陳 立 薛 梅， Le Khanh Phon 楊 挺

1）中國上海200092同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室

2）Geophysics Department，Hanoi University of Mining and Geology，Hanoi 10000，Vietnam

南海瑞雷面波群速度層析成像及其地球動力學(xué)意義

陳 立1）薛 梅1），Le Khanh Phon2）楊 挺1）

1）中國上海200092同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室

2）Geophysics Department，Hanoi University of Mining and Geology，Hanoi 10000，Vietnam

南海處于歐亞板塊、菲律賓海板塊、太平洋板塊和印度－澳大利亞板塊的交匯處，其地質(zhì)和構(gòu)造作用十分復(fù)雜.通過面波群速度成像，給出了南海及鄰區(qū)的三維橫波速度分布并分析了其地球動力學(xué)意義.南海西部和南部新布設(shè)的地震臺站使得利用單臺法時路徑覆蓋比過去更好.特別是在華南地區(qū)，新的臺站分布能夠彌補(bǔ)該地區(qū)地震少且臺站少造成的射線密度不夠的缺點(diǎn).首先運(yùn)用多重濾波法得到南海周邊48個臺站周期為14—130s范圍內(nèi)的基階瑞雷波頻散曲線圖；接著通過子空間反演得到整個區(qū)域在不同周期時的群速度分布；最后通過阻尼最小二乘反演得到不同深度切片上的橫波速度分布及不同縱剖面上的橫波速度分布.結(jié)果顯示：① 海盆速度較高，且速度分布很好地勾勒出海盆的輪廓.淺層較高的橫波速度說明海盆都具有洋殼性質(zhì)，而深部較高的橫波速度則可能對應(yīng)擴(kuò)張中心生成洋殼后殘留的高速物質(zhì).不同海盆速度上的差異與它們的熱流值和年齡大小一致.海盆下的高速異常在60km以下消失，且在一定深度范圍內(nèi)由低速區(qū)替代.在低速區(qū)下200km深度，在南海海盆觀測到一條NE－SW走向的高速異常，可能與古俯沖帶有關(guān).② 環(huán)南海出現(xiàn)明顯的高速區(qū)，對應(yīng)俯沖帶特征，且這些高速區(qū)速度差異明顯且有間斷，說明俯沖帶的非均質(zhì)性和俯沖角度的差異.③ 在環(huán)南海高速區(qū)內(nèi)側(cè)（向南海側(cè)）觀測到不連續(xù)的低速區(qū).在淺層，這些低速區(qū)反映了沉積層和地殼的厚度特征.在地幔，這些低速區(qū)可能對應(yīng)于古太平洋俯沖帶的地幔楔或者也可能反映了南海海盆停止擴(kuò)張后殘留的地幔熔融物質(zhì).④ 南海海盆巖石圈的厚度為60—85km.

南海 面波群速度 快速行進(jìn)法 子空間反演 層析成像

引言

南海（圖1）在西太平洋邊緣海中有著特殊的地質(zhì)意義.它處于歐亞板塊、菲律賓海板塊、太平洋板塊和印度－澳大利亞板塊的交匯處（夏斌等，2004），經(jīng)過復(fù)雜的地質(zhì)演化過程，形成了獨(dú)特的溝－?。铇?gòu)造和豐富的礦產(chǎn)資源.南海的特殊位置也造就了其獨(dú)特的地幔和巖石圈結(jié)構(gòu)（姚伯初等，2005）.

在南海的形成和演化機(jī)制方面，根據(jù)所側(cè)重的區(qū)域構(gòu)造動力來源（印度與歐亞板塊碰撞、地幔上涌、太平洋板塊俯沖）的不同，主要分為5類（夏斌等，2004）：① 弧后擴(kuò)張模式：認(rèn)為南海是太平洋板塊向歐亞板塊俯沖形成的被動式弧后盆地（Karig，1971）；② “碰撞－擠出－拉張”模式：認(rèn)為南海的形成與印度和歐亞板塊碰撞造成的印支塊體側(cè)向滑出有關(guān)（Tapponnier，Molnar，1976；Tapponnieretal，1982，1986，1990；Briaisetal，1993）；③“地幔柱活動”和“地幔上涌”模式：認(rèn)為南海不同方向不同部位的地質(zhì)現(xiàn)象可以用地幔柱引起的局部對流及與巖石層底部的摩擦力導(dǎo)致大面積的伸展來解釋（張健等，2001；Miyashiro，1986；Wangetal，1995）；④ 陸緣伸展擴(kuò)張模式：認(rèn)為南海是區(qū)域應(yīng)力場作用導(dǎo)致陸塊向洋擴(kuò)散的結(jié)果，有人也將這個過程稱之為陸殼洋化（黎明碧，金翔龍，2006）；⑤ 海底擴(kuò)張模式：認(rèn)為南海大陸邊緣是大西洋型被動大陸邊緣，南海海盆是經(jīng)過海底擴(kuò)張形成的（張健等，2001；Taylor，Hayes，1983）.這些模式可以解釋部分現(xiàn)象，但同時也與某些現(xiàn)象矛盾.現(xiàn)在的觀點(diǎn)一般認(rèn)為南海的形成可能是多種機(jī)制綜合作用的結(jié)果（夏斌等，2004；李延興等，2010；姚伯初等，2004），僅僅運(yùn)用某種模式均難以解釋海盆內(nèi)部的構(gòu)造現(xiàn)象.

