基于背景噪声研究云南地区面波速度非均匀性和方位各向异性

鲁来玉，何正勤，丁志峰，王椿镛

中国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东南缘.青藏高原是印度板块和欧亚板块碰撞的产物（An and Harrison，2000），这种碰撞使青藏高原具有高海拔和厚地壳特征，并且其南北向明显缩短.为了理解青藏高原的隆升和厚地壳特征，人们提出了不同的陆－陆碰撞演化模型，试图解释因碰撞造成的高原隆升及与之相关的岩石圈形变过程，这些模型仍然存在争议而没有被广泛接受.概括来说，这些争议主要存在以下几个方面.关于高原隆升机制（McNamara et al.，1994；Griot et al.，1998；Wright et al.，2004），一些人认为隆升是在碰撞后期，印度岩石圈向欧亚板块下部的浅层俯冲引起；另一些人认为地壳增厚和岩石圈缩短是印度板块和欧亚板块碰撞挤压引起的.这两种模型都可以解释高原的隆升和地壳的增厚，但从力学和动力学角度来说，它们意味着不同的岩石圈形变（Wright et al.，2004）.一种机制认为（Griot et al.，1998；Shen et al.，2005），形变分布在整个大陆岩石圈，块体内走滑断层的影响可以忽略.碰撞引起的高原南北向的缩短是均匀的，缩短流出的物质使得高原隆升，地壳增厚，这种机制意味着地壳中存在一个黏性薄层，将大陆聚合引起的运动均匀吸收.另一种机制认为（Griot et al.，1998；Tapponnier and Molnar，1976；Molnar and Tapponnier，1977），形变主要集中在碰撞大陆的聚合区及大陆内部几个刚性板块之间的主要断层区附近，碰撞主要由聚合区和主要断层区附近的缩短和侧向挤出来吸收.这些模型是概括不同观点在极端情况下的模型，并不是完全相互排斥的，实际上，要解释青藏高原复杂的构造过程，单独的一种机制通常是不够的.比如，这些模型在用于解释岩石圈的形变时，都会涉及到形变的壳幔耦合或者解耦、地壳通道流、大陆的东向逃逸等问题.研究与之相关的岩石圈形变性质，可为理解青藏高原的构造过程提供相应的证据.

地质年代尺度的岩石圈形变会引起地壳和地幔物质的重新排列，这可能包括构成地壳和地幔的物质，比如橄榄岩晶体的晶格排列，裂隙的优势排列等，造成通常地震波长尺度范围的各向异性.因此，地震各向异性可以作为构造或热对流引起的地壳或地幔形变的一种指示（Maupin and Park，2007；Montagner，2007；高原和滕吉文，2005）.比如Silver和Chan（1991），Flesch et al.（2005），Lev et al.（2006），常利军等（2006）通过研究青藏高原及周边地区的SKS分裂，比较SKS快波方向和地表GPS速度场的方位，推断青藏高原内部，地壳和地幔的形变是耦合的垂直连贯变形（Vertical Coherent Deformation）.在青藏高原东南缘的云南地区，壳幔形变是解耦的.之后，随着观测资料的增多，及考虑其他证据，Wang等（2008）发现，在青藏高原外部的云南地区，利用纯剪切的变形模式，垂直连贯变形（壳幔耦合）也可以解释SKS分裂的结果.由于云南位于东喜马拉雅构造结附近（Eastern Himalayan Syntax，EHS），是青藏高原大陆东向逃逸和地壳通道流的关键所在，对于该地区岩石圈形变模式的了解，对理解整个青藏高原岩石圈的形变至关重要.该地区的壳幔变形模式，可能需要更多的证据进行约束.

由于SKS震相近垂直的传播路径，对于单台SKS分裂得到的各向异性可以是传播路径穿过的任何位置的介质各向异性.这就造成SKS分裂在纵向的分辨率较低.一阶近似下，Smith和Dahlen（1973）以及Montagner和Nataf（1986）给出了面波的传播速度和方位的依赖关系，根据这种关系，可以反演不同周期的面波方位各向异性.由于不同周期的面波反映的深度不同，面波方位各向异性比SKS分裂在纵向上具有更高的分辨能力，可以作为研究岩石圈形变的另一种约束.比如Yao等（2010），苏伟等（2008），易桂喜等（2010），黄忠贤等（2013）利用面波方位各向异性对青藏高原或邻区进行了研究.

