基于背景噪声反演华南块体岩石圈三维S波速度结构

1.北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871; 2.南方科技大学海洋科学与工程系, 深圳 518055; †通信作者, E-mail: johnyc@sustech.edu.cn

摘要利用背景噪声方法, 对布设在华南块体及其周边区域数个流动地震台阵中共 704 个地震台站的连续数据进行分析, 反演得到华南岩石圈的三维 S 波速度结构。结果表明, 地表附近 S 波速度结构与华南块体的地表构造高度相关, 低速异常区集中在四川盆地和江汉盆地等沉积层较厚的区域。江南造山带的中上地壳呈现明显的高速异常, 该高速异常即为华夏块体与扬子块体的分界区域。华夏块体中地壳低速异常区与该区域广泛分布的中生代花岗岩对应较好。华南上地幔岩石圈的东部与西部存在显著的速度差异, 西部呈现显著的高速异常, 反映西部四川盆地底部稳固的克拉通结构; 上地幔的低速异常揭示华南东部岩石圈因太平洋板块俯冲的影响而明显减薄(<70km)。推测华夏块体以琼州海峡为中心的上地幔显著低速区可能对应海南地幔柱的热物质上涌。

华南块体是中国大陆地质构造的重要组成部分, 占据整个中国东南地区。华南块体与多个地质构造单元毗邻, 北部与秦岭–大别造山带相接, 西部通过龙门山断裂与松潘–甘孜地块相连, 西南部与印度板块接壤, 东南部被太平洋板块包围(图 1(a))。受控于周围的地质构造, 华南块体整体上比较稳定, 几乎没有板内地震发生。

关于华南块体的成因, 前人的研究结论基本上一致, 即华南块体是在新元古代早期, 由北部的扬子块体和南部的华夏块体沿江南造山带碰撞拼接而成[1]。但是, 对于扬子块体和华夏块体的缝合带位置, 不同的研究工作得出的结论并不一致。前人在地质和地球物理方面的研究均表明, 江山–绍兴–萍乡断裂带是扬子块体与华夏块体的东部分界线[1–2], 然而关于两个板块的西部缝合带位置, 存在两种不同的观点。一种观点认为, 该分界线沿着江南造山带向西南延伸, 江南造山带的南沿是两个板块在西部的分界线[3]。另一种观点则是通过同位素分析, 发现郴州–临武断裂带两侧岩石的各种同位素组成有明显的差别[4–5], 因此郴州–临武断裂带也可能是扬子与华夏块体西部分界线[6]。

受全球板块运动影响, 华南块体的基本架构形成之后经历几次比较大的构造活动。由于华南块体与周围多个板块都存在相互作用, 因此对华南块体在显生宙的构造运动特征仍然存在争议, 其中一个有争议的问题是印支运动和燕山运动时期构造运动的动力来源。

在印支运动发生的三叠时期, 华南块体与华北板块、印支板块及太平洋板块都发生碰撞。部分研究者认为古太平洋板块从二叠纪开始向古华夏块体俯冲, 为这一时期华南块体的构造活动提供驱动力, 该俯冲效应形成从海岸线向内陆长达 1300km 的变形构造, 俯冲过程中产生大量花岗岩[7–8]。但是, 也有研究者认为华南块体在印支期的造山运动是由于盘古大陆汇聚的末期, 同时受到北部华北板块和南部印支板块挤压, 在多重作用下形成的[9]。

燕山运动一开始用来定义华北板块的燕山活动带, 后来也扩展定义侏罗纪–白垩纪华南块体的构造运动。对于这一时期华南块体的构造运动, Wang等[9]的研究结果显示驱动力主要来源于古太平洋板块向西北方向的俯冲效应[7]。但是, 也有一些研究认为印支板块在造山运动后期开始向华南块体延伸, 为华南块体燕山期的构造运动提供驱动力, 形成侏罗纪后期广泛的花岗岩。

