2020, Vol. 63
2. 南方科技大学海洋科学与工程系, 深圳 518055;
3. 中国地质科学院地球深部探测中心, 北京 100037
2. Department of Ocean Science and Engineering, Southern University of Science and Technology, Shenzhen Guangdong 518055, China;
3. China Deep Exploration Center, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China
已有的岩石学和地球化学的研究表明，华南块体经历了漫长而复杂的构造演化(Wu et al., 2006; Zheng et al., 2007).华南块体位于欧亚板块东部，受到太平洋-菲律宾海俯冲系统作用，在显生宙期间经历了多方面的板块构造与陆内构造(Seno and Maruyama, 1984; Hall et al., 1995; Okino et al., 1999; Gripp and Gordon, 2002; Li and van der Hilst, 2010; Zhang et al., 2013).现在的华南块体，主要由扬子克拉通(Yangtze Craton)和华夏块体(Cathaysia Block)构成.这两个块体的碰撞发生在大约0.88 Ga.(Li et al., 2009).碰撞后，两个块体也经历了不同的演化过程.相比于扬子克拉通的构造演化，华夏块体在ca.140~90 Ma期间发生了更加活跃的岩浆活动(Li, 2000).岩浆活动可能受到深部地壳的部分熔融以及岩浆底侵作用的驱动(Zhou et al., 2006).近十年来，随着数据的增加，越来越多的地球物理与地质研究对华南块体的地幔流动动力学机制进行分析(Zhou et al., 2005; Zheng and Zhang, 2007; Kusky et al., 2014; Zhao et al., 2013; Zhao et al., 2015; Shan et al., 2016).然而，对华南块体下方的动力学机制，目前还没有一种统一认识.
地球上大多数岩浆活动都是地质构造活动的反映.一些地球物理的观测发现，华南地区下方存在显著的地幔流活动(Jiang et al., 2015; Xia et al., 2016).然而地幔流的来源的流动形态目前尚不清楚.相比而言，华南北部的秦岭—大别造山带受到复杂的构造演化机制的作用，经历了俯冲-碰撞-拼接的复杂演化流程(Zhao and Coe, 1987; Meng and Zhang, 1999; Faure et al., 2001; Meng et al., 2005; Dong et al., 2011).在秦岭—大别造山带的演化过程中，一些俯冲块体留存在地幔中(Jahn and Chen, 2007; Yang et al., 2009).至今，秦岭—大别造山带已经演化成为华南块体北侧重要的构造边界(Li et al., 2009).此外，古太平洋的俯冲滞留依然广泛存在于中国东部区域下方的地幔中(Sun et al., 2007).华南区域下方的构造动力学机制也受到古太平洋俯冲残留的影响.
华南区域目前理论上的地球动力学模型包括但不限于：扬子克拉通西部地幔上涌驱动的二阶地幔流(Deng et al., 2004)；俯冲带引起的地幔楔环流(Niu et al., 2005; Maruyama et al., 2009)；俯冲平板的破碎剥离引发的地幔流动(Li and Li, 2007).另外，对深层地幔得到成像结构研究也显示华南区域下方存在明显的地幔流的证据.Jiang(2015)使用三维速度结构成像方法对华南北部区域进行研究，展示了中国东部的地幔流动模型.模型中认为扬子克拉通下方的地幔流方向为由南向北流动，并提出了一个双平板俯冲模型.Xia(2016)获得了华南区域最南端的地幔流成像模型.这项研究提出了海南地幔柱上升的层状模型.Xu(2001)通过成像研究发现了扬子克拉通北部上地幔的低波速异常.
本文研究区域位于海南地幔热点和秦岭—大别造山带之间(图 1)，通过走时层析成像获得的速度结构有助于认识中国东南部地幔流动的动力学过程.本研究的主要目标是利用新布设的高密度流动地震台站资料，采用有限频层析成像技术，构建华南区域上地幔的清晰速度结构模型，为认识中国东南地区的地幔流动提供更丰富的证据.
