利用噪聲研究地下介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)及其變化在中國大陸的應(yīng)用

利用噪聲研究地下介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)及其變化在中國大陸的應(yīng)用

李佳鵬1， 鐘衛(wèi)星2， 李紅誼1， 李信富1， 鄭丹1， 歐陽龍斌1， 張冰1

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球物理與信息技術(shù)學(xué)院，北京100083； 2.上海市地震局佘山地震臺，上海201602)

摘要：背景噪聲層析成像技術(shù)已被廣泛應(yīng)用于地殼和上地幔速度結(jié)構(gòu)的研究，這種方法不依靠地震的發(fā)生和人工源爆破，只需記錄連續(xù)的噪聲信號而無需產(chǎn)生信號，因為噪聲穿過地下介質(zhì)時會攜帶信息，然后通過利用臺站記錄到的連續(xù)背景噪聲數(shù)據(jù)進(jìn)行互相關(guān)計算和疊加，即可得到臺站間的經(jīng)驗格林函數(shù)，從而獲取對地下結(jié)構(gòu)的認(rèn)識。這種方法已經(jīng)很好地應(yīng)用于中國的東北地區(qū)、華北克拉通、青藏高原以及華南地區(qū)，并成功地揭示了這些地區(qū)地殼與上地幔頂部的速度結(jié)構(gòu)。此外近年來，一些學(xué)者還利用噪聲互相關(guān)技術(shù)研究地下介質(zhì)地震波速度隨時間的變化，通過對汶川大地震前后連續(xù)噪聲記錄的研究發(fā)現(xiàn)，大震發(fā)生后呈現(xiàn)同震波速降低和震后波速逐漸恢復(fù)的特點，這表明可以通過觀測地震波特性的變化來監(jiān)測地下應(yīng)力的變化，從而為大震的預(yù)測預(yù)防工作提供科學(xué)依據(jù)。本文主要綜述了近些年來背景噪聲技術(shù)及其在中國大陸地區(qū)的應(yīng)用。

關(guān)鍵詞：背景噪聲；速度結(jié)構(gòu)； 各向異性； 波速變化； 中國大陸

收稿日期：*2014-07-21

基金項目：國家自然科學(xué)

作者簡介：李佳鵬(1990-)，男,遼寧撫順人，碩士研究生，主要從事天然地震層析成像研究. E-mail:jiapeng730@163.com

中圖分類號:P631.5文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A

DOI:10.3969/j.issn.1000-0844.2015.01.0235

Application Research on Velocity Structure of Subsurface Medium

and its Changes in the Chinese Mainland Using Ambient Noise

LI Jia-peng1， ZHONG Wei-xing2， LI Hong-yi1， LI Xin-fu1，

ZHENG Dan1， OUYANG Long-bin1， ZHANG Bing1

( 1.SchoolofGeophysicsandInformationTechnology，ChinaUniversityofGeosciences，Beijing100083，China；

2.SheshanSeismicStation，ShanghaiSeismologicalBureau，Shanghai201602，China)

Abstract：Ambient seismic noise tomography has been widely used to study the crustal and mantle structure in the world.This method does not depend on natural earthquakes or artificial explosions，and therefore，it has become a very popular method to image the structure of the crust and uppermost mantle.The subsurface structure beneath the two stations can be determined by extracting the empirical Green’s functions by the cross correlation and stacking of the continuous seismic noise recorded at the two stations.Ambient seismic noise tomography technique can be regarded as sourceless tomography because it functions without source-receiver propagation.The energy of surface waves is stronger than other waveforms and therefore，most studies of ambient noise have focused on surface wave measurements.Surface wave tomography from ambient noise has been successfully used in the United States and the Pacific Northwest，China，New Zealand，South Korea，and Europe.It is obvious that the ambient noise method has several important advantages over traditional surface wave tomography based on earthquakes：(1)the method can be applied to areas that are well instrumented but have a very low level of seismic activity；(2) the ambient noise method is relatively unaffected by seismic source location；and (3) it can be used to make short-to-intermediate period dispersion measurements.However，one limitation of the method is that it is difficult to extract long-period dispersion measurements because most noise sources are limited to shallow depths.In this paper，we briefly introduce an improved method to extract long-period dispersion measurements from ambient seismic noise.Ambient noise data have also been applied to study crustal and mantle anisotropy.Radial anisotropy results based on ambient noise show that in eastern and southeastern parts of the Tibetan Plateau，mid-to-lower crustal low-velocity zones are closely associated with positive radial anisotropy (VSH > VSV).Azimuthal anisotropy in the southeastern Tibetan Plateau revealed that the azimuthal anisotropy pattern in the crust differs to that in the upper mantle，which suggests that the crust and mantle might deform differently.Some researchers have used ambient noise correlation techniques to study temporal changes of seismic velocity.An analysis of the continuous ambient noise data，both before and after the Wenchuan Earthquake，revealed that the coseismic reduction of seismic velocity and postseismic recovery are prominent.The observed temporal changes likely reflect damage and heating processes in the crust associated with the Wenchuan mainshock.With development of the ambient noise method，the resolution of seismic images of the crustal and upper mantle structure will be enhanced.This paper presents the technique of ambient noise tomography and its application to the velocity structure and studies of temporal velocity change on the Chinese mainland.