基于地震背景噪声成像技术的发展（Lobkis and Weaver，2001；Campillo and Paul，2003；Weaver，2005；Shapiro et al.，2005；房立华等，2009），利用面波反演介质结构和各向异性，有两种面波信息可以利用.一种是来自天然地震记录，挑选和震源几乎在一个大圆路径下的两个台站的面波震相，提取面波速度进行反演.另一种是直接利用两个台站连续的背景噪声互相关函数.长时间互相关的平均得到的互相关函数，被证明是两个台站间的格林函数，通常面波成分居于主导地位.和基于天然地震的方法相比，噪声成像技术不依赖于天然地震的方位分布，而且由于宽频带台站的增加，地震射线覆盖更加密集、合理.本文采用喜马拉雅计划一期在云南地区架设的350多个台站的连续记录，基于背景噪声互相关函数，对云南地区进行面波层析成像并研究该区面波方位各向异性的特征.试图对云南地区壳幔构造形变特征提供面波各向异性和速度结构方面的约束.

2 研究区构造背景

图1中黑色虚线框所示的区域，是本文的主要研究区域，在21°N—30°N，98°E—108°E之间，位于青藏高原的东南缘，东喜马拉雅构造结附近，南北地震带的最南端，覆盖云南省全境.该区是响应印度板块与欧亚板块陆陆碰撞，从而造成可能的块体挤出的重要区域.大地电磁观测结果表明（Bai et al.，2010），在青藏高原存在两条高导异常，被认为可能是两条中下地壳的弱物质流，这两条弱物质流均由青藏高原流向该区，一条经过腾冲火山附近，另一条经过川滇菱形块体的南端，均表现出围绕东喜马拉雅构造结顺时针旋转的趋势.地震层析成像的结果显示（王椿镛等，2002），该区低速带分布非常不均匀，和断裂的分布具有一定相关性，但是低速带和下地壳流之间的关系还不是很清楚.来自不同学科的证据显示，该区的研究对了解整个青藏高原动力学过程至关重要.

另外，由于该区位于华南地块、印度板块、青藏高原等多个块体的交汇处，造成区内构造活动复杂，断裂纵横交错.图2是区内主要断裂分布和1970年以来5级以上的地震分布图，主要大断裂为小江断裂和红河断裂，川滇菱形块体以这两条断裂为界，向东是相对稳定的华南地块，东北为四川盆地.川滇菱形地块以西主要发育澜沧江断裂、怒江断裂.

图2 研究区主要断裂及1970年以来5级以上地震的分布.图中断裂带参考了向宏发等（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）

图1 青藏高原东部及邻区地形图和主要断裂黑色虚线框所示为本文研究区域.红色实线是块体边界，黑色实线为断裂分布.块体边界和断裂位置来自张培震等（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）.

图3 研究区地形及本文所用数据的台站分布图蓝色三角为台站分布，红色虚线为块体边界，白色实线为主要断裂，黑色虚线是在第4节中讨论的两个剖面位置，灰色实线是在图7中给出的典型频散曲线的路径分布.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，在保山地块南部，沿龙陵—澜沧一带，分布一系列的北东向或北北东向断裂，比如主要的瑞丽—龙陵断裂，南町河断裂以及北西向的怒江断裂等.这一系列的断裂称为龙陵—澜沧断裂带，被认为是第四纪新生断裂带（虢顺民等，2000），断裂带内发育一些北东向和北西向的次级断裂，历史上沿该断裂带曾发生过多次7级以上大地震，比如1976年5月29日，龙陵7.3级地震，及一个多小时之后的7.4级地震；1988年11月6日的澜沧7.6级地震，及同一日随后在耿马发生的7.2级地震，均发生在该断裂带上.

