2018, Vol. 61
2. 中国地震局地球物理研究所地震观测与地球物理成像重点实验室, 北京 100081
2. Key Laboratory of Seismic Observation and Geophysical Imaging, Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China
华南陆块由华夏陆块与扬子陆块于约1000~860 Ma拼贴而成(翟明国, 2013)(如图 1).中生代晚期, 华南陆块受到来自于东边古太平洋板块俯冲的影响, 其后在大约50 Ma又进一步受到来自于西南印度板块俯冲的影响, 经历了多期次的造山和岩浆活动改造(Li Z X and Li X H, 2007;舒良树, 2012; Deng et al., 2014).Wang等(2003)指出中国东南沿海有600 km长的被中生代晚期火成岩覆盖条带; 而Li Z X和Li X H(2007)则进一步指出, 华南地区中生代有1300 km宽的内陆造山和造山后火成岩省, 其与古太平洋的平俯冲过程密切相关.确定本区域地球内部岩浆的分布及可能的运移状态有助于厘清华南块体形成及后期改造相关的地球动力学过程.基于地震波场探测该区域上地幔-地幔转换区速度结构可以为其提供基本参数.
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图 1 研究区域及周边地质构造图 黑线为主要构造单元分界线, 红三角为全新世以来活火山(数据来自于USGS全球火山计划, http://volcano.si.edu).QDO:秦岭—大别造山带, YC:扬子克拉通, JOB:江南造山带, CB:华夏陆块. Fig. 1 Tectonic map of South China and surrounding areas Main tectonic blocks are denoted by black lines.Red triangles represent active volcanoes since Holocene (USGS Global Volcanism Program, http://volcano.si.edu).QDO:Qinling-Dabie Orogenic Belt, YC:Yangtze Craton, JOB:Jiangnan Orogenic Belt, CB:Cathaysia Block. |
地幔转换区上、下界面分别为410 km和660 km间断面.一般认为410 km间断面(此下简称为410)为α橄榄石到β橄榄石的相变, 克拉伯龙斜率为正; 660 km间断面(此下简称为660)为γ橄榄石到钙钛矿的相变, 克拉伯龙斜率为负.通过这两个间断面起伏形态则可了解到相应区域温度变化及相变情况(Houser and Williams, 2010).在俯冲板块等冷异常区域, 410表现为上升, 660表现为下沉, 地幔转换区增厚; 在地幔柱等热异常区域, 可能存在着部分熔融, 410表现为下沉, 660表现为上升, 地幔转换区减薄(Collier and Helffrich, 1997; Flanagan and Shearer, 1998).更新的研究表明, 当660为后尖晶石到后石榴子石相变面时, 在热异常的影响下, 该界面也会下沉(Cao et al., 2011).
目前地震学家常用地震层析成像和接收函数等方法获得上地幔-地幔转换区地震波速度结构.Li和van der Hilst(2010)基于地震层析成像给出了华南陆块区域上地幔的P波速度结构:在台湾地区下方410附近表现为低速, 660附近受到太平洋俯冲板块的影响表现为高速度; 而广东—海南地区下方410附近仍表现为低速, 660附近有相对不明显的高速异常.Huang(2014)给出的海南地幔柱P波和S波层析成像结果表明, 海南地幔柱在170到700 km深度范围内向其东北方向的广东沿海地区倾斜, 其横向展布约200 km.Huang等(2015)基于接收函数方法发现, 华夏陆块沿海地区地幔转换区普遍减薄, 最薄处出现于海南地幔柱所在位置.这意味着地幔转换区减薄可能和海南地幔柱的存在及其横向流动有关.华南陆块上地幔在离海南地幔柱较远的东南部受太平洋板块俯冲滞留影响, 滞留体对410的影响有多大, 而海南地幔柱是否对于410顶部低速层及410形态有所影响.这些问题需要进一步的地震学探测来予以解答.
