深圳市中生代巨型花崗巖體淺部速度結構

寧鑠現， 李世林， 郭震， 陳永順1,*

1 北京大學地球與空間科學學院， 北京 100871 2 南方科技大學海洋科學與工程系， 廣東深圳 518055

0 引言

中國東南沿海廣泛分布著中生代火成巖，巖漿活動具有多期性和反復活動的特點，其中侵入巖時代包括中元古代、加里東、印支、燕山等多個地殼運動期，尤其是燕山期花崗巖類侵入巖分布非常廣泛.廣東地區主要有兩套與火山活動有關的侵入巖出露，一套時代為晚侏羅世/燕山早期(155～136 Ma)，巖石類型主要為二長花崗巖、黑云母花崗巖；另一套侵入巖時代為早白堊世/燕山晚期(137～121 Ma)，巖石主要類型為黑云母鉀長花崗巖，晶洞堿長花崗巖(毛建仁等，1989；馬曉雄等，2013).很多學者進行過關于東南沿海地區殼幔結構的地震學研究，其中包括通過人工地震剖面(如廖其林等，1988；尹周勛等，1999；趙明輝等，2004；夏少紅等，2010；徐輝龍等，2010；曹敬賀等，2014；葉秀薇等，2020)，接收函數(如高星等，2005；沈玉松等，2013；黃海波等，2014)，面波層析成像(如黃元敏等，2012)及P波層析成像(如李雪壘等，2020)等方面的結果.這些結果發現，P波速度、面波群速度、地殼厚度及泊松比等地球物理量與地表地形有一定的相關性，東南沿海有大量小規模巖漿上涌形成火山巖及侵入巖的現象(李培等，2019；李雪壘等，2020；葉秀薇等，2020).

深圳市作為東南沿海地區的經濟重鎮，近年來開展了多項地質地球物理勘查工作，積累了重要的地表巖層分布和近地表物性數據.廣東常見的兩套燕山期的花崗巖在深圳均有出露，其中兩塊最大的出露區域分別為：深圳西部鳳凰山塘朗山銀湖山圍成的大片區域，為白堊系黑云母花崗巖(后文圖中以花崗巖體I表示)，深圳東南部的馬巒山一帶為侏羅系花崗巖(后文圖中以花崗巖體II表示).這樣巨大面積露頭的花崗巖體在地震波速度結構中應當有所顯示，并且其地下分布形態也應可以由地震波速精細成像刻畫出來.與大范圍地下構造研究相比，局部淺層地下研究結果更易與地表構造相對比，結合不同尺度的地下結構，可以增加對地下構造活動的理解.但是，由于城市噪聲大，人工爆破又難于實施，傳統地震波成像和主動源探測等很多地球物理探測工作難于在深圳這樣的大都市區進行.因此，前人關于深圳市上地殼尺度的地震學研究結果較少，且空間分辨率較低，目前尚無深圳地區淺層結構的高分辨圖像.

面波沿地球表面傳播，對殼幔橫波速度結構敏感，常用于殼幔S波速度結構研究.但是，地震分布的不均勻性嚴重影響了地殼成像結果的分辨率；同時，遠震提取得到的地震面波信號主要集中于中長周期而缺乏短周期，無法對淺層速度結構形成有效的約束.背景噪聲成像方法則同時解決了震源和短周期信號不足的問題.通過對不同臺站的連續記錄進行互相關即可獲得經驗格林函數并提取出面波信號.背景噪聲面波成像方法在理論上取得突破后，因不依賴于地震位置，已成為研究地殼結構的有效方法(Shapiro et al., 2005; Weaver, 2005; Yao et al., 2006; Bensen et al., 2007; Yang et al., 2007, 2008; Lin et al., 2008).要利用背景噪聲方法得到關于淺層結構的高分辨率研究結果，需要密集的觀測臺陣.近十年來，隨著價格低廉的便攜式一體化短周期地震儀的發展和完善，短周期密集臺陣被動源探測技術逐漸成為探測地球淺層精細結構的重要手段(Lin et al., 2013; Schmandt and Clayton, 2013; Nakata et al., 2015; Chang et al., 2016; Mordret et al., 2019).中國也開展了大量的短周期密集臺陣布設工作，并通過噪聲互相關成功進行了關于提取面波信息反演地殼三維S波速度結構的工作(如Li et al., 2016; Liu et al., 2017; Bao et al., 2018; Wang et al., 2018; Wei et al., 2018; 王爽等，2018; 王娟娟等, 2018；李玲利等，2020；曾求等，2020)，說明了基于短周期密集臺陣觀測資料進行噪聲面波成像方法的有效性.

