东北地区位于中朝板块和西伯利亚板块之间，主要由兴蒙造山带、松辽盆地和吉黑褶皱带组成(卢造勋和夏怀宽，1992)(图 1).中生代晚期，由于古海洋的闭合，东北地区拼合成为完整陆块(Li et al.，1995).新生代以来，东北地区受太平洋板块俯冲的影响，形成了一系列北东向、北东东向为主的盆山构造单元，并伴有强烈的火山作用与频繁的地震活动(Engebretson et al.，1992；吴福元等，2003；赵大鹏等，2004；张凤鸣等，2007).东北地区的地震分为浅源地震和深源地震(震源深度大于300 km).关于东北深震的发震机理，普遍认为由西太平洋板块的俯冲造成(张立敏和唐晓明，1983；傅维洲，1996；段永红，2005；Huang and Zhao，2006)，但对于浅源地震成因尚无定论.浅源地震的频繁发生给人类的生命财产造成重大损失.震源区构造环境研究对于地震预测及危险分析具有重要的意义.通过对地壳及上地幔顶部速度结构的研究提供地震活动的深部构造背景是十分重要的.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区构造背景及台站分布 红色三角为宽频地震台站.白色大三角为火山.黑色粗线表示大兴安岭—太行山重力梯度带. HB，Hailar Basin；DL，Da Hinggan Ling；SB，Songliao Basin；XL，Xiao Hinggan Ling；ZL， Zhangguangcai Ling；TL，Taiping Ling；LL，Laoye Ling；CS， Changbaishan. Fig. 1 Map of tectonics and the distribution of seismic stations The red triangles are the seismic stations. Large white triangles show the volcanoes. The black thick solid line shows the Da Hinggan Ling-Taihang Mountain Gravity Lineament.

前人在东北地区已经做了大量的地球物理观测研究，地震学方面主要包括人工源地震勘探(卢造勋和夏怀宽，1993；傅维洲等，1998；牛雪等，2000；张成科等，2002；杨宝俊等，2003)、接收函数(Tao et al.，2014)、天然地震层析成像(李红谊等，2001；何正勤等，2002；卢造勋等，2002；Huang et al.，2003；朱介寿等，2007；黄忠贤等，2009；田有等，2011；Li et al.，2012；Tang et al.，2014)和背景噪声层析成像(高东辉等，2011；Zheng et al.，2011；李皎皎等，2012；Guo et al.，2015).利用人工地震测深方法，获取了东北地区2条全球地学断面(内蒙古东乌珠穆沁旗—辽宁东沟地学断面和满洲里—绥芬河地学断面)(卢造勋和夏怀宽，1993；傅维洲等，1998)和一些地球物理剖面附近区域的速度结构(牛雪等，2000；张成科等，2002；杨宝俊等，2003).P波层析成像研究表明东北地区地壳上地幔介质存在显著的横向不均匀性，速度异常呈北东向(卢造勋等，2002；田有等，2011；Tang et al.，2014).面波层析成像主要反映了东北地区大尺度的构造，重力梯度带以西地区岩石圈S波呈现高速，以东地区因受太平洋板块西向俯冲影响呈现S波低速特征(李红谊等，2001；何正勤等，2002；Huang et al.，2003；朱介寿等，2007；黄忠贤等，2009).Li等(2012)利用连续小波变换法提取Rayleigh波15~60 s的群速度及相速度，并进一步反演S波速度.结果表明松辽盆地下方存在70~80 km厚的高速异常，长白山下方存在明显的低速异常.天然地震层析成像(体波和面波)的分辨率与区域内地震和台站的分布密度有关.由于东北地区地震活动性较弱，且台站分布不均匀，成像分辨率比较低，对岩石圈特别是地壳速度结构约束差.人工地震测深方法虽然能提供精细的地壳速度结构，但只能获得剖面下方的二维结构，并且地震测深剖面只分布在局部区域，局部获得的信息对于理解整个东北地区的深部结构及其动力学背景是比较有限的.近年来，新发展的背景噪声成像方法弥补了这些不足，可以提供较高分辨率的地壳速度结构.高东辉等(2011)基于背景噪声成像方法获得了黑龙江地区Rayleigh波周期8~40 s的群速度，结果表明不同构造单元体现不同群速度构造特征.Zheng等(2011)运用背景噪声成像方法提取了中国东北及其邻区Rayleigh波周期8~45 s群速度及相速度，并通过反演获得了S波速度.李皎皎等(2012)联合背景噪声及地震面波成像，获取了东北地区8~70 s Rayleigh波群速度.近年来，东北地区布设的宽频流动台阵，特别是NECESSArray台阵，弥补了台站稀疏、分布不匀等缺点.密集规则的台网布局为获取高精度的地下结构提供了保证.Guo等(2015)利用NECESSArray数据，采用背景噪声和接收函数联合反演的方法获取了东北地区Rayleigh波周期6~40 s相速度及地壳S波速度，揭示了松辽盆地不同的演化结构和长白山火山的深部构造.目前，背景噪声成像主要利用了Rayleigh波，甚少学者利用Love波资料(彭艳菊等，2002).东北地区早期面波层析成像研究主要提取群速度，相速度研究很少.由于台站密度低和数据质量较差，其分辨率较低，且短周期频散测量较少，对浅部S波速度约束较差.另外在东北地区还没有利用背景噪声提取Love波相速度方面的研究.相比Rayleigh波，同周期的Love波敏感深度比Rayleigh波的还要浅，更能提供浅部构造的信息.同时反演Rayleigh和Love波相速度，还可以获取径向各向异性.径向各向异性可以提供地下物质变形信息，有效识别物质水平流或垂直流.

