远震剪切波分裂研究华南西南部上地幔各向异性特征

王祎然, 滕吉文*, 田小波

1 中国科学院地质与地球物理研究所, 岩石圈演化国家重点实验室, 北京 100029

2 中国科学院大学, 北京 100049

3 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029

0 引言

华南板块位于东亚南部、太平洋西缘,是中国东部的主要构造单元之一.其主体为扬子克拉通与华夏地块,两者在新元古代碰撞拼合 (舒良树,2012; 张国伟等,2013).显生宙以来,华南板块经历了古特提斯洋的闭合(Wang Y J et al.,2013,2021)、太平洋板块的西向俯冲( Duan et al.,2020)、印度—欧亚板块的碰撞(张国伟等,2013; Li et al.,2018)等构造事件的强烈改造.一系列的构造活动掩盖了扬子克拉通与华夏地块的分界线,同时形成了大规模的陆内变形系统和多期次的面状岩浆作用(舒良树,2012; 张国伟等,2013;毛建仁等,2014).长期的构造演化作用和多期次的花岗岩浆活动为华南板块提供了有利的成矿基础,使其广泛发育钨-锡、金-锑-铅等矿床,形成众多世界级的多金属成矿带 (舒良树,2012).

扬子克拉通与华夏地块之间的构造关系一直是华南大陆构造研究亟待解决的问题之一 (Zhao and Cawood,2012; 饶家荣等,2012; 舒良树,2012; 张国伟等,2013).由于蛇绿混杂岩等地质标志齐全,因此缝合线的东北部界线清晰,为江山绍兴断裂.但是由于地表沉积层的覆盖和关键地质标志的缺失,扬子克拉通与华夏地块的西南部缝合线模糊不清,地质学者提出了多条分界线.根据师宗—弥勒断裂两侧的不同地层格架和变质作用,黄汲清等人认为西南缝合线沿师宗—弥勒断裂延伸至云南省西南部(Huang T K,1947; 董云鹏等,2002).通过分析郴州—临武断裂两侧镁铁质岩石的微量元素和Sr-Nd同位素组成的差异,Wang等(2003)认为西南缝合线大致沿郴州—临武断裂分布.根据构造关系和岩相古地理研究,研究者还提出了不同的断裂作为西南部的缝合线,如茶陵—凭祥断裂(Zhao and Cawood,2012)、荔浦断裂(陈懋弘等,2006)等.西南缝合线的模糊不清,严重限制我们对扬子克拉通与华夏地块拼贴过程的理解及构造演化的认识.

由于缺乏直接的地表地质学证据,而扬子与华夏在新元古代拼合之前属于不同地块,其深部地球物理学特征上存在明显差异,因此深部的地球物理学证据能为厘定西南部缝合线提供重要证据.前人已经利用多种地球物理学方法对华南板块的岩石圈结构特征进行了研究,如接收函数(司芗等,2016;Wei et al.,2016; Song et al.,2017; Guo et al.,2019)、层析成像(Zhou et al.,2012; Zhao et al.,2012)、宽角折射/反射(熊小松等,2009;Teng et al.,2013)等,结果都表明在华南的西南部存在多种地球物理属性,如地壳厚度、波速比、上地幔地震波速度的南北向变化.但是由于方法本身的局限性以及地震台站的覆盖率和分布有限,无法用来指示扬子克拉通与华夏地块的西南部缝合线.西南部缝合线的主要争议地区为右江盆地(图1),判断右江盆地的归属是解决缝合线位置争议的关键.

因此,利用课题组布设的南北向天然地震流动台站测线数据,本研究通过SKS波分裂方法获得了右江盆地下方的上地幔各向异性特征,结合其他的地质及地球物理学壳、幔观测结果,分析上地幔变形的深部动力学过程,并为研究扬子克拉通与华夏地块西南部缝合线的位置提供了深部地球物理学约束.

1 数据与方法

1.1 数据

本研究使用的南北向天然地震流动台站测线布设于2014年11月—2016年7月,北起重庆涪陵,南至广西凭祥,跨越了右江盆地、川东褶皱带等构造单元,全长约900 km.沿剖面共布设了72个宽频带流动地震台站(如图2a),所用地震仪为英国 Guralp 公司的CMG-3ESP 宽频带地震仪,频带范围为0.003～50 Hz.采集器主要为美国产 Reftek-130数字记录仪,少部分为Reftek-72A,台间距为10～20 km.

