地球物理学报  2018, Vol. 61 Issue (11): 4418-4435   PDF    
下扬子及周边地区深部泊松比结构及深部动力过程约束研究
张昌榕1, 张贵宾1, 江国明1, 吕庆田2, 徐峣1     
1. 中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院, 北京 100083;
2. 中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所, 河北廊坊 065000
摘要:下扬子及周边地区存在着丰富的地质构造和多金属矿产资源,其深部结构和动力学过程已成为地学界研究的热点.为了更好地讨论下扬子及周边地区的深部动力学过程和岩浆活动机制,本文基于均匀网格层析成像方法提出了非均匀网格远震层析成像方法,利用大量的天然地震相对走时残差数据反演获得了下扬子及周边地区深至700 km范围内的三维S波和P波速度结构,并根据纵横波的比值关系计算出泊松比异常.由于S波速度比P波对流体的反应更加敏感,所以泊松比异常反映了物质是否包含流体或者物质的软硬、冷热程度.本研究结果显示:(1)长江中下游成矿带下方的上地幔内存在明显的高泊松比异常,而地幔过渡带内则存在明显的低泊松比异常;(2)大别造山带及其南侧的中扬子地块的上地幔中下部及地幔过渡带内都存在明显低泊松比异常,且呈现东深西浅的空间分布特征.结合已有的地质、地球物理和地球化学等资料,我们认为长江中下游成矿带下方的地幔过渡带内滞留着古太平洋俯冲板块,其上地幔内则赋存着软的上地幔热物质,为深部成矿提供了热量或幔源物质.因此,古太平洋板块的俯冲对长江中下游成矿带的形成发挥了至关重要的作用.
关键词: 下扬子地区      非均匀网格      远震层析成像      泊松比      深部动力过程     
Study on Poisson's ratio structure beneath the lower Yangtze block and its surrounding region and constraints on the deep dynamic process
ZHANG ChangRong1, ZHANG GuiBin1, JIANG GuoMing1, LÜ QingTian2, XU Yao1     
1. School of Geophysics and Information Technology, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
2. Institute of Geophysical and Geochemical Exploration, Chinese Academy of Geological Sciences, Langfang Hebei 065000, China
Abstract: There are abundant mineral resources in the lower Yangtze block and its surrounding region, the deep dynamic process of the area becomes a focus for many geoscientists. To further study the deep dynamic process in lower Yangtze block and its surrounding region, we have developed a teleseismic non-uniform grid tomography method based on the uniform grid tomography method. We obtained 3-D S-wave and P-wave velocity models down to 700 km depth of the study area with the method. The Poisson's ratio models were then established according to the ratio between S-wave and P-wave velocity models. Since the S-wave velocity is more sensitive to the fluid than the P-wave velocity, the Poisson's ratio can reflect whether the substance contains the fluid or the softness and temperature of the substance better. Our tomography results show that: (1) there are low Poisson's ratio anomalies in the mantle transition zone and high Poisson's ratio anomalies in the upper mantle beneath the middle-lower Yangtze metallogenic belt; (2) There are obvious lower Poisson's ratio anomalies within the middle and lower part of the upper mantle and the mantle transition zone beneath the Dabie orogenic belt and the middle Yangtze Craton, and the lower Poisson's ratio anomalies extend more deeply to the east than to the west.Combining with a large number of geological, geophysical and geochemical results, we illustrate that there are paleo-Pacific slab staying in the mantle transition zone of the middle-lower Yangtze metallogenic belt. The hot mantle materials in the upper mantle right beneath the lower Yangtze metallogenic belt supply the heat and the mantle-derived material for the mineralization. In summary, the subduction of the paleo-Pacific slab played a crucial role in the formation of the metallogenic belt in the middle-lower Yangtze block.
Keywords: Lower Yangtze region    Non-uniform grid    Teleseismic tomography    Poisson's ratio    Deep dynamic process    
0 引言

中国中东部地区主要由华北克拉通(NCC)和华南板块(SCB)组成(Zheng et al., 2013).华北克拉通和华南板块在古生代的融合所引起的一系列造山运动形成了秦岭—大别—苏鲁造山带(Wu and Zheng, 2013),其中华南板块又可分为东南部的华夏板块(CB)和西北部的扬子克拉通(YC),二者被认为在新元古代(约860~800 Ma)的江宁造山运动期间,沿着北东-南西向的江山-绍兴缝合带(JSS)发生缝合(Wang et al., 2007b).扬子克拉通还可进一步分为上扬子、中扬子和下扬子三部分(袁学诚和华九如,2011).本文研究区域位于中国中东部,以下扬子为中心,包括华北克拉通的南部、扬子克拉通的中下部及华夏板块的北部,本文将其称为下扬子及周边地区.主要的断层和缝合带有襄樊—广济断层(XGF)、郯城—庐江断层(TLF)、信阳—舒城断层(XSF)、嘉山—响水断层(JXF)以及江山—绍兴缝合带(JSS),主要的造山带为秦岭—大别—苏鲁造山带(图 1).

