遠(yuǎn)震剪切波分裂研究華南西南部上地幔各向異性特征

王祎然, 滕吉文*, 田小波

1 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所, 巖石圈演化國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100029

2 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049

3 中國(guó)科學(xué)院地球科學(xué)研究院, 北京 100029

0 引言

華南板塊位于東亞南部、太平洋西緣,是中國(guó)東部的主要構(gòu)造單元之一.其主體為揚(yáng)子克拉通與華夏地塊,兩者在新元古代碰撞拼合 (舒良樹,2012; 張國(guó)偉等,2013).顯生宙以來,華南板塊經(jīng)歷了古特提斯洋的閉合(Wang Y J et al.,2013,2021)、太平洋板塊的西向俯沖( Duan et al.,2020)、印度—?dú)W亞板塊的碰撞(張國(guó)偉等,2013; Li et al.,2018)等構(gòu)造事件的強(qiáng)烈改造.一系列的構(gòu)造活動(dòng)掩蓋了揚(yáng)子克拉通與華夏地塊的分界線,同時(shí)形成了大規(guī)模的陸內(nèi)變形系統(tǒng)和多期次的面狀巖漿作用(舒良樹,2012; 張國(guó)偉等,2013;毛建仁等,2014).長(zhǎng)期的構(gòu)造演化作用和多期次的花崗巖漿活動(dòng)為華南板塊提供了有利的成礦基礎(chǔ),使其廣泛發(fā)育鎢-錫、金-銻-鉛等礦床,形成眾多世界級(jí)的多金屬成礦帶 (舒良樹,2012).

揚(yáng)子克拉通與華夏地塊之間的構(gòu)造關(guān)系一直是華南大陸構(gòu)造研究亟待解決的問題之一 (Zhao and Cawood,2012; 饒家榮等,2012; 舒良樹,2012; 張國(guó)偉等,2013).由于蛇綠混雜巖等地質(zhì)標(biāo)志齊全,因此縫合線的東北部界線清晰,為江山紹興斷裂.但是由于地表沉積層的覆蓋和關(guān)鍵地質(zhì)標(biāo)志的缺失,揚(yáng)子克拉通與華夏地塊的西南部縫合線模糊不清,地質(zhì)學(xué)者提出了多條分界線.根據(jù)師宗—彌勒斷裂兩側(cè)的不同地層格架和變質(zhì)作用,黃汲清等人認(rèn)為西南縫合線沿師宗—彌勒斷裂延伸至云南省西南部(Huang T K,1947; 董云鵬等,2002).通過分析郴州—臨武斷裂兩側(cè)鎂鐵質(zhì)巖石的微量元素和Sr-Nd同位素組成的差異,Wang等(2003)認(rèn)為西南縫合線大致沿郴州—臨武斷裂分布.根據(jù)構(gòu)造關(guān)系和巖相古地理研究,研究者還提出了不同的斷裂作為西南部的縫合線,如茶陵—憑祥斷裂(Zhao and Cawood,2012)、荔浦?jǐn)嗔?陳懋弘等,2006)等.西南縫合線的模糊不清,嚴(yán)重限制我們對(duì)揚(yáng)子克拉通與華夏地塊拼貼過程的理解及構(gòu)造演化的認(rèn)識(shí).

由于缺乏直接的地表地質(zhì)學(xué)證據(jù),而揚(yáng)子與華夏在新元古代拼合之前屬于不同地塊,其深部地球物理學(xué)特征上存在明顯差異,因此深部的地球物理學(xué)證據(jù)能為厘定西南部縫合線提供重要證據(jù).前人已經(jīng)利用多種地球物理學(xué)方法對(duì)華南板塊的巖石圈結(jié)構(gòu)特征進(jìn)行了研究,如接收函數(shù)(司薌等,2016;Wei et al.,2016; Song et al.,2017; Guo et al.,2019)、層析成像(Zhou et al.,2012; Zhao et al.,2012)、寬角折射/反射(熊小松等,2009;Teng et al.,2013)等,結(jié)果都表明在華南的西南部存在多種地球物理屬性,如地殼厚度、波速比、上地幔地震波速度的南北向變化.但是由于方法本身的局限性以及地震臺(tái)站的覆蓋率和分布有限,無(wú)法用來指示揚(yáng)子克拉通與華夏地塊的西南部縫合線.西南部縫合線的主要爭(zhēng)議地區(qū)為右江盆地(圖1),判斷右江盆地的歸屬是解決縫合線位置爭(zhēng)議的關(guān)鍵.