随着高密度地震台阵/台网资料的不断积累, 三重震相方法在地幔间断面性质及地幔中速度异常体探测方面越来越受到人们的关注.该方法不仅可以有效地反映出地幔间断面附近速度异常的大小、界面起伏形态, 而且可以反映出速度变化的缓急程度(Song et al., 2004; Wang and Niu; 2010;Ye et al., 2011; Zhang et al., 2012; Wang et al., 2014), 而且因其没有叠加处理对于局部的微小异常变化更加敏感(Chen and Tseng, 2007; Chu et al., 2013).李国辉等(2014)由P波三重震相给出下扬子克拉通下方的410为一厚度20 km的缓变梯度带, 其上存在一由西南向东北变厚的低速层, 厚度变化为40~57 km; 吕苗苗等(2017)进一步利用P波三重震相开展研究, 发现华南地区410上方存在低速层, 而中扬子克拉通地幔转换区底部存在着与太平洋俯冲板块的滞留体相关的高速异常.
中国数字测震台网(CDSN)高密度宽频带地震台站的布设为研究华南地区上地幔速度结构提供了必要的高质量波形资料.本文利用三重震相方法给出华南陆块和下扬子克拉通地区的上地幔-地幔转换区P波和S波速度结构及相应的波速比VP/VS, 以确定古太平洋俯冲滞留、海南地幔柱以及现今西太平洋俯冲对研究区域速度结构、地幔动力学过程以及其对华南陆块构造演化的影响.
1 三重震相拟合方法简介我们以410 km间断面为例说明三重震相方法的基本原理.由射线追踪可以看出(图 2a), 410 km深度上方经过的直达波AB、410上反射的反射波BC及穿透410的折射波CD所对应的折合走时曲线表现为蝴蝶结形状(图 2b).三种射线在震源和接收台站附近路径相似, 差别主要在于地球深部的间断面附近, 因而三重震相的相对走时、振幅能有效地约束间断面附近的速度结构.
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图 2 三重震相原理说明示意图 (a)射线路径图, AB, BC, CD分别对应于410上方经过的直达波、410上的反射波及穿透410的折射波; (b)折合走时AB, BC, CD分别对应于(a)中相应射线. Fig. 2 Schematic diagram of seismic triplication (a) Ray paths of AB, BC, and CD represent direct waves above the 410, reflecting waves on the 410 and refracting waves below the 410, respectively; (b) Reduced travel time curves of seismic triplication from the 410. |
为了更好地了解410附近的速度变化是如何影响相应三重震相的走时及振幅的, 我们以SH波为例进行了走时和波形模拟测试(图 3到图 6).本文使用动态射线追踪方法(Tian et al., 2007)进行射线追踪并计算理论走时, 用频率-波数法(FK方法)进行波形模拟(Zhu and Rivera, 2002).下面分析不同速度结构模型对三重震相形态的影响.
