云南地區(qū)波速變化與強(qiáng)震孕育*

楊潤(rùn)海，王 彬，鄭定昌，龐衛(wèi)東，閔照旭，秦家政，吳國(guó)華，許亞吉

(云南省地震局，云南昆明650224)

云南地區(qū)波速變化與強(qiáng)震孕育*

楊潤(rùn)海，王 彬，鄭定昌，龐衛(wèi)東，閔照旭，秦家政，吳國(guó)華，許亞吉

(云南省地震局，云南昆明650224)

利用2007年11月至2010年5月云南測(cè)震臺(tái)網(wǎng)46個(gè)臺(tái)站共31個(gè)月的連續(xù)測(cè)震記錄，采用背景噪聲瑞利面波層析成像方法得到云南地區(qū)不同周期瑞利面波的相速度背景圖像;用滑動(dòng)時(shí)窗得到當(dāng)前不同時(shí)段瑞利面波相速度圖像，將當(dāng)前速度圖像減去背景速度圖像，得到當(dāng)前速度擾動(dòng)圖像;將不同時(shí)段的速度擾動(dòng)圖像與云南中強(qiáng)地震作對(duì)比研究，發(fā)現(xiàn)在該區(qū)域中強(qiáng)地震發(fā)生前，在10～25 s周期的相速度擾動(dòng)圖像中，川滇菱形塊體中段瑞利面波波速都有明顯升高現(xiàn)象。

背景噪聲;格林函數(shù);波速變化;強(qiáng)震孕育;云南地區(qū)

0 引言

地震是在地應(yīng)力作用下在地殼或者地幔中巖層突發(fā)的破裂過(guò)程。既然地震是應(yīng)力持續(xù)積累和突然釋放的過(guò)程，那么地震發(fā)生前后和地震發(fā)生過(guò)程中應(yīng)力狀態(tài)的測(cè)量就尤為重要。然而，對(duì)地應(yīng)力的直接測(cè)量比較困難，特別是當(dāng)?shù)卣鸢l(fā)生在地下深部，通常只能通過(guò)穿透地下介質(zhì)的地震波進(jìn)行間接測(cè)量。地震波波速的精確測(cè)量，是實(shí)現(xiàn)應(yīng)力測(cè)量的一個(gè)重要途徑。在過(guò)去幾十年里，許多研究都證明地殼巖石中波速對(duì)應(yīng)力存在10-9～10-8Pa的敏感度 (Birch，1960，1961;Simmons，1964)，并被公認(rèn)是由于巖石孔隙的張合引起的。原理上，我們完全可以通過(guò)求波速的變化來(lái)求應(yīng)力的變化;眾多科學(xué)家都為此做出了很大貢獻(xiàn)(De Fazio et al，1973;Reasenberg， Aki，1974;Leary et al，1979;Yukutake et al，1988;Yamamura et al，2003;Silver et al，2007)。

測(cè)量地球內(nèi)部的波速，需要地震射線穿透地球內(nèi)部。天然地震是一種選擇，但由于天然地震時(shí)空分布不均勻，而且定位精度不能達(dá)到精確測(cè)量波速的精確變化，前人對(duì)此進(jìn)行了艱苦的探索(Nersesov etal， 1969;Aggarwaletal， 1973;Mcevilly，Johnson，1974;Kanamori，F(xiàn)uis，1976)。高精度觀測(cè)系統(tǒng)和計(jì)算機(jī)技術(shù)的發(fā)展，使人們能夠以更高的分辨率來(lái)觀測(cè)伴隨地震孕育過(guò)程發(fā)生的地震波走時(shí)變化 (Ratdomopurbo，Poupinet，1995;Schaff，Beroza，2004)。國(guó)內(nèi)外許多學(xué)者利用不同的主動(dòng)源，在不同的觀測(cè)環(huán)境下，觀測(cè)到了波速與固體潮、大氣壓力和降雨等的關(guān)系(Yukutake et al，1988;Silver et al，2007;Niu et al，2008;Wang et al，2008)。我國(guó)許多研究人員結(jié)合實(shí)際震例，對(duì)地震發(fā)生前后波速變化或波速比異常開(kāi)展了相關(guān)研究，并與實(shí)際地震預(yù)報(bào)工作緊密結(jié)合，取得了一些成果和經(jīng)驗(yàn)，并嘗試歸納波速比變化的時(shí)間、幅度、形態(tài)與強(qiáng)震的關(guān)系(刁桂苓等，2005;張學(xué)民等，2004;秦保燕，張?jiān)?000;蔡靜觀等，1997，1999，2000)。

