揚子與華夏塊體縫合帶區(qū)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(yù)測研究所地震預(yù)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(fù)雜的地質(zhì)構(gòu)造演化歷史(張國偉等, 2013).華南至少經(jīng)歷過四期區(qū)域規(guī)模的大陸動力學(xué)過程：揚子與華夏塊體在新元古代碰撞拼合、發(fā)生裂解，此后華南經(jīng)歷了早古生代與早中生代兩期陸內(nèi)造山作用以及晚中生代的構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換事件(舒良樹, 2012)，兩塊體從深到淺長期相互作用的驅(qū)動力被認(rèn)為是華南大陸構(gòu)造的基本動力學(xué)機(jī)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(cè)邊界為九江—石臺隱伏斷裂(舒良樹, 2012; Yao et al., 2014)；其南側(cè)的東段邊界為紹興—江山—萍鄉(xiāng)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(chǔ)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(xiāng)—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(qū)總體構(gòu)造地塊邊界據(jù)張培震等(2013). ① 紹興—江山—萍鄉(xiāng)斷裂； ② 九江—石臺隱伏斷裂(據(jù)舒良樹, 2012; Yao et al., 2014); ③ 郴州—臨武斷裂; ④ 萍鄉(xiāng)—茶陵斷裂; ⑤ 石屏—彌勒—羅甸斷裂(據(jù)Zhao and Cawood, 2012).

上述觀點均基于構(gòu)造地質(zhì)和地球化學(xué)等研究提出，地質(zhì)學(xué)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(xué)方法可以提供重要的深部證據(jù).針對揚子與華夏塊體縫合帶區(qū)域已經(jīng)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(jié)合區(qū)域重磁異常(Guo and Gao, 2018)、大地電磁數(shù)據(jù)(Zhang et al., 2015)、接收函數(shù)和重力數(shù)據(jù)聯(lián)合反演(Guo et al., 2019)、體波速度結(jié)構(gòu)成像(王曉冉, 2018)均揭示江山—紹興斷裂為東段的構(gòu)造分界.Zhang等(2013a)基于廣角地震反射圖像、Deng等(2014)根據(jù)P波速度和布格重力異常約束得出的三維密度結(jié)構(gòu)，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(shù)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(shù)和重力聯(lián)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(xiāng)—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(shù)據(jù)提出雪峰山東側(cè)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(yīng)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(qū)10～20 km深度的S波速度分布圖中呈線性連續(xù)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(xué)研究成果對分析揚子和華夏塊體的殼幔結(jié)構(gòu)特征及構(gòu)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(rèn)識仍存在明顯分歧.

背景噪聲層析成像技術(shù)可以擺脫傳統(tǒng)地震層析成像對有源地震的依賴，已被廣泛應(yīng)用于中國大陸.如中國大陸中東部地區(qū)Rayleigh波層析成像(鄭現(xiàn)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(qū)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(lián)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(qū)Rayleigh波群速度分布并反演出0～60 km的S波速度結(jié)構(gòu)，呂堅等(2016)、周旻煒和周龍泉(2018)分別得出華南地區(qū)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(qū)(丁文秀等, 2017)、九嶷山及鄰近地區(qū)(李健明等, 2020)等區(qū)域性研究.目前華南地區(qū)的背景噪聲成像研究主要利用國家和區(qū)域臺網(wǎng)的數(shù)據(jù)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(qū)的成像分辨率還可以進(jìn)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(jié)果為基礎(chǔ)，目前還沒有研究對整個縫合帶進(jìn)行針對性的觀測.此外現(xiàn)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(jié)構(gòu)信息，并且可以聯(lián)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(qū)周期為4～25 s的Rayleigh和Love波相速度分布圖，并結(jié)合已有的地質(zhì)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(gòu)造特征，并且為后續(xù)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(chǔ).

