与苏门答腊特大地震有关的地壳内地震波速时间变化

2014-12-24YuSongSilver

地球与行星物理论评(中英文) 2014年2期

W.C.Yu T.R.A.Song P.G.Silver

引言

大地震发生后观测到的地壳性质随时间变化的特点通常在于波速呈阶梯式降低随后又逐渐恢复（Li et al，1998；Li et al，2003；Vidale and Li，2003；Rubinstein and Beroza，2004a；Schaff and Beroza，2004；Li et al，2006；Peng and Ben－Zion，2006；Rubinstein et al，2007；Wegler and Sens－Schönfelder，2007；Brenguier et al，2008；Chao and Peng，2009；Zhao and Peng，2009）。在许多情况下，观测到的这种波速时间变化与伴随强地震动的地震动峰值速度（或加速度）有关（Vidale and Li，2003； Rubinstein and Beroza，2004b；Schaff and Beroza，2004；Rubinstein and Beroza，2005；Li et al，2006；Peng and Ben－Zion，2006；Rubinstein et al，2007；Sleep，2009；Wu et al，2009；Zhao and Peng，2009；Chen et al，2011；Yu and Hung，2012）。强地震动会破坏近地表低围压状态下（几十兆帕）的松软土质材料（Ma，2008；Finzi et al，2009）。大地测量证据也说明，大地震后的膨胀恢复可以由浅部的宽范围沉降体现出来（Peltzer et al，1996；Jónsson et al，2003；Fialko，2004）。然而，对于在小应力（或应变）扰动情况下裂纹在深部地壳的周围条件下是如何张开和闭合的并不清楚，特别是有流体存在的情况下。缺少特定机制也使得难以讨论物质再平衡的时间尺度（Zhao and Peng，2009）以及评估这种扩容和流体扩散的过程如何产生地震（Scholz et al，1973；Niu et al，2008；Lu－cente et al，2010；Schaff and Kim，2012）。与慢滑事件有关的波速变化的最新进展（Rivet et al，2011）进一步强调了研究与地壳缓慢形变相关的波速变化的必要性。

图1 苏门答腊巨大逆断层带区域图（原图为彩图——译注）。（a）2004年苏门答腊－安达曼特大地震（MW9.2）和2005年尼亚斯－锡默卢特大地震（MW8.6）的震中位置（白色五角星）、重复余震序列（黄色小五角星）和叠加同震滑动（彩色区域；Ammon et al，2005；Hsu et al，2006）和震后余滑（白色等值线；Hsu et al，2006；Chlieh et al，2007）的背景地震活动（灰色点）。2004年和2005年特大地震震后余滑的等值线间隔分别为200cm和20cm。从Engdahl－Hilst－Buland（EHB）地震目录选择体波震级（mb）≥4.3的事件作为背景地震活动（Engdahl et al，1998；Engdahl et al，2007）；S和N分别表示与2004年苏门答腊－安达曼特大地震和2005年尼亚斯－锡默卢特大地震有关的重复余震序列。苏门答腊－安达曼和尼亚斯－锡默卢重复余震序列的震源参数见表S1（附录）。黑色实线和黑色虚线分别为海沟和50km深度的板块等深线（Gudmundsson and Sambridge，1998）。白色正方形代表全球定位系统（GPS）LHWA台站。在合适的地方标出了几个重复余震序列。插图内标出了2004年和2005年特大地震整个同震滑动区的区域图和滞后时间分析使用的PSI、KUM和PPI地震台站（三角形），其中灰色方框表示主图所显示的区域。白色五角星表示2004年和2005年特大地震以及2007年9月12日明打威一对特大地震（MW8.4、MW7.9）的震中。2005年的板间重复余震发生在同震滑动区的上倾区和震后滑动区的下倾区（Hsu et al，2006），而2004年的板间重复余震大部分发生在震后滑动区内和下倾区（Lin et al，2009）