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图 1 华南地区及其邻区的构造地质背景图 黑线表示主要构造边界线(Zhang et al., 2003)；其中黑色实线表示扬子克拉通的构造边界.红色矩形示意本文的研究区域范围. Fig. 1 Tectonic map of South China Black lines: the major tectonic boundaries (Zhang et al., 2003), the black solid lines of which illustrate the tectonic boundaries of Yangtze Craton. |
本研究中使用的数据来自四所单位分别布设的总计155套流动地震台站.其中，北京大学在2014-09—2016-06期间在研究区域内布设了40套宽频带流动地震仪；中国地质科学院在2014-10—2015-08期间布设了共30套流动地震仪；另外有20套流动地震仪由南京大学在2014-09—2016-01期间布设；还有共65套宽频带地震观测仪由中国地震局于2014-11—2015-07期间布设(图 2a).本研究中地震仪平均间距约50 km.整个台网的分布范围大致在112°—120°E、25°—32°N范围中.台网的东西范围大约横跨900 km，南北范围横跨700 km.本研究所使用的流动地震观测仪携带的数据采集系统(DAS)型号为REFTEK130和QuanterraQ330.仪器采样率设定为100 Hz.
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图 2 (a) 本研究中使用的地震台站分布(不同颜色三角形示意不同单位布设的台站); (b)有限频层析成像所使用的地震事件的事件分布(红色的圆圈表示地震事件; 黄色五角星示意本研究的研究区域中心所在位置) Fig. 2 (a) Seismic stations used in this study (The different colors of triangles show stations from different departments); (b) Map of earthquakes used in finite frequency tomography (The yellow star illustrates the central position of the research area) |
为了保证更高的信噪比(SNR)获得更清晰的体波震相, 我们选取地震震级(Mb)大于5.5且震源深度小于100 km的地震事件进行数据截取(图 2b).选择震中距离在30°~90°范围内的地震事件，以最大限度地减少地幔过渡带和核幔边界的衍射震相的干扰.手动挑选了高、中、低频三个波段(频带为0.5~2.0 Hz、0.1~0.5 Hz和0.03~0.1 Hz)的波形相对到时.数据由巴特沃思滤波器进行滤波.我们通过多通道互相关(MCCC)，在不同频段单独对波形数据手动对齐并获得相对倒时差(VanDecar and Crosson, 1990; Lou et al., 2013).数据对齐提取相对到时的时间窗被设置为：-80~80 s(低频), -80~60 s(中频)和-80~30 s(高频).为了保证数据质量，低信噪比的数据被移除.对应低频、中频和高频P波数据分别选择为15、4和1作为信噪比的阈值.另外，还剔除了有效台站记录数量不足的地震事件以及GPS时间错误的记录.最终，本研究选择了317个有效地震事件(图 2b).参与反演的数据共包含9829个高频，10537中频和2046个低频P波相对到时.这些地震事件的震中距、方位角的分布广泛且较为均匀.这些数据所对应的地震射线对研究区域具有较好的空间分布与方位角分布.
2 方法体波层析成像是地球内部速度结构成像中最常用、最有效的技术之一.传统的体波成像研究基于射线理论，本研究应用近些年发展的有限频层析成像方法反演三维P波速度结构模型.不同于传统的体波成像研究方法，有限频体波成像考虑了射线路径附近的散射波的影响.以下对该方法进行简要介绍.
2.1 有限频理论目前大多数成像研究的原理是基于射线理论的近似.射线走时可以表达式如下：
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其中, t表示沿射线路径的地震波走时(射线路径L); c表示地震波波速; s表示地震波传播的慢度.等式(1)高频近似获得.在这一前提下, 一些地震波现象无法解释, 如波前愈合或其他衍射效应.由于地震波衰减和仪器记录的局限性, 观测到的地震波频带有限，因此实际数据并不符合高频近似假设.对高频近似假设的修正可以有效的提高反演效果.修正后的地震波形可表示为(Dahlen et al., 2000):
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其中, sobs表示真实地震记录波形; s表示高频近似下的地震记录波形; δs表示散射对波形的扰动影响.散射波的扰动会对地震波的实际到时造成影响.基于Born近似，我们对第一菲涅耳带内的地震波到时扰动进行如下表示(Dahlen et al., 2000; Hung et al., 2004)：
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通过(3)式，地震波到时扰动(δt)与地下介质的波速扰动(δc(x))的关系可以清晰的表达.其中K(x, ω)表示三维Fréchet敏感核.相比于射线理论，这是一种更加精准的表达.它将地震波走时表示为敏感核附近的贡献的总和；K(x, ω)表示由点x位置的速度扰动而产生的对到时的贡献.这种扰动不仅是位置x的函数，而且与地震波频率ω有关.K(x, ω)可以由下式表达(Dahlen et al., 2000):
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其中, ΔT表示通过散射点的射线路径的到时相对于原始路径到时差；R, R′, R″表示扰动中几何传播造成的影响；|Ssyn(ω)|2为功率谱，这一项反映了互相关中的频率影响.式中的sin(ωΔT))表示当射线传播路径接近原始射线路径时，敏感核接近0.通过加入傍轴近似，可以对有限频反演问题进行高效的数值计算.同时，不同频率的地震波，具有不同的菲涅尔带宽度.频率越高，敏感核对射线路径的敏感性越低；频率越低，需要计算的敏感核宽度就越高.不同频带的敏感核在三维空间中互相交叉，为有限频层析成像增加了反演的约束，可以对结果的速度扰动进行更好的估计.
