华南地块及邻区基于背景噪声的壳幔三维S波速度结构

宫 猛 吕 坚 郑 勇 谢祖军 盛书中 张杏棉

1)江西省防震减灾与工程地质灾害探测工程研究中心，南昌 330013

2)地质过程与矿产资源国家重点实验室(中国地质大学)，北京 100083

3)东华理工大学，地球物理与测控技术学院，南昌 330013

4)中国地质大学，武汉 430074

0 引言

位于欧亚板块东部的华南地块主要包括扬子地块、华夏地块，西以青藏高原东缘为界限，北以秦岭—大别造山带为界，其东边界自东南沿海向N经台湾海峡，再沿琉球岛弧向W延伸(张培震等，2013；张国伟等，2013)。华南地块是在长期、复杂的板块构造和陆内构造作用下由不同时期的大陆块体不断拼贴组成的(滕吉文等，2001)，内部既有广泛分布的古元古代与太古宙结晶基底，也有冥太古宙的物质信息，物质组呈现复杂性和多样性(张国伟等，2013)。上新世至更新世以来，由于受到菲律宾板块和欧亚板块的相互作用及台湾海峡扩张的影响，华南地块新构造运动强烈，既是地壳生长和大陆增生最活跃的大陆边缘，也是地球内部各圈层的耦合地带与核-幔质量传输最强烈的构造带(滕吉文等，2001)。因此，关于华南地块壳—幔速度结构和其形成、演化过程一直是地球科学研究的热点问题。

为了解该区复杂的地壳和上地幔结构，大量学者利用人工地震勘探(王椿镛等，1997；嘉世旭等，2006)、天然地震波成像(滕吉文等，2001；黄金莉等，2003；易桂喜等，2008)和背景噪声成像(郑现等，2012；Zhouetal.，2012；欧阳龙斌等，2015；吕坚等，2016；孟亚锋等，2019；顾勤平等，2020a，b；曲平等，2020)等方法对华南地块及邻区的壳—幔速度结构进行了研究，并取得一系列成果。总体来看，由于华南地块的地震活动相对较弱，且2007年以前区内地震台站较少，基于地震的面波层析成像法得到结果的分辨率不足2°，对区域较小块体的研究具有一定的局限性；此外，由于高频地震面波在传播过程中易发生衰减和频散，利用天然地震面波开展层析成像所得结果在短周期的分辨率较低。与传统的成像方法相比，背景噪声成像方法是一种既廉价又环保且精确度较高的方法，它既不依赖于天然地震事件的发生也无需利用人工可控源，只需要使用地震台站记录的连续背景噪声资料，即可获得地下结构信息，该方法非常适合用于研究地震活动性相对较弱的华南及邻区的壳—幔速度结构。2007年后，随着中国数字台网建设的完成、流动台网的架设技术日趋成熟及背景噪声成像技术的发展，华南地块的壳—幔速度结构得到了更完备的研究，且部分结果的分辨率约达0.5°(郑现等，2012；吕坚等，2016；罗松等，2019；曲平等，2020)。Zheng等(2008)利用背景噪声成像方法反演了整个中国区域的面波速度结构；Zhou等(2012)联合使用背景噪声和地震数据得到华南地区的面波及S波速度结构，认为华南地块的东南部受到太平洋板块NW向平俯冲和随后的板块回撤作用；郑现等(2012)采用背景噪声成像方法获取了中国大陆中东部地区的瑞利波群速度图像，并探讨了不同周期的群速度分布与地质构造的相互关系；欧阳龙斌等(2015)利用背景噪声面波层析成像方法获得了长江中下游区域地壳的三维剪切波速度结构和径向各向异性特征；吕坚等(2016)利用华南地块及其邻区609个宽频地震仪记录的2010年1月—2012年12月共36个月垂直分量(Z分量)的连续噪声数据，反演得到了研究区6～50s周期的瑞利波相速度分布图像。孟亚锋等(2019)基于背景噪声成像方法研究了郯庐断裂带中南段及邻区地壳的速度结构与变形特征。

