秦岭造山带上地幔各向异性及相关的壳幔耦合型式

吴逸影, 邓斯壮, 钮凤林, 贺巍, 吴汉宁

1 西北大学地质学系， 大陆动力学国家重点实验室， 西安 710069 2 莱斯大学地球科学学院， 美国休斯顿 77005 3 陕西省地震局， 西安 710068

0 引言

秦岭造山带西起青藏高原，向东延伸数千公里，划分了中国南北陆块(孟庆任, 2017)，是一条典型的复合型大陆造山带(图1)，具有复杂的地壳组成和结构，在中国大陆岩石圈的形成演化中占有特殊的重要地位(张国伟等，2001；Huang et al., 1992；刘建华等，1995;袁学诚等，1997，2008；Dong et al., 2016).因此，进一步探索秦岭造山带的形成与演化机制对理解和探讨我国大陆内部各块体间的相互作用和构造的形成有重有意义(王谦身等，2013).在板块驱动的假设下，当前流行两个壳幔变形运动学的端元模型：简单软流圈流动(e.g.Vinnik et al.，1992；Silver et al.，1996)和垂直连贯变形(Silver, 1994).简单软流圈流动意味着板块自驱动，软流圈与岩石圈解耦.岩石圈垂直连贯变形预示板块强烈地耦合于地幔，地幔变形场和地面变形场相同(Wang et al.，2014).中外学者先后对秦岭造山带不同区域及整体运用了大量地震资料与不同方法进行了研究：人工地震探测(如袁学诚等，1994，2008；王椿镛等，1997；Ren et al., 2012；滕吉文等，2014b；李英康等，2015)、噪声层析成像(如贺伟光等，2015；丁文秀等，2017)和天然地震层析成像(如刘建华等，1995；黄耘等，2011黄忠贤, 2011；李爽等，2014)等，并取得了重大进展.

地震各向异性作为解释板块运动、软流圈对流以及地震成因等的重要手段，对研究秦岭造山带及周边壳幔变形机制、青藏高原隆升(曾融生等，1998)、上地幔各向异性(如张洪双等，2013；王琼等，2013)和各个构造单元相互作用的动力学特征有约束意义(如丁志峰和曾融生，1996；高原和滕吉文，2005；李永华等，2006；郑晨等，2016).罗艳等(2004)与常利军等(2014)收集了中国及邻区共1020个台站的剪切波分裂参数的数据集，对中国大陆上地幔各向异性及其可能的动力学机制做了综合研究：东部各向异性主要来自于地幔流动，西部向异性主要由于壳幔连贯变形，中部鄂尔多斯到四川盆地区域的各向异性比较复杂.秦岭造山带是横跨中国大陆东、西，划分鄂尔多斯地块与扬子地块的主要造山带，其壳幔各向异性及变形机制不会只受单一因素控制，研究秦岭造山带上地幔各向异性特征及其与邻域的相互作用模式对探讨中国大陆内其相邻板块的动力学机制有约束作用.

横波分裂现象作为各向异性是在地震波记录中最明显的表现形式，观测到的各向异性参数是研究上地幔地震各向异性最有效的方法之一(e.g. Silver, 1996; Savage, 1999).各向异性参数中的快波偏振方向(φ)和快、慢波到达时间差(δt)分别代表快波偏振方向和各向异性强度，反映了上地幔各向异性的路径综合效应.上地幔各向异性普遍被认为是在应变作用下地幔物质变形导致橄榄石晶体的择优取向a轴(LPO)引起的(Nicolas et al., 1987)，在干燥的、相对高应变率和简单剪切的条件下，橄榄石a轴与地幔流动方向大致平行(Zhang and Karato, 1995).同时，大量对海洋盆地下上地幔各向异性的研究发现板块运动也会引起应变，即板块运动导致地幔流动(e.g. Morris et al., 1969; Shearer and

图1 秦岭造山带及周边构造示意图(修改自Dong et al.，2011)Fig.1 Tectonic overview map of the Qinling Orogenic Belt and adjacent region (Modified from Dong et al.，2011)

Orcutt, 1986； Forsyth and Uyedaf, 1975; Tanimoto and Anderson, 1985; Montagner and Tanimoto, 1990).SKS横波分裂出快波极化方向沿橄榄石a轴方向，快、慢波延迟时间差δt可以用于估计各向异性层的厚度(e.g. Kosarev et al., 1984; Vinnik 1989 et al.,1989; Silver and Chan, 1991; Savage et al., 1990).因此，SKS远震横波分裂测量获得的地幔各向异性参数(φ，δt)能有效反映上地幔变形类型和几何结构的基本信息.