本文将利用东北地区的黑龙江、吉林、辽宁和内蒙古四省区域地震台网的122个台站记录的连续波 形三分量资料，采用背景噪声成像方法获取Rayleigh和Love波8~30 s相速度.在层析成像反演时使用了大量短的射线路径，短周期信号比较多，特别是引入Love波，因此得到了分辨率较高的浅部地壳的Rayleigh和Love波相速度结构.

本文研究所用的背景噪声连续波形资料来源于中国数字地震台网位于东北地区(黑龙江、吉林、辽宁和内蒙古)的122个宽频地震台站(图 1).我们对 近18个月(2013年1月至2014年6月)连续波形数据的垂直和水平分量进行了处理，以提取Rayleigh和Love波的格林函数.

对于Rayleigh波格林函数的提取主要参照Bensen等(2007)介绍的方法及步骤，而Love波则按照Lin等(2008)给出的数据处理方法.两者处理步骤基本相同，唯一的差别在于提取Love波格林函数首先需要将水平的东西、南北分量进行旋转以得到径向分量和切向分量，因为Love波格林函数主要通过切向分量的互相关得到，而Rayleigh波格林函数主要由垂直分量的互相关得到.处理步骤主要分为五步：(1)单台数据预处理；(2)互相关函数的计算和叠加；(3)频散曲线的提取；(4)质量控制和误差分析；(5)面波层析成像.

对于第一步单台数据预处理，首先对各台站每天的三分量数据进行重采样(1 Hz)、去仪器响应、去均值和倾斜分量以及带通滤波(5~50 s).接着在时间域内进行归一化处理以消除地震信号和其他异常信号的影响，所采用的归一化方法为滑动绝对平均法.然后对归一化的数据进行频谱白化，以拓宽信号的频带，抑制某一单频信号的干扰，从而获得更加连续的频散曲线.