3 资料、方法及数据处理

本文采用的数据来自中国地震科学探测台阵项目一期在云南及周边地区布设的350多个台站，获取了2011年10月至2012年9月为期一年的三分量连续记录，台站分布如图3所示.根据Bensen等（2007）提出的处理过程，首先对连续记录旋转，进行滤波，去线性趋势，去均值处理，然后进行一位化（One－bit）操作，将每天的记录分成每小时一段，进行互相关运算，再对一年的互相关结果进行叠加处理，最后得到所有台站对之间的径向－径向（R－R），横向－横向（T－T），垂向－垂向（Z－Z）之间的互相关函数，其中R－R，Z－Z分量对应Rayleigh波格林函数，T－T分量对应Love波格林函数.图4是台站4504，4516，4517和其他台站垂直分量的互相关函数，根据因果性（t＞0）和非因果性（t＜0）互相关函数的不对称性，可以发现背景噪声源具有明显的方向性.聚束分析方法可以给出背景噪声源方位分布，从侧面反映数据的方位覆盖性.

图4 台站4504，4516，4517和其他台站间的互相关函数.是对信噪比大于20的台站对互相关函数进行2～60s带通滤波之后的结果Fig.4 The 2～60sbandpass filtered cross－correlation functions between the 4504，4516，4517 and all the other stations with the vertical－vertical component

基于背景噪声互相关的层析成像，要求背景噪声源尽可能的均匀（Yang and Ritzwoller，2008），在各个方位均有分布，并且提取的互相关函数具有较高的信噪比，以保证成像所采用的数据结构和质量满足要求.为此，我们对互相关函数进行了信噪比和聚束分析（Harmon et al.，2008；鲁来玉等，2009），信噪比分析是为了保证用于提取频散曲线的互相关函数都具有较高的数据质量，聚束分析是定性给出所用台阵的背景噪声源分布，以便优化数据结构，使用于反演的射线方位覆盖相对均匀.关于噪声源特征的详细分析不在本文的讨论范围.

图5a是不同分量之间的互相关函数的信噪比随周期变化的情况.这里信噪比定义为，信号窗口内的最大值和噪声窗口内的均方值之比.根据数据涉及到的台站最大间距和研究区平均的面波传播速度，对于互相关函数，我们保留了－700到700s之间的记录，信号窗口选择面波传播速度在2～5km／s之间的窗口，噪声窗口选择为互相关函数在600～700s之内的均方值.对单个台站对互相关函数记录，首先计算2～60s的带通滤波之后的信噪比，然后对每一个周期进行以该周期为中心的窄带滤波，之后，按前述方法计算不同周期的信噪比.图5a是所有2～60s带通滤波之后的信噪比大于20的台站对，不同周期的平均信噪比随周期的变化.可以看出垂直分量（Z－Z）的互相关函数的信噪比，高于两个水平方向（R－R，T－T）互相关函数的信噪比.另外，在短周期范围，信噪比在5s和9s有两个极大值，这一点和华北科学探测台阵的背景噪声特征有所不同（鲁来玉等，2009）.对于（互相关函数2～60s带通滤波之后）信噪比大于20的台站对来说，垂直分量互相关函数在3～50s之间，每一个周期的信噪比都大于或接近于10.

图5 所有台站间距大于120km的互相关函数信噪比随周期的变化（a）及典型路径的群速度频散曲线（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

图6 利用2011年10月—2012年9月的连续一年的记录，对Z－Z向互相关函数经聚束分析得到的不同周期的慢度谱Fig.6 The slowness spectra of Rayleigh waves at 4periods obtained by beamforming using one year continuous records

图6 是采用聚束分析得到的不同周期的背景噪声源方位分布，在某些方位噪声源相对较强，整体来看，在我们感兴趣的周期范围，噪声源的方位分布相对均匀.必须指出，这种方法给出的结果是台站方位分布和实际背景噪声源共同作用的结果，可以作为数据方位覆盖的一个定性的评价参考.为了更好地消除背景噪声源方位分布的影响，我们将因果性和非因果性的互相关函数进行叠加，对叠加后的相关函数提取频散曲线.只选取互相关函数（2～60s带通滤波）信噪比大于20，且台站间距大于120km的台站对，并且对每一个互相关函数的提取过程经过人工判断，以确保提取的频散数据的质量可靠.我们采用Herrmann开发的CPS软件提取了Rayleigh波（Z－Z分量）和Love波（T－T分量）的群速度频散数据（Herrmann，2013），本文仅讨论Rayleigh波的反演结果.图5b是研究区域几个不同区域的典型频散曲线，其传播路径如图3所示.

