长江中下游及邻区地震各向异性对区域构造演化的启示

张永谦, 吕庆田*, 石玉涛, 史大年, 严加永, 张洪双, 阮小敏

1 中国地质科学院, 北京 100037

2 自然资源部深地科学与探测技术实验室, 中国地质科学院, 北京 100094

3 中国地震局地震预测研究所地震预测重点实验室, 北京 100036

4 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037

0 引言

通过不同手段探测大陆地壳和上地幔结构与变形对深入认识大型构造单元的深部动力学背景和演化过程具有重要作用,例如现今所观测到的岩石圈几何格架与物性信息,以及结构变形或物质迁移痕迹等(Silver and Chan, 1991; 张中杰,2002;Long and Becker, 2010; 滕吉文等,2012;吕庆田等,2014, 2015).地震波各向异性参数(方向和大小)与地壳、上地幔的构造变形、物质结构和动力学过程密切相关,是研究岩石圈和上地幔宏观变形和大陆动力学演化的重要物理参数(Crampin and Booth,1985;Crampin, 1987; Silver and Chan, 1991;张中杰,2002;高原和滕吉文,2005;滕吉文等,2012).上地幔低黏度物质的流动会造成橄榄石等地幔矿物晶格沿特定方向发生优势排列,并在岩石圈冷却过程中形成大规模的“化石”各向异性(Silver and Chan, 1991; Long and Becker, 2010);在地壳部分,裂隙定向排列和沉积交互薄层的存在(Crampin and Booth, 1985; Crampin, 1987)以及部分造岩矿物和熔融体的定向排列也会形成地震波各向异性(Gao et al., 1998, 2011;Boness and Zoback, 2006).因此,在重要构造单元和大型剪切带,通过一定手段获取研究区下方不同深度范围的地震波各向异性特征,对理解该区地壳与上地幔变形特征,进而理解其构造演化过程可以提供关键信息(Shi et al., 2013;Rümpker et al., 2014).

长江中下游地区位于中国东部华南与华北块体的碰撞接触带位置,其北西和南东分别以郯庐断裂和江南断裂(又称阳新—常州断裂)为界,总体上呈现为南西狭窄、北东宽阔的“V”字型构造特征(常印佛等,1991;吕庆田等,2014, 2015; Lü et al., 2015, 2021).郯庐断裂带以西为华北克拉通和其南部的大别山超高压变质岩带,江南断裂东南则为华南块体东北缘的江南造山带地域.长江中下游及江南造山带都属于华南块体东北缘的一部分,其基底主要由元古代低级变质基底组成,在基底之上是新元古-中三叠世海相盖层、晚三叠-中侏罗世陆相前陆沉积和白垩-古近纪断陷盆地共同组成的沉积盖层.华北块体主体由太古代-古元古代高级变质基底和上覆的中元古代-早二叠世海相沉积盖层组成,在中生代多处发育陆相盆地.大别造山带为中三叠世华北块体南缘与华南块体发生陆陆碰撞而形成,其内部出露了不同变质程度的岩石以及早白垩世岩浆岩,陆壳的深俯冲和折返使该区形成了著名的超高压变质岩带(Zhu et al., 2009; Zhao et al., 2016; 赵田等,2016).

中国东部在印支期和燕山期的两期构造运动为长江中下游及邻区的构造演化提供了基本的动力学背景(Yin and Nie, 1993;Li,1994; 吴福元等,2000;董树文等,2011).印支运动以华北和华南块体的陆陆碰撞为主要标志,并导致了大别山超高压变质岩带和郯庐大型走滑断裂系的形成(Yin and Nie, 1993;Li, 1994).燕山运动以古太平洋板块俯冲所导致的陆内挤压为主,造成了中国大陆东部的大规模隆起和随后的岩石圈伸展减薄(吴福元等,2000;董树文等,2011).对这两期区域构造运动的具体形式,如印支期华北与华南块体陆陆碰撞的方式和郯庐走滑断裂带的形成机制,不同学者分别提出了折返期陆内转换断层模式(Okay andengör, 1992)、嵌入式碰撞模式(Yin and Nie,1993)、壳幔拆离模式(Li, 1994)、旋转碰撞模式(Gilder et al.,1999)、造山带弯曲模式(Wang et al.,2003)、俯冲期转换断层模式(Zhu et al.,2009)以及板片撕裂断层模式等(Zhao et al., 2016; 赵田等,2016).关于古太平洋板块俯冲的起始时间、俯冲角度及其影响等方面,不同学者分别提出了平板俯冲模式(Li Z X and Li X H, 2007)、低角度俯冲模式(Zhou and Li,2000)以及洋脊俯冲模式(Sun et al., 2007)等.然而,以上动力学模式侧重于解释目前观测到的地质构造格架或与成矿作用的关联性.这两期构造运动对长江中下游及邻区的深部结构与变形产生的影响,燕山运动对印支运动先存构造的改造,以及现今保留的壳、幔物质变形痕迹是否一致等问题,上述模式并未给予很好的回答.

