基于背景噪聲研究云南地區(qū)面波速度非均勻性和方位各向異性

魯來玉，何正勤，丁志峰，王椿鏞

中國地震局地球物理研究所，北京 100081

1 引言

云南位于青藏高原的東南緣.青藏高原是印度板塊和歐亞板塊碰撞的產(chǎn)物（An and Harrison，2000），這種碰撞使青藏高原具有高海拔和厚地殼特征，并且其南北向明顯縮短.為了理解青藏高原的隆升和厚地殼特征，人們提出了不同的陸－陸碰撞演化模型，試圖解釋因碰撞造成的高原隆升及與之相關(guān)的巖石圈形變過程，這些模型仍然存在爭議而沒有被廣泛接受.概括來說，這些爭議主要存在以下幾個方面.關(guān)于高原隆升機制（McNamara et al.，1994；Griot et al.，1998；Wright et al.，2004），一些人認為隆升是在碰撞后期，印度巖石圈向歐亞板塊下部的淺層俯沖引起；另一些人認為地殼增厚和巖石圈縮短是印度板塊和歐亞板塊碰撞擠壓引起的.這兩種模型都可以解釋高原的隆升和地殼的增厚，但從力學和動力學角度來說，它們意味著不同的巖石圈形變（Wright et al.，2004）.一種機制認為（Griot et al.，1998；Shen et al.，2005），形變分布在整個大陸巖石圈，塊體內(nèi)走滑斷層的影響可以忽略.碰撞引起的高原南北向的縮短是均勻的，縮短流出的物質(zhì)使得高原隆升，地殼增厚，這種機制意味著地殼中存在一個黏性薄層，將大陸聚合引起的運動均勻吸收.另一種機制認為（Griot et al.，1998；Tapponnier and Molnar，1976；Molnar and Tapponnier，1977），形變主要集中在碰撞大陸的聚合區(qū)及大陸內(nèi)部幾個剛性板塊之間的主要斷層區(qū)附近，碰撞主要由聚合區(qū)和主要斷層區(qū)附近的縮短和側(cè)向擠出來吸收.這些模型是概括不同觀點在極端情況下的模型，并不是完全相互排斥的，實際上，要解釋青藏高原復雜的構(gòu)造過程，單獨的一種機制通常是不夠的.比如，這些模型在用于解釋巖石圈的形變時，都會涉及到形變的殼幔耦合或者解耦、地殼通道流、大陸的東向逃逸等問題.研究與之相關(guān)的巖石圈形變性質(zhì)，可為理解青藏高原的構(gòu)造過程提供相應的證據(jù).

地質(zhì)年代尺度的巖石圈形變會引起地殼和地幔物質(zhì)的重新排列，這可能包括構(gòu)成地殼和地幔的物質(zhì)，比如橄欖巖晶體的晶格排列，裂隙的優(yōu)勢排列等，造成通常地震波長尺度范圍的各向異性.因此，地震各向異性可以作為構(gòu)造或熱對流引起的地殼或地幔形變的一種指示（Maupin and Park，2007；Montagner，2007；高原和滕吉文，2005）.比如Silver和Chan（1991），F(xiàn)lesch et al.（2005），Lev et al.（2006），常利軍等（2006）通過研究青藏高原及周邊地區(qū)的SKS分裂，比較SKS快波方向和地表GPS速度場的方位，推斷青藏高原內(nèi)部，地殼和地幔的形變是耦合的垂直連貫變形（Vertical Coherent Deformation）.在青藏高原東南緣的云南地區(qū)，殼幔形變是解耦的.之后，隨著觀測資料的增多，及考慮其他證據(jù)，Wang等（2008）發(fā)現(xiàn)，在青藏高原外部的云南地區(qū)，利用純剪切的變形模式，垂直連貫變形（殼幔耦合）也可以解釋SKS分裂的結(jié)果.由于云南位于東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)附近（Eastern Himalayan Syntax，EHS），是青藏高原大陸東向逃逸和地殼通道流的關(guān)鍵所在，對于該地區(qū)巖石圈形變模式的了解，對理解整個青藏高原巖石圈的形變至關(guān)重要.該地區(qū)的殼幔變形模式，可能需要更多的證據(jù)進行約束.

由于SKS震相近垂直的傳播路徑，對于單臺SKS分裂得到的各向異性可以是傳播路徑穿過的任何位置的介質(zhì)各向異性.這就造成SKS分裂在縱向的分辨率較低.一階近似下，Smith和Dahlen（1973）以及Montagner和Nataf（1986）給出了面波的傳播速度和方位的依賴關(guān)系，根據(jù)這種關(guān)系，可以反演不同周期的面波方位各向異性.由于不同周期的面波反映的深度不同，面波方位各向異性比SKS分裂在縱向上具有更高的分辨能力，可以作為研究巖石圈形變的另一種約束.比如Yao等（2010），蘇偉等（2008），易桂喜等（2010），黃忠賢等（2013）利用面波方位各向異性對青藏高原或鄰區(qū)進行了研究.

