峨眉山大火成岩省的岩石圈结构:对地幔柱-岩石圈相互作用的启示

陈赟 赵与同,3 刘佳乐,3 梁晓峰 李玮 徐义刚

20世纪90年代初,Coffin and Eldholm (1991, 1992)基于南印度洋凯尔盖朗高原(Kerguelen Plateau)、北大西洋沃灵边缘(Vøring Margin)的地质钻探、地球物理勘探成果,提出了大火成岩省(Large igneous province, LIP)的概念,其最初定义为:起源于非一般海底扩张过程的、以镁铁质喷出岩和侵入岩为主的大规模岩浆地壳侵位建造。此后,这一概念被广为引用,并随着相关研究在全球的广泛开展而不断修订。目前关于大火成岩省的定义指标有所拓展和细化,主要包括:岩浆体量(喷出岩地表覆盖面积通常大于0.1Mkm2,岩浆体积大于0.1Mkm3)、组分特征(以镁铁质、超镁铁质为主,也包括部分SiO2质量分数大于65%的硅质火成岩省)、喷发方式(一般在小于2Myr或5Myr内集中喷发,或者在数十百万年内多期脉冲式喷发)、构造环境(大地构造或地球化学信号指示的板内环境)等。现有研究表明,大火成岩省的形成贯穿太古宙至今,形成环境涵盖大陆/大洋板块内部、洋-陆过渡带火山型被动陆缘,出露形式包括前寒武纪绿岩带、大陆溢流玄武岩、大规模岩墙群(或其他镁铁质-超镁铁质岩体,以及与之伴生的硅质岩、碳酸岩、金伯利岩等)、大洋高原、大洋盆地溢流玄武岩、无震海岭或线性岛链等(Coffin and Eldholm, 1994; Bryan and Ernst, 2008; Ernstetal., 2019)。

大火成岩省是地球上最强烈的、大规模火山喷发事件的产物(Bryanetal., 2010),一般认为如此短时、巨量的高温岩浆作用与地幔柱活动有关,并给超大陆裂解、矿产资源富集、全球环境变化与生物演化带来深刻影响(Richardsetal., 1989; Campbell, 2005; Bryan and Ernst, 2008; Ernstetal., 2021)。因此,大火成岩省研究意义重大,涉及地球内部运作机制、大陆生长与超大陆演化、大规模成矿、生物环境效应等诸多前沿研究领域(Wignall, 2001; Morganetal., 2004; Xuetal., 2014a; Zhuetal., 2021; 徐义刚, 2002; 张招崇等, 2022),一直是国际地学界研究的热点。地幔柱活动伴随有显著的高温异常,其地球物理特征以热效应为主导,因此地震波低速异常是地球物理探测现代地幔柱起源、分布、形态和岩浆作用过程的关键线索,在地幔柱学说的建立和发展过程中发挥了不可替代的作用(Montellietal., 2004; 徐义刚等, 2007)。但是对于形成年代久远的大火成岩省,由于与之相关的地幔柱活动引起的热效应已经耗散,导致在现代地幔柱探测中行之有效的、热效应主导的地球物理异常不再存在,而且由于板块运动,赋存在岩石圈的大火成岩省与深部的地幔柱之间在空间上也不再对应,因此现今探测获得的大火成岩省的深部地球物理异常不宜轻易与现今下伏深部地幔过程直接进行关联,从而为利用地球物理方法研究古地幔柱作用带来了挑战(Campbell, 2001; 徐义刚等, 2013)。然而,热效应的丧失却有利于凸显岩浆作用对岩石圈结构和组分的改造效应,为利用地球物理方法探测古地幔柱作用提供了可能(陈赟等, 2017)。也正因为如此,在大火成岩省概念提出之初,地震学和重力学在识别大洋高原和被动陆缘大规模岩浆作用遗迹方面发挥了重要作用,但主要局限于地壳厚度异常、下地壳P波高速层、向海倾斜反射(Seaward Dipping Reflector, SDR)等(Hinz, 1981; Colwelletal., 1988; Coffin and Eldholm, 1994)。迄今为止,对古老地幔柱的识别,更多依据喷发前的地表隆升、放射状岩墙群、岩浆组分特征、火山年代学等地质学和地球化学信息(Campbell, 2001; Ernst and Buchan, 2003; Xuetal., 2004, 2007),深部地球物理在该方面的应用潜力还有待探索。

