潘佳鐵, 吳慶舉, 李永華, 余大新,高孟潭, M. Ulziibat, S. Demberel

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國地震局地球物理研究所地震觀測與地球物理成像重點實驗室， 北京 100081 3 中國地震局第一監(jiān)測中心， 天津 300180 4 蒙古科學院天文與地球物理研究中心， 蒙古烏蘭巴托 210351

?

蒙古中南部地區(qū)噪聲層析成像

潘佳鐵1，2, 吳慶舉1,2, 李永華1,2, 余大新1,3,高孟潭1, M. Ulziibat4, S. Demberel4

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國地震局地球物理研究所地震觀測與地球物理成像重點實驗室， 北京 100081 3 中國地震局第一監(jiān)測中心， 天津 300180 4 蒙古科學院天文與地球物理研究中心， 蒙古烏蘭巴托 210351

依托中蒙國際合作項目“遠東地區(qū)地磁場、重力場及深部構造觀測與模型研究”，我們首次獲取了蒙古中南部地區(qū)密集的地震臺陣觀測資料.本研究收集了69套寬頻帶臺站 2011年8月至2013年7月間的垂直向連續(xù)記錄，利用噪聲互相關方法計算了臺站間的經驗格林函數(shù)，并采用基于連續(xù)小波變換的頻時分析方法，提取了1478條周期6 ～30 s的瑞雷波的相速度頻散曲線.利用Ditmar & Yanovskaya方法，我們構建了研究區(qū)6～30 s瑞雷波的高分辨率(0.5°×0.5°)相速度分布圖.結果表明，蒙古中南部地區(qū)的地殼上地幔速度結構存在橫向非均勻性，但并不顯著(相對變化～±2%).短周期(如6 s)的相速度分布與地表地質構造具有明顯的相關性，具體來說，北部山盆顯示為高速，南部盆地、戈壁灘均顯示為低速；隨著周期的增大(如15 s，20 s)，地形的控制作用相對減弱.較長周期(30 s)的相速度分布圖上，南部的高速區(qū)進一步擴大，與南部地殼厚度較薄有關.蒙古主構造線南北兩側相速度分布有明顯差異，暗示它不僅是地表地形和構造的分界線，而且還是地殼結構的分界線.從6～30 s中戈壁一直顯示為低速，可能與該區(qū)新生代火山活動有關；研究區(qū)北部杭愛山—肯特盆地一直顯示為相對的高速，與該區(qū)具有較老、穩(wěn)定的地層有關.

蒙古中南部地區(qū); 噪聲成像; Rayleigh波; 相速度; 高分辨率

1 引言

蒙古中南部地區(qū)(103.5°E—111.5°E, 43°N—49°N)位于中亞造山帶(Central Asian Orogenic Belt，CAOB)的中心.CAOB是地球上最大的大陸造山帶之一，北鄰西伯利亞克拉通和貝加爾裂谷，南接塔里木—中朝克拉通，西端延伸到俄羅斯的烏拉爾山，向東至西太平洋海岸，呈向南突出的巨大弧形帶(圖1).該造山帶是全球顯生宙陸殼增生與改造最顯著的大陸造山帶.早古生代至晚古生代中期，古亞洲洋向南北兩側俯沖消減，洋盆閉合，該區(qū)域微陸塊相互碰撞拼貼構成聯(lián)合板塊.至喜山期，受到印度—歐亞板塊碰撞影響，廣泛發(fā)育NE-SW走向的擠壓轉換構造，是地球上現(xiàn)今構造運動最為活躍的地區(qū)之一，在亞洲大陸構造格局中占據非常重要的地位(陳岳龍等，2013).作為地質歷史時期構造運動和殼幔相互作用最強烈的區(qū)域，CAOB發(fā)育了復雜的變質變形和巖漿活動(圖1)，一直以來都是地球科學研究的前沿熱點之一，引起世界眾多地質學家、地球化學家和地球物理學家的關注(eng?r et al.,1993; Xiao et al., 2003; Windley et al., 2007; Kr?ner et al., 2008; Rojas-Agramonte et al., 2011 ; Zorin et al, 2002; Gao et al., 1994, 1997, 2004; Zhao et al., 2006; Lebedev et al., 2006; Tian et al., 2011; Zhang et al., 2014).獲取該地區(qū)的殼幔結構，對于研究板內火山形成機理、大陸造山帶的殼幔變形機制、殼幔耦合方式等有重要的科學意義.

