双聚束噪声成像揭示钦杭与武夷山成矿带上地壳精细结构

侯爵， 徐涛， 吕庆田， 郑孟杰， 白志明

1 中国科学院地质与地球物理研究所， 岩石圈演化国家重点实验室， 北京 100029 2 中国地震局地球物理研究所， 北京 100081 3 中国科学院大学， 北京 100049 4 中国科学院地球科学研究院， 北京 100029 5 中国地质科学院， 北京 100037

0 引言

华南陆块地处欧亚大陆东南部，濒临西太平洋，由扬子地块与华夏地块碰撞拼贴而成(图1).新元古代扬子地块与华夏地块碰撞拼贴形成江南造山带(舒良树, 2012; Wang et al., 2013; Zhang and Zheng, 2013)，构成了统一的华南陆块.三叠纪华南陆块与华北碰撞拼合形成秦岭—大别碰撞造山带(Wu and Zheng, 2013; 张国伟等, 2013)，与特提斯印支陆块碰撞拼贴，形成三江造山带(Carter et al., 2001).进入中生代，在太平洋板块俯冲(Isozaki, 1997; Zhou et al., 2006)以及周缘块体汇聚作用下(董树文等, 2007),华南在中生代期间经历由EW 向特提斯构造域向NE向西太平洋构造域的体制转换(任纪舜, 1984; 李三忠等, 2017)，伴随着复杂的陆内造山作用(Wang et al., 2013; 张国伟等, 2013),形成大规模的面状构造变形(张岳桥等, 2009)、北东向延伸的大规模走滑断裂系统(李三忠等, 2017)(图1)、大面积的火成岩省(Zhou et al., 2006; 毛建仁等, 2014)及大规模多金属矿床(华仁民和毛景文, 1999).华南陆块是全球罕见的世界级多金属成矿省，成矿潜力巨大.迄今在华南陆块探明的钨、锡、锑、铋储量居世界第一，铜、铀、钒、钛、汞、稀有金属储量居全国第一，铅、锌、金、银、铂族元素等矿种的储量也名列全国前茅(胡瑞忠等, 2015).这些矿床的成矿时代主要集中在中生代，集中产于5条世界级成矿带.这些矿带自北而南依次为：长江铜金铁成带(常印佛等, 1991; 周涛发等, 2008; 吕庆田等, 2014)、江南钨矿带(项新葵等, 2012; 陈国华等, 2015; 毛景文等, 2020)、钦杭铜多金属成矿带(杨明桂等, 2009; 倪培和王国光, 2017)、武夷山钨铀金银多金属成矿带(徐德明等, 2012)和南岭钨锡钼铍成矿带(陈毓川等, 1989; 陈骏等, 2008).

钦杭成矿带位于扬子与华夏地块在新元古代形成的拼贴带内(图1).东起浙江杭州湾，经湘东和赣中，向广西钦州湾延伸，全长近2000 km，宽100～150 km(杨明桂和梅勇文, 1997).北东段大型超大型矿床密集产出，主要与燕山早期(180～160 Ma)小体积侵位的埃达克质斑岩有关，主要成矿类型为斑岩型和矽卡岩型，矿化以铜金为主，成矿年龄集中于175～160 Ma(倪培和王国光, 2017).典型矿床包括德兴超大型斑岩铜矿, 其辉钼矿Re-Os年龄为171 Ma(Wang et al., 2015).类似矿床包括银山铜金多金属矿床(170 Ma; Wang et al., 2012)和建德铜矿(161 Ma; Chen et al., 2017)等(图1).

图1 研究区域位置及地震台站分布“万载—永春”剖面跨越钦杭成矿带、武夷山成矿带及东南沿海火山岩带.红色三角形表示本研究中所使用的短周期地震台站(以一定的间隔(～50 km)绘制，并未绘制出所有的地震台站).青蓝色和粉红色区域代表了钦杭成矿带和武夷山成矿带的大致范围.(a) 华南地块构造格架(据李三忠等，2017，略修改)，反映区内发育扬子克拉通(地块)、江南造山带和华夏块体等构造单元和NE向主要走滑断裂.主要断裂系统包括：江山—绍兴断裂、合浦—北流断裂、吴川—四会断裂、邵武—河源断裂及政和—大浦断裂.代表性的中生代大型矿床(如德兴、建德和冷水坑等)被显示.(b) 研究区地质简图(据叶天竺等, 2017)，反映剖面沿线主要地层与岩浆岩分布.Fig.1 Research region and the location of seismic stationsWanzai-Yongchun seismic profile spans the Qin-Hang Metallogenic Belt, the Wuyishan Metallogenic Belt and the Southeastern Coast volcanic plutonic belt. The red triangles represent the short-period seismic stations used in this study (not all stations are shown in the illustration, only including stations that maintain a specific spacing about 50 km). The cyan and pink areas represent the approximate spatial range of the Qin-Hang and Wuyishan metallogenic belts. (a) Tectonic frame in the South China Block (Modified from Li et al., 2017), including the Yangtze Craton, the Jiangnan Orogenic Belt and the Cathaysian Block, as well as the NE strike-slip fault system: the Jiangshan-Shaoxing Fault, Hepu-Beiliu Fault, Wuchuan-Sihui Fault, Shaowu-Heyuan Fault, and Zhenghe-Dapu Fault. Mesozoic representative ore deposits (e.g., Dexing, Jiande, Lengshuikeng and so on) are shown. (b) Simplified geological map in research region (Ye et al., 2017), including the distribution of the strata and magmatic rocks across the survey line.

