華南地區地幔過渡帶結構及其動力學意義

張曉青, 徐濤, 陳立春, 李喆祥

1 桂林理工大學地球科學學院, 桂林 541004

2 中國科學院地質與地球物理研究所, 中國科學院礦產資源研究重點實驗室, 北京 100029

3 中國科學院地球科學研究院, 北京 100029

0 引言

華南大陸主要由揚子克拉通和華夏古陸兩部分組成,位于亞歐板塊東南緣,同時受特提斯構造域和太平洋構造域的影響(圖1; Li et al., 2012, 2016; Faure et al., 2017; 吳福元等, 2020).自新元古代(900～800 Ma)揚子與華夏塊體碰撞拼合以來,華南塊體持續受到周邊板塊(包括華北克拉通、太平洋板塊和印度板塊)的擠壓、巖漿侵入和殼幔相互作用等影響,構造演化歷史復雜,至少經歷了拼合后的快速裂解、兩期陸內造山作用(Chu et al., 2012a,b)以及晚中生代的構造體制轉換(舒良樹, 2012; 張國偉等, 2013)等.對華南地區地幔過渡帶開展系統研究,揭示不同區域板片俯沖與地幔過渡帶結構變化的關系,對認識太平洋構造域和特提斯構造域各自的深部影響范圍和探討華南地區構造演化的深部動力學機制有重要意義.

20世紀60年代,地震學家通過體波走時數據發現,在地幔內部約410 km和660 km存在兩個速度間斷面(本文簡稱為410-km界面和660-km界面),這兩個間斷面之間的區域后來被定義為上、下地幔之間的過渡帶,即地幔過渡帶(Shearer, 2000; Nail, 2021).目前,地幔過渡帶已成為地球內部結構研究的熱點,精細探測地幔過渡帶結構對于揭示地球內部溫度、組分以及動力學演化等問題具有重要作用(周曉亞等, 2015; 俞春泉等, 2023).由于橄欖石是地幔中的主要造巖礦物,基于橄欖石的高溫高壓物理實驗,多數學者認為地幔過渡帶的強烈速度變化是由于橄欖石的相變引起的(Ringwood, 1975; Jackson, 1983; Ito and Takahashi, 1989).α相的橄欖石和γ相的林伍德石分別在410 km和660 km的溫壓條件下,會變成β相的瓦茲利石和鈣鈦礦及鎂質方鐵礦(方鎂石、方鐵礦和超石英),兩者分別具有正的(dP/dT>0)和負的(dP/dT<0)相變克拉珀瓏斜率(Kreutzberger et al., 1986; Katsura and Ito, 1989; Irifune et al., 1998; Katsura et al., 2004; Zhu et al., 2021).目前,盡管由于缺乏基于深部樣品的礦物物理學和地球化學研究,地幔過渡帶的組分、結構和形成機制尚懸而未決,但410-km界面、660-km界面以及地幔過渡帶的厚度對于這些問題的解決以及對區域地球動力學的研究仍然具有重要的參考價值.

研究區域尺度上地幔速度間斷面和速度結構的常用地震學方法主要有遠震層析成像、P波三重震相波形擬合、接收函數,以及基于背景噪聲互相關函數的共中心點反射波疊加方法等.前人在華南及鄰區已經開展了大量基于上述方法的相關研究,其中全球或區域層析成像獲得了俯沖、滯留板片及可能的海南地幔柱的深部形態和范圍(Fukao et al., 2001; Zhao, 2001, 2004; Lebedev and Nolet, 2003; Montelli et al., 2004, 2006; Huang and Zhao, 2006; Lei et al., 2009; Li and van der Hilst, 2010; Zhao et al., 2011; Fukao and Obayashi, 2013; Chen et al., 2015; Huang et al., 2015; Lei and Zhao, 2016; 張昌榕等, 2018; 曲平等, 2020; 徐峣等, 2022; Feng et al., 2022).P波三重震相波形擬合則獲得了準確的區域一維P波速度結構,不同方位的一維速度模型揭示了華南地區上地幔結構的橫向差異以及410-km界面頂部低速層的存在及其含水量(Revenaugh and Sipkin, 1994;李國輝等, 2014; 周曉亞等, 2015; 呂苗苗等, 2017).相比于上述兩種方法,遠震P波接收函數具有更高的橫向和垂向分辨率,該方法在華南地區的應用也多有報道,但是研究區域均比較分散,一般僅聚焦于特提斯構造域或太平洋構造域的局部地區,缺乏對華南地區地幔過渡帶結構的整體研究和對其淺部響應的聯合分析(Ai et al., 2007; Wang and Niu, 2011; 葉卓等, 2013; Huang et al., 2014;Zhang et al., 2017; Lin et al., 2021).

