雷琼火山及其邻区地处中国大陆最南端，位于欧亚板块、印度板块和菲律宾海板块的交汇地区(图 1)，是研究板块相互作用及板内火山作用机制天然的理想实验场.受三大板块的联合作用，该地区中生代以来先后经历了强烈的构造挤压和伸展作用(舒良树, 2012; 张国伟等, 2013; 刘琼颖等, 2013; 毛建仁等, 2014)，其演化过程伴随着强烈的构造岩浆活动.作为区内一个重要的板内火山，雷琼火山自始新世以来，曾多期次喷发，发育的玄武岩熔岩流广泛分布于海南岛及雷州半岛，其覆盖面积超过7000 km²(黄坤荣, 1986; Flower et al., 1992; Ho et al., 2000).如此强烈的新生代岩浆活动与该地区的深部结构和构造有密切关系.利用远震P波走时层析成像，研究该区域的深部速度结构对揭示该区域的火山作用成因及其构造演化机制具有重要的科学意义.

图 1

Fig. 1

图 1 雷琼火山位置、地震台站分布及东亚构造背景 红色三角表示雷琼火山位置，蓝色三角表示地震台站，红色方框表示本研究区域，虚线为构造界线. Fig. 1 Location of Leiqiong volcano, seismic station distribution and tectonic setting of East Asia Red triangle denotes location of the Leiqiong volcano, blue triangles denote seismic stations, red box denotes the study area, dashed lines are tectonic boundaries.

目前对于板内火山作用机制比较流行采用地幔柱模型来进行解释(Morgan, 1968).自从Lebedev等(2000)最早提出海南地幔柱以来，许多科学家对雷琼火山及其邻区进行了研究，获得了大量的关于海南地幔柱的研究结果.岩石学和地球化学研究表明，雷琼火山及其邻区发育的大面积新生代玄武岩是起源于深部地幔(毛建仁等，1999；Zou and Fan, 2010; Wang et al., 2012; Li et al., 2013; 张峤等, 2014).全球和区域地震层析成像显示，雷琼火山及其邻区地幔中存在明显的低速异常，研究揭示了海南地幔柱的存在及其展布特征，同时指出雷琼火山很可能是热点火山(Lebedev and Nolet, 2003; Montelli et al., 2004, 2006；Huang and Zhao, 2006; Huang, 2014; Zhao，2007; Lei et al., 2009; Li and van der Hilst, 2010; Wei et al., 2012; Huang et al., 2015b).远震接收函数对雷琼火山区地幔过渡带的研究表明，该区地幔过渡带厚度明显减薄，可能是较热的南海地幔柱热物质上涌的通道(Wang and Huang, 2012; Huang et al., 2015a).Le等(2015)利用远震P波三重走时波形模拟对雷琼地区的地幔结构研究指出，P波速度在上地幔200 km深度以下偏低，地幔过渡带厚度减薄且存在热异常，推测该区的火山作用可能是由起源于下地幔的海南地幔柱造成的.

然而，由于研究范围、地震台站分布、数据资料以及研究方法等方面的限制，现有关于海南地幔柱的研究结果还存在分歧.例如，Lei等(2009)结果显示海南地幔柱是东南向倾斜，Wei等(2012)则认为海南地幔柱形态是近垂直的，而Huang(2014)研究认为海南地幔柱是北东向倾斜.因此，雷琼火山及其邻区的深部结构特征还需进一步的深部速度结构成像研究.本研究收集了广东地震台网及邻省的地震台站记录的2009—2015年的远震资料，采用地震层析成像方法来确定雷琼火山与华夏块体深至450 km的三维P波速度结构，进而分析和探讨研究区火山作用机制及深部动力学构造环境.

本研究使用了94个地震台站，其中58个台站属于广东地震台网，其余36个台站分别属于广东邻省的海南、广西、江西和福建地震台网，所有这些台站都配备24位数采和宽频带/甚宽带地震计，台站分布如图 1.

收集了上述94个地震台站记录的2009年1月至2015年6月超过1400个远震的波形数据，并按照以下原则进行筛选：(1)地震的震中距范围为30°~90°，(2)地震震级M≥5.0.对筛选的远震数据，根据全球一维速度模型AK135(Kennett et al., 1995)来计算初至P波的理论走时，选取理论走时前5 s及后20 s的波形数据，利用基于波形互相关的自适应迭代技术来自动拾取P波相对走时残差(Rawlinson and Kennett, 2004a).在波形互相关处理前，本研究对波形数据进行了去均值、去倾斜、去仪器响应和滤波等预处理，其中带通滤波的范围为0.02~5 Hz.为保证自动拾取的相对走时残差数据的质量，要求每个地震拾取的有效记录个数不少于台站总数的一半.最终，获得了256个远震的18968个P波相对走时残差数据，地震分布如图 2.