到目前為止，基于短周期密集臺陣觀測資料在城市進行噪聲面波成像成果較少，短周期噪聲成像方法是否在城市適用，尤其是像深圳這樣的大城市是否適用尚待驗證.深圳地區人口密度大，道路也分布密集且運行繁忙.如果能夠基于短周期密集臺陣觀測資料在深圳成功進行噪聲面波成像，不僅能夠給出深圳市的淺層精細速度結構，而且將為解決城市淺層結構高精度探測問題提供研究思路.因此，我們嘗試利用短周期密集臺陣數據，以深圳地區為例研究都市地區地下淺層結構，將地下速度結構與地表出露的花崗巖聯系起來，刻畫巨型花崗巖體的地下分布.在此基礎之上將深圳地區當作一個窗口，嘗試探討這些巨型花崗巖體是如何從深部侵入的，理解巖漿作用和斷層發育的關系.這些問題的答案也將在深圳地區能源和資源勘探、防災減震以及城市建設等工作中具有學術支撐作用.

本研究利用南方科技大學在深圳及周邊地區布設的密集短周期地震臺陣數據，通過背景噪聲互相關得到經驗格林函數，然后利用層析成像方法獲得該區域的瑞利波相速度結構，對研究區域地下0～8 km內的S波速度結構進行了反演，獲得了深圳地區地殼頂部的精細結構.

1 數據和方法

本研究的數據是由南方科技大學于2017年至2018年在深圳及周邊區域布設的流動臺陣所采集的.臺陣中包含41個流動地震臺，每個臺的連續記錄均超過50天.臺間距約為8～10 km，覆蓋了深圳大部分區域及東莞、惠州南部地區.臺陣采用的儀器為EPS-2-MQ型三分量便攜式數字地震儀，頻帶寬度為0.2～150 Hz.圖1為深圳及鄰區地形圖，其中紅色虛線為區域內幾個主要斷層的位置(孫杰等，2007；馬浩明等，2010；徐俊等，2012)，紅色三角標志為地震臺站位置.

本研究利用背景噪聲互相關提取所有臺站之間的經驗格林函數，然后基于時頻分析法(Frequency-Time Analysis, FTAN, Dziewonski et al., 1969; Levshin et al., 2001)提取臺站之間的瑞利波頻散曲線；再用層析成像法反演得到研究區域內0.5～5 s的瑞利波相速度，用線性反演得到每個網格點的一維S波速度結構，最后利用插值構建區域三維S波速度結構.

在背景噪聲互相關處理中，首先對原始連續波形數據進行去除儀器響應，去均值及去趨勢處理，降采樣到1 Hz后進行時域歸一化和譜白化(Bensen et al.，2007).完成單臺數據處理后，對每兩個臺站之間的數據進行互相關計算，得到各個臺站對之間的互相關函數.為提高互相關的信噪比，進行互相關疊加時，本研究采用了相位加權疊加phase-weighted stack(PWS, Schimmel and Paulssen,1997).這種疊加方法可以壓制互相關結果中信號不一致的部分，從而提高經驗格林函數的信噪比.

圖1 深圳地區地形圖 黑色字體為重要山體，藍色字為行政區，紅色虛線為重要斷裂(據孫杰等，2007；馬浩明等，2010)，紅色三角形為所布設短周期 地震流動臺站(黃色三角為臺站sz01).F1：九尾嶺斷裂；F2：橫崗—羅湖斷裂；F3：鹽田斷裂；F4：溫塘—觀瀾斷裂.Fig.1 Topographic map of Shenzhen and surrounding areas Red dashed lines are faults; red triangles are short-period seismic stations. Yellow triangle is station sz01. F1: Jiuweiling Fault; F2: Henggang-Luohu Fault; F3 Yantian Fault; F4: Wentang-Guanlan Fault.

圖2 臺站sz01和其他各個臺站之間的互相關疊加 (2～10 s帶通濾波) 縱軸為臺間距，橫軸為時間.紅色線為普通線性疊加；藍色線為采用PWS方法的疊加.圖中黑色虛線方框指示了兩種方法 差異較大的部分.Fig.2 Cross-correlation stacks of station sz01 and other station aligned with station distances(waveforms are filtered between 2 and 10 s period) X axis is delay time, y axis is the station distance, red curves are linear stack, blue curves are phase-weighted stacks. Dashed black rectangles denote places where discrepancies are significant between two methods.

