秦岭—桐柏—大别复合造山带(以下称为秦岭大别造山带)位于中国中央造山带中部，是华北克拉通与扬子克拉通块体的边界，西接祁连与昆仑造山带，东邻苏鲁造山带，是研究大陆碰撞造山过程的热点地区之一.

自元古代至早中生代华北克拉通与扬子克拉通块体之间发生了一系列碰撞造山运动，形成了秦岭大别造山带这一内陆造山带，期间发生了多期次板块俯冲与碰撞，构造运动复杂(Dong et al., 2011；Wu and Zheng, 2013；Dong and Santosh, 2016).南北板块于早中生代沿勉略缝合带完成碰撞拼接，前人研究认为这一拼接过程是自东向西的剪刀式闭合，伴随着扬子克拉通的顺时针旋转，南北板块陆陆碰撞始于晚二叠世至早三叠世的大别造山带，并发生大陆深俯冲，后经多次拆离/折返作用形成了大别高压与超高压变质岩带，而秦岭造山带经历了勉略洋的洋壳俯冲与洋盆闭合，以及洋盆闭合后的陆陆碰撞，期间伴随构造演化发生了多期次强烈的岩浆作用，形成了广泛分布于南秦岭的中生代花岗质岩石(Zhao and Coe, 1996；朱日祥等，1998；Hu et al., 2017).在成为内陆造山带后，秦岭大别造山带的构造演化仍在继续，沿勉略缝合带的持续碰撞形成了秦岭大别造山带早侏罗纪的南北差异化结构，后又经历了晚侏罗纪至早白垩纪的逆冲推覆作用，以及晚白垩纪至古近纪的山体垮塌与拆沉作用的改造，形成了现今秦岭大别造山带的岩石圈结构(Dong and Santosh, 2016).

利用对于秦岭大别造山带区域的地球物理观测，可以更好的了解秦岭大别造山带深部的结构，为研究秦岭大别造山带的复杂地球动力学背景提供深层解读.目前为止，前人在秦岭大别造山带的不同区域进行了多种手段的地球物理观测，提供了若干个可供参考的模型结构(Xu et al., 2016；Feng et al., 2017；Luo et al., 2018；Song et al., 2018).Xu等(2016)对大别造山带的三维大地电磁剖面数据进行了反演分析，划出大别造山带垮塌所影响下伏岩石圈改造的范围.Feng等(2017)利用接收函数获取了鄂尔多斯与秦岭地区的地壳厚度模型，从地壳厚度的变化推演出相关区域的构造演化史.Luo等(2018)在大别造山带应用密集台阵进行噪声层析成像，得到了大别山S波地壳速度结构，分析了大别山地区高压变质岩、超高压变质岩的折返机制.Song等(2018)将秦岭地区背景噪声层析成像中提取的瑞雷面波群速度与相速度进行联合反演，得到了秦岭地区地壳及上地幔顶部的S波速度结构，观测到秦岭造山带下存在北东—南西向的中下地壳低速异常带.

前人于秦岭大别造山带及邻近区域所做的地球物理观测，受限于研究区域以及台阵分布，所使用的观测手段也较为单一，因而很难给出一个有着高分辨率纵贯秦岭大别造山带东西向的观测模型.Guo和Chen(2017)于鄂尔多斯以及秦岭地区采取了背景噪声与接收函数联合反演的办法，为秦岭地区提供了高分辨率的地壳以及上地幔S波速度模型，也为本文的工作开展提供了前期研究基础.单独使用背景噪声中相速度数据提取出的S波速度结构往往有着较大的不确定度，所选取的莫霍面也有较大误差.而采用接收函数与相速度联合反演的方法，可以有效降低所获取S波速度结构的不确定度，同时也可以更好的控制莫霍面深度.本文整合覆盖整个秦岭大别造山带区域已有背景噪声数据提取瑞雷面波相速度，结合区域接收函数数据进行联合反演，得到了具有高分辨率纵贯秦岭大别造山带东西的S波速度剖面，为研究秦岭大别造山带地球动力学问题提供地震学观测依据.

前人对于秦岭大别造山带的构造单元划分有着较为详细的研究，从板块构造或者大地构造相单元等不同角度上所进行的划分并不相同.在南北方向上，目前大多数学者认同以灵宝—鲁山—舞阳断裂、洛南—栾川断裂、商丹缝合带、勉略—巴山—襄广断裂，由北至南将秦岭大别造山带分为四个构造带，即为：华北克拉通南缘、北秦岭构造带、南秦岭构造带、扬子克拉通北缘(图 1)(Meng and Zhang, 1999，2000；Dong et al., 2011；Wu and Zheng, 2013；Dong and Santosh, 2016).北秦岭构造带从南至北以逆冲断层或走滑断层为界分为宽坪组、二郎坪组、秦岭群、松树沟杂岩和丹凤群，这些变质岩群广泛发育新元古代花岗质片麻岩，并被早古生代花岗质岩石所侵入，它们一同为石炭系—二叠系和/或早三叠系不整合覆盖(Dong and Santosh, 2016).南秦岭构造带结晶基底岩石可能形成于太古代—元古代，为中—新元古代火山-沉积岩系所覆盖，上覆震旦系—三叠系，这些岩石均被构造带广泛分布的中生代花岗质岩石所侵入(Dong and Santosh, 2016).

