周旻煒 周龍泉

1）中國(guó)地震局地震預(yù)測(cè)研究所，北京市海淀區(qū)復(fù)興路63號(hào) 100036

2）中國(guó)地震臺(tái)網(wǎng)中心，北京市西城區(qū)三里河南橫街5號(hào) 100045

0 引言

華南地區(qū)位于歐亞板塊與太平洋板塊的交匯區(qū)，其北側(cè)為秦嶺-大別造山帶，西側(cè)以龍門山斷裂、鮮水河斷裂以及小江斷裂與青藏高原相連，南西側(cè)以紅河斷裂與滇緬塊體為界，東南側(cè)為西太平洋構(gòu)造區(qū)（Zhang et al，1984、2003；舒良樹，2012）。華南地區(qū)由揚(yáng)子塊體和華夏塊體構(gòu)成（圖1），其巖石圈經(jīng)歷了多期幕式的生長(zhǎng)，以側(cè)向塊體拼合為主，垂向巖漿上侵為輔。具體構(gòu)造演化過程為：①新元古代華夏塊體沿NW向朝揚(yáng)子塊體東南緣俯沖，華夏塊體與揚(yáng)子塊體碰撞、拼合形成相對(duì)穩(wěn)定的華南巖石圈構(gòu)造，華夏塊體與揚(yáng)子塊體之間形成了NE向江南新元古代弧形造山帶（Guo et al，1989；Wang et al，1995；Shu et al，2008；舒良樹，2012）；②早古生代晚期在東南側(cè)的南海-東海塊體和西北側(cè)的揚(yáng)子塊體的共同碰撞擠壓下，華夏塊體隆起發(fā)生強(qiáng)烈的NE向褶皺、推覆以及巖漿上侵（Shu et al，2008；舒良樹，2012）；③早中生代東亞境內(nèi)古特提斯洋的關(guān)閉導(dǎo)致華南與華北2大塊體沿秦嶺-大別一帶碰撞，形成近EW向的褶皺造山帶和前陸盆地（Hacker et al，1998；Faure et al，2003）；④晚中生代華南塊體受古太平洋板塊朝東亞陸緣的低角度俯沖作用的影響，從近EW向的特提斯構(gòu)造朝NE向古太平洋構(gòu)造轉(zhuǎn)變，形成東南沿海的構(gòu)造伸展和巖漿活動(dòng)（Wang et al，2012）。

圖1 華南地區(qū)基本構(gòu)造單元

雖然新生代巖石圈結(jié)構(gòu)較為穩(wěn)定，但受青藏高原隆升的影響，華南地區(qū)西部（川、滇、湘、黔地區(qū)）巖石圈地殼相對(duì)較厚，且華南地區(qū)地質(zhì)歷史年代經(jīng)歷過多次強(qiáng)烈構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，其速度結(jié)構(gòu)存在橫向或縱向不均勻性。劉建華等（1996）研究了華南地區(qū)三維P波速度結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)該地區(qū)地殼和上地幔存在顯著的橫向不均勻性。滕吉文等（2001）利用穿過中國(guó)東南大陸的瑞利波頻散數(shù)據(jù)研究了4°×4°的面波三維速度結(jié)構(gòu)，認(rèn)為華南大陸Moho界面埋深為30～40km，并由西向東逐漸減薄，在陸緣地區(qū)為25～28km，具有明顯的分區(qū)特征。Zheng等（2008）利用中國(guó)大陸59個(gè)地震臺(tái)站的連續(xù)波形記錄，采用隨機(jī)噪聲成像方法反演了中國(guó)大陸周期為6～60s的面波群速度圖像，結(jié)果顯示，華南地區(qū)周期為8s的群速度橫向差異較大，12、20s的群速度整體性較好，30s的群速度揚(yáng)子塊體相對(duì)小于華夏塊體，45s的群速度東、西差異較大。易桂喜等（2010）采用遠(yuǎn)震面波反演了中國(guó)大陸巖石圈5°×5°的面波速度結(jié)構(gòu)，其中，周期為20s的相速度顯示，華夏塊體與揚(yáng)子塊體的速度間存在明顯的差異。Huang等（2006）研究了中國(guó)大陸及鄰區(qū)2°×2°的三維P波殼幔結(jié)構(gòu)，其中，15km深度華夏塊體速度相對(duì)大于揚(yáng)子塊體。由于無論是橫向上還是縱向上上述研究的分辨率均較低，且所用的地震臺(tái)站相對(duì)較少，還無法詳細(xì)刻畫華南地區(qū)速度的細(xì)致結(jié)構(gòu)，為此，本文基于2009～2010年華南地區(qū)387個(gè)地震臺(tái)站（圖2）記錄的連續(xù)波形數(shù)據(jù)，采用隨機(jī)噪聲成像方法反演華南地區(qū)周期為8～40s的瑞利波相速度，以期探討華夏塊體、揚(yáng)子塊體以及揚(yáng)子塊體內(nèi)部四川盆地、上揚(yáng)子和下?lián)P子的速度差異性特征。

