2018, Vol. 34
2. 中国科学院青藏高原研究所, 北京 100101
2. Institute of Tibetan Plateau Research, China Academy of Science, Beijing 100101, China
大陆碰撞造山带一般与大陆地壳的俯冲与折返过程有关(Coleman et al，1995；Hacker et al，1998；Carswell et al，2003；Chopin，2003；Liou et al，2004；Kawai et al，2013)。大量地质学和地球物理学研究证实：由于高密度海洋岩石圈的牵引，大陆岩石圈可以深俯冲到80~120km的地幔深度，并发生超高压变质作用；其后，在低密度俯冲板片的挟持下，超高压变质岩折返至地表(Liou et al，1996；武红岭等，2003；Dobrzhinetskaya，2012；Xu et al，2013；吴元保等，2013)。
大别造山带形成于中三叠世(Hacker et al，1995、1998；Chavagnac et al，1996；翟明国等，1996；Zhang et al，2002)，约在220~240Ma前，华南地块与华北地块在此区域汇聚，经历了俯冲、折返和上隆3个激烈构造阶段，形成了大规模高压-超高压变质带(Yang et al，2000；许志琴等，2003；朱永峰，2005；闫峻等，2007)。为了研究大别造山带超高压变质作用的形成机制，前人对大别地区进行了大量的地球物理学研究，例如深地震测深剖面研究(王椿镛等，1997；董树文等，1998、2005；Wang et al，2000；Zhang et al，2000；Schmid et al，2001；刘福田等，2003；Dong et al，2004；Bai et al，2007)、体波层析成像研究(徐佩芬等，2000；Xu et al，2001；Yang，2009；Peng et al，2016)、接收函数研究(Liu et al，2005；He et al，2014)、大地电磁测深剖面(董树文等，1993；肖骑彬等，2007；Lü et al，2015)和噪声层析成像研究(Luo et al，2012a、2012b；丁文秀等，2017)等等。
上述研究大多认为，大别-苏鲁造山带为华北-华南陆陆碰撞带，高压-超高压变质岩是深俯冲和折返的产物(董树文等，1998；Hacker et al，1998、2000)。但也有研究认为，超高压变质矿物的形成还存在其他可能性，在一定的温度和压力条件下，超高压变质作用可以发生在浅部20~30km(Faure et al，2001；Foland et al，1991)、32km(Irvine et al，1971)，最大深度不超过45km(Kay et al，1973)。金振民(1999)和钟大赉等(1995)认为超高压变质岩广泛分布在不同造山带，没有健全的证据表明这些超高压变质作用经历了深俯冲与折返的深部过程。
强烈的后造山岩浆/火山活动和地幔源岩浆侵入，标志着碰撞造山运动的结束(Zhao et al，2005)。地质学研究显示，大别造山带在早白垩世经历了大规模后造山岩浆侵入和火山活动(赵子福等，2009)。但是，前期的地球物理研究，并没有发现与之相关的深部结构特征，或地壳中存在与地幔源岩浆侵入有关的低速结构。本研究基于大别造山带及邻区(29°~34°N、114°~119°E)自2008年10月至2017年4月的震相数据(图 1)，旨在用双差层析成像技术研究获得大别造山带精细结构，研究地壳结构与后造山岩浆/火山活动之间的关系。
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图 1 大别造山带地质构造、地震事件及台站分布 黄线表示横切大别造山带的4条剖面位置；黑色三角表示固定台站；红色圆圈表示地震事件；蓝虚线框表示研究区域；蓝色圆圈代表主要城市 |
本文的研究区域为大别造山带及其邻区(29°~34°N，114°~119°E)(图 1)，研究区内有48个固定地震台站。震相数据来源于中国地震编目系统下载的2008年10月1日~2017年4月31日的震相报告，共1794个地震事件，其中P波走时15963条，S波走时16187条。研究中采用的是Zhang等(2003、2006)提出的双差层析成像方法，与传统的地震层析成像方法结合，利用绝对走时数据和相对走时差数据进行反演，假设两个相邻震源，到达同一台站的射线路径相似，可以产生相似的波形，得到更加精确的三维速度结构(邓文泽等，2014；王小娜等，2015；肖卓等，2017)。
为了保证反演过程的可信性，提高反演的精度，对震相报告中1794个地震事件进行重新挑选：挑选初至波，仅选取观测报告中ML≥1.0、走时残差≤0.5s的地震事件，去除走时曲线中离散较大的震相(图 2)，并确保每个地震至少有4个台站记录到P波初至到时。经过上述数据处理之后，用于反演的地震事件减少到1603个，P波初至走时13890条，S波初至走时13799条(图 3)。根据地震台站和震源分布的实际情况，保证每个网格有足够的射线分布(图 4)，研究区域内射线分布密集，数据丰富。
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图 2 P波(a)、S波(b)时距曲线 红色圆点代表初至P波和初至S波；绿线为数据边界线；绿线外数据移除 |
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图 3 重定位前P波(a)、S波(b)射线分布 蓝色虚线框为研究区域；红线为射线路径；黄色圆点点为地震事件；黑色十字为网格节点 |
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图 4 重定位后P波(a)、S波(b)射线分布 蓝色虚线框为研究区域；红线为射线路径；黄点为地震事件；黑色十字为网格节点 |
