华南块体位于欧亚板块东南缘，是中国大陆东部重要的构造单元之一(如图 1).其板块构造主要受周边太平洋板块、菲律宾海板块和印度板块的共同影响，是研究板块俯冲对上地幔速度结构影响的天然实验室.一方面，地幔过渡带速度结构特征及界面形态起伏是重构动力学模型的重要依据.另一方面，许多研究表明华南地区在白垩纪以来存在岩石圈减薄(Gilder et al., 1996；Xu et al., 2002；Shi et al., 2013).该区岩石圈减薄机制与太平洋板块的西向俯冲和东向回撤有何内在联系，如何将深部过程与浅部响应有机结合来分析板块俯冲对地幔过渡带和岩石圈减薄的影响，对了解华南块体的构造演化规律有着重要的科学意义.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域及周边地形和地质构造图 黑色实线表示区域内主要断裂及构造单元边界线. NCC:华北克拉通，YC:扬子克拉通，CB:华夏地块，OB:鄂尔多斯地块，QDO:秦岭—大别造山带，SB:四川盆地，TLF:郯庐断裂，JSF：江绍断裂. Fig. 1 Topography and tectonics of the study area Black solid lines represent major faults and boundaries of tectonic blocks. NCC: North China craton, YC: Yangtze craton, CB: Cathaysia block, OB: Ordos block, QDO: Qinling-Dabie orogen, SB: Sichuan basin, TLF: Tanlu fault, JSF: Jiangshao fault.

地幔过渡带是指410-km间断面(以下称410-km)和660-km间断面(以下称660-km)之间的部分，过渡带内地震波速度异常和间断面的起伏特征为探测地幔温度、化学组分及相关动力学状态提供了重要依据.近年来众多学者围绕华南块体过渡带通过多种地球物理手段开展了大量研究，远震P波成像研究(Li and van der Hilst, 2010；Jiang et al., 2015)表明中下扬子克拉通过渡带中存在高速异常，认为是太平洋板块俯冲的滞留板片，但不同研究中其具体分布位置和形态仍有差别.接收函数研究(Ai and Zheng, 2003)发现该区存在双重660-km，且660-km下沉发生在很窄的区域范围内，认为可能与非橄榄岩相变有关.另外，平板俯冲模型的提出很好地解释了华南地区1300 km宽造山带的形成(Li Z X and Li X H, 2007)，但其驱动力机制仍存质疑.那么中侏罗世俯冲的太平洋板块现今位置、形态如何，是否已冲破660-km的阻挡进入下地幔还是停留在地幔过渡带，660-km的尖锐程度如何，是单一界面还是双重界面以及板块俯冲对410-km上方低速层的形成有何影响等都是值得研究的科学命题.

从晚中生代到新生代，华南地区经历了强烈的活化改造，发生了大规模的构造变形和岩石圈破坏，这一过程引起了众多学者关于岩石圈减薄机制的探讨.面波成像研究(Feng and An, 2010; Lü et al., 2016) 显示东扬子克拉通下方存在低速软流圈，认为是太平洋板块的回撤引起俯冲板块脱水发生部分熔融所致.Zhou等(2012)基于背景噪声和面波成像研究发现东扬子克拉通地幔岩石圈厚度为80 km左右，而华夏地块仅60~70 km，且华夏地块软流圈速度比扬子克拉通更小，归因于平板俯冲和软流圈的上涌.接收函数和层析成像联合反演(Tkalčić et al., 2011) 表明华夏地块及扬子克拉通东部地壳内平均泊松比偏低，表明整个地壳具有偏长英质的成分，暗示下地壳铁镁质矿物的剥离.到目前为止，岩石圈减薄已被证实，但其破坏机制仍存争议，概括起来主流的模型有(1) 拆沉作用(邓晋福等, 1994; Gao et al., 2004)，认为下部岩石圈的减薄主要来自于重力垮塌，是一种物理机制；(2) 软流圈上涌的热-化学机械侵蚀模型(Menzies et al., 1993; Zheng et al., 2007)，上涌软流圈的热“烘烤”使岩石圈最底部物质软化并逐渐转化为软流圈的一部分，是一种化学-机械过程.此外，还有多来源熔体与橄榄岩相互作用(Zhang, 2005)、岩石圈的机械拉张和俯冲脱水(Niu, 2005)等多种模型被提出.研究该区岩石圈减薄机制，尤其是太平洋板块的西向俯冲和东向回撤对其影响，为更好地了解中国大陆东南部动力学机制提供了新的依据.

另外，SKS波分裂(Zhao et al., 2013)研究发现扬子克拉通东部和华夏块体之间快波方向存在差异，而最近一期白垩纪岩浆活动强烈程度在扬子克拉通与华夏地块也有所不同(Li et al., 2012)，反映出两大块体间构造演化过程的差异.晚中生代大规模强烈的构造变形和伸展作用，产生了大量金属矿产和油气资源(舒良树，2012).研究华南大规模成矿时期岩石圈减薄、岩浆活动及其地球动力学背景等对了解该区成矿特点、探明矿产储量储种的分布有着重要的生产意义.

