华南块体中部上地壳剪切波分裂特征

石玉涛，高原

中国地震局地震预测研究所(地震预测重点实验室)，北京 100036

0 引言

华南块体位于秦岭—大别造山带以南、青藏高原以东，自晚太古代-早元古代以来，经历了多次强烈的板块拼贴、拉张裂解，并伴随多起构造岩浆热事件的演化，最终形成了现今复杂的构造格局(张国伟等，2013；Zhao and Cawood, 2012; Zheng et al., 2013; 毛建仁等，2014).其中，扬子地块与华北板块、青藏高原相邻，由太古代中深变质岩系组成，是一个构造稳定的克拉通古陆.华夏地块与太平洋板块、印支板块相邻，经历了多期复杂构造演化过程，形成不稳定的克拉通古陆(舒良树，2012).扬子地块和华夏地块在新元古代的碰撞拼合形成北东走向的江南造山带(杨明桂等, 2009；Zhang and Zheng, 2013)，造山带地层连续，内部构造特征独特(图1).华南块体整体受到菲律宾海板块向欧亚板块碰撞挤压作用，形成北西向和北西西方向的主压应力，及北东和北北东方向的构造变形，随着区域构造环境变化，块体内部挤压应力的强度有所变化(Zhao et al., 1990; 谢富仁等，2004；Liu and Yang, 2005；徐纪人和赵志新，2006a；杨树新等，2012; Hu et al., 2017).

地壳中广泛地存在着各向异性，介质的各向异性特征与地质构造、岩相、断裂分布和应力环境等因素密切相关(Boness and Zoback, 2004, 2006; 高原等，2010；Gao et al., 2011; Araragi et al., 2015; Almqvist and Mainprice, 2017).剪切波分裂是研究地壳介质的各向异性特征的有效手段之一，快剪切波的偏振方向反映地壳的原地主压应力方向，慢剪切波时间延迟反映了区域各向异性程度(Crampin, 1985; 1987; Gao and Crampin, 2004).研究表明，复杂地质构造与应力环境及应力变化都会造成剪切波分裂结果的差异(Gao et al., 1998, 2011; Peng and Ben-Zion, 2004; Cochran et al., 2006; Liu et al., 2008; 吴晶等，2010；Shi et al., 2015, 2020; Li and Peng, 2017; Kaviriset al., 2018).

华南块体东部及华夏地块东南部的剪切波分裂研究表明，受到多个地质构造单元共同约束，快剪切波的偏振方向显示局部构造应力特征(吴晶等，2007a，2010； Gao et al., 2009).2011年1月19日安徽安庆MS4.8级地震余震序的剪切波分裂研究表明，快波偏振方向基本与区域主压应力方向一致(李发等，2012).2005年九江—瑞昌MS5.7地震余震序列的剪切波分裂研究结果表明快波偏振方向与区域主压应力方向不一致(汤兰荣等，2012).大别山造山带的剪切波分裂结果表明上地壳介质各向异性主要是由裂隙引起，反应区域主压应力特征(王椿镛等，1997).

华南块体地震活动的空间分布不均，活动水平较低(尹晓菲等，2020)，地震台站的分布密度有限，基于震源机制研究难以区分于华南块体的各个构造单元内构造应力环境差异(徐纪人和赵志新，2006a；谢富仁等，2004；Hu et al., 2017; Wang and Yao., 2020).本研究通过收集密集覆盖东秦岭大别山、下扬子地块和华南褶皱带东南部区域的密集台阵资料，结合国家地震台网的近场观测资料(图1)，利用剪切波分裂方法开展中上地壳介质各向异性研究，分析地壳各向异性特征与区域构造之间的关联，探讨区内的应力环境以及构造变形背景.