因此,利用課題組布設(shè)的南北向天然地震流動(dòng)臺(tái)站測(cè)線數(shù)據(jù),本研究通過SKS波分裂方法獲得了右江盆地下方的上地幔各向異性特征,結(jié)合其他的地質(zhì)及地球物理學(xué)殼、幔觀測(cè)結(jié)果,分析上地幔變形的深部動(dòng)力學(xué)過程,并為研究揚(yáng)子克拉通與華夏地塊西南部縫合線的位置提供了深部地球物理學(xué)約束.

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)

本研究使用的南北向天然地震流動(dòng)臺(tái)站測(cè)線布設(shè)于2014年11月—2016年7月,北起重慶涪陵,南至廣西憑祥,跨越了右江盆地、川東褶皺帶等構(gòu)造單元,全長(zhǎng)約900 km.沿剖面共布設(shè)了72個(gè)寬頻帶流動(dòng)地震臺(tái)站(如圖2a),所用地震儀為英國(guó) Guralp 公司的CMG-3ESP 寬頻帶地震儀,頻帶范圍為0.003～50 Hz.采集器主要為美國(guó)產(chǎn) Reftek-130數(shù)字記錄儀,少部分為Reftek-72A,臺(tái)間距為10～20 km.

圖1 華南板塊地質(zhì)構(gòu)造簡(jiǎn)圖(修改自(Zhao and Cawood,2012; Dong et al.,2020))黑色實(shí)線為測(cè)線位置.

圖2 (a) 華南西部地形圖及寬頻帶天然地震臺(tái)站位置圖.黑色實(shí)線表示主要斷層：F1,紫云—羅甸斷裂;F2,那坡—龍州斷裂;F3,師宗—彌勒斷裂;F4,憑祥—南寧斷裂. (b) 本文中使用的遠(yuǎn)震事件(藍(lán)色圓點(diǎn))

使用震中距在85°～140°,震級(jí)MS>5.0,具有清晰SKS震相的遠(yuǎn)震事件波形,通過SKS波分裂方法對(duì)上地幔各向異性特征進(jìn)行研究.經(jīng)過篩選共使用128個(gè)遠(yuǎn)震事件,事件分布如圖2b,SKS震相在該震中距范圍內(nèi)為近垂直入射,具有較高的橫向分辨率.

1.2 SKS波分裂測(cè)量

地震各向異性分析能夠提供殼、幔流變學(xué)信息,剪切波分裂是研究地震各向異性的最有效手段之一(Silver and Chan,1991; 張中杰,2002).剪切波分裂現(xiàn)象是指剪切波穿過各向異性介質(zhì)時(shí),會(huì)分解為偏振方向相互垂直的快剪切波和慢剪切波,由于速度不同,穿過各向異性區(qū)域后,快波和慢波之間會(huì)產(chǎn)生δt走時(shí)時(shí)差(Alsina and Snieder,1995; Silver,1996).剪切波分裂的測(cè)量參數(shù)為快剪切波的偏振方向φ和分裂時(shí)差δt.偏振方向φ是指各向異性介質(zhì)的快波偏振方向,可反映地質(zhì)構(gòu)造事件與應(yīng)力場(chǎng)的分布(高原等,1995),分裂時(shí)差δt則由各向異性層的厚度和強(qiáng)度綜合決定(張洪雙等,2013).