本文获取覆盖了从青藏高原东缘到秦岭造山带东缘完整地质体的区域地震网络中41个台站记录的连续远震SKS波形数据(32°E—36°E，102°N—114°N；2007—2015年)，利用最小切向能量法、最小特征值法和“叠加”分析法观测计算得SKS分裂参数(φ，δt).本文的研究目标不仅使用密集宽频带地震阵列来描述秦岭造山带上地幔的SKS分裂模式分析上地幔各向异性特征，还结合对比前人研究成果与发表的GPS信息(如张静华等，2004；王椿镛等，2007；常利军等，2016)做地壳-地幔耦合变形分析.据此对秦岭造山带及邻域壳幔耦合类型进行更全面的分析，进一步对秦岭造山带及邻域演化与成因的研究提供约束与参考.

1 横波分裂测量

1.1 测量方法

本文应用基于信噪比的多事件“叠加”方法获取单个台站的分裂参数，从不同反方位角有效地平均其分裂变化，为单层水平横向各向同性模型提供更好的(φ，δt).分别采用最小切向能量法、最小特征值法获得最佳的分裂参数(φ，δt).方法一，最小化横向分量总能量：

(1)

方法二，最小特征值Λ2：

(2)

这里对第i个事件进行了快波偏振方向φ和延迟时间δt的各向异性校正，其中ETi(φ，δt)和λ2i(φ，δt)分别表示最小切向能量和最小特征值的协方差矩阵.取权值wi作为两个水平分量的平均信噪比，计算信噪比时取SKS波信号之前与SKS波相同时间窗长度的噪声时间窗.同时，本文在计算单个ETi(φ，δt)之前使用两个水平分量上的SKS总能量对两个水平分量进行归一化.在搜索最小值时，本文分别选择1°和0.05 s作为φ和δt的增量.利用所获得的(φ，δt)进一步计算了每个SKS信号的偏振方向，以确保它们与震源-接收器的几何反方位角一致.

在Jenkins和Watts(1968)的研究基础上，Silver和Chan(1991)提出使用以下置信区间来估计(φ，δt)中的误差：

(3)

(3′)

其中Enoise是两个水平分量上SKS波之前的噪声水平的平均值.

1.2 测量数据

本文收集可利用的区域地震台站41个，包括了GS，SN，SC，HA，HB五个台站网，这41个台站形成了覆盖范围约为经度12°×纬度4°的一个密集二维矩形地震台阵列(图2)，沿秦岭造山带南、北缘自西向东横跨整个秦岭造山带及周边地区.这个二维阵列可以达到研究秦岭造山带与其周边的南、北地块的地震各向异性的横向变化之目的.

图2 本研究使用的地震台站分布白色实心三角形代表观测台站位置；底图颜色由浅到深海拔位置逐渐降低.Fig.2 Simplified map of distributions of the seismic stationsThe white triangles point to stations; The background color represents altitude variations.

SKS远震波形数据是从中国地震局收集的自2007年7月至2015年12月的数据，由于东经83°左右震中距的SKS波与S波震相交替，不易区分，而83°以后SKS波比S波超前.因此选取震中距范围为东经85°—135°、震级MS>5.8，震相清晰的SKS波形资料，保留了具有明显的SKS震相的事件.图3表示了台站所在位置和地震事件震中位置，震中分布范围较广，主要集中在西太平洋.原始数据是以每秒100或50个采样点记录的，特将原始数据重新采样到每秒20个采样点，并在使用频带宽度为20 s到1 s的Butterworth带通滤波器来消除低频噪声.

图3 地震事件位置分布图绿色实心圆为地震事件震中位置；红色三角代表秦岭造山带研究区台站的大致位置.Fig.3 Distribution of earthquaks in the study regionGreen circles point to earthquick events; Red triangle represent the stations location.

