华南地区地幔过渡带结构及其动力学意义

张晓青, 徐涛, 陈立春, 李喆祥

1 桂林理工大学地球科学学院, 桂林 541004

2 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院矿产资源研究重点实验室, 北京 100029

3 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029

0 引言

华南大陆主要由扬子克拉通和华夏古陆两部分组成,位于亚欧板块东南缘,同时受特提斯构造域和太平洋构造域的影响(图1; Li et al., 2012, 2016; Faure et al., 2017; 吴福元等, 2020).自新元古代(900～800 Ma)扬子与华夏块体碰撞拼合以来,华南块体持续受到周边板块(包括华北克拉通、太平洋板块和印度板块)的挤压、岩浆侵入和壳幔相互作用等影响,构造演化历史复杂,至少经历了拼合后的快速裂解、两期陆内造山作用(Chu et al., 2012a,b)以及晚中生代的构造体制转换(舒良树, 2012; 张国伟等, 2013)等.对华南地区地幔过渡带开展系统研究,揭示不同区域板片俯冲与地幔过渡带结构变化的关系,对认识太平洋构造域和特提斯构造域各自的深部影响范围和探讨华南地区构造演化的深部动力学机制有重要意义.

20世纪60年代,地震学家通过体波走时数据发现,在地幔内部约410 km和660 km存在两个速度间断面(本文简称为410-km界面和660-km界面),这两个间断面之间的区域后来被定义为上、下地幔之间的过渡带,即地幔过渡带(Shearer, 2000; Nail, 2021).目前,地幔过渡带已成为地球内部结构研究的热点,精细探测地幔过渡带结构对于揭示地球内部温度、组分以及动力学演化等问题具有重要作用(周晓亚等, 2015; 俞春泉等, 2023).由于橄榄石是地幔中的主要造岩矿物,基于橄榄石的高温高压物理实验,多数学者认为地幔过渡带的强烈速度变化是由于橄榄石的相变引起的(Ringwood, 1975; Jackson, 1983; Ito and Takahashi, 1989).α相的橄榄石和γ相的林伍德石分别在410 km和660 km的温压条件下,会变成β相的瓦兹利石和钙钛矿及镁质方铁矿(方镁石、方铁矿和超石英),两者分别具有正的(dP/dT>0)和负的(dP/dT<0)相变克拉珀珑斜率(Kreutzberger et al., 1986; Katsura and Ito, 1989; Irifune et al., 1998; Katsura et al., 2004; Zhu et al., 2021).目前,尽管由于缺乏基于深部样品的矿物物理学和地球化学研究,地幔过渡带的组分、结构和形成机制尚悬而未决,但410-km界面、660-km界面以及地幔过渡带的厚度对于这些问题的解决以及对区域地球动力学的研究仍然具有重要的参考价值.

研究区域尺度上地幔速度间断面和速度结构的常用地震学方法主要有远震层析成像、P波三重震相波形拟合、接收函数,以及基于背景噪声互相关函数的共中心点反射波叠加方法等.前人在华南及邻区已经开展了大量基于上述方法的相关研究,其中全球或区域层析成像获得了俯冲、滞留板片及可能的海南地幔柱的深部形态和范围(Fukao et al., 2001; Zhao, 2001, 2004; Lebedev and Nolet, 2003; Montelli et al., 2004, 2006; Huang and Zhao, 2006; Lei et al., 2009; Li and van der Hilst, 2010; Zhao et al., 2011; Fukao and Obayashi, 2013; Chen et al., 2015; Huang et al., 2015; Lei and Zhao, 2016; 张昌榕等, 2018; 曲平等, 2020; 徐峣等, 2022; Feng et al., 2022).P波三重震相波形拟合则获得了准确的区域一维P波速度结构,不同方位的一维速度模型揭示了华南地区上地幔结构的横向差异以及410-km界面顶部低速层的存在及其含水量(Revenaugh and Sipkin, 1994;李国辉等, 2014; 周晓亚等, 2015; 吕苗苗等, 2017).相比于上述两种方法,远震P波接收函数具有更高的横向和垂向分辨率,该方法在华南地区的应用也多有报道,但是研究区域均比较分散,一般仅聚焦于特提斯构造域或太平洋构造域的局部地区,缺乏对华南地区地幔过渡带结构的整体研究和对其浅部响应的联合分析(Ai et al., 2007; Wang and Niu, 2011; 叶卓等, 2013; Huang et al., 2014;Zhang et al., 2017; Lin et al., 2021).

