劉巍， 郭震， 陳永順*， 張安琪

1 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院理論與應(yīng)用地球物理研究所， 北京 100871 2 南方科技大學(xué)海洋科學(xué)與工程系， 深圳 518055 3 上海佘山地球物理國家野外科學(xué)觀測研究站， 上海 201602

0 引言

秦嶺—桐柏—大別復(fù)合造山帶(以下稱為秦嶺大別造山帶)位于中國中央造山帶中部，是華北克拉通與揚子克拉通塊體的邊界，西接祁連與昆侖造山帶，東鄰蘇魯造山帶，是研究大陸碰撞造山過程的熱點地區(qū)之一.

自元古代至早中生代華北克拉通與揚子克拉通塊體之間發(fā)生了一系列碰撞造山運動，形成了秦嶺大別造山帶這一內(nèi)陸造山帶，期間發(fā)生了多期次板塊俯沖與碰撞，構(gòu)造運動復(fù)雜(Dong et al.，2011；Wu and Zheng，2013；Dong and Santosh，2016).南北板塊于早中生代沿勉略縫合帶完成碰撞拼接，前人研究認為這一拼接過程是自東向西的剪刀式閉合，伴隨著揚子克拉通的順時針旋轉(zhuǎn)，南北板塊陸陸碰撞始于晚二疊世至早三疊世的大別造山帶，并發(fā)生大陸深俯沖，后經(jīng)多次拆離/折返作用形成了大別高壓與超高壓變質(zhì)巖帶，而秦嶺造山帶經(jīng)歷了勉略洋的洋殼俯沖與洋盆閉合，以及洋盆閉合后的陸陸碰撞，期間伴隨構(gòu)造演化發(fā)生了多期次強烈的巖漿作用，形成了廣泛分布于南秦嶺的中生代花崗質(zhì)巖石(Zhao and Coe，1996；朱日祥等，1998；Hu et al.，2017).在成為內(nèi)陸造山帶后，秦嶺大別造山帶的構(gòu)造演化仍在繼續(xù)，沿勉略縫合帶的持續(xù)碰撞形成了秦嶺大別造山帶早侏羅紀的南北差異化結(jié)構(gòu)，后又經(jīng)歷了晚侏羅紀至早白堊紀的逆沖推覆作用，以及晚白堊紀至古近紀的山體垮塌與拆沉作用的改造，形成了現(xiàn)今秦嶺大別造山帶的巖石圈結(jié)構(gòu)(Dong and Santosh，2016).

利用對于秦嶺大別造山帶區(qū)域的地球物理觀測，可以更好的了解秦嶺大別造山帶深部的結(jié)構(gòu)，為研究秦嶺大別造山帶的復(fù)雜地球動力學(xué)背景提供深層解讀.目前為止，前人在秦嶺大別造山帶的不同區(qū)域進行了多種手段的地球物理觀測，提供了若干個可供參考的模型結(jié)構(gòu)(Xu et al.，2016；Feng et al.，2017；Luo et al.，2018；Song et al.，2018).Xu等(2016)對大別造山帶的三維大地電磁剖面數(shù)據(jù)進行了反演分析，劃出大別造山帶垮塌所影響下伏巖石圈改造的范圍.Feng等(2017)利用接收函數(shù)獲取了鄂爾多斯與秦嶺地區(qū)的地殼厚度模型，從地殼厚度的變化推演出相關(guān)區(qū)域的構(gòu)造演化史.Luo等(2018)在大別造山帶應(yīng)用密集臺陣進行噪聲層析成像，得到了大別山S波地殼速度結(jié)構(gòu)，分析了大別山地區(qū)高壓變質(zhì)巖、超高壓變質(zhì)巖的折返機制.Song等(2018)將秦嶺地區(qū)背景噪聲層析成像中提取的瑞雷面波群速度與相速度進行聯(lián)合反演，得到了秦嶺地區(qū)地殼及上地幔頂部的S波速度結(jié)構(gòu)，觀測到秦嶺造山帶下存在北東—南西向的中下地殼低速異常帶.

前人于秦嶺大別造山帶及鄰近區(qū)域所做的地球物理觀測，受限于研究區(qū)域以及臺陣分布，所使用的觀測手段也較為單一，因而很難給出一個有著高分辨率縱貫秦嶺大別造山帶東西向的觀測模型.Guo和Chen(2017)于鄂爾多斯以及秦嶺地區(qū)采取了背景噪聲與接收函數(shù)聯(lián)合反演的辦法，為秦嶺地區(qū)提供了高分辨率的地殼以及上地幔S波速度模型，也為本文的工作開展提供了前期研究基礎(chǔ).單獨使用背景噪聲中相速度數(shù)據(jù)提取出的S波速度結(jié)構(gòu)往往有著較大的不確定度，所選取的莫霍面也有較大誤差.而采用接收函數(shù)與相速度聯(lián)合反演的方法，可以有效降低所獲取S波速度結(jié)構(gòu)的不確定度，同時也可以更好的控制莫霍面深度.本文整合覆蓋整個秦嶺大別造山帶區(qū)域已有背景噪聲數(shù)據(jù)提取瑞雷面波相速度，結(jié)合區(qū)域接收函數(shù)數(shù)據(jù)進行聯(lián)合反演，得到了具有高分辨率縱貫秦嶺大別造山帶東西的S波速度剖面，為研究秦嶺大別造山帶地球動力學(xué)問題提供地震學(xué)觀測依據(jù).

