華南中部地幔轉換帶厚度異常：海南地幔柱？

王冠之， 陳永順， 張晨， 蓋增喜， 郭震，3， 楊挺，3， 葛天雨

1 北京大學理論與應用地球物理研究所， 北京 100871 2 南方科技大學海洋科學與工程系， 廣東深圳 518055 3 上海佘山地球物理國家野外科學觀測研究站， 上海 201602

0 引言

中國華南大陸位于歐亞、印-澳、菲律賓海三大板塊的交匯部位，自新元古代以來，該區發生了至少四期區域規模的地球動力學事件(舒良樹，2012)，其中，在顯生宙期間經歷了復雜的大陸俯沖及碰撞和巖漿侵入作用(Jahn et al., 1976; Seno and Maruyama, 1984; Briais et al., 1993; Hall et al., 1995; Okino et al., 1999; Gripp and Gordon, 2002; Huang et al.2010; Li and Van Der Hilst, 2010; 張國偉等, 2013; 劉瓊穎等，2013).現今的華南塊體主要由揚子克拉通和華夏塊體構成，二者大約于0.88 Ga時期碰撞(Li et al., 2009),在拼合處形成一條寬百余千米、延伸約1300 km的江南新元古代造山帶.這兩個塊體在之后經歷了不同的構造演化(Seno and Maruyama, 1984; Zhao and Cawood, 1999; Li Z X and Li X H, 2007; 舒良樹，2012；張國偉等，2013).

近年來，隨著數據的增加和精度的提高，一些地球物理觀測研究表明，華南地區下方存在顯著的地幔流活動(Jiang et al., 2015; Xia et al., 2016)，相比于揚子克拉通，華夏塊體發生了更加活躍的巖漿活動(Li, 2000; Zhou and Li, 2000)，在華夏塊體下方存在延伸至400 km深度的低速結構，而揚子克拉通下方則呈現明顯的高速特征(Zhou and Li, 2000; Zheng et al., 2007; Chen and Pei, 2010; Gao et al.,2010; Zhao L et al., 2013; Jiang et al., 2013; Huang, 2014; Kusky et al., 2014; Shan et al., 2014; Zhao B et al., 2015; Sun et al., 2016;王曉冉等，2018；曲平等，2020).已有的走時層析成像結果由于分辨率等因素限制，對于地幔流的來源和形態尚存爭議，對于華南塊體下方的動力學機制，目前也沒有統一的認識.

華南地區在新元古代時已經存在板塊運動機制(Guo et al.,1989; Wang and Mo, 1995, Li et al., 1999)，目前針對華南地區的地球動力學模型研究包括地幔上涌驅動的二階地幔流(Deng et al., 2004)、俯沖帶地幔楔環流(Niu et al., 2005; Maruyama et al., 2009)、俯沖平板破碎剝離引發地幔流動(Li Z X and Li X H, 2007)等多種，而對于地幔轉換帶結構的研究則為深部巖漿的存在范圍和起源以及驗證俯沖板片滯留提供了比較有力的證據(Ammon, 1991; Bina and Helffrich, 1994; Courtillot et al.,2003; Li et al., 2006, 2008).前人利用遠震接收函數方法(Langston, 1979; Lawrence and Shearer, 2006)對華南東部地區、雷州半島及其鄰區進行了探索(Ai et al., 2007; Eagar et al., 2010; Gao et al., 2010; 王晨陽和黃金莉，2012；Li et al., 2013; 葉卓等，2013，2014，2020； Huang et al., 2015; Wei and Chen, 2016; 張耀陽等，2018).但是，對于華南大陸中部地區，由于臺站密度等原因，沒有取得較高精度的結果.因此，本文基于最新布設的華南地區流動臺陣的地震數據，利用遠震接收函數的方法研究華南大陸中部地區上地幔間斷面形態和轉換帶厚度變化，可以填補過去由于數據缺失所導致的深部地幔結構的盲區，為認識華南地區構造演化的動力學機制提供幫助和證據.

1 數據和方法

1.1 數據資料

本次研究采用北京大學及南方科技大學在2016年12月—2018年10月布設于研究區域的84套寬頻帶流動地震臺站記錄的遠震波形數據(圖1)，并從震中距在25°～95°之間的，震級大于5.5級的673個遠震事件中挑選出P波初動清晰且信噪比較高的239個遠震事件進行接收函數提取(圖2).所使用的流動地震儀(sensor)型號為STS2.5甚寬頻地震計、3espc及3esp寬頻帶地震計，流動地震觀測儀配備的數據采集系統(DAS)型號為REFTEK130和QuanterraQ330，儀器采樣率設定為100 Hz.

