华南地区位于欧亚板块与太平洋板块的交汇区，其北侧为秦岭-大别造山带，西侧以龙门山断裂、鲜水河断裂以及小江断裂与青藏高原相连，南西侧以红河断裂与滇缅块体为界，东南侧为西太平洋构造区(Zhang et al，1984、2003；舒良树，2012)。华南地区由扬子块体和华夏块体构成(图 1)，其岩石圈经历了多期幕式的生长，以侧向块体拼合为主，垂向岩浆上侵为辅。具体构造演化过程为：①新元古代华夏块体沿NW向朝扬子块体东南缘俯冲，华夏块体与扬子块体碰撞、拼合形成相对稳定的华南岩石圈构造，华夏块体与扬子块体之间形成了NE向江南新元古代弧形造山带(Guo et al，1989；Wang et al，1995；Shu et al，2008；舒良树，2012)；②早古生代晚期在东南侧的南海-东海块体和西北侧的扬子块体的共同碰撞挤压下，华夏块体隆起发生强烈的NE向褶皱、推覆以及岩浆上侵(Shu et al，2008；舒良树，2012)；③早中生代东亚境内古特提斯洋的关闭导致华南与华北2大块体沿秦岭-大别一带碰撞，形成近EW向的褶皱造山带和前陆盆地(Hacker et al，1998；Faure et al，2003)；④晚中生代华南块体受古太平洋板块朝东亚陆缘的低角度俯冲作用的影响，从近EW向的特提斯构造朝NE向古太平洋构造转变，形成东南沿海的构造伸展和岩浆活动(Wang et al，2012)。

图 1

图 1 华南地区基本构造单元 4种颜色的菱形标记为图 7中相速度频散曲线位置示意

虽然新生代岩石圈结构较为稳定，但受青藏高原隆升的影响，华南地区西部(川、滇、湘、黔地区)岩石圈地壳相对较厚，且华南地区地质历史年代经历过多次强烈构造运动，其速度结构存在横向或纵向不均匀性。刘建华等(1996)研究了华南地区三维P波速度结构，发现该地区地壳和上地幔存在显著的横向不均匀性。滕吉文等(2001)利用穿过中国东南大陆的瑞利波频散数据研究了4°×4°的面波三维速度结构，认为华南大陆Moho界面埋深为30~40km，并由西向东逐渐减薄，在陆缘地区为25~28km，具有明显的分区特征。Zheng等(2008)利用中国大陆59个地震台站的连续波形记录，采用随机噪声成像方法反演了中国大陆周期为6~60s的面波群速度图像，结果显示，华南地区周期为8s的群速度横向差异较大，12、20s的群速度整体性较好，30s的群速度扬子块体相对小于华夏块体，45s的群速度东、西差异较大。易桂喜等(2010)采用远震面波反演了中国大陆岩石圈5°×5°的面波速度结构，其中，周期为20s的相速度显示，华夏块体与扬子块体的速度间存在明显的差异。Huang等(2006)研究了中国大陆及邻区2°×2°的三维P波壳幔结构，其中，15km深度华夏块体速度相对大于扬子块体。由于无论是横向上还是纵向上上述研究的分辨率均较低，且所用的地震台站相对较少，还无法详细刻画华南地区速度的细致结构，为此，本文基于2009~2010年华南地区387个地震台站(图 2)记录的连续波形数据，采用随机噪声成像方法反演华南地区周期为8~40s的瑞利波相速度，以期探讨华夏块体、扬子块体以及扬子块体内部四川盆地、上扬子和下扬子的速度差异性特征。

图 2

图 2 华南地区及邻区地震台站分布

“十五”以来中国地震局开展了数字地震台网改造，建成了由170个国家台网台站、859个区域台网台站、27个区域台网火山监测站以及2个国家台网小孔径台阵等组成的近1200个台站的国家测震台网(郑秀芬等，2009)。国家台网台站间距约250km，常用VBB(50Hz~120s)和UBB(20Hz~360s)2种带宽地震计。大部分地区的区域台网台站间距为30~60km，常用SP(40Hz~1s)、BB(40Hz~20s)和VBB(50Hz~120s)等3种带宽地震计。华南地区及邻区共有482个区域台网地震台站，由于本文主要研究华南地区周期为8~40s的面波相速度，因此，在排除仪器响应问题和SP地震计台站后，选取了387个符合条件的BB、VBB宽频带地震台站(图 2)记录的2009~2010年连续波形数据进行数据处理。

