三峡库区及邻区背景噪声直接成像

李长健，薛霆虓，2，胡秀峰，何 诚

(1.桂林理工大学 地球科学学院，广西 桂林 541006；2.安徽建筑大学，安徽 合肥 230022)

0 引言

约50万年以来，印度板块与欧亚板块的碰撞挤压造就了如今的青藏高原，而青藏高原的隆升过程也伴随着复杂的构造变形运动和深部动力过程。目前，基于不同的隆升和形成机制，地质学家也提出了不同的板块碰撞模式，最为典型的“逃逸说”被多数地球研究学者所接受[1-2]。与相对于平坦的青藏高原中部来说，青藏高原的东缘地区具有更为复杂的地壳结构，青藏高原东缘到四川盆地的平均海拔差高达几千米[3]。因此，获取青藏高原东缘与四川盆地及邻区的地壳结构对揭示该区的深部构造、不同块体的深层耦合关系和青藏高原的隆升机制及其与相邻块体的相互作用等地球动力学问题具有重要的科学意义。

四川是我国地震活动较为频繁的地区(如汶川地震、雅安地震等)，研究该区域的地壳结构对于研究该区域的地震成因背景和地震成因机理有着非常重要的作用，这引起了广大学者的参与，并作出了一定的贡献。比如用远震体波层析成像反演壳幔结构，王椿镛等[4]利用远震p波接收函数反演方法揭示了青藏高原东缘不同构造块体的地壳速度结构横向变化特征。但接受函数只是反演台站下方的结构，对地壳浅部反演不够精细，而近年来背景噪声面波层析成像的快速发展成为研究地球壳幔结构的一种有效方法[5-6]，人们也利用此方法做了大量研究。Yao等[7]利用中美合作的流动地震观测台网所记录的环境噪声及面波数据反演了川滇地区三维地壳上地慢速度结构，结果显示龙门山断裂带是四川盆地和松潘-甘孜地块之间重要的地壳构造边界，两侧的地壳结构有着明显差异。黄忠贤等[8]应用面波成像方法反演了南北地震带的三维S波速度结构，讨论了不同块体的结构特征，并指出青藏高原东缘下地壳存在低速层。虽然还有其他学者(李昱等[9]，房立华等[10]，王小龙等[11]，Chen等[12])对该区域做了一些研究，但是限于台站的覆盖区域和空间分辨率以及不同的研究方法，已有的结果对研究区域的地壳上地幔速度结构的横向变化仍有一定的约束。本文利用国家地震台阵记录的1年以上的噪声数据，反演四川盆地及邻区台站下方的横波速度结构。由于各种地球物理反演方法往往存在一定程度的非唯一性，对同一区域采用不同数据源和多种地球物理反演技术研究其地下速度结构无疑成为解决这一问题最有效的途径。

1 数据与频散测量

1.1 数据选取以及预处理

本文利用中国地震台网在四川及邻区，共55个宽频带地震仪(图1)1年以上的连续波形记录，并选取垂直方向的波形记录进行去均值、去仪器响应、滤波、重采样(本文选取的是1 Hz)、时域归一化等预处理。然后进行互相关计算，得到两两台站之间的互相关，并对互相关得到的数据进行叠加，结果见图2。由于噪声源分布不均匀，互相关函数正负时间分支经常出现不对称，Lin等[13]为尽可能地消除这种实际条件带来的误差，将互相关函数的正向和逆向反序求平均。由图2可见明显的有效信号，正负分支出现明显的对称，且具有良好的信噪比。

图1 四川盆地及邻区台站分布图Fig.1 Distribution of stations in the Sichuan Basin andadjacent area1—台站分布 2—城市所在地 3—断层(F1—龙门山大断裂F2—鲜水河断裂 F3—马边—盐津断裂 F4—安宁河断裂)

图2 台站(AYU)与其他台站瑞利波互相关函数Fig.2 The correlation function of Rayleigh wave betweenthe station (AYU) and other stations

1.2 提取Rayleigh面波相速度频散曲线

理论上[14-16]对于任意台站A和B的经验格林函数可以由互相关函数对于时间求导可得，它们之间的关系表达式可表示为公式(1)：

≈-GAB(t)+GAB(-t),-∞≤t≤∞

(1)

由于经验格林函数的空间互易性，可将(1)式改写为

(2)

进而从得到的经验格林函数中提取瑞利面波相速度频散曲线。本文使用的是Yao等[17-18]提出的一种基于图像分析的相速度频散曲线快速提取方法，与传统的等值线描点方法相比，该方法不但可以快速追踪整条频散曲线，而且能够提高相速度频散曲线的测量精度。

