鄭 現(xiàn)，趙翠萍，周連慶，鄭斯華

中國地震局地震預(yù)測(cè)研究所，北京 100036

中國大陸中東部地區(qū)基于背景噪聲的瑞利波層析成像

鄭 現(xiàn)，趙翠萍＊，周連慶，鄭斯華

中國地震局地震預(yù)測(cè)研究所，北京 100036

本研究使用了中國大陸中東部地區(qū)494個(gè)分布基本均勻的寬頻帶地震臺(tái)站和7個(gè)中國大陸周邊地區(qū)IRIS臺(tái)站資料，反演得到了中東部地區(qū)高分辨率的瑞利面波層析成像結(jié)果.本文使用這些臺(tái)站記錄到的從2009年1月到2010年9月的垂直分量連續(xù)波形數(shù)據(jù)，首先通過對(duì)臺(tái)站對(duì)間進(jìn)行波形互相關(guān)和疊加運(yùn)算，計(jì)算得到各臺(tái)站對(duì)間的經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù).然后用時(shí)頻分析法提取了約125000條臺(tái)站對(duì)間的頻散曲線，并剔除了經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)信噪比小于10的頻散曲線.最后反演得到了研究區(qū)周期8～40s、分辨率達(dá)0.5°的瑞利波群速度分布圖像.不同周期的速度分布圖像顯示，研究區(qū)瑞利波群速度分布與地質(zhì)構(gòu)造特征具有較好的相關(guān)性.8～20s的瑞利波群速度在研究區(qū)內(nèi)主要盆地表現(xiàn)為低速分布，而在造山帶呈現(xiàn)高速分布；25～40s的瑞利波群速度圖中，存在一條北北東—南南西向的分界線，該分界線與中國大陸東部的地殼厚度突變帶基本吻合.25s以下周期，華北平原的顯著低速區(qū)形態(tài)與該地區(qū)早第三紀(jì)以來的斷塊分布構(gòu)造一致.揭示了盆地下方介質(zhì)結(jié)構(gòu)強(qiáng)烈的非均勻性，也與較厚的沉積層分布有關(guān).低速的四川盆地中部，顯示出顯著的高速特征，揭示了四川盆地下方基底的上隆特征；20s以下周期的群速度圖像中，鄂爾多斯盆地西北部速度低于東南部，揭示出其地殼中上部介質(zhì)結(jié)構(gòu)的橫向不均勻性.

中國大陸中東部，背景噪聲，面波層析成像，地殼上地幔

1 引 言

本研究區(qū)位于中國大陸中東部地區(qū)（102°E—122°E，22°N—42°N），受西太平洋板塊、菲律賓板塊和印度板塊向歐亞板塊俯沖作用的影響，研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜[1].既有古老的中朝地臺(tái)和揚(yáng)子地臺(tái)，又有貫穿中國大陸中部的秦祁昆侖連造山系和華南造山系等[2]（圖1）.兩大地臺(tái)內(nèi)部還分布著多個(gè)不同規(guī)模的中新生代沉積平原和盆地，既有位于揚(yáng)子地臺(tái)的四川盆地、位于中朝地臺(tái)的鄂爾多斯盆地和華北—渤海灣盆地等大型盆地，又有江漢盆地、蘇北盆地等規(guī)模相對(duì)較小的盆地[3－4].研究區(qū)的地殼厚度分布十分不均勻，整體趨勢(shì)是自東向西不均勻增厚.已有的地殼厚度的結(jié)果顯示[5－6]，區(qū)域內(nèi)存在兩條主要地殼厚度的突變帶.最顯著的一條地殼厚度突變帶位于研究區(qū)東部，呈北北東走向，北起大興安嶺，途徑太行山至武陵山.該突變帶以東地殼厚度較薄，變化平緩，平均厚度約為36km；另一條地殼突變帶位于研究區(qū)西部，北起六盤山，向南經(jīng)過龍門山和大涼山.該突變帶以西，地殼厚度急劇增厚，最厚可達(dá)約56km.

圖1 中國大陸中東部地區(qū)主要構(gòu)造單元分布圖灰色粗線勾勒出主要塊體，藍(lán)色細(xì)線表示主要斷層；OB：鄂爾多斯盆地；SCB：四川盆地；JB：江漢盆地；NJB：蘇北盆地.Fig.1 Major geological structures sketch map of central and eastern China.Gray thick lines mark the major blocks and blue thin lines represent main faults.