根据前述的数据质量控制和挑选方法，通过对原始数据质量控制、信噪比分析、频散曲线的质量控制等一系列步骤之后，得到了可用于反演的面波传播路径.图7a是不同周期可用于反演的路径条数，对大部分周期，可靠的路径条数在1000～7000条之间，其中7～30s的路径条数可达7000条以上，和在该区已经开展过的类似研究相比（何正勤等，2004），路径分布密度显著提高.图7b是16s面波路径的方位分布.

4 反演方法及结果

根据Smith和Dahlen（1973）以及 Montagner和Nataf（1986）的研究，一阶近似下，弱各向异性介质中面波速度（相速度或群速度）对方位的依赖关系可以表示为

其中θ是以正北向为0°的方位角，A1，A2是弹性常数组合以及面波速度关于弹性常数偏微分的函数，表示面波方位各向异性的强度，θ＝0.5arctan（A1／A2）是快波的方位.（1）式通常含有对4θ项的方位依赖，由于该项中，面波相速度对弹性常数的敏感度较小，通常略去对4θ的依赖关系.

基于公式（1），采用Debayle和Sambridge（2004）提出的方法对面波的群速度和方位各向异性进行反演.该方法中的反演算法采用了Tarantola和Valette（1982）提出的连续线性反问题的最小二乘解.实际操作时，要对纯路径的面波速度结构进行离散的分块，因此，在反演处理时，引入了一个高斯型协方差函数，利用该相关函数中给定的相关长度因子，对模型进行空间滤波，相关长度实际表达了在该长度内的块体之间的相关程度，实际起到对离散块体的平滑作用.图10是不同周期的反演结果.图中带箭头的短棒表示快波方位，绿色实线表示块体边界，黄色实线表示主要的断裂，成像分块为0.5°×0.5°.

图7 反演所用不同周期的路径数目（a）和16s面波（互相关函数）传播路径分布（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

图8 研究区不同周期的面波群速度非均匀性和方位各向异性分布图中绿色实线为块体边界，黄色实线是主要断裂分布.带箭头的短棒方位表示各向异性快波方位，短棒的长度表示各向异性强度的大小.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的反演结果，大概对应地表到上地壳的特征，因此，地表的某些构造特征，在该周期的速度非均匀性会有所反映.比如在成像区域的东北部，四川盆地的低速特征十分明显.澜沧江断裂、红河断裂在图10a中处于高低速的边界，尤其是在澜沧江向东弧形展布之后，在滇南区域，这两条断裂的高低速边界更为明显，思茅坳陷低速特征显著.川滇菱形块体中部，丽江断裂也处在高低速的边界区域，而在丽江—永胜之间表现为明显的低速异常.1984年，中科院地质与地球物理研究所曾沿图8a中的丽江—永胜—攀枝花—（安宁河断裂）—会东—（小江断裂）—者海一线进行过人工地震测深工作（熊绍柏等，1986，1993），得到的丽江—者海的深地震剖面（Deep Seismic Sounding，DSS）显示（参考熊绍柏等（1993）的图6），地表到深度约5km范围，在丽江到永胜之间表现为明显的低速异常.攀枝花以西为低速异常，以东直到安宁河断裂附近为高速异常，安宁河断裂和小江断裂之间的会东附近，为低速异常.图8a中8s揭示的上地壳面波速度异常和DSS的这一规律十分吻合.

8s周期的各向异性方位变化可大概分为三个区域，成像区域的西北部，位于东喜马拉雅构造结的东部，快波方向显示出围绕构造结顺时针旋转的特征.在川滇菱形块体及其南部区域，快波方位呈近南北向，这个结果和石玉涛等（2006）及Shi等（2012）由近震资料得到的S波分裂快波方位较为吻合，和该区构造应力的P轴特征也较为吻合（许忠淮等，1987；谢富仁等，2001；钱晓东等，2011）.在成像区域的东部，偏北靠近四川盆地区域，快波方位呈北东东向，偏南地区则呈南东东向，整个东部地区整体呈近东西向.