Key words： ambient noise； velocity structure； anisotropy； velocity variation； Chinese mainland

0引言

背景噪聲成像方法已經(jīng)被廣泛應(yīng)用于世界各地對地殼和上地幔結(jié)構(gòu)的研究。這項技術(shù)通過對兩個臺站間記錄到的長時間序列的噪聲數(shù)據(jù)進(jìn)行互相關(guān)處理，提取格林函數(shù)，從而進(jìn)行地震成像，獲取對地下結(jié)構(gòu)的認(rèn)識[1]。

與傳統(tǒng)基于地震記錄的成像方法相比，噪聲成像無需等待地震的發(fā)生，不需要震源定位及震源參數(shù)的信息；此外傳統(tǒng)的地震面波成像方法，由于傳播距離較遠(yuǎn)通常高頻成分衰減比較嚴(yán)重，而高頻成分是研究淺部地殼結(jié)構(gòu)不可或缺的信息[2]，而噪聲成像可以很好地提取短周期面波，用于地下介質(zhì)結(jié)構(gòu)的研究，克服了在地震面波成像方法中高頻成分衰減嚴(yán)重的缺點。

近年來，利用噪聲成像方法研究中國大陸地下介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)及其變化取得了重要的進(jìn)展。一些學(xué)者利用長時間連續(xù)記錄到的噪聲數(shù)據(jù)，通過背景噪聲互相關(guān)技術(shù)得到中國大陸地區(qū)不同周期的面波速度分布圖，經(jīng)過反演最終得到中國大陸不同地區(qū)地殼和上地幔頂部三維剪切波速度模型，模型結(jié)果很好地揭示了中國大陸不同地區(qū)地下的結(jié)構(gòu)特征。在此基礎(chǔ)上，為了更好地理解地殼和地幔的動力學(xué)過程，一些學(xué)者同時反演了中國大陸地區(qū)地震波速結(jié)構(gòu)和各向異性并對產(chǎn)生各向異性的原因進(jìn)行了分析。也有學(xué)者利用噪聲互相關(guān)技術(shù)，通過分析經(jīng)驗格林函數(shù)得到走時偏移，進(jìn)而計算相對地震波速度變化并探討了引起這種變化的原因。

背景噪聲互相關(guān)技術(shù)的快速發(fā)展，得到了越來越多國內(nèi)外學(xué)者的關(guān)注，下面將對噪聲成像方法進(jìn)行介紹，并對其在中國大陸地區(qū)的應(yīng)用進(jìn)行說明。

1噪聲成像數(shù)據(jù)處理方法

背景噪聲層析成像數(shù)據(jù)處理方法通常包括以下5個步驟：單一臺站數(shù)據(jù)預(yù)處理、互相關(guān)與疊加運(yùn)算、頻散曲線的測量、質(zhì)量控制和面波層析成像[3]。

1.1單一臺站數(shù)據(jù)預(yù)處理

單個臺站的數(shù)據(jù)處理是整個處理流程中原始數(shù)據(jù)量最大的環(huán)節(jié)。它的目的是從單個臺站的波形數(shù)據(jù)中剔除地震信號和儀器響應(yīng)，只留下噪聲。由于某些小地震信號非常微弱，僅僅從幅度很難將其剔除，只能通過濾波和歸一化的方法盡量消除其影響。

單個臺站數(shù)據(jù)處理包括以下環(huán)節(jié)：原始數(shù)據(jù)消除儀器響應(yīng)、去均值、去趨勢、帶通濾波、截成一個小時長的數(shù)據(jù)文件、時間域歸一化和頻率域白噪化。

1.2互相關(guān)與疊加運(yùn)算

對所有的臺站對進(jìn)行互相關(guān)處理，當(dāng)有n個臺站時，總共產(chǎn)生n(n-1)/2 個臺站對。但是一些臺站對之間的距離太小或太大，以致于得不到可靠的格林函數(shù)結(jié)果，需要在后面的時頻分析中對結(jié)果進(jìn)行選擇。

疊加處理的目的是增加互相關(guān)得到的格林函數(shù)的信噪比以突出信號波形。疊加處理源于這樣的一個想法：雖然由于噪聲源的時間空間分布的隨機(jī)性導(dǎo)致背景散射場在較短時間內(nèi)并非完全均勻，但通過長時間的互相關(guān)運(yùn)算的疊加，可以使隨機(jī)干擾相互抵消，而有用信號相加得到加強(qiáng)，從而提高信噪比。

1.3頻散曲線的測量

時頻分析是基于快速傅里葉變換與數(shù)字濾波技術(shù)發(fā)展起來的，其目的是提取地震數(shù)據(jù)中的頻散信息，即用于群速度、相速度的測量。最早發(fā)展的時頻分析方法是移動窗分析法，隨后發(fā)展的是多重濾波法。適當(dāng)?shù)倪x取窗函數(shù)，移動窗分析法與多重濾波法是等價的。在時頻分析中，多重濾波法是核心，是多種時頻分析方法的基礎(chǔ)。

1.4質(zhì)量控制

頻散曲線的質(zhì)量直接決定了層析成像和橫波速度反演結(jié)果的可靠性。因此，需要對頻散曲線的質(zhì)量進(jìn)行嚴(yán)格控制和篩選，評估頻散曲線的可靠性，這通常包括以下4個步驟[3-4]：

(1) 如果臺站相距很近，互相關(guān)函數(shù)的正負(fù)分支互相干擾，會導(dǎo)致測量結(jié)果的不可靠，所以當(dāng)測量某一周期頻散時，需使用臺站間距大于3倍波長的數(shù)據(jù)，特殊情況下，當(dāng)臺站距離較遠(yuǎn)時，所使用的臺站間距要更大。

(2) 雖然噪聲源是隨季節(jié)變化的，但是經(jīng)過多次散射和長時間的平均后，噪聲源的分布趨于平均，因此每個月所測得的頻散曲線雖略有差異，但基本相似。如果臺站的記錄時間比較長，可以通過分析同一路徑不同時段測得的頻散曲線的變化，剔除月變化較大的頻散曲線。

(3) 選擇射線路徑相似的臺站對，對其頻散曲線進(jìn)行可靠性分析，去除異常的頻散曲線。

(4) 信噪比(SNR)測量可以用于檢驗頻散曲線測量的穩(wěn)定性，通常當(dāng)SNR>10時，標(biāo)準(zhǔn)偏差與SNR譜是呈線性相關(guān)的，此時可以認(rèn)為頻散測量結(jié)果是相對穩(wěn)定的。

