南美洲及周边洋盆的地壳和地幔顶部结构

2015-03-15GaryChulickShaneDetweilerWalterMooney

地球与行星物理论评(中英文) 2015年4期

Gary S.Chulick　Shane Detweiler　Walter D.Mooney

南美洲及周边洋盆的地壳和地幔顶部结构

Gary S.ChulickShane DetweilerWalter D.Mooney

摘要给出了南美洲及周边洋盆一套新的地震波结构等值线图。这些图使用了新数据，因而更好地约束了地壳厚度、全地壳P波和S波的平均速度以及地幔顶部的地震波速度(Pn和Sn)。我们发现：(1)南美洲地壳厚度的加权平均值为38.17km(标准差为±8.7km)，这比全球陆壳平均值39.2km要薄约1km；(2)南美洲全地壳P波速度的直方图呈双峰形态，其低峰值发生在缺失下地壳高速层(6.9~7.3km)的区域；(3)结晶地壳的P波平均速度(Pcc)为6.47km/s(标准差为±0.25km/s)，这与全球平均值6.45km/s基本相同；(4)南美洲下方的Pn平均速度为8.00km/s(标准差为±0.23km/s)，略低于全球平均值8.07km/s；(5)横贯智利北部与阿根廷东北部的地壳内存在一个P波和S波低速异常带，地理上正对应于纳斯卡板块浅俯冲部分[Isacks等在1968年首次提出的南美大草原(Pampean)平缓板块]，同时也是一地壳拉张区域；(6)巴西克拉通的厚地壳一直延伸到委内瑞拉和哥伦比亚；(7)亚马逊盆地以及沿巴西克拉通西部边缘地壳可能由于拉伸作用而变薄；(8)东太平洋海床之下的地壳P波平均波速要大于其在西大西洋海床的数值，这可能源于较古老的大西洋海床覆盖了更厚的沉积层。

0引言

大洲尺度的地球物理学属性构造图便于了解宏大的地球结构。例如，地壳厚度图指示了各构造单元的横向展布程度，如强烈拉伸区和挤压造山带的分布。同样，地壳地震波速图有助于厘清地台、陆架、沉积盆地和外来增生体(Christensen and Mooney，1995)。地球物理图集提供了识别地壳组分并借此厘清地质单元的一种途径(如，Prodehl，1984；Meissner，1986；Collins，1988；Pakiser and Mooney，1989；Blundelletal，1992；Pavlenkova，1996；Yuan，1996；Chulick and Mooney，2002；Fucketal，2008；Cordanietal，2009；Cordanietal，2010)。

基于地震波折射研究并结合其他形式的地震数据(如：地震波反射、声纳浮标、接收函数和地震模型)，首次绘制了涵盖整个南美大陆及其周缘洋盆的等值线图。这组新图绘制基于以下几个原因：其一，在过去十余年间，有关南美地壳结构的数据从数量和质量上都有显著增长，新的地震调查(如，Wiggeretal，1994；Fluehetal，1998；Patzwahletal，1999；Bohmetal，2002；ANCORP Working Group，2003；Berrocaletal，2004；Schmitzetal，2005；Rodgeretal，2006；Scherwathetal，2006；Soaresetal，2006；Greenroydetal，2007)不仅覆盖了迄今尚未探索的空白区域(如智利安第斯山脉和亚马逊河流域)，与此同时对先前的研究区(如秘鲁安第斯山脉和巴西东部)的分辨率也更高。另一方面，南美洲尺度的相关研究仍几乎是空白，且通常依赖于被动源数据(如，Schmitzetal，1999；Assumpçãoetal，2002，2004；An and Assumpção，2005；Taveraetal，2006；Langeetal，2007；Heitetal，2008；Wölbernetal，2009)。本研究通过收集取自整个大陆，涵盖多个地质单元和构造体的多种类型的地壳结构数据，系统整合了前人的研究成果。南美洲主要地质单元如图1所示。

本文同时给出了南美洲地壳和莫霍面的S波速度等值线图以及统计分析结果。这与最近发表的南美洲S波速度层析成像结果密切相关(如，van der Leeetal，2001，2002；Fengetal，2004，2007)。

上面所述新收集的数据已被纳入一个综合地震数据库(网址见文后)。该研究中每一个数据点均由已发表的地壳模型中提取的一维速率—深度函数组成，其中75%的数据来源于地震折射数据得到的二维地震波速剖面。虽然我们尽可能包含了直至2011年所有公开发表的数据，但一些最近完成的地震调查数据尚不能全部获取。尽管如此，本项研究仍首次给出了整个南美洲详细合理的P波地壳属性图以及相应的S波地壳结构图。本文所用的地震数据点位置如图2所示。

本文所给出的图包括地壳厚度(Hc)、全地壳P波平均速度(Pc)、结晶地壳P波平均速度(Pcc)、莫霍界面下方的P波速度(Pn)、全地壳S波平均速度(Sc)、结晶地壳S波平均速度(Scc)和莫霍面下方的S波速度(Sn)图。另外，本文还给出了Pc/Sc，Pcc/Scc和Pn/Sn的速度比等参数的统计分析。我们通过对复杂速度数据的合成也得到了横跨南美洲的多个地壳剖面图。

