2. 维也纳大学岩石圈研究院, 奥地利维也纳 1090
2. Department of Lithospheric Reasearch, University of Vienna, Vienna 1090, Austria
新生代(约50 Ma)印度大陆和欧亚大陆的碰撞引起了青藏高原强烈的地壳变形和缩短(Molnar and Tapponnier, 1975),青藏高原东南缘作为在板块碰撞作用下高原物质向东南扩展的重要场所(Chung et al., 1997; Tapponnier et al., 2001; 许志琴等, 2006),是现今青藏高原地壳形变最强烈的地区.对于青藏高原东南缘的构造变形模式仍存在许多争议,前人提出了许多模型,如刚性块体挤出模型(Tapponnier et al., 2001)、岩石圈连续变形(England and Houseman, 1986)、中-下地壳韧性通道流模型(Royden et al., 1997, 2008).目前,高分辨率面波层析成像(Yao et al., 2010)、3D VS速度模型(Li et al., 2016)以及瑞利波频散和接收函数的联合反演(Bao et al., 2015)研究结果显示青藏高原东南缘地壳存在低速区,其位置与地壳中低电阻(Bai et al., 2010)、高热流(Hu et al., 2000)以及高泊松比(Xu et al., 2007)的区域相近,暗示地壳低速区可能由于部分熔融存在软弱带,支持中-下地壳通道流模型.该模型认为青藏高原物质沿中-下地壳通道向东南缘挤出,导致地壳与下部岩石圈地幔解耦变形(Sun et al., 2012; Chen et al., 2016).
地震波各向异性是了解地球内部物质变形方式的重要手段(Hirn et al., 1995; Lavé et al., 1996).利用SKS(剪切波分裂)震相进行测量可获得岩石圈各向异性和地幔流动的重要参数——快波方向(Φ)和延迟时间(δt)(Nicolas and Christensen, 1987; Silver and Chan, 1991; Tommasi et al., 1999),SKS的快波方向平行于地幔流动方向,垂直于岩石圈缩短方向(Vauchez et al., 2000; Sol et al., 2007);延迟时间则依赖于上地幔的各向异性强度与各向异性层的厚度(Tommasi, 1998; Huang et al., 2011, 2015a).人们多采用Pms(莫霍面Ps转换波)震相研究地壳各向异性,当远震P波经Moho面之后转换为Sv波,当Sv波在地壳中传播时,遇到各向异性层会分裂成偏振方向相垂直的快Pms和慢Pms(Sun et al., 2012; 孙长青等,2013; Chen et al., 2013; Cai et al., 2016).因此,利用Pms震相获得的地壳各向异性参数反映的是整个地壳的变形特征.
研究表明,上地壳地震波各向异性主要由地壳浅部定向排列的裂隙引起(Crampin and Peacock, 2008),一般仅存在于地壳表层10~15 km,其造成的剪切波分裂延迟时间通常 < 0.2 s (Sherrington et al., 2004; Kong et al., 2016),观察到的地壳地震波各向异性来自于中-下地壳中定向排列的角闪石和云母(Tatham et al., 2008; Lloyd et al., 2009; Ji et al., 2015; Ko and Jung, 2015; Shao et al., 2016).在构造应力的作用下,这些各向异性矿物发生塑性变形形成CPO,导致岩石介质具有各向异性(嵇少丞等,2009; 杨彧等,2010;张国苓等,2010; Lloyd et al., 2011; 滕吉文等,2012).实验研究发现,熔体的定向分布可导致地震波沿熔体的不同方向波速不同,从而导致各向异性,少量熔体(< 2%)即可产生强于CPO的各向异性(Vauchez et al., 2000; 杨彧等,2010;Satsukawa et al., 2011).因此,人们通常利用岩石中各向异性矿物的CPO或定向排列的熔体(MPO)来解释地壳和上地幔的地震波各向异性和变形机制(Vauchez et al., 2000; 杨彧等,2010; Satsukawa et al., 2011; 滕吉文等, 2012).
迄今为止,已有学者在青藏高原东南缘开展了大量的Pms震相测量(Sun et al., 2012; 孙长青等,2013; Chen et al., 2013; Cai et al., 2016),并提出了相应的深部构造模型和假说.然而,解释该地区的地球物理测量资料缺乏来自深部地壳岩石的有效约束.本文报道了云南六合地区深源岩石包体(赵欣等,2003; 魏启荣和王江海,2004; 刘显凡等,2007)的显微构造和地震波各向异性研究成果,并探讨了云南西部地区中-下地壳的变形特征和各向异性成因,为该地区地球物理地震测深资料的合理解释和动力学过程分析提供直接的信息和约束.
