利用隨機噪聲研究華南地區瑞利波相速度特征

周旻煒 周龍泉

1）中國地震局地震預測研究所，北京市海淀區復興路63號 100036

2）中國地震臺網中心，北京市西城區三里河南橫街5號 100045

0 引言

華南地區位于歐亞板塊與太平洋板塊的交匯區，其北側為秦嶺-大別造山帶，西側以龍門山斷裂、鮮水河斷裂以及小江斷裂與青藏高原相連，南西側以紅河斷裂與滇緬塊體為界，東南側為西太平洋構造區（Zhang et al，1984、2003；舒良樹，2012）。華南地區由揚子塊體和華夏塊體構成（圖1），其巖石圈經歷了多期幕式的生長，以側向塊體拼合為主，垂向巖漿上侵為輔。具體構造演化過程為：①新元古代華夏塊體沿NW向朝揚子塊體東南緣俯沖，華夏塊體與揚子塊體碰撞、拼合形成相對穩定的華南巖石圈構造，華夏塊體與揚子塊體之間形成了NE向江南新元古代弧形造山帶（Guo et al，1989；Wang et al，1995；Shu et al，2008；舒良樹，2012）；②早古生代晚期在東南側的南海-東海塊體和西北側的揚子塊體的共同碰撞擠壓下，華夏塊體隆起發生強烈的NE向褶皺、推覆以及巖漿上侵（Shu et al，2008；舒良樹，2012）；③早中生代東亞境內古特提斯洋的關閉導致華南與華北2大塊體沿秦嶺-大別一帶碰撞，形成近EW向的褶皺造山帶和前陸盆地（Hacker et al，1998；Faure et al，2003）；④晚中生代華南塊體受古太平洋板塊朝東亞陸緣的低角度俯沖作用的影響，從近EW向的特提斯構造朝NE向古太平洋構造轉變，形成東南沿海的構造伸展和巖漿活動（Wang et al，2012）。

圖1 華南地區基本構造單元

雖然新生代巖石圈結構較為穩定，但受青藏高原隆升的影響，華南地區西部（川、滇、湘、黔地區）巖石圈地殼相對較厚，且華南地區地質歷史年代經歷過多次強烈構造運動，其速度結構存在橫向或縱向不均勻性。劉建華等（1996）研究了華南地區三維P波速度結構，發現該地區地殼和上地幔存在顯著的橫向不均勻性。滕吉文等（2001）利用穿過中國東南大陸的瑞利波頻散數據研究了4°×4°的面波三維速度結構，認為華南大陸Moho界面埋深為30～40km，并由西向東逐漸減薄，在陸緣地區為25～28km，具有明顯的分區特征。Zheng等（2008）利用中國大陸59個地震臺站的連續波形記錄，采用隨機噪聲成像方法反演了中國大陸周期為6～60s的面波群速度圖像，結果顯示，華南地區周期為8s的群速度橫向差異較大，12、20s的群速度整體性較好，30s的群速度揚子塊體相對小于華夏塊體，45s的群速度東、西差異較大。易桂喜等（2010）采用遠震面波反演了中國大陸巖石圈5°×5°的面波速度結構，其中，周期為20s的相速度顯示，華夏塊體與揚子塊體的速度間存在明顯的差異。Huang等（2006）研究了中國大陸及鄰區2°×2°的三維P波殼幔結構，其中，15km深度華夏塊體速度相對大于揚子塊體。由于無論是橫向上還是縱向上上述研究的分辨率均較低，且所用的地震臺站相對較少，還無法詳細刻畫華南地區速度的細致結構，為此，本文基于2009～2010年華南地區387個地震臺站（圖2）記錄的連續波形數據，采用隨機噪聲成像方法反演華南地區周期為8～40s的瑞利波相速度，以期探討華夏塊體、揚子塊體以及揚子塊體內部四川盆地、上揚子和下揚子的速度差異性特征。

1 數據及處理方法

“十五”以來中國地震局開展了數字地震臺網改造，建成了由170個國家臺網臺站、859個區域臺網臺站、27個區域臺網火山監測站以及2個國家臺網小孔徑臺陣等組成的近1200個臺站的國家測震臺網（鄭秀芬等，2009）。國家臺網臺站間距約250km，常用VBB（50Hz～120s）和UBB（20Hz～360s）2種帶寬地震計。大部分地區的區域臺網臺站間距為30～60km，常用SP（40Hz～1s）、BB（40Hz～20s）和VBB（50Hz～120s）等3種帶寬地震計。華南地區及鄰區共有482個區域臺網地震臺站，由于本文主要研究華南地區周期為8～40s的面波相速度，因此，在排除儀器響應問題和SP地震計臺站后，選取了387個符合條件的BB、VBB寬頻帶地震臺站（圖2）記錄的2009～2010年連續波形數據進行數據處理。