1 數(shù)據(jù)與處理方法

本研究使用布設(shè)于揚子和華夏塊體縫合帶區(qū)域的184個流動臺、結(jié)合國家和區(qū)域臺網(wǎng)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(xù)波形數(shù)據(jù)進(jìn)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(shù)據(jù)處理主要參考Bensen等(2007)和Lin等(2008)的背景噪聲數(shù)據(jù)處理流程，簡要包括四個步驟：單臺站數(shù)據(jù)預(yù)處理、計算互相關(guān)函數(shù)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(shù)據(jù)預(yù)處理.首先對所有臺站每天的三分量(E、N、Z)連續(xù)波形數(shù)據(jù)做去均值、去線性趨勢、波形尖滅及去儀器響應(yīng)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(jìn)行周期3～60 s的帶通濾波，以64 s的時間窗分段進(jìn)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(jìn)行互相關(guān)計算和疊加，得到經(jīng)驗格林函數(shù).這一步先計算兩兩臺站之間的所有分量對的互相關(guān)，疊加這27個月每天的互相關(guān)函數(shù)并反序疊加正負(fù)分量得到對稱分量，以提高信噪比.其中垂直分量的互相關(guān)函數(shù)(ZZ)對應(yīng)Rayleigh波的經(jīng)驗格林函數(shù)，我們挑選信噪比較高的互相關(guān)函數(shù)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(guān)的系數(shù)矩陣旋轉(zhuǎn)至TT、RR、TR、RT分量(Lin et al., 2008)，切向的TT分量對應(yīng)Love波的經(jīng)驗格林函數(shù)(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(guān)函數(shù)波形

(3)獲取相速度的頻散曲線.為保證頻散曲線的質(zhì)量，首先篩選出信噪比大于10的Rayleigh和Love波互相關(guān)函數(shù).站間距離也是有效的質(zhì)量控制指標(biāo)，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(zhǔn)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(nèi)的可靠頻散曲線的射線數(shù)目，一般來說，垂直分量的互相關(guān)函數(shù)的信噪比略高于水平分量，因此Rayleigh波提取的相速度頻散數(shù)據(jù)多于Love波.16 s周期得到的頻散曲線數(shù)目最多，Rayleigh波對應(yīng)48759條射線，Love波對應(yīng)37416條射線.6～25周期范圍內(nèi)的射線數(shù)目都在10000條以上.最終成像分辨率依賴于射線在研究區(qū)域內(nèi)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(wǎng)格節(jié)點內(nèi)路徑的數(shù)量，并經(jīng)過高斯平滑函數(shù)處理.如圖所示揚子與華夏塊體中間區(qū)域射線覆蓋最為密集，但是邊緣地區(qū)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(shù)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(zhì)量較高、數(shù)量可觀的相速度頻散數(shù)據(jù)(4～25 s)進(jìn)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(qū)域被劃分為0.5°×0.5°的網(wǎng)格，Barmin的方法可以同時應(yīng)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(shù)α和高斯平滑寬度σ控制，增大平滑阻尼系數(shù)和平滑寬度會使圖像變得更平滑，但是分辨率變低.我們經(jīng)過反復(fù)試驗來確定各周期合適的反演參數(shù).