1 中-下地壳主要矿物的CPO及地震波各向异性 1.1 角闪石的CPO类型及各向异性随着地壳深度增加,角闪石矿物含量增加,作为下地壳的主要矿物,角闪石在构造变形的过程中形成了特定的组构并在宏观上显示出强烈的各向异性(Tatham et al., 2008).角闪石单晶体P波各向异性(AVP)约27.1%,S波各向异性(AVS)约30.7%(Ko and Jung, 2015),常表现为[001]轴(VP=7.89 km·s-1)倾向于沿宏观构造线理方向分布,[010]轴(VP=7.20 km·s-1)倾向于沿宏观构造面理方向并垂直于构造线理方向分布,[100]轴(VP=6.10 km·s-1)则倾向垂直于宏观构造面理的方向分布(Kitamura, 2006; Ko and Jung, 2015).早期的角闪石变形实验研究显示角闪石在0.5~2.0 GPa,600~800 ℃的条件下发生塑性变形,滑移系为(100)[001](Rooney et al., 1975; Dollinger and Blacic, 1975).Ko和Jung (2015)通过在480~700 ℃,1 GPa条件下对角闪石单剪变形实验识别出了3种角闪石CPO类型(Type-Ⅰ,Type-Ⅱ,Type-Ⅲ),且指出角闪石的CPO类型与温度和差应力的大小有关.Type-Ⅰ型CPO形成于低应力-低温(< 600 ℃)的简单剪切条件下,表现为[001]轴形成平行于剪切方向的极密,(100)面的法线形成垂直于剪切平面的极密;Type-Ⅱ型CPO形成于590~700 ℃高应力条件下,表现为(010)面的法线形成平行于剪切方向的极密,(100)面的法线形成垂直于剪切平面的极密;Type-Ⅲ型CPO形成于高温(>600 ℃)低应力条件下,表现为[001]轴和(010)面的法线形成平行于剪切平面的环带,(100)面的法线形成垂直于剪切平面的极密.其中,Type-Ⅰ型CPO类似于由Kitamura (2006)定义的A型角闪石CPO,为自然界中最常见的角闪石CPO类型,显示(100) [001]滑移的特征.Ji等(2014, 2015)对云南地区角闪石片岩和加拿大东部Athabasca糜棱岩中的角闪石CPO的研究结果也显示(100)[001]滑移特征,与苏格兰西北部Scorie岩墙中强变形的角闪石CPO(Tatham et al., 2008)、高黎贡地区斜长角闪岩中角闪石的CPO及Type-Ⅰ型CPO一致,并认为形成该CPO的机制既可能是以(100)[001]滑移系为主的位错蠕变,也可能是在流体存在的环境中差应力作用下角闪石的各向异性生长(嵇少丞等,2013).最近对自然界中另一种常见的角闪石CPO类型的研究,显示[100]轴和[010]轴形成垂直于线理方向的环带,[001]轴形成平行于线理方向的极密(Kitamura, 2006; Aspiroz et al., 2007; Tatham et al., 2008),将显示此种滑移特征的CPO定义为Type-Ⅳ型CPO(Ko and Jung, 2015),并认为其形成于高温(>700 ℃)条件下.
在地壳水平剪切的条件下,在低应力低温情况下,角闪石Type-Ⅰ型CPO形成最大剪切波各向异性方向平行于流动方向,对于近垂直传播的P波和S波,其显示较低的VP和VS各向异性.而在较高应力中温情况下,角闪石Type-Ⅱ型CPO在平行于流动方向具有较高的VP各向异性,垂直于流动方向具有较高的VS各向异性(Ko and Jung, 2015).
1.2 斜长石的CPO类型及各向异性斜长石是中、下地壳最主要的造岩矿物,约占地壳总重量的51% (金淑燕,2000).斜长石单晶体VP各向异性(AVP)强度为31.3%~48.6%,VS各向异性(AVS)强度为47.4%~62%(Almqvist and Mainprice, 2017).显微构造和TEM(透射电镜)研究结果显示斜长石变形的主滑移系是(010)[001],次滑移系是(010)[100](Ji and Mainprice, 1988).在中-高级变质相的条件下,斜长石主要发育(010)[001]和(001)〈110〉滑移系,此外,斜长石还可能沿(001)〈100〉、(010)[100]和{111}〈110〉发育位错滑移(许志琴等,2009).Satsukawa等(2013)对172个变形辉长岩中的斜长石CPO进行研究,将斜长石的CPO类型分为3类:(1)Axial-B型CPO,表现为(010)面的法线形成垂直于面理的点极密,[100]轴和(001)面的法线在面理内形成环带;(2)Type P型CPO,表现为(010)面的法线形成垂直于面理的点极密,[100]轴形成平行于线理方向的点极密,(001)面的法线形成面理内与线理方向垂直的点极密;(3)Axial-A型CPO,表现为[100]轴形成平行于线理方向的点极密,(010)面和(001)面的法线形成垂直于线理方向的环带.Ji等(2014)报道了一种CPO类型,Type C型,表现为[010]轴形成面理法线方向的点极密,[001]轴形成平行于线理方向的点极密,[100]轴形成面理内与线理方向垂直的点极密.其中Axial-B和Type P型CPO,多形成于具有岩浆结构的岩石中,Axial-A型CPO多形成于塑性变形(Satsukawa et al., 2013);Type P型CPO也可形成于斜长石在高温下各向异性生长或(010)[100]滑移,Type C型CPO形成于位错蠕变下(010)[001]滑移(Ji et al., 2014).对于斜长石来说,在麻粒岩相变形斜长岩或高温实验变形斜长石多晶集合体中(010)[001](Type C)或(010)[100](Type P)滑移系更为常见(嵇少丞等,2013).
