宁铄现， 李世林， 郭震， 陈永顺1,*
1 北京大学地球与空间科学学院， 北京 100871 2 南方科技大学海洋科学与工程系， 广东深圳 518055
中国东南沿海广泛分布着中生代火成岩，岩浆活动具有多期性和反复活动的特点，其中侵入岩时代包括中元古代、加里东、印支、燕山等多个地壳运动期，尤其是燕山期花岗岩类侵入岩分布非常广泛.广东地区主要有两套与火山活动有关的侵入岩出露，一套时代为晚侏罗世/燕山早期(155～136 Ma)，岩石类型主要为二长花岗岩、黑云母花岗岩；
另一套侵入岩时代为早白垩世/燕山晚期(137～121 Ma)，岩石主要类型为黑云母钾长花岗岩，晶洞碱长花岗岩(毛建仁等，1989；
马晓雄等，2013).很多学者进行过关于东南沿海地区壳幔结构的地震学研究，其中包括通过人工地震剖面(如廖其林等，1988；
尹周勋等，1999；
赵明辉等，2004；
夏少红等，2010；
徐辉龙等，2010；
曹敬贺等，2014；
叶秀薇等，2020)，接收函数(如高星等，2005；
沈玉松等，2013；
黄海波等，2014)，面波层析成像(如黄元敏等，2012)及P波层析成像(如李雪垒等，2020)等方面的结果.这些结果发现，P波速度、面波群速度、地壳厚度及泊松比等地球物理量与地表地形有一定的相关性，东南沿海有大量小规模岩浆上涌形成火山岩及侵入岩的现象(李培等，2019；
李雪垒等，2020；
叶秀薇等，2020).
深圳市作为东南沿海地区的经济重镇，近年来开展了多项地质地球物理勘查工作，积累了重要的地表岩层分布和近地表物性数据.广东常见的两套燕山期的花岗岩在深圳均有出露，其中两块最大的出露区域分别为：深圳西部凤凰山塘朗山银湖山围成的大片区域，为白垩系黑云母花岗岩(后文图中以花岗岩体I表示)，深圳东南部的马峦山一带为侏罗系花岗岩(后文图中以花岗岩体II表示).这样巨大面积露头的花岗岩体在地震波速度结构中应当有所显示，并且其地下分布形态也应可以由地震波速精细成像刻画出来.与大范围地下构造研究相比，局部浅层地下研究结果更易与地表构造相对比，结合不同尺度的地下结构，可以增加对地下构造活动的理解.但是，由于城市噪声大，人工爆破又难于实施，传统地震波成像和主动源探测等很多地球物理探测工作难于在深圳这样的大都市区进行.因此，前人关于深圳市上地壳尺度的地震学研究结果较少，且空间分辨率较低，目前尚无深圳地区浅层结构的高分辨图像.
面波沿地球表面传播，对壳幔横波速度结构敏感，常用于壳幔S波速度结构研究.但是，地震分布的不均匀性严重影响了地壳成像结果的分辨率；
同时，远震提取得到的地震面波信号主要集中于中长周期而缺乏短周期，无法对浅层速度结构形成有效的约束.背景噪声成像方法则同时解决了震源和短周期信号不足的问题.通过对不同台站的连续记录进行互相关即可获得经验格林函数并提取出面波信号.背景噪声面波成像方法在理论上取得突破后，因不依赖于地震位置，已成为研究地壳结构的有效方法(Shapiro et al., 2005; Weaver, 2005; Yao et al., 2006; Bensen et al., 2007; Yang et al., 2007, 2008; Lin et al., 2008).要利用背景噪声方法得到关于浅层结构的高分辨率研究结果，需要密集的观测台阵.近十年来，随着价格低廉的便携式一体化短周期地震仪的发展和完善，短周期密集台阵被动源探测技术逐渐成为探测地球浅层精细结构的重要手段(Lin et al., 2013; Schmandt and Clayton, 2013; Nakata et al., 2015; Chang et al., 2016; Mordret et al., 2019).中国也开展了大量的短周期密集台阵布设工作，并通过噪声互相关成功进行了关于提取面波信息反演地壳三维S波速度结构的工作(如Li et al., 2016; Liu et al., 2017; Bao et al., 2018; Wang et al., 2018; Wei et al., 2018; 王爽等，2018; 王娟娟等, 2018；
李玲利等，2020；
曾求等，2020)，说明了基于短周期密集台阵观测资料进行噪声面波成像方法的有效性.