圖2 研究使用遠震事件分布藍色三角形顯示研究區域中心位置，紅星為遠震事件.Fig.2 Maps of teleseismic events used in the studyThe blue triangle illustrates the central position of research area, red stars represent teleseismic events.

1.2 接收函數的提取

遠震P波接收函數是遠震波形的垂直分量與水平分量反褶積后得到的時間序列，根據P波入射到速度間斷面時部分能量將轉換成S波，利用轉換震相波的出現判斷存在速度間斷面，利用轉換震相與P波的到時差估計間斷面的可能深度，從而避免了天然地震震源等因素的影響.本次研究中，從原始記錄數據中截取P波初動前10 s到初動后100 s的地震波形，采用時間域迭代反褶積方法(Ligorría and Ammon, 1999)，選取2.5的高斯濾波因子對接收函數進行濾波，取迭代次數為100計算提取P波接收函數，然后對得到的接收函數進行人工挑選，選取初動及轉換波震相清晰、信噪比高的接收函數2172條.圖3以BD19臺為例給出了信噪比較高的接收函數波形.

圖3 BD19臺全部接收函數兩條黑色曲線分別代表由IASP91模型計算得到的P410s和P660s參考到時.Fig.3 Receiver functions of BD19 stationThe two black lines show the reference time of P410s & P660s calculated with IASP91 model.

實際地震波記錄由于噪聲的影響，地幔轉換帶兩個間斷面轉換波震相不清晰，為了加強轉換波信號，減弱隨機干擾的影響，本研究采用共面元疊加的方法對挑選得到的接收函數進行疊加.將所得到的原始接收函數以參考震中距56°進行時差校正，從而消除震中距不同對轉換波到時的影響；然后計算接收函數射線在不同深度入射點在地表的投影位置，并將入射點位于同一面元的接收函數進行聚束疊加(Hedlin et al.,1991; Zhu and Kanamori, 2000)，疊加后接收函數在410 km和660 km的轉換波得到加強.鑒于本文著重于對地幔轉換帶的研究，周期為5 s的地震波在410 km和660 km深度的菲涅爾帶半徑大約為150 km，綜合考慮間斷面深度和信號的主周期，將面元設計為邊長150 km的正方形，水平方向上面元移動步長為50 km，垂直方向上面元間距為10 km.

2 結果

應用IASP91模型將疊加后的接收函數由時間域轉換至深度域，得到研究區域下方410 km和660 km間斷面的結構和轉換帶厚度.圖4展示了4個接收函數疊加深度剖面，下方為相應的時間域剖面，圖5a中展示了這4個剖面位置.

圖4 接收函數疊加剖面圖黑色實線分別為P410s和P660s在時間域剖面參考到時，并在深度域剖面標出了410 km和660 km深度位置，紅色和藍色分別代表波峰的正負.整體而言，華夏塊體下方410 km間斷面下沉5～10 km，660 km間斷面整體下沉但偏離模型較小，660 km間斷面在(23.7°N, 114.5°E)位置有10～15 km抬升.Fig.4 Stack of receiver function profilesThe black lines show the reference time of P410s and P660s in time domain, which also mark the depth of 410 km and 660 km in depth domain. Red and blue colors represent positive and negative phase. The 410 km discontinuity beneath the Cathaysia Block sank by 5～10 km, the 660 km discontinuity sank totally, but the deviation from the model was small, and the 660 km discontinuity lifted by 10～15 km at (23.7°N, 114.5°E).

圖5 410 km、660 km間斷面深度及地幔轉換帶厚度分布(a) 研究區域剖面位置，黑色和紅色的點分別為410 km和660 km間斷面轉換點位置； (b) 410 km間斷面深度分布； (c) 660 km間斷面深度分布； (d) 研究區域地幔轉換帶厚度分布.圖中虛線圓表示地幔柱可能的位置.Fig.5 Maps of 410 km, 660 km discontinuity′s depth and thickness of mantle transition zone(a) Position of profiles in research area, black and red points show the position of piercing point at 410 km & 660 km discontinuity; (b) The 410 km discontinuity depth map; (c) The 660 km discontinuity depth map; (d) Mantle transition zone thickness map beneath research area. The dotted circle shows the possible position of plume.

深度剖面L1中，410 km間斷面(紅色)深度在400～430 km范圍內變化且由南至北呈現“由深到淺”連續過渡，間斷面在28°N—29°N的位置起伏明顯：在23.5°N至28°N之間為420～430 km，24.5°N附近最深至430 km；自29°N至32°N，410 km逐漸抬升至400 km.660 km間斷面(紅色)深度在660～680 km范圍內變化：25°N—29°N變化平緩，其深度分布在660 km附近，自25°N 至23°N，該間斷面深度沉降至680 km；從29°N—32°N深度又由660 km逐漸沉降到678 km.