1.3 云母的CPO类型及各向异性富含云母的岩石常常表现出较强的各向异性特征,所以云母常常主导着中地壳长英质岩石的各向异性(Lloyd et al., 2009).白云母在[110]轴方向上的VP为8.08 km·s-1,而在[001]轴方向上的VP为4.44 km·s-1,其VP各向异性(AVP)强度为56.7%,VS各向异性(AVS)强度为72.1%(Almqvist and Mainprice, 2017).黑云母在[010]轴方向上的VP为7.80 km·s-1,而在[001]轴方向上的VP为4.21 km·s-1,其VP各向异性(AVP)强度为64.2%,VS各向异性(AVS)强度为113.8%(Lloyd et al., 2011; Almqvist and Mainprice, 2017).在构造应力作用下,云母的[110]轴和[010]轴倾向于沿宏观构造面理分布,而[001]轴则倾向垂直于宏观构造面理的方向分布(杨彧等,2010; 张国苓等,2010).Wilson和Bell(1979)的研究比较了黑云母和白云母的变形行为,研究结果显示黑云母比白云母更容易发生变形,在变形的过程中,还存在破裂、颗粒边界(001)滑移、物理化学活化过程例如扩散以及通过结晶的晶粒成核和在黑云母中形成分段晶粒等过程.Kronenberg等(1990)通过对单晶体黑云母进行压缩实验,结果显示沿[100]和[110]方向滑移的样品比与[010]和[310]呈45°方向压缩实验的样品更弱,这与已经报导的〈100〉、1/2〈110〉和1/2〈1-10〉Burgers矢量一致.在地壳中的天然变形岩石中,云母的变形以位错蠕变为主,其CPO常表现为[001]轴形成面理法线方向的极密,(100)和(010)面的法线在面理内形成极密或环带(Lloyd et al., 2009; Ji et al., 2015; Shao et al., 2016),主要滑移系为(001)[100](Erdman et al., 2013),(001)[010](Ward et al., 2012)和(001)[hk0](Brownlee et al., 2011; Ji et al., 2015).
1.4 辉石的CPO类型及各向异性辉石是组成地壳高温变质岩石的主要矿物之一.斜方辉石的VP各向异性(AVP)在15.4%~18.7%范围内变化,VS各向异性(AVS)在12.9%~19.5%范围内变化;单斜辉石的VP各向异性(AVP)为18.4%~26.9%,VS各向异性(AVS)在20.5%~22.9%之间(Almqvist and Mainprice, 2017).由于对单斜辉石的CPO的研究较少,学者们以绿辉石为例,总结了单斜辉石的CPO特征.单斜辉石变形由位错滑移主导,形成S、L、SL型CPO(Zhang et al., 2006).S型CPO表现为[010]轴形成面理法线方向的点极密,[001]轴在面理内形成环带;L型CPO表现为[010]轴形成垂直于线理方向的环带,[001]轴平行于线理形成点极密;SL型CPO表现为[001]轴和[010]轴分别平行于线理、垂直于面理形成点极密(Zhang et al., 2006).研究表明,在高温和低应变速率下单斜辉石发育{110}1/2〈110〉,{110}[001]和(100)[001]滑移系(许志琴等,2009).
岩石的宏观各向异性是由组成岩石的矿物含量及其分布决定的.在构造应力作用下,云母和角闪石弹性波速度最快的晶格方向倾向于分布在宏观构造面理内,而斜长石弹性波速度较低的晶格方向则倾向于沿宏观构造面理的方向分布,具有削弱岩石各向异性的作用.因此,地壳岩石最终显示出的宏观各向异性强度比单一矿物的各向异性强度要低得多(杨彧等,2010; 张国苓等,2010).
