揚子與華夏塊體縫合帶區域的Rayleigh及Love波相速度層析成像

馬軍偉， 黃景秋， 付媛媛*

1 中國地震局地震預測研究所地震預測重點實驗室， 北京 100036 2 GEOLIBRA地球科技公司， 英國 Brue HS2 0QW

0 引言

中國華南陸塊地處秦嶺—大別造山帶以南，青藏高原以東，主要由揚子和華夏兩大塊體組成，有復雜的地質構造演化歷史(張國偉等, 2013).華南至少經歷過四期區域規模的大陸動力學過程：揚子與華夏塊體在新元古代碰撞拼合、發生裂解，此后華南經歷了早古生代與早中生代兩期陸內造山作用以及晚中生代的構造體制轉換事件(舒良樹, 2012)，兩塊體從深到淺長期相互作用的驅動力被認為是華南大陸構造的基本動力學機制之一(張國偉等, 2013).迄今揚子與華夏塊體之間的縫合帶位置仍存在爭議(圖1)，兩塊體于新元古代碰撞形成江南造山帶，其北側邊界為九江—石臺隱伏斷裂(舒良樹, 2012; Yao et al., 2014)；其南側的東段邊界為紹興—江山—萍鄉斷裂，該斷裂作為揚子與華夏塊體的縫合帶已被廣泛接受，但對于西南段的走向尚有分歧(Wang et al., 2013; Li et al., 2009; 舒良樹, 2012; Zhao and Cawood, 2012; Charvet, 2013; Zhao, 2015; Yao et al., 2014, 2016a; 王孝磊等, 2017).Zhao和 Cawood (2012)在前人研究基礎上提出揚子與華夏塊體縫合帶在西南段的三種可能位置，分別為郴州—臨武斷裂(Wang et al., 2003, 2010, 2013)、萍鄉—茶陵斷裂(劉寶珺等, 1993; 胡肇榮和鄧國輝, 2009)和石屏—彌勒—羅甸斷裂(董云鵬等, 2002; Guo et al., 2009)，縫合帶的可能位置不僅限于此(Wang et al., 2012; Zhao et al., 2013b; Xia et al., 2014; Yao et al., 2014; Tian et al., 2020)，圖1僅示意了這三種主要觀點及江南造山帶北緣的隱伏斷裂.

圖1 華南地區總體構造地塊邊界據張培震等(2013). ① 紹興—江山—萍鄉斷裂； ② 九江—石臺隱伏斷裂(據舒良樹, 2012; Yao et al., 2014); ③ 郴州—臨武斷裂; ④ 萍鄉—茶陵斷裂; ⑤ 石屏—彌勒—羅甸斷裂(據Zhao and Cawood, 2012).

上述觀點均基于構造地質和地球化學等研究提出，地質學對巖石圈深部研究受到地殼巖石出露范圍的限制，而地球物理學方法可以提供重要的深部證據.針對揚子與華夏塊體縫合帶區域已經開展了一些地球物理觀測研究.主要研究成果包括：利用廣角地震資料繪制縱波速度、橫波速度和波速比(Zhang et al., 2005)、二維重力模型結合區域重磁異常(Guo and Gao, 2018)、大地電磁數據(Zhang et al., 2015)、接收函數和重力數據聯合反演(Guo et al., 2019)、體波速度結構成像(王曉冉, 2018)均揭示江山—紹興斷裂為東段的構造分界.Zhang等(2013a)基于廣角地震反射圖像、Deng等(2014)根據P波速度和布格重力異常約束得出的三維密度結構，提出郴州—臨武斷裂是揚子和華夏地塊分界的西南段.He等(2013)利用接收函數方法計算華南地殼厚度和縱橫波速比，提出九江—石臺隱伏斷裂為分界，而Guo等(2019)通過接收函數和重力聯合反演得出九江—石臺隱伏斷裂是華夏地塊北緣的深部邊界，紹興—江山—萍鄉—永州—貴港—北海線是揚子地塊南緣的淺部邊界.Zhang等(2015)通過分析大地電磁數據提出雪峰山東側是揚子和華夏地塊的分界.蔣嬋君(2020)基于地震層析成像方法推測揚子與華夏塊體的分界線應該位于龍勝—永福—來賓—南寧—憑祥一線.李健明等(2020)由背景噪聲層析成像方法提出在九嶷山地區10～20 km深度的S波速度分布圖中呈線性連續分布的低速異常可能為揚子與華夏塊體的分界.以上地球物理學研究成果對分析揚子和華夏塊體的殼幔結構特征及構造演化具有重要意義，但對于西南段的分界走向及其演化過程的認識仍存在明顯分歧.

