扬子与华夏块体缝合带区域的Rayleigh及Love波相速度层析成像

马军伟， 黄景秋， 付媛媛*

1 中国地震局地震预测研究所地震预测重点实验室， 北京 100036 2 GEOLIBRA地球科技公司， 英国 Brue HS2 0QW

0 引言

中国华南陆块地处秦岭—大别造山带以南，青藏高原以东，主要由扬子和华夏两大块体组成，有复杂的地质构造演化历史(张国伟等, 2013).华南至少经历过四期区域规模的大陆动力学过程：扬子与华夏块体在新元古代碰撞拼合、发生裂解，此后华南经历了早古生代与早中生代两期陆内造山作用以及晚中生代的构造体制转换事件(舒良树, 2012)，两块体从深到浅长期相互作用的驱动力被认为是华南大陆构造的基本动力学机制之一(张国伟等, 2013).迄今扬子与华夏块体之间的缝合带位置仍存在争议(图1)，两块体于新元古代碰撞形成江南造山带，其北侧边界为九江—石台隐伏断裂(舒良树, 2012; Yao et al., 2014)；其南侧的东段边界为绍兴—江山—萍乡断裂，该断裂作为扬子与华夏块体的缝合带已被广泛接受，但对于西南段的走向尚有分歧(Wang et al., 2013; Li et al., 2009; 舒良树, 2012; Zhao and Cawood, 2012; Charvet, 2013; Zhao, 2015; Yao et al., 2014, 2016a; 王孝磊等, 2017).Zhao和 Cawood (2012)在前人研究基础上提出扬子与华夏块体缝合带在西南段的三种可能位置，分别为郴州—临武断裂(Wang et al., 2003, 2010, 2013)、萍乡—茶陵断裂(刘宝珺等, 1993; 胡肇荣和邓国辉, 2009)和石屏—弥勒—罗甸断裂(董云鹏等, 2002; Guo et al., 2009)，缝合带的可能位置不仅限于此(Wang et al., 2012; Zhao et al., 2013b; Xia et al., 2014; Yao et al., 2014; Tian et al., 2020)，图1仅示意了这三种主要观点及江南造山带北缘的隐伏断裂.

图1 华南地区总体构造地块边界据张培震等(2013). ① 绍兴—江山—萍乡断裂； ② 九江—石台隐伏断裂(据舒良树, 2012; Yao et al., 2014); ③ 郴州—临武断裂; ④ 萍乡—茶陵断裂; ⑤ 石屏—弥勒—罗甸断裂(据Zhao and Cawood, 2012).

上述观点均基于构造地质和地球化学等研究提出，地质学对岩石圈深部研究受到地壳岩石出露范围的限制，而地球物理学方法可以提供重要的深部证据.针对扬子与华夏块体缝合带区域已经开展了一些地球物理观测研究.主要研究成果包括：利用广角地震资料绘制纵波速度、横波速度和波速比(Zhang et al., 2005)、二维重力模型结合区域重磁异常(Guo and Gao, 2018)、大地电磁数据(Zhang et al., 2015)、接收函数和重力数据联合反演(Guo et al., 2019)、体波速度结构成像(王晓冉, 2018)均揭示江山—绍兴断裂为东段的构造分界.Zhang等(2013a)基于广角地震反射图像、Deng等(2014)根据P波速度和布格重力异常约束得出的三维密度结构，提出郴州—临武断裂是扬子和华夏地块分界的西南段.He等(2013)利用接收函数方法计算华南地壳厚度和纵横波速比，提出九江—石台隐伏断裂为分界，而Guo等(2019)通过接收函数和重力联合反演得出九江—石台隐伏断裂是华夏地块北缘的深部边界，绍兴—江山—萍乡—永州—贵港—北海线是扬子地块南缘的浅部边界.Zhang等(2015)通过分析大地电磁数据提出雪峰山东侧是扬子和华夏地块的分界.蒋婵君(2020)基于地震层析成像方法推测扬子与华夏块体的分界线应该位于龙胜—永福—来宾—南宁—凭祥一线.李健明等(2020)由背景噪声层析成像方法提出在九嶷山地区10～20 km深度的S波速度分布图中呈线性连续分布的低速异常可能为扬子与华夏块体的分界.以上地球物理学研究成果对分析扬子和华夏块体的壳幔结构特征及构造演化具有重要意义，但对于西南段的分界走向及其演化过程的认识仍存在明显分歧.