重复地震具有高度波形相似性﹑几乎相同的位置、震源机制和矩率函数的特征，是测定地壳波速随时间变化的理想原始资料之一（Poupinet et al，1984；Schaff and Beroza，2004；Peng and Ben－Zion，2006；Rubinstein et al，2007；Zhao and Peng，2009；Cociani et al，2010）。同一台地震仪记录的地震波形的细微差别和时间位移很可能由介质中波速的随时间变化所引起。2004年苏门答腊－安达曼特大地震（Ammon et al，2005；Lay et al，2005；Park et al，2005；Subaryaet al，2006；Chlieh et al，2007）和2005年尼亚斯－锡默卢特大地震（Hsu et al，2006；Konca et al，2007）都产生了最大的同震滑动（2004年苏门答腊－安达曼地震为MW9.2；2005年尼亚斯－锡默卢地震为MW8.6）和最大的震后滑动（2004年地震为MW≈8.8；2005年地震为MW≈8.2），很可能引起了地壳内波速的随时间变化。

我们先前已识别了28个与2004年苏门答腊－安达曼和2005年尼亚斯－锡默卢特大地震有关的重复余震序列，并对其相对位置进行了精确定位。大部分重复余震具有高波形互相关（cc）系数（≥0.9），且序列内震源区重叠严重，圆形破裂区半径与震源间距的比值＞0.8（Yu et al，2013）。在本次研究中，我们使用靠近2004年和2005年主滑动区的一组重复余震（图1；本文电子版附录中的表S1），通过移动窗口波形互相关技术来检验地壳内与特大地震有关的波速时间变化。我们将简述这种互相关技术，并讨论观测到的滞后时间的特点﹑波速变化、对观测到的滞后时间的可能影响因素以及我们的优选解释。观测到的滞后时间有助于约束地壳内由苏门答腊特大地震引起的波速降低的幅度及空间范围（T.R.A.Song et al，未发表手稿，2013）。

1 用移动窗互相关测量滞后时间和去相关指数

对于发生位置相同而时间不同的一对重复地震，均匀的波速降低将延长波形并在直达P波与后来的尾波之间产生时间滞后。具有最小传播路径的直达P波是地震图中的初至波。紧随其后的尾波为多重散射波，其传播路径逐渐延长。由于射线路径长，尾波的后面部分对介质中的波速降低越来越敏感，并累积更多的时间滞后（Snieder et al，2002）。遵照先前研究的方法，我们采用移动窗波形互相关技术测量给定重复余震序列地震图的滞后时间并精细确定波形的不相似性。以P波对齐时间序列后，假定介质中的波速降低在空间上均匀，波速降低的幅度可以量化为－dV／V＝τ（t）／t，其中，τ（t）为以走时t为中心的时间窗测量的滞后时间，－dV为由背景速度V摄动的波速降低（Poupinet et al，1984；Snieder et al，2002；Cociani et al，2010）。

在印尼—马来西亚地区，太平洋21世纪地震台网的PSI台站、马来西亚国家地震台网的KUM台站和日本—印尼地震台网（JISNET）的PPI台站离巨大逆断层的板块边界最近，记录到许多重复余震（图1中的插图）。下面给出并讨论这3个区域台站的滞后时间测量结果。因为这几个特大地震引起的地壳内地震波速的时间变化在晚期没有早期震后时间段那样急剧，因此，我们选择复发余震序列中最后的地震作为参考事件。然而，自2004年12月26日苏门答腊－安达曼主震以来在印尼地区有几个大地震（MW＞7.5），且有的重复事件发生在这些晚期的地震之后。在这些情况下，我们只选择给定序列中这些晚期地震之前的最后地震作为参考事件，以避免这些晚期地震产生的波速降低的影响

我们对PSI、KUM和PPI这3个台站记录的目标事件与参考事件的高频（0.5～2.0Hz）尾波和长周期（0.03～0.1Hz）面波，进行动窗波形互相关处理（Niu et al，2003；Rubinstein and Beroza，2004b；Peng and Ben－Zion，2006；Rubinstein et al，2007）。这3个台站发震时刻序列的采样间隔分别为50ms和20ms。将这些时间序列内插到5ms的更高采样间隔，来得到二次采样精度（Peng and Ben－Zion，2006；Taira et al，2008；Zhao and Peng，2009）。对于高频尾波和长周期面波，分别用95%窗重叠的4s和40s的动窗就可理想地得到内插时间序列的平滑而稳定的测量结果。我们发现，当动窗长为20s周期面波的2～3周期时，长周期面波的滞后时间测量结果变得稳定（图S1－b，c；见附录）。通过去除完全由最初4s高频P波的互相关确定的滞后时间，我们得到了滞后时间系列τ（t）与消逝时间t的关系。τ（t）可用公式表示为（tcodat－tcodaref）－（tPt－tPref），其中tP 和tcoda分别代表直达P波和尾波的到时，下标ref和t分别表示序列中的参考事件和目标事件。去相关指数D（t）定义为1－互相关系数，以量化事件对之间的波形不一致。虽然去相关指数D（t）已用来检验孤立分散事件小范围扰动的波速时间变化（Niu et al，2003；Taira et al，2008），但我们的重点是研究宽范围的波速时间变化，而且我们集中在滞后时间的性状上。