在与本研究区范围相近的工作(郑现等，2012；Zhouetal.，2012；吕坚等，2016)中，吕坚等(2016)使用的台站数量更多，分布更为合理，使用资料的时段更新、更长，且得到的成像结果的分辨率更高。但是，吕坚等(2016)和郑现等(2012)仅分析了面波速度结构的分布特征，而未进行三维S波速度结构研究，在精确分析华南地块及邻区地下壳—幔速度结构特征方面有待进一步提高。Zhou等(2012)采用2009—2010年的资料获取了华南地区的S波速度结构，而这一时间段内东部各省台网的宽频带台站数量有限，获取的高信噪比长周期频散曲线的数量有待提升(吕坚等，2016)，且其结果的研究范围截止于34N°以南，对华南地块北边界的研究存在一些不足。因此，本文在吕坚等(2016)工作的基础上，采用类似于前人研究中(Zhouetal.，2012；Shenetal.，2013a)使用的非线性贝叶斯蒙特卡罗方法获取了华南地块及其邻区精细的壳—幔S波速度结构，进而分析了研究区壳—幔三维S波速度结构的分布特征，以期为华南地块的构造及其演化特征等相关研究提供科学依据。

1 数据与方法

本研究收集并使用华南地块及邻区(18°～38°N，97°～123°E)范围内国家数字测震台网(郑秀芬等，2009)及区内省市地震局提供的2010—2012年垂直分量的连续波形记录，采用背景噪声成像方法开展华南地块及邻区的三维S波速度结构研究(图1)。

图1 研究区域的地形地貌(a)及台站分布图(b)Fig.1 Tectonic map of South China block(a)and the distribution of the stations(b).a 蓝色粗线表示华南地块边界(张培震等，2013)，蓝色细线为扬子地块与华夏地块边界(朱介寿等，2005)，黑色线条为各次级块体边界(朱介寿等，2005；张培震等，2013)，红色粗实线为图7中6条 S波速度剖面的位置；b 黑色三角形为本研究使用的台站

背景噪声成像的数据处理流程主要包括单台数据处理及台站对互相关计算(Bensenetal.，2007)。单台数据处理主要包括对单台数据记录进行重采样(1Hz)、去除仪器响应、滤波(3～150s)、频时归一处理及谱白化处理；互相关计算则是指利用波形互相关方法得到台站对之间的互相关函数。为了提高信噪比，我们将互相关函数的正、负分支反向叠加，得到称为“对称分量”的互相关函数，并将同一台站对在研究时间段(3a)的互相关函数叠加作为该台站对之间的经验格林函数(EGF)。图2 给出的是AHANQ与其他台站的对称分量经过4～50s滤波后的互相关函数，从图中可见清晰的面波信号，且粗略估算速度约为3km/s。

图2 台站AHANQ与其他台站组成台站对之间的互相关函数经过反转叠加和滤波(4～50s)后的结果Fig.2 Symmetric component of the cross-correlation between station AHANQ and other stations(band-pass filtered 4～50s).

基于得到的EGF，我们采用自动时频分析方法(FTAN，Frequency Time Analysis)从得到的EGF中测量瑞利波的相速度(Bensenetal.，2007；Linetal.，2008)频散曲线。为确保得到准确性较高的频散曲线，我们首先利用Yang等(2008)和王伟涛等(2012)的定位方法分析了华南地块噪声源的分布特征，并参考Zheng等(2011)的方法去除了日本九州岛的定点噪声源对数据的干扰。接着，参考Yang等(2010)的方法对频散曲线进行严格筛选：1)台站对间距大于3倍波长；2)EGF的信噪比(SNR)>15；3)面波的理论走时与提取的频散曲线的误差<4s。

图3 为研究区内(图1)几个典型区域的瑞利波相速度频散曲线。其中，垂直线段是利用程函函数方法(Barminetal.，2001)测量得到的各周期面波的相速度及其1倍标准偏差的范围，连续的曲线为利用反演得到的最佳S波速度模型计算的各周期相速度的频散值。位于华南地块内部的扬子地块、华夏地块、秦岭-大别造山带及九瑞地区5～50s周期范围内的相速度曲线变化范围和趋势基本一致，表明该块体地壳内部结构相对完整。四川盆地5～50s周期范围内的相速度曲线变化范围较大，从10s的2.85km/s增加到50s的4.05km/s，与四川盆地巨厚的沉积层和隆起的上地幔特性相符。川滇地块5～50s周期范围内的相速度明显低于其他区域，可能预示着川滇地区中、下地壳存在软流层。