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图 3 AB分支走时的影响因素分析 (a) SH速度模型, 黑点划线为参考模型AK135, 蓝线和红线分别对应于410上方加入厚度分别为70 km和125 km的速度降5%低速层的模型; (b)相应模型的折合走时曲线; (c)相应模型的三重震相模拟波形.(b—c)中线条颜色与(a)中模型相对应. Fig. 3 Analysis of influence factors on travel time of branch AB (a) SH velocity models.The dotted-dashed line is for the AK135 model, and blue and red lines are for the models with low velocity layer (hereafter as LVL) atop the 410 whose velocity drop is 5%, but the thickness are 70 km and 125 km, respectively; (b) Reduced travel time curves for the velocity models in (a); (c) Synthetic waveforms for the velocity models in (a).Line colors in (b) and (c) correspond to those of models in (a), respectively. |
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图 4 BC分支走时的影响因素分析 (a) SH速度模型, 黑点划线是参考模型AK135, 蓝线和红线分别为410下沉至430 km和410上升至380 km的速度模型.(b—c)说明同图 3. Fig. 4 Analysis of influence factors on travel time of branch BC (a) SH velocity models.The dotted-dashed line is for the AK135 model, and blue and red lines are for the velocity models in which the 410 descends to 430 km, or the 410 is elevated to 380 km, respectively.Explanations for (b—c) are same as Fig. 3. |
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图 5 BC支中B点出现位置的影响因素分析 (a) SH速度模型, 黑色点划线对应的是参考模型AK135, 蓝色和红色的实线分别为将410梯度层的上界面速度增加1%的模型和在410上方加入厚度为70 km速度降低5%的低速层模型.(b—c)说明同图 3. Fig. 5 Analysis of influence factors on the position of cusp B (a) SH velocity models.The dotted-dashed line is for the AK135 model, and blue and red solid lines are for the velocity model with 1% velocity increment of upper interface of the gradient 410 and the model with a LVL atop the 410, whose thickness is 70 km and velocity drop is 5%.Explanations of (b—c) are same as Fig. 3. |
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图 6 BC支中C点出现位置的影响因素分析 (a) SH速度模型, 黑色点划线对应的是参考模型AK135, 蓝色和红色的实线分别为将410下界面的速度降低3%和410 km缓变到440 km, 速度变化为4%的速度模型.(b—c)说明同图 3. Fig. 6 Analysis of influence factors on the position of cusp C (a) SH velocity models.The dotted-dashed line is for the AK135 model, and blue and red solid lines are for the velocity model with 3% velocity drop of lower interface of the gradient 410 and the model for the gradient 410 whose velocity drop from 4% to 0 gradually decreases from 410 km to 440 km.Explanations of (b—c) are same as Fig. 3. |
以AK135为参考模型, 在410上方加入厚度分别为70 km和125 km的速度降5%低速层, 构建出两个测试模型(图 3a).经过射线追踪和波形模拟, 我们得到相应模型的折合走时曲线(图 3b)和三重震相模拟波形(图 3c).由图 3b可以看出, 当410上方存在低速异常层时, 三重震相的AB分支走时出现延后; 而当低速异常低到一定程度(如5%), 且低速层深度足够大(深度范围230~410km)时, 则会出现明显的AB分支缺失.由图 3还可以看出, 410上方速度结构的改变同时还会影响到BC和CD分支的走时, 主要是因为BC和CD分支相关的射线均经过了410上方, 所以会受到这个低速的影响.
1.2 BC分支走时的影响因素分析当改变410界面的深度时, 相当于调整了410界面上方的速度:当410上升时(图 4a中红线所示), 相当于410上方速度变大, 故BC走时提前; 而当410下沉时(图 4a中蓝线所示模型), 相当于410上方速度减小, 故BC走时延后.
1.3 BC分支中B点出现位置的影响因素分析结合1.1节和1.2节分析, 由图 5a红线对应的速度结构模型得到的折合走时曲线特征(图 5b)可以看出, 当410上方的低速层的速度低到一定程度并且低速层的深度范围足够大时, AB分支会出现缺失且B点出现的震中距变大; 而当410上界面速度增加时(如图 5a蓝线模型), B点出现的震中距会变小.具体地, 如图 5b所示, AK135模型对应的折合走时曲线上的B点出现的震中距为20°左右, 而410上的S波速度增加1%时, 相应的B点则出现在18°震中距附近.
1.4 BC分支中C点出现位置的影响因素分析当410不是一个突变速度界面, 而是有一定厚度的梯度面时(图 6a中红色模型(Wang and Niu, 2010)), 或当410的下界面速度降低时(图 6a中蓝色模型), C点出现的震中距均会变大.由图 6b所示的折合走时曲线可见, AK135模型对应的C点出现在12°震中距左右, 而红线和蓝线模型中C点出现在15°左右.这意味着缓变面和速度变换之间存在着一定的权衡(trade-off), 在实际观测数据分析中需要对其特别注意.