图1 华南块体内部构造红色圆点表示为2009-01-01—2017-12-31期间华南地区发生ML1.5以上地震.NCC：华北块体；SCB：华南块体；TB：青藏块体；F1：郯庐断裂带；F2：信阳—舒城断层；F3：襄樊—广济断层；F4：绍兴—江山—萍乡断裂带；F5：政和—大埔断裂带；F6：嘉山—响水断裂带；F7：石台—九江—吉首隐伏断裂带(张国伟等，2001；Zhang et al., 2013).其中，F2和F3分别为大别造山带北、南边界，F4和F7分别为江南造山带的北、南边界.Fig.1 Tectonic settings of South China blockThe red dots are local earthquakes from 1 Jan 2009 to 31 Dec 2017. Black and blue triangles indicate the stations of Huanan seismic array and regional seismic network, respectively. The blue lines denote boundaries of the tectonic blocks. NCC: North China Block; SCB: South China block; TB: Tibet block; F1: Tanlu fault; F2: Xinyang-Shucheng fault; F3: Xiangfan-Guangji fault; F4: Shaoxing-Jiangshan-Pingxiang fault; F5: Zhenghe-Dapu fault; F6: Jiashan-Xiangshui fault; F7: Shitai-Jiujiang-Jishou potential fault (Zhang et al., 2001; Zhang et al., 2013). F2 and F3 are the northern and southern boundaries of Dabie orogenic belt, F4 and F5 are the northern and southern boundaries of Jiangnan orogenic belt.

1 数据及方法

本研究采用中国地质科学院地质调查工作项目“华南深部结构探测”在华南地区(25°N—33°N，112°E—121°E)布设的由200套宽频带流动地震台组成的华南台阵(HN Array)记录的近场波形资料，该台网是目前华南块体内分布最广且最密集的宽频带流动台网，包括中国地质科学院地质研究所于2014年9月至2015年7月期间布设的100个宽频带地震台，观测仪器为STS-2.5地震计和Q330S+数据采集器；北京大学于2014年8月至2015年7月期间布设的40个宽频带地震台，观测仪器为Guralp-3T地震计和Reftek-130数据采集器；南京大学于2014年9月至2015年12月期间布设的20个宽频带地震台，观测仪器为Guralp-40T地震计和Reftek-130数据采集器，以及中国地震局地震预测研究所于2014年11月至2016年8月期间布设的40个宽频带地震台(HN-IEF Array)，观测仪器为30套Nanomatrics宽频带地震仪和10套CZS-II宽频带地震仪.所有流动台站采样率为100Hz.另外，本研究还收集了国家区域地震台网(共计245个台站)于2009年1月至2017年12月记录的近场波形资料.

本研究使用剪切波分裂系统分析法——SAM方法，该方法基于相关函数提出的一种自我检验的分析方法，包括相关函数计算、时间延迟校正和偏振分析检验，该方法得到结果的稳定性和可靠性比较强(高原等，2008).本研究选取高信噪比“剪切波窗口内”的近场地震事件(Crampin and Peacock, 2005)，为了清晰识别剪切波信号，对选取事件进行Butterworth滤波器1～10 Hz带通滤波，计算华南地区各个台站下方的地壳介质各向异性空间分布特征.

图2、3是采用SAM方法进行剪切波分裂分析的两个实例.

图2 剪切波分裂系统分析过程示意图台站NY(33.14°N，112.27°E)记录2017-07-10/05∶28∶05事件，震源深度8.0km，震级ML2.0.(a)垂直(Z)、东西(E)和南北(N)向的地震波形，(b)通过相关函数计算得到快波偏振方向为60.0°，时间延迟0.14 s.(c)和(d)显示为南北(NS)和东西(EW)方向分量的剪切波的质点运动轨迹图以及剪切波波形.(e)和(f)显示已消除了时间延迟的影响后快(F)和慢(S)剪切波的质点运动轨迹图和快慢剪切波的波形，经过分析最终得到快波偏振方向60.0°，时间延迟0.07 s.波形图中横坐标表示时间，纵坐标表示为振幅.蓝色方框表示用于计算相关函数的波形，灰色表示用来做质点运动轨迹的剪切波部分.Fig.2 An example of the shear-wave splitting analysis for the seismic event recorded at NY stationThe event(ML=2.0) occurred at 05∶28∶05 on 07/10/2017 at depth of 8.0 km. (a) The original waveforms of vertical (Z), east-west (E) and north-south (N) components. (b) The colorful contour map of cross-correlation function with different time-delay and polarization. The fast polarization and time-delay are separately 60° and 0.14 s. (c) The polarization diagram of shear-waves. (d) The shear waveforms in NS and EW direction. (e) The polarization diagram of the fast shear-wave and the slow shear-wave after the effect of time-delay is eliminated. (f) The waveforms of the fast shear-wave (F) and the slow shear-wave (S). After elimination of time-delay and verification of polarization, the fast polarization and time-delay are finally 60° and 0.07 s. The abscissa is the time. The blue frame of shear waveform is used to compute the cross-correlation function. The shade areas in (d) and (f) mark the segment of shear waveforms showed in polarization diagrams of (c) and (e), respectively.