目前關(guān)于南海地下結(jié)構(gòu)的研究主要是利用地震剖面，所探測的深度在莫霍面以上，缺少來自地幔的深部結(jié)構(gòu)信息，而深部結(jié)構(gòu)對理解與約束南海的演化模型是非常有價值的.地震層析成像作為一種探測地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的方法，主要分為體波層析和面波層析兩種.與體波相比，面波的衰減相對較弱，作為遠(yuǎn)震記錄中能量最強(qiáng)的波組更容易識別（徐果明等，1994）.體波層析分辨率高，但所需的資料量大，在既沒有地震臺又缺少較大震級地震的南海洋盆地區(qū)不適用.面波層析依賴于面波的頻散特征，雖然分辨率沒有體波的高，但只要地震和臺站包圍了所反演的區(qū)域，就能反演，因此比較適合對缺乏地震觀測數(shù)據(jù)的南海海盆進(jìn)行成像.

面波反演可分為群速度反演和相速度反演.從數(shù)據(jù)的來源來看主要有單臺法和雙臺法.單臺法（朱良保等，2002；朱介壽等，2002）是利用地震－臺站對形成地震射線，而雙臺法（徐果明等，2000；何正勤等，2009）則利用臺站－臺站形成射線.最近幾年發(fā)展起來的噪聲成像（房立華，吳建平，2009；Zhengetal，2010）也可以看作是雙臺法的特例.不同之處在于所用的面波波形不是由天然地震激發(fā)，而是由兩個臺站之間記錄的噪聲互相關(guān)得到.雙臺法對臺站的分布要求較高，反映的主要是臺站之間的地層信息.用地震面波資料對全球的地殼上地幔構(gòu)造進(jìn)行層析成像分析時一般使用球諧函數(shù)分析的方法，區(qū)域性面波層析成像方法主要分為以下幾種（徐果明等，1994）：① 分塊反演法.把反演區(qū)域劃分成很多小塊，每塊內(nèi)的速度恒定，路徑走時積分是每塊疊加的結(jié)果（Wuetal，2004）；② 本征函數(shù)展開法.把模型按本征函數(shù)（如球諧系數(shù)）展開，然后代入數(shù)據(jù)與模型的關(guān)系式，解出展開系數(shù)，從而得到模型的具體表達(dá)（Nakanishi，Anderson，1982）；③ 球面Radon變換.把平面上的Radon變換推廣到球面上局部區(qū)域（Xu，1988）；④ 概率法.需要選擇模型的先驗(yàn)協(xié)方差（易桂喜等，2008）；⑤ 波形反演法.不用求出頻散曲線就可以直接由觀測資料來反演地殼上地幔結(jié)構(gòu)（曹小林等，2001；朱介壽等，2002）.

關(guān)于南海地區(qū)的層析成像，比較有代表性的方法，如縱橫波走時層析成像（瞿辰等，2007），基于走時的面波分塊反演法（Wuetal，2004），利用面波以及散射波振幅和相位信息的分塊波形反演（曹小林等，2001）.近年來，南海周邊特別是在南海西部和南部的陸地新布設(shè)了不少地震臺站，使得利用單臺法時路徑覆蓋比過去更好.特別是在華南地區(qū)，新的臺站分布能夠彌補(bǔ)華南沿海地區(qū)地震少且臺站少造成的射線密度不夠的缺點(diǎn)，從而保證了成像的質(zhì)量.因此有必要將這些新的地震數(shù)據(jù)綜合到反演中去，以獲得對深部結(jié)構(gòu)更好的分辨率.本文在48個地震臺站得到了有效的地震數(shù)據(jù)，通過子空間法反演了區(qū)域內(nèi)的群速度，并進(jìn)一步得到了南海地區(qū)地殼上地幔的橫波速度圖.由這些圖像特征分析討論了南海地區(qū)各種深部構(gòu)造的成因及其對南海演化的地球動力學(xué)意義.

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)及預(yù)處理

地震數(shù)據(jù)選取的范圍為10°S—30°N、90°—130°E，將南海環(huán)繞其中.數(shù)據(jù)來源于IRIS、NCDSN及同濟(jì)大學(xué)在越南布設(shè)的4個臺站.對于大部分IRIS臺站而言，地震數(shù)據(jù)起止時間為2006年4月—2011年4月.此外，我們從NCDSN網(wǎng)站上下載了中國沿海地區(qū)12個臺站從2009年起共2年的數(shù)據(jù)，且使用了越南臺站從2009年起共1年的數(shù)據(jù).選取的地震滿足以下條件：①地震震級大于等于5級，以保證地震資料的信噪比；②地震深度小于等于100km，以保證激發(fā)的主要是基階面波；③ 震中距不小于10°.此外，如果在很短的時間內(nèi)地震臺記錄了多次地震，導(dǎo)致波形是多次地震重疊的結(jié)果，就將這樣的波形手工挑出并舍棄不用.經(jīng)過以上篩選及下文所述的頻散測量后，本研究所用的地震總數(shù)為856.臺站及地震分布見圖1.

在測量面波頻散前，我們對地震數(shù)據(jù)進(jìn)行了預(yù)處理，包括去斜率，去均值，去儀器響應(yīng)，將數(shù)據(jù)重采樣為每秒2個點(diǎn)并在0.005—0.1Hz范圍內(nèi)濾波.之后通過人工挑選面波數(shù)據(jù)得到信噪比高、瑞雷面波波形清晰的垂直分量數(shù)據(jù).

1.2 頻散曲線的提取方法

對于每個臺站－震源對，提取的頻散曲線都能反映臺站到震源部分的地層結(jié)構(gòu).我們采用多重濾波法來測定群速度的頻散曲線（Herrmann，Ammon，2004；房立華，2009）.

對時間信號W（t）經(jīng)過傅里葉變換得到頻譜W（ω），令

式中，r是震中距，視頻率通過對插值可以得到圖2給出的例子是IC臺網(wǎng)QIZ臺站的原始波形及頻散曲線圖.