武夷山成矿带北以江南—绍兴断裂带为界，与北侧的钦杭成矿带相邻，南以政和—大浦断裂为界，与东南沿海火山带相隔(图1).江南—绍兴断裂带是扬子地块与华夏地块的拼合边界，政和—大埔深大断裂控制着东南沿海大面积(近10万km2)巨厚(平均5000 m)的中生代火山岩系.邵武—河源深大断裂与NW向断裂总体上控制了301多个孤立的火山断陷盆地的形成与分布，相伴产出长约400 km的武夷山成矿带(杨明德和姚金炎, 2008).该成矿带迄今已探明大中型矿床180余处，尤以W、Sn, U、Ag、Pb-Zn等重要矿种最具优势(丁建华等, 2016).根据构造-岩浆控矿特征及主要矿床空间分布，成矿带大致可分为三条亚带.北亚带大致在江绍断裂与武夷隆期带北缘之间区域发育，成矿作用与中生代火山断陷盆地内中心式超浅成侵位的火山-岩浆系统有关，矿化以次火山(斑岩)和隐爆角砾岩型U-Pb-Zn和Ag-Pb-Zn为主.代表性矿床包括冷水坑大型银铅锌矿(162 Ma; 孟祥金等,2009)、相山大型铀-铅锌矿等(115 Ma; 陈正乐等, 2012)；南亚带沿邵武—河源深大断裂带及其两侧分布，银铅锌矿主要产于中生代火山-沉积盆地外侧及边缘，如福建龙溪梅仙铅锌矿床、浙江龙泉乌岙铅锌矿床、浙江遂昌冶岭头等(杨明德和姚金炎, 2008).铀矿化显示分段发育、集中成群特点(唐湘生等, 2011).中亚带成矿主要与中生代黑云母花岗岩体、二云母花岗岩及白云母有关，矿化以钨锡为主，矿床主要产于北东向深大断裂及其与近东向断裂交汇部位，代表性矿床包括行洛坑钨矿(153 Ma)、岩背锡矿床(125 Ma)、浒坑(150 Ma)和金溪钨钼矿(152 Ma)等(毛景文等, 2008; 杨明德和姚金炎, 2008).

中酸性岩浆的形成发育及相关的成矿作用是三维岩石圈演化的物质响应.地壳作为直接被活化改造的对象，忠实地记录了构造活动的过程和结果.与中酸性岩浆有关的金属矿床，尽管初始形成深度不尽相同，但多数位于地壳浅部0.5～10 km范围.因此，揭示成矿带地壳结构，特别是成矿系统所根植的浅部地壳的精细结构，对理解成矿系统的形成发育、成岩成矿机理以及区域成矿预测等具有重要意义.

在华南地区，前人针对上述相关问题已进行了一系列研究并取得了重要进展.例如，远震P波和S波接收函数研究显示，华夏地块岩石圈厚度约60～70 km, 南岭—武夷交汇区地壳平均厚度为31.2 km,泊松比值为0.23，总体呈薄地壳、低泊松比的特点(Li et al., 2013; 叶卓等, 2013; Zheng et al., 2014; 徐涛等, 2014; 韩如冰等, 2019).钦杭成矿带地壳平均厚度约34 km,以高波速比(VP/VS)为特征，反映地壳富含铁镁质组分(Zhang et al., 2021a,b).电性结构研究表明，东南沿海火山岩区和武夷隆起带岩石圈存在明显的电性结构差异(胡祥云等, 2017).大尺度卫星重磁场揭示，钦杭成矿带两侧存在具有不同的物质组成和基底特征(林吉焱等，2020).卫星重力数据结果表明，钦杭成矿带(东段)处于莫霍面隆起区域，反映幔源物质对成矿作用有较大的影响，而武夷山成矿带位于莫霍面隆-陷交替区域，成矿作用可能与壳幔相互作用关系更为密切(罗凡等, 2019).总体上，前人对钦杭和武夷成矿带的地壳结构探测与研究积累了不少资料，但目前仍缺乏高分辨率的地壳速度模型，对成矿带壳幔相互作用和岩浆活动的表现形态和影响范围等问题仍缺乏关键性证据；同时，跨越不同成矿带的综合研究还相对较少，仍难以对区域成矿差异性的内在原因和控制因素做出深刻揭示.

为了进一步增进对区域成矿背景和深部过程的认识，查明控制成矿差异性的根本因素，同时探索主动源和被动源联合探测的可行性，我们利用短周期密集台阵，开展了跨钦杭和武夷山成矿带的“万载—永春”剖面主动源和被动源联合探测(林吉焱等, 2020; Lin et al., 2021; Huang et al., 2022； Zheng et al., 2022).在本次研究中，我们利用该剖面记录的连续波形数据，开展了双聚束噪声成像研究，获得了剖面下方的S波速度结构.本文结合已有的研究成果，对研究区的地壳精细结构及其对区域成矿差异性的控制作用进行了深入讨论.

1 数据与方法

我们使用了中国科学院地质与地球物理研究所于2018年11月在中国东南部布设的“万载—永春”剖面所记录的近1个月的环境噪声数据.该剖面呈北西-南东向，横跨新元古江南造山带、武夷山隆起带和东海沿海岩浆带等三大构造单元，穿越钦杭成矿带和武夷山成矿带，全长约530 km，台间距约为1 km，共包括了436台EPS-2型短周期地震仪(图1).

1.1 噪声互相关函数

本文采用了Bensen等(2007)提出的经典环境噪声数据处理流程计算台站之间的噪声互相关函数.首先将各个台站所记录的连续波形数据截取为1 h的数据文件，并重采样至20 Hz.然后对数据进行去均值、去线性趋势、去仪器响应、带通滤波(0.3～10 s)、时域归一化和频谱白化等处理.在此基础上，计算了所有台站对相同时段内(小时)数据的互相关函数.对于单个台站对，使用了Li等(2018)发展的相位加权技术，对所有按小时计算的互相关函数进行叠加，得到了台站对之间最终的噪声互相关函数.在本研究中，我们仅使用了台站的Z分量数据.