理论上55个台站可以得到1485条频散曲线，为了得到可靠地频散曲线，遵循以下原则进行挑选：

1)提取基阶Rayleigh面波相速度频散曲线；

2)提取信噪比(SNR)大于5的频散曲线；

3)考虑到远场近似条件[17]，频散曲线的测量需满足公式(3)：

(3)

最终提取1281条6～35 s Rayleigh面波相速度频散曲线。图3给出了10 s，15 s，20 s，25 s周期的射线路径分布图，并从图3可见研究区域的射线分布密集，路径覆盖均匀，为后续反演计算提供了可靠的保证。

2 横波速度结构与质量检测

2.1 反演方法

通过上述方法得到的数据，本文使用的反演方法是由方洪建等人[19]于2015提出基于射线追踪的三维面波直接剪切波反演方法，为了使反演结果更加精确，放弃了面波大圆路径，对相速度不同频率分别作射线追踪(快速行进法[20])，并采用小波的稀疏约束层析成像反演。在迭代反演过程中，因为横波速度不断变更，因此每一次迭代都需要进行射线追踪，求得目标函数的最小值，进而逐渐达到收敛。该方法不但在射线覆盖密集的区域有着高精度的横波速度图像，而且在射线覆盖不均匀的区域基于小波稀疏约束也可避免反演问题的错误。

2.2 结果分析

研究表明，基阶瑞利波相速度对其相应波长的约1/3的深度处的剪切波速度最为敏感，且周期越长，垂向分辨率越不好[21-22]。为了研究中上地壳的速度结构，选取6～35 s的频散曲线，并利用上述方法将研究区域划分成0.16°×0.13°的网格，得到6～35 km的中上地壳地壳横波速度结构。图4为该区域深度10 km、15 km、20 km、25 km横波速度结构图，并对图像呈现作如下分析：

1)深度10 km横波速度结构图像分布主要反映了地壳上部速度结构，低速区域主要位于四川盆地内，而松潘-甘孜地块和川滇地区呈现高速区。由图4可见断层对速度结构有着一定的影响，特别是龙门山断裂带和马边—盐津断裂带为界，不同区域有着明显的高低速差异。这种差异与其他研究结果表明四川盆地前陆有较厚的沉积层(约10 km)有较好的一致性[23]。

2)深度15 km、20 km横波速度结构图像分布表明，四川盆地、松潘-甘孜地块、川滇地区地壳中上部速度结构存在明显的横向不均匀变化，形成了高低速相间的不同区域。10～20 km四川盆地中地壳整体相对逐渐向高速区转变，松潘-甘孜地块和川滇地区逐渐转变为低速区。

3)深度25 km横波速度结构分布图表明，四川盆地的中下地壳呈现整体性的相对高速，意味着四川盆地具有相对坚硬的中下地壳。松潘-甘孜地块和川滇地区表现为明显的低速异常，20～30 km深度低速区意味着它们的中下地壳相对软弱，该低速区的埋深及分布范围说明在青藏高原东缘深部物质向西流动存在一定的可能性，也是造成龙门山造山带隆起的有力证据，也推测汶川地震的发生可能由于四川盆地的阻挡，导致应变在龙门山断裂带脆性上地壳内部的高度累积，从而引起汶川地震的突然发生。

2.3 分辨率测试

为了对本次反演结果的准确性进行验证，笔者进行了棋盘格分辨率测试。此处构建横波速度分布棋盘模型，台站分布于真实数据台站完全相同，将2%的随机噪声添加到走时数据中，并使用上述方法进行反演计算。图5表示添加随机噪声后的不同深度棋盘横波速度模型示意图。反演结果见图6，在射线覆盖较为密集的区域，可以很好的反演出与预设模型相一致的棋盘模型结构，说明了反演的结果具有较高的分辨率。

图5 检测板测试的输入速度模型(深度分别为10 km、15 km、20 km、25 km)Fig.5 Input speed model of test board measurement (depth of 10 km， 15 km， 20 km and 25 km respectively)

图6 检测板测试的反演结果Fig.6 Inversion result of test board measurement

3 结论

使用近年来新发展起来的背景噪声面波层析成像方法对四川盆地及邻区进行了研究，使用该区域55个台站1年以上地震记录中的背景噪声数据，得出了研究区域地壳横波速度结构，成像结果表明，研究区域不同深度中上地壳横波速度结构有着明显的横向不均匀性，和地表地质差异很吻合。同时本文的研究成果为四川盆地及邻区的地壳结构研究提供了新的独立观测证据，并为进一步的深人研究提供了重要依据。也体现了背景噪声层析成像在研究地壳速度结构具有重要的应用价值和前景，能够给出较好的研究结果。