1.3 群速度反演

由多重濾波法提取的頻散曲線數(shù)據(jù)有些可能可信度不高（如基階波中混入干擾很大的高階波，地震錯誤的定位等），對反演結(jié)果造成很大的影響.因此反演前我們先對每個周期的數(shù)據(jù)作頻度分析，對每個周期算出群速度均值v0和方差σ.對于給定的閾值α0，只選擇

式中，F(xiàn)（ω－ωi）＝exp｛－αi［（ω－ωi）／ωi］2｝，i＝1，…，N為高斯濾波器，ωi為濾波器的中心頻率，αi為控制濾波器的帶寬.

令A(yù)i＝｜S（ωi，tj）｜，ψi＝arg（S（ωi，tj））.對所有的ωi，自動搜索與｜S（ωi，tj）｜最大振幅相應(yīng)的群走時tgr（ωi），即可找到群走時曲線tgr（Ωi），群速度頻散曲線可以表示為滿足的群速度數(shù)據(jù)用作反演計算.這里α0取值為3（朱良保等，2002）.從數(shù)據(jù)篩選后形成的射線路徑的覆蓋效果看，我們確定的反演周期為14—130s.在該周期范圍內(nèi)，射線路徑都在1 000條以上.在26—44s，射線路徑在3 000條以上.

圖1 南海與鄰區(qū)主要地質(zhì)構(gòu)造及研究區(qū)域內(nèi)地震和臺站分布黑色圓點(diǎn)表示地震，三角形表示IRIS及NCDSN臺站，菱形表示同濟(jì)大學(xué)布設(shè)的臺站.1.臺灣島；2.海南島；3.北部灣盆地；4.鶯歌海盆地；5.呂宋島；6.馬尼拉海溝Fig.1 Main tectonic units and geographic names in and around the South China Sea，and seismic stations and earthquakes（black dots）used in this study Triangles indicate IRIS and NCDSN stations，diamonds stand for stations deployed by Tongji University.1.Taiwan Island；2.Hainan Island；3.Beibuwan Basin；4.Yinggehai Basin；5.Luzon；6.Manila Trench

群速度反演的目的是由匯集單條射線路徑上攜帶的頻散信息來提取整個區(qū)域內(nèi)的頻散信息.將研究區(qū)域劃分成網(wǎng)格，固定周期由該周期對應(yīng)的群速度值反演可以得到每個網(wǎng)格點(diǎn)上的群速度值.取不同的周期反演，則在每個網(wǎng)格點(diǎn)都可以提取出一條新的頻散曲線.

我們采用子空間法（Rawlinson，Sambridge，2004）反演網(wǎng)格點(diǎn)的群速度值，其中的正演過程采用快速行進(jìn)法.子空間法的關(guān)鍵在于將模型的擾動描述為p個M維基向量的線性組合.若設(shè)m為模型，S（m）為目標(biāo)函數(shù)，則模型的擾動是M×p階的投影矩陣.把δm值代入下式：

圖2 QIZ臺站記錄的原始波形的寬頻帶Z分量（a）及其所對應(yīng)的頻散曲線（b）圖（b）中顏色表示能量等級，越深表示能量越強(qiáng)；三角形、圓點(diǎn)和方塊均表示能量的等級，且方塊所表示的能量等級最大，方塊連線指示了頻散曲線的位置Fig.2 BHZ component of the original waveform recorded at QIZ station（a）and the corresponding dispersion curve after multi－filtering（b）.Darker color in figure（b）shows the stronger energy levels，triangles，dots and diamonds reveal the energy levels and diamonds show the strongest level.The continuous set of diamonds indicates the dispersion curve

式中，G是解正演問題時的Frêchet矩陣的偏導(dǎo)數(shù)，Cm與Cd分別是先驗(yàn)?zāi)Ｐ偷膮f(xié)方差矩陣和數(shù)據(jù)模型的協(xié)方差矩陣，D與模型的結(jié)構(gòu)有關(guān)，ε與η分別是阻尼參數(shù)與模型的平滑參數(shù).

子空間方法的優(yōu)點(diǎn)在于只需對一個維數(shù)等于子空間維數(shù)的矩陣進(jìn)行反演.它成敗的關(guān)鍵在于選擇好有效子空間的基向量（Oldenburgetal，1993），使得每一步的反演都能兼顧速度和精度.其主要思想是：把誤差和目標(biāo)函數(shù)的模型分量分成多個部分，用與每一分量有關(guān)的最速下降矢量進(jìn)行反演.最速下降法和共軛梯度法都是一維的子空間法.

正演過程中提到的快速行進(jìn)法是基于程函方程作走時計算的（張風(fēng)雪等，2010）.將網(wǎng)格點(diǎn)劃分為活動點(diǎn)、鄰近點(diǎn)和遠(yuǎn)離點(diǎn)3種節(jié)點(diǎn).標(biāo)定震源點(diǎn)為活動點(diǎn)并使該點(diǎn)的走時為零（楊昊，2007）.然后根據(jù)程函方程計算所有與震源點(diǎn)相距一個網(wǎng)格間距的點(diǎn)的走時，標(biāo)定這些點(diǎn)為鄰近點(diǎn)，所有剩余點(diǎn)為遠(yuǎn)離點(diǎn).從鄰近點(diǎn)中選擇走時最小的點(diǎn)標(biāo)為活動點(diǎn).依照走時最小點(diǎn)為活動點(diǎn)的原則，逐漸擴(kuò)大鄰近點(diǎn)的個數(shù)直到所有網(wǎng)格點(diǎn)都成為活動點(diǎn)為止.由于在震源點(diǎn)附近的波前曲率很大，利用有限差分計算走時會在震源點(diǎn)附近引起較大誤差，故我們在震源點(diǎn)附近的計算網(wǎng)格進(jìn)行了加密處理.

