利用背景噪声成像研究合肥-金华剖面地壳速度结构及径向各向异性的东西差异.docx

1、第61卷第2期地球物理学报Vol.61,No.22018年2月CHINESEJOURNALOFGEOPHYSICSFeb.,2018吴珊聊，姜明明，何玉梅等.2018.利用背景噪声成像研究合肥一金华制面地壳速度结构及径向各向异性的东西差异.地球物理学报.61(2):584-592.doi：10.6038/cjg2018L0261.WuSS,JiangMM基金项目国家自然科学基金项目41490612.41274002）资助.第一作者简介吴珊珊.女.1989年生.博上研究生，主要从事地壳内部结构研究.E-mail：wushanshanmail,通讯作者姜明明-W.198。年生.副研究员.主要从事大

2、陆岩石圈结构成像研究.E-mail：iianj?mmmail,HeYM,etal.2018.NWSEstructuralcontrastofshearwavevelocityandradialanisotropybeneaththeHefeiJinhuaseismicprofilederivedfromambientnoisetomography.ChineseJ.Geophys.(inChinese).61(2)：584-592.doi：10.6038/cjg2018L0261.利用背景噪声成像研究合肥一金华剖面地壳速度结构及径向各向异性的东西差异吴珊珊微，姜明明33，何玉梅】3,赵亮3,4

3、,艾印双微.3i中国科学院地球与行兄物理重点实验室.中国科学院地质与地球物理研究所北京1000292中国科学院大学，北京1000493中国科学院者藏高原地球科学卓越创新中心.北京1001014岩石圈演化国家重点实验室.中国科学院地质与地球物理研究所.北京100029摘要背景噪声成像能够为地光内部结构提供地震波速的观测证据.能够增进对地壳结构与物性的认识.本文利用背景噪声成像方法对合肥一金华流动地震台阵55个台站数据进行了分析反演，获得了华北克拉通与华南块体东部构造边界附近区域的地壳S波速度与径向各向异性结构.成像结果表明.以东经附近为界,西北部表现为地充低速异常和中下地充正的径向各向异性，东南

4、部表现为地壳高速异常，下部地壳存在负的径向各向异性.由此.本文推测地震波速结构差异反映了地壳内部物质与温度的差异，这种差异与两个地区自中生代晚期以来经历了截然不同的岩浆活动相关.关键词地壳S波速度：径向各向异性；背景噪声层析成像；合肥-金华地震观测剖面doi：10.6O38/cjg2O181J)261中图分类号P315收稿日期2017-04-28,2017-1013收修定稿NWSEstructuralcontrastofshearwavevelocityandradialanisotropybeneaththeHefeiJinhuaseismicprofilederivedfromambien

5、tnoisetomographyWUShanShan1-2,JIANGMingMing1*3*,HEYuMei,ZHAOLiang,AlYinShuang-231 KeylaboratoryofEarthandPlanetaryPhysics*ChineseAcademyofSciences.Beijing100029,ChinaUniversityofChineseAcademyofSciences100049,China2 CASCenterforExcellenceinTibetanPlateauEarthSciences*Beijing100101ChinaStateKeyLabora

6、toryofLithosphericEvolution,Beijing100029*ChinaAbstractAmbientnoisetomographycanimagethecrustalseismicvelocitystructure,andfurtherprovideobservationalevidenceforbetterunderstandingthestructuralandphysicalpropertieswithinthecrust.Here,weusedtheambientnoisetomographymethodtostudySwavevelocityandradial

7、anisotropybeneaththeeasterntectonicboundarybeltbetweentheNorthChinaCratonandSouthChinaBlockwithseismicdatarecordedbyaHefei-Jinhuaportableseismicarray.Ourresultsindicatethatboundedbynear118E一118.5E,thenorthwesternpartoftheprofileshowslowvelocityinthecrustandpositiveradialanisotropyinthemid-to-lowercr