為了解中國大陸復(fù)雜的地殼和上地幔結(jié)構(gòu)，地震學(xué)家利用地震面波層析成像方法在該區(qū)開展了一些研究[7－11].滕吉 文等[7]利用中國數(shù) 字地震 臺(tái)網(wǎng)臺(tái)站記錄到的瑞雷波觀測(cè)資料，使用隨機(jī)反演理論得到了東南大陸及陸緣地帶純路徑的頻散數(shù)據(jù)，并反演了該區(qū)剪切波三維速度結(jié)構(gòu)，結(jié)果的分辨率在4°左右.其結(jié)果顯示了華南大陸的Moho界面自西向東逐漸減薄的特征.Huang等[8]使用11個(gè)CDSN臺(tái)站和22個(gè)周邊地區(qū)數(shù)字地震臺(tái)記錄的瑞雷波數(shù)據(jù)，反演得到了10～184s的瑞雷波群速度分布，通過每個(gè)節(jié)點(diǎn)間的純路徑頻散曲線的反演，得到了研究區(qū)的三維剪切波速度結(jié)構(gòu)，成像的橫向分辨率在4°～6°左右.在此基礎(chǔ)上，Huang等[10]增加了中國和全球數(shù)據(jù)中心的瑞利波資料，提高了華北克拉通地塊的成像分辨率.Feng和An[11]聯(lián)合283個(gè)臺(tái)站記錄的地方震和遠(yuǎn)震數(shù)據(jù)，反演得到了中國大陸三維瑞利面波群速度分布并進(jìn)一步得到了S波速度結(jié)構(gòu)，其結(jié)果的橫向分辨率可達(dá)2°～3°左右.受地震分布不均勻、臺(tái)網(wǎng)定位精度的制約，基于地震的面波層析成像法在地震活動(dòng)性相對(duì)較弱的華南地區(qū)分辨率較低.本研究區(qū)中已有的面波層析成像的分辨率多在2°以上，難以分辨出較小的構(gòu)造塊體.此外，由于高頻面波在傳播過程中易發(fā)生衰減和頻散，地震面波層析成像在短周期的分辨率較低.

地震面波層析成像法的這些局限性可由近些年來發(fā)展起來的一種無源層析成像法—噪聲層析成像法來改進(jìn).Lobkis和 Weaver[12]通過理論和實(shí)驗(yàn)研究表明，兩個(gè)接收點(diǎn)處漫射波記錄之間的互相關(guān)產(chǎn)生接收點(diǎn)之間的經(jīng)驗(yàn)格 林函數(shù)[13].Shapiro等[14]成功地將該方法應(yīng)用在層析成像研究中，得到了美國加州地區(qū)周期為7.5s和15s的面波群速度分布圖像.此后，利用背景噪聲進(jìn)行面波層析成像得到了快速應(yīng)用和發(fā)展[15－23].由于噪聲面波層析成像法不受天然地震震源分布不均、數(shù)量不足等因素的影響，只要有分布均勻、數(shù)量足夠的臺(tái)站，即使在地震較少的地區(qū)也可以得到分辨率較高的速度圖像.此外，該方法在短周期得到的速度分布圖的分辨率也往往高于地震面波層析成像法.因此，相比于地震面波層析成像方法，噪聲面波層析成像法具有獨(dú)特的優(yōu)勢(shì).Zheng等[17]首先利用中國CNSN臺(tái)網(wǎng)和中國大陸周邊IRIS臺(tái)網(wǎng)的59個(gè)臺(tái)站記錄的18個(gè)月的連續(xù)波形數(shù)據(jù)，反演得到了中國大陸8～60s的瑞利波群速度分布圖像，其中10～20s的圖像結(jié)果顯示瑞利波群速度與地殼淺部的地質(zhì)結(jié)構(gòu)有關(guān)，30s左右的群速度分布圖像則反映了與區(qū)內(nèi)地殼厚度的顯著相關(guān)性.Sun等[21]在 Zheng等[17]研究的基礎(chǔ)上增加了西藏和四川盆地的PASSCAL流動(dòng)臺(tái)站，得到中國大陸相對(duì)更高分辨率的10～60s瑞雷波群、相速度分布圖，并進(jìn)一步得到了中國大陸地殼上地幔剪切波速度結(jié)構(gòu).Li等[19]開展了中國大陸中西部地區(qū)的噪聲瑞利面波成像，房立華等[20]利用華北地區(qū)布設(shè)的190個(gè)寬頻帶和10個(gè)甚寬帶臺(tái)站資料，反演了華北地區(qū)7～23s的瑞利波群速度分布圖像.上述針對(duì)中國大陸的研究，使用東部的臺(tái)站有限，其他研究又以中國大陸西部或華北盆地為主.

本研究利用近年來中東部地區(qū)建立起來的數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)臺(tái)站數(shù)量多的優(yōu)勢(shì)，使用了比以往研究數(shù)量更多更密集的臺(tái)站記錄到的21個(gè)月數(shù)據(jù)，反演了中國大陸中東部地區(qū)8～50s分辨率可達(dá)0.5°的層析成像圖.

2 數(shù)據(jù)及處理

本研究從中國大陸中東部地區(qū)國家臺(tái)網(wǎng)和區(qū)域臺(tái)網(wǎng)中，挑選出494個(gè)分布基本均勻的寬頻帶臺(tái)站，為了保證在研究區(qū)的邊界地區(qū)仍能有較好的射線分布，聯(lián)合使用了中國大陸周邊地區(qū)7個(gè)IRIS臺(tái)站.利用這些臺(tái)站記錄的21個(gè)月的背景噪聲數(shù)據(jù)，開展短周期面波成像研究[24].地震計(jì)的主體類型是CTS－1、KS2000、BBVS－120和CMG－3ESPB，絕大部分儀器的頻帶寬度的低頻端為60s和120s，有少數(shù)儀器可達(dá)360s.從圖2可以看出，這些臺(tái)站分布基本均勻，平均臺(tái)間距約為100km.使用這些臺(tái)站從2009年1月到2010年9月經(jīng)1Hz重采樣的垂直分量連續(xù)波形數(shù)據(jù)進(jìn)行噪聲面波層析成像.