到目前为止，基于短周期密集台阵观测资料在城市进行噪声面波成像成果较少，短周期噪声成像方法是否在城市适用，尤其是像深圳这样的大城市是否适用尚待验证.深圳地区人口密度大，道路也分布密集且运行繁忙.如果能够基于短周期密集台阵观测资料在深圳成功进行噪声面波成像，不仅能够给出深圳市的浅层精细速度结构，而且将为解决城市浅层结构高精度探测问题提供研究思路.因此，我们尝试利用短周期密集台阵数据，以深圳地区为例研究都市地区地下浅层结构，将地下速度结构与地表出露的花岗岩联系起来，刻画巨型花岗岩体的地下分布.在此基础之上将深圳地区当作一个窗口，尝试探讨这些巨型花岗岩体是如何从深部侵入的，理解岩浆作用和断层发育的关系.这些问题的答案也将在深圳地区能源和资源勘探、防灾减震以及城市建设等工作中具有学术支撑作用.
本研究利用南方科技大学在深圳及周边地区布设的密集短周期地震台阵数据，通过背景噪声互相关得到经验格林函数，然后利用层析成像方法获得该区域的瑞利波相速度结构，对研究区域地下0～8 km内的S波速度结构进行了反演，获得了深圳地区地壳顶部的精细结构.
本研究的数据是由南方科技大学于2017年至2018年在深圳及周边区域布设的流动台阵所采集的.台阵中包含41个流动地震台，每个台的连续记录均超过50天.台间距约为8～10 km，覆盖了深圳大部分区域及东莞、惠州南部地区.台阵采用的仪器为EPS-2-MQ型三分量便携式数字地震仪，频带宽度为0.2～150 Hz.图1为深圳及邻区地形图，其中红色虚线为区域内几个主要断层的位置(孙杰等，2007；
马浩明等，2010；
徐俊等，2012)，红色三角标志为地震台站位置.
本研究利用背景噪声互相关提取所有台站之间的经验格林函数，然后基于时频分析法(Frequency-Time Analysis, FTAN, Dziewonski et al., 1969; Levshin et al., 2001)提取台站之间的瑞利波频散曲线；
再用层析成像法反演得到研究区域内0.5～5 s的瑞利波相速度，用线性反演得到每个网格点的一维S波速度结构，最后利用插值构建区域三维S波速度结构.
在背景噪声互相关处理中，首先对原始连续波形数据进行去除仪器响应，去均值及去趋势处理，降采样到1 Hz后进行时域归一化和谱白化(Bensen et al.，2007).完成单台数据处理后，对每两个台站之间的数据进行互相关计算，得到各个台站对之间的互相关函数.为提高互相关的信噪比，进行互相关叠加时，本研究采用了相位加权叠加phase-weighted stack(PWS, Schimmel and Paulssen,1997).这种叠加方法可以压制互相关结果中信号不一致的部分，从而提高经验格林函数的信噪比.
图1 深圳地区地形图 黑色字体为重要山体，蓝色字为行政区，红色虚线为重要断裂(据孙杰等，2007；
马浩明等，2010)，红色三角形为所布设短周期 地震流动台站(黄色三角为台站sz01).F1：九尾岭断裂；
F2：横岗—罗湖断裂；
F3：盐田断裂；
F4：温塘—观澜断裂.Fig.1 Topographic map of Shenzhen and surrounding areas Red dashed lines are faults; red triangles are short-period seismic stations. Yellow triangle is station sz01. F1: Jiuweiling Fault; F2: Henggang-Luohu Fault; F3 Yantian Fault; F4: Wentang-Guanlan Fault.
图2 台站sz01和其他各个台站之间的互相关叠加 (2～10 s带通滤波) 纵轴为台间距，横轴为时间.红色线为普通线性叠加；
蓝色线为采用PWS方法的叠加.图中黑色虚线方框指示了两种方法 差异较大的部分.Fig.2 Cross-correlation stacks of station sz01 and other station aligned with station distances(waveforms are filtered between 2 and 10 s period) X axis is delay time, y axis is the station distance, red curves are linear stack, blue curves are phase-weighted stacks. Dashed black rectangles denote places where discrepancies are significant between two methods.