由于华南区域缺乏高密度台阵, 前人工作中地球物理学方面的研究基本上是大尺度和低分辨率的。2014 年以来, 华南地区陆续布设多个密集流动地震台阵, 为华南块体的地球物理研究提供了新的数据。本研究希望借由这些新的数据, 对华南块体进行一次较高分辨率的岩石圈 S 波速度结构反演, 为华南块体形成与构造演化的讨论提供更多地球物理学证据。

1 数据与方法

1.1 研究中所使用的数据

本研究共使用 704 个地震台站的数据。考虑到国家地震台网对华南块体整体上有着较好的覆盖度, 本研究使用国家地震台网位于华南块体及其周边的 420 个固定台站(图 1(b)中黑色三角形所示) 2010—2012 年和 2016—2018 年的连续记录。为了提高反演结果的分辨率和准确性, 在国家地震台网的基础上, 加入大量流动地震台站的数据, 包括154 个华南一期流动台站(图 1(b)中红色三角形所示) 2014—2015 年的数据记录, 60 个华南二期台站(图 1(b)中蓝色三角形所示) 2016—2018 年的数据记录。为了对加强华南块体东南区域的覆盖, 还加入位于广东和广西的 70 个流动台站(图 1(b)中紫色三角形所示) 2017—2019 年的观测数据。

1.2 背景噪声反演

本研究采用 Bensen 等[10] 2007 年提出的数据处理方法, 从背景噪声中提取瑞利波信号。首先将所有数据重采样至 1Hz, 并移除仪器响应。考虑到背景噪声反演的频率范围(6～50s), 对所有数据进行一次 3～100s 的滤波, 然后按日期将连续数据截成每日记录。为了避免错误数据的影响, 舍弃时长小于12 小时的每日记录。同时, 为了抑制单频信号并拓宽频谱, 对选取的数据进行谱白化。

数据处理完成后, 对所有同时期的背景噪声数据进行互相关, 并将互相关结果按照台站对进行叠加。图 2 展示华南一期流动台站 BD58 与其他所有台站数据的互相关结果, 可以看出, 正负半轴都存在明显的信号, 分别代表台站对之间不同传播方向的波。

为简化结果并提高信噪比, 将互相关结果中正负半轴的信号叠加并取平均值。为提高互相关结果的可靠性, 只保留信噪比大于 15 且台间距大于 3 倍波长的互相关结果, 然后用时频分析法提取 6～50s 不同周期的瑞利波到时[11]。由于有限频效应在短周期波形的背景噪声中很弱, 本研究将其忽略。

根据射线理论, 将华南块体按 0.5°×0.5°划分网格, 使用 Barmin 等[12]提出的方法, 得到华南块体不同周期的瑞利波相速度反演结果(图 3)。

为了检验结果的可靠性, 通过检测板测试相速度的分辨率和不确定度。在检测板中使用的射线分布与瑞利波相速度反演时的射线分布完全一致, 速度扰动幅度设置为 6%, 检测结果如图 4 所示。从整体上看, 华南块体内部的速度反演结果能得到很好的恢复, 射线密度较低的边缘区域的反演结果误差较大。此外, 由于短周期和长周期中符合要求的射线数量较少, 误差略大于中等周期的反演结果。

1.3 S 波速度反演

通过收集 1.2 节背景噪声反演得到的不同周期所有相速度反演结果, 获得反演过程中每个网格点周期为 6～50s 的瑞利波频散曲线。利用每个点的频散曲线, 通过马尔科夫链蒙特卡洛(Markov Chain Monte Carlo, MCMC)方法反演各个网格点的一维 S波速度结构[13]。

