利用背景噪声研究2021年云南漾濞M_%28S%296.4地震同震及震后波速变化.pdf

书书书第 卷 第期 年月地球物理学报 ，安艳茹，王伟涛，杨微等 利用背景噪声研究 年云南漾濞犕 地震同震及震后波速变化地球物理学报，（）：，：，犕 犆 犺 犻 狀 犲 狊 犲犑犌 犲 狅 狆 犺 狔 狊（），（）：，：利用背景噪声研究 年云南漾濞犕犛 地震同震及震后波速变化安艳茹，王伟涛，杨微，蒋海昆，杨军，李孝宾，潘睿，中国地震局地球物理研究所，北京 中国地震台网中心，北京 中国地震局 震源物理重点实验室，北京 中国地震科学实验场大理中心，云南大理 摘要通过测量地震波速度变化可分析地下介质应力状态的变化，加深对地震物理过程的认识本文利用 年月 日漾濞犕 地震震中 范围内 个地震台站 年的三分量连续记录，通过背景噪声干涉方法研究了漾濞犕 地震同震波速变化及震后恢复过程结果表明，在 的频带范围内，台站对间的相对波速在主震后明显降低，狏狏 的幅度为 ，随台站间距增大而降低由线性回归获得的各台站的相对波速变化狏狏 的幅度为 ，总体随震中距增大而减小分析表明，测量得到的同震波速变化主要来自于浅层（）介质，受静态应变和动态应变的共同影响，主要由强地面运动引起的岩石破碎和应力大规模调整控制远离主震的北部台站波速变化较大，对应力扰动敏感性高，推测与台站下方的热流体分布相关波速变化测量结果指示漾濞地震周边地震波速度在震后几天内达到最低值，而在月份前后逐渐恢复到震前的水平，表征了介质的愈合过程研究表明利用背景噪声干涉可对同震及震后恢复过程的波速变化进行有效测量，漾濞地震的同震波速变化受断裂带破碎程度、动态应变和流体作用等多种因素的共同控制关键词漾濞 级地震；背景噪声；同震波速变化；震后恢复 ：中图分类号 收稿日期 ，收修定稿基金项目国家重点研发计划（），中国地震局地球物理研究所基本科研业务费专项（），国家自然科学基金（）联合资助第一作者简介安艳茹，女，年生，中国地震局地球物理研究所在读博士，中国地震台网中心副研究员，主要从事地震监测和地下介质波速变化研究 ：通讯作者王伟涛，男，年生，中国地震局地球物理研究所研究员，主要从事背景噪声、重复地震、气枪震源等重复震源的研究 ：犝 狊 犻 狀 犵犪 犿 犫 犻 犲 狀 狋狀 狅 犻 狊 犲 狋 狅 狊 狋 狌 犱 狔 狋 犺 犲 犮 狅 狊 犲 犻 狊 犿 犻 犮犪 狀 犱狆 狅 狊 狋 狊 犲 犻 狊 犿 犻 犮狏 犲 犾 狅 犮 犻 狋 狔犮 犺 犪 狀 犵 犲 狊狅 犳 狋 犺 犲 犢 犪 狀 犵 犫 犻犕犛 犲 犪 狉 狋 犺 狇 狌 犪 犽 犲 犻 狀犢 狌 狀 狀 犪 狀 ，犐 狀 狊 狋 犻 狋 狌 狋 犲 狅 犳犌 犲 狅 狆 犺 狔 狊 犻 犮 狊，犆 犺 犻 狀 犪犈 犪 狉 狋 犺 狇 狌 犪 犽 犲犃 犱 犿 犻 狀 犻 狊 狋 狉 犪 狋 犻 狅 狀，犅 犲 犻 犼 犻 狀 犵 ，犆 犺 犻 狀 犪犆 犺 犻 狀 犪犈 犪 狉 狋 犺 狇 狌 犪 犽 犲犖 犲 狋 狑 狅 狉 犽 狊犆 犲 狀 狋 犲 狉，犅 犲 犻 犼 犻 狀 犵 ，犆 犺 犻 狀 犪犓 犲 狔犔 犪 犫 狅 狉 犪 狋 狅 狉 狔狅 犳犈 犪 狉 狋 犺 狇 狌 犪 犽 犲犛 狅 狌 狉 犮 犲犘 犺 狔 狊 犻 犮 狊，犆 犺 犻 狀 犪犈 犪 狉 狋 犺 狇 狌 犪 犽 犲犃 犱 犿 犻 狀 犻 狊 狋 狉 犪 狋 犻 狅 狀，犅 犲 犻 犼 犻 狀 犵 ，犆 犺 犻 狀 犪犇 犪 犾 犻犆 犲 狀 狋 犲 狉，犆 犺 犻 狀 犪犛 犲 犻 狊 犿 犻 犮犈 狓 狆 犲 狉 犻 犿 犲 狀 狋 犪 犾犛 犻 狋 犲，犇 犪 犾 犻犢 狌 狀 狀 犪 狀 ，犆 犺 犻 狀 犪犃 犫 狊 狋 狉 犪 犮 狋 地 球 物 理 学 报（）卷 ，犕 （狏狏 ）（狏狏 ），（），狏狏 ，犓 犲 狔 狑 狅 狉 犱 狊 犕 ；引言地震是应力在地下介质中积累和释放的物理过程，对相关应力状态的监测和研究有助于加深对地震孕育和发生过程的认识直接监测地下介质的应力状态十分困难，但应力状态和物性的变化会引起穿过介质的地震波速度的变化（，）因此，监测地震波速度变化是利用地震学手段研究地下介质性质变化，分析地震物理过程的重要手段与地震相关的地下介质性质变化所能引起的波速变化量级较小，多数研究得到的波速相对变化多在以内，测量精度可以达到 （，；，；，；，）在利用地震波进行波速变化测量时，往往通过相似波形的互相关得到精确的走时变化（，；，）信号高度重复的震源可以消除震源变化引起的测量误差，也可以提升波形互相关走时变化测量的准确度因此，开展高精度的波速变化监测，往往依赖于重复性的震源目前用于波速变化监测的重复震源主要有重复地震、主动震源和背景噪声重复地震是断层同一位置重复破裂产生的地震，可在接收台站上产生近乎一致的波形利用不同时 期 发 生 的 重 复 地 震 可 对 波 速 变 化 进 行 测 量 等（）利用重复地震观测到 年加州 犕 地震前后的波速变化达到 相关方法被应用于地震同震（，；，；，）和 火 山 活 动（，；，）的波速变化研究中重复地震的发生位置和时间难以控制，用于波速变化监测限制较多，难以进行连续监测主动震源具备可控的位置和激发时间，利用其激发的重复信号可对波速变化进行连续监测（，；，；，；杨微等，；，；，）近年来发展的陆地水体大容量气枪震源可产生高度重复的信号进行区域尺度的探测，被用于开展与地震相关的波速变化的高精度监测（张元生等，；苏金波等，）主动震源监测往往期安艳茹等：利用背景噪声研究 年云南漾濞犕 地震同震及震后波速变化需要建设专用的监测系统，用于重点关注的断裂带的监测而在更大区域内开展波速变化研究，还需要其他手段的补充背景噪声互相关方法是近年来被广泛采用的低成本波速变化监测方法两个台站记录到的连续波形进行互相关得到的噪声互相关函数（，）可以表征台站之间传播的地震波由于台站位置固定，在噪声源稳定的假设下，通过测量相同台站对在不同时期获得的噪声互相关函数中对应波形的走时差异，可得到台站对之间介质 波速 随时间 的变化（，）由于台站的连续记录易于获得且成本较低，基于背景噪声的方法被广泛应用于火山及地震相关的波速变化监测中很多研究利用该方法分析了波速变化与火山活动的关系，并尝试应用于预测火山喷发（，；，；，；，）利用长期的连续观测，研究人员也对大地震发生后的同震波速变化以及断层的愈合过程进行了研究（刘志坤和黄金莉，；，；，；，）在利用 监测波速变化时，早期研究中利用了 中的直达面波信号来分析波速变化（，；，）后续研究表明，中的尾波信号对地下介质的波速变化更为敏感，且在散射作用下，受噪声源的变化影响更小（，；，），因此研究人员越来越 多 的 使 用 尾 波 信 号 来 获 取 更 为 稳 定 的 结 果（，；，；，）在波速变化测量方法上，移动窗互谱测量（，）和时间轴伸展（）方法是较为常用的方 法（，）同时，噪声互相关可以在任意两个台站之间形成观测路径，有利于分析波速变化的空间特征通过对台站对路径上波速变化的分段分析（，），波 速 变 化 的 空 间 差 值（，），波速 变 化二 维 分布 的 反演（，；，），各个台站波速变化的计算（，；，）等方式获取波速变化的空间分布，进一步分析影响波速变化的因素相比地震之前的波速变化，大地震同震及震后的波速变化相对较大，相关研究也较为丰富研究表明，同震波速变化主要受断层带介质破坏程度及震后应力重新分配所控制利用 监测波速变化时，在高频范围的介质速度变化往往较大，主要由强地面运动引起的近地表破坏影响（，）而相对深部的介质波速变化则与应力大小变化相关，受静态应力和动态应力的影响较大（，）多数研究认为，波速变化机制与介质内部裂隙的扩张与闭合有关，因此，流体也对波速变化具有明显的控制作用（，；，）大地震产生的动态应变会降低弹性模量，因此同震波速普遍表现为波速降低伴随着断层和介质的愈合过程，震后的波速会逐渐恢复，目前基于背景噪声观测到的同震波速变化的量级约为万分之几到千分之几，震后恢复时间介于一个月至数年不等，波速变化的量级和恢复时间与地震大小和区域应力的调整速度有关（，；，；，；，；，；，；，；，；，；，）等（）系统比较了日本次强震的同震和震后波速变化，发现不同地震的波速变化特征并不相同在更多的地区开展波速变化分析，并结合震源机制、断层分布、地表形变等手段，可以进一步加深对波速变化影响因素和地震物理过程的认识北京时间 年月 日，在云南大理白族自治州漾濞彝族自治县（，）发生了犕 地震，震源深度，最高烈度为度依托漾濞地震周边的良好地震观测，研究人员产出了多样化的成果，主要涉及地震余震定位、发震构造判定、序列触发模式、同震形变、波速变化等方面（雷兴林等，；龙锋等，；，；刘俊清等，；杨建文等，；王月等，；王绍俊等，；苏 金 波 等，；，；，；，）在波速变化分析方面，苏金波等（）利用漾濞东北方向的大容量气枪震源的重复信号探测到漾濞主震前后初至波平均波速降低了 ，并且波速变化分布与断裂带展布相关杨建文等（）利用 研究了主震前的波速变化，认为在地震发生前波速有明显加快的趋势，相对走时偏移变化量为 已有的研究多关注于台站对上的波速变化，对同震波速变化的空间分布以及震后波速的恢地 球 物 理 学 报（）卷复过程仍缺少分析本文利用背景噪声方法，使用震中 范围内 个台站 年一年的连续记录，研究了漾濞犕 地震同震波速变化及震后恢复过程，发现研究区内存在明显的同震波速降低和震后恢复通过分析基于 所得到的波速变化时空分布特征，分析了影响波速变化的可能因素，以加深对漾濞地震同震及震后物理过程的认识 数据与方法 漾濞地震及周边观测漾濞地震发生在滇西地区，位于维西乔后巍山断裂（）中段附近，震源机制解为右旋走滑型（图）断裂作为红河活动断裂的北延部分，是川滇菱形块体西南边界的重要组成之一研究表明，漾濞地震可能发生在断裂西侧一个隐伏 断 裂 上（雷 兴 林 等，；李 传 友 等，；，；，）漾濞地震序列呈现典型的前主余震型特征，在震前天出现了明显的前震活动（图），共发生了 次 级以上前震，最大为犕 主震发生后，触发了强烈的余震活动，仅在震后天内便发生了 次余震，最大余震为犕 滇西地区是云南重要的地震活跃带，近十年来发生了多次级以上地震，一直是地震学研究的重点关注区域虽然固定台站较少，但较为长期的流动观测提供了较好的观测条件在研究区内存在下关小孔径台站、气枪主动源观测台站以及亚失稳观测图波速变化研究区域构造背景及台站分布图（）漾濞犕 地震构造背景右上角附图为云南西部地区，黄色五角星为漾濞主震的位置，黑色粗实线勾勒出了川滇菱形边界，蓝色框线对应大图的范围；大图中，黑色粗实线标识出了主要断层，红河断裂和维西乔后巍山断裂；灰色箭头为 测量值，犕 和犕 的历史地震分别由橙色和紫红色点表示，漾濞犕 地震的震中位置上展示了震源机制解；（）用于研究波速变化的台站分布，三角形为台站的位置，名字标于其下方，其中蓝色标示下关小孔径台站，绿色标示气枪主动源观测台站，黑色标示亚失稳观测台站黄色五角星为漾濞主震的位置，震后天内的余震用深橙色点表示，以 为间隔的白色圆圈标识了相对主震的震中范围；历史地震的震源机制解展示在其震中位置上 犕 （）犕 犕 ，犕 犕 ，犕 ；（），犕 期安艳茹等：利用背景噪声研究 年云南漾濞犕 地震同震及震后波速变化图研究区域地震活动性（）对应图 范围；（）对应图 范围红色箭头指示了漾濞犕 地震的发震时间，蓝色和红色竖线分别标识了 犕 和犕 的地震事件 （）（）犕 犕 犕 ，台站等多种类型的观测，为开展相关的研究提供了良好的台站分布本文收集了漾濞主震震中周边 范围内 个台站 年月至 月的连续波形数据（图），其中 范围内有 个台站，台站分布较好的覆盖了研究区这些长期连续运行的台站为利用背景噪声方法研究波速变化提供了必要的数据支撑 基于背景噪声的波速变化监测方法利用背景噪声互相关来监测波速变化是相对成熟的技术，其原理简述如下：对任一台站对，通过互相关获得台站之间的噪声互相关函数 对同一台站对，经过短时间窗口叠加获得 ，以表征对应时段内在台站之间传播的地震波；进行长时间叠加获得参考格林函数 ，用于代表长期平均下的地震波假设研究区的波速变化是均匀的，通过测量 与 之间的走时相对变化狋狋，就可以获得相对波速变化狏狏狋狋本文使用 方法来进行走时变化的测量，相关方法由 等（）提出，等（）对其测量误差和可靠性评估方面做了改善，其主要原理为对于任意一个台站对，在选定的波形窗口计算 与 二者的互谱：犡（）犉 （）犉 （）犡（）（），（）式中，犉 （）和犉 （）分别为 和 对应窗口内波形的傅里叶变换，为频率，星号表示复共轭在互谱中解缠过的相位（）中包含对应波形的时间延迟，且（）与频率成线性比例：犼犿犼，（）其中犿 狋选择对应的波形时间窗口及频段范围，对若干采样频率值进行加权线性回归后，获得的斜率即为相应的走时延迟狋，同时获得相关的测量误差 方法的优势在于频率域内的操作可以很明确地确定 中相位一致信号的带宽，并通过加权处理来获得稳定的结果该方法被广泛应用于基于背景噪声的波速变化研究中（，；，；，），详细的技术细节可参考（，）在获取多个台站对波速变化的基础上，获取波速变化的空间分布，有助于研究引起波速变化的机制在漾濞地震周边分布的台站数量较为密集，路径覆盖较好，因此本文也利用 等（）提出的方法，计算各个台站下方的波速变化以更好的描述波速变化的时空分布该方法假定区域中的狏狏是均匀的，台站对间的狏狏 就是两个台站周围地 