图 2

Fig. 2

图 2 地震分布图 黑色圆点表示地震，黑色框表示本研究区域. Fig. 2 Earthquake distribution Black dots denote earthquakes, black box denotes the study area.

FMTT地震层析成像方法是Rawlinson等(2006)发展的一种研究地球内部三维速度结构的方法.该方法利用远震的相对走时残差数据来对地下深部的速度结构进行成像，其正演计算采用FMM(Fast Marching Method)(Rawlinson and Sambridge, 2004b)方法来进行射线追踪，通过求解程函方程的数值解来计算射线路径，具有快速高效和无条件稳定的特点；反演计算采用子空间反演方法(Kennett et al., 1988).该方法在国内外已得到了广泛应用，获得了许多可喜的成果(Rawlinson et al., 2006, 2011; Rawlinson and Kennett, 2008; 张风雪等, 2011, 2013; 陈兆辉等, 2014; 范莉苹等, 2015; 徐小明等, 2015; Peng et al., 2016).

以全球一维速度模型AK135(Kennett et al., 1995)作为初始参考速度模型，利用远震P波的相对走时残差数据，本研究应用FMTT地震层析成像方法来获取雷琼火山及其邻区的地下深部三维P波速度结构.成像反演中，试用了多个阻尼系数进行反演，成像结果整体特征相似.在综合考虑模型分辨能力、模型平滑程度和残差的基础上，最终确定阻尼系数为15(图 3).通过反演迭代中当走时残差减小到最小，且保持稳定状态时来确定最终的成像结果，本研究的反演迭代次数为6次.

图 3

Fig. 3

图 3 阻尼系数折中曲线 Fig. 3 Trade-off curve of damping factors

使用三维网格来对研究区进行模型参数化，模型水平方向上为17°N—29°N，106°E—121°E，深度范围为-2~450 km.本研究利用检测板试验来测试成像结果的分辨率.相邻网格内的速度设置为相对于初始速度模型交替扰动±0.3 km·s^-1.采用了多种不同网格大小的速度参数化模型进行了检测板试验，结果表明，在水平方向网格大小为1°、深度方向网格大小为100 km的模型是最佳的参数化模型.这表明反演结果中能够分辨的模型尺度为1°×1°×100 km.

图 4为不同深度层上的检测板测试结果.从图中可以看出，有台站覆盖的区域，从浅部至深部模型都有较好的分辨能力.另外，由于东南方向地震数据较多，随着深度的增加，研究区东南部无台站覆盖的南海北部陆缘射线交叉覆盖较好，因此在300~400 km深度上仍然有较好的分辨能力.

图 4

Fig. 4

图 4 水平切片的检测板试验结果 三角表示雷琼火山. Fig. 4 Test results of checkboard resolution along horizontal slices Triangle denotes the Leiqiong volcano.

图 5给出了4条垂直剖面的检测板测试结果.图中显示，垂直剖面的大部分区域是可以分辨的，特别是雷琼火山和华夏块体下方从地表至模型底部都有很好的分辨能力.这为后面的结果讨论提供了很好的支持.

图 5

Fig. 5

图 5 垂直剖面的检测板结果 三角表示雷琼火山. Fig. 5 Test results of checkboard resolution along vertical slices Triangle denotes the Leiqiong volcano.

图 6给出了每个台站记录的研究所用远震的平均相对走时残差分布.从图中可以看出，雷琼地区的地震台站为明显的正的相对走时残差，说明其下方可能存在低波速异常，而研究区东北部的地震台站为负的相对走时残差，说明其下方可能存在高波速异常.这种平均相对走时残差分布特征与本研究最终的反演结果相吻合，表明反演结果是可靠的.

图 6

Fig. 6

图 6 各个台站的平均相对走时残差分布 灰色圆圈和空心圆圈分别表示正负残差，单位为s，圆圈大小表示残差大小. Fig. 6 Distribution of average relative travel time residuals at each station Gray and white dots represent positive and negative residuals, respectively. The size of dots indicates the value of residuals in second.

图 7给出了反演前后相对走时残差统计结果，反演后相对走时残差明显降低，且向零值靠拢，表明反演结果是可靠的，能够拟合走时异常.

