华南块体(South China Block, SCB)位于欧亚板块东南角, 地处欧亚板块、印度洋板块和太平洋板块的交汇处, 北部与华北克拉通相隔于秦岭-大别造山带, 西侧与松潘-甘孜地块接壤于龙门山断裂带, 是中国大陆重要的构造单元。华南块体由具有太古代-古元古代结晶基底的扬子克拉通和主要为新元古代结晶基底的华夏块体在新元古代沿江南造山带碰撞拼合而成[1-2]。华南块体岩石圈经过多期幕式生长, 至少经历 4 期区域规模的地质事件[3]。第 1 期: 新元古代早-中期的板块俯冲-聚合与裂解事件; 第 2 期: 早古生代晚期的陆内造山与花岗岩浆事件; 第 3 期: 早中生代陆内再造事件; 第 4 期:晚中生代构造体制转换和太平洋俯冲背景下的构造伸展-巨量岩浆活动事件。
华南块体是研究全球板块作用背景下中国大陆内部构造作用的理想区域。从 700 Ma 至大约 190 Ma, 华南块体远离俯冲带, 板内没有出现大型裂谷或大规模火山活动, 也没有洋壳的生长与消亡, 但在志留纪和早-中三叠纪发生两次影响整个区域的陆内褶皱和过铝花岗岩活动[3]。为了解释三叠纪的陆内褶皱和岩浆活动现象, 学者们提出不同的构造演化模型, 包括阿尔卑斯型碰撞模型[4]、古太平洋水平俯冲板片模型[5]、扬子克拉通和华夏块体间倾斜汇聚模型[6]以及华夏块体与华北克拉通及印度板块碰撞模型[7]。这些模型的证据主要来自对研究区域断层褶皱以及岩石样本的分析, 但这些构造模型对应的深部结构和地幔动力学模式有待基于地球物理观测的验证。前人采用 SKS 波分裂方法, 对固定地震台站的数据进行分析, 得到华南地区大范围的整体各向异性特征[8]。关于华南块体的大部分地震成像研究和 SKS 研究主要基于国家固定台网数据,因台站稀疏, 导致不同研究者支持不同的构造运动模型。因此, 采用密集流动台站数据进行 SKS 波分裂研究, 对华南区域构造演化模型的验证具有重要意义。
1964年, Hess[9]发现海洋上地幔存在各向异性,地震学家们开始研究地球内部的各向异性[10-11]。剪切波分裂因识别方位各向异性灵敏, 多解性小,发展成为研究地幔各向异性的强大工具。20 世纪80年代以来, 研究者们利用穿过外核的长周期横波震相 SKS, PKS 和 SKKS 研究上地幔各向异性。近似垂直入射的与外核相关的横波震相能够直接反映台站下方的各向异性, 但接收到的转换震相能量较弱。对于信噪比低的远震数据, SKKS 波传播距离更长, 因此比 SKS 震相更难以识别; PKS 震相走时与 SKP 震相相近, 容易受到干扰; SKS 震相只携带核幔边界至接收台站间的各向异性信息, 可以消除震源至核幔边界的干扰信息[12]。因此, 本文采用SKS波分裂研究华南区域上地幔各向异性。
1 数据资料及方法
1.1 数据资料
本文选取北京大学(2014年12月—2019年5月)、中国地震局(2014年11月—2015年7月)和中国地质科学院(2014年10月—2015年8月)在华南地区布设的流动地震观测台阵中 64个台站(图1)记录的 SKS 波数据进行分析。地震台站平均间隔为 50 km, 台网大致分布在 109°—118°E, 25°—34°N 范围内。截取地震震级大于 5.5 级, 震中距在 85°~125°之间的地震事件, 计算 SKS 震相的剪切波分裂特征。数据处理和绘图分别使用 SAC (seismic analysis code)和 GMT5[13]软件。
图1 流动地震台站分布
Fig.1 Locations of portable seismic station
黑色实线表示主要构造单元边界, 灰色实线表示重力梯度带, 下同; 红色三角表示流动台站
1.2 研究方法
利用 SplitLab 软件[14]进行剪切波分裂测量, 计算得到快波偏振方向 φ 和分裂时间延迟 δt。该软件包括 3种剪切波分裂测量方法: 旋转互相关(rotation-correlation, RC)法[15]、切向能量最小(minimum energy method, SC)法[12]和特征值(eigenvalue method,EV)法[12]。目前, 通常认为在 S 波分裂的多种测量方法中, SC 法得到的结果相对稳定、可靠。虽然本研究综合使用 RC, SC 和 EV 法, 但主要基于 SC 法测量得到的结果对有效分裂结果进行讨论和分析。