基于地震背景噪聲成像技術(shù)的發(fā)展（Lobkis and Weaver，2001；Campillo and Paul，2003；Weaver，2005；Shapiro et al.，2005；房立華等，2009），利用面波反演介質(zhì)結(jié)構(gòu)和各向異性，有兩種面波信息可以利用.一種是來自天然地震記錄，挑選和震源幾乎在一個大圓路徑下的兩個臺站的面波震相，提取面波速度進行反演.另一種是直接利用兩個臺站連續(xù)的背景噪聲互相關(guān)函數(shù).長時間互相關(guān)的平均得到的互相關(guān)函數(shù)，被證明是兩個臺站間的格林函數(shù)，通常面波成分居于主導地位.和基于天然地震的方法相比，噪聲成像技術(shù)不依賴于天然地震的方位分布，而且由于寬頻帶臺站的增加，地震射線覆蓋更加密集、合理.本文采用喜馬拉雅計劃一期在云南地區(qū)架設的350多個臺站的連續(xù)記錄，基于背景噪聲互相關(guān)函數(shù)，對云南地區(qū)進行面波層析成像并研究該區(qū)面波方位各向異性的特征.試圖對云南地區(qū)殼幔構(gòu)造形變特征提供面波各向異性和速度結(jié)構(gòu)方面的約束.

2 研究區(qū)構(gòu)造背景

圖1中黑色虛線框所示的區(qū)域，是本文的主要研究區(qū)域，在21°N—30°N，98°E—108°E之間，位于青藏高原的東南緣，東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)附近，南北地震帶的最南端，覆蓋云南省全境.該區(qū)是響應印度板塊與歐亞板塊陸陸碰撞，從而造成可能的塊體擠出的重要區(qū)域.大地電磁觀測結(jié)果表明（Bai et al.，2010），在青藏高原存在兩條高導異常，被認為可能是兩條中下地殼的弱物質(zhì)流，這兩條弱物質(zhì)流均由青藏高原流向該區(qū)，一條經(jīng)過騰沖火山附近，另一條經(jīng)過川滇菱形塊體的南端，均表現(xiàn)出圍繞東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)順時針旋轉(zhuǎn)的趨勢.地震層析成像的結(jié)果顯示（王椿鏞等，2002），該區(qū)低速帶分布非常不均勻，和斷裂的分布具有一定相關(guān)性，但是低速帶和下地殼流之間的關(guān)系還不是很清楚.來自不同學科的證據(jù)顯示，該區(qū)的研究對了解整個青藏高原動力學過程至關(guān)重要.

另外，由于該區(qū)位于華南地塊、印度板塊、青藏高原等多個塊體的交匯處，造成區(qū)內(nèi)構(gòu)造活動復雜，斷裂縱橫交錯.圖2是區(qū)內(nèi)主要斷裂分布和1970年以來5級以上的地震分布圖，主要大斷裂為小江斷裂和紅河斷裂，川滇菱形塊體以這兩條斷裂為界，向東是相對穩(wěn)定的華南地塊，東北為四川盆地.川滇菱形地塊以西主要發(fā)育瀾滄江斷裂、怒江斷裂.

圖2 研究區(qū)主要斷裂及1970年以來5級以上地震的分布.圖中斷裂帶參考了向宏發(fā)等（2000）Fig.2 The main faults and earthquakes with magnitude greater than 5occurred since 1970s.The faults belt is adapted from Xiang et al.（2000）

圖1 青藏高原東部及鄰區(qū)地形圖和主要斷裂黑色虛線框所示為本文研究區(qū)域.紅色實線是塊體邊界，黑色實線為斷裂分布.塊體邊界和斷裂位置來自張培震等（2003）.Fig.1 The topography of east Tibetan Plateau and main faultsThe area studied in this paper is shown by the black dash box.The red solid line denotes the boundary of the blocks，while the black solid line denotes the faults.The boundary of the blocks and faults are adapted from Zhang et al.（2003）.

圖3 研究區(qū)地形及本文所用數(shù)據(jù)的臺站分布圖藍色三角為臺站分布，紅色虛線為塊體邊界，白色實線為主要斷裂，黑色虛線是在第4節(jié)中討論的兩個剖面位置，灰色實線是在圖7中給出的典型頻散曲線的路徑分布.Fig.3 The topography and stations in the study areaThe blue triangles denote the station locations.Red dash lines denote the boundary of blocks，while the white solid lines denote the faults.Black dash lines are two profiles which is discussed in section 4.Gray lines represent the propagation path corresponds to the dispersion curves shown in Fig.7.

滇西南，在保山地塊南部，沿龍陵—瀾滄一帶，分布一系列的北東向或北北東向斷裂，比如主要的瑞麗—龍陵斷裂，南町河斷裂以及北西向的怒江斷裂等.這一系列的斷裂稱為龍陵—瀾滄斷裂帶，被認為是第四紀新生斷裂帶（虢順民等，2000），斷裂帶內(nèi)發(fā)育一些北東向和北西向的次級斷裂，歷史上沿該斷裂帶曾發(fā)生過多次7級以上大地震，比如1976年5月29日，龍陵7.3級地震，及一個多小時之后的7.4級地震；1988年11月6日的瀾滄7.6級地震，及同一日隨后在耿馬發(fā)生的7.2級地震，均發(fā)生在該斷裂帶上.

