華南地塊及鄰區(qū)基于背景噪聲的殼幔三維S波速度結(jié)構(gòu)

宮 猛 呂 堅(jiān) 鄭 勇 謝祖軍 盛書中 張杏棉

1)江西省防震減災(zāi)與工程地質(zhì)災(zāi)害探測工程研究中心，南昌 330013

2)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(中國地質(zhì)大學(xué))，北京 100083

3)東華理工大學(xué)，地球物理與測控技術(shù)學(xué)院，南昌 330013

4)中國地質(zhì)大學(xué)，武漢 430074

0 引言

位于歐亞板塊東部的華南地塊主要包括揚(yáng)子地塊、華夏地塊，西以青藏高原東緣為界限，北以秦嶺—大別造山帶為界，其東邊界自東南沿海向N經(jīng)臺灣海峽，再沿琉球島弧向W延伸(張培震等，2013；張國偉等，2013)。華南地塊是在長期、復(fù)雜的板塊構(gòu)造和陸內(nèi)構(gòu)造作用下由不同時(shí)期的大陸塊體不斷拼貼組成的(滕吉文等，2001)，內(nèi)部既有廣泛分布的古元古代與太古宙結(jié)晶基底，也有冥太古宙的物質(zhì)信息，物質(zhì)組呈現(xiàn)復(fù)雜性和多樣性(張國偉等，2013)。上新世至更新世以來，由于受到菲律賓板塊和歐亞板塊的相互作用及臺灣海峽擴(kuò)張的影響，華南地塊新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)強(qiáng)烈，既是地殼生長和大陸增生最活躍的大陸邊緣，也是地球內(nèi)部各圈層的耦合地帶與核-幔質(zhì)量傳輸最強(qiáng)烈的構(gòu)造帶(滕吉文等，2001)。因此，關(guān)于華南地塊殼—幔速度結(jié)構(gòu)和其形成、演化過程一直是地球科學(xué)研究的熱點(diǎn)問題。

為了解該區(qū)復(fù)雜的地殼和上地幔結(jié)構(gòu)，大量學(xué)者利用人工地震勘探(王椿鏞等，1997；嘉世旭等，2006)、天然地震波成像(滕吉文等，2001；黃金莉等，2003；易桂喜等，2008)和背景噪聲成像(鄭現(xiàn)等，2012；Zhouetal.，2012；歐陽龍斌等，2015；呂堅(jiān)等，2016；孟亞鋒等，2019；顧勤平等，2020a，b；曲平等，2020)等方法對華南地塊及鄰區(qū)的殼—幔速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究，并取得一系列成果?？傮w來看，由于華南地塊的地震活動(dòng)相對較弱，且2007年以前區(qū)內(nèi)地震臺站較少，基于地震的面波層析成像法得到結(jié)果的分辨率不足2°，對區(qū)域較小塊體的研究具有一定的局限性；此外，由于高頻地震面波在傳播過程中易發(fā)生衰減和頻散，利用天然地震面波開展層析成像所得結(jié)果在短周期的分辨率較低。與傳統(tǒng)的成像方法相比，背景噪聲成像方法是一種既廉價(jià)又環(huán)保且精確度較高的方法，它既不依賴于天然地震事件的發(fā)生也無需利用人工可控源，只需要使用地震臺站記錄的連續(xù)背景噪聲資料，即可獲得地下結(jié)構(gòu)信息，該方法非常適合用于研究地震活動(dòng)性相對較弱的華南及鄰區(qū)的殼—幔速度結(jié)構(gòu)。2007年后，隨著中國數(shù)字臺網(wǎng)建設(shè)的完成、流動(dòng)臺網(wǎng)的架設(shè)技術(shù)日趨成熟及背景噪聲成像技術(shù)的發(fā)展，華南地塊的殼—幔速度結(jié)構(gòu)得到了更完備的研究，且部分結(jié)果的分辨率約達(dá)0.5°(鄭現(xiàn)等，2012；呂堅(jiān)等，2016；羅松等，2019；曲平等，2020)。Zheng等(2008)利用背景噪聲成像方法反演了整個(gè)中國區(qū)域的面波速度結(jié)構(gòu)；Zhou等(2012)聯(lián)合使用背景噪聲和地震數(shù)據(jù)得到華南地區(qū)的面波及S波速度結(jié)構(gòu)，認(rèn)為華南地塊的東南部受到太平洋板塊NW向平俯沖和隨后的板塊回撤作用；鄭現(xiàn)等(2012)采用背景噪聲成像方法獲取了中國大陸中東部地區(qū)的瑞利波群速度圖像，并探討了不同周期的群速度分布與地質(zhì)構(gòu)造的相互關(guān)系；歐陽龍斌等(2015)利用背景噪聲面波層析成像方法獲得了長江中下游區(qū)域地殼的三維剪切波速度結(jié)構(gòu)和徑向各向異性特征；呂堅(jiān)等(2016)利用華南地塊及其鄰區(qū)609個(gè)寬頻地震儀記錄的2010年1月—2012年12月共36個(gè)月垂直分量(Z分量)的連續(xù)噪聲數(shù)據(jù)，反演得到了研究區(qū)6～50s周期的瑞利波相速度分布圖像。孟亞鋒等(2019)基于背景噪聲成像方法研究了郯廬斷裂帶中南段及鄰區(qū)地殼的速度結(jié)構(gòu)與變形特征。