背景噪聲層析成像技術可以擺脫傳統地震層析成像對有源地震的依賴，已被廣泛應用于中國大陸.如中國大陸中東部地區Rayleigh波層析成像(鄭現等,2012; Wang et al.,2017)、中國背景噪聲Rayleigh波層析成像(Shen et al., 2016)、中國Love波層析成像(Yang and Song, 2019)等.針對華南地區的背景噪聲成像研究有Zhou等(2012)采用背景噪聲和天然地震聯合反演獲得華南地塊的Rayleigh波群速度、相速度和SV波速度圖像，邢康(2015)研究華南地區Rayleigh波群速度分布并反演出0～60 km的S波速度結構，呂堅等(2016)、周旻煒和周龍泉(2018)分別得出華南地區不同周期的Rayleigh波相速度分布，以及大別造山帶(Luo et al., 2013; 葉慶東等, 2015)、郯廬斷裂帶(Li et al., 2020)、華南北部(高佳佳和陳永順, 2017)、秦嶺—大別及鄰區(丁文秀等, 2017)、九嶷山及鄰近地區(李健明等, 2020)等區域性研究.目前華南地區的背景噪聲成像研究主要利用國家和區域臺網的數據完成，基于密集臺陣的研究較少.該方法的分辨率主要受臺站分布密度影響，華南地區的成像分辨率還可以進一步提高，尤其是分析揚子和華夏塊體縫合帶走向需要高分辨率的成像結果為基礎，目前還沒有研究對整個縫合帶進行針對性的觀測.此外現有研究集中于Rayleigh波層析成像，對Love波的利用不夠充分.Love波能夠獨立提供有效的地殼結構信息，并且可以聯合Rayleigh波分析地震徑向各向異性.本研究采用背景噪聲成像方法獲得華南地區周期為4～25 s的Rayleigh和Love波相速度分布圖，并結合已有的地質和地球物理研究成果，深入探討了揚子與華夏塊體的具體分界、組分差異及深部構造特征，并且為后續S波速度反演及徑向各向異性、方位各向異性研究奠定了基礎.

1 數據與處理方法

本研究使用布設于揚子和華夏塊體縫合帶區域的184個流動臺、結合國家和區域臺網中挑選的273個固定臺(圖2)，對累計27個月(2014年10月到2016年12月)的三分量連續波形數據進行處理，獲取了Rayleigh和Love波不同周期的二維相速度.

圖2 臺站分布圖(n=457)

數據處理主要參考Bensen等(2007)和Lin等(2008)的背景噪聲數據處理流程，簡要包括四個步驟：單臺站數據預處理、計算互相關函數和疊加、測量相速度頻散曲線、面波層析成像，具體操作如下：

(1)單臺數據預處理.首先對所有臺站每天的三分量(E、N、Z)連續波形數據做去均值、去線性趨勢、波形尖滅及去儀器響應處理，重采樣到1 Hz，再將每天的波形按時間對齊，切割首尾，然后進行周期3～60 s的帶通濾波，以64 s的時間窗分段進行時域歸一化(消除地震信號和異常信號影響)、頻譜白化處理(加寬頻散測量的頻帶).

(2)進行互相關計算和疊加，得到經驗格林函數.這一步先計算兩兩臺站之間的所有分量對的互相關，疊加這27個月每天的互相關函數并反序疊加正負分量得到對稱分量，以提高信噪比.其中垂直分量的互相關函數(ZZ)對應Rayleigh波的經驗格林函數，我們挑選信噪比較高的互相關函數按臺間距排列，可以看到明顯的Rayleigh波信號(圖3a).而水平的EE、EN、NN、NE分量通過臺站間方位角、反方位角相關的系數矩陣旋轉至TT、RR、TR、RT分量(Lin et al., 2008)，切向的TT分量對應Love波的經驗格林函數(圖3b).