圖2 本研究使用的臺(tái)站分布圖.白色三角為本研究所使用的國家臺(tái)網(wǎng)和區(qū)域臺(tái)網(wǎng)，灰色三角為IRIS臺(tái)站Fig.2 Distribution of seismic stations used in this study White triangles represent China national and regional network stations，while gray triangles denote IRIS stations.

數(shù)據(jù)處理的方法主要參考Bensen等[25]的背景噪聲數(shù)據(jù)處理過程，主要分為以下四個(gè)步驟：（1）單臺(tái)數(shù)據(jù)處理；（2）臺(tái)站對(duì)間互相關(guān)計(jì)算和長(zhǎng)時(shí)間疊加；（3）由時(shí)頻分析法（FTAN）[26]測(cè)得速度頻散曲線；（4）區(qū)域群速度層析成像.

2.1 單臺(tái)背景噪聲數(shù)據(jù)處理及分析

單臺(tái)數(shù)據(jù)處理的目的主要是消除地震信號(hào)，突出背景噪聲.首先對(duì)單臺(tái)數(shù)據(jù)進(jìn)行去均值、去零漂、時(shí)鐘校正，并把數(shù)據(jù)分成長(zhǎng)度為一天的數(shù)據(jù)單元.然后進(jìn)行5～150s帶通濾波和時(shí)域歸一化.時(shí)域歸一化是單臺(tái)數(shù)據(jù)處理最重要的步驟.本研究根據(jù)Bensen等[25]對(duì)歸一化方法所做的討論，使用滑動(dòng)絕對(duì)值平均法對(duì)所使用的數(shù)據(jù)進(jìn)行處理.

2.2 臺(tái)站對(duì)間噪聲數(shù)據(jù)的互相關(guān)和疊加處理

按上述步驟準(zhǔn)備好單日的單臺(tái)背景噪聲時(shí)間序列數(shù)據(jù)后，對(duì)兩兩臺(tái)站的單日時(shí)間序列進(jìn)行互相關(guān)和疊加.首先在頻率域進(jìn)行單日互相關(guān)計(jì)算，然后轉(zhuǎn)換到時(shí)間域把單日的時(shí)間序列依次疊加直至21個(gè)月，最后得到臺(tái)站對(duì)間經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)（EGF）.與Zheng等[17]的研究類似，我們發(fā)現(xiàn)互相關(guān)波形正負(fù)時(shí)間坐標(biāo)軸的分量振幅是不對(duì)稱的，這種不對(duì)稱分布的主要原因是由于臺(tái)站兩側(cè)噪聲源性質(zhì)的分布不均勻.我們將所得的正負(fù)時(shí)間軸的互相關(guān)波形的正負(fù)分量取均值，從而得到互相關(guān)波形的“對(duì)稱”分量，并在接下來的計(jì)算中只使用該對(duì)稱分量.以YNGYA臺(tái)站為中心臺(tái)為例，得到的臺(tái)站對(duì)間的互相關(guān)波形的對(duì)稱分量如圖3所示.

圖3 以YNGYA臺(tái)為中心的互相關(guān)波形（經(jīng)過10～40s濾波）Fig.3 Symmetric component of the cross－correlations between station YNGYA and other stations（band－pass filtered 10～40s）

2.3 群速度頻散曲線提取

本研究基于的方法[26]，采用反頻散濾波或相位匹配濾波去除潛在干擾，獲得了501個(gè)臺(tái)站兩兩臺(tái)站之間的瑞利波群速度頻散曲線.圖4a是廣東臺(tái)網(wǎng)GDSHD和四川臺(tái)網(wǎng)的SCSPA臺(tái)站對(duì)的大弧路徑，該大圓路徑穿過了四川盆地.圖4（b、c）是瑞利波經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)及頻散曲線示意圖.從臺(tái)站對(duì)間面波格林函數(shù)的濾波分析及其頻散曲線可以看出，研究區(qū)基于背景噪聲的瑞利面波存在明顯的頻散特征，其中長(zhǎng)周期部分的速度較快.

圖4 瑞利波經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)及頻散曲線示意圖（a）GDSHD和SCSPA臺(tái)站對(duì)的大弧路徑；（b）沿圖（a）的經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)經(jīng)不同頻帶濾波后的結(jié)果；（c）由時(shí)頻分析法提取的（a）臺(tái)站對(duì)的瑞利波群速度頻散結(jié)果（藍(lán)色曲線），黑色曲線是由Shapiro和Ritzwoller[27]的全球剪切波速度模型得到的預(yù)測(cè)值.Fig.4 Example of Rayleigh wave EGFs and dispersion measurements.（a）Ray path between station GDSHD and SCSPA；（b）EGFs filtered in different frequency bands along the path in（a）；（c）Rayleigh wave dispersion measurement（blue curve）retrieved by frequency－time analysis.The black curve is the prediction from the 3－D global shear velocity model of Shapiro and Ritzwoller（2002）