圖1 研究區(qū)臺站分布與構造分區(qū)示意圖左下角插圖紅色方框內為研究區(qū)，陰影區(qū)為中亞造山帶.A.杭愛—肯特山盆地；B.中戈壁；C. Ldermeg；D. Tamsag盆地.構造線(L1、L2、L3)源自Badarch et al.(2002)；玄武巖、火山出露位置源自(Whitford-Stark, 1987; http:∥www.colcano discovery.com/ mongolia. html).Fig.1 Seismic station distribution and tectonic sketch map in study area The red rectangle in the inset map located at the lower left corner denotes the study region. The shaded region represents the Central Asia Orogenic Belt. A. Hangay-Hentey Mountain basin; B. Middle Gobi belt; C. Ldermeg; D. Tamsag basin. The geologic unit boundaries (L1, L2, L3) are from Badarch et al. (2002). The basalt and volcanoes locations are from Whitford-Stark (1987) and a webpage (http:∥www.volcanodiscovery.com/mongolia.html)

地震學方法是認識地球內部結構的有力手段之一.自20世紀90年代初開始，研究人員在相鄰地區(qū)(貝加爾裂谷、杭愛高原)開展了流動地震觀測.通過地震學研究，前人在蒙古中南部周邊地區(qū)的上地幔中發(fā)現(xiàn)了重要的地學構造存在的跡象，如杭愛山地幔柱(Bushenkova et al., 2002；Koulakov et al., 2002)或者穹窿(Petit et al., 2002；Barruol et al., 2008)、貝加爾地幔柱(Gao et al., 2003；Zhao et al., 2006；Si et al., 2013)、肯特山地幔柱(Zorin et al., 2003).Zorin等(2002)通過接收函數(shù)研究，發(fā)現(xiàn)西伯利亞—蒙古地震剖面(Bratsk-Irkutsk-Ulanbaatar-Undurshil)下方普遍存在殼內低速層，被認為是殼內部分熔融的表現(xiàn).由于該測線位于研究區(qū)東南部，對于該區(qū)內未見火成巖出露的地方是否存在殼內低速異常仍不得而知.面波對S波速度比較敏感，對低速層有一定的約束能力，但已有的面波研究(如Ritzwoller and Levshin, 1998;易桂喜等，2008；Li et al., 2013)都是大尺度上的，無法分辨研究區(qū)的結構變化.

依托中蒙合作項目“遠東地區(qū)地磁場、重力場及深部構造觀測與模型研究”，我們首次獲得了該地區(qū)密集的地震臺陣觀測資料.該項目在蒙古開展了地磁、重力和地震等多種地球物理觀測，其中地震觀測在蒙古中部地區(qū)架設了69套寬頻帶地震儀(圖1).密集的、長時間的中蒙地震臺陣觀測，為我們采用地震學方法研究該地區(qū)精細的地殼上地幔結構提供了很好的基礎資料.

利用該臺陣的資料，近期已經采用不同地震學手段開展了殼幔結構的相關研究(如張風雪等，2014；何靜等，2014；余大新等，2015).其中體波成像有較好的橫向分辨率，但垂向分辨率不好且在地震發(fā)生較少的地區(qū)因近震事件少而缺乏對淺部結構的約束；接收函數(shù)對速度界面的約束較好，但對絕對速度不敏感；天然地震面波成像有較好的垂向分辨率，但受震源、臺站位置的影響，射線路徑數(shù)量、方位受限且較難提取到短周期(<10 s)的頻散，對地殼淺部缺乏約束.與天然地震面波成像方法相比，背景噪聲層析成像擺脫了對震源的依賴，射線路徑更為豐富，同時還能很容易提取到較短周期的頻散，對地球淺部結構具有良好的分辨能力，構成對天然地震面波成像方法的有益補充.近年來，噪聲成像得到了越來越廣泛的應用(如，Shapiro et al.，2005； Bensen et al.，2007； Zheng et al，2008；Yang et al，2010；潘佳鐵等，2014).

本文利用中蒙臺陣 69個流動臺站記錄的垂向連續(xù)觀測資料，通過互相關計算了臺站間的經驗格林函數(shù)，然后采用面波層析成像方法，構建了蒙古中南部地區(qū)周期6～30 s的瑞雷波的相速度分布圖，并結合已有地質與地球物理研究成果，對其速度分布、橫向變化及其可能存在的地質含義進行了探討，為下一步開展三維S波速度結構和方位各向異性的研究奠定了基礎.

2 研究區(qū)地質概況

蒙古中南部地區(qū)由近東西向的蒙古主構造線(Main Mongolian Lineament，MML)將研究區(qū)分為北、南兩個主要的地質單元(圖1).該構造線不僅是蒙古國境內地形和構造的分界線，還是一條板塊消減的縫合帶(Windley et al., 2007).MML以北是加里東造山帶，以南是海西造山帶.北部造山帶由二疊-三疊紀火山深成巖帶、泥盆-石炭濁流巖盆地、大陸增生邊緣帶等次級地質單元拼合而成，發(fā)育有杭愛—肯特山盆地、中戈壁火山及Bus-obo火山(Whitford-Stark, 1987)等.晚古生代至晚中生代，研究區(qū)內發(fā)生了一重要的地質事件——由于西伯利亞板塊和阿穆爾板塊沿蒙古—鄂霍茨克縫合線的碰撞，古蒙古—鄂霍茨克海消亡于CAOB東部，但關于消亡的具體時間和位置，目前仍無定論(Zonenshain et al., 1991；Zorin,1999；Badarch et al., 2002;Parfenov et al., 2010;Yang et al., 2014).南部造山帶則由新生代盆地、島弧、弧前/弧后盆地組成，發(fā)育有Tamsgan盆地和大面積的戈壁灘(Badarch et al., 2002).