2 研究区地质背景与采样研究区位于青藏高原东南缘,哀牢山—红河剪切带西北部,扬子块体西缘(图 1a).沿着哀牢山—红河剪切带发育了早晚两期新生代高钾岩浆活动:(1)早期高钾岩浆(42~24 Ma),分布于哀牢山—红河剪切带西北部,岩石类型主要为正长岩、粗面岩、粗安岩和钾玄质煌斑岩,岩浆岩中发现含有大量的镁铁质深源包体(赵欣等,2003; 魏启荣和王江海,2004; 刘显凡等,2007;Liu et al., 2013);(2)晚期高钾岩浆(16 Ma至今)沿哀牢山—红河剪切带东南段分布,岩性主要为碧玄岩、碱性玄武岩、粗玄岩和粗面岩(图 1b),晚期高钾质火山岩中含有大量的地幔橄榄岩、辉石岩包体(Wang et al., 2001; Liu et al., 2013).
本次研究样品为采自云南省鹤庆县六合乡河东村正长斑岩中的深源岩石包体(图 1b),寄主岩石岩性为正长斑岩、二长斑岩等(图 1c, d)(赵欣等,2003; 王建等,2003; 魏启荣和王江海,2004; 刘显凡等,2007).研究显示寄主岩石的K-Ar/Ar-Ar年龄为27.3~36.7 Ma (张玉泉和谢应雯,1997; 邓万明等,1998; Wang et al., 2001),U-Pb锆石年龄为34~38 Ma (夏斌等,2007; Liang et al., 2007; Lu et al., 2012).
岩石包体样品主要为石榴石透辉岩,斜长角闪岩,角闪石岩.选取3件斜长角闪岩,3件角闪石岩,3件石榴透辉岩进行研究.斜长角闪岩(Y16-79、Y16-85和Y16-88),直径约8 cm,包体呈椭圆状,灰黑色,主要矿物为角闪石和斜长石,角闪石呈定向排列(图 2a),含少量单斜辉石、白云母和黑云母;角闪石含量约27%~63%,绿色,柱状或宽板状晶体;斜长石含量约为33%~71%,风化较严重.样品Y16-88含单斜辉石约25%,副矿物可见磷灰石、榍石等.角闪石岩(Y16-89、Y16-90、Y16-107),墨绿色,直径约5 cm,风化程度不同,包体呈椭圆状,角闪石含量>90%,含少量单斜辉石和斜长石,副矿物为绿帘石、榍石等.石榴石透辉岩(Y16-75、Y16-91和Y16-98),灰绿色,直径约4 cm,包体呈椭圆状,主要由石榴石和透辉石组成,含石榴石7%~28%,透辉石47%~77%,含少量角闪石、白云母和黑云母;透辉石呈定向排列(图 2b),显微镜下可见透辉石波状消光(图 2c, d),石榴石内部包含角闪石、石英、榍石等矿物(图 2e),可见小颗粒石榴石呈串珠状定向排列(图 2f),单斜辉石、角闪石呈筛网状,副矿物为榍石(图 2e)、金红石(图 2f)等.
岩石包体样品中矿物的主要元素分析在中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升重点实验室完成,采用配备4道波谱仪的JEOL JXA-8230电子探针进行测试分析.所有测试数据均进行了ZAF校正处理.利用角闪石-黑云母(Wu et al., 2002)温度计、角闪石-斜长石(Holland and Blundy, 1994)和石榴石-单斜辉石(Ravna, 2000)温度计计算岩石包体样品的平衡温度.利用角闪石Al压力计(Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Schmidt, 1992)计算岩石包体样品的平衡压力及来源深度.
岩石包体样品中矿物的CPO测量在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室完成,使用Zeiss EVOMA15扫描电镜及Oxford Aztec软件进行EBSD测量分析.采用岩石包体薄片大面积自动扫描技术,扫描步长约18~30 μm,利用PFctf_PC2软件计算矿物CPO极图.由于岩石包体样品来源于地壳深部,并被正长斑岩捕获携带至地表,无法直观地获得岩石包体样品的宏观面理和线理.深源岩石包体中的主要矿物为角闪石和单斜辉石,已有研究表明单斜辉石的CPO多表现为[001]轴近似平行于拉伸线理方向,(010)的法线近于垂直面理(Zhang et al., 2006; 许志琴等,2009),故在数据处理时,参考样品的显微构造观察结果,结合角闪石的CPO特征,以单斜辉石作为参照矿物对样品中的所有矿物的CPO极图进行同步旋转,使单斜辉石的CPO极图中[001]轴的极密平行于EW(线理)方向(X),[010]轴的极密平行于SN(面理法线)方向(Z).样品Y16-85由于其单斜辉石含量极少,在极图进行旋转时将角闪石的CPO极图中[001]轴的极密平行于EW(线理方向),与其他样品中的角闪石组构达到一致.利用ANIS_ctf_PC和Poly_Adobe_VPVS_PC软件计算岩石包体全岩地震波参数,包括VP、VS,各向异性参数AVP(AVP=100%×(VPmax-VPmin)/(VPmax+VPmin)/2)、AVS(AVS=100%×(VS1-VS2)/(VS1+VS2)/2)等.