1 區(qū)域地質(zhì)概況

前人對于秦嶺大別造山帶的構(gòu)造單元劃分有著較為詳細的研究，從板塊構(gòu)造或者大地構(gòu)造相單元等不同角度上所進行的劃分并不相同.在南北方向上，目前大多數(shù)學(xué)者認同以靈寶—魯山—舞陽斷裂、洛南—欒川斷裂、商丹縫合帶、勉略—巴山—襄廣斷裂，由北至南將秦嶺大別造山帶分為四個構(gòu)造帶，即為：華北克拉通南緣、北秦嶺構(gòu)造帶、南秦嶺構(gòu)造帶、揚子克拉通北緣(圖1)(Meng and Zhang，1999，2000；Dong et al.，2011；Wu and Zheng，2013； Dong and Santosh，2016).北秦嶺構(gòu)造帶從南至北以逆沖斷層或走滑斷層為界分為寬坪組、二郎坪組、秦嶺群、松樹溝雜巖和丹鳳群，這些變質(zhì)巖群廣泛發(fā)育新元古代花崗質(zhì)片麻巖，并被早古生代花崗質(zhì)巖石所侵入，它們一同為石炭系—二疊系和/或早三疊系不整合覆蓋(Dong and Santosh，2016).南秦嶺構(gòu)造帶結(jié)晶基底巖石可能形成于太古代—元古代，為中—新元古代火山-沉積巖系所覆蓋，上覆震旦系—三疊系，這些巖石均被構(gòu)造帶廣泛分布的中生代花崗質(zhì)巖石所侵入(Dong and Santosh，2016).

在本次研究之中，我們選取的S波速度剖面由西至東依次穿過了青藏高原東北緣、南秦嶺、南陽盆地、桐柏—大別造山帶(圖1).根據(jù)南秦嶺地質(zhì)結(jié)構(gòu)的東西差異， 以寧陜斷裂為界將其繼續(xù)細分為西秦嶺與東秦嶺兩個構(gòu)造單元(孟慶任，2017).

圖1 秦嶺—桐柏—大別(QD)及其周緣研究區(qū)域的臺站分布圖 白色虛線為研究剖面位置，黑色實線為區(qū)域構(gòu)造線(Dong et al.，2011;Wu and Zheng，2013;Dong and Santosh，2016).Fig.1 Locations of seismic stations in Qinling-Tongbai-Dabie (QD) and surrounding areas White dash line is the location of study profile. Black solid lines denote regional tectonic lines (Dong et al.，2011;Wu and Zheng，2013;Dong and Santosh，2016).

2 數(shù)據(jù)及方法

本文整合了研究區(qū)域內(nèi)的接收函數(shù)與背景噪聲數(shù)據(jù).接收函數(shù)數(shù)據(jù)沿秦嶺大別造山帶走向覆蓋了整個秦嶺大別造山帶以及周邊區(qū)域，一部分通過計算天然地震數(shù)據(jù)記錄提取，另一部分為Guo等(2017)在秦嶺地區(qū)獲得的47個臺站的接收函數(shù)結(jié)果.天然地震數(shù)據(jù)記錄源自三部分：分布于青藏高原東北緣以及西秦嶺地區(qū)的39個喜馬拉雅II期寬頻帶數(shù)字流動地震臺(布設(shè)于2013—2015年)，分布于桐柏—大別造山帶的33個華南臺陣II期寬頻帶數(shù)字流動地震臺(布設(shè)于2014—2016年)，以及分布于桐柏—西大別造山帶的6個國家固定臺(數(shù)據(jù)記錄時間為2012—2013年).背景噪聲數(shù)據(jù)覆蓋了整個秦嶺大別造山帶以及周邊區(qū)域，整合了喜馬拉雅II期、華南臺陣II期、部分國家地震臺，以及Guo和Chen(2017)于秦嶺地區(qū)的噪聲互相關(guān)數(shù)據(jù).

2.1 接收函數(shù)

本文采用時域迭代反卷積方法(Ligorría and Ammon，1999)計算各個臺站的P波接收函數(shù).為了能夠在反卷積計算中有效消除震源和地震波傳播路徑的影響，使得接收函數(shù)充分反映臺站下方巖石圈的性質(zhì)，我們選取臺站記錄的震中距30°至95°、震級5.5級以上的地震事件(圖2)計算接收函數(shù).選取P波到時前15 s后60 s的時間窗截取震相，選用0.1～4.0 Hz的濾波范圍對原始波形數(shù)據(jù)進行帶通濾波壓制噪聲，并挑選信噪比高的數(shù)據(jù)進行反卷積計算.在計算過程中選取α為2.5的高斯濾波器對高頻噪聲進行壓制.通過手動挑選的方式篩選可靠的接收函數(shù)結(jié)果，同時保證每個臺站下方保有30個以上的接收函數(shù)用以下一步的疊加計算.挑選過后78個臺站總計獲得3012個接收函數(shù)結(jié)果.為了進一步壓制噪聲，對篩選后的接收函數(shù)進行疊加：首先將同一臺站的所有接收函數(shù)結(jié)果進行動校正，將射線參數(shù)時移換算至0.064 s/km，再將它們進行疊加并做歸一化處理以獲得每個臺站疊加的接收函數(shù)結(jié)果.每個動校正后的接收函數(shù)結(jié)果同疊加結(jié)果的振幅偏差用來估算疊加后接收函數(shù)的標準差，算得的標準差介于0.01與0.04之間.

2.2 H-κ疊加分析

另外，對接收函數(shù)使用H-κ疊加方法(Zhu and Kanamori，2000)去估算地殼的厚度與VP/VS比值.選取CRUST 2.0作為H-κ分析參考速度模型.地殼厚度和VP/VS比值是通過網(wǎng)格搜索動校正后接收函數(shù)Ps， Ppps 和PpSs + PsPs震相振幅最大疊加值而獲得的.地殼厚度搜索范圍為20至80 km，VP/VS比值搜索范圍為1.6至2.0.不同震相疊加過程中權(quán)重系數(shù)的選取是較為主觀的，我們經(jīng)過一系列對于不同權(quán)重系數(shù)的測試，最終分別選取0.7，0.2和0.1為Ps， Ppps 和PpSs + PsPs震相疊加的權(quán)重值.