图1 东亚地区构造简图(修改自Li et al., 2016)华南块体周缘分别是华北克拉通、青藏高原东部、思茅—印支块体东南部和西太平洋板块;黑色箭头表示太平洋板块和印度板块漂移的方向.

图2 华南宽频带地震台站分布图图中黄色正方形表示宽频带地震台站,蓝色叉号和红色叉号分别表示远震P波在410 km和660 km深度处的透射点位置,透射点依据IASP91模型进行计算,黑色实线表示截取的CCP叠加剖面的位置.

基于上述原因,我们收集了华南地区的宽频带固定台站数据,利用接收函数方法开展了覆盖整个华南地区的地幔过渡带结构研究,并讨论不同构造域的影响范围和地幔过渡带区域差异的原因.此外,为进一步分析深部构造的浅部响应,我们还需要参考华南地区的地壳厚度和平均纵横波速度比.考虑到这部分工作前人已经利用接收函数H-κ扫描方法做了大量研究和总结(Chen et al., 2010; 叶卓等, 2013; He et al., 2014; Li et al., 2014; Zhang et al., 2021; 赵延娜等, 2017; 韩如冰等, 2019; 张永谦等, 2019),因此本文不再重复,而将直接予以引用.

图3 远震事件分布红色三角形坐标为(110°E,25°N),大致对应华南地区中部;黄色圆圈表示本研究所用的地震事件,其震中距按台站和地震事件的实际经纬度进行计算和挑选(30°～90°).

1 数据与方法

本文从国家测震台网数据备份中心搜集了华南地区(18°N—30°N,98°E—122°E)共计302个宽频带固定台站(图2)的连续波形数据,数据采集区间为2015年9月1日至2016年12月31日.经过挑选,震中距位于30°～90°之间且震级≥5.5级的有效地震事件共计355个(图3).数据处理主要包括地震事件的三分量波形截取(理论直达P波到时前20 s至后100 s)、去线性趋势、去均值、尖灭、带通滤波(0.01～0.24 Hz)、坐标旋转(由ENZ坐标系旋转至RTZ坐标系),以及时间域迭代反褶积计算(Ligorría and Ammon, 1999).最后,经挑选共获得13032条高质量的P波径向接收函数(高斯系数为0.5).对于410-km界面和660-km界面,由于界面深度和P波入射角均较大,无法利用基于多次波的H-κ扫描方法(Zhu and Kanamori, 2000)来估计界面深度.为此,本文直接采用接收函数一次波共转换点(CCP)叠加方法(Zhu, 2000)对地幔过渡带进行成像,并基于CCP叠加图像拾取410-km和660-km界面的实际深度,然后进一步计算地幔过渡带厚度.CCP叠加采用基于全波形反演的三维速度模型FWEA18(Tao et al., 2018).

上述带通滤波参数、高斯系数和速度模型的选择是经过实际参数测试决定的.首先,我们以一条北西—南东向的长剖面(图2中MM′剖面)为例,在速度模型相同的情况下(IASP91模型,Kennett and Engdahl, 1991),比较了基于三组不同滤波参数(带通滤波0.01～1.24 Hz,高斯系数2.5;带通滤波0.01～0.50 Hz,高斯系数1.0;带通滤波0.01～0.24 Hz,高斯系数0.5)的CCP成像结果,分别如图4a—c所示.结果表明,低频段数据(图4c)的成像结果信噪比最高,410-km和660-km间断面的Ps震相连续可追踪.因此,本文预处理阶段带通滤波的频带范围为0.01～0.24 Hz,接收函数计算时高斯系数为0.5.