图 1 研究区区域地质构造图 NCC华北克拉通;UYC,MYC,LYC上、中及下扬子克拉通;CB华夏板块;MB成矿带;XGF襄樊—广济断层;TLF郯城—庐江(郯庐)断层;XSF信阳—舒城断层;JXF嘉山—响水断层;JSS江山—绍兴缝合带. Fig. 1 Geological structure map of the present study region NCC North China Craton; UYC, MYC, LYC Upper, Middle and Lower Yangtze Craton; CB Cathaysia Block; MB Metallogenic Belt; XGF Xiangfan-Guangji Fault; TLF Tancheng-Lujiang Fault; XSF Xinyang-Shucheng Fault; JXF Jiashan-Xiangshui Fault; JSS Jiangshan-Shaoxing Suture.

虽然下扬子及周边地区的主要造山带形成于古生代,但是它们在中生代又经历了活化与改造,而且下扬子及周边地区主要的金属矿产资源也位于中生代区域(Zheng et al., 2013).该地区在长期的构造作用、岩浆作用和成矿作用下,形成了长江中下游成矿带.该成矿带包含着丰富的铁、铜、金多金属等矿床,已成为我国东部重要的铜、铁、锰、锌等金属矿资源基地(Pan and Dong, 1999).一般认为,该地区丰富的金属矿产资源与中生代(特别是白垩纪)时期的构造转换和岩浆活动存在着密切的关系(江国明等,2014Jiang et al., 2015)(图 1红色部分).但是学术界对于成矿带及其周边地区的构造转换时间、岩浆活动机制及深部动力学过程等问题仍存在较多争论,并未得出一致的观点.

Jiang等(2013, 2015)利用远震P波层析成像技术研究了下扬子及周边地区深部P波速度结构,发现了高VP的俯冲太平洋板块、岩石圈的拆沉体以及低VP的地幔上涌物质.结合大量地质、地球物理和地球化学等资料,提出了一种双俯冲板块模型,但是其研究只局限于P波,并没有得到S波速度结构.在地幔中S波速度对异常的敏感性与P波速度是不同的,特别是对于如高温、部分熔融及流体等能够引起低速异常的情况,S波速度异常的敏感度比P波速度异常的敏感度更大(Lebedev and Nolet, 2003Goes et al., 2000).此外,S波速度结构和P波速度结构不仅可以相互验证,还可以联合计算出泊松比异常结构,提供更加翔实的深部信息.因此,有必要对该地区进行P波和S波速度结构的联合研究,进而获得泊松比异常结构.这对于深入讨论深部动力学过程是非常有益的.

目前为止,已经有许多学者对下扬子及周边地区的S波速度结构进行了研究,其中Zhou等(2012)Luo等(2012)Wang等(2017)利用背景噪声成像技术,分别研究了华南和大别造山带及中国沿海地区的地壳和上地幔顶部的S波速度结构;Ouyang等(2014)利用背景噪声和面波成析成像方法,研究了长江中下游成矿带及其周边地区200 km以上的S波速度结构;Zheng等(2017)通过结合接收函数及地震广角反射/折射结果,构建了华北克拉通精细三维地壳速度结构.这些研究极大地促进了人们对成矿带的深部动力学过程和成矿模式的理解,但是所得结果能反映的结构均较浅,无法对与研究区深部的P波速度结构进行对比.徐峣等(2015)利用远震S波到时数据研究了长江中下游地区的S波速度结构,但因其研究范围孔径较小,所以其有效分辨深度只达到了500 km.在本文中,我们扩大了研究范围孔径,其研究深度达到了700 km,可讨论整个地幔过渡带内的动力学过程.

地震到时层析成像是一种研究壳幔3-D速度结构的有效方法,该方法的分辨率与射线分布情况有着密切的联系.目前,研究该地区所用的天然地震层析成像方法都是基于均匀网格(Jiang et al., 2013, 2015徐峣等,2015),并没有考虑到实际数据的不均匀分布的情况,不能很好地利用射线密集区的数据.近年来,已有学者实现了非均匀网格的层析成像方法(比如Zhang and Thurber, 2005Wei and Zhao, 2013等),但并未应用于本文区域.本文考虑到台站和震中的方位分布很不均匀的特点(图 2),首先基于均匀网格层析成像方法建立了一种基于射线分布的非均匀网格层析成像方法;然后利用大量远震到时数据,获得了下扬子及周边地区深至700 km的三维S波和P波速度结构以及泊松比异常;最后结合其它成果深入讨论了研究区深部的动力学过程.

