遠震剪切波分裂研究華南西南部上地幔各向異性特征

王祎然, 滕吉文*, 田小波

1 中國科學院地質與地球物理研究所, 巖石圈演化國家重點實驗室, 北京 100029

2 中國科學院大學, 北京 100049

3 中國科學院地球科學研究院, 北京 100029

0 引言

華南板塊位于東亞南部、太平洋西緣,是中國東部的主要構造單元之一.其主體為揚子克拉通與華夏地塊,兩者在新元古代碰撞拼合 (舒良樹,2012; 張國偉等,2013).顯生宙以來,華南板塊經歷了古特提斯洋的閉合(Wang Y J et al.,2013,2021)、太平洋板塊的西向俯沖( Duan et al.,2020)、印度—歐亞板塊的碰撞(張國偉等,2013; Li et al.,2018)等構造事件的強烈改造.一系列的構造活動掩蓋了揚子克拉通與華夏地塊的分界線,同時形成了大規模的陸內變形系統和多期次的面狀巖漿作用(舒良樹,2012; 張國偉等,2013;毛建仁等,2014).長期的構造演化作用和多期次的花崗巖漿活動為華南板塊提供了有利的成礦基礎,使其廣泛發育鎢-錫、金-銻-鉛等礦床,形成眾多世界級的多金屬成礦帶 (舒良樹,2012).

揚子克拉通與華夏地塊之間的構造關系一直是華南大陸構造研究亟待解決的問題之一 (Zhao and Cawood,2012; 饒家榮等,2012; 舒良樹,2012; 張國偉等,2013).由于蛇綠混雜巖等地質標志齊全,因此縫合線的東北部界線清晰,為江山紹興斷裂.但是由于地表沉積層的覆蓋和關鍵地質標志的缺失,揚子克拉通與華夏地塊的西南部縫合線模糊不清,地質學者提出了多條分界線.根據師宗—彌勒斷裂兩側的不同地層格架和變質作用,黃汲清等人認為西南縫合線沿師宗—彌勒斷裂延伸至云南省西南部(Huang T K,1947; 董云鵬等,2002).通過分析郴州—臨武斷裂兩側鎂鐵質巖石的微量元素和Sr-Nd同位素組成的差異,Wang等(2003)認為西南縫合線大致沿郴州—臨武斷裂分布.根據構造關系和巖相古地理研究,研究者還提出了不同的斷裂作為西南部的縫合線,如茶陵—憑祥斷裂(Zhao and Cawood,2012)、荔浦斷裂(陳懋弘等,2006)等.西南縫合線的模糊不清,嚴重限制我們對揚子克拉通與華夏地塊拼貼過程的理解及構造演化的認識.

由于缺乏直接的地表地質學證據,而揚子與華夏在新元古代拼合之前屬于不同地塊,其深部地球物理學特征上存在明顯差異,因此深部的地球物理學證據能為厘定西南部縫合線提供重要證據.前人已經利用多種地球物理學方法對華南板塊的巖石圈結構特征進行了研究,如接收函數(司薌等,2016;Wei et al.,2016; Song et al.,2017; Guo et al.,2019)、層析成像(Zhou et al.,2012; Zhao et al.,2012)、寬角折射/反射(熊小松等,2009;Teng et al.,2013)等,結果都表明在華南的西南部存在多種地球物理屬性,如地殼厚度、波速比、上地幔地震波速度的南北向變化.但是由于方法本身的局限性以及地震臺站的覆蓋率和分布有限,無法用來指示揚子克拉通與華夏地塊的西南部縫合線.西南部縫合線的主要爭議地區為右江盆地(圖1),判斷右江盆地的歸屬是解決縫合線位置爭議的關鍵.

因此,利用課題組布設的南北向天然地震流動臺站測線數據,本研究通過SKS波分裂方法獲得了右江盆地下方的上地幔各向異性特征,結合其他的地質及地球物理學殼、幔觀測結果,分析上地幔變形的深部動力學過程,并為研究揚子克拉通與華夏地塊西南部縫合線的位置提供了深部地球物理學約束.

1 數據與方法

1.1 數據

本研究使用的南北向天然地震流動臺站測線布設于2014年11月—2016年7月,北起重慶涪陵,南至廣西憑祥,跨越了右江盆地、川東褶皺帶等構造單元,全長約900 km.沿剖面共布設了72個寬頻帶流動地震臺站(如圖2a),所用地震儀為英國 Guralp 公司的CMG-3ESP 寬頻帶地震儀,頻帶范圍為0.003～50 Hz.采集器主要為美國產 Reftek-130數字記錄儀,少部分為Reftek-72A,臺間距為10～20 km.