为了进一步测试速度模型对地幔过渡带结构特征的影响,我们同样以MM′剖面为例,在滤波参数均相同的情况下,对比了基于三种不同速度模型的CCP成像结果(图4c—e),分别为全球一维IASP91模型、基于伴随成像的全球三维模型GLAD-M25(Lei et al., 2020)以及基于全波形反演的区域三维模型FWEA18.结果表明,410-km和660-km界面的绝对深度、界面本身的相对深度变化都较大程度的依赖于速度模型.为此,我们采用分辨率最高的三维全波形反演模型FWEA18进行CCP叠加成像.

基于三维的CCP叠加数据体,由100°E至122°E以2°为采样间隔,截取了12条剖面(图2黑色实线),然后分别从12条剖面中提取410-km和660-km界面的实际深度(图5).由于远震P波在410 km和660 km的透射点分布范围均远大于台站分布范围(图2),对华南北部、东南沿海、海南岛等地区也实现了较好的数据覆盖,因此接收函数对地幔过渡带的成像范围要略大于地震台站的分布范围.

需要指出的是,410-km和660-km界面的成像深度与CCP叠加时所采用的速度模型有关.当平均速度偏高时成像界面偏深,当平均速度偏低时则成像界面偏浅.尽管我们采用了分辨率较高的三维全波形反演速度模型,但有限的数据覆盖并不能保证所有区域的绝对速度均很准确,因此仍然可能存在由于速度模型不确定而引起的界面绝对深度或相对深度的局部变化.为此,本文讨论时将重点关注地幔过渡带的厚度及其顶、底界面的主要特征.

2 华南大陆地幔过渡带结构特征

图5是沿经度方向且以2°为采样间隔提取的12条CCP叠加剖面,图中蓝色和红色长虚线分别表示410 km和660 km深度,蓝色和红色短虚线则分别表示实际的410-km和660-km界面.结果显示,除川滇地块和滇南地块下方数据质量略低以外,华南地区的410-km和660-km界面整体上清晰连续,且410-km界面平均深度为423 km(图6a),660-km界面平均深度为684 km(图6b),均较IASP91全球平均模型偏深;平均地幔过渡带厚度为261 km(图6c),较IASP91全球平均模型偏厚.其中,华南大陆东南缘区域的地幔过渡带结构特征与叶卓等(2013)的结果基本一致.

华南地区内部,地幔过渡带结构表现出显著的横向差异,且410-km和660-km界面的特征也各不相同.410-km界面主要呈现出南北差异,北部扬子准克拉通下方(图6a蓝色虚线区域),410-km界面深度接近416 km,与IASP91模型相当;而南部的海南岛地区(图6a红色虚线区域),410-km界面平均深度约为435 km,较IASP91模型明显偏深;东南沿海的华夏地块和青藏高原东南缘下方410-km界面深度居中,平均深度约为426 km,较IASP91模型亦偏深.

660-km界面不仅具有南北差异,还呈现出东西差异,大致可以分为图6b所示的A、B、C、D、E五个区域,其中E区660-km界面深度最浅,平均深度约为673 km,且这一深度较全球平均模型亦略偏深;B区660-km界面深度居中,平均深度约为685 km;以B区为界,其两侧的A区、C区和D区660-km界面明显偏深,A区大致与青藏高原东南缘对应,C区大致位于南北重力梯度带以东;值得注意的是D区660-km界面向700 km深度逼近,结合远震层析成像结果(Fukao et al., 2001; Huang and Zhao, 2006; Li and van der Hilst, 2010; Zhao et al., 2011; Chen et al., 2015)可知,该区域大致与西太平洋滞留板片的位置相对应.