图2举例展示了台站sz01(位置如图1所示)与其他台站之间的互相关结果(经过2～10 s带通滤波处理)，可以看到清晰的Rayleigh面波信号.对于大部分台站对，PWS方法得到的互相关函数(蓝色)与线性叠加法得到的互相关函数(红色)基本一致，但在线性叠加信噪比较低时，PWS叠加可以提高信噪比.本文最终一共获得了741个高质量的互相关函数.
在得到区域内所有台站间两两组成的台站对之间的互相关函数后，本研究将正负半轴信号进行平均，来减轻因噪声源分布不均匀所带来的影响.Rayleigh面波频散曲线的测量使用基于图像处理技术的相速度频散曲线快速提取方法(Yao et al., 2006, 2011).本研究仅挑选出信噪比大于5的噪声互相关函数进行分析.在提取频散曲线时，我们要求snr≥8，台站间距大于1.5倍波长以满足面波传播远场近似的假设(Luo et al., 2015),且相邻周期频散曲线没有明显跳变.图3展示了提取出的满足条件的台站对路径在0.5～5 s周期范围内的瑞利波相速度频散曲线.本研究中仅采用5 s以内的频散数据，即周期小于红色竖线的部分.
图3 从互相关函数中提取的所有频散曲线 黑色曲线为平均频散曲线,红色线为5 s周期的标识.Fig.3 Rayleigh wave phase velocity dispersion curves measured from cross-correlation stacks Black curve is averaged dispersion curve. Red line denotes period 5 s.
本文利用Barmin等(2001)给出的层析成像方法构建了反演矩阵，并利用LSQR方法(Paige and Saunders, 1982)对反演矩阵进行求解来获得研究区域各个周期的二维瑞利波相速度图像.反演时整个研究区域划分为0.04°×0.04°单元格，衰减系数和平滑因子选取为1和1.5，这将保证成像结果具有足够的光滑度，同时数据也具有较好的拟合度.反演过程中相速度的误差由模型的协方差矩阵在对角线上的值给出(Guo et al., 2016).检测板技术通常被用来对结果的分辨率和误差进行估计，本文生成了5 km×5 km的速度异常幅值为 5%且正负相间的模型，按照实际的射线分布生成数据，并用同样的衰减系数和平滑因子进行反演.图4展示了几个周期的二维瑞利波相速度检测版实验结果.可以看到，在2 s及更小周期，异常形态与大小能较好的恢复；
4 s时，由于射线路径覆盖不足，边缘区域出现了一定的弥散，但在绝大部分区域，速度异常形态基本上能恢复.
获得二维瑞利波频散后，对于每一格点的相速度频散曲线，本文采用Robert Hermann的CPS程序进行反演(Herrmann, 2013)，获得每个格点下方的一维剪切波速度结构.本研究中，采用平层地球模型，初始模型为一维均匀速度模型，VS=2.83 km·s-1，反演对象为10 km之内的地壳，模型设置为1 km一层的平层结构.
图4 检测板实验 左上图为输入的5 km×5 km的模型，扰动为±6%，其余为不同周期(0.8 s,2.0 s,4.0 s)的检测板实验恢复结果. 绿线内区域为接下来研究中反演S波速度的区域，由射线密度决定.Fig.4 Checkboard test The top left graph shows the 5 km×5 km input velocity model, with a velocity perturbation of ±6%. The rest three graphs are retrieved velocity models for periods 0.8, 2.0 and 4.0 s. The green boundary demarcates the regions used for the S velocity inversion and were determined using the normalized ray density maps.
图5 四个周期(0.8 s、1.2 s、2.0 s、4.0 s)的瑞利波相速度图 周期在上方标识，下方为各自的色标.紫线代表研究区主要出露燕山期花岗岩体的区域(根据深圳市地质图，2013).Fig.5 Rayleigh wave phase velocities for periods 0.8, 1.2, 2.0, and 4.0 s Period labels are located at the top of each map (the color scales are shown on the bottom of each map). Areas demarcated by purple line are where granites exposed (according to Geologic map of Shenzhen, 2013).
