引言

大别-苏鲁造山带位于我国东部，横跨山东、河南、安徽、江苏和湖北等5省，是扬子与华北地块间的陆-陆造山带(王清晨等，1989；Okay et al，1993)．在燕山时期，由于郯庐断裂带大规模的由西南向东北方向的左旋走滑运动，形成两侧地块相对旋转，将苏鲁造山带和大别造山带错开，分别位于郯庐断裂带两侧(王清晨等，1998)．自20世纪80年代研究人员在该造山带的榴辉岩中发现柯石英和金刚包体，确认这里是世界上规模最大、出露最好的高压变质带后，该造山带成为研究陆-陆碰撞、超高压作用以及大陆动力学的重要现场(Xu et al，1998；徐佩芳等，2000； 徐纪人等，2003)，吸引着地学家的目光．对该地区的研究已经包括岩石学(Zheng et al，2005a)、矿物学(Okay et al，1989；Liu et al，2007)、构造地质(Stuart，1999；朱光等，2006)、地球化学(Zheng et al，2005b)、年代学(Wang，2006)、天然地震(徐佩芳等，2000； 徐纪人等，2003；赵志新等，2004；Chen et al，2006；吴萍萍等，2012)、人工地震(杨文采，2003；赵志新，徐纪人，2009)、大地电磁(吴其反等，2004； 肖骑彬等，2008)等方面，取得了很多有意义的成果． 在地震面波研究方面，虽然很多人的研究区域已经包括了这一区域(徐果明等，2000； 朱介寿等，2002)，但是由于他们的研究区域比较大，受到分辨率的限制，这种局部地区内的差异性在其结果中大多被平滑掉了．背景噪声研究方面，郑现等(2012)对整个东部周期为8—40 s的瑞雷波群速度进行成像，由于研究区域较大，没有突出大别-苏鲁地区的特点；Luo等(2011，2013)利用大别及其邻近地区国家台网的40个宽频带20余个月的数据，对周期为8—35s的瑞雷波和勒夫波相速度进行成像，并反演了该地区地壳和上地幔底部的S波速度结构，在此基础上还讨论了大别地区的径向各向异性，但其研究区域主要是大别地区，没能比较与苏鲁地区速度结构的异同．

背景噪声层析成像是近年来发展起来的一种被动成像方法．该方法的主要特点是通过对相当长一段时间的连续地震记录进行互相关运算得到经验格林函数，然后利用与传统面波成像相类同的方法获取面波群(相)速度分布(Shapiro et al，2005; Yao et al，2006; Yang et al，2007)． 与传统的面波方法相比(Levshin et al，1992; 徐果明等，2000；Yao et al，2005)，该方法利用的是地震背景噪声记录，不需要等待地震发生．而传统的面波双台法则要求地震与两个台站近似在同一大圆路径上，受地震方位的限制，射线密度不会太大，进而影响结果的分辨．背景噪声方法中任意两个台站的记录都可以互相关，射线更加密集，分辨更高．另外，由于面波固有的衰减和散射，很难得到地壳浅层的结构(李皎皎等，2012)，而背景噪声能够提取更高频的信息，相对于面波可以分辨更次级的构造单元，在研究诸如大别-苏鲁造山带这种区域地壳层析成像中具有独特的优势．本文选用山东、河南、安徽、江苏和湖北等5省的144个台站近两年的连续记录，在传统的噪声成像处理中作了一定的改进，计算了周期为6—40 s的勒夫波群速度分布，并结合研究区域的构造现象，对速度分布可能的地质含义进行了探讨．

1.   数据

研究区域位于109°—122°E，30°—38°N．本文收集了国家数字地震台网和中国区域地震数据台网5省(山东、河南、安徽、江苏和湖北)共144个宽频带地震台2009年5月—2011年5月近两年的连续记录数据(郑秀芬等，2009)． 图1给出了该区域内的台站分布和主要构造背景，可以看出台站基本覆盖了大别-苏鲁造山带，衔接了华北与扬子块体．