基于410-km和660-km界面的深度,我们进一步计算得到了华南地区地幔过渡带的厚度分布图(图6c),其整体特征与Wang和Niu(2011)获得的中国东部地幔过渡带厚度特征基本一致,但本文成像结果的分辨率更高,这得益于在台站覆盖密度、远震事件数量以及所采用的速度模型的分辨率等方面均有所改善.结果显示,华南地区平均地幔过渡带厚度(～261 km)较IASP91模型偏厚,仅海南岛及其北部地幔过渡带厚度偏薄,与图6a和图6b暗红色虚线所示区域具有相关性,但并不完全重合.

3 讨论

本文对华南地区地幔过渡带结构的整体成像,为研究特提斯构造域和太平洋构造域的深部影响范围及其动力学意义提供了全面的视角.结果表明,660-km界面(图6b)的深度主要呈现出东西差异(除海南岛地区以外),与上述两大构造域的作用范围有很好的对应关系;410-km界面的深度(图6a)和地幔过渡带的厚度(图6c)分布则体现了扬子克拉通和海南地幔柱分别作为稳定陆块和地幔活跃地区的地幔过渡带结构特征.下面将分区域予以讨论：

3.1 特提斯构造域的影响范围及其深部构造演化

如图6b所示,以B区为界,其两侧的A、C、D区域660-km界面都不同程度下沉,且A、D区域660-km界面最深.其中,A区位于华南以西的青藏高原东南缘,410-km和660-km界面均显著下沉,地幔过渡带厚度略大于全球平均水平,整体特征区别于B区及其以东地区.此外,A区所对应的410-km界面深度也较其东部的扬子克拉通地区有明显差异.据此,我们认为A区属于特提斯构造域的深部影响范围.A区410-km和660-km界面的绝对深度分别表明,该区上地幔温度可能偏高,而地幔过渡带底部温度可能偏低.

图4 采用不同滤波参数和不同速度模型的CCP叠加结果(a)—(c) 计算接收函数的滤波频段分别为0.01～1.24 Hz、0.01～0.50 Hz和0.01～0.24 Hz,高斯系数分别为2.5、1.0和0.5,CCP叠加所采用的速度模型均为IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991);(d)和(e)计算接收函数的滤波频段均为0.01～0.24 Hz,高斯系数均为0.5,CCP叠加所采用的速度模型分别为GLAD-M25(Lei et al., 2020)和FWEA18(Tao et al., 2018). 蓝色和红色长虚线分别表示410 km和660 km深度线,蓝色和红色短虚线分别表示基于实际CCP叠加剖面解译得到的410-km界面和660-km界面深度. 剖面位置对应图2中的MM′.

图5 沿不同经度方向截取的CCP叠加剖面蓝色和红色长虚线分别表示410 km和660 km深度线,蓝色和红色短虚线分别表示基于实际CCP叠加剖面解译得到的410-km界面和660-km界面深度,各剖面对应的经度见左下角.

图6 华南地区地幔过渡带结构(a) 410-km界面深度分布图; (b) 660-km界面深度分布图; (c) 地幔过渡带厚度分布图. 灰色粗实线表示华南地块边界(据张培震等, 2013),灰色细实线为各次级块体边界(据朱介寿等, 2005;张培震等, 2013).

当然,温度并不是影响410-km和660-km界面深度的唯一因素,古老的俯冲滞留板片或拆沉的岩石圈物质也可能造成地幔过渡带内的化学成分差异,进而影响地幔过渡带顶、底界面的深度.我们注意到,A区410-km和660-km界面整体向西倾.这一特征与以往的研究结果是一致的,包括远震层析成像结果、接收函数图像和背景噪声互相关函数共反射点叠加波形均显示(Hall and Spakman, 2015; Zhang et al., 2017; Feng et al., 2022),青藏高原东南缘地幔过渡带中存在一个西倾的高速异常体.对于该地幔过渡带内高速异常的成因至今尚未达成共识,早期有学者将其解释为断离的印度板块(Huang et al., 2015; Lei and Zhao, 2016),但考虑到该高速异常的倾向(西倾)与印度板块的俯冲方向相反,近年来有越来越多的学者提出该异常可能是新生代拆沉的大陆岩石圈,这一观点可以得到地幔过渡带上方减薄的地幔岩石圈和广泛分布的钾质岩浆岩的支持(Zhang et al., 2017; 黄周传等, 2021; Feng et al., 2022).根据本文的成像结果,我们更倾向于后者的观点.