本研究理論上可獲取125000條頻散曲線，為了確保層析成像結(jié)果的可靠性，我們基于信噪比測(cè)試和臺(tái)間距對(duì)這些頻散曲線進(jìn)行了篩選.首先，計(jì)算各周期全部EGF的信噪比（SNR），只保留SNR大于10的頻散曲線.此外，對(duì)各周期，剔除了臺(tái)間距小于3倍波長(zhǎng)的記錄.經(jīng)過上述標(biāo)準(zhǔn)篩選后，各周期的頻散曲線數(shù)目如圖5所示，統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明在10～30s周期范圍內(nèi)，使用的頻散曲線數(shù)目最多.圖6給出了各周期0.5°×0.5°網(wǎng)格內(nèi)射線密度的空間分布，可見周期30s及以下的射線分布密集，40s以后射線覆蓋程度有明顯下降，但中心區(qū)域仍然達(dá)到每個(gè)網(wǎng)格5000條左右.

圖5 各周期所使用的頻散曲線數(shù)目分布Fig.5 Distribution of dispersion measurements for different periods

3 瑞雷波群速度層析成像方法

利用篩選過后的瑞利波頻散曲線，把研究區(qū)劃分為0.5°×0.5°的網(wǎng)格，使用 Barmin等[28]的射線理論層析成像法反演群速度圖.第i條射線的走時(shí)殘差為

ti是沿第i條射線的觀測(cè)走時(shí)，t0是根據(jù)初始模型計(jì)算的走時(shí)，c0是參考模型速度，c是實(shí)際速度，m是相對(duì)于初始模型的速度擾動(dòng)，εi是觀測(cè)誤差.走時(shí)殘差可表示為

為了確定速度擾動(dòng)m，最小化目標(biāo)函數(shù)：

其中，G為計(jì)算走時(shí)的M×N階矩陣，M為使用的射線數(shù)，N為劃分的網(wǎng)格數(shù)，C為觀測(cè)誤差的協(xié)方差矩陣，d是走時(shí)殘差矢量，Q是確保階穩(wěn)定性的M×M矩陣，可表示為

F是空間平滑項(xiàng)，H是模型加權(quán)范數(shù)的約束項(xiàng).矩陣Q由阻尼參數(shù)α，σ，β控制.使用不同的α，σ，β值將得到不同的m，本研究經(jīng)過反復(fù)試驗(yàn)，確定不同周期合適的阻尼參數(shù)，得到了比較合理的瑞利波群速度分布圖.

4 中國大陸中東部地區(qū)瑞雷波成像結(jié)果

圖6 各周期0.5°×0.5°網(wǎng)格內(nèi)射線密度分布Fig.6 The ray density maps calculated in 0.5°×0.5°cells for different periods

我們將研究區(qū)域劃分為0.5°×0.5°的網(wǎng)格，反演得到了8～40s的瑞利波群速度擾動(dòng)分布圖（圖7）.圖8中給出了各周期相應(yīng)的分辨率，在研究區(qū)的中心位置各周期圖像的分辨率可達(dá)0.5°.由圖7可見，本研究的Rayleigh波群速度成像結(jié)果與中國大陸中東部地區(qū)已知地質(zhì)構(gòu)造有著較好的一致性，且與前人利用地震層析成像[10－11，29－30]和噪聲面波層析成像[17，19－21，23]的結(jié)果基本吻合.本文選取了有代表性的10個(gè)周期的群速度圖（圖7）進(jìn)行討論.

圖7 不同周期的瑞利波群速度分布圖.圖中灰色是分辨率低于160km的區(qū)域Fig.7 Maps of Rayleigh wave group velocities at different periods.Areas with resolution worse than 160km are clipped to gray

圖8 不同周期分辨率圖.研究區(qū)內(nèi)大部分區(qū)域分辨率可達(dá)約0.5°，而在研究區(qū)的邊緣地帶，由于射線密度相對(duì)小分辨率有所下降.Fig.8 Resolution maps for different periods.The resolution can reach to about 0.5degree at most of the research areas and declines toward the periphery due to the density decrease of rays.

在短周期（8～20s）的Rayleigh波群速度分布圖像中，低群速度分布清晰地勾畫出了四川盆地、鄂爾多斯盆地、華北平原、渤海灣盆地、蘇北盆地等主要沉積盆地，甚至江漢盆地也清晰地顯示出.四川盆地、鄂爾多斯盆地、華北盆地、渤海灣盆地的低速特征在周期為20s的群速度圖中仍然顯著.燕山褶皺帶、山西復(fù)背斜、秦嶺造山帶和整個(gè)華南造山系等主要褶皺帶和造山帶則呈現(xiàn)高群速度分布特征.周期25～40s的群速度圖像中，整個(gè)研究區(qū)呈現(xiàn)典型的速度分區(qū)特征，即大興安嶺—太行山—武陵山地殼厚度突變帶和重力梯度帶所劃分的西部低速及其東部高速.其中東部高速度區(qū)又以秦嶺造山帶為界，其北部包括華北平原及其周圍的褶皺帶呈現(xiàn)相對(duì)低速，而秦嶺造山帶以南則為高速度區(qū).自30s群速度圖開始，可分辨出群速度在六盤山—龍門山—大涼山地殼厚度突變帶以西進(jìn)一步減小.在40s的群速度圖像中，東部秦嶺造山帶南北的速度差異基本消失，僅呈現(xiàn)出顯著的以大興安嶺—太行山—武陵山地殼厚度突變帶為界的東西差異.