圖1 東亞地區構造簡圖(修改自Li et al., 2016)華南塊體周緣分別是華北克拉通、青藏高原東部、思茅—印支塊體東南部和西太平洋板塊;黑色箭頭表示太平洋板塊和印度板塊漂移的方向.

圖2 華南寬頻帶地震臺站分布圖圖中黃色正方形表示寬頻帶地震臺站,藍色叉號和紅色叉號分別表示遠震P波在410 km和660 km深度處的透射點位置,透射點依據IASP91模型進行計算,黑色實線表示截取的CCP疊加剖面的位置.

基于上述原因,我們收集了華南地區的寬頻帶固定臺站數據,利用接收函數方法開展了覆蓋整個華南地區的地幔過渡帶結構研究,并討論不同構造域的影響范圍和地幔過渡帶區域差異的原因.此外,為進一步分析深部構造的淺部響應,我們還需要參考華南地區的地殼厚度和平均縱橫波速度比.考慮到這部分工作前人已經利用接收函數H-κ掃描方法做了大量研究和總結(Chen et al., 2010; 葉卓等, 2013; He et al., 2014; Li et al., 2014; Zhang et al., 2021; 趙延娜等, 2017; 韓如冰等, 2019; 張永謙等, 2019),因此本文不再重復,而將直接予以引用.

圖3 遠震事件分布紅色三角形坐標為(110°E,25°N),大致對應華南地區中部;黃色圓圈表示本研究所用的地震事件,其震中距按臺站和地震事件的實際經緯度進行計算和挑選(30°～90°).

1 數據與方法

本文從國家測震臺網數據備份中心搜集了華南地區(18°N—30°N,98°E—122°E)共計302個寬頻帶固定臺站(圖2)的連續波形數據,數據采集區間為2015年9月1日至2016年12月31日.經過挑選,震中距位于30°～90°之間且震級≥5.5級的有效地震事件共計355個(圖3).數據處理主要包括地震事件的三分量波形截取(理論直達P波到時前20 s至后100 s)、去線性趨勢、去均值、尖滅、帶通濾波(0.01～0.24 Hz)、坐標旋轉(由ENZ坐標系旋轉至RTZ坐標系),以及時間域迭代反褶積計算(Ligorría and Ammon, 1999).最后,經挑選共獲得13032條高質量的P波徑向接收函數(高斯系數為0.5).對于410-km界面和660-km界面,由于界面深度和P波入射角均較大,無法利用基于多次波的H-κ掃描方法(Zhu and Kanamori, 2000)來估計界面深度.為此,本文直接采用接收函數一次波共轉換點(CCP)疊加方法(Zhu, 2000)對地幔過渡帶進行成像,并基于CCP疊加圖像拾取410-km和660-km界面的實際深度,然后進一步計算地幔過渡帶厚度.CCP疊加采用基于全波形反演的三維速度模型FWEA18(Tao et al., 2018).

上述帶通濾波參數、高斯系數和速度模型的選擇是經過實際參數測試決定的.首先,我們以一條北西—南東向的長剖面(圖2中MM′剖面)為例,在速度模型相同的情況下(IASP91模型,Kennett and Engdahl, 1991),比較了基于三組不同濾波參數(帶通濾波0.01～1.24 Hz,高斯系數2.5;帶通濾波0.01～0.50 Hz,高斯系數1.0;帶通濾波0.01～0.24 Hz,高斯系數0.5)的CCP成像結果,分別如圖4a—c所示.結果表明,低頻段數據(圖4c)的成像結果信噪比最高,410-km和660-km間斷面的Ps震相連續可追蹤.因此,本文預處理階段帶通濾波的頻帶范圍為0.01～0.24 Hz,接收函數計算時高斯系數為0.5.