我国境内峨眉山、塔里木、天山、西藏措美等多个大火成岩省已列入最新的国际大火成岩省版图(Ernstetal., 2021)。其中,峨眉山大火成岩省(Emeishan LIP, Emeishan Large Igneous Province)是我国境内第一个获得国际学术界广泛认可的大火成岩省(徐义刚等, 2013),也是全球范围内研究起步较早、研究程度最高的大陆溢流玄武岩省之一(Bryan and Ferrari, 2013)。因此,针对该大火成岩省开展系统的地球物理研究,对于丰富和完善古地幔柱的地球物理探测方法,乃至探索地球物理由结构/构造探测走向岩性组分和动力学过程重建均具有重要的科学意义。为此,中国科学院地质与地球物理研究所于2011—2013年横跨三江构造带和峨眉山大火成岩省,沿福贡-丽江-会理-六盘水-贵阳一线,组织实施了包括人工源宽角反射/折射地震、宽频带流动地震台阵、密集重力/地磁测量在内的综合地球物理剖面探测(图1)。依托该综合地球物理探测剖面,结合区内大地电磁测深剖面,以及区域地球物理、地球化学、地质学研究成果,不仅系统地揭示了与古地幔柱作用有关的大规模岩浆活动导致的地壳结构变化和组分异常的地球物理响应特征(Chenetal., 2013, 2015; Dengetal., 2014, 2016; Liuetal., 2017; Lietal., 2020, 2021a; 徐涛等, 2015; 郭希等, 2017),而且圈定了大规模岩浆作用范围、估算了岩浆体量(Lietal., 2021b),探讨了其对岩石圈流变性的改造效应以及对现今青藏高原深部过程的影响(Wu and Zhang, 2012; 王振华等, 2018; Lietal., 2021a; 陈赟等, 2017; 徐义刚等, 2017)。峨眉山大火成岩省的地球物理研究已引起国内外同行的广泛关注,目前已有越来越多的研究聚焦该区地壳上地幔物性/结构特征与古地幔柱作用的关联,及其对现今地球深部过程的影响(Jiangetal., 2012, 2018; Qiaoetal., 2018; Huetal., 2023; Liuetal., 2021a; 王婕等, 2019; 任彦宗等, 2022),相关研究是近十年来我国火山学研究取得的标志性进展之一(徐义刚等, 2020)。

图1 二叠纪峨眉山玄武岩分布及COMPASS-ELIP宽频带地震测线位置图绿色所示为中-晚二叠世峨眉山玄武岩,红色三角形所示为COMPASS-ELIP剖面宽频带流动台站.测线横跨三江构造带(TRZ, Three-River Zone)及峨眉山大火成岩省. 蓝色虚线所示为基于峨眉山玄武岩下伏茅口组灰岩的剥蚀程度而划分的内带(INZ, Inner Zone)、中带(IMZ, Intermediate Zone)、外带(OTZ, Outer Zone)的分区界线,其中INZ所示区域剥蚀程度最大,对应喷发前隆升幅度最大位置,推测对应地幔柱头冲击岩石圈底部的位置(He et al., 2003). F1-怒江断裂;F2-澜沧江断裂;F3-哀牢山-红河断裂;F4-丽江-小金河断裂;F5-绿汁江-元谋断裂;F6-小江断裂;F7-师宗-弥勒断裂;F8-水城-紫云断裂;F9-遵义-贵阳断裂;F10-镇远-贵阳断裂. 右上角插图中,红色线条所示为COMPASS-ELIP剖面所在的东亚大地构造位置;TP-青藏高原;ICB-印支块体;YC-扬子克拉通;NCC-华北克拉通Fig.1 Location map of the Permian Emeishan basalts and COMPASS-ELIP broadband seismic array Green areas indicate the Middle-Late Permian Emeishan basalts. Red triangles indicate the broadband seismic stations of the COMPASS-ELIP experiment, which transected the Three-River Zone (TRZ) and Emeishan Large Igneous Province. The extent of erosion of the Maokou Formation, underlying formation of the Emeishan flood basalts, suggests a pre-volcanic crustal domal uplift and can be divided into three roughly concentric zones: the inner (INZ), intermediate (IMZ), and outer (OTZ) zones, delineated by the dashed blue lines. The INZ, where the erosion of the Maokou Formation is most intensive and thus the uplift is estimated to be the highest, is considered to be the impact site of the rising plume head (He et al., 2003). F1-Nujiang Fault; F2-Lancangjiang Fault; F3-Ailaoshan-Red River Fault; F4-Lijiang-Xiaojinhe Fault; F5-Lvzhijiang-Yuanmou Fault; F6-Xiaojiang Fault; F7-Shizong-Mile Fault; F8-Shuicheng-Ziyun Fault; F9-Zunyi-Guiyang Fault; F10-Zhenyuan-Guiyang Fault. The red line shown in the upper-right inset indicates the location of the COMPASS-ELIP profile in East Asia. TP-Tibetan Plateau; ICB-Indo-China Block; YC-Yangtze Craton; NCC-North China Craton