长江中下游及邻区曾开展过丰富的地球物理探测与研究工作.20世纪90年代开展的地球物理工作刻画了该区地壳与岩石圈的速度结构模型,指出该区的岩石圈和地壳均较薄,并提出了在该区地壳中存在低速层等认识(滕吉文等,1985,2006;郑晔和滕吉文,1989,1994).“深部探测技术与实验研究专项(SinoProbe专项)”(Dong et al., 2013)基于综合地球物理手段在长江中下游地区持续开展了更系统的深部探测研究,在岩石圈结构以及成矿过程等方面取得了更为清晰的认识(吕庆田等,2014,2015;Lü et al., 2013, 2015, 2021),主要包括：(1)长江中下游地区的岩石圈和地壳均显著减薄,LAB(Lithospheric and Asthenosphere Boundary)和Moho界面在成矿带下方呈穹窿状抬升(史大年等,2012;Shi et al., 2013; 严加永等,2014;徐涛等,2014;张永谦等,2014;Zhang et al., 2021;侯爵等,2022);(2)长江中下游地区地幔顶部存在显著低速体,此低速体的顶部在Moho界面下方,底部可深达200～300 km(江国明等,2014;Ouyang et al.,2014; Jiang et al.,2015,2021; Li et al.,2018; Xu et al.,2022;Zhang et al.,2021,2023);(3)宁芜盆地下方地壳内部分层特征明显,上地壳与中下地壳之间有低速层存在,并在深反射地震偏移图像上表现为不同倾向的反射特征(吕庆田等,2014,2015;Lü et al., 2013, 2015, 2021;Zhang et al., 2023).在地震波各向异性研究方面,基于长江中下游及邻区宽频带地震观测数据开展了远震XKS(PKS, SKS和SKKS)剪切波分裂研究(Shi et al., 2013; Zhao et al.,2013; Tian and Santosh,2015; Li et al.,2018; Yang et al.,2019),一个基本认识是XKS各向异性最大分裂时差位置与上地幔低速体的位置相吻合,推测上地幔低黏度物质在水平方向的流动变形是产生上地幔各向异性的主要原因(Shi et al., 2013; Yang et al., 2019).然而,由于基于XKS分裂计算各向异性的方法在垂向上分辨率较低,很难得到复杂构造区的分层各向异性特征,限制了对壳幔不同深度差异变形机制的认识(Crampin and Booth,1985;Crampin,1987; Silver and Chan,1991;Silver,1996; Long and Becker,2010).

为此,本研究开展了两方面工作：一是利用长江中下游地区的一条密集宽频带地震探测剖面数据,开展了基于远震接收函数Pms转换波震相的各向异性研究,并结合已有的Pms各向异性研究成果进行了区域性探讨;二是通过对比Pms与XKS各向异性特征的差异,讨论了长江中下游及邻区不同深度各向异性的形成机制,以及对理解区域构造演化的意义.

1 数据与方法

1.1 数据来源与剖面位置介绍

本研究所用数据来自于SinoProbe项目在长江中下游地区布设的一条密集宽频带流动地震台站测线,该测线呈SE-NW方向布设,其东南端起于江苏省宜兴市附近,西北端至安徽省淮南市附近,全长约300 km(图1).测线自SE向NW途径华南块体东北缘、长江中下游地区和华北克拉通东南缘,跨越江南断裂、茅山断裂、长江断裂、滁河断裂、淮阴—响水断裂以及郯庐断裂等一系列主要断裂.沿测线共布设60台宽频带地震仪,平均台站间距为～5 km.观测仪器为英国Güralp公司生产的CMG-3ESPCD一体式地震仪(频带范围0.02～60 s), 观测时段为2009年11月至2011年8月(史大年等,2012;Shi et al., 2013; Zhang et al., 2023).

