2020, Vol. 63
2. 湖南工商大学数学与统计学院, 长沙 410205;
3. 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院油气资源研究重点实验室, 北京 100029;
4. 国家海洋局海底科学重点实验室, 杭州 310012;
5. 中国科学院大学, 北京 100049
2. School of Mathematics and Statistics, Hunan University of Technology and Business, Changsha 410205, China;
3. Key Laboratory of Petroleum Resources Research, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
4. Key Laboratory of Submarine Geosciences, State Oceanic Administration, Hangzhou 310012, China;
5. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
中国东南部处于华夏块体和菲律宾海板块的交汇地区，是华南褶皱系和东南沿海褶皱系的一部分(任纪舜等，1990)，也是中新生代太平洋板块与欧亚板块相互作用的重要地区.该区大地构造演化是国内外地球科学界长期争论的热点问题(Jahn，1974；Jahn et al., 1990；Shu and Charvet, 1996；Zhou and Li, 2000；Li Z X and Li X H，2007；Zhao and Cawood, 2012；刘光鼎，1992；徐果明等，2000；王德滋和周新民，2002；郝天珧等，2004；胥颐等，2006；黄忠贤和胥颐，2011；张国伟等，2013).围绕其岩石圈减薄机制及中新生代火成岩成因的研究，不同学者已经提出了多种复合动力学模式，主要的成因模式归纳为以下三种：(1)左行走滑断裂+同期裂解+岩浆底侵(Gilder et al., 1996)；(2)弧后拉张+岩石圈减薄+玄武岩底侵(Xu et al., 1999)；(3)板块俯冲+玄武岩底侵(岩石圈拆沉)(吴福元等，2000；舒良树，2012).对比三种模式不难发现，岩石圈减薄和岩浆底侵作用基本得到共识，但在岩石圈减薄和岩浆活动的驱动机制还存在争议.
随着地球物理观测数据的增加，针对中国东南部深部结构的研究取得了丰硕成果.郝天珧等(2004)在体波与面波数据层析成像结果基础上，结合重磁及莫霍面深度的反演结果，探讨了福建—台湾地区岩石层的“棋盘格子”特点，推测其很可能是受到板块俯冲和软流圈物质上涌的影响.Ai等(2007)利用接收函数对该区地幔转换带的研究发现，福建—台湾海峡地区410 km和660 km间断面的结构并没有受到俯冲板块的影响，这说明华夏块体东部俯冲板块并没到达地幔过渡带.Huang等(2010)远震层析成像的研究结果表明，中国东南部地区上地幔显著的低速异常很可能与晚中生代大规模的岩浆活动有关.Zhao等(2012)综合高分辨的体波层析成像结果和地震动力学模拟的证据指出，与华北克拉通块体相比，由于华夏块体具有较高的热状态和较弱的流变学特征，其构造变形的展布更为连续，这与政和—大埔断裂带南东侧连续带状分布的中生代火成岩形成机制密切相关.刘国兴等(2012)基于大地电磁测深的观测研究结果，认为中国东南沿海的岩石圈减薄与软流圈物质上侵有关，造成此区域大规模软流圈物质上侵的动力可能来自于太平洋板块俯冲产生的深部热扰动，而远震接收函数成像的结果也暗示了该区岩石圈存在热侵蚀现象(Li et al., 2013).
上述研究揭示了中国东南部深部构造及中新生代岩浆活动的基本特征，为认识研究区构造演化和地球动力学模式提供了依据，但仍然存在一些问题需要重新探讨和研究.例如，华夏块体内部形成了多个分隔的块体(舒良树，2012)，但主要的微块体为西华夏块体和东华夏块体(Zhao and Cawood, 2012；Lin et al., 2018)，侏罗纪中晚期以来，华夏块体又叠加复合了西太平洋俯冲陆缘构造(张国伟等，2013)，用单一的复合动力学模式不足以解释区域性岩石圈减薄和岩浆活动的驱动机制.由于聚焦地域和反演分辨尺度等方面的原因，仅仅根据以往的研究成果来探索上述科学问题仍显不足.因此，本文利用福建和台湾地震台网记录的远震波形数据，对中国东南部上地幔开展P波层析成像研究，期望为中国东南部岩石圈减薄与岩浆活动的动力学机制以及构造演化研究提供新的证据.