在與本研究區(qū)范圍相近的工作(鄭現(xiàn)等，2012；Zhouetal.，2012；呂堅(jiān)等，2016)中，呂堅(jiān)等(2016)使用的臺站數(shù)量更多，分布更為合理，使用資料的時(shí)段更新、更長，且得到的成像結(jié)果的分辨率更高。但是，呂堅(jiān)等(2016)和鄭現(xiàn)等(2012)僅分析了面波速度結(jié)構(gòu)的分布特征，而未進(jìn)行三維S波速度結(jié)構(gòu)研究，在精確分析華南地塊及鄰區(qū)地下殼—幔速度結(jié)構(gòu)特征方面有待進(jìn)一步提高。Zhou等(2012)采用2009—2010年的資料獲取了華南地區(qū)的S波速度結(jié)構(gòu)，而這一時(shí)間段內(nèi)東部各省臺網(wǎng)的寬頻帶臺站數(shù)量有限，獲取的高信噪比長周期頻散曲線的數(shù)量有待提升(呂堅(jiān)等，2016)，且其結(jié)果的研究范圍截止于34N°以南，對華南地塊北邊界的研究存在一些不足。因此，本文在呂堅(jiān)等(2016)工作的基礎(chǔ)上，采用類似于前人研究中(Zhouetal.，2012；Shenetal.，2013a)使用的非線性貝葉斯蒙特卡羅方法獲取了華南地塊及其鄰區(qū)精細(xì)的殼—幔S波速度結(jié)構(gòu)，進(jìn)而分析了研究區(qū)殼—幔三維S波速度結(jié)構(gòu)的分布特征，以期為華南地塊的構(gòu)造及其演化特征等相關(guān)研究提供科學(xué)依據(jù)。

1 數(shù)據(jù)與方法

本研究收集并使用華南地塊及鄰區(qū)(18°～38°N，97°～123°E)范圍內(nèi)國家數(shù)字測震臺網(wǎng)(鄭秀芬等，2009)及區(qū)內(nèi)省市地震局提供的2010—2012年垂直分量的連續(xù)波形記錄，采用背景噪聲成像方法開展華南地塊及鄰區(qū)的三維S波速度結(jié)構(gòu)研究(圖1)。

圖1 研究區(qū)域的地形地貌(a)及臺站分布圖(b)Fig.1 Tectonic map of South China block(a)and the distribution of the stations(b).a 藍(lán)色粗線表示華南地塊邊界(張培震等，2013)，藍(lán)色細(xì)線為揚(yáng)子地塊與華夏地塊邊界(朱介壽等，2005)，黑色線條為各次級塊體邊界(朱介壽等，2005；張培震等，2013)，紅色粗實(shí)線為圖7中6條 S波速度剖面的位置；b 黑色三角形為本研究使用的臺站