1前人工作

基于地震折射数据得到的南美洲深部地壳结构图迄今大多局限在安第斯山脉的局部地区(如，Wiggeretal，1994；Schmitz，1994；Bohmetal，2002；ANCORP Wor-king Group，2003；Alvaradoetal，2005；Gilbertetal，2006；Alvaradoetal，2007；Yoonetal，2009)以及大陆边缘地带(如，Bezadaetal，2008；Christesonetal，2008；Agudeloetal，2009；Pavlenkovaetal，2009)。此外，运用面波进行的一些区域模拟研究主要位于巴西(如，Nascimentoetal，2002；Assumpçãoetal，2002，2004；An and Assumpção，2004；Blaichetal，2008；Juliaetal，2008)和阿根廷(如，Schnabel，2007；Blaichetal，2009)。

第一个真正意义上的南美洲大陆尺度地壳厚度、莫霍面下方S波速度图是由van der Lee等(2001，2002)和Feng等(2004，2007)通过体波层析成像绘制的。地壳2.0模型(Bassinetal，2000)虽然是一个全球尺度的模型，但南美洲也被很好地覆盖在内。通过地震折射和反射数据、面波分析、层析成像以及其他形式地震数据的联合，本文进一步获得了首次大洲尺度的南美洲地壳P波和S波速度结构图，这与我们在北美洲研究的方法类似(Chulick and Mooney，2002)。正因如此，本文获得的南美洲地壳厚度模型可与地壳2.0模型(Bassinetal，2000)、van der Lee等(2001，2002)和Lloyd等(2010)的结果进行对比研究。

2数据和不确定性

我们已经编制了南美洲和周围海洋地区的地壳和地幔顶部的地震波结构目录，包括折射和反射剖面、面波和接收函数以及近震层析成像(Chulick，1997)等多种类型的数据。目前的南美洲目录包含889个速度—深度函数(“数据点”)，其中约25%的数据其最大深度没有达到莫霍面所在深度。我们在当前研究中使用了658个全地壳的数据点，其中约75%的速度—深度函数来源于地震折射结果。考虑到在每个独立数据点得到的沉积层厚度均存在不确定性，本文选取某一速度层位来界定为结晶地壳或称固结地壳的顶界面深度。最终选取P波值5.8km/s为速度分层界面，该值比普通的沉积岩P波速度高，但低于所有花岗岩中P波的最小值(约5.9km/s)。同理，选取3.35km/s为对应S波速度分层界面。

图1　南美洲主要地质单元(据Gubanov and Mooney，私人通迅，2012)。(原图为彩色图——译注)

所得等值图的精确度主要受限于已发表的地壳结构的不确定性。Mooney(1989)和Bostock(1999)对地壳和下地壳岩石层结构方法带来的不确定性做了有益的总结。地壳模型的不确定性是由研究方法、研究的空间分辨率(如：炮点和记录台站之间的间距)以及数据处理过程中分析技术等多种因素引起的。通常，莫霍面深度计算的不确定度约为5%～10%。因此，一个40km的地壳厚度其误差值约为±2～4km。由折射初至(如：Pn)计算得到的地震波速的精度可达1km/s的数百分之一以内(Mooney，1989；Chulick，1997)。

图2　本研究所用的一维地震数据资料位置图。详见：http://earthquake.usgs.gov/research/structure/crust/sam.php

3结果

南美洲地质单元和地名如图1所示，已编制的P波和S波的速度—深度函数数据点的位置见图2。每个地震参数的统计分析见表1和表2。表3列出了建图所用的数据类型(包括地震折射、接收函数等)和数据量。应用商业软件构建的等值线图见图3至图9，此软件利用自然邻点插值技术进行网格化计算。在某些数据覆盖稀疏的地区(例如，亚马逊盆地)其等值线不尽合理，在编辑这类地区结果时，应尽量避免出现明显与地理特征相悖的错误，如陆壳出现了洋壳厚度尺度。所用数据的网址见文章结尾。

3.1　地壳厚度(Hc)

图3显示安第斯山脉下的陆壳不但异常厚，而且还存在横向变化情况。在中安第斯山脉下方地壳形成了一个巨厚块体，厚度达60km，而且从秘鲁中部向南穿越玻利维亚西部一直延伸至智利北部。鉴于该区域地理上正对应于阿尔蒂普拉诺，为此我们推测阿尔蒂普拉诺为一个大陆性高原，在高原之下沿汇聚边缘形成了巨厚的陆壳，这与青藏高原南部的结构类似。

Chulick和Mooney(北美,2002)Christensen和Mooney(全球,1995)本文(仅南美大陆地壳)本文(整个地壳)Hc/kmn337560526x36.1039.1743.83±σ8.978.5213.97±e0.480.360.609Pcc/km·s-1n255560346643X6.4356.456.4676.580±σ0.2350.230.2450.280±e0.0150.010.0130.011Scc/km·s-1n67140151X3.6393.6983.706±σ0.1630.1500.159±e0.020.0130.013Pn/km·s-1n320560355658X8.0188.077.9988.013±σ0.2050.210.2270.227±e0.010.010.0120.009Sn/km·s-1n767990x4.4714.5044.495±σ0.1650.1540.160±e0.0190.0170.017

表2本研究得到的地壳和地幔参数的统计分析。Hc=地壳厚度；Pc(Sc)=整个地壳P波(S波)的平均速度(即，包括沉积物)；Pcc(Scc)=结晶地壳(即低于沉积物)P波(S波)的平均速度；Pn(Sn)=地幔顶部的P波(S波)速度

参数平均值标准差数据点数Hc(大陆,km)43.8313.97526Hc(海洋,km)11.866.678363Pc(大陆,km/s)6.1910.377347Pc(海洋,km/s)5.5650.707303Pcc(大陆,km/s)6.4670.245346Pcc(海洋,km/s)6.7120.259297Pn(大陆,km/s)7.9980.227355Pn(海洋,>7.5km/s)8.0320.225303Sc(大陆,km/s)3.5870.156142Scc(大陆,km/s)3.6980.150140Sn(大陆,km/s)4.5040.15479Pc/Sc(大陆)1.7480.077677Pcc/Scc(大陆)1.7450.057575Pn/Sn(大陆)1.7710.043379