8、ust*whilethesoutheasternpartexhibitsrelativelyhighvelocityinthecrustandnegativeradialanisotropyinthelowercrust.Basedonthesetomographicresults*weinferthatthedifferencesofS-wavevelocityandradialanisotropyareassociatedwithvariationsofcrustalmaterialsandtemperature,whichcouldbeattributedtotwodistinctmag

9、maticandvolcanicactivitiesexperiencedbythetwoareassincethelateMesozoic.KeywordsCrustalSwavevelocity；Radialanisotropy；Ambientnoisetomography；Hefei-Jinhuaseismicprofileo引言合肥-金华地震流动台阵观测剖面(NCISP-8,Zhaoetal.,2013?Zhengetal.2014)位于华北克拉通东南部和华南块体东北部，以北西一南东方向跨越这两个大陆块体边界，是本文的研究区域.Zheng等(2014)利用接收函数方法对NC1SP-8剖

10、面岩石圈结构的研究结果表明，作为晚中生代环太平洋构造-岩浆带的组成部分，华南块体东部(华夏地体和下扬子地区)与华北克拉通东部同样经历了岩石圈减薄和地壳再造.接收函数成像是利用地壳和上地幔内地震波速度间断面的转换波信息进行结构成像，能较好识别速度间断面，获得Moh。、岩石圈底界面等壳幔内主要界面深度信息，解析地壳内结构特征.然而，接收函数成像方法的主要局限性是只能判断间断面两侧的地震波速变化，无法获得绝对速度值.而面波成像可以获取S波绝对速度；且噪声成像可以提取高频面波信息用于反演地壳内的速度结构，进而对地壳结构和物性提供观测约束，为认识该研究区域地壳演化的构造作用.特别是岩浆作用提供深部信息.

11、华北克拉通由东、西部陆块在21-18亿年期间拼合形成稳定的克拉通(Zhaoetal.,2001；Zhaoetal.,2005).华南块体由扬子和华夏两个陆块在8.2亿年左右拼合而成(Li,1999;ZhaoandCawood,1999).在早中生代(印支运动中)，华北克拉通北部与中蒙块体拼合，南部与扬子板块拼合，成为欧亚大陆的东缘.在晚中生代(燕山运动中)，中国大陆东部受到古太平洋板块俯冲作用.进入环太平洋构造-岩浆带(ZhouandLi,2000；Zhouetal.,2006).经多学科的大量探测研究确认，在晚中生代华北克拉通东部被破坏，岩石圈性质改变.稳定性消失；地壳结构中留下了克拉通破坏

12、相关的伸展和岩浆作用的构造痕迹(Griffinetal.,1998；Chenetal.,2008；Zhengetal.,2008；ZhuandZheng,2009j常利军等，2009；朱介寿等，2002；吴福元等,2008；朱日祥和郑天愉，2009).华南块体自形成后长期处于构造活跃状态(许靖华等.1987),特别表现为多期强烈的面状地壳变形与岩浆活动.对于同样处于环太平洋构造-岩浆带的华南块体东部，伸展和岩浆作用在地壳结构中留下的证据，是深部结构探测的重要研究内容.地质学和岩石学研究表明，晚中生代华南块体以岩石圈伸展为特征，广泛发育断陷盆地与岩浆侵入体，经历了与伸展作用相关的强烈再造(Gil

13、deretal.,1991；Li,2000；LiZXandLiXH,2007；Zhouetal.,2006；舒良树和周新民，2002；周新民和李武显,2000).中国东南大陆边缘中生代火山岩浆活动强烈，范围广、持续时间长，形成大面积的火山岩带，构成环太平洋火成岩带的重要组成部分.火成岩分布在时间上是分阶段的，同时有明显的空间变化(Li,2000；LiZXandLiXH,2007fWuetal.,2012).本文将利用NCISP-8密集地震流动台阵观测数据，采用背景噪声成像方法，探测观测剖面地壳结构的空间变化，探讨研究区域地壳结构与岩浆-构造作用的关联.1数据与方法本文数据来源于中国科学院地质与