3 資料、方法及數(shù)據(jù)處理

本文采用的數(shù)據(jù)來自中國地震科學探測臺陣項目一期在云南及周邊地區(qū)布設的350多個臺站，獲取了2011年10月至2012年9月為期一年的三分量連續(xù)記錄，臺站分布如圖3所示.根據(jù)Bensen等（2007）提出的處理過程，首先對連續(xù)記錄旋轉(zhuǎn)，進行濾波，去線性趨勢，去均值處理，然后進行一位化（One－bit）操作，將每天的記錄分成每小時一段，進行互相關(guān)運算，再對一年的互相關(guān)結(jié)果進行疊加處理，最后得到所有臺站對之間的徑向－徑向（R－R），橫向－橫向（T－T），垂向－垂向（Z－Z）之間的互相關(guān)函數(shù)，其中R－R，Z－Z分量對應Rayleigh波格林函數(shù)，T－T分量對應Love波格林函數(shù).圖4是臺站4504，4516，4517和其他臺站垂直分量的互相關(guān)函數(shù)，根據(jù)因果性（t＞0）和非因果性（t＜0）互相關(guān)函數(shù)的不對稱性，可以發(fā)現(xiàn)背景噪聲源具有明顯的方向性.聚束分析方法可以給出背景噪聲源方位分布，從側(cè)面反映數(shù)據(jù)的方位覆蓋性.

圖4 臺站4504，4516，4517和其他臺站間的互相關(guān)函數(shù).是對信噪比大于20的臺站對互相關(guān)函數(shù)進行2～60s帶通濾波之后的結(jié)果Fig.4 The 2～60sbandpass filtered cross－correlation functions between the 4504，4516，4517 and all the other stations with the vertical－vertical component

基于背景噪聲互相關(guān)的層析成像，要求背景噪聲源盡可能的均勻（Yang and Ritzwoller，2008），在各個方位均有分布，并且提取的互相關(guān)函數(shù)具有較高的信噪比，以保證成像所采用的數(shù)據(jù)結(jié)構(gòu)和質(zhì)量滿足要求.為此，我們對互相關(guān)函數(shù)進行了信噪比和聚束分析（Harmon et al.，2008；魯來玉等，2009），信噪比分析是為了保證用于提取頻散曲線的互相關(guān)函數(shù)都具有較高的數(shù)據(jù)質(zhì)量，聚束分析是定性給出所用臺陣的背景噪聲源分布，以便優(yōu)化數(shù)據(jù)結(jié)構(gòu)，使用于反演的射線方位覆蓋相對均勻.關(guān)于噪聲源特征的詳細分析不在本文的討論范圍.

圖5a是不同分量之間的互相關(guān)函數(shù)的信噪比隨周期變化的情況.這里信噪比定義為，信號窗口內(nèi)的最大值和噪聲窗口內(nèi)的均方值之比.根據(jù)數(shù)據(jù)涉及到的臺站最大間距和研究區(qū)平均的面波傳播速度，對于互相關(guān)函數(shù)，我們保留了－700到700s之間的記錄，信號窗口選擇面波傳播速度在2～5km／s之間的窗口，噪聲窗口選擇為互相關(guān)函數(shù)在600～700s之內(nèi)的均方值.對單個臺站對互相關(guān)函數(shù)記錄，首先計算2～60s的帶通濾波之后的信噪比，然后對每一個周期進行以該周期為中心的窄帶濾波，之后，按前述方法計算不同周期的信噪比.圖5a是所有2～60s帶通濾波之后的信噪比大于20的臺站對，不同周期的平均信噪比隨周期的變化.可以看出垂直分量（Z－Z）的互相關(guān)函數(shù)的信噪比，高于兩個水平方向（R－R，T－T）互相關(guān)函數(shù)的信噪比.另外，在短周期范圍，信噪比在5s和9s有兩個極大值，這一點和華北科學探測臺陣的背景噪聲特征有所不同（魯來玉等，2009）.對于（互相關(guān)函數(shù)2～60s帶通濾波之后）信噪比大于20的臺站對來說，垂直分量互相關(guān)函數(shù)在3～50s之間，每一個周期的信噪比都大于或接近于10.

圖5 所有臺站間距大于120km的互相關(guān)函數(shù)信噪比隨周期的變化（a）及典型路徑的群速度頻散曲線（b）Fig.5 （a）The relation of the average Signal－to－Noise ratio of NCF（Z－Zcross－correlation）to the period，which is computed from all station pairs with separate distance larger than 120km.（b）The typical dispersion curves along the paths shown in Fig.3

圖6 利用2011年10月—2012年9月的連續(xù)一年的記錄，對Z－Z向互相關(guān)函數(shù)經(jīng)聚束分析得到的不同周期的慢度譜Fig.6 The slowness spectra of Rayleigh waves at 4periods obtained by beamforming using one year continuous records