在周期25s以下即地殼深度約25km以上，華北盆地的低群速度分布均異常顯著，而其周圍的燕山褶皺區(qū)、山西復(fù)背斜、魯西復(fù)背斜呈現(xiàn)較高的群速度.低群速度區(qū)域非常好地勾畫出了華北平原的斷陷盆地形態(tài)[31]，與華北—渤海灣自早第三紀(jì)以來的斷塊分布結(jié)構(gòu)一致.

鄂爾多斯盆地位于大興安嶺—太行山—武陵山地殼厚度突變帶的西側(cè).在周期8～10s時(shí)，低群速度勾畫出了整個(gè)盆地形態(tài).周期為12～20s時(shí)，盆地東南部的群速度相對(duì)高于西北部，揭示出其中地殼存在一定程度的非均勻性.周期30～40s，淺層成像結(jié)果中的鄂爾多斯盆地形態(tài)完全消失.

四川盆地位于古老的揚(yáng)子板塊，自晚中生代以來一直具有較穩(wěn)定的沉積環(huán)境，積累了較厚的沉積層.在短周期（8～20s），群速度分布很好地勾勒出四川盆地的塊體形態(tài)，低速分布與其周圍高速的山區(qū)、褶皺帶形成鮮明的對(duì)比.周期12s開始，瑞利波在四川盆地中央呈現(xiàn)出顯著的高群速度.30s以上，高速特征更加明顯，我們認(rèn)為這一現(xiàn)象反映了該盆地內(nèi)部地殼的非均勻特征.據(jù)馬杏垣等[5]，四川盆地是上地幔隆起區(qū)；朱介壽等[32]的四川黑水—臺(tái)灣蓮花池地學(xué)斷面的地質(zhì)地球物理學(xué)探測(cè)結(jié)果表明，四川盆地具有雙層基底結(jié)構(gòu)，其沉積層下的變質(zhì)基底和結(jié)晶基底在盆地中央均輕微地向上??；郭正吾等[33]認(rèn)為，四川盆地的結(jié)晶基底具有“兩隆三凹”的特征，川中地區(qū)的基底埋深最淺，僅為6～7km，川西和川東地區(qū)埋深較深，為10～12km.根據(jù)這些解釋我們推斷可能是由于盆地基底上隆導(dǎo)致了其中央高速異常.另外，四川盆地除成都平原外其他地區(qū)很少接受新生代沉積[33]，且在晚始新世開始接受風(fēng)化剝削，這可能是其地殼平均速度高于華北平原的原因.

在周期20s以下的短周期圖像中，秦嶺造山帶、太行山、鄂黔褶皺帶的高速異常顯著.周期20s以后，這些高速帶基本消失，群速度沒有顯示出與周圍構(gòu)造的差異.

5 討論和結(jié)論

我們選擇幾組剖面（圖2），討論得到的Rayleigh波群速度與沉積層厚度[34]、由全球參考模型（http：//mahi.ucsd.edu/Gabi/rem.html[2011－10－25]）計(jì)算的地殼厚度之間的相關(guān)性（圖9）.我們發(fā)現(xiàn)，各剖面的瑞利波群速度曲線在短周期（8～20s）都具有較好的一致性，且其變化與沉積層厚度整體變化趨勢(shì)相似，尤其8 s的瑞利波群速度與沉積層厚度曲線形態(tài)基本一致；而25～40s周期的群速度則與地殼厚度沿剖面的變化趨勢(shì)一致性較好，隨著深度增大（周期變大），群速度也顯著變大.同一周期的曲線中，地殼厚度較小地區(qū)的群速度相對(duì)較大.周期為40s時(shí)，在大部分區(qū)域，面波已經(jīng)進(jìn)入上地幔，所以群速度這種變化趨勢(shì)不再明顯.

圖9中，路徑AA′穿過鄂爾多斯盆地、山西復(fù)背斜和華北平原—渤海灣盆地.盆地的群速度顯著較低，且在渤海灣盆地達(dá)到最低值，在山西復(fù)背斜則呈現(xiàn)高值.8s、10s、12s、15s的群速度曲線與沉積層厚度曲線基本一致，反映出15km以上的地殼中，Rayleigh波的群速度與沉積層直接相關(guān)；而18～20s的群速度曲線中，渤海灣盆地的群速度則出現(xiàn)回升，揭示了渤海灣盆地下方相對(duì)高速的中地殼特征.沿該路徑周期25～45s群速度曲線雖有一些差別，但是整體與地殼厚度沿該路徑的變化趨勢(shì)一致性較好.