图 2 所用地震和台站位置分布 黑色三角形为临时台站,白色正方形为固定台站. Fig. 2 Distribution of earthquakes and stations Black triangles are fixed stations, white squares are temporary stations.
1 数据和方法

本文利用布设于研究区的宽频带地震仪记录的远震P波和S波波形资料,首先获取远震相对走时残差数据,然后反演地下介质的P波和S波速度结构,进而得到泊松比异常.

1.1 数据

远震体波层析成像方法主要利用大量的地震波相对走时残差数据反演地下介质的地震波速度结构,并且所用数据量越大,则所得结果分辨率越高.为了得到研究区地下介质地震波速度结构,本文不仅使用了固定台站所记录的远震事件波形数据,还使用了中国地质大学(北京)布设的72个流动台站记录的波形数据,以加强射线交叉情况、提高分辨率.

对于S波,本文选取的数据为2012—2013年布设在研究区域内的141个固定地震台和2013—2016年期间布设的72个流动地震台所记录到的283个震级大于M5.5的远震事件;对于P波,本文选取了2012—2013年布设的156个固定台站与2012—2016期间年布设的72个流动台站所记录的479个震级大于M5.5的远震事件.所使用的远震事件的震中位置如图 2所示.

本文采用的方法是在Zhao等(1994)提出的远震层析成像方法基础上,使用非均匀网格来确定研究区域的3-D速度结构.在远震层析成像中,为了消除研究区域外的地层速度扰动对射线走时的影响,所用的数据是相对走时残差,而不是绝对走时差(Zhao et al., 1994, 2006).为了得到相对走时残差,本文采用了一种快速计算地震波走时残差的技术(江国明等,2013).为了保证数据的可靠性,在挑选到时时,根据每一个地震记录的实际情况选取适合其的时间窗口;并且要求每个地震至少有10条观测数据(即相对走时残差),而且时差绝对值小于3.5 s.利用该方法,能够在远震波形信号较弱的情况下,快速且精确地得到地震波的相对走时残差(图 3).

图 3 某远震事件S波波形校正前后对比图 (a)带通滤波后的原始记录,按照理论到时排列;(b)根据波形互相关的到时差进行校正后的波形图,按照同相位排列;短竖线代表理论到时. Fig. 3 Comparison between original and corrected waveforms of S wave for a teleseismic event (a) Original waveforms by band-passed filter, aligning according to their synthetic arrival times; (b) Corrected waveforms based on the difference of arrival times by a cross-correlation method, aligning to the common phases; Short vertical lines represent the synthetic arrival times.

经过挑选,本文共得到了13687条有效S波相对走时残差和32728条P波相对走时残差数据.

1.2 方法

由于本文所用的地震和台站分布并不均匀,造成在不同区域射线的交叉情况不同.如果使用传统的均匀网格进行反演,那么为了保证反演结果的可靠性,必然要综合考虑整个研究区的射线分布情况,这使得在选取网格剖分大小的参数时,射线密集区的数据不能被更好地利用.为了解决这个问题,本文发展了一种基于非均匀网格的层析成像方法.

1.2.1 检测板试验

地下介质速度异常的变化通常是连续的,但是在地球物理反演过程中,需要将研究区域用离散的网格点进行剖分.为了确定恰当的网格剖分参数,需要进行检测板试验.其思路如下:首先采用均匀网格节点进行剖分,将相邻格点的速度异常设为相对IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)正、负相间的数值(例如±3%),建立速度异常理论模型;根据地震射线的实际分布情况,利用三维射线追踪方法(Zhao et al., 1992)在理论模型中计算得到理论走时;给定网格节点处的初始速度异常为0%,并对理论走时进行反演,得到速度异常模型;对得到的反演模型与理论模型进行对比,如果两模型一致,则网格剖分合理.

为了得到恰当的网格剖分间隔,本文在水平方向分别进行了0.5°×0.5°与1.0°×1.0°的检测板试验.为了保证整体反演结果的可靠性,最终选取1.0°×1.0°的网格剖分间隔(图 4图 5).在这样的网格剖分情况下,S波和P波的速度扰动(+3%/-3%)都能够得到较好的恢复,而且由于P波数据量比S波数据量大,所以导致P波的检测板效果较S波更好.