岩石圈地幔是地幔柱与岩石圈直接接触并发生相互作用的区域,其结构和组成对岩浆源区的熔融程度,以及岩浆产出量和组分特征都具有重要影响,是揭示地幔柱-岩石圈相互作用方式与机制的关键载体。本文旨在利用横跨峨眉山大火成岩省的宽频带地震台阵(COMPASS-ELIP)观测资料(Chenetal., 2015; 陈赟等, 2017),开展S波接收函数成像研究,并与同剖面远震S波成像(Liangetal., 2018)、区域面波层析成像(Lietal., 2013)结果进行对比,以进一步揭示该区岩石圈结构特征,探讨地幔柱-岩石圈相互作用方式与机制。

1 数据与方法

本文使用的数据来自峨眉山大火成岩省宽频带流动地震台阵(COMPASS-ELIP)(Chenetal., 2015)。该剖面大致沿北纬27°东西向展布,全长近900km,包含59个宽频带流动地震台站,分西线、东线两期观测。其中,西线(E01-E31),因怒山阻隔,E03、E04未布设,实际布设29个台站,观测时间2010年11月—2011年11月;东线(E32-E61),实际布设30个台站,观测时间2011年12月—2013年4月。平均台间距约15km,三江地区局部台间距小于5km,使用的采集器型号为Reftek-130、拾振器型号为CMG-3ESP(50Hz～30s/60s)。剖面位于扬子克拉通西缘,横跨三江构造带和峨眉山大火成岩省内带-中带-外带等主要构造单元(图1)。

接收函数为台站下方介质对近垂直入射到接收区的地震体波的脉冲响应,是研究地壳上地幔主要间断面的主流方法之一(Vinnik, 1977; Langston, 1979)。相较于远震P波接收函数,远震S波接收函数的Sp转换震相不受壳内多次波的干扰(Oreshinetal., 2002; Yuanetal., 2006; Kindetal., 2012),且比面波层析成像具备更好的界面识别及横向分辨能力,因此在探测岩石圈-软流圈边界(LAB, lithosphere-asthenosphere boundary)方面具有独特优势,可为认识岩石圈几何结构特征提供关键信息。

由于远震S震相入射角度较大,可供利用的事件数量、空间探测范围均相对有限,为充分发挥密集台阵的观测优势,本文利用三种远震震相:S,ScS和SKS,震级Ms>5.0,对应震中距范围分别为60°～80°、50°～75°和95°～120°(Yuanetal., 2006)。除对震源参数做上述限制外,数据预处理包括震相到时估计与数据截取、去均值、去线性趋势、带通滤波(6～50s)、坐标旋转等。其中,坐标旋转包括两步,第一步是将ZNE分量按大圆路径假设旋转到ZRT分量,第二步是利用入射角扫描方法(入射角0°～60°范围内,以步长2°扫描),将ZRT分量旋转到LQT分量,以获得逼近真实入射角条件下的LQT分量,从而实现S波与P波的有效分离,用于后续接收函数计算(Kumaretal., 2006)。本文采用时间域迭代反褶积计算接收函数(Ligorría and Ammon, 1999),高斯系数为1.0,且将计算得到的S波接收函数,统一进行时间轴及振幅极性反转,以便符合接收函数波形展示的一般习惯,即Moho面转换波Smp具有正极性和正的相对到时。在入射角旋转扫描过程中,选择信噪比较高的接收函数,且考察其波形极性与振幅变化的稳定性和规律性。特别是根据当入射角逼近真实入射角时,0时刻直达S波振幅发生极性反转而趋于最小、Moho和LAB界面Sp转换波振幅同步趋于最大这一规律(Kumaretal., 2006; Huetal., 2011),开展人机交互质量控制。最终挑选获得有效S震相接收函数1327个,对应有效远震事件144个;ScS震相接收函数960个,对应有效事件149个;SKS震相接收函数594个,对应有效事件73个(图2)。图2展示了基于IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)计算有效接收函数在150km深度处的穿透点位置,可见穿透点主要沿测线两侧密集分布,但有部分射线参数较大的接收函数,穿透点偏离测线距离较大。为尽可能保证数据的采样空间与测线所在位置基本一致,特别是为了保证对峨眉山大火成岩省岩石圈地幔的有效探测,本文仅选取穿透点距测线水平距离100km范围内(图2中黑色十字所示)的有效接收函数进行滑动平均叠加、共转换点叠加成像等后续研究。