2 数据处理与拟合分析射线穿过地球内部带来相应深度的速度结构的信息, 而不同的拐点深度对应于不同的震中距范围.上地幔-地幔转换区深度范围内的地震波速结构可以由6°~30°震中距范围内的三重震相波形资料进行约束.
2.1 数据处理为了研究中国华南陆块下方上地幔-地幔转换区的速度结构, 我们从2009年至今由中国数字测震台网记录的台湾地区地震中筛选出两个中等震源深度事件的波形资料(国家测震台网数据备份中心, 2007; 郑秀芬等, 2009).所选地震事件具有较简单的震源时间函数、清晰的P波和S波三重震相.地震事件参数见表 1, 地震及相应的台站分布见图 7.地震位置及震源参数都来自于GCMT(http://www.gcmt.org).我们对提取的波形资料进行了包括去平均、去倾斜、去仪器响应、将BHE、BHN和BHZ三个分量旋转到RTZ方向等在内的预处理.经过初步的信号与噪声频谱分析, 对P(Z分量)和S(T分量)分别做了滤波窗为0.05~2.0 Hz及0.03~0.3 Hz滤波处理, 有效地获得了两个地震事件的P和S三重震相观测波形.
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表 1 所用地震事件参数 Table 1 Focal parameters used in this study |
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图 7 地震剖面及台站分布图 图中黑线、紫线分别限定出两个地震的5个剖面, 其方位角跨度为5°.黑三角表示所用台站位置, 白边蓝色和白边红色三角分别表示拐点深度位于410 km间断面之上和地幔转换区内的拐点在地表投影的位置. Fig. 7 Distributions of five profiles for two events and seismic stations used The profiles are denoted by black lines and purple lines, and their azimuthal ranges are 5°.Black triangles are seismic stations, and blue and red triangles with white frames are projection positions on the Earth′s surface of turning points whose depths are less than 410 km and 410~660 km, respectively. |
本文将一定方位范围内的速度结构以一维速度模型进行近似, 以降低反演过程中波形模拟的巨大计算量.根据观测三重震相走时和振幅形态特征, 我们将研究区域按照方位角每5°划分为不同剖面.两个地震事件相关的数据在五个子区域剖面(Ⅰ-Ⅴ)上可以有清晰的五组P波和S波观测三重震相.
2.2 三重震相拟合分析在三重震相拟合分析中, 为了降低浅部速度结构影响, 研究区域地壳速度参数选用CRUST2.0模型(https://igppweb.ucsd.edu/~gabi/crust2.html), 而其他深度上的结构参数为AK135模型(Wang and Niu, 2010; Ye et al., 2011).据此我们构建了初始搜索模型M0, 进而通过试错法不断修正速度模型, 获得理论和观测三重震相最佳拟合速度模型.
在此, 我们以事件Ev1剖面Ⅰ的观测与理论三重震相拟合过程作为案例来说明速度结构模型反演过程.
首先, 结合前文的理论模型测试分析, 由AK135模型的理论波形与P波和S波三重震相观测波形的对比(图 8b—8c), 可以看出, AK135模型的P波理论三重震相AB分支整体走时相对于P波观测三重震相波形明显提前(图 8b), 而S波理论三重震相相对于观测三重震相仅在震中距13°以上出现较小的提前量.这样的三重震相到时差别意味着本剖面的410之上应存在一个低速层, 且P波低速层出现深度要比S波低速浅.