图3 不同地块的瑞利波相速度频散曲线Fig.3 Dispersion curves at different locations.曲线为利用速度模型计算的理论频散曲线，垂直线为从面波群速度中测量的频散曲线

2 S波速度层析成像

在获取面波相速度的混合路径频散后便可对研究区地壳进行三维S波速度结构反演。具体过程如下：首先，对研究区进行等间距网格划分(0.25°×0.25°)，采用射线理论层析成像法(Barminetal.，2001)得到面波相速度混合路径的频散，并反演得到5～50s周期范围的面波相速度分布(吕坚等，2016)，且各周期相速度图像的成像分辨率优于0.5°(图4)，其详细的数据处理过程及可靠性分析见吕坚等(2016)的研究成果，在此不再赘述。接着，采用非线性贝叶斯蒙特卡罗方法(Zhouetal.，2012；Shenetal.，2013a)，利用从瑞利波中获取的5～50s周期的相速度在各个网格点的纯路径频散联合反演研究区一维S波速度结构。最后，利用线性插值获取华南地块及邻区地下0～150km的三维S波速度结构。

图4 周期为6s、20s、30s和50s的瑞利波相速度分辨率图(改自吕坚等，2016)Fig.4 Rayleigh wave phase velocity resolution maps with periods of 6s，20s，30s，and 50s(modified from LÜ Jian et al.，2016).

在进行S波速度反演时，为了有效抑制观测误差及路径覆盖缺陷的影响，获得可靠的主要构造特征，对模型的光滑程度进行了约束，反演的目标是在满足一定残差条件下寻求最光滑的模型。由于面波对于速度不连续面的分辨率较差，为进一步减小莫霍面深度的不确定性对反演结果的影响，本文利用从接收函数中得到的各台站下方的地壳厚度(查小惠等，2021)设置网格节点下方的莫霍面的深度。然后，参考Shapiro等(2002)给出的全球速度模型，采用Shen等(2013b)使用的13个参数约束法设定每个网格节点下方的一维速度模型。速度模型主要分为地表沉积盖层、地壳及莫霍面至地下100km深度。在沉积层中，使用3个参数分别约束沉积层的厚度及沉积层上、下界面的S波速度值，层内的速度按一定的梯度逐渐增加。在地壳层中利用5个参数进行约束，1个用于约束厚度，4个用于B样条插值拟合S波速度。地幔中的S波速度利用5个B样条插值拟合得到。在反演的过程中，将沉积层中的VP/VS值取为2.0，地壳及上地幔的VP/VS值设为1.73。采用Mosegaard等(1995)提出的方法约束速度模型的反演，如果利用反演得到的速度模型计算的理论面波相速度和测量的相速度之间的走时误差小于误差平方根(λ2)的一半，则该速度模型将会被接受。均方根误差(RMS)λ2由式 (1) 计算得到：

(1)

其中，N为用于测量相速度频散曲线的总数，i表示周期，di为带有测量误差σi的相速度频散曲线，pi为利用初始速度模型计算的理论频散曲线。

图5 利用图3 中几个典型区域的面波相速度频散曲线反演得到的最佳速度模型Fig.5 Ensemble of accepted models determined from each of the corresponding pairs of dispersion curves in Fig.3.灰色区域为2倍标准残差的误差范围

最终以反演得到的S波速度扰动分布的平均值作为最佳的速度模型，并将后验概率的高斯分布宽度作为其误差范围。图5 为利用图3(垂直线)中几个典型区域的面波相速度频散曲线反演得到的最佳速度模型，灰色区域为2倍标准残差的误差范围，中间值为最佳速度值。图3 中的连续曲线为利用反演得到的最佳速度模型(图5)计算的理论频散曲线，底部为各区域的RMS值(λ2)。

