秦嶺造山帶上地幔各向異性及相關的殼幔耦合型式

吳逸影, 鄧斯壯, 鈕鳳林, 賀巍, 吳漢寧

1 西北大學地質學系， 大陸動力學國家重點實驗室， 西安 710069 2 萊斯大學地球科學學院， 美國休斯頓 77005 3 陜西省地震局， 西安 710068

0 引言

秦嶺造山帶西起青藏高原，向東延伸數千公里，劃分了中國南北陸塊(孟慶任, 2017)，是一條典型的復合型大陸造山帶(圖1)，具有復雜的地殼組成和結構，在中國大陸巖石圈的形成演化中占有特殊的重要地位(張國偉等，2001；Huang et al., 1992；劉建華等，1995;袁學誠等，1997，2008；Dong et al., 2016).因此，進一步探索秦嶺造山帶的形成與演化機制對理解和探討我國大陸內部各塊體間的相互作用和構造的形成有重有意義(王謙身等，2013).在板塊驅動的假設下，當前流行兩個殼幔變形運動學的端元模型：簡單軟流圈流動(e.g.Vinnik et al.，1992；Silver et al.，1996)和垂直連貫變形(Silver, 1994).簡單軟流圈流動意味著板塊自驅動，軟流圈與巖石圈解耦.巖石圈垂直連貫變形預示板塊強烈地耦合于地幔，地幔變形場和地面變形場相同(Wang et al.，2014).中外學者先后對秦嶺造山帶不同區域及整體運用了大量地震資料與不同方法進行了研究：人工地震探測(如袁學誠等，1994，2008；王椿鏞等，1997；Ren et al., 2012；滕吉文等，2014b；李英康等，2015)、噪聲層析成像(如賀偉光等，2015；丁文秀等，2017)和天然地震層析成像(如劉建華等，1995；黃耘等，2011黃忠賢, 2011；李爽等，2014)等，并取得了重大進展.

地震各向異性作為解釋板塊運動、軟流圈對流以及地震成因等的重要手段，對研究秦嶺造山帶及周邊殼幔變形機制、青藏高原隆升(曾融生等，1998)、上地幔各向異性(如張洪雙等，2013；王瓊等，2013)和各個構造單元相互作用的動力學特征有約束意義(如丁志峰和曾融生，1996；高原和滕吉文，2005；李永華等，2006；鄭晨等，2016).羅艷等(2004)與常利軍等(2014)收集了中國及鄰區共1020個臺站的剪切波分裂參數的數據集，對中國大陸上地幔各向異性及其可能的動力學機制做了綜合研究：東部各向異性主要來自于地幔流動，西部向異性主要由于殼幔連貫變形，中部鄂爾多斯到四川盆地區域的各向異性比較復雜.秦嶺造山帶是橫跨中國大陸東、西，劃分鄂爾多斯地塊與揚子地塊的主要造山帶，其殼幔各向異性及變形機制不會只受單一因素控制，研究秦嶺造山帶上地幔各向異性特征及其與鄰域的相互作用模式對探討中國大陸內其相鄰板塊的動力學機制有約束作用.

橫波分裂現象作為各向異性是在地震波記錄中最明顯的表現形式，觀測到的各向異性參數是研究上地幔地震各向異性最有效的方法之一(e.g. Silver, 1996; Savage, 1999).各向異性參數中的快波偏振方向(φ)和快、慢波到達時間差(δt)分別代表快波偏振方向和各向異性強度，反映了上地幔各向異性的路徑綜合效應.上地幔各向異性普遍被認為是在應變作用下地幔物質變形導致橄欖石晶體的擇優取向a軸(LPO)引起的(Nicolas et al., 1987)，在干燥的、相對高應變率和簡單剪切的條件下，橄欖石a軸與地幔流動方向大致平行(Zhang and Karato, 1995).同時，大量對海洋盆地下上地幔各向異性的研究發現板塊運動也會引起應變，即板塊運動導致地幔流動(e.g. Morris et al., 1969; Shearer and

圖1 秦嶺造山帶及周邊構造示意圖(修改自Dong et al.，2011)Fig.1 Tectonic overview map of the Qinling Orogenic Belt and adjacent region (Modified from Dong et al.，2011)

Orcutt, 1986； Forsyth and Uyedaf, 1975; Tanimoto and Anderson, 1985; Montagner and Tanimoto, 1990).SKS橫波分裂出快波極化方向沿橄欖石a軸方向，快、慢波延遲時間差δt可以用于估計各向異性層的厚度(e.g. Kosarev et al., 1984; Vinnik 1989 et al.,1989; Silver and Chan, 1991; Savage et al., 1990).因此，SKS遠震橫波分裂測量獲得的地幔各向異性參數(φ，δt)能有效反映上地幔變形類型和幾何結構的基本信息.