图1 长江中下游及邻区构造简图与本研究所使用的宽频带地震台站位置1：晚侏罗-早白垩花岗岩(156～137 Ma),2： 白垩系火山岩与次火山岩(<135 Ma),3：矽卡岩型铁铜或铜金钼矿床(>135 Ma),4：斑岩或玢岩铁矿(<135 Ma),5：断裂(虚线为隐伏或推断断裂),6：宽频带流动地震台站,其中紫色三角为本研究用到的台站,红色三角为图3中示例台站,7：深反射地震测线(吕庆田等,2015),8：水域.构造单元与断裂缩写：NCB：华北块体,SCB：华南块体,DOB：大别造山带,HFB：合肥盆地,CQD：滁全凹陷,FB：巢湖逆冲褶皱带,NWB：宁芜盆地,LS&LYB：溧水—溧阳火山岩盆地,WSD：皖苏凹陷,TLF：郯庐断裂,CHF：滁河断裂,CJF：长江断裂,HXF：淮阴—响水断裂,MSF：茅山断裂,MTF：主逆冲断裂,JNF：江南断裂(阳新—常州断裂),SDF：寿县—定远断裂,XMF：晓天—磨子潭断裂,XGF：襄樊—广济断裂.浅黄色阴影区域为长江中下游地区范围,右上角插图显示本研究区域在亚欧大陆的位置.

此外,本研究还收集了长江中下游及邻区固定地震台站和部分其他流动地震台站的Pms各向异性研究结果(Han et al., 2022;Shi et al., 2023),以便于从区域视角分析该区的地壳各向异性特征.

1.2 Pms各向异性计算

在均匀各向同性介质中,Pms转换震相只存在径向分量的能量,其相对于直达P波的到时差与地震事件的方位角无关.而在各向异性介质中,Pms转换震相会产生切向分量的能量.在Moho 面平坦条件下,横向各向同性(HTI)介质中径向接收函数的Pms转换震相到时会随后方位角存在周期性变化,而切向接收函数的Ps转换震相的振幅和极性也会随着后方位角发生变化(Frederiksen and Bostock, 2000; Liu and Niu, 2012).在单层弱各向异性介质中,Pms震相的到时与地震事件后方位角之间的关系可近似表示为(Nagaya et al., 2008; Rümpker et al., 2014)：

(1)

其中,θ为地震事件的后方位角,t0为Pms震相在各向同性介质中的到时,Δt为Pms震相在各向异性与各向同性介质中的传播时差,φ为Pms震相在各向异性介质的快波偏振方向.

由于切向接收函数更容易受到地壳介质衰减以及复杂构造等的影响,其Pms震相的信噪比通常较低而难以有效用于定量研究,所以在本研究中主要采用径向接收函数中的Pms震相到时来研究地壳各向异性特征.为了消除因射线参数不同所引起的Pms震相到时差异,我们首先将Pms震相相对于直达P波的到时延迟进行动校正,校正到震中距为60°和震源深度为0 km情况下的到时.并以10°后方位角为间隔对接收函数进行叠加以提高接收函数Pms震相的信噪比.为了获得可靠的接收函数各向异性结果,本研究采用两种方法进行Pms各向异性计算：一是根据公式(1),利用非线性最小二乘方法拟合Pms转换波震相到时并得到地壳各向异性参数(Kong et al., 2016),二是采用网格搜索方法以获得与最大叠加振幅相对应的最优参数对.这两种基于Pms转换震相进行地壳结构各向异性的研究已被广泛应用并取得了良好效果(Zheng et al., 2018, 2021).