圖9 沿所選剖面的瑞利波群速度與沉積層厚度和地殼厚度的對(duì)比Fig.9 The comparison of Rayleigh wave group velocities with sediment thickness and crustal thickness along the selected path

路徑BB′自西向東穿過四川盆地及大部分華南塊體.在四川盆地，8s的Rayleigh波群速度與沉積層厚度形態(tài)基本一致，而10～20s的群速度則在四川盆地中心出現(xiàn)高速回升，說明10～20km以上的地殼中，Rayleigh波速度主要與變質(zhì)層和結(jié)晶基底相關(guān)，中央高速反映了盆地下方變質(zhì)層和結(jié)晶基底變形、輕微隆起的特征.自穿過四川盆地的CC′、FF′剖面速度曲線中均可看到此現(xiàn)象.剖面EE′自北西向南東穿過鄂爾多斯盆地、華北盆地南邊界及蘇北盆地，在鄂爾多斯盆地下方，周期8s的群速度與沉積層厚度曲線一致，而10～20s的群速度則出現(xiàn)反向上升，揭示出鄂爾多斯盆地東部結(jié)晶基底下方地殼介質(zhì)的高速特征.20s以下的Rayleigh波群速度在華北盆地及蘇北盆地顯著減小.剖面FF′分別穿過四川盆地、經(jīng)過秦嶺造山系，并沿NE方向穿過華北盆地.由圖可見，雖然華北盆地沉積層厚度（4km左右）比四川盆地（8km左右）淺，但對(duì)群速度的影響更為顯著，8s的Rayleigh面波穿過華北盆地時(shí)群速度降低了近30%.

本研究使用了中國大陸中東部地區(qū)494個(gè)數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)和7個(gè)周邊地區(qū)IRIS臺(tái)站的寬頻帶地震儀連續(xù)噪聲波形數(shù)據(jù).通過臺(tái)站對(duì)間的背景噪聲波形的互相關(guān)計(jì)算，經(jīng)過對(duì)21個(gè)月數(shù)據(jù)的疊加和嚴(yán)格的信噪比測(cè)試，提取到了大量的頻散曲線，在0.5°×0.5°的網(wǎng)格上反演得到了8～40s的瑞利波群速度分布圖像，在研究區(qū)的中心位置各周期圖像的分辨率均可達(dá)約0.5°（圖8）.

根據(jù)8～40s的瑞利波群速度分布圖像，我們的結(jié)論可以歸納為以下幾個(gè)方面.

（1）短周期（8～20s）瑞利波的群速度與地殼中上部地質(zhì)特征一致性較好，群速度圖像清晰地勾畫出了中國大陸中東部地區(qū)的盆地及平原，包括華北盆地、四川盆地、鄂爾多斯盆地、蘇北盆地等主要盆地，以及規(guī)模較小的江漢盆地.其中8s周期瑞利波群速度的變化趨勢(shì)與沉積層厚度完全正相關(guān)，10～20s周期的瑞利波群速度則反映出了中上地殼結(jié)構(gòu)的影響.主要造山帶和褶皺帶則呈現(xiàn)高速分布：秦嶺造山帶、山西復(fù)背斜、鄂黔褶皺帶顯示出相對(duì)的高速異常，周期20s以后，研究區(qū)高速的造山帶基本消失.

（2）中長(zhǎng)周期（25～40s）瑞利波分布主要反映地殼下部至上地幔頂部的地質(zhì)特征.在此周期范圍內(nèi)速度分布存在北北東—南南西向的分界線，該分界線與中國大陸中部沿大興安嶺—太行山—武陵山的地殼突變帶重合.

（3）25s以下的群速度圖像給出了華北平原中下地殼的顯著低速特征，低速區(qū)的幾何形態(tài)與早第三紀(jì)華北盆地的斷塊分布形態(tài)一致，揭示出華北平原地殼內(nèi)部介質(zhì)結(jié)構(gòu)強(qiáng)烈的非均勻性，以及中新生代沉積的強(qiáng)烈影響.

（4）在各周期的群速度圖中，四川盆地中部顯示出顯著的高速分布，反映四川盆地基底的上隆特征.

（5）20s以下周期的群速度分布圖中，鄂爾多斯盆地西北部的速度顯著低于東南部，顯示出鄂爾多斯盆地下方結(jié)構(gòu)的不均勻性.

致 謝 中國地震局地球物理研究所“國家數(shù)字測(cè)震臺(tái)網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心”為本研究提供地震波形數(shù)據(jù).文中所有圖片的繪制均使用了GMT軟件（Wessel和Smith，1998）.陳章立研究員和聞學(xué)澤研究員在本文的討論和解釋中提供了幫助，在此一并表示感謝.

（References）

[1] 賴錫安，黃立人，徐菊生.中國大陸現(xiàn)今地殼運(yùn)動(dòng).北京：地震出版社，2004.Lai X A，Huang L R，Xu J S.Present Crustal Movement in Chinese Mainland（in Chinese）.Beijing：Seismological Press，2004.

[2] 戴俊生.構(gòu)造地質(zhì)學(xué)及大地構(gòu)造.北京：石油工業(yè)出版社，2006.Dai J S.Structural Geology and Tectonics （in Chinese）.Beijing：Petroleum Industry Press，2006.

[3] 馬杏垣，劉和甫，王維襄等.中國東部中、新生代裂陷作用和伸展構(gòu)造.地質(zhì)學(xué)報(bào)，1983，57（1）：22－32.Ma X Y，Liu H F，Wang W X，et al.Meso－Cenozoic taphrogeny and extensional tectonics in eastern China.Acta Geologica Sinica （in Chinese），1983，57（1）：22－32.