噪声数据处理过程分为4个步骤(Bensen et al，2007；房立华等，2009；Fang et al，2010)：①单台数据预处理；②波形记录互相关和叠加；③频散曲线测量；④数据质量控制。Bensen等(2007)、Lin等(2008)详细介绍了该噪声数据处理方法，本文采用相同的方法和程序代码。由于只使用垂直分量的噪声连续记录，因此，通过互相关提取出的格林函数主要为瑞利波信号。单台数据预处理主要是对连续数据进行重新采样(1Hz)、去均值、去倾斜、带通滤波(6~50s)和去仪器响应，在时间域采用滑动绝对平均方法对数据进行归一化，压制地震信号和突跳等干扰信号对互相关计算结果的影响。同时，为了拓宽频谱范围且抑制单一频率的优势，在频率域对信号进行频谱白化处理。然后，我们利用频率域的互相关方法提取经验格林函数，并进行叠加和正负分支信号相加，提高信噪比，最终得到格林函数，即瑞利波信号。

我们采用自动时频分析方法(FTAN)(Bensen et al，2007)进行瑞利波的相速度频散曲线测量。图 3(a)为经过川滇块体、四川盆地、华夏块体等3个不同区域的相速度频散曲线测量的实例，其中，台站SCRTA与YNLiC之间的路径经过川滇块体，台站CQCHK与SCMDS之间的路径经过四川盆地，台站FJHAHF与GXGUL之间的路径经过华夏地块，3个台站对之间都提取到信噪比较高的瑞利波信号(图 3(b))。比较通过川滇块体、四川盆地和华夏块体不同路径的相速度频散曲线结果发现(图 3(c))，周期小于12.5s时华夏块体相速度最大，其次是川滇块体，四川盆地最小，反映了华夏块体地壳浅层较为稳定，川滇块体地壳浅层相对变形较大，四川盆地沉积层较厚；周期为12.5~35.0s时华夏块体相速度大于四川盆地和川滇块体，川滇块体速度最小，可能反映了华夏块体地壳向四川盆地和川滇块体逐渐变厚，这也符合滕吉文等(2001)、Huang等(2006)的研究结果；周期大于35s时四川盆地相速度最大，其次是华夏块体，川滇块体最小。

图 3

图 3 相速度频散曲线测量 (a)3个台站对的路径，红色为经过川滇块体的路径，蓝色为经过四川盆地的路径，黑色为经过华夏块体的路径；(b)通过3个不同地区的格林函数(颜色同图(a)，滤波范围6~50s)；(c)通过3个不同地区的相速度频散曲线(颜色同图(a))

经过台站对格林函数频散曲线测量后，须对产出数据进行质量控制，质量控制标准有3个：①根据给定的信噪比阈值，挑选可靠的频散曲线测量值，根据Bensen等(2007)的研究，当信噪比小于10时，利用频散曲线测量的速度值误差急剧增大，所以本研究中阈值一般选取大于10；②要求台站对中2个台站的距离大于3倍的波长，同时选择测量的速度为1.5~5.0km/s；(3)在面波成像过程中对数据进行了进一步筛选，将其中走时残差较大的数据删除(Barmin et al，2001)。最终得到不同周期的台站对相速度数据(图 4)，由图 4可知，周期大于20s时射线数量下降较快，反映了华南地区BB(40Hz~20s)台站数量较多。

图 4

图 4 不同周期的台站对射线数

Barmin等(2001)提出了一种快速而可靠的面波层析成像方法，该方法可用于局部、区域和全球尺度的面波成像，也可进行方位各向异性层析成像。利用挑选后的相速度频散测量值，可以进行面波成像研究。本研究采用Barmin等(2001)提出的面波层析成像方法，将研究区划分为1°×1°的网格进行瑞利波相速度成像。面波层析成像过程分为2步：①首次面波成像给出每个周期的相速度分布图，计算路径的测量走时与理论走时之间的残差，根据走时残差来识别和删除较差的频散测量结果，这即是上节中提到的数据质量控制的第3个标准，我们舍弃走时残差大于5s的相速度测量结果；②再次进行相速度面波层析成像。

本文采用检测板方法估计解的分辨率(Humphreys et al，1988；Inoue et al，1990)，其基本原理是，在给定速度模型参数的基础上，对各节点正负相同进行扰动，然后根据实际射线分布通过正演计算得到理论走时数据，将理论走时数据加上一定随机误差后作为观测数据进行反演，要求反演方法与实际成像过程中的方法一致，最后比较反演结果与检验板间的相似程度作为解的可靠性的估计。本文扰动值取为正常值的±5%，检测板分辨实验结果显示(图 5)，周期为8、14、25、35s时华南大部分地区解的分辨率是令人满意的。此外，周期为8、14、25、35s时面波层析成像前后走时残差的标准偏差出现了明显下降，如8s时走时残差的标准偏差由2.10s降为1.14s，14s时由1.40s降为0.87s，25s时由2.09s降为0.88s，35s时由2.22s降为1.32s。