圖6 是采用聚束分析得到的不同周期的背景噪聲源方位分布，在某些方位噪聲源相對較強，整體來看，在我們感興趣的周期范圍，噪聲源的方位分布相對均勻.必須指出，這種方法給出的結(jié)果是臺站方位分布和實際背景噪聲源共同作用的結(jié)果，可以作為數(shù)據(jù)方位覆蓋的一個定性的評價參考.為了更好地消除背景噪聲源方位分布的影響，我們將因果性和非因果性的互相關(guān)函數(shù)進行疊加，對疊加后的相關(guān)函數(shù)提取頻散曲線.只選取互相關(guān)函數(shù)（2～60s帶通濾波）信噪比大于20，且臺站間距大于120km的臺站對，并且對每一個互相關(guān)函數(shù)的提取過程經(jīng)過人工判斷，以確保提取的頻散數(shù)據(jù)的質(zhì)量可靠.我們采用Herrmann開發(fā)的CPS軟件提取了Rayleigh波（Z－Z分量）和Love波（T－T分量）的群速度頻散數(shù)據(jù)（Herrmann，2013），本文僅討論Rayleigh波的反演結(jié)果.圖5b是研究區(qū)域幾個不同區(qū)域的典型頻散曲線，其傳播路徑如圖3所示.

根據(jù)前述的數(shù)據(jù)質(zhì)量控制和挑選方法，通過對原始數(shù)據(jù)質(zhì)量控制、信噪比分析、頻散曲線的質(zhì)量控制等一系列步驟之后，得到了可用于反演的面波傳播路徑.圖7a是不同周期可用于反演的路徑條數(shù)，對大部分周期，可靠的路徑條數(shù)在1000～7000條之間，其中7～30s的路徑條數(shù)可達7000條以上，和在該區(qū)已經(jīng)開展過的類似研究相比（何正勤等，2004），路徑分布密度顯著提高.圖7b是16s面波路徑的方位分布.

4 反演方法及結(jié)果

根據(jù)Smith和Dahlen（1973）以及 Montagner和Nataf（1986）的研究，一階近似下，弱各向異性介質(zhì)中面波速度（相速度或群速度）對方位的依賴關(guān)系可以表示為

其中θ是以正北向為0°的方位角，A1，A2是彈性常數(shù)組合以及面波速度關(guān)于彈性常數(shù)偏微分的函數(shù)，表示面波方位各向異性的強度，θ＝0.5arctan（A1／A2）是快波的方位.（1）式通常含有對4θ項的方位依賴，由于該項中，面波相速度對彈性常數(shù)的敏感度較小，通常略去對4θ的依賴關(guān)系.

基于公式（1），采用Debayle和Sambridge（2004）提出的方法對面波的群速度和方位各向異性進行反演.該方法中的反演算法采用了Tarantola和Valette（1982）提出的連續(xù)線性反問題的最小二乘解.實際操作時，要對純路徑的面波速度結(jié)構(gòu)進行離散的分塊，因此，在反演處理時，引入了一個高斯型協(xié)方差函數(shù)，利用該相關(guān)函數(shù)中給定的相關(guān)長度因子，對模型進行空間濾波，相關(guān)長度實際表達了在該長度內(nèi)的塊體之間的相關(guān)程度，實際起到對離散塊體的平滑作用.圖10是不同周期的反演結(jié)果.圖中帶箭頭的短棒表示快波方位，綠色實線表示塊體邊界，黃色實線表示主要的斷裂，成像分塊為0.5°×0.5°.

圖7 反演所用不同周期的路徑數(shù)目（a）和16s面波（互相關(guān)函數(shù)）傳播路徑分布（b）Fig.7 （a）The path numbers used in the inversion for different period and（b）the path distribution of the surface waves at 16s

圖8 研究區(qū)不同周期的面波群速度非均勻性和方位各向異性分布圖中綠色實線為塊體邊界，黃色實線是主要斷裂分布.帶箭頭的短棒方位表示各向異性快波方位，短棒的長度表示各向異性強度的大小.Fig.8 The azimuth anisotropy and velocity heterogeneity for different periodGreen solid lines denote the boundary of the blocks，while the yellow solid lines denote the main faults.The direction of the bars denote the direction of the fast waves，while the length of the bars denote the strength of the anisotropy.

8s的反演結(jié)果，大概對應地表到上地殼的特征，因此，地表的某些構(gòu)造特征，在該周期的速度非均勻性會有所反映.比如在成像區(qū)域的東北部，四川盆地的低速特征十分明顯.瀾滄江斷裂、紅河斷裂在圖10a中處于高低速的邊界，尤其是在瀾滄江向東弧形展布之后，在滇南區(qū)域，這兩條斷裂的高低速邊界更為明顯，思茅坳陷低速特征顯著.川滇菱形塊體中部，麗江斷裂也處在高低速的邊界區(qū)域，而在麗江—永勝之間表現(xiàn)為明顯的低速異常.1984年，中科院地質(zhì)與地球物理研究所曾沿圖8a中的麗江—永勝—攀枝花—（安寧河斷裂）—會東—（小江斷裂）—者海一線進行過人工地震測深工作（熊紹柏等，1986，1993），得到的麗江—者海的深地震剖面（Deep Seismic Sounding，DSS）顯示（參考熊紹柏等（1993）的圖6），地表到深度約5km范圍，在麗江到永勝之間表現(xiàn)為明顯的低速異常.攀枝花以西為低速異常，以東直到安寧河斷裂附近為高速異常，安寧河斷裂和小江斷裂之間的會東附近，為低速異常.圖8a中8s揭示的上地殼面波速度異常和DSS的這一規(guī)律十分吻合.