图  1  研究区域的主要构造背景和台站(红色三角形)分布

Figure  1.  Regional tectonic settings of the study region and distribution of seismic stations(red triangles)used in this study

下载: 全尺寸图片 幻灯片

2.   方法

Lobkis和Weaver(2001)的实验为背景噪声成像提供了实验基础．此后很多学者(Derode et al，2003; Lobkis，Weaver，2001; Weaver，Lobkis，2004; Shapiro，Campillo，2004; Snieder，2004)根据不同的假设，从理论上证明了背景噪声成像的可行性．在数据处理上，Bensen等(2007)详细讨论了该方法的处理细节并给出了一个一般性流程，尽管不同的人处理方法略有不同，但基本都没有脱离Bensen的一般性流程．本文的处理主要包括以下4个步骤：① 数据预处理；② 获取经验格林函数；③ 勒夫波群速度频散测量；④群速度分布计算．

2.1   数据预处理

首先将每个台站记录的N分量和E分量进行去线性趋势、去均值、去仪器响应，接着对数据进行1Hz的降采样及4—50s的带通滤波；然后以“天”为单位截取数据．若中间出现间断且间断不是很长(不超过每天记录的8%)则补零，若间断太长(超过8%)则予以去除． 为了消除地震的影响，还必须对记录进行时间域内归一化和频率域内的谱白化． 时间域内的归一化和频率域内的谱白化均采用滑动绝对平均法(Bensen et al，2007; 房立华等，2009)进行．

2.2   获取经验格林函数

勒夫波是T分量的记录．如果对每一天的记录均由N、E分量旋转到R、T分量，则会因为旋转次数过多导致误差较大．Lin等(2008)认为，可以通过A台站的N分量和E分量分别与B台站的N分量和E分量相关，即得到NN，NE，EN，EE互相关分量，然后以“天”为单位进行叠加．以往的噪声叠加方法都采用线性叠加方法，该方法对于每一条互相关记录给予同样的权重，本文采用Schimmel和Paulssen(1997)提出的相位权重方法(phase-weight stacks)进行叠加．该方法的主要思想是将原始信号进行希尔伯特变换获得解析信号，即

式中，s(t)为原始的互相关记录，H[s(t)]为记录s(t)的希尔伯特变换，S(t)是由原始信号与其希尔伯特变换构成的解析信号，A(t)为该解析信号的包络，Φ(t)为瞬时相位，i为虚数单位．与通常的等权叠加不同，相位权重叠加方法中的每一条互相关记录的权重均与其自身的瞬时相位有关，即

式中: N为台站对互相关记录的总数；ν取适当的值能突出相干信号，抑制噪声．显然，当ν取0时就是通常的线性叠加．图2给出了ν取不同值时YDU台与ANQ台(图5a)互相关叠加(已旋转到TT分量)的信号．可以看出，ν的取值越大，波形越“干净”，波包越突出．考虑到时间分辨与频率分辨此消彼长的关系(朱良保，熊安丽，2007)，ν不能取得太大．本文取ν为0.5．

图  2  取不同值时背景噪声互相关函数叠加结果

Figure  2.  Results of phase-weight stacks for the ambient noise cross-correlation functions with different exponent ν in formula(2)

下载: 全尺寸图片 幻灯片

叠加后，两个台站之间有NN，NE，EN，EE互相关分量，它们与台站间T分量的互相关函数有以下关系：

式中: θ为方位角，ψ为后方位角，二者均由两个台站之间的位置决定；TT代表最终得到的T分量的互相关函数，它是EE，EN，NN和NE的线性组合；其余类同．利用上述方法，图3给出了以LAY台(图5a)为中心的部分互相关函数．

图  3  LAY台与其余部分台的互相关函数(10—50 s的带通滤波)