图 4 1°×1°网格剖分的S波检测板结果 Fig. 4 Checkerboard results by 1°×1° gridding for S-wave
图 5 1°×1°网格剖分的P波检测板结果1°×1°网格剖分的P波检测板结果 Fig. 5 Checkerboard results by 1°×1° gridding for P-wave
1.2.2 非均匀网格剖分

图 6展示了在50 km深度层上网格间距分别为0.5°和1.0°的S波检测板结果对比情况.从图 6中可以看出,在射线交叉较好的区域(曲线圈定区域),网格间距为0.5°时也能获得较好的分辨率.实际数据反演时,在满足空间分辨率的前提下总希望采用较小的网格间隔,提高地层精细结构的分辨率.因此,自然产生了一种网格剖分的新思路:在射线交叉好的区域采用小网格间距,而在射线交叉较弱的地区则采用大网格间距,即非均匀网格剖分.

图 6 S波50 km深度层上0.5°(a)与1.0°(b)检测板结果对比 Fig. 6 S-wave′s checkerboard results by 0.5° gridding (a) and by 1.0° gridding (b) respectively at depth of 50 km

为了根据射线交叉情况选择合适的网格剖分间隔,本文提出了一种非均匀网格自动剖分的方法.其思路如下:(1)以合适的均匀网格进行射线追踪,确定整个研究区的射线交叉情况(图 7a);(2)在均匀网格的基础上,根据射线分布,对于射线交叉数超过一定阈值的网格节点,进行垂向剖分(图 7b),其剖分方式为:从网格顶部按一定步长向下检索,当到达一定深度并使得网格上部的射线数为阈值的1/2时,记录h1;以同样的方式从网格底部向上检索,得到深度h2,对二者取平均作为该网格深度上的剖分值.将位于同一层的网格的深度剖分值进行平均,作为这一层所有被剖分网格的深度剖分参考值.当然,根据实际需要可对该剖分深度进行适当调整;(3)在垂向剖分的基础上,以相同的方式对射线交叉数超过阈值的网格节点进行经度方向(东西向)的剖分(图 7c);(4)在以上剖分结果的基础上再进行纬度方向(南北向)的剖分(图 7d).

图 7 网格剖分示意图 Fig. 7 Sketch map of mesh generation

根据实际的S波射线数据,本文选取水平1°×1°、垂向深度层分别为50 km、200 km、400 km和600 km的剖分方式作为初始网格.为了与均匀网格检测板垂向剖分方式保持一致,在进行水平剖分时,本文将非均匀剖分网格中垂向间隔分别调整为100 km、300 km、500 km及700 km.为了确定合适的网格剖分阈值,本文对S波的实际数据分别进行了均匀网格和非均匀网格(阈值分别为50、100及200)的反演,其结果如图 8.不难看出,所得反演结果的趋势较为一致.对于阈值为50和100的非均匀网格剖分的结果,其在检测板分辨率小于0.5°的区域内也进行了网格点的加密(和图 6对比),而阈值为200的非均匀网格剖分结果与0.5°的检测板试验结果的一致性较好.为了严格的保证结果的可靠性,本文选取200作为网格剖分的阈值.

图 8 S波实际数据不同网格剖分情况下深度为50 km水平剖面反演结果 Fig. 8 The inversion results of S-wave at depth of 50 km by using different grid setting
1.2.3 理论模型验证

为了验证非均匀网格远震层析成像方法的可靠性和有效性,本文进行了理论模型的反演.考虑到射线交叉情况,首先以东经118°-北纬31°-深度250 km处为中心建立1°×1°×100 km的速度异常体,其速度扰动设为+3.0%;以东经120°-北纬31°-深度350 km处为中心,建立一个1°×1°×100 km的速度异常体,其速度扰动为-3.0%.然后在该理论模型中,利用三维射线追踪技术(Zhao et al., 1992, 1994)对S波数据进行射线追踪,获得理论相对走时残差数据.接着利用该理论数据分别进行均匀网格和非均匀网格的走时反演,结果如图 9所示.不难发现,相较于均匀网格反演的结果,非均匀网格反演的结果不仅能够反映理论模型的速度异常趋势,而且还可以更好地刻画出异常体的形态,进而说明了非均匀网格层析成像方法的可靠性和有效性.

图 9 理论模型测试图 第一行表示理论模型速度扰动在不同深度的分布情况,第二行为均匀网格反演结果,第三行为非均匀网格反演结果. Fig. 9 Model test of the method The first line represents the theoretical model of the velocity perturbation distribution at different depths, the second line represents the inversion results of the uniform grid, and the third line represents the inversion results of the non-uniform grid.
1.3 地壳校正和参数选取