群速度反演區(qū)域?yàn)?4°S—34°N、86°—134°E，網(wǎng)格間距為2°×2°（反演時網(wǎng)格不需加密）.各周期反演結(jié)果的可靠性在一定程度上可以用棋盤測試來實(shí)現(xiàn)（房立華等，2009）.給定棋盤大小為2°×2°，由于區(qū)域內(nèi)群速度值都在2km／s與4.5km／s之間，故我們選定模型速度值為3.2km／s，加上一定的正負(fù)擾動，擾動的最大值為0.8km／s.本文中針對所有周期所做棋盤測試的輸入模型均采用這一模型.

1.4 橫波速度反演

得到區(qū)域網(wǎng)格點(diǎn)的頻散曲線后，我們由頻散曲線通過橫波速度反演可以得到該點(diǎn)下方橫波速度vS隨深度H變化的一維模型.最后將不同點(diǎn)的vS－H模型按一定規(guī)則拼接在一起，即可以得到區(qū)域內(nèi)的三維橫波速度圖像.

對瑞雷波而言，用面波頻散曲線反演地球內(nèi)部模型時，每層的待定參數(shù)有4個：橫波速度、縱波速度、層密度和層厚度.但由于面波頻散主要對橫波速度和層厚度敏感，而對層密度和縱波速度的敏感程度較弱，實(shí)際上反演參數(shù)可以只考慮層厚度和橫波速度這兩個參數(shù).各層的密度和縱波速度可以由求出的橫波速度根據(jù)統(tǒng)計關(guān)系得到（朱介壽，1988）.

根據(jù)分辨率測試結(jié)果，我們把參與橫波速度反演的區(qū)域縮小為8°S—24°N、94°—128°E.在新的范圍內(nèi)，橫波速度反演采用阻尼最小二乘法，其中涉及的正演過程（即由已知模型求其對應(yīng)的頻散曲線）采用Knopoff的算法（Panza，1985）.在初始模型的選取上，類似于李永華等（2009）的做法，將模型分為層狀地殼和層狀地幔兩部分，前者參考CRUST2.0模型.由于我們研究群速度反演的最大周期為130s，而面波能反映1／3波長范圍內(nèi)的地球結(jié)構(gòu)，按面波速度為4.5km／s估算，最終能夠探測到的深度在200km左右.在地幔部分先劃分了18層，每層厚度為10km；接下來又劃分了10層，每層厚度為20km；最后一層是半空間.面波群速度受層厚度的影響比受橫波速度的影響要小，我們反演時將地球內(nèi)部劃分成許多薄層，固定層厚度，只反演各層的橫波速度.

2 反演結(jié)果

2.1 區(qū)域群速度分布

我們得到了周期為14—130s之間共32個周期的群速度分布圖.從中選取了幾個有代表性的周期（圖3—8）來分析群速度特征.通過分辨率測試，發(fā)現(xiàn)區(qū)域內(nèi)大部分異常信息都能得到恢復(fù).在周圍地區(qū)由于射線覆蓋少，恢復(fù)的圖像相對較差，文中對這部分的成像結(jié)果不加解釋.

在分析群速度時遵循的原則是：俯沖板塊相比周圍地幔較冷而表現(xiàn)為比周圍地幔更高的群速度；地幔楔由于俯沖板塊釋放的水等流體上升，降低了該處熔點(diǎn)發(fā)生地幔熔融而表現(xiàn)為比周圍地幔更低的群速度.此外，高的地震活動性，厚的沉積層，較新的地層成分，高的地?zé)嶂档榷紝?yīng)相對低速的區(qū)域.因此，我們從速度的分布特征就能夠得到其構(gòu)造特征.

周期為14s的群速度值大致能反映15km深度范圍內(nèi)的地層結(jié)構(gòu).14s時（圖3），高速地區(qū)主要出現(xiàn)在南海海盆、蘇拉威西海海盆、馬來西亞半島和西菲律賓海海盆，說明這些海盆的地殼都是洋殼性質(zhì)的.從南海大陸架到南海深處群速度由低到高的特征也與地殼厚度由深變淺有著很好的對應(yīng)關(guān)系.高速區(qū)與海盆的形狀能夠很好地符合，且中央海盆相對于西南海盆而言，平均速度值更高一些.這與 Wu等（2004）的結(jié)果類似.朱介壽等（2002）認(rèn)為，紅河斷裂帶是將南海分成兩部分?jǐn)嗔褞У钠鹪?，可能正是由于紅河斷裂的發(fā)育造成了南海在斷裂帶兩側(cè)海盆速度值的差異.

圖3 T＝14s時的群速度分布圖像（a），棋盤測試的輸入模型（b）和棋盤測試輸出結(jié)果（c）.后面圖件中針對其它周期棋盤測試的輸入模型與本圖相同F(xiàn)ig.3 Distribution of group velocity in study area（a），input model for checker－board test（b）and the recovered model through similar inversion process（c）（T＝14s）.For other periods in the following figures，the same input model is used for checker－board test

海南島及沖繩海槽、加里曼丹島東部、呂宋島、臺灣島、菲律賓群島和蘇門答臘島鏈呈現(xiàn)低速分布.低速區(qū)的位置與群島的位置有很好的對應(yīng)關(guān)系.這些島弧相對的低速可能與有較厚的沉積層以及島弧下方的熔融結(jié)構(gòu)有關(guān).沖繩海槽是菲律賓板塊俯沖引起的現(xiàn)今強(qiáng)烈活動的弧后擴(kuò)張區(qū)，表現(xiàn)為沿海溝方向的低速條帶，可能是受強(qiáng)烈的弧后擴(kuò)張和地?zé)峄顒铀刂疲ㄅ砥G菊等，2002）.另外，臺灣西南盆地以及南海西北部的北部灣盆地和鶯歌海盆地也呈現(xiàn)低速分布，這與湯軍等①湯軍，宋曉東，徐震，鄭斯華.2010.中國南海和周邊地殼與上地幔結(jié)構(gòu)及其板塊構(gòu)造意義.長江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院和美國伊利諾伊大學(xué)地質(zhì)系.的結(jié)果一致.低速與海盆的沉積層厚度有關(guān).湯軍等②湯軍，宋曉東，徐震，鄭斯華.2010.中國南海和周邊地殼與上地幔結(jié)構(gòu)及其板塊構(gòu)造意義.長江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院和美國伊利諾伊大學(xué)地質(zhì)系.的研究表明，鶯歌海盆地的新生代沉積厚度達(dá)到17km，臺灣西南盆地為2—10km2.而從圖3中則可以看出，臺灣西南盆地的群速度確實(shí)比北部灣盆地和鶯歌海盆地的高.