14、地球物理研究所地震台阵实验室布设的合肥至金华的流动地震台阵.该台阵是华北克拉通内部结构探测项目下设的第八条测线(NorthChinaInteriorStructureProject8,XCISP8)：位于中国东部华南与华北的构造边界地区，呈北西一南东方向展布.依次穿过了华北克拉通、扬子克拉通和华夏块体等主要的构造单元；设计有41个宽频带地震台站组成的主测线，主测线台间距为1015km；主测线东西两侧设计了两条辅助测线，距主测线约100km,共布设了14个台站，辅测线台间距6090km,观测时间从2008年10月至2010年4月(图1).流动地震台站使用CMG3ESP宽频带地震计及RefTekR

15、T130数据采集器.背景噪声层析成像方法近年来被广泛应用地壳结构研究中(如Shapiroetal.2005；Chengetal.,2013),相比于传统地震面波成像方法，背景噪声层析成像方法不依赖于震源分布，并且可以获得短周期面波信号，从而能够更好约束地壳结构(王琼和高图1合肥金华流动地震台阵位置与区域构造简图(修改自Lictal.2012)图中深蓝色倒三角形代表流动地震台站位置.灰色虚线代衣构造边界黑色圆圈代表城布.Fig.1MapshowingstationdistributionofNCISP8arrayandtectonicsettingofthestudyarea(afterLiet

16、al.，2012)Inverteddarkbluetrianglesdenoteseismicstationsandblnckcirclesdenotecities.Graydashedlinesaretectonicboundaries.图1合肥金华流动地震台阵位置与区域构造简图(修改自Lictal.2012)图中深蓝色倒三角形代表流动地震台站位置.灰色虚线代衣构造边界黑色圆圈代表城布.Fig.1MapshowingstationdistributionofNCISP8arrayandtectonicsettingofthestudyarea(afterLietal.，2012)Invert

17、eddarkbluetrianglesdenoteseismicstationsandblnckcirclesdenotecities.Graydashedlinesaretectonicboundaries.原,2012).背景噪声成像使用连续地震数据的互相关提取面波的经验格林函数信号，其数据处理已发展出一套标准化的流程(Bensenetal.,2007；Linetal.,2008).对单台地震记录，首先进行了去除仪器响应，降采样率(从40sps至10sps),带通滤波(0.025Hz)以及去均值与趋势等预处理措施；再把连续地震数据截成以一天时长为单位的数据段；最后进行了地震数据频率域归一化

18、处理以消除地震信号的影响.以单台为虚拟震源，另一单台站为接收台站构成一个台站对.以台站对为单元，首先进行坐标系的转换,将南-北与东-西两个水平分量的地震数据旋转到径向(R)与切向(T)坐标系，然后分别计算垂向分tt(V-V)与切向分量(T)的单天噪声互相关函数.并线性叠加产出最终的噪声互相关函数.为进一步增强信噪比及减轻噪声源分布不均的影响，将所得噪声互相关函数进行了正负分址对折叠加处理.对所有台站对重复上述计算流程，得到了2147条噪声互相关函数.根据噪声互相关函数与经验格林函数的理论关系：GAB(r)=一(。品，)+6(-1)/2,0，8Cl/其中Gab(/)为台站对A、B的经验格林函数.

19、Cah(/)为噪声互相关函数.我们从垂直分量的噪声互相关函数计算获得瑞利面波的经验格林函数，从切向分般的噪声互相关函数获得勒夫面波的经验格林函数.利用多重滤波方法来提取经验格林函数的基阶面波群速度频散曲线(Dziewonskietal.，1969;Herrmann,1973).频散曲线的手工识别需要满足如下筛选条件：一是振幅能量最大值可以连续追踪，不可出现间断；二是相匹配滤波后的振幅能量谱图中不能出现明显的非均匀区域.以全球平均的相速度频散曲线(Kennettetal.,1995)为参考，我们利用测址的群速度频散曲线，通过计算对比得到相速度频散曲线.最终，获得了146$瑞利波1856条群速度频