对于地幔过渡带速度异常、岩石圈-软流圈边界(以下称LAB)的探测，常用的方法有地震波层析成像、接收函数、近源转换波和三重震相等.虽然上述方法已被成功运用到上地幔速度结构的研究中，但各有所长，亦有限制.如层析成像研究是探测地球内部速度异常常用的有效方法之一，但受震中距10°~30°之间三重震相的影响，对地幔过渡带分辨能力有限，还会不可避免地引入光滑约束等；接收函数对台站下方介质的界面变化非常敏感，可以准确刻画出410-km和660-km的界面起伏信息，却无法给出过渡带的速度梯度以及绝对速度大小；短周期近源转换波在研究上地幔间断面的小尺度起伏时横向分辨率高，但受限于深源地震的空间分布，可研究范围有限.三重震相波形拟合技术被证明是研究上地幔过渡带速度结构及其附近间断面形态起伏行之有效的方法之一(Grand and Helmberger, 1984; Zhang et al., 2012; Chu et al., 2013).与其他地震学观测方法相比，首先，相邻震相走时差对射线最低点处的速度结构变化非常敏感，具有较高的纵向分辨率；其次，同一地震事件的三重震相约束大大消除了震源不确定性的影响；最后，三重震相也是除S波接收函数之外研究LAB的有效方法.

中国地震局开展的中国地震科学台阵探测项目，在南北地震带南段区域布设了350套密集分布的宽频带流动数字地震观测台站，与国家数字测震台网一起为华南块体上地幔速度结构的研究提供了可靠的数据保障.本研究所用数据密度大且震中距覆盖范围较完整，提供了来自410-km和660-km三重震相的共同约束.较全的方位角覆盖为研究扬子克拉通和华夏地块上地幔速度结构的横向变化提供了便利.本文基于上述地震波形资料，采用三重震相波形拟合方法，获得该区上地幔P波速度结构，并依次分析华南地区上地幔过渡带、410-km上方低速层以及LAB速度结构特点，进一步探讨太平洋板块俯冲和回撤对华南地区过渡带、上地幔低速层、岩浆活动和岩石圈减薄的影响及其内在联系.

本文的研究区域为华南块体(25°N—32°N，108°E—118°E), 如图 1中黑色虚线框所示.北侧是秦岭—大别造山带，记录了早中生代与华北板块的碰撞(Ratschbacher et al., 2003；Zheng et al., 2013)，西侧为龙门山—横断山断裂与青藏高原相接(Chen and Wilson, 1996)，东南侧为西太平洋构造区.目前普遍认为华南块体是由扬子克拉通和华夏地块在前寒武纪时期(约700 Ma)碰撞对接，加里东运动期拼合而成的.两大块体的碰撞在华南块体内部形成了近1300 km宽的华南褶皱带，并以江绍断裂为界(Charvet et al., 1996; Shu et al., 2011).晚侏罗世—早白垩世期间，由于太平洋板块的西向俯冲，整个中国大陆东部处于挤压应力环境中，发育了郯庐断裂带等大型走滑断裂.自晚白垩世起，太平洋板块俯冲带开始向东迁移，应力环境由挤压转变为拉张，引起中国大陆东部岩石圈伸展、软流圈物质上涌，发育了一系列新生代拉张盆地，如松辽盆地，南襄—江汉盆地和苏北盆地等.现今华南地区地震活动性偏弱，板块内几乎没有破坏性地震发生，仅有的中小震记录多出现在华南板块北缘和西缘.

本研究搜集了国家数字测震台网固定台站(郑秀芬等，2009)和中国地震科学台阵探测项目一期在南北地震带南段布设的350套宽频带地震观测台站于2011年1月到2014年3月期间记录的高质量地震波形资料.为获取扬子克拉通和华夏地块上地幔速度结构特点，探讨太平洋板块俯冲和回撤的影响及岩石圈减薄可能的动力学模型，本文选择了两个地震事件20130628235150和20110725171540的P波垂向记录(见表 1).