2 上地壳介质各向异性

经过严格数据筛选，共得到163个台站记录569条剪切波分裂参数的结果(图4)，包括105个国家台网台站记录的384条地震事件，以及华南流动台阵58个台站记录的185个地震事件，最终得到快剪切波偏振方向为91.6°±42.4°，平均时间延迟为2.66±1.85 s，平均值和误差的计算采用圆形统计计算方法(Berens, 2009).由于华南块体整体地震活动性低，波形质量筛选严格，导致本研究结果中111台站的分析结果少于3个有效事件(图4).本研究分析结果与前人研究结果比较一致，然而受到台阵的空间尺度及分布密度的限制，前人研究结果仅反映华南块体局部地区(王椿镛等，1997；吴晶等，2007a；2010；Wu et al., 2009)以及主震震源区范围(李发等，2012；汤兰荣等，2012)的剪切波分裂参数空间分布特征.对比前人有限的研究基础，为了获得更大尺度的地壳介质各向异性特征，本研究采用丰富的观测数据，获得华南块体中部地壳介质各向异性特征.根据构造分区及岩石结构，结合各个台站快波平均偏振方向空间分布特征，将研究区划分为9个不同区域(图5)，统计结果显示出各个区域的剪切波分裂特征不同.

图5 华南块体内各地块的快剪切波偏振平均方向和等面积投影玫瑰图右上角是所有台站获得快剪切波偏振等面积投影玫瑰图及平均方向.白色圆圈表示本研究使用的区域地震台和流动地震台，灰色阴影表示研究区被划分的9个不同区域，其中，A：南华北块体；B：西大别造山带；C：东大别造山带；D：苏鲁造山带；E：江汉盆地；F：大别造山带与郯庐断裂带交接区域；G：下扬子地块；H：江南造山带；I：西华夏地块；J：东华夏地块.Fig.5 The mean fast shear-wave polarization and equal area rose diagrams in sub-blockThe top-right shows the equal-area rose diagrams and predominant orientation of fast shear-wave polarizations in this study area from all stations in South China. The white circles respectively indicate the seismic stations, which were used in the study. The equal area rose diagrams beneath nine areas are acquired by stations within the nine gray area. A: South North China block; B: West Dabie orogenic belt; C: East Dabie orogenic belt; D: Sulu orogenic belt; E: Jianghan basin; F: The confluent area of Dabie orogenic belt and Tanlu fault zone; G: Lower Yangtze block; H: Jiangnan orogen belt; I: West Cathaysia block; J: East Cathaysia block.

华北块体整体受到太平洋板块向欧亚板块俯冲挤压，形成北东东方向的区域主压应力(徐纪人等，2008).本研究得到南华北块体内21个台站(A区)57条快剪切波分裂平均偏振方向为90.5°±30.8°，与区域水平主压应力方向较一致；慢剪切波的平均时间延迟为2.50±1.48 ms·km-1(图4，5)，小于华北盆地平均时间延迟(吴晶等，2007b；Gao et al., 2011; Shi et al., 2015).