为减少搜索的模型数量, 同时避免一些错误的搜索结果, 我们对 MCMC 方法的搜索模型进行一些参数控制。将一维速度结构分为沉积层、地壳和地幔 3 个部分, 最大反演深度为 200km。沉积层厚度选自 crust1.0, 并将沉积层内的速度限制在 1.0～ 2.5km/s 范围内。由于瑞利波对不连续面不太敏感, 我们选取通过接收函数方法得到的莫霍面深度作为 MCMC 方法莫霍面深度的初始模型[14], 并将搜索模型的莫霍面深度扰动幅度控制在 5km 以内。搜索过程中, 将地壳分为 60 层, 将地幔分为 150 层。选择 PREM 模型作为初始 S 波速度模型, 将 S 波速度扰动幅度搜索范围控制在 20%以内, 同时将地幔的泊松比设定为 1.73。对于 1.2 节反演过程中的每个网格点, 通过 MCMC 方法共获得 80000 个模型, 保留最终的 3000 个模型。将所有保留的模型绘制成一张亮度图, 将不同深度上亮度最高的点连接起来, 得到该点的一维 S 波速度(图 5 左列图中绿色曲线)。为了保证结果的准确度, 我们反过来计算MCMC 方法保留的 3000 个模型中每个模型对应的相速度曲线, 并与初始的频散曲线进行比较(图 5 右列图像)。完成一维 S 波速度的反演后, 集合各个网格点的结果, 得到华南块体整体的岩石圈三维 S 波速度结构(图 6)。

2 结果与讨论

2.1 华南块体瑞利波相速度结果

如图 3(a)所示, 在 8s 的短周期, 速度异常与地表地形的相关性很强, 其中低速异常主要与沉积层有关, 盆地位置非常明显, 如四川盆地和江汉盆地等。此外, 华北平原、琼州海峡以及扬子块体东侧的珠三角区域也存在明显的低速异常。

如图 3(b)和(c)所示, 在 16～25s 的中等周期, 华南块体东西部的瑞利波相速度存在明显差异, 华夏块体和扬子块体表现出显著的高速异常, 扬子块体则表现出低速异常。

如图 3(d)所示, 在 45.s 的长周期, 高速异常集中在扬子块体中四川盆地及其周围区域, 说明四川盆地底部的结构未受到后续构造运动的破坏, 而扬子块体东部区域的相速度与华夏块体的相速度结果更接近。

2.2 华南块体S波速度模型

2.2.1一维S波速度结构

获得瑞利波相速度反演结果后, 通过 MCMC方法获得 1.2 节反演过程中每个网格点的一维 S 波速度结构(图 5)。在华南块体的不同区域, 纵向一维 S 波速度结构存在明显的差异。在江汉盆地, 由于地表存在较厚的沉积层, 地表附近 S 波速度明显偏慢, 在沉积层下方, S 波速度则快速增加(图 5 第一行)。在华夏块体东部丘陵地带, 地表附近 S 波速度较快, 地壳和上地幔的 S 波速度略低于扬子块体东部(图 5 第二行)。

2.2.2扬子块体岩石圈三维S波速度结构

截取 6 个不同深度的 S 波速度反演结果(图 6), 分别讨论华南块体地壳与上地幔的三维 S 波速度结构。

如图 6(a)所示, 在扬子块体地表附近, S 波速度结构与地表构造呈现高度的相关性, 主要受沉积盆地的影响, 其中四川盆地和江汉盆地是两个明显的低速区域。前人认为四川盆地和江汉盆地可能是扬子块体的两个形成核, 其形成年代可以追溯到太古宙[15]。

如图 6(b)所示, 在 20km 深度的中地壳, 四川盆地和江汉盆地均表现为高速异常。

如图 6(c)所示, 在 30km 深度, 以 112°E 为界, 扬子块体东西两侧的 S 波速度差异明显, 东部呈现高速异常, 说明扬子块体东西两侧的地壳厚度差异较大, 自东向西地壳厚度逐渐增加, 并且扬子块体东部地壳的厚度与华夏块体较为接近(图 7 中 A-A′剖面)。