本文獲取覆蓋了從青藏高原東緣到秦嶺造山帶東緣完整地質體的區域地震網絡中41個臺站記錄的連續遠震SKS波形數據(32°E—36°E，102°N—114°N；2007—2015年)，利用最小切向能量法、最小特征值法和“疊加”分析法觀測計算得SKS分裂參數(φ，δt).本文的研究目標不僅使用密集寬頻帶地震陣列來描述秦嶺造山帶上地幔的SKS分裂模式分析上地幔各向異性特征，還結合對比前人研究成果與發表的GPS信息(如張靜華等，2004；王椿鏞等，2007；常利軍等，2016)做地殼-地幔耦合變形分析.據此對秦嶺造山帶及鄰域殼幔耦合類型進行更全面的分析，進一步對秦嶺造山帶及鄰域演化與成因的研究提供約束與參考.

1 橫波分裂測量

1.1 測量方法

本文應用基于信噪比的多事件“疊加”方法獲取單個臺站的分裂參數，從不同反方位角有效地平均其分裂變化，為單層水平橫向各向同性模型提供更好的(φ，δt).分別采用最小切向能量法、最小特征值法獲得最佳的分裂參數(φ，δt).方法一，最小化橫向分量總能量：

(1)

方法二，最小特征值Λ2：

(2)

這里對第i個事件進行了快波偏振方向φ和延遲時間δt的各向異性校正，其中ETi(φ，δt)和λ2i(φ，δt)分別表示最小切向能量和最小特征值的協方差矩陣.取權值wi作為兩個水平分量的平均信噪比，計算信噪比時取SKS波信號之前與SKS波相同時間窗長度的噪聲時間窗.同時，本文在計算單個ETi(φ，δt)之前使用兩個水平分量上的SKS總能量對兩個水平分量進行歸一化.在搜索最小值時，本文分別選擇1°和0.05 s作為φ和δt的增量.利用所獲得的(φ，δt)進一步計算了每個SKS信號的偏振方向，以確保它們與震源-接收器的幾何反方位角一致.

在Jenkins和Watts(1968)的研究基礎上，Silver和Chan(1991)提出使用以下置信區間來估計(φ，δt)中的誤差：

(3)

(3′)

其中Enoise是兩個水平分量上SKS波之前的噪聲水平的平均值.

1.2 測量數據

本文收集可利用的區域地震臺站41個，包括了GS，SN，SC，HA，HB五個臺站網，這41個臺站形成了覆蓋范圍約為經度12°×緯度4°的一個密集二維矩形地震臺陣列(圖2)，沿秦嶺造山帶南、北緣自西向東橫跨整個秦嶺造山帶及周邊地區.這個二維陣列可以達到研究秦嶺造山帶與其周邊的南、北地塊的地震各向異性的橫向變化之目的.

圖2 本研究使用的地震臺站分布白色實心三角形代表觀測臺站位置；底圖顏色由淺到深海拔位置逐漸降低.Fig.2 Simplified map of distributions of the seismic stationsThe white triangles point to stations; The background color represents altitude variations.

SKS遠震波形數據是從中國地震局收集的自2007年7月至2015年12月的數據，由于東經83°左右震中距的SKS波與S波震相交替，不易區分，而83°以后SKS波比S波超前.因此選取震中距范圍為東經85°—135°、震級MS>5.8，震相清晰的SKS波形資料，保留了具有明顯的SKS震相的事件.圖3表示了臺站所在位置和地震事件震中位置，震中分布范圍較廣，主要集中在西太平洋.原始數據是以每秒100或50個采樣點記錄的，特將原始數據重新采樣到每秒20個采樣點，并在使用頻帶寬度為20 s到1 s的Butterworth帶通濾波器來消除低頻噪聲.

圖3 地震事件位置分布圖綠色實心圓為地震事件震中位置；紅色三角代表秦嶺造山帶研究區臺站的大致位置.Fig.3 Distribution of earthquaks in the study regionGreen circles point to earthquick events; Red triangle represent the stations location.