本文所计算的所有噪声互相关函数的接收台站均位于源台站的东南侧.图2a 展示了1141台站与其他所有台站之间的噪声互相关函数，可以看到Rayleigh波信号仅出现在互相关函数的负支，而正支则几乎没有信号，这表明噪声源的能量主要来自于研究区域东南侧的海洋.故此，我们只使用了噪声互相关函数的负支部分.图2c对1141-1343台站(图2a中的红线)的互相关波形(图2b)进行了时频分析，结果显示信号的能量主要集中在2～5 s.

图2 按台站间距排列的噪声互相关函数及对噪声互相关波形的时频分析(a) 1141台站与其他所有台站之间的噪声互相关函数； (b) 经过对称翻折和归一化处理后的1141-1343台站对((a)中的红色实线)噪声互相关函数的负支，红色虚线表示2.0～4.0 km·s-1的速度窗口；(c)为(b)中噪声互相关波形的时频分析结果.Fig.2 Noise cross-correlations against inter distance and the time-frequency analysis of the noise cross-correlation waveform(a) Noise cross-correlations between station 1141 and other stations. (b) The negative branch of noise cross-correlations of station pair 1141-1343 (red line in (a)), after flipping symmetrically and normalizing. The red dash lines denote the velocity window 2.0～4.0 km·s-1. (c) Time-frequency analysis result of the noise cross-correlation waveform in (b).

1.2 双聚束噪声成像

地震学中聚束分析，其基本思想是估计在地震台阵上传播的地震波的相干部分，并确定其传播性质(Krüger et al., 1993; Rost and Thomas, 2002).这一思想被广泛用于识别地震波的类型和入射角(Nakata et al., 2019).通过将密集台阵划分为若干个子台阵，对单个子台阵进行聚束分析时，称为单聚束分析.而当两个子台阵满足一定的要求时(如：远场假设)，根据平面波假设，可以假定存在地震波从一个子台阵(源阵列)传播到另一个子台阵(接收阵列).在此情况下，对源台阵和接收台阵同时开展聚束分析，便称为双聚束分析(图3).作为一种台阵分析技术(Boué et al., 2013)，双聚束方法在地震学中得到广泛应用，如：识别全球尺度的反射震相(Krüger et al., 1993; Poli et al., 2015)、研究局部和实验室尺度的地震波传播(De Cacqueray et al., 2011; Nakata et al., 2016)、开展多路径浅水层析成像(Roux et al., 2008, 2011)和面波成像(Boué et al.,2014; Roux et al., 2016; Wang et al., 2019a)等.

图3 双聚束分析原理示意图修改自Nakata等(2019)的图8.3.浅灰色圆形表示台站的位置，深灰色圆形表示双聚束所使用的台站.黑色圆圈表示源/接收波束的大小，黑色箭头代表叠加波形的出射角度θs和入射角度θr，虚线指示了源波束和接收波束之间波传播的最短路径.us和ur分别为源波束和接收波束内的慢度.Fig.3 Illustration of double beamformingModified from the Figure 8.3 of Nakata et al. (2019). The light gray dots show the location of stations, and the dark gray dots represent the stations used for double beamforming analyses. The black circle represents the source and receiver beam width (size). The black arrows denote the outgoing (θs) and incoming angles (θr) of the stacking waveforms, and the dashed line indicates the shortest path for wave propagation between the source and receiver beam. us and ur are the slowness in the source and receiver beam, respectively.

本研究所使用的方法，是最近新发展的针对1D线性台阵的双聚束噪声面波成像方法(Wang et al., 2019a).其原理是，当源波束和接收波束满足远场假设时，基于面波传播的平面波假设，通过给予合适的慢度搜索空间，对源波束和接收波束同时开展聚束分析，从而直接估计能够代表波束内的最优速(慢)度.时域内表示如下：

其中Z表示叠加的波形，z为各个台站对的噪声互相关波形，us和ur分别为源波束和接收波束的Rayleigh波慢度，t为Rayleigh波到时，Ns和Nr分别为源端和接收端内台站的个数.相应的，频域(Wang et al., 2019b)内双聚束分析表示如下：

(2)

与常规的双聚束分析(如：Nakata et al., 2016)不同，Wang等(2019a)针对1D台阵进行一定的简化，即忽略了波传播的方位角θs和θr(图3)，相应的τs和τr定义如下：

(3)

其中Xsi和Xrj分别表示源台站和接收台站的位置，Xsc和Xrc分别表示源阵列和接收阵列中心的位置.

相比较传统的噪声成像方法，基于1D台阵的双聚束噪声成像(Wang et al., 2019a,b)方法提供了一种直接测量相速度的途径，规避了常规的相速度反演步骤，能够有效避免对速度异常的错误估计.此外，该方法可通过在不同的源-接收波束之间进行重复测量，能够有效地估计所测量局部相速度的不确定性.

为了利用双聚束方法得到单个波束内不同周期的相速度，我们使用了高斯窄带滤波器(Bensen et al., 2007; Nakata et al., 2019)对计算的噪声互相关波形进行了窄带滤波，图4a—d分别展示了中心周期为1.0、3.0、5.0和7.0 s的结果.由图4a中可见，1.0 s的Rayleigh波在视觉上仅存在于150 km范围以内，150 km以外几乎不存在有效信号.值得注意的是，大约在100～150 km范围内，中心周期为1.0 s的噪声互相关波形存在两组连续可追踪的波形，除了基阶Rayleigh波外，我们推测另外一组信号可能为高阶面波或是体波信号(Zhan et al., 2010).3.0 s和5.0 s的Rayleigh波(图4b,c)信号连续且信噪比良好，7.0 s的Rayleigh波(图4d)的信噪比明显降低，应该与仪器的频带范围有关.