1 数据地震数据来自2017年1—12月布设在福建的33个宽频带地震台站和台湾16个宽频带固定地震台站，共计49个地震台站记录的远震波形数据(图 1).选用远震事件原则如下：(1)震中距在30°~90°之间，尽量避免下地幔和核幔边界的复杂结构对远震P波走时的影响；(2)地震震级大于5.5(Mb≥5.5)，确保获得较高的信噪比；(3)每个地震事件的有效接收台站数大于5.甄选后分别利用自适应叠加法和多道互相关法拾取远震波形的走时残差(Rawlinson and Kennett, 2004；VanDecar et al., 1990；张风雪等，2013a)：首先利用自适应叠加法拾取走时残差，然后再利用波形互相关法拾取，去除两种方法拾取后走时残差相差大于0.5 s的地震记录.在拾取走时残差之前，对波形数据进行了去均值、去倾斜、去仪器响应、滤波等预处理，滤波频带为0.02~1.0 Hz，最终拾取到67个地震的1262个走时残差数据.图 2为远震事件的震中分布，可以看出，这些地震具有较好的反方位角分布.
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图 1 中国东南部构造背景和地震台站分布 黑色实线与虚线分别表示块体边界和成像剖面位置，深蓝色实线表示欧亚板块边界，深红色实线表示断裂(HBF：合浦—北流断裂；ZDF：政和—大埔断裂；CNF：长乐—南澳断裂)，黑白圆球表示1976年以来6.5级以上地震的震源机制解. Fig. 1 Tectonic outline of southeastern China and seismic stations Black solid and dashed lines denote block boundary and imaging profiles, respectively. The dark blue lines show Eurasian plate boundaries. The dark red lines indicate faults (HBF:Hepu-Beiliu Fault; ZDF:Zhenghe-Dabu Fault; CNF:Changle-Nanao Fault). The balls with black and white color mark focal mechanism of earthquakes (Mb≥ 6.5) since 1976. |
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图 2 远震事件分布 Fig. 2 Distribution of teleseismic events |
采用FMTT(Fast Marching Teleseismic Tomography)走时层析成像方法反演研究区的上地幔波速结构.该方法广泛应用于国内外的地球深部结构研究，并取得了许多良好的成果(Rawlinson et al., 2006; Rawlinson and Kennett, 2008；郭飚等，2019；张风雪等，2013b；张凤雪和吴庆举，2019).FMTT是以射线理论为基础的走时层析成像方法，利用FMM(Fast Marching Method)进行射线追踪(Rawlinson et al., 2006)，基于子空间方法进行反演计算.
由于远震射线在地壳内部从近垂直方向入射于台站下方，对沉积层和地壳内部结构的分辨较差, 可能会在莫霍面附近和上地幔顶部产生较大的误差(Humphreys and Clayton, 1990；Zhao et al., 1994；Zietlow et al., 2016)，需要去除沉积层和地壳结构的影响，即进行沉积层和地壳校正.在进行校正时，需要给出研究区下方的一维和三维速度结构.地壳模型参考了Kim等(2004)、郝天珧等(2014)和Li等(2014)利用接收函数和层析成像方法获得的平均P波速度和莫霍面深度，一维平均速度模型的地壳平均厚度取为33 km，P波平均速度为6.3 km·s-1；三维速度模型使用了全球地壳模型CRUST1.0，上地幔模型来自全球一维速度模型IASP91(Kennett and Engdahl, 1991).
首先利用一维和三维速度模型分别计算射线在地壳内的走时残差T1D和在沉积层与地壳内的走时T3D
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经过沉积层和地壳校正后的走时残差表示为
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其中，Tobs和Tcal分别为观测走时与理论走时.
图 3给出了两个同方位角的远震事件在地壳校正前后的相对走时残差分布.对于两个发生在斐济附近的远震事件，校正前福建地区的相对走时残差主要在0~1.0 s，校正后其残差增加为0~1.5 s，说明其地壳内的相对走时残差为负值(图中色标为正值)，表明该区浅层速度较平均速度偏高，使得远震P波在这些台站下方的走时减小.两个地震事件具有相近的相对走时残差，也进一步说明了拾取走时残差的准确性；而台湾地区附近情况刚好相反，地壳内相对走时残差为正值(图中色标为负值)，说明这些台站下方的沉积层和地壳平均速度偏低.