Figure  3.  Cross-correlation functions between the station LAY and some other stations after 10—50 s b and pass filtering

下载: 全尺寸图片 幻灯片

尽管现有研究已表明，长时间尺度的噪声源可近似为均匀分布(Lin et al，2008；鲁来玉等，2009)，但经验格林函数正负分支仍然是不对称的(图3)．根据格林函数空间的互异性，本文将互相关函数的正负分支进行反序叠加，获得“对称”的经验格林函数．Lin等(2007)研究表明，对称分量各个周期的信噪比都有一定的提高．

2.3   频散测量

理论上，互相关函数与经验格林函数存在π/2的相位差，但这不会对群速度的测量产生影响．为了确保频散测量的可靠性，本文首先采用信噪比来进行控制．对于反序叠加后的互相关波形，选取一个信号窗口和一个噪声窗口，分别计算信号窗口内的最大振幅与噪声窗口内的均方差，两者的比值即为信噪比．信噪比大于10的保留，小于10的舍弃．然后，对于信噪比大于10的互相关波形，利用Herrmann和Ammon(2002)软件包CPS3.30(computer program in seismology)中的群速度提取交互式界面，手动提取频散曲线，以确保频散的可靠性．关于提取频散曲线的方法，Dziewonski等(1969)、Levshin等(1992)以及Herrmann和Ammon(2002)均作了比较详尽的讨论，此处不再赘述．图4给出了最终获得的不同周期的射线统计及射线分布；图5给出了典型的频散曲线．

图  4  不同周期的勒夫波射线路径统计(a)和射线分布(b)

Figure  4.  Numbers of the ray paths of Love wave(a) and ray-path coverage for the Love group velocity(b)at different periods

下载: 全尺寸图片 幻灯片

图  5  台站对分布示意图(a)、 YXI台与 LAY台之间的勒夫波群速度频散曲线(b)和带通滤波后的互相关函数(c)

Figure  5.  (a)Distribution of the station-pairs YDU-ANQ(Anhui) and YXI-LAY;(b)Love wave group velocity dispersion curve between the station YXI(Hubei) and LAY(Sh and ong);(c)B and pass filtered noise cross-correlation function between the stations YXI and LAY

下载: 全尺寸图片 幻灯片

2.4   群速度分布反演

利用观测到的各个周期的群速度值，采用Tarantola和Valette(1982)、Tarantola和Nercessian(1984)及朱良保等(2002)发展的无网格反演计算群速度分布的方法，反演目标函数如下：

式中，t和s分别表示群速度的走时和慢度，t_obs为观测走时，s_p为先验慢度值．C_dd为数据的协方差矩阵，C_mm为模型的协方差矩阵．模型空间的协方差为

式中: σ_s表示慢度的不确定性，决定分辨框架，本文中当射线较多时取0.03 s/km，射线较少时取0.04 s/km；L为相关长度，决定群速度反演结果的平滑程度，李昱等(2009)取L=c₀T/2，c₀为某一周期下的平均群速度，T为周期．然而Montagner(1986)认为L的取值不应该小于一个波长．本文中为了避免短周期出现奇异点和长周期过于平滑，当T≤20时，L=30；20T≤30时，L=40；T>30时，L=60．C_dd除了与频散测量的精确度有关外，还与台间距有关．考虑到本区域优势台间距大约在300—400 km，假定频散测量的误差为3%，因此走时误差主要集中在1 s左右．先将C_dd取为单位矩阵，然后计算一个群速度分布；根据这个速度分布计算出理论走时并将其与观测走时相减；最后再将这个差作为C_dd的元素进行第二次反演．结果表明，通过第二次反演后能够得到更可靠的结果．