為了進一步測試速度模型對地幔過渡帶結構特征的影響,我們同樣以MM′剖面為例,在濾波參數均相同的情況下,對比了基于三種不同速度模型的CCP成像結果(圖4c—e),分別為全球一維IASP91模型、基于伴隨成像的全球三維模型GLAD-M25(Lei et al., 2020)以及基于全波形反演的區域三維模型FWEA18.結果表明,410-km和660-km界面的絕對深度、界面本身的相對深度變化都較大程度的依賴于速度模型.為此,我們采用分辨率最高的三維全波形反演模型FWEA18進行CCP疊加成像.

基于三維的CCP疊加數據體,由100°E至122°E以2°為采樣間隔,截取了12條剖面(圖2黑色實線),然后分別從12條剖面中提取410-km和660-km界面的實際深度(圖5).由于遠震P波在410 km和660 km的透射點分布范圍均遠大于臺站分布范圍(圖2),對華南北部、東南沿海、海南島等地區也實現了較好的數據覆蓋,因此接收函數對地幔過渡帶的成像范圍要略大于地震臺站的分布范圍.

需要指出的是,410-km和660-km界面的成像深度與CCP疊加時所采用的速度模型有關.當平均速度偏高時成像界面偏深,當平均速度偏低時則成像界面偏淺.盡管我們采用了分辨率較高的三維全波形反演速度模型,但有限的數據覆蓋并不能保證所有區域的絕對速度均很準確,因此仍然可能存在由于速度模型不確定而引起的界面絕對深度或相對深度的局部變化.為此,本文討論時將重點關注地幔過渡帶的厚度及其頂、底界面的主要特征.

2 華南大陸地幔過渡帶結構特征

圖5是沿經度方向且以2°為采樣間隔提取的12條CCP疊加剖面,圖中藍色和紅色長虛線分別表示410 km和660 km深度,藍色和紅色短虛線則分別表示實際的410-km和660-km界面.結果顯示,除川滇地塊和滇南地塊下方數據質量略低以外,華南地區的410-km和660-km界面整體上清晰連續,且410-km界面平均深度為423 km(圖6a),660-km界面平均深度為684 km(圖6b),均較IASP91全球平均模型偏深;平均地幔過渡帶厚度為261 km(圖6c),較IASP91全球平均模型偏厚.其中,華南大陸東南緣區域的地幔過渡帶結構特征與葉卓等(2013)的結果基本一致.

華南地區內部,地幔過渡帶結構表現出顯著的橫向差異,且410-km和660-km界面的特征也各不相同.410-km界面主要呈現出南北差異,北部揚子準克拉通下方(圖6a藍色虛線區域),410-km界面深度接近416 km,與IASP91模型相當;而南部的海南島地區(圖6a紅色虛線區域),410-km界面平均深度約為435 km,較IASP91模型明顯偏深;東南沿海的華夏地塊和青藏高原東南緣下方410-km界面深度居中,平均深度約為426 km,較IASP91模型亦偏深.

660-km界面不僅具有南北差異,還呈現出東西差異,大致可以分為圖6b所示的A、B、C、D、E五個區域,其中E區660-km界面深度最淺,平均深度約為673 km,且這一深度較全球平均模型亦略偏深;B區660-km界面深度居中,平均深度約為685 km;以B區為界,其兩側的A區、C區和D區660-km界面明顯偏深,A區大致與青藏高原東南緣對應,C區大致位于南北重力梯度帶以東;值得注意的是D區660-km界面向700 km深度逼近,結合遠震層析成像結果(Fukao et al., 2001; Huang and Zhao, 2006; Li and van der Hilst, 2010; Zhao et al., 2011; Chen et al., 2015)可知,該區域大致與西太平洋滯留板片的位置相對應.