图4 窄带滤波处理后的噪声互相关函数1141台站与其他所有台站之间的经窄带滤波处理后的噪声互相关函数，这里仅显示了存在面波信号的负支.(a)—(d)对应的周期分别1.0、3.0、5.0和7.0 s.Fig.4 The narrow-band filtered noise cross-correlationsThe narrow-band filtered noise cross-correlations between station 1141 and other stations, only negative branches that include the surface wave signals are shown. (a)—(d) are at 1.0, 3.0, 5.0 and 7.0 s period.

在进行双聚束分析之前，首先需要根据观测系统的几何形状和台站间距的特点，确定波束中心的位置，即以简单且规则的方式对研究区域进行空间采样.我们使用分段线性函数对剖面台站位置进行拟合，并将波束中心的沿经度方向间距设置为2 km，最终获得共计240个波束中心，波束中心和台站的位置如图5所示.

图5 台站与波束中心位置蓝色三角形表示地震台站，红色圆形表示波束中心.Fig.5 Seismic stations and beam centerThe blue triangles and red circles denote the location of the seismic stations and beam center, respectively.

然后，需要确定与成像横向分辨率有关的波束宽度.射线理论(Wang and Dahlen, 1995)要求每个周期对应的波束宽度至少需要大于1/2倍的波长.我们根据研究区域周期和相速度的经验关系(1.0～3.0 s周期范围的参考相速度值为3 km·s-1，3.0～7.0 s为3.5 km·s-1)估计了各个周期Rayleigh波的波长范围，同时综合考虑波束内的有效台站(经验上单个波束内至少需要有3个台站才能够获得稳定可靠的测量结果)等因素，最终选择了20 km作为进行双聚束分析的波束宽度.此外，我们移除1.5倍波长范围以内的波束对，以满足远场假设要求(Yao et al., 2006; Yang et al., 2007, 2012; Luo et al., 2015).

遵循Wang等(2019a)的处理流程，在进行双聚束分析之前，我们对噪声互相关波形进行了截断(速度窗口4.0 km·s-1)和平滑衰减处理，以减弱高阶面波和前驱到时可能带来的影响.通过采取不同的源慢度(us)和接收慢度(ur)组合，对波束内的台站与源/接收波束中心的距离进行校正，进而在频域(Wang et al., 2019b)进行波形的倾斜叠加.在此过程中，采用了2D网格搜索的策略，以叠加后波形包络的最大振幅为评价标准，确定源/接收波束下方的最优慢度(图6).

图6 2D网格搜索最佳慢度示例(a) 采取不同的源/接收波束慢度组合时所叠加的波形.黑色实线为实际的叠加波形，红色实线根据叠加波形所计算的包络; (b) 叠加波形包络的最大振幅随源波束慢度和接收波束慢度变化的分布情况.黄十字表示最大振幅的位置.Fig.6 Example of determining the best slowness by 2D grid search(a) Stacked waveforms with different source beam slowness and receiver beam slowness. The black line is the stacked waveforms, and the red line is the envelope waveforms of the stacked waveforms; (b) The maximum envelope amplitude of the stacked waveforms with respect to the source side slowness and receiver side slowness. The yellow cross marks the location with the maximum amplitude.

在完成所有波束对测量后，对于单个波束中心，存在由不同源-接收波束测量所获得的慢度.在去除两倍标准差以外的极端测量值后，以剩余慢度的平均值作为该波束中心的最优慢度，而波束慢度的测量误差被定义为有效测量值的标准差除以独立测量数(即非重叠波束的个数)的平方根(Wang et al., 2019a).此外，叠加波形的信噪比也作为测量慢度取舍的评价标准，本文仅保留了信噪比大于20的测量值(表1).

表1 叠加波形信噪比统计Table 1 SNR (Signal-to-Noise Ratio) statistics of the stacked waveforms

图7a—d分别以1.0、3.0、5.0和7.0 s周期为例，展示了沿剖面相速度的测量结果.各个周期结果对比表明，1.0和7.0 s的测量误差明显大于3.0和5.0 s，这与不同周期噪声互相关波形的信噪比有关(图4).短周期信号受制于研究区域噪声源能量的频带范围(图2c)，而长周期则受地震仪器频带范围和观测时间的限制.这一点在不同周期的叠加波形的信噪比上也有所体现(表1).在空间范围的分布上，周期为1.0 s时剖面两端的测量误差明显大于中间部分，这应该与1.0 s的Rayleigh波信号强度有关.图4a显示，1.0 s的Rayleigh波信号仅存在于有限的台站间距范围内，因此相比较于其他周期，可用于进行波形叠加的台站对较少，尤其是对于测线两端的部分.对于绝大部分周期而言，存在一定空间范围内(如：116.0°～116.5°)的测量误差较大，这应该与该范围内波束中心周围可用台站较少有关(图5).

图7 沿地震剖面的慢度测量结果(a)—(d) 分别为1.0、3.0、5.0和7.0 s的瑞雷波相速度测量结果，误差棒表示测量值的误差.Fig.7 Slowness measurements along the seismic survey profile(a)—(d) are the Rayleigh wave phase-velocity measurements at 1.0, 3.0, 5.0 and 7.0 s period, error bars represent the measuring uncertainties.