3.2 太平洋构造域的影响范围及其横向差异

C、D区域的660-km界面均较B区有所下沉,且与B区大致以南北重力梯度带为界,据此我们认为C、D区域主要受控于太平洋构造域.但值得注意的是,C区下沉较少,D区下沉强烈,两者大致以28°N为界.参考已有层析成像结果(Fukao et al., 2001; Huang and Zhao, 2006; Chen et al., 2015;Tao et al., 2018)可知,地幔过渡带中高速的太平洋滞留板片主要位于南北重力梯度带以东、28°N以北,而华夏地块下方地幔过渡带中未发现显著的高速异常体,且P波三重震相波形拟合获得的速度结构特征(Revenaugh and Sipkin, 1994;李国辉等, 2014; 周晓亚等, 2015; 吕苗苗等, 2017)与层析成像结果一致.据此我们认为,尽管C区和D区均受太平洋板块俯冲影响,但俯冲之后的动力学过程并不一样.

D区与整个华北克拉通东部相似,西太平洋俯冲板片并未穿透660-km界面,而是停滞平躺在地幔过渡带中,且偏冷的滞留板片可能导致了660-km界面下沉(Chen and Ai, 2009; 吕苗苗等, 2017).但C区有所不同,可能只是早期经历了太平洋板片俯冲,随后板片发生快速后撤,大洋板片并未在地幔过渡带中滞留,已有地壳结构研究也支持这一推断.比如：从整体上看,位于东南地区的华夏地块地壳厚度明显薄于扬子地块(He et al., 2014; Li et al., 2014),这与660-km界面所指示的太平洋板块俯冲的影响范围是相一致的;其次,在东南沿海地区,VP/VS显著偏高,局部地区>1.8(Chen et al., 2010; 叶卓等, 2013; He et al., 2014; Li et al., 2014; 赵延娜等, 2017; 韩如冰等, 2019; 张永谦等, 2019),显示该局部地区经历了强烈的镁铁质岩浆活动.据此我们推测,华南东南部与华北克拉通东部类似,晚中生代经历了古西太平洋板块的俯冲作用,软流圈物质上涌并形成强烈的镁铁质岩浆活动,使地壳减薄、平均波速比显著升高,地表大规模出露的中-新生代岩浆岩(Faure et al., 2017)就是最直接的证据,但这一强烈的岩浆活动并未进入华南大陆腹地,表明俯冲板片随后发生了后撤.此外,岩石学和地球化学研究也支持这一时期俯冲作用类型的转变(从平俯冲到陡俯冲;Li et al., 2012).

无论具体的动力学过程如何,但至少可以表明太平洋板块的西向俯冲及其在东亚地幔过渡带的停滞存在区域性差异,且均对中国东部地壳和上地幔结构产生了重要影响.俯冲板片或滞留板片脱水,可能导致上地幔发生部分熔融以及软流圈物质大量上涌,并最终导致中国东部岩石圈不同程度减薄.