SC 方法中, 剪切波的径向信号 R(t)和切向信号T(t)可以表示为
其中, w(t)为初始剪切波, φ 和 δt 分别表示快波偏振方向和分裂时间延迟。SKS 波穿出地球外核时的初始偏振方向为径向, 因此将矫正后的切向波形能量(ET)最小时的(φ, δt)作为最优分裂参数。
其中, 
为矫正后的切向波形。
本文只保留快波偏振方向 φ 与事件后方位角差值大于 15°的结果[16]。同时, 根据搜索不同(φ, δt)组合得到的切向能量分布图, 计算(φ, δt)分裂参数95%的置信区间, 并以此估计 SKS 波分裂测量结果的误差。φ 的测量误差大于 22.5°或 δt 的测量误差大于 1 s 的结果也全部剔除。此外, 我们对比同一记录的 RC 与 EV 结果, 定义快轴测量差值 Δφ = |φRC –φEV|和测量时间比值 ρ = δtRC / δtEV|, 其中(φRC, δtRC)和(φEV, δtEV)分别为 RC 和 EV 测量得到的分裂参数。仅保留 Δφ ≤ 15°, 0.7 ≤ ρ ≤ 1.2, 并且初始的质点运动图像类似一个椭圆, 校正后的质点运动图像近似为一条直线的横波分裂结果(图2)。Null 值的判断标准为 Δφ ≈ 45°, ρ < 0.3, 并且校正前后的质点运动轨迹都为一条直线(图3)。
图2 BD03台站SKS波有效分裂结果示例
Fig.2 Valid shear wave splitting measurement of the station BD03
第一行从左到右依次为原始的径向(蓝色虚线)和切向(红色实线)地震波形记录(阴影区是选取的时间窗, 从左至右 4 条竖直点线分别表示SKS, S, ScS和SKiKS的理论走时)、此波形记录的地震事件信息以及入射角为10.7°时两种方法测量所得结果; 第二行从左到右依次为利用互相关方法进行校正后快轴(蓝色虚线)和慢轴(红色实线)的波形、利用互相关方法校正后径向(蓝色虚线)和切向(红色实线)的波形、校正前(蓝色虚线)和校正后(红色实线)质点运动轨迹(黑色点线表示事件后方位角方向)以及互相关系数分布(等值曲线表示矫正后快慢波互相关系数, 三角形表示事件后方位角, 两条蓝色直线示意最优快波分裂方向和时间延迟, 其交点代表最终结果); 第三行为切向最小能量法得到的结果, 从左到右与第二行对应(右图中等值曲线表示波形切向能量值)
图3 Null值测量结果示例
Fig.3 SKS splitting result of a Null measurement
第一行从左到右依次为原始的径向(蓝色虚线)和切向(红色实线)地震波形记录(阴影区是选取的时间窗, 从左至右两条竖直点线分别表示SKS和SKIKS的理论走时)、此波形记录的地震事件信息以及入射角为5.6°时两种方法测量所得结果; 第二行从左到右依次为利用互相关方法进行校正后快轴(蓝色虚线)和慢轴(红色实线)的波形、利用互相关方法校正后径向(蓝色虚线)和切向(红色实线)的波形、校正前(蓝色虚线)和校正后(红色实线)质点运动轨迹(黑色点线表示事件后方位角方向)以及互相关系数分布图(等值曲线表示矫正后快慢波互相关系数, 三角形表示事件后方位角, 两条蓝色直线示意最优快波分裂方向和时间延迟, 其交点代表最终结果); 第三行为切向最小能量法得到的结果, 从左到右与第二行对应(右图中等值曲线表示波形切向能量值)
2 SKS波分裂结果
利用上述方法对所有台站的数据进行分析, 计算得到华南地区的 SKS 波分裂特征。根据上述计算流程和判断准则, 最终得到具有有效分裂结果的台站 20个, 主要为 Null 值的台站 17个。其余 27个台站(主要位于东部)由于记录时间较短等因素, 测量得到的有效 SKS 波分裂结果数量小于等于 1, 我们认为这些结果的可信度不高, 因此没有在图4 中展示。