基于410-km和660-km界面的深度,我們進一步計算得到了華南地區地幔過渡帶的厚度分布圖(圖6c),其整體特征與Wang和Niu(2011)獲得的中國東部地幔過渡帶厚度特征基本一致,但本文成像結果的分辨率更高,這得益于在臺站覆蓋密度、遠震事件數量以及所采用的速度模型的分辨率等方面均有所改善.結果顯示,華南地區平均地幔過渡帶厚度(～261 km)較IASP91模型偏厚,僅海南島及其北部地幔過渡帶厚度偏薄,與圖6a和圖6b暗紅色虛線所示區域具有相關性,但并不完全重合.

3 討論

本文對華南地區地幔過渡帶結構的整體成像,為研究特提斯構造域和太平洋構造域的深部影響范圍及其動力學意義提供了全面的視角.結果表明,660-km界面(圖6b)的深度主要呈現出東西差異(除海南島地區以外),與上述兩大構造域的作用范圍有很好的對應關系;410-km界面的深度(圖6a)和地幔過渡帶的厚度(圖6c)分布則體現了揚子克拉通和海南地幔柱分別作為穩定陸塊和地幔活躍地區的地幔過渡帶結構特征.下面將分區域予以討論：

3.1 特提斯構造域的影響范圍及其深部構造演化

如圖6b所示,以B區為界,其兩側的A、C、D區域660-km界面都不同程度下沉,且A、D區域660-km界面最深.其中,A區位于華南以西的青藏高原東南緣,410-km和660-km界面均顯著下沉,地幔過渡帶厚度略大于全球平均水平,整體特征區別于B區及其以東地區.此外,A區所對應的410-km界面深度也較其東部的揚子克拉通地區有明顯差異.據此,我們認為A區屬于特提斯構造域的深部影響范圍.A區410-km和660-km界面的絕對深度分別表明,該區上地幔溫度可能偏高,而地幔過渡帶底部溫度可能偏低.

圖4 采用不同濾波參數和不同速度模型的CCP疊加結果(a)—(c) 計算接收函數的濾波頻段分別為0.01～1.24 Hz、0.01～0.50 Hz和0.01～0.24 Hz,高斯系數分別為2.5、1.0和0.5,CCP疊加所采用的速度模型均為IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991);(d)和(e)計算接收函數的濾波頻段均為0.01～0.24 Hz,高斯系數均為0.5,CCP疊加所采用的速度模型分別為GLAD-M25(Lei et al., 2020)和FWEA18(Tao et al., 2018). 藍色和紅色長虛線分別表示410 km和660 km深度線,藍色和紅色短虛線分別表示基于實際CCP疊加剖面解譯得到的410-km界面和660-km界面深度. 剖面位置對應圖2中的MM′.

圖5 沿不同經度方向截取的CCP疊加剖面藍色和紅色長虛線分別表示410 km和660 km深度線,藍色和紅色短虛線分別表示基于實際CCP疊加剖面解譯得到的410-km界面和660-km界面深度,各剖面對應的經度見左下角.

圖6 華南地區地幔過渡帶結構(a) 410-km界面深度分布圖; (b) 660-km界面深度分布圖; (c) 地幔過渡帶厚度分布圖. 灰色粗實線表示華南地塊邊界(據張培震等, 2013),灰色細實線為各次級塊體邊界(據朱介壽等, 2005;張培震等, 2013).