在体波层析成像中,反演结果的空间分辨率受地震射线的交叉情况影响较大:射线交叉情况越好,则其分辨率越高,反之亦然.本文利用远震数据研究下扬子及周边地区的深部地震波速度结构时,由于远震射线在地球浅部的入射角度较小,造成了靠近台站下方地层内的射线交叉较差,所以为了消除浅部地层内速度不均匀性对远震层析成像结果的影响,很有必要进行地壳校正(Lei and Zhao, 2005Zhao et al., 2006Jiang et al., 2009等).地壳校正的核心思路就是将地壳和上地幔顶部的速度不均匀所引起的相对走时残差从原有的相对走时残差数据中去除.为了进行地壳校正,首先选择50 km作为地壳校正的深度,它也是反演时垂向上的第一层深度.然后利用IASP91模型确定每条射线和50 km深度层的交点.接着采用三维射线追踪方法(Zhao et al., 1992, 1994),分别计算每条射线在三维模型和一维速度模型(IASP91)中的走时.本文选取CRUST1.0模型(Laske et al., 2012)作为三维地壳速度模型,该模型是以网格节点间隔为1°×1°的全球三维地壳速度模型.最后将三维速度模型中计算的到时减去一维速度模型中计算的到时,得到走时差,再将每条射线的走时差减去同一个地震所有射线的走时差的平均值,进而得到每条射线的校正值.

对每一个台站所有射线的校正值取平均,结果如图 10所示.S波和P波的校正结果很相似,所不同的是S波的地壳校正平均值比P波的稍大.对比图 10中的两个子图,可以看出S波和P波的地壳校正平均值均呈现四个正负相间的条带,从西北到东南分别为正-负-正-负分布,这基本反映了地壳和上地幔顶部的速度结构分布.

图 10 台站校正平均值图 Fig. 10 Mean relative residuals generated in the crust correction

在层析成像反演过程中,本文使用阻尼最小二乘法(Paige and Saunders, 1982)处理大型稀疏矩阵的观测方程组,并且为了确保计算结果的稳定性,还进行了光滑正则化处理(Zhao et al., 1994; Zhao,2012).为了得到合适的阻尼系数和光滑系数,需要测试不同的系数,同时为了保证S波和P波的可对比性,本文在反演二者速度时选取相同的参数.经过测试(图 11),本文选取最佳的阻尼系数、水平光滑系数和垂向光滑系数分别为20、0.0002和0.001.

图 11 阻尼系数折中曲线 当阻尼系数为20时,能最后的平衡数据拟合度与模型拟合度. Fig. 11 Trade-off curve for the travel time residual versus the variance of velocity anomalies The balance between the travel time residual and the variance of velocity anomalies is best when damping factor is 20.
2 成果与解释

在确定反演方法和反演参数之后,本文以IASP91模型为初始模型,反演得到了S波和P波速度异常,并且通过方程:

可获得地层泊松比.通过对速度和泊松比异常的结果进行分析,能够得到更多和更加可信的深部信息,并且结合大量地质及地球物理等方面的资料,可对研究区深部的构造历史及深部动力学过程进行综合推断.

速度和泊松比异常的水平剖面结果如图 1214所示.整体上看,S波和P波的速度异常特征基本一致,但也有所不同.在上扬子地区从50 km到500 km深度层段内,S波和P波都有明显的高速异常,并且这一异常在深部向东延伸.Huang和Zhao(2006)得到了相似的结果,但其结果显示高速异常体只到达300 km深度左右.同时,袁学诚和华九如(2011)李永华等(2009)也认为上扬子有超过200 km厚的高速岩石圈.但我们的结果却显示上扬子地区下方的高速体已向下延伸至地幔过渡带中,这充分表明上扬子地区是稳定的克拉通.

图 12 反演结果50~200 km平面图 (a) 50 km反演结果;(b) 100 km反演结果;(c) 200 km反演结果;图中白色断层线名称见图 1. Fig. 12 Plane views of inversion results (a) The inversion results of 50 km; (b) The inversion results of 100 km; (c) The inversion results of 200 km; The fault lines in the figure are shown in Fig. 1.
图 13 反演结果300~500 km平面图 (a) 300 km反演结果;(b) 400 km反演结果;(c) 500 km反演结果;图中白色断层线名称见图 1. Fig. 13 Plane views of inversion results (a) The inversion results of 300 km; (b) The inversion results of 400 km; (c) The inversion results of 500 km; The fault lines in the figure are shown in Fig. 1.
图 14 反演结果600~700 km平面图 (a) 600 km反演结果;(b) 700 km反演结果;图中白色断层线名称见图 1. Fig. 14 Plane views of inversion results (a) The inversion results of 600 km; (b) The inversion results of 700 km; The fault lines in the figure are shown in Fig. 1.

在秦岭—大别造山带的西部,浅部(50 km)表现为高速,随着深度的加大,秦岭—大别造山带的中东段也出现高速异常,并且越往东深度越深,最终抵达扬子板块下方.

