南海瑞雷面波群速度层析成像及其地球动力学意义

陈 立 薛 梅， Le Khanh Phon 杨 挺

1）中国上海200092同济大学海洋地质国家重点实验室

2）Geophysics Department，Hanoi University of Mining and Geology，Hanoi 10000，Vietnam

南海瑞雷面波群速度层析成像及其地球动力学意义

陈 立1）薛 梅1），Le Khanh Phon2）杨 挺1）

1）中国上海200092同济大学海洋地质国家重点实验室

2）Geophysics Department，Hanoi University of Mining and Geology，Hanoi 10000，Vietnam

南海处于欧亚板块、菲律宾海板块、太平洋板块和印度－澳大利亚板块的交汇处，其地质和构造作用十分复杂.通过面波群速度成像，给出了南海及邻区的三维横波速度分布并分析了其地球动力学意义.南海西部和南部新布设的地震台站使得利用单台法时路径覆盖比过去更好.特别是在华南地区，新的台站分布能够弥补该地区地震少且台站少造成的射线密度不够的缺点.首先运用多重滤波法得到南海周边48个台站周期为14—130s范围内的基阶瑞雷波频散曲线图；接着通过子空间反演得到整个区域在不同周期时的群速度分布；最后通过阻尼最小二乘反演得到不同深度切片上的横波速度分布及不同纵剖面上的横波速度分布.结果显示：① 海盆速度较高，且速度分布很好地勾勒出海盆的轮廓.浅层较高的横波速度说明海盆都具有洋壳性质，而深部较高的横波速度则可能对应扩张中心生成洋壳后残留的高速物质.不同海盆速度上的差异与它们的热流值和年龄大小一致.海盆下的高速异常在60km以下消失，且在一定深度范围内由低速区替代.在低速区下200km深度，在南海海盆观测到一条NE－SW走向的高速异常，可能与古俯冲带有关.② 环南海出现明显的高速区，对应俯冲带特征，且这些高速区速度差异明显且有间断，说明俯冲带的非均质性和俯冲角度的差异.③ 在环南海高速区内侧（向南海侧）观测到不连续的低速区.在浅层，这些低速区反映了沉积层和地壳的厚度特征.在地幔，这些低速区可能对应于古太平洋俯冲带的地幔楔或者也可能反映了南海海盆停止扩张后残留的地幔熔融物质.④ 南海海盆岩石圈的厚度为60—85km.

南海 面波群速度 快速行进法 子空间反演 层析成像

引言

南海（图1）在西太平洋边缘海中有着特殊的地质意义.它处于欧亚板块、菲律宾海板块、太平洋板块和印度－澳大利亚板块的交汇处（夏斌等，2004），经过复杂的地质演化过程，形成了独特的沟－弧－盆构造和丰富的矿产资源.南海的特殊位置也造就了其独特的地幔和岩石圈结构（姚伯初等，2005）.

在南海的形成和演化机制方面，根据所侧重的区域构造动力来源（印度与欧亚板块碰撞、地幔上涌、太平洋板块俯冲）的不同，主要分为5类（夏斌等，2004）：① 弧后扩张模式：认为南海是太平洋板块向欧亚板块俯冲形成的被动式弧后盆地（Karig，1971）；② “碰撞－挤出－拉张”模式：认为南海的形成与印度和欧亚板块碰撞造成的印支块体侧向滑出有关（Tapponnier，Molnar，1976；Tapponnieretal，1982，1986，1990；Briaisetal，1993）；③“地幔柱活动”和“地幔上涌”模式：认为南海不同方向不同部位的地质现象可以用地幔柱引起的局部对流及与岩石层底部的摩擦力导致大面积的伸展来解释（张健等，2001；Miyashiro，1986；Wangetal，1995）；④ 陆缘伸展扩张模式：认为南海是区域应力场作用导致陆块向洋扩散的结果，有人也将这个过程称之为陆壳洋化（黎明碧，金翔龙，2006）；⑤ 海底扩张模式：认为南海大陆边缘是大西洋型被动大陆边缘，南海海盆是经过海底扩张形成的（张健等，2001；Taylor，Hayes，1983）.这些模式可以解释部分现象，但同时也与某些现象矛盾.现在的观点一般认为南海的形成可能是多种机制综合作用的结果（夏斌等，2004；李延兴等，2010；姚伯初等，2004），仅仅运用某种模式均难以解释海盆内部的构造现象.