根据图4 中 SKS 波的快波偏振方向, 将华南块体划分为 3个区域进行讨论。区域 I 中从北到南,快波偏振方向从近 E-W 向转变为 NE-SW 向, 中间局部区域存在 Null 值; 再往南, 快波偏振方向继续偏转, 从 NE-SW 向变为 NW-SE 向。区域 I 中快、慢波时间延迟变化范围较大(0.5~1.5 s), 虽然最北部(近 E-W 向)和最南部(NE-SW 向)数据不足, 但与前人研究结果[17]的趋势一致, 并且在前人缺乏数据的北部区域增加了一致的结果, 清晰地展示了衔接关系。区域 II 中, 存在大范围的 Null 值, 北部和南部的快波偏振方向为近 E-W 向。区域 III 中, 北部的快波偏振方向为 NW-SE 向, 与王椿镛等[8]和 Huang等[16]的研究结果一致; 向南, 快波偏振方向逐渐过渡为近 E-W 向。区域Ⅲ中快、慢波时间延迟在 1.0 s 左右。华夏板块中, 快波偏振方向为近 E-W 向,平均快、慢波时间延迟约为 0.8 s。
图4 本研究SKS波分裂结果分布与分区
Fig.4 Distribution and zoning map of SKS wave splitting results in this study
红色圆点代表 SKS 波分裂结果为 Null 值, 下同; 蓝色圆点代表本研究使用的台站, 黑色短线代表SKS波分裂的方向和强度; 无结果台站的有效SKS波分裂结果数量小于2; 罗马数字代表划分区域
3 讨论
通过 SKS 波分裂方法得到的各向异性主要来源是上地幔橄榄石晶体位错蠕变导致的晶轴优势排列[12]。地壳对 SKS 波分裂的时间延迟贡献约为0.04~0.2 s, 一般不超过 0.3 s[18]。下地幔中以扩散蠕变为主导, 与位错蠕变不同, 不会使介质在宏观上表现为各向异性, 因此通常将核幔转换边界震相横波分裂的原因归结为上地幔的各向异性。对上地幔各向异性产生的原因目前有两种解释, 其一是现今上地幔软流圈物质流动, 其二是岩石圈物质形变[12]。后者是地质时期的岩石圈构造活动形变, 与当前构造活动无关。中国大陆东部上地幔的各向异性主要来自软流圈的流动[11], 西部上地幔岩石圈的各向异性则主要来自岩石圈的变形, 中部鄂尔多斯块体和四川盆地地区上地幔的各向异性特征较为复杂, 体现为该区域最后一次活跃构造运动导致的各向异性分布或呈现为双层各向异性。本研究关注的区域位于四川盆地以东, 前人 SKS 波分裂研究结果主要呈现为 E-W 向的快波分裂和较大的分裂时间延迟[9-10], 反映该区域具有较强的上地幔流动。由于所使用台站分布的限制, 对于 SKS 波分裂结果如何从四川盆地的近 NE-SW 向过渡到华南东部的近 EW 向, 本研究缺乏观测。
3.1 华南块体东部的各向异性特征
华南块体东部的剪切波分裂时间延迟较长(约1 s), 方向为 ENE 向。华南块体内部曾经历活跃的陆内造山运动, 导致岩石圈发生明显的变形。An等[19]的地震层析成像结果显示华南块体东部岩石圈较薄, SKS 波分裂测量得到的结果主要反映该区域软流圈的各向异性状态。华南块体东部观测到的ENE 快波分裂方向与基于 GPS 地表观测结果得到的相对于欧亚大陆的运动方向存在一定的偏离[20](图5), 我们认为这个偏差反映出岩石圈和软流圈运动的解耦主要受华南块体周边西太平洋和苏门答腊俯冲板片的俯冲和后撤引起的软流圈区域流动影响[10,21]。
3.2 四川盆地东缘
四川盆地的上地幔岩石圈结构与华南块体有明显的差别。与华南块体东部整体上呈现的低速异常特征相比, 远震体波层析成像技术在四川盆地下方则观测到高速异常结构, 深度可以延伸至300 km,向东可以到达 110°E, 表明该区域可能保留了较完整的克拉通岩石圈, 其厚度明显大于华南块体东部[22-23]。四川盆地内部 SKS 波分裂时间延迟一般较小(图5), 体现克拉通岩石圈内部核心区域形变较小, 且下方软流圈很薄的特征。但是, 在四川盆地东缘, 虽然岩石圈仍然比较厚, 但 SKS 波分裂时间延迟明显增加, 快波分裂方向也转为 NNE 向, 与华南块体东部观测到的 SKS 波分裂方向有明显的区别, 但分裂时间延迟相近。四川盆地东缘下方的软流圈较薄, 其厚度无法积累出可测量的分裂时间延迟长度。该区域测量得到的 NNE 快波分裂方向与四川盆地东缘的川东褶皱带和湘鄂西褶皱带的构造线走向相近, 因此该区域 SKS 波分裂结果很可能来自岩石圈规律性形变所产生的各向异性, 记录了该区域造山运动时期整个岩石圈受到的挤压作用。同时, SKS 波分裂结果也表明褶皱带区域的形变不只发生在地壳范围内, 整个岩石圈都受到挤压造山作用的影响。