2.3 面波相速度分析

采用Bensen等(2007)提出的數(shù)據(jù)處理流程對背景噪聲數(shù)據(jù)進行處理，數(shù)據(jù)處理流程簡述如下：首先，采用5到150 s的濾波范圍對于長周期的地震噪聲進行寬頻帶濾波，再進行時間域和頻率域的白化處理；然后，將每兩個臺站每日記錄的噪聲數(shù)據(jù)進行互相關(guān)計算，進而將每天的互相關(guān)結(jié)果進行疊加獲得最終疊加的互相關(guān)結(jié)果；之后，運用時頻分析方法計算臺站對之間的相速度頻散曲線(為了獲得可靠的相速度結(jié)果，本文挑選的臺站之間的相速度頻散曲線信噪比大于20，臺站間距大于相應(yīng)周期面波波長的3倍)；最終，我們采用Barmin等(2001)提出的基于射線理論的成像方法繪制出研究區(qū)域0.5°×0.5°網(wǎng)格周期6至45 s的相速度圖.

2.4 聯(lián)合反演

面波相速度主要對于S波絕對速度比較敏感，而接收函數(shù)可以定位速度的突變界面，譬如可以推斷莫霍面深度.因此，結(jié)合面波與接收函數(shù)結(jié)果可以得出一個更為可靠的地殼及上地幔速度結(jié)構(gòu).本次研究中，我們采取兩步反演法去獲得每個臺站下方的S波速度結(jié)構(gòu).

第一步，僅用面波相速度反演得到S波速度模型，該模型作為下一步聯(lián)合反演的初始模型.從0.5°×0.5°的地圖網(wǎng)格中插值提取每一個臺站下方周期為6至45 s的面波相速度.本文利用一種基于貝葉斯定律的馬爾科夫鏈蒙特卡羅(MCMC)方法進行這一過程的反演計算，詳細原理可以參照Guo等(2015)、Li等(2018)中的描述.具體處理中，我們將沉積層、晶體地殼層和地幔層參數(shù)化組成一維模型空間，由于我們獲得的頻散曲線周期范圍為6至45 s，故將最大反演深度設(shè)定為100 km.使用沉積層厚度、沉積層頂部與底部VSV描述沉積層，假定沉積層VSV是線性變化的.分別使用4B樣條曲線與5B樣條曲線擬合晶體地殼層和100 km以上地幔的速度變化.將PREM模型作為本階段的初始模型，并設(shè)定在初始值±20%的偏差范圍來搜索S波速度.每一層的厚度作為未知參數(shù)被同時進行反演推算.由2.2節(jié)中H-κ分析得來的莫霍面深度作為初始值，設(shè)定在初始值±5 km的偏差范圍作為莫霍面的搜索范圍.沉積層的橫縱波速比設(shè)定為2.0，地殼的橫縱波速比由H-κ分析給出，上地幔的橫縱波速比設(shè)定為1.732.經(jīng)過160000次的蒙特卡羅鏈式取樣，從中選取3000個最佳模型，為下一步聯(lián)合反演做準備.

第二步，采用線性迭代反演方法聯(lián)合反演接收函數(shù)和相速度得到臺站下方最終的一維S波速度模型.這一步反演的初始模型即是上一步中獲取的3000個最佳模型的平均模型.將初始模型按照在起始5 km每0.5 km設(shè)定采樣點，5～10 km每1.0 km設(shè)定采樣點，10～100 km每2 km設(shè)定采樣點的方式進行重采樣.根據(jù)Julià等(2000)的工作，設(shè)定先驗影響因子p(0 ≤p≤1)控制接收函數(shù)與面波在聯(lián)合反演中的貢獻.經(jīng)過一系列的反演嘗試，不同臺站選取的p介于0.4和0.6之間.反演過程中的罰函數(shù)由數(shù)據(jù)誤差、Laplacian空間平滑和阻尼因子組成，罰函數(shù)的最小化由最小二乘正交分解算法(LSQR)迭代實現(xiàn).

2.5 克?；舴蚱瞥上?/h3>

為了更好的解讀接收函數(shù)所反映的結(jié)構(gòu)信息，我們采用克希霍夫偏移成像方法(Dellinger et al.，2000；Wilson and Aster，2005)將接收函數(shù)中轉(zhuǎn)換震相信息從時間域映射到空間域，用以確定莫霍面等速度間斷面的深度與形態(tài).克?；舴蚱瞥上穹椒ㄊ紫葘⒌乇斫邮蘸瘮?shù)波場反投影至模型空間中所有可能的散射點之上，再進行克?；舴蚱品e分疊加成像.區(qū)別于傳統(tǒng)偏移成像中所有臺站都使用相同的一維速度模型，本文采取聯(lián)合反演得到的二維速度模型進行偏移成像.設(shè)定剖面深度為80 km，網(wǎng)格點之間水平間距為10 km，垂直間距為1 km.具體原理可以參考吳慶舉等(2007)、郭震等(2012).