1.5面波層析成像

面波層析成像通常采用兩步法：首先，將反演區(qū)域按網(wǎng)格劃分，采用二維反演方法得到群速度或相速度分布；然后，對群速度或相速度頻散曲線進(jìn)行反演，獲得橫波速度隨深度的分布[5]。

2利用噪聲成像研究中國大陸地區(qū)介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)及各向異性

2.1噪聲成像應(yīng)用于中國大陸地區(qū)速度結(jié)構(gòu)的研究

近年來，隨著噪聲成像方法的不斷成熟，對于中國大陸地下介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)的研究取得了一些重要成果。同時，背景噪聲與其它成像方法的聯(lián)合反演(例如，地震面波成像和體波接收函數(shù))也得到了進(jìn)一步的發(fā)展。Xu Z J等[6]同時采用背景噪聲和地震面波成像的方法，對整個中國大陸地殼和上地幔頂部剪切波速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究。結(jié)果表明，地殼和上地幔存在顯著的地質(zhì)特征,包括面積較大的盆地、莫霍面的深度變化、華北克拉通東西部的地幔速度對比、青藏高原中地殼普遍存在的低速區(qū)域以及西藏南北地區(qū)地幔巖石圈的速度對比。同時得出：青藏高原北部和東部上地幔存在低速結(jié)構(gòu)，而這一點與表面地質(zhì)結(jié)構(gòu)相關(guān)；在青藏高原東部發(fā)現(xiàn)一塊高速異常區(qū)域，這說明地幔巖石圈的完整性；地幔巖石圈顯示華北克拉通從西部到東部顯著的系統(tǒng)變化；而郯廬斷裂似乎是一個較大的巖石圈邊界。

在中國東北地區(qū)，Zheng Y等[7]發(fā)現(xiàn)松遼—渤海地塹下方巖石圈很薄，不過地震波傳播速度較快。在中國華北地區(qū)，Cheng C等[8]在華北克拉通地區(qū)布設(shè)2條線性地震臺陣，結(jié)果發(fā)現(xiàn)華北克拉通地區(qū)東部渤海灣盆地下方地殼很薄(約為30 km)并且波速較低；華北克拉通西部鄂爾多斯盆地下方地殼較厚(40 km)且在中下地殼存在大規(guī)模的低速區(qū)域。Tang Y C等[9]采用噪聲與地震面波聯(lián)合反演方法研究華北克拉通地區(qū)的巖石圈結(jié)構(gòu)和厚度，發(fā)現(xiàn)華北盆地和鄂爾多斯地塊的地殼速度與莫霍面深度的變化都很明顯；華北盆地地殼厚度較薄(31～34 km)且波速較低，而鄂爾多斯地塊的地殼較厚(約為40 km)且波速較高；華北盆地上地幔頂部橫波速度無明顯異常且?guī)r石圈較薄，而鄂爾多斯地塊的橫波速度有明顯異常且?guī)r石圈較厚(120 km)；華北盆地和鄂爾多斯地塊中存在不同熱量和化學(xué)成分的物質(zhì)，并且自新生代以來經(jīng)歷了不同的地幔形成過程和演化歷史。Luo Y H等[10]揭示了在大別造山帶地區(qū)與造山運(yùn)動相關(guān)的地殼特征：在地下深度小于9 km的高壓和超高壓變質(zhì)地區(qū)剪切波速度較高，這說明高壓和超高壓變質(zhì)巖主要集中在上地殼；高壓和超高壓變質(zhì)地區(qū)中地殼剪切波速度較低，這可能表明韌性剪切地區(qū)和脆性破壞地區(qū)是在高壓和超高壓變質(zhì)巖剝落的過程中形成的；在大別山北部中地殼下方存在高速剪切波，這可能與侵入火成巖的冷卻和結(jié)晶有關(guān)；在大別山東部存在一個向北傾斜的莫霍面，且在大別山北部莫霍面最深，這與在華北克拉通下方、揚(yáng)子克拉通在三疊紀(jì)時期向北俯沖的模型一致。

在中國西部地區(qū)，尤其是青藏高原地區(qū)，大量學(xué)者利用噪聲成像方法做了相關(guān)的研究，發(fā)現(xiàn)青藏高原地殼較厚且中下地殼普遍存在低速區(qū)域[11-15]。Liu Z K等[16]對青藏高原向東擴(kuò)張的機(jī)制進(jìn)行了研究。作者利用布設(shè)于四川西部約300個地震儀記錄到的噪聲數(shù)據(jù)與地震數(shù)據(jù)，采用背景噪聲與接收函數(shù)聯(lián)合反演的方法，得到了青藏高原東部清晰的地下結(jié)構(gòu)。通過成像結(jié)果，作者識別出地殼流通道的存在，同時發(fā)現(xiàn)跨越大的斷層，地殼結(jié)構(gòu)與流變存在強(qiáng)烈的對比。結(jié)合大地測量數(shù)據(jù)，作者認(rèn)為青藏高原向東擴(kuò)張是由局部地殼流以及變形分解作用共同造成的。作者最后推斷對于地殼變形，剛性塊體運(yùn)動與地殼流模式并不是矛盾的。Li H Y等[17]對中國西北部及鄰近地區(qū)進(jìn)行了噪聲成像的研究，得到的群速度圖揭示了研究區(qū)域存在明顯的橫向變化，而這種變化與研究區(qū)域中的大的地質(zhì)結(jié)構(gòu)以及構(gòu)造單元吻合較好。對瑞利波和勒夫波頻散圖像進(jìn)行反演，得到研究區(qū)域的剪切波速度結(jié)構(gòu)，結(jié)果表明，青藏高原地殼較厚且在中下地殼存在低速區(qū)域；青藏高原北部邊緣地形坡度較陡峭，低速區(qū)域并沒有延伸到塔里木盆地，這可能說明塔里木盆地下方地殼物質(zhì)與青藏高原相比更加的冷以及堅硬，因此阻礙了中下地殼流的延伸以及青藏高原的變形，從而導(dǎo)致了非常強(qiáng)烈的地形對比；而鄂爾多斯地臺東北部邊緣地形坡度較為平緩，在東昆侖斷層附近低速區(qū)域范圍減??；與此同時，結(jié)果同樣揭示了塔里木盆地下方地殼速度存在明顯的橫向變化。