图6 S波反演结果 红、黄、蓝、绿为四个不同的点位，如左图中标志；
对应一维S波速度反演结果如右图所示，浅蓝色虚线为S波波速初始模型.Fig.6 S wave inversion results Lines in different colors are the inverted 1-D S wave velocities corresponding to locations denoted in left map. Dashed light blue line is the initial velocity model.
图7 不同深度的剪切波速度结构切片 深度在图像左下角标识，图下方为各自色标; 左上图中给出了地形和地名，图例同图1.Fig.7 Horizontal depth slices Depths are found above each panel and the color scales are shown on the bottom of each map. Topography and place names are shown in top left graph with the same expression in Fig.1.
图8 三维剪切波模型在垂向上的剖面AA′-FF′及剖面位置示意图 背景为图7中5.5 km的剪切波速度图像. 各剖面上方为该剖面的地表地形图.Fig.8 A selection of shear wave velocity vertical cross sections Topographyis shown above each transect. The locations of the transects are indicated in the top map (background graph is shear wave velocity map in 5.5 km depth in Fig.7).
2.1 瑞利波相速度反演结果
通过层析成像，得到了研究区域内0.5～5 s的瑞利波相速度图像(图5).在0.8 s周期，相速度与地表地形有明显对应，阳台山、塘朗山、梧桐山等山区对应高速；
东北方即惠州南部盆地有明显低速异常，西南部沿海地区有低速异常，南山半岛呈现明显低速，尤其是其前海和后海填海的地块.除此之外，深圳市区内大部分地区为相对高速；
但是，随周期变大，异常幅度减弱，在4.0 s惠州南部和南山半岛的低速异常已不明显；
尽管异常幅度有所变化，阳台山、塘朗山、梧桐山及马峦山在各个周期均为高速，与已有的地质填图调查对比，这些区域基本对应于地表出露的巨型花岗岩分布区域及古生代地层出露区域.
2.2 频散曲线拟合
通过反演瑞利波频散曲线，获得了研究区域内每个网格点的一维S波速度分布.图6展示了几个代表性构造单元S波速度反演结果：红色点位于凤凰山东侧，处于西北部大片白垩系花岗岩露头区域(花岗岩体I)；
蓝色点位于马峦山，处于东南部侏罗系花岗岩露头区域(花岗岩体II)；
黄色点位于神仙岭以南，地表露头为石炭系沉积地层；
绿色点位于罗湖区，地表被第四系沉积覆盖.从本文反演结果可以看到，位于侏罗系花岗岩(花岗岩体II)的点地表速度(0～1 km)略高于位于白垩系花岗岩中部(花岗岩体I)的点，且高于位于石炭系沉积地层的黄色点位，而位于第四系沉积上的绿色点位地表速度最低.这一结果符合地质填图给出的地表岩层分布.在2～4 km左右深度，这两块巨型花岗岩露头区下方有明显高速，而在5 km以下深度，则是另外两点表现出明显高速.这一结果表明，地表出露的这两块巨型花岗岩体整体上并没有向下延伸到5 km以下.这两块巨型花岗岩体的地下形态需要结合三维S波速度结构来观察分析.
2.3 S波速度结构
通过背景噪声层析成像获得区域瑞利波频散信息后，对深圳地区地下0～8 km深度范围的S波速度结构进行了反演.图7展示了不同深度的三维剪切波模型水平切片.
在500 m深度，S波速度结构、地表地形和地质单元有很好对应，银湖山东北侧、梧桐山西北侧、也是九尾岭断裂与温塘—观澜断裂交汇处北侧的区域，是研究区内在这一深度S波速度最高的区域，速度达到3.3 km·s-1以上，其东西两侧马峦山和甘坑水库的波速值约为3.2 km·s-1.阳台山、凤凰山、塘朗山、银湖山及南门山的高速异常约为3.1 km·s-1.凤凰山、阳台山、塘朗山、银湖山、以及甘坑水库一片均表现为高速，对应着白垩系黑云母花岗岩(花岗岩体I)出露区域；
马峦山区域的高速则对应着侏罗系花岗岩(花岗岩体II)出露区域.龙华区、光明区、福田区、罗湖区几个人口密集地区均为2.8 km·s-1左右，这些地区均为平原.宝安区南部与南山区呈弱低速异常，速度低于2.8 km·s-1.牛眠岭、松子坑一带的波速2.7 km·s-1，坪山东北方位于九尾岭和横岗—罗湖断裂之间的地区呈显著的低速异常，为研究区速度最低的区域，速度低于2.6 km·s-1.总体来说，山地表现为相对高速，沉积平原表现为相对低速，500 m深度的速度结构与山体、沉积层分布都有较好的对应关系.