我們可以利用人工震源主動(dòng)探測(cè)地球介質(zhì)的波速變化，但這是一種耗時(shí)且成本極高的方法。近幾年出現(xiàn)的從地震背景噪聲中提取格林函數(shù)的方法為人們利用測(cè)震臺(tái)網(wǎng)數(shù)據(jù)連續(xù)監(jiān)測(cè)地殼介質(zhì)波速的微弱變化提供了可能。從背景噪聲中提取出來(lái)的具有面波性質(zhì)的格林函數(shù)不僅能反演地殼速度精細(xì)結(jié)構(gòu)，而且能反映地質(zhì)構(gòu)造單元波速隨時(shí)間的變化，這就為我們了解地震發(fā)生和進(jìn)行地震預(yù)測(cè)提供了很好的思路。更重要的是，利用背景噪聲還有其他方法所不具備的特殊優(yōu)勢(shì):背景噪聲時(shí)刻都存在;臺(tái)站的位置是固定的;格林函數(shù)的提取具有可重復(fù)性。正是因?yàn)檫@3個(gè)優(yōu)勢(shì)，有效地降低了以往研究中的不確定因素，讓我們能夠準(zhǔn)實(shí)時(shí)地研究波速的變化規(guī)律。

Campillo和Panl(2003)利用多重反射尾波提取了格林函數(shù)。Shapiro等 (2004，2005)用背景噪聲做相關(guān)性研究，提取了格林函數(shù)。Ratomopurbo(2005)、Pandolfi等 (2006) 和Wegler等 (2006)對(duì)火山活動(dòng)區(qū)的地震記錄應(yīng)用了背景噪聲方法，得到了該地區(qū)速度的微弱改變。Poupinet等 (1984)，Nishimura等 (2000)，Peng和Ben-Zion(2006) 也運(yùn)用了自相關(guān)技術(shù)，得到了臺(tái)站鄰近地區(qū)在地震發(fā)生后地震波速相應(yīng)下降的結(jié)果。Brenguier等(2008)利用超過(guò)18個(gè)月的背景噪聲記錄提取格林函數(shù)，并計(jì)算出相對(duì)的地震速度擾動(dòng)，用來(lái)研究火山的波速變化，研究結(jié)果顯示:每次火山噴發(fā)前能夠清晰地識(shí)別到地震波速度降低。這項(xiàng)新的觀測(cè)提高了預(yù)報(bào)火山噴發(fā)及先驗(yàn)地估計(jì)火山噴發(fā)的強(qiáng)度和對(duì)環(huán)境影響的能力。Sens-Sch?nfelder和 Wegler(2006)用背景噪聲數(shù)據(jù)連續(xù)監(jiān)測(cè)Merapi火山附近地震波速度的微弱變化，每天的速度變化測(cè)量精度達(dá)到 0.1%。Wegler等 (2006) 和 Sens-Sch?nfelder等 (2006)用背景噪聲做自相關(guān)函數(shù)來(lái)監(jiān)測(cè)斷層區(qū)波速在地震前后的變化，用自相關(guān)的方法研究一個(gè)地震臺(tái)背景噪聲數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)了MiNiigata MW6.6地震前波速變化了0.6%。Xu和Song(2009)利用背景噪聲方法觀察到蘇門(mén)答臘島在2004、2005和2007大地震過(guò)后瑞利波走時(shí)的變化。

