引言

江南造山带呈条带状分布于扬子地块东南缘，将华南地块中的扬子地块与华夏地块一分为二 （图1）。这两大地块自早古生代起依次受到古亚洲构造域、滨太平洋构造域和特提斯—喜马拉雅构造域的控制和改造 （黄汲清等，1977），经历了多期构造运动以及不同时期的俯冲削减、碰撞造山、岩浆作用和热活动等地质过程，最终碰撞拼合形成统一的华南地块。此碰撞影响范围大、时间长，造就了如今华南地区复杂的构造变形、鲜明的地质格局、独特的地壳生长及罕见的成矿规律，极大地增加了还原演化史的难度。而两者之间的江南造山带作为一个窗口，记录了两者的拼合过程，是梳理华南前寒武纪地质演化的重要一环。目前扬子与华夏两地块在新元古代中晚期碰撞并贴合形成华南大陆的认识已得到广泛认可 （王孝磊等，2017），对两者之间的缝合带演化过程也发展出了多种模型进行解释，主要模型包括：华夏向扬子或江南古陆俯冲模型，其俯冲时间在1 000—900百万年前，碰撞阶段在870百万年前左右 （舒良树，2012）；离散型双俯冲模型，俯冲时间在1 000—825百万年前，扬子地块与华夏地块中的古华夏洋向两侧俯冲，825百万年前古洋盆封闭，导致两大地块碰撞继而形成江南造山带 （Zhao，2015）；华夏向扬子或江南古陆仰冲模型 （Hsu et al，1990）。然而，这些模型的推测均基于地球化学和岩石同位素测龄，缺少来自地球物理学方面的深部构造证据。本研究拟通过揭示江南造山带壳内结构和构造特征，了解扬子地块与华夏地块的碰撞过程，以期为缝合带的科学问题研究提供更多的观测资料。

图  1  江南造山带及其邻近地区地质图

Figure  1.  Geological map of the Jiangnan orogen and its surrounding region

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地壳作为直接被地质构造活动影响的对象，记录了各个时期构造演化的结果。研究江南造山带的上地壳结构可以为还原扬子地块与华夏地块的拼合过程提供约束，同时为探索二者缝合带界限及深部接触关系提供依据。近年来，许多研究已揭示了华南地区地壳和地幔的基本结构 （Huang，Zhao，2006；Chen et al，2015；Guo et al，2018），其结果表明扬子地块与华夏地块在上地幔与莫霍面的地震波速度存在差异，但是地壳浅部的分辨率低，不足以获得其精细结构。已有研究使用主动源方法发现该地区地壳普遍存在类似层状的强反射 （Lü et al，2013；梁峰等，2014；徐涛等，2014），虽然使用主动源方法获得的地壳结构精度较高，但其测线长度不足，大部分集中在郯庐断裂带两侧和华南地块西侧，对江南造山带成像不够全面。同时因为研究区内可供使用的地震太少，基于近震的天然地震层析成像方法的分辨率相对较低 （张培震，2003）。经由噪声面波和远震面波方法得到的华南地区三维横波速度结构揭示该地区存在上地壳—下地幔的V形高速带，但是由于台站密度较小、覆盖面不够，无法精确地刻画缝合带两侧的浅地壳结构 （Luo et al，2012；Shen et al，2016；Li et al，2018）。

近年来，远震虚源反射法开始被广泛应用到浅部地壳结构研究中，前人研究曾使用远震事件的波形成功反演得到莫霍面的反射层 （Li，Nábĕlek，1999；Tseng，Chen，2006；Tseng et al，2009），并且在不同构造条件下都能较好地刻画上地壳结构 （Yang et al，2012；Zou et al，2014）。本研究布设了两条横跨江南造山带的测线，拟利用远震虚源反射法对江南造山带上地壳进行成像，得到较为精细的浅地壳反射剖面，随后结合区域地质条件对其进行解释，以期揭示研究区地质构造的动力学过程。