图2 远震事件及Sp转换波穿透点位置图红色三角形所示为COMPASS-ELIP测线宽频带流动台站.紫色、绿色、蓝色圆圈分别代表S、ScS、SKS震相接收函数Sp转换波在150km深度处的穿透点位置. 黑色十字标识用于成像的S波接收函数穿透点范围,其距测线水平距离100km,相邻十字间距50km. 左下角子图中不同颜色圆圈分别代表远震S、ScS、SKS震中位置,红色三角代表台阵位置Fig.2 Location map of the used teleseismic event and the piercing points of the useful Sp phases at 150km depth Red triangles indicate the broadband seismic stations of the COMPASS-ELIP experiment. Circles show the piercing points of the Sp phases at 150km depth, and different colors represent those of the useful receiver functions corresponding to S, ScS, and SKS phases, respectively. Black crosses indicate the range of the piercing points of receiver functions used for imaging in this study. The cross-to-cross space is 50km, and the lateral cross-to-profile space is 100km. The lower-left inset shows the distribution of teleseismic events of S, ScS, and SKS phases

2 成像结果

对获得的S波接收函数进行统一的动校正(参考射线参数ρ=6.4s/°)处理(Yuanetal., 1997),以Sp转换波在150km深度的穿透点位置为线索(图2所示),以100km(沿测线方向)×200km(垂直测线方向)面元、50km步长沿测线进行滑动平均,求取沿测线平均S波接收函数,并基于IASP91模型进行时间-深度转换,如图3所示。

图3 S波接收函数滑动平均叠加剖面经动校正后,基于150km深度处穿透点分布,按等间距面元滑动叠加获得的沿剖面S波接收函数. 面元大小为100km(沿测线方向)×200km(垂直测线方向),滑动步长为50km. 剖面下方数字为每个叠加单元内参与叠加的S波接收函数数量.左侧坐标为相对到时,右侧坐标为基于IASP91模型进行时间-深度转换后的深度坐标. 虚线标识了本文识别的Moho面、岩石圈中部不连续面(MLD)和岩石圈-软流圈边界(LAB)等岩石圈内部主要间断面. LXF-丽江-小金河断裂;LYF-绿汁江-元谋断裂;XJF-小江断裂;SZF-水城-紫云断裂Fig.3 S wave receiver function profile in time and depth domains Stacked S wave receiver function profile is obtained by the stacking of move-out corrected traces in 100km×200km moving bins along the profile with an overlapping step of 50km on the location’s space of the piercing point at 150km depth. The numbers at the bottom denote the numbers of stacked receiver functions for each bin. The time-depth conversion is based on the IASP91 model. The Moho, mid-lithospheric discontinuity (MLD), and lithosphere-asthenosphere boundary (LAB) signatures recognized here are marked by dashed lines. LXF-Lijiang-Xiaojinhe Fault; LYF-Lvzhijiang-Yuanmou Fault; XJF-Xiaojiang Fault; SZF-Shuicheng-Ziyun Fault

由图3可见,沿剖面在相对到时5～8s处(对应深度40～70km),存在一组连续可追踪的强正极性震相(极性反转前为负极性),其相对到时存在明显的分区性,三江地区到时约为6s,对应深度约48km;内带下方到时最晚,范围为6～8s,对应深度约为50～70km;中带下方到时相对稳定,约为6.5s,对应深度约55km;外带下方到时有变化,范围为5.0～6.0s,对应深度约40～50km。整体变化趋势与P波接收函数成像揭示的地壳厚度变化特征基本一致(Chenetal., 2015)。因此,本文将其识别为Moho面转换波Smp震相。在Moho面转换震相后,可见明显的Sp负震相(极性反转前为正),其分布与延续性相对复杂,在中带-外带下方更为突出,呈现出两组强负震相,到时分别为11s和17s左右,对应深度分别为100km和170km,结合后续综合分析,认为前者对应岩石圈地幔中部间断面(MLD),后者对应LAB。但在内带下方,只有单组可连续追踪的负震相,到时为12.5s左右,对应深度约110km,结合后续综合分析,认为其对应LAB。