表 1 Table 1

表 1 所用地震事件列表 Table 1 Seismic events used in this study 编号 发震时刻 纬度 (°N) 经度 (°E) 深度 (km) 震级 (MW) 1 20130628 23：51：50.500 23.860 122.050 32.0 5.6 2 20110725 17：15：40.810 15.110 119.820 32.0 5.9

表 1 所用地震事件列表 Table 1 Seismic events used in this study

这两个事件的震源时间函数简单，波形记录具有较高的信噪比，便于三重震相的识别和模拟.首先根据P波理论到时前30 s后60 s截取数据，在扣除相应的仪器响应之后，重采样到0.1 s并作频段0.02~1 Hz的带通滤波.为保证波形质量，手动剔除了部分P波初至不清晰或信噪比较低的记录.最终所用台站记录如图 2所示，事件20130628235150在震中距10°~30°范围内可观测到完整的410-km和660-km三重震相剖面，且在方位角288°~318°范围内均有记录.回折点采样主要覆盖中扬子克拉通上地幔以及华夏地块地幔过渡带以上部分，而事件20110725171540弥补了华夏地块过渡带的采样空缺.这为研究扬子克拉通及华夏地块上地幔速度结构的横向变化特征提供了良好的数据保障，较全的震中距覆盖和高密度的数据记录在一定程度上减小或消除了个别台站下方速度结构横向不均匀性的影响(Chen and Tseng, 2007)，同时拟合来自410-km和660-km的两套三重震相能够有效约束速度模型，提高分辨率.

图 2

Fig. 2

图 2 本文所用的地震事件和台站分布 沙滩球表示所用事件的震源机制解，虚线表示震中距.事件20130628235150提供了震中距10°~30°范围内三重震相剖面，48~53表示不同方位角区域.彩色圆点表示回折点位置及该射线震中距大小. Fig. 2 Map showing earthquakes and broadband seismic stations used in this study Beach balls represent focal mechanisms from Global CMT catalog. Event 20130628235150 gives triplication profile ranging from 10° to 30° indicated by dotted lines, and numbers from 48 to 53 indicate regions with different azimuths. The color dots represent the turning point location and distance for each trace.

三重震相研究通常选择震中距10°~30°范围内的区域地震波形，如图 3所示为基于IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)的理论P波三重震相示意图.AB、CD和EF分别表示射线回折点在410-km上方、地幔过渡带和660-km下方的回折波，而BC和DE则表示来自410-km和660-km的反射波(以下同).对某一台站而言，相邻震相的射线路径在震源和接收点处非常相似，而走时和振幅的差异主要对射线最低点所在深度处的速度变化比较敏感.因此根据相邻震相的到时差和振幅信息及各震相随震中距的系统性变化规律可有效约束间断面附近的速度结构(Wang and Niu, 2010; Li et al., 2013).

图 3

Fig. 3

图 3 (a)震中距20°对应的理论三重震相射线路径及(b)震中距12°~27°接收到的理论波形(黑色实线)和走时曲线(蓝色虚线)示意图.理论模型为IASP91，震源深度30 km Fig. 3 (a) Seismic ray paths to the station at distance of 20°, (b) The record section of synthetics (black solid lines) ranging from 12° to 27° and travel time curves (blue dashed lines). The model used is IASP91 and focal depth is 30 km

数值上，每一条地震记录都是仪器响应、地球介质传播响应、震源辐射花样和震源时间函数的褶积.其中，仪器响应可在数据预处理时扣除；地球介质传播响应通常以格林函数的形式描述，它仅与震源深度和传播介质的速度结构有关；震源辐射花样由震源机制解确定；而震源时间函数则与震源具体破裂过程有关.为获得较准确的震源深度和震源时间函数，我们分别下载了这两个事件震中距30°~90°的远震记录，挑选具有清晰P波初至以及pP或sP的波形记录.如图 4所示(以事件20130628235150为例)，根据P波初至与pP或sP到时差信息，采用多次迭代反褶积技术同时确定震源深度和震源时间函数(Chu et al., 2009).

图 4

Fig. 4

图 4 (a)事件20130628235150在方位角299°~313°范围内的远震垂向记录(黑色)和理论波形(红色).直达P波和深震震相sP如图所示.所有波形均按P波初至对齐. (b)获取震源时间函数和震源深度的过程.将无源理论地震图(中红)反褶积远震P波垂向记录(左)获得震源时间函数(右)，将平均震源时间函数(右最下方)反褶积实际数据获得无源P波记录(中黑).两条竖线表示反褶积时间窗，台站名下方数字表示方位角 Fig. 4 (a) Observed waveforms (black) at azimuths enclosed by 299°~313° and synthetics (red) of event 20130628235150. Direct P and depth phases sP are labeled on the bottom. Both data and synthetics are aligned on the direct P. (b) Source time function and depth estimation example. The vertical components of teleseismic P waveforms (left column) are deconvolved from the source-free synthetics (red traces in the middle column) to obtain the source time functions (right column). The black traces (the middle column) are source-free P waveforms obtained by deconvolving the data from averaged source time function (bottom in the right column). The two vertical lines give the time window for deconvolution and numbers beneath the station names are station azimuths in degree

在获得准确的震源深度和震源时间函数后，进行区域地震波形拟合.采用试错法，不断调整速度结构模型，重新计算理论地震图，减小实际数据与理论地震图之间的残差，直到拟合得很好.三重震相波形特点主要受间断面尖锐程度、间断面速度跃变量、埋深以及过渡带内速度梯度大小等因素的影响，通过不断调整上述参数，最终获得最佳速度模型.拟合过程中采用F-K方法计算理论地震图(Zhu and Rivera, 2002)，所用震源机制解来自Harvard CMT(Dziewonski et al., 1981; Ekström and Dziewonski, 1985).