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图 8 剖面Ⅰ地震事件Ev1三重震相拟合及最佳拟合速度模型 (a) P波(蓝线)和S波(红线)最佳拟合速度模型.点划线为AK135模型的P波和S波速度结构; (b)观测P波三重震相(黑线)和AK135模型的理论三重震相(红线)对比; (c)观测S波三重震相(黑线)和AK135模型的理论S波三重震相(红线)对比; (d)最佳拟合速度模型(红线)和AK135模型(点划线) VP/VS比; (e)观测P波三重震相(黑线)和P波最佳拟合速度模型MIP的理论三重震相(红线)对比; (f)观测S波三重震相(黑线)和S波最佳速度模型MIS的理论三重震相(红线)对比. Fig. 8 Fittings of synthetic and observed seismic triplications and the best-fitting velocity models of the profile Ⅰ for Ev1 (a) The best-fitting P-wave (blue line) and SH-wave (red line) velocity models of profile Ⅰ.The dotted-dashed lines are for the AK135 model; (b) Observed P-wave triplication (black line) and synthetic one (red line) for the AK135 model; (c) Observed S-wave triplication (black line) and synthetic one (red line) for the AK135 model; (d) VP/VS ratio of best-fitting P-wave, SH-wave models (red line) and the AK135 model (dotted-dashed line); (e) Observed P-wave triplication (black line) and synthetic one (red line) for the best-fitting model MIP in (a); (f) Observed S-wave triplication (black line) and synthetic one (red line) for the best-fitting model MIS in (a). |
由图 8c, S波观测三重震相的CO分支相对于AO分支之间的走时差要比理论波形的走时差大; 且观测三重震相中C点出现震中距为10°, 而AK135模型的理论波形中则出现于4°, 即观测三重震相C点出现的震中距要大得多.根据图 6所示的理论模型测试结果, 这一现象表明410在此剖面不是速度突变面, 而是一个梯度面.
经过试错法, 我们获得剖面Ⅰ的P波和S波观测和理论三重震相最佳拟合P波和S波速度模型MIP和MIS.这两个速度模型的结构特征如下.
MIP速度模型(图 8a蓝线):在180~410 km深度范围内, P波速由6%速度降逐步增大到AK135模型值; 410为一梯度界面, 其深度范围为410~430 km, P波速度渐增到4%的AK135模型值.
MIS波速度模型(图 8a红线):在340~410 km范围内, S波速度相对于AK135模型低了5%;410为一梯度界面, 其深度范围为410~450 km, 且S波速度从11.7%速度降逐步增大到AK135模型值.
本剖面的VP/VS比(图 8d)在340~450 km深度范围内较高, 而在更浅的深度上表现为低值.
另外, 从Ⅰ剖面AK135模型和本文最佳拟合速度模型的理论波形对比来看, 本文选用的GCMT震源机制是合适的, 特别是在图 8b和图 8e的在震中距13°以上两个模型的理论波形有较明显的差异, 而后者明显地表现出更优的拟合效果.
3 结果我们类似地利用试错法, 获得了两个地震的其他4个剖面三重震相最佳拟合波速模型.
3.1 剖面Ⅱ最适波速结构模型剖面Ⅱ的观测三重震相来自于Ev1(图 9).基于观测与模拟三重震相拟合(图 9c—9d), 可以得到最佳拟合波速模型(图 9a).
P波最佳拟合速度模型MIIP(图 9a蓝线)显示, 浅部低速层出现在180~410 km深度范围内, 而P波速降由5%逐步上升到AK135模型值; 410为一410~430 km深度范围内缓变面, P波速度渐增至5%;430 km以下的地幔转换区中, 存在相对于Ak135模型的1%高速异常.