图 1

Fig. 1

图 1 秦岭—桐柏—大别(QD)及其周缘研究区域的台站分布图 白色虚线为研究剖面位置，黑色实线为区域构造线(Dong et al., 2011; Wu and Zheng, 2013; Dong and Santosh, 2016). Fig. 1 Locations of seismic stations in Qinling-Tongbai-Dabie (QD) and surrounding areas White dash line is the location of study profile. Black solid lines denote regional tectonic lines (Dong et al., 2011; Wu and Zheng, 2013; Dong and Santosh, 2016).

在本次研究之中，我们选取的S波速度剖面由西至东依次穿过了青藏高原东北缘、南秦岭、南阳盆地、桐柏—大别造山带(图 1).根据南秦岭地质结构的东西差异，以宁陕断裂为界将其继续细分为西秦岭与东秦岭两个构造单元(孟庆任，2017).

本文整合了研究区域内的接收函数与背景噪声数据.接收函数数据沿秦岭大别造山带走向覆盖了整个秦岭大别造山带以及周边区域，一部分通过计算天然地震数据记录提取，另一部分为Guo等(2017)在秦岭地区获得的47个台站的接收函数结果.天然地震数据记录源自三部分：分布于青藏高原东北缘以及西秦岭地区的39个喜马拉雅II期宽频带数字流动地震台(布设于2013—2015年)，分布于桐柏—大别造山带的33个华南台阵II期宽频带数字流动地震台(布设于2014—2016年)，以及分布于桐柏—西大别造山带的6个国家固定台(数据记录时间为2012—2013年).背景噪声数据覆盖了整个秦岭大别造山带以及周边区域，整合了喜马拉雅II期、华南台阵II期、部分国家地震台，以及Guo和Chen(2017)于秦岭地区的噪声互相关数据.

本文采用时域迭代反卷积方法(Ligorría and Ammon, 1999)计算各个台站的P波接收函数.为了能够在反卷积计算中有效消除震源和地震波传播路径的影响，使得接收函数充分反映台站下方岩石圈的性质，我们选取台站记录的震中距30°至95°、震级5.5级以上的地震事件(图 2)计算接收函数.选取P波到时前15 s后60 s的时间窗截取震相，选用0.1~4.0 Hz的滤波范围对原始波形数据进行带通滤波压制噪声，并挑选信噪比高的数据进行反卷积计算.在计算过程中选取α为2.5的高斯滤波器对高频噪声进行压制.通过手动挑选的方式筛选可靠的接收函数结果，同时保证每个台站下方保有30个以上的接收函数用以下一步的叠加计算.挑选过后78个台站总计获得3012个接收函数结果.为了进一步压制噪声，对筛选后的接收函数进行叠加：首先将同一台站的所有接收函数结果进行动校正，将射线参数时移换算至0.064 s/km，再将它们进行叠加并做归一化处理以获得每个台站叠加的接收函数结果.每个动校正后的接收函数结果同叠加结果的振幅偏差用来估算叠加后接收函数的标准差，算得的标准差介于0.01与0.04之间.

图 2

Fig. 2

图 2 研究区域接收函数的远震事件分布(震中距为30°~95°) 黑色三角为研究区域中心位置. Fig. 2 The distribution of teleseismic events for receiver functions used in this study (epicentral distance 30°~95°) Black triangle: The center of the study area.

另外，对接收函数使用H-κ叠加方法(Zhu and Kanamori, 2000)去估算地壳的厚度与V_P/V_S比值.选取CRUST 2.0作为H-κ分析参考速度模型.地壳厚度和V_P/V_S比值是通过网格搜索动校正后接收函数Ps，Ppps和PpSs + PsPs震相振幅最大叠加值而获得的.地壳厚度搜索范围为20至80 km，V_P/V_S比值搜索范围为1.6至2.0.不同震相叠加过程中权重系数的选取是较为主观的，我们经过一系列对于不同权重系数的测试，最终分别选取0.7，0.2和0.1为Ps，Ppps和PpSs + PsPs震相叠加的权重值.

采用Bensen等(2007)提出的数据处理流程对背景噪声数据进行处理，数据处理流程简述如下：首先，采用5到150 s的滤波范围对于长周期的地震噪声进行宽频带滤波，再进行时间域和频率域的白化处理；然后，将每两个台站每日记录的噪声数据进行互相关计算，进而将每天的互相关结果进行叠加获得最终叠加的互相关结果；之后，运用时频分析方法计算台站对之间的相速度频散曲线(为了获得可靠的相速度结果，本文挑选的台站之间的相速度频散曲线信噪比大于20，台站间距大于相应周期面波波长的3倍)；最终，我们采用Barmin等(2001)提出的基于射线理论的成像方法绘制出研究区域0.5°×0.5°网格周期6至45 s的相速度图.