3.   结果

由于研究区域大部分属于华东地区，经济发达，人文噪声干扰比较大，很难获取足够数量的周期为6 s以下的频散，而长周期的信噪比较低，频散测量的误差较大(Bensen et al，2008; Yao et al，2010)，所以本文仅仅反演了周期为6—40 s的群速度分布．图6给出了6，10，15，20，30 s和40s的群速度分布．研究表明(Bensen et al，2008)，瑞雷波群速度主要对1/3—1/2波长处深度的S波速度比较敏感，而勒夫波敏感深度更浅一些，且周期越长，纵向分辨率越低(图6b)．从图6中可以得到以下认识：

图  6  (a)不同周期的勒夫波群速度分布图

Figure  6.  (a)Love wave group velocity maps at different periods

下载: 全尺寸图片 幻灯片

  6b  (b)AK135模型(Kennet et al，1995)不同周期的勒夫波群速度敏感核

  6b.  (b)Depth sensitive kernels to shear velocity for Love wave group velocity based on the AK135 model(Kennet et al,1995)at periods 6，10，15，20，30，40 s

下载: 全尺寸图片 幻灯片

1)6—10 s的勒夫波群速度分布基本可以勾勒出研究区域的地质构造单元．大别和苏鲁地区呈现出明显的高速，其中大别地区的高速被南襄盆地的低速截为两段．在大别与郯庐断裂带的交汇处，合肥盆地隐约可见．鄂西隆起、胶北和鲁西等山区呈现出高速特征．华北平原、江汉平原、苏北、南黄海凹陷都呈现出低速特征．从6—15 s开始，郯庐断裂带及其周边地区的高速特征逐渐明显．

2)在15—20s的勒夫波群速度分布图上，大别-苏鲁造山带依然显示出高速特征，但是相对于15s的群速度分布，20s群速度分布图上的大别-苏鲁地区高速的幅度开始减弱．华北平原、江汉盆地、南襄盆地低速规模变小，合肥盆地低速已经全部消失．郯庐断裂带及其周边地区显示出大规模的高速特征，苏北、南黄海凹陷依然显示出低速特征．

3)在30—40 s的勒夫波群速度分布图上，华北地区低速幅度减小，并且呈现出高低速交错的分布特征．鄂西隆起已经逐渐显示低速特征，江汉盆地的低速又有增加的趋势．从30s的群速度分布图上可以看出，大别和苏鲁地区依然显示出一定程度的高速，但是在40s的群速度分布图上该地区的高速几乎完全消失．郯庐断裂带的高速也逐渐减弱，但是在郯城依然显示出高速，1668年郯城8.5级地震发生在此处．黄海凹陷整体的低速似乎没有改变．

综上，从6—15s的勒夫波群速度分布来看，大别地区、苏鲁地区、郯庐断裂带高速呈现出增加的趋势；而20—40s的勒夫波群速度分布，高速呈现出减弱的趋势；到40s时，大别地区、苏鲁地区的高速几乎消失，而郯庐断裂带在郯城附近显示出零星的高速．总体来看，从6—40 s的勒夫波群速度分布可以看出，华北地区总体上的低速幅度逐渐降低，并且存在比较明显的非均匀性；随着周期的增大，鄂西北从高速过渡到低速；而南黄海则一直表现为低速．

4.   讨论与结论

4.1   可靠性

本文采用检测板的方法来检验结果的可靠性．限于篇幅，以6s和40s的勒夫波为例，首先给定区域的平均群速度，然后给相邻网格分别以10%和-10%的速度扰动作为“真”模型，再求出每条射线的平均走时，最后利用前面的反演方法，选取同样的参数，看是否能恢复“真”模型．本文仅以6 s和40 s为例，是因为6 s和40 s时射线较少，如果在射线较少的情况下可以分辨，由于射线路径差别不大，且扰动的幅度变化不大，所以射线相对较多的区域一般也能分辨．由图7可以看出，在6 s和40 s的射线覆盖下，可以达到1°×1°的分辨率．在研究区域的边缘，由于射线稀疏，且射线交叉不多，分辨较差．

图  7  1°×1°检测板测试结果(周期为6 s和40 s)