4 研究结果 4.1 深源岩石包体的平衡温压及来源深度利用角闪石-黑云母(Wu et al., 2002)温度计和角闪石-斜长石(Holland and Blundy, 1994)温度计计算获得斜长角闪岩和角闪石岩的平衡温度为498~894 ℃;利用角闪石-黑云母温度计(Wu et al., 2002)和石榴石-单斜辉石(Ravna, 2000)温度计计算获得石榴石透辉岩的平衡温度为570~762 ℃(表 1).岩石包体矿物组合中均含有角闪石,利用角闪石Al压力计计算获得斜长角闪岩、角闪石岩和石榴石透辉岩的平衡压力分别为8.4~9.4 kbar、8.0~10.4 kbar和8.1~10.1 kbar(Hammarstrom and Zen, 1986; Hollister et al., 1987; Schmidt, 1992) (表 1),对应的来源深度分别为30~33 km、28~36 km和29~35 km.
EBSD测量结果显示地壳岩石包体中角闪石的[001]轴的极密平行于由单斜辉石确定的线理方向(图 3、图 4).样品Y16-79、Y16-85、Y16-75和Y16-91显示(100)面的法线形成垂直于面理的点极密,(010)面的法线在面理内形成极密或环带,显示(100) [001]滑移特征.样品Y16-88、Y16-89、Y16-90、Y16-107和Y16-98显示(100)面和(010)面的法线形成垂直于线理方向的环带,为Type-Ⅳ型角闪石CPO.
地壳岩石包体中单斜辉石的CPO主要为2种类型(图 4).部分样品(Y16-88、Y16-89、Y16-90、Y16-75和Y16-98)显示[001]轴形成与线理方向一致的点极密,[010]轴形成面理法线方向的点极密,为SL型CPO特征(图 4);部分样品(Y16-79、Y16-107和Y16-91)中单斜辉石显示[001]轴形成与线理方向一致的点极密,[100]轴形成面理法线方向的点极密,为(100) [001]滑移的CPO特征.
斜长角闪岩和角闪石岩包体中部分斜长石的CPO显示[100]轴和[001]轴在面理内形成环带,[010]轴形成面理法线方向的极密,为Axial-B型CPO特征(样品Y16-85、Y16-89和Y16-107)(图 5);部分斜长石的CPO特征不明显,仅见[001]轴形成与线理方向近似平行的极密(样品Y16-79、Y16-88和Y16-90) (图 5).
地壳岩石包体中仅斜长角闪岩样品中云母含量较高,但黑云母的CPO特征不明显,样品Y16-79中白云母的CPO特征较典型,表现为(100)面和(010)面的法线在面理内形成环带,[001]轴形成垂直于线理方向的环带(图 6).尽管石榴石透辉岩中石榴石的含量较高且定向排列(图 2f),石榴石并未显示明显的CPO特征,其特征结晶学方位[100]、[111]和[010]轴基本表现为无序排列.
根据矿物的弹性参数、体积百分比及CPO数据计算,使用Voigt-Reuss-Hill平均可获得岩石包体样品的全岩地震波参数(表 2).地壳岩石包体样品的全岩快剪切波(VS1)极化方向均与角闪石[001]轴和单斜辉石[001]轴的极密方向平行,即与线理方向平行(图 7).全岩除样品Y16-98外,P波速度最大的方向(VPmax)与线理方向近似平行,P波速度最小的方向(VPmin)近似位于面理的法线方向或位于面理内与线理方向垂直(图 7).样品Y16-98的VPmax的方向位于面理内与线理方向垂直,VPmin的方向与面理斜交.
地壳岩石包体样品除Y16-85、Y16-75、Y16-91和Y16-98外,全岩最大剪切波各向异性(AVSmax)方向与线理方向平行或斜交,最小剪切波各向异性(AVSmin)方向位于面理法线方向或与面理斜交.样品Y16-85和Y16-91的AVSmax的方向与面理斜交,AVSmin的方向位于面理内.样品Y16-75显示AVSmax的方向位于面理内与线理方向近似垂直,AVSmin方向与面理斜交.样品Y16-98的AVSmax的方向位于面理的法线方向,AVSmin方向与面理斜交(图 7).