为了更好地刻画岩石圈内部主要间断面的横向展布特征,本文基于IASP91模型对S波接收函数进行CCP叠加成像(Yuanetal., 2000; Zhu, 2000);同时,本文还将基于同一剖面观测资料开展远震S波有限频层析成像获得的速度扰动结构(Liangetal., 2018),以及东亚大陆区域面波层析成像获得的S波速度结构(Lietal., 2013)进行对比(图4a-c),以便准确识别岩石圈内部主要间断面,从而揭示岩石圈结构沿剖面横向变化特征:

图4 S波接收函数CCP叠加成像结果及上地幔S波速度结构(a)本文获得的S波接收函数CCP叠加成像结果, 最上方为沿COMPASS-ELIP测线台站分布、地形与构造分区;(b)远震S波有限频层析成像重建的同剖面地幔S波速度结构(Liang et al., 2018);(c)沿剖面截取的区域面波层析成像结果(Li et al., 2013).虚线标识了本文识别的Moho面、MLD和LAB等岩石圈内部主要间断面,可见除区域面波层析成像结果在内带只显示整体低速特征外,速度结构特征与识别的主要间断面之间,存在较好的一致性. ARF-哀牢山-红河断裂;构造分区和其他断裂带英文缩写,含义同图1和图3Fig.4 CCP staking images of S wave receiver functions and S wave velocity structures of the upper mantle along the profile(a) CCP stacking image of the lithospheric geometry derived from S wave receiver functions. The stations of the COMPASS-ELIP experiment and topography along the profile are shown in the upper panel. (b) S wave velocity of the upper mantle along the same profile derived from teleseismic S wave finite frequency tomography (Liang et al., 2018). (c) S wave velocity along the profile extracted from the model for East Asia (Li et al., 2013). The Moho, MLD, and LAB signatures recognized here are marked by dashed lines. ARF-Ailaoshan-Red River Fault; other abbreviations for zones and faults are the same as those shown in Fig.1 and Fig.3

(1)Moho面是岩石圈内部相对易于准确识别的界面。尽管S波接收函数分辨率较低,但50～70km深度显著的、可连续追踪的正极性(反转前为负极性)震相(图4a),清晰地刻画了沿剖面地壳厚度的起伏变化,即内带地壳厚度最厚,约为60～70km,中带地壳厚度约为50km,外带地壳厚度小于50km;且在LYF(绿汁江-元谋断裂带)、SZF(水城-紫云断裂带)等断裂带下方,Moho面振幅较弱,意味着该区壳-幔间断面呈梯度形式过渡。整体上,CCP叠加成像获得的地壳厚度变化(图4a),与沿测线滑动平均结果(图3)之间保持了很好的一致性;除内带局部地区在具体深度上不尽一致外,与远震S波层析成像(图4b)、区域面波层析成像(图4c)揭示的壳-幔速度间断面之间保持了很好的一致性。

(2)结合远震S波层析成像和区域面波层析成像结果(图4b, c),中带-外带的岩石圈厚度应为170km左右,而CCP叠加成像剖面上(图4a),170km深度附近也恰存在显著的、可连续追踪的负极性(反转前为正极性)震相,因此本文将CCP叠加成像剖面上约170km深度上的负极性震相识别为LAB。向西,在中带局部地段(东经103.5°～104.5°)此震相出现中断,在远震S波成像剖面上(图4b),该地段同深度范围出现明显的倾斜低速异常(异常幅值远超-1.5%);与此同时,在区域面波层析成像剖面上(图4c),相同地段也出现局部层状低速异常(S波速度低于4.4km/s);继续向西,往内带和三江构造带方向,此强负极性震相再次出现,且整体呈现上隆特征,顶端大致对应内带中心(深度约110km),其西侧(三江构造带)下方对应深度约170km,其东侧(内带-中带过渡部位)下方对应深度也为170km左右,此界面与速度结构变化特征保持很好的一致性,因此,本文将其识别为LAB。