圖3 臺站C010與其他部分臺站的垂直分量(a)與切向分量(b)互相關函數波形

(3)獲取相速度的頻散曲線.為保證頻散曲線的質量，首先篩選出信噪比大于10的Rayleigh和Love波互相關函數.站間距離也是有效的質量控制指標，通常用臺間距大于3倍波長來約束，不過研究證實以大于1倍波長的臺間距同樣可以提取可靠的頻散信息(Luo et al., 2015)，我們采取臺站間距大于1.5倍波長的準則以充分利用短周期信號.然后采用時頻分析(FTAN)方法(Levshin and Ritzwoller, 2001)計算Rayleigh和Love波的相速度頻散曲線.圖4給出4～40 s周期范圍內的可靠頻散曲線的射線數目，一般來說，垂直分量的互相關函數的信噪比略高于水平分量，因此Rayleigh波提取的相速度頻散數據多于Love波.16 s周期得到的頻散曲線數目最多，Rayleigh波對應48759條射線，Love波對應37416條射線.6～25周期范圍內的射線數目都在10000條以上.最終成像分辨率依賴于射線在研究區域內分布的密度和方位，不同周期的射線路徑覆蓋特征大致相同，圖5為周期16 s的Rayleigh(a,c)與Love波(b,d)的射線路徑和密度的示例，射線密度表示通過大小為1°×1°的單個網格節點內路徑的數量，并經過高斯平滑函數處理.如圖所示揚子與華夏塊體中間區域射線覆蓋最為密集，但是邊緣地區尤其靠近西部的射線分布較少.

圖4 不同周期的Rayleigh和 Love波相速度頻散曲線數目

圖5 Rayleigh波(a、c)與Love波(b、d)16 s周期的射線路徑(a、b)和射線密度(c、d)

(4)保留質量較高、數量可觀的相速度頻散數據(4～25 s)進行面波層析成像，本文采用Barmin等(2001)提出的射線理論層析成像方法來反演Rayleigh和Love波的二維相速度.研究區域被劃分為0.5°×0.5°的網格，Barmin的方法可以同時應用空間平滑度和模型振幅約束，如空間平滑度由平滑阻尼系數α和高斯平滑寬度σ控制，增大平滑阻尼系數和平滑寬度會使圖像變得更平滑，但是分辨率變低.我們經過反復試驗來確定各周期合適的反演參數.

此外存在一些異常突出的值會影響整體反演結果，因此首次成像時計算所有路徑上實際測量的相位走時相對于預測相位走時之間的殘差，該預測相位走時是由反演結果根據射線理論計算得出的，篩選掉殘差大于2 s的數據再重新進行面波層析成像，再次成像的測量走時與預測走時之間的失配分布如圖6和圖7所示.

圖6 Rayleigh波最終成像的走時失配直方圖(測量走時與預測走時的殘差)

圖7 Love波最終成像的走時失配直方圖(測量走時與預測走時的殘差)

為了評估相速度反演的可靠性，我們使用檢測板對成像結果進行測試.檢測板反演參數與實際相速度反演一致，模型速度異常強度取為該周期相速度平均值的4%，根據實際反演的路徑分布來還原輸入的理論速度模型.Rayleigh和Love波周期為8 s的1°×1°檢測以及周期為20 s的2°×2°測試結果如圖8所示，結果顯示在研究區域內部的速度異常分布能夠得到較好的恢復，Rayleigh和Love波的成像分辨率總體處于100 km范圍內，邊緣區域由于射線覆蓋程度較差，分辨率減弱.

圖8 檢測板測試

2 結果

面波(Rayleigh和Love)相速度的深度敏感核由P波速度、S波速度和介質密度等組成，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圍內的平均S波速度結構.面波的周期變長，其相速度的敏感深度加深.依此特性可以對地球內部S波速度結構做定性解釋，4～12 s的面波相速度主要反映的是地殼淺部(<20 km)的S波速度結構，16～25 s的面波相速度主要反映的是地殼中下部(25～35 km)S波速度結構(呂堅等，2016).其次，同周期的Love波相速度對S波速度的敏感深度淺于Rayleigh波(Fu and Li, 2015).