扬子地块与华北板块俯冲碰撞形成世界上规模最大的超高压变质带苏鲁—大别造山带(张国伟等，1996；董树文等，1993；Li et al., 2020)，郯庐断裂带将其左旋错开，平移为大别造山带和苏鲁造山带两部分(Okay andengör, 1992；Li, 1994).震源机制结果显示，苏鲁—大别造山带地壳应力场受到华北块体应力场的影响(徐纪人和赵志新，2006b).研究认为，大别造山带的各向异性主要来源于华北块体和扬子地块碰撞残留的裂隙定向排列(王椿镛等，1997).本研究得到西大别造山带(B区)的5个台站(HN07、HN09、HN11、HN14和SZH)记录的7个事件的快剪切波分裂平均偏振方向为113.2°±22.6°，与区域水平主压应力方向较一致，反映地壳岩石裂隙定向排列特征，平均时间延迟为1.84±1.53 ms·km-1.东大别造山带(C 区)及周边地区11个台站记录171条剪切波分裂特征显示较为复杂，与西大别造山带上地壳介质各向异性不同，快剪切波偏振方向表现为150.3°±26.9°和65.9°±24.8°，时间延迟差异不大，分别为1.65±0.63 ms·km-1和1.50±0.46 ms·km-1(图6).根据构造变形、岩石组合分布特征，东大别造山带以商城—麻城断裂带和郯庐断裂带为东西边界，其内部被划分为北淮阳褶皱带和北大别构造带等多个单元(董树文等，1993；刘少峰和张国伟，2013).其中，台站BZY和JZA有两个快剪切波优势偏振方向，分别为近东西向和北北东向，台站SJH和LNA快剪切波偏振方向显示北北西，台站FZL、ah211、SCH&ah207、ah206和ah217快剪切波偏振方向显示为北东向，位于北淮阳褶皱带的北边界的台站LAN快波偏振方向为北西和北北西向(图 6).苏鲁造山带(D区)8个台站21条快剪切波分裂偏振平均方向为117.8°±15.0°和62.0°±4.6°，整体与华北块体区域水平主压应力方向一致，平均时间延迟为1.69±1.38 ms·km-1和1.61±1.19 ms·km-1(图4，5).苏鲁—大别造山带的时间延迟整体小于华北块体的平均时间延迟，显示其内部中上地壳介质的各向异性程度较弱.

扬子地块北邻大别—苏鲁造山带，南靠江南造山带，地块中部江汉盆地(E区)是一个典型内陆断陷盆地，内部断裂相互交切，构造型式复杂(王必金等，2006)，盆地内7个台站(JME、HN16、HN26、SSH、HUR、YDU和SZI)记录的15个事件的快剪切波分裂偏振方向较为离散，平均方向为118.0°±28.5°，平均时间延迟为2.11±1.72 ms·km-1(图4，5).受到华北板块的南向挤压和江南雪峰隆起的阻挡，位于大别造山带与郯庐断裂带碰撞区域(F区)主压应力场为北东东方向(Liu et al., 2005)，本研究得到该区域9个台站17条快剪切波偏振平均方向为56.7°±32.0°，平行于郯庐断裂带走向，平均时间延迟为1.72±1.07 ms·km-1(图4，5)，分析结果与2005年MS5.7九江地震余震序列的剪切波分裂结果一致(汤兰荣等，2012).下扬子地块(G区)夹持于大别—苏鲁造山带和江南造山带之间，整体受到北东向构造应力场作用(许忠淮等，1989；徐杰等，2012).本研究结果显示，通过下扬子地块内46台站93个事件的快剪切波偏振平均方向为71.5°±31.2°，与区域应力场方向及构造变形走向一致，平均时间延迟为2.67±1.16 ms·km-1，各向异性程度大于上扬子地块和中扬子地块(图4，5).地质调查显示愈接近郯庐断裂带，块体内部变形愈强烈(朱光等，1999)，位于郯庐断裂带上台站LIS，TCH，XIY快波偏振方向与断裂走向基本一致，强烈的构造变形也导致下扬子地块的各向异性程度大于周边块体.