1.3 数据处理

为确保测量结果准确，每次横波分裂测量过程需满足以下检验标准：(1)横波有明显分裂特征，即SKS波数据在旋转到径向和切向坐标轴后，切向分量明显，质点运动图为椭圆；(2)测得的横波分裂参数在进行各向异性校正后，横波旋转到径向和切向，切向分量变得很小，同时质点运动图近直线.(3)各向异性校正前的快、慢波之间有明显的到时差，且质点运动图为椭圆；(4)校正后的快、慢波之间的到时差变得很小，且质点运动图近似为直线.

图4以台站GS.TSS记录的一个地震事件为例：图4a左、右两图反映了校正前和校正后的SKS波质点运动轨迹，左图由于有切向能量存在，质点呈椭圆形运动轨迹，校正后切向能量消除质点，右图呈线性运动.图4b举例了单个地震事件的SKS信号经过各向异性校正后的径向(R，红色)与横向(T，蓝色)波形的变化，横向波形(T，蓝色)的振幅在校正后明显减小到了噪声的水平.图4c是各向异性校正前(上)、校正后(下)的快、慢波时间差(δt)的变化.

图4 SKS分裂的数据分析实例(a) 质点运动轨迹校正前(图4a左)后(图4a右)对比图； (b) SKS波校正后径向(R，红色)与横向(T，蓝色)波形的变化；图4c上为快、慢波时间差校正前，图4c下为快、慢波时间差校后.Fig.4 SKS wave splitting result of an event(a) shows a particle trajectory before (left) and after (right) correction; (b)The change of the radial (R, red) and the transverse (T, blue) waveform of an SKS wave after correction; (c) The upper one shows dt before correction and the lower inset shows the dt after correction.

以台站GS.TSS为例，利用SKS信号“叠加”方法所得最小特征值和最小切向量绘制加权等值线图(图5)，其中白色竖线表示用于测量的入射SKS波的后方位角方向.

图5a是“叠加”方法计算得到的最小特征值Λ2的加权和，图5b是“叠加”方法计算的的最小切向能量ET的加权和.其中φ的加权值为120°，呈NW-SE向，δt的加权值为1.72 s，远高于平均的0.8 s，各向异性十分显著.图5a是最小特征值加权和，纵轴为δt值，横轴为反方位角大小，白线表示测量中使用的入射SKS波的反方位角方向，白色十字代表最小值；图5b是最小切向能量加权，纵轴是δt值，横

图5 台站GS.TSS (a)最小切向量和 (b)最小特征值加权等值线图φ是快波偏振方向; Δφ是快波偏振方向的误差; δt是快慢波的时间延迟; Δδt是时间延迟的误差.Fig.5 Weighted summation of the transverse energy ET and the smaller eigenvalue Λ2φ is fast wave polarization direction; Δφ is the error of φ;. δt is the delay time between fast and slow wave; Δδt is the error of δt.

轴为反方位角.从GS.TSS台站的两种加权图(图5a、b)结果对比可知，两种方法计算出的快波偏振方向结果相近，且各向异性强度均在较高各向异性强度范围内，说明两种方法对该台站数据的计算结果可信.

2 横波分裂测量结果

以上节所述的两种方法((1)切向能量最小法；(2)最小特征值法)测量了分布在整个秦岭造山带共41个台站SKS波分裂参数(φ，δt)，其中32个台站数据质量良好(表1)，两种不同测量方法得出的结果相近，测量结果可信.由于SKS波能量在切向分量上的投影会受到仪器定位错误或倾斜结构引起的偏离一维射线路径的影响，切向能量最小法的结果可能产生偏差，因而我们选择最小特征值方法的测量值作为最终结果.在此基础上进行“叠加”分析，得到大多数台站SKS分裂测量的快波偏振方向(φ)的误差小于15°，快、慢波的时间延迟(δt)差的误差小于0.3 s，经过叠加之后最终分裂参数的误差明显减小.Hess(1964)提出，地壳的各向异性产生的SKS波分裂的延迟时间为0.1～0.3 s，而上地幔各向异性产生的延迟时间为1.0～2.0 s，秦岭造山带观测到SKS波时间延迟平均约1.2 s，减去因地壳各向异性产生的0.2 s(平均)，还有1 s对应于地幔各向异性.王琼等(2016)利用远震接收函数研究青藏高原东北缘地壳各向异性时发现绝大部分秦岭造山带附近台站观测到的地壳各向异性平均小于0.4 s.因此本研究中利用SKS分裂测量的各向异性的结果可以认为主要由上地幔各向异性引起.