3 结果分析

图6 显示了深度为10km、25km、35km和70km的S波相对速度扰动图像。不难发现，S波的速度分布特征与面波速度分布(吕坚等，2016)有相似之处，其速度分布特征与研究区的地质构造及地表特征有较强的相关性。10km深度处的S波速度扰动主要反映浅层地壳信息，位于华南地块西北地区的青藏高原东南缘、川滇地块及滇南地块的S波速度相对较低，华南地块、鄂尔多斯块体及陕西复背斜的S波速度相对较高，而汾渭地堑、渤海湾盆地、河淮盆地、江汉盆地及苏北盆地则呈现低速异常，这些结果与Zhou等(2012)和孟亚锋等(2019)给出的此深度的剪切波速度一致，也与约10s周期的面波速度结果相符(郑现等，2012；欧阳龙斌等，2015；吕坚等，2016)。华南地块以西区域的低速异常可能与青藏高原东南边缘地下软流层(易桂喜等，2008；Li H Yetal.，2009)相关，而盆地地区的低速现象则与区内较厚的沉积层相联系(朱介寿等，2005；徐树斌等，2013)。值得注意的是，四川盆地中心区域的S波速度较盆地边缘地区更高，表明盆地地壳内部存在较强的横向不均匀性。盆地这种中间高、两边低的S波速度分布特征，与四川盆地的结晶基底呈现的中间高、边缘低的上拱形态相符合(郑现等，2012；吕坚等，2016)。深度为25km的S波速度结构分布与10km深度处的分布有较大不同。四川、江汉、华北及雷琼盆地地区由原来的低速异常变为高速异常，华南地块西侧区域的低速异常更加明显。华南地块内部的S波速度具有较大的横向不均匀性，雪峰山隆起区和秦岭-大别造山带的S波速度相对较低，而平原及盆地地区的速度相对较高。其中，四川盆地和江汉盆地中下地壳的S波速度相对较高，表明其中下地壳较冷较硬，河淮盆地及渤海湾盆地的S波高速异常可能与其具有薄地壳相关。

35km深度的S波速度分布主要反映下地壳—上地幔顶部的结构信息，此深度的S波速度分布与研究区的地壳厚度(Lietal.，2014；杨晓瑜等，2021)呈负相关。速度结构的分布很好地勾画出华南地区2条地壳厚度过渡带，一条自松潘-甘孜东南部经四川盆地西缘，至秦岭-大别西北段，呈“S”形分布；另一条自秦岭-大别中段经四川盆地东南边界，至扬子克拉通西南缘，呈NNE走向。华南地块以西具有较厚地壳(>50km)的区域表现为低速异常；扬子地块以南区域的地壳厚度<38km，并表现为高速异常；而地壳厚度为38～42km的四川盆地和鄂尔多斯盆地的S波速度在(3.97±0.08)km/s范围内波动；地壳较薄的东南沿海地区的S波速度相对较高。由于受青藏高原东南缘地下软流层的影响(Zhangetal.，2004；易桂喜等，2008；Li H Yetal.，2009；宫猛等，2010)，位于华南地块西北侧的柴达木和巴颜喀拉块体中下地壳的S波速度相对较低。鄂尔多斯西南边缘和川滇及滇南地块中—下地壳(深25～35km)的低速异常可能与青藏高原向E运动并受鄂尔多斯和四川盆地刚性块体阻挡、深部热物质分别向NE和SE挤出的过程有关(Tapponnieretal.，1977；Zhangetal.，2004；易桂喜等，2008)。70km深度处的S波速度分布反映了上地幔顶部的结构信息。结果显示，滇南和滇西地块为低速异常，扬子地块和鄂尔多斯块体为显著的高速异常，其余区域的S波速度结构在均值附近波动。四川盆地和鄂尔多斯盆地在此深度上的显著高速异常体现了这2个块体稳定的上地幔岩石圈特征。与华夏地块在此深度的速度分布相比，扬子地块的S波速度整体呈现为高速异常，预示着扬子地块在上地幔具有更稳定的结构。这些结果和前人利用天然地震资料(李鹏等，2010；李多等，2012)和背景噪声资料(Zhengetal.，2010；Zhouetal.，2012)得到的结果一致。另外值得注意的是，在华南地块的西南边界(以(26N°，103E°)为中心)，中、下地壳存在显著的低速异常(图5 中的绿色椭圆形区域)，该低速异常区在Zhou等(2012)和吕坚等(2016)的结果中均有所体现。吕坚等(2016)分析认为，此低速异常可能是川滇地区地壳中的热物质向扬子地块内部侵入的体现。