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图 9 剖面Ⅱ地震事件Ev1三重震相拟合及最佳拟合速度模型 (a) P波(蓝线)和S波(红线)最佳拟合速度模型MIIP和MIIS.点划线为相应的AK135模型的P波和S波速度结构; (b)最佳拟合模型(红线)和AK135模型的VP/VS(点划线); (c) P波观测三重震相(黑线)和MIIP的理论三重震相(红线)对比; (d) S波观测三重震相(黑线)和MIIS的理论三重震相(红线)对比. Fig. 9 Fittings of synthetic and observed seismic triplications and the best-fitting velocity models of the profile Ⅱ for Ev1 (a) The best-fitting P-wave (blue line) velocity model MIIP and SH-wave (red line) velocity model MIIS of profile Ⅱ.The dotted-dashed lines are for the AK135 model; (b) VP/VS ratio of the best-fitting P-wave, SH-wave models (red line) and the AK135 model (dotted-dashed line); (c) Observed P-wave triplication (black line) and synthetic one (red line) for MIIP in (a); (d) Observed S-wave triplication (black line) and synthetic one (red line) for MIIS in (a). |
S波最佳拟合速度模型MIIS(图 9a红线)显示, 在340~410 km深度范围内存在着S波速度降为4%的低速层; 410为一从410~430 km深度范围内的缓变面, 其S波速度由9.5%速度降逐步上升至AK135模型值.
整体上, 本剖面的上地幔-地幔转换区340 km深度以下的VP/VS值(图 9b红线)较AK135模型的比值要高.
3.2 剖面Ⅲ最适波速结构模型剖面Ⅲ对应的观测三重震相来自于地震事件Ev2(如图 10), 基于观测和理论三重震相的拟合(图 10b—10c), 可以得到最适地震波速结构模型.
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图 10 剖面Ⅲ地震事件Ev2三重震相拟合及最佳拟合速度模型 P波和S波最佳拟合速度模型分别为MIIIP和MIIIS.其余说明同图 9. Fig. 10 Fittings of synthetic and observed seismic triplication and the related velocity models of the profile Ⅲ for Ev2 The best-fitting models for P- and S-wave triplications are MIIIP and MIIIS.All other descriptions are same as Fig. 9. |
最适P波速度结构模型MIIIP(图 10a蓝线)显示, 410顶部低速层表现为一个340~410 km范围内速度降由4%回到AK135模型的缓变层; 410本身深度为420 km, 表现为一个梯度面, 相对于AK135由4%的速度降开始, 逐步回到AK135模型.
最适S波速度结构模型MIIIS(图 10a红线), 在340~410 km范围内, 速度降为2%;410为一从410 km到450 km的缓变面, 速度降由7%逐步回到AK135模型.
VP/VS的比值在390 km之上较AK135模型偏低, 而其下则偏高.
3.3 剖面Ⅳ最适波速结构模型剖面Ⅳ的观测三重震相来自于地震事件Ev1.基于观测和理论三重震相的拟合(图 11b—11c), 可以得到最适地震波速结构模型.
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图 11 剖面Ⅳ地震事件Ev1三重震相拟合及最佳拟合速度模型 P波和S波最佳拟合速度模型分别为MIVP和MIVS.其余说明同图 9. Fig. 11 Fittings of synthetic and observed seismic triplications and the related velocity models of the profile Ⅳ of Ev1 The best-fitting models for P- and S-wave triplications are MIVP and MIVS.All other descriptions are same as Fig. 9. |
最适P波速度结构模型MIVP(图 11a蓝线)显示, 410顶部低速层存在于180~410 km深度范围内, 相对于Ak135速度降由5%逐步回到AK135模型值; 410本身为一从410 km到430 km的梯度面, 速度降由5.4%逐步回到AK135模型值; 与此同时, 在地幔转换区中410~660 km深度范围内存在1%高速异常.
MIVS (图 11a红线)模型表明, 410顶部低速层一340~410 km深度范围内的缓变面, 速度降由浅部相对于AK135的5%到深部逐步回到AK135模型值; 410界面为一缓变面, 深度范围为410 km到430 km, 速度降由相对于AK135的2.6%至逐步回到AK135模型值.
3.4 剖面Ⅴ最适波速结构模型剖面Ⅴ仅有事件Ev1的S波观测三重震相是清晰的.基于试错法, 我们获得了最适S波速度结构模型MVS(图 12a红线)整体表现为缓变的低速层和410.具体而言, 在340~410 km范围内S波速度由4%速度降逐步变为AK135模型值; 410为一从410 km到450 km速度变化为5.0%的梯度面; 在地幔转换区中存在1%的低速异常.