背景噪声层析成像技术可以摆脱传统地震层析成像对有源地震的依赖，已被广泛应用于中国大陆.如中国大陆中东部地区Rayleigh波层析成像(郑现等,2012; Wang et al.,2017)、中国背景噪声Rayleigh波层析成像(Shen et al., 2016)、中国Love波层析成像(Yang and Song, 2019)等.针对华南地区的背景噪声成像研究有Zhou等(2012)采用背景噪声和天然地震联合反演获得华南地块的Rayleigh波群速度、相速度和SV波速度图像，邢康(2015)研究华南地区Rayleigh波群速度分布并反演出0～60 km的S波速度结构，吕坚等(2016)、周旻炜和周龙泉(2018)分别得出华南地区不同周期的Rayleigh波相速度分布，以及大别造山带(Luo et al., 2013; 叶庆东等, 2015)、郯庐断裂带(Li et al., 2020)、华南北部(高佳佳和陈永顺, 2017)、秦岭—大别及邻区(丁文秀等, 2017)、九嶷山及邻近地区(李健明等, 2020)等区域性研究.目前华南地区的背景噪声成像研究主要利用国家和区域台网的数据完成，基于密集台阵的研究较少.该方法的分辨率主要受台站分布密度影响，华南地区的成像分辨率还可以进一步提高，尤其是分析扬子和华夏块体缝合带走向需要高分辨率的成像结果为基础，目前还没有研究对整个缝合带进行针对性的观测.此外现有研究集中于Rayleigh波层析成像，对Love波的利用不够充分.Love波能够独立提供有效的地壳结构信息，并且可以联合Rayleigh波分析地震径向各向异性.本研究采用背景噪声成像方法获得华南地区周期为4～25 s的Rayleigh和Love波相速度分布图，并结合已有的地质和地球物理研究成果，深入探讨了扬子与华夏块体的具体分界、组分差异及深部构造特征，并且为后续S波速度反演及径向各向异性、方位各向异性研究奠定了基础.

1 数据与处理方法

本研究使用布设于扬子和华夏块体缝合带区域的184个流动台、结合国家和区域台网中挑选的273个固定台(图2)，对累计27个月(2014年10月到2016年12月)的三分量连续波形数据进行处理，获取了Rayleigh和Love波不同周期的二维相速度.

图2 台站分布图(n=457)

数据处理主要参考Bensen等(2007)和Lin等(2008)的背景噪声数据处理流程，简要包括四个步骤：单台站数据预处理、计算互相关函数和叠加、测量相速度频散曲线、面波层析成像，具体操作如下：

(1)单台数据预处理.首先对所有台站每天的三分量(E、N、Z)连续波形数据做去均值、去线性趋势、波形尖灭及去仪器响应处理，重采样到1 Hz，再将每天的波形按时间对齐，切割首尾，然后进行周期3～60 s的带通滤波，以64 s的时间窗分段进行时域归一化(消除地震信号和异常信号影响)、频谱白化处理(加宽频散测量的频带).

(2)进行互相关计算和叠加，得到经验格林函数.这一步先计算两两台站之间的所有分量对的互相关，叠加这27个月每天的互相关函数并反序叠加正负分量得到对称分量，以提高信噪比.其中垂直分量的互相关函数(ZZ)对应Rayleigh波的经验格林函数，我们挑选信噪比较高的互相关函数按台间距排列，可以看到明显的Rayleigh波信号(图3a).而水平的EE、EN、NN、NE分量通过台站间方位角、反方位角相关的系数矩阵旋转至TT、RR、TR、RT分量(Lin et al., 2008)，切向的TT分量对应Love波的经验格林函数(图3b).