在50~100 km深度层段内(图 12a12b),秦岭—大别造山带中段以南地区S波与P波都有有明显的低速异常,随着深度加深,低速异常范围不断加大.而且这些低速区域显示出高泊松比异常.在长江中下游地区下方,S波低速异常非常明显,但P波速度异常较弱.面波层析成像结果也发现了长江中下游地区西方存在着明显的S波低速异常(Ouyang et al., 2014).我们的体波成像结果表明S波的低速异常比P波的更加明显,这可能是由于S波比P波对由物性变化所引起的速度异常更加敏感(Sobolev et al., 1996Goes et al., 2000).

在200~300 km深度层段内(图 12c图 13a),长江中下游成矿带地区下方均存在明显的S波和P波速度异常.而且,在300 km深度上,长江中下游地区下方的泊松比异常由正值变为负值.这一变化,似乎说明300 km深度处的温度或物质结构(比如流体)发生了突变.该现象是无法通过单纯的S波或P波速度异常所发现,也恰好说明了泊松比分布对理解深部结构的重要性.在300 km及以下深度,中扬子地区的S波和P波均表现为高速异常.大量的地质与球物理研究认为,中下扬子地区在中生代时期发生过地幔热物质的上涌,造成岩石圈的拆沉与减薄(Xu et al., 2002Jiang et al., 2015等).因此,我们推测位于秦岭—大别造山带中东段与中扬子之下的高速异常为中生代岩石圈拆沉后的遗留物.

在400 km深度上(图 13b),较为显著的特征是长江中下游地区下方的P波速度异常比S波速度异常更低,导致出现了负的泊松比异常.因为400 km深度,恰好位于上地幔底部和地幔过渡带的顶部,所以低速和低泊松比特征似乎表明该深度层上存在流体的可能性不大.

当深度到达500 km时,研究区的东部出现了高速异常,并且一直延伸到700 km(图 13c图 14ab),而该高速异常对应着非常明显的低泊松比异常.Huang和Zhao(2006)利用P波成像的方法发现下扬子地区下方的地幔过渡带内存在着高速异常体,并且部分高速异常体已经延伸到了660 km以下,这和我们的P波速度异常结果非常一致.此外,在500 km深度上,郯庐断裂西侧出现了较为明显的P波速度,但S波速度异常较弱.Jiang等(2015)将500 km处郯庐断裂西侧的P波高速体解释为下杨子俯冲华北克拉通后的拆沉体.

Asamori和Zhao(2015)通过层析成像方法发现,俯冲到日本中部及西南部下方的菲律宾板块表现为高速和低泊松比特征,而其上方的高温含水地幔物质表现为低速和高泊松比特征.在我们的最新结果中,地幔过渡带内的高速异常体对应低泊松比,而其上方的异常体表现为低速和高泊松比.考虑到地震波的速度、泊松比受到许多因素的影响,包括温度、压力、液体含量以及岩性等,而高温及含水率的增加能够明显地降低地震波速度和增大泊松比.经综合对比分析,我们将地幔过渡带内的高速体推断为冷的太平洋板块,而其上方的低速体则解释为热的地幔上涌物质(比如岩浆).

为了更加清晰地展示速度异常和泊松比异常随深度的变化特征,我们设计了四条纵剖面(图 15).剖面AA′自西向东穿过大别造山带、长江中下游成矿带和华夏地块的最北部;剖面BB′位于剖面AA′的南侧;剖面CC′平行于长江中下游成矿带,自南向北经过华夏地块、下扬子地块和黄海;剖面DD′比剖面CC′的方位角略小.

图 15 反演结果剖面图 (a)(e)(i)(m)剖面位置;(b)(f)(j)(n) P波速度结构;(c)(g)(k)(o) S波速度结构;(d)(h)(l)(p)泊松比结构. QDO秦岭—大别造山带,CB华夏板块,YC扬子板块. Fig. 15 Cross-sections of the results (a) (e) (i) (m) The locations of the cross-sections; (b) (f) (j) (n) The structures of the P-wave; (c) (g) (k) (o) The structures of the S-wave; (d) (h) (l) (p) The structures of the Poisson ratio. QDO: Qinglin-Dabie Orogen: CB Cathaysia Block; YC: Yangtze Craton.

在剖面AA′(图 15a15d),可看到秦岭—大别造山带及上、中扬子地区下方明显存在着向东倾斜的高速异常,而且最深的部分已抵达至地幔过渡带底部.在泊松比结果中,可以发现高速异常表现为低泊松比异常.在BB′剖面上(图 15e15h),上扬子地区下方存在着非常明显的、巨厚的高速体,但在长江中下游地区南部下方的高速体顶部深度变深,而其厚度变薄,直至华夏地块下方,该高速体的厚度更小.无论是剖面AA′还是剖面BB′,高速体上方均存在着明显的低速体.这些异常的空间分布均为东深西浅.