8s周期的各向異性方位變化可大概分為三個區(qū)域，成像區(qū)域的西北部，位于東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)的東部，快波方向顯示出圍繞構(gòu)造結(jié)順時針旋轉(zhuǎn)的特征.在川滇菱形塊體及其南部區(qū)域，快波方位呈近南北向，這個結(jié)果和石玉濤等（2006）及Shi等（2012）由近震資料得到的S波分裂快波方位較為吻合，和該區(qū)構(gòu)造應力的P軸特征也較為吻合（許忠淮等，1987；謝富仁等，2001；錢曉東等，2011）.在成像區(qū)域的東部，偏北靠近四川盆地區(qū)域，快波方位呈北東東向，偏南地區(qū)則呈南東東向，整個東部地區(qū)整體呈近東西向.

16～30s主要反映中地殼特征，與8s的結(jié)果相比，快波方位的變化主要表現(xiàn)以下幾個方面，西北區(qū)域，快波方位仍然表現(xiàn)出圍繞東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)的順時針旋轉(zhuǎn)的趨勢.川滇塊體的快波方位也仍然表現(xiàn)為近南北向.滇西南地區(qū)，快波方位逐漸從南北向轉(zhuǎn)向東偏離，呈北東東向.在云南的東南部，快波方向由8s時的近東西向逐漸轉(zhuǎn)為南東向.面波群速度表現(xiàn)出較強的非均勻性，除了在攀枝花附近存在一個高速異常外，整個川滇菱形塊體在中地殼（25～30s之間）整體呈現(xiàn)低速特征.從8～30s，觀察麗江—者海剖面的變化，可以發(fā)現(xiàn)，在安寧河斷裂以東，沿剖面會東、者海一帶均由8～16s的高速異常變?yōu)?5～30s的低速異常，這一變化意味著，在會東—者海一線，在中地殼存在一個明顯的低速區(qū)，這和人工地震剖面觀察到在25～38km之間，中地殼存在一個低速帶的結(jié)果吻合（參考熊紹柏等（1993）的圖7）.而在攀枝花附近較小范圍區(qū)域，在8～30s周期均表現(xiàn)為高速異常，表明該低速層可能沒有延伸到攀枝花區(qū)域.由于這里是對不同周期的面波群速度特征進行的定性分析，更詳細的分析可能要由面波群速度反演橫波速度結(jié)構(gòu)，或者結(jié)合更多證據(jù)才能給出.

38～46s反映的范圍逐漸由下地殼到上地幔頂部，在喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)附近，仍然具有圍繞構(gòu)造結(jié)順時針旋轉(zhuǎn)的趨勢.但在川滇菱形地塊及其南部，快波方向相對地殼快波方向，逐漸由南北向轉(zhuǎn)為向東偏移，與紅河斷裂的走向趨于一致，呈南東方向，在上地幔頂部（46s），這一特征尤為明顯.S波分裂研究也表明，該區(qū)S波快波方位在地殼和上地幔表現(xiàn)為不同特征.比如Gao等（2012）及Shi等（2012）的研究表明，反映地殼各向異性的近震S波快波方位的平均值，主要呈南北向（NS）或北北西（NNW）向，而由XKS（SKS，SKKS，PKS震相）震相，利用空間插值平滑技術(shù)得到的上地?？觳ǚ轿恢饕尸F(xiàn)近東西向（EW）或（北西西）NWW 向，尤其在26°N以南，其快波方位和地殼快波方位有顯著變化.這和圖8f中46s的面波快波方位有一定差別，考慮到該周期面波方位各向異性是從地表到上地幔頂部的平均效應，而SKS快波方位被認為主要反映上地幔的各向異性，這種差別是容易理解的.

這里我們觀察到從地殼到地幔，云南地區(qū)面波快波方向由南北向逐漸向東偏移，和紅河斷裂走向趨于一致的特征，更深處的地幔各向異性需要更大周期的面波信息，由背景噪聲互相關(guān)技術(shù)不能獲取更長周期的面波信號，限制了我們對更深處的地幔各向異性的討論，但地殼和上地幔頂部快波方位不一致性的特征還是明顯的.

5 討論

5.1 地球介質(zhì)各向異性及云南地區(qū)快波方位和殼幔形變

各向異性是指材料的物理屬性隨考察方向的改變而改變，對于我們考慮的波動問題來說，表現(xiàn)為不同傳播方向的波速不同.從微觀來說，構(gòu)成材料的原子結(jié)構(gòu)排列引起的材料內(nèi)部分子尺度上的不均勻性，造成了空間均勻的材料表現(xiàn)出各向異性.在一定程度上，介質(zhì)各向異性是和非均勻性相聯(lián)系的相對概念.比如，沿深度一維分布的均勻分層地球介質(zhì)模型，在地震波長的尺度上，可以用一個具有垂直對稱軸、5個獨立有效彈性常數(shù)的六角晶系表示（Maupin and Park，2007；Backus，1962），在地震各向異性文獻中，通常稱為橫向各向同性（transverse isotropy）或者徑向各向異性（radial anisotropy），因為在水平方向，波速不隨方位發(fā)生改變，在徑向上（垂直方向），不同深度的波速不同.Hess（1964）在研究海洋巖石圈Pn波的傳播時，發(fā)現(xiàn)與對稱軸垂直的不同方位上，Pn波傳播速度不同，這種地震各向異性稱為方位各向異性（azimuthal anisotropy）.本文是利用面波來考察地球介質(zhì)的這種各向異性特征.如果通過對Love波（T－T分量的互相關(guān)函數(shù)）進行研究，綜合反演不同深度的SV和SH波特征，可以同時考察介質(zhì)的徑向各向異性特征，這將在我們以后的工作中給出，這里主要討論方位各向異性和相應的動力學問題.