单台数据预处理完毕后，将任一台站对的垂直分量进行互相关，可以得到Rayleigh波的经验格林函数；而水平的东西和南北向分量则先进行旋转，获得径向分量和切向分量，将切向分量进行互相关就可以得到Love波的经验格林函数.在均匀散射场中，互相关函数的正负时间的波形应该是对称的.但在实际观测中，由于噪声源分布不匀，经常会出现正负不对称(图 2).为了提高信噪比，通常将互相关波形的正负分量取均值，得到“对称分量”.将互相关函数的“对称分量”进行叠加和时间求导，得到Rayleigh和Love波的经验格林函数.

图 2

Fig. 2

图 2 台站WDL与其他部分台站垂直分量互相关(左边)和切向分量互相关(右边)带通滤波(5~50 s)的波形 Fig. 2 Cross-correlated waveforms filtered from 5 to 50 s between station WDL and other stations. (left) Record sections of cross correlations of vertical components. (right) Record sections of cross correlations of transverse components

为了保证层析成像结果的可靠，我们保留了信噪比高的互相关波形数据来进行频散分析.对于Rayleigh和Love波，信噪比阈值分别为10和7.另外为了满足远场假设，要求台站间距必须大于3个波长.通过筛选后，用于频散分析的互相关波形数据呈现出随周期逐渐减小的趋势(图 3).并且同一周期，垂直分量的互相关波形数据个数大于切向分量的互相关数据个数，表明水平分量的信号质量 没有 垂直分量好.对保留的互相关波形数据，采用Bensen等(2007)提出的时频自动分析技术获取Rayleigh和Love波相速度频散曲线.图 4给出了研究区一个台站对的Rayleigh和Love波相速度频散曲线.

图 3

Fig. 3

图 3 Rayleigh和Love波不同周期反演使用的频散曲线数 Fig. 3 The number of dispersion measurement for Rayleigh and Love wave at different periods

图 4

Fig. 4

图 4 Rayleigh和Love波相速度频散测量示意图：(a)所选一台站对位置分布；(b)台站对 (BZH-BEL)垂直分量和切向分量的互相关波形数据；(c)Rayleigh和Love波相速度频散曲线 Fig. 4 (a) Ray path between stations BZH and BEL; (b) 5~50 s bandpass filtered cross correlations of vertical component and transverse component for station pair BZH-BEL; (c) The measured Rayleigh and Love wave dispersion curves based on the cross correlations shown in (b)

得到各个周期的频散曲线后，我们采用Barmin等(2001)提出的面波层析成像方法反演Rayleigh和Love波二维相速度.反演时把研究区域划分为0.5×0.5的单元格，衰减系数为0.12，这将保证成像结果具有足够的光滑度，同时数据也具有较好的拟合度.不同周期的射线路径分布特征大致相同，研究区中央区域射线覆盖比较密集，但在边缘地区射线比较少，密度低(图 5).我们获得了周期为8~35 s的Rayleigh和Love波相速度分布图.为评价分析相速度反演的分辨率和误差，我们采用棋盘格检测板技术.图 6给出了周期为10，16 s和25 s的分辨率结果.从分辨率分布图可以看出大部分研究区域 的分辨率处于30 km范围之内，而研究区的边缘区 域由于路径覆盖比较差，分辨率很快降低，因而边缘的速度异常可能并不准确.另外随着周期的增加分辨率出现小幅度降低.此种变化也反映了不同周期使用的台站路径数量变化.

图 5

Fig. 5

图 5 Rayleigh(a)和Love(b)波周期为16s的射线路径分布 Fig. 5 Ray path of Rayleigh (a) and Love (b) wave at the period of 16 s

图 6

Fig. 6

图 6 Rayleigh(b，d)和Love(c，e)波检测板测试：(a) 初始模型；(b)Rayleigh波10 s；(c)Love波10 s；(d)Rayleigh波25 s；(e)Love波25 s Fig. 6 Checkerboard test for Rayleigh and Love wave at periods of 10 and 25 s: (a) Input model; (b) Rayleigh wave at 10 s; (c) Love wave at 10 s; (d) Rayleigh wave at 25 s; (e) Love wave at 25 s