(3)除上述识别出的Moho和LAB界面外,在内带和外带下方约100km深度处,分别存在两段(中断于中带-外带过渡处)强的负极性震相,尽管此震相紧邻Moho面震相,存在为Moho面震相旁瓣的可能(图3、图4a),但考虑到远震S波层析成像、区域面波层析成像结果相应深度也确存在速度结构分层(图4b, c),因此本文将其识别为MLD。

(4)此外,220km深度也存在局部负极性震相(图4a),特别是远震S波成像剖面的同深度处,恰存在比较清晰的高-低速分界面(图4b),但区域面波层析成像结果在内带只显示整体低速特征,不存在内带高速异常及分层现象,可能与区域面波成像的分辨率不足有关(图4c)。如果此220km深度界面确实存在,则意味着内带下方岩石圈地幔经历了多期改造。

总体来看,峨眉山大火成岩省的岩石圈结构存在显著的横向变化,Moho面和LAB起伏明显,但规律性较强。地壳最厚、岩石圈最薄处均出现在内带岩石圈地幔高速异常区,内带存在15～20km的地壳增厚、50km左右的岩石圈减薄,且内带岩石圈地幔经历了复杂的演化过程。

3 讨论

COMPASS-ELIP流动地震台阵,是首次具体针对峨眉山大火成岩省主体而组织实施的线性地震台阵观测,相对川滇地区已有的大量壳幔结构研究,在基础数据方面具备台站密集且信号频带宽、探测目标针对性强、异常特征可追踪性佳等优势。因此,为了整体刻画峨眉山大火成岩省岩石圈内部主要间断面形态,本文整合COMPASS-ELIP剖面P波接收函数成像获得的地壳结构(Chenetal., 2015)和本文S波接收函数成像刻画的岩石圈地幔结构,给出了沿剖面岩石圈几何结构的主要特征(如图5a所示)。本文的S波接收函数成像结果显示,内带岩石圈相对于中带和外带发生了显著减薄,减薄幅度约50km,且LAB呈现上隆特征,其顶点位置岩石圈厚度约为110km(图3、图4a),接近中带、外带识别的MLD深度(～100km)。与研究区新近代表性研究结果对比,如Zhang and Deng (2022)基于腾冲-四川盆地剖面的S波接收函数成像研究,结果显示中带、外带发育MLD(深度约100km),且LAB在内带突然变浅(由中带大于150km减小到内带110km左右);Huetal.(2023)利用S波接收函数给出的川滇地区岩石圈厚度变化,显示内带岩石圈厚度为70～110km,而三江构造带为140～170km、中带为130～170km,本文剖面所在区域的变化趋势与他们的研究结果基本一致。

图5 峨眉山大火成岩省岩石圈几何结构及地幔柱-岩石圈相互作用解释图(据徐义刚等, 2017修改)(a)峨眉山大火成岩省岩石圈结构的主要特征,其中壳内结构基于COMPASS-ELIP剖面远震P波接收函数成像获得(Chen et al., 2015),岩石圈地幔结构基于本文远震S波接收函数成像获得;(b)根据岩石圈结构特征进行地质解释,获得的二叠纪地幔柱-岩石圈相互示意图. 其中,UI为高速下地壳指示的岩浆底侵层顶界面,CD为康拉德不连续面(上地壳底界面),CB为水城-紫云裂陷槽沉积层底界面. 除估算的古地形隆升幅度外,岩石圈内部主要界面均从接收函数成像结果提取并按比例尺显示Fig.5 The lithospheric geometry of the Emeishan LIP and its interpretative cartoon (modified after Xu et al., 2017)(a) the lithospheric geometry along the COMPASS-ELIP profile delineated by the seismic signatures that were extracted from the migrated images of the P (Chen et al., 2015) and S wave receiver functions in this study; (b) the interpretative cartoon demonstrating the ancient plume-lithosphere interaction. UI: Underplating interface; CD: Conrad discontinuity; CB: Crystalline basement. All the interfaces within the lithosphere are shown with strict scales except for the estimated ancient surface topography