在此说明我们分析的一个实例，选用了PSI、KUM和PPI这3个区域台站记录的垂向分量高频（0.5～2.0Hz）尾波和长周期（0.03～0.1Hz）瑞利波及切向分量的勒夫波（图2）。高频P尾波时间窗长为28～55s，以直达P波到时为起点，在预测的S波到达前结束（图2a，e，i，k）。高频S尾波的时间窗长大约为30～40s，其中D（t）值很低，以预测的S波到时为时间起点（图2b，f，j，l）。为了尽量减少噪声的影响，我们对高频尾波和长周期面波分别设定了5和10的信噪比（SNR）阈值。对于长周期面波，只分析了信噪比＞10的时间窗波形段（图2c，d，g，h中的灰色阴影区域）。因为重复地震到台站的路径之间的距离各不相同，我们对每一震源－台站路径估计了平均波速降低值（－V），以尽量减小震中距不同造成的影响。波速平均降低以百分比（%）表示，用信噪比大于阈值的时间窗的平均滞后时间除以平均走时来计算，公式为：／V＝－。P波尾波、S波尾波、瑞利波和勒夫波的平均波速降低分别用－δVP、－δVS、－δVLR和－δVLQ表示。假定滞后时间主要由地壳内波速时间变化所引起，滞后时间呈正值则表明与参考事件的发生相比，目标事件发生处波速呈降低趋势。

2 观测的与2004年苏门答腊－安达曼和2005年尼亚斯－锡默卢特大地震有关的滞后时间变化

观测结果揭示出几个非常稳健的重要特征。总体上说是：（1）P尾波滞后时间经常小于20ms，S尾波的滞后时间为20～70ms［图2a，b，e，f中的τ（t）图］，－δVS大致比－δVP大1倍（图3a）；（2）瑞利波的滞后时间为80～180ms，比S尾波大约2倍［图2b，c，f，g中的τ（t）图］，－δVLR比－δVS至少大2倍（图3b）；（3）瑞利波的滞后时间大于勒夫波大约2～3倍［图2c，d，g，h中的τ（t）图］，－δVLR比－δVLQ大2～3倍（图3c）；（4）2005年序列测量的－δVS和－δVLR通常比2004年序列大1～2倍（图3a，b）；（5）在PSI台站测得的2004年序列第一个事件S尾波的滞后时间不超过40ms（图4e～h），而PSI台站测得的2005年序列第一个事件S尾波的滞后时间可达50～70ms，但与其后发生的目标事件中的P尾波相比，波速降低更加明显（图4a～d）；（6）PSI台站测得的δVS和δVLR显示出波速随时间恢复，2005年序列表现最为明显（图5）。2005年的δVS速度恢复速率与2005年尼亚斯－锡默卢地震附近LHWA台站得到的连续全球定位系统（GPS）位移时间序列相吻合（图5b，g，h中的灰色曲线）；（7）在远台站PPI和KUM观测的S尾波、瑞利波滞后时间以及－δVS和－δVLR均比近台站PSI观测的结果小（图2、5），说明波速降低很可能仅限于震源附近，或者随距离增大而逐渐减弱。

图3 2004年（灰色正方形）和2005年（空心圆）测量结果的散射图：（a）－δVS与－δVP；（b）－δVLR与－δVS；（c）－δVLQ与－δVLR。此处显示的所有值－δVP、－δVS、－δVLR和－δVLQ均乘以归一化因子exp（T－T0）／exp（Tref－T），其中T，T0和Tref分别为目标事件、主震和参考事件的发生时间。采用该归一化因子是为了对每个复发余震序列降低因参考事件选择所产生的影响，因为每个子图都含有覆盖宽范围时间间隔的多重复发余震序列的测量结果。灰色误差棒表示在高频尾波和长周期瑞利波（信噪比＞5）及勒夫波（信噪比＞10）时间窗计算的τ（t）测量值的标准偏差。还要注意，由于勒夫波的信噪比＞10，很难得到稳健的滞后时间数据，因此（c）中的－δVLQ与－δVLR数据稀少。总体上说，δVS／δVP 比值约为1～3，δVLR／δVS 比值大于3，δVLR／δVLQ比值大约为3～4