在实际数据处理中,我们选择30°～90°震中距范围内的远震事件波形进行接收函数提取.受实际数据观测时长和研究区位置的影响,远震事件分布主要来自南和东南方向,东北和西北方向也有少量分布(图2).尽量选择事件方位覆盖良好的台站开展计算,以便在有限数据的情况下尽可能提高接收函数各向异性计算结果的可信度.在用上述两种方法计算得到Pms各向异性参数的基础上,我们对基于两种方法得到的计算结果进一步挑选,选取快波偏振方向计算结果相差小于10°且快慢波分裂时差大于0.15 s的结果作为最终计算结果用于表征本研究区的Pms各向异性特征(表1).图3展示了YZ23、YZ69和YZB3三个台站Pms各向异性的计算实例,从中可以清晰看出Pms震相到时随后方位角的周期性变化,且两种方法计算结果较为一致,说明计算结果具有较高的稳定性和可信度.

2 地壳各向异性特征

强烈的Moho界面起伏会造成接收函数Pms震相到时差以360°为周期的变化,而地壳各向异性造成的Pms震相到时差的变化周期为180°(Frederiksen and Bostock, 2000).正演计算表明,当Moho界面倾斜角度小于10°时,仅会导致Pms各向异性计算结果误差增大,并不影响计算结果的稳定性(Wu et al., 2021).在长江中下游及邻区,基于接收函数H-κ扫描得到的地壳厚度结果显示本研究剖面下方的Moho界面整体在32±3 km范围内宽缓起伏,最浅处出现在宁芜矿集区下方(～29 km),最深处在郯庐断裂西侧(～35 km),最大倾斜角度为～3°(史大年等,2012;Shi et al., 2023).因此,可以确定在本研究区内,Moho界面的起伏变化并不会对Pms各向异性计算结果造成显著影响.Han等(2022)和Shi等(2023)利用本研究区临近范围的固定地震台站和各自的流动地震台站数据也开展了基于接收函数的地壳各向异性研究,本研究收集了他们的研究结果并形成了长江中下游及邻区地壳各向异性参数的面积性分布特征(图4),便于从区域性视角分析该区地壳结构的变形特征.

图2 本研究所用到的远震事件相对于流动地震台阵中心的位置分布图其中蓝色三角形表示地震台阵中心的位置,红色圆圈表示远震事件位置.

表1 长江中下游及邻区Pms各向异性参数计算结果Table 1 Results of the Pms anisotropy parameters in and around the MLYB

由图4可见,总体而言,在本研究区内的Pms各向异性快波方向呈现NE向分布特征,对全区域固定和流动台站结果进行统计得到快波偏振方向平均为φ=30°,中位数为～38°,快慢波分裂时差在0.05～0.95 s范围内变化,分裂时差平均值为0.36 s,中位数为0.33 s.从横向分区的角度,研究区内的Pms各向异性特征可以郯庐断裂和江南断裂为界分为三部分,即郯庐断裂北西侧的华北克拉通东南缘、郯庐断裂和江南断裂之间的长江中下游地区、以及江南断裂南东侧的华南块体东北部.这三个块体在地壳各向异性的方向和强度方面均有差异,尤其是快波偏振方向呈现出显著的分区性特征.

在华北克拉通内部,Pms各向异性快波方向主要为NWW或NW方向,统计结果显示快波偏振方向中位数为～-25°,快慢波分裂时差在0.1～0.7 s范围内变化,分裂时差中位数为0.31 s.同时,快波方向在块体边缘则发生了变化,在华北克拉通东侧边缘,即靠近郯庐断裂附近的台站,其快波方向显示为N或NNE方向,近似平行于郯庐断裂的走向;而在华北克拉通南缘靠近大别山甚至大别山内部台站所观测到的Pms各向异性快波方向则呈现为近NWW方向,近似平行于大别山北侧的晓天—磨子潭断裂.

长江中下游地区Pms各向异性方向主要为NE方向,统计结果显示快波方向中位数～34°,快慢波分裂时差为0.2～0.75 s,中位数为0.36 s.本研究中流动地震台站的Pms各向异性参数与其他研究(Han et al., 2022; Shi et al., 2023)数据的统计结果一致性较高,但在长江中下游西南段,由固定地震台站所得到的Pms各向异性快波方向主体为NNW方向,与流动地震台站所在的东北部存在明显差异,这表明长江中下游地区存在地壳变形和各向异性的横向区域性变化.