圖9展示了4～12 s周期的相速度異常分布，主要反映深度在20 km以內的地殼S波速度結構的橫向變化特征.該周期段的Rayleigh和Love波相速度在四川盆地、江漢盆地、華北平原、蘇北盆地以及雷瓊盆地(8,12 s)均表現為明顯低速異常，本研究的相速度分辨率較高，一些較小尺度的沉積盆地也得到體現，如湘中盆地(湖南省中部)和鄱陽湖盆地(江西省北部)表現出較弱的低速異常，其中Rayleigh波表現更為清晰.與此形成對比的是，大別造山帶、皖南—浙西的褶皺帶(黃山)、湘贛交界的羅霄山脈、雪峰以西至武陵山地區均呈現為相對高速異常，華夏塊體大范圍都表現為相速度高值，比較突出的有福建省的武夷山以及廣東、廣西兩省交界處的云開造山帶等.成像結果還顯示，在華南與華北地塊已知的構造邊界兩側相速度對比明顯，在揚子與華夏塊體之間，紹興—江山—萍鄉斷裂在4 s周期的Love波相速度圖中表現為高低速分界、石屏—彌勒—羅甸斷裂所經過的萍鄉—永州—河池一線在8和12 s周期的相速度圖中均位于高速與低速異常之間.總之，短周期的Rayleigh和Love波相速度分布與地表的地質構造(沉積盆地、山地和褶皺)具有較好的一致性，與構造邊界和斷裂的分布也存在密切關系.此外，Rayleigh波成像結果與前人得出的Rayleigh波群/相速度 (Zhou et al., 2012; 鄭現等, 2012; 邢康, 2015; Shen et al., 2016; 呂堅等, 2016; 周旻煒和周龍泉, 2018)分布特征基本一致，Love波與Yang和Song(2019)的全國Love波層析成像結果在華南地區相比也具有相似的分布特征.考慮到本研究區域內部的臺站相對密集，相速度結果具有更高的分辨率，能夠刻畫出相對前人研究更多的細節，從而能更好地為了解揚子與華夏塊體之間的構造關系提供約束.

圖9 周期分別為4,8,12 s的Rayleigh(a,c,e)和Love波(b,d,f)相速度異常分布

圖10為16～25 s周期的相速度異常分布圖，主要反映中下部地殼S波速度結構的橫向變化特征.從圖中看到相速度分布與地表地質的一致性有所減弱，相比短周期表現較為簡單.東部地區表現為大面積的高速區域，這可能受到地殼厚度的影響：在地殼厚度較薄的華南東部地區(Li et al., 2014; Huang et al., 2015; Wang et al., 2017)，該周期段的敏感深度范圍會到達上地幔頂部，在此可以測量到上地幔明顯高于地殼的S波速度分布.西部地區Rayleigh和Love波的相速度在沉積層較厚的四川盆地仍顯示為低速異常，但在以南部分存在較大差異：Rayleigh波在雪峰山及以西主要為低速區域，Love波則呈現為高速區域；Rayleigh波在西南部表現為相速度高值，Love波則表現為顯著的低速異常，這表明該區域地下介質可能存在強烈的徑向各向異性.從圖中還觀察到，華南與華北地塊間的邊界在Rayleigh波相速度圖中仍較為清晰，紹興—江山—萍鄉斷裂兩側沒有太大差異，而九江—石臺隱伏斷裂的東段表現為高低速異常的分界，萍鄉—永州—河池線在Rayleigh和Love波相速度圖中仍處于高低速轉換的區域.長周期的相速度在華南地區所表現出的分布特征與已有的背景噪聲層析成像結果(Zhou et al., 2012; 鄭現等, 2012; 邢康, 2015; Shen et al., 2016; 呂堅等, 2016; 周旻煒和周龍泉, 2018; Yang and Song, 2019)也是類似的.我們將Rayleigh波相速度的結果與Shen等(2016)提供的全國模型進行對比(圖11)，顯示短周期的結果在內部較為一致，邊緣差異較大；長周期的結果基本相似.在貴州及周邊地區本文與Shen等(2016)所利用的臺站分布都比較稀疏，導致差異較大.