图4 PSI台站记录的2005年尼亚斯－锡默卢特大地震（a）N1、（b）N2、（c）N3、（d）N4序列和2004年苏门答腊－安达曼特大地震（e）S1、（f）S2、（g）S3和（h）S4序列高频尾波滞后时间系列τ（t）作为消逝时间的函数。灰色阴影区域为信噪比＞5的波形段。参考事件的日期标在事件对的第一个。注意S3序列中2007年6月24日与2005年3月12日事件对的P波和S波尾波滞后时间震荡（g）是因为信噪比较低的原因。为了避免2007年9月12日明打威特大地震对（MW8.4，MW7.9）引起的波速降低，我们选择2007年6月24日事件为S3序列（g）的参考事件，2006年12月9日事件作为S4序列（h）的参考事件

2004年苏门答腊－安达曼地震的同震／震后滑动大约比2005年尼亚斯－锡默卢地震大2倍。直觉上看，与2004年地震引起的形变有关的波速降低－δVS和－δVLR应该更大。然而令人惊奇的是，在主震发生后的相同时间段内，所有2005年序列测量的－δVS值均比所有2004年序列大1～2倍（图6a）。对两个序列的滞后时间系列的特征进行进一步比较后发现，2005年序列的滞后时间系列τ（t）总是正值且随消逝时间单调增长（图7a，b），而2004年序列的滞后时间系列τ（t）则典型地在0值上下波动，有时随消逝时间出现负值（图7c）。

3 讨论

通过重复余震序列高频尾波和长周期面波的波形互相关，我们识别了可能是由2004年和2005年特大地震引起的波速变化的滞后时间的系统趋势。一般来说，这些观测结果与地壳内波速降低随后波速又恢复相一致。然而，一些因素可能会影响到这些观测结果，包括背景噪声变化、仪器响应的不稳定和震源的间距等。

3.1 背景噪声变化的影响

背景噪声往往是随机的，我们预计随机的背景噪声会使滞后时间出现正值和负值的震荡。然而，在一个地震序列中，由主震和一事件发生前的前导地震的信号产生的噪声对测量影响非常大。几个自变量的线共同说明背景噪声的影响不能解释观测到的滞后时间：（1）以PSI、KUM 和PPI台站记录的S1和N1序列为例可以看出，对所有波形来说，P波到达前的背景噪声都非常低（图2中的波形图）。因此，从S1和N1序列测量的τ（t）和－δV几乎不受背景噪声的影响（图2，5）；（2）2005年序列中S尾波的τ（t）表现为单调增长，与由随机背景噪声引起的震荡并不相符（如图7a，b）；（3）用于计算－δV的波形段满足高信噪比的阈值，δVS和δVLR显示了不可能是由随机背景噪声产生的系统时间变化（图5）。

3.2 仪器响应变化的影响

对于距离震源最近的PSI台站，没有该时段关于电机响应变化的报告（10%以内的增益位移除外，这种增益会造成震级估计的不确定性）。另外，仪器响应的变化很可能是人为造成的，如果这种变化存在，它就会同时影响到KUM和PPI台站（与PSI相比，这两个台站受到震动的影响较弱），使3个台站的δVS和δVLR显示出系统的变化（图5）。尽管我们不能彻底消除这种仪器响应变化的影响，但它也不可能以完全不同的方式使长周期面波和高频尾波产生系统的时间变化。

3.3 重复余震序列震源参数不同的影响

在我们的分析中，估计波速变化基于的假设是序列内重复的余震位置完全相同。而实际上，几千米的小震源间距就会破坏区域近距离内地震尾波波形的相似性，从而影响波速变化的检测（Snieder and Vrijlandt，2005；Schaff and Kim，2012）。先前的地震研究说明，震源间距100m就会造成大约30ms的滞后时间变化，这可以解释为S波1%的速度降低（Got and Coutant，1997；Schaff and Kim，2012）。我们确定了重复余震序列的震源间距和相对位置的不确定性，并估计了圆形破裂区。得到的主事件重定位结果说明，大多数地震对的间距为几百米或更小（表S1；见附录）。重复序列内的事件满足圆形破裂区半径与震源间距的比值阈值＞0.8，表明该序列内的震源破裂区高度重叠（Yu et al，2013）。