图 7

Fig. 7

图 7 反演前(a)、后(b)相对走时残差统计 Fig. 7 Statistics of relative travel time residuals before (a) and after (b) inversion

图 8给出了成像结果在5个深度层上的水平切片.50~100 km深度层上，华夏块体显示为明显的高速异常，而广东沿海显示为低速异常，且该低速异常随深度增加而连成条带状，雷琼火山区随深度增加逐渐显示为低速异常；这与已有体波成像结果(Huang, 2014)相似.200~400 km深度层上，雷琼火山区显示为明显的低速异常，随深度增加该低速异常范围变大，且向其北东方向扩展至华夏块体下方，然而远离雷琼火山区域的华夏块体下方200~400 km深度层上则显示为高速异常；这反映了华夏块体上地幔P波速度结构存在强烈的横向不均匀性.

图 8

Fig. 8

图 8 成像结果的水平切片 红色三角表示雷琼火山. Fig. 8 Horizontal slices of tomography results Red triangle denotes the Leiqiong volcano.

图 9展示了4条垂直方向的剖面，其中AA′和BB′为穿过雷琼火山的剖面，CC′和DD′为穿过华夏块体的剖面.从垂直剖面可以清晰地看到，雷琼火山下方从100 km深度开始至450 km显示明显的低速异常，且与华夏块体下方的低速异常连通.从穿过海陆区域的CC′剖面可以看出，陆地的上地幔的高速异常埋深(~150 km)明显高于海域的(~100 km)，已有体波和面波层析成像研究也获得了类似的结果(刘建华等, 1996; 朱介寿等, 2007).

图 9

Fig. 9

图 9 成像结果的垂直剖面 红色三角表示雷琼火山. Fig. 9 Vertical slices of tomography results Red triangle denotes the Leiqiong volcano.

本研究确定的雷琼火山和华夏块体深至450 km的新模型(图 8、9)，与Huang(2014)的成像结果一致，且两种模型的分辨能力也几乎相当(约100 km)，但是本研究使用了更多的地震台站和远震资料，因此对模型具有更强的约束.Huang等(2015b)在东南亚区域的地震层析成像研究，其中雷琼火山和华夏块体下方的低速异常规模比本研究新模型的更大，其模型水平分辨率也是约100 km，然而在雷琼火山和华夏块体地区，本研究拥有更为密集的地震台站，所以对模型也具有更好的约束能力.受研究范围及台站数量等方面的制约，Lei等(2009)成像结果与本研究新模型有差别，前者只能获得雷琼火山下方至250 km深度的低速异常，且横向上低速异常范围也偏小，因而未能揭示较为全面的海南地幔柱的结构特征.早期开展的东(南)亚区域的地震层析成像研究(Li and van der Hilst, 2010; Wei et al., 2012)，由于只能分辨2°以上的速度异常体，分辨能力明显较弱，其结果显示雷琼火山和华夏块体在100~400 km深度范围几乎都为低速异常，未能揭示华夏块体上地幔强烈的横向不均匀性.

本研究成像结果显示雷琼火山及其邻区下方100~450 km深度存在明显低速异常(图 8、图 9a和9b).这种特征在全球地震层析成像(Montelli et al., 2004, 2006; Zhao, 2007)和区域地震层析成像(Huang and Zhao, 2006; Huang, 2014; Lei et al., 2009; Wei et al., 2012; Huang et al., 2015b)结果中都有体现，而且将该低速异常解释为海南地幔柱热物质上涌而产生的.Huang(2014)根据其成像结果研究认为雷琼火山是由起源于下地幔的海南地幔柱而产生的热点火山.岩石学和地球化学的研究结果也指出，雷琼地区广泛分布的新生代玄武岩具有洋岛型玄武岩的地球化学特征，含有富镁的橄榄石斑晶，是来源于深部地幔，从而证实了海南地幔柱的存在(毛建仁等, 1999; Wang et al., 2012; Li et al., 2013).利用接收函数对雷琼地区地幔转换带的研究也表明(Wang and Huang, 2012；Huang et al., 2015a)，该区域的地幔转换带厚度明显减薄，存在平均温度较高的热异常，可能是海南地幔柱热物质上升的通道.大地电磁测深研究发现雷琼火山区上地幔顶部存在低阻体，推测其为上涌的岩浆热物质(胡久常等，2007).因此，综合本研究及已有研究成果，认为雷琼火山是一个板内热点火山，其新生代发生的强烈的火山作用可能是由海南地幔柱热物质的上涌造成的.