2.6 重力正演模型

布格重力異常反映了地殼與上地幔的密度變化，以及地殼厚度的變化.為了能夠更好的解讀我們所得出的S波速度模型，本文采用Litmod-2D進行重力模型正演計算(Afonso et al.，2008).研究區(qū)域的布格重力異常提取自EGM2008全球模型.根據(jù)S波速度分布的橫向差異，將初始模型自西向東劃分為三個區(qū)塊，分別為：青藏高原區(qū)塊、西秦嶺區(qū)塊、東秦嶺至桐柏—大別造山帶區(qū)塊.根據(jù)S波速度與密度之間的經(jīng)驗公式(Brocher，2005)設(shè)定重力正演模型中各單元的密度：將S波速度小于3.2 km·s-1的地層定義為沉積層，設(shè)置其密度為2.6 g·cm-3；青藏高原下方地殼S波速度整體低于3.6 km·s-1，將其地殼部分整體進行正演，設(shè)置其密度為2.7 g·cm-3；西秦嶺，將地殼速度小于3.8 km·s-1的部分劃為上地殼，設(shè)置其密度為2.8 g·cm-3，將地殼速度介于3.8～4.0 km·s-1的部分劃為下地殼，設(shè)置其密度為2.9 g·cm-3，將地殼速度大于4.0 km·s-1的部分劃為基性下地殼，設(shè)置其密度為3.0 g·cm-3；對東秦嶺至桐柏—大別造山帶區(qū)塊地殼部分與西秦嶺區(qū)塊進行同樣的劃分，區(qū)別在于該區(qū)塊上地殼平均速度較低，因而將其密度設(shè)置為2.7 g·cm-3.

3 結(jié)果

將位于剖面線約10 km范圍以內(nèi)的各臺站動校正后疊加的接收函數(shù)結(jié)果繪制于圖3，可以看到每條接收函數(shù)結(jié)果都有明顯的莫霍面轉(zhuǎn)換震相Ps介于4 s至7 s之間，多次波PpPs震相分布于12 s至20 s之間.整體而言，Ps到時從西到東呈現(xiàn)遞減的趨勢，表明莫霍面從西到東逐漸變淺.在寧陜斷裂帶附近的臺站Ps震相到時有著明顯的震蕩，QS35與臺站SNANKG的Ps震相到時相比周邊臺站都有著明顯的滯后現(xiàn)象(晚到1 s以上).位于大別造山帶東部的臺站ah211，其Ps震相到時相比于周邊臺站有著明顯的滯后現(xiàn)象.位于青藏高原東北緣的臺站其下方Ps震相振幅較大，反映了其莫霍面上下速度梯度較大，P波轉(zhuǎn)換波能量較強，而其多次波震相PpPs并不明顯，可能因為該地區(qū)地殼地震波速度較慢、地殼較厚，造成了多次波能量急劇衰減.

圖3 研究剖面附近54個臺站的接收函數(shù)疊加圖 (a) 剖面高程圖； (b) 接收函數(shù)疊加圖.振幅為正的脈沖信號用紅色填充， 振幅為負的脈沖信號用藍色填充.臺站名稱標注于疊加接收函數(shù)上方.Fig.3 Stacked receiver functions of 54 stations along the study profile (a) Elevation map along the study profile； (b) Stacked receiver functions. Positive pulses are filled with red， and negative pulses are filled with blue. Station names are labeled on the top of each stacked receiver functions.

圖4b和4c分別展示了利用H-κ疊加方法獲得的地殼厚度與VP/VS比值結(jié)果(剔除了8個與鄰近臺站結(jié)果差距較大的臺站)，其中誤差估計采用了bootstrap方法，80%的地殼厚度結(jié)果誤差小于2 km，所有VP/VS比值結(jié)果誤差小于0.08.圖4b顯示，青藏高原東北緣至西秦嶺地殼厚度相對較厚(>45 km)，而東秦嶺至大別山地殼厚度相對較薄(<40 km) ，東西秦嶺之間地殼厚度陡然變化，分界線附近(寧陜斷裂)各臺地殼厚度不確定度較大.VP/VS比值可以作為地殼組分變化的重要依據(jù)，通過圖4b可以看到VP/VS比值隨著地質(zhì)構(gòu)造單元的改變而變化.青藏高原東北緣VP/VS比值在1.7～1.8之間，向東至西秦嶺VP/VS比值降至1.65～1.75之間，至東秦嶺VP/VS比值又上升至1.68～1.84之間，而桐柏—大別造山帶VP/VS比值有由西向東逐漸升高之態(tài)勢(由1.70上升至1.88).

圖4 H-κ疊加分析獲得的地殼厚度與VP/VS平均值結(jié)果 (a) 剖面高程圖； (b) H-κ疊加分析得到的地殼厚度； (c) H-κ疊加分析得到的地殼VP/VS平均值. 藍線與黑線分別為平滑處理后的地殼厚度與VP/VS值.Fig.4 Crustal thickness and average VP/VS ratio from H-κ stacking analysis (a) Elevation map along the study profile； (b) Crustal thickness obtained from H-κ stacking analysis； (c) Average crustal VP/VS ratio obtained from H-κ stacking analysis. Blue line is smoothed crustal thickness and black line is smoothed VP/VS ratio.