图1 华南板块地质构造简图(修改自(Zhao and Cawood,2012; Dong et al.,2020))黑色实线为测线位置.

图2 (a) 华南西部地形图及宽频带天然地震台站位置图.黑色实线表示主要断层：F1,紫云—罗甸断裂;F2,那坡—龙州断裂;F3,师宗—弥勒断裂;F4,凭祥—南宁断裂. (b) 本文中使用的远震事件(蓝色圆点)

使用震中距在85°～140°,震级MS>5.0,具有清晰SKS震相的远震事件波形,通过SKS波分裂方法对上地幔各向异性特征进行研究.经过筛选共使用128个远震事件,事件分布如图2b,SKS震相在该震中距范围内为近垂直入射,具有较高的横向分辨率.

1.2 SKS波分裂测量

地震各向异性分析能够提供壳、幔流变学信息,剪切波分裂是研究地震各向异性的最有效手段之一(Silver and Chan,1991; 张中杰,2002).剪切波分裂现象是指剪切波穿过各向异性介质时,会分解为偏振方向相互垂直的快剪切波和慢剪切波,由于速度不同,穿过各向异性区域后,快波和慢波之间会产生δt走时时差(Alsina and Snieder,1995; Silver,1996).剪切波分裂的测量参数为快剪切波的偏振方向φ和分裂时差δt.偏振方向φ是指各向异性介质的快波偏振方向,可反映地质构造事件与应力场的分布(高原等,1995),分裂时差δt则由各向异性层的厚度和强度综合决定(张洪双等,2013).

一般选择SKS震相进行剪切波分裂研究,从震源发出的S波进入液态外核后转换为P波,从核幔边界再次转换为S波,由于外核为液态,只有P波可以穿透,因此转换波只有径向偏振的SV波,没有切向偏振的SH波,质点的运动轨迹为线性偏振.如果壳、幔介质中存在各向异性,向上传播的SV波就会发生快波和慢波的分裂,使得SKS震相在切向分量就会有能量,质点的运动轨迹也会转变为椭圆偏振.

本研究使用SplitLab软件(Wüstefeld et al.,2008)进行SKS分析,其基本原理是给出不同的测量参数值对地震记录中的两个水平分量进行旋转和时移,即通过测量参数的网格搜索,选择能够最大程度消除各向异性结果的测量参数(快波偏振方向和快、慢波分裂时差)作为结果.根据不同的消除各向异性程度的寻优标准,SplitLab软件包括三种分析方法,分别为最小切向能量法(Transverse Component Minimization Method,简称SC,标准为旋转和时移校正后的切向能量最小)、波形互相关法(Rotation-Correlation Method,简称 RC,标准为旋转和时移校正后的快波和慢波相关系数最大)和特征值法(Eigenvalue Method,简称 EV,标准为校正后质点的运动轨迹最线性化).三种测量方法对分裂结果的计算标准不同,当存在显著的台站布设“指北误差”时,三种方法得到的结果会存在较大差异(Tian et al., 2011).因此,同时使用两种以上的测量方法,获得相同或相似的结果,可确保不存在“指北误差”.剪切波在各向同性介质,或者地震事件后方位角代表的初始偏振方向与各向异性快、慢轴方向平行时,都不会产生分裂现象,此时得到的测量参数结果称之为空解(Wüstefeld and Bokelmann,2007).

1.3 数据处理

本研究按照如下流程处理数据：首先创建一个SplitLab项目文件,输入台站基本信息,根据原始数据波形中的发震时刻与The Global CMT Project地震目录进行匹配,并计算SKS震相的理论到时.将原始数据从ZNE(垂直-南北-东西)分量旋转到ZRT(垂直-径向-切向)分量,随后根据计算的SKS震相到时选择合适的时间窗进行剪切波分裂分析.为压制噪声提高信噪比,本研究对原始波形进行0.03～0.2 Hz的低频带通滤波.根据菲涅尔带原理(Alsina and Snieder,1995; Chevrot et al.,2004)可得,低频结果对深部大尺度的各向异性介质更加敏感.每次剪切波分裂分析,都会得到三种分析方法(SC、RC、EV)计算的分裂参数结果(图3、4).