16～30s主要反映中地壳特征，与8s的结果相比，快波方位的变化主要表现以下几个方面，西北区域，快波方位仍然表现出围绕东喜马拉雅构造结的顺时针旋转的趋势.川滇块体的快波方位也仍然表现为近南北向.滇西南地区，快波方位逐渐从南北向转向东偏离，呈北东东向.在云南的东南部，快波方向由8s时的近东西向逐渐转为南东向.面波群速度表现出较强的非均匀性，除了在攀枝花附近存在一个高速异常外，整个川滇菱形块体在中地壳（25～30s之间）整体呈现低速特征.从8～30s，观察丽江—者海剖面的变化，可以发现，在安宁河断裂以东，沿剖面会东、者海一带均由8～16s的高速异常变为25～30s的低速异常，这一变化意味着，在会东—者海一线，在中地壳存在一个明显的低速区，这和人工地震剖面观察到在25～38km之间，中地壳存在一个低速带的结果吻合（参考熊绍柏等（1993）的图7）.而在攀枝花附近较小范围区域，在8～30s周期均表现为高速异常，表明该低速层可能没有延伸到攀枝花区域.由于这里是对不同周期的面波群速度特征进行的定性分析，更详细的分析可能要由面波群速度反演横波速度结构，或者结合更多证据才能给出.

38～46s反映的范围逐渐由下地壳到上地幔顶部，在喜马拉雅构造结附近，仍然具有围绕构造结顺时针旋转的趋势.但在川滇菱形地块及其南部，快波方向相对地壳快波方向，逐渐由南北向转为向东偏移，与红河断裂的走向趋于一致，呈南东方向，在上地幔顶部（46s），这一特征尤为明显.S波分裂研究也表明，该区S波快波方位在地壳和上地幔表现为不同特征.比如Gao等（2012）及Shi等（2012）的研究表明，反映地壳各向异性的近震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，利用空间插值平滑技术得到的上地幔快波方位主要呈现近东西向（EW）或（北西西）NWW 向，尤其在26°N以南，其快波方位和地壳快波方位有显著变化.这和图8f中46s的面波快波方位有一定差别，考虑到该周期面波方位各向异性是从地表到上地幔顶部的平均效应，而SKS快波方位被认为主要反映上地幔的各向异性，这种差别是容易理解的.

这里我们观察到从地壳到地幔，云南地区面波快波方向由南北向逐渐向东偏移，和红河断裂走向趋于一致的特征，更深处的地幔各向异性需要更大周期的面波信息，由背景噪声互相关技术不能获取更长周期的面波信号，限制了我们对更深处的地幔各向异性的讨论，但地壳和上地幔顶部快波方位不一致性的特征还是明显的.

5 讨论

5.1 地球介质各向异性及云南地区快波方位和壳幔形变

各向异性是指材料的物理属性随考察方向的改变而改变，对于我们考虑的波动问题来说，表现为不同传播方向的波速不同.从微观来说，构成材料的原子结构排列引起的材料内部分子尺度上的不均匀性，造成了空间均匀的材料表现出各向异性.在一定程度上，介质各向异性是和非均匀性相联系的相对概念.比如，沿深度一维分布的均匀分层地球介质模型，在地震波长的尺度上，可以用一个具有垂直对称轴、5个独立有效弹性常数的六角晶系表示（Maupin and Park，2007；Backus，1962），在地震各向异性文献中，通常称为横向各向同性（transverse isotropy）或者径向各向异性（radial anisotropy），因为在水平方向，波速不随方位发生改变，在径向上（垂直方向），不同深度的波速不同.Hess（1964）在研究海洋岩石圈Pn波的传播时，发现与对称轴垂直的不同方位上，Pn波传播速度不同，这种地震各向异性称为方位各向异性（azimuthal anisotropy）.本文是利用面波来考察地球介质的这种各向异性特征.如果通过对Love波（T－T分量的互相关函数）进行研究，综合反演不同深度的SV和SH波特征，可以同时考察介质的径向各向异性特征，这将在我们以后的工作中给出，这里主要讨论方位各向异性和相应的动力学问题.