图7 图1中6条剖面的地壳S波速度和上地幔S波速度扰动分布图Fig.7 Vertical slices of the estimated VS model along the six profiles plotted in Fig.1a.黑色曲线为莫霍面分布，地壳范围内的结果为S波速度分布，上地幔范围的结果为S波速度相对于4.5km/s的扰动分布

图7 绘出了6条S波速度剖面图(剖面位置见图1)，其中地壳范围内为S波速度值，地幔中则为S波速度扰动值，黑色实线为莫霍面。AA′剖面自祁连地块穿过鄂尔多斯盆地、汾渭地堑、山西复背斜、渤海湾盆地、鲁西复背斜至苏北盆地。结果显示，中上地壳(深度<20km)的S波速度与地形起伏及地表构造密切相关，114°E以西的隆起山区速度相对较高，以东的盆地区域速度相对较低，且由于受地表沉积层的影响，汾渭地堑及渤海湾盆地呈现为S波低速异常；上地幔的S波速度分布有较强的横向不均匀性，祁连山块体至鄂尔多斯西边界的上地幔顶部(深50～80km)存在低速异常，鄂尔多斯块体的上地幔存在显著的高速异常，而山西复背斜、渤海湾盆地及苏北盆地的上地幔呈现为S波低速异常，这些特征与之前的噪声成像结果相符(郑现等，2012；Zhouetal.，2012；吕坚等，2016)。另外，鄂尔多斯地块上地幔的高S波速度在接收函数的研究中也有所体现(陈九辉等，2005)，揭示了其稳定古老地块的特征。BB′剖面自柴达木地块穿过秦岭-大别造山带、浙西褶皱带到大东南沿海地块。该剖面地壳内部的S波速度以华南地块西边界为分界线，位于分界线以西的柴达木地块的中下地壳存在低速异常区，而华南地块内部的速度结构则相对较高。上地幔内部的S波速度结果显示柴达木地块的上地幔S波速度结构在横向上呈现“三明治”形态，两边为低速异常，中间夹杂着一个硬楔入体。秦岭-大别造山带以地壳厚度过渡带为界(Huangetal.，2015；杨晓瑜等，2021)，东、西2段的S波速度存在差异。西段的S波速度相对较高且上地幔中存在显著的高速异常，可能与古太平洋的俯冲滞留体相关(Li X Hetal.，2009)；东段具有较低的S波速度，可能与深部热地幔物质的上涌有关(曲平等，2020)。

CC′剖面自巴颜喀拉块体并穿过四川盆地、雪峰山隆起、赣湘桂地块至东南沿海地块。四川盆地的地壳速度结构存在较强的不均匀性，由于受厚沉积层的影响，地下10km深度范围内为明显的低速异常，而中下地壳由于上地幔的隆起(马杏垣，1989；朱介寿等，2005)呈现为高速异常，雪峰山隆起区地下20～30km深处存在低速异常。整体来看，CC′剖面的上地幔S波速度结构呈低—高—低相间分布，2个速度转换带分别对应龙门山断裂带和扬子地块与华夏地块的分界线。华南地块以西的巴颜喀拉块体为低速异常，华南地块内部的四川盆地和扬子地块表现为高速异常，华夏地块和东南沿海地块表现为低速异常。四川盆地下方的上地幔呈明显的高速异常，应为未遭破坏的川滇古老岩石圈地幔块体(袁学诚等，2011)。华夏地块的下地壳—上地幔顶部存在不连续的高速层，80km深度以深则为低速异常，表明该块体活化再造活动比较强烈。华夏地块下地壳—上地幔的不连续高速异常可能是由于深熔过程中形成的大量花岗质岩浆向上侵入造成的(朱介寿等，2005；Zhouetal.，2006)。东南沿海地块上地幔80km以深低速异常显著，这一现象与李红谊等(2001)和易桂喜等(2008)利用瑞利波获得的群速度和相速度的研究结果一致，曲平等(2020)认为该低速异常可能与颇有争议的海南地幔柱有关联。DD′剖面自羌塘块体穿过川滇地块、华南地块到达雷琼盆地。地壳速度结构显示，在川滇块体和华南地块交接区域的中下地壳出现2个S波速度异常区：一个位于川滇地块的西边界(102°E处)，呈现高速异常；一个位于华南地块的西边界(103.5°E处)，呈现低速异常。由于受到沉积层的影响，雷琼盆地的中上地壳表现为低速异常。从上地幔速度结构来看，羌塘和川滇地块的速度结构与华南地块呈现相反的变化特征，羌塘和川滇地块的上地幔顶部存在低速异常区，以深速度相对较高，而华夏地块的上地幔顶部存在厚约20km的高速异常体，70km以深则为低速异常。均位于华南地块内部的扬子地块与华夏地块的上地幔S波速度结构有所差异，扬子地块上地幔顶部的速度结构低于华夏地块，而在70km以深S波速度出现了相反的变化，这种速度差异可能与其各自的演化过程有关。扬子地块和华夏地块在距今约0.88Ga时发生碰撞(Li X Hetal.，2009)，之后开始各自的演化过程，华夏地块下方的低速异常可延伸至410km深处的不连续面，为华夏地块广泛分布的新生代岩浆活动提供深部来源(曲平等，2020)，由于受深部地壳的部分熔融以及岩浆底侵作用(Zhouetal.，2006)的影响，华夏地块演化过程中的岩浆活动更为活跃(Li，2000)，使得该块体S波速度结构表现为低速异常。