2.5 km深度和0.5 km深度的速度结构有一定连续和相似性.宝安区南部，南山区，以及福田区、罗湖区成为连为一体的低速区，波速约为3.1 km·s-1.南门山及以东区域成为另外一个低速区域，波速约为3.0 km·s-1.南门山西部区域，银湖山、阳台山以东区域，九尾岭断裂与温塘—观澜断裂交汇处，以及马峦山则成为高速区，波速约为3.5 km·s-1.整体来说，2.5 km深度的速度结构与地表花岗岩体对应性更强，尤其是东部的马峦山花岗岩体II区域.
在3.5 km深度处，研究区西南部的低速区被分割成为东西两部分，西部沿海的波速为3.2 km·s-1，东部塘朗山的波速为3.1 km·s-1.在塘朗山西部，阳台山南部的区域出现了高速区，波速约为3.4 km·s-1.南门山西部区域，阳台山以东区域，九尾岭断裂与温塘—观澜断裂交汇处仍为高速区，波速为3.6 km·s-1.坪山出现整个研究区波速最高区域，波速为3.7 km·s-1.马峦山南部则成为低速区，波速约为3.1 km·s-1.3.5 km深度的速度结构似乎又出现与地表山体、盆地的对应关系.整体来说，西部地表大范围出露的花岗岩体I区域对应的依旧是高速，但马峦山花岗岩体II区域的高速异常明显减弱.坪山的高速在地表上也对应着白垩系花岗岩出露.
5.5 km深度与3.5 km深度的速度结构则有很大不同.最明显的是，温塘—观澜断裂两侧的高速区变为低速区、龙岗的低速区变为高速区.马峦山的花岗岩体II区域成为低速区，波速低于3.3 km·s-1.西部地表大范围出露的花岗岩体I的大部分区域也转变为低速区，波速低于3.3 km·s-1.塘朗山西部出现研究区波速最高区域，波速达到3.8 km·s-1.神仙岭及以西区域出现面积最大的相对高速区，波速为3.6 km·s-1.梧桐山维持为相对高速区，波速也为3.6 km·s-1.5.5 km深度的速度结构的一大特点是，整个研究区的西南部出现连通的高速区，以及温塘—观澜断裂北端东侧神仙岭区域出现另一个高速区.
6.5 km深度的速度结构和5.5 km深度的速度结构非常相似，边界更为齐整.主要呈现西北和东南区域的大面积的低速，以及西南部沿海岸南山和福田区大面积的高速，当然还包括东北部神仙岭区域的高速体.除了花岗岩体I的南部对应高速外，两个巨型花岗岩体在6.5 km深度都不存在高速体，相反是对应与低速体.
为了更好地讨论地震波速度结构的空间分布特征，图8展示了6条垂直剖面AA′、BB′、CC′、DD′、EE′、FF′，及它们的地理位置.其中，剖面AA′、 CC′、DD′穿过西部的白垩系花岗岩I出露区；
剖面BB′、EE′穿过东南部侏罗系花岗岩II出露区.
AA′剖面从西至东，横穿凤凰山、大顶岭、龙华区、神仙岭、龙岗区以及坪山区.该剖面主要切过研究区域西部的花岗岩体I以及东北部深部(>4 km)高速区域.剖面西段花岗岩体I下方的地表低速带缺失或者较弱；
而东端地表存在1 km以上厚度的速度约为2.6 km·s-1的低速层，对应于地表的沉积层.剖面西段花岗岩体I下方2～4 km深度存在高速异常，但剖面东段则在4 km以下存在高速异常.西部4 km以上深度的高速区域与地表低速层缺失区域是对应的，对应着地表白垩系花岗岩出露区(花岗岩体I).