球 物 理 学 报（）卷犱狏狏 的平均值，表示为 ，犻（，犻 ，犻），（）其中，犻为台站对犻观测到的同震狏狏 ，犻和 ，犻分别是台站犻和犻周围对应的同震狏狏 对于所有台站对，都可以用公式（）的方式来表达，从而形成一个矩阵方程：，烄烆烌烎狀烄烆烌烎 ，烄烆烌烎狀（）简写为向量形式：犕 ，（）为台站对观测到的波速相对变化狏狏 ，为不同台站周围的狏狏 ，犕为表征每个台站对涉及到台站的矩阵方程的解 就可以通过最小二乘法获得：（犕犕）犕 （）该方法也被广泛应用于台阵密集区域内波速变化的时空分布研究，可为分析波速变化机制提供更多信息（，；，）基于背景噪声的漾濞地震区域波速变化监测本文使用 软件（，）进行 的计算和完成单个台站对上的波速变化监测，之后通过反演各个台站上的波速变化分析波速变化的空间分布 犖 犆 犉的计算和叠加 的计算包含单台预处理和互相关计算单个台站每天的数据经过去平均、尖灭处理，之后进行 的带通滤波并重采样至 在去除仪器响应之后，采用 方法（，）进行时间域归一化处理以减小地震信号、仪器异常以及台站附近非稳定噪声源的影响为更好的对引起波速变化的机制进行分析，在完成时域预处理之后，分别在个频带（，）内进行谱白化处理，使得信号在不同频率上更为均衡在计算互相关函数时，每一天的连续数据被分为 长的时间窗口，相邻两个时间窗口 重叠以进一步改善 的稳定性，利用 的窗口计算得到单个 ，保留了时间在 到 的波形叠加每天所有可用的 以 窗 长 计 算 的 作 为 当 天 的 等（）研究表明，台站间分量 的平均可以进一步提高波速变化测量的稳定性因此，对所有的 个台站对都计算了个分量的 ，并 根 据台 站 位 置 旋 转 为犚 犚，犚 犜，犚 犣，犜 犚，犜 犜，犜 犣，犣 犚，犣 犜，犣 犣分量稳定的参考格林函数 是获取可靠的波速变化测量的基础受可用数据的限制，本研究使用了研究区内 年开始的数据进行了格林函数的计算和叠加，并分析了不同频带的格林函数的稳定性由于此次地震有明显的前震活动，在选择参考格林函数 时，本文选取了前震活动之前 年月日至 年月 日的单日 进行了叠加平均图展示了 个台站对犣 犣分量 波形在研究区内 对应的台站间距范围为 至 ，在利用尾波信号进行波速变化测量时，本文假设面波速度为，根据台站间距计算直达面波的到时，并将尾波窗口起始时间设为直达面波的倍，尾波窗口长度设为（图）图 个台站对犣 犣分量 的参考格林函数，振幅经过了归一化处理（灰色虚线标识出用于计算波速变化的尾波段）（）噪声互相关通过将相干信号进行叠加来获取两个台站之间传播的地震波信号为确保在多个时段内叠加出的 稳定可靠，需要叠加多天的 期安艳茹等：利用背景噪声研究 年云南漾濞犕 地震同震及震后波速变化以压制其他短时扰动（如降水、人类活动等）的影响就波速变化测量而言，叠加时间较短则不易获得稳定的信号进而获取可靠的结果，而叠加时间过长，则会牺牲最终波速变化测量的时间分辨率本文使用了 年月日月 日的全部 叠加作为参考格林函数 ，并尝试了使用不同的时间窗口来获取分时段叠加的 为确保分时段叠加波形的稳定性，测试窗口选择为 天，天，天，天，以相应时间窗口的中心时刻来标识该次叠加对应的时间，每次向前滚动天来获取随时间变化的叠加波形通过计算不同滑动叠加窗口获得的 和 在尾波窗口内（正负分支叠加）的互相关系数，发现 天的叠加窗口可以在压制短时扰动的情况下保持最佳的时间分辨率图 显示了 台站对上不同滑动窗口叠加得到的 与参考波形 的相关系数，图 显示了 天叠加的 波形在后续分析中，本文选择以 天作为滑动窗口来测量波速变化图 台站对上 叠加波形的稳定性（黑色竖虚线标识了漾濞主震的发生日期）（）频带范围不同滑动窗口叠加的 与 之间的互相关系数用彩色点线表示；频带范围 天的结果 用黑色短线展示；（）频带范围 天叠加窗口的 ，绿色虚线标识了用于计算时间延迟的尾波窗口考虑到叠加窗口，月最后 天未进行绘制 （犕 ）（）；（）；狏狏 ，从图中可以看出，在 ，对应波形的相关系数相对稳定，表明相应的 叠加波形具备稳定性而在，相应的相关系数在震后时段内有明显的降低，并随时间逐渐恢复不同频段的相关系数变化也显示出高频波形的相关系数变化较为明显由于计算相关系数的窗口主要以尾波信号为主，可以反映介质波速、散射体的平均变化相应特征表明，同震及震后浅部介质的波速及散射状态变化可能是影响波速变化的主要因素（，；，），详见后文分析地 球 物 理 学 报（）卷 波速变化监测噪声互相关函数 