3 數(shù)據資料和處理方法

3.1 資料數(shù)據

本研究收集了中蒙臺陣69個臺站2011年8月—2013年7月間的垂直向連續(xù)記錄.每個臺站配備了Refteck-130B數(shù)據采集器和CMG-3ESPC寬頻帶地震計，頻帶范圍為0.02～60 s.臺站儀器統(tǒng)一采用GPS授時，保證了較為一致的時間服務.單臺數(shù)據處理方法與Bensen等(2007)一文的敘述基本一致，簡要概括如下：

(1)對原始連續(xù)波形數(shù)據重采樣到1 s，去傾斜、去均值.因所用儀器都是相同型號的，故不必去除儀器響應.隨后進行4～50 s的帶通濾波；(2)使用滑動絕對平均的時間域歸一化方法，以去除天然地震、儀器畸變信號帶來的干擾.然后進行頻譜白化處理，這樣能夠拓寬信號的頻帶范圍，減小某個固定頻率成分帶來的影響；(3)在噪聲互相關函數(shù)(Noise Cros-correlation function，NCF)的計算中，以天為長度單位，對之前預處理后兩個臺站的連續(xù)記錄做互相關運算并疊加，得到雙臺間的NCF；(4)每個NCF都有一個正的和一個負的分支，分別代表了向兩個相反方向傳播的波.若噪聲源在時間、空間上是均勻分布的，這兩個分支則應該是對稱的.但在實際觀測中，由于噪聲源分布并不是很均勻，經常會出現(xiàn)正負分支并不完全對稱的情形.與Lin等(2008)一樣，我們把正負分支反序后疊加再除以2，形成對稱分量，以提高信噪比，然后對時間微分求得經驗格林函數(shù)(公式(1)).從波形上看，本文得到的格林函數(shù)具有很好的頻散特征，面波信號的到時也具有很好的一致性(圖2).

圖2 臺站間的經驗格林函數(shù)(信噪比大于15).繪圖時使用了絕大部分臺站對，波形進行了4～50 s帶通濾波Fig.2 Interstation Empirical Green Functions (SNR>15).Most of the inter-station paths were used to plot this figure. A band pass filter between 4 s and 50 s was applied

(1)

3.2 頻散曲線的測量以及質量控制

在遠場近似的條件下，相速度CAB可以由下式計算得到(Yao et al.,2006)，

CAB(T)=Δ/(t-T/8),

(2)

Δ為臺站間距，T為周期，t是對周期T窄帶濾波后波峰的到時.

本文利用基于連續(xù)小波變換的頻時分析方法測量瑞雷波的相速度頻散(Wu et al.，2009)，測量頻段為5～30 s.頻散曲線是人工一條一條拾取的，與自動測算相比，人工拾取可以將大部分明顯異常的、不光滑的虛假頻散及時排除掉，以保證頻散數(shù)據的可靠性.

理論上，任意雙臺路徑上都可以通過互相關計算得到經驗格林函數(shù)，但并不是每個經驗格林函數(shù)都具有較好的波形和頻散特征，提取出的頻散可能會是虛假頻散.為了保證成像結果的可靠性，對頻散曲線進行質量控制即在大量的經驗格林函數(shù)、頻散曲線中挑選出優(yōu)質、可靠的部分顯得十分重要.本文通過如下三個準則來控制頻散曲線的質量：(1)選取高信噪比(>15)的經驗格林函數(shù)進行頻散測量.信噪比的定義同Bensen等(2007)，即為信號窗內的最大振幅值與噪聲窗內的均方差之比.我們選取經驗格林函數(shù)尾段100 s作為噪聲窗口；(2)為滿足遠場近似條件，只選取臺站間距大于3倍波長的數(shù)據；(3)移除擬合殘差較大的路徑上的頻散.這一步需要進行初步的反演，只保留反演殘差較小的75%的路徑.經此處理后，偏離平均速度較大的路徑數(shù)據被剔除了，稱為“outliers移除”(處理結果如圖4a).我們可以看到，outliers移除后每個周期的速度分布更為集中.

經過準則(1)，我們最初測量得到1599條光滑連續(xù)的6～30 s的相速度頻散曲線.通過之后兩個準則篩選后，最終參與反演的各周期的總路徑數(shù)為1478，路徑分布見圖3，各周期對應的路徑數(shù)量見圖4b.我們可以看到，在6～30 s頻段，路徑數(shù)目最多時超過1000條，最少時也超過了400條，對于本研究區(qū)覆蓋面而言路徑覆蓋可以說是十分的均勻、密集，這為我們開展高分辨率的噪聲成像提供了很好的前提保證.

4 瑞雷波噪聲層析成像

4.1 面波層析成像方法以及分辨率測試不再贅述.