李軍等 (2009)利用福建測(cè)震臺(tái)網(wǎng)連續(xù)背景噪聲記錄，得到了2007年8月14日至2008年7月1日福建地區(qū)瑞利波波速的相對(duì)變化時(shí)空動(dòng)態(tài)圖像，結(jié)果表明，在臺(tái)網(wǎng)內(nèi)多次中等強(qiáng)度的地震或震群 (ML＞3.0)中福建地區(qū)瑞利波波速均表現(xiàn)出震前升高，震后下降并恢復(fù)的變化趨勢(shì)。劉志坤和黃金莉 (2010)研究發(fā)現(xiàn)2008年汶川8.0級(jí)地震造成了震源區(qū)地震波速度的急劇降低，最大降幅達(dá) 0.4%;

上述研究表明，利用從背景噪聲中提取的格林函數(shù)，能夠準(zhǔn)實(shí)時(shí)地監(jiān)測(cè)地殼介質(zhì)的波速變化。云南地區(qū)是一個(gè)地震多發(fā)區(qū)域，有可靠的地震監(jiān)測(cè)臺(tái)站和良好的數(shù)據(jù)，是利用地震背景噪聲研究中強(qiáng)地震前后地殼波速變化的良好區(qū)域。

1 方法與數(shù)據(jù)處理

1.1 處理方法

筆者采用的數(shù)據(jù)處理方法同Bensen等 (2007)描述的基本一致:

(1)格林函數(shù)的提取:單臺(tái)資料預(yù)處理，包括對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行重采樣，消除儀器響應(yīng)及趨勢(shì)項(xiàng)，帶通濾波，譜白化， “one-bit”處理;對(duì)經(jīng)過(guò)單臺(tái)處理后的臺(tái)站數(shù)據(jù)作臺(tái)站對(duì)間互相關(guān)計(jì)算，提取臺(tái)站對(duì)間每一天的格林函數(shù);最后對(duì)格林函數(shù)進(jìn)行疊加處理。

(2)相速度求取:基于Levshin等 (1989)提出的自適應(yīng)時(shí)頻分析技術(shù) (FTAN)對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行相速度的測(cè)量。

(3)面波成像:用 Ditmar與 Yanovaskya(1987)面波層析成像反演方法分別對(duì)8～40 s范圍內(nèi)的15個(gè)中心周期反演，得到云南地殼的0.5°×0.5°網(wǎng)格各個(gè)周期的相速度分布圖像。

(4)波速場(chǎng)擾動(dòng):分別將研究時(shí)段內(nèi)所有臺(tái)站對(duì)間的格林函數(shù)疊加，并反演成像，得到研究區(qū)域背景速度場(chǎng);滑動(dòng)疊加三個(gè)月臺(tái)站間的格林函數(shù)，反演成像，得到當(dāng)前 (第3個(gè)月)速度場(chǎng);將當(dāng)前速度場(chǎng)減去背景速度場(chǎng)，得到當(dāng)前速度擾動(dòng)場(chǎng)。

1.2 數(shù)據(jù)處理

首先，筆者收集了2007年11月至2010年5月云南測(cè)震臺(tái)網(wǎng)46個(gè)固定臺(tái)站 (圖1)共31個(gè)月的連續(xù)地震噪聲記錄。原始數(shù)據(jù)采樣率為100 Hz，經(jīng)重采樣采樣率變1 Hz，經(jīng)格林函數(shù)提取，相速度計(jì)算，面波層析成像，得到不同相速度的背景速度圖像。成像結(jié)果顯示，在地質(zhì)構(gòu)造塊體邊界有明顯的速度梯度帶，速度結(jié)構(gòu)與深大斷裂和地質(zhì)塊體對(duì)應(yīng)關(guān)系良好，尤其是揚(yáng)子板塊邊界十分清晰 (圖2)。

圖1 云南測(cè)震臺(tái)網(wǎng)子臺(tái)分布圖Fig.1 Location of the stations of the Yunnan digital seismic network

圖2 云南地區(qū)20 s周期相速度分布圖 (單位:km/s)Fig.2 Image of 20-second phase velocity in Yunnan area