Li H Y等[18]對青藏高原東北緣中下地殼低速分布進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)周期25 s，柴達(dá)木盆地下方存在低速，無盆地區(qū)域下方觀察到高速；周期30 s，羌塘和松潘—甘孜下方存在低速。反演群速度和相速度圖像，得到三維地殼模型，結(jié)果發(fā)現(xiàn)：羌塘和松潘—甘孜地殼很厚，并且在中地殼存在明顯的低速區(qū)域；昆侖山東部鄰近地區(qū)的低速區(qū)域減薄，這為青藏高原的變形模型提供了一個新的約束；祁連山的西北部同樣存在一個相對弱的中地殼低速地區(qū)，這是與華北克拉通和青藏高原之間的縮短相關(guān)的一種殼內(nèi)反應(yīng)。Xu X M等[19]利用噪聲成像方法研究了西藏東部地區(qū)，得到四川盆地淺層橫波速度較高，而中下地殼速度較高；青藏高原中下地殼存在低速區(qū)域，這與地殼流模型相一致；與此同時，結(jié)果也表明從青藏高原東部到四川盆地地殼厚度逐漸減小。

在中國華南地區(qū)，Zhou L Q等[20]對中國南部地殼與上地幔頂部結(jié)構(gòu)同時進(jìn)行了噪聲成像與地震面波成像的研究，數(shù)據(jù)包括連續(xù)兩年記錄到的噪聲數(shù)據(jù)以及地震數(shù)據(jù)，最終得到地殼與上地幔頂部的三維速度模型。結(jié)果表明，揚(yáng)子克拉通西部地殼相對較厚，并且地幔巖石圈至少延伸到地下150 km；而揚(yáng)子克拉通東部與中國南部造山帶的地殼與地幔巖石圈與西部相比較薄，這種差異與中生代平板俯沖過程相一致。

從以上學(xué)者在中國大陸地區(qū)的噪聲成像工作可以看出，研究區(qū)域的覆蓋面較廣，不過主要集中在青藏高原和華北克拉通地區(qū)。同時，噪聲成像與地震面波的聯(lián)合反演得到了進(jìn)一步的發(fā)展，得到了更多學(xué)者的重視。

當(dāng)然，目前的噪聲成像方法也存在著一些不足，比如難以獲取長周期的面波信號，而長周期的面波信號是研究大陸和全球尺度的巖石圈結(jié)構(gòu)不可或缺的信息。最近Shen Y等[21]在對地震臺站數(shù)據(jù)進(jìn)行時間域歸一化處理過程中通過采用頻率-時間歸一化方法從背景噪聲中獲取了長周期的面波信號。通過這種方法提取到的經(jīng)驗格林函數(shù)的信噪比與傳統(tǒng)歸一化方法相比提高了約兩倍。以往的噪聲成像研究主要利用從噪聲中提取的8～60 s的瑞利面波，采用頻率-時間歸一化方法后提取到的瑞利面波周期，對于流動臺站可以達(dá)到300 s，對于永久臺站可以達(dá)到600 s。頻率-時間歸一化新方法的應(yīng)用使得在噪聲中提取長周期面波信號成為了可能。

隨著我國城市化進(jìn)程的加快，城市建設(shè)由地表向地下空間拓展，城市地質(zhì)環(huán)境受到的影響和面臨的壓力與日俱增。諸如巖土層劃分、活斷層、地裂縫、空間探測等，都是市政工程建設(shè)急需解決的問題。而微動臺陣探測技術(shù)可以適用于城市環(huán)境，即使在城市交通主干道，仍可有效采集數(shù)據(jù)，取得很好的探測結(jié)果。這種技術(shù)首先利用圓形臺陣采集地面微動信號，接著通過空間自相關(guān)法提取瑞利波頻散曲線，最后經(jīng)過反演計算獲取臺陣下方橫波的速度結(jié)構(gòu)[22]。與地震背景噪聲方法相比，微動探測方法對臺陣布局要求更為嚴(yán)格，各測點需同步進(jìn)行觀測，這樣才能保證結(jié)果的可靠性。這種技術(shù)已經(jīng)成功應(yīng)用到城市軌道交通規(guī)劃勘察、地鐵工程勘察以及城市近郊活斷層探測等項目中。

為了更好了解長江中下游成礦區(qū)的深部構(gòu)造背景并為此提供一些地球物理學(xué)的依據(jù)，課題組在長江中下游地區(qū)先后布設(shè)了39個寬頻流動地震臺站，其中前期布設(shè)19個地震臺站，布設(shè)時間為2012年6月，后期布設(shè)20個地震臺站，布設(shè)時間為2014年8月，臺站分布如圖1所示(三角形代表前期布設(shè)臺站，正方形代表后期布設(shè)臺站)。對于前期布設(shè)臺站收集到的地震數(shù)據(jù)和從國家地震臺網(wǎng)中心獲取到的157個地震臺站的數(shù)據(jù)(2012年6月—2013年8月)利用背景噪聲方法進(jìn)行處理。首先將單個臺站的連續(xù)波形記錄切割成長度為1小時的記錄，然后去除儀器響應(yīng)、帶通濾波、時間域歸一化以及頻率域白噪化處理。隨后，對地震臺站記錄到的一年多的背景噪聲數(shù)據(jù)進(jìn)行互相關(guān)和疊加運(yùn)算，并剔除那些信噪比低的。圖2給出的是第一期19個流動地震臺站和157個固定地震臺站得到的互相關(guān)結(jié)果。目前，由于對數(shù)據(jù)的處理只進(jìn)行到互相關(guān)和疊加階段，所以反演的最終結(jié)果及結(jié)論有待于進(jìn)一步對資料進(jìn)行處理和整理。