對于上地殼（8～16s），在小江斷裂以西，快波方位表現(xiàn)出圍繞東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)順時針旋轉(zhuǎn)的特征，整體呈近南北向.小江斷裂以東區(qū)域，快波方位近東西向.從上地殼到下地殼（38s），小江斷裂以西的快波方位，大約以102°線為中心，兩側(cè)快波方位逐漸偏離南北向，102°線以西，快波方位由南北向轉(zhuǎn)為北北西向，102°線以東，快波方位由南北向轉(zhuǎn)為北北東向.這或許和大地電磁觀測到的兩個弱物質(zhì)流都流經(jīng)該區(qū)域有關(guān)，但需要更多的證據(jù)進行約束.

EDA （Extensive－Dilatancy Anisotropy）裂隙優(yōu)勢排列是地殼各向異性的主要來源，剪切波在各向異性介質(zhì)中會發(fā)生分裂，快剪切波的偏振方向和裂隙優(yōu)勢排列方向一致，從而與主壓應力方向一致.根據(jù)Montagner等 （2000）建立的面波方位各向異性和體波SKS分裂得到各向異性之間的關(guān)系，可以將面波的快波方向和區(qū)域主壓應力方向進行比較，云南地區(qū)主壓應力軸方向呈現(xiàn)近南北向（闞榮舉等，1983），這和我們得到快波方向較為一致.

另外，GPS（Global Positioning System）測量的地表形變場通常被認為可以代表地下至少15km內(nèi)的形變，反映了上地殼的形變特征.圖9是Wang等（2001），Zhang等（2004）及 Gan等（2007）得到的該區(qū)GPS測量得到的速度場（相對穩(wěn)定的歐亞板塊），可以看出，在小江斷裂以西，速度場方向整體呈近南北向，呈現(xiàn)圍繞東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)順時針旋轉(zhuǎn)的趨勢.在小江斷裂以東，GPS速度場方向呈現(xiàn)近東西向.我們得到的上地殼（8～16s）面波快波方向和GPS速度場特征較為一致.而在下地殼到上地幔頂部的范圍（38～46s），川滇菱形塊體南部，約在26°N以南，快波方向逐漸轉(zhuǎn)為和紅河斷裂的走向趨于一致.上地殼和下地殼到地幔的快波方位的變化，可能意味著殼幔形變的特征差異.前人曾經(jīng)利用SKS波分裂討論過殼幔變形的差異.SKS分裂通常認為主要反映的是地幔各向異性，一些研究者通過比較GPS反映的地表形變方向和SKS分裂的快波方向，來判斷地殼和地幔形變的耦合還是解耦.Flesch等（2005）應用這種方法，研究了青藏高原內(nèi)部和云南地區(qū)的殼幔形變，認為在青藏高原內(nèi)部（33°N以北）殼幔形變是垂直連貫變形（殼幔耦合），而在云南地區(qū)利用同樣的判斷依據(jù)，則不支持殼幔耦合，據(jù)此認為云南地區(qū)（26°N以南）的殼幔變形是解耦的，根據(jù)他們采用的臺站分布，認為26°N—33°N是兩種機制的過渡地帶.結(jié)合Lev等（2006）在東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)附近SKS分裂的研究，殼幔耦合的形變可能延伸到29°N或更南.另據(jù)Soto等（2012）的研究，在27°N—32°N之間，SKS分裂快波方向已經(jīng)變?yōu)榻鼥|西向，和地表近南北向的形變不一致，如果通過SKS分裂的快波方向和地表GPS觀測的形變方向，來推斷殼幔變形是可靠的，那么根據(jù)以上研究，青藏高原東南緣殼幔耦合和解耦的過渡帶將在26°N—27°N之間很窄的區(qū)域內(nèi).

根據(jù)我們的反演結(jié)果，從圖11可以看出，短周期直到30s，在26°N以北，102°E以西，靠近青藏高原東南的地區(qū)，快波方位為北西向，整體表現(xiàn)出圍繞東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)的順時針旋轉(zhuǎn)的趨勢，這一點和地表GPS觀測的地表形變方向一致.由于46s的快波方位在26°N以南與地殼內(nèi)的快波方位相比，發(fā)生了明顯變化，這可能意味著殼幔變形在26°N以南是解耦的，這和前人SKS分裂的結(jié)果較為一致.