面波相速度主要对于S波绝对速度比较敏感，而接收函数可以定位速度的突变界面，譬如可以推断莫霍面深度.因此，结合面波与接收函数结果可以得出一个更为可靠的地壳及上地幔速度结构.本次研究中，我们采取两步反演法去获得每个台站下方的S波速度结构.

第一步，仅用面波相速度反演得到S波速度模型，该模型作为下一步联合反演的初始模型.从0.5°×0.5°的地图网格中插值提取每一个台站下方周期为6至45 s的面波相速度.本文利用一种基于贝叶斯定律的马尔科夫链蒙特卡罗(MCMC)方法进行这一过程的反演计算，详细原理可以参照Guo等(2015)、Li等(2018)中的描述.具体处理中，我们将沉积层、晶体地壳层和地幔层参数化组成一维模型空间，由于我们获得的频散曲线周期范围为6至45 s，故将最大反演深度设定为100 km.使用沉积层厚度、沉积层顶部与底部V_SV描述沉积层，假定沉积层V_SV是线性变化的.分别使用4B样条曲线与5B样条曲线拟合晶体地壳层和100 km以上地幔的速度变化.将PREM模型作为本阶段的初始模型，并设定在初始值±20%的偏差范围来搜索S波速度.每一层的厚度作为未知参数被同时进行反演推算.由2.2节中H-κ分析得来的莫霍面深度作为初始值，设定在初始值±5 km的偏差范围作为莫霍面的搜索范围.沉积层的横纵波速比设定为2.0，地壳的横纵波速比由H-κ分析给出，上地幔的横纵波速比设定为1.732.经过160000次的蒙特卡罗链式取样，从中选取3000个最佳模型，为下一步联合反演做准备.

第二步，采用线性迭代反演方法联合反演接收函数和相速度得到台站下方最终的一维S波速度模型.这一步反演的初始模型即是上一步中获取的3000个最佳模型的平均模型.将初始模型按照在起始5 km每0.5 km设定采样点，5~10 km每1.0 km设定采样点，10~100 km每2 km设定采样点的方式进行重采样.根据Julià等(2000)的工作，设定先验影响因子p(0 ≤p≤1)控制接收函数与面波在联合反演中的贡献.经过一系列的反演尝试，不同台站选取的p介于0.4和0.6之间.反演过程中的罚函数由数据误差、Laplacian空间平滑和阻尼因子组成，罚函数的最小化由最小二乘正交分解算法(LSQR)迭代实现.

为了更好的解读接收函数所反映的结构信息，我们采用克希霍夫偏移成像方法(Dellinger et al., 2000；Wilson and Aster, 2005)将接收函数中转换震相信息从时间域映射到空间域，用以确定莫霍面等速度间断面的深度与形态.克希霍夫偏移成像方法首先将地表接收函数波场反投影至模型空间中所有可能的散射点之上，再进行克希霍夫偏移积分叠加成像.区别于传统偏移成像中所有台站都使用相同的一维速度模型，本文采取联合反演得到的二维速度模型进行偏移成像.设定剖面深度为80 km，网格点之间水平间距为10 km，垂直间距为1 km.具体原理可以参考吴庆举等(2007)、郭震等(2012).

布格重力异常反映了地壳与上地幔的密度变化，以及地壳厚度的变化.为了能够更好的解读我们所得出的S波速度模型，本文采用Litmod-2D进行重力模型正演计算(Afonso et al., 2008).研究区域的布格重力异常提取自EGM2008全球模型.根据S波速度分布的横向差异，将初始模型自西向东划分为三个区块，分别为：青藏高原区块、西秦岭区块、东秦岭至桐柏—大别造山带区块.根据S波速度与密度之间的经验公式(Brocher，2005)设定重力正演模型中各单元的密度：将S波速度小于3.2 km·s^-1的地层定义为沉积层，设置其密度为2.6 g·cm^-3；青藏高原下方地壳S波速度整体低于3.6 km·s^-1，将其地壳部分整体进行正演，设置其密度为2.7 g·cm^-3；西秦岭，将地壳速度小于3.8 km·s^-1的部分划为上地壳，设置其密度为2.8 g·cm^-3，将地壳速度介于3.8~4.0 km·s^-1的部分划为下地壳，设置其密度为2.9 g·cm^-3，将地壳速度大于4.0 km·s^-1的部分划为基性下地壳，设置其密度为3.0 g·cm^-3；对东秦岭至桐柏—大别造山带区块地壳部分与西秦岭区块进行同样的划分，区别在于该区块上地壳平均速度较低，因而将其密度设置为2.7 g·cm^-3.