圖5列舉了各地質(zhì)構(gòu)造單元代表性臺站的一維線性聯(lián)合反演結(jié)果，其中包括臺站下方S波速度結(jié)構(gòu)，以及利用S波速度結(jié)構(gòu)擬合出的接收函數(shù)及頻散曲線與各自觀測值的對比.為了測試一維線性聯(lián)合反演對于初始模型的敏感度以及反演本身的不確定度，我們隨機抽取了聯(lián)合反演第一步3000個模型中的1000個模型作為初始模型進行聯(lián)合反演，進而計算聯(lián)合反演的不確定度并將其以灰色條帶的形式繪制于圖5a、d、g、j中.選取20～80 km深度范圍內(nèi)速度大于3.9 km·s-1的最大速度梯度深度為臺站下方莫霍面深度(由圖5a、d、g、j之中的紅色五角星所標注).圖5結(jié)果顯示：(1)位于青藏高原東北緣的臺站62319，一維S波速度剖面顯示其下方地殼整體S波速度很低(<3.6 km·s-1)，巖石圈地幔頂部存在S波低速帶(<4.4 km·s-1)；(2)位于西秦嶺的臺站61025，其中下地殼(27～47 km)具有明顯的高速特征(>3.8 km·s-1)，巖石圈地幔頂部速度較高(>4.6 km·s-1)；(3)位于東秦嶺的臺站QS124，其地殼與巖石圈地幔頂端都未發(fā)現(xiàn)顯著速度異常；(4)位于桐柏造山帶的臺站HN02，地殼特征基本與QS124一致，而其巖石圈地幔S波速度有隨深度下降的趨勢；(5)4個臺站下方地殼深度內(nèi)S波速度的不確定度<0.03 km·s-1，在上地幔深度內(nèi)S波速度的不確定度<0.08 km·s-1，各個深度內(nèi)的速度不確定度都小于不同區(qū)域之間的速度變化，同時各個深度范圍不確定度均明顯低于由MCMC提供初始模型的不確定度(0.1～0.3 km·s-1)，說明我們的觀測結(jié)果是可靠的且不過度依賴于初始模型的選擇.為了進一步顯示速度結(jié)構(gòu)在不同區(qū)域之間的變化，圖6給出了聯(lián)合反演得到的剖面線附近32個臺站下方100 km深度范圍的S波速度模型，結(jié)果表明：(1)青藏高原東北緣(臺站62325～62319)地殼與上地幔均存在較大深度范圍的低速異常，大部分中下地殼速度低于3.5 km·s-1，60 km深度以下上地幔速度低于4.4 km·s-1；(2)西秦嶺(臺站61027～QS35)下方10 km深度以下的中下地殼呈明顯的高速特征(>3.6 km·s-1)，60 km深度以下的上地幔同樣存在顯著的高速異常(>4.6 km·s-1)；(3)東秦嶺(臺站QS150～HBDJI)下方地殼未見顯著S波速度異常，上地幔S波速度低于西秦嶺地區(qū)，介于4.4～4.6 km·s-1之間；(4)桐柏—西大別(HN11～MCH)地殼未見顯著S波速度異常，70 km深度以上上地幔S波速度大于4.6 km·s-1，70 km深度以下S波速度低于4.5 km·s-1；(5)東大別(ah211～ah217)地殼深度范圍未見顯著S波速度異常，整體巖石圈地幔速度介于4.4～4.6 km·s-1之間.

圖5 四個構(gòu)造區(qū)域代表性臺站的接收函數(shù)和面波相速度頻散的一維線性聯(lián)合反演結(jié)果 臺站具體位置參照圖1，62319位于青藏高原東北緣，61025位于西秦嶺，QS124位于東秦嶺，HN02位于桐柏山(NET、WQL、EQL、TB分別代表青藏高原東北緣、西秦嶺、東秦嶺、桐柏等構(gòu)造區(qū)域).(a)、(d)、(g)、(j)中藍線表示聯(lián)合反演得到的S波速度模型，灰色條帶表示1σ不確定度，紅色五角星標注Moho面深度，LVZ表示低速帶，HVZ表示高速帶.(b)、(e)、(h)、(k)中黑線表示接收函數(shù)疊加結(jié)果，紅線表示 不確定度，藍線為接收函數(shù)模擬值.(c)、(f)、(i)、(l)中紅色的誤差棒表示面波相速度觀測值與不確定度，藍線表示面波相速度模擬值.Fig.5 1-D linear joint inversion results from receiver functions and surface-wave phase velocity dispersion data at four representative stations for different tectonic regions Refer toFig.1 for the specific location of each station，62319 in the Northeast Tibetan Plateau，61025 in the West Qinling，QS124 in the East Qinling，HN02 in the Tongbai (NET，WQL，EQL and TB represent the Northeast Tibetan Plateau，West Qinling，East Qinling and Tongbai tectonic regions，respectively). S-wave velocity are shown in (a)，(d)，(g) and (j) with blue lines，gray corridors mark the data uncertainties (1σ)，and red stars indicate the Moho depths. LVZ: low velocity zone；HVZ: high velocity zone.Observed receiver functions are shown in (b)，(e)，(h) and (k) with black lines and red lines mark the data uncertainties. The predicted receiver functions are plotted with blue lines. Red error bars indicate the observed surface wave phase velocities with their uncertainties，and blue lines indicate the predicted surface wave phase velocities in (c)，(f)，(i) and (l).

圖6 剖面線附近各構(gòu)造單元地殼上地幔S波速度模型 NET、WQL、EQL、TB、DB分別代表青藏高原東北緣、西秦嶺、東秦嶺、桐柏、大別等構(gòu)造區(qū)域.Moho面深度由紅色五角星標注.Fig.6 The crustal and uppermost mantle S wave velocity model of each tectonic regions near the profile line NET，WQL，EQL，TB and DB represent the Northeast Tibetan Plateau，West Qinling，East Qinling，Tongbai and Dabie tectonic regions， respectively. Red stars indicate the Moho depths.

將研究區(qū)域內(nèi)所有125個臺站下方聯(lián)合反演獲得的S波速度結(jié)構(gòu)整合，沿剖面線插值繪制成二維速度剖面(圖7).可以觀察到在地殼深度范圍內(nèi)，青藏高原東北緣下方地殼整體呈現(xiàn)低速異常(<3.4 km·s-1)，而在西秦嶺中下地殼具有明顯的高速特征(3.6～3.9 km·s-1)，東秦嶺以及桐柏—大別造山帶中下地殼不存在明顯的速度異常，南陽盆地下方部分地區(qū)淺層的低速異常(<3.2 km·s-1)延伸至10 km深度以下，應(yīng)與該地區(qū)低速沉積層較厚有關(guān)；在上地幔深度范圍內(nèi)，青藏高原東北緣下方存在一條低速帶(4.2～4.4 km·s-1)，西秦嶺上地幔高速(>4.6 km·s-1)延伸至剖面底部，桐柏—西大別造山帶上地幔S波高速異常(>4.6 km·s-1)延伸至70 km深度處，東秦嶺與東大別上地幔未觀測到顯著高速異常.