式(2)表示，走时扰动(δt)与地震波速度扰动(δc(x))呈线性关系.通过使用不同台站的敏感核表达式，观测这种扰动的倒时差：
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其中, K1(x)和K2(x)分别表示台站1和台站2的敏感核.对于远震地震事件，两个相邻台站的敏感核是十分相似的(Marquering et al., 1999).因此敏感核K1(x)和K2(x)的差异，主要体现在台站下方的区域.这一特点使得相对倒时差可以对台站下方区域的速度结构产生有效的约束.我们通过多通道互相关(MCCC)(VanDecar and Crosson, 1990; Lou et al., 2013)，观测流动地震台站对之间的P波相对到时差.所有的到时差都经过人工手动核对，消除异常数据的影响.
2.2 模型参数化与反演通过对几种不同的模型参数化方式进行棋盘格测试，将研究区域划分为33×33×33网格，对P波速度结构进行反演.网格在经度方向上跨越18°的范围，在纬度方向上跨越14°范围，网格的中心点位于(116°E, 29°N)位置.在深度上，网格最深部达到1200 km.每个网格尺度大约为0.5°×0.5°，深度方向上网格尺度大约为40 km.反演过程中，我们假设每个网格内部具有几乎完全相同的波速，只在网格边界上存在平滑.
阻尼最小二乘方法被应用于速度结构反演.反演的算法可以用如下公式进行表述：
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其中, W是一个N×1权重矩阵，N表示记录数据的总数；I-矩阵是M×M单位矩阵，M是模型参数的总数；D是二阶平滑矩阵; ε为阻尼系数; η表示平滑系数.反演问题可以由LSQR算法解决(Paige and Saunders, 1982).
在反演中使用的平滑因子与阻尼因子的数值选择上，一方面需要保证足够大，足以将模型的扰动限制在可以接受的范围内；另一方面，过大的参数会引起数据拟合的误差扩大.阻尼因子的参数曲线如图 3所示.根据L型经验曲线的形态，分别对VP模型的反演选择阻尼因子为70；反演选择平滑因子为40.在VP模型的反演中，将扰动的方差限定在0.005以内，剩余数据拟合残差被限制在28%以内.
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图 3 利用L型经验曲线对P波反演的阻尼最小二乘的参数进行选择 不同的数据点的坐标依据不同的参数计算获得.每个数据点所采用的阻尼因子标注于数据点上. Fig. 3 L-curve of parameters selection of VP model inversion in damped least-squares method Different data points are calculated with different damping factors. Each damping factor is labeled beside the corresponding point. |
地壳结构与海拔修正是提高成像效果非常重要的一步.由于远震几乎是近垂直入射的，地壳与地幔的波速跳变对成像结果的影响十分显著.某些区域的研究认为，地震到时差最多可能达到一半来自于地壳的影响(Kissling, 1993; Beck et al., 1996; Martin et al., 2005).为了修正地壳和海报高度的影响，应用了一种体波层析成像的地壳修正方法(Yang and Shen, 2006)，通过接收函数的理论模拟，对地壳引起的到时差扰动进行修正.选择分辨率为2°×2°的CRUST2.0 (Bassin et al., 2000)模型对华南区域的地壳变化进行描述.