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图 12 剖面Ⅴ地震事件Ev1三重震相拟合及S波最佳拟合模型 (a) S波最佳拟合速度模型MVS(红线).点划线为AK135模型S波速度结构; (b) S波观测三重震相(黑线)和MVS的理论三重震相(红线)对比. Fig. 12 Fittings of synthetic and observed seismic triplication and the best-fitting SH-wave velocity model of the profile Ⅴ for Ev1 (a) The best-fitting SH-wave (red line) velocity model MVS of profile Ⅴ.The dotted-dashed line is for the AK135 model; (b) Observed triplication (black line) and synthetic one (red line) for MVS in (a). |
经过试错法, 获得了两个地震的共五个剖面最适地震波速结构模型(图 13), 相关速度结构参数见表 2.为了便于对比, 我们将按照南北分布绘制成如图 13所显示的VP、VS和VP/VS比分布图.
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图 13 各剖面VS(a), VP(b)及VP/VS(c)对比图 实线为各剖面最佳拟合速度模型, 虚线为参考模型AK135. Fig. 13 Comparison of VS (a), VP(b), and VP/VS(c) structures for all profiles Solid lines are for the best-fitting models, and dashed lines are for the reference model AK135. |
需要指出的是, 由于三重震相的回折曲线的形态主要对射线近水平传播深度附近的速度结构敏感, 震源深度、位置、震源附近的速度结构等对三重震相回折曲线的影响是整体性的.综合图 13所示的VS结构分布, 各剖面有效约束深度范围在340 km以深, 这意味着P波速度结构中340 km以浅的速度结构模型是反映了该深度范围内的速度结构以及震源深度、位置、震源附近的速度结构等的整体效应.因此本文讨论的区域速度及其比值变化在340 km以深部分.
研究区域华南块体是志留纪华夏块体与扬子块体发生板内碰撞形成的.该块体晚中生代受到古太平洋板块低角度俯冲的影响, 中国东南部处在弧后伸展区, 形成宽广的活动陆缘带, 不仅导致地壳和岩石圈强烈减薄, 而且触发了深部地幔活动; 在晚白垩世, 俯冲带朝洋跃迁变到了现在的位置, 新生代太平洋沿现代俯冲带位置变成了高角度俯冲, 使东亚陆缘发生了更大规模的伸展减薄活动(舒良树, 2012).华夏陆块(Ⅰ, Ⅱ, Ⅳ, Ⅴ四个剖面)及下扬子陆块(Ⅲ剖面)处在西太平洋俯冲的弧后扩张区域.
据图 13可以看出, 研究区域整体上存在着410顶部速度缓变的低速层, 410界面更可能是一个梯度面, 而地幔转换区内存在部分高速度异常.
4.1 410 km间断面上方的低速层410顶部低速层通常被认为与地幔转换区内部富水或其他挥发分上行进入上地幔引起的部分熔融有关(Agee, 2007; Bercovici and Karato, 2003).Tauzin等(2010)利用接收函数方法给出了全球范围内的410上方低速层的分布, 支持了这一看法; 而Song等(2004)基于接收函数方法发现在美国西北部410上方存在低速层, 认为其与Farallon板块俯冲和弧后扩张引起的部分熔融有关, 这意味着局部存在的俯冲板块导致脱水以及上行岩浆所形成的高温异常也可能引起了上地幔低速层的存在原因.
相对于单一的P波或S波速度结构, 综合地运用两者可以更好地约束地球内部物性参数.Wang等(2008)基于南非下方S及P波上地幔速度结构, 确定出上地幔中可能的温度与化学成分变化, 认为岩石圈的上地幔区域的低速、低密度异常可能与6 K的高温异常或部分熔融有关, 而VP/VS的变化显示了Al含量的改变.