當然,溫度并不是影響410-km和660-km界面深度的唯一因素,古老的俯沖滯留板片或拆沉的巖石圈物質也可能造成地幔過渡帶內的化學成分差異,進而影響地幔過渡帶頂、底界面的深度.我們注意到,A區410-km和660-km界面整體向西傾.這一特征與以往的研究結果是一致的,包括遠震層析成像結果、接收函數圖像和背景噪聲互相關函數共反射點疊加波形均顯示(Hall and Spakman, 2015; Zhang et al., 2017; Feng et al., 2022),青藏高原東南緣地幔過渡帶中存在一個西傾的高速異常體.對于該地幔過渡帶內高速異常的成因至今尚未達成共識,早期有學者將其解釋為斷離的印度板塊(Huang et al., 2015; Lei and Zhao, 2016),但考慮到該高速異常的傾向(西傾)與印度板塊的俯沖方向相反,近年來有越來越多的學者提出該異?？赡苁切律鸪恋拇箨憥r石圈,這一觀點可以得到地幔過渡帶上方減薄的地幔巖石圈和廣泛分布的鉀質巖漿巖的支持(Zhang et al., 2017; 黃周傳等, 2021; Feng et al., 2022).根據本文的成像結果,我們更傾向于后者的觀點.

3.2 太平洋構造域的影響范圍及其橫向差異

C、D區域的660-km界面均較B區有所下沉,且與B區大致以南北重力梯度帶為界,據此我們認為C、D區域主要受控于太平洋構造域.但值得注意的是,C區下沉較少,D區下沉強烈,兩者大致以28°N為界.參考已有層析成像結果(Fukao et al., 2001; Huang and Zhao, 2006; Chen et al., 2015;Tao et al., 2018)可知,地幔過渡帶中高速的太平洋滯留板片主要位于南北重力梯度帶以東、28°N以北,而華夏地塊下方地幔過渡帶中未發現顯著的高速異常體,且P波三重震相波形擬合獲得的速度結構特征(Revenaugh and Sipkin, 1994;李國輝等, 2014; 周曉亞等, 2015; 呂苗苗等, 2017)與層析成像結果一致.據此我們認為,盡管C區和D區均受太平洋板塊俯沖影響,但俯沖之后的動力學過程并不一樣.

D區與整個華北克拉通東部相似,西太平洋俯沖板片并未穿透660-km界面,而是停滯平躺在地幔過渡帶中,且偏冷的滯留板片可能導致了660-km界面下沉(Chen and Ai, 2009; 呂苗苗等, 2017).但C區有所不同,可能只是早期經歷了太平洋板片俯沖,隨后板片發生快速后撤,大洋板片并未在地幔過渡帶中滯留,已有地殼結構研究也支持這一推斷.比如：從整體上看,位于東南地區的華夏地塊地殼厚度明顯薄于揚子地塊(He et al., 2014; Li et al., 2014),這與660-km界面所指示的太平洋板塊俯沖的影響范圍是相一致的;其次,在東南沿海地區,VP/VS顯著偏高,局部地區>1.8(Chen et al., 2010; 葉卓等, 2013; He et al., 2014; Li et al., 2014; 趙延娜等, 2017; 韓如冰等, 2019; 張永謙等, 2019),顯示該局部地區經歷了強烈的鎂鐵質巖漿活動.據此我們推測,華南東南部與華北克拉通東部類似,晚中生代經歷了古西太平洋板塊的俯沖作用,軟流圈物質上涌并形成強烈的鎂鐵質巖漿活動,使地殼減薄、平均波速比顯著升高,地表大規模出露的中-新生代巖漿巖(Faure et al., 2017)就是最直接的證據,但這一強烈的巖漿活動并未進入華南大陸腹地,表明俯沖板片隨后發生了后撤.此外,巖石學和地球化學研究也支持這一時期俯沖作用類型的轉變(從平俯沖到陡俯沖;Li et al., 2012).

無論具體的動力學過程如何,但至少可以表明太平洋板塊的西向俯沖及其在東亞地幔過渡帶的停滯存在區域性差異,且均對中國東部地殼和上地幔結構產生了重要影響.俯沖板片或滯留板片脫水,可能導致上地幔發生部分熔融以及軟流圈物質大量上涌,并最終導致中國東部巖石圈不同程度減薄.