表3根据地壳类型和计算方法绘制的各个地壳和地幔顶部参数数据点的分布情况。Hc=地壳厚度；Pc(Sc)=整个地壳P波(S波)平均速度(即，包括沉积物)；Pn(Sn)=地幔顶部P波(S波)速度

HcPcPnScSn控制点总数88964365815490大陆控制点数52634635514279海洋控制点数3632973031211控制点来自逆地震折射率测量403349355810不可逆地震折射率测量91797975声纳浮标14141400分裂地震折射率测量17171700接收函数或地震模型2721321329454地震折射数据的时项分析00000层析成像反演4342421111面波分析368103410其他方法132900

图3　根据地震数据得到的南美洲及毗邻洋盆地壳厚度(Hc)等值线图。在许多细节中可以看到：巨厚的克拉通向西地壳厚度变薄；沿安第斯山脉走向地壳巨厚(>50km)，向南地壳厚度明显逐渐减薄(从智利中部的50km到火地岛的30km)。红线标示了25km的等值线(原图为彩色图——译注)，勾画出了南美洲大陆边界的陆向边缘。西边缘(10km和30km的等值线之间的区域)较窄(<100km)，而东边缘要宽阔的多(可达1000km甚至更宽)。地名的位置见图1

智利中部的安第斯山脉的地壳也很厚(>50km；参见Wagneretal，2005；Heitetal，2008；Yoonetal，2009；Lloydetal，2010)。往南至智利南部及巴塔哥尼亚地区的南安第斯山脉，地壳逐渐变薄；在火地岛地区，地壳厚度仅约30km(Lawrence and Wiens，2004；Lloydetal，2010)。

秘鲁中北部地壳数据要远少于其南部地区(James and Snoke，1994)。然而，已完成的地震折射调查和地震模拟结果也显示了北安第斯山脉下地壳厚度的变化趋势(Ocolaetal，1975)。有证据显示，秘鲁北部地壳较薄，约40km，向北，地壳又变厚，至哥伦比亚及委内瑞拉西部其厚度不小于50km(Mooneyetal，1979；Schmitzetal，2005)。

图3也显示圭亚那和巴西地盾下方(图1)为一中等尺度的地壳厚度(>40km)，往西至大陆中部区域地壳厚度逐渐变薄(约35km)。这一中等尺度的地壳厚度(约35km)与以前的研究结果一致(如，Soaresetal，2006)，也与其他地盾的地壳厚度接近[例如：加拿大地盾(35~50km)，Eatonetal，2005；波罗的海地盾(35~55km)，Balling，1995]。目前地壳厚度向西减薄的程度尚不确定，需要等待亚马逊和查科盆地，以及沿低谷和拉普拉塔河河口地震工作的完成(图1)。

南美洲北部海岸(主要是从玻利瓦尔和圭亚那调查)及智利(多种类型)地区新数据的添加更好地阐述了大陆边缘和陆内地壳之间的关联性。与此相反，巴西东南部的数据则显示巴西中央海岸下方莫霍面约束并不好，这是由于该区域仅有地震反射调查和一些面波分析，而无地震折射、地震层析成像和接收函数模型。

与地壳2.0模型相比(Bassinetal，2000)，本研究中地壳厚度的变化模式更接近于S波层析成像3SMAC模型结果(Nataf and Richard，1996)；与本研究中相比，地壳2.0模型基于一个老的、且很少扩大的数据库版本。本文结果也与van der Lee等(2001，2002)利用S波层析成像技术得到的SA99莫霍面分布图一致。我们观测到的一些莫霍界面形态特征在他们的成果图中也有体现，如阿尔蒂普拉诺是一个地壳增厚单元，秘鲁北部地壳较薄，安第斯山脉和克拉通之间显示南、北向拉长的减薄地壳特征。

图4　显示整个地壳平均P波速度(Pc)的南美洲地图。白点是数据点/控制位置。高平均速度似乎普遍适合于哥伦比亚、秘鲁南部、亚马逊盆地、智利最北端和智利中部，而低平均速度似乎发生在秘鲁中部、玻利维亚南部和智利南部。然而，正如预期，南美大陆的整体平均最高速度出现在地盾之下，而最低值出现在亚马逊河和拉普拉塔河口的大盆地。地名的位置见图1

图5　显示结晶地壳的平均P波速度(Pcc)的南美洲地图。白点是数据点/控制位置。地图明确区分速度较低(一般<6.6km/s)的花岗岩大陆地壳和片麻岩海洋层3地壳(速度一般>6.6km/s)。一个非常显著的特征是介于南纬25°～35°的大陆地壳的东西带，其中的数据似乎表明为一平均结晶速度普遍较低(<6.2km/s)的地区。另外，从大西洋一侧去除沉积岩将导致等效的海洋值

本研究与Lloyd等(2010)得到的莫霍面图相比，在有数据约束的区域两者结果基本一致。Lloyd等(2010)应用接收函数数据添补了亚马逊河盆地，并发现两个地壳明显增厚区。部分增厚可能与古生代的地幔柱有关(Schmitzetal，2002；Lloydetal，2010)。

