秦岭—大别造山带西起青藏高原东北缘，东至郯庐断裂，是复合型大陆造山带(图 1)，历经前寒武纪基底形成演化、三叠纪板块拼合和新生代陆内造山等多次构造变动，具有复杂的地壳组成和结构(张国伟等，1996).晚古生代末—早中生代扬子板块东深西浅的俯冲和多层次拆离/折返形成桐柏—红安—大别高压/超高压变质岩.晚中生代区域构造环境由挤压转换为伸展、大规模岩浆侵位与构造挤出，造成高压/超高压变质岩最终出露地表及东宽西窄的构造格局(刘晓春等，2015).其中秦岭主要由华北南缘陆坡带、北秦岭、南秦岭、南秦岭前陆褶冲带构成(张国伟等，1996；王宗起等，2009)，大别山则由北淮阳块体、北大别核杂岩、南大别超高压变质岩、宿松高压变质岩构成(张本仁等，2004).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区域构造背景和台站分布图 NCB华北板块；NCS华北板块南缘陆坡带；NQL北秦岭构造带；SQL南秦岭构造带；SGT松潘—甘孜地体；YZN南秦岭前陆褶冲带；NHY北淮阳块体；NDB北大别核杂岩；SDB南大别超高压变质岩；SS宿松高压变质岩；YZB扬子板块；B1鄂尔多斯块体；B2渭河盆地；B3江汉盆地；B4南襄盆地；B5合肥盆地；B6四川盆地；F1襄樊—广济断裂带；F2商丹缝合带；F3洛南—栾川断裂带；F4秦岭北界逆冲断层；F5郯庐断裂带；F6肥中断裂：F7梅山—龙河口断裂；F8晓天—磨子潭断裂；F9五河—水吼断裂；F10太湖—马庙断裂；F11商城—麻城断裂；F12殷马断裂；F13罗山—大悟断裂；F14安康断裂；F15十堰断裂；F16宁陕断裂；AB太行山—武陵山重力梯度带.构造信息参考于张国伟等(1996)和张本仁等(2004). Fig. 1 Map showing tectonics and distribution of seismic stations in the study area NCB—North China Plate; NCS—Southern margin of North China Plate; NQL—North Qinling tectonic belt; SQL—South Qinling tectonic belt; SGT—Songpan-Garzê Terrane; YZN—South Qinling foreland fold thrust belt; YZB—Yangtze Plate; NHY—North Huaiyang block; NDB—Core complexes in northern Dabie; SDB—Ultrahigh-pressure metamorphic rocks in southern Dabie; SS—High-pressure metamorphic rocks in Susong; B1—Ordos block; B2—Weihe basin; B3—Jianghan-Dongting basin; B4—Nanxiang basin; B5— Hefei basin; B6—Sichuan basin; F1—Xiangfan-Guangji fault zone; F2—Shangdan suture zone; F3— Luonan-Luanchuan fault zone; F4—Thrust fault in northern boundary of Qinling; F5—Tancheng-Lujiang fault zone; F6—Feizhong fault; F7—Meishan-Longhekou fault; F8—Xiaotian-Mozitan fault; F9— Wuhe-Shuihou fault; F10—Taihu-Mamiao fault; F11—Shangcheng-Macheng fault; F12—Yinma fault; F13—Luoshan-Dawu fault; F14—Ankang fault; F15—Shiyan fault; F16—Ningshan fault; AB—Taihang-Wuling gravity lineament (Zhang G W et al., 1996; Zhang B R et al., 2004).

秦岭—大别造山带是研究大陆动力学以及陆内构造变形的关键地区，对其深部结构，先后曾开展过人工地震探测(袁学诚等, 1994, 2008；王椿镛等，1997；杨文采，2003；任隽等，2012；滕吉文等，2014；李英康等，2015)、天然地震层析成像(徐佩芬等，2000；黄耘等，2011)和噪声层析成像(Luo et al., 2013；叶庆东等，2015；贺伟光等，2015)等方面研究工作.但就整个造山带而言，研究并不均衡，红安、大别地区因大面积高压变质岩(HP)、超高压变质岩(UHP)出露，研究程度较高，其他地区则较低.此外，不同学者对秦岭造山带下是否存在青藏高原物质东流的通道也存在较大的分歧与争议(Enkelmann et al., 2006；常利军等，2011；贺伟光等，2015；张洪双等，2015；Wang et al., 2016).噪声成像的主要优点是不依赖于震源位置，可以获得较多短周期频散数据, 对地壳浅层分辨能力有大幅度提高(王琼和高原，2014).因此，利用背景噪声进行浅层面波成像得到广泛应用(Yao et al., 2008；唐有彩等，2011；郑现等，2012；Luo等，2013；王小龙等，2013；王琼和高原, 2014；叶庆东等，2015；付媛媛和高原，2016；Shen et al., 2016).本文利用区域台网记录的背景噪声数据，得到了分辨率较高的地壳Rayleigh波相速度结构，可对存在争议的地球动力学问题提供地震学约束.