面波相速度与传播路径中各层介质的厚度、S波波速、P波波速、介质密度等有关，一定周期范围的相速度频散特征对应着相应深度范围的S波速度结构(图 7).对于一个给定周期，某一深度范围敏感系数越大，说明相速度受这一深度S波速度的影响越大.通过分析相速度的频散特征，可以直观地展示出深部速度结构的差异.对于同一周期的Rayleigh和Love波，Love波的最敏感的深度要比相应Rayleigh波的浅(图 7).

图 7

Fig. 7

图 7 Rayleigh(a)和Love(b)波不同周期的深度敏感核曲线 Fig. 7 Sensitivity kernels for Rayleigh (a) and Love (b) wave

图 8给出了周期为8，12，16，20，25 s和30 s的 Rayleigh和Love波相速度分布图.总体上，Rayleigh和Love波相速度分布具有相似特征，并且都随着周期增加缓慢变化，主要因为相速度对剪切波速度的敏感核在深度上延伸较宽，不同周期的敏感核相互叠加(图 7).

图 8

Fig. 8

图 8 不同周期的Rayleigh(a，b，c，g，h，i)和Love(d，e，f，j,k,l)波相速度异常分布图像.相速度异常是相对平均相速度计算得到.Rayleigh波不同周期平均相速度分别为 3.14 km·s-1(8 s)，3.24 km·s-1(12 s)，3.38 km·s-1(16 s)， 3.53 km·s-1(20 s)，3.68 km·s-1(25 s) 和3.78 km·s-1(30 s).Love波不同周期平均相速度分别为3.47 km·s-1(8 s)，3.60 km·s-1(12 s)， 3.72 km·s-1(16 s)，3.83 km·s-1(20 s)，3.95 km·s-1(25 s)和4.05 km·s-1(30 s) Fig. 8 Rayleigh wave phase velocity perturbations relative to the average phase velocities (3.14 km·s-1 at 8 s, 3.24 km·s-1 at 12 s, 3.38 km·s-1 at 16 s, 3.53 km·s-1 at 20 s, 3.68 km·s-1 at 25 s, and 3.78 km·s-1 at 30 s) (a, b, c, g, h, i) and Love wave phase velocity perturbations relative to the average phase velocities (3.47 km·s-1 at 8 s, 3.60 km·s-1 at 12 s, 3.72 km·s-1 at 16 s, 3.83 km·s-1 at 20 s, 3.95 km·s-1 at 25 s, and 4.05 km·s-1 at 30 s) (d, e, f, j, k, l)

周期为8~12 s的相速度主要反映上地壳速度结构特征(图 7).这一周期段内的Rayleigh和Love波相速度在大兴安岭北段、小兴安岭和由张广才岭、老爷岭、太平岭和完达山等构成的东部山地地区呈现明显的高速异常；而海拉尔盆地、松辽盆地和渤海湾则表现出明显的低速异常(图 8a—8f).长白山火山区出现强度较弱的低速异常(图 8b—8f).在辽宁和吉林地区的郯庐断裂带位于高低速异常转换处(图 8a和8b).短周期相速度(特别是Love波)的分布，与地表区域地质构造(如沉积层厚度、基底深度等)关系密切(图 8a和8d).高东辉等(2011)利用背景噪声获取的群速度分布也表现出类似的特征.低速异常主要与盆地较厚的沉积层相对应.松辽盆地总沉积层厚度超过10 km(任战利，1998)，因而低速异常强度高达6%.