中的尾波部分主要由在地下介质中散射的面波组成（，）相比直达面波，中的尾波信号在介质中经过了多重散射，受噪声源季节性变化影响较小因此本文选择了尾波部分进行波速变化测量各个台站对上所使用的尾波窗口如图所示九分量 的使用可提升波速变化测量的稳定性（，），因此本文利用 方法对每个台站对个分量的时间延迟进行测量，进而叠加所有分量的时间延迟，以获取台站对间的相对波 速 变 化狏狏 （，；，）通过分析所有台站对个频带的计算结果，我们发现同震狏狏在 的频带范围内最为稳定和显著，而在其余个频带上的变化则较为离散图显示了 台站对 的波速变化计算结果，可以看出，波速变化曲线在震前存在着一定的起伏虽然利用 尾波可减弱噪声源季节性变化的影响，在基于 的波速变化测量中看到的无震期的小规模起伏，多数研究认为这主要是由于介质及噪声源的变化所导致的扰动（，；，；，；，）图 台站对上随时间的相对波速变化及同震波速变化测量（天叠加窗口，频带范围）红色虚线标识了漾濞 级主震的发生日期；绿色虚线标示了震前测量出的狏狏的 置信区间；黑色虚线为主震后 天的日期；灰色区域标识了用于测量震后狏狏中位数的 天区间，同震狏狏用橙色虚线表示 犕 狏狏 狏狏 狏狏 狏狏 在存在震前波速变化小幅波动情况下，本文采用了 等（）的方法对台站对间的同震波速变化狏狏 进行了计算我们将震前狏狏的背景值设定为主震前（至 ）波速变化值 置信区间的中位数，震后波速变化则设定为震后 天（至 ）内狏狏值最小的天（）的中位数，从而同震波速变化即是震后和震前波速变化的差图显示了 台站对上同震波速变化的测量过程，其震前波速变化的中位数为 ，起伏程度为 ，而同震波速变化值狏狏 为 如果同震波速变化值超过震前起伏程度的两倍，可以认为这个台站对的同震波速变化是可靠的（，）利用上述方法获得的 个台站对间的同震狏狏 值中，震前背景起伏小于 的台站对共有 个，它们的同震狏狏 值范围为 到 图 展示了 频带范围内三条穿过断层区台站对的狏狏以及它们的平均值（）可以看出，在震前的小幅波动之后，狏狏的值在地震之后均有明显的降低，大约在月份达到最小值，随后开始逐渐恢复，并随着余震活动的强弱有微小的起伏，截至月份左右，大部分台站对的波速已经完全恢复，这表明了破碎岩石的愈合过程理论上狏狏触底的时间应该是主震后几天内，而图中波速下降的最低点在六月份，则是由前后各 天的 叠期安艳茹等：利用背景噪声研究 年云南漾濞犕 地震同震及震后波速变化图相对波速及地震活动性随时间的变化（天叠加窗口，频带范围）（）、台站对上相对波速随时间的变化及其平均（）变化（）地震活动性随时间的变化 （）（），（）（）加窗口引起的，因此图中观测到的狏狏是受叠加窗口影响而获得的视狏狏除去时间偏移外，叠加窗口并不影响对同震波速变化特征的刻画和分析 同震波速变化空间分布获取台站对及台站周围的波速变化有助于分析波速变化的空间分布和影响机制为保证结果的可靠性，在分析台站周围的波速变化时，仅选取了震前波速变化起伏小于 的 个台站对进行处理，各个台站对上 频带范围的同震变化如图 所示同时，本文使用了 等（）提出的方法计算了每个台站下方的狏狏 ，为了估计反演过程的不确定性，引入 方法随机反演了 次，获得每个台站的 个狏狏值，取其 的置信区间（狏狏）并选其中位数作为每个台站的波速变化值狏狏 （表），图 显示了 个台站周围的同震波速变化情况由表数据可以看出，除三个台站（、）外，其他台站的最大的置信区间范围狏狏 均小于，这说明反演结果较为稳定可靠表通过犅 狅 狅 狋 狊 狋 狉 犪 狆测试获得的台站同震波速变化狏狏 （）及 的置信区间（犎 狕）犜 犪 犫 犾 犲 犆 狅 狊 犲 犻 狊 犿 犻 犮 狏 犲 犾 狅 犮 犻 狋 狔 犮 犺 犪 狀 犵 犲 狊 狅 犳 狊 狋 犪 狋 犻 狅 狀 狊（狏狏 （）犪 狀 犱 狋 犺 犲 狋 犺狆 犲 狉 犮 犲 狀 狋 犻 犾 犲 狉 犪 狀 犵 犲 犳 狉 狅 犿狋 犺 犲犫 狅 狅 狋 狊 狋 狉 犪 狆 狋 犲 狊 狋（犎 狕）台站代码狏狏 （）置信区间最小值最大值范围 注：标识 置信区间（对应文章中的狏狏）超过 的台站地 球 物 理 学 报（）卷图同震相对波速变化（）黑边五角星为漾濞犕 主震，浅蓝色圆点展示出了余震序列分布，三角形为台站的位置（）台站对上的同震相对波速变化狏狏 ，相对波速变化大小用射线颜色表示（）台站周围的同震相对波速变化狏狏 ，相对波速变化大小用三角形的颜色表示 犕 ，（）狏狏 （）狏狏 （，），因此我们将对这 个台站的结果进行讨论分析发现，研究区内各个台站最大的同震狏狏 降幅位于 台，接近 ；最小狏狏 降幅为 台，仅为 从图 中可以看出，波速变化较大的台站对主要沿着断裂带分布，且总体上台站间距越大，测量得到的狏狏 越小各个台站的波速变化狏狏 强度也与震中距具有相关性，波速变化强度随着台站距离震中位置而逐渐减弱同时，在震中区北部的台站，如 和 等的同震狏狏 变化量普遍较其余区域大 讨论大地震发生之后，在同震效应下会引起地震波速度的降低，相关的波速变化可被多种手段观测到苏金波等（）利用距离漾濞地震 外的大容量气枪震源信号，观测到漾濞地震周边在地震发生之后波速降低了 本文利用背景噪声互相关测量出的结果与之类似，在 频带范围内穿过断裂带的三条台站对的平均狏狏 降幅约为 （图）虽然两个研究使用了不同类型的信号，气枪信号中主要以穿过浅层结构的体波为主，而 中的尾波信号以散射的面波为主要成分但从波速变化测量结果上来看，二者的波速变化量级吻合，数值接近，表明相关的测量较好的反映了同震的波速相对变化相比苏金波等（）的研究，本文使用了较长时间的连续数据，观测到了漾濞地震之后地震波速度的恢复过程在地震发生之后，观测到的地震波速度在月份达到最小值，随后开始逐渐恢复，截至月份左右，多数台站对的波速基本恢复到了震前的平均水平（图）本文测量波速变化时使用了 天的叠加窗口，每一个时段的叠加 包含了 天（前后各 天）的平均因此在进行波速变化测量时，在时间上有一定延迟，在波速变化幅度上也会具备一定的平滑效应考虑到 叠加窗口的时长，当前结果表明漾濞地震同震变化在震后几天内达到波速最低值，而在月份前后逐渐恢复到震前的水平波速变化趋势表明在震后半年时间内，介质性质在逐渐恢复，这与 等（）对日本几次强震所观测到的 年的震后恢复时间较期安艳茹等：利用背景噪声研究 年云南漾濞犕 地震同震及震后波速变化为接近研究表明，除去部分火山区域之外，大多数区域 中的尾波信号主要由散射的瑞利面波组成图显示了张云鹏等（）的宾川地区上地壳速度结构以及瑞利面波的敏感核函数从中可以看出，在高图不同频带瑞雷面波的敏感核（）用于敏感核估计的一维波速度模型（张云鹏等，）；（）个频带瑞雷面波的敏感核 （）（，）；（）频 频带范围内，瑞利面波主要对 的深度敏感因此，较为明显的同震变化可能主要反映的是浅部介质的性质地震发生后，在震源区及其周边所造成的破坏及强地面运动最为强烈，因此同震波速变化在地震震源区的变化也最为明显图显示了随着台站对间距及台站震中距的变化，同震变化量有逐渐减小的趋势我们通过线性回归方法分析了同震狏狏 与台站间距的关系，以及同震狏狏 和震中距的关系，结果如图所示从中可以看出，不同台站对上的同震变化测量值与台站间距具有线性关系，其相关系数可达到 ；而台站周围的波速变化量，也同台站距离主震的震中距呈正相 关，相 关 系 数 为 等（，）的研究表明，在利用尾波来进行波速变化测量时，尾波的主要敏感区域集中在台站的下方在基于台站对进行波速变化监测时，往往假定在同一台站对路径上的波速变化是均一的，因此随着台站间距的加大，所得到的狏狏的数值会在台站对路径上的平均效应下略有减小而随着震中距的加大，地震所造成的破坏及强地面运动也逐渐减弱，因此各个台站上所得到的同震波速变化量，也在一定程度上与震中距相关在所有台站中，台站距离主震震源区最近，由强地面运动引起的浅部结构破坏及应力变化较大，因此可以观测到的波速下降也比较大以往很多研究都观测到大地震的同震波速降低图同震波速变化量与台站对间距、台站震中距的关系（）台站对上的同震波速变化狏狏 与台站间距的相关性；蓝色圆点展示了狏狏 随台站间距的分布；红色直线为稳健线性回归结果；绿色直线代表两倍的中值绝对偏差；离群点用紫色圆圈标识（）台站周围的同震波速变化狏狏 与震中距的相关性；蓝色圆点展示了狏狏 随震中距的分布；红色直线为稳健线性回归结果；绿色直线代表中值绝对偏差；离群点用紫色圆圈标识 （）狏狏 ；狏狏 ；（）狏狏 ；狏狏 ；地 球 物 理 学 报（）卷现象，一般认为波速降低与大规模应力调整以及物质破坏裂隙增加有关（，；，；，）但更为具体的影响机制仍没有统一认识，且不同地震同震波速降 低 的 影 响 机 制 也 不 尽 相 同（，；，；，）目前认为，影响同震波速下降的可能机制主要有四类，断裂带内的物质破坏，静态应力，流体作用以及强地面运动引起的近地表非线性场地响应（，）而对于近地表介质的速度变化，温度引起的热弹性效应也是重要的影响因素（，；，；，；，；，）地震活动 