进而，我们将所有周期和波束中心的测量结果进行组合，得到了距离-周期的2D相速度(图8a)和测量误差(图8b)剖面.整体上，测量误差较大的区域一般是由于波束中心周围没有足够的台站(图5).此外，较短周期范围(≤1.5 s)的测量误差普遍较大.以测量误差模型(图8b)为参考，便可对所获得的相速度模型进行初步评价，有助于识别和剔除虚假的速度异常，如横向200～350 km范围内存在一系列狭小的条带状异常，这很有可能是因为该范围内波束中心附近可用台站不足，测量结果不稳定导致的.

图8 (a) 2D相速度剖面; (b) 2D测量误差剖面Fig.8 (a) 2D phase velocity cross-section. (b) 2D cross-section of the measuring uncertainties

1.3 S波速度结构反演

为了获得剖面下方的S波速度结构，我们使用Rayleigh波相速度频散数据(图8a)进行了迭代最小二乘1D反演(Herrmann, 2013).在S波速度反演之前，我们对频散数据进行了质量控制，实际使用的Rayleigh波相速度频散剖面如图9所示.一方面，我们舍弃了测量误差(图8b)较大的频散数据.Gkogkas等(2021)曾尝试过类似的做法，用以减少因非均匀噪声源对相速度测量所带来的影响.本文以3.0 km·s-1为参考速度，去除了测量误差大于2%参考速度的频散数据，这一过程主要去除了周期为1.0 s和7.0 s的部分测量误差较大的频散数据(图9).另一方面，我们以反演后的结果作为参考，舍弃了部分测量频散和理论频散拟合程度较差的数据.我们对反演后测量频散和理论频散的标准误差进行了统计，仅保留了标准误差小于0.02 km·s-1的频散数据(约占总数的90%).由此过程去除的频散数据不仅具有相对较高的测量误差，而且表现出空间上的聚集性，所在的区域正是推测可能出现虚假相速度异常的位置(图8).正如前文所提到的，这可能是因为波束中心附近可用台站不足，使得测量结果不稳定，可靠性较低.

图9 (a) 用于S波反演的2D相速度频散剖面； (b) 测量误差剖面白色空白位置为舍弃的频散数据，黄色三角形标注了图10频散数据对应的位置.Fig.9 (a) 2D phase velocity cross-section used for S-wave inversion. (b) The cross-section of the measuring uncertaintiesThe white blank represents the discarded dispersion data, the yellow triangle represents the corresponding location of dispersion data in Fig.10.

在反演每个波束中心的Rayleigh波频散时，我们采用了不随深度变化的恒值初始模型，设定S波速度为3 km·s-1，P波速度为5.25 km·s-1, 密度为2 g·cm-3，地层厚度为0.5 km，最大反演深度为20 km.在迭代反演S波速度的过程中，波速比(=1.75)保持不变，密度则由与P波速度有关的经验关系进行更新(Brocher, 2005).同时，为了避免过小阻尼值可能会导致数据的过拟合，我们首先采用较大的阻尼值(=10)进行初次反演，然后使用较小的阻尼值(=0.5)进行了20次迭代反演，获得了该波束中心下方的S波速度结构.

图10展示了遂川—抚州盆地内的一个波束中心(图9a的黄色三角形)频散数据反演结果.图10a为反演前后速度模型的变化，图10b是根据反演的速度模型计算了不同周期(1.0、3.0、5.0和7.0 s)的深度敏感核，图10c 展示了测量的相速度频散与根据反演速度模型计算的理论频散的拟合情况.我们以最长周期(=7.0 s)的深度敏感核(图10b红色实线)为参考，选择了10 km作为速度模型的截断深度，用以组成测线下方的2D横波速度剖面.同时，使用了局部多项式插值算法对反演结果进行了网格化和空间平滑，最终得到的2D横波速度剖面如图11a所示.基于林吉焱等(2020)所获得的P波速度模型(图11b)，我们计算得到了剖面下方0～6 km的波速比模型(图11c).

图10 单个波束中心频散反演示例(a) 1D初始速度模型和反演结果，对应于图9a黄色三角形所标识位置的数据； (b) 1.0、3.0、5.0 和 7.0 s瑞雷波相速度对横波速度的敏感核； (c) 测量频散和由反演结果计算的理论频散.Fig.10 Example of S-wave inversion at a single beam center(a) 1D initial S-wave velocity model and inversion result, corresponding to the data at the location denoted by yellow triangle in Fig.9a; (b) Sensitivity kernels of Rayleigh wave phase velocities to shear-wave velocities at 1.0, 3.0, 5.0 and 7.0 s; (c) The measuring dispersion and theoretical dispersion that is calculated by the inversion result.

图11 “万载—永春”剖面上地壳速度结构地层符号：Pt，元古宇；Mz，中生界(未分层)；J-K，侏罗-白垩系；γ:中生代花岗岩；∈:寒武系；T，三叠系；J，侏罗系.数据来源：叶天竺等, 2017.(a) S波速度结构，黑色和蓝色虚线标识了区域内断裂在深部可能的展布形态；(b) P波速度结构(林吉焱等, 2020)；(c) VP/VS波速比结构.Fig.11 The upper crustal seismic velocity structure beneath the “Wanzai-Yongchun” survey profileAcronyms for stratum: Pt，Proterozoic; Mz，Mesozoic (undivided); J-K，Jurassic-Cretaceous; γ，Mesozoic granites; ∈, Cambrian; T, Triassic; J, Jurassic. Data source: Ye et al., 2017. (a) S-wave velocity structure. The black and blue dash lines denote the potential deep extending patterns of regional faults. (b) P-wave velocity structure (Lin et al., 2020). (c) VP/VS ratio structure.