2.4 检测板测试在本研究中，应用一种三维检测板测试方法对反演结果进行可靠性检测.检测板由正负相间的网格化速度扰动构成.检测板的分辨测试效果主要取决于反演中的G-矩阵.理论的走时扰动可以表示为
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其中, G矩阵与等式(6)中的G矩阵相同；Δcsyn表示检测板中预设的波速扰动；tnoise表示添加在理论走时上的符合高斯分布的噪声.本文中Δcsyn的极值对P波成像设置为±2.0%.考虑研究区域的噪声水平，我们设置噪声项tnoise满足标准差为0.2 s的标准正态分布.检测板测试使用与真实数据反演完全相同的反演参数，包括阻尼因子和平滑因子.结果如图 4和图 5所示.首先，在水平剖面上，清晰的反演出了地震波速度异常尺度在1.5°×1.5°的异常结构.输入模型在不同深度(75 km, 262 km和450 km)的速度扰动反演清晰(图 4).模型直至上地幔底部都具有较高的分辨率.P波速度模型(图 4b)中输入的速度扰动都可分辨清晰.在深度约450 km位置，速度扰动的强度被阻尼和平滑效果削弱到初始强度的1/3左右.扰动强度的降低反映射线在深部的交叉减少.选择3个南北方向的纵剖面和1个东西方向的纵剖面对结果进行展示(图 4a).也进行了垂直剖面的分辨率测试(图 5).结果显示，模型很好地恢复了研究区域下方的输入速度模型.在垂直剖面上，我们观测到检测板测试出现轻度的向东南方向伸展的模糊(smear).这是由于在研究区域的东南方向，存在大量的地震分布，因此在这一方向在反演中获得了更高的权重.分辨率测试检测了500 km深度以内的分辨率效果，测试发现能够清晰分辨的最小速度异常体尺度大约为150 km (图 5).
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图 4 P波反演的检测板水平切面图 (a)分辨率测试在75 km、262 km和450 km处的输入模型.每个格点的输入速度扰动强度为2%或-2%.网格边界处的速度采用平滑方式处理.每个网格的尺度大约为1.5°×1.5°；(b)检测板测试的P波输出结果.色标表示P波速度相对于iasp91参考速度模型的扰动强度. Fig. 4 Checkboard test for VP model inversion (a) The input model of resolution test at depth 75 km, 262 km and 450 km. The velocity perturbation in each grid is 2% or -2% for both VP model inversion. The velocity on the boundary of grids is smoothed. The size of each grid is about 1.5°×1.5°; (b) The resolution test result of Vp model inversion at depths 75 km, 262 km and 450 km. The color-bar in the bottom of the figure shows the velocity perturbations of VP. |
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图 5 P波速度模型的检测板测试结果 (a)检测板测试的输入模型如图中A-D剖面所示.剖面A-D的位置如图 4中所示。每个格点的P波速度扰动强度为2%或-2%。每个格点的尺度大约是150 km×200 km; (b) P波速度结构反演的分辨率测试结果.截面的地形展示在每个截面的上方.虚线示意了410-km地震不连续面的深度位置. Fig. 5 Checkboard test for VP model inversion (a) The input model of resolution test at the vertical slices A-D. The location of slides is shown in Fig. 4. The velocity perturbation in each grid is 2% or -2% for VP model inversion. The size of each grid is about 150 km×200 km. (b) The resolution test result of VP model inversion at slices. Topography are illustrated at the top of each slice. The dash lines show the 410-km seismic discontinuity. |
基于所有可用的数据，反演获得研究区域的三维P波扰动层析成像结果.图 6与图 7中分别展示了获得的VP层析成像结果.理论上，P波的速度结构反演得益于高信噪比，可以获得更可靠的成像结果，能观测到更敏锐的细节.因此我们利用P波速度扰动模型，对反演结果进行分析.图 6中展示了研究区域下方不同深度的水平截面中P波速度结构的反演结果.选择了深度位于100 km、200 km、300 km、400 km和500 km深度的水平截面进行展示.图中的黑色虚线示意了检测板测试中，速度结构能够被清晰分辨的范围.P波反演结果显示，一个清晰的低速异常构造存在于我们的研究区域南部位置下方；而在研究区域的北部下方则存在一个清晰的高速异常结构.从地表的映射位置来看，高速结构与低速结构大致被江南造山带分隔(图 6)，这与前人的大尺度的地幔成像结果一致(Wei et al., 2012; Lebedev and Nolet, 2003).图 7中则展示了垂直剖面的反演结果.主要的构造单元及其边界展示在每一条纵剖面中.纵剖面中可以清晰的看到，被江南造山带分割的高速结构与低速结构连续的向深部延伸至410-km地幔转换带.南北两侧的高速、低速异常体的显著差异，是华南区域深部结构目前所观测到的最主要特征.