Figure  7.  1°×1° checkerboard resolution tests for periods 6 s and 40 s

下载: 全尺寸图片 幻灯片

4.2   结果

结合图6a、b可知，6—10 s的勒夫波群速度主要反映了上地壳的S波速度结构．在上地壳，速度分布主要受到地表地质构造单元的影响．大别造山带、苏鲁造山带、湖北西部隆起都表现为高速；华北盆地发育，表现为大面积的低速；江汉盆地、南襄盆地、合肥盆地等因其规模不同而显示不同程度的低速．15—20 s的勒夫波群速度分布主要反映了中上地壳的S波速度分布．江汉盆地、南襄盆地低速的规模减小，合肥盆地的低速几乎全部消失，表明地表地质构造的影响不大；大别-苏鲁地区依然主要表现为高速．徐佩芳等(2000)和黄耕等(2011)在大别地区的中地壳(20—25 km)发现了低速区，并认为高压变质带的影响仅存在于上地壳． 赵志新和徐纪人(2009)利用人工地震广角反射在大别地区30 km处也发现了部分低速，并且同样认为高压变质带的 影响主要存在于上地壳． Luo等(2011)利用背景噪声瑞雷波相速度分布反演了大别地区的S波速度，在大别东南段的中地壳也发现大面积的低速区域；同时，他们还发现在北大别地区(约31°—32°N，104.5°—106.5°E)高速明显．这一结果在本文的研究中也得到了反映．Luo等认为该高速区域与扬子板块和华北板块碰撞后岩石圈拆沉以及随后的岩浆作用有关．30—40s的勒夫波群速度对横波速度结构的敏感深度已经到达下地壳和上地幔顶部，在30s时大别-苏鲁地区依然有一定程度的高速，而在40s时高速几乎完全消失，表明高压变质岩的影响作用几乎完全消失．大别-苏鲁地区在15—30 s的勒夫波群速度分布图上没有出现低速的原因可能是：① 从图6b的敏感核可以看出，勒夫波群速度纵向分辨率较差，是对一定深度内S波速度的综合反映，使得低速层在频散分布图上得不到明显的反映； ② 高压变质岩深度分布是否比已有研究给出的要深？ 这需要进一步的研究．

王小凤等(2000)认为，自白垩纪以来，郯庐断裂带处于拉张构造环境中，地幔物质受到扰动，物质上涌，在地表形成裂谷玄武岩和大陆溢流玄武岩．郯庐断裂带及其周边地区的高速证明了这一观点．

苏北、南黄海凹陷在6—40 s一直表现为低速，这是一个值得商榷的结果．由于这一地区的地壳较薄，40 s的群速度分布主要反映上地幔的S波速度结构，相对于西部仍然受到地壳S波速度结构的控制，应该表现为高速．郑现等(2012)利用中国大陆中东部地区494个台站及中国周边地区IRIS的7个台站约600天的数据，获得了中国中东部瑞雷波8—40 s的群速度分布，在瑞雷波25 s的群速度分布图上，苏北、南黄海显示为低速，但是到了30 s的时候表现出高速．黄忠贤等(2009)通过天然面波层析成像的结果也显示出与郑现等(2012)类似的特征．但是，朱介寿等(2005)利用面波反演S波速度结构，在40km的切片上南黄海地区仍然表现为低速．造成上述反演结果不同的原因主要是该地区虽然有射线覆盖，但主要是南北方向的射线，缺乏东西方向的射线，射线交叉少，约束不够，因此选取不同的资料可能得到的结果不同．

大别-苏鲁地区作为东部的重要构造之一，对该地区的研究已经积累了大量的资料．背景噪声作为一种新型的成像技术，因其可以获得高分辨率的地壳上地幔速度结构，对其它方面的研究具有一定的参考意义和约束作用．

中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”和中国数字地震台网为本文研究提供了波形数据．在此一并表示感谢．