圖1 華南板塊地質構造簡圖(修改自(Zhao and Cawood,2012; Dong et al.,2020))黑色實線為測線位置.

圖2 (a) 華南西部地形圖及寬頻帶天然地震臺站位置圖.黑色實線表示主要斷層：F1,紫云—羅甸斷裂;F2,那坡—龍州斷裂;F3,師宗—彌勒斷裂;F4,憑祥—南寧斷裂. (b) 本文中使用的遠震事件(藍色圓點)

使用震中距在85°～140°,震級MS>5.0,具有清晰SKS震相的遠震事件波形,通過SKS波分裂方法對上地幔各向異性特征進行研究.經過篩選共使用128個遠震事件,事件分布如圖2b,SKS震相在該震中距范圍內為近垂直入射,具有較高的橫向分辨率.

1.2 SKS波分裂測量

地震各向異性分析能夠提供殼、幔流變學信息,剪切波分裂是研究地震各向異性的最有效手段之一(Silver and Chan,1991; 張中杰,2002).剪切波分裂現象是指剪切波穿過各向異性介質時,會分解為偏振方向相互垂直的快剪切波和慢剪切波,由于速度不同,穿過各向異性區域后,快波和慢波之間會產生δt走時時差(Alsina and Snieder,1995; Silver,1996).剪切波分裂的測量參數為快剪切波的偏振方向φ和分裂時差δt.偏振方向φ是指各向異性介質的快波偏振方向,可反映地質構造事件與應力場的分布(高原等,1995),分裂時差δt則由各向異性層的厚度和強度綜合決定(張洪雙等,2013).

一般選擇SKS震相進行剪切波分裂研究,從震源發出的S波進入液態外核后轉換為P波,從核幔邊界再次轉換為S波,由于外核為液態,只有P波可以穿透,因此轉換波只有徑向偏振的SV波,沒有切向偏振的SH波,質點的運動軌跡為線性偏振.如果殼、幔介質中存在各向異性,向上傳播的SV波就會發生快波和慢波的分裂,使得SKS震相在切向分量就會有能量,質點的運動軌跡也會轉變為橢圓偏振.

本研究使用SplitLab軟件(Wüstefeld et al.,2008)進行SKS分析,其基本原理是給出不同的測量參數值對地震記錄中的兩個水平分量進行旋轉和時移,即通過測量參數的網格搜索,選擇能夠最大程度消除各向異性結果的測量參數(快波偏振方向和快、慢波分裂時差)作為結果.根據不同的消除各向異性程度的尋優標準,SplitLab軟件包括三種分析方法,分別為最小切向能量法(Transverse Component Minimization Method,簡稱SC,標準為旋轉和時移校正后的切向能量最小)、波形互相關法(Rotation-Correlation Method,簡稱 RC,標準為旋轉和時移校正后的快波和慢波相關系數最大)和特征值法(Eigenvalue Method,簡稱 EV,標準為校正后質點的運動軌跡最線性化).三種測量方法對分裂結果的計算標準不同,當存在顯著的臺站布設“指北誤差”時,三種方法得到的結果會存在較大差異(Tian et al., 2011).因此,同時使用兩種以上的測量方法,獲得相同或相似的結果,可確保不存在“指北誤差”.剪切波在各向同性介質,或者地震事件后方位角代表的初始偏振方向與各向異性快、慢軸方向平行時,都不會產生分裂現象,此時得到的測量參數結果稱之為空解(Wüstefeld and Bokelmann,2007).

1.3 數據處理

本研究按照如下流程處理數據：首先創建一個SplitLab項目文件,輸入臺站基本信息,根據原始數據波形中的發震時刻與The Global CMT Project地震目錄進行匹配,并計算SKS震相的理論到時.將原始數據從ZNE(垂直-南北-東西)分量旋轉到ZRT(垂直-徑向-切向)分量,隨后根據計算的SKS震相到時選擇合適的時間窗進行剪切波分裂分析.為壓制噪聲提高信噪比,本研究對原始波形進行0.03～0.2 Hz的低頻帶通濾波.根據菲涅爾帶原理(Alsina and Snieder,1995; Chevrot et al.,2004)可得,低頻結果對深部大尺度的各向異性介質更加敏感.每次剪切波分裂分析,都會得到三種分析方法(SC、RC、EV)計算的分裂參數結果(圖3、4).