目前关于南海地下结构的研究主要是利用地震剖面，所探测的深度在莫霍面以上，缺少来自地幔的深部结构信息，而深部结构对理解与约束南海的演化模型是非常有价值的.地震层析成像作为一种探测地球内部结构的方法，主要分为体波层析和面波层析两种.与体波相比，面波的衰减相对较弱，作为远震记录中能量最强的波组更容易识别（徐果明等，1994）.体波层析分辨率高，但所需的资料量大，在既没有地震台又缺少较大震级地震的南海洋盆地区不适用.面波层析依赖于面波的频散特征，虽然分辨率没有体波的高，但只要地震和台站包围了所反演的区域，就能反演，因此比较适合对缺乏地震观测数据的南海海盆进行成像.

面波反演可分为群速度反演和相速度反演.从数据的来源来看主要有单台法和双台法.单台法（朱良保等，2002；朱介寿等，2002）是利用地震－台站对形成地震射线，而双台法（徐果明等，2000；何正勤等，2009）则利用台站－台站形成射线.最近几年发展起来的噪声成像（房立华，吴建平，2009；Zhengetal，2010）也可以看作是双台法的特例.不同之处在于所用的面波波形不是由天然地震激发，而是由两个台站之间记录的噪声互相关得到.双台法对台站的分布要求较高，反映的主要是台站之间的地层信息.用地震面波资料对全球的地壳上地幔构造进行层析成像分析时一般使用球谐函数分析的方法，区域性面波层析成像方法主要分为以下几种（徐果明等，1994）：① 分块反演法.把反演区域划分成很多小块，每块内的速度恒定，路径走时积分是每块叠加的结果（Wuetal，2004）；② 本征函数展开法.把模型按本征函数（如球谐系数）展开，然后代入数据与模型的关系式，解出展开系数，从而得到模型的具体表达（Nakanishi，Anderson，1982）；③ 球面Radon变换.把平面上的Radon变换推广到球面上局部区域（Xu，1988）；④ 概率法.需要选择模型的先验协方差（易桂喜等，2008）；⑤ 波形反演法.不用求出频散曲线就可以直接由观测资料来反演地壳上地幔结构（曹小林等，2001；朱介寿等，2002）.

关于南海地区的层析成像，比较有代表性的方法，如纵横波走时层析成像（瞿辰等，2007），基于走时的面波分块反演法（Wuetal，2004），利用面波以及散射波振幅和相位信息的分块波形反演（曹小林等，2001）.近年来，南海周边特别是在南海西部和南部的陆地新布设了不少地震台站，使得利用单台法时路径覆盖比过去更好.特别是在华南地区，新的台站分布能够弥补华南沿海地区地震少且台站少造成的射线密度不够的缺点，从而保证了成像的质量.因此有必要将这些新的地震数据综合到反演中去，以获得对深部结构更好的分辨率.本文在48个地震台站得到了有效的地震数据，通过子空间法反演了区域内的群速度，并进一步得到了南海地区地壳上地幔的横波速度图.由这些图像特征分析讨论了南海地区各种深部构造的成因及其对南海演化的地球动力学意义.

1 数据与方法

1.1 数据及预处理

地震数据选取的范围为10°S—30°N、90°—130°E，将南海环绕其中.数据来源于IRIS、NCDSN及同济大学在越南布设的4个台站.对于大部分IRIS台站而言，地震数据起止时间为2006年4月—2011年4月.此外，我们从NCDSN网站上下载了中国沿海地区12个台站从2009年起共2年的数据，且使用了越南台站从2009年起共1年的数据.选取的地震满足以下条件：①地震震级大于等于5级，以保证地震资料的信噪比；②地震深度小于等于100km，以保证激发的主要是基阶面波；③ 震中距不小于10°.此外，如果在很短的时间内地震台记录了多次地震，导致波形是多次地震重叠的结果，就将这样的波形手工挑出并舍弃不用.经过以上筛选及下文所述的频散测量后，本研究所用的地震总数为856.台站及地震分布见图1.

在测量面波频散前，我们对地震数据进行了预处理，包括去斜率，去均值，去仪器响应，将数据重采样为每秒2个点并在0.005—0.1Hz范围内滤波.之后通过人工挑选面波数据得到信噪比高、瑞雷面波波形清晰的垂直分量数据.

1.2 频散曲线的提取方法

对于每个台站－震源对，提取的频散曲线都能反映台站到震源部分的地层结构.我们采用多重滤波法来测定群速度的频散曲线（Herrmann，Ammon，2004；房立华，2009）.

对时间信号W（t）经过傅里叶变换得到频谱W（ω），令

式中，r是震中距，视频率通过对插值可以得到图2给出的例子是IC台网QIZ台站的原始波形及频散曲线图.