对于上地壳（8～16s），在小江断裂以西，快波方位表现出围绕东喜马拉雅构造结顺时针旋转的特征，整体呈近南北向.小江断裂以东区域，快波方位近东西向.从上地壳到下地壳（38s），小江断裂以西的快波方位，大约以102°线为中心，两侧快波方位逐渐偏离南北向，102°线以西，快波方位由南北向转为北北西向，102°线以东，快波方位由南北向转为北北东向.这或许和大地电磁观测到的两个弱物质流都流经该区域有关，但需要更多的证据进行约束.

EDA （Extensive－Dilatancy Anisotropy）裂隙优势排列是地壳各向异性的主要来源，剪切波在各向异性介质中会发生分裂，快剪切波的偏振方向和裂隙优势排列方向一致，从而与主压应力方向一致.根据Montagner等 （2000）建立的面波方位各向异性和体波SKS分裂得到各向异性之间的关系，可以将面波的快波方向和区域主压应力方向进行比较，云南地区主压应力轴方向呈现近南北向（阚荣举等，1983），这和我们得到快波方向较为一致.

另外，GPS（Global Positioning System）测量的地表形变场通常被认为可以代表地下至少15km内的形变，反映了上地壳的形变特征.图9是Wang等（2001），Zhang等（2004）及 Gan等（2007）得到的该区GPS测量得到的速度场（相对稳定的欧亚板块），可以看出，在小江断裂以西，速度场方向整体呈近南北向，呈现围绕东喜马拉雅构造结顺时针旋转的趋势.在小江断裂以东，GPS速度场方向呈现近东西向.我们得到的上地壳（8～16s）面波快波方向和GPS速度场特征较为一致.而在下地壳到上地幔顶部的范围（38～46s），川滇菱形块体南部，约在26°N以南，快波方向逐渐转为和红河断裂的走向趋于一致.上地壳和下地壳到地幔的快波方位的变化，可能意味着壳幔形变的特征差异.前人曾经利用SKS波分裂讨论过壳幔变形的差异.SKS分裂通常认为主要反映的是地幔各向异性，一些研究者通过比较GPS反映的地表形变方向和SKS分裂的快波方向，来判断地壳和地幔形变的耦合还是解耦.Flesch等（2005）应用这种方法，研究了青藏高原内部和云南地区的壳幔形变，认为在青藏高原内部（33°N以北）壳幔形变是垂直连贯变形（壳幔耦合），而在云南地区利用同样的判断依据，则不支持壳幔耦合，据此认为云南地区（26°N以南）的壳幔变形是解耦的，根据他们采用的台站分布，认为26°N—33°N是两种机制的过渡地带.结合Lev等（2006）在东喜马拉雅构造结附近SKS分裂的研究，壳幔耦合的形变可能延伸到29°N或更南.另据Soto等（2012）的研究，在27°N—32°N之间，SKS分裂快波方向已经变为近东西向，和地表近南北向的形变不一致，如果通过SKS分裂的快波方向和地表GPS观测的形变方向，来推断壳幔变形是可靠的，那么根据以上研究，青藏高原东南缘壳幔耦合和解耦的过渡带将在26°N—27°N之间很窄的区域内.

根据我们的反演结果，从图11可以看出，短周期直到30s，在26°N以北，102°E以西，靠近青藏高原东南的地区，快波方位为北西向，整体表现出围绕东喜马拉雅构造结的顺时针旋转的趋势，这一点和地表GPS观测的地表形变方向一致.由于46s的快波方位在26°N以南与地壳内的快波方位相比，发生了明显变化，这可能意味着壳幔变形在26°N以南是解耦的，这和前人SKS分裂的结果较为一致.