本研究通過定性分析與定量指標結合的方法來挑選分裂結果.高質量的分裂結果需要滿足以下條件：快、慢波形一致,切向能量消除,質點的運動軌跡由橢圓變為線性,并且 SC法與RC法獲得的快波方向之差(Δφ=|φSC-φRC|)小于15°,兩種方法獲得的分裂時差之比(δtRC/δtSC)在0.7～1.2的范圍內(如圖3).空解情況下,切向能量較弱,質點的運動軌跡始終為線性,并且30°≤Δφ≤60°,δtRC/δtSC≤0.2(如圖4).經過嚴格的質量控制與挑選,共獲得62個臺站的261對有效分裂結果.

如表1所示,多數臺站得到較少數量的有效分裂結果,僅有4個臺站得到超過10個有效的分裂結果.為了分析剪切波分裂隨反方位角的變化,我們將這4個臺的結果隨反方位角的分布展示于圖5.從圖中可以看到這4個臺的有效分裂結果主要集中在反方位角東南,特別是120°左右,其他反方位角的結果幾乎沒有.由于遠震事件反方位角分布的限制,我們沒有討論多層各向異性,以及上地幔結構小尺度橫向變化引起的剪切波分裂的反方位角變化.

當一個臺站有多個分裂結果時,我們直接根據測量誤差對單個臺站所獲得的各向異性參數結果進行加權疊加,以測量誤差平方的倒數作為求平均結果時的權重,測量誤差越小,權重越大,每個臺站的平均參數為

圖3 臺站Q138記錄地震事件2016∶032∶19∶00測量的SKS分裂示例第一行圖(a)初始的地震波形; (b) 事件的信息以及測量結果; (c) 以臺站Q138 為中心的結果方位圖. 第二行圖(d)—(g)展示了波形互相關RC法的測量結果： (d) RC法校正過后的地震記錄,藍色虛線為快波,紅色實線為慢波; (e) RC法校正后的徑向分量(藍色虛線)和切向分量(紅色實線); (f) RC法校正前的質點運動軌跡(藍色虛線)和校正后的質點運動軌跡(紅色實線); (g) 互相關參數.第三行圖 (h)—(k)為最小切向能量SC法的測量結果,含義類似.

(1)

(2)

2 結果與討論

2.1 上地幔各向異性特征

本研究獲得的分裂參數空間分布如圖6所示.右江盆地的快波偏振方向為E-W或NEE-SWW方向,分裂時差為0.5～2.5 s,變化范圍較大.川東褶皺帶的快波偏振方向較為凌亂,以NEE-SWW方向為主,存在較多空解,分裂時差在0.5～1.5 s范圍內變化.前人(Zhao et al.,2013; Wang Y J et al., 2013; Huang et al.,2015a)利用固定臺網資料分析了周邊地區的上地幔各向異性特征(圖6),在右江盆地快波偏振方向和分裂時差與本研究的結果基本一致,但在川東褶皺帶不同研究的結果差異較大,推測可能存在多層各向異性,不同研究所使用的遠震事件反方位角分布的差異,可導致不同的分裂測量結果.

圖4 臺站Q108記錄地震事件2016∶148∶04∶08測量的空解示例,各圖含義與圖3一致

表1 臺站的平均SKS分裂參數結果 Table 1 Average SKS wave splitting measurements results of each station

續表1

續表1

圖5 分裂參數與反方位角關系圖左列為快波偏振方向與反方位角關系圖,臺站號和緯度標注于右上角.右列為延遲時間與反方位角關系圖.

圖6 上地幔各向異性結果紅色短棒表示本研究的結果,藍色結果來自Zhao等(2013),紫色結果來自Huang等 (2015a),黃色結果來自Wang C Y等(2013),綠色箭頭表示絕對板塊運動方向(APM),來自網站http：∥www.unavco.org.(a)單事件結果;(b)臺站平均結果,背景為150 km的速度結構 (Zhou et al., 2012).