20、散曲线，1785条相速度频散曲线，138s勒夫波976条群速度频散曲线，973条相速度频散曲线.以测虽的频散曲线为输入数据将研究区域沿经纬度划分成0.2X0.2单元的网格.利用基于射线近似的二维层析成像技术反演获得研究区域的群速度与相速度分布图像.为射线近似所需远场条件，成像所用数据的台站对间距需满足大于等于3倍波长的要求.而波相速度与群速度对S波速度结构更加敏感，而对P波速度与密度不甚敏感.因此，我们以层析成像获得的空间网格点上相速度与群速度频散曲线为输入数据.利用阻尼最小二乘法联合反演台站下方的S波速度结构(HerrmannandAmmon,2004).S波速度结构反演使用的频散频段为23

21、0s,该频段的瑞利波和勒夫波的相速度和群速度能够很好地约束地壳内的S波速度结构.在反演的过程中.采用了以Zheng等(2014)由接收函数方法得到的地壳速度模型为基础来设置初始速度模型，其中地壳设为18层，每层2km,考虑到面波数据无法有效约束速度间断面结构，莫霍面至上地幔80km深度初始模型设为渐变速度结构.本文仅反演S波速度结构.P波速度根据初始模型中的Vp/Vs波速比迭代更新.密度根据Nafe-Drake公式(Ludwigetal.,1970)迭代更新反演过程中，每个网格点下方的S波速结构需进行220次反演迭代以获得可靠的速度结构,前20次迭代中阻尼系数设为20,阻尼系数的值较大能够保证

22、反演中的较大模型空间进行搜索最优解.经过20次较大阻尼系数的迭代反演，得到的速度模型理论上已经接近最终解.因此.后200次反演迭代中阻尼系数设为0.5进行小范围、多次迭代搜索保证了反演结果较好地收敛.瑞利面波的反演结果对应着垂向极化偏振的SV波.勒夫面波的反演结果对应着水平极化偏振的SH波,两者之间的差异为径向各向异性.定义为：RA=VsHVsVVsh+Vsv-瑞利面波的数据质址以及对深部结构的敏感度要高于勒夫面波数据.因此在使用勒夫而波数据反演SH波速度结构时，我们以SV波速度结构作为初始模型，同时增加反演的阻尼.这样可以有效保障径向各向异性结果的可靠性.2结果图2显示了5s和20s的瑞利波

23、和勒夫波相速度和群速度层析成像反演结果.从图中可以看出明显的一阶速度差异，研究区西北部分主要表现为低速异常，而东南部分主要表现为高速异常.速度变化的方向与地膜台阵主测线走向一致,同时主测线两侧的辅助测线的台站数目较少，我们认为主测线下方的地壳速度结构以代表整个观测区域的特征.因此以下论述主要基于主测线相关的观测结果.主测线41个台站下方的瑞利波和勒夫波二维相速度频散图像如图3所示.以经度5附近为界.瑞利波与勒夫波相速度在主测线东南部分比西北部分有更高的速度值，这一速度变化特征在短周期(丁20s)表现得尤为明显，表明了主测线下方地壳可能存在着巨大的整体结构差异.34N28N勒夫波群速瘦勒夫波相速

24、度32N30NI14E1I6E!18EI2OE122E30N勒夫波群速度30N28N28NII4EII6E1I8E12OEI22EII4EI16E118EI2OEI22EII4E1I6EII8EI2OE122E图2周期5s与20s面波层析成像结果Fig.2RayleighandI-ovewavetomographyimagesatperiods5sand20s为了验证层析成像结果的可粮性，本文还对研H6.5EII7EI17.5EII8El!8.5EII9E1I9.5EH6.5EII7EI17.5EII8El!8.5EII9E1I9.5E1.1：vewavephasevelocitydisper

25、sionalongmainsurveyline究区域进行r检测板测试.由于流动台阵设计布设的限制,不足以支持开腋三维深部结构研究.因此检测板测试取点关注沿主测线方向深部结构成像的分辨能力.据此相（群）速度检测板相应地只考虑速度沿主测线方向的变化，以1为单位划分速度异常格.输入正负5%的速度扰动.再对依据实际台站对路径计算的理论相速度和群速度,并加入2.5%的随机噪声.以此作为输入数据.反演过程中阻尼因子和光滑参数与实际数据成像时相同.最终检测板测试结果显示沿着主测线方向正负速度异常恢牡得很好，表明我。的层析成像结果在主测线下方可以有效分辨尺度大于1的速度异常（图1）.速区模野瑞利波相速座瑞利波