图3 台站C010与其他部分台站的垂直分量(a)与切向分量(b)互相关函数波形

(3)获取相速度的频散曲线.为保证频散曲线的质量，首先筛选出信噪比大于10的Rayleigh和Love波互相关函数.站间距离也是有效的质量控制指标，通常用台间距大于3倍波长来约束，不过研究证实以大于1倍波长的台间距同样可以提取可靠的频散信息(Luo et al., 2015)，我们采取台站间距大于1.5倍波长的准则以充分利用短周期信号.然后采用时频分析(FTAN)方法(Levshin and Ritzwoller, 2001)计算Rayleigh和Love波的相速度频散曲线.图4给出4～40 s周期范围内的可靠频散曲线的射线数目，一般来说，垂直分量的互相关函数的信噪比略高于水平分量，因此Rayleigh波提取的相速度频散数据多于Love波.16 s周期得到的频散曲线数目最多，Rayleigh波对应48759条射线，Love波对应37416条射线.6～25周期范围内的射线数目都在10000条以上.最终成像分辨率依赖于射线在研究区域内分布的密度和方位，不同周期的射线路径覆盖特征大致相同，图5为周期16 s的Rayleigh(a,c)与Love波(b,d)的射线路径和密度的示例，射线密度表示通过大小为1°×1°的单个网格节点内路径的数量，并经过高斯平滑函数处理.如图所示扬子与华夏块体中间区域射线覆盖最为密集，但是边缘地区尤其靠近西部的射线分布较少.

图4 不同周期的Rayleigh和 Love波相速度频散曲线数目

图5 Rayleigh波(a、c)与Love波(b、d)16 s周期的射线路径(a、b)和射线密度(c、d)

(4)保留质量较高、数量可观的相速度频散数据(4～25 s)进行面波层析成像，本文采用Barmin等(2001)提出的射线理论层析成像方法来反演Rayleigh和Love波的二维相速度.研究区域被划分为0.5°×0.5°的网格，Barmin的方法可以同时应用空间平滑度和模型振幅约束，如空间平滑度由平滑阻尼系数α和高斯平滑宽度σ控制，增大平滑阻尼系数和平滑宽度会使图像变得更平滑，但是分辨率变低.我们经过反复试验来确定各周期合适的反演参数.

此外存在一些异常突出的值会影响整体反演结果，因此首次成像时计算所有路径上实际测量的相位走时相对于预测相位走时之间的残差，该预测相位走时是由反演结果根据射线理论计算得出的，筛选掉残差大于2 s的数据再重新进行面波层析成像，再次成像的测量走时与预测走时之间的失配分布如图6和图7所示.

图6 Rayleigh波最终成像的走时失配直方图(测量走时与预测走时的残差)

图7 Love波最终成像的走时失配直方图(测量走时与预测走时的残差)

为了评估相速度反演的可靠性，我们使用检测板对成像结果进行测试.检测板反演参数与实际相速度反演一致，模型速度异常强度取为该周期相速度平均值的4%，根据实际反演的路径分布来还原输入的理论速度模型.Rayleigh和Love波周期为8 s的1°×1°检测以及周期为20 s的2°×2°测试结果如图8所示，结果显示在研究区域内部的速度异常分布能够得到较好的恢复，Rayleigh和Love波的成像分辨率总体处于100 km范围内，边缘区域由于射线覆盖程度较差，分辨率减弱.

图8 检测板测试

2 结果

面波(Rayleigh和Love)相速度的深度敏感核由P波速度、S波速度和介质密度等组成，S波速度是最主要的因素，因此不同周期的相速度主要反映不同深度范围内的平均S波速度结构.面波的周期变长，其相速度的敏感深度加深.依此特性可以对地球内部S波速度结构做定性解释，4～12 s的面波相速度主要反映的是地壳浅部(<20 km)的S波速度结构，16～25 s的面波相速度主要反映的是地壳中下部(25～35 km)S波速度结构(吕坚等，2016).其次，同周期的Love波相速度对S波速度的敏感深度浅于Rayleigh波(Fu and Li, 2015).