江南造山带是分布于扬子和华夏地块之间的一条北东东向的造山带，根据构造特征和演化历史的差异，江南造山带被划分为多个地质构造单元，造山带内部地质构造主要为北东向和北西向(Shu et al., 2011; Wong et al., 2011; Wang et al., 2014; Zhao, 2015; Sun et al., 2017).本研究获得江南造山带中段(H区)的15个台站记录26条剪切波分裂偏振表现为两个优势方向，分别为146.7°±15.5°和82.9°±22.6°，分别与地质构造变形和区域主压应力方向一致(许忠淮等，1989)和内部断裂带走向一致.慢剪切波的平均时间延迟为1.91±1.44 ms·km-1，与苏鲁—大别造山带地震各向异性程度基本一致(图 4，5).

图6 东大别造山带(C区)地质构造图(Liu et al., 2007; Zhao et al., 2016)其中，SMF: 商城—麻城断裂带；XMF: 晓天—磨子潭断裂带；TLF: 郯庐断裂带.晓天—磨子潭断裂为北淮阳褶皱带和北大别块体的边界断裂.Fig.6 The geological structure of east Dabie orogenic belt (Liu et al., 2007; Zhao et al., 2016)SMF: Shangcheng-Macheng fault; XMF: Xiaotian-Mozitan fault; TLF: Tanlu fault. Xiaotian-Mozitan fault is the boundary fault of north Huaiyang fold and Dabieorogenic belt. The Dabie orogenic belt is divided into two east and west parts by the NNE trending Shangcheng-Macheng fault

华夏地块位于扬子克拉通的东南侧，太平洋板块和菲律宾板块的俯冲导致华南块体出现不同规模的岩浆活动(Li and Li, 2007)，整体受到北西向区域构造应力影响(许忠淮等，1989).基于岩石学组成，华夏地块被北东向政和—大埔断裂带划分成东、西两个不同性质的岩石构造单元(舒良树，2012；Shu et al., 2015; Xu et al., 2007; Zhang et al., 2013).本研究结果显示，以政和—大埔断裂带为界，西华夏地块(I 区)19个台站记录54条剪切波分裂平均偏振方向为112.4°±27.8°，慢剪切波的平均时间延迟为1.89±1.14 ms·km-1，东华夏地块(J区)22个台站记录108条剪切波分裂平均偏振方向为18.7°±38.5°，慢剪切波平均时间延迟为1.99±1.15 ms·km-1(图6).吴晶等(2007a)研究认为华南东部海边或岛上的台站的快剪切波偏振方向主要受到不规则表面地形和断裂交会的影响.本研究推测，由于东华夏地块出露大量变质岩(舒良树，2012)，变质岩叶理的优势取向是导致东华夏地块地壳各向异性发生变化的主要因素.此外，断裂带两侧时间延迟差异较小，整体小于华北块体及扬子地块，本研究推测断裂带两侧构造单元之间的碰撞挤压强度较弱，产生各向异性程度较弱.

3 讨论与结论

大陆地壳中岩石表现出显著的地震各向异性(Ji et al., 2002)，定向排列的裂隙是中上地壳地震各向异性主要成因(Crampin, 1987; Learyet al., 1990; Savage, 1999).此外，岩层构造、断裂几何形态以及矿物晶体优势取向也是产生地壳介质地震各向异性的重要因素(Boness and Zoback, 2006; Cochran et al., 2006; Gao et al., 2011; Shi et al., 2020).地壳介质的地震各向异性观测结果与地震波传播方位及岩层尺度、内部结构方向和连续性等有关.为了获得华南块体中上地壳介质的精细地震各向异性特征，本研究收集华南地区国家地震台网九年观测近场观测数据，以及华南块体中部高密度流动地震台阵观测的近场地震数据，利用剪切波分裂方法获得华南块体全方位中上地壳的各向异性分布.

华南块体岩石圈整体结构比较完整、均匀，应力场表现为北西和北西西方向.研究结果显示，华南块体整体平均快波偏振方向为近东西向，反映出华南块体主要受到太平洋板块西向俯冲和菲律宾板块北西向俯冲的联合作用，而青藏块体对其挤压作用较弱.华南块体地壳介质各向异性也表现为近东西向的区域构造应力，与华北块体区域构造应力环境比较一致.结合震源机制观测结果，本研究推测华北和华南块体在太平洋板块西向俯冲作用下，显示出比较统一的中上地壳区域应力特征，整体表现为近东西向构造应力环境.

