构造板块的厚度＊

Barbara Rom anowicz

(Berkeley Seismo logical Laboratory and Depart ment of Earth and Planetary Science,University of California at Berkeley,Berkeley,CA 94720,USA)

板块构造的基本前提是形成于洋中脊的刚性岩石圈板块漂浮在更易变形的软流层之上[1]。有关软流圈的确切性质至今仍然存在争议。力学模型预测出的是清晰、鲜明的岩石圈-软流圈边界 (LAB),但传统地震学得出的这一边界却是比较模糊的。Kawakatsu等[2]以及 Rychert和 Shearer[3]分别提供了更深入的地震学研究结果。这些结果有助于提高LAB的界定精度,从而有利于更精确地确定岩石圈和构造板块的厚度。然而与岩石圈中的其它结构相比,LAB的界定更具挑战性。

地震面波观测显示在大洋盆地下方约80～200 km,存在地震波低速区 (LVZ)。这一低速区导致地震波能量的强烈损耗,很可能对应于低粘滞度的软流圈。板块形成之后逐渐冷却,使得上覆高速岩石圈盖层的厚度随着板块年龄的增加而增大。克拉通是大陆上最古老、最稳定的部分,此处岩石圈厚度最大,软流圈发育不良。近期地震层析成像、热流以及基于金伯利岩 (源自地幔的岩石)的地球化学数据的综合研究表明,克拉通地区的岩石圈厚度约为 200～250 km[4-6]。

地震体波在穿越地球内部时经过组分不连续界面或相变区域,利用这一事实,地球内部其他主要边界,如核-幔边界,更容易被探测。相比较而言,LAB的界定较为困难,而且很难确定 LVZ的地震特征究竟是源于岩石的部分熔融[7]、含水量的增加[8-9],还是仅仅源于温度和压力随深度增加的均等效应[10]。

接收函数方法已成功地探测和表征了比较模糊的地幔间断面[11],利用该方法可识别宽频地震记录中从压缩波到剪切波 (Ps)或从剪切波到压缩波 (Sp)的弹性能量转换。这种方法能对间断面的深度、速度跳跃的符号和幅值进行约束。利用接收函数已经确定在可能的 LAB有两处地震波速度下降,一处位于大洋岛屿下方约 70～80 km[12],另一处位于较年轻的大陆地区下方约 80～110 km[13]。

大洋岛屿通常位于“异常”地幔之上,如较热的地幔羽区域。海底地震台站数量的严重不足导致无法对更具代表性的大洋盆地下方的 LAB进行探测。利用西太平洋海底的几个低噪声地震钻孔观测台的长期观测资料,Kawakatsu等观测到了来自 LAB的高质量的 Ps、Sp转换波[14]。LAB边界非常清晰,说明此边界并非由纯热源产生或仅由含水量增加引起。他们确信岩石的部分熔融现象肯定存在。此深度含水量的增大加速了岩石的熔融过程,这符合实验预测结果[15]。

在大陆克拉通下方的预期深度也很难界定LAB[16],而在深度更浅些的地方,已观测到波速呈正跳变或负跳变的其它许多间断面,通常被称为 Hales间断面[17]。Rycher和Shearer提供了全球不同构造背景下的 Ps接收函数研究结果,这些构造包括大洋岛屿、活动或稳定的大陆地区。他们始终都能探测到一个与 LAB深度相对应的、明显的负速度梯度。这一深度在大洋岛屿 (70±4 km)与构成大陆克拉通的前寒武纪地盾和地台 (95±4 km)之间的变化非常小。另外,剪切波速度的降幅可达 6～9%,说明这种现象不可能仅仅是由于温度或成分变化引起。

Rychert和 Shearer的研究引发了一些令人感兴趣的问题。例如:他们发现的这个间断面的性质是否是全球性的?是否因地而异?是否与 Kawakatsu等人在洋盆发现的一致?地盾和地台下方 95 km附近的间断面与LAB有什么关系?为什么在预期的 200 km深度很难探测到LAB?