1.4 噪声源分布对成像结果的影响

正如Wang等(2019a)所提到的，在面对非均匀分布噪声源的应用场景时，基于1D台阵的双聚束噪声成像在速度测量的过程中会产生潜在偏差.前人的研究表明，当噪声源的方向不平行于测线时，与均匀分布的噪声源的情况相比，从噪声互相关中获得的面波速度会偏大(Lin et al., 2008; Yao and Van Der Hilst, 2009)；且对于较短台间距的台站对来说，不均匀的噪声源在长周期带来的测量偏差会进一步增大(Snieder, 2004).

本文所使用的位于中国东南部的短周期密集台阵数据观测时间较短，剖面整体成北西-南东向，因此所使用的环境噪声数据的噪声源分布具有强烈的非均匀性.为了应对非均匀噪声源可能带来的影响，正如前文所述，一方面我们参考了Gkogkas等(2021)的做法，通过对测量误差进行限制以减弱非均匀噪声源的影响.另一方面，受益于主动源和被动源的联合观测，我们比较了所获得S波速度模型和主动源成像所获得的P波速度模型(林吉焱等, 2020).二者在速度结构特征上的一致性证明了所获得模型的可靠性.

2 讨论

S波速度模型揭示了研究区浅部地壳横向上具有强烈的速度异常变化(图11).对于浅层地壳速度结构而言，这些速度异常通常与多种因素有关，包括物质成分、孔隙度、水分含量和断裂构造等.我们将以钦杭成矿带和武夷山成矿带内的速度异常为对象，讨论其可能形成的原因及其对区域成矿规律和深部动力学背景的启示.

2.1 S波速度模型结构与主要断裂系统

S波速度模型显示，以北部江山—绍兴断裂和南部政和—大浦断裂为边界，浅部地壳的速度异常具有一定的分块特征(图11).江山—绍兴断裂两侧的速度结构存在显著差异，这与前人的P波和S波速异常结构相一致(Zhang et al., 2008; Zhao et al., 2013; 林吉焱等, 2020)，反映该断裂是一条区域性的深大断裂.地质观察表明，该断裂作为一条岩石圈尺度的边界断裂，标志着扬子和华夏块体沿此带碰撞缝合(He et al., 2013; Guo and Gao, 2018; Guo et al., 2019).根据S波速度结构及低速异常空间延伸，我们推测该断裂属大型逆冲断裂，倾向西北，切割上地壳，向下延伸至10 km(图11).在江山—绍兴断裂北侧的江南造山带或钦杭成矿带，上地壳发育区内最大规模的低速异常(图11).根据江南造山带地质记录，该区除发育中生代地层外，大量发育华南最连续、面积最大的元古宙浅变质火山沉积岩系，如双桥山群/梵净山群/四堡群/冷家溪群/上溪群陆缘碎屑沉积(879～823 Ma, 倪培和王国光, 2017).我们推测，这一速度异常可能与钦杭成矿带内元古代浅变质火山沉积岩系及上覆盖层相对应.

我们的S波速度模型清楚地显示，政和—大浦断裂附近发育明显的低速异常，虽然其横向延展不大，但垂直延伸至7 km深度(图11).断裂两侧具有明显不同的波速结构：南侧的东南沿海火山带明显大于北侧的武夷成矿带，反映断裂两侧具有不同地壳物质结构(图11).前人利用地壳内部反射和Moho面反射等多震相联合约束的地壳P波速度结构也显示，政和—大浦断裂带两侧的下地壳具有明显不同的P波和S波速度结构，东南侧的速度明显高于西侧(Cai et al., 2015; 李培等, 2015).这些结果表明，政和—大浦断裂是一条近于直立的或向南陡顷的张扭性深大断裂，其形成发育控制了东南侧广泛发育晚中生代火山岩系和北西侧出露的前寒武纪古老基底变质岩系.

发育于江山—绍兴断裂南侧的遂川—抚州断裂，被认为是一条长期活动的控岩控盆控矿断裂(张万良等, 2015).该断裂两侧的浅部地壳内(0～6 km)发育大小不一、强度不等的低速异常，其中，东南侧低速异常规模大，向下延伸至5 km处，与抚州—永丰掀斜盆地相对应；西北侧低速异常规模小，延伸浅(<3 km)，也与小型盆地相对应.P波速度模型中也存在类似的低速特征(林吉焱等, 2020)，MT反演显示该低速异常与视电阻率低异常区相对应(周忠平, 2018).地质研究表明，该断裂上陡下缓倾向东南，其南侧火山沉积盆地内部发育壳源火山-次火山岩及类磨拉石陆相沉积(张万良等, 2015).我们的S波速度模型反映，遂川—抚州断裂是向东南陡倾的张性断裂，作为主要的盆缘断裂，控制了两侧火山-沉积盆地的形成与发育.位于武夷山成矿带内的断裂系统，例如，邵武—河源断裂、吴川—四会断裂和合浦—北流断裂等(图1)，被认为是古太平洋俯冲和构造体制转换形成的一系列大型走滑断层，控制了数以百计的走滑拉分盆地或火山-沉积盆地的形成发育 (李三忠等, 2017).P波速度模型显示，这些断裂下方的速度负异常区和正异常区交替出现，且近乎直立(林吉焱等，2020).我们的S波速度模型显示，这些断裂下方的速度结构表现为相对低速，且大多在深部近乎直立，具有陡峭的倾斜角度，与地表观测得出的走滑性质相吻合(刘成忠等, 2009；李三忠等, 2017).