正如本文上述讨论，我们的地壳厚度等深图(图3)清楚勾画了南美大陆边缘带，特别是沿西海岸一侧。结果显示西侧边缘(地壳厚度为10~30km区域)较狭窄(<100km)，而东侧边缘局部地区则宽阔的多(最宽处可超过1 000km)。虽然我们推测的南美陆缘边界与大西洋被动边缘的吻合性(如上所示)不及其与太平洋汇聚边缘的吻合性，但总体来看这两个边界与实际大陆架的位置和宽度都能很好地对应。

对图3中地壳厚度的简单平均可得到南美大陆地壳的平均厚度为45.3km，对应的标准差为13.1km。然而，安第斯山脉已完成的地震探测与其结果(其中大约一半数据来自该区域)并不相称(如，James，1971；Regnieretal，1994；Becketal，1996；Dorbath，1996；Myersetal，1998；Yuanetal，2000；Baumontetal，2001；Bohmetal，2002；Frommetal，2004；Alvaradoetal，2005；Heitetal，2008；Wölbernetal，2009)。因此，安第斯山脉地壳较厚可能是过多的平均处理所致。由于南美洲许多地壳较薄地区其采样点较少，因此上述用简单平均法计算的地壳厚度值比全球平均值(39.2km)(Christensen and Mooney，1995)要厚6km。

为弥补南美洲一些区域重复采样和另一些地区采样不足的缺陷，我们应用绘制等值线图的商业软件Surfer9的网格插值函数，根据原始地壳厚度值得到了一套等间距的人造厚度值。而后，对这些值赋以恰当的权重和平均，从而得到更接近实际的南美洲地壳平均厚度结果。我们在纬度15°N~60°S，经度20°W~90°W的范围内创建了一个均匀的1°×1°网格，并非利用软件直接从网格得到等深图，而是生成一个带网格点的ASCII文件。该文件包含3栏数据，第一栏是每个网格点的纬度(θi)，第二栏为经度，第三栏是网格点的地壳厚度值(Hi)，该值由原始离散的地壳厚度数据通过相邻插值算法得到。而后我们根据如下的描述，手动修改此ASCII文件。

我们通过网格点的高程值来剔除洋壳厚度值，如高程低于-0.5km(低于海平面超过0.5km)的网格点被认为是洋壳，因而将其剔除，剩下的则需要手动来识别异常值。事实上洋壳下方几乎所有地壳增厚的异常值都被剔除。

图6　南美洲地下莫霍面的P波速度(Pn)。白点是数据点/控制位置。大陆内部的大部分地区地幔的Pn速度至少为8.0km/s。这种模式的一个显著例外是在安第斯山脉中。安第斯山脉的大部分地幔位置略低，其Pn速度小于或等于8.0km/s，但这种模式在南纬20°～30°有一个中断，可能与纳斯卡板块“平缓板块”有关，但是在秘鲁的“平缓板块”之下，我们并没有观测到相似的形态特征

(1)

然后，加权标准差的计算为：

(2)

3.2　全地壳P波平均速度(Pc)

图4给出了南美洲及其周边洋盆的全地壳P波平均速度。该等值线图印证了Chu-lick和Mooney(2002)的观测结果，即大西洋海床地壳平均速度相对较低(通常<6.0km/s)，而东太平洋海床的平均速度则相对较高(通常>6.4km/s)。这一差别可能是源于古老的大西洋海床(如，Blaichetal，2011)形成时其洋中脊的慢速扩张，因此其沉积层较厚；而年轻的东太平洋海床形成时洋中脊扩张速度要快(见图12a-f显示的剖面)。综合这些数据，我们可以清晰地勾画出亚马逊河口外以及南大西洋大面积、深厚的低速沉积盆地，与之形成鲜明对照的是与海沟充填相对应的南太平洋区域狭窄的低速区。

在陆壳内，图4显示地壳平均速度沿安第斯山脉的长轴方向的变化情况。这些在山脉中由高、低速交替出现形成的“条带”也被其他许多区域研究观测到(如，Wiggeretal，1994；Schmitz，1994；Yuanetal，2000，2002；Baumontetal，2001，2002；Beck and Zandt，2002；ANCORP Working Group，2003)，但是本文给出了沿该整个山链的总体框架图。哥伦比亚、秘鲁南部、智利的北端和中部平均速度要高，而厄瓜多尔、秘鲁中部(3个数据点有地震模型)、玻利维亚南部(约20°S)和智利中部(30°~35°S)速度较低。在安第斯北部地区发现厚地壳和高波速之间存在一定相关性。秘鲁北部和中部以及智利中北部的低速区大致与秘鲁—智利(南美大草原)平缓板块区相对应。然而，由于在秘鲁中部和北部数据稀少(如上所述)，低速带与秘鲁平缓板块的相关性并不明显，因此这里我们无法给出明确的结论。Pc低速带与南美大草原平缓板块的关联性较高，这可能与该区有大量可用数据有关。事实上，观测数据显示南美大草原平缓板块区西部的速度分布形态如同射击的“靶”，一个高波速值位于“靶心”，周围则低速带环绕。

与通常认为的一样，陆壳内所有高平均速度值都出现在地盾区。横跨巴西中部存在一个高速(>6.6km/s)地壳带，然而由于缺少实测数据的支持，该等值线带有一定的主观性。但无论如何，这一区域的平均波速至少不会低于6.4km/s(巴西东部远处大于6.6km/s等值线是可以肯定的，但是沿海岸的数据稀缺，因而其约束力不强)。