圖2舉例展示了臺站sz01(位置如圖1所示)與其他臺站之間的互相關結果(經過2～10 s帶通濾波處理)，可以看到清晰的Rayleigh面波信號.對于大部分臺站對，PWS方法得到的互相關函數(藍色)與線性疊加法得到的互相關函數(紅色)基本一致，但在線性疊加信噪比較低時，PWS疊加可以提高信噪比.本文最終一共獲得了741個高質量的互相關函數.

在得到區域內所有臺站間兩兩組成的臺站對之間的互相關函數后，本研究將正負半軸信號進行平均，來減輕因噪聲源分布不均勻所帶來的影響.Rayleigh面波頻散曲線的測量使用基于圖像處理技術的相速度頻散曲線快速提取方法(Yao et al., 2006, 2011).本研究僅挑選出信噪比大于5的噪聲互相關函數進行分析.在提取頻散曲線時，我們要求snr≥8，臺站間距大于1.5倍波長以滿足面波傳播遠場近似的假設(Luo et al., 2015),且相鄰周期頻散曲線沒有明顯跳變.圖3展示了提取出的滿足條件的臺站對路徑在0.5～5 s周期范圍內的瑞利波相速度頻散曲線.本研究中僅采用5 s以內的頻散數據，即周期小于紅色豎線的部分.

圖3 從互相關函數中提取的所有頻散曲線 黑色曲線為平均頻散曲線,紅色線為5 s周期的標識.Fig.3 Rayleigh wave phase velocity dispersion curves measured from cross-correlation stacks Black curve is averaged dispersion curve. Red line denotes period 5 s.

本文利用Barmin等(2001)給出的層析成像方法構建了反演矩陣，并利用LSQR方法(Paige and Saunders, 1982)對反演矩陣進行求解來獲得研究區域各個周期的二維瑞利波相速度圖像.反演時整個研究區域劃分為0.04°×0.04°單元格，衰減系數和平滑因子選取為1和1.5，這將保證成像結果具有足夠的光滑度，同時數據也具有較好的擬合度.反演過程中相速度的誤差由模型的協方差矩陣在對角線上的值給出(Guo et al., 2016).檢測板技術通常被用來對結果的分辨率和誤差進行估計，本文生成了5 km×5 km的速度異常幅值為 5%且正負相間的模型，按照實際的射線分布生成數據，并用同樣的衰減系數和平滑因子進行反演.圖4展示了幾個周期的二維瑞利波相速度檢測版實驗結果.可以看到，在2 s及更小周期，異常形態與大小能較好的恢復；4 s時，由于射線路徑覆蓋不足，邊緣區域出現了一定的彌散，但在絕大部分區域，速度異常形態基本上能恢復.

獲得二維瑞利波頻散后，對于每一格點的相速度頻散曲線，本文采用Robert Hermann的CPS程序進行反演(Herrmann, 2013)，獲得每個格點下方的一維剪切波速度結構.本研究中，采用平層地球模型，初始模型為一維均勻速度模型，VS=2.83 km·s-1，反演對象為10 km之內的地殼，模型設置為1 km一層的平層結構.

圖4 檢測板實驗 左上圖為輸入的5 km×5 km的模型，擾動為±6%，其余為不同周期(0.8 s,2.0 s,4.0 s)的檢測板實驗恢復結果. 綠線內區域為接下來研究中反演S波速度的區域，由射線密度決定.Fig.4 Checkboard test The top left graph shows the 5 km×5 km input velocity model, with a velocity perturbation of ±6%. The rest three graphs are retrieved velocity models for periods 0.8, 2.0 and 4.0 s. The green boundary demarcates the regions used for the S velocity inversion and were determined using the normalized ray density maps.

圖5 四個周期(0.8 s、1.2 s、2.0 s、4.0 s)的瑞利波相速度圖 周期在上方標識，下方為各自的色標.紫線代表研究區主要出露燕山期花崗巖體的區域(根據深圳市地質圖，2013).Fig.5 Rayleigh wave phase velocities for periods 0.8, 1.2, 2.0, and 4.0 s Period labels are located at the top of each map (the color scales are shown on the bottom of each map). Areas demarcated by purple line are where granites exposed (according to Geologic map of Shenzhen, 2013).