1.   数据与处理方法

本研究在2018年8月至2019年8月期间沿江南造山带的北西—南东走向分别布设了两条测线 （图1），其中AA′ 测线平均台站间距约10 km，BB′ 测线平均台站间距约6 km。为了提升剖面成像分辨率，本研究在用远震事件反演上地壳结构时，对地震事件按以下标准进行筛选 （Yang et al，2012；Zou et al，2014）：选择震源深度大于20 km的地震事件，以避免震源位置的Ps震相或pP震相干扰，这两种震相的相对初至P波到时与本研究使用的PPdp震相到时在震源深度小于10 km时接近，易造成混淆 （Zou et al，2014）；选择震中距介于30°到90°之间的远震事件，以避免上地幔不连续面的三重震相以及壳幔边界的反射波（PcP）干扰；选择震级M_S＞5.5的地震事件，以确保波形数据具有较高的信噪比。经过深度、震中距、震级三方面的筛选，本研究最终使用8个远震事件 （表1） 对两条测线进行成像。在使用虚源反射技术之前，对各个远震事件的垂直分量数据进行预处理，包括对原始数据去均值、去趋势、去仪器响应，并采用0.1—2 Hz的带通滤波，最后对波形进行时间域的振幅归一化。

表  1  本研究所用地震事件的参数

事件 编号	发震日期		MS	地理位置	震源深度 /km	震中距 /°
	年-月-日	时:分:秒
①	2019-04-03	05:35:33	6.4	（52.25°N，178.00°E）	20	50.711
②	2019-04-07	05:55:00	6.1	（6.90°S，125.07°E）	540	36.746
③	2019-04-12	22:51:32	5.8	（6.43°S，148.57°E）	20	47.157
④	2019-06-03	14:04:36	5.5	（0.35°N，97.72°E）	20	35.244
⑤	2019-06-15	04:10:52	5.6	（5.86°S，130.75°E）	120	37.696
⑥	2019-06-16	06:55:00	7.2	（30.80°S，178.10°W）	20	85.704
⑦	2019-06-16	13:17:15	6.2	（30.97°S，178.06°W）	30	85.836
⑧	2019-06-17	14:02:04	5.9	（30.85°S，177.60°W）	20	86.071
注：震源参数引自中国地震台网中心

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虚震源反射技术类似于垂直接收函数方法：将远震事件多次反射波在自由界面的反射点当作一个虚拟震源，从接收到的信号中去除虚震源信号的影响，以加强P波在速度不连续面上的反射信号，从而对上地壳的反射层进行成像 （Yu，Schuster，2001）。图2展示了两种震相PPdp与PPmp的射线路径，PPdp震相中“d”表示浅地壳内速度不连续面；PPmp震相中“m”表示莫霍面，震相PPmp和PPdp分别代表P波在自由界面发生第一次反射，再到莫霍面和特定深度的速度不连续面发生第二次反射后，地震仪所接收到的地震信号。

图  2  远震地震射线PPdp与PPmp传播示意图

Figure  2.  A diagrammatic view of the ray path of the teleseismic PPdp and PPmp phases

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假设地震仪所接收到的信号在去除仪器响应后，是虚震源的震源子波与台站下方地质结构响应的褶积，即

式中，s（t）为时间域内地震仪所接收到的信号，w（t）为时间域内虚震源子波信号，r（t）为时间域内地下结构响应。基于这种假设，如果从褶积结果中去除虚震源子波信号，即可到台站下方的地质结构响应 （Li，Nábĕlek，1999）：

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为验证虚源反射法中多次反射波的壳内反射特征，采用SEM-FK混合算法 （Tong et al，2014）进行正演模拟。图3a展示了正演所使用的两层水平模型，设定震源深度为20 km，震中距为50°，理论地震波主频为1 Hz。对理论波形按照与实际波形相同的流程进行处理，所得结果如图3b所示，图中红色代表正振幅，蓝色代表负振幅，结合理论模型可知虚源反射法得到的剖面中蓝色负振幅代表高速带。而图3b中振幅依次减弱的其余多次反射波震相也证实了该方法在使用中需要对呈现平行关系的多次反射波进行约束。

图  3  正演模型与反演结果

（a） 正演使用的两层水平模型；（b） 运用虚震源反射方法反演得到的时间-距离剖面

Figure  3.  Forward model and inversion results

（a） The two-layer horizontal model；（b） Time-distance profile obtained by the teleseismic virtual-source reflection （TVR） inversion