基于上述方法，本文将研究区域按方位角每6°划分为一个子区域，由南至北依次编号为48~53.然后分别对每个子区域内的地震剖面进行波形拟合，最后得到各剖面的最佳P波速度结构模型.限于篇幅原因，以下给出中扬子克拉通(52) 和华夏地块(50、48、33) 波形拟合剖面，详细说明华南地区上地幔速度结构模型的获得过程，分析其横向变化特点并探讨可能的动力学模型.

如图 5所示为事件20130628235150编号52区域的波形拟合结果图.该剖面采样区域为中扬子克拉通，采样深度为84.10~751.35 km，方位角范围为306°~312°.图 5c中两套三重震相清晰可见.因我们主要关心相邻震相之间的相对到时差，并非绝对到时，所以允许对部分记录做小范围的平移(＜±2 s)，得到如图 5d所示结果.从图 5c到图 5d的过程相当于对局部速度结构作校正，在一定程度上减弱或消除了浅部介质横向不均匀性的影响，使得三重震相的特征和变化规律更加明显.由图 5e、5f可知，在震中距23°~29°范围内，与660-km相关的EF和CD震相相对到时差小于理论值，以QH.DCD为例，EF与CD理论到时差为3.84 s，而实际数据为2.2 s，这一特点意味着该区域的660-km有可能发生下沉.但是，较深的660-km会导致19°~23°之间CD、EF到时差增大，这与实际数据特征不符.因此，以上特点并不能单独用660-km下沉得到解释.注意到，过渡带底部较小的速度梯度和高速异常体的共同作用会使19°~23°范围内EF与CD震相间到时差减小，可抵消因660-km下沉造成CD与EF到时差增大的影响.下沉的660-km、过渡带底部速度梯度偏小和高速异常的共同作用使得CD支可观测范围增大如图 5e.另外，660-km速度跃变量与IASP91相比减小约1.2%，同样可造成23°~29°范围内CD、EF到时差减小，与实际数据特征相吻合.在震中距15°~18°范围内，与IASP91理论三重震相相比，AB与CD震相相对到时差比理论值要大.以SN.NSHT为例，AB与CD实际数据到时差为6.0 s，远大于IASP91理论预测值4.2 s.这一特征要求410-km上方存在低速层，该低速层不仅会使小震中距相邻震相到时差增大，同时C点可观测范围变大，如图 5e所示，IASP91对应的C点在15°左右消失，而实际数据中一直延伸到14°仍可见.此外，实际数据显示，AB支延伸到22.3°仍清晰可见，而IASP91下AB支可观测范围仅到21°左右.当震中距小于15°时，根据AB震相的到时和振幅信息随震中距的变化规律不断调整浅部岩石圈的速度结构.注意到图 5e中，AB震相理论与实际到时差随着震中距增大逐渐减小，于是我们考虑浅部存在低速层.

图 5

Fig. 5

图 5 事件20130628235150编号52区域的波形拟合结果 (a)剖面52的台站分布及对应的回折点位置，不同颜色表示其震中距大小; (b)最佳P波速度模型(红色)与IASP91(蓝色)的对比; (c)和(d)分别表示平移前后的地震剖面，其中蓝色十字表示基于IASP91的理论P波初至; (e)波形拟合结果对比图.(f)为实际与理论IASP91走时对比图，其中蓝色竖线表示三重震相理论走时. Fig. 5 Waveform modeling profile numbered 52 for event 20130628235150 (a) Distribution of stations and turning points. The color dots represent the turning point locations and distance for each trace. (b) Comparison of the best fit P velocity model (red) and IASP91 (blue). (c) and (d) are the records before and after time shift, respectively, the blue crossings indicate theoretical first arrival based on IASP91. (e) Synthetic waveforms computed from best fit velocity model shown in (b) and observed waveforms (black). (f) Comparison of relative travel times for observed waveforms and synthetics (blue vertical bar).

如图 6所示为事件20130628235150编号50区域的拟合结果图.采样区域主要为华夏地块上地幔(采样深度84.1~490.15 km)以及中扬子克拉通下地幔(采样深度约726.20~751.35 km)，方位角范围294°~300°.图 6b、图 6c和图 6d同前.总体来看52和50区域数据有许多相似之处，图 6f中震中距15°~19°范围内，AB与CD震相相对到时差大于理论值，如SC.HYS台站AB与CD实际数据到时差为6 s，而IASP91理论预测值为4.8 s.震中距23°~29°范围内，与660-km相关的EF和CD震相相对到时差则远小于理论计算值，以QH.TTH为例，CD、EF实际到时差为3 s左右，而理论到时差高达4.9 s.震中距13°~15°范围内，AB震相到时随震中距的变化同样要求岩石圈部分存在低速层.为更好地拟合AB震相及附近波形的细节特征，在150~250 km深度范围内设计高速异常.虽然52与50区域数据特征大体相似，但仍存在细微差别.如C点起点位置不同，且CD与AB振幅比特征也不同.由于该方位角范围内缺少震中距21°~24°数据，无法给出B点消失确切的震中距以及CD、EF发生交叉的准确位置.