在剖面CC′和剖面DD′上(图 15i15p),能明显地看到高速与低速异常的分层现象,而泊松比异常的正负性恰恰与S波和P波速度异常的正负性相反.在CC′剖面(图 15i15l)上,能够看到明显的上涌的地幔热物质低速异常与俯冲的太平洋板块高速异常,太平洋板块主要分布在地幔过渡带内;在高速异常上部分布着明显的低速异常,这些上涌的地幔热物质分布的位置包括了长江中下游成矿带;在泊松比剖面上,高速异常表现为低的泊松比,而低速异常表现为高的泊松比.DD′剖面(图 15m15p)上同样可以看到明显的低速与高速异常,并且泊松比异常表现与CC′也是一致的,同时在DD′剖面上,低速异常表现为南深北浅.

值得进一步说明的是,在500 km深度处,P波速度异常在郯庐断裂西侧出现了一个高速体,而S波在此处却没有高速异常出现,该速度特征对我们讨论深部动力学过程非常重要,因此有必要验证该异常体的存在性.为此,本文设计了可恢复试验(Zhao et al., 1994),其思路如下:(1)在500 km郯庐断裂西侧构建一个高速(+1.5%)模型,根据P波和S波实际数据分布情况,分别进行P波和S波的正演;(2)利用正演数据,分别进行P波和S波速度结构的反演,其结果如图 16.由图可知,当郯庐断裂西侧存在高速体时,P波和S波的实际数据是可以反演出该高速体的,于是可推断郯庐断裂西侧的P波高速体并不是由于数据分布问题造成的假象.

图 16 可恢复性试验结果图 Fig. 16 Results of recovery test
3 讨论

本文得到的远震体波层析成像结果表明在下扬子及周边地区下方地层内普遍存在着由于地幔物质的上涌和岩石圈减薄、拆沉等现象引起的低速和高速异常,表征了当前的物质空间赋存状态.为了深入讨论深部动力学过程,有必要结合地质学、地球化学和同位素定年等成果.

华南板块和华北克拉通在古生代的融合带来了一系列的构造运动,最终形成了秦岭—大别—苏鲁造山带.大规模的陆陆碰撞和华南板块向北俯冲至华北克拉通之下等地质事件发生在约225~240 Ma期间(Wu and Zheng, 2013).对高压-超高压变质岩的研究显示,从大别到南秦岭地区存在着温度和压力减小的现象,这可能指示着华南板块的倾斜俯冲过程(Hacker et al., 2000, 2004)或者西向变浅的俯冲模型(Liu et al., 2010).在红安地区(秦岭—大别之间)同样显示出陆壳俯冲的东深西浅的形态(Wu and Zheng, 2013).

地质构造、地球化学及地球物理等方面的研究表明中生代,特别是白垩纪期间,东秦岭—大别地区发生过剧烈的岩石圈拆沉(Wang et al., 2007aXu et al., 2012Jiang et al., 2015等).李超和陈衍景(2002)对东秦岭—大别造山带的超高压变质岩以及在其上广泛分布的200~100 Ma的花岗岩类和中酸性火山岩的研究结果显示:(1)花岗岩类主要形成在200~100 Ma之间,大致分为200~160 Ma与150~100 Ma两个阶段,并以150~100 Ma间的花岗岩为主,即侏罗纪—白垩纪之交;(2)花岗岩类形成的高峰时间为130 Ma左右.结合全球板块构造演化的研究,推断白垩纪的碰撞晚期伸展和西太平洋沟弧盆体系的远距离效应使东秦岭—大别地区的外部挤压消失,导致造山带岩石圈迅速强烈拆沉伸展和减压增温熔融,从而形成大规模早白垩世花岗岩类和中酸性火山岩.Li等(2013)对大别地区后碰撞火成岩进行了详细地研究认为:该地区厚的镁铁质的下地壳在143~131 Ma期间部分熔融,形成低镁埃达克岩.下地壳的拆沉发生于130 Ma,引发了镁铁质花岗岩的侵入.

就大别和下扬子来说,二者都广泛地分布着白垩纪埃达克岩,但二者的物质来源可能有所不同.Ling等(2011)对大别和下扬子白垩纪的埃达克岩地球化学的特征进行了研究,认为大别地区的白垩纪埃达克岩是由大陆下地壳受到海岭俯冲,进而融熔造成的,而下扬子地区的埃达克岩则是由热的、年轻的洋壳融熔生成的,同时混杂了一些陆壳的物质.

