宮 猛 呂 堅 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)資源國家重點實驗室(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張的影響，華南地塊新構(gòu)造運動強烈，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；呂堅等(2016)利用華南地塊及其鄰區(qū)609個寬頻地震儀記錄的2010年1月—2012年12月共36個月垂直分量(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；呂堅等，2016)中，呂堅等(2016)使用的臺站數(shù)量更多，分布更為合理，使用資料的時段更新、更長，且得到的成像結(jié)果的分辨率更高。但是，呂堅等(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)、頻時歸一處理及譜白化處理；互相關(guān)計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，我們采用自動時頻分析方法(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波速度模型計算的各周期相速度的頻散值。位于華南地塊內(nèi)部的揚子地塊、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網(wǎng)格點的純路徑頻散聯(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，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個參數(shù)約束法設(shè)定每個網(wǎng)格節(jié)點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個參數(shù)進(jìn)行約束，1個用于約束厚度，4個用于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算的理論面波相速度和測量的相速度之間的走時誤差小于誤差平方根(λ2)的一半，則該速度模型將會被接受。均方根誤差(RMS)λ2由式 (1) 計算得到：

(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算的理論頻散曲線。

圖5 利用圖3 中幾個典型區(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)域為2倍標(biāo)準(zhǔn)殘差的誤差范圍

最終以反演得到的S波速度擾動分布的平均值作為最佳的速度模型，并將后驗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)域為2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的相關(guān)性。10km深度處的S波速度擾動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；呂堅等，2016)。華南地塊以西區(qū)域的低速異常可能與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?，華南地塊西側(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；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運動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。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，揚子地塊的S波速度整體呈現(xiàn)為高速異常，預(yù)示著揚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)和呂堅等(2016)的結(jié)果中均有所體現(xiàn)。呂堅等(2016)分析認(rèn)為，此低速異常可能是川滇地區(qū)地殼中的熱物質(zhì)向揚子地塊內(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波速度擾動值，黑色實線為莫霍面。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個速度轉(zhuǎn)換帶分別對應(yīng)龍門山斷裂帶和揚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比較強烈。華夏地塊下地殼—上地幔的不連續(xù)高速異常可能是由于深熔過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?？赡芘c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S波速度異常區(qū)：一個位于川滇地塊的西邊界(102°E處)，呈現(xiàn)高速異常；一個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)。揚子地塊和華夏地塊在距今約0.88Ga時發(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波速度擾動顯示，位于揚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個寬頻地震儀記錄的2010年1月—2012年12月共36個月垂直分量(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！