EE′剖面自川滇地块起经四川盆地、秦岭-大别造山带、汾渭地堑，到达鄂尔多斯东南边沿地区。地壳S波速度结构显示，由于受较厚沉积层的影响，四川盆地和汾渭地堑的浅层为低速异常；川滇块体地壳中的S波速度表现为低速异常，可能与该区中下地壳流的分布相联系(易桂喜等，2008；Li H Yetal.，2009；Panetal.，2017；邓山泉等，2020)。上地幔S波速度扰动显示，位于扬子地块的四川盆地和秦岭-大别山区域的上地幔S波速度为高速异常，而位于华北地块的汾渭地堑和鄂尔多斯西南边缘的上地幔S波速度为低速异常，表明扬子地块较华北地块更稳定。而鄂尔多斯西南角上地幔中的S波低速异常，可能预示着华北克拉通上地幔热流已经开始对鄂尔多斯的岩石圈进行“侵入”改造(Yuetal.，2016)。FF′剖面自华夏地块内的东南沿海地区穿过滇湘桂地块、江苏复背斜、河淮盆地，到达渤海湾盆地区域。整体来看，除去盆地地区浅层表现为低速异常外，该剖面地壳内部的S波速度结构无明显的横向和纵向不均匀性，壳内速度结构随着深度的增加而增大。上地幔的S波速度则呈高、低速相间变化，东南沿海区域上地幔S波速度为低速异常，扬子地块上地幔的S波速度相对较高，而位于华北地块的渤海湾盆地的上地幔S波速度表现为低速异常。

4 结论

本文使用华南地块及其邻区609个宽频地震仪记录的2010年1月—2012年12月共36个月垂直分量(Z分量)的连续噪声数据，利用FTAN方法获得瑞利波在5～50s周期范围内的相速度频散曲线，并反演了华南地块及其邻区的三维S波速度结构。结果表明，S波速度的分布与地质构造特征表现出较好的相关性，清晰地揭示了地壳内部的横向速度变化。研究区内盆地及地堑地区由于受沉积层的影响，S波在浅层表现为低速异常；江汉盆地和四川盆地中、下地壳的S波速度表现为高速异常，表明其物质结构较为冷、硬；四川盆地由于上地幔存在上拱现象，其壳—幔平均S波速度相对较高；位于华南地块西南边界以西区域的壳—幔S波速度呈现为低速异常，支持青藏高原中、下地壳流模型；秦岭-大别造山带以地壳厚底过渡带为界，东、西2段的S波速度结构存在较大的差异；同属于华南地块的扬子地块与华夏地块的上地幔S波速度存在明显差异，位于北部的扬子地块上地幔大部分表现为高速异常构造，而位于南部的华夏地块上地幔大部分表现为低速异常构造；鄂尔多斯块体壳—幔内部较高的S波速度表明该块体内部结构相对稳定，华北克拉通的破坏过程对其影响不大。

致谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”(郑秀芬等，2009)为本研究提供了地震波形数据；沈伟森教授为本研究提供了S波反演程序并给予全面指导；文中所有图片均使用GMT软件绘制(Wesseletal.，1998)。在此一并表示感谢！