中国东部地区广泛地分布着中生代岩浆岩,研究显示中国东部中生代的岩浆岩总体上可分为两期:中早期侏罗纪(190~150 Ma)和早白垩纪(135~115 Ma),中间有150~135 Ma的间隔期(Wu et al., 2005a, b; 2012).对第一期岩浆岩的地球化学研究显示,这些岩石大部分为埃达克质,说明中国东部在早白垩纪存在厚的地壳(王强等, 2004, 2006;Wu et al., 2012).对第二期岩浆岩的分析显示,该期岩石是在伸张环境下形成的,一般认为和中国东部岩石圈的减薄有关(Wu et al., 2005a, 2012Zhou et al., 2008).

Wu等(2012)利用离子探针和激光切除技术研究了位于下扬子及周边的安徽南部的中生代岩浆岩的锆石U-Pb的年龄,发现可以将它们分为150~136 Ma和136~120 Ma两期.对于第一期的花岗岩,在中国东部的其他大部分地区并没有出现,并且以含角闪石I类花岗闪长岩为主,它们被认为是在太平洋板块俯冲的板块缝隙形成的.第二期花岗岩和中国东部其他地区同期的花岗岩相似,除了极少地区出现了I类花岗岩,主要为A类花岗岩、黑花岗石以及其他火山伴生物.这些岩石主要分布在断层控制的火山盆地的里面或附近,其中一些和拆沉剪切有着密切的联系,说明它们是在扩展环境下形成的.结合大量地质资料,Wu等(2012)采用古太平洋板块俯冲窗口模型来解释这些发现,认为太平洋板块早期的俯冲下扬子及周边地区的角度较小,接着俯冲角度变陡(Zhou and Li, 2000Zhou et al., 2006Wu et al., 2012),在侏罗纪时期,华北克拉通和中国东南部的板块俯冲角度可能不同,这使得俯冲板块出现缝隙,这就解释了其研究区内第一期岩浆岩的形成.

由此,综合分析认为下扬子及周边地区的深部动力学过程可能如下:(1)在古生代,经过一系列构造活动,使得华北克拉通和华南板块在约240~225 Ma期间融合,形成秦岭—大别—苏鲁造山带,并且华南板块俯冲到华北克拉通之下,形态呈现东深西浅,同时形成了一批超高压变质岩(图 17a).(2)在中生代期间,古太平洋板块俯冲下扬子及周边地区,板块俯冲开始时角度较小,之后变陡,侏罗纪时期(150~135 Ma),华北克拉通和华南板块下的板块俯冲角度可能不同,在华北和华南之间形成了俯冲窗口(图 17b).同时我们的层析成像结果显示,现在俯冲太平洋板块深度已经超过660 km,部分到达下地幔地区.(3)太平洋板块俯冲造成了下扬子及周边应力环境的改变和大规模地幔物质上涌,使得整个下扬子及周边岩石圈受到侵蚀,并且在早白垩纪时期(135~100 Ma),东秦岭—大别、中、下扬子等地区发生了岩石圈拆沉,这些拆沉的岩石圈在深度上表现为东深西浅,并且在下扬子地区,拆沉的岩石圈已到达地幔过度带(410~660 km),与俯冲太平洋板块相接触.伴随着中生代的岩浆活动,形成了长江中下游成矿带(图 17c).

图 17 下扬子及周边地区三维动力学过程示意图 (a) 240~225 Ma;(b) 150~135 Ma; (c) 135~100 Ma. Fig. 17 3D dynamic process model of the lower Yangtze and its surrounding areas
4 结论

下扬子及周边地区的深部动力学研究一直是地学界的热点.对其深部速度结构的研究有利于更好地了解下扬子及周边地区的动力学过程和岩浆活动机制.本文主要获得了以下三方面的认识和成果:

(1) 采用非均匀网格改进了基于均匀网格的天然地震层析成像方法,在保证层析成像结果可靠性的同时,提高了部分地区的分辨率,并通过理论模型验证了方法的有效性;

(2) 利用大量实际观测的天然地震走时数据和非均匀网格层析成像方法,获得了下扬子及周边地区下方深部三维S波和P波速度以及泊松比异常结构,发现在下扬子及周边地区,上地幔中上部存在着明显的P波和S波低速、高泊松异常,同时在上地幔中下部及地幔过渡带内存在两个不同深度的P波和S波高速、低泊松比异常.

(3) 结合大量的已有地质、地球化学和地球物理等资料,本文将两个不同深度的高速、低泊松比异常分别解释为拆沉的岩石圈和俯冲的太平洋板块,并且将低速、高泊松比异常解释为上涌的地幔热物质.最后构建三维动力学模型,将下扬子及周边地区中生代岩浆活动及成矿作用的深部动力学过程分三个主要阶段进行讨论.

致谢  感谢中国地震台网中心提供的固定台波形数据.同时感谢评审专家提供的宝贵意见.
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