隨著周期的增加，群速度更能反映深部結(jié)構(gòu).周期為28s時（圖4）的群速度圖與周期為14s時的相比，相同區(qū)域的速度值都變大.雖然西菲律賓海分辨率不太理想，但仍能顯示出它的大致形態(tài).它與南海海盆一起形成了該周期的兩大高速區(qū)域（平均速度值已經(jīng)達(dá)到4.0km／s）.蘇拉威西海海盆也出現(xiàn)高速，但高速范圍沒有南海海盆大.在周期為14s和28s時，整個蘇祿海海盆的速度值相對于南海海盆和蘇拉威西海海盆都低.這種較低的速度結(jié)構(gòu)可能是因?yàn)樘K祿海海盆的地?zé)岣哂谄渌Ｅ瑁╓uetal，2004）.加里曼丹島東北向仍然呈現(xiàn)相對低速（事實(shí)上，加里曼丹島自西向東分布著3條北東向的構(gòu)造－巖漿活動帶（李旭，楊牧，2002）），說明其東北部分與西南部分地殼厚度的差異.此外，在這一周期還觀測到了紅河斷裂兩側(cè)速度差異的現(xiàn)象，即東北速度高、西南速度低，這與Wu等（2004）的觀測結(jié)果一致.

圖4 T＝28s時的群速度分布圖像（a）和棋盤測試輸出結(jié)果（b）Fig.4 Distribution of group velocity in study area（a）and recovered model from checker－board test（b）（T＝28s）

在周期為40s時（圖5），大部分地區(qū)的速度都在3.6km／s以上，比較明顯的低速區(qū)域仍然出現(xiàn)在加里曼丹島及呂宋島.沿蘇門答臘—爪哇一帶，速度的分布呈條帶狀，勾勒出島弧的輪廓.南海海盆和蘇拉威西海海盆的高速區(qū)域繼續(xù)擴(kuò)大.

周期為80s時（圖6），群速度對應(yīng)的深度范圍可到100km以上，整個區(qū)域的速度趨于一致.南海海盆和蘇拉威西海海盆速度較周期為40s時有所下降.說明在周期為80s時，這兩個區(qū)域可能已經(jīng)進(jìn)入軟流圈部分.蘇門答臘—爪哇一帶的速度分布由短周期時的低速轉(zhuǎn)為沿島弧分布的高速體，應(yīng)該與這一帶的俯沖板塊有關(guān).中南半島呈現(xiàn)高速，說明這是一個較冷的塊體，可能是由印度板塊與歐亞板塊碰撞而向東南擠出形成的（Wuetal，2004）.

周期為100s和130s時的群速度分布圖像如圖7和圖8所示。

周期為100s時（圖7），短周期群速度圖上的南海海盆和西菲律賓海海盆高速特征完全消失；環(huán)南海島弧包括蘇門答臘—爪哇一帶呈現(xiàn)較高的群速度特征，蘇拉威西島東南部出現(xiàn)了明顯的高速區(qū)域；沿紅河斷裂的低群速度繼續(xù)存在；中南半島的高速區(qū)域有所縮?。缓Ｄ舷路绞状纬霈F(xiàn)了較低的群速度.環(huán)南海島弧的高速區(qū)所對應(yīng)的都是俯沖帶（如馬尼拉海溝）的位置.在高速區(qū)內(nèi)側(cè)（向南海側(cè)）則可以觀測到不連續(xù)的低速區(qū)，在蘇拉威西海盆和爪哇島弧內(nèi)側(cè)觀測到的低速區(qū)應(yīng)該分別對應(yīng)于菲律賓海洋板塊和澳大利亞板塊俯沖的地幔楔，而在南海海盆及加里曼丹島向海側(cè)觀測到的低速區(qū)，則可能對應(yīng)于古太平洋俯沖帶的地幔楔，或者也可能反映了南海海盆停止擴(kuò)張后殘留的地幔熔融物質(zhì)，在地幔楔由于俯沖板塊釋放流體而引起地幔楔熔融造成速度降低.劉昭蜀等（2002）通過計算南海地幔流應(yīng)力場的全階場后認(rèn)為，南海深部地幔流由華南大陸向東南方向蠕散，并在蘇拉威西海北部形成匯聚焦點(diǎn)，使得南海南部邊緣構(gòu)造運(yùn)動強(qiáng)烈.這些構(gòu)造運(yùn)動使得菲律賓群島這個作為菲律賓海海盆和南海海盆的過渡區(qū)地震活動性高，速度變化大，變形強(qiáng)烈.周期為130s（圖8）的群速度圖大致能反映200km深度范圍的地層信息，與周期為100s時的相比低速區(qū)域繼續(xù)擴(kuò)大，環(huán)南海的高速區(qū)更為明顯.