在华南块体东北部,基于流动地震台站得到的Pms地壳各向异性方向与长江中下游地区并无显著差异,其快波方向均指向NNE方向,中位数为～40°,快慢波分裂时差为0.1～0.95 s,中位数为～0.3 s.同时,尽管在同一构造区内的Pms各向异性特征总体一致,但也存在少数地震台站Pms快波方向与其他台站明显不同.地壳各向异性的局部横向差异在剪切波速度模型中同样存在,从分布位置来看,它们多数位于华南块体北部“L”型构造的拐角区域,可能和局部断裂组构的定向排列或深部韧性变形等应力场变化有关,但具体原因目前很难明确判断.

图3 台站YZ23(a、b、c)、YZ69(d、e、f)和YZB3(g、h、i)Pms各向异性参数计算实例其中(a)、(d)和(g)中黑色圆点为各台站下方地壳各向异性测量结果,其中背景图像为每一组分裂参数dt和φ所对应的叠加能量,黑色原点为叠加能量最优时dt和φ所对应的数值;(b)、(e)和(h)为台站接收函数随后方位角的变化,黑色圆点表示Pms震相最大振幅的到时,红色和蓝色曲线是通过两种方法根据(a)、(d)和(g)中所得参数和公式(1)正演计算得到的Pms震相到时延迟曲线;(c)、(f)和(i)分别是(b)、(e)和(h)在放大窗口中的显示.橙色和蓝色分别表示接收函数波形中的正、负振幅.

图4 长江中下游及邻区Pms各向异性参数平面分布图图中,彩色条棒的方向和长度代表了Pms各向异性的快波方向和快慢波分裂时差,其中深绿色、红色和蓝色条棒分别表示华北、长江中下游和华南地区的分区结果.白色圆圈、矩形和三角形分别表示本研究所得结果以及Shi等(2023)和Han等(2022)所得结果;背景图像为基于背景噪声和远震事件面波成像获得的26 km深度处的VS扰动速度(Ouyang et al., 2014).

3 讨论

3.1 地壳各向异性成因

为了从区域角度分析长江中下游及邻区地壳各向异性的整体特征和成因机制,本文侧重于讨论各构造区内快波方向的统计结果,而弱化对局部个别奇异台站的具体分析.从Pms各向异性分布(图4)和统计玫瑰图(图6)可见,在华北块体的地壳各向异性方向呈现出近似垂直于郯庐断裂的NNW方向,而在华北块体南缘晓天—磨子潭断裂附近观测到的Pms各向异性快波方向为近似平行于晓天—磨子潭断裂的NWW方向.而在郯庐走滑断裂附近及其以东地区,地壳各向异性的快波偏振方向均近似平行于郯庐断裂的NNE方向;且随着向东距离郯庐断裂带的距离逐渐增加,快波偏振方向由NNE方向逐渐向NEE方向过渡.这种各向异性区域差异特征一方面说明了郯庐断裂在构造演化中的重要边界作用,另一方面也与华北与华南块体在力学性质和流变学强度方面的差异相关.

地壳各向异性的产生机制主要有两种解释,一是在脆性地壳部分以SPO(Shape Preferred Orientation)为主导的形状优势取向机制,二是在韧性地壳部分以LPO(Latice Preferred Orientation)为主导的晶格优势取向机制.在脆性的上地壳中,裂隙定向排列和沉积交互薄层会造成地震波传播的各向异性(Crampin and Booth, 1985; Crampin, 1987);而在韧性的下地壳,随着围压的不断增加,在浅部广泛存在的裂隙会逐渐闭合,角闪石等造岩矿物以及部分熔融体的定向排列则成为各向异性的主要成因(Boness and Zoback, 2006;Gao et al., 1998, 2011).