计算获得地壳岩石包体中斜长角闪岩的全岩P波各向异性(AVP)为2.5%~7.0%,最大剪切波各向异性(AVS)为1.17%~5.62%;角闪石岩的全岩P波各向异性(AVP)为5.6%~13.3%,最大剪切波各向异性(AVS)为3.52%~8.01%;石榴石透辉岩的全岩P波各向异性(AVP)为1.9%~4.1%,最大剪切波各向异性(AVS)为1.55%~3.46%(表 2).
5 讨论 5.1 主要矿物CPO类型和构造环境由岩石包体样品的平衡压力计算可知,六合地区斜长角闪岩、角闪石岩和石榴石透辉岩包体的平衡压力介于8.0~10.4 kbar之间,来源于地壳28~36 km深处,这与魏启荣和王江海(2004)的研究结果一致.地球物理P波和S波接收函数显示,在青藏高原东南缘地区地壳由南向北增厚,由南部厚约30 km至北部厚约60 km,且地壳厚度显著变化的转换带位于26°N附近(Hu et al., 2011; Bao et al., 2015; Li et al., 2016; Yang et al., 2017).云南六合地区地壳厚度约50 km(Yang et al., 2017),由此推断斜长角闪岩、角闪石岩和石榴石透辉岩包体来源于中-下地壳.
由前文可知,角闪石的CPO显示(100)[001]滑移和Type-Ⅳ型CPO特征.利用T(Hbl-Pl)地质温度计计算获得的斜长角闪岩和角闪石岩的平衡温度为661~894 ℃(表 1),利用T(Gt-Cpx)地质温度计计算获得的石榴石透辉岩的平衡温度为605~762 ℃(表 1),该计算结果与角闪石的Type-Ⅳ型CPO形成于高温下(>700 ℃)的条件一致.而本次研究的深源岩石包体样品均经历了不同程度的风化和退变质,其中斜长角闪岩和角闪石岩样品风化较严重,矿物成分受到风化的影响变化较大.因此,我们认为利用T(Hbl-Bt)地质温度计计算获得的平衡温度较低可能代表了退变质温度或受风化作用的影响,矿物成分发生变化,而利用T(Hbl-Pl)和T(Gt-Cpx)地质温度计的计算结果代表了中-下地壳的温度.由此可见,六合地区的深源岩石包体的变形特征和平衡温度显示该地区中-下地壳为高温环境.
对显示(100)[001]滑移的两种分类命名的角闪石CPO的滑移系均为(100)[001]滑移,Type-Ⅰ型CPO为实验条件下温度低于600 ℃、低应力条件下的分类(Ko and Jung, 2015),这与T(Hbl-Pl)、T(Gt-Cpx)(表 1)的计算结果,以及与显示高温变形条件的Type-Ⅳ型角闪石CPO共存不符.本次研究中显示角闪石(100)[001]滑移的样品的平衡温度为605~762 ℃,平衡压力为8.1~10.1 kbar(表 1),与早期的角闪石变形实验(Rooney et al., 1975; Dolling and Blacic, 1975)的研究结果相近,而自然界中显示(100) [001]滑移的角闪石CPO代表了强变形的特征(Tatham et al., 2008; Ji et al., 2014, 2015),结合研究区位于哀牢山—红河剪切带西北部这一构造位置,认为地壳岩石包体中的角闪石显示(100)[001]滑移代表了中-下地壳的强变形特征.
单斜辉石显示(100)[001]滑移表明其为高温(800~900 ℃)变形特征(Wang et al., 2009),结合石榴石透辉岩中的石榴石的定向排列(图 2f),推断石榴石透辉岩经历了高温环境下的强烈变形.综上所述,六合地区的深源岩石包体的变形特征显示始新世-渐新世该地区中-下地壳的变形具有高温强变形的特征.
5.2 青藏高原东南缘现今地壳各向异性研究前人在青藏高原东南缘利用Pms震相测量获得地壳各向异性参数并对研究区的壳幔变形进行了分析(Sun et al., 2012; Chen et al., 2013; 孙长青等, 2013; Yang et al., 2015; Cai et al., 2016; Kong et al., 2016).结果显示,青藏高原东南缘地壳各向异性平均分裂延迟时间约0.35 s,快波方向沿喜玛拉雅东构造结顺时针旋转,呈近NW-SE向.在主要断裂附近,快波方向与断裂的走向平行且分裂延迟时间较大.六合地区位于哀牢山—红河剪切带和丽江—小江断裂的交叉附近,周围(HEQ、LIJ、EYA、TUS、YUL、LUS和YOS台站)的Pms平均分裂延迟时间约0.54 s (Chen et al., 2013; Yang et al., 2015) (图 8).