[4] 侯貴廷，錢祥麟，宋新民.渤海灣盆地形成機(jī)制研究.北京大學(xué)學(xué)報(bào) （自然科學(xué)版），1998，34（4）：503－509.Hou G T，Qian X L，Song X M.The origin of the Bohai Bay Basin.Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis（Natural Science）（in Chinese），1998，34（4）：503－509.

[5] 馬杏垣.中國巖石圈動(dòng)力學(xué)圖集.北京：中國地圖出版社，1989.Ma X Y.Lithospheric Dynamics Atlas of China（in Chinese）.Beijing：China Cartographic Publishing House，1989.

[6] 丁國瑜.中國巖石圈動(dòng)力學(xué)概論.北京：地震出版社，1991.Ding G Y.Introduction of Lithospheric Dynamics in China（in Chinese）.Beijing：Seismological Press，1991.

[7] 滕吉文，張中杰，胡家富等.中國東南大陸及陸緣地帶的瑞利波頻散與剪切波三維速度結(jié)構(gòu).地球物理學(xué)報(bào)，2001，44（5）：663－677.Teng J W，Zhang Z J，Hu J F，et al.The Rayleigh wave dispersion and three dimensional velocity structure in continent and its margin of Southeast China.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2001，44（5）：663－677.

[8] Huang Z X，Su W，Peng Y J，et al.Rayleigh wave tomography of China and adjacent regions.J.Geophys.Res.，2003，108：2073，doi：10.1029/2001JB001696.

[9] Yanovskaya T B，Kozhevnikov V M.3DS－wave velocity pattern in the upper mantle beneath the continent of Asia from Rayleigh wave data.Phy.Earth Planet.Inter.，2003，138（3－4）：263－278.

[10] Huang Z X，Li H Y，Zheng Y，et al.The lithosphere of North China Craton from surface wave tomography.Earth Planet.Science Lett.，2009，288（1－2）：164－173.

[11] Feng M，An M J.Lithospheric structure of the Chinese mainland determined from joint inversion of regional and teleseismic Rayleigh－wave group velocities.J.Geophys.Res.，2009，115：B06317，doi：10.1029/2008JB005787.

[12] Lobkis O I，Weaver R L.On the emergence of the Green＇s function in the correlations of a diffuse field.J.Acoust.Soc.Am.，2001，110（6）：3011－3017.

[13] Weaver R L.Information from seismic noise.Science，2005，307（5715）：1568－1569.

[14] Shapiro N M，Campillo M，Stehly L，et al.High－resolution surface－wave tomography from ambient seismic noise.Science，2005，307（5715）：1615－1618.

[15] Yang Y J，Ritzwoller M H，Levshin A L，et al.Ambient noise Rayleigh wave tomography across Europe.Geophys.J.Int.，2007，168（1）：259－274.

[16] Bensen G B，Ritzwoller M H，Shapiro N M.Broadband ambient noise surface wave tomography across the United States.J.Geophys.Res.，2008，113：B05306，doi：10.1029/2007JB005248.

[17] Zheng S H，Sun X L，Song X D，et al.Surface wave tomography of China from ambient seismic noise correlation.Geochem.Geophys.Geosyst.，2008，9：Q05020，doi：10.1029/2008GC001981.

[18] Lin F C，Moschetti M P，Ritzwoller M H.Surface wave tomography of the western United States from ambient seismic noise：Rayleigh and Love wave phase velocity maps.Geophys.J.Int.，2008，173（1）：281－298.

[19] Li H Y，Su W，Wang C Y，et al.Ambient noise Rayleigh wave tomography in western Sichuan and eastern Tibet.Earth Planet.Science Lett.，2009，282（1－4）：201－211.

[20] 房立華，吳建平，呂作勇.華北地區(qū)基于噪聲的瑞利面波群速度層析成像.地球物理學(xué)報(bào)，2009，52（3）：663－671.Fang L H，Wu J P，LüZ Y.Rayleigh wave group velocity tomography from ambient seismic noise in North China.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2009，52（3）：663－671.

[21] Sun X L，Song X D，Zheng S H，et al.Three dimensional shear wave velocity structure of the crust and upper mantle beneath China from ambient noise surface wave tomography.Earth Quake Science，2010，23（5）：449－463.

[22] Li H Y，Bernardi F，Michelini A.Love wave tomography in Italy from seismic ambient noise.Earth Quake Science，2010，23（3）：487－495.

[23] Zheng Y，Yang Y J，Ritzwoller M H，et al.Crustal structure of the northeastern Tibetan plateau，the Ordos block and the Sichuan basin from ambient noise tomography.Earth Quake Science，2010，23（5）：465－476.

[24] 鄭秀芬，歐陽飚，張東寧等.“國家數(shù)字測(cè)震臺(tái)網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心”技術(shù)系統(tǒng)建設(shè)及其對(duì)汶川大地震研究的數(shù)據(jù)支撐.地球物理學(xué)報(bào)，2009，52（5）：1412－1417.Zheng X F，Ouyang B，Zhang D N，et al.Technical system construction of Data Backup Centre for China Seismograph Network and the data support to researches on the Wenchuan earthquake.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2009，52（5）：1412－1417.