背景噪聲成像的數(shù)據(jù)處理流程主要包括單臺數(shù)據(jù)處理及臺站對互相關(guān)計(jì)算(Bensenetal.，2007)。單臺數(shù)據(jù)處理主要包括對單臺數(shù)據(jù)記錄進(jìn)行重采樣(1Hz)、去除儀器響應(yīng)、濾波(3～150s)、頻時(shí)歸一處理及譜白化處理；互相關(guān)計(jì)算則是指利用波形互相關(guān)方法得到臺站對之間的互相關(guān)函數(shù)。為了提高信噪比，我們將互相關(guān)函數(shù)的正、負(fù)分支反向疊加，得到稱為“對稱分量”的互相關(guān)函數(shù)，并將同一臺站對在研究時(shí)間段(3a)的互相關(guān)函數(shù)疊加作為該臺站對之間的經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)(EGF)。圖2 給出的是AHANQ與其他臺站的對稱分量經(jīng)過4～50s濾波后的互相關(guān)函數(shù)，從圖中可見清晰的面波信號，且粗略估算速度約為3km/s。

圖2 臺站AHANQ與其他臺站組成臺站對之間的互相關(guān)函數(shù)經(jīng)過反轉(zhuǎn)疊加和濾波(4～50s)后的結(jié)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，我們采用自動(dòng)時(shí)頻分析方法(FTAN，F(xiàn)requency Time Analysis)從得到的EGF中測量瑞利波的相速度(Bensenetal.，2007；Linetal.，2008)頻散曲線。為確保得到準(zhǔn)確性較高的頻散曲線，我們首先利用Yang等(2008)和王偉濤等(2012)的定位方法分析了華南地塊噪聲源的分布特征，并參考Zheng等(2011)的方法去除了日本九州島的定點(diǎn)噪聲源對數(shù)據(jù)的干擾。接著，參考Yang等(2010)的方法對頻散曲線進(jìn)行嚴(yán)格篩選：1)臺站對間距大于3倍波長；2)EGF的信噪比(SNR)>15；3)面波的理論走時(shí)與提取的頻散曲線的誤差<4s。

圖3 為研究區(qū)內(nèi)(圖1)幾個(gè)典型區(qū)域的瑞利波相速度頻散曲線。其中，垂直線段是利用程函函數(shù)方法(Barminetal.，2001)測量得到的各周期面波的相速度及其1倍標(biāo)準(zhǔn)偏差的范圍，連續(xù)的曲線為利用反演得到的最佳S波速度模型計(jì)算的各周期相速度的頻散值。位于華南地塊內(nèi)部的揚(yáng)子地塊、華夏地塊、秦嶺-大別造山帶及九瑞地區(qū)5～50s周期范圍內(nèi)的相速度曲線變化范圍和趨勢基本一致，表明該塊體地殼內(nèi)部結(jié)構(gòu)相對完整。四川盆地5～50s周期范圍內(nèi)的相速度曲線變化范圍較大，從10s的2.85km/s增加到50s的4.05km/s，與四川盆地巨厚的沉積層和隆起的上地幔特性相符。川滇地塊5～50s周期范圍內(nèi)的相速度明顯低于其他區(qū)域，可能預(yù)示著川滇地區(qū)中、下地殼存在軟流層。

圖3 不同地塊的瑞利波相速度頻散曲線Fig.3 Dispersion curves at different locations.曲線為利用速度模型計(jì)算的理論頻散曲線，垂直線為從面波群速度中測量的頻散曲線

2 S波速度層析成像

在獲取面波相速度的混合路徑頻散后便可對研究區(qū)地殼進(jìn)行三維S波速度結(jié)構(gòu)反演。具體過程如下：首先，對研究區(qū)進(jìn)行等間距網(wǎng)格劃分(0.25°×0.25°)，采用射線理論層析成像法(Barminetal.，2001)得到面波相速度混合路徑的頻散，并反演得到5～50s周期范圍的面波相速度分布(呂堅(jiān)等，2016)，且各周期相速度圖像的成像分辨率優(yōu)于0.5°(圖4)，其詳細(xì)的數(shù)據(jù)處理過程及可靠性分析見呂堅(jiān)等(2016)的研究成果，在此不再贅述。接著，采用非線性貝葉斯蒙特卡羅方法(Zhouetal.，2012；Shenetal.，2013a)，利用從瑞利波中獲取的5～50s周期的相速度在各個(gè)網(wǎng)格點(diǎn)的純路徑頻散聯(lián)合反演研究區(qū)一維S波速度結(jié)構(gòu)。最后，利用線性插值獲取華南地塊及鄰區(qū)地下0～150km的三維S波速度結(jié)構(gòu)。