图 6

Fig. 6

图 6 事件20130628235150编号50区域的波形拟合结果 (a)剖面50的台站分布及对应的回折点位置，不同颜色表示其震中距大小; (b)最佳P波速度模型(红色)与IASP91(蓝色)的对比; (c)和(d)分别表示平移前后的地震剖面，其中蓝色十字表示基于IASP91的理论P波初至; (e)波形拟合结果对比图; (f)实际与理论IASP91走时对比图，其中蓝色竖线表示三重震相理论走时. Fig. 6 Waveform modeling profile numbered 50 for event 20130628235150 (a) Distribution of stations and turning points. The color dots represent the turning point locations and distance for each trace; (b) Comparison of the best fit P velocity model (red) and IASP91 (blue); (c) and (d) are the records before and after time shift, respectively, the blue crossings indicate theoretical first arrival based on IASP91; (e) Synthetic waveforms computed from best fit velocity model shown in (b) and observed waveforms (black); (f) Comparison of relative travel times for observed waveforms and synthetics (blue vertical bar).

图 7所示为事件20130628235150编号48区域的拟合结果图.采样区域主要为华夏地块上地幔(采样深度87.54~528.51 km)以及中上扬子克拉通下地幔(采样深度约780.20~807.85 km)，方位角范围282°~288°.图 7b、图 7c和图 7d同前.由图 7e可知，与410-km和660-km相关的三重震相分别出现于18.3°和23.2°左右.大于22.8°之后，因震中距覆盖不够完整，CD支特征不是很明显.于是先假设660-km附近速度结构与IASP91相同.重点探讨震中距小于23°范围内三重震相特点即华夏地块530 km上方上地幔部分速度结构.AB支延伸到近23°仍清晰，C点在很小震中距12.6°同样可见.图 7f中震中距15°~18.5°范围内，AB与CD震相相对到时差大于理论值，如51036台站AB与CD实际数据到时差为6.5 s，而IASP91理论预测值为5.1 s.震中距12°~15°范围内，虽然数据不多，但岩石圈低速能够很好地拟合主要波形特征.与之前所述区域52、50不同的是，在震中距19°~23°范围内，与660-km相关的各震相相对到时差与理论预测值差距很小，几乎相等.说明该区域660-km附近速度结构确实与IASP91接近，之前所作假设亦合理.

图 7

Fig. 7

图 7 事件20130628235150编号48区域的波形拟合结果 (a)剖面48的台站分布及对应的回折点位置，不同颜色表示其震中距大小; (b)最佳P波速度模型(红色)与IASP91(蓝色)的对比; (c)和(d)分别表示平移前后的地震剖面，其中蓝色十字表示基于IASP91的理论P波初至; (e)波形拟合结果对比图; (f)实际与理论IASP91走时对比图，其中蓝色竖线表示三重震相理论走时. Fig. 7 Waveform modeling profile numbered 48 for event 20130628235150 (a) Distribution of stations and turning points. The color dots represent the turning point locations and distance for each trace; (b) Comparison of the best fit P velocity model (red) and IASP91 (blue); (c) and (d) are the records before and after time shift, respectively, the blue crossings indicate theoretical first arrival based on IASP91; (e) Synthetic waveforms computed from best fit velocity model shown in (b) and observed waveforms (black); (f) Comparison of relative travel times for observed waveforms and synthetics (blue vertical bar).

事件20110725151540编号33区域方位角范围为320°~330°，主要采样华夏地块过渡带以及下地幔部分，由图 8a可知，该事件弥补了华夏地块过渡带以及下地幔的采样空缺，为比较扬子克拉通与华夏地块速度结构横向变化提供了完备的信息.图 8b、图 8c和图 8d同前，图 8d中与660-km相关的三重震相明显，容易识别.图 8e中，震中距大于23°之后EF震相成为初至P波，端点D消失在约27.4°，端点E消失在约19.5°.在震中距19°~23°范围内，CD震相为初至P波，CD与EF交汇于23°.与之前剖面不同的是，当震中距小于23°时，实际数据与IASP91理论预测值非常接近，差距不超过1 s.