本文采用Ditmar和Yanovskaya (1987)、Yanovskaya和Ditmar(1990)方法反演獲取研究區(qū)2D的相速度分布.該方法是面波層析成像中廣泛應用的方法之一(如Wu and Levshin, 1994；Ritzwoller and Levshin, 1998; 何正勤等，2009；Fang et al., 2010；Li et al., 2012)，其原理參見文獻(Wu and Levshin, 1994；潘佳鐵等，2011)，在此

圖3 路徑分布圖(1478條). UB代表烏蘭巴托Fig.3 Coverage of paths (1478). UB represents Ulaanbaatar

圖4 (a)outliers移除(準則3)前后各周期對應的相速度值的分布.空心圓即代表處理過后剔掉的部分,(b)質量控制前后各周期對應的路徑數(shù)Fig.4 (a) Phase velocities at different periods before and after removing outliers (criterion 3). The empty circles represent the outliers removed after this processing. (b) The number of paths at each period before and after applying the quality control criteria

圖5 檢測板測試最上為0.5°×0.5°輸入模型.各周期初始模型擾動量均為±0.3 km·s-1.黑色三角表示臺站.Fig.5 Checkerboard test results The input model with the 0.5° × 0.5° grid spacing is at the top. The velocity perturbation was ±0.3 km·s-1 for all of the periods. The black triangles represent the stations.

圖6 不同周期基階瑞雷波相速度對深度的敏感度核函數(shù).用于計算敏感核的一維模型是在AK135大陸模型的基礎上修改得到的，上下地殼厚度按照原比例膨脹，使地殼厚度增加至42 km(根據何靜等(2014)接收函數(shù)結果)Fig.6 Depth sensitivity kernels of shear wave velocity (Vs) for fundamental Rayleigh wave phase velocities at different periods.The 1-D model used to calculate sensitivity kernels was obtained from the AK135 continental model by making the upper crust and lower crust thicker that its original ratio until the crust thickness was 42 km (this depth is from a previous receiver function study (He et al., 2014)).

在給出反演結果的同時，往往需要給出對解的評價.為了評估數(shù)據的分辨能力，我們做了檢測板測試(Checkerboard test).將研究區(qū)劃分成0.5°×0.5°，對幾個具有代表性周期(6 s，15 s，20 s，30 s)的數(shù)據分別進行測試.不同周期使用了不同的初始模型(即不同的參考速度)，速度擾動量均為±0.3 km·s-1.由于實際觀測中存在誤差，所以在測試過程中我們對理論走時加上了隨機的高斯噪聲.測試結果表明(如圖5)，除了臺陣覆蓋邊緣區(qū)域外，有效研究區(qū)內初始模型的速度值和擾動量均得到較好的恢復，表明本研究分辨能力可達0.5°×0.5°，成像結果中大于0.5°×0.5°的速度異常才是比較可信的.

反演過程中，正則化參數(shù)α控制著反演結果的光滑程度和數(shù)據擬合程度.α越大，反演結果越光滑，但數(shù)據的擬合度越?。环粗猎叫?，反演結果的分辨率越高，但是誤差也越大，得到的模型越不光滑.α可以通過幾次嘗試確定其值，本文使用的α為0.2，得到的結果比較光滑，且誤差較小.

4.2 噪聲成像結果

在層狀地球模型介質中，相對P波速度、層厚、密度等層參數(shù)而言，面波相速度對S波速度最為敏感.因不同周期的相速度對不同深度S波速度的敏感程度不一樣，故在根據2D相速度分布來分析討論S波速度的橫向變化時，通常需要參考相速度在深度方向上的敏感度核函數(shù).不同模型計算得到的敏感度核函數(shù)不一樣，其中模型地殼厚度是一個很關鍵的影響因素.何靜等(2014)通過接收函數(shù)方法得到蒙古褶皺帶的地殼厚度介于39～45 km，因此我們使用了AK135(Kennett et al., 1995)的大陸模型，并使其地殼厚度為42 km.圖6是在AK135模型的基礎上，按其上、下地殼原比例膨脹，把地殼厚度增加至42 km后得到的模型計算出的敏感度核函數(shù).一般來說，基階瑞雷波波相速度對大約1/3波長深度附近介質的S波速度結構最為敏感.周期越短，波長就越短，主要對越淺深度的S波速度更敏感；反之周期越長，波長就越長，主要對越深的S波速度更敏感.

采用Yanovskaya-Ditmar方法，我們反演得到了研究區(qū)不同周期瑞雷波的相速度分布圖(圖7).本文只展示了6 s、15 s、20 s和30 s四個具有代表性周期的結果.不同周期相速度的分布圖，揭示了蒙古中南部地區(qū)地殼上地幔S波速度結構存在橫向非均勻性.與中國華北東北部、川西等小范圍區(qū)域噪聲層析成像得到的某一周期(周期<30 s)的相速度的變化幅值相比(0.3～0.5 km·s-1)(Pan，2012；李昱等，2010)，研究區(qū)相應周期的相速度變化僅～0.15 km·s-1左右(相對變化～±2%)，表明蒙古中南部地區(qū)的地殼上地幔S波速度結構的橫向非均勻性較弱.