圖1　長江中下游成礦帶流動地震臺站分布圖 Fig.1　Distribution of temporary seismic stations in the study region of the middle-lower Yangtze River metallogenic belt

圖2　長江中下游成礦帶流動臺站背景噪聲互相關(guān)結(jié)果 Fig.2　Results of cross-correlation of ambient noises at temporary stations in the middle-lower Yangtze River metallogenic belt

2.2噪聲成像應(yīng)用于中國大陸地區(qū)介質(zhì)各向異性的研究

地震波的各向異性指的是地震波在地球的各向異性介質(zhì)中傳播時，其傳播速度與質(zhì)點偏振方向等特性隨波的傳播方向而變化的現(xiàn)象[23]。介質(zhì)各向異性對于面波傳播的影響表現(xiàn)在兩個方面：一是由Rayleigh波和Love波所確定的同一段路徑上橫波速度結(jié)構(gòu)不同，即存在SV和SH波速度結(jié)構(gòu)的差異，稱為徑向各向異性；另一種表現(xiàn)為同一類型的波沿不同方向傳播速度不同，稱為方位各向異性[24]。近年來，已有學(xué)者利用背景噪聲層析成像技術(shù)對中國大陸地區(qū)介質(zhì)各向異性進(jìn)行了研究。

Li H Y等[25]利用背景噪聲技術(shù)對青藏高原東緣地殼徑向各向異性進(jìn)行了相關(guān)研究。作者通過反演Love波群速度得到SH波速度結(jié)構(gòu)，與之前的研究工作中通過反演Rayleigh波群速度得到的SV波速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行比較，分析研究區(qū)域地殼的徑向各向異性。計算結(jié)果表明，SH波與SV波的速度結(jié)構(gòu)非常相似，但是在地下深度小于40 km時，SH波速度總體大于SV波速度，在深度等于40 km時，SH波速度基本小于SV波速度。Huang H等[26]利用背景噪聲技術(shù)對四川盆地西部以及喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)東部周邊地區(qū)地殼徑向各向異性進(jìn)行了研究計算，結(jié)果表明，SH波與SV波在上地殼和上地幔速度分布相似，但是在中下地殼存在很大的差異：在上地殼，徑向各向異性小于2%；在中下地殼，SH波速度通常大于SV波速度，并且在松潘—甘孜地塊以及紅河與小江斷裂帶之間探測到強(qiáng)烈的徑向各向異性(>5%)。作者認(rèn)為這種強(qiáng)烈的徑向各向異性可能與近水平的云母結(jié)構(gòu)有關(guān)，而云母的排列方式則受機(jī)械強(qiáng)度較弱地區(qū)的地殼流所控制。

在大別山造山帶地區(qū)，Luo Y H等[27]利用背景噪聲技術(shù)對大別造山帶及周圍地區(qū)地殼徑向各向異性進(jìn)行了研究，結(jié)果顯示：在華北盆地，整個地殼的徑向各向異性為正，作者認(rèn)為這與該地區(qū)的伸展構(gòu)造相關(guān)；在江漢盆地，中下地殼表現(xiàn)出強(qiáng)的正的徑向各向異性，作者認(rèn)為這可能是由于地震各向異性材料近水平的排列方式造成的；在大別造山帶東部，大別北部復(fù)雜構(gòu)造單元(NDC)下方上地殼和下地殼表現(xiàn)出正的徑向各向異性，而在中地殼表現(xiàn)為負(fù)的徑向各向異性，作者認(rèn)為上地殼正的徑向各向異性可能是由于存在具有近水平排列的各向異性礦物的火成巖引起的，而下地殼的正的徑向各向異性可能與地震徑向各向異性材料的近水平的排列方式有關(guān)，與深部巖漿垂直侵入相關(guān)的有限應(yīng)變可能導(dǎo)致了各向異性結(jié)晶礦物的垂直排列，進(jìn)而造成了中地殼負(fù)的徑向各向異性；在大別造山帶西部，除了紅安超高壓(UHP)地區(qū)的中地殼表現(xiàn)為負(fù)的徑向各向異性，其余地區(qū)地殼表現(xiàn)為正的徑向各向異性，與NDC地區(qū)相似，紅安UHP地區(qū)可能也經(jīng)歷了類似的熱動力學(xué)過程，而負(fù)的徑向各向異性可能也是由于深部巖漿垂直侵入導(dǎo)致的地震各向異性礦物的垂直排列引起的。

方位各向異性方面，Yao H J等[28]利用背景噪聲技術(shù)和傳統(tǒng)面波成像技術(shù)對西藏東南部巖石圈的面波相速度和方位各向異性同時進(jìn)行了反演。面波成像結(jié)果表明，方位各向異性隨深度存在很大的變化；喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)東部周圍地區(qū)上地殼的方位各向異性表現(xiàn)為曲線模式，其方向性通常與主要的走滑斷層相平行；地幔的方位各向異性模式不同于地殼，并且從南到北變化較為明顯。三維方位各向異性變化圖像限制了橫波分裂的源區(qū)，同時揭示：在北緯約26°以南觀測到的大部分橫波分裂都可以用地幔和地殼各向異性來解釋，不過地幔的各向異性起到的作用更大；在長波長的情況下，地殼的方位各向異性模式不同于地幔，這可能與變形隨著深度發(fā)生變化有關(guān)。