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图 3 两个远震事件进行地壳校正前(a，c)、后(b，d)的P波相对走时残差 (a)和(b)斐济群岛南部的地震(Mb=6.3)；(c)和(d)斐济纳迪西南部的地震(Mb=6.9). Fig. 3 Measured P wave relative arrival time residuals before (a, c) and after (b, d) application of crust corrections for two teleseismic events (a) and (b) South Fiji islands (Mb=6.3); (c) and (d) Southwest Nadi, Fiji (Mb= 6.9). |
使用常规的检测板方法评估研究区数据分布的分辨能力，检测板测试中输入的速度异常体幅值为±2%.通过对比分析不同网格的测试结果后，最后选取的水平方向网格间距为1.0°(约110 km)、垂直方向的网格间距为100 km.图 4给出了检测板测试的最优网格间距恢复结果：上地幔浅部分辨率较高的地区主要集中在台站密集的区域，随着深度的增加，台站周围区域的分辨率逐渐增加.通过地震射线分布情况可知(图 5)，射线近于垂直地表入射，地壳和沉积层部分交叉覆盖范围较小，分辨较差，至约40 km深度射线交叉覆盖效果得到改善，这也验证了进行地壳和沉积层校正的必要性.
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图 4 不同深度的检测板分辨率测试 图中输入的模型网格为1°×1° ×100 km，反演的阻尼因子为10. Fig. 4 Results of checkerboard resolution tests at different depths The grid size of the input model is 1°×1° ×100 km. The damp factor for inversion is 10. |
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图 5 沿纬度24.5°(a)和经度119.5°(b)的地震射线分布 Fig. 5 The distribution of ray paths along latitude 24.5° (a) and longitude 119.5° (b) |
为了获得快速稳定的收敛结果，根据数据与模型间的折中关系(trade-off)选择最佳的阻尼系数.图 6a给出了走时残差协方差和模型协方差之间的折中曲线.当阻尼系数为10时，走时残差与模型之间有最佳的折中关系，因此在反演中采用的阻尼系数为10.通过不同平滑因子的测试分析，最终选取的平滑因子为1000，可以确保获得较为适中的速度异常.图 6b—c为反演前后的相对走时残差直方图，可以看出，反演前相对走时残差主要集中在-1~1 s，而反演后的相对走时残差主要分布在-0.6~0.6 s之间，并且符合正态分布特征，表明反演获得的最终模型逐渐向真实模型逼近.
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图 6 走时残差协方差与模型协方差间的折中曲线和相对走时残差统计分布 (a)走时残差协方差与模型协方差trade-off曲线，绿色圆点表示反演采用的最佳阻尼因子；(b)和(c)分别表示反演前、后的相对走时残差统计. Fig. 6 The trade-off curve between travel time residuals and model variances, and the distribution of relative travel time residuals (a) The trade-off curve between travel time residuals and model variances. The green dot marks the damping factor used in this study; (b) and (c) Relative travel time residuals before and after inversion. |
图 7为成像结果的水平速度切片，中国东南部表现出强烈的横向速度变化.从台湾到福建呈现三个明显的速度异常区，分别为台湾的高速异常区、福建东部的低速异常区和西部的高速异常区，福建西部的低速异常区由浅到深逐渐向东南移动，连续性增加且带状分布逐渐明显.在80 km深度上，速度异常区整体呈现“棋盘格子”现象(郝天珧等，2004)，在200 km深度上高低速异常分带明显，分别以政和—大埔断裂带(ZDF)和台湾造山带为界.
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图 7 反演结果的水平切片 蓝色线表示板块边界，黑线表示扬子块体与华夏块体的边界，深红色线表示研究区内深大断裂. Fig. 7 Horizontal slices of teleseismic tomographic images Blue lines indicate plate boundaries. The black line marks the boundary between Yangtze and Cathaysia blocks. Dark red lines denote faults in this region. |
图 8中的垂直剖面展示了由台湾造山带到西华夏块体下方的速度结构，各个剖面的位置见图 1中的黑色虚线.从图 8中可以清晰的看到，台湾造山带下方存在明显的高速异常，该高速异常是图 7中所显示的属于菲律宾海板块的高速异常带.尽管和先前的远震体波层析成像研究(Huang et al., 2010)数据集有所差异，但成像结果均显示了台湾造山带下方存在高速异常，此高速异常是菲律宾海板块在台湾造山带下方俯冲的产物.从台湾造山带西侧到政和—大埔断裂带区域下方均以明显的低速异常为主.对比政和—大埔断裂带两侧的上地幔速度结构发现，东、西华夏块体波速结构明显不同：西华夏块体在AA′和BB′剖面深部以高速异常为主，浅部穿插低速异常；而东华夏块体下方几乎完全呈现低速异常.在CC′和DD′剖面，两个块体下方速度结构均以低速异常为主，但西华夏块体的低速扰动量小于东华夏块体.