噪聲數據處理過程分為4個步驟（Bensen et al，2007；房立華等，2009；Fang et al，2010）：①單臺數據預處理；②波形記錄互相關和疊加；③ 頻散曲線測量；④ 數據質量控制。Bensen等（2007）、Lin等（2008）詳細介紹了該噪聲數據處理方法，本文采用相同的方法和程序代碼。由于只使用垂直分量的噪聲連續記錄，因此，通過互相關提取出的格林函數主要為瑞利波信號。單臺數據預處理主要是對連續數據進行重新采樣（1Hz）、去均值、去傾斜、帶通濾波（6～50s）和去儀器響應，在時間域采用滑動絕對平均方法對數據進行歸一化，壓制地震信號和突跳等干擾信號對互相關計算結果的影響。同時，為了拓寬頻譜范圍且抑制單一頻率的優勢，在頻率域對信號進行頻譜白化處理。然后，我們利用頻率域的互相關方法提取經驗格林函數，并進行疊加和正負分支信號相加，提高信噪比，最終得到格林函數，即瑞利波信號。

圖2 華南地區及鄰區地震臺站分布

我們采用自動時頻分析方法（FTAN）（Bensen et al，2007）進行瑞利波的相速度頻散曲線測量。圖3（a）為經過川滇塊體、四川盆地、華夏塊體等3個不同區域的相速度頻散曲線測量的實例，其中，臺站SCRTA與YNLiC之間的路徑經過川滇塊體，臺站CQCHK與SCMDS之間的路徑經過四川盆地，臺站FJHAHF與GXGUL之間的路徑經過華夏地塊，3個臺站對之間都提取到信噪比較高的瑞利波信號（圖3（b））。比較通過川滇塊體、四川盆地和華夏塊體不同路徑的相速度頻散曲線結果發現（圖3（c）），周期小于12.5s時華夏塊體相速度最大，其次是川滇塊體，四川盆地最小，反映了華夏塊體地殼淺層較為穩定，川滇塊體地殼淺層相對變形較大，四川盆地沉積層較厚；周期為12.5～35.0s時華夏塊體相速度大于四川盆地和川滇塊體，川滇塊體速度最小，可能反映了華夏塊體地殼向四川盆地和川滇塊體逐漸變厚，這也符合滕吉文等（2001）、Huang等（2006）的研究結果；周期大于35s時四川盆地相速度最大，其次是華夏塊體，川滇塊體最小。

經過臺站對格林函數頻散曲線測量后，須對產出數據進行質量控制，質量控制標準有3個：①根據給定的信噪比閾值，挑選可靠的頻散曲線測量值，根據Bensen等（2007）的研究，當信噪比小于10時，利用頻散曲線測量的速度值誤差急劇增大，所以本研究中閾值一般選取大于10；②要求臺站對中2個臺站的距離大于3倍的波長，同時選擇測量的速度為1.5～5.0km／s；（3）在面波成像過程中對數據進行了進一步篩選，將其中走時殘差較大的數據刪除（Barmin et al，2001）。最終得到不同周期的臺站對相速度數據（圖4），由圖4可知，周期大于20s時射線數量下降較快，反映了華南地區BB（40Hz～20s）臺站數量較多。

圖3 相速度頻散曲線測量

2 相速度面波成像結果

Barmin等（2001）提出了一種快速而可靠的面波層析成像方法，該方法可用于局部、區域和全球尺度的面波成像，也可進行方位各向異性層析成像。利用挑選后的相速度頻散測量值，可以進行面波成像研究。本研究采用Barmin等（2001）提出的面波層析成像方法，將研究區劃分為1°×1°的網格進行瑞利波相速度成像。面波層析成像過程分為2步：①首次面波成像給出每個周期的相速度分布圖，計算路徑的測量走時與理論走時之間的殘差，根據走時殘差來識別和刪除較差的頻散測量結果，這即是上節中提到的數據質量控制的第3個標準，我們舍棄走時殘差大于5s的相速度測量結果；②再次進行相速度面波層析成像。

本文采用檢測板方法估計解的分辨率（Humphreys et al，1988；Inoue et al，1990），其基本原理是，在給定速度模型參數的基礎上，對各節點正負相同進行擾動，然后根據實際射線分布通過正演計算得到理論走時數據，將理論走時數據加上一定隨機誤差后作為觀測數據進行反演，要求反演方法與實際成像過程中的方法一致，最后比較反演結果與檢驗板間的相似程度作為解的可靠性的估計。本文擾動值取為正常值的±5%，檢測板分辨實驗結果顯示（圖5），周期為8、14、25、35s時華南大部分地區解的分辨率是令人滿意的。此外，周期為8、14、25、35s時面波層析成像前后走時殘差的標準偏差出現了明顯下降，如8s時走時殘差的標準偏差由2.10s降為1.14s，14s時由1.40s降為0.87s，25s時由2.09s降為0.88s，35s時由2.22s降為1.32s。