背景噪聲技術(shù)無論在徑向各向異性研究方面還是在方位各向異性研究方面，都發(fā)揮了重要的作用，隨著噪聲技術(shù)的不斷成熟與發(fā)展，其在各向異性的研究方面會取得更多的成果。

3利用噪聲互相關(guān)技術(shù)研究地下介質(zhì)波速隨時間變化

利用噪聲互相關(guān)研究地下介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)變化是目前地震學(xué)的研究熱點之一[29]。對兩個地震臺站的背景噪聲進(jìn)行互相關(guān)運(yùn)算可提取其間的經(jīng)驗格林函數(shù)，當(dāng)噪聲記錄足夠長時，不同時段的經(jīng)驗格林函數(shù)往往可以保持較高的相似性，如果介質(zhì)中地震波速度發(fā)生變化，則這種變化可以通過測量不同時段經(jīng)驗格林函數(shù)波形的微小走時偏移探測得到[30]。其中數(shù)據(jù)處理通常包括三個步驟：首先，對單臺數(shù)據(jù)進(jìn)行預(yù)處理得到地震背景噪聲；然后，對兩個臺站的背景噪聲進(jìn)行互相關(guān)運(yùn)算提取臺站間的經(jīng)驗格林函數(shù)；最后，計算不同時段的經(jīng)驗格林函數(shù)與參考經(jīng)驗格林函數(shù)的走時偏移，由此得到相對地震波速度的時間變化[31]。

地震前后地震波的速度可能會發(fā)生變化，這表明可以利用觀測地震波特性的變化來監(jiān)測地下應(yīng)力的變化，進(jìn)而對地震進(jìn)行有限的預(yù)測[2]。目前的研究主要集中于對汶川地震震源區(qū)及周邊地區(qū)地震波速度隨時間變化的研究[30，32-34]。

劉志坤等[30]應(yīng)用2007年3月至2009年3月四川數(shù)字地震臺網(wǎng)的寬頻帶連續(xù)波形資料得到汶川地震震源區(qū)及其周圍不同區(qū)域地震波速度變化的空間差異。結(jié)果表明，2008年汶川8.0級大地震造成了震源區(qū)及周邊地殼介質(zhì)速度的急劇下降，跨過余震帶或離余震帶較近的臺站對地震波速降低較為明顯，最大降幅達(dá)0.4%；余震帶外圍的四川盆地各臺站對間波速也出現(xiàn)了不同程度的下降，但川西高原上的臺站對沒有觀測到顯著的波速變化。在西南至東北約300 km長的余震帶內(nèi)波速變化呈現(xiàn)空間分段的特征，大致以安縣為界，余震帶西南部地區(qū)主震后很快達(dá)到最大波速降，而余震帶東北部地區(qū)的最大波速降出現(xiàn)在主震后的1～4個月，地震波速度變化的這種分段特性與地震序列的時空分布特征有較好的對應(yīng)關(guān)系[31]。作者同時認(rèn)為地震導(dǎo)致斷層區(qū)內(nèi)部結(jié)構(gòu)破壞和周邊介質(zhì)應(yīng)力狀態(tài)改變是波速變化的主要原因[30]。Cheng X等[33]應(yīng)用中國地震局區(qū)域地震臺網(wǎng)記錄的噪聲數(shù)據(jù)對汶川地震龍門山斷裂帶同震波速變化進(jìn)行了研究。結(jié)果表明，龍門山斷裂帶西北面的狹長地區(qū)出現(xiàn)了明顯的同震波速降低，降幅約為0.4%。作者認(rèn)為同震波速降低與地震所導(dǎo)致的應(yīng)力大幅下降有關(guān)。

Liu Z X等[34]應(yīng)用汶川地震震源區(qū)附近的小口徑地震臺陣(紫坪鋪水庫臺網(wǎng))三分量連續(xù)波形資料研究了震源區(qū)同震和震后波速變化的時間過程及其與深度的依賴關(guān)系。結(jié)果表明，在汶川地震前，相對波速變化非常小，其均值約為0；而在汶川地震時，波速發(fā)生了急劇的降低，降低幅度超過0.2%；在汶川地震后的前三個月波速迅速恢復(fù)，之后開始緩慢恢復(fù)，波速恢復(fù)過程近似為對數(shù)的形式。該結(jié)果與有良好觀測條件的Parkfield地區(qū)得到的波速變化趨勢相似。為了研究波速變化的賦存深度，作者進(jìn)一步分三個不同周期范圍內(nèi)(1～2 s，2～4 s和4～8 s)計算了波速變化。盡管各周期下的結(jié)果都顯示在汶川主震發(fā)生時出現(xiàn)顯著的同震波速降低和震后波速恢復(fù)，但不同周期的同震波速降低的空間分布和震后波速的恢復(fù)過程存在著一定的差異，最為顯著的特征是2～4 s周期下的同震波速降低幅度及空間展布范圍大于其他兩個周期，而且2～4 s周期下的震后波速恢復(fù)過程也較其他周期緩慢[31]。作者同時認(rèn)為斷層區(qū)和淺地表介質(zhì)的同震破壞及孔隙彈性回彈可能是波速變化的主要原因[29]。

對于2008年汶川地震引起的地下介質(zhì)速度變化，從學(xué)者們的研究中可以看出發(fā)震斷層附近的龍門山地區(qū)和四川盆地出現(xiàn)明顯的同震波速降低。同時可以得出，同震波速變化在空間上具有分段特性，震后波速恢復(fù)過程在時間上近似為對數(shù)形式，不同周期同震波速降低的空間分布和震后波速恢復(fù)過程存在差異。劉志坤等[29-30]認(rèn)為同震波速變化是由斷層區(qū)內(nèi)部結(jié)構(gòu)破壞和周邊介質(zhì)應(yīng)力狀態(tài)改變造成的，而孔隙彈性回彈是震后波速變化的主要原因；而Cheng X等[33]則認(rèn)為是地震的發(fā)生導(dǎo)致應(yīng)力大幅下降，進(jìn)而引起同震波速變化。上述學(xué)者對于同震波速變化的解釋并未達(dá)成一致，因此需要做進(jìn)一步的工作加以研究。