图5 与2004年苏门答腊－安达曼和2005年尼亚斯－锡默卢特大地震有关的－δVS、－δVLR和－δVLQ波速时间变化。（a）、（b）、（g）、（h）分别为3个区域台站PSI、KUM 和PPI观测的2005年尼亚斯－锡默卢地震N1、N2、N3和N4序列S尾波平均波速降低（－δVS）。（c）、（d）分别为PSI台站观测的2004年苏门答腊－安达曼地震的S1、S2序列的－δVS；从PPI、KUM台站未得到S1和S2序列中的许多事件。（e）、（f）、（k）和（l）分别为PSI台站记录的S1、N1、S2和S4序列的－δVLR和－δVLQ。（i）和（j）分别为PSI、KUM和PPI台站观测的N1和S2序列的－δVLR。由LHWA台站记录的连续GPS位移时间序列在主震与参考事件（灰色线）之间进行归一化处理，以便与（b，g，h）中PSI台站（黑色点线）的－δVS进行比较。与图3相同，灰色误差棒表示信噪比大于阈值的时间窗计算的τ（t）测量值标准偏差。时间0处的垂直灰色虚线为主震的发震时刻。注意主震与参考事件间的时间间隔可通过比较N1与S1序列得到，大约为1.6年（a与c；f与e），N4与S2序列是0.7年（h与d）。因此，2005年的－δVS和－δVLR大于2004年的值。还要注意，为了将LHWA台站的GPS位移时间序列用于PSI台站－δVS的研究，我们选择2005年11月29日事件为（h）中N4序列的参考事件。还要注意，我们选择2006年12月9日事件为（l）中S4序列的参考事件。最后目标事件2008年3月5日观测的－δVLR值约为0.34%，大于其他目标事件的－δVLR值，表明了（l）中2007年明打威特大地震使近地表构造再次遭受到了破坏

为了进一步研究震源间距对高频尾波及长周期面波波形互相关的影响，我们计算了二维有限差分合成地震图和500m水平间距及垂直间距的合成τ（t）值。合成τ（t）用2组合成地震图之间进行动窗互相关测定。在接近S波初至、500m的横向间距时τ（t）值出现了阶梯式增长，随后在S尾波时间窗产生了65ms的恒定τ（t）值（图8a中的黑色曲线），而垂直间距为500m时在P尾波时间窗出现了τ（t）为135ms的阶梯式增长（图8a中的绿色曲线）。因为紧随直达P波之后的尾波与P波有类似的降速，深度的差异对紧随直达P波之后的尾波时间滞后会影响更大。另外，尾波的后部与直达P波在水平方向上有类似的降速，并对位置不同的影响更敏感。由于水平／垂直的震源间距不同（图8a），使得观测的τ（t）的特征（图4、7）与合成的τ（t）的特征不同。横向间距250m的滞后时间性状（图8a中的蓝色曲线）与横向间距500m的滞后时间性状（图8a）相似，只是τ（t）的大小降低了一半。我们也注意到，横向间距500／250m的长周期瑞利波的合成滞后时间（图8b的黑色和蓝色曲线）与S尾波滞后时间（图8a的黑色和蓝色曲线）的变化幅度相当。然而，从S1和N1序列观测到的瑞利波滞后时间比S尾波大很多（图2b，c，f，g）。所有这些自变量的线说明，震源间距并不是引起滞后时间的主要因素。

图6 全部2004年（灰色正方形）和2005年（空心圆）测量的－δVS随（a）T－T0和（b）Tref－T的散射图。与图3相同，显示的所有－δVS测量值均乘以归一化因子exp（T－T0）／exp（Tref－T），以使因选择每个重复余震序列的参考事件和多重复发序列之间不同时间间隔所产生的影响降至最小。灰色误差棒表示在信噪比＞5的S尾波波形段计算的τ（t）测量结果的标准偏差。2004年的－δVS值均小于2005年的－δVS值，并与目标时间（T）和参考事件时间（Tref）的选择无关