深度剖面L2中，410 km間斷面(紅色)深度變化與L1中變化相似，但其深度整體上在400 km至422 km內變化：23°N—27°N間斷面深度變化平緩，沉降至420 km附近，27°N—29°N深度由410 km逐漸抬升至400 km；23°N—26.5°N內660 km(紅色)間斷面深度在660 km附近變化，26.5°N—29°N內其深度逐漸沉降至675 km.

剖面L3中，410 km間斷面(紅色)整體下沉并在420 km附近變化，另外，在27°N以北還存在局部分層現象，660 km間斷面(紅色)整體變化也比較平緩，23°N附近抬升至650 km附近，24°N—27°N略有沉降，但都接近全球平均.

L4剖面410 km間斷面(紅色)整體下沉，23.5°N—24°N達420 km，25°N—26°N達到425 km，660 km間斷面(紅色)在23.5°N—24°N抬升至645 km附近，25°N—27°N整體沉降至670 km附近.

對各個面元分別進行計算并插值分別得到這兩個間斷面空間分布(圖5).結果顯示，以揚子地塊和華夏地塊的分界線為界，兩邊的地幔轉換帶結構顯示出巨大差別：在研究區域以南的華夏地塊下方，410 km間斷面較IASP91速度模型深，660 km間斷面較IASP91速度模型在(23.7°N,114.5°E)位置有10～15 km抬升，其余地區整體下沉但偏離模型較小；北部的揚子地塊410 km間斷面深度較IASP91速度模型略有抬升，而660 km間斷面在(27.5°N,111°E)地區下沉到680 km.將兩間斷面深度絕對值相減得到轉換帶厚度分布(圖5d)，結果顯示華夏地塊下方的地幔轉換帶厚度約225～250 km，最顯著的特征是在(23.7°N,114.5°E)位置存在一個直徑約200 km的轉換帶厚度異常薄區域，其厚度約225 km；揚子地塊下方的地幔轉換帶厚度為248～275 km，在27.5°N—29°N有一個帶狀異常增厚區，該區域南北長度約150 km，其厚度約275 km.需要指出，上述結果沒有考慮速度橫向變化的影響，因此無法確定地幔轉換帶的差異是由于揚子地塊與華夏地塊的物質組成差異引起的，還是由速度模型偏離實際速度分布引起的.

3 討論

目前普遍認為，地幔轉換帶厚度的變化與溫度有關.高溫高壓礦物學實驗表明：410 km間斷面為α相橄欖石到β相尖晶石的相變面，而660 km間斷面為γ相尖晶石到鈣鈦礦加方鎂鐵礦的相變面，兩間斷面處的物理相變過程具有相反的克拉伯龍斜率(Weidner and Wang, 1998)，溫度的增加會使410 km間斷面下降和660 km間斷面抬升，導致轉換帶厚度減薄，反之溫度的降低則使轉換帶厚度增加(Bina and Helffrich, 1994; Lebedev et al., 2003).本文研究結果(圖5b)顯示410 km間斷面深度較全球一維速度模型(IASP91)在江南造山帶以南的華夏塊體內有明顯大范圍的下沉，在以北的揚子克拉通內部略有抬升，這說明在華夏塊體下方的地幔轉換帶頂部410 km深度附近可能存在溫度較高的地幔物質.

根據660 km間斷面深度分布(圖5c)可以看出，在華夏塊體的中南部沿海地區該間斷面明顯抬升10～15 km.660 km間斷面的抬升主要集中在深圳以北、以(23.7°N,114.5°E)為中心、半徑為100 km的范圍內(圖5c黑色點劃線圓).一種可能的解釋是這里可能存在地幔柱上涌，下地幔物質從該處上涌進入地幔轉換帶，并在轉換帶內向周圍擴散，進而導致華夏塊體下方410 km間斷面大范圍的下沉(高溫異常).

有關海南地幔柱的存在與否一直是學術界爭議的熱門話題，本文有關華夏塊體下方地幔轉換帶厚度變化的觀測結果支持海南地幔柱的存在.根據本文410 km間斷面和660 km間斷面深度分布結果(圖5)，我們認為來自下地幔的海南地幔柱(直徑約200 km)在深圳以北(23.7°N,114.5°E)位置上涌穿過660 km間斷面進入地幔轉換帶(Hirose, 2002)，然后在地幔轉換帶內上涌的同時向周圍擴散，導致華夏塊體下方410 km間斷面深度在較大范圍內下沉(溫度增加而深度變深)(圖6)，熱的地幔物質繼續上涌造成了華夏塊體下方、410 km以上的上地幔大范圍的低速異常(曲平等，2020)，最終導致了雷州半島以及沿岸大范圍的新生代玄武巖活動(Zou and Fan, 2010; Wei and Chen, 2016).