我们认为本研究中基于Pms震相得到的地壳各向异性主要来自中、下地壳的贡献,原因如下：(1)各向异性特征的频率依赖性(Rümpker et al., 2003).上地壳形状优势取向(SPO)产生的各向异性主要为高频变化特征,一般宜用近震剪切波分裂来探测,对地震波滤波的频带范围在1～10 Hz左右;而本研究基于远震Pms转换波的信号频率则较低,多在0.1～1 Hz左右.(2)快慢波分裂时差的量级.大量研究表明,大陆地区上地壳各向异性的强度一般在0.2 s范围内(Peng and Ben-Zion 2004; Boness and Zoback, 2006; Gao et al., 1998, 2011),而在华南大陆东部地区,基于近震S波分裂计算得到的上地壳快慢波相对分裂时差仅为2.66±1.16 ms·km-1(石玉涛和高原,2022),如果假设上地壳厚度为～15 km,那么这个结果仅相当于～0.04 s的绝对分裂时差.而我们在长江中下游地区基于Pms震相计算的地壳各向异性分裂时差中位数为0.33 s.(3)远震接收函数CCP(Common Conversion Point)成像结果显示下地壳转换波极性在长江中下游地区呈现出方位依赖性,指示该区下地壳可能存在各向异性(史大年等,2012;Shi et al., 2013).据此可以推测,我们在长江中下游及邻区观测到的地壳各向异性应主要来源于中下地壳深度范围的贡献.

3.2 壳、幔各向异性差异与“立交桥”式结构特征

板块绝对运动、地壳应力和过去以及现今构造运动产生的岩石圈内部形变是导致岩石圈和上地幔各向异性的主要原因,这使得地震记录中的远震XKS(SKS,SKKS,PKS)震相出现剪切波的快、慢波分裂现象(Silver and Chan, 1991).为进一步分析该区不同深度的各向异性特征及壳幔变形耦合关系,我们收集了该区基于固定地震台站和部分流动地震台站的XKS分裂各向异性研究结果(Huang et al., 2011; Huang et al., 2013; Zhao et al., 2013; Shi et al., 2013; Tian and Santosh, 2015; Li et al., 2018; Yang et al., 2019).

受限于方法本身和数据质量等原因,不同学者基于XKS分裂得到的各向异性结果存在一定差异.而且,在长江中下游地区台站观测到的XKS快波方向存在明显的方位依赖性,即对来自东南方向(后方位角134°)事件计算得到的快波方向为N65°—85°E,而依据西北方向(后方位角317°)事件计算得到的快波方向则为N120°—130°E(Shi et al., 2013).Jia等(2021)分析了地震事件方位与射线穿透点对XKS分裂参数的影响,指出多水平层各向异性介质或单倾斜层各向异性介质会造成各向异性快波方向的周期性变化,而在复杂构造区(如两个或多个具有不同各向异性特征的区域)的边界附近观测到的各向异性方向则主要取决于射线穿透点的位置.Tian和Santosh(2015)对XKS的各向异性研究表明中国东部地区上地幔可能具有双层各向异性特征,上层的各向异性快波方向近似NEE或EW方向,而下层的各向异性快波方向则近似NW方向.在长江中下游地区出现这种各向异性方向的方位依赖性特征,表明该区的深部结构远比单层均匀各向异性模型复杂,很可能来自不同方向的XKS射线穿过了不同的各向异性层,这种情况经常发生在造山带、陆内裂谷带等狭窄线性构造区(Nicolas,1993).

然而,由于流动地震台站极其稀少的地震事件方位覆盖,我们很难可靠地定量获得该区更为复杂的多层上地幔各向异性结构.为此,我们参考多数研究中通常采用的做法,对依据不同方向地震事件求得的XKS各向异性参数取中位数以近似并简化表示台站下方的各向异性特征(图5).从本研究区XKS各向异性特征的区域分布(图5)来看,XKS快波偏振方向在华北地区呈NW方向分布;随着台站向东南方向移动,沿本研究剖面流动地震台站上各向异性快波方向有顺时针旋转的特征,并在滁河断裂附近呈现与断裂走向平行的特征;继续向东跨越江南断裂以后,快波方向继续顺时针旋转并逐渐转至近E-W方向.从对所有台站XKS分裂参数的统计玫瑰图(图6)可以看出,华南块体东北部和长江中下游地区的快波方向比较一致,均指向近NEE方向,而华北块体则主体为NWW方向.通过对比Pms和XKS快波方向统计玫瑰图(图6)和规则网格的插值结果(图7),可以发现两者快波偏振方向在统计上存在约30°～60°差异.在华北地区,地壳各向异性快波方向更偏向E-W或NWW方向,而XKS的快波方向则更偏向于NW或NWW方向;在长江中下游和华南东北部地区,Pms各向异性快波方向偏向N或NE方向,而XKS的快波方向更偏向NEE或E-W方向.地壳和上地幔不同深度范围在空间上构成了地震波各向异性快波方向交叉分布的“立交桥”式分层结构.