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图4和图5分别为两条测线上流动台阵记录的事件②的实际波形及数据处理结果。图4a和图5a是以最大峰值为0时刻并按照测线台站分布排列的波形，从图上可知叠加得到的震源子波明显简单于接收到的地震信号，表明近地表散射会对震源子波有较为明显的影响。结合前人的研究结果和测线数据 （Yang et al，2012），对震源子波在时间域上进行约束：以各道中多道互相关对齐得到最大初至P波为0时刻，选取0时刻前2 s作为震源子波的起始时刻。这样，初至P波后0—2 s的时间窗口既可以包含震相信息，又能有效降低由噪声引起的计算误差。另一方面，震源子波的截止时刻对成像结果的影响更为显著：若选取的长度小于真实的子波长度，不能够包含足够多的震源信息，则各道的成像结果几乎雷同；若选取的长度大于真实的长度，则会夹杂一些散射信号和反射信号的干扰，成像结果中会出现虚假的人为信号。当用于反褶积的震源子波长度与真实震源子波长度相近时，则会导致运用该长度的震源子波反演得到的成像结果与用该长度相近时长范围内变化的震源子波所反演的成像结果类似。按照这样的筛选标准，本研究选取子波时窗长度为0.3 s。在叠加各道得到震源子波后，选择合适长度的震源子波，运用反褶积方法将其从原始波形数据中去除即可突出反射面，进而成像。该方法在反演过程中由于仅使用P波数据，所以最终结果仅与P波走时和P波速度相关，减少了反演过程中的有效参数，降低了反演的多解性，提高了分辨率 （Tseng，Chen，2006）。

图  4  事件②波形在AA′剖面台站的处理结果

（a） 去仪器响应并通过0.1—2 Hz的带通滤波后的波形，右图为平均各道所得到的震源子波，背景中细灰色线代表用于叠加的各道波形，倒三角形标出了用于图6的台站位置；（b） 事件②虚震源反射成像剖面；（c） 事件①，②，③的虚震源反射叠加剖面；（d） 叠加后对各道进行三道圆滑的结果

Figure  4.  Waveform processing results of event ② along the AA′ profile

（a） Waveform data after removing the instrument response from the raw data and it was filtered by a 0.1−2 Hz band-pass filter。The averaged seismic trace is shown on the right，and the gray background curves are the overlapped traces of all channels。The inverse triangle marks the location where the station is taken for Fig. 6；（b） The original TVR profile from event ②；（c） The stacked TVR profile for teleseismic events ①，② and ③；（d） The smoothed TVR profile

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图  5  事件⑤波形在BB′剖面台站的处理结果

（a） 去仪器响应并通过0.1—2 Hz的带通滤波后的波形，右图为平均各道所得到的震源子波，背景中细灰色线代表用于叠加的各道波形，倒三角形标出了用于图6的台站位置；（b） 事件⑤虚震源反射成像剖面；（c） 叠加事件④—⑧的虚震源反射剖面；（d） 叠加后对各道进行三道圆滑的结果

Figure  5.  Waveform processing results of event ⑤ at the BB′ profile

（a） Waveform data after removing the instrument response from the raw data, it was filtered by a 0.1−2 Hz band-pass filter. The averaged seismic trace is shown on the right，and the gray background curves are the overlapped traces of all channels. The inverse triangle marks the locations where the station is taken for Fig. 6；（b） The original TVR profile from event ⑤；（c） The stacked TVR profile for teleseismic events ④−⑧；（d） The smoothed TVR profile

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在反褶积过程中，本研究选用时间域迭代反褶积方法 （Ligorria，Ammon，1999） 进行计算。该方法是将反褶积结果转化为一系列脉冲信号的叠加，计算公式如下：

式中，r（t）为地下结构响应，m_i为通过最小二乘法求得的第i个脉冲信号幅值，t_i为互相关求得的第i个脉冲的时刻。相较于频率域水准反褶积而言，由该方法得到的信号因为经过反复迭代计算，并由脉冲信号组成，在移除震源子波干扰后，PPdp震相较容易被凸显出来。图4b和图5b分别展示了地震事件②和地震事件⑤的成像结果，可见信号中受到最大初至P波压制的反射波信号被凸显出来。将不同远震事件所得到的成像结果进行叠加，以消除随机噪声造成的干扰 （图4c，5c）。最后参考Yang等 （2012）的方法，运用三道圆滑以增强剖面的连续性 （图4d，5d）。

