0 引言

研究区域位于华南大陆北部与华北克拉通交界处(111°E~120°E，29°N~33°N)(图 1)，具有丰富的地质构造格局，主要包括近东西走向的秦岭-大别造山带，东北-西南走向的郯庐断裂南段，以及扬子准克拉通，其中扬子准克拉通包含了两个主要盆地：江汉盆地和苏北盆地南缘.秦岭-大别造山带与郯庐断裂带构成了华南块体和华北块体的碰撞边界带，从地质角度和构造环境来看，该碰撞带是中国东部地区最重要的构造带之一(张国伟等，2013).最突出的是以UHP(超高压变质)岩石为特征的大别地块以郯庐和襄广东、西侧断裂为边界，沿深层滑脱界面向南巨大推覆，整个掩盖截断了黄石-潜山间的前陆构造系统，显示了大别超高压剥露的造山带地块大规模向南的逆掩推覆运动(Liu et al., 2003).江汉盆地位于扬子克拉通中部，东北缘以襄樊-广济断裂为界与秦岭-大别造山带相邻，其地基底主要由震旦纪-早白垩纪底层构成，为扬子准地台的基底和盖层双层构造(杨攀新等，2009).江汉盆地主要有三个发展阶段：前陆盆地阶段(中三叠—晚侏罗纪)，主要受秦岭-大别逆冲推覆，前缘挠曲形成前陆盆地，同期形成NW走向和NEE-EW走向两组断裂，从而奠定了盆地棋盘网格构造体系；断陷盆地阶段(白垩纪—老第三级)，断裂由原逆冲或逆走滑转变为正断性质，且控制盆地沉积中心，同时盆地发生顺时针旋转，岩浆活动强烈；新第三纪以来盆地阶段，盆地以坳陷为主，整体下降，表现为断裂对盆地沉积控制明显减弱，岩浆活动停止.总体而言，研究区域具有丰富的地质构造样式，呈现典型的盆山构造特征.

随着国家和地方地震观测台网建设的不断完善，华南地区深部结构的研究得到了充分的发展(滕吉文等，2001；黄金莉等，2003；李志伟等，2009；Luo et al，2012；郑现等，2012).这些研究结果加深了我们对华南大陆地壳和上地幔地震波速结构及构造活动的认识，但是多数研究利用固定地震台网，研究区域较大，难以获得较小区域的精细地壳结构特征；前人的研究区域大多集中在华南大陆西南部以及东南部，对华南北部地区研究较少.例如对于江汉盆地主要限于地质研究(杨攀新等，2009)，缺少地球物理观测资料对深部的研究.而对秦岭-大别碰撞带的研究还无法提供精细地壳结构合Moho面起伏，难以为华南华北碰撞过程及其机制提供可靠的约束.本文利用流动地震台站的连续观测波形，基于背景噪声层析成像技术，希望对该区域深部结构的研究提供某些有意义的探索.

1 地震数据和方法 1.1 地震数据

中国地质科学院联合北京大学、南京大学以及中国地震局等多家科研单位于2014年9月开始，在中国华南大陆布设了大量宽频带流动地震台站.北京大学参与并布设了位于江汉盆地附近的40台宽频带地震仪，其中20台安装了Reftek130数字采集器(图 2中深红色三角形)，20台安装了Q330数字采集器(图 2中深蓝色三角形)，本文获取了2014年9月至2015年12月，共计16个月的连续地震记录.另外，由于研究区域较小，为了获取长周期的面波频散曲线，本文还在研究区域东部增加了南京大学20个台站(图 2中红色三角形).南京大学的20台地震仪均安装CMG-40T拾震计以及Reftek130数字采集器，地震记录从2014年9月至2015年12月，共计16个月.

1.2 数据处理方法 1.2.1 互相关函数

理论和实践研究表明(Shapiro and Campillo, 2004；Lin et al., 2007)，在一定条件下，两个台站间的格林函数可以通过对两个台站间长时间记录的背景噪声进行互相关计算得到，公式为

(1)

其中C_AB是台站A、B之间的互相关函数，和两个台站之间的经验格林函数.