3.3 海南地幔柱的证据和起源深度

不同于660-km界面,华南地区410-km界面(图6a)和地幔过渡带厚度(图6c)主要呈现出南北差异.其中,410-km界面的最浅区域(图6a蓝色虚线区域)与地表扬子准克拉通地块对应较好,并与660-km界面的B区域(图6b)大致对应,其地幔过渡带厚度接近IASP91模型.以上特征表明扬子地块上地幔结构与全球平均水平相当,整体较稳定,太平洋板块俯冲和印度板块俯冲均未对该地区的地幔结构造成显著影响.而在扬子克拉通周缘,410-km界面明显变深,表明其周缘上地幔温度较克拉通下方可能偏高,当然这也不能排除周边地区由于板片滞留等引起化学成分差异进而导致410-km界面的深度发生变化.

与扬子克拉通不同的是,在华南南部的海南岛地区,410-km界面最深(图6a红色虚线区域),660-km界面最浅(图6b,E区域),且地幔过渡带厚度明显偏薄(图6c黑色虚线区域).已有远震层析成像研究表明(Huang and Zhao, 2006;Lebedev and Nolet, 2003; Fukao and Obayashi, 2013),海南岛地区地震波速度明显偏低,且低速异常的深部可达下地幔.对比可知,该区偏薄的地幔过渡带现象与远震层析成像结果所反映的低速异常相对应.考虑到该偏薄的地幔过渡带异常与太平洋构造域和特提斯构造域均无明显的空间耦合关系,结合对该区新生代玄武质岩浆(Ho et al., 2000)的认识,我们推测该异常可能与近年来提出的海南地幔柱相关(Lei et al., 2009; 曲平等, 2020).

目前,对于该地幔柱的起源和结构形态尚有争议.大尺度层析成像研究认为,海南地幔柱起源于1900 km的中地幔深度或更深至地幔底部,其直径约为80 km(Zhao, 2001, 2004; Montelli et al., 2004, 2006; Lei and Zhao, 2006; Lei et al., 2009).本文接收函数成像虽然只能约束地幔过渡带结构,但通过分析410-km、660-km界面深度和地幔过渡带厚度的横向差异及其影响因素,依然可以对海南地幔柱可能的起源深度加以约束.首先,海南岛地区410-km和660-km界面分别较邻区偏深和偏浅,符合热的地幔柱穿过地幔过渡带以后应有的现象.其次,该地区地幔过渡带厚度最薄,最接近IASP91模型,而其他地区均略大于全球平均水平.虽然该地区的地幔过渡带厚度并没有明显薄于IASP91模型,但已有研究表明,正常大陆地区的地幔过渡带厚度确实略大于全球平均值(Gu and Dziewonski, 2002).据此我们认为,海南岛地区以外的区域,其地幔过渡带的结构仅受上地幔动力学过程的影响,因此地幔过渡带厚度整体上变化不大,仅存在板片滞留的地区地幔过渡带厚度明显偏厚;但海南岛地区偏薄的地幔过渡带,还受到上涌的下地幔热物质的影响,即海南地幔柱至少起源于中地幔.

4 结论

华南地区的12条沿经度方向的CCP叠加剖面显示,华南大陆410-km界面和660-km界面连续可追踪,两个界面的成像深度均略大于全球一维平均模型.410-km界面和地幔过渡带厚度主要呈现为南北差异,660-km界面既有南北差异又有东西差异.综合多学科资料和本文成像结果,将华南及邻区的上地幔大致划分为5个构造域,分别为扬子克拉通地区、华南以西地区(青藏高原东南缘)、华南东北部、华南东南部和海南岛地区,其中扬子克拉通地区相对稳定,其余4个区域则可能分别受到印度板块俯冲与拆沉岩石圈滞留、太平洋板块俯冲与滞留、太平洋板块俯冲与快速回撤,以及海南地幔柱的影响.受深部地幔过渡带结构的横向变化影响,浅部地壳结构和地表地质也有显著响应.

致谢谨以此文祝贺滕吉文先生90华诞暨从事地球物理工作70年.中国地震局地球物理研究所国家数字测震台网数据备份中心(SEISDMC, doi： 10.11998/SeisDmc/SN, http：∥www.seisdmc.ac.cn; Zheng et al., 2010)为本研究提供了地震波形数据.