本研究收集了研究区域160个宽频带地震台站连续波形数据，这些台站分属陕、豫、皖、赣、湘、鄂、渝等省区域台网(郑秀芬等，2009)(图 1)，连续波形数据的时间段为2012年1月—2013年12月.研究中使用垂直分量地震记录提取Rayleigh波格林函数, 并进行面波层析成像.

数据处理采用Bensen等(2007)提出的数据处理流程，包括单台数据预处理、数据互相关和叠加、相速度频散曲线提取以及相速度成像四个部分.单台数据预处理涉及数据重新采样(1 Hz)、去仪器响应、去均值、去零漂和带通滤波(3~50 s)，并用滑动窗绝对平均归一化方法进行时间域归一化处理，以减弱地震信号的影响.然后对归一化的数据进行频谱白化，以拓宽信号的频带，抑制某一单频信号的干扰，从而获得更加连续的频散曲线.单台数据预处理完毕后，以单日时间序列为基础，对两两台站的背景噪声数据进行互相关计算和叠加，得到台站对间的Rayleigh波经验格林函数.经验格林函数是沿时间轴双向传播的，由于台站两侧噪声源方位角分布不均匀，波形在正负时间轴的振幅是不对称的(图 2a).为了降低噪声源分布不均匀造成的影响，同时提高信号的信噪比，我们将正负时间轴的波形分量取均值(图 2b).图 3是正负时间轴的波形分量取均值后，台站HCH与其他所有台站的互相关波形.为了确保层析成像结果的可靠性，选取信噪比≥7，同时台间距＞3倍波长的数据，采用Bensen等(2007)建议的时频自动分析法测量两个台站间的Rayleigh波相速度频散曲线.各个周期对应的平均相速度如图 4a所示；各个周期的射线路径数目如图 4b所示；不同周期的射线路径分布特征大致相同，以周期14 s的射线分布为例如图 4c所示，研究区中央区域射线覆盖比较密集，但在边缘地区射线比较少、密度低.

图 2

Fig. 2

图 2 台站对HCH-LEA互相关波形(带通滤波3~50 s)(台站HCH和LEA的位置见图 1) (a)互相关函数计算结果；(b)对正负分量取均值后结果. Fig. 2 Cross-correlated waveforms filtered at 3 to 50 s between stations HCH and LEA (a) Result of cross-correlated; (b) Average of positive and negative components.

图 3

Fig. 3

图 3 HCH台和其他台站的互相关波形(带通滤波3~50 s)(纵坐标代表台站HCH和其他台站的震中距) Fig. 3 Cross-correlated waveforms filtered at 3 to 50 s between station HCH and other stations

图 4

Fig. 4

图 4 (a)研究区域平均相速度；(b)不同周期用于成像的射线数目；(c) 14 s周期的射线分布图 Fig. 4 (a) Average phase velocity; (b) Number of rays at different periods for imaging; (c) Ray paths at period of 14 s

得到台站对的频散曲线之后，采用Barmin等(2001)提出的面波层析成像方法反演Rayleigh波二维相速度.本文通过一系列测试后将各向同性的互相关长度设置为50 km，研究区划分为0.5° × 0.5°的网格，最终反演得到8~35 s周期的相速度分布图像.

为了检验成像结果的分辨率和可靠性，本文采用检测板测试.在研究区域各个周期平均相速度值上加±4%的速度扰动，将各向同性的互相关长度设置为50 km，研究区划分为0.5°×0.5°的网格，检测板的尺度设定为1°×1°，按照实际的射线分布计算理论走时作为观测走时，进行数据反演，最终得到检测板结果.图 5展示了输入模型和检测板结果.从检测板的结果来看，在8~35 s周期观测数据中，研究区域内速度异常体基本上可以得到较好的恢复.本文采用的台站分布和反演方法能够得到比较可靠而且稳定的反演结果.