26、群速度璃利波相速度瑞利波群速模30NI18EII4EJ28N8=I22E114EI22EII4EII8EI22EII8EI22EII4EH4EII8EIIE28Nfc=EI14EI18EI22E1I4E28n1II4EII8EII8E22E28Nfc=II4E118E勒夫波群速度图I检测板输入速度模型以及周期5s*J20s|ftl波检测板成像结果Eig.4Inputvelocitymodelofchecklx)ardtestandRayleighwaveandlx)vewavechcckboardtestimagesatperiods5sand20s半北克抖.通01020-30-江理Ji裂华夏

27、块体kms4.54.03.53.0翔庐断裂带扬子克拉通w5=妥翅茉ASI16.5EI17E117.5EI18EI18.5EII9EH9.5E50116.5E117EH7.5E】18E118.5EI19EII9.5E图5(&)主测线F方地必SV波速利而图；(b)主测线卜方地壳径向各向供性剖血图(a)中红色曲线代表Moho面探度位置(来自Zhengelal.,2014).三角代发断裂位置.Fig.5(a)SVvelocityimageofcrustbelowmainsurveylinci(b)Radialanisotropyimagebelowmainsurveyline(a)Theredline

28、isMohointerface(Zhengetal.2014).Theinvertedtrianglesdenotethefault.图5显示r我们反演得到的主测线下方地壳的切波速度结构与径向各向异性结构.主测线东南段和西北段地壳内的S波速度值也存在显客差弁,东南段地壳整体表现为高速.上部地壳中有高速夹层.下地壳存在负的径向各向异性；西北段地壳整体表现为相对低速，在下部地壳中有低速层，中下地壳存在正的径向各向异性；其分布的基本特征与瑞利波和勒夫波相速度分布的特征相同.一般认为，频散曲线反演乾切波速度结构对初始速度模型依赖程度较高，因此需要检验反演中使用的初始模型是否会造成反演结果的偏差.为了估

29、计初始模型对反演结果的影响，以验证结果的可靠信，我们测试了不同的初始模型对同一频散曲线进行反演并对比这些反演结果的差异性.以主测线上任选的台站ST08附近网格点的瑞利波相速度和群速度频散曲线作为测试数据，使用不同光滑初始速度模型进行反演测试，反演参数保持不变.测试显示不同初始速度模型条件下，反演结果和运用本文使用的初始速度模型（图6中深蓝色曲线表示）获取的反演结果差异很小，因此反演结果对初始速度模型并不敏感.这与Cheng等（2013）测试了不同初始速度模型对同一频散曲线反演结果差异很小的结论是基本一致的.剪切波反演结果显示主测线西北部的下部地壳内存在低速层结构（图5a）.为了验证低速结构存在

30、的可靠性，我们以主测线西北部的ST11台站附近网格点为例，对比测试存在低速度结构与无低速度结构的理论频散曲线变化特征，并将理论频散曲线与实际观测数据进行了对比.测试结果显示，存在低速结构的理论频散曲线能够很好地拟合观测数据.而无低速结构的理论频散曲线偏离观测数据较大（图7a,7b）.因此可以肯定主测线西北部的下部地壳存在低速层结构是一个可信的观测证据.另外，我们又对瑞利波频散数据加入1%的随机噪声以测试观测噪声对反演结果的影响，重复进行反演100次,其结果如图7所示.测试结果表明，随机误差的加入并不能对速度结构的深度变化特征产生明显影响，从而进一步证明反演结果的可靠性.3讨论地震成像构建的地壳