2.2 橫向剖面上的橫波速度分布

橫波速度反演區(qū)域?yàn)?°S—24°N、94°—128°E.不同深度上的橫波速度切片如圖9所示.可以看出，橫波速度隨深度的變化特征與群速度隨周期變化的特征非常相似.在30km深度，南海海盆、西菲律賓海海盆、蘇祿海海盆、蘇拉威西海海盆的橫波速度值較高，且高速區(qū)與海盆的形狀能夠大致吻合；低速區(qū)仍在中南半島和加里曼丹島，且在加里曼丹島的速度由西南到東北呈降低趨勢，可能反映了地殼和沉積層厚度的變化；紅河斷裂兩側(cè)的速度差異則不如周期為28s時的群速度分布圖明顯.隨著深度變化到60km，對應(yīng)海盆的高速區(qū)域縮小，中南半島呈高速區(qū)，圍繞南海出現(xiàn)明顯的高速區(qū)，對應(yīng)俯沖帶特征.從85km、100km和120km深度切片看，南海海盆的高速區(qū)消失，轉(zhuǎn)而由低速區(qū)取代；環(huán)南海代表俯沖帶的高速區(qū)特征明顯，且這些高速區(qū)速度差異明顯且有間斷，說明了俯沖帶的非均質(zhì)性和俯沖角度的差異.此外，在海南島下方觀測到了低速區(qū)，說明該處地幔較熱，而在周期為100s和120s時的群速度圖上觀測到的紅河斷裂下方的低速條帶則不明顯.在85km深度處，南海海盆出現(xiàn)低速，說明其巖石圈厚度小于85km；在100km深度處蘇拉威西海海盆也出現(xiàn)了低速，在120km深度處南海海盆與蘇拉威西海海盆的低速特征都特別明顯.到200km深度，亦即本研究的最大探測深度底界面，除了環(huán)南海的反映俯沖帶特征的高速區(qū)以及中南半島的高速區(qū)更為明顯外，還在南海海盆觀測到了一條NE－SW走向的高速異常.因?yàn)閳D8（周期為130s）所代表200km深度范圍內(nèi)的群速度分布圖的檢測板測試效果比較好，所以我們認(rèn)為200km處的橫波速度切片結(jié)果是有意義的.

與Wu等（2004）的結(jié)果對比，除了有相似的特征如高速的南海海盆和環(huán)南海的高速俯沖帶外，也觀測到了新的速度特征：在30km深度的切片上，我們的結(jié)果顯示，在加里曼丹島的東北向可以看到清晰的低速帶；在60km深度的切片上，南海高速區(qū)的橫波速度值小于Wu等（2004）所估計的；在85km深度處，加里曼丹島及馬來西亞的低速區(qū)沒有Wu等（2004）的那么明顯；我們的觀測深度更深，在85km及更深的切片上，我們觀測到了環(huán)南海周圍的俯沖帶附近出現(xiàn)環(huán)帶狀的高速分布，且在南海中央觀測到一條NE－SW走向的高速異常.

如果把海盆由高速向低速跳轉(zhuǎn)的深度作為巖石圈的厚度，則由橫波速度的切片圖上可知南海海盆巖石圈的厚度在60—85km，這與Wu等（2004）和曹小林等（2001）的結(jié)果相比稍大.蘇拉威西海海盆的巖石圈厚度比南海海盆的厚，在200km處相對而言仍然是低速.姚伯初和萬玲（2010）指出南海陸緣巖石圈厚度在70—80km，而在南海洋盆之下巖石圈厚度則超過100km.巖石圈平均厚度與Wu等（2004）的45—50km，以及曹小林等（2001）的60—65km相比也偏大.

圖9 不同深度h對應(yīng)的橫波速度分布（a）h＝30km；（b）h＝60km；（c）h＝85km；（d）h＝100km；（e）h＝120km；（f）h＝200kmFig.9 Shear wave velocity slices at different depth h（a）h＝30km；（b）h＝60km；（c）h＝85km；（d）h＝100km；（e）h＝120km；（f）h＝200km

2.3 縱向剖面上的橫波速度分布

我們選擇了4條縱向剖面（圖10）來觀察8°S—24°N、94°—128°E范圍內(nèi)，從不同方向切割南海的橫波速度隨深度的變化特征.剖面的方向分別是：Ⅰ沿100°E、0°N和122°E、22°N兩點(diǎn)之間的線段形成的剖面；Ⅱ沿106°E、22°N和126°E、2°N兩點(diǎn)之間的線段形成的剖面；Ⅲ沿96°E、16°N和126°E、16°N兩點(diǎn)之間的線段形成的剖面；Ⅳ沿116°E、22°N和116°E、6°S兩點(diǎn)之間的線段形成的剖面.各剖面上的速度分布見圖11和圖12.

從剖面圖中可以看出，印支地塊、華南、加里曼丹島、呂宋島等地殼部分平均厚度在30km左右；洋盆的地殼較薄，在平均10km深度即直接進(jìn)入高速部分.剖面Ⅰ中西南海盆的高速分布到達(dá)約60km的深度，沒有中央海盆約80km的深度深，且在80km下能觀察到明顯的低速分布，厚度約為60km，沿剖面東北—西南走向的寬度約為300km，可能與古太平洋俯沖帶的地幔楔對應(yīng)，也可能反映了南海海盆停止擴(kuò)張后殘留的地幔熔融物質(zhì)；印度板塊沿蘇門答臘的俯沖帶也清晰可見，到達(dá)約120km的深度，且與更深處的高速體連接在一起.剖面Ⅱ中蘇拉威西海海盆高速出現(xiàn)的深度比南海海盆的淺，且高速部分的速度值要大于南海海盆的速度值；這種高速特征在華南和海南島地殼下也能觀察到；西南海盆下方的低速區(qū)也清晰可見，并向東南方向傾斜；另外蘇拉威西海盆下方還觀測到非常大的低速區(qū)，可能對應(yīng)于菲律賓俯沖帶的地幔楔.剖面Ⅲ中可以觀測到呂宋島兩側(cè)的雙向俯沖特征：表征南海海洋板塊的高速區(qū)俯沖到呂宋島下方約100km深度，而表征菲律賓海洋板塊的高速部分向呂宋島下方俯沖且高速特征能延續(xù)到150km.剖面Ⅳ中可以看到南海海盆和加里曼丹島下的速度結(jié)構(gòu)的不同，加里曼丹島的地殼厚度約35km，明顯大于南海海洋板塊10km的厚度；南海海盆高速區(qū)下的低速帶很明顯，并略微向南傾斜.