本研究通过定性分析与定量指标结合的方法来挑选分裂结果.高质量的分裂结果需要满足以下条件：快、慢波形一致,切向能量消除,质点的运动轨迹由椭圆变为线性,并且 SC法与RC法获得的快波方向之差(Δφ=|φSC-φRC|)小于15°,两种方法获得的分裂时差之比(δtRC/δtSC)在0.7～1.2的范围内(如图3).空解情况下,切向能量较弱,质点的运动轨迹始终为线性,并且30°≤Δφ≤60°,δtRC/δtSC≤0.2(如图4).经过严格的质量控制与挑选,共获得62个台站的261对有效分裂结果.

如表1所示,多数台站得到较少数量的有效分裂结果,仅有4个台站得到超过10个有效的分裂结果.为了分析剪切波分裂随反方位角的变化,我们将这4个台的结果随反方位角的分布展示于图5.从图中可以看到这4个台的有效分裂结果主要集中在反方位角东南,特别是120°左右,其他反方位角的结果几乎没有.由于远震事件反方位角分布的限制,我们没有讨论多层各向异性,以及上地幔结构小尺度横向变化引起的剪切波分裂的反方位角变化.

当一个台站有多个分裂结果时,我们直接根据测量误差对单个台站所获得的各向异性参数结果进行加权叠加,以测量误差平方的倒数作为求平均结果时的权重,测量误差越小,权重越大,每个台站的平均参数为

图3 台站Q138记录地震事件2016∶032∶19∶00测量的SKS分裂示例第一行图(a)初始的地震波形; (b) 事件的信息以及测量结果; (c) 以台站Q138 为中心的结果方位图. 第二行图(d)—(g)展示了波形互相关RC法的测量结果： (d) RC法校正过后的地震记录,蓝色虚线为快波,红色实线为慢波; (e) RC法校正后的径向分量(蓝色虚线)和切向分量(红色实线); (f) RC法校正前的质点运动轨迹(蓝色虚线)和校正后的质点运动轨迹(红色实线); (g) 互相关参数.第三行图 (h)—(k)为最小切向能量SC法的测量结果,含义类似.

(1)

(2)

2 结果与讨论

2.1 上地幔各向异性特征

本研究获得的分裂参数空间分布如图6所示.右江盆地的快波偏振方向为E-W或NEE-SWW方向,分裂时差为0.5～2.5 s,变化范围较大.川东褶皱带的快波偏振方向较为凌乱,以NEE-SWW方向为主,存在较多空解,分裂时差在0.5～1.5 s范围内变化.前人(Zhao et al.,2013; Wang Y J et al., 2013; Huang et al.,2015a)利用固定台网资料分析了周边地区的上地幔各向异性特征(图6),在右江盆地快波偏振方向和分裂时差与本研究的结果基本一致,但在川东褶皱带不同研究的结果差异较大,推测可能存在多层各向异性,不同研究所使用的远震事件反方位角分布的差异,可导致不同的分裂测量结果.

图4 台站Q108记录地震事件2016∶148∶04∶08测量的空解示例,各图含义与图3一致

表1 台站的平均SKS分裂参数结果 Table 1 Average SKS wave splitting measurements results of each station

续表1

续表1

图5 分裂参数与反方位角关系图左列为快波偏振方向与反方位角关系图,台站号和纬度标注于右上角.右列为延迟时间与反方位角关系图.

图6 上地幔各向异性结果红色短棒表示本研究的结果,蓝色结果来自Zhao等(2013),紫色结果来自Huang等 (2015a),黄色结果来自Wang C Y等(2013),绿色箭头表示绝对板块运动方向(APM),来自网站http：∥www.unavco.org.(a)单事件结果;(b)台站平均结果,背景为150 km的速度结构 (Zhou et al., 2012).

SKS分裂获得的各向异性结果是核-幔边界到台站下方的路径积分结果,包括地壳和上地幔的各向异性.Silver(1996)研究了不同深度介质对各向异性分裂时差的贡献：地壳的平均贡献值为0.2 s,下地幔及转换带的贡献值则小于0.2 s.前人(Cai et al.,2016; Han et al.,2020)对右江盆地周边地区的地壳各向异性分析表明,地壳各向异性分裂时差<0.3 s.本研究中,单独分裂结果中,分裂时差从0.5 s变化到2.5 s,并且75%以上的分裂时差大于0.8 s.在台站平均结果中,80%的分裂时差大于0.8 s.本研究中的分裂时差远大于地壳的贡献值,因此我们合理推测测线下方的各向异性特征主要来自于上地幔.