图7　南美洲地壳S波平均速度(Sc)。白点是数据点/控制位置。图中最显著的特征是南美大陆北半部(>3.5km/s)与南半部(<3.5km/s)间地壳S波平均速度的鲜明对比。此外，S波图暗示了安第斯山脉沿线的速度变化，例如在南部安第斯山Sc速度较高(>3.5km/s)，而在智利中部的安第斯山和南美大草原平缓板块区S波速度较低(3.0～3.5km/s)

最后，从图4中可以看到大陆区高平均地壳波速值与挤压造山带紧密相联，同样我们可以得出伸展和/或拉张地壳与低速度带之间密切相关，如阿根廷西北部前科迪勒拉山脉(伸展构造样式之一——译注)、亚马逊河口以及拉普拉塔河谷下游等地。

3.3　结晶地壳P波速度(Pcc)

图4显示较厚低速沉积物的区域对全地壳P波平均速度等值线产生强烈影响。因此，我们也单独计算了结晶地壳(例：表层沉积物和沉积岩下，一般认为速度要<5.8km/s)的P波平均速度。图5可清晰地识别出速度相对低的花岗岩质的大陆地壳(总体<6.6km/s，Christensen and Mooney，1995)和片麻岩质洋壳第3层地壳(总体>6.6km/s)，这也证实了Chulick和Mooney(2002)在北美洲的研究结果。Pcc数据也清楚显示安第斯山基底速度总体低于地盾区(哥伦比亚西部和智利北部除外——沿安第斯山脉地壳速度存在分段性)。

图5中的一个显著特征是南纬25°~35°存在一个东西向条带状的大陆地壳波速分布。这些数据可能暗示该区结晶基底的平均速度较低(<6.2km/s)。该区下伏着俯冲的纳斯卡板块的平缓板块，其对应着安第斯火山弧的空缺区域(例，Isacksetal，1968；Cahill and Isacks，1992；Ramosetal，2002；Gilbertetal，2006；Gansetal，2011)。该区域可类比于美国西南部，那里古老法拉隆板块的平缓板块部分俯冲于其下方(如，Helmstaedtetal，2004；Gorbatov and Fukao，2005)。如同美国西南部一样，南美洲这个平缓板块区上方也形成了盆地山脉构造区；北美的盆地山脉构造区也下伏着极低速(<6.2km/s)、高热流值的结晶地壳(Becketal，2005)。同样因为数据稀疏的原因，对于更北边的秘鲁“平缓板块”区，依然不能直接给出上述结论，仅能推测该区Pcc速度低。

最后需要指出的是，南美洲南部比北部地盾区的Pcc速度普遍要小，这不仅因为其速度低，而且与周边几个地区如智利北端和乌拉圭陆架区的低Pcc值有关。

图5显示的另一个特征是太平洋东部纳斯卡海脊为异常低速(<6.6km/s)的第3层洋壳区。

全球P波平均速度为6.45km/s(Christensen and Mooney，1995)，我们发现其与南美大陆的结果(6.47km/s)具有很好的一致性。由于结晶地壳的平均速度与地壳组分相关，而该参数似乎又具有全球的普遍性，这将为“地壳在过去至少30亿年是一个统一的全球尺度形成过程”假说提供有力证据。

图8　南美洲结晶地壳的S波平均速度。白点是数据点/控制位置。本图最显著的特征是智利北部与阿根廷下的南美大草原平缓板块区对应的低速区(<3.5km/s)。安第斯山下Scc的结果与我们先前观测的沿安第斯山脉不同段的“速度带”或速度变化的研究结果具有一致性

3.4　莫霍面下方P波速度(Pn)

Pn是岩石层地幔顶部的地震波速度，其等值线图见图6。值得注意的是，由于方位角覆盖范围不充分，因此不能很好校正地震的各向异性。这无疑是图6中观测到的许多小尺度异常特征的原因之一。Pn大陆尺度的变化特征主要归因于岩石层温度的变化情况(如，Artemieva and Mooney，2001)，而非各向异性。不管怎样，图6还是给出了莫霍面下方Pn的一些变化特征。

大陆内部Pn波速度多数不低于8.0km/s，安第斯山脉除外。安第斯山脉下方的Pn波速(<8.0km/s)略低于大陆内地幔顶部的速度。该异常可能与安第斯的俯冲过程有关，这也与其他俯冲带情形类似(如，Iwasakietal，1994；Hyndmanetal，2005)，可能暗示其下方地幔发生了蛇纹岩化(Barklageetal，2006)。与上述模式有所不同，安第斯山脉南纬30°左右区域下方的Pn大于8.0km/s，可能与本文其他章节也有讨论的南美大草原平缓板块有关。因此，Pn分布模式可反映板块上方低速的地幔通道和板块几何形态等特征。

沿智利海岸和安第斯山西缘的Pn总体较低，例外情况是在22°S和30°S速度较高。这可能与沿智利海岸和秘鲁中部下方俯冲带的不同特征有关。其次厄瓜多尔/哥伦比亚海岸区域与智利具有相似的Pn特征。同时，我们注意到巴西南部的数据表明沿巴西东南海岸下方的Pn也相对较低。

大陆尺度的Pn波速变化特征主要与岩石层的热状态有关，Pn低速与岩石层高温异常有关(如，Mooney and Braile，1989)，安第斯山脉的一些区域或许与含水有关。例如，智利中北部安第斯山下Pn高速可能与缺少火山活动的低温异常有关，这可能是平缓板块所致。我们观察到在巴西地盾和大部分海床Pn速度(>8.0km/s)较高，而在阿根廷海盆和智利海岭下方Pn速度较低(<7.8km/s)。

3.5　地壳S波平均波速(Sc)