此外存在一些異常突出的值會影響整體反演結(jié)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(yù)測相位走時之間的殘差，該預(yù)測相位走時是由反演結(jié)果根據(jù)射線理論計算得出的，篩選掉殘差大于2 s的數(shù)據(jù)再重新進(jìn)行面波層析成像，再次成像的測量走時與預(yù)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(yù)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(yù)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(jié)果進(jìn)行測試.檢測板反演參數(shù)與實際相速度反演一致，模型速度異常強(qiáng)度取為該周期相速度平均值的4%，根據(jù)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(jié)果如圖8所示，結(jié)果顯示在研究區(qū)域內(nèi)部的速度異常分布能夠得到較好的恢復(fù)，Rayleigh和Love波的成像分辨率總體處于100 km范圍內(nèi)，邊緣區(qū)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(jié)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(zhì)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(nèi)的平均S波速度結(jié)構(gòu).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(nèi)部S波速度結(jié)構(gòu)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(jié)構(gòu)，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(jié)構(gòu)(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(nèi)的地殼S波速度結(jié)構(gòu)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(xiàn)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(xiàn)，如湘中盆地(湖南省中部)和鄱陽湖盆地(江西省北部)表現(xiàn)出較弱的低速異常，其中Rayleigh波表現(xiàn)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(qū)均呈現(xiàn)為相對高速異常，華夏塊體大范圍都表現(xiàn)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(jié)果還顯示，在華南與華北地塊已知的構(gòu)造邊界兩側(cè)相速度對比明顯，在揚子與華夏塊體之間，紹興—江山—萍鄉(xiāng)斷裂在4 s周期的Love波相速度圖中表現(xiàn)為高低速分界、石屏—彌勒—羅甸斷裂所經(jīng)過的萍鄉(xiāng)—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(zhì)構(gòu)造(沉積盆地、山地和褶皺)具有較好的一致性，與構(gòu)造邊界和斷裂的分布也存在密切關(guān)系.此外，Rayleigh波成像結(jié)果與前人得出的Rayleigh波群/相速度 (Zhou et al., 2012; 鄭現(xiàn)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(jié)果在華南地區(qū)相比也具有相似的分布特征.考慮到本研究區(qū)域內(nèi)部的臺站相對密集，相速度結(jié)果具有更高的分辨率，能夠刻畫出相對前人研究更多的細(xì)節(jié)，從而能更好地為了解揚子與華夏塊體之間的構(gòu)造關(guān)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(jié)構(gòu)的橫向變化特征.從圖中看到相速度分布與地表地質(zhì)的一致性有所減弱，相比短周期表現(xiàn)較為簡單.東部地區(qū)表現(xiàn)為大面積的高速區(qū)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(qū)(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(dá)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(qū)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(qū)域，Love波則呈現(xiàn)為高速區(qū)域；Rayleigh波在西南部表現(xiàn)為相速度高值，Love波則表現(xiàn)為顯著的低速異常，這表明該區(qū)域地下介質(zhì)可能存在強(qiáng)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(xiāng)斷裂兩側(cè)沒有太大差異，而九江—石臺隱伏斷裂的東段表現(xiàn)為高低速異常的分界，萍鄉(xiāng)—永州—河池線在Rayleigh和Love波相速度圖中仍處于高低速轉(zhuǎn)換的區(qū)域.長周期的相速度在華南地區(qū)所表現(xiàn)出的分布特征與已有的背景噪聲層析成像結(jié)果(Zhou et al., 2012; 鄭現(xiàn)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(jié)果與Shen等(2016)提供的全國模型進(jìn)行對比(圖11)，顯示短周期的結(jié)果在內(nèi)部較為一致，邊緣差異較大；長周期的結(jié)果基本相似.在貴州及周邊地區(qū)本文與Shen等(2016)所利用的臺站分布都比較稀疏，導(dǎo)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(jié)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(qū)域東北部的大別造山帶周邊地區(qū)，周期16～25 s的Love波相速度整體表現(xiàn)為高速，Rayleigh波則主要是低速分布，這與Luo等(2013)在該區(qū)域得出的下地殼徑向各向異性主要為正(Vsh>Vsv)的結(jié)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(qū)域出現(xiàn)低速異常并持續(xù)到長周期，較強(qiáng)的地震徑向各向異性可能導(dǎo)致了該區(qū)域的Rayleigh和Love波相速度差異，并且其物質(zhì)運動可能主要是垂直向的.Love波受到地殼淺層介質(zhì)結(jié)構(gòu)和各向異性影響較大，且相速度是一定深度范圍內(nèi)綜合作用的結(jié)果，無法定量分析具體深度的結(jié)構(gòu)，因此Love波相速度在西南區(qū)域所表現(xiàn)出的相對低速異常有待后續(xù)反演出S波速度結(jié)構(gòu)及徑向各向異性后，結(jié)合其他地質(zhì)學(xué)和地球物理學(xué)資料進(jìn)一步討論.