橄榄石等矿物在应力作用下的定向排列是上地幔各向异性特征的主要来源(Nicolas and Christensen,1987), 通过地震波测量获得的快波偏振方向与地幔变形方向一致(Zhang and Karato,1995).上地幔各向异性特征来自岩石圈地幔和软流圈地幔的贡献.前人的研究结果表明薄的岩石圈地幔(<80 km)只能解释观测到分裂时差<0.7 s的部分(Silver and Chan,1991; Silver,1996).整体考虑到右江盆地的地壳较薄(30 km),岩石圈地幔较薄(50 km),因此岩石圈地幔的贡献相对较少,所以右江盆地下方的分裂时差的贡献主要来自软流圈地幔.E-W或NEE-SWW方向的快波偏振方向与绝对板块运动方向(APM)较为一致,表明软流圈各向异性可能来自于绝对板块的运动.缅甸板块的俯冲和西退引起的上地幔变形也会在华南西南部产生E-W或NE-SW方向的软流圈各向异性(Wang C Y et al.,2013;Huang et al., 2015a) .

尽管位于四川盆地的边缘,川东褶皱带仍属于扬子克拉通的一部分,拥有较厚的岩石圈和高速上地幔(Zhao et al.,2012; Zhou et al.,2012; Shen et al.,2016).扬子克拉通地壳较厚(50 km),岩石圈地幔较厚(150 km),贡献不可忽略,我们推测其分裂时差来自岩石圈地幔和软流圈地幔的共同作用,因此分裂结果相对右江盆地更加复杂.扬子克拉通作为一个前寒武纪克拉通,被太古宙和古元古代地层覆盖,性质稳定,因此其各向异性可能是过去克拉通形成时期所残留的化石各向异性以及软流圈流动的贡献.

2.2 扬子克拉通与华夏地块的西南边界

前人已通过多种方法研究华南板块的岩石圈结构,热岩石圈厚度结果(An and Shi,2006)表明,华南板块的西南部整体岩石圈较薄,热岩石圈厚度在80～100 km左右.层析成像结果(Zhao et al.,2012; Zhou et al.,2012; Shen et al.,2016)表明华南板块西南部的岩石圈呈现出明显的低速特征,四川盆地下方存在高速地幔.张耀阳等(2018)研究表明四川盆地的岩石圈在东西方向上存在明显变化,岩石圈厚度从107°E以西约200 km深度突变到108°E约120 km深度.本研究截取了测线下方的S波速度结构(Zhou et al.,2012),速度图像(图7)显示右江盆地下方的岩石圈较薄,约～80 km;四川盆地岩石圈较厚,平均厚度约～180 km,在～26°N,速度结构变化明显.

通过对地磁异常场(滕吉文和闫雅芬,2004)和重力场(Yan et al.,2004)的研究发现在华南板块的西南部,沿着24.5°N—26°N 存在一条东西走向延伸的隐伏构造带.前人(Sol et al.,2007;常利军等,2015; Huang et al.,2015a; 高原等,2020)对青藏高原东南缘上地幔各向异性特征的分析表明,以26°N为界线,快波偏振方向从北边的N-S向,转换到南边的E-W方向.Zhao等(2013)通过对华南板块整体上地幔各向异性特征的分析,提出扬子克拉通的快波偏振方向以NW-SE为主,华夏地块的快波偏振方向以NE-SW或ENE-WSW为主,在右江盆地北缘也有上地幔各向异性特征的变化.

根据本研究得到的上地幔各向异性特征,在右江盆地北部约26°N,壳、幔性质明显变化.右江盆地下方的岩石圈较薄～80 km,向北在26°N陡然加深,在川东褶皱带28°N下方达到最深～180 km.右江盆地的快波偏振方向为E-W或NEE-SWW方向,分裂时差较大,向北在26°N快波偏振方向明显变化,并且出现较多空解.右江盆地北侧上地幔各向异性特征的明显变化和LAB(岩石圈与软流圈的分界面)界面的陡变,为扬子克拉通和华夏地块的边界提供了更清晰的证据.