為了更清楚地了解這種變化，分析不同深度（周期）的快波方位變化，在圖10中給出了沿圖3的AA′和BB′剖面的快波方位變化.圖中縱坐標為周期，反映不同深度的變化.快波方位的變化以豎直向上為正北向，順時針向右旋轉(zhuǎn)90°為正東向.可以發(fā)現(xiàn)，以30～40s為過渡區(qū)，隨著頻率的增大，深度的增加，面波快波方位逐漸由近南北向，轉(zhuǎn)為南東向，由于在30s以上幾乎所有周期的快波方位都是近南北向，這種轉(zhuǎn)換特征顯得尤其明顯.綜合考慮，如果由地殼和上地?？觳ǚ轿坏拿黠@變化推斷殼幔變形解耦是可靠的，那么在地理空間上，這種變形解耦出現(xiàn)在26°N以南的區(qū)域，26°N—27°N為過渡區(qū).在深度上，以面波周期來說，過渡區(qū)大概在30～40s之間.

5.2 滇西南快波方位與構(gòu)造過程

圖9 地表地殼運動的 GPS速度場（相對穩(wěn)定的歐亞板塊）（Wang et al.，2001；Zhang et al.，2004；Gan et al.，2007）Fig.9 GPS velocity field of crust motion relative to the stable Eurasia（Wang et al.，2001；Zhang et al.，2004；Gan et al.，2007）

圖10 面波群速度和方位各向異性沿圖3中的兩個剖面AA′和BB′不同深度（周期）的分布情況縱坐標為面波周期，反映了不同的深度.各向異性方位以豎直向上為正北向，順時針轉(zhuǎn)90°為正東向.Fig.10 The azimuth anisotropy and velocity along the profiles AA′and BB′shown in Fig.3at different periods，which corresponds to the different depth The north direction points to upward vertically when analyzing the azimuth anisotropy.

在滇西南地區(qū)，保山地塊南部，瀾滄江東向弧形展布的區(qū)域，大約以24.5°N，99.5°E為中心，30～38s的面波方位各向異性呈現(xiàn)圓周旋轉(zhuǎn)的趨勢，在圓周中心，各向異性強度較弱.區(qū)域以北主要分布北東向瑞麗—龍陵斷裂；區(qū)域以南，主要發(fā)育南町河斷裂，區(qū)域以東以瀾滄江東向擴展的弧形為界，整體的各向異性方向和斷裂走向基本吻合.這些斷裂帶也是云南的地震活躍區(qū)域，比如7級以上的龍陵地震、瀾滄地震、耿馬地震就發(fā)生在該區(qū)域.而在旋轉(zhuǎn)區(qū)域的中心，歷史地震活躍較弱.由于臺站分布的局限，對該區(qū)域西部邊界的約束并不清楚，推測可延伸至緬甸境內(nèi).

據(jù)許忠淮等（1987）的研究，川滇地區(qū)主應力T軸的軌跡向緬甸中源地震帶集中，正處在圖中各向異性呈現(xiàn)旋轉(zhuǎn)趨勢的區(qū)域內(nèi).許忠淮等（1987）根據(jù)緬甸中源地震區(qū)的存在，推斷該地區(qū)可能有一部分巖石層向地球內(nèi)部下沉，地表產(chǎn)生拖曳作用，各向異性的這種表現(xiàn)或許和這種拖曳作用存在一定的關(guān)系.

從地表來看，該區(qū)域處在南北展布的高黎貢斷裂向北東東轉(zhuǎn)折的區(qū)域，是高黎貢向南延伸的端點（季建清等，2000），處在南北向的高黎貢斷裂帶，北東向延伸至緬甸境內(nèi)的龍陵—瑞麗斷裂和北西向的瀾滄江斷裂所圍繞的三角區(qū)域內(nèi)，該區(qū)域也是印度板塊向東經(jīng)緬甸對云南地區(qū)側(cè)向擠壓作用區(qū)域，此擠壓也造成瀾滄江在此區(qū)域向東成弧形展布的原因（錢曉東等，2011）.快波方位的旋轉(zhuǎn)，也可能和塊體的擠壓和旋轉(zhuǎn)相關(guān).

6 結(jié)論

本文利用背景噪聲互相關(guān)函數(shù)提取的面波信息，對云南地區(qū)的面波速度非均勻性和方位各向異性進行了研究，并和該區(qū)S波分裂，SKS分裂及GPS觀測的地表形變場進行了對比.根據(jù)面波快波方向在地殼和上地幔頂部的變化特征，推斷在青藏高原之外的云南地區(qū)，殼幔的形變可能是解耦的，這和SKS分裂與地表GPS的對比研究推測的結(jié)果較為吻合.結(jié)合前人對青藏高原內(nèi)部SKS分裂的研究，推測由青藏高原內(nèi)部的殼幔耦合到云南地區(qū)的殼幔解耦的過渡區(qū)可能在26°N—27°N之間.

需要指出，本文是利用面波方位各向異性特征來做上述推斷，經(jīng)典的面波傳播理論是基于均勻水平分層的各向同性介質(zhì)的假設之上，這種介質(zhì)可以用具有垂直對稱軸的5個有效彈性常數(shù)的六角晶系近似，面波方位各向異性的表達式（1），是通過對這種5個彈性常數(shù)的等效各向異性介質(zhì)的一階擾動得到的.將面波的方位各向異性特征和SKS分裂的快波方位進行定性的比較，通常是建立在Montagner等（2000）給出的面波方位各向異性和體波SKS分裂之間的關(guān)系之上.