青藏高原东南缘地区近NW-SE向的Pms快波方向与主要断裂走向一致,但是与水平主压应力方向(σ1)有一定斜交(图 8),且上地壳深度范围内(< 15 km)平均的近震剪切波分裂延迟时间 < 0.1 s (Shi et al., 2012).由此推断,青藏高原东南缘Pms分裂结果不能用地壳浅层发育的裂隙解释,而主要归因于中-下地壳.
地震波计算结果显示,深源岩石包体全岩沿线理方向的AVS较大,而在垂直面理的方向上,其AVS较小(图 7).因此,从所获得的深源包体的矿物组构和AVS的计算结果可以得到一个重要启示,即只有当研究区深部岩石面理呈高角度倾斜或直立分布时,才有可能引起近垂直入射的剪切波(如Pms震相)显著分裂;相反,若各向异性层的宏观构造面理近水平分布,当S波近垂直面理传播时,则其几乎不能导致S波的分裂(图 7).
由于印度板块与欧亚板块的碰撞,青藏高原东南缘早期中-下地壳中韧性变形的富含角闪石、云母的岩石沿着喜马拉雅东构造结顺时针旋转,走向从最初的E-W向旋转至现今的近N-S向(Tapponnier et al., 2001).青藏高原东南缘地区主要的深大断裂带如小江断裂、红河断裂带、澜沧江断裂带均为超壳断裂,向下延伸到达上地幔(Cai et al., 2016),断裂向下延伸可导致两侧中-下地壳岩石的面理陡倾近似直立.由此可知,青藏高原东南缘中-下地壳岩石的面理陡倾近似直立,面理走向与断裂带的走向一致,并且断裂带附近强烈的挤压或走滑剪切导致中-下地壳岩石中云母、角闪石等矿物定向排列.
本次研究显示,云南六合地区中-下地壳岩石(角闪石岩、斜长角闪岩、石榴石透辉岩)与地表岩石相比变形较弱,在地壳深部岩石中云母含量相对较少(< 11.68%)(表 1).最大剪切波各向异性(AVS)为1.17%~8.01%(表 2).当中-下地壳各向异性层厚为20 km时,角闪石岩、斜长角闪岩、石榴石透辉岩只能产生平均约为0.3 s的分裂延迟时间,无法解释由Pms观察到的0.54 s的分裂延迟时间.
本次研究以中-下地壳富含角闪石的岩石为主,未考虑中地壳中富含云母的岩层对地震波各向异性的贡献.Ji等(2015)和Shao等(2016)通过对云南高黎贡剪切带附近的片岩、片麻岩和糜棱岩的研究认为当中-下地壳岩石的面理接近直立时,观测到的近NW-SE向的Pms分裂可以由线理方向呈水平分布的中-下地壳变质岩来解释.其所依据的分析样品来自高黎贡剪切带,云母含量较高(3.4%~45%)(Ji et al., 2015; Shao et al., 2016),受地壳浅部断裂构造的影响,依据其组构数据计算获得的全岩各向异性程度明显偏大,该结果可能并不适合解释滇西大区域范围内观测到的0.5 s的Pms震相分裂延迟时间.
将本次研究结果与Ji等(2015)和Shao等(2016)对片岩、片麻岩和糜棱岩的研究结果(Ji et al., 2015; Shao et al., 2016)综合考虑.地震波的测量尺度比实验室的样品测量尺度大,地壳中由于岩石成分、结构及矿物CPO的变化,使得地壳的平均各向异性低于单个样品的各向异性.在Ji等(2015)的研究中,当中-下地壳岩石的面理高角度倾斜或直立、线理方向水平时,中-下地壳中15~25 km厚的片岩层可贡献约0.3~0.5 s的分裂延迟时间.
由前文知,六合地区的地壳的深度约50 km,排除上地壳(< 15 km)对Pms分裂延时的贡献,中地壳15 km的片岩层可产生约0.3 s的分裂延迟时间(Ji et al., 2015),结合本次研究的中-下地壳岩石(20 km)可产生平均约0.3 s的分裂延迟时间,则可以解释在六合地区观察到的Pms分裂延迟时间.而在个别地震台站(如GOS台站)观测到高达1.0 s以上的Pms分裂延时(Sun et al., 2012),这种异常现象可能与该台站位于断裂带上,其浅部分布有各向异性强度很高的片麻岩和片岩有关.由此可知,青藏高原东南缘近NW-SE向的地壳各向异性主要由中-下地壳中面理近直立的富含角闪石、云母的岩石提供.