全地壳S波平均速度(Sc)的可用数据点(142个)较Pc要少得多，因此Sc波速等值线图的解释需谨慎。

南美洲Sc等值线和数据点位置图见图7所示。图中最明显的特征是整个大陆的北半部(>3.5km/s)和南半部(<3.5km/s)的地壳S波平均速度差异较大。这种速度的两分性也体现在地壳P波平均速度图中(图4)，不同的是因为P波可用数据密度更高，所呈现的局部细节更多，因而可能掩盖了这一整体特征。

其次，S波平均速度图也显示了与P波速度图同样的特征，即安第斯山脉不同段存在速度变化特征。例如，南安第斯山Sc速度较高(>3.5km/s)，而智利中部的安第斯山，以及智利北部和阿根廷、玻利维亚南部之下的南美大草原平缓板块区Sc速度较低(<3.5km/s)。Sc低速异常总体与Pc低速异常区相对应，且可能主要发生在高热流值(上文已述)和/或地壳拉张区(下文述及)。

由于海床下方缺少已发表的S波地壳数据，因而大大限制了我们的观测研究。阿根廷海盆几个现有模型均显示该区Sc值较低(约3km/s或更低)，这与正在发育的沉积盆地相对应。巴西海盆下方则缺少这样的数据模型，因而用网格化软件(以及后面的等值线)计算该区高速异常区的分布并不切合实际。图7中3.6km/s的等值线与沿大西洋海岸的陆缘吻合性较好(而且似乎与巴西克拉通的西缘也相关)。

3.6　结晶地壳的S波速度(Scc)

结晶地壳的S波平均速度(Scc，见图8)的计算方法与计算Pcc速度相似。这里我们假设结晶地壳顶部的最小速度为3.35km/s(VP/VS=1.73)。

图9　南美洲莫霍面下的S波平均速度(Sn)。由于仅有90个数据点(白点)可用于构建本图，因此本图应作为初步图件成果。Sn图显示地盾(古老、冷的克拉通)下方速度高，而安第斯山脉下(热、低速的板块上方的地幔通道)速度低

图8也可以看到一些显著特征。譬如，亚马逊流域西部Scc值相对较高(>3.8km/s)，而大部分地盾区则为相对低速区(3.6～3.7km/s)。通过仔细观察我们发现巴西地盾Scc存在局部变化特征，即从内陆(约3.6km/s)到海岸附近(约4km/s)逐渐增大。

图8中最醒目的特征应该算是在智利和阿根廷北部平缓板块区的低速(<3.5km/s)带。这与上文讨论的美国西南部盆地山脉区观测到的Pcc低速异常结果一致。该低速区范围较大，且被一条南北向延伸高速的“脊”一分为二，这与南美大草原平缓板块区P波的“靶心”状形态(如上所述)一致。另外玻利维亚南部的数据则清楚地揭示出伸展构造区的Scc值要低的多。

安第斯山区的Scc结果与之前我们P波模型中速度分段式变化或称“速度带”结构一致。总的来看，安第斯山下的Scc速度极低。在安第斯山的南北两边Scc速度高(>3.75km/s)，而秘鲁中部一直延伸到智利中部的区域(阿尔蒂普拉诺高原和两个平缓板块区，见上述)的Scc速度较低(<3.75km/s)。另外，还可以发现从西(<3.7km/s)到东(>3.8km/s)横跨巴西南部地盾存在一横向速度梯度。相比之下，巴西地盾大部分区域下方Scc速度高，但其速度仍比圭亚那地盾下方的要慢0.1km/s。最后，洋壳(如阿根廷海盆区)下方几个S波模型清楚显示图中洋壳第3层区域的Scc速度最高(约为3.9km/s)。

3.7　莫霍面下S波速度(Sn)

南美大陆仅有79个数据点可用于构建Sn速度等值线图(图9)。鉴于数据的稀缺，本图应作为初步图件成果。

粗略地比较Pn图(图6)和Sn速度图(图9)，可以发现高、低速分布大体是一致的——地盾(古老、冷的克拉通)下方速度较高，而安第斯山脉(热、低速、板块上方的地幔楔)下方速度较低。图中还暗示，沿安第斯山脉链——可能位于哥伦比亚(1点)、智利中部(1点)以及南美大陆南端的下方为高速段(准确的说是一个速度变化的边界)。

Pn和Sn两张等值线图也有一些差异。最显著的如安第斯山在南美大草原平缓板块区下方Pn明显高，而Sn则相对低。仔细分析两张图及其速度—深度数据库模型发现，该区域一些数据点本身就具有高Pn值、低Sn值的特征。

将图9与SA99(van der Leeetal，2001，2002)的100km深度S波速度图比较，可以发现它们的结果大体相似。在100km深度，SA99模型显示高速地幔下伏于大陆内部，而其周边大陆边缘则被低速地幔所包围。我们的Sn图显示了相似的格局，即陆内表现为Sn高速，而陆缘则表现为Sn低速。

3.8　地壳速度结构剖面

图10是根据周围地质体的速度随深度变化函数合成的横跨南美大陆的5张剖面。剖面位置见旁边的插图，主要为横穿巴西地盾、南纬20度、南纬33.5度、南纬55度以及沿南美大西洋海岸的剖面。不同剖面垂直放大率有所不同。为了构建这些剖面图，我们还同时使用了下文将述及的一些绘制等值线图的方式方法。