如图6所示，分别展示了测线AA′ 与BB′ 标注台站处 （图4a和图5a中的倒三角形所示） 虚拟震源法反射震相与接收函数Ps震相的结果。图6a选取的是AA′ 剖面上的台站，从中提取反射震相，合成信号则以v_P＝5.2 km/s，v_S＝3.1 km/s，反射层深度为6.5 km进行模拟，得到理论反射震相。图6b计算的是接收函数Ps震相结果，合成信号所用参数与图6a相似，所标注的紫色箭头为与图6a对应，深度6.5 km的Ps震相。图6c选取的是BB′ 剖面上的台站，从中提取反射震相，将其用紫色箭头标注，合成信号所用参数与图6a相似，除反射层深度调整为5 km。图6d与图6b相似，仅表述的台站不同，紫色箭头代表的是深度5 km所对应Ps震相。从图6可知，Ps接收函数在浅地壳的识别上易受到初至波主频的干扰，致使Ps震相受到压制，不易于提取，将两种方法结合，能更好地提高成像分辨率。

图  6  远震虚源反射法与传统接收函数结果对比

（a） 事件②在台站 （图4a中倒三角形）处的虚源反射剖面（上图）与合成信号（下图）的对比，箭头代表识别的震相，合成信号所用参数为v_P为5.2 km/s，v_S为3.1 km/s，反射层深度为6.5 km；（b） 事件②在台站（图4a中倒三角形）处Ps转换波接收函数（箭头）（上图）与人工合成信号（下图）的对比，合成信号所用参数与图（a）相同；（c） 与图（a）相似，事件⑤在台站（图5a中倒三角形）处的对比，合成信号所用参数为v_P为5.2 km/s，v_S为3.1 km/s，反射层深度为5 km；（d） 与图（b）相似，事件⑤在台站（图5a中倒三角形）处的对比，合成信号所用参数与图（c）相同

Figure  6.  Example of TVR profile （top） for events ② and ⑤ at the marked station （inverse triangle in Figs. 4a and 5a） versus synthetic seismogram （bottom）

（a） Example of TVR profile （top） for the event ② at the marked station (inverse triangle in Fig. 4a) versus synthetic seismogram （bottom）. The arrow represents the recognized seismic phase. The synthetics were calculated to fit the data using v_P of 5.2 km/s and v_S of 3.1 km/s and the depth of the seismic layer generating reflection phase is 6.5 km. （b） Example of conventional Ps receiver function （top） at the marked station （inverse triangle in Fig. 4a） compared with the synthetic seismogram （bottom）. The parameters used to synthesize the signal are the same as those in Fig. （a）. （c） Example of TVR profile （top） for the event ⑤ at the marked station （inverse triangle in Fig. 5a） versus synthetic seismogram （bottom）. The arrow represents the recognized seismic phase. The synthetics were calculated to fit the data using v_P of 5.2 km/s and v_S of 3.1 km/s and the depth of the seismic layer generating reflection phase is 5 km. （d） Example of conventional Ps receiver function （top） at the marked station （inverse triangle in Fig. 5a） compared with the synthetic seismogram （bottom）. The parameters used to synthesize the signal are the same as those in Fig. （c）

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2.   结果与讨论

由于本研究是对浅部地壳进行成像，该深度下的一维速度模型变化较小，因此直接使用目标区前人噪声成像得到的浅层P波速度5.2 km/s进行时深转换 （Luo et al，2019），图7中不同颜色的曲线代表波形幅值较大且连续的反射面。本研究使用两次反射波PPdp对浅部地壳反演成像，两次反射波相较于更多次的反射波能量更强，受背景噪声影响相对较小，易于观察。而要从成像结果去除来自两次反射波以外的多次反射地震波干扰，选取振幅大的峰值连线的同时，根据多次反射波连线与两次反射波连线近乎平行的特点，从平行连线上筛选出两次反射波的连线：因为两次反射波到时更快，时深转换后深度相对较浅，因此对应于较浅的反射层。而对于平行连线中的较深反射层，本研究认为其可能受到多次反射波的干扰，因此将其忽略 （Zou et al，2014）。反射波连线之所以呈现平行的关系源自无论两次反射波还是两次以上反射波，反褶积之后得到的是相同的地质响应，仅因射线路径长度上存在近乎倍数关系而造成两者延时不同。同时，因为地震波在自由界面的反射会发生相位转换，产生正负极性倒转，因此当用平行关系约束反射波成像结果时，若将两次反射波与直达波的相对延时作为基准，那么三次反射波与直达波的相对延时将为基准的两倍，并且三次反射波的振幅极性与两次反射波相反。由此类推，四次反射波的相对延时将为基准的三倍，其振幅极性与两次反射波相同。为避免偶数次反射波与两次反射波极性相同造成干扰，本研究对成像结果解释的深度小于10 km。