以3個(gè)月為滑動(dòng)窗口窗長(zhǎng)，1個(gè)月為步長(zhǎng)，分別疊加臺(tái)站間格林函數(shù)，并反演成像，得到29個(gè)月的隨時(shí)間變化的瑞利波波速圖像。將這29個(gè)月的圖像與背景波速相減，得到29個(gè)月的當(dāng)前波速擾動(dòng)圖像 (圖3)。將前三個(gè)月的格林函數(shù)疊加后作成像處理，作為最后一個(gè)月 (即第三個(gè)月)的速度擾動(dòng)圖像，得到2008年1月至2010年5月共29個(gè)月的不同周期相速度擾動(dòng)圖像。筆者研究該時(shí)段內(nèi)中強(qiáng)地震發(fā)生時(shí)間與速度變化率圖像，試圖尋找中強(qiáng)地震與速度變化圖像之間的關(guān)系。

2 數(shù)據(jù)處理結(jié)果

按照數(shù)據(jù)處理方法，得到周期分別為10 s、12 s、14 s、16 s、20 s和25 s共29個(gè)月的瑞利面波相速度擾動(dòng)圖像。8 s、30 s、35 s和40 s周期因射線數(shù)較少未做擾動(dòng)圖像分析。

對(duì)比不同相速度擾動(dòng)圖像 (圖3)，可以發(fā)現(xiàn)速度擾動(dòng)圖像變化規(guī)律總體上一致，最明顯的特點(diǎn)是成像區(qū)域北部 (川滇菱形塊體中段)在不同時(shí)段有明顯的速度升高現(xiàn)象。圖3為16 s周期瑞利面波相速度擾動(dòng)圖像隨時(shí)間的變化，對(duì)比研究區(qū)域內(nèi)中強(qiáng)地震發(fā)生時(shí)間，可以看出在中強(qiáng)地震發(fā)生前，該區(qū)域速度皆有顯著升高。

從圖3可看出，2008年1月和2月地震波速在成像區(qū)域北部中間 (川滇菱形塊體中段)速度升高，2008年3月21日云南盈江發(fā)生5.0級(jí)地震，隨后該區(qū)域地震波速度降低，接近正常水平;2008年6～7月波速又升高，2008年8月21日云南盈江發(fā)生5.9級(jí)地震，2008年8月30日四川攀枝花發(fā)生6.1級(jí)地震，隨后波速接近正常水平;2008年11月該區(qū)域波速又開(kāi)始升高，并一直持續(xù)到2009年6月，2009年7月9日云南姚安發(fā)生6.0級(jí)地震;2009年11月2日云南賓川5.0級(jí)地震前當(dāng)月該區(qū)域波速又一次明顯升高;在2010年2月15日云南元謀5.1級(jí)地震前1月，波速也有明顯升高。在這七次地震中，雖然兩次盈江地震都遠(yuǎn)離波速異常區(qū)，但在2008年3月21日盈江5.0級(jí)地震前的1月和2月，川滇菱形塊體中段出現(xiàn)明顯波速升高異常，2008年8月的盈江地震與攀枝花地震時(shí)間相互重疊，未能區(qū)分開(kāi)來(lái)。而其它幾次地震發(fā)生在波速異常區(qū)域附近，說(shuō)明強(qiáng)震前，在某些構(gòu)造敏感部位，存在可以探測(cè)的波速異常。

結(jié)果表明:周期在10～25 s的瑞利面波相速度的速度變化率差異最大可達(dá)±2%，在強(qiáng)震 (M＞5.0)前1～7個(gè)月，在成像區(qū)域北部中間 (川滇菱形塊體中段)波速變化率逐漸升高，在震前約1個(gè)月達(dá)到最大值，中強(qiáng)震發(fā)生后，該區(qū)域的速度升高現(xiàn)象消失。這種現(xiàn)象在研究時(shí)間段內(nèi)都有明顯反映，表明利用背景噪聲得到波速變化率，再繪制得出的波速變化率動(dòng)態(tài)圖像對(duì)云南強(qiáng)震預(yù)測(cè)有一定意義。