值得注意的是，除上述三条近直立(邵武—河源断裂、吴川—四会断裂和合浦—北流断裂)的走滑断裂及其相应的低速异常外，在这些断裂旁侧或夹持区域，浅部地壳均出现规模不大但相对独立的低速异常，如吴川—四会断裂和合浦—北流断裂之间的低速异常、邵武—河源断裂北侧和政和—大浦断裂北侧的低速异常(图11).这些低速异常的上方或边缘，往往出露大规模的花岗岩体或岩基，暗示低速异常可能与岩体边缘的断裂构造或高渗透性有关.与万载—咏春剖面附近的深反射地震剖面结果(吕庆田，个人通讯)对比发现：对应于这些浅部地壳小规模低速异常，浅部地壳发育拆离断裂或铲式正断层，表明浅部地壳强烈伸展；中上地壳发育弧形地震反射，反映存在隐伏的大型岩基并显示侵入结构特征.这种对应关系表明，我们的S波速度模型所揭示的浅部地壳小规模低速异常，可能由拆离断层或铲式断层引起.在青藏高原，中新世S型淡色花岗岩岩体沿着藏南拆离系(STDs)大量侵位与发育及相应的低速异常(Hou et al., 2012; 高利娥等, 2017)，也印证了这种可能性.

综上所述，我们的S波速度模型清晰地刻画了四类断裂构造的发育特征和空间展布.一是逆冲断裂(江山—绍兴断裂)，代表扬子与华夏地块的缝合边界；二是张性或张扭性断裂(如政和—大浦断裂、遂川—抚州断裂)，发育于华夏地块内部的长期活动的深大断裂；三是走滑断裂(如邵武—河源断裂、吴川—四会断裂和合浦—北流断裂等)，控制中生代走滑拉分盆地及火山-沉积盆地发育；四是拆离断裂或铲式断层，控制了花岗岩体侵位.

2.2 断裂活动与成矿控制

钦杭成矿带发育在江南—绍兴逆冲断裂带北侧，成矿带内所有的矿床均产于逆冲断裂带上盘(图1a)，反映逆冲断裂与钦杭成矿带密切相关.该逆冲断裂带的发育标志着钦杭成矿带自新元古至中侏罗世(180～160 Ma)长期处于挤压环境.这一挤压环境为斑岩岩浆的多级侵位、岩浆房稳定发育、岩浆充分分异和流体大量出溶提供了最为有利的环境(Richards, 2009, 2011; Sillitoe, 2010)，从而导致德兴等大型斑岩铜矿形成(Hou et al., 2011, 2013).

遂川—抚州断裂为代表的张性或张扭性断裂，控制了一系列火山-沉积盆地及U、Pb-Zn-Ag矿的形成发育.相山铀矿是典型的与超浅成侵位的次火山岩(115 Ma)有关的大型铀矿，产于大型塌陷式火山盆地内部(张万良等, 2015)，赋存于NE向构造和环状火山塌陷构造复合部位，产于次火山岩体内及其外接触带(范洪海等, 2003; 陈正乐等, 2012).冷水坑大型铅锌银矿床是产于月凤山火山盆地边缘、与偏碱性花岗斑岩(162.8 Ma, 孟祥金等, 2009)有关的斑岩型矿床.成矿斑岩或次火山岩在上侏罗统火山岩地层内超浅成侵位，边部伴有大量的隐爆角砾发育.矿化发生在斑岩体内以及接触带中，蚀变类型有别于钦杭带的德兴式斑岩铜矿，缺少钾交代作用，发育大量铁锰碳酸盐蚀变(孟祥金等, 2009).

邵武—河源断裂以及吴川—四会断裂和合浦—北流断裂，是区内最具代表性的走滑断裂(徐嘉炜等, 1985)，其启动于侏罗纪，在白垩纪(135～100 Ma)再度强烈活动，主要表现为右旋走滑作用(李三忠等, 2017).受这些走滑断层控制和约束，华夏地块上发育一系列拉分盆地和裂陷盆地(李三忠等, 2017).这些拉分盆地和火山裂陷盆地，作为区域应力由压扭到张扭转变的标志产物，控制了武夷山成矿带，特别是南亚带铀金铅锌成矿作用，大量矿床主要沿邵武—河源断裂带集中产出(杨明德和姚金炎, 2008).

我们的S波速度模型揭示，与上述一系列大型NE-NNE向的走滑断层相伴，华夏地块还相应地发育正断层或铲式断层(图11)，导致巨量花岗质岩浆侵位和大规模伸展断陷盆地的形成，形成所谓的以伸展断陷盆地为盆和以花岗岩带为岭的典型盆岭构造(舒良树等, 2004; 杨明桂等, 2009; 舒良树, 2012).这些花岗岩以壳融花岗岩为主，主体分布于南岭及武夷山(杨明桂等, 2009).它们沿深部拆离构造大规模侵位，形成花岗岩基，顺浅部铲式断层小体积侵位，形成花岗岩岩株或岩瘤，伴生大量的花岗岩钨锡矿床(毛景文等, 2008).

总之，我们的S波速度模型揭示：不同的断裂记录了不同的地质演化过程，控制了区域构造-岩浆-成矿作用.逆冲断裂活动提供了一个挤压扭动状态和较为封闭的构造环境，利于岩浆充分分异和流体出熔汇聚，促进了钦杭带斑岩铜矿的形成发育；走滑断裂活动导致了走滑拉分盆地和火山断陷盆地发育，岩浆沿盆地中心超浅成侵位，控制了武夷山浅成地温热液活动和次火山岩(类斑岩)铀金铅锌矿的形成发育；拆离断层发育导致大型花岗岩基或小型岩体侵位，促进了武夷山和南岭等壳融花岗岩有关的钨锡妮妲等矿床形成.