将秦岭造山带上地幔各向异性参数(φ，δt)数据质量良好的32个台站的分裂结果分为南、北两个亚区(表1)，并绘制成秦岭造山带上地幔各向异性特征图(图6a).在方位角覆盖良好的情况下，将分裂时间δt大于0.8 s的结果划归为地震各向异性较强，δt小于0.4 s时则认为地震各向异性较弱(Li et al., 2011).

表1 秦岭造山带SKS分裂参数Table 1 SKS splitting parameters for stations beneath Qinling orogenic belt

2.1 北秦岭横波分裂结果

均匀分布在秦岭造山带北缘的25个台站都有良好的SKS横波分裂结果，其中SN.LOXT, SN.SHWA, SN.TABT三个台站的分裂时间小于0.4 s(红色线段标记)，视为各向异性较弱(图6a).将北秦岭自西(102°E—106°E)—中(106°E—111°E)—东(111°E—114°E)划分为三个部分，以对比秦岭北缘SKS快波偏振方向变化，其平均快波偏振方向和分裂时间分别为110.75°和1.01 s(西)，92°和0.88 s(中)，83.6°和0.83 s(东)，自西向东快波偏振方向角度变化明显.

2.2 南秦岭横波分裂结果

南秦岭共13个台站，集中分布于造山带西部与东部，中部分布的有效台站较少.西部平均快波偏振方向和分裂时间为79.3°和1.15 s，东部的平均快波偏振方向和分裂时间为92°和0.79s，快波方向变化明显.

图6a中蓝色箭头指示了南秦岭SKS波快波偏振方向自西向东沿秦岭造山带走向弧形旋转.台站GS.WDT，SN.HZHG，SN.ANKG的δt<0.4 s(红色线段)视为各向异性已经较弱或没有各向异性.李娟(2011)的结果中GS.CXT台站的δt=1.9 s，大于我们的观测结果：δt=1 s，这种差异可能是由于选取事件数量的不同导致的.图6a所绘红色箭头指示秦岭北缘SKS波快波偏振方向φ自西向东的弧形变化，图例中δt的大小代表各向异性强度，且不随经纬度变化而改变.

图6 SKS横波分裂结果对比图(a)秦岭及周边的32个台站的SKS横波分裂结果，红色箭头与蓝色箭头分别指示秦岭北、南缘自西向东上地幔快波偏振方向变化趋势；线段方向指示快波偏振方向，黑色线段为有效观测结果，红色线段为无效观测结果；白色圆形指示δt大小.(b)鄂尔多斯地块SKS快波偏振方向(绿色线段)示意图(修改自于勇等, 2016).(c)横波分裂测量的1°×1°网格平均快波方向φ与地表变形场预测的快波方向φc比较(修改自常利军等，2016).Fig.6 The measured fast directions and splitting times at the 32 stations compared with the measurements estimated by Yu et al. (2016) and Chang (2016)(a) The red arrow and the blue arrow indicate the upper mantle azimuth anisotropy variation tendency from west to east beneath the northern and southern Qinling; line directions point to fast wave polarization direction, the black lines for effective observation, the red lines as invalid observations; the white circles indicate the δt size, the bigger the circle area the bigger the δt. (b) SKS fast wave polarization direction (green lines) at Ordos block (modified from Yu et al., 2016). (c) Comparison between 1°×1° grid average fast-wave direction from splitting observations and predicted fast axis orientation φccalculated from the surface deformation field (modified from Chang et al., 2016).

3 讨论与结论

岩石圈垂直连贯变形指地幔变形场和地表的变形场相同，预示板块强烈地耦合于地幔(Chang et al., 2017).据此，本文利用SKS横波分裂法研究整个秦岭造山带的上地幔各向异性，并将研究结果与前人在秦岭不同区域和邻域地表变形(GPS)的研究(e.g. Zhang et al., 1996; 王勇等, 2003; Zhang et al., 2004; 嵇少丞等，2008; 刘庚， 2017)进行比对，分析秦岭造山带不同区域壳幔变形特征与主控因素.本研究观测到的秦岭造山带西-中部的快波偏振方向沿造山带走势为：西部近NW-SE、中部近E-W(图6a)，与常利军等(2016)在秦岭造山带西、中部(102°—110°N)部分台站观测到上地幔快波偏振方向结果相近，揭示青藏高原软流圈物质从鄂尔多斯块体和四川盆地两个古老坚硬块体中间流动挤出的形态，同时快慢波的走时差得到的各向异性大小存在中间大、南北两侧小的特征，也符合青藏高原物质沿秦岭下方的通道向东流动造成中间流速快，两侧流速慢的物理规律.