一般選擇SKS震相進(jìn)行剪切波分裂研究,從震源發(fā)出的S波進(jìn)入液態(tài)外核后轉(zhuǎn)換為P波,從核幔邊界再次轉(zhuǎn)換為S波,由于外核為液態(tài),只有P波可以穿透,因此轉(zhuǎn)換波只有徑向偏振的SV波,沒有切向偏振的SH波,質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)軌跡為線性偏振.如果殼、幔介質(zhì)中存在各向異性,向上傳播的SV波就會(huì)發(fā)生快波和慢波的分裂,使得SKS震相在切向分量就會(huì)有能量,質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)軌跡也會(huì)轉(zhuǎn)變?yōu)闄E圓偏振.

本研究使用SplitLab軟件(Wüstefeld et al.,2008)進(jìn)行SKS分析,其基本原理是給出不同的測(cè)量參數(shù)值對(duì)地震記錄中的兩個(gè)水平分量進(jìn)行旋轉(zhuǎn)和時(shí)移,即通過測(cè)量參數(shù)的網(wǎng)格搜索,選擇能夠最大程度消除各向異性結(jié)果的測(cè)量參數(shù)(快波偏振方向和快、慢波分裂時(shí)差)作為結(jié)果.根據(jù)不同的消除各向異性程度的尋優(yōu)標(biāo)準(zhǔn),SplitLab軟件包括三種分析方法,分別為最小切向能量法(Transverse Component Minimization Method,簡(jiǎn)稱SC,標(biāo)準(zhǔn)為旋轉(zhuǎn)和時(shí)移校正后的切向能量最小)、波形互相關(guān)法(Rotation-Correlation Method,簡(jiǎn)稱 RC,標(biāo)準(zhǔn)為旋轉(zhuǎn)和時(shí)移校正后的快波和慢波相關(guān)系數(shù)最大)和特征值法(Eigenvalue Method,簡(jiǎn)稱 EV,標(biāo)準(zhǔn)為校正后質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)軌跡最線性化).三種測(cè)量方法對(duì)分裂結(jié)果的計(jì)算標(biāo)準(zhǔn)不同,當(dāng)存在顯著的臺(tái)站布設(shè)“指北誤差”時(shí),三種方法得到的結(jié)果會(huì)存在較大差異(Tian et al., 2011).因此,同時(shí)使用兩種以上的測(cè)量方法,獲得相同或相似的結(jié)果,可確保不存在“指北誤差”.剪切波在各向同性介質(zhì),或者地震事件后方位角代表的初始偏振方向與各向異性快、慢軸方向平行時(shí),都不會(huì)產(chǎn)生分裂現(xiàn)象,此時(shí)得到的測(cè)量參數(shù)結(jié)果稱之為空解(Wüstefeld and Bokelmann,2007).

1.3 數(shù)據(jù)處理

本研究按照如下流程處理數(shù)據(jù)：首先創(chuàng)建一個(gè)SplitLab項(xiàng)目文件,輸入臺(tái)站基本信息,根據(jù)原始數(shù)據(jù)波形中的發(fā)震時(shí)刻與The Global CMT Project地震目錄進(jìn)行匹配,并計(jì)算SKS震相的理論到時(shí).將原始數(shù)據(jù)從ZNE(垂直-南北-東西)分量旋轉(zhuǎn)到ZRT(垂直-徑向-切向)分量,隨后根據(jù)計(jì)算的SKS震相到時(shí)選擇合適的時(shí)間窗進(jìn)行剪切波分裂分析.為壓制噪聲提高信噪比,本研究對(duì)原始波形進(jìn)行0.03～0.2 Hz的低頻帶通濾波.根據(jù)菲涅爾帶原理(Alsina and Snieder,1995; Chevrot et al.,2004)可得,低頻結(jié)果對(duì)深部大尺度的各向異性介質(zhì)更加敏感.每次剪切波分裂分析,都會(huì)得到三種分析方法(SC、RC、EV)計(jì)算的分裂參數(shù)結(jié)果(圖3、4).