将位于剖面线约10 km范围以内的各台站动校正后叠加的接收函数结果绘制于图 3，可以看到每条接收函数结果都有明显的莫霍面转换震相Ps介于4 s至7 s之间，多次波PpPs震相分布于12 s至20 s之间.整体而言，Ps到时从西到东呈现递减的趋势，表明莫霍面从西到东逐渐变浅.在宁陕断裂带附近的台站Ps震相到时有着明显的震荡，QS35与台站SNANKG的Ps震相到时相比周边台站都有着明显的滞后现象(晚到1 s以上).位于大别造山带东部的台站ah211，其Ps震相到时相比于周边台站有着明显的滞后现象.位于青藏高原东北缘的台站其下方Ps震相振幅较大，反映了其莫霍面上下速度梯度较大，P波转换波能量较强，而其多次波震相PpPs并不明显，可能因为该地区地壳地震波速度较慢、地壳较厚，造成了多次波能量急剧衰减.

图 3

Fig. 3

图 3 研究剖面附近54个台站的接收函数叠加图 (a) 剖面高程图；(b) 接收函数叠加图.振幅为正的脉冲信号用红色填充，振幅为负的脉冲信号用蓝色填充.台站名称标注于叠加接收函数上方. Fig. 3 Stacked receiver functions of 54 stations along the study profile (a) Elevation map along the study profile; (b) Stacked receiver functions. Positive pulses are filled with red, and negative pulses are filled with blue. Station names are labeled on the top of each stacked receiver functions.

图 4b和4c分别展示了利用H-κ叠加方法获得的地壳厚度与V_P/V_S比值结果(剔除了8个与邻近台站结果差距较大的台站)，其中误差估计采用了bootstrap方法，80%的地壳厚度结果误差小于2 km，所有V_P/V_S比值结果误差小于0.08.图 4b显示，青藏高原东北缘至西秦岭地壳厚度相对较厚(＞45 km)，而东秦岭至大别山地壳厚度相对较薄(＜40 km)，东西秦岭之间地壳厚度陡然变化，分界线附近(宁陕断裂)各台地壳厚度不确定度较大.V_P/V_S比值可以作为地壳组分变化的重要依据，通过图 4b可以看到V_P/V_S比值随着地质构造单元的改变而变化.青藏高原东北缘V_P/V_S比值在1.7~1.8之间，向东至西秦岭V_P/V_S比值降至1.65~1.75之间，至东秦岭V_P/V_S比值又上升至1.68~1.84之间，而桐柏—大别造山带V_P/V_S比值有由西向东逐渐升高之态势(由1.70上升至1.88).

图 4

Fig. 4

图 4 H-κ叠加分析获得的地壳厚度与VP/VS平均值结果 (a) 剖面高程图；(b) H-κ叠加分析得到的地壳厚度；(c) H-κ叠加分析得到的地壳VP/VS平均值. 蓝线与黑线分别为平滑处理后的地壳厚度与VP/VS值. Fig. 4 Crustal thickness and average VP/VS ratio from H-κ stacking analysis (a) Elevation map along the study profile; (b) Crustal thickness obtained from H-κ stacking analysis; (c) Average crustal VP/VS ratio obtained from H-κ stacking analysis. Blue line is smoothed crustal thickness and black line is smoothed VP/VS ratio.

图 5列举了各地质构造单元代表性台站的一维线性联合反演结果，其中包括台站下方S波速度结构，以及利用S波速度结构拟合出的接收函数及频散曲线与各自观测值的对比.为了测试一维线性联合反演对于初始模型的敏感度以及反演本身的不确定度，我们随机抽取了联合反演第一步3000个模型中的1000个模型作为初始模型进行联合反演，进而计算联合反演的不确定度并将其以灰色条带的形式绘制于图 5a、d、g、j中.选取20~80 km深度范围内速度大于3.9 km·s^-1的最大速度梯度深度为台站下方莫霍面深度(由图 5a、d、g、j之中的红色五角星所标注).图 5结果显示：(1)位于青藏高原东北缘的台站62319，一维S波速度剖面显示其下方地壳整体S波速度很低(＜3.6 km·s^-1)，岩石圈地幔顶部存在S波低速带(＜4.4 km·s^-1)；(2)位于西秦岭的台站61025，其中下地壳(27~47 km)具有明显的高速特征(＞3.8 km·s^-1)，岩石圈地幔顶部速度较高(＞4.6 km·s^-1)；(3)位于东秦岭的台站QS124，其地壳与岩石圈地幔顶端都未发现显著速度异常；(4)位于桐柏造山带的台站HN02，地壳特征基本与QS124一致，而其岩石圈地幔S波速度有随深度下降的趋势；(5)4个台站下方地壳深度内S波速度的不确定度＜0.03 km·s^-1，在上地幔深度内S波速度的不确定度＜0.08 km·s^-1，各个深度内的速度不确定度都小于不同区域之间的速度变化，同时各个深度范围不确定度均明显低于由MCMC提供初始模型的不确定度(0.1~0.3 km·s^-1)，说明我们的观测结果是可靠的且不过度依赖于初始模型的选择.为了进一步显示速度结构在不同区域之间的变化，图 6给出了联合反演得到的剖面线附近32个台站下方100 km深度范围的S波速度模型，结果表明：(1)青藏高原东北缘(台站62325~62319)地壳与上地幔均存在较大深度范围的低速异常，大部分中下地壳速度低于3.5 km·s^-1，60 km深度以下上地幔速度低于4.4 km·s^-1；(2)西秦岭(台站61027~QS35)下方10 km深度以下的中下地壳呈明显的高速特征(＞3.6 km·s^-1)，60 km深度以下的上地幔同样存在显著的高速异常(＞4.6 km·s^-1)；(3)东秦岭(台站QS150~HBDJI)下方地壳未见显著S波速度异常，上地幔S波速度低于西秦岭地区，介于4.4~4.6 km·s^-1之间；(4)桐柏—西大别(HN11~MCH)地壳未见显著S波速度异常，70 km深度以上上地幔S波速度大于4.6 km·s^-1，70 km深度以下S波速度低于4.5 km·s^-1；(5)东大别(ah211~ah217)地壳深度范围未见显著S波速度异常，整体岩石圈地幔速度介于4.4~4.6 km·s^-1之间.