图 5

Fig. 5

图 5 各个周期相速度检测板(左上角为输入模型) Fig. 5 Results of checkboard test (panel at upper left corner is input model)

Rayleigh波相速度与传播路径中各层介质的厚度、S波波速、P波波速、介质密度等有关，但相对于S波速度更为敏感.通过计算获取了研究区域Rayleigh波不同周期的深度敏感核曲线(图 6)，该曲线实际表征了不同周期相速度反映的深度范围.

图 6

Fig. 6

图 6 研究区域Rayleigh波不同周期的深度敏感核曲线 Fig. 6 Sensitivity kernels for Rayleigh wave

图 7给出了8~35 s周期相速度扰动分布系列图像.8 s的相速度分布图像，反映了上地壳的平均速度结构与地表地质构造单元存在有较大的相关性.高速与低速异常的分布反映了结晶基底埋深、沉积层厚度区域地质构造特征.其中，沉积层较厚的渭河盆地、江汉盆地、华北平原南部、南襄盆地、合肥盆地、四川盆地东北部等表现为低速异常；秦岭—大别造山带、庐山、黄山表现为相对高速异常，与前人(唐有彩等，2011；郑现等，2012；Luo et al., 2013；李爽等，2014；叶庆东等，2015；Shen et al., 2016)噪声群(相)速度层析成像的研究结果基本吻合.

图 7

Fig. 7

图 7 各个周期Rayleigh波相速度异常分布图(每幅图的左下角是参考相速度) Fig. 7 Rayleigh wave phase velocity perturbations relative to the average phase velocities. Reference velocities are given in lower left corner of each panel

14~25 s相速度分布图像大致反映地壳中下部变化特征.华北平原南部、江汉盆地、南襄盆地的低速异常区逐渐减弱；北秦岭表现为相对高速异常，南秦岭和四川盆地东北部表现为相对低速异常；庐山、黄山表现为相对高速异常；雪峰山的高速异常区域逐渐消失.这些现象与已有的噪声群(相)速度层析成像研究结果(唐有彩等，2011；郑现等，2012；Luo et al., 2013；叶庆东等, 2015；Shen et al., 2016)类似.14 s相速度分布图中，大别地区低速异常与8 s相速度分布图的高速异常形成鲜明对比，说明大别HP/UHP的影响仅存在于上地壳，与人工地震勘探显示的大别造山带的山根仅为5 km、大别HP/UHP岩片的厚度不超过8 km(王椿镛等，1997；滕吉文等，2000；杨文采，2003)的结果较为一致.14~20 s相速度分布图中，大致以商城—麻城断裂为界(F11)，红安地区为高速异常，而大别地区为低速异常.25 s相速度图显示，红安和大别北西段为高速异常，大别东南段为低速异常区，与Luo等(2013)噪声相速度成像结果较为一致.14~25 s系列图像中，研究区域高低速异常区域没有显著变化，说明在中下地壳范围内，研究区域地质结构特征有较好的一致性.

Huang等(2015)接收函数结果显示，以太行—武陵重力梯度带为界，东部的地壳平均厚度约35 km，西部地壳平均厚度40 km以上.25 s的相速度图中，大致以重力梯度带为界，东部以高速异常为主，西部以低速异常为主，反映了地壳东薄西厚的结构特征.研究表明(王椿镛等，1997；滕吉文等，2000；Huang et al., 2015)，大别地区地壳厚度比其南北两侧的扬子板块和华北板块的地壳都厚4~6 km.25 s相速度图中，大别地区为相对低速，北部的合肥盆地和南部的扬子板块为相对高速，可能反映的是Moho的起伏.

30~35 s相速度分布图像主要反映下地壳至上地幔顶部附近的速度结构.重力梯度带东部的华北盆地南部出现近NE向高速条带状异常，四川盆地东北部的低速异常区范围逐步减少，与郑现等(2012)噪声群速度层析成像结果较为吻合.武陵山重力梯度带、庐山、黄山等地区表现为相对高速异常，南秦岭、江汉盆地、红安、大别地区主要表现为相对低速异常.35 s相速度分布图中，江汉盆地呈现低速异常.Huang等(2015)接收函数结果显示江汉盆地地壳厚度为30 km左右，之下存在地壳减薄的区域.低速体可能与晚中生代区域构造环境由挤压转换为伸展，造成地壳减薄、热物质侵入有关.