全球应力库(https:∥ccgm.org)揭示了沉积盆地的应力模式复杂多样，沉积盆地的应力场与构造作用直接相关，但是盆地内断裂的几何形状和地质构造，也会导致盆地内部应力场发生局部变化(Zoback, 1992; Tingay, 2009).沉积盆地中普遍存在正交各向同性介质，这种各向异性由垂直定向排列(EDA,Extensive—Dilatancy Anisotropy)裂隙和水平层状(PTL, Periodic Thin Layers)各向异性构成，具有正交对称性.正交各向异性介质中剪切波传播特征复杂(Wild and Crampin, 1991; Crampin, 1991).本研究结果显示，江汉盆地内各台站的快剪切波分裂平均偏振方向较为复杂，整体优势偏振方向显示为北西西方向，同时也表现出明显的北西和近东西方向特征.这种现象揭示出太平洋板块和菲律宾板块西向俯冲作用形成了扬子地块内地壳介质优势背景应力场，盆地内部断裂带导致次级应力叠加作用也形成复杂的应力环境，产生了北西和近东西向的次级应力方向.

震源机制结果显示，华北与华南块体地壳应力场之间分界偏离块体碰撞边界——苏鲁—大别山造山带，并向东南方向偏转(徐纪人和赵志新，2006b).地震各向异性结果显示华北地块的构造应力场向东南扩展，控制了郯庐断裂带以东的苏鲁造山带，形成近东西向的区域构造应力.大别山造山带中上地壳各向异性特征表现复杂，其中西大别造山带内各个台站的快剪切波偏振方向与区域主压应力方向一致，而东大别造山内各个台站的快剪切波偏振方向表现非常复杂.东大别造山带内部北淮阳褶皱带和北大别构造带单元以高压变质岩为主，具有复杂的岩石组合和叠覆构造，这两个区域中上地壳表现出复杂的各向异性特征，深地震测深剖面资料进行剪切波分裂研究显示，晓天—磨子潭断裂为界的北淮阳褶皱带和北大别山造山带存在差异(王椿镛等，1997)，本研究结果显示，东大别造山带东段的中上地壳介质各向异性表现更为复杂，位于相同构造单元内部台站的地震各向异性也表现不同(图6).由于东大别造山带的地壳岩石中广泛分布着具有强各向异性的高压变质岩(章军锋等，2007)，本研究推测，东大别造山带的复杂中上地壳介质各向异性特征可能与区域内不均匀分布的高压变质岩存在密切关系.

太平洋板块向欧亚板块的俯冲导致在华南地区出现大规模的、活跃的岩浆活动(陈毓川和王登红，2012; Li and Li, 2007).较扬子地块不同，华夏地块发生多期强烈的岩浆活动(Li et al., 2005; 张国伟等，2013).以政和—大埔断裂带为界，华夏地块的快剪切波偏振方向显示出两个近似垂直的方向，西华夏地块的各个台站的快剪切波偏振方向为南东东方向，与区域构造应力方向基本一致，东华夏地块的各个台站的快剪切波分裂方向为北北东方向，与构造应力方向基本垂直.实验室测量表明，广泛存在EDA裂隙的大陆岩石中，大多数地壳变质岩广泛存在较强各向异性，不同类型矿物岩石也会导致不同程度的各向异性(Christensen, 1965; Brocher and Christensen, 1990； Johnstonand Christensen, 1995; Sayers, 2005; Lloyd et al., 2009; Almqvist and Mainprice, 2017).本研究结果显示，中上地壳介质各向异性主要来源于定向排列微裂缝，然而，岩石组合分层以及变质岩叶理的优势取向也是大陆地壳地震各向异性产生的重要来源.东华夏地块中广泛分布不同尺度的基底变质岩，剪切波传播过程受到不同方向的岩石的各向异性影响，表现出复杂的偏振特征，与区域构造应力方向不同.

致谢感谢中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供地震波形数据.