圖4 周期為6s、20s、30s和50s的瑞利波相速度分辨率圖(改自呂堅(jiān)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).

在進(jìn)行S波速度反演時(shí)，為了有效抑制觀測誤差及路徑覆蓋缺陷的影響，獲得可靠的主要構(gòu)造特征，對模型的光滑程度進(jìn)行了約束，反演的目標(biāo)是在滿足一定殘差條件下尋求最光滑的模型。由于面波對于速度不連續(xù)面的分辨率較差，為進(jìn)一步減小莫霍面深度的不確定性對反演結(jié)果的影響，本文利用從接收函數(shù)中得到的各臺站下方的地殼厚度(查小惠等，2021)設(shè)置網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)下方的莫霍面的深度。然后，參考Shapiro等(2002)給出的全球速度模型，采用Shen等(2013b)使用的13個(gè)參數(shù)約束法設(shè)定每個(gè)網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)下方的一維速度模型。速度模型主要分為地表沉積蓋層、地殼及莫霍面至地下100km深度。在沉積層中，使用3個(gè)參數(shù)分別約束沉積層的厚度及沉積層上、下界面的S波速度值，層內(nèi)的速度按一定的梯度逐漸增加。在地殼層中利用5個(gè)參數(shù)進(jìn)行約束，1個(gè)用于約束厚度，4個(gè)用于B樣條插值擬合S波速度。地幔中的S波速度利用5個(gè)B樣條插值擬合得到。在反演的過程中，將沉積層中的VP/VS值取為2.0，地殼及上地幔的VP/VS值設(shè)為1.73。采用Mosegaard等(1995)提出的方法約束速度模型的反演，如果利用反演得到的速度模型計(jì)算的理論面波相速度和測量的相速度之間的走時(shí)誤差小于誤差平方根(λ2)的一半，則該速度模型將會(huì)被接受。均方根誤差(RMS)λ2由式 (1) 計(jì)算得到：

(1)

其中，N為用于測量相速度頻散曲線的總數(shù)，i表示周期，di為帶有測量誤差σi的相速度頻散曲線，pi為利用初始速度模型計(jì)算的理論頻散曲線。

圖5 利用圖3 中幾個(gè)典型區(qū)域的面波相速度頻散曲線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.灰色區(qū)域?yàn)?倍標(biāo)準(zhǔn)殘差的誤差范圍

最終以反演得到的S波速度擾動(dòng)分布的平均值作為最佳的速度模型，并將后驗(yàn)概率的高斯分布寬度作為其誤差范圍。圖5 為利用圖3(垂直線)中幾個(gè)典型區(qū)域的面波相速度頻散曲線反演得到的最佳速度模型，灰色區(qū)域?yàn)?倍標(biāo)準(zhǔn)殘差的誤差范圍，中間值為最佳速度值。圖3 中的連續(xù)曲線為利用反演得到的最佳速度模型(圖5)計(jì)算的理論頻散曲線，底部為各區(qū)域的RMS值(λ2)。