图  7  结合已知的地层信息与断层对成像剖面AA′ （a）和 BB′ （b）的解释

两剖面以纵波速度5.2 km/s进行时深转换结果。绿色线表示沉积层，蓝色和红色线代表上地壳内两段反射面

Figure  7.  Interpretation of profiles AA′ （a） and BB′ （b） from the interfaces and known faults

The two profiles are converted using average P-wave velocity of 5.2 km/s. The green lines represent sedimentary layers，and the blue and red lines represent two reflections in the shallow crust

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本研究中的AA′ 剖面总长约340 km （图7a），横穿了华北地块、扬子地块、江南造山带和华夏地块。穿过的主要断裂有划分华北地块与扬子地块的郯庐断裂带、相隔扬子地块与江南造山带的江南断裂以及江南造山带与华夏地块之间的古缝合带−江绍断裂。在沉积层反射面（绿色线），江南断裂两侧处观察到西北侧的扬子地块沉积层的厚度略薄于江南造山带的厚度，而在江绍断裂两侧处，西北侧江南造山带沉积层厚度明显高于华夏地块，说明与华夏地块相比，江南造山带和扬子地块的层位连续性更强，符合江南造山带先与扬子地块合为整体后再与华夏地块碰撞的多期构造过程和其对应产生的亲扬子地块属性 （Lin et al，2018）。沉积层反射面最深的位置处于江南断裂与江绍断裂之间，对应于鄱阳湖盆地的位置。从成像结果中可见鄱阳湖盆地最深处可能达到3.5 km，并且盆地西北侧沉积层的深度小于盆地东南侧沉积层，这与梁兴等 （2006）使用主动源得到的结果类似。在鄱阳湖断陷盆地形成之时，控盆断裂发育，导致相对短时期内发生连续剧烈的差异升降作用，形成了地垒式断块山−庐山 （舒良树等，2006）. 在庐山隆起作用下明显随之抬升的地层（图7a中红色线和蓝色线）中可以观察到西北抬升较缓、靠近盆地的东南侧抬升较陡，这可能与庐山—鄱阳湖的形成机制有关，即新近纪时期，太平洋弧后扩张，鄱阳湖盆地西侧庐山呈断块抬升状态，而盆地本身呈地堑式断块下降，此消彼长的过程导致靠近盆地的地层抬升更为陡峭 （杨晓东等，2016）。由图7a还可以看到：红色线与蓝色线的抬升高度并不相同，浅层的蓝色线深度差异约为1.5 km，而红色线的深度差异约为2 km。在庐山地表露头中最高峰汉阳峰的高度约为1.5 km。这说明庐山的隆升过程可能是多期进行的，因在抬升过程中受到剥蚀作用或者鄱阳湖盆地的限制，其增长趋势发生了变化 （李吉均等，1983），由原先地层抬升的2 km降至1.5 km。

BB′ 剖面的台间距相对AA′ 剖面较短 （图7b），剖面长度约为225 km。BB′ 剖面穿过江南造山带和华夏地块，横跨的断层包括赣东北缝合带和江绍缝合带。绿色线展示了江绍缝合带两侧有明显的沉积层厚度变化，处于江绍缝合带西北侧江南造山带下沉积层的厚度远大于东南侧华夏地块沉积层的厚度。在测线赣东北断裂附近存在明显的断陷痕迹，最深处断陷可达约2 km，而未经断陷位置的沉积层厚度约为1 km，断陷的东北侧沉积层深度浅于其西北侧沉积层深度。蓝色线和红色线展示了江绍断裂东北侧存在明显的地层不整合现象，地层由东北向西南逐渐抬升，延展近80 km。