1.3 群速度反演

由多重滤波法提取的频散曲线数据有些可能可信度不高（如基阶波中混入干扰很大的高阶波，地震错误的定位等），对反演结果造成很大的影响.因此反演前我们先对每个周期的数据作频度分析，对每个周期算出群速度均值v0和方差σ.对于给定的阈值α0，只选择

式中，F（ω－ωi）＝exp｛－αi［（ω－ωi）／ωi］2｝，i＝1，…，N为高斯滤波器，ωi为滤波器的中心频率，αi为控制滤波器的带宽.

令Ai＝｜S（ωi，tj）｜，ψi＝arg（S（ωi，tj））.对所有的ωi，自动搜索与｜S（ωi，tj）｜最大振幅相应的群走时tgr（ωi），即可找到群走时曲线tgr（Ωi），群速度频散曲线可以表示为满足的群速度数据用作反演计算.这里α0取值为3（朱良保等，2002）.从数据筛选后形成的射线路径的覆盖效果看，我们确定的反演周期为14—130s.在该周期范围内，射线路径都在1 000条以上.在26—44s，射线路径在3 000条以上.

图1 南海与邻区主要地质构造及研究区域内地震和台站分布黑色圆点表示地震，三角形表示IRIS及NCDSN台站，菱形表示同济大学布设的台站.1.台湾岛；2.海南岛；3.北部湾盆地；4.莺歌海盆地；5.吕宋岛；6.马尼拉海沟Fig.1 Main tectonic units and geographic names in and around the South China Sea，and seismic stations and earthquakes（black dots）used in this study Triangles indicate IRIS and NCDSN stations，diamonds stand for stations deployed by Tongji University.1.Taiwan Island；2.Hainan Island；3.Beibuwan Basin；4.Yinggehai Basin；5.Luzon；6.Manila Trench

群速度反演的目的是由汇集单条射线路径上携带的频散信息来提取整个区域内的频散信息.将研究区域划分成网格，固定周期由该周期对应的群速度值反演可以得到每个网格点上的群速度值.取不同的周期反演，则在每个网格点都可以提取出一条新的频散曲线.

我们采用子空间法（Rawlinson，Sambridge，2004）反演网格点的群速度值，其中的正演过程采用快速行进法.子空间法的关键在于将模型的扰动描述为p个M维基向量的线性组合.若设m为模型，S（m）为目标函数，则模型的扰动是M×p阶的投影矩阵.把δm值代入下式：

图2 QIZ台站记录的原始波形的宽频带Z分量（a）及其所对应的频散曲线（b）图（b）中颜色表示能量等级，越深表示能量越强；三角形、圆点和方块均表示能量的等级，且方块所表示的能量等级最大，方块连线指示了频散曲线的位置Fig.2 BHZ component of the original waveform recorded at QIZ station（a）and the corresponding dispersion curve after multi－filtering（b）.Darker color in figure（b）shows the stronger energy levels，triangles，dots and diamonds reveal the energy levels and diamonds show the strongest level.The continuous set of diamonds indicates the dispersion curve

式中，G是解正演问题时的Frêchet矩阵的偏导数，Cm与Cd分别是先验模型的协方差矩阵和数据模型的协方差矩阵，D与模型的结构有关，ε与η分别是阻尼参数与模型的平滑参数.

子空间方法的优点在于只需对一个维数等于子空间维数的矩阵进行反演.它成败的关键在于选择好有效子空间的基向量（Oldenburgetal，1993），使得每一步的反演都能兼顾速度和精度.其主要思想是：把误差和目标函数的模型分量分成多个部分，用与每一分量有关的最速下降矢量进行反演.最速下降法和共轭梯度法都是一维的子空间法.

正演过程中提到的快速行进法是基于程函方程作走时计算的（张风雪等，2010）.将网格点划分为活动点、邻近点和远离点3种节点.标定震源点为活动点并使该点的走时为零（杨昊，2007）.然后根据程函方程计算所有与震源点相距一个网格间距的点的走时，标定这些点为邻近点，所有剩余点为远离点.从邻近点中选择走时最小的点标为活动点.依照走时最小点为活动点的原则，逐渐扩大邻近点的个数直到所有网格点都成为活动点为止.由于在震源点附近的波前曲率很大，利用有限差分计算走时会在震源点附近引起较大误差，故我们在震源点附近的计算网格进行了加密处理.

群速度反演区域为14°S—34°N、86°—134°E，网格间距为2°×2°（反演时网格不需加密）.各周期反演结果的可靠性在一定程度上可以用棋盘测试来实现（房立华等，2009）.给定棋盘大小为2°×2°，由于区域内群速度值都在2km／s与4.5km／s之间，故我们选定模型速度值为3.2km／s，加上一定的正负扰动，扰动的最大值为0.8km／s.本文中针对所有周期所做棋盘测试的输入模型均采用这一模型.