图 8

Fig. 8

图 8 事件20110725171540编号33区域的波形拟合结果 (a)剖面33的台站分布及对应的回折点位置，不同颜色表示其震中距大小; (b)最佳P波速度模型(红色)与IASP91(蓝色)的对比; (c)和(d)分别表示平移前后的地震剖面，其中蓝色十字表示基于IASP91的理论P波初至; (e)波形拟合结果对比图; (f)为实际与理论IASP91走时对比图，其中蓝色竖线表示三重震相理论走时. Fig. 8 Waveform modeling profile numbered 33 for event 20110725161540 (a) Distribution of stations and turning points. The color dots represent the turning point locations and distance for each trace; (b) Comparison of the best fit P velocity model (red) and IASP91 (blue); (c) and (d) are the records before and after time shift, respectively, the blue crossings indicate theoretical first arrival based on IASP91; (e) Synthetic waveforms computed from best fit velocity model shown in (b) and observed waveforms (black); (f) Comparison of relative travel times for observed waveforms and synthetics (blue vertical bar).

依次对每个子区域剖面进行波形拟合后，我们获得了各剖面相对于IASP91模型的速度异常分布如图 9所示.对某一剖面而言，每条射线采样深度的最低点连线为一条斜线，我们取第一菲涅尔带半径表示异常宽度，得到的异常分布为上窄下宽的斜向“通道”.由深至浅分析，地幔过渡带49~53剖面底部均有高速异常，50~52异常幅度相对较大，异常厚度约120 km.主要分布于中扬子克拉通下方，这些高速异常的前缘与南北重力梯度带相吻合.而48剖面对应的华夏地块下方过渡带中则无明显高速异常.需要说明的是，49~53剖面中671 km深处的红线对应下沉约11 km的660-km，并非该深度存在强烈的低速异常.对于410-km上方上地幔，各剖面普遍存在低速层，沿方位角由南至北看去，除48剖面以外，该低速层厚度逐渐增加.观察浅部岩石圈软流圈部分不难看出，中扬子克拉通和华夏地块岩石圈在深度80 km处已表现为低速，从53~48，由北到南软流圈低速异常幅度逐渐增强，华夏地块下方软流圈速度明显小于中扬子克拉通.在150~250 km深度范围内，48~51剖面可观测到不同程度的高速异常，特别是49和50剖面高速特征较明显.

图 9

Fig. 9

图 9 48~53剖面P波速度异常分布 灰色表示无数据区域，蓝色和红色分别表示高速和低速异常，速度异常色标位于图最下方.地形位于每条剖面的正上方. CB:华夏地块; MYC:中扬子克拉通; JSF:江绍断裂; TLF:郯庐断裂; NSGL:南北重力梯度带. Fig. 9 P wave velocity anomaly distribution for profiles 48 to 53 Region without data sampling is filled with grey. The blue and red colors denote high and low velocities, respectively. The scale of velocity perturbations is shown at the bottom. The surface topography is shown atop each cross-section profile. CB: Cathaysia block; MYC: Middle Yangtze craton; JSF: Jiangshao fault; TLF: Tanlu fault; NSGL: North-south gravity lineaments.

本文对研究区域内各三重震相剖面分别进行了波形拟合，获得了中扬子克拉通(图 5)与华夏地块(图 6、7和8) 的速度结构模型.对比最佳模型对应的理论地震图与实际数据可知，无论是相邻震相间的到时差还是振幅信息，与IASP91相比拟合程度都得到了很好的改善.为保证波形拟合的可靠性，我们首先基于远震P波数据获得了更准确的震源深度和震源时间函数.其次，本文数据震中距和方位角覆盖范围更广，台站密度更大，采样空间包括了中扬子克拉通和华夏地块，为研究华南地区上地幔过渡带以及LAB速度结构的横向变化特点提供了有力保证.

如图 5和图 6所示，52和50剖面的共同特点是CD支均延伸较远，震中距23°~29°范围内CD、EF相对到时差比IASP91偏小.满足以上特征的模型要求中扬子克拉通过渡带底部存在高速异常，660-km下沉11 km左右，且间断面上P波速度跃变量(~4.6%)小于IASP91模型(~5.8%).而主要采样在华夏地块的48剖面则与上述区域表现不同，在震中距19°~23°之间，CD、EF震相相对到时差与IASP91理论值接近(图 7f)，即使在较大震中距28°(如XZ.SNA)，实际数据与理论预测值仍几乎相等.说明该区域过渡带底部并无高速异常体.受数据采样的限制，CD震相在较大震中距已不易识别，无法获取更多与过渡带相关的详细信息.结合事件20110725171540的33剖面来看，华夏地块过渡带中并没有观测到高速异常体.总体上整个华南过渡带内速度梯度比IASP91偏小，高速异常仅出现在中扬子克拉通下方.