噪聲技術(shù)的迅速發(fā)展為人們探測地下結(jié)構(gòu)變化提供了一個新的思路，同時也為地震的預(yù)測以及研究提供了一個新的方向。

4結(jié)語

噪聲成像既節(jié)約成本亦能提高精度，已經(jīng)有越來越多的學(xué)者應(yīng)用此方法來進(jìn)行研究工作。為了提高研究的可靠性，噪聲成像與地震面波成像、體波接收函數(shù)的聯(lián)合使用成為了一種新的趨勢。同時利用噪聲成像研究地下介質(zhì)速度變化為人們提供了一種監(jiān)測地下應(yīng)力變化的方法，從而為預(yù)測預(yù)報及研究地震提供了新的思路，我們應(yīng)當(dāng)持續(xù)關(guān)注噪聲成像在此方面的應(yīng)用，并開展進(jìn)一步的研究。

參考文獻(xiàn)(References)

[1] 齊誠，陳棋福，陳顒.利用背景噪聲進(jìn)行地震成像的新方法[J].地球物理學(xué)進(jìn)展，2007，22(3)： 771-777.

QI Cheng，CHEN Qi-fu，CHNE Yong.A New Method for Seismic Imaging from Ambient Seismic Noise[J].Process in Geophysics，2007，22(3)： 771-777.(in Chinese)

[2] 孫進(jìn)，高原.中國大陸背景噪聲成像研究及應(yīng)用前景[J].國際地震動態(tài)，2011(3)：12-17.

SUN Jin，GAO Yuan.Research on Ambient Noise Tomography and Application Prospects on Chinese Mainland[J].Recent Developments in World Seismology，2011(3)：12-17.(in Chinese)

[3] Benson G D，Ritzwoller M H，Barmin M P，et al.Processing Seismic Ambient Noise Data to Obtain Reliable Broad-band Surface Wave Dispersion Measurements[J].Geophysical Journal International，2007，169：1239-1260.

[4] 王瓊，高原.噪聲層析成像在殼幔結(jié)構(gòu)研究中的現(xiàn)狀與展望[J].地震，2012，32(1)：70-81.

WANG Qiong，GAO Yuan.Present State and Prospect of Ambient Noise Tomography in the Study of Crust-mantle Structure[J].Earthquake，2012，32(1)：70-81.(in Chinese)

[5] 何正勤，丁志峰，葉太蘭，等.中國大陸及其鄰域地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)的面波層析成像研究[J].地震學(xué)報，2001，23(6)：596-603.

HE Zheng-qin，DING Zhi-feng，YE Tai-lan，et al.Surface Wave Tomography of the Crust and Upper Mantle of Chinese Mainland[J].Acta Seismologica Sinica，2001，23(6)：596-603.(in Chinese)

[6] Xu Z J，Song X D，Zheng S H.Shear Velocity Structure of Crust and Uppermost Mantle in China From Surface Wave Tomography Using Ambient Noise and Earthquake Data[J].Earthquake Science，2013，26(5)：267-281.

[7] Zheng Y，Shen W S，Zhou L Q，et al.Crust and Uppermost Mantle Beneath the North China Craton，Northeastern China，and the Sea of Japan From Ambient Noise Tomography[J].Journal of Geophysical Research，2011，116：B12312-B12336.

[8] Cheng C，Chen L，Yao H J，et al.Distinct Variations of Crustal Shear Wave Velocity Structure and Radial Anisotropy Beneath the North China Craton and Tectonic Implications[J].Gondwana Research，2013，23(1)：25-38.

[9] Tang Y C，Chen Y J，Zhou S Y，et al.Lithosphere Structure and Thickness Beneath the North China Craton From Joint Inversion of Ambient Noise and Surface Wave Tomography[J].Journal of Geophysical Research:Solid Earth，2013，118(5)：2333-2346.

[10] Luo Y H，Xu Y X，Yang Y J.Crustal Structure Beneath the Dabie Orogenic Belt from Ambient Noise Tomography[J].Earth and Planetary Science Letters，2012，313-314：12-22.

[11] Li H Y，Su W，Wang C Y，et al.Ambient Noise Rayleigh Wave Tomography in Western Sichuan and Eastern Tibet[J].Earth and Planetary Science Letters，2009，282：201-211.

[12] Yang Y J，Ritzwoller M H，Zheng Y，et al.A Synoptic View of the Distribution and Connectivity of the Mid-crustal low Velocity Zone Beneath Tibet[J].Journal of Geophysical Research，2012，117：B04303.

[13] Yang Y J，Zheng Y，Chen J，et al.Rayleigh Wave Phase Velocity Maps of Tibet and the Surrounding Regions From Ambient Noise Tomography[J].Geochemistry Geophysics Geosystems，2010，11(8)：Q08010.

[14] Yao H J，Beghein C，Van Der Hilst R D.Surface Wave Array Tomography in SE Tibet Aambient Seismic Noise and Two-station II.Crustal and Upper-mantle Structure[J].Geophysical Journal International，2008，173(1)：205-219.

[15] Guo Z，Gao X，Yao H J，et al.Midcrustal Low-velocity Layer Beneath the Central Himalaya and Southern Tibet Revealed by Ambinet Noise Array Tomography[J].Geochemistry Geophysics Geosystems，2009，10(5)：Q05007.