圖3 16 s周期29個(gè)月的相速度擾動(dòng)圖 (%)Fig.3 Images of 16-second velocity perturbation for 29 months

3 討論

3.1 異常的成像位置

從圖3看出，中強(qiáng)震前的異常位置在成像區(qū)域的邊緣，因臺(tái)網(wǎng)子臺(tái)分布不均勻，這一區(qū)域的射線密度比較低，那么本文得出的結(jié)論是否可靠呢?為此，筆者將能覆蓋這一區(qū)域的臺(tái)站對(duì)中甸—鹽津臺(tái)站對(duì)和麗江—昭通臺(tái)站對(duì)利用采樣率為100 Hz的數(shù)據(jù)計(jì)算格林函數(shù)，疊加所有格林函數(shù)，得到參考格林函數(shù)，并以90天為窗長(zhǎng)，1天為滑動(dòng)步長(zhǎng)，分別疊加格林函數(shù)，得到當(dāng)前格林函數(shù)。將當(dāng)前格林函數(shù)與參考格林函數(shù)作相關(guān)性計(jì)算，求取兩格林函數(shù)間的時(shí)延。圖4和圖5分別為中甸—鹽津和麗江—昭通臺(tái)站對(duì)的參考格林函數(shù)的時(shí)間變化圖，圖4、5中橫坐標(biāo)是從2008年1月1日開(kāi)始的天數(shù)，縱坐標(biāo)是格林函數(shù)延時(shí)，單位為s(秒)。將得到的格林函數(shù)間的延時(shí)，作90天滑動(dòng)平均，就得到延時(shí)變化的趨勢(shì)項(xiàng) (圖4、5中最上面的一條藍(lán)線為延時(shí)變化的趨勢(shì)項(xiàng))，下面一條藍(lán)線是延時(shí)與趨勢(shì)之差。格林函數(shù)間的延時(shí)變化為了與格林函數(shù)波形變化一致，都作了歸一化處理，延時(shí)變化在±1%以?xún)?nèi)，由互相關(guān)計(jì)算得到的速度變化 (±1%)小于由成像得到的速度變化 (±2%)。圖4、5中還標(biāo)出了各次地震的位置，可看出，參考格林函數(shù)的同相軸隨著時(shí)間變化而變化，說(shuō)明波速是有變化的。仔細(xì)觀察格林函數(shù)延時(shí)變化和同相軸變化，可以發(fā)現(xiàn)在中強(qiáng)地震前，都有波速增加的現(xiàn)象，說(shuō)明雖然波速異常區(qū)域靠近成像區(qū)域邊緣，但結(jié)果是可靠的。筆者已收集到四川臺(tái)網(wǎng)的數(shù)據(jù)，將對(duì)異常區(qū)域作進(jìn)一步的成像研究。

圖4 中甸—鹽津臺(tái)站間格林函數(shù)隨時(shí)間變化Fig.4 The empirical Green's function change with time for station pair ZOD-YaJ

圖5 麗江—昭通臺(tái)站間格林函數(shù)隨時(shí)間變化Fig.5 The empirical Green's function change with time for station pair LiJ-ZAT

3.2 利用臺(tái)站對(duì)間的格林函數(shù)是否能監(jiān)測(cè)中強(qiáng)震前

云南地區(qū)中強(qiáng)震頻發(fā)，筆者利用穿過(guò)震源區(qū)的臺(tái)站對(duì) (臺(tái)站距60～100 km)，采用類(lèi)似圖4、5的數(shù)據(jù)處理方法，卻沒(méi)有得出明確的震源區(qū)震前、震后異常波速變化的可靠證據(jù)。這可能是因?yàn)檎鹪磪^(qū)速度變化量比較小，需要進(jìn)一步探索。而用成像的方法更有利于區(qū)域內(nèi)異常的發(fā)現(xiàn)，說(shuō)明成像方法可能有波速變化累積效應(yīng)，利于區(qū)域波速異常的識(shí)別。我們的結(jié)果沒(méi)有得出類(lèi)似李軍(2009)等在福建地區(qū)的研究成果——中強(qiáng)震前震源區(qū)附近沒(méi)有明顯的波速增高現(xiàn)象，這可能是福建臺(tái)網(wǎng)的密度高于云南臺(tái)網(wǎng)密度的緣故。