1.4 横波速度反演

得到区域网格点的频散曲线后，我们由频散曲线通过横波速度反演可以得到该点下方横波速度vS随深度H变化的一维模型.最后将不同点的vS－H模型按一定规则拼接在一起，即可以得到区域内的三维横波速度图像.

对瑞雷波而言，用面波频散曲线反演地球内部模型时，每层的待定参数有4个：横波速度、纵波速度、层密度和层厚度.但由于面波频散主要对横波速度和层厚度敏感，而对层密度和纵波速度的敏感程度较弱，实际上反演参数可以只考虑层厚度和横波速度这两个参数.各层的密度和纵波速度可以由求出的横波速度根据统计关系得到（朱介寿，1988）.

根据分辨率测试结果，我们把参与横波速度反演的区域缩小为8°S—24°N、94°—128°E.在新的范围内，横波速度反演采用阻尼最小二乘法，其中涉及的正演过程（即由已知模型求其对应的频散曲线）采用Knopoff的算法（Panza，1985）.在初始模型的选取上，类似于李永华等（2009）的做法，将模型分为层状地壳和层状地幔两部分，前者参考CRUST2.0模型.由于我们研究群速度反演的最大周期为130s，而面波能反映1／3波长范围内的地球结构，按面波速度为4.5km／s估算，最终能够探测到的深度在200km左右.在地幔部分先划分了18层，每层厚度为10km；接下来又划分了10层，每层厚度为20km；最后一层是半空间.面波群速度受层厚度的影响比受横波速度的影响要小，我们反演时将地球内部划分成许多薄层，固定层厚度，只反演各层的横波速度.

2 反演结果

2.1 区域群速度分布

我们得到了周期为14—130s之间共32个周期的群速度分布图.从中选取了几个有代表性的周期（图3—8）来分析群速度特征.通过分辨率测试，发现区域内大部分异常信息都能得到恢复.在周围地区由于射线覆盖少，恢复的图像相对较差，文中对这部分的成像结果不加解释.

在分析群速度时遵循的原则是：俯冲板块相比周围地幔较冷而表现为比周围地幔更高的群速度；地幔楔由于俯冲板块释放的水等流体上升，降低了该处熔点发生地幔熔融而表现为比周围地幔更低的群速度.此外，高的地震活动性，厚的沉积层，较新的地层成分，高的地热值等都对应相对低速的区域.因此，我们从速度的分布特征就能够得到其构造特征.

周期为14s的群速度值大致能反映15km深度范围内的地层结构.14s时（图3），高速地区主要出现在南海海盆、苏拉威西海海盆、马来西亚半岛和西菲律宾海海盆，说明这些海盆的地壳都是洋壳性质的.从南海大陆架到南海深处群速度由低到高的特征也与地壳厚度由深变浅有着很好的对应关系.高速区与海盆的形状能够很好地符合，且中央海盆相对于西南海盆而言，平均速度值更高一些.这与 Wu等（2004）的结果类似.朱介寿等（2002）认为，红河断裂带是将南海分成两部分断裂带的起源，可能正是由于红河断裂的发育造成了南海在断裂带两侧海盆速度值的差异.

图3 T＝14s时的群速度分布图像（a），棋盘测试的输入模型（b）和棋盘测试输出结果（c）.后面图件中针对其它周期棋盘测试的输入模型与本图相同Fig.3 Distribution of group velocity in study area（a），input model for checker－board test（b）and the recovered model through similar inversion process（c）（T＝14s）.For other periods in the following figures，the same input model is used for checker－board test

海南岛及冲绳海槽、加里曼丹岛东部、吕宋岛、台湾岛、菲律宾群岛和苏门答腊岛链呈现低速分布.低速区的位置与群岛的位置有很好的对应关系.这些岛弧相对的低速可能与有较厚的沉积层以及岛弧下方的熔融结构有关.冲绳海槽是菲律宾板块俯冲引起的现今强烈活动的弧后扩张区，表现为沿海沟方向的低速条带，可能是受强烈的弧后扩张和地热活动所控制（彭艳菊等，2002）.另外，台湾西南盆地以及南海西北部的北部湾盆地和莺歌海盆地也呈现低速分布，这与汤军等①汤军，宋晓东，徐震，郑斯华.2010.中国南海和周边地壳与上地幔结构及其板块构造意义.长江大学地球科学学院和美国伊利诺伊大学地质系.的结果一致.低速与海盆的沉积层厚度有关.汤军等②汤军，宋晓东，徐震，郑斯华.2010.中国南海和周边地壳与上地幔结构及其板块构造意义.长江大学地球科学学院和美国伊利诺伊大学地质系.的研究表明，莺歌海盆地的新生代沉积厚度达到17km，台湾西南盆地为2—10km2.而从图3中则可以看出，台湾西南盆地的群速度确实比北部湾盆地和莺歌海盆地的高.