圖6 S波反演結果 紅、黃、藍、綠為四個不同的點位，如左圖中標志；對應一維S波速度反演結果如右圖所示，淺藍色虛線為S波波速初始模型.Fig.6 S wave inversion results Lines in different colors are the inverted 1-D S wave velocities corresponding to locations denoted in left map. Dashed light blue line is the initial velocity model.

圖7 不同深度的剪切波速度結構切片 深度在圖像左下角標識，圖下方為各自色標; 左上圖中給出了地形和地名，圖例同圖1.Fig.7 Horizontal depth slices Depths are found above each panel and the color scales are shown on the bottom of each map. Topography and place names are shown in top left graph with the same expression in Fig.1.

圖8 三維剪切波模型在垂向上的剖面AA′-FF′及剖面位置示意圖 背景為圖7中5.5 km的剪切波速度圖像. 各剖面上方為該剖面的地表地形圖.Fig.8 A selection of shear wave velocity vertical cross sections Topographyis shown above each transect. The locations of the transects are indicated in the top map (background graph is shear wave velocity map in 5.5 km depth in Fig.7).

2 計算結果

2.1 瑞利波相速度反演結果

通過層析成像，得到了研究區域內0.5～5 s的瑞利波相速度圖像(圖5).在0.8 s周期，相速度與地表地形有明顯對應，陽臺山、塘朗山、梧桐山等山區對應高速；東北方即惠州南部盆地有明顯低速異常，西南部沿海地區有低速異常，南山半島呈現明顯低速，尤其是其前海和后海填海的地塊.除此之外，深圳市區內大部分地區為相對高速；但是，隨周期變大，異常幅度減弱，在4.0 s惠州南部和南山半島的低速異常已不明顯；盡管異常幅度有所變化，陽臺山、塘朗山、梧桐山及馬巒山在各個周期均為高速，與已有的地質填圖調查對比，這些區域基本對應于地表出露的巨型花崗巖分布區域及古生代地層出露區域.

2.2 頻散曲線擬合

通過反演瑞利波頻散曲線，獲得了研究區域內每個網格點的一維S波速度分布.圖6展示了幾個代表性構造單元S波速度反演結果：紅色點位于鳳凰山東側，處于西北部大片白堊系花崗巖露頭區域(花崗巖體I)；藍色點位于馬巒山，處于東南部侏羅系花崗巖露頭區域(花崗巖體II)；黃色點位于神仙嶺以南，地表露頭為石炭系沉積地層；綠色點位于羅湖區，地表被第四系沉積覆蓋.從本文反演結果可以看到，位于侏羅系花崗巖(花崗巖體II)的點地表速度(0～1 km)略高于位于白堊系花崗巖中部(花崗巖體I)的點，且高于位于石炭系沉積地層的黃色點位，而位于第四系沉積上的綠色點位地表速度最低.這一結果符合地質填圖給出的地表巖層分布.在2～4 km左右深度，這兩塊巨型花崗巖露頭區下方有明顯高速，而在5 km以下深度，則是另外兩點表現出明顯高速.這一結果表明，地表出露的這兩塊巨型花崗巖體整體上并沒有向下延伸到5 km以下.這兩塊巨型花崗巖體的地下形態需要結合三維S波速度結構來觀察分析.

2.3 S波速度結構

通過背景噪聲層析成像獲得區域瑞利波頻散信息后，對深圳地區地下0～8 km深度范圍的S波速度結構進行了反演.圖7展示了不同深度的三維剪切波模型水平切片.

在500 m深度，S波速度結構、地表地形和地質單元有很好對應，銀湖山東北側、梧桐山西北側、也是九尾嶺斷裂與溫塘—觀瀾斷裂交匯處北側的區域，是研究區內在這一深度S波速度最高的區域，速度達到3.3 km·s-1以上，其東西兩側馬巒山和甘坑水庫的波速值約為3.2 km·s-1.陽臺山、鳳凰山、塘朗山、銀湖山及南門山的高速異常約為3.1 km·s-1.鳳凰山、陽臺山、塘朗山、銀湖山、以及甘坑水庫一片均表現為高速，對應著白堊系黑云母花崗巖(花崗巖體I)出露區域；馬巒山區域的高速則對應著侏羅系花崗巖(花崗巖體II)出露區域.龍華區、光明區、福田區、羅湖區幾個人口密集地區均為2.8 km·s-1左右，這些地區均為平原.寶安區南部與南山區呈弱低速異常，速度低于2.8 km·s-1.牛眠嶺、松子坑一帶的波速2.7 km·s-1，坪山東北方位于九尾嶺和橫崗—羅湖斷裂之間的地區呈顯著的低速異常，為研究區速度最低的區域，速度低于2.6 km·s-1.總體來說，山地表現為相對高速，沉積平原表現為相對低速，500 m深度的速度結構與山體、沉積層分布都有較好的對應關系.