根据雷琼火山下方低速异常的特征，推测海南地幔柱的地幔流通道的形态并不是垂直的，而是向北东方向倾斜，且其起源深度至少为450 km，这与Huang(2014)的体波成像结果及Huang等(2015a)的接收函数研究结果一致.最近的相关研究发现，具有近似垂直岩浆通道的经典地幔柱模式与地球物理观测相矛盾，地幔柱热物质在上涌时，其岩浆通道会发生倾斜，甚至具有复杂的构造形态(Liu and Zhao, 2014; Villagómez et al., 2014).北东向倾斜的海南地幔柱，可能与印度板块、欧亚板块和菲律宾海板块之间的相互作用有关.

华夏块体上地幔150 km以上整体显示为高速异常(图 8a、8b和图 9c、9d)，而150 km深度以下靠近雷琼火山的区域显示为明显低速异常(图 8c、8d和8e)，这与已有成像结果(Zhao et al., 2012, Huang, 2014)相似.其中，Zhao等(2012)研究的范围为中国东部，并没有包括海南岛，其结果显示华夏块体在150~430 km深度为P波和S波的低速异常以及高波速比(V_P/V_S)异常，研究将华夏块体上地幔的这些低速异常解释为中生代滞留在地幔转换带的古太平洋俯冲板块脱水造成热物质上涌而形成.Huang(2014)的结果显示华夏块体下方170~700 km深度的P波和S波低速异常与雷琼火山下方的连为一体，并把这些低速异常解释为海南地幔柱.本研究成像结果显示，华夏块体在150~450 km深度存在强烈的横向不均匀性，其低速异常只存在于靠近雷琼火山的区域，而远离雷琼火山的区域则未显示明显低速异常.这种特征说明华夏块体与雷琼火山地幔存在的明显低速异常是一个整体，应该具有相同的成因.地质学和地球物理学研究表明，在中生代至新生代期间，中国东部区域的动力学构造演化受到了古太平洋板块的俯冲作用的影响(Huang and Zhao, 2006; Li Z X and Li X H, 2007; Zhao, 2007).因此，华夏块体下方150~450 km深度的低速异常更可能是，由于欧亚板块与印度板块的碰撞以及古太平洋板块俯冲的联合作用，轻而热的海南地幔柱热物质上涌，并向北东方向侵蚀运移而造成的.

华夏块体与南海海盆的过渡区域即为研究区的海陆过渡带.已有的主动源探测表明(丘学林等, 2003, 2012; 赵明辉等, 2004; 曹敬贺等, 2014)，研究区海陆过渡带由陆向洋，自北向南，地壳厚度逐渐变薄，地壳属性由大陆地壳过渡为大洋地壳.本研究的上地幔成像结果显示大陆高速异常埋深(~150 km)明显大于海域的(~100 km)(图 9c)，海陆过渡带的高低速异常的分界线似乎与海岸线走向一致，这可能表明从大陆至海域的岩石圈结构也具有过渡特征，即由较厚的大陆岩石圈过渡为较薄的大洋岩石圈(刘建华等, 1996; 朱介寿等, 2007; 黄忠贤和胥颐, 2011; Tang and Zheng, 2013).需要说明的是，由于研究所用台站只分布在陆地及岛屿，距离海陆过渡带较远的区域分辨能力较差(如图 4、图 5)，海域能分辨的区域随深度增加而变大，所以，研究区海陆过渡带更详细的结构特征还需进一步研究.

利用广东省及邻省地震台网共94个地震台站记录的远震波形数据，采用波形互相关方法提取了18968条远震P波相对走时残差数据，应用FMTT地震层析成像方法确定了雷琼火山与华夏块体深至450 km的三维P波速度结构.经过分析和讨论，本文得到了以下几点认识：

(1) 雷琼火山下方100~450 km深度存在明显的低速异常，结合已有体波成像、接收函数成像以及地质学、地球化学等相关研究，推测雷琼火山是由海南地幔柱热物质上涌而形成的板内热点火山.海南地幔柱热物质上涌的通道并不是近垂直的，而是向北东方向倾斜，其起源深度至少为450 km.

(2) 华夏块体下方150~450 km深度存在强烈的横向不均匀性，其低速异常只存在于靠近雷琼火山的一侧，且与雷琼火山下方的低速异常连为一体.这些低速异常应该具有共同的成因，推测是由海南地幔柱的热物质上涌造成的.由于板块间的相互作用，海南地幔柱热物质上涌过程中不断向北东方向运移，从而导致了华夏块体下方的低速异常.

(3) 成像结果显示研究区大陆高速异常埋深明显大于海域的，表明该区岩石圈结构可能具有由陆地较厚的大陆岩石圈到海域较薄的大洋岩石圈的过渡特征.

感谢广东地震台网提供数据资料.感谢两位匿名专家的宝贵审稿意见使本文趋于完善.