圖6為周期為8、14、25、35s時的相速度分布圖。由圖6可見，周期為8s的相速度（深度約8km）結果顯示，除四川盆地外，華南地區橫向上面波速度較為一致，即地殼淺部整個華南地區比較穩定；四川盆地為低速區，反映盆地沉積層較厚。周期為14、25s時的相速度（深度約14、25km）分布反映了華南地區中下地殼的面波相速度分布情況，即揚子塊體東部（110°E以東）和華夏塊體為高速區，且速度分布較為一致；揚子塊體西部（110°E以西）為低速區。周期為35s時的相速度（深度約35km）分布反映了華南地區上地幔頂部的面波相速度分布情況，揚子塊體和華夏塊體速度較大，且速度分布整體性較好。綜上所述，除四川盆地以外華南地區地殼淺部速度分布較為一致，除揚子塊體西部外中下地殼速度分布亦較為一致，上地幔頂部速度分布基本一致，這種整個巖石圈速度的一致性反映了華南地區作為一個整體較為穩定，與該地區自新生代以來巖石圈內未出現大的構造活動或巖漿侵入的特征基本一致（舒良樹，2012）。周期為14、25s時的相速度顯示（圖6），揚子塊體西部中下地殼面波相速度明顯小于華南其他區域，可能是受青藏高原隆升以及向SE方向推擠的影響，揚子塊體西部巖石圈地殼厚度相對較大。四川盆地位于揚子塊體西部，其沉積層較厚，但在中下地殼其速度與揚子塊體西部大致相當，反映其主要受巴顏喀拉塊體的擠壓作用。揚子塊體東部和華夏塊體的整個巖石圈速度結構基本一致，它們作為一個整體未受到青藏塊體構造運動的影響。

圖4 不同周期的臺站對射線數

圖5 不同周期的檢測板測試結果

3 結論和討論

（1）本文利用2009、2010年國家和區域測震臺網的387個寬頻帶臺站數據，通過互相關方法提取到可靠的瑞利波經驗格林函數，利用相匹配濾波的時頻分析技術測量瑞利波群速度頻散曲線，最后利用地震隨機噪聲層析成像方法給出華南地區周期為8、14、25、35s的瑞利波相速度分布圖。

（2）除四川盆地外華南地區地殼淺部速度分布較為一致，除揚子塊體西部外中下地殼速度分布亦較為一致，上地幔頂部速度分布基本一致，這種整個巖石圈速度的均勻性反映了華南地區作為一個整體較為穩定。根據華南地區構造演化歷史可知，10億年前華夏塊體向揚子塊體東南緣俯沖、碰撞、拼合形成相對穩定的華南巖石圈構造，之后除了在早古生代晚期和晚中生代出現了2次強烈的褶皺、推覆以及巖漿上侵構造活動外，整個華南地區均為非常穩定的塊體（Shu et al，2008；舒良樹，2012；Wang et al，2012），這與本文得到的華南地區巖石圈速度結構非常均勻的特征基本一致。Zhou等（2012）采用隨機噪聲數據和地震數據反演了整個華南地區巖石圈的三維高精度速度結構模型，其地殼速度結構與本文得到的結果基本一致。

（3）雖然華南地區整個巖石圈速度結構較為均勻，但揚子塊體西部、四川盆地與揚子塊體東部、華夏塊體之間存在明顯的速度差異，體現在周期為8～10s時華夏塊體相速度大于揚子塊體西部、川滇塊體以及四川盆地（圖6、7），由于沉積層較厚四川盆地速度最低；周期為10～30s時華夏塊體面波相速度大于揚子塊體西部和四川盆地，川滇塊體速度最小（圖6、7），由此推測，青藏高原隆升以及向SE方向的推擠，導致揚子塊體西部巖石圈地殼相對較厚，但這種影響未到達華夏塊體；周期為35s時揚子塊體、華夏塊體、四川盆地的速度基本一致，且大于川滇塊體（圖6、7），這與華南地區地殼厚度明顯小于川滇塊體的特征相符（滕吉文等，2001；Huang et al，2006）。

圖6 不同周期的相速度分布

圖7 華南地區不同位置點的相速度頻散曲線

致謝：感謝University of Colorado at Boulder地球內部成像中心提供的噪聲數據處理程序、面波成像程序和幫助。