2.5 km深度和0.5 km深度的速度結構有一定連續和相似性.寶安區南部，南山區，以及福田區、羅湖區成為連為一體的低速區，波速約為3.1 km·s-1.南門山及以東區域成為另外一個低速區域，波速約為3.0 km·s-1.南門山西部區域，銀湖山、陽臺山以東區域，九尾嶺斷裂與溫塘—觀瀾斷裂交匯處，以及馬巒山則成為高速區，波速約為3.5 km·s-1.整體來說，2.5 km深度的速度結構與地表花崗巖體對應性更強，尤其是東部的馬巒山花崗巖體II區域.

在3.5 km深度處，研究區西南部的低速區被分割成為東西兩部分，西部沿海的波速為3.2 km·s-1，東部塘朗山的波速為3.1 km·s-1.在塘朗山西部，陽臺山南部的區域出現了高速區，波速約為3.4 km·s-1.南門山西部區域，陽臺山以東區域，九尾嶺斷裂與溫塘—觀瀾斷裂交匯處仍為高速區，波速為3.6 km·s-1.坪山出現整個研究區波速最高區域，波速為3.7 km·s-1.馬巒山南部則成為低速區，波速約為3.1 km·s-1.3.5 km深度的速度結構似乎又出現與地表山體、盆地的對應關系.整體來說，西部地表大范圍出露的花崗巖體I區域對應的依舊是高速，但馬巒山花崗巖體II區域的高速異常明顯減弱.坪山的高速在地表上也對應著白堊系花崗巖出露.

5.5 km深度與3.5 km深度的速度結構則有很大不同.最明顯的是，溫塘—觀瀾斷裂兩側的高速區變為低速區、龍崗的低速區變為高速區.馬巒山的花崗巖體II區域成為低速區，波速低于3.3 km·s-1.西部地表大范圍出露的花崗巖體I的大部分區域也轉變為低速區，波速低于3.3 km·s-1.塘朗山西部出現研究區波速最高區域，波速達到3.8 km·s-1.神仙嶺及以西區域出現面積最大的相對高速區，波速為3.6 km·s-1.梧桐山維持為相對高速區，波速也為3.6 km·s-1.5.5 km深度的速度結構的一大特點是，整個研究區的西南部出現連通的高速區，以及溫塘—觀瀾斷裂北端東側神仙嶺區域出現另一個高速區.

6.5 km深度的速度結構和5.5 km深度的速度結構非常相似，邊界更為齊整.主要呈現西北和東南區域的大面積的低速，以及西南部沿海岸南山和福田區大面積的高速，當然還包括東北部神仙嶺區域的高速體.除了花崗巖體I的南部對應高速外，兩個巨型花崗巖體在6.5 km深度都不存在高速體，相反是對應與低速體.

為了更好地討論地震波速度結構的空間分布特征，圖8展示了6條垂直剖面AA′、BB′、CC′、DD′、EE′、FF′，及它們的地理位置.其中，剖面AA′、 CC′、DD′穿過西部的白堊系花崗巖I出露區；剖面BB′、EE′穿過東南部侏羅系花崗巖II出露區.

AA′剖面從西至東，橫穿鳳凰山、大頂嶺、龍華區、神仙嶺、龍崗區以及坪山區.該剖面主要切過研究區域西部的花崗巖體I以及東北部深部(>4 km)高速區域.剖面西段花崗巖體I下方的地表低速帶缺失或者較弱；而東端地表存在1 km以上厚度的速度約為2.6 km·s-1的低速層，對應于地表的沉積層.剖面西段花崗巖體I下方2～4 km深度存在高速異常，但剖面東段則在4 km以下存在高速異常.西部4 km以上深度的高速區域與地表低速層缺失區域是對應的，對應著地表白堊系花崗巖出露區(花崗巖體I).