本研究通過定性分析與定量指標(biāo)結(jié)合的方法來挑選分裂結(jié)果.高質(zhì)量的分裂結(jié)果需要滿足以下條件：快、慢波形一致,切向能量消除,質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)軌跡由橢圓變?yōu)榫€性,并且 SC法與RC法獲得的快波方向之差(Δφ=|φSC-φRC|)小于15°,兩種方法獲得的分裂時(shí)差之比(δtRC/δtSC)在0.7～1.2的范圍內(nèi)(如圖3).空解情況下,切向能量較弱,質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)軌跡始終為線性,并且30°≤Δφ≤60°,δtRC/δtSC≤0.2(如圖4).經(jīng)過嚴(yán)格的質(zhì)量控制與挑選,共獲得62個(gè)臺(tái)站的261對(duì)有效分裂結(jié)果.

如表1所示,多數(shù)臺(tái)站得到較少數(shù)量的有效分裂結(jié)果,僅有4個(gè)臺(tái)站得到超過10個(gè)有效的分裂結(jié)果.為了分析剪切波分裂隨反方位角的變化,我們將這4個(gè)臺(tái)的結(jié)果隨反方位角的分布展示于圖5.從圖中可以看到這4個(gè)臺(tái)的有效分裂結(jié)果主要集中在反方位角東南,特別是120°左右,其他反方位角的結(jié)果幾乎沒有.由于遠(yuǎn)震事件反方位角分布的限制,我們沒有討論多層各向異性,以及上地幔結(jié)構(gòu)小尺度橫向變化引起的剪切波分裂的反方位角變化.

當(dāng)一個(gè)臺(tái)站有多個(gè)分裂結(jié)果時(shí),我們直接根據(jù)測(cè)量誤差對(duì)單個(gè)臺(tái)站所獲得的各向異性參數(shù)結(jié)果進(jìn)行加權(quán)疊加,以測(cè)量誤差平方的倒數(shù)作為求平均結(jié)果時(shí)的權(quán)重,測(cè)量誤差越小,權(quán)重越大,每個(gè)臺(tái)站的平均參數(shù)為

圖3 臺(tái)站Q138記錄地震事件2016∶032∶19∶00測(cè)量的SKS分裂示例第一行圖(a)初始的地震波形; (b) 事件的信息以及測(cè)量結(jié)果; (c) 以臺(tái)站Q138 為中心的結(jié)果方位圖. 第二行圖(d)—(g)展示了波形互相關(guān)RC法的測(cè)量結(jié)果： (d) RC法校正過后的地震記錄,藍(lán)色虛線為快波,紅色實(shí)線為慢波; (e) RC法校正后的徑向分量(藍(lán)色虛線)和切向分量(紅色實(shí)線); (f) RC法校正前的質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)軌跡(藍(lán)色虛線)和校正后的質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)軌跡(紅色實(shí)線); (g) 互相關(guān)參數(shù).第三行圖 (h)—(k)為最小切向能量SC法的測(cè)量結(jié)果,含義類似.

(1)

(2)

2 結(jié)果與討論

2.1 上地幔各向異性特征

本研究獲得的分裂參數(shù)空間分布如圖6所示.右江盆地的快波偏振方向?yàn)镋-W或NEE-SWW方向,分裂時(shí)差為0.5～2.5 s,變化范圍較大.川東褶皺帶的快波偏振方向較為凌亂,以NEE-SWW方向?yàn)橹?存在較多空解,分裂時(shí)差在0.5～1.5 s范圍內(nèi)變化.前人(Zhao et al.,2013; Wang Y J et al., 2013; Huang et al.,2015a)利用固定臺(tái)網(wǎng)資料分析了周邊地區(qū)的上地幔各向異性特征(圖6),在右江盆地快波偏振方向和分裂時(shí)差與本研究的結(jié)果基本一致,但在川東褶皺帶不同研究的結(jié)果差異較大,推測(cè)可能存在多層各向異性,不同研究所使用的遠(yuǎn)震事件反方位角分布的差異,可導(dǎo)致不同的分裂測(cè)量結(jié)果.

圖4 臺(tái)站Q108記錄地震事件2016∶148∶04∶08測(cè)量的空解示例,各圖含義與圖3一致

表1 臺(tái)站的平均SKS分裂參數(shù)結(jié)果 Table 1 Average SKS wave splitting measurements results of each station

續(xù)表1

續(xù)表1

圖5 分裂參數(shù)與反方位角關(guān)系圖左列為快波偏振方向與反方位角關(guān)系圖,臺(tái)站號(hào)和緯度標(biāo)注于右上角.右列為延遲時(shí)間與反方位角關(guān)系圖.