圖10 周期分別為16、20、25 s的Rayleigh(a、c、e)和Love波(b、d、f)相速度異常分布

圖11 本文Rayleigh波8 s (a), 20 s (b) 周期的相速度與(Shen et al., 2016)結果對比

Rayleigh波對垂直極化的SV波敏感，而Love波對水平極化的SH波敏感，即使相同周期的Rayleigh和Love波之間的相速度異常也略有不同(圖9、10).在研究區域東北部的大別造山帶周邊地區，周期16～25 s的Love波相速度整體表現為高速，Rayleigh波則主要是低速分布，這與Luo等(2013)在該區域得出的下地殼徑向各向異性主要為正(Vsh>Vsv)的結果相吻合.最顯著的差異是Love波相速度圖從8 s周期開始在西南區域出現低速異常并持續到長周期，較強的地震徑向各向異性可能導致了該區域的Rayleigh和Love波相速度差異，并且其物質運動可能主要是垂直向的.Love波受到地殼淺層介質結構和各向異性影響較大，且相速度是一定深度范圍內綜合作用的結果，無法定量分析具體深度的結構，因此Love波相速度在西南區域所表現出的相對低速異常有待后續反演出S波速度結構及徑向各向異性后，結合其他地質學和地球物理學資料進一步討論.

3 討論

華南地區主要由揚子和華夏塊體組成，其間的構造邊界至今存在爭議，影響對華南構造演化過程的認識.前人研究結果普遍認為揚子與華夏塊體的東段分界為紹興—江山—萍鄉斷裂，但是我們的成像結果顯示該斷裂僅在4 s周期的相速度圖中有劃分低速和高速異常的表現，其更長周期的表現并不明顯，而九江—石臺隱伏斷裂的東段在不同周期都表現為低速和高速轉換的分界，這種相速度的大幅變化可能反映該區域具有很強的地殼厚度和巖性結構的不均勻性，這與斷層或俯沖環境下構造體制從壓縮向伸展轉換，使得地殼變形不均勻有關(Lü et al., 2013).根據相速度的明顯變化我們推斷九江—石臺隱伏斷裂東段可能是揚子與華夏塊體在深部的縫合帶，紹興—江山—萍鄉斷裂則是淺層的縫合帶(圖12)，即揚子塊體下方存在北西向的俯沖.地質研究者廣泛接受的地球動力學模式為：新元古代在揚子與華夏塊體之間存在“古華南洋”，古華南洋板塊向揚子塊體東南緣俯沖，洋殼俯沖消減后大陸碰撞(舒良樹, 2012; Charvet, 2013)，留下很多板塊俯沖的證據，如江山—紹興斷裂帶分布的蛇綠巖套、俯沖形成的島弧巖漿巖等(Gao et al., 2009; 舒良樹, 2012; Zhang et al., 2013b).根據江南造山帶的擠壓構造方向，東段造山帶下方的俯沖極性被判斷為北西向(Xu et al., 2015; Yao et al., 2019).地球物理觀測手段中，大地電磁數據分析結果顯示江山—紹興斷裂表現為一個向西北傾斜的導電層，指示華夏塊體巖石圈俯沖至揚子塊體之下，且在深部到達了江南造山帶北緣(Zhang et al., 2015).根據接收函數和重力垂直梯度數據聯合反演得到的華南地區VP/VS比值，在江南造山帶東段，九江—石臺線可能是華夏塊體的深部前緣，紹興—江山—萍鄉一線可能是揚子塊體淺層前緣(Guo et al., 2019)，這與本研究結果基本一致.