圖10 4條縱剖面位置圖Fig.10 Locations of the 4vertical profiles（black lines）

3 討論與結(jié)論

從面波成像結(jié)果可以看出，南海的深部結(jié)構(gòu)極其不均勻，多個地質(zhì)體同時作用于南海周邊，理解這些地質(zhì)體的作用時間和作用的方式，對理解南海的擴(kuò)張與關(guān)閉有著重要的意義.

圖11 縱剖面Ⅰ和Ⅱ?qū)?yīng)的橫波速度分布Fig.11 Shear wave velocity slices for profilesⅠandⅡ

趙會民等（2002）給出了部分西太平洋邊緣海盆的形成時代.南海：45—17Ma BP；蘇祿海：24—13Ma BP；蘇拉威西海：50—42Ma BP.這大致說明蘇拉威西海海盆的年齡要老于南海海盆，蘇祿海海盆的年齡相對最年輕.從30km和60km處（這兩個深度都能反映巖石圈特征）的橫波速度分布圖中可以看到，南海海盆平均橫波速度最高，蘇拉威西海海盆其次，蘇祿海海盆最低.這與海盆的年齡大致可以對應(yīng).蘇拉威西海海盆的平均橫波速度低于南海海盆的原因，可能是由于蘇拉威西海不像南海那樣在東面有菲律賓群島作為緩沖而減弱構(gòu)造運(yùn)動的強(qiáng)度和頻度，相反由于受到菲律賓板塊和澳大利亞板塊的直接作用而發(fā)生強(qiáng)烈的構(gòu)造活動，使橫波速度降低.

圖12 縱剖面Ⅲ和Ⅳ對應(yīng)的橫波速度分布Fig.12 Shear wave velocity slices for profilesⅢandⅣ

在200km的切片上，在南海海盆觀測到了一條NE－SW走向的高速異常，我們推測這可能對應(yīng)殘留的古俯沖帶.晚侏羅世—早白堊世期間，南沙地塊與華南地塊之間的海域向華南地塊俯沖.早白堊世洋殼俯沖完畢，兩側(cè)陸塊發(fā)生碰撞.晚白堊世—古新世南海北部因碰撞增厚的巖石圈開始拆沉，再加上太平洋板塊的俯沖后撤，其向歐亞板塊匯聚的速率降低，古南海北部開始處于伸展環(huán)境.始新世—漸新世古南海開始向南部加里曼丹島俯沖.晚中生代時為俯沖帶和地塊縫合帶的南海北部陸坡成為這個伸展環(huán)境下最為軟弱的地帶，南海必定從此處開始初始張裂.到中中新世，古南海的俯沖結(jié)束，南海停止擴(kuò)張，受太平洋板塊驅(qū)動順時針旋轉(zhuǎn)移來的菲律賓板塊開始向南海西部洋殼仰沖（閔慧等，2010）.如果古俯沖帶的假說成立的話，根據(jù)得到的高速異常的走向，我們可以推斷是古新世—始新世期間殘余的古俯沖帶.

從圖9中還可以看出，在軟流圈深度范圍內(nèi)，隨著切片深度的加大（從85—120km），南海海盆的低速區(qū)域始終存在，隨著深度的增加低速更低，且低速區(qū)總體趨勢是向東擴(kuò)大.這些低速區(qū)應(yīng)該對應(yīng)周圍溫度更高的地幔物質(zhì)，其最為低速的區(qū)域?qū)?yīng)于馬尼拉俯沖帶的地幔楔，因此很有可能與馬尼拉俯沖板塊釋放流體上升引起地幔熔融有關(guān).這些低速區(qū)可能曾經(jīng)為南海海盆的擴(kuò)張?zhí)峁┝藙恿?，也可能反映了南海海盆停止擴(kuò)張后殘留的地幔熔融物質(zhì).中南半島呈現(xiàn)高速，說明這是一個較冷的塊體.可能是由于印度板塊與歐亞板塊的碰撞向東南擠出而形成的.

面波成像結(jié)果表明，南海及其周邊的深部結(jié)構(gòu)極其不均勻，主要表現(xiàn)在以下幾個方面：

1）南海海盆、蘇拉威西海海盆和菲律賓海海盆存在勾勒出海盆輪廓的高速區(qū)，其中南海海盆平均橫波速度最高，蘇拉威西海海盆其次，蘇祿海海盆最低.海盆間速度上的差異與它們的熱流值和年齡大致可以對應(yīng).在短周期14s時，南海中央海盆的群速度比西南海盆的高.南海海盆巖石圈的厚度在60—85km.

2）環(huán)南海出現(xiàn)明顯的高速區(qū)，對應(yīng)俯沖帶特征，且這些高速區(qū)速度差異明顯且有間斷，說明了俯沖帶的非均質(zhì)性和俯沖角度的差異.此外，在南海海盆200km深度觀測到一條NE－SW走向的高速異常，這可能對應(yīng)殘留的古俯沖帶.

3）在周期為28s時，可以觀測到紅河斷裂兩側(cè)群速度的明顯差別，即東北高西南低；在更長周期80s和100s時可以觀測到較低的群速度，這有可能反映了該斷裂引起的地幔熱效應(yīng).實(shí)際上很多文獻(xiàn)（姚伯初，萬玲，2010；蔡學(xué)林，朱介壽，2010）已表明，該斷裂是一個深度達(dá)到巖石圈的破裂.

4）在海南島地幔觀測到了低速區(qū)，但并不比在其它地區(qū)，如華南地塊或紅河斷裂下觀測到的低速區(qū)更為顯著（Leietal，2009）.