图9展示了4～12 s周期的相速度异常分布，主要反映深度在20 km以内的地壳S波速度结构的横向变化特征.该周期段的Rayleigh和Love波相速度在四川盆地、江汉盆地、华北平原、苏北盆地以及雷琼盆地(8,12 s)均表现为明显低速异常，本研究的相速度分辨率较高，一些较小尺度的沉积盆地也得到体现，如湘中盆地(湖南省中部)和鄱阳湖盆地(江西省北部)表现出较弱的低速异常，其中Rayleigh波表现更为清晰.与此形成对比的是，大别造山带、皖南—浙西的褶皱带(黄山)、湘赣交界的罗霄山脉、雪峰以西至武陵山地区均呈现为相对高速异常，华夏块体大范围都表现为相速度高值，比较突出的有福建省的武夷山以及广东、广西两省交界处的云开造山带等.成像结果还显示，在华南与华北地块已知的构造边界两侧相速度对比明显，在扬子与华夏块体之间，绍兴—江山—萍乡断裂在4 s周期的Love波相速度图中表现为高低速分界、石屏—弥勒—罗甸断裂所经过的萍乡—永州—河池一线在8和12 s周期的相速度图中均位于高速与低速异常之间.总之，短周期的Rayleigh和Love波相速度分布与地表的地质构造(沉积盆地、山地和褶皱)具有较好的一致性，与构造边界和断裂的分布也存在密切关系.此外，Rayleigh波成像结果与前人得出的Rayleigh波群/相速度 (Zhou et al., 2012; 郑现等, 2012; 邢康, 2015; Shen et al., 2016; 吕坚等, 2016; 周旻炜和周龙泉, 2018)分布特征基本一致，Love波与Yang和Song(2019)的全国Love波层析成像结果在华南地区相比也具有相似的分布特征.考虑到本研究区域内部的台站相对密集，相速度结果具有更高的分辨率，能够刻画出相对前人研究更多的细节，从而能更好地为了解扬子与华夏块体之间的构造关系提供约束.

图9 周期分别为4,8,12 s的Rayleigh(a,c,e)和Love波(b,d,f)相速度异常分布

图10为16～25 s周期的相速度异常分布图，主要反映中下部地壳S波速度结构的横向变化特征.从图中看到相速度分布与地表地质的一致性有所减弱，相比短周期表现较为简单.东部地区表现为大面积的高速区域，这可能受到地壳厚度的影响：在地壳厚度较薄的华南东部地区(Li et al., 2014; Huang et al., 2015; Wang et al., 2017)，该周期段的敏感深度范围会到达上地幔顶部，在此可以测量到上地幔明显高于地壳的S波速度分布.西部地区Rayleigh和Love波的相速度在沉积层较厚的四川盆地仍显示为低速异常，但在以南部分存在较大差异：Rayleigh波在雪峰山及以西主要为低速区域，Love波则呈现为高速区域；Rayleigh波在西南部表现为相速度高值，Love波则表现为显著的低速异常，这表明该区域地下介质可能存在强烈的径向各向异性.从图中还观察到，华南与华北地块间的边界在Rayleigh波相速度图中仍较为清晰，绍兴—江山—萍乡断裂两侧没有太大差异，而九江—石台隐伏断裂的东段表现为高低速异常的分界，萍乡—永州—河池线在Rayleigh和Love波相速度图中仍处于高低速转换的区域.长周期的相速度在华南地区所表现出的分布特征与已有的背景噪声层析成像结果(Zhou et al., 2012; 郑现等, 2012; 邢康, 2015; Shen et al., 2016; 吕坚等, 2016; 周旻炜和周龙泉, 2018; Yang and Song, 2019)也是类似的.我们将Rayleigh波相速度的结果与Shen等(2016)提供的全国模型进行对比(图11)，显示短周期的结果在内部较为一致，边缘差异较大；长周期的结果基本相似.在贵州及周边地区本文与Shen等(2016)所利用的台站分布都比较稀疏，导致差异较大.