2.3 成矿金属组合与深部结构控制

我们的反演模型结果显示：武夷山成矿带的平均S波速度略高于钦杭成矿带.这在直接测量得到不同周期的相速度结果中也有体现(图7).林吉焱等(2020)也发现武夷山成矿带的重力异常相对于钦杭成矿带明显偏低，推测武夷山成矿带内部的短波长重力异常可能受到了走滑断裂和岩浆岩分布的影响.我们认为，这种整体性质的差异，实际上是上地壳乃至整个地壳物质组成与结构差异的综合结果，并可能被现今地球物理观测到的结构与物性参数(地壳厚度、速度、波速比等)以及岩浆地球化学示踪反演的源区物质变化所记录.

Liu等(2021)利用5244个化探样品(含75种元素)，根据元素相关性聚类分析计算结果，发现大致以江山—绍兴断裂为界，北侧的钦杭成矿带与南侧的武夷山成矿带具有显著不同的元素组合分布.钦杭成矿带显示CaO-MgO-Sr-Na2O-SiO2-K2O组合聚类特征，反映偏中基性的地壳组成特征，而武夷山成矿带显示K2O-Sn-Hf-Zr-Ta-Th组合聚类特征, 反映偏中酸性富W-Sn-Nb-Ta-Zr-Hf的地壳组成特点.这一结果大致与华南地区地壳VP/VS变化相吻合(Zhang et al., 2021a,b; Huang et al., 2022).VP/VS在钦杭成矿带变化较大(Zhang et al., 2021a,b)，反映其地壳物质的不均一性，这与江南造山带局部残留新元古洋壳残片和弧玄武岩相一致；武夷山成矿带VP/VS总体较低，但向东南沿海逐渐增高，反映武夷山地壳偏酸性，但向海方向镁铁质增多.P波速度结构也显示，钦杭成矿带下地壳具有高速特征(徐涛等, 2014; Lin et al., 2021)，武夷成矿带下地壳速度降低，但在政和—大浦断裂附近下地壳异常高速(Lin et al., 2021)，反映钦杭成矿带因洋壳堆叠和岩浆底侵而具有镁铁质新生下地壳特征(侯爵等，2022)，政和—大浦断裂下地壳发生强烈的岩浆底侵(Lin et al., 2021)，而武夷山成矿带下地壳仍以古老地壳为特征.这一推断也得到了区域岩浆岩锆石Hf同位素填图结果所佐证.初步的Hf同位素填图(张智宇，个人通讯)表明，钦杭成矿带岩浆岩以高εHf(t)值、低模式年龄(TDMc)为特征，反映其下地壳主要为新生的镁铁质组分，相反，武夷山成矿带岩浆岩以低εHf(t)值、高模式年龄(TDMc)为特征，指示其地壳以古老地壳为特征.

然而，我们观测到武夷山成矿带浅部地壳平均S波速度略高于钦杭成矿带，与相应的下地壳速度结构及波速比变化正好相反.一个可能的解释是，上地壳的物质组分控制了S波速度变化.武夷山成矿带被大量的花岗岩侵入，部分区域被长英质火山岩覆盖，而钦杭成矿带内虽然也发育小体积侵位的花岗岩和斑岩体，但其规模和强度远逊于武夷山成矿带.由于花岗岩相较于沉积岩通常具有更高的S波速度，因此，武夷山成矿带内的平均S波速度高于钦杭成矿带.

综上所述，我们认为，研究区地壳具有明显的侧向不均一性和垂向差异性，武夷山成矿带浅部地壳平均S波速度高，以大量的花岗岩和火山岩发育为特征，下地壳以相对低速为特征，主体为古老地壳，相应的成矿组合以亲地壳的W-Sn-U-Pb-Zn-Ag组合为主.相反，钦杭成矿带浅部地壳平均S波速度较低，以古老基底出露为特征，下地壳则为镁铁质的新生物质，有较多的幔源组分卷入，相应的成矿组合以亲地幔的Cu-Au组合为主.正是这种不同的地壳物质组分及不同的断裂系统，控制了两大成矿带形成发育和各具特色的金属矿化组合.

3 结论

(1)“万载—永春”剖面S波速度模型清晰刻画了华南地块四种不同类型的区域断裂及其向深部的展布形态和速度特征.武夷山成矿带内的走滑断裂几乎均以高角度切穿上地壳，它们与相伴发育的铲式断层控制了大量的走滑拉分盆地和火山断陷盆地的发育；钦杭成矿带的江山—绍兴断裂显示逆冲性质，西北倾向，深切地壳，控制中生代斑岩岩浆系统.

(2)“万载—永春”剖面的浅部地壳在横向上具有强烈的速度异常变化，且武夷山成矿带内的平均S波速度略高于钦杭成矿带.这种速度差异反映，武夷山成矿带上地壳以壳源花岗岩和酸性火山岩为主体，而钦杭成矿带上地壳以巨厚的元古宙变质火山-沉积岩系为特征.

(3)综合分析表明，在钦杭成矿带，尽管浅部地壳平均S波速度低，但下地壳高速异常显著，反映其下部地壳偏镁铁质；武夷山成矿带浅部地壳平均S波速度高，但下地壳相对低速，反映下部地壳为偏长英质古老地壳.下部地壳物质组成差异是导致两个成矿带具有不同成矿金属组合的根本原因.

致谢感谢中国地震局地球物理勘探中心的野外数据采集工作.感谢Wang Yadong博士提供的代码和在数据处理过程中的悉心指导.感谢南方科技大学杨英杰教授、中国科学院地质与地球物理研究所苗来成研究员、中国地质科学院严加永研究员和张永谦副研究员、桂林理工大学俞贵平博士有益的建议和帮助.