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图 6 (a), (b), (c), (d), (e)表示不同深度的水平截面成像结果：100 km、200 km、300 km、400 km、500 km.所有P波速度扰动结果均是相对于iasp91参考模型的扰动.虚线方框的范围表示检测板测试中速度扰动能够被清晰分辨的范围.色标表示P波的速度扰动强度.(d)—(e)黑色虚线椭圆刻画出了地幔转换带穿过410-km间断面的上涌地幔流的范围，中心位于(27°N，118°E). Fig. 6 (a), (b), (c), (d), (e) show the tomography result at depths: 100 km, 200 km, 300 km, 400 km and 500 km. The VP perturbations are relative to iasp91 reference model. The dash lines illustrate the area in which velocity perturbations are well solved in resolution tests. The color-bar in the figure shows the velocity perturbations of VP. The ellipse drawn in black dotted lines show the range of upwelling through 410-km discontinuity. The center is located at 27° north latitude 118° east longitude |
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图 7 P波在纵剖面A-F上的成像结果 底部的地形图展示了剖面A-F的位置; 地形图上的黑色箭头表示主要构造单元的边界; 成像图中的箭头指示了可能的地幔上涌流(mantle upwelling)，尤其是在(27°N，118°E)穿越410km间断面进入上部地幔.YC:扬子克拉通; CB:华夏块体; NCC:华北克拉通. Fig. 7 VP Tomography result at north-south direction vertical slices (A-F) The locations of slices (A-F) are illustrated at bottom. The black arrows show the boundaries of tectonic units. The arrows in the figure indicate the possible mantle upwelling, through the 410-km discontinuity. YC: Yangtze Craton; CB: Cathaysia Block; NCC: North China Craton. |
本研究反演获得的地幔速度异常结构以iasp91模型为基准，结果展示了反演出的速度结构相对于基准速度模型的扰动.P波的反演结果显示(图 6)，研究区域南部存在显著的低速异常结构.异常体清晰的存在于29°N以南，112°E至120°E的范围内.这一低波速异常出现在华夏块体下方深部100 km处，并向下一直延伸到410-km不连续面，直至成像区域的底部.在转换带内的速度异常同样十分清晰，低速扰动强度超过1%.从地表的映射位置来看，这一低速异常体大致位于江南造山带南侧，在研究区域中显著的位于华夏块体下方.其速度扰动在整个研究区域中十分清晰且一致.该低速异常结构在水平截面上，可以看到向南一直延伸至本研究的研究区域以外，显示出一种向南继续延伸的趋势.从纵剖面的结果(图 7)来看这一趋势在南部边界十分明显.低速异常体的范围在南部已经超出本研究的数据覆盖的区域.低速异常体强度最强的部分出现在(27°N，118°E)附近的转换带中.另外，从剖面F-F′(图 7)中可以看出，南部的低速异常体在偏东部沿海的位置存在更强的异常强度，而在西部有所减弱.图 8中I-I′剖面显示，东西方向上，低速异常的宽度大约跨越300 km范围.
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图 8 垂直剖面F-H的成像结果 P波模型为相对于iasp91模型的相对扰动.途中虚线表示410-km地震不连续面所在的深度.图中的箭头指示了可能的地幔上涌流(mantle upwelling)，尤其是在(27°N, 118°E)穿越410-km间断面进入上部地幔.F-H剖面的位置展示在图片下方.色标表示P波的速度扰动. YC:扬子克拉通; CB:华夏块体. Fig. 8 Tomography result at vertical slices F-H The VP perturbations are relative to iasp91 reference model. The dash line in each slice illustrates the 410-km seismic discontinuity. The location of slices F-H shows at the bottom. The arrows in the figure indicate the possible mantle upwelling, through the 410-km discontinuity. The color-bar shows the velocity perturbations of VP. MYC: Middle Yangtze Craton; LYC: Lower (East) Yangtze Craton; CB: Cathaysia Block. |
深度超过100 km的上地幔部分，可以观测到清晰的低速异常结构.成像结果的水平截面中(图 6)，低速异常的强度随着深度的增加而增强.这一点在纵剖面的结果中也有清晰的体现(图 7).考虑到分辨率测试中，深部位置的异常体强度受到平滑的影响，反演结果中的扰动强度受到削弱.我们认为相对于反演结果，实际的深部异常体的速度扰动会更为显著.因此该异常体存在着强度随着深度的增加而增强的特征.这一结果与前人利用体波成像观测到的华南南部上地幔速度异常体形态类似(Xia et al., 2016).这项研究展示了28°N以南的区域上地幔的速度结构.