但在對兩者進行比較討論時，需要注意，（1）雖然在深度上面波比SKS分裂具有更高的分辨率，但不同周期的面波方位各向異性反映的是從地表到該周期反映的深度上的綜合效應.垂直入射的SKS波，其路徑上所有介質(zhì)的各向異性在SKS波分裂中都有反映，即便多種證據(jù)顯示，SKS分裂的各向異性主要反映地幔物質(zhì)的各向異性.（2）面波方位各向異性是對具有垂直對稱軸的橫向各向同性介質(zhì)的一階擾動得到的，Montagner等（2000）給出的SKS分裂和面波方位各向異性的關(guān)系，是在具有水平對稱軸的橫向各向同性介質(zhì)的假設上給出的，但這種假設在某些區(qū)域已被發(fā)現(xiàn)具有不合理之處.

另外，在空間上，由于GPS在地表觀測的形變場，在較大尺度范圍具有一致性，通常認為GPS觀測的結(jié)果反映了從地表到地殼或者上地殼的形變特征，但具體能代表多大深度的形變特征并不是很清楚.在時間上，GPS形變場更多的表示現(xiàn)今的形變特征，而各向異性特征反映的構(gòu)造變形、裂隙優(yōu)勢排列方向、或者晶格的優(yōu)勢排列方向，是整個地質(zhì)歷史時期造成的.因此在將GPS變形場和不同手段得到的各向異性特征進行比較時，需要注意在時間和空間上，已經(jīng)做了很多假設和近似.

傳統(tǒng)基于地震事件的面波層析成像，通常采用雙臺法計算不同路徑的面波傳播速度，這種方法基于射線理論和遠場平面波假設，即面波沿震源和兩個臺站連線的大圓路徑以平面波傳播.基于背景噪聲互相關(guān)函數(shù)成像，是對兩個臺站間長時間疊加的互相關(guān)函數(shù)進行類似的處理.背景噪聲互相關(guān)重建臺站間的格林函數(shù)理論中，將噪聲場看成是無數(shù)不相干的平面波的疊加，這些平面波可以看成是各個方向均勻分布的（遠場）源輻射.理論上（Nakahara，2006），時間域中的背景噪聲互相關(guān)函數(shù)和兩個臺站的（方位平均后的）空間自相關(guān)（SPAC，Spatial Autocorrelation）互為傅里葉變換.對于二維情形的面波成像來說，Aki在1957年就給出了這種情形的空間自相關(guān)為零階的貝塞爾函數(shù)J0（kr）.時域中，對均勻分布的源進行方位平均后，得到的互相關(guān)函數(shù)和傳統(tǒng)面波層析成像計算的兩臺站間的時間延遲相比，對于因果性部分有－π／4ω的相移，對于非因果性部分有π／4ω的相移（Bosch et al.，2013；Tsai，2009），這個相移來自于頻率域中J0（kr）和 H0（kr）在kr很大時的漸進表達，這里H0（kr）為零階Struve函數(shù)，是J0（kr）的希爾伯特變換，它在頻率域中作為虛部出現(xiàn)，來源于僅對因果性（以iH0（kr）出現(xiàn)）或者非因果性（以－iH0（kr）出現(xiàn)）噪聲源進行方位平均，因此這個相移隨頻率是振蕩變化的.這種相移引起的相速度和傳統(tǒng)面波測量方法得到的相速度之間的誤差在1%的量級（Harmon et al.，2010），對于非均勻分布的噪聲源，其誤差可能不同.這種相移也會引起群速度的測量誤差，這種誤差在臺間距大于一定波長，比如3倍波長時，和群速度的測量誤差在一個數(shù)量級，因此本文沒有對此相移做校正，在挑選數(shù)據(jù)時，放棄臺間距小于3倍波長的臺站對，以降低由此帶來的測量誤差.

非均勻分布的噪聲源，帶來的另一個結(jié)果是對介質(zhì)方位各向異性反演的影響.將非均勻分布的噪聲源，進行傅里葉展開并忽略高階項，可以發(fā)現(xiàn)其空間自相關(guān)和源的依賴關(guān)系（Harmon et al.，2010），除了零階貝塞爾函數(shù)之外，還含有2θ項，和（1）式中面波的方位依賴關(guān)系類似，這就造成基于背景噪聲互相關(guān)函數(shù)對方位各向異性反演時，噪聲源密度的方位分布可能會疊加在面波的方位各向異性中，目前還沒有對這種影響的定量分析.對于我們采用的臺陣數(shù)據(jù)，聚束分析的結(jié)果表明，噪聲源的分布近似均勻，另外在提取群速度時，我們將因果性和非因果性的互相關(guān)函數(shù)進行了疊加，在一定程度上降低了噪聲源的非均勻分布對方位各向異性反演結(jié)果的影響.

致謝 純路徑面波速度和方位各向異性反演的程序由Eric Debayle提供，圖1—3及圖7—10由GMT（the Generic Mapping Tools）工具繪制，地震目錄來自中國地震臺網(wǎng)（CSN），中國地震臺陣數(shù)據(jù)中心提供了所需的記錄數(shù)據(jù)，在此一并表示感謝.

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