周期6 s的相速度分布圖主要反映了研究區(qū)淺表(5～12 km)S波速度的平均變化情況(圖7a).相速度的變化介于2.99～3.17 km·s-1之間，變化幅值約為0.18 km·s-1.以斷層F2為界，研究區(qū)南、北相速度分布有明顯的差異.南部主要顯示為低速異常，西南角、北部表現(xiàn)為高速異常.東南部最顯著的低速區(qū)與Tamsag盆地邊界吻合較好.結合地質資料(Badarch et al., 2002)，南部戈壁和Tamsag盆地有稍厚的沉積層覆蓋，結晶基地埋深較深.西南角為島弧.北部雖然是杭愛—肯特山盆地，但地表出露晚古生代的巖層，沉積層較薄.這表明短周期的相速度分布跟地表地質構造有明顯的相關性.具體而言，高速對應著杭愛—肯特山盆地，低速對應戈壁、Tamsag盆地.前人通過噪聲成像(如Shapiro et al., 2005; Zheng et al., 2008)也發(fā)現(xiàn)，高速對應著山區(qū)和地表隆起區(qū)，低速則對應著沉積盆地、坳陷等，本文的結果也符合這一規(guī)律.

中等周期(如15 s，20 s)的相速度分布大致反映了研究區(qū)15～40 km深度范圍內S波速度的平均變化情況(圖7b、7c).相速度變化的幅值分別約為0.12、0.1 km·s-1.跟周期6 s的相速度分布相比，中等周期的相速度分布特征與之大體類似：F2以北地區(qū)主要顯示為高速，中部地區(qū)(L1與MML間)顯示為大面積的低速；不同的是，Tamsag盆地邊界與低速區(qū)邊界(L3)的吻合度沒有6 s那么好，西南角的高速體消失，東南部逐漸有高速體出現(xiàn)，且高速體的范圍隨著周期的增大有擴大的趨勢.這表明中等周期的相速度分布受淺表地質構造的控制作用明顯減小，南、北部地區(qū)具有較快的中下地殼S波速度.

較長周期(如30 s)的相速度分布大致反映了研究區(qū)下地殼及殼幔過渡帶S波速度的變化情況(圖7d).相速度的變化幅值約為0.1 km·s-1.除西部邊緣和中部地區(qū)顯示為低速外，其他地區(qū)主要呈現(xiàn)為高速.與中等周期(如20 s，圖7c)相比，南部高速區(qū)的范圍進一步擴大，而北部地區(qū)仍然顯示為高速.MML是一條板塊消減的縫合帶(Windley et al., 2007)，其南北兩側相速度有較大差異，呈現(xiàn)出北低南高的分布特征.接收函數(shù)結果(如何靜等，2014)揭示在MML南北兩側，地殼厚度北厚南薄，有4 km的變化.這表明較長周期的相速度分布跟地殼厚度密切相關，同時也揭示出MML不僅是地表地形和構造單元的分界線，而且還是地殼厚度、S波速度的分界線.

前人在其它地區(qū)開展的天然地震面波成像(如何正勤等，2009；潘佳鐵等，2011)和噪聲成像(如Yang et al., 2010;李昱等，2010；Zheng et al., 2011)也類似地發(fā)現(xiàn)，在莫霍面不是特別深的大陸地區(qū)(如，<45 km)，瑞雷波25～30 s的相速度分布和地殼厚度密切關聯(lián).因為地殼厚度較小的地區(qū)該頻段的瑞雷波探測深度已達上地幔頂部，其相速度便呈現(xiàn)為高速；地殼厚度較大的地區(qū)該頻段的瑞雷波探測深度還在下地殼內，其相速度便顯示為低速.根據何靜等(2014)P波接收函數(shù)的結果，從研究區(qū)北部到南部，地殼厚度從45 km減小至39 km.那么依照前述規(guī)律，較長周期的相速度的分布應該是北低南高，但是7d上北部并非顯示為低速異常(跟中等周期的圖一樣仍然顯示為高速異常)，表明北部杭愛山—肯特山下方的中、下地殼S波速度較快，這可能與該區(qū)古老的地層有關(Badarch et al., 2002).

5 討論

5.1 與天然地震面波成像的對比

利用天然地震面波層析成像，余大新等(2015)獲得了蒙古中南部地區(qū)15 s的瑞雷波的相速度分布圖(圖8a).對于天然地震和背景噪聲成像這兩種方法而言，周期15 s的射線均較豐富，因此我們把15 s的成像結果做了對比(圖8b).