那么，我们探测到的高速异常能否表征晚中生代以来动力学演化特点？换句话说，中扬子克拉通过渡带中的高速异常是否为太平洋板块俯冲至欧亚板块下方的滞留体？自晚白垩世以来，中国大陆发生过两次重要的地质事件，即印度板块与欧亚板块的碰撞(~55 Ma)以及菲律宾海板块的插入(~40 Ma).但这两次地质事件的远场效应仅仅改变了周边区域的应力方向，内部速度结构并没有发生大的改变(Jiang et al., 2015)，且同期研究区域内并未发生过大规模岩浆活动.因此，我们推测观测到的高速异常很可能是太平洋俯冲板片在过渡带底部的滞留体.且研究表明，这些滞留板块可以停留在地幔中长达数百万年甚至更久(Shaw et al., 2012).另有体波层析成像结果也支持该区过渡带中高速异常的存在及分布(Li and van der Hilst, 2010；Jiang et al., 2015).过渡带底部660-km对应于γ相尖晶石到钙钛矿和镁方铁矿的相变过程(Ringwood, 1994)，其克拉伯龙斜率为负，而俯冲的海洋岩石圈温度较低，导致后尖晶石相变滞后，使得俯冲板块附近660-km变深.一方面俯冲板块在更深处转变为高密度矿物组合，使俯冲岩石圈产生局部上浮力，有效阻止其下沉进入下地幔；另一方面，俯冲岩石圈在重力作用下俯冲角度逐渐变陡，后期太平洋板块向东快速回撤，而俯冲板块还来不及达到热平衡，在660-km处比周围地幔轻，于是以高速异常体的形式滞留在过渡带底部.通常认为120 Ma的板块厚度大约在80~90 km，而最佳模型给出的滞留板片厚度约120 km，相比之下板块增厚约30 km.晶粒生长实验表明，尖晶石在冷的大洋板片附近发育良好(Yamazaki et al., 2005)，这很好地解释了滞留板块的增厚现象，同时这也是传统层析成像研究中无法得到的结论.

我们注意到，研究区域内中扬子克拉通速度模型都有一个共同点，过渡带内曲线在深度525 km左右处存在一拐点.我们尝试将这一段速度曲线用线性梯度模型来取代，则无法很好地拟合波形.说明这一特征并非偶然，其位置恰好对应了520-km间断面(以下称520-km).地震学家已先后发现并证实了520-km的存在(Simpson et al., 1974; Shearer, 1990; Brudzinski and Chen, 2003)，但其成因则颇具争议，传统观点认为520-km由橄榄石的β-γ相变引起(Rigden et al., 1991)，另有观点认为可能与石榴子石-钙钛矿体系相变有关(Canil, 1994)，石榴子石出溶钙钛矿，使得体系密度和速度都明显增大，从而形成不连续面.本文结果显示中扬子克拉通下方过渡带中，有可能存在520-km，对应深度约525 km.因本研究缺乏来自520-km震相的直接信息，对520-km约束可能欠佳，与之相关的更多信息有待进一步研究核实.

无论是中扬子克拉通还是华夏地块，410-km上方都存在一定厚度的低速异常(如图 9).该特点与李国辉等(2014)的研究结果基本保持一致.通常认为该低速层是地幔橄榄岩部分熔融引起的(Hirth and Kohlstedt, 1996).对于部分熔融的来源，一方面，410-km上方大面积的低速异常表明在该深度范围内介质具有较高的热力学梯度，这决定了俯冲板块携带的水在俯冲进入过渡带之前已经大部分释放完毕(Maruyama and Okamoto, 2007)，而在板块上方上地幔中，太平洋板块的深度俯冲和脱水会造成软流圈物质上涌，形成大地幔楔流，诱发上地幔物质部分熔融.另一方面，华南块体在中生代时期存在强烈的岩浆活动，伴随着下地幔热物质的上涌，过渡带中一系列脱水脱气过程产生的挥发份同样会引起上地幔物质的部分熔融最终形成410-km上方低速层.

本文可观测的最小深度约80 km，在80~150 km范围内普遍存在低速异常，具体速度结构在中扬子克拉通和华夏地块有所不同，与剖面53~51相比，50~48软流圈速度更小，而在150~250 km范围内可观测到不同程度的高速异常.总体来看，整个华南块体上地幔岩石圈都存在不同程度的减薄，相比之下，中扬子克拉通减薄幅度较小，而华夏地块减薄幅度较大，且华夏地块软流圈速度更小.虽然受数据采样深度的限制，最浅只能获得80 km处速度结构特点，但足以说明该区岩石圈减薄的事实，这与前人研究结果保持一致.