1.3 數據處理

為確保測量結果準確，每次橫波分裂測量過程需滿足以下檢驗標準：(1)橫波有明顯分裂特征，即SKS波數據在旋轉到徑向和切向坐標軸后，切向分量明顯，質點運動圖為橢圓；(2)測得的橫波分裂參數在進行各向異性校正后，橫波旋轉到徑向和切向，切向分量變得很小，同時質點運動圖近直線.(3)各向異性校正前的快、慢波之間有明顯的到時差，且質點運動圖為橢圓；(4)校正后的快、慢波之間的到時差變得很小，且質點運動圖近似為直線.

圖4以臺站GS.TSS記錄的一個地震事件為例：圖4a左、右兩圖反映了校正前和校正后的SKS波質點運動軌跡，左圖由于有切向能量存在，質點呈橢圓形運動軌跡，校正后切向能量消除質點，右圖呈線性運動.圖4b舉例了單個地震事件的SKS信號經過各向異性校正后的徑向(R，紅色)與橫向(T，藍色)波形的變化，橫向波形(T，藍色)的振幅在校正后明顯減小到了噪聲的水平.圖4c是各向異性校正前(上)、校正后(下)的快、慢波時間差(δt)的變化.

圖4 SKS分裂的數據分析實例(a) 質點運動軌跡校正前(圖4a左)后(圖4a右)對比圖； (b) SKS波校正后徑向(R，紅色)與橫向(T，藍色)波形的變化；圖4c上為快、慢波時間差校正前，圖4c下為快、慢波時間差校后.Fig.4 SKS wave splitting result of an event(a) shows a particle trajectory before (left) and after (right) correction; (b)The change of the radial (R, red) and the transverse (T, blue) waveform of an SKS wave after correction; (c) The upper one shows dt before correction and the lower inset shows the dt after correction.

以臺站GS.TSS為例，利用SKS信號“疊加”方法所得最小特征值和最小切向量繪制加權等值線圖(圖5)，其中白色豎線表示用于測量的入射SKS波的后方位角方向.

圖5a是“疊加”方法計算得到的最小特征值Λ2的加權和，圖5b是“疊加”方法計算的的最小切向能量ET的加權和.其中φ的加權值為120°，呈NW-SE向，δt的加權值為1.72 s，遠高于平均的0.8 s，各向異性十分顯著.圖5a是最小特征值加權和，縱軸為δt值，橫軸為反方位角大小，白線表示測量中使用的入射SKS波的反方位角方向，白色十字代表最小值；圖5b是最小切向能量加權，縱軸是δt值，橫

圖5 臺站GS.TSS (a)最小切向量和 (b)最小特征值加權等值線圖φ是快波偏振方向; Δφ是快波偏振方向的誤差; δt是快慢波的時間延遲; Δδt是時間延遲的誤差.Fig.5 Weighted summation of the transverse energy ET and the smaller eigenvalue Λ2φ is fast wave polarization direction; Δφ is the error of φ;. δt is the delay time between fast and slow wave; Δδt is the error of δt.

軸為反方位角.從GS.TSS臺站的兩種加權圖(圖5a、b)結果對比可知，兩種方法計算出的快波偏振方向結果相近，且各向異性強度均在較高各向異性強度范圍內，說明兩種方法對該臺站數據的計算結果可信.

2 橫波分裂測量結果

以上節所述的兩種方法((1)切向能量最小法；(2)最小特征值法)測量了分布在整個秦嶺造山帶共41個臺站SKS波分裂參數(φ，δt)，其中32個臺站數據質量良好(表1)，兩種不同測量方法得出的結果相近，測量結果可信.由于SKS波能量在切向分量上的投影會受到儀器定位錯誤或傾斜結構引起的偏離一維射線路徑的影響，切向能量最小法的結果可能產生偏差，因而我們選擇最小特征值方法的測量值作為最終結果.在此基礎上進行“疊加”分析，得到大多數臺站SKS分裂測量的快波偏振方向(φ)的誤差小于15°，快、慢波的時間延遲(δt)差的誤差小于0.3 s，經過疊加之后最終分裂參數的誤差明顯減小.Hess(1964)提出，地殼的各向異性產生的SKS波分裂的延遲時間為0.1～0.3 s，而上地幔各向異性產生的延遲時間為1.0～2.0 s，秦嶺造山帶觀測到SKS波時間延遲平均約1.2 s，減去因地殼各向異性產生的0.2 s(平均)，還有1 s對應于地幔各向異性.王瓊等(2016)利用遠震接收函數研究青藏高原東北緣地殼各向異性時發現絕大部分秦嶺造山帶附近臺站觀測到的地殼各向異性平均小于0.4 s.因此本研究中利用SKS分裂測量的各向異性的結果可以認為主要由上地幔各向異性引起.