为了更清楚地了解这种变化，分析不同深度（周期）的快波方位变化，在图10中给出了沿图3的AA′和BB′剖面的快波方位变化.图中纵坐标为周期，反映不同深度的变化.快波方位的变化以竖直向上为正北向，顺时针向右旋转90°为正东向.可以发现，以30～40s为过渡区，随着频率的增大，深度的增加，面波快波方位逐渐由近南北向，转为南东向，由于在30s以上几乎所有周期的快波方位都是近南北向，这种转换特征显得尤其明显.综合考虑，如果由地壳和上地幔快波方位的明显变化推断壳幔变形解耦是可靠的，那么在地理空间上，这种变形解耦出现在26°N以南的区域，26°N—27°N为过渡区.在深度上，以面波周期来说，过渡区大概在30～40s之间.

5.2 滇西南快波方位与构造过程

图9 地表地壳运动的 GPS速度场（相对稳定的欧亚板块）（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）

图10 面波群速度和方位各向异性沿图3中的两个剖面AA′和BB′不同深度（周期）的分布情况纵坐标为面波周期，反映了不同的深度.各向异性方位以竖直向上为正北向，顺时针转90°为正东向.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.

在滇西南地区，保山地块南部，澜沧江东向弧形展布的区域，大约以24.5°N，99.5°E为中心，30～38s的面波方位各向异性呈现圆周旋转的趋势，在圆周中心，各向异性强度较弱.区域以北主要分布北东向瑞丽—龙陵断裂；区域以南，主要发育南町河断裂，区域以东以澜沧江东向扩展的弧形为界，整体的各向异性方向和断裂走向基本吻合.这些断裂带也是云南的地震活跃区域，比如7级以上的龙陵地震、澜沧地震、耿马地震就发生在该区域.而在旋转区域的中心，历史地震活跃较弱.由于台站分布的局限，对该区域西部边界的约束并不清楚，推测可延伸至缅甸境内.

据许忠淮等（1987）的研究，川滇地区主应力T轴的轨迹向缅甸中源地震带集中，正处在图中各向异性呈现旋转趋势的区域内.许忠淮等（1987）根据缅甸中源地震区的存在，推断该地区可能有一部分岩石层向地球内部下沉，地表产生拖曳作用，各向异性的这种表现或许和这种拖曳作用存在一定的关系.

从地表来看，该区域处在南北展布的高黎贡断裂向北东东转折的区域，是高黎贡向南延伸的端点（季建清等，2000），处在南北向的高黎贡断裂带，北东向延伸至缅甸境内的龙陵—瑞丽断裂和北西向的澜沧江断裂所围绕的三角区域内，该区域也是印度板块向东经缅甸对云南地区侧向挤压作用区域，此挤压也造成澜沧江在此区域向东成弧形展布的原因（钱晓东等，2011）.快波方位的旋转，也可能和块体的挤压和旋转相关.

6 结论

本文利用背景噪声互相关函数提取的面波信息，对云南地区的面波速度非均匀性和方位各向异性进行了研究，并和该区S波分裂，SKS分裂及GPS观测的地表形变场进行了对比.根据面波快波方向在地壳和上地幔顶部的变化特征，推断在青藏高原之外的云南地区，壳幔的形变可能是解耦的，这和SKS分裂与地表GPS的对比研究推测的结果较为吻合.结合前人对青藏高原内部SKS分裂的研究，推测由青藏高原内部的壳幔耦合到云南地区的壳幔解耦的过渡区可能在26°N—27°N之间.

需要指出，本文是利用面波方位各向异性特征来做上述推断，经典的面波传播理论是基于均匀水平分层的各向同性介质的假设之上，这种介质可以用具有垂直对称轴的5个有效弹性常数的六角晶系近似，面波方位各向异性的表达式（1），是通过对这种5个弹性常数的等效各向异性介质的一阶扰动得到的.将面波的方位各向异性特征和SKS分裂的快波方位进行定性的比较，通常是建立在Montagner等（2000）给出的面波方位各向异性和体波SKS分裂之间的关系之上.