14~35 s相速度分布图显示鄂尔多斯南缘和渭河盆地呈现低速异常.任隽等(2012)接收函数结果显示渭河盆地莫霍界面相对两侧的鄂尔多斯和秦岭上隆，上地幔物质侵入下地壳.相速度图中的低速异常，有可能是上地幔热物质侵入下地壳所导致.14~35 s相速度分布图还显示，郯庐断裂带南段东西两侧的显著差异，两侧地壳结构分属不同的构造单元.该结果与叶庆东等(2015)背景噪声相速度成像结果、黄耘等(2011)体波走时成像结果相似.郯庐断裂带在晚三叠世、侏罗纪末发生两期强烈的左行平移使大别—苏鲁造山带错开550 km(宋传中等，2009).朱光等(2002)依据横穿郯庐断裂带的五条地学断面提出郯庐断裂是一个切入壳幔边界的深大断裂.相速度结果佐证了郯庐断裂带发生大规模左行平移运动时，其南段可能切入了壳幔边界.

本文利用背景噪声层析成像方法获得了秦岭—大别造山带Rayleigh波8~35 s的相速度分布图，为研究该区地壳速度结构提供了重要依据.研究结果显示，研究区地壳内部存在很强的横向(不同构造单元)和深度(不同周期)不均匀性.前人(郑现等，2012；李爽等，2014)对该区域的研究成果主要以背景噪声的群速度成像为主, 相速度研究较少，仅限大别山地区(Luo et al., 2013；叶庆东等，2015).与之相比，本文不仅得到了秦岭—大别造山带整体的相速度分布图像，而且提取了更长周期的相速度，获取了更多的地下结构信息.

(1) 14~25 s相速度分布图呈现红安—大别地区的低速异常在逐渐向郯庐断裂南段缩小.大别地区的低速异常在30~35 s相速度分布图中也有反映.杨文采和余长青(2001)认为扬子和华北板块反方向的旋转使碰撞逐渐西移到秦岭, 而在东部大别—苏鲁地区产生短期的局部拉张，导致超高压变质岩石快速折返到地表.从相速度图中，我们推断有可能在郯庐断裂南段发生了局部拉张，并产生了热物质上升的通道.熔融的热物质通过该通道上升，混入大别地区的中下地壳，并造成了红安—大别造山带的差异隆升.但是我们尚不能从相速度结果来确定该观点，还有待于进一步深入研究.

(2) 14~35 s相速度分布图显示南秦岭与四川盆地东北部呈现低速异常.有学者(Enkelmann et al., 2006；常利军等，2011；贺伟光等，2015)认为秦岭造山带下有可能存在青藏高原物质东流的通道，秦岭造山带下方的低速异常可能与青藏高原物质东流有关(贺伟光等，2015).但是，地壳各向异性结果揭示青藏高原东北缘壳幔耦合一致变形，并不支持上述观点(Wang et al., 2016).高山等(1999)论证了秦岭地区下地壳拆沉机制，认为现今秦岭较薄地壳厚度和较低的地震波速是拆沉作用导致.地球化学资料显示秦岭地区发生过两期拆沉，其中第二期拆沉体为南秦岭的岩石圈地幔，拆沉时间为印支末期—燕山早期(李三忠等, 2003).接收函数结果显示南秦岭与四川盆地东北部有着较高的泊松比、较薄的岩石圈厚度(王未来，2014)，有可能反映了拆沉作用导致热物质侵入对南秦岭与四川盆地东北部下地壳加热，导致该地区有较高的泊松比、较低的波速.但是，根据本文的相速度结果，还不能对上述两种观点辨析, 还需更多的证据和进一步的深入研究.如果存在青藏高原物质东流的通道，大概位于南秦岭与四川盆地东北部低速异常分布区.从相速度分布图，北秦岭所在区域，特别是重力梯度带的西侧区域，8~35 s都显示出相对高速的异常体，结合各向异性研究结果，如果存在青藏高原物质东流的通道，这个通道在北秦岭的下方可能性不大.

本研究采用Mikhail Barmine的噪声处理程序，感谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”、中国地震台网中心、湖南省地震局、陕西省地震局、河南省地震局、安徽省地震局、江西省地震局、重庆市地震局提供的部分连续波形数据.感谢姚运生研究员、郑斯华研究员、罗银河教授给予的帮助和建议.两位审稿人提出了宝贵的修改意见, 在此一并感谢.