图10 周期分别为16、20、25 s的Rayleigh(a、c、e)和Love波(b、d、f)相速度异常分布

图11 本文Rayleigh波8 s (a), 20 s (b) 周期的相速度与(Shen et al., 2016)结果对比

Rayleigh波对垂直极化的SV波敏感，而Love波对水平极化的SH波敏感，即使相同周期的Rayleigh和Love波之间的相速度异常也略有不同(图9、10).在研究区域东北部的大别造山带周边地区，周期16～25 s的Love波相速度整体表现为高速，Rayleigh波则主要是低速分布，这与Luo等(2013)在该区域得出的下地壳径向各向异性主要为正(Vsh>Vsv)的结果相吻合.最显著的差异是Love波相速度图从8 s周期开始在西南区域出现低速异常并持续到长周期，较强的地震径向各向异性可能导致了该区域的Rayleigh和Love波相速度差异，并且其物质运动可能主要是垂直向的.Love波受到地壳浅层介质结构和各向异性影响较大，且相速度是一定深度范围内综合作用的结果，无法定量分析具体深度的结构，因此Love波相速度在西南区域所表现出的相对低速异常有待后续反演出S波速度结构及径向各向异性后，结合其他地质学和地球物理学资料进一步讨论.

3 讨论

华南地区主要由扬子和华夏块体组成，其间的构造边界至今存在争议，影响对华南构造演化过程的认识.前人研究结果普遍认为扬子与华夏块体的东段分界为绍兴—江山—萍乡断裂，但是我们的成像结果显示该断裂仅在4 s周期的相速度图中有划分低速和高速异常的表现，其更长周期的表现并不明显，而九江—石台隐伏断裂的东段在不同周期都表现为低速和高速转换的分界，这种相速度的大幅变化可能反映该区域具有很强的地壳厚度和岩性结构的不均匀性，这与断层或俯冲环境下构造体制从压缩向伸展转换，使得地壳变形不均匀有关(Lü et al., 2013).根据相速度的明显变化我们推断九江—石台隐伏断裂东段可能是扬子与华夏块体在深部的缝合带，绍兴—江山—萍乡断裂则是浅层的缝合带(图12)，即扬子块体下方存在北西向的俯冲.地质研究者广泛接受的地球动力学模式为：新元古代在扬子与华夏块体之间存在“古华南洋”，古华南洋板块向扬子块体东南缘俯冲，洋壳俯冲消减后大陆碰撞(舒良树, 2012; Charvet, 2013)，留下很多板块俯冲的证据，如江山—绍兴断裂带分布的蛇绿岩套、俯冲形成的岛弧岩浆岩等(Gao et al., 2009; 舒良树, 2012; Zhang et al., 2013b).根据江南造山带的挤压构造方向，东段造山带下方的俯冲极性被判断为北西向(Xu et al., 2015; Yao et al., 2019).地球物理观测手段中，大地电磁数据分析结果显示江山—绍兴断裂表现为一个向西北倾斜的导电层，指示华夏块体岩石圈俯冲至扬子块体之下，且在深部到达了江南造山带北缘(Zhang et al., 2015).根据接收函数和重力垂直梯度数据联合反演得到的华南地区VP/VS比值，在江南造山带东段，九江—石台线可能是华夏块体的深部前缘，绍兴—江山—萍乡一线可能是扬子块体浅层前缘(Guo et al., 2019)，这与本研究结果基本一致.