[25] Bensen G B，Ritzwoller M H，Barmin M P，et al.Processing seismic ambient noise data to obtain reliable broad－band surface wave dispersion measurements.Geophys.J.Int.，2007，169（3）：1239－1260.

[26] Levshin A L，Ritzwoller M H. Automated detection，extraction，and measurement of regional surface waves.Pure Appl.Geophys.，2001，158（8）：1531－1545.

[27] Shapiro N M，Ritzwoller M H.Monte－Carlo inversion for a global shear－velocity model of the crust and upper mantle.Geophys.J.Int.，2002，151（1）：88－105.

[28] Barmin M P，Ritzwoller M H，Levshin A L.A fast and reliable method for surface wave tomography.Pure Appl.Geophys.，2001，158（8）：1351－1357.

[29] Huang J L，Zhao D P，Zheng S H.Lithospheric structure and its relationship to seismic and volcanic activity in southwest China.J.Geophys.Res.，2002，107：2255，doi：10.1029/2000JB000137.

[30] Huang J L，Zhao D P.Crustal heterogeneity and seismotectonics of the region around Beijing，China.Tectonophysics，2004，385（1－4）：159－180.

[31] 王同和.太行山以東沉積盆地與油氣分布規(guī)律.華北地質(zhì)礦產(chǎn)雜志，1995，10（3）：399－414.Wang T H.Oil－gas distribution regularity of the sedimentary basin to the east of Taihang Mountain.Jour.Geol.Min.Res.North China （in Chinese），1995，10（3）：399－414.

[32] 朱介壽，蔡學(xué)林，曹家敏等.中國華南及東海地區(qū)巖石圈三維結(jié)構(gòu)及演化.北京：地質(zhì)出版社，2005.Zhu J S，Cai X L，Cao J M，et al.The Three－Dimensional Structure of Lithosphere and Its Evolution in South China Sea（in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House，2005.

[33] 郭正吾，鄧康齡，韓永輝.四川盆地形成與演化.北京：地質(zhì)出版社，1996.Guo Z W，Deng K L，Han Y H.Formation and Evolution of China（in Chinese）.Beijing：Geology Press，1996.

[34] Laske G，Masters G.A global digital map of sediment thickness.Eos Trans.AGU，1997，F(xiàn)all Meet.Suppl，78（46）：F483.

Rayleigh wave tomography from ambient noise in Central and Eastern Chinese mainland

ZHENG Xian，ZHAO Cui－Ping＊，ZHOU Lian－Qing，ZHENG Si－Hua
Institute of Earthquake Science，China Earthquake Administration，Beijing100036，China

We present high resolution ambient noise tomography of central and eastern China using vertical－component seismograms recorded by 494evenly distributed broadband stations from China National Seismic Network and regional networks and 7IRIS stations.21months of continuous data are used from January 2009to September 2010.We first obtain empirical Green functions（EGFs）after cross－correlation and stacking between all possible station－pairs.Then we retrieve about 125000Rayleigh wave dispersion curves using a frequency－time analysis method and reject those with SNR＜10.Finally，we invert for Rayleigh wave group velocity maps from 8sto 40s.The resolution can reach to about 0.5°at these periods.Our group velocity maps agree well with known geological and tectonic features.Major basins in the study area are delineated by low velocities at short periods（8～20s），while orogenic belt and uplift areas aremanifested by high velocities.An NNE－SSW trending boundary between high and low velocities can be clearly seen at longer periods（25～40s），which coincides with the well－known Gravity Lineation.North China plain shows remarkable low velocity at group velocity maps below 25s.The shape of low velocity zone coincides with the block distribution of the plain since Paleogene.A relative high velocity zone is observed in the central part of low velocity Sichuan basin，reveals an uplifted basement beneath the basin.The velocity in the northwest of Ordos basin is lower than that in southeast in the tomography maps under 20s，revealing the lateral heterogeneity in mid－upper crust.

Central and eastern China，Ambient noise，Surface wave tomography，Crust and upper mantle

10.6038/j.issn.0001－5733.2012.06.013

P315

2011－11－30，2012－05－25收修定稿

國家科技支撐項(xiàng)目（2008BAC38B02），地震預(yù)測(cè)研究所基本科研業(yè)務(wù)費(fèi)專項(xiàng)（2011TES0101）資助.

鄭現(xiàn)，女，1987年生，中國地震局地震預(yù)測(cè)研究所研究生，主要從事噪聲層析成像方面研究.E－mail：zhengx＠seis.ac.cn

＊通訊作者 趙翠萍，女，1967年生，研究員，主要從事數(shù)字地震學(xué)應(yīng)用研究.E－mail：zhaocp＠seis.ac.cn

鄭現(xiàn)，趙翠萍，周連慶等.中國大陸中東部地區(qū)基于背景噪聲的瑞利波層析成像.地球物理學(xué)報(bào)，2012，55（6）：1919－1928，

10.6038/j.issn.0001－5733.2012.06.013.

Zheng X，Zhao C P，Zhou L Q，et al.Rayleigh wave tomography from ambient noise in central and eastern Chinese mainland.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2012，55（6）：1919－1928，doi：10.6038/j.issn.0001－5733.2012.06.013.

（本文編輯 胡素芳）