首先选择一组P波速度层，如4.0，5.8，6.2和6.6km/s的(它们分别大致对应后古生代沉积层、结晶陆壳或洋壳第2b层的顶部、中地壳顶部、高速的大陆下地壳或洋壳第3层的顶部)。然后，从一维速度—深度函数的数据库中选出这些水平层对应的深度；接着根据高程数据(来自ETOP02，National Geographic Data Center，2001)和莫霍面深度，应用相关软件绘制出一系列相对于海平面的这些水平层所对应的等值线深度图(点和点之间采用线性插值)。对每个等值图应用软件的SLICE功能和每个等值线图的“切片”，就可以绘出我们所需要的剖面图。

为了更好地解释每个剖面，我们从数据库中选取距离该剖面线一定范围内(300km)所有的一维速度—深度函数(黑色为P波数据；红色为S波数据)。从剖面图上我们可以看到南美大陆的许多地球物理特征(如沉积层、南美大草原平缓板块和安第斯山下山根状的加厚地壳等细节特征)。

南美大草原平缓板块俯冲区的大量数据来自CHARGE(如，Wagneretal，2005；Alvaradoetal，2009)和CHARSME(如，Monfretetal，2005；Deshayesetal，2008)的实验调查。我们应用软件构建的等值线模型揭示了Pcc图(图5)的靶心状构造，大致以32°S，68°W为中心，中心速度较高(>6.4km/s)，向四周同心环速度逐渐减小(<6.0km/s)。这与Alvarado等(2009)的研究结果一致。这一圆顶状构造与Alvarado等(2009)推断的库亚纳(Cuyana)地体其地壳厚达60km的结果相吻合(本文模型中地壳厚约50km)，同时推断其下地壳的P波速度相对较高，达6.5km/s(本研究模型的圆顶状区域)。在距离平缓板块核心区南部100km到约200km的区域，较高的VP/VS=1.83比值也与本研究结果(6.4/3.5=1.81)相近(见图1和图2，Alvaradoetal，2009)。

Alvarado等(2009)比较了该区域与邻近的潘帕地块(位于其东北部，中心坐标近30°S，65°W)，发现潘帕地块的地壳厚度(约35km，而本文模型结果约为40km)与平均值相近，同时其P波速度较低，为6.0km/s(本研究模型该值小于6.0km/s)，VP/VS比值正常，为1.73(本研究模型为6.0/3.5=1.71)。他们把这种差别归因于纳斯卡板块在俯冲下插的过程中析出的流体与库亚纳地体的下地壳通过水合反应发生的同化过程所致。

图10　南美大陆的横截面剖面图。字母表示剖面线上或附近的速度剖面，数字表示在这些位置的速度值(黑色为P波的数据点；红色为S波的数据点)(原图为彩色图——译注)。所有数据点均位于距剖面线300km的范围内。(A)横跨巴西地盾(垂直放大率约110倍)；(B)南纬20度(垂直放大率约为110倍)；(C)南纬33.5度(垂直放大率约为130倍)；(D)南纬55度(垂直放大率约为130倍)；(E)大西洋海岸附近(垂直放大率约200倍)。在所有图中，亮蓝色与亮黄色区域表示沉积层；红色区域表示上地壳；绿色区域表示中地壳层；深蓝色区域表示下地壳层。所有地层都是通过数据点插值得到，并使用本文提及的速度约束方法

图11　南美地壳原始(a)和网格化后(b)地壳厚度数据(Hc)的直方图。整个南美大陆地壳厚度数据1°网格分布见图(c)。由于大多数数据点位于较厚的安第斯山地区，我们得出的南美大陆地壳平均厚度可能会有偏差(原图为彩色图——译注)

3.9　地球物理参数的统计分析

各等值线图中地震参数的统计分析见表1和表2。几个地震参数的比值(Pc/Sc，Pcc/Scc，Pn/Sn)也列于表2。由于缺少数据覆盖(许多P波的一维速度—深度模型找不到对应的S波模型，反之亦然)，这些比值无法在图中展示。表1展示了Christensen和Mooney(1995)的全球大陆及Chulick和Mooney(2002)的北美洲的统计结果的比较。Christensen和Mooney(1995)的工作基于全球560套陆内地震反射数据点。这些地震参数的直方图见图11和图12。

南美洲全地壳P波平均速度(Pcc)为6.47km/s(表1)。Christensen和Mooney(1995)测得的Pcc全球平均值略低(6.45km/s)，我们推测其他大陆的Pcc数据也应该接近这个近似值，事实上，Chulick和Mooney(2002)得到的北美洲结果与其也相当接近(6.44km/s)。

本文得出的南美洲Pn平均速度(8.00km/s)较Christensen和Mooney(1995)的全球平均值(8.07km/s)略小，而与Chulick和Mooney(2002)的北美洲研究结果(8.02km/s)较接近。鉴于这些分析用到的统计样本量大，各大陆的Pn平均速度估算值可靠性高，因而即使再增加数据，Pn也不太可能发生大幅变化。但是需要指出的是，这些统计的结果都是以地幔的各向同性为基础。一个6%的各向异性将会使Pn速度随方位角产生±0.5km/s的变化(例如，7.5～8.5km/s)。Pn速度还取决于地幔组分，特别是温度的变化(Artemieva and Mooney，2001)。

等值线图3~9所用数据的直方图可用来了解地壳属性。原始未加权数据的统计和直方图显示地壳厚度的众数值为43.83km(图11a)，以全球尺度而言该值表示加厚地壳(Christensen and Mooney，1995)。如上所述，由于南美洲安第斯山区地壳剖面较多，而南美大陆中部数据相对缺乏，因而这一高估值可能有偏差。图11a显示在所有大陆地壳厚度测量结果中，超过一半的值在40km以上。然而，用1 832个网格点构建、用于加权平均的直方图(图11b)显示了更真实的“钟型曲线”，其众数值约为38km，接近加权平均值38.17km。这一加权平均值就是表2给出的Hc值。