1 數(shù)據(jù)及處理方法

“十五”以來中國(guó)地震局開展了數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)改造，建成了由170個(gè)國(guó)家臺(tái)網(wǎng)臺(tái)站、859個(gè)區(qū)域臺(tái)網(wǎng)臺(tái)站、27個(gè)區(qū)域臺(tái)網(wǎng)火山監(jiān)測(cè)站以及2個(gè)國(guó)家臺(tái)網(wǎng)小孔徑臺(tái)陣等組成的近1200個(gè)臺(tái)站的國(guó)家測(cè)震臺(tái)網(wǎng)（鄭秀芬等，2009）。國(guó)家臺(tái)網(wǎng)臺(tái)站間距約250km，常用VBB（50Hz～120s）和UBB（20Hz～360s）2種帶寬地震計(jì)。大部分地區(qū)的區(qū)域臺(tái)網(wǎng)臺(tái)站間距為30～60km，常用SP（40Hz～1s）、BB（40Hz～20s）和VBB（50Hz～120s）等3種帶寬地震計(jì)。華南地區(qū)及鄰區(qū)共有482個(gè)區(qū)域臺(tái)網(wǎng)地震臺(tái)站，由于本文主要研究華南地區(qū)周期為8～40s的面波相速度，因此，在排除儀器響應(yīng)問題和SP地震計(jì)臺(tái)站后，選取了387個(gè)符合條件的BB、VBB寬頻帶地震臺(tái)站（圖2）記錄的2009～2010年連續(xù)波形數(shù)據(jù)進(jìn)行數(shù)據(jù)處理。

噪聲數(shù)據(jù)處理過程分為4個(gè)步驟（Bensen et al，2007；房立華等，2009；Fang et al，2010）：①單臺(tái)數(shù)據(jù)預(yù)處理；②波形記錄互相關(guān)和疊加；③ 頻散曲線測(cè)量；④ 數(shù)據(jù)質(zhì)量控制。Bensen等（2007）、Lin等（2008）詳細(xì)介紹了該噪聲數(shù)據(jù)處理方法，本文采用相同的方法和程序代碼。由于只使用垂直分量的噪聲連續(xù)記錄，因此，通過互相關(guān)提取出的格林函數(shù)主要為瑞利波信號(hào)。單臺(tái)數(shù)據(jù)預(yù)處理主要是對(duì)連續(xù)數(shù)據(jù)進(jìn)行重新采樣（1Hz）、去均值、去傾斜、帶通濾波（6～50s）和去儀器響應(yīng)，在時(shí)間域采用滑動(dòng)絕對(duì)平均方法對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行歸一化，壓制地震信號(hào)和突跳等干擾信號(hào)對(duì)互相關(guān)計(jì)算結(jié)果的影響。同時(shí)，為了拓寬頻譜范圍且抑制單一頻率的優(yōu)勢(shì)，在頻率域?qū)π盘?hào)進(jìn)行頻譜白化處理。然后，我們利用頻率域的互相關(guān)方法提取經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)，并進(jìn)行疊加和正負(fù)分支信號(hào)相加，提高信噪比，最終得到格林函數(shù)，即瑞利波信號(hào)。

圖2 華南地區(qū)及鄰區(qū)地震臺(tái)站分布

我們采用自動(dòng)時(shí)頻分析方法（FTAN）（Bensen et al，2007）進(jìn)行瑞利波的相速度頻散曲線測(cè)量。圖3（a）為經(jīng)過川滇塊體、四川盆地、華夏塊體等3個(gè)不同區(qū)域的相速度頻散曲線測(cè)量的實(shí)例，其中，臺(tái)站SCRTA與YNLiC之間的路徑經(jīng)過川滇塊體，臺(tái)站CQCHK與SCMDS之間的路徑經(jīng)過四川盆地，臺(tái)站FJHAHF與GXGUL之間的路徑經(jīng)過華夏地塊，3個(gè)臺(tái)站對(duì)之間都提取到信噪比較高的瑞利波信號(hào)（圖3（b））。比較通過川滇塊體、四川盆地和華夏塊體不同路徑的相速度頻散曲線結(jié)果發(fā)現(xiàn)（圖3（c）），周期小于12.5s時(shí)華夏塊體相速度最大，其次是川滇塊體，四川盆地最小，反映了華夏塊體地殼淺層較為穩(wěn)定，川滇塊體地殼淺層相對(duì)變形較大，四川盆地沉積層較厚；周期為12.5～35.0s時(shí)華夏塊體相速度大于四川盆地和川滇塊體，川滇塊體速度最小，可能反映了華夏塊體地殼向四川盆地和川滇塊體逐漸變厚，這也符合滕吉文等（2001）、Huang等（2006）的研究結(jié)果；周期大于35s時(shí)四川盆地相速度最大，其次是華夏塊體，川滇塊體最小。