如图 6(d)和(f)所示, 在上地幔, 扬子块体的高速异常集中在四川盆地及其附近。作为扬子块体形成核之一, 四川盆地保持其稳定的克拉通结构。扬子块体东部区域的 S 波速度与华夏块体比较接近, 都呈现显著的低速异常, 说明扬子块体的东部区域也受到中生代太平洋板块俯冲的影响, 岩石圈经历了侵蚀减薄。体波与接收函数联合反演结果[16]也表明, 扬子块体西部地壳比东部地壳深约 10km, 扬子块体东部岩石圈厚度仅为 70km 左右, 本文结果与之基本上一致。

2.2.3扬子–华夏缝合带与江南造山带

江南造山带的位置和性质对了解华南块体的形成和构造演化具有重要作用。大地电磁研究结果表明, 在华南块体形成期的缝合过程中, 华夏块体向扬子块体俯冲[17]。区域重力异常研究结果表明, 江南造山带的地壳结构特征与扬子块体较为接近, 与华夏块体则有较大的差异, 因此江南造山带应该是扬子块体的一部分[18]。此外, 接收函数和重力联合反演研究结果表明, 江南造山带内泊松比偏低[19]。

本研究的三维 S 波速度结构反演结果中, 江南造山带在中上地壳(10～20km 深度)呈现一致的高速异常(约 3.7km/s)(图 6(b)), 且该高速异常集中分布在扬子块体域华夏块体地表缝合带北侧的扬子块体区域, 尤其是缝合带西段, 高速异常体作为分界线, 将两侧的地质体扬子块体与华夏块体分隔开。沿江南造山带展布的中上地壳高速异常体可能对应扬子块体与华夏块体碰撞缝合带残留的部分海洋地壳。江南造山带高速异常体的东部位置与江山–绍兴–萍乡断裂带基本上一致, 通常认为这就是扬子块体与华夏块体的东部分界线[20–21]。

2.2.4华夏块体三维S波速度结构

受太平洋板块俯冲影响, 华夏块体在中生代经历一系列造山事件[9], 地表以丘陵山脉地貌为主, 沉积层较少, 因此上地壳表现为高速异常(图 6(a)), 中地壳整体上呈现低速异常(图 6(b))。Bensen 等[10]认为, 太平洋板块的俯冲使华夏块体形成长达 1300km 的褶皱带, 并产生大量花岗岩。因此, 华夏块体中地壳大面积的低速异常体(图 7 中 B-B′剖面)对应该区域中生代大范围的花岗岩侵入体。在 30km 深度, 华夏块体的 S 波速度呈现高速异常, 已达到地幔 S 波速度值(图 6(c)), 说明相对于扬子块体, 华夏块体地壳整体上较薄。

进入上地幔后, 华夏块体的 S 波速度整体上表现为低速异常(图 6(e)和(f)), 与扬子块体地幔岩石圈显著的高速异常形成鲜明的对比。重要的是, 在24°N 以北, 这个扬子块体高速体与华夏块体低速体的分界线并不沿着地表及中上地壳的分界线(江南造山带)展布, 而是沿着郯庐断裂带向南的延伸线展布。在 24°N 以南, 整个华夏块体都呈现显著的低速异常(图 6(f))。

2.2.5华南岩石圈减薄

目前, 很多地震学研究结果显示华夏块体的岩石圈明显比扬子块体薄, 推测在其下方存在上地幔流[22–23]。受速度结构反演结果分辨率等因素限制, 目前对上地幔流的来源和形态尚存争议。华夏块体SKS 横波分裂研究结果[24]显示, 雷琼半岛及广东一带有大量 NULL 值; 接收函数研究结果[25]显示该区域地幔转换带存在减薄现象, 均指示该处可能存在地幔热物质上涌, 即可能存在海南地幔柱。