圖6 海南地幔柱上涌示意圖來自下地幔的海南地幔柱(直徑約200 km)中心在深圳以北(23.7°N, 114.5°E)位置上涌穿過660 km間斷面進入地幔轉換帶，造成該處的660 km間斷面隆升，然后在地幔轉換帶內繼續上涌并向周圍擴散，導致相對應的410 km間斷面在較大范圍內因為升溫下沉.Fig.6 Diagram of Hainan mantle plume upwellingThe ascending Hainan mantle plume from lower mantle (about 200 km in diameter) passed through the 660 km discontinuity at north of Shenzhen (23.7°N, 114.5°E), caused the uplift of 660 km discontinuity and entered into the mantle transition zone. It then surged up and expanded laterally in the mantle transition zone, resulting in the subsidence of the 410 km discontinuity with the elevated temperature.

由于地幔轉換帶以上的上地幔速度橫向變化可能會同時影響410 km和660 km這兩個間斷面的絕對深度，而轉換帶內部橫向非均勻性相對較小，因此，在不考慮上地幔速度橫向變化影響的情況下，地幔轉換帶厚度的變化特征更能反映出轉換帶(溫度)結構.在華夏塊體下方(23.7°N,114.5°E)位置存在約25 km的轉換帶減薄，若只考慮溫度對轉換帶厚度的影響，則相當于大約250 K的局部溫度上升(Helffrich, 2000; Kumagai et al., 2007)，對應于P波速度存在1.1%的低速異常(Cammarano et al.,2003)，這與前人在該區域得到的體波層析成像和接收函數結果基本一致(Lebedev and Nolet, 2003; Courtillot V et al.,2003; Montelli et al., 2004; Li and Van Der Hilst, 2010; Wei et al., 2012; Schaeffer and Lebedev, 2013; Huang et al., 2015; Sun et al., 2016; Wei and Chen, 2016;曲平等，2020).體波層析成像結果表明在華夏塊體下方的地幔轉換帶內，存在比較強的低速異常體，且南部靠近海岸線最強，逐漸向北減弱，暗示華夏塊體下方的低速異常可能來源于南部靠近海岸線處下地幔的上升熱地幔物質流(Hsu et al., 2004; 夏少紅等，2007; Lei et al., 2009;Xia et al., 2010; Jiang et al., 2015; Xia et al., 2016; Liu et al., 2017; 曲平等，2020)，并進一步暗示此處可能存在地幔柱.

另一方面，針對于廣東、廣西及海南地區的SKS橫波分裂研究結果表明(葛天雨等，2022)，在深圳以北的地區存在較多的null值結果(圖7)(當快軸偏振方向與入射方向一致時，這時的結果將會是null值)說明該處的地幔流向可能沿垂向，也為該處可能存在地幔柱提供了有力的證據.

圖7 SKS橫波分裂結果圖(葛天雨等，2022)圖中黑色三角形代表臺站位置，藍色及粉色短線的長短表示延遲時間，方向表示快軸偏振方向，紅叉表示null值，紅色圓圈表示地幔柱可能的位置.從橫波分裂結果來看，在深圳以北地區存在較多null值，暗示此處可能存在地幔柱.Fig.7 Diagram of SKS shear wave splitting result (Ge et al., 2022)Black triangles in the figure represent the station position, the lengths of blue and pink lines indicate the delay time, the direction shows the fast axis polarization direction, the red “×” indicates null value，and the red circle shows the possible position of plume. From the results of shear wave splitting, there are many null values in the north of Shenzhen, suggesting that there may be mantle plume.

4 結論

本文利用84個流動地震臺站的遠震地震波形記錄，通過接收函數的方法得到了華南大陸中部地區的410 km和660 km間斷面分布與地幔轉換帶厚度變化.結果表明在華夏塊體中南部下方地幔轉換帶厚度明顯減薄10～25 km，這與近年來地震層析成像和地球化學在華夏塊體的研究結果相一致，尤其是主要集中在南部靠近海岸線附近以(23.7°N, 114.5°E)為中心、直徑為200 km的范圍內，可能是海南地幔柱在該處上涌進入上地幔，在地幔轉換帶向周圍擴散，熱地幔物質流穿過410 km間斷面繼續上涌造成了華夏塊體下方上地幔大范圍的低速異常，最終導致了雷州半島和沿岸大范圍的新生代玄武巖活動.

致謝感謝北京大學馮永革高級工程師和南方科技大學鄒長橋工程師帶領的流動臺站野外工作組所有成員的辛勤付出.數據處理和繪圖使用到SAC(Seismic Analysis Code)和GMT5(Wessel and Smith，1998)軟件.