3.3 波速異常區(qū)域的動(dòng)力學(xué)原因

如果波速升高的結(jié)論是可靠的，那么為什么云南地區(qū)地震波速度升高更明顯呢?從地質(zhì)構(gòu)造上看，這一區(qū)域處于揚(yáng)子板塊西邊緣，屬于古康滇裂谷的北段，處在麗江—小金河斷裂和安寧河斷裂等活動(dòng)斷裂圍限區(qū)域，現(xiàn)代構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈。同時(shí)它還屬于GPS測(cè)量結(jié)果的運(yùn)動(dòng)矢量與現(xiàn)代構(gòu)造區(qū)域應(yīng)力場(chǎng)方向明顯不一致的地方，有其明顯的地球動(dòng)力學(xué)背景。我們初步推測(cè)這種波速變化率升高的原因是川滇菱形塊體向南南東楔入過(guò)程中受到揚(yáng)子板塊內(nèi)相對(duì)穩(wěn)定塊體阻擋，同時(shí)和殼內(nèi)拆離作用有關(guān)。

3.4 關(guān)于波速變化量

對(duì)比圖3和圖4、圖5的結(jié)果，在相似路徑上，由當(dāng)前格林函數(shù)和參考格林函數(shù)互相關(guān)得到的延時(shí)變化率±1%(等價(jià)于符號(hào)相反的波速變化率)比由成像到速度得到的變化率小于±2%，這可能是由于在頻散曲線計(jì)算和成像過(guò)程引入了誤差，放大了速度變化率，但變化趨勢(shì)是相似的。

4 結(jié)論

從背景噪聲中提取格林函數(shù)，并反演計(jì)算得到速度變化場(chǎng)的方法，不受噪聲源的時(shí)間與空間分布影響的特性，使得地震工作者能夠準(zhǔn)實(shí)時(shí)地研究地殼介質(zhì)的性質(zhì)變化，也為地震工作者用地震波速變化研究中強(qiáng)地震的物理預(yù)測(cè)和強(qiáng)震動(dòng)力學(xué)背景提供了良好的前景。

蔡靜觀，張喜玲，李永莉，等.1997.云南地區(qū)近期強(qiáng)震孕育過(guò)程中波速比突變的時(shí)空演化特征［J］.地震學(xué)報(bào)，19(5):535-541.

蔡靜觀，張喜玲.1999.麗江、寧蒗強(qiáng)震的波速比時(shí)空演化圖象和數(shù)值分析［J］.中國(guó)地震，15(1):82-91.

蔡靜觀.2000.波速比計(jì)算中的不確定因素和在地震預(yù)報(bào)中的應(yīng)用［J］.地震研究，23(1):51-56.

刁桂苓，周仕勇，劉杰，等.2005.岫巖地震序列的平均波速比前兆異常［J］.華北地震科學(xué)，23(4):1-5.

李軍，金星，周崢嶸，等.2009.利用地震噪聲準(zhǔn)實(shí)時(shí)監(jiān)測(cè)短周期面波波速變化［J］.地震學(xué)報(bào)，31(6):629-640.

劉志坤，黃金莉.2010.利用背景噪聲互相關(guān)研究汶川地震震源區(qū)地震波速度變化［J］.地球物理學(xué)報(bào)，53(4):853-863.

秦保燕，張?jiān)?2000.波速比異常空間演化與主震位置預(yù)測(cè)［J］.西北地震學(xué)報(bào)，22(1):6-10.

張學(xué)民，刁桂苓，束沛鎰，等.2004.華北地區(qū)地下介質(zhì)波速比值(Vp/Vs)研究［J］.地震地質(zhì)，26(2):138-150.