应用台站密集的长地震剖面 (LRSP)可以对大陆岩石圈进行高分辨率的研究,对比其研究结果,能够解析不同地震波的特征。研究发现在约 100 km深度 (即 8°间断面)压缩波始终呈现负的速度跳变[18]。在更深处,地震波散射非常强烈,表明存在高低速夹层的精细分层结构,这可能与异质体的侵入(如流体侵入)有关[18]。这些特性很可能与Rychert和 Shearer发现的间断面或者 Hales间断面有关。

图 1 剪切波速度降低。图中展示了上地幔剪切波速度在大洋和大陆地区随深度变化的差异。近期全球层析成像模型的结果显示了确定岩石圈-软流圈边界特性的难度。(a)对采自剖面的区域,用不同颜色标出大陆克拉通(实线)和海底地区(虚线)。黑线代表全球平均值。全球数据集并不相同,但在这两种情况下,它们都包含了对上地幔剪切波速度非常敏感的长周期地震波形。这两个模型的不同之处在于线性反演中采用的一维初始模型不同。(b)对全球的平均数据进行拟合,同时保持速度随深度光滑的变化[26]。(c)矿物学上非常有意义的(地幔岩)模型,显示出更精细的深度变化[27]。这两个模型中,在深度延伸至 200 km的范围内,克拉通下方的波速都高于大洋地区的波速,而且波速随深度增加而降低,海洋地区 100～150 km深度范围内速度最低(与 Kawaka tsu等结果类似),克拉通地区 200～250 km深度范围内速度最低。在分辨率较高的模型中(c),显示了克拉通岩石圈底部更明显的局部负速度梯度。另外,大陆和大洋地区下方约 100 km处都出现速度“倾斜”(Rycher t和 Shearer的结果中也有发现)。

应用 LRSP也能研究 8°间断面之下的性质。在地盾区,LVZ的厚度较薄 (约 10～20 km);在其下方深至 200 km深度范围内,地震波速度较高。相比较而言,在较年轻的大陆活动地块,LVZ的延伸范围更深。在克拉通地区,发现岩石圈局部区域的剪切波速度稍微偏低,其结果与近期剪切波层析成像的速度模型一致 (图 1)。上述结果表明在大陆地区下方约 100 km深度的间断面不是LAB,而很有可能是在太古代形成的克拉通的遗迹[19]。

有研究将克拉通下方 100 km处的负速度跳变归于 LAB[20],但这种结论与面波及远震的走时数据资料并不相符,而这些数据能更好地对上地幔的平均波速进行约束。更确切地说,似乎存在如下两个明显特征:一个起伏较小的 (构造活动区为 60～70 km,克拉通下方约为 100 km)负速度间断面,此间断面并非力学边界;另一个轮廓并不鲜明但起伏范围较大的LAB,其深度范围在洋盆处为 60～80 km,克拉通地区为 200～250 km。在地盾和地台区,LAB可能不是间断面,这是因为LAB延伸的深度范围较大,且可能与部分熔融无关,而与板块底部所经历的强烈剪切作用导致的各向异性变化有关。这种差异可以解释为什么接收函数方法未能连续探测到此边界。这一情形与 LRSP得出的一些结果[21]一致,也与在洋盆[22]和克拉通[23]下方LAB的预期深度观测到的剪切波方位各向异性快轴方向的变化一致。由于岩石圈板块底部的剪切作用,大洋及大陆上年代较晚地区下方的部分熔融和强各向异性地带会出现交叠,这与 Kawakatsu等发现的部分熔融区在水平方向上延伸的观点一致。

最后,Rychert和 Shearer的研究只考虑了 Ps转换波,但大陆地区地壳较厚,地壳中强烈的多次反射波会掩盖来自 200 km间断面的地震信号。Sp转换波方法则不存在这种缺陷[24]。目前地球透镜计划的流动台阵已遍及洛矶山山前地区并进入北美地盾[25],因此面波、Ps和 Sp波接收函数以及其它散射波场方法的综合利用将有助于揭示大陆根的精细结构及其成因,今后在全球范围内也有望取得类似成果。同样,要进一步确认Kawakatsu等在大洋LAB探测的部分熔融还需要通过在大洋盆地布设宽频带洋底观测台进行持续观测。

[1]Anderson D L.L ithosphere,asthenosphere,and perisphere.Rev.Geophys.,1995,33:125--149

[2]Kawakatsu H,Kum ar P,Takei Y,et al.Seism ic evidence for sharp lithosphere-asthenosphere boundaries of oceanic p lates.Science,2009,324:499--502