圖7 聯(lián)合反演得到的剖面二維S波速度結(jié)構(gòu) (a) 剖面高程圖; (b) 地殼0～60 km深度范圍S波速度結(jié)構(gòu); (c) 上地幔30～100 km深度范圍S波速度結(jié)構(gòu). 速度值參考右側(cè)顏色條，綠線為計算最大速度垂向梯度得到的莫霍面深度.Fig.7 2-D shear wave velocity structure along the study profile obtained from joint inversion Elevation map along the profile is shown in (a)，S wave velocity structure of the crust from surface to 60 km depth is shown in (b)，S wave velocity structure of the uppermost mantle down to 100 km from 30 km is shown in (c). Specific velocity refer to the color bar on the right side. Green line indicates the Moho depth obtained from calculating the largest vertical velocity gradient.

為了驗證反演結(jié)果的可靠性，探究西秦嶺巖石圈地幔高速存在的真實性，我們在剖面線上進行了兩種不同輸入模型的檢測板測試(圖8與圖9)，檢測板測試過程中，臺站分布以及所選反演參數(shù)與實際反演計算相同.在檢測板測試1中(圖8)，按照各構(gòu)造區(qū)域平均速度結(jié)構(gòu)設(shè)置輸入模型(圖8a、b)，在輸出模型中(圖8c、d)可以看到地殼深度范圍異常體分布位置、形狀、幅值都得到了準確的反演，受限于臺站分布，上地幔深度范圍異常體形狀發(fā)生畸變，但異常體分布位置與幅值得到了較好的反演；在檢測板測試2中(圖9)，去除西秦嶺地幔巖石圈的高速異常設(shè)定新的輸入模型(圖9a、b)，在輸出模型中(圖9c、d)可以看到地殼深度范圍內(nèi)異常體分布、范圍、幅值依然得到了很好的還原，地幔深度范圍同樣有著較好的反演效果.通過上述檢測板分析，可以認定我們在100 km反演深度范圍內(nèi)觀測到異常分布是可靠的.

圖8 剖面檢測板測試速度模型1 (a) 地殼深度范圍輸入模型(0～60 km)； (b) 上地幔深度范圍輸入模型(30～100 km)； (c) 地殼深度范圍輸出模型(0～60 km)； (d) 上地幔深度范圍輸出模型(30～100 km).Fig.8 No.1 Checkboard test of velocity structure along the study profile (a) Input model of the crustal structure from surface to 60 km depth； (b) Input model of the uppermost mantle structure down to 100 km from 30 km； (c) Output model of the crustal structure from surface to 60 km depth； (d) Output model of the uppermost mantle structure down to 100 km from 30 km.

圖9 剖面檢測板測試速度模型2 (a) 地殼深度范圍輸入模型(0～60 km)； (b) 上地幔深度范圍輸入模型(30～100 km)； (c) 地殼深度范圍輸出模型(0～60 km)； (d) 上地幔深度范圍輸出模型(30～100 km).Fig.9 No.2 Checkboard test of velocity structure along the study profile (a) Input model of the crustal structure from surface to 60 km depth； (b) Input model of the uppermost mantle structure down to 100 km from 30 km； (c) Output model of the crustal structure from surface to 60 km depth； (d) Output model of the uppermost mantle structure down to 100 km from 30 km.

克?；舴蚱瞥上竦慕Y(jié)果如圖10所示.圖中紅色正幅值標示能量正極性層，連貫的正幅值對應(yīng)速度躍升界面，其中最明顯以及橫向最為連貫的正幅值即為莫霍面.可以看見莫霍面深度由西至東從約50 km深逐漸抬升至約30 km深，寧陜斷裂(東西秦嶺分界線)附近莫霍面起伏明顯，在東大別下方莫霍面深度陡然下降至約40 km深，整體而言莫霍面深度變化形態(tài)與接收函數(shù)Ps波到時變化一致.

至此我們分別通過H-κ疊加分析、計算最大速度垂向梯度、克?；舴蚱瞥上瘾@取了研究區(qū)域的莫霍面深度結(jié)果.將H-κ疊加以及計算最大速度垂向梯度獲取的莫霍面深度結(jié)果繪制于圖10b，對幾種方法進行對比分析，可以看到各個方法所得到的莫霍面深度整體而言有著較好的一致性.幾種方法的差異在于：(1)H-κ疊加分析所利用的速度模型是由CRUST 2.0提供的平均速度模型，而計算最大速度垂向梯度與克?；舴蚱瞥上袼玫乃俣饶Ｐ陀陕?lián)合反演結(jié)果提供；(2)H-κ疊加分析需要預(yù)設(shè)地殼均勻，克希霍夫偏移成像需要利用經(jīng)驗公式(Brocher，2005)由S波速度模型換算出P波速度模型，而計算最大速度垂向梯度是直接利用S波速度模型獲取莫霍面深度，不需要以上前提假定條件與經(jīng)驗公式的換算；(3)H-κ疊加分析與克?；舴蚱瞥上癫痪窒抻讷@取莫霍面深度信息，前者可以獲取殼內(nèi)平均VP/VS比值，后者可以獲取莫霍面以外其他速度間斷面的空間分布信息.

圖10 剖面克希霍夫偏移成像結(jié)果 (a) 剖面高程圖； (b) 克希霍夫偏移成像圖.紅色和藍色分別表示正幅值和負幅值.黑點與黑色虛線分別為H-κ疊加 以及計算最大速度垂向梯度得到的莫霍面深度.Fig.10 Kirchhoff migration images of the study profile (a) Elevation map along the study profile; (b) Kirchhoff migration images. Red and blue colors represent positive and negative amplitudes. The black dots and black dash line respectively indicate Moho depths obtained by H-κ stacking method and from calculating the largest vertical velocity gradient.