太平洋板块在中侏罗世开始向欧亚板块俯冲，期间中国大陆东部处于挤压应力环境中，导致地壳缩短增厚，基性下地壳镁铁-超镁铁岩石相变为高密度的榴辉岩，因密度大于下伏软流圈地幔而向下沉陷.自晚白垩世起，俯冲带开始向东回撤，应力状态由挤压转变为拉张.受应力环境改变、温度升高和部分熔融的影响，原本刚性的岩石圈地幔被弱化.数值模拟结果表明，在大陆拉张地区，高温环境一方面促进麻粒岩向榴辉岩的转换，同时有效弱化刚性的岩石圈地幔，从而促进拆沉作用的发生(Jull and Kelemen, 2001).榴辉岩密度比岩石圈地幔密度高约0.2~0.4 g·cm^-3，这种差异造成了重力上的不稳定，使原先增厚的大陆下地壳和岩石圈地幔发生垮塌进入软流圈，最终导致岩石圈减薄.拆沉的岩石圈与周围软流圈物质相比，温度更低，速度更高，恰好解释了软流圈中150~250 km范围内观测到的局部高速异常.

榴辉岩的另一重要特点是熔点比地幔二辉橄榄岩低约300 ℃.因此岩石圈拆沉进入地幔后，硅饱和的榴辉岩将被加热发生部分熔融，与地幔橄榄岩反应形成辉石岩或石榴辉石岩.而辉石岩和石榴辉石岩的熔点同样低于地幔橄榄岩，将进一步促进地幔部分熔融，这对410-km上方低速层的形成也有所贡献.

另外，拆沉作用会导致软流圈上涌，这也是引发区域岩浆活动和热液-成矿作用重要机制之一，从而产生大规模岩浆活动.而华夏地块最新一期的岩浆活动强烈程度要大于扬子克拉通，从侧面说明华夏地块岩石圈的减薄程度的确大于扬子克拉通.受过渡带中滞留体的影响，中扬子克拉通下方地幔热物质上涌受阻，部分转为向南运移至华夏地块下方，导致华夏地块岩浆活动更强烈、上地幔温度更高、强度更低，这也是中扬子克拉通和华夏地块速度结构存在细微差别的原因之一.综上，西太平洋板块的俯冲和快速回撤对该区岩石圈的减薄和岩浆活动有重要影响，而软流圈物质的上涌则加剧了岩石圈伸展过程，使拆沉更容易发生.下地壳、岩石圈地幔和软流圈三者发生物质交换，引起山脉隆升与伸展、垮塌、岩浆作用、形成凹陷盆地等一系列过程.

本文利用国家数字测震台网固定台站和中国地震局中国地震科学台阵探测项目一期所布设的宽频带数字地震台站记录到的地震波形资料，通过三重震相波形拟合技术获得了包括中扬子克拉通和华夏地块在内的华南块体上地幔P波速度结构，并讨论了中扬子克拉通和华夏地块速度结构的横向变化特征，初步获得了该区动力学演化模型.

结果显示，研究区域内中扬子克拉通下方过渡带底部存在高速异常，系中侏罗世太平洋板块俯冲至欧亚板块下方的板块滞留体，异常南界约27°N，向西止于南北重力梯度带(约110°E)，俯冲板块并未穿透660-km的阻力到达下地幔，而是滞留在过渡带底部，呈厚度约120 km的滞留体，而660-km下沉约11 km.而27°N以南的华夏地块过渡带中则没有观测到俯冲板块的痕迹，其速度结构特征基本与IASP91一致.在中扬子克拉通和华夏地块，410-km上方普遍存在低速层，推测与地幔橄榄岩的部分熔融有关.另外，中扬子克拉通地幔过渡带中速度曲线的拐点可能对应于520-km，但其具体形态及成因仍需进一步研究.

此外，研究区域内岩石圈普遍存在减薄现象，且华夏地块减薄幅度更大，软流圈速度更小，其下伏一定深度范围内存在高速异常.华南地区岩石圈的减薄与太平洋板块的俯冲和回撤息息相关.自晚白垩世起太平洋板块进入威尔逊循环衰退期，伴随着太平洋板块的东向回撤，中国大陆东部应力环境由挤压转变为拉张，此前增厚的大陆地壳与岩石圈地幔一起发生重力垮塌导致减薄，发生拆沉的岩石圈进入软流圈，表现为局部高速.而岩石圈的拆沉导致软流圈物质上涌，引发华南地区晚中生代广泛而强烈的岩浆活动.

可以说太平洋板块的西向俯冲和挤压是华南地区岩石圈拆沉减薄的前奏，俯冲诱发上地幔橄榄岩部分熔融、上地幔热平衡被打破，而俯冲带的快速后撤则是俯冲大洋岩石圈滞留在地幔过渡带的原因，高温和拉张环境促进了刚性岩石圈的伸展和弱化，最终导致岩石圈垮塌减薄.软流圈上涌既是岩石圈拆沉的直接响应，更加剧了这一过程的实现并引发强烈的岩浆活动.深部俯冲和浅部响应相结合，最终形成了现今华南地区独特的构造格局.

感谢中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心(doi: 10.11998/SeisDmc/SN)和中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供了地震波形数据.感谢两位审稿专家对本文提出的宝贵修改意见，以及美国圣路易斯大学胡少乾同学提供的帮助和讨论.