另外，低速异常结构还显示出一种在浅部位置向北延伸的特征(图 7).该低速异常体在浅部强度减弱，并向北发散.从横剖面结果中同样可以看到这一现象(图 6).在100~300 km的横剖面结果中，117°E附近，低速异常体向北延伸的形态显著.该特征与前人观测到的该区域可能存在低速通道的观点一致(Jiang et al., 2015).另一方面，前人的背景噪声成像结果也观测到了华夏块体下方150 km深度以内的低波速异常(Zhou et al., 2012)，这一异常体结构也与我们的观测结果在深度上一致.本研究进一步对这一低速异常的可靠性进行了测试，模拟了相似尺度的低速异常体(图 9).在反演中，由于深部射线密度下降，异常体强度有所减弱，但该异常体的主体位置得到准确的反演.在本文使用的模型中可以清晰的获得该尺度的异常体.
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图 9 F、G截面的检测板测试 (a)输入模型包括扬子克拉通下方的一个高波速异常体和华夏块体下方的一个低波速异常体; (b)检测板的P波输出模型.剖面的地形展示在每个剖面图的上方. Fig. 9 Checkboard tests of vertical slices F, G (a) Input model. Include high velocity anomaly beneath the Yangtze Craton and low velocity anomaly beneath the Cathaysia block; (b) Output model of VP velocity inversion. Topography are illustrated at the top of each slice. |
扬子克拉通和华夏块体的上地幔速度结构存在显著的差异.这一差异与前人的远震大尺度成像结果一致(Zhang et al., 2015).我们在扬子克拉通下的上地幔观测到显著的高速异常结构(图 6).这一高速异常体结构存在于29°N以北的范围，并且这个高速异常体结构的方向大致与秦岭—大别构造带的走向一致.这一异常体结构从100 km深度处向下一直延伸至转换带附近.这一结构显示出一种向南向深部延伸的特征，呈现大约45°的倾角(图 7).相似的结构在一些之前的大尺度速度结构研究中也有展示(Lebedev and Nolet, 2003; Chen 2015).这一高速异常体在200 km深度处异常强度最为显著(图 7, 剖面B-B′, C-C′).随着深度加深，强度有所减弱.这与检测板测试中，深部速度扰动在模型中被平滑的现象一致.主要是模型的平滑与阻尼造成的.高速异常体在南北方向上的厚度大约为200 km，异常体在地表的投影位置大致位于江南造山带以北.本文对该高速异常体反演效果进行了检测(图 9)，模型中输入了与观测结果同等尺度和强度的速度异常体，在本文使用的模型中，该异常体被清晰的求解获得.只有在深部地幔转换带附近，异常体强度有所下降，这是深部射线分布更加稀疏造成的.本文使用的模型在500 km以上，可以对该尺度的速度异常进行清晰的反演和求解.
本研究观测到扬子克拉通上地幔速度结构存在另外一个有趣的特点.在扬子克拉通下方的这一高速异常体内，存在一个嵌入的低速异常体结构.在117°E至119°E范围内可以清晰的观测到这一异常体结构.其深度范围大约为150~300 km.图 7中展示了东西方向的剖面(D-D′)和(E-E′)上的VP速度成像结果.其中剖面D-D′横穿扬子克拉通的高波速异常结构.在这些剖面中，可以清晰的观测到嵌入进高速块体的这一低波速异常体.前人的P波速度结构成像结果中也存在与其一致的特征(Jiang et al., 2015).
4 讨论本研究基于华南地区布设的155个宽频带流动地震台站数据反演获得的最佳P波三维速度成像结果显示，大致以江南造山带为界，研究区南部的华夏块体的大部分区域上地幔存在一个清晰的低速异常构造，而研究区北部的扬子克拉通的大部分区域上地幔则存在高速异常结构，并且南部的低速体和北部的高速体都向下延伸到地幔转换带.尤其是在300~500 km深度，这种以江南造山带为界的南部低速而北部高速异常的分布特征最为清晰(图 6).
4.1 华夏块体上地幔的低速异常和地幔热物质流本研究最重要的结果是华夏块体上地幔存在一个清晰的大尺度低速异常体.这一异常体在100 km深度已经初具规模，向深部延伸直至地幔转换带.之前的更大尺度地震层析成像研究也报道过类似的速度结构(Liu et al., 2017；Xia et al., 2016).