图 5

图 5 不同周期的检测板测试结果 白线范围内为分辨率较高的区域

图 6为周期为8、14、25、35s时的相速度分布图。由图 6可见，周期为8s的相速度(深度约8km)结果显示，除四川盆地外，华南地区横向上面波速度较为一致，即地壳浅部整个华南地区比较稳定；四川盆地为低速区，反映盆地沉积层较厚。周期为14、25s时的相速度(深度约14、25km)分布反映了华南地区中下地壳的面波相速度分布情况，即扬子块体东部(110°E以东)和华夏块体为高速区，且速度分布较为一致；扬子块体西部(110°E以西)为低速区。周期为35s时的相速度(深度约35km)分布反映了华南地区上地幔顶部的面波相速度分布情况，扬子块体和华夏块体速度较大，且速度分布整体性较好。综上所述，除四川盆地以外华南地区地壳浅部速度分布较为一致，除扬子块体西部外中下地壳速度分布亦较为一致，上地幔顶部速度分布基本一致，这种整个岩石圈速度的一致性反映了华南地区作为一个整体较为稳定，与该地区自新生代以来岩石圈内未出现大的构造活动或岩浆侵入的特征基本一致(舒良树，2012)。周期为14、25s时的相速度显示(图 6)，扬子块体西部中下地壳面波相速度明显小于华南其他区域，可能是受青藏高原隆升以及向SE方向推挤的影响，扬子块体西部岩石圈地壳厚度相对较大。四川盆地位于扬子块体西部，其沉积层较厚，但在中下地壳其速度与扬子块体西部大致相当，反映其主要受巴颜喀拉块体的挤压作用。扬子块体东部和华夏块体的整个岩石圈速度结构基本一致，它们作为一个整体未受到青藏块体构造运动的影响。

图 6

图 6 不同周期的相速度分布 白线范围内为分辨率较高的区域

(1) 本文利用2009、2010年国家和区域测震台网的387个宽频带台站数据，通过互相关方法提取到可靠的瑞利波经验格林函数，利用相匹配滤波的时频分析技术测量瑞利波群速度频散曲线，最后利用地震随机噪声层析成像方法给出华南地区周期为8、14、25、35s的瑞利波相速度分布图。

(2) 除四川盆地外华南地区地壳浅部速度分布较为一致，除扬子块体西部外中下地壳速度分布亦较为一致，上地幔顶部速度分布基本一致，这种整个岩石圈速度的均匀性反映了华南地区作为一个整体较为稳定。根据华南地区构造演化历史可知，10亿年前华夏块体向扬子块体东南缘俯冲、碰撞、拼合形成相对稳定的华南岩石圈构造，之后除了在早古生代晚期和晚中生代出现了2次强烈的褶皱、推覆以及岩浆上侵构造活动外，整个华南地区均为非常稳定的块体(Shu et al，2008；舒良树，2012；Wang et al，2012)，这与本文得到的华南地区岩石圈速度结构非常均匀的特征基本一致。Zhou等(2012)采用随机噪声数据和地震数据反演了整个华南地区岩石圈的三维高精度速度结构模型，其地壳速度结构与本文得到的结果基本一致。

(3) 虽然华南地区整个岩石圈速度结构较为均匀，但扬子块体西部、四川盆地与扬子块体东部、华夏块体之间存在明显的速度差异，体现在周期为8~10s时华夏块体相速度大于扬子块体西部、川滇块体以及四川盆地(图 6、7)，由于沉积层较厚四川盆地速度最低；周期为10~30s时华夏块体面波相速度大于扬子块体西部和四川盆地，川滇块体速度最小(图 6、7)，由此推测，青藏高原隆升以及向SE方向的推挤，导致扬子块体西部岩石圈地壳相对较厚，但这种影响未到达华夏块体；周期为35s时扬子块体、华夏块体、四川盆地的速度基本一致，且大于川滇块体(图 6、7)，这与华南地区地壳厚度明显小于川滇块体的特征相符(滕吉文等，2001；Huang et al，2006)。

图 7

图 7 华南地区不同位置点的相速度频散曲线