3 討論

華南地區(qū)主要由揚子和華夏塊體組成，其間的構(gòu)造邊界至今存在爭議，影響對華南構(gòu)造演化過程的認(rèn)識.前人研究結(jié)果普遍認(rèn)為揚子與華夏塊體的東段分界為紹興—江山—萍鄉(xiāng)斷裂，但是我們的成像結(jié)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(xiàn)，其更長周期的表現(xiàn)并不明顯，而九江—石臺隱伏斷裂的東段在不同周期都表現(xiàn)為低速和高速轉(zhuǎn)換的分界，這種相速度的大幅變化可能反映該區(qū)域具有很強(qiáng)的地殼厚度和巖性結(jié)構(gòu)的不均勻性，這與斷層或俯沖環(huán)境下構(gòu)造體制從壓縮向伸展轉(zhuǎn)換，使得地殼變形不均勻有關(guān)(Lü et al., 2013).根據(jù)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(xiāng)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(zhì)研究者廣泛接受的地球動力學(xué)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(jù)，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(jù)江南造山帶的擠壓構(gòu)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(shù)據(jù)分析結(jié)果顯示江山—紹興斷裂表現(xiàn)為一個向西北傾斜的導(dǎo)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(dá)了江南造山帶北緣(Zhang et al., 2015).根據(jù)接收函數(shù)和重力垂直梯度數(shù)據(jù)聯(lián)合反演得到的華南地區(qū)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(xiāng)一線可能是揚子塊體淺層前緣(Guo et al., 2019)，這與本研究結(jié)果基本一致.

圖12 揚子與華夏塊體縫合帶示意圖

過萍鄉(xiāng)之后的西南段，Rayleigh波周期8～25 s的相速度顯示，萍鄉(xiāng)—永州—河池線以北表現(xiàn)為相速度低值，以南表現(xiàn)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(cè)的高速異常和南側(cè)的低速異常之間，表明其兩側(cè)地殼結(jié)構(gòu)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(cè)相速度趨于一致.西南區(qū)段由于后期地層覆蓋厚、多期構(gòu)造和巖漿侵入破壞，拼合的地質(zhì)標(biāo)志(蛇綠巖、島弧型火成巖等)露頭較差，使該區(qū)段的分界難以確定(舒良樹, 2012)，但在萍鄉(xiāng)—永州—河池線所經(jīng)過的桂北地區(qū)，有新元古代鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)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(chǎn)物，并排除了源自地幔柱熔融的假設(shè)(Zhao and Zhou, 2013)；且在桂北分布有典型的S型花崗巖，在構(gòu)造判別圖中被劃分為碰撞花崗巖，表明該區(qū)域為碰撞環(huán)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(xiàn)為連續(xù)的低速區(qū)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(qiáng)的背景噪聲Rayleigh波方位各向異性(Shen et al., 2016)，反映擠壓構(gòu)造特征，其快波方向在雪峰山附近發(fā)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(qū)域的位置和走向相符.遠(yuǎn)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(shù)據(jù) (Zhang et al., 2015)、S波接收函數(shù)(張耀陽等, 2018)等結(jié)果均發(fā)現(xiàn)雪峰山附近具有明顯的東西差異.

綜上所述，基于研究區(qū)域內(nèi)的Rayleigh和Love波相速度層析成像及前人研究結(jié)果，我們認(rèn)為揚子與華夏塊體在地殼淺層縫合于紹興—江山—萍鄉(xiāng)—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(zhì)密度等因素的影響，因此上述結(jié)果為本研究的初步結(jié)論，有待后續(xù)聯(lián)合Rayleigh和Love波相速度反演得出S波速度結(jié)構(gòu)以后，再進(jìn)一步探討.

4 結(jié)論

基于布設(shè)在華南地區(qū)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(qū)273個固定臺站，累計27個月的三分量連續(xù)波形數(shù)據(jù)，本文采用背景噪聲層析成像方法獲得研究區(qū)域內(nèi)Rayleigh和Love波周期為4～25 s的相速度，為研究華南地區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)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(qū)域內(nèi)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(bǔ)充了對Love波的研究，得到更準(zhǔn)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(zhì)構(gòu)造相吻合；16～25 s周期在地殼較薄的東部地區(qū)整體表現(xiàn)為高速區(qū)域，西部地區(qū)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(jié)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(qū)已有的地質(zhì)和地球物理學(xué)研究成果，我們認(rèn)為紹興—江山—萍鄉(xiāng)—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(qū)域表現(xiàn)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(jìn)一步研究.后續(xù)工作將聯(lián)合Rayleigh和Love波相速度反演得到三維S波速度結(jié)構(gòu)及地震徑向各向異性，進(jìn)一步論證所得結(jié)果，并且分析速度結(jié)構(gòu)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(jī)制和地球動力學(xué)過程.

致謝感謝“中國地震科學(xué)探測臺陣數(shù)據(jù)中心”為本研究提供數(shù)據(jù)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(jìn)行部分?jǐn)?shù)據(jù)處理.