將秦嶺造山帶上地幔各向異性參數(φ，δt)數據質量良好的32個臺站的分裂結果分為南、北兩個亞區(表1)，并繪制成秦嶺造山帶上地幔各向異性特征圖(圖6a).在方位角覆蓋良好的情況下，將分裂時間δt大于0.8 s的結果劃歸為地震各向異性較強，δt小于0.4 s時則認為地震各向異性較弱(Li et al., 2011).

表1 秦嶺造山帶SKS分裂參數Table 1 SKS splitting parameters for stations beneath Qinling orogenic belt

2.1 北秦嶺橫波分裂結果

均勻分布在秦嶺造山帶北緣的25個臺站都有良好的SKS橫波分裂結果，其中SN.LOXT, SN.SHWA, SN.TABT三個臺站的分裂時間小于0.4 s(紅色線段標記)，視為各向異性較弱(圖6a).將北秦嶺自西(102°E—106°E)—中(106°E—111°E)—東(111°E—114°E)劃分為三個部分，以對比秦嶺北緣SKS快波偏振方向變化，其平均快波偏振方向和分裂時間分別為110.75°和1.01 s(西)，92°和0.88 s(中)，83.6°和0.83 s(東)，自西向東快波偏振方向角度變化明顯.

2.2 南秦嶺橫波分裂結果

南秦嶺共13個臺站，集中分布于造山帶西部與東部，中部分布的有效臺站較少.西部平均快波偏振方向和分裂時間為79.3°和1.15 s，東部的平均快波偏振方向和分裂時間為92°和0.79s，快波方向變化明顯.

圖6a中藍色箭頭指示了南秦嶺SKS波快波偏振方向自西向東沿秦嶺造山帶走向弧形旋轉.臺站GS.WDT，SN.HZHG，SN.ANKG的δt<0.4 s(紅色線段)視為各向異性已經較弱或沒有各向異性.李娟(2011)的結果中GS.CXT臺站的δt=1.9 s，大于我們的觀測結果：δt=1 s，這種差異可能是由于選取事件數量的不同導致的.圖6a所繪紅色箭頭指示秦嶺北緣SKS波快波偏振方向φ自西向東的弧形變化，圖例中δt的大小代表各向異性強度，且不隨經緯度變化而改變.

圖6 SKS橫波分裂結果對比圖(a)秦嶺及周邊的32個臺站的SKS橫波分裂結果，紅色箭頭與藍色箭頭分別指示秦嶺北、南緣自西向東上地幔快波偏振方向變化趨勢；線段方向指示快波偏振方向，黑色線段為有效觀測結果，紅色線段為無效觀測結果；白色圓形指示δt大小.(b)鄂爾多斯地塊SKS快波偏振方向(綠色線段)示意圖(修改自于勇等, 2016).(c)橫波分裂測量的1°×1°網格平均快波方向φ與地表變形場預測的快波方向φc比較(修改自常利軍等，2016).Fig.6 The measured fast directions and splitting times at the 32 stations compared with the measurements estimated by Yu et al. (2016) and Chang (2016)(a) The red arrow and the blue arrow indicate the upper mantle azimuth anisotropy variation tendency from west to east beneath the northern and southern Qinling; line directions point to fast wave polarization direction, the black lines for effective observation, the red lines as invalid observations; the white circles indicate the δt size, the bigger the circle area the bigger the δt. (b) SKS fast wave polarization direction (green lines) at Ordos block (modified from Yu et al., 2016). (c) Comparison between 1°×1° grid average fast-wave direction from splitting observations and predicted fast axis orientation φccalculated from the surface deformation field (modified from Chang et al., 2016).

3 討論與結論

巖石圈垂直連貫變形指地幔變形場和地表的變形場相同，預示板塊強烈地耦合于地幔(Chang et al., 2017).據此，本文利用SKS橫波分裂法研究整個秦嶺造山帶的上地幔各向異性，并將研究結果與前人在秦嶺不同區域和鄰域地表變形(GPS)的研究(e.g. Zhang et al., 1996; 王勇等, 2003; Zhang et al., 2004; 嵇少丞等，2008; 劉庚， 2017)進行比對，分析秦嶺造山帶不同區域殼幔變形特征與主控因素.本研究觀測到的秦嶺造山帶西-中部的快波偏振方向沿造山帶走勢為：西部近NW-SE、中部近E-W(圖6a)，與常利軍等(2016)在秦嶺造山帶西、中部(102°—110°N)部分臺站觀測到上地幔快波偏振方向結果相近，揭示青藏高原軟流圈物質從鄂爾多斯塊體和四川盆地兩個古老堅硬塊體中間流動擠出的形態，同時快慢波的走時差得到的各向異性大小存在中間大、南北兩側小的特征，也符合青藏高原物質沿秦嶺下方的通道向東流動造成中間流速快，兩側流速慢的物理規律.