圖6 上地幔各向異性結(jié)果紅色短棒表示本研究的結(jié)果,藍(lán)色結(jié)果來自Zhao等(2013),紫色結(jié)果來自Huang等 (2015a),黃色結(jié)果來自Wang C Y等(2013),綠色箭頭表示絕對(duì)板塊運(yùn)動(dòng)方向(APM),來自網(wǎng)站http：∥www.unavco.org.(a)單事件結(jié)果;(b)臺(tái)站平均結(jié)果,背景為150 km的速度結(jié)構(gòu) (Zhou et al., 2012).

SKS分裂獲得的各向異性結(jié)果是核-幔邊界到臺(tái)站下方的路徑積分結(jié)果,包括地殼和上地幔的各向異性.Silver(1996)研究了不同深度介質(zhì)對(duì)各向異性分裂時(shí)差的貢獻(xiàn)：地殼的平均貢獻(xiàn)值為0.2 s,下地幔及轉(zhuǎn)換帶的貢獻(xiàn)值則小于0.2 s.前人(Cai et al.,2016; Han et al.,2020)對(duì)右江盆地周邊地區(qū)的地殼各向異性分析表明,地殼各向異性分裂時(shí)差<0.3 s.本研究中,單獨(dú)分裂結(jié)果中,分裂時(shí)差從0.5 s變化到2.5 s,并且75%以上的分裂時(shí)差大于0.8 s.在臺(tái)站平均結(jié)果中,80%的分裂時(shí)差大于0.8 s.本研究中的分裂時(shí)差遠(yuǎn)大于地殼的貢獻(xiàn)值,因此我們合理推測(cè)測(cè)線下方的各向異性特征主要來自于上地幔.

橄欖石等礦物在應(yīng)力作用下的定向排列是上地幔各向異性特征的主要來源(Nicolas and Christensen,1987), 通過地震波測(cè)量獲得的快波偏振方向與地幔變形方向一致(Zhang and Karato,1995).上地幔各向異性特征來自巖石圈地幔和軟流圈地幔的貢獻(xiàn).前人的研究結(jié)果表明薄的巖石圈地幔(<80 km)只能解釋觀測(cè)到分裂時(shí)差<0.7 s的部分(Silver and Chan,1991; Silver,1996).整體考慮到右江盆地的地殼較薄(30 km),巖石圈地幔較薄(50 km),因此巖石圈地幔的貢獻(xiàn)相對(duì)較少,所以右江盆地下方的分裂時(shí)差的貢獻(xiàn)主要來自軟流圈地幔.E-W或NEE-SWW方向的快波偏振方向與絕對(duì)板塊運(yùn)動(dòng)方向(APM)較為一致,表明軟流圈各向異性可能來自于絕對(duì)板塊的運(yùn)動(dòng).緬甸板塊的俯沖和西退引起的上地幔變形也會(huì)在華南西南部產(chǎn)生E-W或NE-SW方向的軟流圈各向異性(Wang C Y et al.,2013;Huang et al., 2015a) .

盡管位于四川盆地的邊緣,川東褶皺帶仍屬于揚(yáng)子克拉通的一部分,擁有較厚的巖石圈和高速上地幔(Zhao et al.,2012; Zhou et al.,2012; Shen et al.,2016).揚(yáng)子克拉通地殼較厚(50 km),巖石圈地幔較厚(150 km),貢獻(xiàn)不可忽略,我們推測(cè)其分裂時(shí)差來自巖石圈地幔和軟流圈地幔的共同作用,因此分裂結(jié)果相對(duì)右江盆地更加復(fù)雜.揚(yáng)子克拉通作為一個(gè)前寒武紀(jì)克拉通,被太古宙和古元古代地層覆蓋,性質(zhì)穩(wěn)定,因此其各向異性可能是過去克拉通形成時(shí)期所殘留的化石各向異性以及軟流圈流動(dòng)的貢獻(xiàn).