3 結(jié)果分析

圖6 顯示了深度為10km、25km、35km和70km的S波相對速度擾動(dòng)圖像。不難發(fā)現(xiàn)，S波的速度分布特征與面波速度分布(呂堅(jiān)等，2016)有相似之處，其速度分布特征與研究區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造及地表特征有較強(qiáng)的相關(guān)性。10km深度處的S波速度擾動(dòng)主要反映淺層地殼信息，位于華南地塊西北地區(qū)的青藏高原東南緣、川滇地塊及滇南地塊的S波速度相對較低，華南地塊、鄂爾多斯塊體及陜西復(fù)背斜的S波速度相對較高，而汾渭地塹、渤海灣盆地、河淮盆地、江漢盆地及蘇北盆地則呈現(xiàn)低速異常，這些結(jié)果與Zhou等(2012)和孟亞鋒等(2019)給出的此深度的剪切波速度一致，也與約10s周期的面波速度結(jié)果相符(鄭現(xiàn)等，2012；歐陽龍斌等，2015；呂堅(jiān)等，2016)。華南地塊以西區(qū)域的低速異?？赡芘c青藏高原東南邊緣地下軟流層(易桂喜等，2008；Li H Yetal.，2009)相關(guān)，而盆地地區(qū)的低速現(xiàn)象則與區(qū)內(nèi)較厚的沉積層相聯(lián)系(朱介壽等，2005；徐樹斌等，2013)。值得注意的是，四川盆地中心區(qū)域的S波速度較盆地邊緣地區(qū)更高，表明盆地地殼內(nèi)部存在較強(qiáng)的橫向不均勻性。盆地這種中間高、兩邊低的S波速度分布特征，與四川盆地的結(jié)晶基底呈現(xiàn)的中間高、邊緣低的上拱形態(tài)相符合(鄭現(xiàn)等，2012；呂堅(jiān)等，2016)。深度為25km的S波速度結(jié)構(gòu)分布與10km深度處的分布有較大不同。四川、江漢、華北及雷瓊盆地地區(qū)由原來的低速異常變?yōu)楦咚佼惓＃A南地塊西側(cè)區(qū)域的低速異常更加明顯。華南地塊內(nèi)部的S波速度具有較大的橫向不均勻性，雪峰山隆起區(qū)和秦嶺-大別造山帶的S波速度相對較低，而平原及盆地地區(qū)的速度相對較高。其中，四川盆地和江漢盆地中下地殼的S波速度相對較高，表明其中下地殼較冷較硬，河淮盆地及渤海灣盆地的S波高速異?？赡芘c其具有薄地殼相關(guān)。

35km深度的S波速度分布主要反映下地殼—上地幔頂部的結(jié)構(gòu)信息，此深度的S波速度分布與研究區(qū)的地殼厚度(Lietal.，2014；楊曉瑜等，2021)呈負(fù)相關(guān)。速度結(jié)構(gòu)的分布很好地勾畫出華南地區(qū)2條地殼厚度過渡帶，一條自松潘-甘孜東南部經(jīng)四川盆地西緣，至秦嶺-大別西北段，呈“S”形分布；另一條自秦嶺-大別中段經(jīng)四川盆地東南邊界，至揚(yáng)子克拉通西南緣，呈NNE走向。華南地塊以西具有較厚地殼(>50km)的區(qū)域表現(xiàn)為低速異常；揚(yáng)子地塊以南區(qū)域的地殼厚度<38km，并表現(xiàn)為高速異常；而地殼厚度為38～42km的四川盆地和鄂爾多斯盆地的S波速度在(3.97±0.08)km/s范圍內(nèi)波動(dòng)；地殼較薄的東南沿海地區(qū)的S波速度相對較高。由于受青藏高原東南緣地下軟流層的影響(Zhangetal.，2004；易桂喜等，2008；Li H Yetal.，2009；宮猛等，2010)，位于華南地塊西北側(cè)的柴達(dá)木和巴顏喀拉塊體中下地殼的S波速度相對較低。鄂爾多斯西南邊緣和川滇及滇南地塊中—下地殼(深25～35km)的低速異?？赡芘c青藏高原向E運(yùn)動(dòng)并受鄂爾多斯和四川盆地剛性塊體阻擋、深部熱物質(zhì)分別向NE和SE擠出的過程有關(guān)(Tapponnieretal.，1977；Zhangetal.，2004；易桂喜等，2008)。70km深度處的S波速度分布反映了上地幔頂部的結(jié)構(gòu)信息。結(jié)果顯示，滇南和滇西地塊為低速異常，揚(yáng)子地塊和鄂爾多斯塊體為顯著的高速異常，其余區(qū)域的S波速度結(jié)構(gòu)在均值附近波動(dòng)。四川盆地和鄂爾多斯盆地在此深度上的顯著高速異常體現(xiàn)了這2個(gè)塊體穩(wěn)定的上地幔巖石圈特征。與華夏地塊在此深度的速度分布相比，揚(yáng)子地塊的S波速度整體呈現(xiàn)為高速異常，預(yù)示著揚(yáng)子地塊在上地幔具有更穩(wěn)定的結(jié)構(gòu)。這些結(jié)果和前人利用天然地震資料(李鵬等，2010；李多等，2012)和背景噪聲資料(Zhengetal.，2010；Zhouetal.，2012)得到的結(jié)果一致。另外值得注意的是，在華南地塊的西南邊界(以(26N°，103E°)為中心)，中、下地殼存在顯著的低速異常(圖5 中的綠色橢圓形區(qū)域)，該低速異常區(qū)在Zhou等(2012)和呂堅(jiān)等(2016)的結(jié)果中均有所體現(xiàn)。呂堅(jiān)等(2016)分析認(rèn)為，此低速異?？赡苁谴ǖ岬貐^(qū)地殼中的熱物質(zhì)向揚(yáng)子地塊內(nèi)部侵入的體現(xiàn)。