随着周期的增加，群速度更能反映深部结构.周期为28s时（图4）的群速度图与周期为14s时的相比，相同区域的速度值都变大.虽然西菲律宾海分辨率不太理想，但仍能显示出它的大致形态.它与南海海盆一起形成了该周期的两大高速区域（平均速度值已经达到4.0km／s）.苏拉威西海海盆也出现高速，但高速范围没有南海海盆大.在周期为14s和28s时，整个苏禄海海盆的速度值相对于南海海盆和苏拉威西海海盆都低.这种较低的速度结构可能是因为苏禄海海盆的地热高于其它海盆（Wuetal，2004）.加里曼丹岛东北向仍然呈现相对低速（事实上，加里曼丹岛自西向东分布着3条北东向的构造－岩浆活动带（李旭，杨牧，2002）），说明其东北部分与西南部分地壳厚度的差异.此外，在这一周期还观测到了红河断裂两侧速度差异的现象，即东北速度高、西南速度低，这与Wu等（2004）的观测结果一致.

图4 T＝28s时的群速度分布图像（a）和棋盘测试输出结果（b）Fig.4 Distribution of group velocity in study area（a）and recovered model from checker－board test（b）（T＝28s）

在周期为40s时（图5），大部分地区的速度都在3.6km／s以上，比较明显的低速区域仍然出现在加里曼丹岛及吕宋岛.沿苏门答腊—爪哇一带，速度的分布呈条带状，勾勒出岛弧的轮廓.南海海盆和苏拉威西海海盆的高速区域继续扩大.

周期为80s时（图6），群速度对应的深度范围可到100km以上，整个区域的速度趋于一致.南海海盆和苏拉威西海海盆速度较周期为40s时有所下降.说明在周期为80s时，这两个区域可能已经进入软流圈部分.苏门答腊—爪哇一带的速度分布由短周期时的低速转为沿岛弧分布的高速体，应该与这一带的俯冲板块有关.中南半岛呈现高速，说明这是一个较冷的块体，可能是由印度板块与欧亚板块碰撞而向东南挤出形成的（Wuetal，2004）.

周期为100s和130s时的群速度分布图像如图7和图8所示。

周期为100s时（图7），短周期群速度图上的南海海盆和西菲律宾海海盆高速特征完全消失；环南海岛弧包括苏门答腊—爪哇一带呈现较高的群速度特征，苏拉威西岛东南部出现了明显的高速区域；沿红河断裂的低群速度继续存在；中南半岛的高速区域有所缩小；海南下方首次出现了较低的群速度.环南海岛弧的高速区所对应的都是俯冲带（如马尼拉海沟）的位置.在高速区内侧（向南海侧）则可以观测到不连续的低速区，在苏拉威西海盆和爪哇岛弧内侧观测到的低速区应该分别对应于菲律宾海洋板块和澳大利亚板块俯冲的地幔楔，而在南海海盆及加里曼丹岛向海侧观测到的低速区，则可能对应于古太平洋俯冲带的地幔楔，或者也可能反映了南海海盆停止扩张后残留的地幔熔融物质，在地幔楔由于俯冲板块释放流体而引起地幔楔熔融造成速度降低.刘昭蜀等（2002）通过计算南海地幔流应力场的全阶场后认为，南海深部地幔流由华南大陆向东南方向蠕散，并在苏拉威西海北部形成汇聚焦点，使得南海南部边缘构造运动强烈.这些构造运动使得菲律宾群岛这个作为菲律宾海海盆和南海海盆的过渡区地震活动性高，速度变化大，变形强烈.周期为130s（图8）的群速度图大致能反映200km深度范围的地层信息，与周期为100s时的相比低速区域继续扩大，环南海的高速区更为明显.

2.2 横向剖面上的横波速度分布

横波速度反演区域为8°S—24°N、94°—128°E.不同深度上的横波速度切片如图9所示.可以看出，横波速度随深度的变化特征与群速度随周期变化的特征非常相似.在30km深度，南海海盆、西菲律宾海海盆、苏禄海海盆、苏拉威西海海盆的横波速度值较高，且高速区与海盆的形状能够大致吻合；低速区仍在中南半岛和加里曼丹岛，且在加里曼丹岛的速度由西南到东北呈降低趋势，可能反映了地壳和沉积层厚度的变化；红河断裂两侧的速度差异则不如周期为28s时的群速度分布图明显.随着深度变化到60km，对应海盆的高速区域缩小，中南半岛呈高速区，围绕南海出现明显的高速区，对应俯冲带特征.从85km、100km和120km深度切片看，南海海盆的高速区消失，转而由低速区取代；环南海代表俯冲带的高速区特征明显，且这些高速区速度差异明显且有间断，说明了俯冲带的非均质性和俯冲角度的差异.此外，在海南岛下方观测到了低速区，说明该处地幔较热，而在周期为100s和120s时的群速度图上观测到的红河断裂下方的低速条带则不明显.在85km深度处，南海海盆出现低速，说明其岩石圈厚度小于85km；在100km深度处苏拉威西海海盆也出现了低速，在120km深度处南海海盆与苏拉威西海海盆的低速特征都特别明显.到200km深度，亦即本研究的最大探测深度底界面，除了环南海的反映俯冲带特征的高速区以及中南半岛的高速区更为明显外，还在南海海盆观测到了一条NE－SW走向的高速异常.因为图8（周期为130s）所代表200km深度范围内的群速度分布图的检测板测试效果比较好，所以我们认为200km处的横波速度切片结果是有意义的.