[3]RychertCA,Shearer PM.A globalview of the lithosphere-asthenosphere boundary.Science,2009,324:495--498

[4]JaupartC,Mareschal JC,Guillou-Fro ttierL,etal.Heat flow and thicknessof the lithosphere in the Canadian Shield.J.Geophys.Res.,1998,103:15269--15286

[5]Gung Y,Panning M,Rom anow icz B.Global anisotropy and the thicknessof continents.Nature,2003,422:707--711

[6]Rudnick R,McDonough W,O’Connell R.Therm al structure,thickness and composition of continental litho-sphere.Chem.Geo l.,1998,145:395--411

[7]Anderson D L,Samm isC.Partialm elting in the upperm antle.Phys.Earth Planet.Inter.,1970,3:41--50

[8]Hirth G,Koh lsted tD L. Water in the oceanic upperm antle:imp lications for rheo logy,meltextraction and the evolution of the lithosphere.Earth Planet.Sci.Lett.,1996,144:93--108

[9]Karato S I,Jung H. Water,partialm elting and the origin of the seism ic low velocity and high attenuation zone in the upperm an tle.Earth Planet.Sci.Lett.,1998,157:193--207

[10]FaulU H,Jackson I.The seismo logical signature of temperature and grain size variations in the upperm antle.Earth Planet.Sci.Lett.,2005,234:119--134

[11]Vinnik L P.Detection ofw aves converted from P to SV in them antle.Phys.Earth Planet.Inter.,1977,15:39--45

[12]LiX,Kind R,Yuan X H,etal.Rejuvenation of the lithosphere by the Hawaiian p lum e.Nature,2004,427:827--829

[13]Rychert C A,Rondenay S,Fischer KM.P-to-S and S-to-P im aging of a sharp lithosphere-asthenosphere boundary beneath eastern North Am erica.J.Geophys.Res.,2007,112,B08314

[14]Shinohara M,Fukanoa T,Kanazawa T.Upperm an tle and crustal seism ic structu re beneath the No rthwestern Pacific Basin using a seafloor bo reho le broadband seismom eter and ocean bottom seismom eters.Phys.Earth Planet.Inter.,2008,170:95--106

[15]Mierdel K,Keppler H,Sm yth JR,etal. Water so lubility in alum inousorthopyroxene and the origin of earth’s asthenosphere.Science,2007,315:364--368

[16]Kumar P,Yuan X,Kind R,etal.Im aging the co lliding Indian and A sian lithospheric p latesbeneath Tibet.J.Geophys.Res.,2006,111,B06308

[17]HalesA L.A seismic discontinuity in the lithosphere.Earth Planet.Sci.Lett.,1969,7:44--46

[18]Thybo H,Perchuc E.The seism ic 8°discontinuity and partialm elting in continentalm antle.Science,1997,275:1626--1629

[19]Mercier JP,BostockMG,Audet P,etal.The teleseismic signature of fossil subduction:Northwestern Canada.J.Geophys.Res.,2008,113,B04308

[20]Kumar P,Yuan X H,Kum arMR,et al.The rap id drift of the Indian tectonic p late.Nature,2007,449:894--897

[21]Ryberg T, W enzel F,Mechie J,et al.Two-dim ensional velocity structure beneath northern Eurasia derived from the super long-range seismic profile quartz.Bull.Seism.Soc.Am.,1996,86:857--867

[22]Sm ithD B,R itzwo llerMH,Shap iro NM.Stratification of anisotropy in the Pacific upperm antle.J.Geophys.Res.,2004,109,B11309

[23]Marone F,Rom anow icz B.The dep th distribution of azim uthalanisotropy in the continentalupperm antle.Nature,2007,447:198--201

[24]Farra V,V innik L.Upperm antle stratification by P and S receiver functions.Geophys.J.Int.,2000,141:699--712

[25]www.iris.edu/USA rray

[26]Kustow skiB,Ekstr?m G,DziewonskiA M.Anisotropic shear-wave velocity structure of the Earth’sm antle:A globalmodel.J.Geophys.Res.,2008,113,B06306

[27]Camm arano F,Rom anowicz B.Insights into the nature of the transition zone from physically constrained inversion of long-period seismic data.Proc.Natl.A cad.Sci.U.S.A.,2007,104:9139--9144