图 5

Fig. 5

图 5 四个构造区域代表性台站的接收函数和面波相速度频散的一维线性联合反演 结果台站具体位置参照图 1，62319位于青藏高原东北缘，61025位于西秦岭，QS124位于东秦岭，HN02位于桐柏山(NET、WQL、EQL、TB分别代表青藏高原东北缘、西秦岭、东秦岭、桐柏等构造区域).(a)、(d)、(g)、(j)中蓝线表示联合反演得到的S波速度模型，灰色条带表示1σ不确定度，红色五角星标注Moho面深度，LVZ表示低速带，HVZ表示高速带.(b)、(e)、(h)、(k)中黑线表示接收函数叠加结果，红线表示不确定度，蓝线为接收函数模拟值.(c)、(f)、(i)、(l)中红色的误差棒表示面波相速度观测值与不确定度，蓝线表示面波相速度模拟值. Fig. 5 1-D linear joint inversion results from receiver functions and surface-wave phase velocity dispersion data at four representative stations for different tectonic regions Refer to Fig. 1 for the specific location of each station, 62319 in the Northeast Tibetan Plateau, 61025 in the West Qinling, QS124 in the East Qinling, HN02 in the Tongbai (NET, WQL, EQL and TB represent the Northeast Tibetan Plateau, West Qinling, East Qinling and Tongbai tectonic regions, respectively). S-wave velocity are shown in (a), (d), (g) and (j) with blue lines, gray corridors mark the data uncertainties (1σ), and red stars indicate the Moho depths. LVZ: low velocity zone; HVZ: high velocity zone.Observed receiver functions are shown in (b), (e), (h) and (k) with black lines and red lines mark the data uncertainties. The predicted receiver functions are plotted with blue lines. Red error bars indicate the observed surface wave phase velocities with their uncertainties, and blue lines indicate the predicted surface wave phase velocities in (c), (f), (i) and (l).

图 6

Fig. 6

图 6 剖面线附近各构造单元地壳上地幔S波速度模型 NET、WQL、EQL、TB、DB分别代表青藏高原东北缘、西秦岭、东秦岭、桐柏、大别等构造区域.Moho面深度由红色五角星标注. Fig. 6 The crustal and uppermost mantle S wave velocity model of each tectonic regions near the profile line NET, WQL, EQL, TB and DB represent the Northeast Tibetan Plateau, West Qinling, East Qinling, Tongbai and Dabie tectonic regions, respectively. Red stars indicate the Moho depths.

将研究区域内所有125个台站下方联合反演获得的S波速度结构整合，沿剖面线插值绘制成二维速度剖面(图 7).可以观察到在地壳深度范围内，青藏高原东北缘下方地壳整体呈现低速异常(＜3.4 km·s^-1)，而在西秦岭中下地壳具有明显的高速特征(3.6~3.9 km·s^-1)，东秦岭以及桐柏—大别造山带中下地壳不存在明显的速度异常，南阳盆地下方部分地区浅层的低速异常(＜3.2 km·s^-1)延伸至10 km深度以下，应与该地区低速沉积层较厚有关；在上地幔深度范围内，青藏高原东北缘下方存在一条低速带(4.2~4.4 km·s^-1)，西秦岭上地幔高速(＞4.6 km·s^-1)延伸至剖面底部，桐柏—西大别造山带上地幔S波高速异常(＞4.6 km·s^-1)延伸至70 km深度处，东秦岭与东大别上地幔未观测到显著高速异常.