經(jīng)過臺(tái)站對(duì)格林函數(shù)頻散曲線測(cè)量后，須對(duì)產(chǎn)出數(shù)據(jù)進(jìn)行質(zhì)量控制，質(zhì)量控制標(biāo)準(zhǔn)有3個(gè)：①根據(jù)給定的信噪比閾值，挑選可靠的頻散曲線測(cè)量值，根據(jù)Bensen等（2007）的研究，當(dāng)信噪比小于10時(shí)，利用頻散曲線測(cè)量的速度值誤差急劇增大，所以本研究中閾值一般選取大于10；②要求臺(tái)站對(duì)中2個(gè)臺(tái)站的距離大于3倍的波長(zhǎng)，同時(shí)選擇測(cè)量的速度為1.5～5.0km／s；（3）在面波成像過程中對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行了進(jìn)一步篩選，將其中走時(shí)殘差較大的數(shù)據(jù)刪除（Barmin et al，2001）。最終得到不同周期的臺(tái)站對(duì)相速度數(shù)據(jù)（圖4），由圖4可知，周期大于20s時(shí)射線數(shù)量下降較快，反映了華南地區(qū)BB（40Hz～20s）臺(tái)站數(shù)量較多。

圖3 相速度頻散曲線測(cè)量

2 相速度面波成像結(jié)果

Barmin等（2001）提出了一種快速而可靠的面波層析成像方法，該方法可用于局部、區(qū)域和全球尺度的面波成像，也可進(jìn)行方位各向異性層析成像。利用挑選后的相速度頻散測(cè)量值，可以進(jìn)行面波成像研究。本研究采用Barmin等（2001）提出的面波層析成像方法，將研究區(qū)劃分為1°×1°的網(wǎng)格進(jìn)行瑞利波相速度成像。面波層析成像過程分為2步：①首次面波成像給出每個(gè)周期的相速度分布圖，計(jì)算路徑的測(cè)量走時(shí)與理論走時(shí)之間的殘差，根據(jù)走時(shí)殘差來識(shí)別和刪除較差的頻散測(cè)量結(jié)果，這即是上節(jié)中提到的數(shù)據(jù)質(zhì)量控制的第3個(gè)標(biāo)準(zhǔn)，我們舍棄走時(shí)殘差大于5s的相速度測(cè)量結(jié)果；②再次進(jìn)行相速度面波層析成像。

本文采用檢測(cè)板方法估計(jì)解的分辨率（Humphreys et al，1988；Inoue et al，1990），其基本原理是，在給定速度模型參數(shù)的基礎(chǔ)上，對(duì)各節(jié)點(diǎn)正負(fù)相同進(jìn)行擾動(dòng)，然后根據(jù)實(shí)際射線分布通過正演計(jì)算得到理論走時(shí)數(shù)據(jù)，將理論走時(shí)數(shù)據(jù)加上一定隨機(jī)誤差后作為觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行反演，要求反演方法與實(shí)際成像過程中的方法一致，最后比較反演結(jié)果與檢驗(yàn)板間的相似程度作為解的可靠性的估計(jì)。本文擾動(dòng)值取為正常值的±5%，檢測(cè)板分辨實(shí)驗(yàn)結(jié)果顯示（圖5），周期為8、14、25、35s時(shí)華南大部分地區(qū)解的分辨率是令人滿意的。此外，周期為8、14、25、35s時(shí)面波層析成像前后走時(shí)殘差的標(biāo)準(zhǔn)偏差出現(xiàn)了明顯下降，如8s時(shí)走時(shí)殘差的標(biāo)準(zhǔn)偏差由2.10s降為1.14s，14s時(shí)由1.40s降為0.87s，25s時(shí)由2.09s降為0.88s，35s時(shí)由2.22s降為1.32s。