3.3 壳幔各向异性对区域构造演化的启示

在大陆地区,软流圈物质的流动会造成快波方向与流动方向一致的地震波各向异性,而在中下地壳和岩石圈深度的挤压作用会造成物质变形和矿物晶体的定向排列垂直于挤压方向,由此导致在地震记录中观测到垂直于挤压应力的各向异性快波方向(Silver and Chan, 1991;Silver, 1996).中国东部在印支期和燕山期的两期区域性构造运动对地壳和上地幔深部结构与变形产生了重要影响,本研究认为在长江中下游及邻区观测到的壳幔各向异性“立交桥”式分层结构特征是由这两期区域性构造运动共同作用的结果(图8).

在印支期,由于华南与华北块体的陆陆碰撞而产生的挤压和侧向剪切作用不仅形成了秦岭—大别造山带和郯庐大型走滑断裂系,也使得华南块体的上地壳与中下地壳发生拆离(Yin and Nie,1993; Li,1994; Zhao et al.,2016).在郯庐断裂带西侧,华北块体南缘与华南块体的正向碰撞产生的强烈挤压应力造成垂直于碰撞方向的深部物质变形和矿物晶体定向排列,由此导致在地震观测中看到近E-W或NWW方向的各向异性.华北与华南块体碰撞作用导致的变形可能并不局限于地壳尺度,甚至导致了岩石圈尺度的变形,并在中国东部典型台站的双层XKS分裂研究中表现为上层各向异性特征(Tian and Santosh,2015).在郯庐断裂带东侧,华南与华北块体之间的接触以侧向剪切作用为主,这使得郯庐断裂带附近及其东侧产生近似平行于郯庐断裂带的各向异性.但由于华南块体相对较“软”,侧向剪切作用对初始变形的影响范围在横向上可能仅局限于郯庐断裂附近地区.

图5 长江中下游及邻区远震XKS剪切波分裂结果汇总,XKS分裂结果来自已有研究结果(Huang et al., 2011, 2013; Zhao et al., 2013; Shi et al., 2013; Tian and Santosh, 2015; Li et al., 2018; Yang et al., 2019)图中,彩色条棒的方向和长度代表了XKS各向异性的快波方向和快慢波分裂时差,其中深绿色、红色和蓝色条棒分别表示华北、长江中下游和华南地区的分区结果.背景图像为基于背景噪声和远震事件面波成像获得的70 km深度处的Vs扰动速度(Ouyang et al., 2014).

图6 长江中下游及邻区Pms和XKS各向异性快波方向统计玫瑰图(a)、(b)、(c)分别表示华北、长江中下游和华南地区的Pms各向异性;(d)、(e)、(f)分别表示华北、长江中下游和华南地区的XKS各向异性.

图7 长江中下游地区不同深度范围壳、幔各向异性“立交桥”式分层结构特征(插值到规则网格结果)(a) Pms和XKS快波方向叠加对比,绿色和蓝色条棒分别表示插值到规则网格的Pms和XKS各向异性方向; (b) 远震接收函数Pms震相各向异性; (c) XKS剪切波分裂各向异性.(b)和(c)中红色条棒为各台站处原始计算得到的各向异性参数,(b)中绿色和(c)中蓝色条棒分别为插值到规则网格的各向异性测量结果.

在燕山期,影响长江中下游及邻区深部过程的动力源来自于两个方面：一是岩石圈拆沉及伴生的软流圈物质上涌,二是古太平洋板块的NW向俯冲作用.这两种动力源并不互斥,而是共同影响了这一区域的深部结构与构造演化过程(吴福元等,2000;董树文等,2011;Lü et al., 2015, 2021; Zhang et al., 2021).华南与华北块体之间的连续挤压作用会促使地壳增厚且有可能使下地壳发生榴辉岩化,在重力作用下发生坍塌而拆沉(Price, 1986;Kay R W and Kay S M, 1993)并伴随软流圈热物质上涌.而来自古太平洋板块的俯冲作用则会在软流圈和地壳与岩石圈尺度造成不同的变形和地震各向异性影响.