經(jīng)上述對比分析，最終我們選用計算最大速度垂向梯度的方法來獲取研究區(qū)域莫霍面深度.莫霍面深度觀測結(jié)果顯示(圖10b虛線)，測線之上青藏高原東北緣莫霍面深度達到55 km，向東至西秦嶺莫霍面深度逐漸抬升至45 km，東西秦嶺之間莫霍面起伏明顯，莫霍面深度至東秦嶺東部抬升至35 km，桐柏—大別造山帶莫霍面深度于桐柏與東大別兩處局部加深，平均莫霍面深度約為33 km.整體而言，在研究區(qū)域內(nèi)我們的結(jié)果與He等(2014)利用H-κ疊加方法獲得的莫霍面深度形態(tài)較為一致，而我們的結(jié)果含有更多的莫霍面的細節(jié)信息.

圖11展示了重力正演模擬的結(jié)果.剖面內(nèi)布格重力異常的變化趨勢與莫霍面深度的變化趨勢相似，布格重力從剖面西側(cè)青藏高原東北緣最低約-400 mGal上升至剖面東側(cè)大別約-10 mGal.根據(jù)地震波速度結(jié)構(gòu)構(gòu)建的剖面正演模型(圖11c)：青藏高原東北緣的莫霍面深度較深，地殼密度較低(ρ=2.6 g·cm-3)；西秦嶺的莫霍面略有抬升，上地殼密度較高(ρ=2.8 g·cm-3)，下地殼較厚，而基性下地殼較??；東秦嶺至桐柏—大別造山帶下地殼相對較薄，而基性下地殼較厚.這一正演模型得到的重力異常模擬值較好的擬合了我們在剖面線上提取的全球重力異常觀測值(圖11b)，進一步佐證了本文聯(lián)合反演得到的地殼結(jié)構(gòu)模型的可靠性.

圖11 剖面重力正演結(jié)果 (a) 剖面高程圖; (b) 布格重力異常及其不確定度用藍線表示，正演值用黑線表示； (c)為剖面結(jié)構(gòu)分層模型， 各分層之間由上至下密度逐漸增大，計算最大速度垂向梯度得到的莫霍面深度用綠線標記.Fig.11 Gravity forward modeling results along the study profile (a) Elevation map along the study profile; (b) Blue line is the observed Bouguer gravity anomalies with uncertainties and black line is estimated Bouguer gravity anomalies; (c) The layered model with increasing density from top to deeper part. Green line indicates the Moho depth obtained from calculating the largest vertical velocity gradient.

4 討論

本文利用秦嶺大別造山帶以及周邊區(qū)域的地震數(shù)據(jù)，通過克?；舴蚱瞥上瘛-κ疊加計算、接收函數(shù)與背景噪聲聯(lián)合反演以及重力模擬，得到貫穿秦嶺大別造山帶東西向剖面的高分辨率地殼以及上地幔速度結(jié)構(gòu)剖面.秦嶺大別造山帶地殼厚度呈現(xiàn)西厚東薄之態(tài)勢，其速度結(jié)構(gòu)在不同構(gòu)造單元之間也呈現(xiàn)局部區(qū)域性變化.

在青藏高原東北緣增厚的地殼所觀測到的大范圍低速異常揭示了該地區(qū)中下地殼軟弱層的存在.以往的地球物理以及地質(zhì)學(xué)研究(Enkelmann et al.，2006；Clark and Royden， 2000；Bao et al.，2015)認為，增厚的青藏高原中下地殼的韌性流動為近1000萬年以來導(dǎo)致青藏高原構(gòu)造變形演化的主要因素，而中下地殼軟弱層的存在可以視作中下地殼韌性流動存在的重要依據(jù).同時，該區(qū)域地殼內(nèi)的VP/VS(平均1.74)并未呈現(xiàn)明顯的高異常，說明該區(qū)域中下地殼并不存在大范圍的部分熔融(Watanabe, 1993).

值得關(guān)注的是，沿剖面線由青藏高原東北緣向東至西秦嶺，中下地殼S波速度有著非常顯著的提升，而地殼VP/VS有所下降，說明兩個區(qū)域地殼組分差異巨大.秦嶺地區(qū)本身巖漿作用非常發(fā)育，特別是早中生代以來西秦嶺經(jīng)歷了多期次強烈的構(gòu)造巖漿熱事件(Wang et al.，2013；Wu and Zheng，2013)，我們認為所觀測到的高速異常以及VP/VS變化與巖漿活動對于該區(qū)域地殼組分的改造密切相關(guān).前人的地震學(xué)成像結(jié)果同樣觀測到了兩個區(qū)域類似的殼內(nèi)變化并且提出了西秦嶺中下地殼阻滯青藏高原東北緣韌性中下地殼流向東擴張的論斷(Zheng et al.，2010; Guo and Chen，2017)，而我們的觀測結(jié)果為這一論斷提供了最為直接的觀測證據(jù).