31、速度结构反映了长期构造演化留下的结构记忆，以最近一期强构造活动的结构响应为主体.地质学和岩石学研究表明，在太平洋板块俯冲的构造背景下，强烈的伸展变形和岩浆作用是华南块体晚中生代-新生代的主要构造活动.晚图6为切波反演初始模型依赖性检测结果(a)反演初始模型，不同皴色曲线代表不同的初始模型.其中，黑色曲线代表简帆无地充初始模取,红色曲线代表有沉积层光滑初始模型有色曲线代表无沉积层光滑初始模型，绿色曲线代表Zheng等(2014)的地秃模型.深蓝色曲线代表本文使用的初始模型(b)反演所得模型Fig.6Testresultsofdependenceoninitialmodelsininversion

32、ofshearwaves(a)Initialmodels.Thecurveswithdifferentcolorsdenotedifferentinitialmodelsforinversion.Amongthem,theblackcurvedenotesthesimplemodelwithoutcrustlayer*theredcurvedenotesthesmoothedmodelwithsedimentarylayerthecyancurvedenotesthesmoothedmodelwithoutsedimentarylayer*thegreencurvedenotesthecrus

33、tfromZhengetal.(2014),andthedarkbluecurvedenotestheinitialmodelusedinthisstudyt(b)Shearwavemodelsfrominversion.3.03.54.04.5速度/(kms1)2速度速相.63.2e，3.865302530图7(a.b)低速层存在的可靠性检测；(c,d)频散数据误差分析(a瑞利波相速度和群速度频放拟合图.绿色点为实际观测的频散数据，蓝线为存在地充低速玦结构的正演计算的理治频散曲线，红线为不存在地充低速层结构的正演计算的理论频散曲线；(b)乾切波速度模邸；(c)中蓝色点为实际观

34、测频散数据，红线为加入1%随机误差后的反演输入数据.共100条.(d)反演所得列切波速度模型，蓝线为实际频散数据反演结果.红线为引入随机误差的频散数据反演结果.Fig.7(a,b)Reliabilitytestoflow-velocitylayerinthecrust；(cd)Testofrandomerrorsindispersiondata(a)Dispersioncurves.Greendotsdenoteobserveddispersiondata.Blueandredcurvesdenotesyntheticdispersioncurvescalculatedfromshearvel

35、ocitymodelswithandwithoutlowvelocitylayerin(b)respectively(c)Dispersiondata.Bluedotsdenotetheobserveddata.Redcurvesare100createddatawithadded1%randomerrorsi(d)Shearvelocitymodelsfrominversion.Bluecurvedenotestheresultfromobserveddata.Redcurvesdenoteinversionresultwithrandomerrorsadded.中生代期间，中国东南部岩浆活

36、动十分强烈.火成岩的分布从燕山早期到燕山晚期向东迁移，具体表现为由内陆向沿海花岗岩、火山岩的时代越来越新.越往内陆火山岩出露渐少，到北东向的赣杭（箴江一杭州）构造火山带以酉，火山岩基本消失（图1;Li,2000；Lietal.,2010；周新民和李武显,2000）.剖面东南部所处的沿海地区频临西太平洋，在晚中生代-新生代时期由于古太平洋板块的低角度俯冲（LiZXandLiXH,2007）.地幔楔部分峪融产生上涌的玄武岩浆并底侵于下地壳.其带来的高热使中、下地壳的火成变质岩部分熔融，产生巨量A型（准铝质）花岗岩浆.这些花岗岩浆与少量玄武岩浆一起上侵和喷发，构成东南沿海发育晚中生代双峰式火山岩与A

37、型花岗岩复合岩流（周新民和李武显，2000）.其属于典型的陆缘伸展减薄构造岩浆组合,与伸展构造有关.我们分析认为,花岗岩浆与玄武岩浆混合造成的淬冷岩石停滞在地壳内，是我们的地震成像揭示的剖面东南段上部地壳中高速物质的来源.剖面西北部所处的内陆地区，中生代构造-岩浆演化主要表现为白垩纪火成岩活动.其产生的花岗侵入岩是伴生多种金属矿物的I型和A型花岗岩（Wuetal.,2012）.研究认为，内陆的这期岩浆作用与中国东部岩石圈减薄的伸展背景密切相关.对于岩浆作用的动力学背景存在多种推测解释：如增厚下地壳拆沉、洋脊俯冲的板片窗，太平洋板块俯冲板片撕裂等（如Wuetal.,2012）.我们的地震成像结果