BB′剖面西南至東北，沿海岸線穿過南山區、福田區、羅湖區的南部沿岸平地和梧桐山及研究區東南部的馬巒山地表花崗巖體II.中西段地表主要為第四系沉積區，地表同樣存在約1 km厚的波速約為2.6 km·s-1的近水平低速層，4 km以下存在速度約為3.6 km·s-1的高速層.東段馬巒山的花崗巖體II出露處，近地表有速度為3.2 km·s-1以上的近水平弱高速層，高速主要集中在2～4 km深度.東西部不同深度的高速區域相互間是階躍連通的，西部4 km以下的高速體拱升至東部2～4 km深度，值得注意的是，其階躍拱升的位置對應于地表五華—深圳斷裂帶.

CC′剖面從西北至東南，穿過鳳凰山、陽臺山、塘朗山，該剖面主要切過西部的地表花崗巖體I分布區.可以看到，沒有花崗巖出露的剖面東南端4 km以下有顯著高速，速度達3.7 km·s-1以上，而在花崗巖出露區下方僅在2～6 km深度范圍內存在3.5 km·s-1左右的高速.該剖面上高速區整體呈東南向西北拱升的形態.

DD′剖面從西北至東南，穿過神仙嶺深部高速區和地表馬巒山花崗巖II.可以看到花崗巖II出露區下方，地表1 km同樣存在低速層缺失，在2～4 km深度范圍內存在3.5 km·s-1左右的高速.而在剖面北段沉積巖層出露區域，2～4 km深度范圍內沒有高速異常，溫塘—觀瀾斷裂北端東部的神仙嶺區域在4 km以下深度范圍內存在顯著高速體，速度同樣達到了3.7 km·s-1以上.這個剖面同樣呈現了神仙嶺下方4 km以下的高速異常向東南部地表花崗巖II出露區拱升的圖像.

EE′剖面從西至東，橫穿南山區、福田區、羅湖區的南部沿岸平地和梧桐山.該剖面最顯著的特征就是4 km以下貫穿整個剖面的高速體，速度達到了3.7 km·s-1以上.然而在4 km以上淺部地殼，高速體僅存在于地表花崗巖體I下方的2～3 km深度，地表存在約1 km厚的波速約為2.6 km·s-1的近水平低速層.

FF′剖面從南至北，穿過福田區、塘朗山，地表花崗巖體I的西端.該剖面最顯著的特征就是南段拱升到地表花崗巖體I下方2～4 km深度，花崗巖體I下方5 km以下不存在高速異常.另外花崗巖體I下方存在近1.5 km厚度的低速層.

3 討論

深圳的地表地質以大面積出露中生代巨型花崗巖巖體為主要特征.如圖1所示，研究區最大面積的花崗巖巖體出現在深圳西部的鳳凰山、陽臺山、塘朗山一帶，為白堊紀黑云母花崗巖(花崗巖體I)；東南部的馬巒山是第二大花崗巖巖體出露區，為侏羅系花崗巖(花崗巖體II)；北部南門山一帶也有零星分布的花崗巖巖體出露；另外，沿著深圳斷裂帶分布有古生代地層出露(孫杰等，2007).本文的背景噪聲反演結果刻畫了這些巨型花崗巖巖體在地下8 km以上的分布形態，進而可以推測討論中生代花崗巖巖漿上涌過程.

根據反演獲得的S波三維速度結構(圖7)，我們看到近地表速度結構與地表地質構造有很好的對應關系，尤其是淺部(2～4 km)高速體與花崗巖巖體出露區域對應較好，并且這些淺部高速體均與深部(4 km以下)高速體側向相連.前人的高溫高壓實驗結果表明，在地殼5 km左右深度，酸性侵入巖的速度在3.5 km·s-1左右，高于3.7 km·s-1的是中基性侵入巖(Christensen and Mooney, 1995).本文在5～7 km 深度反演的波速大于3.7 km·s-1的高速體應該是在中生代深部偏基性巖漿上涌的侵入體.結合圖7和圖8，可以看到地表巨型花崗巖體下方淺部(3～4 km)的高速異常體均與深部(4 km以下)位于研究區西南和東北的兩個高速異常體側向相連.且西南部深部高速體普遍大于3.7 km·s-1，最高速可達4.0 m·s-1以上，這意味著，西南部的巖漿可能是來自于地殼較深的偏基性花崗巖巖漿(或者是混染的玄武巖巖漿).