相較于西秦嶺，東秦嶺地殼厚度明顯減薄，中下地殼并沒有發(fā)現(xiàn)顯著的速度異常，而VP/VS值有所提升.東秦嶺與西秦嶺結(jié)構(gòu)與組分的差異性，體現(xiàn)了秦嶺在演化過程中的橫向不均勻性.早中生代以來，揚子板塊以順時針旋轉(zhuǎn)的形式由東向西逐漸與華北板塊沿勉略縫合帶拼接在一起(Zhao and Coe，1996；朱日祥等，1998；Hu et al.，2017)，這種拼接過程初步形成了東西秦嶺的差異性格局.而由于新生代以來東西秦嶺處于不同的構(gòu)造環(huán)境之下，這種結(jié)構(gòu)差異性進一步被加劇.秦嶺地殼整體呈現(xiàn)出長英質(zhì)特性應(yīng)與中生代的碰撞造山運動以及晚中生代至新生代的構(gòu)造演化有關(guān)，在演化過程中發(fā)生的拆沉作用導(dǎo)致基性下地殼缺失，從而形成了現(xiàn)今以長英質(zhì)為主的地殼組分(Wang et al.，2014；Guo and Chen，2017).

桐柏—大別造山帶地殼內(nèi)并未發(fā)現(xiàn)大范圍速度異常存在，只在大別山東側(cè)地殼淺部可以觀察到小范圍的高速異常.Luo等(2012)利用背景噪聲在大別山進行觀測，在其所得到的S波速度結(jié)構(gòu)的相近位置同樣觀測到了這種淺部的小范圍高速異常，其推斷此高速異常由區(qū)域內(nèi)高壓與超高壓變質(zhì)巖帶所造成.桐柏—大別莫霍面深度整體與東秦嶺持平，在桐柏山西部以及大別山東部地殼厚度明顯增厚，在大別山東部地殼最厚可達43 km，此莫霍面深度結(jié)果與前人認識基本一致(王椿鏞等，1997a，b；劉啟元等，2005；Luo et al.，2012).

在巖石圈地幔頂部深度范圍，青藏高原東北緣存在大范圍顯著的低速異常，前人在相同區(qū)域地震學(xué)成像結(jié)果同樣觀測到了這一低速異常的存在(Lei and Zhao，2016；Zhang et al.，2018)，此低速異常的存在揭示了青藏高原東北緣上地幔巖石圈地幔高速層的缺失以及地殼與上地幔的耦合導(dǎo)致了該區(qū)域過熱的(低速)中下地殼的存在.西秦嶺下方巖石圈地幔頂部高速延伸至剖面底部，結(jié)合前人深部成像結(jié)果(Jiang et al.，2013；Shen et al.，2016)推斷西秦嶺巖石圈厚度大于100 km，參考秦嶺大別造山帶演化歷史(Dong et al.，2011；Wu and Zheng，2013；Dong and Santosh，2016)推斷，這部分高速巖石圈地幔應(yīng)該為揚子克拉通巖石圈地幔的一部分.桐柏—大別造山帶上地幔在70 km以下深度范圍S波速度明顯降低，結(jié)合前人電磁觀測(Xu et al.，2016；Zhang et al.，2020)以及地震學(xué)深部成像結(jié)果(王椿鏞等，1997a，b；劉啟元等，2005；Jiang et al.，2013；Shen et al.，2016)，認定該地區(qū)高速巖石圈地幔在構(gòu)造運動中遭受了一定程度的破壞.值得注意的是，東秦嶺與東大別地幔巖石圈頂部不存在較大深度范圍的高速異常，說明其下方高速巖石圈地幔遭受了更大程度的破壞.前人研究普遍認為古太平洋的向西俯沖誘發(fā)了晚中生代以來中國東部大范圍巖石圈伸展(Zhai et al.，2007；Windley et al.，2010)，一般將東秦嶺—大別巖石圈地幔的破壞主要歸因于這一機制.相較于東側(cè)的桐柏巖石圈地幔，西側(cè)的東秦嶺巖石圈地幔受到更為嚴重程度的破壞，這一現(xiàn)象很難在太平洋西向俯沖這一單一機制下得到較為合理的解釋.Yu和Chen(2016)通過S波分裂提出了青藏高原軟流圈物質(zhì)沿渭河地塹與東秦嶺下方向東流動的觀測模型，在這一觀測模型中青藏高原軟流圈物質(zhì)沿秦嶺東部上涌.我們認為東秦嶺同時受到來自西側(cè)青藏高原軟流圈物質(zhì)上涌作用以及西側(cè)太平洋俯沖作用的改造，所以巖石圈地幔遭受如此劇烈程度的破壞.

5 結(jié)論

秦嶺—桐柏—大別復(fù)合造山帶(秦嶺大別造山帶)是華北克拉通與揚子克拉通塊體的邊界.本文整合研究區(qū)域的接收函數(shù)與背景噪聲數(shù)據(jù)，采用H-κ疊加分析、接收函數(shù)與背景噪聲聯(lián)合反演、克?；舴蚱瞥上竦确椒ǎ玫搅司哂懈叻直媛士v貫秦嶺大別造山帶東西剖面的地殼以及上地幔結(jié)構(gòu).結(jié)果顯示莫霍面深度由西向東逐步抬升，由剖面西側(cè)最深約55 km深上升至剖面東側(cè)最淺約30 km深；莫霍面于東西秦嶺之間起伏明顯.西秦嶺的高速地幔巖石圈延伸至100 km深度，桐柏—西大別巖石圈頂部高速延伸至70 km深度，東秦嶺、東大別巖石圈地幔頂部未見較大深度范圍的高速異常.本文最重要的結(jié)果是在西秦嶺中下地殼觀測到顯著高速異常，這與青藏高原東北緣地殼的低速異常呈現(xiàn)明顯反差.由于受到西秦嶺中下地殼高速異常體的阻擋，導(dǎo)致青藏高原東北緣的中下地殼流并沒有通過西秦嶺繼續(xù)向東流動，也就是說，本文的研究結(jié)果不支持青藏高原東北緣的中下地殼流沿秦嶺—桐柏—大別復(fù)合造山帶向東延伸.

致謝感謝所有參加野外作業(yè)的成員的辛勤付出.本文中的圖件是Generic Mapping Tools軟件(Wessel and Smith，1998)生成的.