷層。劉財等[6]橫切依蘭-伊通斷裂帶進行了大地電磁測深，在DB04測線MT解釋圖中，給出湯原斷陷上部1.5 km深度以上為低阻層，電阻率只有幾歐姆米到幾十歐姆米;在1.5 km深度以下分為兩部分，西部分兩層，即1.5～2.6 km為中阻層，電阻率約為兩千歐姆米;2.6 km以下延伸到10 km為低阻層，電阻率又低到幾歐姆米到幾十歐姆米，與本文的反演結果對應。

在圖7(b)中，斷層F1′和F2′發生間斷，低速異常區域減少，直到0.4 km，兩處斷層均已消失，但是在兩幅圖中(圖7a,b)，出現了圓形的低速異常區域，并且這些圓形低速異常都是在下伏斷層之上或者相交處發展起來的。自晚更新世以來，一直認為依蘭-伊通斷裂帶沒有活動，只有一些中等強度地震的背景，而且現代的地震資料也沒有大震發生的記錄，可是閔偉等人通過考察發現，依蘭-伊通斷裂帶舒蘭段在全新世有過多次活動[19]。由此推測第四紀以來，依蘭-伊通斷裂并不是沒有活動，而是在新的構造運動背景下，下伏依蘭-伊通斷裂和與其相交的次級斷裂共同控制著上覆地層的發展，形成了多個圓形伸展破碎帶，這些破碎帶與蘿北地區的小震活動有著直接的關系。

(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)中黑色虛線代表斷層(黑色五角星代表蘿北縣的位置)。圖7 不同深度橫波速度分布Fig.7 Shear-wave velocity distribution at different depths

4 結論

(1)古近紀時期，構造運動的改變，太平洋板塊俯沖產生的北西向擠壓作用力使得依蘭-伊通斷裂(F1)的形態和位置發生變化，新的依蘭-伊通斷裂(F1′)受基底斷裂和新構造運動的共同控制。

(2)通常認為依蘭-伊通斷裂在新近紀至晚更新世之后沒有活動，但是反演結果顯示蘿北地區在新近紀之后存在多個圓形伸展斷陷，深度500 m，這也是目前依蘭-伊通斷裂活動的主要形式，并且斷陷區域存在進一步加深擴大的可能，這些斷陷區域受深處斷層系的控制和影響，而且也是如今蘿北地區小震活動的主要控震構造。