38、揭示了剖面西北段下部地壳中的低速结构（图5a）,属于华北克拉通破坏的地壳结构特征之一.在Zheng等（2015）对位于华北克拉通北缘的NCISP-6剖面地壳结构的地震成像研究，揭示了类似的中、下地壳为大范围的低速区.他们结合江东地壳岩石组分和年龄的岩石地球化学研究结果分析认为，幔源岩浆作用导致地壳重熔和弱化，被弱化地壳物质在伸展作用下减压熔融，使重的熔融残留物沉入地幔，在下部地壳中留下低速的部分熔融组分.NCISP-8剖面西北段和NCISP-6剖面东段同样处在远离俯冲带且岩石圈减薄的构造区域（Zhengetal.,2014）,因此我们的地震成像研究结果可以指示剖面西北部所处的内陆地区存在相似的

39、岩石圈破坏和地壳改造的构造-岩浆作用.我们对地壳径向各向异性研究结果表明，剖面东南段下地壳存在负的径向各向异性，而剖而西北段中下地壳整体呈现正的径向各向异性（图5b）.推测在剖面北西部内陆地区，岩浆活动导致的地壳受热弱化致使地壳韧性变形，可能是产生正的径向各向异性的可能机制；而在剖面东南段沿海地区，晚中生代下伏地幔楔部分熔融产生的强烈玄武岩浆匕涌底侵于下地壳，削弱或改变了下地壳韧性变形产生的各向异性状态.4结论基于中国科学院地质与地球物理研究所地震台阵实验室于2008年10月至2010年4月布设的合肥一金华流动地震台阵数据，我们利用背景噪声成像方法对华北克拉通与华南块体东部构造边界区域的地壳开

40、展了高分辨率结构成像研究.以沿主测线剖面下方的地壳精细结构为研究区域的代表特征剖面，发现以东经118118.5附近为界，西北部内陆区域地壳主要表现为低速异常，下部地壳中有低速层与正的径向各向异性存在，东南部沿海地区地壳整体表现为高速异常，上部地壳有高速夹层，中下地壳有负的径向各向异性.根据地壳结构图像，我们推断中生代晚期以来，花岗岩浆与玄武岩浆混合造成的淬冷岩石停滞在东南部沿海地区的地壳内是东南部地壳结构特征的主控因素.而岩石圈减薄破坏导致的地壳物质加热以及熔体分异则是西北部内陆地区地壳结构特征的主控因素.致谢感谢中国科学院地质与地球物理研究所地震台阵实验室提供流动地震台阵数据.感谢郑天愉研究

41、员为本文修改提供了宝贵的建议和意见.感谢美国圣路易斯大学RobertB.Herrmann教授在吴珊珊访问期间对本文工作的指导和帮助.ReferencesBensenGDRitzwollerMH.BarminMP,etal.2007.Processingseismicambientnoisedatatoobtainreliablebroad-bandsurfacewavedispersionmeasurements.GeophysicalJournalInternational,169(3),1239-1260.ChangI,J.WangCY.DingZF,2009.Seismicanisotr

42、opyofuppermantleineasternChina.ScienceinChina(SeriesD-EarthScience,52(6)：774-783.ChenL.TaoW,ZhaoL,etal.2008.DistinctlateralvariationoflithosphericthicknessintheNortheasternNorthChinaCraton.EarthandPlanetaryScienceLetters267(1-2):5668.ChengC,ChenL,YaoHJ,etal.2013.Distinctvariationsofcrustalshearwavev

43、elocitystructureandradialanisotropybeneaththeNorthChinaCratonandtectonicimplications.GondxvanaResearch,23(1):25-38.DziewonskiA.BlochS.LandismanM,1969.Atechnique(ortheanalysisoftransientseismicsignals.BulletinoftheSeismologicalSocietyofAmerica(59(1):427-444.GilderSA,KellerGR.LuoM.ctal.1991.EasternAsi

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