圖7 圖1中6條剖面的地殼S波速度和上地幔S波速度擾動(dòng)分布圖Fig.7 Vertical slices of the estimated VS model along the six profiles plotted in Fig.1a.黑色曲線為莫霍面分布，地殼范圍內(nèi)的結(jié)果為S波速度分布，上地幔范圍的結(jié)果為S波速度相對于4.5km/s的擾動(dòng)分布

圖7 繪出了6條S波速度剖面圖(剖面位置見圖1)，其中地殼范圍內(nèi)為S波速度值，地幔中則為S波速度擾動(dòng)值，黑色實(shí)線為莫霍面。AA′剖面自祁連地塊穿過鄂爾多斯盆地、汾渭地塹、山西復(fù)背斜、渤海灣盆地、魯西復(fù)背斜至蘇北盆地。結(jié)果顯示，中上地殼(深度<20km)的S波速度與地形起伏及地表構(gòu)造密切相關(guān)，114°E以西的隆起山區(qū)速度相對較高，以東的盆地區(qū)域速度相對較低，且由于受地表沉積層的影響，汾渭地塹及渤海灣盆地呈現(xiàn)為S波低速異常；上地幔的S波速度分布有較強(qiáng)的橫向不均勻性，祁連山塊體至鄂爾多斯西邊界的上地幔頂部(深50～80km)存在低速異常，鄂爾多斯塊體的上地幔存在顯著的高速異常，而山西復(fù)背斜、渤海灣盆地及蘇北盆地的上地幔呈現(xiàn)為S波低速異常，這些特征與之前的噪聲成像結(jié)果相符(鄭現(xiàn)等，2012；Zhouetal.，2012；呂堅(jiān)等，2016)。另外，鄂爾多斯地塊上地幔的高S波速度在接收函數(shù)的研究中也有所體現(xiàn)(陳九輝等，2005)，揭示了其穩(wěn)定古老地塊的特征。BB′剖面自柴達(dá)木地塊穿過秦嶺-大別造山帶、浙西褶皺帶到大東南沿海地塊。該剖面地殼內(nèi)部的S波速度以華南地塊西邊界為分界線，位于分界線以西的柴達(dá)木地塊的中下地殼存在低速異常區(qū)，而華南地塊內(nèi)部的速度結(jié)構(gòu)則相對較高。上地幔內(nèi)部的S波速度結(jié)果顯示柴達(dá)木地塊的上地幔S波速度結(jié)構(gòu)在橫向上呈現(xiàn)“三明治”形態(tài)，兩邊為低速異常，中間夾雜著一個(gè)硬楔入體。秦嶺-大別造山帶以地殼厚度過渡帶為界(Huangetal.，2015；楊曉瑜等，2021)，東、西2段的S波速度存在差異。西段的S波速度相對較高且上地幔中存在顯著的高速異常，可能與古太平洋的俯沖滯留體相關(guān)(Li X Hetal.，2009)；東段具有較低的S波速度，可能與深部熱地幔物質(zhì)的上涌有關(guān)(曲平等，2020)。