BB′剖面西南至东北，沿海岸线穿过南山区、福田区、罗湖区的南部沿岸平地和梧桐山及研究区东南部的马峦山地表花岗岩体II.中西段地表主要为第四系沉积区，地表同样存在约1 km厚的波速约为2.6 km·s-1的近水平低速层，4 km以下存在速度约为3.6 km·s-1的高速层.东段马峦山的花岗岩体II出露处，近地表有速度为3.2 km·s-1以上的近水平弱高速层，高速主要集中在2～4 km深度.东西部不同深度的高速区域相互间是阶跃连通的，西部4 km以下的高速体拱升至东部2～4 km深度，值得注意的是，其阶跃拱升的位置对应于地表五华—深圳断裂带.
CC′剖面从西北至东南，穿过凤凰山、阳台山、塘朗山，该剖面主要切过西部的地表花岗岩体I分布区.可以看到，没有花岗岩出露的剖面东南端4 km以下有显著高速，速度达3.7 km·s-1以上，而在花岗岩出露区下方仅在2～6 km深度范围内存在3.5 km·s-1左右的高速.该剖面上高速区整体呈东南向西北拱升的形态.
DD′剖面从西北至东南，穿过神仙岭深部高速区和地表马峦山花岗岩II.可以看到花岗岩II出露区下方，地表1 km同样存在低速层缺失，在2～4 km深度范围内存在3.5 km·s-1左右的高速.而在剖面北段沉积岩层出露区域，2～4 km深度范围内没有高速异常，温塘—观澜断裂北端东部的神仙岭区域在4 km以下深度范围内存在显著高速体，速度同样达到了3.7 km·s-1以上.这个剖面同样呈现了神仙岭下方4 km以下的高速异常向东南部地表花岗岩II出露区拱升的图像.
EE′剖面从西至东，横穿南山区、福田区、罗湖区的南部沿岸平地和梧桐山.该剖面最显著的特征就是4 km以下贯穿整个剖面的高速体，速度达到了3.7 km·s-1以上.然而在4 km以上浅部地壳，高速体仅存在于地表花岗岩体I下方的2～3 km深度，地表存在约1 km厚的波速约为2.6 km·s-1的近水平低速层.
FF′剖面从南至北，穿过福田区、塘朗山，地表花岗岩体I的西端.该剖面最显著的特征就是南段拱升到地表花岗岩体I下方2～4 km深度，花岗岩体I下方5 km以下不存在高速异常.另外花岗岩体I下方存在近1.5 km厚度的低速层.
深圳的地表地质以大面积出露中生代巨型花岗岩岩体为主要特征.如图1所示，研究区最大面积的花岗岩岩体出现在深圳西部的凤凰山、阳台山、塘朗山一带，为白垩纪黑云母花岗岩(花岗岩体I)；
东南部的马峦山是第二大花岗岩岩体出露区，为侏罗系花岗岩(花岗岩体II)；
北部南门山一带也有零星分布的花岗岩岩体出露；
另外，沿着深圳断裂带分布有古生代地层出露(孙杰等，2007).本文的背景噪声反演结果刻画了这些巨型花岗岩岩体在地下8 km以上的分布形态，进而可以推测讨论中生代花岗岩岩浆上涌过程.
根据反演获得的S波三维速度结构(图7)，我们看到近地表速度结构与地表地质构造有很好的对应关系，尤其是浅部(2～4 km)高速体与花岗岩岩体出露区域对应较好，并且这些浅部高速体均与深部(4 km以下)高速体侧向相连.前人的高温高压实验结果表明，在地壳5 km左右深度，酸性侵入岩的速度在3.5 km·s-1左右，高于3.7 km·s-1的是中基性侵入岩(Christensen and Mooney, 1995).本文在5～7 km 深度反演的波速大于3.7 km·s-1的高速体应该是在中生代深部偏基性岩浆上涌的侵入体.结合图7和图8，可以看到地表巨型花岗岩体下方浅部(3～4 km)的高速异常体均与深部(4 km以下)位于研究区西南和东北的两个高速异常体侧向相连.且西南部深部高速体普遍大于3.7 km·s-1，最高速可达4.0 m·s-1以上，这意味着，西南部的岩浆可能是来自于地壳较深的偏基性花岗岩岩浆(或者是混染的玄武岩岩浆).