与Wu等（2004）的结果对比，除了有相似的特征如高速的南海海盆和环南海的高速俯冲带外，也观测到了新的速度特征：在30km深度的切片上，我们的结果显示，在加里曼丹岛的东北向可以看到清晰的低速带；在60km深度的切片上，南海高速区的横波速度值小于Wu等（2004）所估计的；在85km深度处，加里曼丹岛及马来西亚的低速区没有Wu等（2004）的那么明显；我们的观测深度更深，在85km及更深的切片上，我们观测到了环南海周围的俯冲带附近出现环带状的高速分布，且在南海中央观测到一条NE－SW走向的高速异常.

如果把海盆由高速向低速跳转的深度作为岩石圈的厚度，则由横波速度的切片图上可知南海海盆岩石圈的厚度在60—85km，这与Wu等（2004）和曹小林等（2001）的结果相比稍大.苏拉威西海海盆的岩石圈厚度比南海海盆的厚，在200km处相对而言仍然是低速.姚伯初和万玲（2010）指出南海陆缘岩石圈厚度在70—80km，而在南海洋盆之下岩石圈厚度则超过100km.岩石圈平均厚度与Wu等（2004）的45—50km，以及曹小林等（2001）的60—65km相比也偏大.

图9 不同深度h对应的横波速度分布（a）h＝30km；（b）h＝60km；（c）h＝85km；（d）h＝100km；（e）h＝120km；（f）h＝200kmFig.9 Shear wave velocity slices at different depth h（a）h＝30km；（b）h＝60km；（c）h＝85km；（d）h＝100km；（e）h＝120km；（f）h＝200km

2.3 纵向剖面上的横波速度分布

我们选择了4条纵向剖面（图10）来观察8°S—24°N、94°—128°E范围内，从不同方向切割南海的横波速度随深度的变化特征.剖面的方向分别是：Ⅰ沿100°E、0°N和122°E、22°N两点之间的线段形成的剖面；Ⅱ沿106°E、22°N和126°E、2°N两点之间的线段形成的剖面；Ⅲ沿96°E、16°N和126°E、16°N两点之间的线段形成的剖面；Ⅳ沿116°E、22°N和116°E、6°S两点之间的线段形成的剖面.各剖面上的速度分布见图11和图12.

从剖面图中可以看出，印支地块、华南、加里曼丹岛、吕宋岛等地壳部分平均厚度在30km左右；洋盆的地壳较薄，在平均10km深度即直接进入高速部分.剖面Ⅰ中西南海盆的高速分布到达约60km的深度，没有中央海盆约80km的深度深，且在80km下能观察到明显的低速分布，厚度约为60km，沿剖面东北—西南走向的宽度约为300km，可能与古太平洋俯冲带的地幔楔对应，也可能反映了南海海盆停止扩张后残留的地幔熔融物质；印度板块沿苏门答腊的俯冲带也清晰可见，到达约120km的深度，且与更深处的高速体连接在一起.剖面Ⅱ中苏拉威西海海盆高速出现的深度比南海海盆的浅，且高速部分的速度值要大于南海海盆的速度值；这种高速特征在华南和海南岛地壳下也能观察到；西南海盆下方的低速区也清晰可见，并向东南方向倾斜；另外苏拉威西海盆下方还观测到非常大的低速区，可能对应于菲律宾俯冲带的地幔楔.剖面Ⅲ中可以观测到吕宋岛两侧的双向俯冲特征：表征南海海洋板块的高速区俯冲到吕宋岛下方约100km深度，而表征菲律宾海洋板块的高速部分向吕宋岛下方俯冲且高速特征能延续到150km.剖面Ⅳ中可以看到南海海盆和加里曼丹岛下的速度结构的不同，加里曼丹岛的地壳厚度约35km，明显大于南海海洋板块10km的厚度；南海海盆高速区下的低速带很明显，并略微向南倾斜.