5.3 青藏高原东南缘岩石圈变形方式转换对比青藏高原东南缘SKS与Pms测量结果有可能对认识该地区的岩石圈变形提供启示(图 8).在26°N以北,SKS快波方向为近NW-SE向,与断裂带的走向(金沙江断裂)以及Pms的快波方向相近.而在26°N以南,SKS快波方向近E-W向,与板块的绝对运动方向(APM)一致,但是与地表构造带的走向、GPS、地表变形场以及Pms的快波方向呈大角度相交(图 8)(Lev et al., 2006; Sol et al., 2007; Wang et al., 2008; Huang at al., 2011, 2015a; Sun et al., 2012; Zhao et al., 2013; 孙长青等,2013; Yang et al., 2015; Cai et al., 2016).SKS快波方向与Pms快波方向在26°N北部相近,而在26°N南部呈大角度相交可能暗示在26°N南北两侧岩石圈变形特征和机制不同.
在26°N以北,Pms的平均分裂延迟时间(δt)约0.51 s (26°N—32°N, 96°E—106°E; Sun et al., 2012; 孙长青等,2013; Yang et al., 2015; Cai et al., 2016).SKS平均分裂延迟时间(δt)约1.18±0.5 s(26°N—32°N,90°E—106°E;Lev et al., 2006; Sol et al., 2007; Wang et al., 2008; Huang at al., 2011, 2015a; Zhao et al., 2013).由于SKS和Pms震相VS1的偏振方向相近,地壳各向异性层将贡献部分SKS分裂延时.接收函数测量显示在26°N以北,岩石圈厚度约为80~160 km(Hu et al., 2012; Yang et al., 2017),可以解释观察到的分裂延迟时间(δt).由此可知,在26°N以北,SKS各向异性由面理高角度倾斜近似直立的岩石圈提供,面理的走向为近NW-SE向.因此,在26°N北部岩石圈地幔和地壳的变形是耦合的,即变形在岩石圈尺度是贯通的,形成各向异性的构造背景是相同的,都与青藏高原向东南挤出的构造背景相关.
但是在26°N南部,缅甸板块向NE的俯冲影响了地幔物质的流动方向(Zhao et al., 2007; Li et al., 2008; Hu et al., 2012; Wang et al., 2013),岩石圈地幔的变形受控于软流圈的E-W向流动(Huang et al., 2015b; Fu et al., 2017).而走滑断裂切穿地壳但未切穿岩石圈地幔,断裂带附近强烈的挤压或走滑剪切导致中-下地壳岩石中云母、角闪石等矿物沿断裂的走向(近NW-SE向)定向排列.因此,岩石圈地幔变形和地壳变形的背景存在差异,地壳与岩石圈地幔变形方式并不协调,二者变形可能是分层解耦的.如果该见解是正确的话,那么地壳各向异性层将部分抵消上地幔各向异性层产生的SKS分裂延时.换言之,测量获得的SKS分裂延迟时间(约1.28±0.5 s,Flesch et al., 2005; Lev et al., 2006; Wang et al., 2008; Huang at al., 2015a)应该低于实际上地幔各向异性层产生的延迟时间(Ji et al., 2015).
6 结论通过对云南六合地区斜长角闪岩、角闪石岩和石榴石透辉岩包体样品的岩石学、显微组构和地震波各向异性研究,获得如下结论:
(1) 斜长角闪岩、角闪石岩、石榴石透辉岩包体的来源深度为28~36 km,属于中-下地壳岩石包体.
(2) 岩石包体中角闪石显示Type-Ⅳ型和(100)[001]滑移的CPO特征,单斜辉石显示SL型和(100)[001]滑移的CPO特征.说明在始新世-渐新世,青藏高原东南缘中-下地壳的变形具有高温强变形的特征.
(3) 经计算获得中-下地壳岩石包体的P波各向异性为1.9%~13.3%,最大剪切波各向异性(AVS)为1.17%~8.01%.结合前人对云南地区中-下地壳变质岩(片岩、片麻岩和糜棱岩)的研究结果,可以解释利用Pms震相测量获得的云南六合地区的分裂延迟时间.
(4) 青藏高原东南缘大规模分布的走滑断裂使中-下地壳岩石中云母、角闪石等矿物定向排列,可以解释由Pms观察到的近NW-SE向的各向异性.Pms的快波方向近NW-SE分布并与SKS的快波方向相近,暗示在云南西北地区岩石圈变形是耦合的,受控于青藏高原向东南挤出的构造背景.
致谢 野外工作得到了成里宁的帮助,在扫描电子显微镜和EBSD测量中得到了马玺的帮助,审稿专家为本文提出了宝贵的修改意见,在此一并感谢.
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