SKS分裂獲得的各向異性結果是核-幔邊界到臺站下方的路徑積分結果,包括地殼和上地幔的各向異性.Silver(1996)研究了不同深度介質對各向異性分裂時差的貢獻：地殼的平均貢獻值為0.2 s,下地幔及轉換帶的貢獻值則小于0.2 s.前人(Cai et al.,2016; Han et al.,2020)對右江盆地周邊地區的地殼各向異性分析表明,地殼各向異性分裂時差<0.3 s.本研究中,單獨分裂結果中,分裂時差從0.5 s變化到2.5 s,并且75%以上的分裂時差大于0.8 s.在臺站平均結果中,80%的分裂時差大于0.8 s.本研究中的分裂時差遠大于地殼的貢獻值,因此我們合理推測測線下方的各向異性特征主要來自于上地幔.

橄欖石等礦物在應力作用下的定向排列是上地幔各向異性特征的主要來源(Nicolas and Christensen,1987), 通過地震波測量獲得的快波偏振方向與地幔變形方向一致(Zhang and Karato,1995).上地幔各向異性特征來自巖石圈地幔和軟流圈地幔的貢獻.前人的研究結果表明薄的巖石圈地幔(<80 km)只能解釋觀測到分裂時差<0.7 s的部分(Silver and Chan,1991; Silver,1996).整體考慮到右江盆地的地殼較薄(30 km),巖石圈地幔較薄(50 km),因此巖石圈地幔的貢獻相對較少,所以右江盆地下方的分裂時差的貢獻主要來自軟流圈地幔.E-W或NEE-SWW方向的快波偏振方向與絕對板塊運動方向(APM)較為一致,表明軟流圈各向異性可能來自于絕對板塊的運動.緬甸板塊的俯沖和西退引起的上地幔變形也會在華南西南部產生E-W或NE-SW方向的軟流圈各向異性(Wang C Y et al.,2013;Huang et al., 2015a) .

盡管位于四川盆地的邊緣,川東褶皺帶仍屬于揚子克拉通的一部分,擁有較厚的巖石圈和高速上地幔(Zhao et al.,2012; Zhou et al.,2012; Shen et al.,2016).揚子克拉通地殼較厚(50 km),巖石圈地幔較厚(150 km),貢獻不可忽略,我們推測其分裂時差來自巖石圈地幔和軟流圈地幔的共同作用,因此分裂結果相對右江盆地更加復雜.揚子克拉通作為一個前寒武紀克拉通,被太古宙和古元古代地層覆蓋,性質穩定,因此其各向異性可能是過去克拉通形成時期所殘留的化石各向異性以及軟流圈流動的貢獻.

2.2 揚子克拉通與華夏地塊的西南邊界

前人已通過多種方法研究華南板塊的巖石圈結構,熱巖石圈厚度結果(An and Shi,2006)表明,華南板塊的西南部整體巖石圈較薄,熱巖石圈厚度在80～100 km左右.層析成像結果(Zhao et al.,2012; Zhou et al.,2012; Shen et al.,2016)表明華南板塊西南部的巖石圈呈現出明顯的低速特征,四川盆地下方存在高速地幔.張耀陽等(2018)研究表明四川盆地的巖石圈在東西方向上存在明顯變化,巖石圈厚度從107°E以西約200 km深度突變到108°E約120 km深度.本研究截取了測線下方的S波速度結構(Zhou et al.,2012),速度圖像(圖7)顯示右江盆地下方的巖石圈較薄,約～80 km;四川盆地巖石圈較厚,平均厚度約～180 km,在～26°N,速度結構變化明顯.

通過對地磁異常場(滕吉文和閆雅芬,2004)和重力場(Yan et al.,2004)的研究發現在華南板塊的西南部,沿著24.5°N—26°N 存在一條東西走向延伸的隱伏構造帶.前人(Sol et al.,2007;常利軍等,2015; Huang et al.,2015a; 高原等,2020)對青藏高原東南緣上地幔各向異性特征的分析表明,以26°N為界線,快波偏振方向從北邊的N-S向,轉換到南邊的E-W方向.Zhao等(2013)通過對華南板塊整體上地幔各向異性特征的分析,提出揚子克拉通的快波偏振方向以NW-SE為主,華夏地塊的快波偏振方向以NE-SW或ENE-WSW為主,在右江盆地北緣也有上地幔各向異性特征的變化.

根據本研究得到的上地幔各向異性特征,在右江盆地北部約26°N,殼、幔性質明顯變化.右江盆地下方的巖石圈較薄～80 km,向北在26°N陡然加深,在川東褶皺帶28°N下方達到最深～180 km.右江盆地的快波偏振方向為E-W或NEE-SWW方向,分裂時差較大,向北在26°N快波偏振方向明顯變化,并且出現較多空解.右江盆地北側上地幔各向異性特征的明顯變化和LAB(巖石圈與軟流圈的分界面)界面的陡變,為揚子克拉通和華夏地塊的邊界提供了更清晰的證據.