研究区内地表出露的两块巨型花岗岩分别是白垩系(花岗岩I)和侏罗系花岗岩(花岗岩II)，根据Li和Li(2007)提出的华南块体中生代花岗岩的“平板俯冲模型”，在侏罗系后期至白垩系早期(该论文中图4F)，由于俯冲带后撤导致了平板俯冲的板片(foundering)断裂，引起了局部的软流圈上涌，来自上地幔的玄武岩岩浆侵入到地壳，与华南大陆地壳混染，逐渐上升侵位，演化成为偏基性花岗岩岩浆，冷却成为侵入岩岩体，后期在剥蚀和隆升的作用下出露地表，成为深圳市大面积出露的巨型花岗岩I和花岗岩II.值得注意的是，深圳市地表出露的这两块巨型花岗岩体都是分布在横穿深圳市的主要断层(呈北东向展布的)横岗—罗湖断裂的两旁，另外，在地表出露的这两块巨型花岗岩体向下仅延伸到3～4 km深度(图8)，和4 km以下西南部高速体和东北部高速体则是侧向连接，重要的是，侧向联接(上涌)的位置与横穿深圳市的主要断层横岗—罗湖断裂(北东向)和温塘—观澜断裂(北西向)相吻合，揭示了深圳市这些主要断层对于来自地壳深部花岗岩岩浆在浅部(4 km)上涌侵位的控制作用.
最后，本文研究结果表明利用短周期密集台阵背景噪声成像可以获得高精度的城市近地表S波速度结构，可以为地表断裂的深部形态、隐伏断裂的深部走向结构等信息提供可靠的地震学证据.另外值得指出的是，短周期密集台阵背景噪声成像方法野外作业简单(经济)、时间短，并且环保，是一种非常适合于城市尤其是像深圳市这样的大都市近地表地质结构的探测，值得推广到我国的大中城市地表沉积层和活断层探测.
本研究利用南方科技大学2017年12月至2018年2月在深圳市布设的41个流动地震台站数据，通过背景噪声层析成像方法提取研究区域内0.5～5 s 周期范围的瑞利波相速度，通过线性反演获得了研究区地下8.0 km深度范围内的高精度三维S波速度结构.结果表明，浅部速度结构与地表地质构造有很好对应关系.这些浅部呈水平展布的高速异常体与地表出露的巨型中生代花岗岩体很好对应.研究区4 km以下主要揭示两块高速异常体：西南部南山区和福田区沿海平原区域下方的大范围高速体和东北部神仙岭区域的高速体.并且在地表这两块巨型中生代花岗岩体下方浅部呈水平展布的高速异常体都是和深部4 km以下的两块高速异常体侧向相连接.另外，深部4 km以下的两块高速异常体的S波速度普遍大于3.7 km·s-1，最高速可达4.0 m·s-1以上，推测侵入形成这些高速岩体的岩浆可能是来自于地壳较深的偏基性花岗岩岩浆(或者是混染的玄武岩岩浆).这两块巨型花岗岩体的年代(白垩系、侏罗系)则对应与Li和Li(2007)提出的华南块体中生代花岗岩的“平板俯冲模型”的后期，俯冲带后撤导致了平板俯冲的板片(foundering)断裂，引起了局部的软流圈上涌，来自上地幔的玄武岩岩浆上涌侵入并且与华南大陆地壳混染逐渐上升侵位演化成为偏基性花岗岩岩浆，形成了深圳市地表大面积出露巨型花岗岩岩体.最后，反演获得的深部速度结构揭示深圳市主要断层对于来自地壳深部花岗岩岩浆在浅部(4 km)上涌侵位的控制作用.
致谢感谢南方科技大学邹长桥老师带领的流动台站野外工作组每一位师生成员的辛勤付出.感谢北京大学宁杰远老师提出的修改建议.数据处理和绘图使用到SAC(Seismic Analysis Code)和GMT5(Wessel and Smith，1998)软件.感谢国家自然科学基金委项目(41890814；
U1901602)，深圳市海外高层次人才创新创业专项资金团队资助项目(KQTD20170810111725321)和大洋“十三五”项目(DY35—G2-1-01)资助.