從整體上看(圖8a)，天然地震方法與噪聲方法得到的相速度分布特征很相似(南、北部高速，中戈壁帶低速)，絕大部分地區(qū)二者相速度的差值在±1%以內(圖8b).顯而易見地，除了烏蘭巴托東部以及研究區(qū)東南部局部地區(qū)天然地震方法得到的相速度稍微偏低以外，在研究區(qū)絕大部分地區(qū)天然地震方法得到的相速度均要偏高.兩種成像方法得到的相速度偏差較小，在誤差允許的范圍內.關于天然地震方法較噪聲方法得到的面波頻散(相速度、群速度)略微偏高的現(xiàn)象，前人研究已有類似的報道(如Yao et al.,2006；潘佳鐵等，2014).造成這種系統(tǒng)偏差的主要原因有：(1)面波偏離大圓路徑傳播，導致天然地震雙臺法面波的實際傳播時間偏短，得到的相速度也就稍微偏高；噪聲方法面波的實際傳播時間偏長，得到的相速度也就稍微偏低；(2)噪聲源在時間、空間上不均勻分布對噪聲方法提取格林函數(shù)的影響；(3)面波的有限頻率效應，使天然地震方法的敏感區(qū)域不只限于兩個臺站間的區(qū)域，較噪聲方法更大.

圖7 蒙古中南部地區(qū)瑞雷波相速度分布圖三角表示臺站(黑色三角表示西部顯著低速區(qū)中的臺站)，藍色虛線表示地質分區(qū)界線，黑色粗實線表示蒙古主構造線(MML).紅線表示斷層，綠色小塊表示火山/火成巖出露的位置.UB.烏蘭巴托；A.中戈壁火山；B.Bus-obs火山.Fig.7 Rayleigh wave phase velocity maps in central Mongolia The triangles denote seismic stations (black ones represent stations in the obvious low velocity zone to the west). The blue dashed lines represent the geologic unit boundary from Badarch et al. (2002). The black solid thick line is the main Mongolia lineament. The red lines are faults. Green blocks represent outcrops of volcanoes/basalt. UB represents Ulaanbaatar. A. The Middle Gobi volcano; B. Bus-obs volcano.

圖8 (a)天然地震面波成像得到的周期15 s相速度分布圖(余大新等，2015)；(b)天然地震方法與噪聲方法得到的相速度(15 s)之差的分布圖(參考速度為兩種方法得到的平均速度的均值)Fig.8 (a) Rayleigh wave phase velocity map at period of 15 s from surface tomography with earthquake data (Yu et al., 2015); (b) The differences between the phase velocity obtained by earthquake data and NCF (the reference velocity C0 is the average value of the velocities obtained from the earthquake data and NCF)

5.2 中戈壁地區(qū)火山

中戈壁地區(qū)(L1與MML間)從6～30 s均呈現(xiàn)為顯著的低速(圖7a～7d),天然地震面波成像也顯示了同樣的相速度分布特征(余大新等，2015).我們收集了該區(qū)新生代火山和火成巖出露的資料(Whitford-Stark , 1987；Barry et al., 2003，如圖7中綠色塊體對應的位置)，區(qū)內發(fā)育有中戈壁火山和Bus-obo火山，火成巖主要出露于研究區(qū)中部地區(qū)，這可能暗示中戈壁地區(qū)的低速可能與區(qū)內新生代火山活動有關.前人研究表明，蒙古中南部地區(qū)位置分散、小體積的火山作用已經間歇的發(fā)生并跨越了30 Ma的時間.伴有長期間歇式火山作用的板內火山的形成機理很難確定，很重要的原因是該區(qū)大地拉張、高原隆起、巖漿作用本身發(fā)生的時間以及是否存在地殼弱化很難確定(Barry et al., 2003).探討火山巖漿來源于地殼還是地幔，將有助于判斷區(qū)內火山的形成機理.圖7a～7d顯示，在中戈壁火山西緣，一直都有一個很明顯的低速區(qū).該低速區(qū)內有CM20、CM32和CM33三個臺站(圖7中黑色三角).為了排除可能是由于儀器問題導致速度較低，我們做了如下測試：從6 s～30 s，分別去除這三個臺中其中任一臺站、任二臺站的頻散資料，再進行2D的頻散反演.得到的結果仍無一例外地有該低速區(qū)明顯的展現(xiàn)，表明該低速區(qū)是比較可靠的.30 s的相速度分布主要反映了殼幔過渡帶(～45 km)的S波速度的變化情況，可能暗示中戈壁火山的巖漿至少來源于上地幔頂部(～45 km).體波成像研究(張風雪等，2014)雖然沒有給出淺部結構信息，但在較深深度(>100 km)切片上，該火山下方顯示有深達300 km的低速異常，認為該低速異?？赡芘c杭愛山地幔柱或者杭愛山下方的地幔對流(熊熊等，2010)有關.對于Bus-obo火山，結合本研究和體波成像的結果(張風雪等，2014)，該火山跟中戈壁火山一樣從淺到深(～200 km)都有低速異常存在.因此，區(qū)內火山跟大多數(shù)板內火山一樣，屬熱點型火山，西部杭愛山下方的地幔對流上升可能是巖漿活動的動力.

圖9 研究區(qū)近2年來的地震活動性和周期15 s的瑞雷波相速度分布圖的對比黑色圓點為地震，震級大于2.0.Fig.9 Seismicity in recent two years overlapped with phase velocity maps at period of 15 s in the study region The black solid dots represent earthquakes with magnitude great than 2.0.