3.3 海南地幔柱的證據和起源深度

不同于660-km界面,華南地區410-km界面(圖6a)和地幔過渡帶厚度(圖6c)主要呈現出南北差異.其中,410-km界面的最淺區域(圖6a藍色虛線區域)與地表揚子準克拉通地塊對應較好,并與660-km界面的B區域(圖6b)大致對應,其地幔過渡帶厚度接近IASP91模型.以上特征表明揚子地塊上地幔結構與全球平均水平相當,整體較穩定,太平洋板塊俯沖和印度板塊俯沖均未對該地區的地幔結構造成顯著影響.而在揚子克拉通周緣,410-km界面明顯變深,表明其周緣上地幔溫度較克拉通下方可能偏高,當然這也不能排除周邊地區由于板片滯留等引起化學成分差異進而導致410-km界面的深度發生變化.

與揚子克拉通不同的是,在華南南部的海南島地區,410-km界面最深(圖6a紅色虛線區域),660-km界面最淺(圖6b,E區域),且地幔過渡帶厚度明顯偏薄(圖6c黑色虛線區域).已有遠震層析成像研究表明(Huang and Zhao, 2006;Lebedev and Nolet, 2003; Fukao and Obayashi, 2013),海南島地區地震波速度明顯偏低,且低速異常的深部可達下地幔.對比可知,該區偏薄的地幔過渡帶現象與遠震層析成像結果所反映的低速異常相對應.考慮到該偏薄的地幔過渡帶異常與太平洋構造域和特提斯構造域均無明顯的空間耦合關系,結合對該區新生代玄武質巖漿(Ho et al., 2000)的認識,我們推測該異?？赡芘c近年來提出的海南地幔柱相關(Lei et al., 2009; 曲平等, 2020).

目前,對于該地幔柱的起源和結構形態尚有爭議.大尺度層析成像研究認為,海南地幔柱起源于1900 km的中地幔深度或更深至地幔底部,其直徑約為80 km(Zhao, 2001, 2004; Montelli et al., 2004, 2006; Lei and Zhao, 2006; Lei et al., 2009).本文接收函數成像雖然只能約束地幔過渡帶結構,但通過分析410-km、660-km界面深度和地幔過渡帶厚度的橫向差異及其影響因素,依然可以對海南地幔柱可能的起源深度加以約束.首先,海南島地區410-km和660-km界面分別較鄰區偏深和偏淺,符合熱的地幔柱穿過地幔過渡帶以后應有的現象.其次,該地區地幔過渡帶厚度最薄,最接近IASP91模型,而其他地區均略大于全球平均水平.雖然該地區的地幔過渡帶厚度并沒有明顯薄于IASP91模型,但已有研究表明,正常大陸地區的地幔過渡帶厚度確實略大于全球平均值(Gu and Dziewonski, 2002).據此我們認為,海南島地區以外的區域,其地幔過渡帶的結構僅受上地幔動力學過程的影響,因此地幔過渡帶厚度整體上變化不大,僅存在板片滯留的地區地幔過渡帶厚度明顯偏厚;但海南島地區偏薄的地幔過渡帶,還受到上涌的下地幔熱物質的影響,即海南地幔柱至少起源于中地幔.

4 結論

華南地區的12條沿經度方向的CCP疊加剖面顯示,華南大陸410-km界面和660-km界面連續可追蹤,兩個界面的成像深度均略大于全球一維平均模型.410-km界面和地幔過渡帶厚度主要呈現為南北差異,660-km界面既有南北差異又有東西差異.綜合多學科資料和本文成像結果,將華南及鄰區的上地幔大致劃分為5個構造域,分別為揚子克拉通地區、華南以西地區(青藏高原東南緣)、華南東北部、華南東南部和海南島地區,其中揚子克拉通地區相對穩定,其余4個區域則可能分別受到印度板塊俯沖與拆沉巖石圈滯留、太平洋板塊俯沖與滯留、太平洋板塊俯沖與快速回撤,以及海南地幔柱的影響.受深部地幔過渡帶結構的橫向變化影響,淺部地殼結構和地表地質也有顯著響應.

致謝謹以此文祝賀滕吉文先生90華誕暨從事地球物理工作70年.中國地震局地球物理研究所國家數字測震臺網數據備份中心(SEISDMC, doi： 10.11998/SeisDmc/SN, http：∥www.seisdmc.ac.cn; Zheng et al., 2010)為本研究提供了地震波形數據.