Aggarwal Y P，Sykes L R，Armbrusterm J，et al.1973.Premonitory changes in seismic velocities and prediction of earthquakes［J］.Nature，241(5385):101-104.

Birch F.1961.The velotity of compressional wtwes in rocks to 10 Rilobars，part 2［J］.JGR，(7):2199-2224.

Birch F.1960.The velocity of compressional waves in rocks to 10 ki lobars，part 1［J］.JGR，65(4):1083-1102.

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

Brenguier F，Shapiro N M，Campillo M，et al.2008.Towards Forecasting Volcanic Eruptions using Seismic Noise［J］.Nature Geoscience，1(2):126-150.

Brenguier F，Campillo M，Hadziioannou C，et al.2008.Postseismic relaxation along the San Andreas Fault at Parkfield from continuous seismological observations［J］.Science，321(5805):1478-1481.

Campillo M，Paul A.2003.Long-range correlations in the diffuse seismic coda［J］.Science，299，547-549，doi:10.1126/science.1078551.

De Fazio T L，Aki K，Alba J.1973.Solid earth tide and observed change in the in situ seismic velocity［J］.JGR，78(8):1319-1322.

Dirmar P G，Yanovskaya T B.1987.Generalization of Backus Gi lbert method for estimation lateral variations of surface wave velocities［J］.phys Sobid Earth lzlestia Acad Scl USSR，23(61):470-477.

Kanamori H，F(xiàn)uis G.1976.Variation of P-wave velocity before and after the Galway Lake earthquake(ML=5.2)and the Goat Mountain.earthquakes(ML=4.7，4.7)，1975，in the Mojave Desert，California［J］.BSSA，66(6):2017-2037.

Leary P C，Malin P E，Phinney R A，et al.1979.Systematic monitoring of millisecond travel time variations near palmdale，california［J］.Geophys Res，84(B2):659-666.

Levshin A L，Yanovskaya T B，Lander A V，et al.1989.Seismic Surface Waves in a Laterally Inhomogeneous Earth［M］.//Keilis-Borok，V I，Kluwer，Norwell，et al.Mcdern Approoches in Geophysics.

McEvilly T V，Johnson L R.1974.Stability of P and S velocities from central California quarry blasts［J］.BSSA，64(2):343-353.

Nersesov I L，Semenova A N，Simbireva I G.1969.Space-time distribution of the travel-time ratios of transverse and longitudinal wave in the Gram area［M］//The Physical Basis of foreshocks，Nauka，Moscow.

Niu F L，Silver P G，Daley T M，et al.2008.Preseismic velocity changes observed f rom active source monitoring at the Parkfield SAFOD drill site［J］.Nature，454(7201):204-209.doi:10.1038/nature07111.

Nishimura T，Uchida N，Sato H，et al.2000.Temporal changes of the crustal structure associated with the M6.1 earthquake on September 3，1998 and the volcanic activity of mount Iwate，Japan［J］.Geophys Res Lett，27(2)，269-272.

Pandolfi D，Bean C J，Saccorotti G.2006.Coda wave interferometric detection of seismic velocity changes associated with the 1999 M=3.6 event at Mt.Vesuvius［J］.Geophys Res Lett，33，L06306，doi:10.1029/2005GL025355.

Peng Z，Ben-Zion Y.2006.Temporal changes of shallowseismic velocity around the Karadere-D¨uzce branch of the north Anatolian fault and strong ground motion［J］.Pure Appl Geophys，163(2-3)，567-600.

Poupinet G，Ellsworth W L，F(xiàn)rechet J.1984.Monitoring velocity variations in the crust using earthquake doublets:an application to the Calaveras fault，California［J］.JGR，89(87)，5719-5731.

Ratdomopurbo A，Poupinet G.1995.Monitoring a temporal change of seismic velocity in a volcano:application to the 1992 eruption of Mt.Merapi(Indonesia)［J］.Geophys Res Lett，22(7):775-778.