3.1 地幔柱-岩石圈相互作用与内带岩石圈减薄

目前有两种端元模型用于描述地幔柱-岩石圈相互作用方式(Kentetal., 1992; Saundersetal., 1992; Xuetal., 2014b):(1)“地幔柱头熔融”模式,这一模式认为,地幔柱快速上升冲击上覆岩石圈底部,高温柱头与岩石圈底部发生强烈的热-机械/热-化学侵蚀作用,导致上覆岩石圈发生显著减薄,从而引起地幔柱头部发生高程度减压熔融,熔体大规模穿透岩石圈并喷出地表;(2)“地幔柱孕育”模式,与前者不同的是,受地幔柱自身条件(如潜温不高、挥发份含量不足等)以及上覆岩石圈的厚度、流变强度、年龄、组分、运动速度等影响,导致地幔柱头的垂向侵蚀作用有限,无法短时间突破岩石圈阻挡而只能长期潜伏于岩石圈之下,引起上覆岩石圈发生部分熔融;或通过柱头的横向扩展,最终在先存的、侧向构造薄弱部位发生高程度熔融,触发一定规模的、类似“地幔柱头熔融”模式的岩浆作用过程。现有的地质、岩石地球化学研究,已从峨眉山玄武岩喷发前的地壳隆升、高温原始岩浆、岩浆的地球化学性质空间分布特征,以及极短的岩浆作用持续时间等(Heetal., 2003; Chung and Jahn, 1995; Zhangetal., 2006; Xuetal., 2004, 2001; Zhongetal., 2014; 张招崇等, 2006),系统地支持或论证了地幔柱与内带发生强烈相互作用的“地幔柱头熔融”成因模式。此外,系列数值模拟研究表明,地幔柱头-岩石圈发生强烈相互作用过程中,下岩石圈地幔通过MLD拆离是实现岩石圈大幅度快速减薄的重要方式(Huetal., 2018; Shietal., 2021; Shi and Morgan, 2022)。综合以上研究,内带岩石圈发生显著减薄,且减薄后岩石圈厚度与内带-外带MLD出现深度接近的特征,可以通过地幔柱头与上覆岩石圈强烈相互作用,导致下岩石圈地幔拆离实现岩石圈快速减薄得到合理解释。

此外,现有的地球物理探测结果显示,内带岩石圈减薄、地壳增厚的部位,具有高密度、高波速、高波速比、高电阻率、低热流、强径向各向异性、弱方位各向异性等特征(Dengetal., 2014, 2016; Chenetal., 2015; Lietal., 2020, 2021a; Liuetal., 2021a; 徐涛等, 2015),且与底侵界面出现、康拉德界面消失的位置一致(Chenetal., 2015),上述特征系统地指示了地幔柱头与岩石圈相互作用的机制与过程:地幔柱头与上覆岩石圈强烈相互作用导致岩石圈大幅度减薄,随之地幔柱头高程度减压熔融;产生的大规模熔体穿透岩石圈地幔,在地壳底部侵位,导致地壳垂向生长;经结晶分异作用后,继续向上内侵,导致地壳的均质化(康拉德不连续面消失),部分喷出地表形成大范围溢流玄武岩(图5b)。