反演获得的最佳三维P波速度模型在华夏块体下方的地幔转换带400~500 km深度范围观测到比较强的低速异常体(图 6)，并且呈南部靠近海岸线最强，逐渐向北(内陆)减弱.从图 7的垂向剖面可以看到，似乎在(27°N，118°E)处地幔转换带显示一个非常强的来自下方的低速体.如果我们把在华夏块体下方100~410 km范围观测到的大规模低速异常归因为来自深部地幔转换带的上升热地幔物质流，则该上升热地幔物质流很有可能在(27°N，118°E)处通过410-km界面进入上部地幔(图 6d—6e的红色圆圈)，并且在上升的过程中逐渐向西(图 7F-F′)和向北扩展、强度变弱(图 7C-C′).尽管图 6展示的水平截面显示似乎在靠近南海海岸线一带的地幔转换带也存在较强的大范围低速异常体，但是这部分地区已经在本研究反演可以分辨的有效区域的边缘或者超出，因此，我们在此不做过多的评论，仅希望为今后更大范围(包括华南地区和南海海盆)的地震台阵反演研究提供有价值的线索.
另外，有关在华夏块体下方地幔转换带内低速异常体的起源问题，我们认为可能是与目前为止颇有争议的海南地幔柱有关联.因为，我们前期的大区域尺度的地震层析成像研究(Chen, 2004; Chen et al., 2004; Pei et al., 2004)显示在华北和华南的北部(29°N以北)，地幔转换带存在较强的高速异常体，被解释为后撤的西太平洋板块(包括菲律宾海洋板块)残留碎块的堆积.因此，本研究观测到的28°以南的地幔转换带的低速异常不应该与西太平洋板块的俯冲和后撤作用有关联，而只能是和来自南部的南海海盆的演化和可能存在的海南地幔柱有直接或间接的关系.也就是说，华夏块体岩石圈的演化和来自其下方的软流圈上涌产生的火山活动都可能受控于南海海盆的演化和可能存在的海南地幔柱的相互作用.
地质学的研究揭示华南地区新生代以来的岩浆活动主要分布在华夏块体区域，且相同年龄的岩浆岩呈现以和海岸线近乎平行的条带式分布，并且这些岩浆岩条带的年龄与到海岸线的距离成正比(Gong and Chen, 2014).本研究观测到的华夏块体岩石圈下面大范围分布的低速异常体所对应的热上地幔物质上涌导致的减压熔融可能是这些岩浆岩活动的源头.
4.2 扬子克拉通下方高速异常结构本研究另外一个重要的结果是研究区北部的扬子克拉通的大部分区域上地幔存在高速异常体.这一高速异常体在100 km深度已经初具规模，向深部延伸直至地幔转换带(图 6).值得注意的是，一些局部区域在100~200 km深度范围内，这一高速异常体被来自南部华夏块体的低速异常所代替，也就是说，受到了来自南部的热地幔流物质侵袭或者“改造”，然而在300~500 km深度范围不存在这种来自南部的“侵袭”，这与在该地区地幔转换带观测到的“冷”的西太平洋海洋板块残留对应的高速异常相一致(Chen and Pei, 2010; Pei and Chen, 2010).
图 7展示的几条垂直剖面清晰地揭示了一个很重要的现象.在南部华夏块体(27°N，118°E)处通过410-km界面进入上部地幔的热物质(图 7C-C′，F-F′剖面)，在继续上涌的过程中，有一部分向北越过江南造山带“侵入”到扬子克拉通较厚的岩石圈，而且可以直达到上地幔顶部100 km以上的深度(图 7位于114°E的A-A′和位于116°E的B-B′剖面；图 8的F-F′和H-H′剖面).多数前人的研究(根据地质学观测)认为：尽管南部的华夏块体可能被后期的构造(岩浆)活动改造，而江南造山带以北的扬子克拉通仍然保持其克拉通的基本特征：较厚的岩石圈，岩浆活动缺乏，较低的地震活动等.然而，本研究基于155台流动地震台阵数据反演获得的高分辨率上地幔三维P波速度结构清晰的刻画了扬子克拉通南部被江南造山带以南的热上地幔流所“侵入”改造的现像(图 7和图 8).类似的克拉通岩石圈被热上地幔流“侵入”改造的现象在鄂尔多斯西南角也被流动地震台阵探测到(Yu and Chen, 2016).