本文采用Bensen等(2007)的方法对收集到的地震连续记录提取经验格林函数.首先对单台数据去除仪器响应、截取为一天事件、1 Hz重采样、去均值和趋势、带通滤波(4~100 s)、时域归一化(滑动绝对平均法)和谱白化.接着对两两台站每天的波形进行互相关，线性叠加一个月的互相关函数.研究区域位于南方多雨地区，噪声源负责且受到盆地影响，为了提高互相关波形的信噪比，本文参考Schimmel和Gallart(2007)的方法，基于S-transform方法利用噪声处理软件Corr_stack对互相波形进行非线性叠加，图 3是利用线性叠加以及S-transform方法叠加获得的互相关波形的对比，可以很明显的看出，S-transform叠加确实能够大幅度的提高互相关波形的信噪比.如果噪声源分布不均匀，获得互相关波形会表现出正负非对称性(Stehly et al., 2006)，为了消除这种非对称性的影响，本文对最终的互相关函数进行反序叠加处理.图 4给出了台站HN06和HN24与其他台站间的射线分布情况以及互相关函数正负反序叠加后的结果.

1.2.2 瑞利波相速度的测量

面波的相速度c=w/k反映了一组面波的某一个相位的传播速度，而群速度u=dw/dk则表示这一组面波能量的传播速度，即波包最大振幅的传播速度.本文首先采用常见的FTAN(Frequency-Time Analysis)方法来测量瑞利波的群速度，再利用Luo等(2012)的结果给出相速度参考模型，提取相速度频散曲线.如果信号的信噪比很差，则群速度的测量结果误差较大，因此本文又进行了一次相匹配滤波(phase-match filter)，然后重新测量频散曲线.关于FTAN方法、相匹配滤波以及相速度的测量前人已有充分研究(Levshin et al., 1992；Levshin and Ritzwoller, 2001；Lin et al., 2007)，本文不再叙述.由于本文相速度频散曲线形态稳定，且相速度具有更深的敏感核，本文将只使用相速度进行后续的层析成像.

1.2.3 频散曲线质量控制

检查发现，本文提取出来的某些频散曲线形状异常(如无频散、负频散以及曲线波动大等)，针对这种情况，本文提出了一种自动识别并过滤异常频散曲线的方法：

首先手动识别挑选出部分正常的频散曲线(设置标签‘good’)和异常频散曲线(设置标签‘bad’)；接着，对任意某条频散曲线i，计算它与所有挑选出的频散曲线的相似度，并按相似度从大到小进行排序，提取前k个最大相似度，并计算个曲线中‘good’频散曲线的数量，设为m，则‘bad’频散曲线的数量为k-m；最后使用投票机制判断该条频散曲线i的类别(‘good’或‘bad’)，如果m>k-m，则频散曲线i的类别是‘good’，即正常频散曲线；反之，频散曲线i类别是‘bad’，即异常频散曲线，需要将它过滤掉.

以上算法的核心部分是相似度的定义以及值的选取，本文使用两条曲线的相关系数的修正值作为其相似度的度量，即对曲线x、y有：

(2)

上式中Cor(x, y)表示曲线x、y的相关系数，取值[-1，1]之间，上式处理后能够保证相似度取值区间为[0，1].图 5是一个简单的例子，(a)和(b)是正常形态的频散曲线，(c)和(d)是异常形态的频散曲线；它们的相似度分别为

(3)

上述结果说明了算法的合理性，能够识别异常频散曲线.本文在实际计算中取k=5，对每一条频散曲线使用上面的识别算法，便可以自动的过滤异常频散曲线.

1.2.4 谱方法提取相速度频散曲线

为了获得可靠的频散曲线，一般认为互相关台站的间距应该大于3倍波长(Bensen et al., 2007)，这个限制对于大区域影响较小，当台站比较密集，研究区域较小时，3倍波长的限制将会过滤掉相当多的频散曲线，而本文的台站数目本身不多，因此为了在不损失数量的情况下获得可靠的频散曲线，本文使用了一种谱方法来提取相速度频散曲线(Ekström et al., 2009；Luo et al., 2012)，该方法能够克服3倍波长的限制，保留频散曲线的数量.下面简要介绍该方法：

Aki(1957)考虑两个台站记录的随机噪声之间的互相关并提取频散曲线的平均谱，得到了一个重要公式为

(4)

这里ρ(r, w₀)是平均归一化后互相关频谱，r是台站距离，J₀是零阶贝塞尔函数.c(w₀)是频率为w₀时的相速度.互相关频谱的实部类似于一个零阶贝塞尔函数，其振幅同时受到背景噪声和数据处理中非线性效应的影响，但零点的位置对背景噪声的能量谱敏感(Ekström et al., 2009).所以可以利用零点位置的相似性提取相速度频散曲线.如果ω_n是互相关频谱实部的第n个零点，z_n是零阶贝塞尔函数的第n个零点，则有：

(5)

然而，准确的关联互相关频谱的零点和J₀的零点比较困难，因此基于(5) 式，可估计c_m(w_n)，即:

(6)

m可取值0，±1，±2，….