图7 PSI台站观测的最初几个目标事件高频（HF）尾波滞后时间系列τ（t）作为消逝时间的函数。（a，b）2005年重复余震序列，（c）2004年序列。消逝时间0相当于直达P波的初动。参考事件的日期标在事件对的第一个，震源深度标在事件后的括号内。2004年与2005年序列的τ（t）特征曲线不同：2005年大多数序列单调增长，2004年序列在0值附近波动，有时出现负值。由于滞后时间特征的不同造成了2005年与2004年序列之间－δVS的不同（图5）。也要注意，由于信噪比低，紧靠消逝时间0值前的滞后时间出现了大幅度的波动

图8 位置和深度不同引起的滞后时间差异的合成测试。（a）高频（HF）尾波；（b）长周期瑞利波（LR）。测试参数为：横向间距0.5km（dx＝－0.5km／dz＝0km，黑色）、横向间距0.25km（dx＝－0.25km／dz＝0km，蓝色）、垂直间距0.5km（dx＝0km／dz＝0.5km，绿色）、横向和垂直间距0.5km（dx＝－0.5km／dz＝0.5km，红色）。合成地震图根据震源深度20km和震中距2.4°计算。由于震源位置和深度间隔不同，合成滞后时间的特性与观测滞后时间的特性不同（图4、7）

3.4 重复余震序列内不同破裂过程的影响

一个地震序列中，详细破裂过程、地震矩释放率和震源机制的不同对高度相关的波形影响不是很大（图2）。在未来的研究中，我们将进行更多合成测试，说明震源机制的细微差别对高频尾波滞后时间的影响可以忽略不计，而震源时间函数的小差别产生恒定的滞后时间，这也不能解释观测到的滞后时间特性。总之，观测到的滞后时间不像是详尽破裂过程的差异引起的。

4 可能的解释

4.1 2004年序列与2005年序列波速降低的比较

2004年序列的－δVS和－δVLR通常显示出波速随时间降低小于2005年的序列（图3a，b和图5b，d，e，f）。因为2004年重复序列中没有震前事件，因此，我们无法对2004年特大地震引起的永久性破坏程度进行直接估计，也无法探讨其对我们观测结果的影响。然而，即便检测波速变化的分辨率受到重复余震发生的限制，但该观测未预料到的是与2004年特大地震（MW9.2）有关的波速降低（－δV）可能大于2005年特大地震（MW8.6）的波速降低（图9a中的情景1）。另一可能性是，2005年特大地震引起的波速降低，与其震级并不匹配（图9a中的情景2）。为了研究这些情景，我们给出了与参考事件的发生时间无关、且不在主震与目标事件时间间距以内的观测数据（图9b）。以S2对N2序列为例，我们发现，N2序列的－δVLR远大于S2序列的－δVLR，同时S2序列还表现出微弱的波速恢复（图9b），这与情景2相符。这种与2005年特大地震有关的大波速降低，可能部分原因是由于介质首先由2004年特大地震所破坏，并更易再次遭受后续地震的破坏（Rubinstein and Beroza，2004b；Peng and Ben－Zion，2006）。

4.2 δVLR／δVLQ比值大

在长周期面波的测量结果中，－δVLR比－δVLQ大2～3倍。这一观测结果与Xu和Song（2009）的结果一致，尽管他们采用的数据集和环境噪声相关技术与我们所利用的不同。这两种方法之间的这些一致性互相验证，所得结果非常稳健。δVLR／δVLQ比值为3～4，与通常所理解的勒夫波对浅层地壳S波速度比瑞利波更敏感的观点正好相反。因为勒夫波对S波速度结构敏感，对P波速度结构不敏感，通过高频尾波得到的结果显示出介质中的－δVP和－δVS值，－δVP对δVLR／δVLQ比值大可能起到了部分作用。如上所述，由大地震引起的地壳波速降低可能出现在震源附近的孕震深度、传播路径和台站下方的浅层（Peng and Ben－Zion，2006；Rubinstein et al，2007）。因此，对观测的滞后时间进行分析时，需要考虑各种影响因素，以便寻找一致的模型来解释由高频尾波和长周期面波观测的波速降低。

图9 （a）2004年和2005年特大地震引起的2种地震波速变化情景示意图。情景1：2004年特大地震（M9.2）引起的波速降低大于2005年特大地震（M8.6）引起的波速降低。－dV2004（－dV2005）表示仅由2004（2005）年特大地震引起的波速降低；－δV2004（－δV2005）表示2004年苏门答腊－安达曼（2005年尼亚斯－锡默卢）重复序列的平均波速降低。情景1表示地震波速降低与主震大小成比例，即：－δV2004＞－δV2005。情景2表示2005年地震引起的地震波速降低与其震级大小不相称，即：－δV2005＞－δV2004。（b）S2和N2序列的参考事件几乎在同一时间发生（S2序列为2005年10月4日，N2序列为2005年10月18日，以空心符号表示），PSI台站记录的－δVLR与（a）中的情景2更吻合