2.3 过渡带的弱各向异性起源

25°N—26°N之间的过渡区域,其上地幔各向异性特征出现明显的变化,分裂时差极小,<0.5 s,属于弱各向异性.并且速度结构中,过渡区域的岩石圈边界向北陡然变深.前人在对青藏高原东南部(Wu et al.,2019)、冰岛(Xue and Allen,2005)、美国大盆地(Savage and Sheehan,2000)等地区的弱各向异性现象进行研究时,提出软流圈的上涌导致近垂直的各向异性层,从而呈现弱水平各向异性现象.层析成像的速度结构(图7)(Zhao et al.,2012; Zhou et al.,2012; Huang et al.,2015b; Shen et al.,2016)表明在过渡区域存在上地幔低速,并且向北到扬子克拉通上地幔呈现明显高速异常.高原等(2020)基于青藏高原东南缘26°N附近各向异性特征南北方向的明显变化提出,在26°N北侧的上地幔有较厚的高速体,高速体南侧边缘呈现出近 EW走向的直立墙形构造.本研究中26°N附近各向异性特征的突然变化,表明也存在类似的墙形结构(为LAB的陡变带).因此,我们推测过渡带区域位于扬子克拉通和华夏地块的西南边界,陡变的岩石圈边界有利于软流圈上涌,形成近垂直的各向异性层,从而呈现弱水平各向异性(图8).

前人利用地质年代学、地球化学与地球物理学结合的研究(Begg et al.,2009;Griffin et al., 2013)证明克拉通边缘在金矿的形成过程中起着重要的作用.克拉通边缘往往是大型金矿床的有利聚集区,如华北克拉通边缘的胶东造山型金矿(Deng and Wang,2016)、美国内华达州的卡林型金矿(Muntean et al.,2011)等.金矿的形成需要金元素的富集、有利的岩石圈结构与合适地球动力学事件的触发(Hronsky et al.,2012;Griffin et al., 2013).克拉通边缘是这三个控制元素最有可能同时出现的位置.右江盆地位于扬子克拉通的南缘,拥有200多个卡林型金矿床,是世界第二大卡林型金矿省(Muntean and Cline,2018; Zhu et al.,2020; Wang et al.,2020),其中包括世界级的水银洞金矿床(～265 t),总探明储量>800 t.

过渡带区域,即扬子克拉通的南缘,呈现软流圈上涌导致的弱各向异性.结合右江盆地分布的大量金矿,我们推测软流圈的上涌有利于金元素的聚集,进而在相应动力学事件的触发下,形成大规模的金矿床.

3 结论

本研究利用华南西南部跨越右江盆地、川东褶皱带等构造单元的南北向天然地震流动台站测线数据,通过SKS波分裂方法,获得测线下方的上地幔各向异性特征,结合前人对该区域的地质学、地球物理学的研究,主要得到以下几点新认识：

(1) 26°N以南的右江盆地岩石圈较薄,快波偏振方向为E-W或NEE-SWW方向,分裂时差较大,其上地幔各向异性主要来源为绝对板块的运动、缅甸板块的俯冲和西退.

(2) 26°N以北的川东褶皱带、四川盆地岩石圈较厚,川东褶皱带的快波偏振方向较为凌乱,存在较多空解,其上地幔各向异性主要为克拉通形成时期所残留的化石各向异性和软流圈流动的综合体现.

(3) 以26°N为界线,沿着107°E南北两侧的壳、幔性质变化明显,存在明显的南北差异,扬子克拉通与华夏地块的西南部深部边界应在26°N左右.

(4) ～26°N处于岩石圈厚度向南变薄的过渡区域,陡变的岩石圈边界有利于软流圈上涌,形成近垂直的各向异性层,从而呈现弱水平各向异性.软流圈的上涌有利于金元素的聚集,在相应动力学事件的触发下,使右江盆地形成大规模金矿.

致谢值此滕吉文院士90华诞暨从事地球物理研究70年之际,合作者谨以此文表示祝贺.感谢匿名审稿人的有益建议,感谢中国科学院地质与地球物理研究所闫亚芬、司芗、刘有山、马学英、宋鹏汉、董兴鹏等在野外数据采集工作中的辛勤付出.