5）在環(huán)南海高速區(qū)內(nèi)側(cè)（向南海側(cè)）觀測到不連續(xù)的低速區(qū).在淺層，這些低速區(qū)反映了沉積層和地殼的厚度；在地幔，這些低速區(qū)應(yīng)該對應(yīng)于俯沖帶的地幔楔.

6）南海海盆的高速異常下（85—120km）觀測到一個隨著深度的增加向東南傾斜的低速區(qū)，這些低速區(qū)可能曾經(jīng)為南海海盆的擴(kuò)張?zhí)峁┝藙恿?，可能對?yīng)古太平洋俯沖帶的地幔楔，也可能反映了南海海盆停止擴(kuò)張后殘留的地幔熔融物質(zhì).

總之，環(huán)南海的多個地質(zhì)體在深部也有速度異常，如在深部觀測到的環(huán)南海俯沖帶，在南海海盆200km深度觀測到的可能對應(yīng)殘留古俯沖帶的高速異常，由于印度板塊與歐亞板塊的碰撞向東南擠出而形成的較冷的塊體中南半島等.這些構(gòu)造帶如俯沖帶，印度板塊與歐亞板塊的碰撞擠出，可能存在的地幔的熱驅(qū)動在深部的速度異常，以及它們與南海的地緣關(guān)系，決定了它們對南海的擴(kuò)張與關(guān)閉有著重要的貢獻(xiàn).

NCDSN和IRIS為本研究提供了地震數(shù)據(jù)；Robert B Herrmann和Charles J Ammon提供了計算群速度頻散曲線的Computer Programs in Seismology軟件；N Rawlinson提供了計算區(qū)域內(nèi)面波群速度的FMST軟件；Barbara Romanowicz對計算面波頻散曲線提供了幫助；審稿專家對本文提出了細(xì)致中肯的修改意見.作者在此表示誠摯的謝意.

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陳 立 同濟(jì)大學(xué)海洋與地球科學(xué)學(xué)院.2009年長江大學(xué)地球物理學(xué)專業(yè)畢業(yè)，獲學(xué)士學(xué)位；2012年同濟(jì)大學(xué)海洋與地球科學(xué)學(xué)院畢業(yè)，獲固體地球物理學(xué)碩士學(xué)位.現(xiàn)主要研究方向是面波層析成像.美國地球物理學(xué)會會員.

Group velocity tomography of Rayleigh waves in South China Sea and its geodynamic implications

Chen Li1）Xue Mei1），Le Khanh Phon2）Yang Ting1）

1）StateKeyLaboratoryofMarineGeology，TongjiUniversity，Shanghai200092，China
2）GeophysicsDepartment，HanoiUniversityofMiningandGeology，Hanoi10000，Vietnam

The South China Sea is one of the marginal seas of West Pacific where the Eurasian plate，Philippine Sea plate，Pacific plate and Indo－Australian plate interact，and therefore has complex geological structures.In this study，we give a 3Dshear wave velocity structure of South China Sea deduced from surface wave tomography and analyze its geodynamic implications.Due to the newly deployed seismic stations in western and southern South China Sea，we have a better ray path coverage when using the single station method.This is especially true for the coastal region of southern China，where earthquakes occur less frequently and the newly added stations can increase the ray density in this region.We used earthquakes distributed on the periphery of South China Sea and collected earthquake data from 48stations.We first calculated the group velocity dispersion curves of fundamental mode for Rayleigh waves with periods from 14s to 130susing multiple filter technique.Then we conducted subspace inversion to get group velocity distributions for different periods in the region.Finally，on the basis of the relationship between shear wave velocity and group velocity under certain layer structure of the Earth，we obtained the 3Dshear wave structures in the form of depth slices and vertical profiles by using a damped least square algorithm.The results show：① High velocities exist in sea basins where velocity image delineates the shape of sea basins：the high velocities in shallow parts may indicate oceanic characteristics of the sea basin crust，while high velocities in deeper parts may come from high velocity materials which remained after the formation of oceanic crust at expanding ocean ridge.The velocity differences among sea basins are consistent with their heat flow values as well as their ages.The high velocities disappear at depths greater than 60km，and are replaced by a low－velocity zone in a certain depth range.Beneath the lowvelocity zone，a NE－SWhigh－velocity belt is observed at a depth of 200km，and may be related to the ancient subduction in this region.②Surrounding the South China Sea，there are obvious high velocities representing peripheral subductions.These high－velocity features are segmented and show differences in velocity values，implying nonuniformness of these subducting plates as well as their different subducting angles.③ Above these high－velocities，we see discontinuous low－velocity zones.At shallow depths，these low velocities reflect the thickness of sedimentary layers and the crust，and in mantle depths，the low velocities may correspond to either mantle wedges of the ancient Pacific subduction zones or residual mantle melting anomalies after the cease of South China Sea opening.④The lithosphere thickness of the South China Sea basin tends to be 60—85km.

South China Sea；Rayleigh wave group velocity；fast marching method；subspace inversion；tomography

10.3969／j.issn.0253－3782.2012.06.003

P315.3＋1

A

陳立，薛梅，Le Khanh Phon，楊挺.2012.南海瑞雷面波群速度層析成像及其地球動力學(xué)意義.地震學(xué)報，34（6）：754－772.

Chen Li，Xue Mei，Le Khanh Phon，Yang Ting.2012.Group velocity tomography of Rayleigh waves in South China Sea and its geodynamic implications.ActaSeismologicaSinica，34（6）：754－772.

國家自然科學(xué)基金專項基金項目（41040033）、上海市自然科學(xué)基金（10ZR1431600）、國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研

究發(fā)展計劃項目（2007CB411702）和國家自然科學(xué)基金重大研究計劃項目（91128209）聯(lián)合資助.

2011－11－23收到初稿，2012－03－05決定采用修改稿.

e－mail：meixue＠#edu.cn