4.3 2004年序列S尾波的负滞后时间

2004年序列S尾波的滞后时间较小，有时甚至出现负值（图7c）。负的滞后时间可以解释为地震引起的波速增加，这似乎与传统的解释有些相悖。在先前的许多研究中，由滞后时间直接推断波速降低的幅度是基于震源到台站之间的波速均匀降低这样的假设。这个假设对于不超过几千米远的震源与台站之间的间距是有效的。在我们的研究中，由区域台站PSI、KUM和PPI记录的2004年和2005年重复地震的震中距为260～600km。非常可能的是，由2004年和2005年特大地震引起的波速降低在尾波采集的整个体积中并非均匀分布。因为测量是以P波排齐进行的，P波之后的滞后时间负值与尾波滞后时间小于直达P波相吻合，其原因可能是地震波在介质中的传播速度非均匀降低造成的。在将来的研究中，我们将详细探讨这种适宜的几何情况。

4.4 δVS／δVP 比值的随时间降低

δVS／δVP比值随时间呈现出系统的降低（图4a～d）。S尾波对δVS／δVP比值随时间降低的贡献要大于P波。δVS／δVP比值的随时间降低表明，在应力扰动作用下，流体扩散及裂纹闭合造成了裂纹密度的降低，而这也与以前观测的1989年洛马普列塔MW6.9地震和2003年十胜近海MW8.0地震引起的地震波速变化一致。

4.5 速度恢复与GPS震后位移

尽管δVS的函数形式受到现有观测数据的限制，但我们强调的是2005年序列δVS的速度恢复与LHWA台站记录的连续GPS位移时间系列高度类似（图5b，g，h），后者为对数函数，可以解释为震后余滑（Hsu et al，2006）。先前观测的和本研究中的对数速度恢复可能表现出遭受破坏的浅层构造复原和地壳深部震后应力的松弛（Rubinstein and Beroza，2004b；Schaff and Beroza，2004；Peng and Ben－Zion，2006；Brenguier et al，2008；Zhao and Peng，2009）。GPS时间系列与2005年序列δVS随时间速度恢复的高度一致性，有点支持δVS的速度恢复可能受控于震后余滑的观点。然而，将同震强震动引起的愈合效应与深部震后应力松弛效应区分开仍然是挑战，这需要用观测结果与合成滞后时间系列进行匹配的模拟工作。如上所述，潜在的模型可能会涉及地壳内波速降低的空间变化，而我们将在最近探讨这些可能性。

5 结论

我们用重复余震序列查明了地壳内与2004年苏门答腊－安达曼岛（MW9.2）特大地震和2005年尼亚斯－锡默卢（MW8.6）特大地震有关的地震波速变化。我们的数据集包括PSI、KUM和PPI区域台站记录的重复余震序列内所观测到的高频（0.5～2.0Hz）P尾波、S尾波以及长周期（0.03～0.1Hz）面波的滞后时间系列τ（t）。地震观测结果揭示出如下一级特征：（1）2004年序列S尾波的τ（t）基本上在0值附近波动，有时随消逝时间而出现负值，而2005年序列S尾波的τ（t）则显示随消逝时间单调增长；（2）－δVLR比－δVLQ大2～3倍；（3）2005年的－δVS和－δVLR比2004年的值通常大1～2倍；（4）δVS和δVLR随时间显示出清晰的速度恢复，特别是2005年的序列。δVS的恢复速率与邻近台站LHWA的连续GPS位移时间系列类似；（5）在遥远台站PPI和KUM观测的－δVS和－δVLR比邻近台站PSI测得的结果小；（6）δVS／δVP比随时间呈现系统的降低。还对一些可能的人为因素如震源间距、详尽破裂过程的差异、背景噪声水平的变化以及仪器响应等进行了探讨，然而这些因素都难以解释观测到的滞后时间特性和δVS及δVLR随时间的系统变化。δVS和δVLR的时间变化主要是由2004年苏门答腊－安达曼和2005年尼亚斯－锡默卢特大地震引起的地壳内不均匀波速降低及随后的波速恢复产生的。