在软流圈尺度,古太平洋板块的俯冲作用会加剧软流圈物质的侧向流动,造成软流圈部分的造岩矿物(主要是橄榄岩)晶格沿流动方向发生定向排列.尽管目前尚缺乏针对该区上地幔尺度多层各向异性的详细研究,但基于郯庐断裂附近典型台站XKS分裂的研究则显示该区上地幔很可能具有双层各向异性特征,且下层各向异性层的快波方向近似NW方向,反映了在俯冲作用下的软流圈物质流动方向,而上层各向异性可能反映了华南与华北块体在印支期碰撞所留下的“化石”各向异性痕迹(Tian and Santosh, 2015).这与本研究的认识具有相似性.我们认为在华南东北部和华北块体下方,近似EW或NWW方向的XKS各向异性反映了软流圈物质的流动方向.但在长江中下游附近,受到“拆沉”作用造成的岩石圈底部“空区”围限,软流圈物质会在一定程度上产生沿着长江中下游展布方向而流动的分量,最终导致在长江中下游局部区域观测到的XKS各向异性方向偏向于NE或NEE方向,即近似平行于主要构造展布方向.

在地壳和岩石圈尺度,古太平洋板块的俯冲作用则会在陆内形成挤压作用,这种陆内挤压不仅造成了在块体边界出现类似于碰撞造山过程中出现的“鳄鱼嘴”构造(吕庆田等,2014, 2015; Lü et al., 2015, 2021),也叠加和改造了岩石圈和中下地壳部分先存的变形特征.由于华北块体本身的流变学强度较高,由俯冲造成的陆内挤压作用对华北块体内部地壳变形的改造较弱,仍然保存了印支期所形成的NWW方向变形痕迹.在相对软弱的华南块体,这种陆内挤压作用会造成地壳部分在垂直于挤压应力的方向(即NE方向)产生伸展变形,并对先存变形进行叠加改造,最终形成现今观测到的以NNE方向为主导的地壳各向异性特征.

4 结论

本文基于远震P波接收函数Pms震相计算了长江中下游及邻区的地壳各向异性特征,在结合该区基于XKS分裂得到的上地幔各向异性和其他已有研究成果的基础上,得到以下认识：

(1)长江中下游及邻区地壳各向异性特征呈明显的分区性,在华北地区以近NWW向为主,反映了印支期陆陆碰撞所形成的中下地壳变形痕迹,在长江中下游和华南东北部地区则以NE向为主,主要受控于燕山期古太平洋板块俯冲造成的陆内挤压作用.

(2)长江中下游及邻区地壳与上地幔各向异性特征存在差异,Pms各向异性快波方向与XKS快波偏振方向在整体上存在30°～60°系统差异,形成了该区壳幔各向异性的“立交桥”式分层结构.

(3)目前观测到的地壳和上地幔各向异性差异特征反映了印支期和燕山期的区域构造演化过程,华北与华南块体的流变学强度不同为区域差异变形提供了物性基础,而燕山期古太平洋板块俯冲作用对软流圈和地壳与岩石圈的差异影响是最终形成该区“立交桥”式分层结构的动力来源.

致谢谨以此文祝贺滕吉文先生90华诞暨从事地球物理工作70年.在此特别向参加野外数据采集工作的所有同志们致以诚挚的谢意.感谢美国密苏里科技大学高尚行(Stephen S. Gao)教授研究团队提供的Pms各向异性计算程序.感谢中国科学院地质与地球物理研究所田小波研究员、徐涛研究员、武澄泷副研究员等提供的宝贵意见和建议.

图8 长江中下游及邻区地壳与上地幔各向异性产生机制示意图(a) 印支期华南与华北块体碰撞作用造成观测到的华北地区中下地壳和岩石圈各向异性特征; (b) 燕山期古太平洋板块俯冲作用造成研究区软流圈部分各向异性,并重塑了长江中下游和华南东北部中下地壳与岩石圈部分各向异性特征.其中,黄色箭头表示挤压应力作用方向,黄色和青色椭圆表示不同深度范围应力作用导致的快波偏振方向.NE_SCB：华南块体东北部.