5.3 杭愛—肯特山盆地

我們注意到，北部杭愛—肯特山盆地(F2以北地區(qū))從6～30 s一直顯示為明顯的高速.我們收集了研究區(qū)震級大于2.0級的地震目錄.因屬于小震，其定位精度依賴于中蒙臺陣的觀測資料，故選取了臺陣觀測期即2011年8月至2013年7月間，蒙古天文與地球物理研究中心發(fā)布的地震目錄.關于該目錄中的震源深度，平均約為3 km.鑒于是小震，其深度的確定可能存在較大誤差，但基本可以認為是小于15 km的淺源地震.周期15 s的瑞雷波相速度對區(qū)內15～25 km深度范圍內的S波速度結構較敏感，在這個深度范圍內，基本可以排除沉積層和地殼厚度對相速度分布的影響.從圖9可以看出，杭愛—肯特山地區(qū)的地震活動性較南部地區(qū)弱，揭示了該地區(qū)穩(wěn)定地塊的性質.事實上，在中國大陸內部，地震活動性較弱的鄂爾多斯、四川盆地等穩(wěn)定塊體下方，中等周期(15～30 s)的相速度也表現(xiàn)為高速異常(Yang et al.，2010；李昱等，2010).時間跨度為2年的地震目錄，也許并不能完全說明該地區(qū)的地震活動性，但同樣有一定的參考意義.

需要特別指出的是，圖7(a、b、c、d)在斷層F2南北兩側，高、低速界限較為分明，甚至比MML兩側的速度差異更明顯.天然地震面波成像也得到相類似的相速度分布特征(余大新等，2015).地質學上認為，晚古生代至晚中生代，西伯利亞板塊與阿穆爾板塊發(fā)生了碰撞，導致古蒙古—鄂霍茨克海逐漸閉合消亡.但關于閉合的具體地質年代和位置，地質學上目前仍無定論(Zonenshain et al., 1991；Zorin,1999；Badarch et al., 2002;Parfenov et al., 2010;Yang et al., 2014).因受觀測資料所限，地球物理學上也沒有關于其閉合位置的明確證據.通過對比我們發(fā)現(xiàn)，蒙古—鄂霍茨克縫合線所處的位置與F2十分靠近，且二者走向一致(圖1).結合F2以北速度高、以南速度低的結果，我們推測，晚古生代至晚中生代，東南部強度較小的阿穆爾板塊與西北部堅硬的西伯利亞板塊碰撞，發(fā)生了類似”剪刀式”的閉合(Badarch et al, 2002).這可能暗示F2南北兩側十分顯著的相速度差異，可能跟古蒙古—鄂霍茨克海的閉合有關.換言之，速度分布的陡變帶(F2)可能是古蒙古—鄂霍茨克海閉合的前緣所在.當然，這一結論還需要結合更多地質、地球物理學研究加以斟酌和推敲.

6 結論

中蒙地震流動觀測臺陣(CMSA)首次獲得了蒙古中南部地區(qū)較為密集的地震觀測資料.本文利用該臺陣69個臺站記錄的垂直向連續(xù)資料，通過互相關運算計算了臺站間的經驗格林函數(shù)，采用基于連續(xù)小波變換的頻時分析方法提取了臺站間的基階瑞雷波相速度頻散曲線，并通過2D反演獲得了蒙古中南部地區(qū)周期6～30 s瑞雷波的相速度分布圖，主要得到如下結論：

(1)利用臺站密集分布的CMSA觀測資料，我們得到了蒙古中南部地區(qū)周期6～30 s瑞雷波的高分辨(0.5°×0.5°)的相速度分布圖.淺表至上地幔頂部(～50 km以淺)深度范圍內，蒙古中南部地區(qū)的瑞雷波相速度分布的橫向差異較小(相對變化～±2%).揭示了該地區(qū)地殼上地幔S波速度結構存在并不顯著的橫向非均一性；

(2)不同周期的基階瑞雷波的相速度分布圖較好地反映了不同深度范圍的S波速度分布特征.短周期(如6 s)的相速度分布與地表地質構造具有明顯的相關性，北部山區(qū)顯示為高速，南部盆地顯示為低速.隨著周期的增大(如15 s, 20 s)，地形的控制作用相對減弱.較長周期(如30 s)的相速度分布與地殼厚度相關.蒙古主構造線兩側相速度分布有明顯差異，暗示其不僅是地表地形和構造的分界線，而且還是地殼結構的分界線.

(3)本研究與天然地震面波成像得到的相速度分布相比，在整體上具有相似的高低速分布特征，但相速度的絕對速度值略微偏低(～1%).6～30 s中戈壁一直呈現(xiàn)為低速，可能與新生代火山活動有關；研究區(qū)北部杭愛山—肯特盆地一直顯示為相對的高速，與該區(qū)具有較老、穩(wěn)定的地層有關.

本文獲取了蒙古中南部地區(qū)短周期瑞雷波的相速度分布，得到了對該地區(qū)淺部結構的認識，但若要提供更好的關于殼幔結構的約束，還需開展S波速度的深度反演.我們已獲得了該地區(qū)的天然地震面波頻散資料.將噪聲和天然地震面波資料結合，反演研究區(qū)的三維地殼上地幔S波速度結構和方位各向異性，是我們下一步將要開展的工作.