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图 8 反演结果的垂直剖面 黑色圆点表示剖面线周围0.5°以内震级大于3.0的震源位置(数据来自USGS，震源时间1980—2018年)，白色虚线表示平均岩石圈厚(张耀阳等，2018). Fig. 8 Vertical profiles of inversion results Black dot indicates seismic locations of magnitude ≥3.0 within 0.5° around profile lines (from the USGS catalog, 1980—2018). The white dashed line marks the average lithospheric thickness (Zhang et al., 2018). |
为了验证中国东南部下方波速异常的可靠性和不同数据组合的误差情况，我们分别做了合成恢复测试和Bootstrap误差分析.在政和—大埔断裂带西侧和俯冲板块边界东侧0~300 km深度范围内，置入扰动幅值为2%的高速异常体，在两个边界带之间置入一个同等深度扰动幅值为2%的低速异常体，其具体的水平范围参考图 9a.利用上述反演数据集的组合方式分别合成理论相对走时残差，然后设置相同的参数进行反演，输出的恢复结果见图 9b—i.尽管在两个输出结果中异常体幅值均比输入异常体的幅值要低，但异常体的基本轮廓均可被有效地识别，表明本文使用的数据集能够可靠地恢复中国东南部下方的波速结构.
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图 9 合成恢复测试结果 Fig. 9 Results of synthetic test |
Bootstrap误差分析的测试步骤如下：(1)随机生成100组49个“0”和“1”的数字，以此确定每个台站的数据集是否参与反演(“0”表示不参与，“1”表示参与)；(2)设置和实际反演相同的反演参数，重复反演100次；(3)计算100次反演模型与实际反演模型的均方根误差，即可得到Bootstrap误差分析结果(图 10).测试结果表明，在成像区域内，总体速度结构异常的误差值在0.04~0.08 km·s-1，对应的速度扰动量为0.6%~1.2%(P波平均速度取6.5 km·s-1).检测板分辨率和异常体模型恢复测试的结果已经表明，对于一个扰动量为2%的输入速度模型，本研究所用的数据集基本可以恢复出2%的异常体轮廓，说明Bootstrap误差分析结果在观测系统允许的范围以内.
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图 10 Bootstrap误差分析结果 Fig. 10 Results of Bootstrap error analysis |
本文成像结果清晰表明(图 8)，以政和—大埔断裂带为界，东、西华夏块体速度结构呈现显著的差异.刘国兴等(2012)根据大地电磁测深获得的岩石圈电性结构与本文成像结果相似(图 8中的CC′剖面)，显示华夏块体东部沿海地区的软流圈呈现低阻的“蘑菇云”特征，揭示出此区域大规模软流圈物质上侵的动力来自于太平洋板块俯冲产生的深部热扰动.区域远震层析成像结果(Huang et al., 2010；Zhao et al., 2012；Zheng et al., 2013)也揭示了该区上地幔存在显著的P波低速异常.Li等(2013)根据远震接收函数成像的结果推测东华夏块体沿海地区的岩石圈已经遭受了热侵蚀，此外，华夏块体的大地热流值也由西部的70~80 mW·m-2向东增加到100~110 mW·m-2(姜光政等，2016).区域构造演化研究表明，东、西华夏块体的边界政和—大埔断裂带是一个形成于晋宁期的左行走滑深大断裂带，其内部衍生多条次级断裂(聂童春和朱根灵，2004)，这些断裂构造为岩浆活动提供了运移通道.综合以上分析，东华夏块体岩石圈减薄和中新生代岩浆活动可用“玄武质岩浆迁移+岩浆底侵”的动力学模式来解释.