3.2 地幔柱-岩石圈相互作用与岩石圈结构的分区性

3.3 内带岩石圈的愈合与强化

S波接收函数刻画的主要界面与同剖面S波有限频层析成像刻画的速度结构之间,具备较好的一致性(图4a, b)。内带下方,在基于S波接收函数成像结果识别的LAB界面之下,存在异常幅值约为+1.0%的高速层,此高速层底界深度约为220km,S波接收函数成像结果在此深度处恰存在局部负极性异常(极性反转前为正)。此剖面所在内带区域,特别是地幔高速异常所在的攀枝花地区,地表热流值较三江构造带(～95mW/m2)和中带(～70mW/m2)低,平均值为50mW/m2(Jiangetal., 2018, 2019),考虑到岩石圈厚度对区域大地热流的主导作用,这一热流值指示该区现今岩石圈厚度应远大于110km(Furlong and Chapman, 2013)。因此,如果内带110～220km深度范围确有高速层存在的话,则表明内带下方克拉通岩石圈受古地幔柱作用减薄后,目前岩石圈已重新增厚。实际上,地球化学特征与数值模拟研究表明,地幔柱热扰动耗散以后,减薄产生的岩石圈空区会捕获地幔柱熔融残留物而得到愈合,从而形成新的厚岩石圈根(Arndtetal., 2009; Leeetal., 2011; Liuetal., 2021b; Pearsonetal., 2021)。峨眉山大火成岩省喷发于中、晚二叠世之交(～259Ma)(Zhongetal., 2014),彼时扬子克拉通位于赤道以南(Bryanetal., 2002)。换言之,自峨眉山大火成岩省就位以来,扬子克拉通向北漂移了三千多千米,已远离地幔柱所处空间位置(Torsviketal., 2014),随着时间的推移,与地幔柱作用相关的热扰动早已耗散殆尽(王振华等, 2018)。因此,通过上述捕获地幔柱熔融残留物实现岩石圈愈合的机制,可以很好地解释内带110～220km深度范围出现的高速异常。但本文S波接收函数CCP成像结果,并未显示连续清晰的新生岩石圈底界的转换波信号,仅在内带下方220km深度处局部可见。类似的现象,在非洲纳米比亚西北部埃滕德卡大火成岩省(Etendeka LIP)也有出现,该大火成岩省形成于约132Ma(Renneetal., 1996),研究认为其与现今位于南大西洋的特里斯坦-达库尼亚(Tristan da Cunha)热点作用有关(Richardsetal., 1989),速度结构成像表明其岩石圈厚约200km,但S波接收函数仅识别出100km深度处界面(Yuanetal., 2017)。这表明克拉通岩石圈愈合增厚,可能普遍发生于地幔柱与克拉通岩石圈相互作用之后,但新生LAB仅表现为过渡边界特征,不易通过Sp转换波连续清晰地探测到。此外,受地幔柱改造后的残存岩石圈,因经历大量熔体抽取更加亏损而得到强化(Liu and Furlong, 1994; 王振华等, 2018; Lietal., 2021a; Xuetal., 2021, 2023)。因此,综合上述地幔柱改造岩石圈的愈合和强化效应,内带岩石圈地幔整体显示高速、分层特征,但新生LAB却不易通过转换波震相清晰、连续分辨。

4 结论

本文基于COMPASS-ELIP宽频带地震台阵观测资料,利用S波接收函数成像,重建了横跨峨眉山大火成岩省内带-中带-外带的岩石圈结构横向变化特征,并与远震S波有限频层析成像、区域面波层析成像结果进行了对比,识别了岩石圈内部的主要间断面,探讨了地幔柱-岩石圈相互作用的方式与机制。获得的主要认识如下:

(1)峨眉山大火成岩省岩石圈结构存在显著的横向变化。相对中带和外带,内带地壳出现明显增厚,增厚幅度为15～20km;岩石圈厚度约110km,发生了显著减薄,减薄幅度约50km;LAB整体呈现上隆特征,岩石圈地幔表现为高速、分层特征,即在S波接收函数识别的LAB下方,存在高速层。中带岩石圈厚度约170km,LAB部分缺失,对应位置存在地幔低速异常;外带岩石圈厚度约150km,中带和外带均发育MLD。

(2)上述岩石圈结构的横向变化是由于古地幔柱作用期间,不同区带遭受破坏的力学机制不同引起的。地幔柱在内带以纵向作用为主,通过热-动力冲击造成内带岩石圈的大幅度快速减薄,地幔柱头高程度减压熔融,产生的大规模熔体穿透岩石圈地幔,在地壳发生底侵和内侵,部分喷出地表形成大面积溢流玄武岩;在中带以横向作用为主,通过底部剪切变形引起岩石圈地幔的横向伸展,甚至造成局部撕裂,并在撕裂部位引发热-化学侵蚀,造成撕裂部位的岩石圈破坏;外带以垂向拖曳为主,可能会造成岩石圈的局部拆沉而减薄。

(3)经历地幔柱改造的岩石圈具备一定的愈合能力和强化效应。内带下方地幔的分层、高速异常,指示地幔柱作用产生的岩石圈空区会捕获地幔柱头熔融残留物而发生部分愈合,实现重新增厚;受地幔柱改造后的岩石圈,因经历大量熔体抽取,相对改造前更加亏损而得到强化。

鉴于峨眉山大火成岩省地幔柱头熔融成因模式的典型性和代表性,本文揭示的地幔柱-岩石圈相互作用方式与机制,可能具有全球普适意义。

致谢雁低飞,湘水流,祝融峰上又清秋。值此忠杰先生离开我们十周年之际,谨以此文表达崇高敬意和深切缅怀。感谢中国地震局地球物理研究所李永华研究员提供了东亚面波层析成像的速度结构模型。感谢两位匿名评审专家、副主编王强研究员、常务副主编俞良军博士提供了宝贵的修改意见。