图 7

Fig. 7

图 7 联合反演得到的剖面二维S波速度结构 (a) 剖面高程图; (b) 地壳0~60 km深度范围S波速度结构; (c) 上地幔30~100 km深度范围S波速度结构. 速度值参考右侧颜色条，绿线为计算最大速度垂向梯度得到的莫霍面深度. Fig. 7 2-D shear wave velocity structure along the study profile obtained from joint inversion Elevation map along the profile is shown in (a), S wave velocity structure of the crust from surface to 60 km depth is shown in (b), S wave velocity structure of the uppermost mantle down to 100 km from 30 km is shown in (c). Specific velocity refer to the color bar on the right side. Green line indicates the Moho depth obtained from calculating the largest vertical velocity gradient.

为了验证反演结果的可靠性，探究西秦岭岩石圈地幔高速存在的真实性，我们在剖面线上进行了两种不同输入模型的检测板测试(图 8与图 9)，检测板测试过程中，台站分布以及所选反演参数与实际反演计算相同.在检测板测试1中(图 8)，按照各构造区域平均速度结构设置输入模型(图 8a、b)，在输出模型中(图 8c、d)可以看到地壳深度范围异常体分布位置、形状、幅值都得到了准确的反演，受限于台站分布，上地幔深度范围异常体形状发生畸变，但异常体分布位置与幅值得到了较好的反演；在检测板测试2中(图 9)，去除西秦岭地幔岩石圈的高速异常设定新的输入模型(图 9a、b)，在输出模型中(图 9c、d)可以看到地壳深度范围内异常体分布、范围、幅值依然得到了很好的还原，地幔深度范围同样有着较好的反演效果.通过上述检测板分析，可以认定我们在100 km反演深度范围内观测到异常分布是可靠的.

图 8

Fig. 8

图 8 剖面检测板测试速度模型1 (a) 地壳深度范围输入模型(0~60 km)；(b) 上地幔深度范围输入模型(30~100 km)；(c) 地壳深度范围输出模型(0~60 km)；(d) 上地幔深度范围输出模型(30~100 km). Fig. 8 No.1 Checkboard test of velocity structure along the study profile (a) Input model of the crustal structure from surface to 60 km depth; (b) Input model of the uppermost mantle structure down to 100 km from 30 km; (c) Output model of the crustal structure from surface to 60 km depth; (d) Output model of the uppermost mantle structure down to 100 km from 30 km.

图 9

Fig. 9

图 9 剖面检测板测试速度模型2 (a) 地壳深度范围输入模型(0~60 km)；(b) 上地幔深度范围输入模型(30~100 km)；(c) 地壳深度范围输出模型(0~60 km)；(d) 上地幔深度范围输出模型(30~100 km). Fig. 9 No.2 Checkboard test of velocity structure along the study profile (a) Input model of the crustal structure from surface to 60 km depth; (b) Input model of the uppermost mantle structure down to 100 km from 30 km; (c) Output model of the crustal structure from surface to 60 km depth; (d) Output model of the uppermost mantle structure down to 100 km from 30 km.

克希霍夫偏移成像的结果如图 10所示.图中红色正幅值标示能量正极性层，连贯的正幅值对应速度跃升界面，其中最明显以及横向最为连贯的正幅值即为莫霍面.可以看见莫霍面深度由西至东从约50 km深逐渐抬升至约30 km深，宁陕断裂(东西秦岭分界线)附近莫霍面起伏明显，在东大别下方莫霍面深度陡然下降至约40 km深，整体而言莫霍面深度变化形态与接收函数Ps波到时变化一致.

图 10

Fig. 10

图 10 剖面克希霍夫偏移成像结果 (a) 剖面高程图；(b) 克希霍夫偏移成像图.红色和蓝色分别表示正幅值和负幅值.黑点与黑色虚线分别为H-κ叠加以及计算最大速度垂向梯度得到的莫霍面深度. Fig. 10 Kirchhoff migration images of the study profile (a) Elevation map along the study profile; (b) Kirchhoff migration images. Red and blue colors represent positive and negative amplitudes. The black dots and black dash line respectively indicate Moho depths obtained by H-κ stacking method and from calculating the largest vertical velocity gradient.

至此我们分别通过H-κ叠加分析、计算最大速度垂向梯度、克希霍夫偏移成像获取了研究区域的莫霍面深度结果.将H-κ叠加以及计算最大速度垂向梯度获取的莫霍面深度结果绘制于图 10b，对几种方法进行对比分析，可以看到各个方法所得到的莫霍面深度整体而言有着较好的一致性.几种方法的差异在于：(1)H-κ叠加分析所利用的速度模型是由CRUST 2.0提供的平均速度模型，而计算最大速度垂向梯度与克希霍夫偏移成像所利用的速度模型由联合反演结果提供；(2)H-κ叠加分析需要预设地壳均匀，克希霍夫偏移成像需要利用经验公式(Brocher，2005)由S波速度模型换算出P波速度模型，而计算最大速度垂向梯度是直接利用S波速度模型获取莫霍面深度，不需要以上前提假定条件与经验公式的换算；(3)H-κ叠加分析与克希霍夫偏移成像不局限于获取莫霍面深度信息，前者可以获取壳内平均V_P/V_S比值，后者可以获取莫霍面以外其他速度间断面的空间分布信息.