AA′ 和BB′ 两条剖面的成像结果均表明江绍缝合带两测沉积层厚度差异明显，存在缝合带西北侧沉积层厚度更厚的情形。在地球化学方面已有大量研究支持江绍缝合带是华夏地块与扬子地块东部的缝合带 （Guo et al，1989；周新民，朱云鹤，1992；Zhou，Li，2000）。岩石测龄结果表明：华南地区最早的构造运动始于9—10亿年前的华南洋向江南古陆俯冲，在俯冲结束之后，华夏地块依次经历了碰撞阶段、后碰撞阶段，最后在南华纪经历了裂谷阶段，在该阶段发育了大量裂谷盆地；从7亿年前开始，华夏地块逐渐转变为壳内尺度的伸展 （Shu et al，2011；舒良树，2012；Wang，Shu，2012）。此外，Huang等 （2015）和Guo等 （2019）运用接收函数方法对扬子地块与华夏地块的莫霍面深度和地块内部泊松比进行对比，其结果表明华南地区地壳厚度东薄西厚，自东向西增厚，华夏地区岩石长英质偏高，扬子区域铁镁质偏高。Guo等（2018）运用重磁异常特征的分析结果显示，扬子地块相比于华夏地区剩余重力异常偏大，区域磁总模量偏高。前人研究已说明两地块在深部物质方面存在明显差异，结合本研究于两条测线浅地壳均发现江绍断裂两侧沉积层厚度的明显变化，推断江绍缝合带东段是江南造山带与华夏地块的边界 （舒良树，2012），其沉积层厚度差异可能是两边界地层在洋陆俯冲过程后未整合完全所造成。

在BB′ 剖面中由南向北下沉的壳内介面 （图7红色线和蓝色线） 可能为俯冲过程所致，同时华夏地块沉积层厚度相对扬子地块较薄，与洋陆壳之间的沉积层差异吻合，为深入了解古华夏洋向扬子陆块俯冲提供了依据 （舒良树，2012）。而红色线与蓝色线的趋势不同可能与俯冲过程后的碰撞与伸展过程有关。与该地区噪声成像结果 （Luo et al，2019）对比，壳内界面由南向北逐渐下沉的趋势相同，延展长度也均在测线70—160 km的位置。Luo等 （2019）的结果中此壳内介面减薄的趋势不足0.5 km，而本文的成像结果有近1 km的变化，本研究推测这与台站密度较大有关。从AA′ 剖面的鄱阳湖盆地和BB′ 剖面绿色线所标注的70—110 km的凹陷推断，这两处凹陷位置连线与江绍断裂、江南断裂在地理位置上呈近乎平行的关系，而江绍缝合带和江南断裂均处于地块的边界，意味着这两处凹陷可能产生于相同的构造活动，即造山活动后壳内的伸展。而BB′ 红色虚线标明了40—60 km赣东北断裂附近速度存在较大的不连续，相较于上层变化明显，该结果与Luo等 （2019）的成像结果相吻合。

3.   结论

本研究采用了虚震源反射法对于江南造山带上两条测线AA′ 和BB′ 进行成像，通过对不同远震事件成像结果的叠加，得到了江南造山带的上地壳结构，验证了虚震源反射法可以利用远震事件的垂直波形对地壳浅部尤其是盆地结构进行分辨率较高的成像，同时给出了江南造山带地区的虚震源反射所需参数的筛选规则，以及对合适震源子波长度的判别方法。

本研究结果表明两条测线中均存在江绍断裂两侧沉积层厚度明显且江绍断裂西北侧存有明显地层不整合的现象。相较于江绍断裂两侧，江南断裂两侧的地层连续性较好，两断裂带之间有断陷构造存在，此结果与古华夏洋向扬子地块俯冲模型相吻合。同时，我们推断江绍断裂可能是扬子地块与华夏地块的东边界，而其西部因地表露头信息较少，需要更多的地球化学和地球物理资料进行验证。因流动台站相较于鄱阳湖盆地覆盖范围较小，需要更为密集的台站进行数据采集，方能获取更为精细的结构。在赣东北发现的地层不整合现象是否由于怀玉地块与九岭地块的拼合过程造成，尚需更多相关资料验证。因华南复杂的构造演化背景，扬子地块与华夏地块早期拼合后又发生多期次构造事件，导致两陆块拼合带可能再次发生复杂构造变形改造，本研究目前仅能对其部分上地壳构造认识提供一定依据，不足以深入阐明完整的构造过程，将来可寻求更为精细结构探测及结合其它地球物理成果综合解释。

中国地震台网中心为本文提供了地震目录，作者在此表示感谢。