但在对两者进行比较讨论时，需要注意，（1）虽然在深度上面波比SKS分裂具有更高的分辨率，但不同周期的面波方位各向异性反映的是从地表到该周期反映的深度上的综合效应.垂直入射的SKS波，其路径上所有介质的各向异性在SKS波分裂中都有反映，即便多种证据显示，SKS分裂的各向异性主要反映地幔物质的各向异性.（2）面波方位各向异性是对具有垂直对称轴的横向各向同性介质的一阶扰动得到的，Montagner等（2000）给出的SKS分裂和面波方位各向异性的关系，是在具有水平对称轴的横向各向同性介质的假设上给出的，但这种假设在某些区域已被发现具有不合理之处.

另外，在空间上，由于GPS在地表观测的形变场，在较大尺度范围具有一致性，通常认为GPS观测的结果反映了从地表到地壳或者上地壳的形变特征，但具体能代表多大深度的形变特征并不是很清楚.在时间上，GPS形变场更多的表示现今的形变特征，而各向异性特征反映的构造变形、裂隙优势排列方向、或者晶格的优势排列方向，是整个地质历史时期造成的.因此在将GPS变形场和不同手段得到的各向异性特征进行比较时，需要注意在时间和空间上，已经做了很多假设和近似.

传统基于地震事件的面波层析成像，通常采用双台法计算不同路径的面波传播速度，这种方法基于射线理论和远场平面波假设，即面波沿震源和两个台站连线的大圆路径以平面波传播.基于背景噪声互相关函数成像，是对两个台站间长时间叠加的互相关函数进行类似的处理.背景噪声互相关重建台站间的格林函数理论中，将噪声场看成是无数不相干的平面波的叠加，这些平面波可以看成是各个方向均匀分布的（远场）源辐射.理论上（Nakahara，2006），时间域中的背景噪声互相关函数和两个台站的（方位平均后的）空间自相关（SPAC，Spatial Autocorrelation）互为傅里叶变换.对于二维情形的面波成像来说，Aki在1957年就给出了这种情形的空间自相关为零阶的贝塞尔函数J0（kr）.时域中，对均匀分布的源进行方位平均后，得到的互相关函数和传统面波层析成像计算的两台站间的时间延迟相比，对于因果性部分有－π／4ω的相移，对于非因果性部分有π／4ω的相移（Bosch et al.，2013；Tsai，2009），这个相移来自于频率域中J0（kr）和 H0（kr）在kr很大时的渐进表达，这里H0（kr）为零阶Struve函数，是J0（kr）的希尔伯特变换，它在频率域中作为虚部出现，来源于仅对因果性（以iH0（kr）出现）或者非因果性（以－iH0（kr）出现）噪声源进行方位平均，因此这个相移随频率是振荡变化的.这种相移引起的相速度和传统面波测量方法得到的相速度之间的误差在1%的量级（Harmon et al.，2010），对于非均匀分布的噪声源，其误差可能不同.这种相移也会引起群速度的测量误差，这种误差在台间距大于一定波长，比如3倍波长时，和群速度的测量误差在一个数量级，因此本文没有对此相移做校正，在挑选数据时，放弃台间距小于3倍波长的台站对，以降低由此带来的测量误差.

非均匀分布的噪声源，带来的另一个结果是对介质方位各向异性反演的影响.将非均匀分布的噪声源，进行傅里叶展开并忽略高阶项，可以发现其空间自相关和源的依赖关系（Harmon et al.，2010），除了零阶贝塞尔函数之外，还含有2θ项，和（1）式中面波的方位依赖关系类似，这就造成基于背景噪声互相关函数对方位各向异性反演时，噪声源密度的方位分布可能会叠加在面波的方位各向异性中，目前还没有对这种影响的定量分析.对于我们采用的台阵数据，聚束分析的结果表明，噪声源的分布近似均匀，另外在提取群速度时，我们将因果性和非因果性的互相关函数进行了叠加，在一定程度上降低了噪声源的非均匀分布对方位各向异性反演结果的影响.

致谢 纯路径面波速度和方位各向异性反演的程序由Eric Debayle提供，图1—3及图7—10由GMT（the Generic Mapping Tools）工具绘制，地震目录来自中国地震台网（CSN），中国地震台阵数据中心提供了所需的记录数据，在此一并表示感谢.

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