图12 扬子与华夏块体缝合带示意图

过萍乡之后的西南段，Rayleigh波周期8～25 s的相速度显示，萍乡—永州—河池线以北表现为相速度低值，以南表现为相速度高值；Love波周期8～25 s的相速度图中，该线位于北侧的高速异常和南侧的低速异常之间，表明其两侧地壳结构特征和径向各向异性差异显著，可能为扬子与华夏块体之间的分界，而九江—石台隐伏断裂西段在长周期以后其两侧相速度趋于一致.西南区段由于后期地层覆盖厚、多期构造和岩浆侵入破坏，拼合的地质标志(蛇绿岩、岛弧型火成岩等)露头较差，使该区段的分界难以确定(舒良树, 2012)，但在萍乡—永州—河池线所经过的桂北地区，有新元古代镁铁质-超镁铁质岩组出露 (周金城等, 2003; Zhou et al., 2009; Wang et al., 2011; Chen et al., 2014; Yao et al., 2014, 2016b)，其为汇聚板块边缘岩浆作用的产物，并排除了源自地幔柱熔融的假设(Zhao and Zhou, 2013)；且在桂北分布有典型的S型花岗岩，在构造判别图中被划分为碰撞花岗岩，表明该区域为碰撞环境(Yao et al., 2014).

在九江—石台隐伏断裂的东段与永州—河池线之间的连接部分，不同周期的Rayleigh波相速度在长沙—永州沿线与雪峰山(XFM)之间均表现为连续的低速区域，反映深部缝合带可能由九江—石台隐伏断裂的东段沿着雪峰山东缘的长沙—永州线过渡至西段.研究表明扬子与华夏块体之间存在较强的背景噪声Rayleigh波方位各向异性(Shen et al., 2016)，反映挤压构造特征，其快波方向在雪峰山附近发生南西向偏折，这与上述长沙—永州沿线与雪峰山之间低速区域的位置和走向相符.远震体波层析成像(Zhao et al., 2012)、SKS剪切波分裂(Zhao et al., 2013a)，大地电磁数据 (Zhang et al., 2015)、S波接收函数(张耀阳等, 2018)等结果均发现雪峰山附近具有明显的东西差异.

综上所述，基于研究区域内的Rayleigh和Love波相速度层析成像及前人研究结果，我们认为扬子与华夏块体在地壳浅层缝合于绍兴—江山—萍乡—永州—河池线，深部缝合带则是沿着石台—九江—长沙线延伸至永州—河池线，如图12所示.但相速度还受到P波速度和介质密度等因素的影响，因此上述结果为本研究的初步结论，有待后续联合Rayleigh和Love波相速度反演得出S波速度结构以后，再进一步探讨.

4 结论

基于布设在华南地区扬子和华夏块体缝合带周边的184个流动密集台站以及邻近地区273个固定台站，累计27个月的三分量连续波形数据，本文采用背景噪声层析成像方法获得研究区域内Rayleigh和Love波周期为4～25 s的相速度，为研究华南地区地壳速度结构以及扬子与华夏块体的分界位置提供了新资料.相比研究区域内已有的背景噪声层析成像研究，本文所使用的台站分布更密集，且补充了对Love波的研究，得到更准确的地壳浅部速度分布.Rayleigh和Love波相速度分布在4～12 s周期与地壳中上部的盆地和褶皱等地质构造相吻合；16～25 s周期在地壳较薄的东部地区整体表现为高速区域，西部地区Rayleigh和Love波存在较大差异，可能反映径向各向异性的影响.成像结果表明，扬子与华夏块体之间的Rayleigh和Love波相速度存在较大的差异，综合华南地区已有的地质和地球物理学研究成果，我们认为绍兴—江山—萍乡—永州—河池一线可能为扬子与华夏块体在地壳浅层的缝合带，而地壳深部缝合带可能为石台—九江—长沙至永州—河池线.此外Love波8～25 s周期的相速度在西南区域表现为低速异常，与同周期的Rayleigh波在该处的相速度异常相差较大，其原因有待于进一步研究.后续工作将联合Rayleigh和Love波相速度反演得到三维S波速度结构及地震径向各向异性，进一步论证所得结果，并且分析速度结构随深度的变化特征，深入研究扬子与华夏块体的碰撞缝合机制和地球动力学过程.

致谢感谢“中国地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供数据资料. 感谢李国梁博士提供的背景噪声成像程序及帮助. 感谢两位审稿人提出了宝贵的修改建议. 本文使用GMT(Wessel et al., 2019)制作图件及进行部分数据处理.