经上述对比分析，最终我们选用计算最大速度垂向梯度的方法来获取研究区域莫霍面深度.莫霍面深度观测结果显示(图 10b虚线)，测线之上青藏高原东北缘莫霍面深度达到55 km，向东至西秦岭莫霍面深度逐渐抬升至45 km，东西秦岭之间莫霍面起伏明显，莫霍面深度至东秦岭东部抬升至35 km，桐柏—大别造山带莫霍面深度于桐柏与东大别两处局部加深，平均莫霍面深度约为33 km.整体而言，在研究区域内我们的结果与He等(2014)利用H-κ叠加方法获得的莫霍面深度形态较为一致，而我们的结果含有更多的莫霍面的细节信息.

图 11展示了重力正演模拟的结果.剖面内布格重力异常的变化趋势与莫霍面深度的变化趋势相似，布格重力从剖面西侧青藏高原东北缘最低约-400 mGal上升至剖面东侧大别约-10 mGal.根据地震波速度结构构建的剖面正演模型(图 11c)：青藏高原东北缘的莫霍面深度较深，地壳密度较低(ρ=2.6 g·cm^-3)；西秦岭的莫霍面略有抬升，上地壳密度较高(ρ=2.8 g·cm^-3)，下地壳较厚，而基性下地壳较薄；东秦岭至桐柏—大别造山带下地壳相对较薄，而基性下地壳较厚.这一正演模型得到的重力异常模拟值较好的拟合了我们在剖面线上提取的全球重力异常观测值(图 11b)，进一步佐证了本文联合反演得到的地壳结构模型的可靠性.

图 11

Fig. 11

图 11 剖面重力正演结果 (a) 剖面高程图; (b) 布格重力异常及其不确定度用蓝线表示，正演值用黑线表示；(c)为剖面结构分层模型，各分层之间由上至下密度逐渐增大，计算最大速度垂向梯度得到的莫霍面深度用绿线标记. Fig. 11 Gravity forward modeling results along the study profile (a) Elevation map along the study profile; (b) Blue line is the observed Bouguer gravity anomalies with uncertainties and black line is estimated Bouguer gravity anomalies; (c) The layered model with increasing density from top to deeper part. Green line indicates the Moho depth obtained from calculating the largest vertical velocity gradient.

本文利用秦岭大别造山带以及周边区域的地震数据，通过克希霍夫偏移成像、H-κ叠加计算、接收函数与背景噪声联合反演以及重力模拟，得到贯穿秦岭大别造山带东西向剖面的高分辨率地壳以及上地幔速度结构剖面.秦岭大别造山带地壳厚度呈现西厚东薄之态势，其速度结构在不同构造单元之间也呈现局部区域性变化.

在青藏高原东北缘增厚的地壳所观测到的大范围低速异常揭示了该地区中下地壳软弱层的存在.以往的地球物理以及地质学研究(Enkelmann et al., 2006；Clark and Royden, 2000；Bao et al., 2015)认为，增厚的青藏高原中下地壳的韧性流动为近1000万年以来导致青藏高原构造变形演化的主要因素，而中下地壳软弱层的存在可以视作中下地壳韧性流动存在的重要依据.同时，该区域地壳内的V_P/V_S(平均1.74)并未呈现明显的高异常，说明该区域中下地壳并不存在大范围的部分熔融(Watanabe, 1993).

值得关注的是，沿剖面线由青藏高原东北缘向东至西秦岭，中下地壳S波速度有着非常显著的提升，而地壳V_P/V_S有所下降，说明两个区域地壳组分差异巨大.秦岭地区本身岩浆作用非常发育，特别是早中生代以来西秦岭经历了多期次强烈的构造岩浆热事件(Wang et al., 2013；Wu and Zheng, 2013)，我们认为所观测到的高速异常以及V_P/V_S变化与岩浆活动对于该区域地壳组分的改造密切相关.前人的地震学成像结果同样观测到了两个区域类似的壳内变化并且提出了西秦岭中下地壳阻滞青藏高原东北缘韧性中下地壳流向东扩张的论断(Zheng et al., 2010; Guo and Chen, 2017)，而我们的观测结果为这一论断提供了最为直接的观测证据.