2.2 揚(yáng)子克拉通與華夏地塊的西南邊界

前人已通過多種方法研究華南板塊的巖石圈結(jié)構(gòu),熱巖石圈厚度結(jié)果(An and Shi,2006)表明,華南板塊的西南部整體巖石圈較薄,熱巖石圈厚度在80～100 km左右.層析成像結(jié)果(Zhao et al.,2012; Zhou et al.,2012; Shen et al.,2016)表明華南板塊西南部的巖石圈呈現(xiàn)出明顯的低速特征,四川盆地下方存在高速地幔.張耀陽(yáng)等(2018)研究表明四川盆地的巖石圈在東西方向上存在明顯變化,巖石圈厚度從107°E以西約200 km深度突變到108°E約120 km深度.本研究截取了測(cè)線下方的S波速度結(jié)構(gòu)(Zhou et al.,2012),速度圖像(圖7)顯示右江盆地下方的巖石圈較薄,約～80 km;四川盆地巖石圈較厚,平均厚度約～180 km,在～26°N,速度結(jié)構(gòu)變化明顯.

通過對(duì)地磁異常場(chǎng)(滕吉文和閆雅芬,2004)和重力場(chǎng)(Yan et al.,2004)的研究發(fā)現(xiàn)在華南板塊的西南部,沿著24.5°N—26°N 存在一條東西走向延伸的隱伏構(gòu)造帶.前人(Sol et al.,2007;常利軍等,2015; Huang et al.,2015a; 高原等,2020)對(duì)青藏高原東南緣上地幔各向異性特征的分析表明,以26°N為界線,快波偏振方向從北邊的N-S向,轉(zhuǎn)換到南邊的E-W方向.Zhao等(2013)通過對(duì)華南板塊整體上地幔各向異性特征的分析,提出揚(yáng)子克拉通的快波偏振方向以NW-SE為主,華夏地塊的快波偏振方向以NE-SW或ENE-WSW為主,在右江盆地北緣也有上地幔各向異性特征的變化.

根據(jù)本研究得到的上地幔各向異性特征,在右江盆地北部約26°N,殼、幔性質(zhì)明顯變化.右江盆地下方的巖石圈較薄～80 km,向北在26°N陡然加深,在川東褶皺帶28°N下方達(dá)到最深～180 km.右江盆地的快波偏振方向?yàn)镋-W或NEE-SWW方向,分裂時(shí)差較大,向北在26°N快波偏振方向明顯變化,并且出現(xiàn)較多空解.右江盆地北側(cè)上地幔各向異性特征的明顯變化和LAB(巖石圈與軟流圈的分界面)界面的陡變,為揚(yáng)子克拉通和華夏地塊的邊界提供了更清晰的證據(jù).

2.3 過渡帶的弱各向異性起源

25°N—26°N之間的過渡區(qū)域,其上地幔各向異性特征出現(xiàn)明顯的變化,分裂時(shí)差極小,<0.5 s,屬于弱各向異性.并且速度結(jié)構(gòu)中,過渡區(qū)域的巖石圈邊界向北陡然變深.前人在對(duì)青藏高原東南部(Wu et al.,2019)、冰島(Xue and Allen,2005)、美國(guó)大盆地(Savage and Sheehan,2000)等地區(qū)的弱各向異性現(xiàn)象進(jìn)行研究時(shí),提出軟流圈的上涌導(dǎo)致近垂直的各向異性層,從而呈現(xiàn)弱水平各向異性現(xiàn)象.層析成像的速度結(jié)構(gòu)(圖7)(Zhao et al.,2012; Zhou et al.,2012; Huang et al.,2015b; Shen et al.,2016)表明在過渡區(qū)域存在上地幔低速,并且向北到揚(yáng)子克拉通上地幔呈現(xiàn)明顯高速異常.高原等(2020)基于青藏高原東南緣26°N附近各向異性特征南北方向的明顯變化提出,在26°N北側(cè)的上地幔有較厚的高速體,高速體南側(cè)邊緣呈現(xiàn)出近 EW走向的直立墻形構(gòu)造.本研究中26°N附近各向異性特征的突然變化,表明也存在類似的墻形結(jié)構(gòu)(為L(zhǎng)AB的陡變帶).因此,我們推測(cè)過渡帶區(qū)域位于揚(yáng)子克拉通和華夏地塊的西南邊界,陡變的巖石圈邊界有利于軟流圈上涌,形成近垂直的各向異性層,從而呈現(xiàn)弱水平各向異性(圖8).