Shi等(2020)研究發現秦嶺西側海原斷裂兩側上地殼各向異性特征差異很大，推斷該地區地殼存在雙層各向異性，上地殼各向異性主要受海原斷裂影響，秦嶺西側上地?？觳ㄆ穹较虻挠^測結果(φ)與板塊運動方向(嵇少丞等，2008)一致，快波偏振方向與造山帶走向一致可作為板塊運動導致地幔流動的證據，結合本研究SKS橫波分裂結果，推斷秦嶺西側上地殼受海原斷裂影響，上地幔與中下地殼垂直連貫變形，屬殼幔耦合型.秦嶺造山帶中部上地幔快波偏振方向φ與地表變形場預測的快波方向φc比，相差較小(圖6c)，推測秦嶺西-中部主要受到殼幔垂直連貫變形作用影響，屬殼幔強耦合型.高原等(2018)幾個臺站的結果顯示，發現秦嶺及南側與龍門山斷裂北端交匯區的上地殼各向異性變化很大，上地殼各向異性受到龍門山斷裂的影響較大，而其快波偏振方向與我們SKS的快波方向一致，可見秦嶺及南側與龍門山斷裂北端交匯區的地殼可能也存在雙層各向異性，其中下地殼與上地幔各向異性主要受控于殼幔垂直連貫變形，屬殼幔耦合.

利用更多臺站的數據進一步觀測了秦嶺東緣SKS分裂結果(圖6a)，雖然趨勢和于勇等(2016)利用SKS分裂觀測到鄂爾多斯盆地東南緣的快波偏振方向一致(圖6b)：北秦嶺造山帶東部觀測快波偏振方向(φ)沿秦嶺造山帶東部北緣有弧形旋轉，但由于這部分臺站觀測到的快波偏振方向和秦嶺造山帶走勢角度相差較大，且快波偏振方向(φ)與該研究區相鄰鄂爾多斯地塊旋轉方向一致，反映了軟流圈被相鄰巖石圈板塊拖拽產生了旋轉(圖6a，紅色箭頭)，主控因素是板塊運動.同理，秦嶺造山帶南緣東部觀測到的弧形轉動(圖6a，藍色箭頭)受到揚子地塊轉動(朱日祥等，1998；范俊喜等，2003)對秦嶺南緣上地幔軟流圈的拖拽作用.秦嶺造山帶東部上地幔快波偏振方向φ與造山帶走向一致性弱，可以作為殼幔耦合不強的證據，推測秦嶺造山帶東部上地幔各向異性的主控因素為地幔流動.

圖7 秦嶺造山帶上地幔變形示意圖Fig.7 Simple model of Upper mantle deformation in QOB

通過SKS橫波分裂結果建立秦嶺造山帶上地幔變形的模型(圖7)，如圖7所示分裂參數在秦嶺南北兩側E-W向的變化(紅、藍箭頭)對應了地下殼幔耦合型式的轉變，推斷秦嶺造山帶上地幔變形及與下地殼的耦合型式沿造山帶走向存在自西向東的區域性變化：秦嶺西-中部上地幔與下地殼保持較好的耦合狀態，逐漸過渡到秦嶺東部時，其上地幔與下地殼解耦，顯示出與秦嶺西-中部明顯不同的變形特征.將模型(圖7)與討論相結合，推斷秦嶺造山帶上地幔存在兩種變形模式：殼幔連貫變形與地幔流動.經分析造山帶不同區域的上地幔變形主控因素不同：西-中部上地幔變形主要受控于巖石圈連貫變形，屬殼幔強耦合；秦嶺造山帶東部上地幔變形主要受控于地幔流動，鄂爾多斯地塊與揚子地塊的轉動對地幔流的拖拽影響該區域上地幔變形.秦嶺造山帶是否存在殼、幔解耦的原因和精確位置有待進一步研究.

致謝衷心感謝中國地震局提供的地震波形數據，感謝朱日祥院士的全力幫助. 感謝兩位匿名評審專家，給本文提供了有益幫助和提出的寶貴意見，在此一并致謝.