本文反演得到的三维 S 波速度结构揭示, 华南上地幔岩石圈的东、西部存在显著的速度差异。以112°E 为界, 扬子块体西部呈现显著高速异常, 反映四川盆地较厚的岩石圈及稳固的克拉通结构; 华南东部(包括华夏块体和扬子块体 112°E 以东地区)上地幔的低速异常揭示其岩石圈明显减薄(<70km), 减薄区域平行于海岸带, 减薄幅度在雷琼半岛及广东沿岸最大, 对应图 6(e)和(f)中最显著的低速异常。

在 70km 深度(图 6(e)), 24°N 以北, 以郯庐断裂带及其延伸线为界, 华南块体上地幔分为东部和西部, 东部呈现大范围的低速异常; 华南块体的中、上地壳则以江南造山带为界, 分为西部(扬子块体)和东部(华夏块体)。另外, 在 24°N 以南, 华夏块体存在大致以琼州海峡为中心的显著低速区(图 7 中C-C′剖面中 70km 深度开始出现的低速异常)。假设研究区内上地幔的速度异常主要由温度差异引起, 那么以琼州海峡为中心的显著低速异常区则是研究区内上地幔温度最高的区域, 可能对应海南地幔柱的热物质上涌。

3 结论

本研究在国家地震台网固定台站数据的基础上, 加入大量流动台站的数据, 共利用 704 个台站的数据, 通过密集台阵背景噪声方法获取华南地区6～50s 的瑞利波相速度, 并进行S波速度反演, 得到高分辨率的华南地区岩石圈三维 S 波速度结构。

本文研究结果表明, 华南地区地表附近的 S 波速度结构与华南块体的地表构造高度相关, 低速异常集中在四川盆地和江汉盆地等沉积层较厚的区域。江南造山带在中上地壳表现出明显的高速异常, 其南缘被是扬子块体与华夏块体的缝合带, 因此其高速异常体可能对应缝合带残留的基性海洋地壳。华夏块体中地壳低速异常与该区域广泛分布的中生代花岗岩对应较好。

华南地区上地幔岩石圈的东、西部存在明显的速度差异, 西部呈现显著的高速异常, 反映西部四川盆地较厚的岩石圈以及稳固的克拉通结构; 112°E以东上地幔的低速异常揭示华南地区东部岩石圈明显减薄(<70km), 推测华夏块体以琼州海峡为中心的上地幔显著低速区可能对应海南地幔柱的热物质上涌。

致谢北京大学冯永革高级工程师以及南方科技大学邹长桥工程师带领的野外工作组采集华南地区宽频带密集流动台阵数据, 谨致谢忱。

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3-D S-wave Lithosphere Structure of South China Block Based on Ambient Noise Tomography

1. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871; 2. Department of Ocean Science and Engineering, Southern University of Science and Technology, Shenzhen 518055; † Corresponding author, E-mail: johnyc@sustech.edu.cn

Abstract Using continuous records of 704 stations from several mobile arrays, high-resolution S wave velocity structure of South China Block (SCB) was obtained by ambient noise tomography. In 3-D S wave velocity model, the velocities in shallow crust are well consistent with the surface geology and low velocity anomalies concentrate in Sichuan Basin and Jianghan Basin. The boundary between Yangtze Block and Cathaysian Block can be identified by a high-velocity belt in crust, which is Jiangnan Orogeny generated in collision. The low velocity anomaly of Cathaysian Block in middle crust is related to the widespread Mesozoic granite. In upper mantle, there are significant differences between the east and west South China Block: the west South China Block presents a significant high velocity anomaly which reflects a stable craton in Sichuan Basin; the low velocity anomaly in east South China Block reveals that the lithosphere has been thinned (<70 km) by the subduction of paleo-Pacific Plate. Besides, it is speculated that the low velocity anomaly of Qiongzhou Strait in upper mantle may correspond to the Hainan plume.

Key words South China Block (SCB); S wave velocity structure; Jiangnan Orogeny; plate subduction