Shi等(2020)研究发现秦岭西侧海原断裂两侧上地壳各向异性特征差异很大，推断该地区地壳存在双层各向异性，上地壳各向异性主要受海原断裂影响，秦岭西侧上地幔快波偏振方向的观测结果(φ)与板块运动方向(嵇少丞等，2008)一致，快波偏振方向与造山带走向一致可作为板块运动导致地幔流动的证据，结合本研究SKS横波分裂结果，推断秦岭西侧上地壳受海原断裂影响，上地幔与中下地壳垂直连贯变形，属壳幔耦合型.秦岭造山带中部上地幔快波偏振方向φ与地表变形场预测的快波方向φc比，相差较小(图6c)，推测秦岭西-中部主要受到壳幔垂直连贯变形作用影响，属壳幔强耦合型.高原等(2018)几个台站的结果显示，发现秦岭及南侧与龙门山断裂北端交汇区的上地壳各向异性变化很大，上地壳各向异性受到龙门山断裂的影响较大，而其快波偏振方向与我们SKS的快波方向一致，可见秦岭及南侧与龙门山断裂北端交汇区的地壳可能也存在双层各向异性，其中下地壳与上地幔各向异性主要受控于壳幔垂直连贯变形，属壳幔耦合.

利用更多台站的数据进一步观测了秦岭东缘SKS分裂结果(图6a)，虽然趋势和于勇等(2016)利用SKS分裂观测到鄂尔多斯盆地东南缘的快波偏振方向一致(图6b)：北秦岭造山带东部观测快波偏振方向(φ)沿秦岭造山带东部北缘有弧形旋转，但由于这部分台站观测到的快波偏振方向和秦岭造山带走势角度相差较大，且快波偏振方向(φ)与该研究区相邻鄂尔多斯地块旋转方向一致，反映了软流圈被相邻岩石圈板块拖拽产生了旋转(图6a，红色箭头)，主控因素是板块运动.同理，秦岭造山带南缘东部观测到的弧形转动(图6a，蓝色箭头)受到扬子地块转动(朱日祥等，1998；范俊喜等，2003)对秦岭南缘上地幔软流圈的拖拽作用.秦岭造山带东部上地幔快波偏振方向φ与造山带走向一致性弱，可以作为壳幔耦合不强的证据，推测秦岭造山带东部上地幔各向异性的主控因素为地幔流动.

图7 秦岭造山带上地幔变形示意图Fig.7 Simple model of Upper mantle deformation in QOB

通过SKS横波分裂结果建立秦岭造山带上地幔变形的模型(图7)，如图7所示分裂参数在秦岭南北两侧E-W向的变化(红、蓝箭头)对应了地下壳幔耦合型式的转变，推断秦岭造山带上地幔变形及与下地壳的耦合型式沿造山带走向存在自西向东的区域性变化：秦岭西-中部上地幔与下地壳保持较好的耦合状态，逐渐过渡到秦岭东部时，其上地幔与下地壳解耦，显示出与秦岭西-中部明显不同的变形特征.将模型(图7)与讨论相结合，推断秦岭造山带上地幔存在两种变形模式：壳幔连贯变形与地幔流动.经分析造山带不同区域的上地幔变形主控因素不同：西-中部上地幔变形主要受控于岩石圈连贯变形，属壳幔强耦合；秦岭造山带东部上地幔变形主要受控于地幔流动，鄂尔多斯地块与扬子地块的转动对地幔流的拖拽影响该区域上地幔变形.秦岭造山带是否存在壳、幔解耦的原因和精确位置有待进一步研究.

致谢衷心感谢中国地震局提供的地震波形数据，感谢朱日祥院士的全力帮助. 感谢两位匿名评审专家，给本文提供了有益帮助和提出的宝贵意见，在此一并致谢.