图10 4条纵剖面位置图Fig.10 Locations of the 4vertical profiles（black lines）

3 讨论与结论

从面波成像结果可以看出，南海的深部结构极其不均匀，多个地质体同时作用于南海周边，理解这些地质体的作用时间和作用的方式，对理解南海的扩张与关闭有着重要的意义.

图11 纵剖面Ⅰ和Ⅱ对应的横波速度分布Fig.11 Shear wave velocity slices for profilesⅠandⅡ

赵会民等（2002）给出了部分西太平洋边缘海盆的形成时代.南海：45—17Ma BP；苏禄海：24—13Ma BP；苏拉威西海：50—42Ma BP.这大致说明苏拉威西海海盆的年龄要老于南海海盆，苏禄海海盆的年龄相对最年轻.从30km和60km处（这两个深度都能反映岩石圈特征）的横波速度分布图中可以看到，南海海盆平均横波速度最高，苏拉威西海海盆其次，苏禄海海盆最低.这与海盆的年龄大致可以对应.苏拉威西海海盆的平均横波速度低于南海海盆的原因，可能是由于苏拉威西海不像南海那样在东面有菲律宾群岛作为缓冲而减弱构造运动的强度和频度，相反由于受到菲律宾板块和澳大利亚板块的直接作用而发生强烈的构造活动，使横波速度降低.

图12 纵剖面Ⅲ和Ⅳ对应的横波速度分布Fig.12 Shear wave velocity slices for profilesⅢandⅣ

在200km的切片上，在南海海盆观测到了一条NE－SW走向的高速异常，我们推测这可能对应残留的古俯冲带.晚侏罗世—早白垩世期间，南沙地块与华南地块之间的海域向华南地块俯冲.早白垩世洋壳俯冲完毕，两侧陆块发生碰撞.晚白垩世—古新世南海北部因碰撞增厚的岩石圈开始拆沉，再加上太平洋板块的俯冲后撤，其向欧亚板块汇聚的速率降低，古南海北部开始处于伸展环境.始新世—渐新世古南海开始向南部加里曼丹岛俯冲.晚中生代时为俯冲带和地块缝合带的南海北部陆坡成为这个伸展环境下最为软弱的地带，南海必定从此处开始初始张裂.到中中新世，古南海的俯冲结束，南海停止扩张，受太平洋板块驱动顺时针旋转移来的菲律宾板块开始向南海西部洋壳仰冲（闵慧等，2010）.如果古俯冲带的假说成立的话，根据得到的高速异常的走向，我们可以推断是古新世—始新世期间残余的古俯冲带.

从图9中还可以看出，在软流圈深度范围内，随着切片深度的加大（从85—120km），南海海盆的低速区域始终存在，随着深度的增加低速更低，且低速区总体趋势是向东扩大.这些低速区应该对应周围温度更高的地幔物质，其最为低速的区域对应于马尼拉俯冲带的地幔楔，因此很有可能与马尼拉俯冲板块释放流体上升引起地幔熔融有关.这些低速区可能曾经为南海海盆的扩张提供了动力，也可能反映了南海海盆停止扩张后残留的地幔熔融物质.中南半岛呈现高速，说明这是一个较冷的块体.可能是由于印度板块与欧亚板块的碰撞向东南挤出而形成的.

面波成像结果表明，南海及其周边的深部结构极其不均匀，主要表现在以下几个方面：

1）南海海盆、苏拉威西海海盆和菲律宾海海盆存在勾勒出海盆轮廓的高速区，其中南海海盆平均横波速度最高，苏拉威西海海盆其次，苏禄海海盆最低.海盆间速度上的差异与它们的热流值和年龄大致可以对应.在短周期14s时，南海中央海盆的群速度比西南海盆的高.南海海盆岩石圈的厚度在60—85km.

2）环南海出现明显的高速区，对应俯冲带特征，且这些高速区速度差异明显且有间断，说明了俯冲带的非均质性和俯冲角度的差异.此外，在南海海盆200km深度观测到一条NE－SW走向的高速异常，这可能对应残留的古俯冲带.

3）在周期为28s时，可以观测到红河断裂两侧群速度的明显差别，即东北高西南低；在更长周期80s和100s时可以观测到较低的群速度，这有可能反映了该断裂引起的地幔热效应.实际上很多文献（姚伯初，万玲，2010；蔡学林，朱介寿，2010）已表明，该断裂是一个深度达到岩石圈的破裂.

4）在海南岛地幔观测到了低速区，但并不比在其它地区，如华南地块或红河断裂下观测到的低速区更为显著（Leietal，2009）.