2.3 過渡帶的弱各向異性起源

25°N—26°N之間的過渡區域,其上地幔各向異性特征出現明顯的變化,分裂時差極小,<0.5 s,屬于弱各向異性.并且速度結構中,過渡區域的巖石圈邊界向北陡然變深.前人在對青藏高原東南部(Wu et al.,2019)、冰島(Xue and Allen,2005)、美國大盆地(Savage and Sheehan,2000)等地區的弱各向異性現象進行研究時,提出軟流圈的上涌導致近垂直的各向異性層,從而呈現弱水平各向異性現象.層析成像的速度結構(圖7)(Zhao et al.,2012; Zhou et al.,2012; Huang et al.,2015b; Shen et al.,2016)表明在過渡區域存在上地幔低速,并且向北到揚子克拉通上地幔呈現明顯高速異常.高原等(2020)基于青藏高原東南緣26°N附近各向異性特征南北方向的明顯變化提出,在26°N北側的上地幔有較厚的高速體,高速體南側邊緣呈現出近 EW走向的直立墻形構造.本研究中26°N附近各向異性特征的突然變化,表明也存在類似的墻形結構(為LAB的陡變帶).因此,我們推測過渡帶區域位于揚子克拉通和華夏地塊的西南邊界,陡變的巖石圈邊界有利于軟流圈上涌,形成近垂直的各向異性層,從而呈現弱水平各向異性(圖8).

前人利用地質年代學、地球化學與地球物理學結合的研究(Begg et al.,2009;Griffin et al., 2013)證明克拉通邊緣在金礦的形成過程中起著重要的作用.克拉通邊緣往往是大型金礦床的有利聚集區,如華北克拉通邊緣的膠東造山型金礦(Deng and Wang,2016)、美國內華達州的卡林型金礦(Muntean et al.,2011)等.金礦的形成需要金元素的富集、有利的巖石圈結構與合適地球動力學事件的觸發(Hronsky et al.,2012;Griffin et al., 2013).克拉通邊緣是這三個控制元素最有可能同時出現的位置.右江盆地位于揚子克拉通的南緣,擁有200多個卡林型金礦床,是世界第二大卡林型金礦省(Muntean and Cline,2018; Zhu et al.,2020; Wang et al.,2020),其中包括世界級的水銀洞金礦床(～265 t),總探明儲量>800 t.

過渡帶區域,即揚子克拉通的南緣,呈現軟流圈上涌導致的弱各向異性.結合右江盆地分布的大量金礦,我們推測軟流圈的上涌有利于金元素的聚集,進而在相應動力學事件的觸發下,形成大規模的金礦床.

3 結論

本研究利用華南西南部跨越右江盆地、川東褶皺帶等構造單元的南北向天然地震流動臺站測線數據,通過SKS波分裂方法,獲得測線下方的上地幔各向異性特征,結合前人對該區域的地質學、地球物理學的研究,主要得到以下幾點新認識：

(1) 26°N以南的右江盆地巖石圈較薄,快波偏振方向為E-W或NEE-SWW方向,分裂時差較大,其上地幔各向異性主要來源為絕對板塊的運動、緬甸板塊的俯沖和西退.

(2) 26°N以北的川東褶皺帶、四川盆地巖石圈較厚,川東褶皺帶的快波偏振方向較為凌亂,存在較多空解,其上地幔各向異性主要為克拉通形成時期所殘留的化石各向異性和軟流圈流動的綜合體現.

(3) 以26°N為界線,沿著107°E南北兩側的殼、幔性質變化明顯,存在明顯的南北差異,揚子克拉通與華夏地塊的西南部深部邊界應在26°N左右.

(4) ～26°N處于巖石圈厚度向南變薄的過渡區域,陡變的巖石圈邊界有利于軟流圈上涌,形成近垂直的各向異性層,從而呈現弱水平各向異性.軟流圈的上涌有利于金元素的聚集,在相應動力學事件的觸發下,使右江盆地形成大規模金礦.

致謝值此滕吉文院士90華誕暨從事地球物理研究70年之際,合作者謹以此文表示祝賀.感謝匿名審稿人的有益建議,感謝中國科學院地質與地球物理研究所閆亞芬、司薌、劉有山、馬學英、宋鵬漢、董興鵬等在野外數據采集工作中的辛勤付出.