研究區內地表出露的兩塊巨型花崗巖分別是白堊系(花崗巖I)和侏羅系花崗巖(花崗巖II)，根據Li和Li(2007)提出的華南塊體中生代花崗巖的“平板俯沖模型”，在侏羅系后期至白堊系早期(該論文中圖4F)，由于俯沖帶后撤導致了平板俯沖的板片(foundering)斷裂，引起了局部的軟流圈上涌，來自上地幔的玄武巖巖漿侵入到地殼，與華南大陸地殼混染，逐漸上升侵位，演化成為偏基性花崗巖巖漿，冷卻成為侵入巖巖體，后期在剝蝕和隆升的作用下出露地表，成為深圳市大面積出露的巨型花崗巖I和花崗巖II.值得注意的是，深圳市地表出露的這兩塊巨型花崗巖體都是分布在橫穿深圳市的主要斷層(呈北東向展布的)橫崗—羅湖斷裂的兩旁，另外，在地表出露的這兩塊巨型花崗巖體向下僅延伸到3～4 km深度(圖8)，和4 km以下西南部高速體和東北部高速體則是側向連接，重要的是，側向聯接(上涌)的位置與橫穿深圳市的主要斷層橫崗—羅湖斷裂(北東向)和溫塘—觀瀾斷裂(北西向)相吻合，揭示了深圳市這些主要斷層對于來自地殼深部花崗巖巖漿在淺部(4 km)上涌侵位的控制作用.

最后，本文研究結果表明利用短周期密集臺陣背景噪聲成像可以獲得高精度的城市近地表S波速度結構，可以為地表斷裂的深部形態、隱伏斷裂的深部走向結構等信息提供可靠的地震學證據.另外值得指出的是，短周期密集臺陣背景噪聲成像方法野外作業簡單(經濟)、時間短，并且環保，是一種非常適合于城市尤其是像深圳市這樣的大都市近地表地質結構的探測，值得推廣到我國的大中城市地表沉積層和活斷層探測.

4 結論

本研究利用南方科技大學2017年12月至2018年2月在深圳市布設的41個流動地震臺站數據，通過背景噪聲層析成像方法提取研究區域內0.5～5 s 周期范圍的瑞利波相速度，通過線性反演獲得了研究區地下8.0 km深度范圍內的高精度三維S波速度結構.結果表明，淺部速度結構與地表地質構造有很好對應關系.這些淺部呈水平展布的高速異常體與地表出露的巨型中生代花崗巖體很好對應.研究區4 km以下主要揭示兩塊高速異常體：西南部南山區和福田區沿海平原區域下方的大范圍高速體和東北部神仙嶺區域的高速體.并且在地表這兩塊巨型中生代花崗巖體下方淺部呈水平展布的高速異常體都是和深部4 km以下的兩塊高速異常體側向相連接.另外，深部4 km以下的兩塊高速異常體的S波速度普遍大于3.7 km·s-1，最高速可達4.0 m·s-1以上，推測侵入形成這些高速巖體的巖漿可能是來自于地殼較深的偏基性花崗巖巖漿(或者是混染的玄武巖巖漿).這兩塊巨型花崗巖體的年代(白堊系、侏羅系)則對應與Li和Li(2007)提出的華南塊體中生代花崗巖的“平板俯沖模型”的后期，俯沖帶后撤導致了平板俯沖的板片(foundering)斷裂，引起了局部的軟流圈上涌，來自上地幔的玄武巖巖漿上涌侵入并且與華南大陸地殼混染逐漸上升侵位演化成為偏基性花崗巖巖漿，形成了深圳市地表大面積出露巨型花崗巖巖體.最后，反演獲得的深部速度結構揭示深圳市主要斷層對于來自地殼深部花崗巖巖漿在淺部(4 km)上涌侵位的控制作用.

致謝感謝南方科技大學鄒長橋老師帶領的流動臺站野外工作組每一位師生成員的辛勤付出.感謝北京大學寧杰遠老師提出的修改建議.數據處理和繪圖使用到SAC(Seismic Analysis Code)和GMT5(Wessel and Smith，1998)軟件.感謝國家自然科學基金委項目(41890814；U1901602)，深圳市海外高層次人才創新創業專項資金團隊資助項目(KQTD20170810111725321)和大洋“十三五”項目(DY35—G2-1-01)資助.