致謝 感謝俄羅斯圣彼得堡大學 T. B. Yanovskaya教授為我們提供了面波層析成像程序，同時也感謝蒙古科學院天文與地球物理研究中心和中國地震局地球物理研究所參與中蒙流動地震臺站的勘選、布設、巡臺維護和數(shù)據預處理的相關人員.

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(本文編輯 劉少華)

Ambient noise tomography in central-south Mongolia

PAN Jia-Tie1,2, WU Qing-Ju1,2, LI Yong-Hua1,2, YU Da-Xin1,3, GAO Meng-Tan1, M. Ulziibat4, S. Demberel4

1InstituteofGeophysics，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100081,China2KeyLaboratoryofSeismicObservationandGeophysicalImaging,InstituteofGeophysics，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100081,China3FirstCrustMonitoringandApplicationCenter,ChinaEarthquakeAdministration,Tianjin300180,China4ResearchCenterofAstronomy&GeophysicsofMongolian,AcademyofScience,Ulaanbaatar210351,Mongolia

Currently, the detailed structure beneath central-south Mongolia (103.5°E—111.5°E, 43°N—49°N) is poorly known from previous studies. In order to investigate the detailed structure of the study region, 69 portable broadband stations were deployed in central-south Mongolia from August 2011 to July 2013. This cooperation project in Mongolia provided dense seismic array data for the area for the first time.Ambient noise tomography is increasingly used in studying the structure of the crust and upper mantle. We calculated the inter-station empirical green functions (EGFs) from cross-correlation using the vertical component of the continuous data recorded by these 69 broadband seismic stations from August 2011 to July 2013 in south-central Mongolia. In addition, a time-frequency analysis based on a continuous wavelet transform was used to extract the Rayleigh wave phase velocity dispersion curves. Through quality control and manual screening, we finally obtained a total number of 1478 phase velocity dispersion curves at periods ranging from 6 s to 30 s. The Ditmar & Yanovskaya method was utilized to obtain phase velocity maps of the Rayleigh waves at periods of 6～30 s in the study area.Checkerboard tests showed that the tomographic results had a high resolution of 0.5° × 0.5°. The results revealed that the phase velocity maps of the Rayleigh waves had a perturbation of about ±2%. A phase velocity map with a short period (e.g., 6 s) was imaged, with high-speed anomalies corresponding to the mountain ranges in the north and low-speed anomalies coinciding with the sedimentary basin and Gobi Desert in the central-south region. As the period (15 s, 20 s) increased, the imaging still showed a high-velocity zone (HVZ) in the north and low-velocity zone (LVZ) in the middle. The phase velocity maps with a long period (e.g., 30 s) showed an HVZ in the north that expanded further to the south than those with shorter periods (e.g., 15 s and 20 s), which is associated with the thinner crust in the south compared to that in the north. On those maps with long periods (e.g., 20 s, 30 s), there were significant differences between the northern and southern sides of the main Mongolian lineament (MML). On maps with periods ranging from 6 s to 30 s, the middle Gobi area was imaged with an obvious low speed, while the Hangay-Hentey basin was always imaged with an obvious high velocity in the north. We compared the tomographic result at 15 s with that from the classic two-station method using earthquake data, and a phase velocity difference of only about 1% was found.The S-wave velocity structure of the crust and upper mantle showed weekly lateral heterogeneity (a perturbation of about ±2%) in central-south Mongolia. The phase velocity distribution at a short period (e.g., 6 s) was effectively related to the geology tectonic units on the surface. However, the effect of the phase velocity distribution controlled by the surface geological structure was significantly weaker as the periods increased (e.g., 15 s, 20 s). In the phase velocity maps with a long period (e.g., 30 s), the phase velocity distribution was mainly associated with the crustal thickness. For the MML, this was not only a boundary for the topography and tectonics, but also for the crustal structure. The middle Gobi area always showed an LVZ, which could have been related to Cenozoic volcanism, while the Hangay-Hentey basin was always imaged with an HVZ, which could have been associated with the old, stable layers in the north.

Central-south Mongolia； Ambient noise tomography; Rayleigh wave; Phase velocity; High resolution

科技部國際合作專項《遠東地區(qū)地磁場、重力場及深部構造觀測與模型研究》(2011DFB20210)和國家自然科學基金(41104029)共同資助.

潘佳鐵，男，1983年生，中國地震局地球物理研究所助理研究員，主要從事面波層析成像研究.E-mail: panj151@gmail.com

10.6038/cjg20150832.

10.6038/cjg20150832

P631

2015-07-06，2015-07-18收修定稿

潘佳鐵, 吳慶舉, 李永華等. 2015. 蒙古中南部地區(qū)噪聲層析成像.地球物理學報，58(8):3009-3022,

Pan J T, Wu Q J, Li Y H, et al. 2015. Ambient noise tomography in central-south Mongolia.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(8):3009-3022,doi:10.6038/cjg20150832.