Lawrence和Shearer(2006)由S波给出全球范围内低速层厚度为20~100 km, 平均厚度为60 km, 而速度降为3%~7%.本文各剖面速度降值也在这样的范围之内(见表 2).VS较之VP对含水或者部分熔融更敏感.由本研究区域S波最佳拟合速度结构自北向南变化趋势(图 13a)可以看出, 410顶部低速层出现于340~410 km深度范围内, 而速度降自北向南先表现为低速层(剖面Ⅰ, Ⅱ, Ⅲ), 而后则表现为缓变界面.
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表 2 各剖面速度异常值 Table 2 Velocity anomalies on every profile |
这样的波速结构特征表明, 研究区域北部下扬子克拉通区域受到东部俯冲太平洋板块的影响深部地幔转换区脱水, 形成了相对比较稳定的410顶部低速层; 而南部华南块体(剖面Ⅳ, Ⅴ)则表现出较弱的低速缓变区.结合前人的地震层析成像(Huang, 2014)和接收函数结果(Huang et al., 2014, 2015), 南部区域可能受到了海南地幔柱远端的热效应引起的部分熔融影响, 但是本区域的深部脱水效应不明显.
本研究区域P波最佳拟合速度结构在340 km以深(图 13b)的低速异常幅度并不大.结合VP/VS(图 13c)来看, 相对于AK135模型, 410顶部整体表现出含水或挥发分特征.
4.2 410区域差异及成因分析410通常被认为是α橄榄石到β橄榄石的相变界面(Bina and Helffrich, 1994).水或矿物结晶水的存在, 会导致该界面相变间隔变宽, 进而成为一梯度面(Wood, 1995).在1400 ℃无水系统中相变深度区间仅为12 km, 而在含水系统中相变深度区间可达40 km (Smyth and Frost, 2002); 在水饱和情况下发生部分熔融时, 410的深度区间则可达20~25 km(Frost and Doleiš, 2007).
如图 13所示, 本文研究区域410整体表现为一个梯度面, 深度区间为10~40 km, VP增量达4.0%~5.4%;而VS跃增量较大, 从11.7%到2.6%, 且由北向南有整体逐步减小的趋势.这样的速度变化特性与横向分布特征意味着410为明确含水相变系统, 而且可能因此而存在明显的部分熔融.第3节提及的410上方低速层也应该与该梯度面的成因密切相关.
4.3 地幔转换区中的速度异常体分布特征本研究区域还存在着地幔转换区内地震波速度异常(表 2):位于江南造山带以南的Ⅱ和Ⅳ剖面的地幔转换区内有1%的P波高速异常, 而更南部区域Ⅳ和Ⅴ剖面下则存在1%的S波低速异常.这一现象意味着太平洋俯冲板块残留体存在于研究区域下方.不仅如此, 南部区域S波速度低速异常则进一步显示了海南地幔柱可能带来的水、其他挥发分以及热异常影响.
5 结论本文利用试错法进行观测和理论三重震相波形拟合, 得到华南地区上地幔-地幔转换区P波、S波最佳拟合速度模型及VP/VS比.相较于AK135模型, 本文研究区域410上方低速层的S波速度厚度为70 km, 速度降为2%~5%, 而P波低速区厚度为70~230 km, 速度降为5%~6%.410 km间断面整体表现为一个梯度面, 深度区间为10~40 km, VP速度跃增量为4.0%~5.4%, 而VS速度跃增量变化范围较大, 为2.6%~11.7%.研究区域410整体表现为一个梯度面, 而其上的P波和S波速度降则表现出北部为低速层, 南部则为缓变梯度区.这意味着, 研究区域410 km间断面及其顶部低速层的横向变化与太平洋俯冲板块脱水有关.地幔转换区中存在着北部区域的P波高速异常和偏南部区域S波低速异常, 意味着太平洋俯冲残留体的存在, 且区域性差异意味着海南地幔柱在地幔深部可能带来水、其他挥发分以及热异常造成了一定的影响.
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