圖6為周期為8、14、25、35s時(shí)的相速度分布圖。由圖6可見，周期為8s的相速度（深度約8km）結(jié)果顯示，除四川盆地外，華南地區(qū)橫向上面波速度較為一致，即地殼淺部整個(gè)華南地區(qū)比較穩(wěn)定；四川盆地為低速區(qū)，反映盆地沉積層較厚。周期為14、25s時(shí)的相速度（深度約14、25km）分布反映了華南地區(qū)中下地殼的面波相速度分布情況，即揚(yáng)子塊體東部（110°E以東）和華夏塊體為高速區(qū)，且速度分布較為一致；揚(yáng)子塊體西部（110°E以西）為低速區(qū)。周期為35s時(shí)的相速度（深度約35km）分布反映了華南地區(qū)上地幔頂部的面波相速度分布情況，揚(yáng)子塊體和華夏塊體速度較大，且速度分布整體性較好。綜上所述，除四川盆地以外華南地區(qū)地殼淺部速度分布較為一致，除揚(yáng)子塊體西部外中下地殼速度分布亦較為一致，上地幔頂部速度分布基本一致，這種整個(gè)巖石圈速度的一致性反映了華南地區(qū)作為一個(gè)整體較為穩(wěn)定，與該地區(qū)自新生代以來巖石圈內(nèi)未出現(xiàn)大的構(gòu)造活動(dòng)或巖漿侵入的特征基本一致（舒良樹，2012）。周期為14、25s時(shí)的相速度顯示（圖6），揚(yáng)子塊體西部中下地殼面波相速度明顯小于華南其他區(qū)域，可能是受青藏高原隆升以及向SE方向推擠的影響，揚(yáng)子塊體西部巖石圈地殼厚度相對(duì)較大。四川盆地位于揚(yáng)子塊體西部，其沉積層較厚，但在中下地殼其速度與揚(yáng)子塊體西部大致相當(dāng)，反映其主要受巴顏喀拉塊體的擠壓作用。揚(yáng)子塊體東部和華夏塊體的整個(gè)巖石圈速度結(jié)構(gòu)基本一致，它們作為一個(gè)整體未受到青藏塊體構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響。

圖4 不同周期的臺(tái)站對(duì)射線數(shù)

圖5 不同周期的檢測(cè)板測(cè)試結(jié)果

3 結(jié)論和討論

（1）本文利用2009、2010年國(guó)家和區(qū)域測(cè)震臺(tái)網(wǎng)的387個(gè)寬頻帶臺(tái)站數(shù)據(jù)，通過互相關(guān)方法提取到可靠的瑞利波經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)，利用相匹配濾波的時(shí)頻分析技術(shù)測(cè)量瑞利波群速度頻散曲線，最后利用地震隨機(jī)噪聲層析成像方法給出華南地區(qū)周期為8、14、25、35s的瑞利波相速度分布圖。

（2）除四川盆地外華南地區(qū)地殼淺部速度分布較為一致，除揚(yáng)子塊體西部外中下地殼速度分布亦較為一致，上地幔頂部速度分布基本一致，這種整個(gè)巖石圈速度的均勻性反映了華南地區(qū)作為一個(gè)整體較為穩(wěn)定。根據(jù)華南地區(qū)構(gòu)造演化歷史可知，10億年前華夏塊體向揚(yáng)子塊體東南緣俯沖、碰撞、拼合形成相對(duì)穩(wěn)定的華南巖石圈構(gòu)造，之后除了在早古生代晚期和晚中生代出現(xiàn)了2次強(qiáng)烈的褶皺、推覆以及巖漿上侵構(gòu)造活動(dòng)外，整個(gè)華南地區(qū)均為非常穩(wěn)定的塊體（Shu et al，2008；舒良樹，2012；Wang et al，2012），這與本文得到的華南地區(qū)巖石圈速度結(jié)構(gòu)非常均勻的特征基本一致。Zhou等（2012）采用隨機(jī)噪聲數(shù)據(jù)和地震數(shù)據(jù)反演了整個(gè)華南地區(qū)巖石圈的三維高精度速度結(jié)構(gòu)模型，其地殼速度結(jié)構(gòu)與本文得到的結(jié)果基本一致。

（3）雖然華南地區(qū)整個(gè)巖石圈速度結(jié)構(gòu)較為均勻，但揚(yáng)子塊體西部、四川盆地與揚(yáng)子塊體東部、華夏塊體之間存在明顯的速度差異，體現(xiàn)在周期為8～10s時(shí)華夏塊體相速度大于揚(yáng)子塊體西部、川滇塊體以及四川盆地（圖6、7），由于沉積層較厚四川盆地速度最低；周期為10～30s時(shí)華夏塊體面波相速度大于揚(yáng)子塊體西部和四川盆地，川滇塊體速度最小（圖6、7），由此推測(cè)，青藏高原隆升以及向SE方向的推擠，導(dǎo)致?lián)P子塊體西部巖石圈地殼相對(duì)較厚，但這種影響未到達(dá)華夏塊體；周期為35s時(shí)揚(yáng)子塊體、華夏塊體、四川盆地的速度基本一致，且大于川滇塊體（圖6、7），這與華南地區(qū)地殼厚度明顯小于川滇塊體的特征相符（滕吉文等，2001；Huang et al，2006）。

圖6 不同周期的相速度分布

圖7 華南地區(qū)不同位置點(diǎn)的相速度頻散曲線

致謝：感謝University of Colorado at Boulder地球內(nèi)部成像中心提供的噪聲數(shù)據(jù)處理程序、面波成像程序和幫助。