CC′剖面自巴顏喀拉塊體并穿過四川盆地、雪峰山隆起、贛湘桂地塊至東南沿海地塊。四川盆地的地殼速度結(jié)構(gòu)存在較強(qiáng)的不均勻性，由于受厚沉積層的影響，地下10km深度范圍內(nèi)為明顯的低速異常，而中下地殼由于上地幔的隆起(馬杏垣，1989；朱介壽等，2005)呈現(xiàn)為高速異常，雪峰山隆起區(qū)地下20～30km深處存在低速異常。整體來看，CC′剖面的上地幔S波速度結(jié)構(gòu)呈低—高—低相間分布，2個(gè)速度轉(zhuǎn)換帶分別對應(yīng)龍門山斷裂帶和揚(yáng)子地塊與華夏地塊的分界線。華南地塊以西的巴顏喀拉塊體為低速異常，華南地塊內(nèi)部的四川盆地和揚(yáng)子地塊表現(xiàn)為高速異常，華夏地塊和東南沿海地塊表現(xiàn)為低速異常。四川盆地下方的上地幔呈明顯的高速異常，應(yīng)為未遭破壞的川滇古老巖石圈地幔塊體(袁學(xué)誠等，2011)。華夏地塊的下地殼—上地幔頂部存在不連續(xù)的高速層，80km深度以深則為低速異常，表明該塊體活化再造活動(dòng)比較強(qiáng)烈。華夏地塊下地殼—上地幔的不連續(xù)高速異?？赡苁怯捎谏钊圻^程中形成的大量花崗質(zhì)巖漿向上侵入造成的(朱介壽等，2005；Zhouetal.，2006)。東南沿海地塊上地幔80km以深低速異常顯著，這一現(xiàn)象與李紅誼等(2001)和易桂喜等(2008)利用瑞利波獲得的群速度和相速度的研究結(jié)果一致，曲平等(2020)認(rèn)為該低速異常可能與頗有爭議的海南地幔柱有關(guān)聯(lián)。DD′剖面自羌塘塊體穿過川滇地塊、華南地塊到達(dá)雷瓊盆地。地殼速度結(jié)構(gòu)顯示，在川滇塊體和華南地塊交接區(qū)域的中下地殼出現(xiàn)2個(gè)S波速度異常區(qū)：一個(gè)位于川滇地塊的西邊界(102°E處)，呈現(xiàn)高速異常；一個(gè)位于華南地塊的西邊界(103.5°E處)，呈現(xiàn)低速異常。由于受到沉積層的影響，雷瓊盆地的中上地殼表現(xiàn)為低速異常。從上地幔速度結(jié)構(gòu)來看，羌塘和川滇地塊的速度結(jié)構(gòu)與華南地塊呈現(xiàn)相反的變化特征，羌塘和川滇地塊的上地幔頂部存在低速異常區(qū)，以深速度相對較高，而華夏地塊的上地幔頂部存在厚約20km的高速異常體，70km以深則為低速異常。均位于華南地塊內(nèi)部的揚(yáng)子地塊與華夏地塊的上地幔S波速度結(jié)構(gòu)有所差異，揚(yáng)子地塊上地幔頂部的速度結(jié)構(gòu)低于華夏地塊，而在70km以深S波速度出現(xiàn)了相反的變化，這種速度差異可能與其各自的演化過程有關(guān)。揚(yáng)子地塊和華夏地塊在距今約0.88Ga時(shí)發(fā)生碰撞(Li X Hetal.，2009)，之后開始各自的演化過程，華夏地塊下方的低速異?？裳由熘?10km深處的不連續(xù)面，為華夏地塊廣泛分布的新生代巖漿活動(dòng)提供深部來源(曲平等，2020)，由于受深部地殼的部分熔融以及巖漿底侵作用(Zhouetal.，2006)的影響，華夏地塊演化過程中的巖漿活動(dòng)更為活躍(Li，2000)，使得該塊體S波速度結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為低速異常。