3.3 四川盆地东缘过渡带
本研究在四川盆地东缘和华南块体东部测得的SKS 波分裂结果与前人较为一致, 即四川盆地东缘快波分裂方向为 NNE, 华南块体东部快波分裂方向为 ENE。但是, 在两个区域之间的过渡带(110°—113°E, 宽度约为 200 km), 大部分台站的 SKS 波分裂结果表现为 Null 值。当两种不同的各向异性介质水平方向相邻时, SKS 波分裂参数的测量结果会沿着两个介质的分界线呈现空间上的变化, SKS 波分裂时间延迟会在边界附近迅速下降, 造成 Null 值的测量结果[24]。四川盆地东缘过渡带位于 NNE 向各向异性介质的四川盆地东缘与 ENE 向各向异性介质的华南块体东部的交界处, 正好属于这种情况(图6(a))。因此, 在四川盆地东缘过渡带观测到的Null 结果的原因很可能是 SKS 波分裂时间延迟在两种介质分界处迅速减小, 无法测量到有效分裂。
除上述原因外, 其他因素也能造成局部的 SKS波分裂的 Null 测量结果, 即该区域存在上地幔物质的垂向运动, 导致晶格优势方向(lattice preferred orientation, LPO)主要呈现为垂直排列[12]。地幔柱或热点的存在以及岩石圈拆沉导致的小尺度地幔对流等多种因素都可能造成地幔物质的垂直运移, 也都可能表现为 SKS 波分裂的 Null 测量结果。另外,当各项异性介质的构造比较复杂时, 如果满足特定的条件, 也会出现 Null 值的测量结果。例如, 当存在上下两层各向异性介质时, SKS 波分裂参数会随着测量事件后方位角的不同而产生变化[25]。
地震层析成像技术在该过渡带下方地幔转换带反演得到高速异常结构(图5), 而上地幔主要表现为低速异常[22]。然而, 成像获得的低速异常结构并没有延伸至下地幔的地幔柱[26], 地幔转换带的高速异常结构也没有与太平洋俯冲板片相连[27-29]。因此, 我们推测地幔转换带的高速异常体很可能是扬子克拉通岩石圈在该处发生局部拆沉后下降到地幔转换带的滞留块体。与四川盆地相比, 该过渡带岩石圈的厚度明显减薄[19], 可能存在的岩石圈局部拆沉引起的小尺度局部地幔上涌导致在四川盆地东缘过渡带观测到 Null 值(图6(b))。但是, 上述解释有待其他地质学证据的进一步证实。
图5 本研究与华南现有SKS波分裂结果对比
Fig.5 Comparison of SKS wave splitting results between this study and previous study
蓝色和黑色短线分别为本研究和文献[17]中 SKS 波分裂结果, 紫色箭头表示 GPS 水平位移速度矢量[20], 蓝色区域为地幔转换带高速异常(FTZ)分布[22]
图6 华南块体中部各向异性机制模型示意图
Fig.6 Schematic diagram of anisotropic mechanism model in the central part of the SCB
4 结论
华南块体 SKS 波分裂自西向东存在明显的变化。在克拉通岩石圈保留比较完整的四川盆地区域, SKS 波分裂不明显, 反映该区域岩石圈较厚且没有发生变形; 在四川盆地东缘褶皱带区域, SKS波分裂快波方向为 NNE, 分裂延迟时间可以达到 1 s 左右, 表明该区域虽然仍具有较厚的岩石圈, 但经历过变形, 并变形导致的各向异性分布冻结在岩石圈中; 在华南块体东部, SKS 波分裂快波方向主要为 ENE, 分裂延迟时间为 1 s 左右, 该区域的各项异性主要来自软流圈流动的贡献。
综上所述, 本文认为在四川盆地东缘过渡带以东 200 km 范围内观测到的 Null 值是两侧各向异性不同的介质水平排列的过渡或岩石圈局部拆沉导致的上地幔局部上涌造成的。
致谢 感谢南方科技大学邹长桥工程师和北京大学冯永革高级工程师带领的流动台站野外工作组采集观测数据。
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