图 7展示的位于31°N的东西向D-D′剖面揭示扬子克拉通岩石圈厚度约200 km，且高速异常向下延伸到地幔转换带.但是，扬子克拉通岩石圈的P波高速异常在117°E处被低速异常所取代.而值得注意的是，该处恰好是中国东部地区重要的郯庐断裂带南端的自然延伸.图 7的E-E′剖面的P波速度模型也显示位于郯庐断裂带南端延长线(117°E)以东扬子克拉通岩石圈的P波高速异常被低速异常取代.因此，我们推断位于117°E(郯庐断裂的南端)以东的扬子克拉通岩石圈已经被“活化”，即被热的软流圈物质替而代之.而这些热的地幔物质可能是来自南部的华夏软流圈，也可能是直接来自地幔转换带(图 7D-D′剖面和图 8I-I′剖面).
4.3 秦岭—大别造山带众所周知，华南块体和华北块体在古生代期间的碰撞过程在其边界造就了秦岭—大别造山带，而在碰撞的后期，向北俯冲的华南块体大陆岩石圈的“快速”折返作用发生了超高压变质作用(Ultra- high-pressure metamorphism)(Hacker et al., 2004).前人的研究认为秦岭—大别造山带以北的华北克拉通的东部地区(华北平原)在中生代发生了“活化”，导致了目前较薄的岩石圈(朱日祥和郑天愉, 2009).
秦岭—大别造山带位于本研究区的北边缘，成像结果的分辨率远不如研究区内部.因为华北和华南的碰撞发生在古生代，层析成像一般无法观测到年代这么久远的结构，而本文的三维P波速度模型也并未观测到华南块体向北俯冲的痕迹.而秦岭—大别造山带下方观测到一个向南倾斜的高速异常体，我们认为它可能是由于研究区南部华夏块体下方来自地幔转换带地幔热物质上涌的过程中自南向北“侵蚀”扬子克拉通南部岩石圈形成的，换句话说，扬子克拉通岩石圈的南部被来自华夏块体深部上涌的热地幔物质“侵蚀”改造，从而造成了扬子克拉通岩石圈对应的高速异常体向南倾斜的假象.
通常认为秦岭—大别造山带的东端终止于郯庐断裂的南端(117°E)，而扬子克拉通向东延伸到东海海岸线(图 1).前面提到扬子克拉通较厚的岩石圈在郯庐断裂南端延长线(117°E)以东部分已经被热地幔物质取代，不再保留克拉通的基本特征.沿着秦岭—大别造山带走向的I-I′剖面(图 8)也显示了类似的结果，与秦岭—大别造山带岩石圈相关的上地幔高速异常在郯庐断裂南端以东地区被低速异常所取代.值得注意的是，在秦岭—大别造山带东端(郯庐断裂的南端)下方，似乎有来地幔转换带的热地幔物质上涌，直到200 km深度(图 8I-I′剖面).
5 结论本文利用155个流动地震台站的连续地震波形记录，通过有限频层析成像技术，反演获得了华南地区的高分辨率P波三维速度模型.结果显示，大致以江南造山带为界，研究区南部华夏块体上地幔大部分存在一个清晰的低速异常构造，而研究区北部扬子克拉通上地幔则大部分表现为高速异常结构，且南部的低速体和北部的高速体都向下延伸到地幔转换带.在300~500 km深度范围内，这种以江南造山带为界、南部低速而北部高速的分布特征最为清晰.
在华夏块体下方地幔转换带400~500 km深度范围观测到比较强的低速异常体，指示华北地区地幔转换带中广泛存在的高速异常体没有向南延伸到华夏块体.而在华夏块体下方地幔转换带的低速异常体对应的热的地幔物质可能在(27°N，118°E)处通过410-km界面进入上部地幔，并且在上升的过程中逐渐向西和向北扩展，显示为华夏块体深部200~400 km深度的大范围低速异常，可能为华夏块体广泛分布的新生代岩浆活动提供深部来源.
而华夏块体下方，上涌流通过410-km界面在上涌的过程中向北延伸，越过江南造山带“侵入”到扬子克拉通的南部地区，造成了扬子克拉通岩石圈所对应高速异常体向南倾斜的假象.另外，117°E(郯庐断裂的南端)以东的扬子克拉通岩石圈已经被“活化”，即被来自南部的软流圈热物质替而代之.
在华夏块体下方地幔转换带内低速异常体推测可能与海南地幔柱有关.而海南地幔柱是否存在于(27°N，118°E)(通过410-km界面上涌流)处还有待于今后更大范围(包括华南地区和南海海盆)的地震台阵探测研究进行验证，尤其是P波和S波的联合反演研究.
致谢 特别感谢野外小组的每一位成员的付出.本文使用Generic Mapping Tools软件(Wessel and Smith, 1998)在生成稿件的图片.
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