Reasenberg P，Aki K.1974.A precise，continuous measurement of seismic velocity 453 for monitoring in situ stress［J］.JGR，79(2)，399-406.

Saito M.1988.DISPER80:a subroutine package for the calculation of seismic normal-mode solutions，seismological algorithms［M］//Doornbos D J.Press Seismological Algorithms，New York，293-319.

Schaff D P，Beroza G C.2004.Coseismic and postseismic velocity changes measured by repeating earthquakes［J］.JGR，109(B10302)，doi:10.1029/2004JB003011.

Sens-Sch?nfelder C，Wegler U.2006.Passive image interferometry and seasonal variations of seismic velocities at Merapi volcano，Indonesia［J］.Geophys Res Lett，33，L21302，doi:10.1029/2006GL027797.

Shapiro N M，Campillo M.2004.Emergence of broadband Rayleigh waves from correlations of the ambient seismic noise［J］.Geophys Res Lett，31，L07614，doi:10.1029/2004GL019491.

Shapiro N M，Campillo M，Stehly L，et al.2005.High-resolution surfacewave tomography from ambient seismic noise［J］.Science，307(5715)，1615-1618.doi:10.1126/science.1108339.

Silver P G，Daley T M，Niu F，et al.2007.Active source monitoring of corsswell seismic travel time for stress induced changes［J］.BSSA，97(18)，281-293.

Simmons G.1964.Velocity of shear waves in rocks to 10 kilobars 1［J］.JGR，69(6)，1123-1130.

Wang B S，Zhu P，Chen Y，et al.2008.Continuous subsurface velocity measurement with codawave interferometry ［J］.JGR，113(B12313)，doi:10.1029/2007JB005023.

Wegler U，Lühr B-G，Snieder R，et al.2006.Increase of shear wave velocity before the 1998 eruption of Merapi volcano(Indonesia)［J］.Geophys Res Lett，33，L09303，doi:10.1029/2006GL025928.

Xu Z J，Song X D.2009.Temporal changes of surface wave velocity associated with major Sumatra earthquakes from ambient noise correlation［C］.Proc Natl Aca Sci USA，106(34)，14 207-14 212.

Yukutake H，Nakajima T，Doi K.1988.In situ measurements of elastic wave velocity in a mine，and the effects of water and stress on their variation［J］.Tectonophysics，149(1-2):165-175.

Yamamura K，Sano O，Utada H，et al.2003.Long-term observation of in situ seismic velocity and attenuation［J］.JGR，108(B6)，2317，doi:10.1029/2002JB002005.

Variation of Wave Velocity and Strong Earthquake Preparation in Yunnan Region

YANG Run-hai，WANG Bin，ZHENG Ding-chang，PANG Wei-dong，MIN Zhao-xu，QIN Jia-zheng，WU Guo-hua，XU Ya-ji
(Earthquake Administration of Yunnan Province，Kunming 650224，Yunnan，China)

Applying the Rayleigh Wave Tomography method to the processing of the continuous ambient data recorded by 46 broadband sub-stations of the Yunnan Seismological Network from November，2007 to May，2010，we obtain the background image of the phase velocity of the Rayleigh Wave with different periods in Yunnan area.Then，by removing the background phase velocity from the current phase velocity reconstructed by sliding timewindow，we obtain the current velocity-perturbation images.Comparing the velocity-perturbation images with the distribution of moderate-strong earthquakes in Yunnan，we find that before moderate-strong earthquakes in the middle part of the Sichuan-Yunan Rhombic Block，Rayleigh-phase velocity increased significantly in the perturbation images of phase-velocity from 10s to 25s.

ambient noise;Green's Function;variation of wave velocity;strong earthquake genesis

P315.3+1

A

1000-0666(2011)04-0420-08

2011-07-25.

云南省基金項(xiàng)目 (2009ZC179M，2010ZC143)，云南省“十項(xiàng)措施”(強(qiáng)震動(dòng)力學(xué)研究)聯(lián)合資助.