根据成像结果(图 8)，分别计算四条剖面东、西华夏块体范围内的平均速度，计算范围西部以HBF断裂为界，东部以欧亚板块与菲律宾海板块缝合带为界，东、西华夏块体以ZDF为界(AA′剖面计算范围116°~120°，BB′剖面计算范围116.7°~120°，CC′剖面计算范围117.4°~121°，DD′剖面计算范围118°~121°).计算结果表明，AA′剖面西华夏块体比东华夏块体速度高1.1%，BB′剖面西华夏块体比东华夏块体速度高0.9%，CC′剖面西华夏块体比东华夏块体速度高0.2%，DD′剖面西华夏块体比东华夏块体速度高0.1%.同时，西华夏块体的大地热流值也相对较低，在70~80 mW·m-2以下(姜光政等，2016).结合区域地质资料，燕山晚期，西华夏块体区内的构造活动由挤压模式向拉张模式转变，导致其东部特别是东华夏块体内大规模岩浆侵入，对岩石圈减薄起到改造和破坏作用，且火山喷发活动主要位于该区断陷盆地中，火成岩具有双峰式特征(聂童春，2010).本文成像结果也显示(图 8)，西南部200 km以下以高速异常为主，却在100~200 km的软流圈存在小范围的低速异常.综合上述研究分析，西华夏块体的岩石圈减薄可用岩石圈拆沉模式解释：古太平洋板块俯冲断离，脱水引起的软流圈热扰动产生强烈的玄武质岩浆底侵作用，使得西华夏块体的岩石圈被改造减薄；中新生代以来，又叠加了菲律宾海板块的俯冲，其岩浆活动受到岩石圈减薄和板块挤压作用的复合影响.
本次成像结果表明台湾造山带下方存在一个清晰的高速扰动异常(图 7，图 8)，高速异常形态的变化进一步揭示了菲律宾海板块以不同方向、不同角度向欧亚板块俯冲，这和前人的研究结论一致(Sibuet 1997，2004；Hsu, 2001；Huang et al., 2010；Wang et al., 2019).在琉球俯冲带南北两侧存在明显的速度差异，在100 km深度以内，北部以低速异常为主，南部以高速异常为主，随着深度增加，高速异常逐渐向琉球俯冲带北侧延伸，结合前人的研究结果(例如：Wu et al., 2007；Wang et al., 2008, 2009；Huang et al., 2014；李志伟等，2009)分析，此高速异常揭示了菲律宾海板块的北向俯冲形态.台湾地区的地震震源深度数据表明，中央造山带的震源深度主要在80 km以上的岩石圈内(图 8)，这些结果也为台湾中央造山区下方存在东倾的欧亚板块(Chen et al., 2004；Hwang and Yu, 2005；Wang et al, 2006；Ai et al., 2007)提供了新的证据.Wan等(2017)综合主动源OBS2012成像结果、重磁异常资料以及附近的火山活动(或火成岩)分布，认为台湾西南部(南海东北部地区)存在新生代拉张型的深部岩浆作用，其形成模式可能是幔源物质的上涌和岩浆底侵作用.本文的研究结果显示(图 7)，在台湾西南部上地幔尤其是软流圈内存在连续的低速异常，推测其可能为幔源物质的上涌通道.由于本文使用台湾地震台站都分布在陆区，并未对台湾东部和西南部海区形成良好约束，有关菲律宾海板块俯冲和台西南地区更为详细的研究还有待开展.
6 结论利用东南沿海49个地震台站的波形数据和远震P波层析成像方法反演了福建及台湾地区的上地幔速度结构，为研究此区域的构造演化机制和深部动力作用提供了新的证据，主要获得如下三点认识：
(1) 中国东南部上地幔速度结构存在明显的横向非均匀性，宏观上呈NE向展布的P波低速异常与东南沿海地区中新生代火成岩的条带状分布保持了较好的一致性，推测其与幔源物质上涌有关；
(2) 东华夏块体上地幔的低速异常表明存在软流圈上侵，而西华夏块体速度结构呈现高低速异常叠加现象，暗示其受到构造运动和岩浆底侵的共同影响；
(3) 东、西华夏块体速度结构的差异揭示了政和—大埔断裂带两侧块体不同的岩石圈减薄和中新生代岩浆活动驱动机制.西华夏块体为“板块俯冲+岩浆底侵(岩石圈拆沉)”的动力学模式，东华夏块体是“玄武质岩浆迁移+岩浆底侵”的动力学模式.
致谢 感谢福建省地震局和“台湾中央研究院”提供的地震波形数据，感谢审稿专家的修改意见，使得本文更加严谨、流畅.
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