前人利用地質(zhì)年代學(xué)、地球化學(xué)與地球物理學(xué)結(jié)合的研究(Begg et al.,2009;Griffin et al., 2013)證明克拉通邊緣在金礦的形成過程中起著重要的作用.克拉通邊緣往往是大型金礦床的有利聚集區(qū),如華北克拉通邊緣的膠東造山型金礦(Deng and Wang,2016)、美國(guó)內(nèi)華達(dá)州的卡林型金礦(Muntean et al.,2011)等.金礦的形成需要金元素的富集、有利的巖石圈結(jié)構(gòu)與合適地球動(dòng)力學(xué)事件的觸發(fā)(Hronsky et al.,2012;Griffin et al., 2013).克拉通邊緣是這三個(gè)控制元素最有可能同時(shí)出現(xiàn)的位置.右江盆地位于揚(yáng)子克拉通的南緣,擁有200多個(gè)卡林型金礦床,是世界第二大卡林型金礦省(Muntean and Cline,2018; Zhu et al.,2020; Wang et al.,2020),其中包括世界級(jí)的水銀洞金礦床(～265 t),總探明儲(chǔ)量>800 t.

過渡帶區(qū)域,即揚(yáng)子克拉通的南緣,呈現(xiàn)軟流圈上涌導(dǎo)致的弱各向異性.結(jié)合右江盆地分布的大量金礦,我們推測(cè)軟流圈的上涌有利于金元素的聚集,進(jìn)而在相應(yīng)動(dòng)力學(xué)事件的觸發(fā)下,形成大規(guī)模的金礦床.

3 結(jié)論

本研究利用華南西南部跨越右江盆地、川東褶皺帶等構(gòu)造單元的南北向天然地震流動(dòng)臺(tái)站測(cè)線數(shù)據(jù),通過SKS波分裂方法,獲得測(cè)線下方的上地幔各向異性特征,結(jié)合前人對(duì)該區(qū)域的地質(zhì)學(xué)、地球物理學(xué)的研究,主要得到以下幾點(diǎn)新認(rèn)識(shí)：

(1) 26°N以南的右江盆地巖石圈較薄,快波偏振方向?yàn)镋-W或NEE-SWW方向,分裂時(shí)差較大,其上地幔各向異性主要來源為絕對(duì)板塊的運(yùn)動(dòng)、緬甸板塊的俯沖和西退.

(2) 26°N以北的川東褶皺帶、四川盆地巖石圈較厚,川東褶皺帶的快波偏振方向較為凌亂,存在較多空解,其上地幔各向異性主要為克拉通形成時(shí)期所殘留的化石各向異性和軟流圈流動(dòng)的綜合體現(xiàn).

(3) 以26°N為界線,沿著107°E南北兩側(cè)的殼、幔性質(zhì)變化明顯,存在明顯的南北差異,揚(yáng)子克拉通與華夏地塊的西南部深部邊界應(yīng)在26°N左右.

(4) ～26°N處于巖石圈厚度向南變薄的過渡區(qū)域,陡變的巖石圈邊界有利于軟流圈上涌,形成近垂直的各向異性層,從而呈現(xiàn)弱水平各向異性.軟流圈的上涌有利于金元素的聚集,在相應(yīng)動(dòng)力學(xué)事件的觸發(fā)下,使右江盆地形成大規(guī)模金礦.

致謝值此滕吉文院士90華誕暨從事地球物理研究70年之際,合作者謹(jǐn)以此文表示祝賀.感謝匿名審稿人的有益建議,感謝中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所閆亞芬、司薌、劉有山、馬學(xué)英、宋鵬漢、董興鵬等在野外數(shù)據(jù)采集工作中的辛勤付出.