周期为16~20 s的相速度主要反映地壳中部速度变化的情况.大兴安岭高速异常强度减弱(图 8c和8f)，在20 s时出现高速异常(图 8g和8j).松辽盆地低速异常明显减弱，并在某些地方转变为高速异常；渤海湾转变为高速异常(图 8c，8f，8g和8j).但是长白山火山区的低速异常却逐渐增强(图 8g和8j).Li等(2012)利用双台法获得的这一周期频段内相速度比较简单，东高西低.可能由于使用台站较少，未能显示一些小尺度的异常.我们的结果与李皎皎等(2012)利用背景噪声获取的群速度结果非常一致.随着周期的增加，相速度呈现出随深度的变化.上地壳和中地壳的速度结构是不同的.

周期为25~30 s的相速度主要反映下地壳至上地幔顶部范围内速度结构.这一周期段内的相速度受到地壳厚度的影响比较大.大兴安岭转变为低速异常(图 8h，8i，8k和8l).松辽盆地出现交替分布的低速、高速异常带.该区域内对应周期的射线路径较密，且检测板测试结果显示分辨率较高(图 6d和6e)，说明我们的结果是可靠的.这种速度分布也与松辽盆地南北部具有不同的沉降演化史相一致.松辽盆地北部经历了裂陷期及以后的沉降，但其南部则经历了轻微的裂陷后沉降(Wei et al.，2010).松辽盆地相速度由短周期的均一的低速变成中长周期的高低速共存，反映了松辽盆地复杂的地下深部结构分区，可能与松辽盆地自晚三叠纪以来经历的多期裂陷、沉降、隆起、挤压和部分岩浆侵入有关(Song，1997).郯庐断裂带以东的山岭地区主要表现出低速异常，Rayleigh波表现的更为明显(图 8h和8i).已有的接收函数研究表明东北地区地壳厚度从中部向东西两侧逐渐变厚，莫霍面隆起区与松辽盆地相对应(Tao et al.，2014).地壳比较薄可能造成松辽盆地的高速异常，两侧较厚的地壳导致相速度的低速异常.

研究区内的三个火山区位于相速度高低速转换带上(五大莲池火山和镜泊湖火山)或低速异常区内(长白山火山)，说明火山与其下方或周围的低速物质密切相关.这些低速物质可能为部分熔融体(图 8).已有的体波层析成像(赵大鹏等，2004；Huang and Zhao，2006；Tang et al.，2014)及远震面波层析成像(Huang et al.，2003；Li et al.，2012)结果都表明长白山火山区的上地幔存在低速异常，并且可能延伸到410 km深度.

尽管Rayleigh和Love波同一周期相速度分布大体上具有一致性，但也存在差异.比如在周期为20~30 s的松辽盆地和位于吉林地区的郯庐断裂带，Rayleigh和Love波差异较大.由于同一周期Rayleigh波与Love波采样深度不一样，Love波相对浅.这种差异反映了地下结构在垂向上的不均匀性.另外Rayleigh波主要对Sv波敏感，而Love波主要对Sh波敏感，联合反演两者相速度，可以获取地下介质的径向各向异性信息，为研究构造变形演化提供约束.

本文利用背景噪声层析成像方法获得了东北地区Rayleigh和Love波8~35 s的相速度，为研究该区地壳内部S波速度结构及径向各向异性提供了重要依据.由于本文使用了较多短周期频散数据，特别是引入Love波，因而更准确地获取了浅部地壳的横向速度变化.我们的结果显示东北地区地壳内部存在很强的横向(不同构造单元)和深度(不同周期)不均匀性.在短周期(8~12 s)，造山带的高速异常和沉积盆地的低速异常主要是由于物性组成的差异.随着周期的增加(16~35 s)，两者异常形式的转变可能反映了构造或者莫霍面深度的影响.松辽盆地相速度由短周期的均一低速变为中长周期的高低速共存，反映了松辽盆地复杂的深部构造分区.将我们所获取的高分辨率的Rayleigh和Love相速度进行联合反演，获取三维剪切波速度及径向各向异性，才能更好地解析构造的影响，对研究东北地区区域构造及地震活动和地球动力学过程也具有重要的意义.