图 6简要说明了该方法的流程，首先获得HN07~HN35台站对的互相关波形(图 6a)，接着对互相关函数进行傅里叶变换获得频谱，并获得频谱实部与频率的曲线图(图 6b)，需要注意的是，对于某些信噪比不高的互相关波形，其谱波形有很多高频成分，因此有必要再一次针对谱波形进行滤波)，然后计算谱实部的零点值序列，记为ω_n；接着获取第一类零阶贝塞尔函数的零点序列，记为z_n，台站HN07和HN35之间的距离记为r，利用(6) 式，针对不同的m值，计算频散散点值，图 6c中，从上至下离散点对应的m值分别为-2，-1，0，1和2，利用经验限制(图 6c中红色直线)，可以确定m=-1是最终求得的相速度频散曲线.

为了确定谱方法对于本文研究数据的可行性，本文计算两种方法获得的频散曲线的残差分布情况.对某个台站对，定义两个频散曲线的平均绝对残差积分为

(7)

MARI(Mean Absolute Residual Integration)是平均绝对残差积分值，代表了两条曲线相速度的平均绝对残差值，p₁、p₂分别是曲线周期重合部分最小和最大周期，Δ(p)是周期p时两条频散曲线相速度的差值.利用上面的定义，本文计算了两种方法提取的频散曲线的MARI值，并绘制其分布(图 7)，可以看出，超过70%的曲线相速度误差小于0.05 km/s，相速度误差小于0.1 km/s的曲线超过80%的比例，这说明了排除某些异常值，谱方法获得和相速度频散曲线和FTAN方法获得频散曲线具有很好的一致性.部分频散曲线，FTAN方法表现稳定，谱方法获得的结果则偏差较大，本文认为可能的解释包括：(1) 数据处理非线性项的引入导致零点测量误差较大；(2) 拟合曲线时发生了过拟合(例如，离散点较少时，频散曲线即容易过拟合).

谱方法的优势在于对台站对的距离没有苛刻的要求，这在研究区域较小时具有充分的优势，另一方面，对于某些信噪比不是很高的互相关波形，它也能很好的提取频散信息.例如图 8给出了部分FTAN方法无法正确提取频散信息，而谱方法能够获得稳定的频散曲线的数据.结合FTAN方法和谱方法的优劣，本文综合考虑获取最终的频散信息.如果两者误差较小，则使用FTAN方法获得的频散曲线，如果FTAN方法获得频散曲线形态异常，则利用谱方法的结果作为补充，这样可以最大程度地获得更多的频散曲线，这对于研究区域较小，数据质量不高的情况具有重要意义.至此本文获得了较为可靠的研究区域6~35 s的相速度频散信息，可以作为下一步层析成像的反演数据.

1.2.5 瑞利波相速度层析成像

得到了台站对的频散曲线后，本文采用Barmin等(2001)的方法，将研究区域划分为0.3°×0.3°大小的网格，然后进行瑞利波相速度成像.成像中采用射线理论，某一周期瑞利波的走时t(w)与速度c(x, w)的关系为

(8)

x是地球表面某一点坐标，p是射线路径，w是角频率.观测数据d与速度模型m之间的关系可记为

(9)

其中，ε为观测误差.反演即最小化目标函数，公式为

(10)

其中C是先验互相关矩阵，F(m)为空间平滑函数，H(m)为模型的加权模(weighted norm of model)，反演过程中α、β分别取值为250和1.

2 结果与讨论

图 10、图 11和图 12分别是不同周期层析成像结果，射线覆盖以及残差分布图.射线路径在江汉盆地具有很好的覆盖，而在大别山地区射线密度较为稀疏，这直接导致最后反演出的模型在大别山地区呈现平均模型，因此本文不讨论其结果.残差直方图显示各个周期的残差均服从正态分布，这说明了结果的合理性，其中8~16 s周期的残差相对更小，其层析成像结果的可信度更高.