圖12 揚子與華夏塊體縫合帶示意圖

過萍鄉之后的西南段，Rayleigh波周期8～25 s的相速度顯示，萍鄉—永州—河池線以北表現為相速度低值，以南表現為相速度高值；Love波周期8～25 s的相速度圖中，該線位于北側的高速異常和南側的低速異常之間，表明其兩側地殼結構特征和徑向各向異性差異顯著，可能為揚子與華夏塊體之間的分界，而九江—石臺隱伏斷裂西段在長周期以后其兩側相速度趨于一致.西南區段由于后期地層覆蓋厚、多期構造和巖漿侵入破壞，拼合的地質標志(蛇綠巖、島弧型火成巖等)露頭較差，使該區段的分界難以確定(舒良樹, 2012)，但在萍鄉—永州—河池線所經過的桂北地區，有新元古代鎂鐵質-超鎂鐵質巖組出露 (周金城等, 2003; Zhou et al., 2009; Wang et al., 2011; Chen et al., 2014; Yao et al., 2014, 2016b)，其為匯聚板塊邊緣巖漿作用的產物，并排除了源自地幔柱熔融的假設(Zhao and Zhou, 2013)；且在桂北分布有典型的S型花崗巖，在構造判別圖中被劃分為碰撞花崗巖，表明該區域為碰撞環境(Yao et al., 2014).

在九江—石臺隱伏斷裂的東段與永州—河池線之間的連接部分，不同周期的Rayleigh波相速度在長沙—永州沿線與雪峰山(XFM)之間均表現為連續的低速區域，反映深部縫合帶可能由九江—石臺隱伏斷裂的東段沿著雪峰山東緣的長沙—永州線過渡至西段.研究表明揚子與華夏塊體之間存在較強的背景噪聲Rayleigh波方位各向異性(Shen et al., 2016)，反映擠壓構造特征，其快波方向在雪峰山附近發生南西向偏折，這與上述長沙—永州沿線與雪峰山之間低速區域的位置和走向相符.遠震體波層析成像(Zhao et al., 2012)、SKS剪切波分裂(Zhao et al., 2013a)，大地電磁數據 (Zhang et al., 2015)、S波接收函數(張耀陽等, 2018)等結果均發現雪峰山附近具有明顯的東西差異.

綜上所述，基于研究區域內的Rayleigh和Love波相速度層析成像及前人研究結果，我們認為揚子與華夏塊體在地殼淺層縫合于紹興—江山—萍鄉—永州—河池線，深部縫合帶則是沿著石臺—九江—長沙線延伸至永州—河池線，如圖12所示.但相速度還受到P波速度和介質密度等因素的影響，因此上述結果為本研究的初步結論，有待后續聯合Rayleigh和Love波相速度反演得出S波速度結構以后，再進一步探討.

4 結論

基于布設在華南地區揚子和華夏塊體縫合帶周邊的184個流動密集臺站以及鄰近地區273個固定臺站，累計27個月的三分量連續波形數據，本文采用背景噪聲層析成像方法獲得研究區域內Rayleigh和Love波周期為4～25 s的相速度，為研究華南地區地殼速度結構以及揚子與華夏塊體的分界位置提供了新資料.相比研究區域內已有的背景噪聲層析成像研究，本文所使用的臺站分布更密集，且補充了對Love波的研究，得到更準確的地殼淺部速度分布.Rayleigh和Love波相速度分布在4～12 s周期與地殼中上部的盆地和褶皺等地質構造相吻合；16～25 s周期在地殼較薄的東部地區整體表現為高速區域，西部地區Rayleigh和Love波存在較大差異，可能反映徑向各向異性的影響.成像結果表明，揚子與華夏塊體之間的Rayleigh和Love波相速度存在較大的差異，綜合華南地區已有的地質和地球物理學研究成果，我們認為紹興—江山—萍鄉—永州—河池一線可能為揚子與華夏塊體在地殼淺層的縫合帶，而地殼深部縫合帶可能為石臺—九江—長沙至永州—河池線.此外Love波8～25 s周期的相速度在西南區域表現為低速異常，與同周期的Rayleigh波在該處的相速度異常相差較大，其原因有待于進一步研究.后續工作將聯合Rayleigh和Love波相速度反演得到三維S波速度結構及地震徑向各向異性，進一步論證所得結果，并且分析速度結構隨深度的變化特征，深入研究揚子與華夏塊體的碰撞縫合機制和地球動力學過程.

致謝感謝“中國地震科學探測臺陣數據中心”為本研究提供數據資料. 感謝李國梁博士提供的背景噪聲成像程序及幫助. 感謝兩位審稿人提出了寶貴的修改建議. 本文使用GMT(Wessel et al., 2019)制作圖件及進行部分數據處理.