5）在环南海高速区内侧（向南海侧）观测到不连续的低速区.在浅层，这些低速区反映了沉积层和地壳的厚度；在地幔，这些低速区应该对应于俯冲带的地幔楔.

6）南海海盆的高速异常下（85—120km）观测到一个随着深度的增加向东南倾斜的低速区，这些低速区可能曾经为南海海盆的扩张提供了动力，可能对应古太平洋俯冲带的地幔楔，也可能反映了南海海盆停止扩张后残留的地幔熔融物质.

总之，环南海的多个地质体在深部也有速度异常，如在深部观测到的环南海俯冲带，在南海海盆200km深度观测到的可能对应残留古俯冲带的高速异常，由于印度板块与欧亚板块的碰撞向东南挤出而形成的较冷的块体中南半岛等.这些构造带如俯冲带，印度板块与欧亚板块的碰撞挤出，可能存在的地幔的热驱动在深部的速度异常，以及它们与南海的地缘关系，决定了它们对南海的扩张与关闭有着重要的贡献.

NCDSN和IRIS为本研究提供了地震数据；Robert B Herrmann和Charles J Ammon提供了计算群速度频散曲线的Computer Programs in Seismology软件；N Rawlinson提供了计算区域内面波群速度的FMST软件；Barbara Romanowicz对计算面波频散曲线提供了帮助；审稿专家对本文提出了细致中肯的修改意见.作者在此表示诚挚的谢意.

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陈 立 同济大学海洋与地球科学学院.2009年长江大学地球物理学专业毕业，获学士学位；2012年同济大学海洋与地球科学学院毕业，获固体地球物理学硕士学位.现主要研究方向是面波层析成像.美国地球物理学会会员.

Group velocity tomography of Rayleigh waves in South China Sea and its geodynamic implications

Chen Li1）Xue Mei1），Le Khanh Phon2）Yang Ting1）

1）StateKeyLaboratoryofMarineGeology，TongjiUniversity，Shanghai200092，China
2）GeophysicsDepartment，HanoiUniversityofMiningandGeology，Hanoi10000，Vietnam

The South China Sea is one of the marginal seas of West Pacific where the Eurasian plate，Philippine Sea plate，Pacific plate and Indo－Australian plate interact，and therefore has complex geological structures.In this study，we give a 3Dshear wave velocity structure of South China Sea deduced from surface wave tomography and analyze its geodynamic implications.Due to the newly deployed seismic stations in western and southern South China Sea，we have a better ray path coverage when using the single station method.This is especially true for the coastal region of southern China，where earthquakes occur less frequently and the newly added stations can increase the ray density in this region.We used earthquakes distributed on the periphery of South China Sea and collected earthquake data from 48stations.We first calculated the group velocity dispersion curves of fundamental mode for Rayleigh waves with periods from 14s to 130susing multiple filter technique.Then we conducted subspace inversion to get group velocity distributions for different periods in the region.Finally，on the basis of the relationship between shear wave velocity and group velocity under certain layer structure of the Earth，we obtained the 3Dshear wave structures in the form of depth slices and vertical profiles by using a damped least square algorithm.The results show：① High velocities exist in sea basins where velocity image delineates the shape of sea basins：the high velocities in shallow parts may indicate oceanic characteristics of the sea basin crust，while high velocities in deeper parts may come from high velocity materials which remained after the formation of oceanic crust at expanding ocean ridge.The velocity differences among sea basins are consistent with their heat flow values as well as their ages.The high velocities disappear at depths greater than 60km，and are replaced by a low－velocity zone in a certain depth range.Beneath the lowvelocity zone，a NE－SWhigh－velocity belt is observed at a depth of 200km，and may be related to the ancient subduction in this region.②Surrounding the South China Sea，there are obvious high velocities representing peripheral subductions.These high－velocity features are segmented and show differences in velocity values，implying nonuniformness of these subducting plates as well as their different subducting angles.③ Above these high－velocities，we see discontinuous low－velocity zones.At shallow depths，these low velocities reflect the thickness of sedimentary layers and the crust，and in mantle depths，the low velocities may correspond to either mantle wedges of the ancient Pacific subduction zones or residual mantle melting anomalies after the cease of South China Sea opening.④The lithosphere thickness of the South China Sea basin tends to be 60—85km.

South China Sea；Rayleigh wave group velocity；fast marching method；subspace inversion；tomography

10.3969／j.issn.0253－3782.2012.06.003

P315.3＋1

A

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国家自然科学基金专项基金项目（41040033）、上海市自然科学基金（10ZR1431600）、国家重点基础研

究发展计划项目（2007CB411702）和国家自然科学基金重大研究计划项目（91128209）联合资助.

2011－11－23收到初稿，2012－03－05决定采用修改稿.

e－mail：meixue＠tongji.edu.cn