相较于西秦岭，东秦岭地壳厚度明显减薄，中下地壳并没有发现显著的速度异常，而V_P/V_S值有所提升.东秦岭与西秦岭结构与组分的差异性，体现了秦岭在演化过程中的横向不均匀性.早中生代以来，扬子板块以顺时针旋转的形式由东向西逐渐与华北板块沿勉略缝合带拼接在一起(Zhao and Coe, 1996；朱日祥等，1998；Hu et al., 2017)，这种拼接过程初步形成了东西秦岭的差异性格局.而由于新生代以来东西秦岭处于不同的构造环境之下，这种结构差异性进一步被加剧.秦岭地壳整体呈现出长英质特性应与中生代的碰撞造山运动以及晚中生代至新生代的构造演化有关，在演化过程中发生的拆沉作用导致基性下地壳缺失，从而形成了现今以长英质为主的地壳组分(Wang et al., 2014；Guo and Chen, 2017).

桐柏—大别造山带地壳内并未发现大范围速度异常存在，只在大别山东侧地壳浅部可以观察到小范围的高速异常.Luo等(2012)利用背景噪声在大别山进行观测，在其所得到的S波速度结构的相近位置同样观测到了这种浅部的小范围高速异常，其推断此高速异常由区域内高压与超高压变质岩带所造成.桐柏—大别莫霍面深度整体与东秦岭持平，在桐柏山西部以及大别山东部地壳厚度明显增厚，在大别山东部地壳最厚可达43 km，此莫霍面深度结果与前人认识基本一致(王椿镛等, 1997a, b；刘启元等，2005；Luo et al., 2012).

在岩石圈地幔顶部深度范围，青藏高原东北缘存在大范围显著的低速异常，前人在相同区域地震学成像结果同样观测到了这一低速异常的存在(Lei and Zhao, 2016；Zhang et al., 2018)，此低速异常的存在揭示了青藏高原东北缘上地幔岩石圈地幔高速层的缺失以及地壳与上地幔的耦合导致了该区域过热的(低速)中下地壳的存在.西秦岭下方岩石圈地幔顶部高速延伸至剖面底部，结合前人深部成像结果(Jiang et al., 2013；Shen et al., 2016)推断西秦岭岩石圈厚度大于100 km，参考秦岭大别造山带演化历史(Dong et al., 2011；Wu and Zheng, 2013；Dong and Santosh, 2016)推断，这部分高速岩石圈地幔应该为扬子克拉通岩石圈地幔的一部分.桐柏—大别造山带上地幔在70 km以下深度范围S波速度明显降低，结合前人电磁观测(Xu et al., 2016；Zhang et al., 2020)以及地震学深部成像结果(王椿镛等, 1997a, b；刘启元等，2005；Jiang et al., 2013；Shen et al., 2016)，认定该地区高速岩石圈地幔在构造运动中遭受了一定程度的破坏.值得注意的是，东秦岭与东大别地幔岩石圈顶部不存在较大深度范围的高速异常，说明其下方高速岩石圈地幔遭受了更大程度的破坏.前人研究普遍认为古太平洋的向西俯冲诱发了晚中生代以来中国东部大范围岩石圈伸展(Zhai et al., 2007；Windley et al., 2010)，一般将东秦岭—大别岩石圈地幔的破坏主要归因于这一机制.相较于东侧的桐柏岩石圈地幔，西侧的东秦岭岩石圈地幔受到更为严重程度的破坏，这一现象很难在太平洋西向俯冲这一单一机制下得到较为合理的解释.Yu和Chen(2016)通过S波分裂提出了青藏高原软流圈物质沿渭河地堑与东秦岭下方向东流动的观测模型，在这一观测模型中青藏高原软流圈物质沿秦岭东部上涌.我们认为东秦岭同时受到来自西侧青藏高原软流圈物质上涌作用以及西侧太平洋俯冲作用的改造，所以岩石圈地幔遭受如此剧烈程度的破坏.

秦岭—桐柏—大别复合造山带(秦岭大别造山带)是华北克拉通与扬子克拉通块体的边界.本文整合研究区域的接收函数与背景噪声数据，采用H-κ叠加分析、接收函数与背景噪声联合反演、克希霍夫偏移成像等方法，得到了具有高分辨率纵贯秦岭大别造山带东西剖面的地壳以及上地幔结构.结果显示莫霍面深度由西向东逐步抬升，由剖面西侧最深约55 km深上升至剖面东侧最浅约30 km深；莫霍面于东西秦岭之间起伏明显.西秦岭的高速地幔岩石圈延伸至100 km深度，桐柏—西大别岩石圈顶部高速延伸至70 km深度，东秦岭、东大别岩石圈地幔顶部未见较大深度范围的高速异常.本文最重要的结果是在西秦岭中下地壳观测到显著高速异常，这与青藏高原东北缘地壳的低速异常呈现明显反差.由于受到西秦岭中下地壳高速异常体的阻挡，导致青藏高原东北缘的中下地壳流并没有通过西秦岭继续向东流动，也就是说，本文的研究结果不支持青藏高原东北缘的中下地壳流沿秦岭—桐柏—大别复合造山带向东延伸.