Pc的直方图(图12a)显示了两个适中的峰值，这种现象在Sc直方图(图12b)和Pcc，Scc直方图(图12c和12d)中也有所显现，说明南美大陆地壳P波和S波平均速度均具有双峰模式。我们的全球数据库显示所有其他大陆(数据极少的南极洲除外)的Pcc具有相似的双峰情况(Chulick and Mooney，2002)。这种双峰分布可能暗示大陆地壳的两种端元类型。根据下地壳层是否存在高速(6.9～7.3km/s)可以区分出这两种地壳类型。薄地壳(20～35km)通常缺乏高速的下地壳层，且地壳Pcc平均速度低(<6.5km/s)。厚地壳(30～50km)，特别是稳定大陆内部的厚地壳(如地台和地盾)通常具有高速下地壳层，因此地壳平均速度相对较高(>6.5km/s)(Meissner，1986；Mooneyetal，1998)。总体而言，这两个地壳类型显示全球大陆地壳平均速度为6.45km/s。

Pn速度在平均值7.998km/s附近出现尖峰(图12e)。超过75%的Pn速度测量结果落在7.8～8.2km/s的范围内，与各向异性考虑得出的结论一致。Sn速度值则在4.50km/s附近出现峰值(图12f)，接近统计平均值4.504km/s(表2)。

4结论

本文对南美洲及其附近洋盆的地壳和地幔顶部的地震学结构进行了统计分析并绘制了新的等值线图。这些结果均是基于大量新的地震学测量数据，包括某些先前未探索地区的数据。我们主要使用地震折射调查得到的结果，其他数据则主要来源于地震层析成像研究、面波和接收函数研究(表3)。本文所得结论如下：

(1)南美洲大陆地壳厚度(Hc)889个测量结果的加权平均值为38.17km，这比全球平均值39.2km小约1km(Christensen and Mooney，1995)，我们的分析工作涵盖众多海洋区测量结果，既包括对浅而薄(20~25km)大陆架的测量结果，也包括对较厚的安第斯山脉地壳的测量结果。

(2)结晶地壳的全地壳P波和S波平均速度直方图均具有双峰特征。地壳平均速度低(小于约6.5km/s)与薄地壳中缺乏高速(6.9~7.3km/s)的下地壳层有关。地壳平均速度高(大于约6.5km/s)与中等尺度的厚陆壳(约40km)含高速下地壳层有关。

(3)太平洋东部地壳P波平均速度要高于大西洋西部地壳，这是由于太平洋东部存在一个更薄的沉积物层(层1)。Chulick和Mooney(2002)对北美外的大西洋和太平洋海盆进行了相似的观测，其研究结论与本文一致。

图12　(a)南美洲地壳P波速度(Pc)直方图。图中略显双峰分布的状态，分别位于6.00km/s和6.20km/s。(b)南美洲地壳S波速度(Sc)直方图，也略微显现双峰分布，分别位于3.50km/s和3.62km/s。(c)南美洲结晶地壳P波速度(Pcc)直方图(去除沉积物)，注意略微显现的双峰分布，分别位于6.50km/s和约6.80km/s。(d)南美洲结晶地壳S波速度(Scc)直方图，结果略显双峰，分别位于3.55km/s和近3.70km/s。(e)南美洲上地幔P波速度(Pn)直方图，注意8.00km/s和8.10km/s之间的尖峰。(f)南美洲上地幔S波速度(Sn)直方图(原图为彩色图——译注)

(4)南美洲结晶地壳的P波平均速度为6.47km/s，近似于Christensen和Mooney(1995)得到的全球平均值6.45km/s。由于地壳平均速度与地壳成分有关，因此这一参数的均一性强烈支持“全球尺度的地壳形成在至少过去30亿年间一直是均匀过程”的假说。

(5)南美大陆下Pn平均速度为8.00km/s，并且所有测量结果中超过75%的值位于7.8~8.2km/s的范围内。

(6)安第斯山脉下方的地壳较厚，但具有高度变化性。安第斯山脉的地壳厚度从哥伦比亚北部和阿尔蒂普拉诺高原下方的60km以上，变化到火地岛下方的最薄值30km。阿尔蒂普拉诺高原与青藏高原类似。

(7)安第斯山脉和圭亚那—巴西地盾之间的地区通常具有大于40km的地壳厚度，支持“较浅的莫霍面深度对应于地壳拉张区”这一结论。

(8)沿安第斯山脉长轴地震波速度变化很大，说明构造上有局部改变。

(9)南美大草原平缓板块作为纳斯卡俯冲板块的一部分，其上方的南美地区与美国西南部的地质构造具有相似性。除了先前研究的前科迪勒拉盆岭区外，该地区下方地壳薄，且壳内P波与S波的速度很低。秘鲁平缓板块区由于数据覆盖不足，因而难以得出相似结论，但那里也观测到低速的迹象。

(10)海洋地壳与上地幔地震波速度的区域性变化可用于辨别某些海洋地理特征，例如纳斯卡海脊、智利海岭和阿根廷海盆等。

完整的南美洲数据库和相关参考文献表请参见本文作者的如下网址：http：//earthquake.usgs.gov/research/structure/crust/sam.php.

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译自：JournalofSouthAmericanEarthSciences.2013.42：260-276

原题：Seismic structure of the crust and uppermost mantle of South America and surrounding oceanic basins

(浙江省海洋水产研究所薛彬译；国家海洋技术中心刘伟校；张瑞青复校)