图（图）表明，年除漾濞地震序列外，整个云南地区以及漾濞地震周边均未发生级以上的较大地震中国地震科学实验场大理中心的气象观测资料也显示主震前后的降雨量相当，温度相近因此，其他强烈地震和环境因素对漾濞地震的同震波速变化测量较小尽管目前的结果无法准确约束特定深度的狏狏，由图可知，在 频带范围内获得的波速变化主要来自浅层（）基于漾濞犕 地震的震源机制解，本文利用 软件（，）计算了 深处的库仑静态应变场，并同 三维同震变形场（张克亮等，）的结果进行了比较（图）地表 的形变与 深度的静态应变分布特征较为一致由于漾濞主震属于右旋走滑型，理论上在应力增加的压缩区域，裂隙关闭会导致波速上升，而在应力减小的拉张区域，裂隙打开会导致波速降低（，；，）我们将各个台站的同震波速变化狏狏 与浅部变形场进行了对比，发现除 台的狏狏 接近于以外，位于南北两侧拉张区域的台站，同震狏狏 的幅值总体大于东西两侧压缩区域的台站然而，在压缩区域，并没有观测到同震波速升高的台站，这表明浅部静态应力的改变并不是产生同震狏狏 的唯一原因而且，由静态应力所引起 的 波 速 变 化 往往 在 深 部 表 现 的 更 为 明 显（，）因此，本文测量到的波速变化除了受浅部静态应力改变影响外，还受到其他因素的控制地震引发的强地面运动所导致的非线性场地响应是影响波速变化的重要机制（，；，）由强地面运动所引起的动态应变可引发地下介质的裂隙增加，在浅部波速变化中起很重要的控制作用利用 观测值和浅部波速度可以对台站下方的动态应变进行表征（，）张斌等（）利用中国国家强震动观测台网和云南地震预警台网的强震动记录，分析获得了漾濞地震的近场 和犞 ，我们对本文使用的 个 台站，搜索 最 近 的 观测值，并将犞 值作为浅部波速度，获取了每个台站的动态应变峰值（图）台站下方同震狏狏 与动态应变峰值的对数具有明显的相关性，它们的线性互相关系数为 ，这明显高于 水平（犚 ）的狋检验统计量这表明强地图（）台站狏狏 与库仑静态应变场分布；（）台站狏狏 与三维同震变形场分布（修改自张克亮等，）（）狏狏 ；（）狏狏 （，）期安艳茹等：利用背景噪声研究 年云南漾濞犕 地震同震及震后波速变化图 台站狏狏 与动态应变峰值对数的相关性蓝色圆圈展示了狏狏 随动态应变峰值对数的分布；红色直线为稳健线性回归结果；绿色直线代表中值绝对偏差；离群点用紫色圆圈标识 狏狏 狏狏 ；面运动是导致漾濞地震周边浅部变化的主要原因图计算得到的尾波部分信号的相关系数也表明浅部结构可能是影响波速变化的主要因素散射的尾波不仅对波速变化较为敏感，也对介质的散射性质具备敏感性 等（）以及 等（）的研究表明，散射尾波波形的相关系数本身也可以反映介质性质变化，可以用与之相关的 来进行介质监测互相关函数 中的尾波主要以面波形式的信号为主，相对高频 的波形相关系数下降剧烈，并随时间逐渐恢复而相对低频的 的波形相关系数相比更为稳定，变化较为平缓，表明强地面运动更多的影响了浅部介质，引起了其波速及散射性质的改变，并随着震后时间推移逐渐得以恢复同时，图 中也存在两个相关性较弱的离群点，对应台站 和 ，它们属于图 中北部地区波速变化较为剧烈的台站，处于拉张区域，但其狏狏 降幅明显高于拉张区的近主震台站这些台站既非距离主震最近的台站，也未处于强地面运动最强烈的位置，推测其波速变化可能与漾濞震区北侧洱源一带的流体活动有关洱源地区地表温泉较发育、大地热流值显著偏高（林元武，；王云等，）年漾濞犕 地震的震后调查发现，该地区地震前后周边温泉的物质含量出现了异常变化，表明地震引起了相关流体状态的变化（张翔等，）等（）对日本东北 级地震引起的同震波速变化的分析表明，在具备流体运移通道的火山区域，同震波速变化的幅度大大增强 等（）的进一步分析发现在日本东北地震发生之后年，在日本本州火山区存在一个异常的波速降低，可能与热流体的上涌有关，流体在裂隙发展和波速变化中起着重要的控制作用对本次漾濞犕 地震，多个研究认为漾濞地震孕育过程中伴随着流体的作用，且在研究区浅部存在着热流体或熔融物质，流体迁移是影响漾濞地震成核过程的一种可能机制（雷兴林等，；苏金波等，；，；，）因此，我们推测在漾濞犕 地震作用下，在震中西北方向，地下介质受拉张作用使得岩石裂隙打开，而流体的注入进一步造成了孔隙压力的降低，从而导致波速大幅度下降因此，流体运移很可能是 ，台波速变化较大的影响因素此外，台站的同震波速降低幅度也较大，也可能是由于其临近洱海，强地面运动导致的介质裂隙改变与流体共同作用的结果背景噪声干涉方法是低成本实现介质变化连续监测的有效手段由于与地震相关的波速变化量级较低，相关影响因素也较为复杂，开展更多深入的研究十分必要如图中显示近南北向跨越断裂带路径上的波速变化相对较大，可能受到多个因素的影响本文测量的波速变化更多反映的是台站下方浅部结构的影响，近南北向路径多由位于断裂带南北拉张区域，且动态应变较大的台站构成，因此相应较大的狏狏 可能主要受台站位置分布的影响同时，距离主震较近的断裂带内浅部结构也会在震后有较大破坏，引起波速降低靠近断层且沿断层方向的路径对波速变化区域有更多的采样，也可能是沿断裂带方向波速降低较大的影响因素对介质变化的 三 维 空 间 分 布 的 反 演 仍 是 十 分 挑 战 的 问 题（，；，），需要积累更多的震例和数据，结合速度结构、主动源探测等多种方式进行更多深入研究结论本文基于背景噪声方法，使用漾濞犕 地震周边 个台站的连续波形，研究 频带范围内同震波速变化和震后恢复过程，并结合台站对间、台站周围的波速变化时空分布特征，对可能导致波地 球 物 理 学 报（）卷速变化的几种因素进行了分析讨论，获得的结论如下：（）研究区台站对间的同震波速明显降低，由 天叠加波形所获的结果表明，漾濞地震所引起的波速变化在震后几天内达到最低值，而在月份前后逐渐恢复到震前的水平，表征了浅部介质的破坏和愈合过程（）同震波速变化的时空分布特征表明：台站对间的相对波速狏狏 在主震后明显降低，幅度为 ，随台站间距增大而降低台站周围的相对波速变化狏狏 的幅度为 ，在震源区较大，总体随震中距增大而减小（）同震波速变化均来自于 以内的浅层介质，受静态应变和动态应变的共同影响，主要由强地面运动引起的岩石破碎和应力大规模调整控制远离主震的北部台站波速变化较大，对应力扰动敏感性高，推测与台站下方的热流体分布相关综上，漾濞地震的同震波速变化受静态应变、强地面运动引起的动态应变及流体的共同作用，强地面运动和流体作用在浅部介质波速的同震降低中起到重要的控制作用致谢感谢两位审稿专家提出的建设性意见本文使用的连续波形数据由中国地震台网中心、云南省地震局、中国地震科学实验场大理中心和中国地震局地质研究所提供；感谢甘卫军研究员和张克亮副研究员提供的 同震变形场数据；图件使用（，）软件绘制在此一并致谢犚 犲 犳 犲 狉 犲 狀 犮 犲 狊 ，犌 犲 狅 狆 犺 狔 狊 犻 犮 犪 犾犑 狅 狌 狉 狀 犪 犾犐 狀 狋 犲 狉 狀 犪 狋 犻 狅 狀 犪 犾，（）：，犈 犪 狉 狋 犺犪 狀 犱犘 犾 犪 狀 犲 狋 犪 狉 狔犛 犮 犻 犲 狀 犮 犲犔 犲 狋 狋 犲 狉 狊，：，：犕 ，犑 狅 狌 狉 狀 犪 犾 狅 犳犌 犲 狅 狆 犺 狔 狊 犻 犮 犪 犾犚 犲 狊 犲 犪 狉 犮 犺：犛 狅 犾 犻 犱犈 犪 狉 狋 犺，（）：，：，犛 犮 犻 犲 狀 犮 犲，（）：，犖 犪 狋 狌 狉 犲犌 犲 狅 狊 犮 犻 犲 狀 犮 犲，（）：，犛 犮 犻 犲 狀 犮 犲，（）：，犕 犌 犲 狅 狆 犺 狔 狊 犻 犮 犪 犾犚 犲 狊 犲 犪 狉 犮 犺犔 犲 狋 狋 犲 狉 狊，（）：，：，犕 犅 狌 犾 犾 犲 狋 犻 狀狅 犳狋 犺 犲犛 犲 犻 狊 犿 狅 犾 狅 犵 犻 犮 犪 犾犛 狅 犮 犻 犲 狋 狔狅 犳犃 犿 犲 狉 犻 犮 犪，（）：，犌 犲 狅 狆 犺 狔 狊 犻 犮 犪 犾 犑 狅 狌 狉 狀 犪 犾 犐 狀 狋 犲 狉 狀 犪 狋 犻 狅 狀 犪 犾，（）：，犆 狅 犿 狆 狋 犲 狊犚 犲 狀 犱 狌 狊犌 犲 狅 狊 犮 犻 犲 狀 犮 犲，（）：，犛 犮 犻 犲 狀 犮 犲犃 犱 狏 犪 狀 犮 犲 狊，（）：，：，：，犅 狌 犾 犾 犲 狋 犻 狀狅 犳狋 犺 犲犛 犲 犻 狊 犿 狅 犾 狅 犵 犻 犮 犪 犾犛 狅 犮 犻 犲 狋 狔狅 犳犃 犿 犲 狉 犻 犮 犪，（）：，犑 狅 狌 狉 狀 犪 犾 狅 犳犌 犲 狅 狆 犺 狔 狊 犻 犮 犪 犾犚 犲 狊 犲 犪 狉 犮 犺：犛 狅 犾 犻 犱犈 犪 狉 狋 犺，（）：，犖 犪 狋 狌 狉 犲，（）：，犑 狅 狌 狉 狀 犪 犾 狅 犳犌 犲 狅 狆 犺 狔 狊 犻 犮 犪 犾犚 犲 狊 犲 犪 狉 犮 犺：犛 狅 犾 犻 犱犈 犪 狉 狋 犺，（）：，：，：犌 犲 狅 狆 犺 狔 狊 犻 犮 犪 犾 犑 狅 狌 狉 狀 犪 犾 犐 狀 狋 犲 狉 狀