图 9是瑞利波相速度对深度的敏感核，其显示了不同周期的相速度受不同深度S波速度的控制.由于6 s周期射线覆盖较差，本文接下来只讨论8~35 s周期的成像结果.首先本文发现研究区域平均相速度要大于华北克拉通的平均相速度(唐有彩等，2011)，这显示了两个碰撞块体明显不同的地壳结构差异.

短周期相速度图像(8~16 s)显示了大部分速度异常与地表地质构造单元存在较大的相关性，盆地和山区的边界被速度异常勾绘出(图 10).其中，8 s周期的瑞丽波相速度分布图像主要反映了地壳浅层的速度结构，其勾勒出了江汉盆地和苏北盆地南缘的低速异常，以及大别山西侧和黄山地区的高速异常，且江汉盆地低速异常边界与地质研究获得的盆地边界保持很好的一致性图 13b.8 s周期在江汉盆地低速异常中心显示该地区沉积中心呈NW向展布，对比图 13中沉积中心位置和展布方向，本文的成像结果与地质研究获得的沉积等深线走向吻合的很好.

江汉盆地在12 s周期时呈现微弱低速异常，而到了14 s周期时盆地则无明显速度异常，由于12~14 s周期瑞利波相速度敏感核深度为15 km左右，这表明江汉盆地基底大致处于15 km深度，该结果与盆地地震活动性暗示的盆地基底具有较好的一致性(杨攀新等，2009).12~16 s周期苏北盆地仍表现低速异常，大别山西侧仍表现为高速异常，而黄山地区则由高速异常转为低速异常.

16~25 s周期的相速度异常的变化反映了莫霍面的控制作用，例如20 s周期的相速度的高速区对应于莫霍面较浅的地区，而低速区对应于莫霍面较深的地区.图 10中20 s周期相速度在江汉盆地表现为高速异常，表明江汉盆地具有较浅的地壳深度，而在研究区域东部(及苏北盆地北缘和黄山地区)表现低速异常，表明该区域具有较深的地壳深度.

20~30 s周期在江汉盆地和大别山西侧仍保持高速异常，其中江汉盆地速度异常呈现环形特征，四周较中心有很大的高速异常；苏北盆地南缘和黄山地区依然保持显著的低速异常.由于莫霍面深度对相速度较大的影响，本文不能仅由相速度来推测下地壳的速度异常，这需要进一步反演出剪切波速度.

对于周期30~35 s的相速度图像，相速度主要反映了上地幔顶部的速度结构(图 9).研究区域30~35 s周期在江汉盆地和大别山西侧出现高速异常，且盆地中心显示低速异常(低速异常体较小，本文认为分辨率无法达到)，但是仍然可以明显看出在江汉盆地呈现出环形异常的特征，地质研究表明江汉盆地在白垩纪-老第三纪发生过强烈地岩浆活动，新第三纪以来岩浆活动停止，因此本文认为环形高速异常可能与深部岩浆活动对下地壳的底侵作用(under plating)有关.黄山地区16~35 s呈现出的显著低速异常可能暗示其莫霍面较深，即其具有较深的山根；而苏北盆地南缘8~35 s均呈现低速异常，一方面表明其具有巨厚的沉积层，另一方面暗示其莫霍面也较深.

3 结论

本文利用背景噪声层析成像方法得到了华南北部地区6~35 s的瑞利波相速度分布图，揭示了研究区的部分地壳结构特征.结果显示：江汉盆地沉积中心30°N~30.5°N范围内，且呈NW向展布，这与地质研究获取的盆地等深线较好的吻合在一起；12~14 s的相速度异常特征显示江汉盆地基底大约在15 km左右，该结果与该地区地震活动性具有较好的一致性；江汉盆地具有较浅的莫霍深度，而苏北盆地南缘以及黄山地区则具有较深的莫霍深度；江汉盆地30~35 s周期的环形相速度异常可能原因是其深部仍有岩浆的活动性，与深度岩浆对下地壳的低侵作用有关.苏北盆地南缘8~35 s均显示低速异常，这表明其不仅具有巨厚的沉积层，还具有较深的莫霍面.

致谢 作者向参与华南地区北京大学流动地震台阵的架设、数据采集工作的同志表示衷心的感谢，并感谢南京大学在数据共享方面的支持