[16] Liu Z K，Huang J L， Peng Z G，et al.Seismic Velocity Changes in the Epicentral Region of the 2008 Wenchuan Earthquake Measured from Three-component Ambient Noise Correlation Techniques[J].Geophysical Research Letters，2014，41(1)：37-42.

[17] Li H Y，Li S，Song X D，et al.Crustal and Uppermost Mantle Velocity Structure Beneath Northwestern China from Seismic Ambient Noise Tomography[J].Geophysical Journal International，2012，188(1)：131-143.

[18] Li H Y，Shen Y，Huang Z X，et al.The Distribution of the Mid-to-lower Crustal Low-velocity Zone Beneath the Northeastern Tibetan Plateau Revealed from Ambient Noise Tomography[J].Journal of Geophysical Research：Solid Earth，2014，119(3)：1954-1970.

[19] Xu X M，Li H Y，Gong M，et al.Three-dimensional S-wave Velocity Structure in Eastern Tibet from Ambient Noise Rayleigh and Love Wave Tomography[J].Journal of Earth Science，2011，22(2)：195-204.

[20] Zhou L Q，Xie J Y，Shen W S，et al.The Structure of the Crust and Uppermost Mantle Beneath South China from Ambient Noise and Earthquake Tomography[J].Geophysical Journal International，2012，189(3)：1565-1583.

[21] Shen Y，Ren Y，Gao H Y，et al.An Improved Method to Extract Very-broadband Empirical Green’s Function From Ambient Seismic Noise[J].Bulletin of the Seismological Society of America，2012，102(4)：1872-1877.

[22] Xu P F，Ling S Q，Li C J，et al.Mapping Deeply-buried Geothermal Faults Using Microtremor Array Analysis[J].Geophysical Journal International，2012，188：115-122.

[23] 張忠杰，許忠淮.地震學(xué)百科知識(五)——地震各向異性[J].國際地震動態(tài)，2013(6)：34-41.

ZHANG Zhong-jie，XU Zhong-huai.Seismology Encyclopedic Knowledge (Fifth)——Seismic Anisotropy[J].Recent Developments in World Seismology，2013(6)：34-41.(in Chinese)

[24] 彭艷菊，黃忠賢，蘇偉，等.中國大陸及鄰區(qū)海域地殼上地幔各向異性研究[J].地球物理學(xué)報，2007， 50(3)：752-759.

PENG Yan-ju，HUANG Zhong-xian，SU Wei，et al.Anisotropy in Crust and Upper Mantle Beneath China Continent and Its Adjacent Sea[J].Chinese Journal of Geophysics，2007，50(3)：752-759.(in Chinese)

[25] Li H Y，Su W，Wang C Y，et al.Ambient Noise Love Wave Tomography in the Eastern Margin of the Tibetan Plateau[J].Tectonophysics，2010，491：194-204．

[26] Huang H，Yao H J，Van Der Hilst R D.Radial Anisotropy in the Crust of SE Tibet and SW China from Ambient Noise Interferometry[J].Geophysical Research Letters，2010，37：L21310.

[27] Luo Y H，Xu Y X，Yang Y J.Crustal Radial Anisotrophy Beneath the Dabie Orogenic Belt From Ambient Tomography[J].Geophysical Journal International，2013，195(2)：1149-1164.

[28] Yao H J，Van der Hilst R D，Montagner J P.Heterogeneity and Anisotropy of the Lithosphere of SE Tibet From Surface Wave Array Tomography[J].Journal of Geophysical Research：Solid Earth，2010，115：B12307.

[29] 劉志坤，黃金莉.汶川震中區(qū)震后波速變化——基于三分量噪聲互相關(guān)的結(jié)果[J].國際地震動態(tài)，2012(6)：48.

LIU Zhi-kun，HUANG Jin-li.Temporal Changes of Sismic Velocity in Epicentral Area after the Wenchuan Earthquake——Based on the Results of Three-component Noise Correlation[J].Recent Developments in World Seismology，2012(6)：48.(in Chinese)

[30] 劉志坤，黃金莉.利用背景噪聲互相關(guān)研究汶川地震震源區(qū)地震波速度變化[J].地球物理學(xué)報，2010，5(4)：853-863.

LIU Zhi-kun，HUANG Jin-li.Temporal Changes of Sismic Velocity Around the Wenchuan Earthquake Fault Zone from Ambient Seismic Noise Correlation[J].Chinese Journal of Geophysics，2010， 5(4)：853-863.(in Chinese)

[31] 黃金莉，劉志坤.利用背景噪聲研究汶川地震引起的地下介質(zhì)波速變化[R].中國地球物理2013——十四分會場論文集.2013：446-447.

HUANG Jin-li，LIU Zhi-kun.Temporal Changes of Sismic Velocity Around the Wenchuan Earthquake from Ambient Seismic Noise Correlation[R].Chinese Geophysics in 2013——Fourteen Session Paper Set.2013：446-447.(in Chinese)

[32] 許康生，李秋紅，李英.大地震前近臺背景噪聲的頻譜分析[J].西北地震學(xué)報，2012，34(2)：150-153.

XU Kang-sheng，LI Qiu-hong，LI Ying.Analysis on the Spectrum of Background Noise in Stations Near by Epicenters of Two Great Earthquakes[J].Northwestern Seismological Journal，2012，34(2)：150-153.(in Chinese)

[33] Cheng X，Niu F L，Wang B S.Coseismic Velocity Change in the Rupture Zone of the 2008 7.9 Wenchuan Earthquake Observed from Ambient Seismic Noise[J].Bulletin of the Seismological Society of America，2010，100(5B)：2539-2550.

[34] Liu Z K，Huang J L，Peng Z G，et al.Seismic Velocity Changes in the Epicentral Region of the 2008 Wenchuan Earthquake Measured from Three-component Ambient Noise Correlation Techniques[J].Geophysical Research Letters，2014，41(1)：37-42.

研究報道