EE′剖面自川滇地塊起經(jīng)四川盆地、秦嶺-大別造山帶、汾渭地塹，到達(dá)鄂爾多斯東南邊沿地區(qū)。地殼S波速度結(jié)構(gòu)顯示，由于受較厚沉積層的影響，四川盆地和汾渭地塹的淺層為低速異常；川滇塊體地殼中的S波速度表現(xiàn)為低速異常，可能與該區(qū)中下地殼流的分布相聯(lián)系(易桂喜等，2008；Li H Yetal.，2009；Panetal.，2017；鄧山泉等，2020)。上地幔S波速度擾動(dòng)顯示，位于揚(yáng)子地塊的四川盆地和秦嶺-大別山區(qū)域的上地幔S波速度為高速異常，而位于華北地塊的汾渭地塹和鄂爾多斯西南邊緣的上地幔S波速度為低速異常，表明揚(yáng)子地塊較華北地塊更穩(wěn)定。而鄂爾多斯西南角上地幔中的S波低速異常，可能預(yù)示著華北克拉通上地幔熱流已經(jīng)開始對鄂爾多斯的巖石圈進(jìn)行“侵入”改造(Yuetal.，2016)。FF′剖面自華夏地塊內(nèi)的東南沿海地區(qū)穿過滇湘桂地塊、江蘇復(fù)背斜、河淮盆地，到達(dá)渤海灣盆地區(qū)域。整體來看，除去盆地地區(qū)淺層表現(xiàn)為低速異常外，該剖面地殼內(nèi)部的S波速度結(jié)構(gòu)無明顯的橫向和縱向不均勻性，殼內(nèi)速度結(jié)構(gòu)隨著深度的增加而增大。上地幔的S波速度則呈高、低速相間變化，東南沿海區(qū)域上地幔S波速度為低速異常，揚(yáng)子地塊上地幔的S波速度相對較高，而位于華北地塊的渤海灣盆地的上地幔S波速度表現(xiàn)為低速異常。

4 結(jié)論

本文使用華南地塊及其鄰區(qū)609個(gè)寬頻地震儀記錄的2010年1月—2012年12月共36個(gè)月垂直分量(Z分量)的連續(xù)噪聲數(shù)據(jù)，利用FTAN方法獲得瑞利波在5～50s周期范圍內(nèi)的相速度頻散曲線，并反演了華南地塊及其鄰區(qū)的三維S波速度結(jié)構(gòu)。結(jié)果表明，S波速度的分布與地質(zhì)構(gòu)造特征表現(xiàn)出較好的相關(guān)性，清晰地揭示了地殼內(nèi)部的橫向速度變化。研究區(qū)內(nèi)盆地及地塹地區(qū)由于受沉積層的影響，S波在淺層表現(xiàn)為低速異常；江漢盆地和四川盆地中、下地殼的S波速度表現(xiàn)為高速異常，表明其物質(zhì)結(jié)構(gòu)較為冷、硬；四川盆地由于上地幔存在上拱現(xiàn)象，其殼—幔平均S波速度相對較高；位于華南地塊西南邊界以西區(qū)域的殼—幔S波速度呈現(xiàn)為低速異常，支持青藏高原中、下地殼流模型；秦嶺-大別造山帶以地殼厚底過渡帶為界，東、西2段的S波速度結(jié)構(gòu)存在較大的差異；同屬于華南地塊的揚(yáng)子地塊與華夏地塊的上地幔S波速度存在明顯差異，位于北部的揚(yáng)子地塊上地幔大部分表現(xiàn)為高速異常構(gòu)造，而位于南部的華夏地塊上地幔大部分表現(xiàn)為低速異常構(gòu)造；鄂爾多斯塊體殼—幔內(nèi)部較高的S波速度表明該塊體內(nèi)部結(jié)構(gòu)相對穩(wěn)定，華北克拉通的破壞過程對其影響不大。

致謝中國地震局地球物理研究所“國家數(shù)字測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心”(鄭秀芬等，2009)為本研究提供了地震波形數(shù)據(jù)；沈偉森教授為本研究提供了S波反演程序并給予全面指導(dǎo)；文中所有圖片均使用GMT軟件繪制(Wesseletal.，1998)。在此一并表示感謝！