双差地震定位基于以下假设：相邻事件到达同一台站，射线路径相似。但是当相邻事件间距大于速度变化的尺度时，由速度不均匀性引起的路径差异会随着震源置发生明显的变化(王小娜等，2015)。因此，地震事件配对时需要进行参数设定：事件对到台站的最大距离为800km，事件对之间的最小间距和最大间距分别为0.1km和30km，每个事件最多与30个地震进行配对，每个事件对所需要的震相数的最大值和最小值分别为50和8。满足条件的地震事件共有1584个，获得321109条相对走时差数据，其中P波相对走时差数据164129条，S波相对走时差数据156980条。
本文选取的初始一维速度模型依据徐佩芬等(2000)的大别造山带层析成像结果建立。基于震相报告P/S波走时，采用和达法拟合波速比得1.71(图 5)，输入一维速度模型作为波速比。初始模型X、Y方向网格划分为0.3°×0.3°，Z方向网格节点位于-10、0、3、5、10、15、25、35、50km深度(图 6)。研究中利用L曲线(Hansen，1992；Hansen et al，1993)进行权衡分析，通过多次权衡分析选择最佳的光滑权重和阻尼因子分别为20和200(图 7、8)。在实际数据反演前，本文通过检测板测试来评估反演结果的分辨率(Spakman et al，1993)，赋予格点±5%的相间扰动，在理论走时的基础上加入±0.05s的随机噪声。如果反演结果仍呈“棋盘格”分布，则表明研究区域分辨率良好。测试结果表明，在5、10、15km深度，大别造山带分辨率良好；25km深度处还有一定的分辨率，由于25km以下射线交叉少，分辨率较差(图 9、10)。
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图 5 和达法拟合波速比 |
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图 6 初始一维速度模型 |
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图 7 利用L曲线选择最佳阻尼因子-200 横坐标表示慢度变化量的归一化范数；纵坐标表示总走时残差的归一化范数 |
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图 8 利用L曲线选择最佳光滑权重-20 横坐标表示地震位置和慢度变化量的归一化范数；纵坐标表示总走时残差的归一化范数 |
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图 9 0.3°×0.3°网格节点5km、10km、15km、25km、35km、50km P波检测板测试结果 |
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图 10 0.3°×0.3°网格节点5km、10km、15km、25km、35km、50km S波检测板测试结果 |
因原始数据中震相的走时残差不同，分别赋予初至P震相以及初至S震相权重1和0.5，同时反演速度结构，用4条剖面横切大别造山带。经过15次迭代之后，未加权走时残差均方根由1.14s下降到0.71s，下降了37%(图 11)。
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图 11 反演前(a)、反演后(b)未加权走时残差均方根 |
由重定位后的地震分布(图 12、13)可以看出，大量地震沿着断裂带方向展布；具有脆性特征的高速体更容易发生地震，震源的展布方向与高速异常带的走向一致，这与于湘伟等(2010)的结果吻合。5、10、15km深度的P波速度剖面(图 12)显示大别造山带下部存在低速结构(Lv1)。同时，5、10、15km深度的S波速度剖面(图 13)也显示大别造山带下部存在低速结构(Lv1)。大别造山带下5~10km深度范围内低速区逐渐向郯庐断裂缩小，这与丁文秀等(2017)基于秦岭-大别背景噪声数据的瑞利波层析成像结果有很好的对应关系。低速异常Lv2位于合肥盆地，可能是受浅层沉积层的影响，与Luo等(2012a、2013)和叶庆东等(2015)的背景噪声层析成像结果，徐佩芬等(2000)的体波层析成像结果吻合。由于25、35km深度剖面分辨率较低，本文不讨论25、35km深度剖面。
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图 12 位于5km、10km、15km、25km、35km不同深度P波速度 白色圆点表示重定位震源分布；Lv1和Lv2分别表示两处低速异常 |
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图 13 位于5km、10km、15km、25km、35km不同深度S波速度 白色圆点表示重定位震源分布；Lv1和Lv2分别表示2处低速异常 |
为了解大别造山带的地壳结构特征，本文采用4条剖面(图 1)横切大别造山带。为进一步分析地壳速度结构与地震活动性之间的对应关系，将距离剖面两侧35km范围内重定位后的地震事件投影到速度剖面中，从图 14、15中可以看出，地震事件随着断裂带呈带状或簇状分布，这与黄耘等(2008)利用双差定位和遗传算法定位方法相结合研究江苏及邻区震源分布的结果一致。P波速度剖面(图 14)显示大别造山带下部存在低速异常(Lv1)，同时发现剖面(图 14(b)、14(c))存在明显的高速倾斜遗迹，可能是襄樊-广济断裂或扬子板块向华北板块北向俯冲的遗迹。S波速度剖面(图 15)也显示大别造山带下方存在低速结构(Lv1)，大别造山带下方的低速结构(Lv1)位于中上地壳，S波速度剖面(图 15(b)、15(c))也显示存在北向倾斜高速结构。位于大别造山带中上地壳的低速结构与Luo等(2012a、2013)在大别地区中地壳发现的低速区一致。同时，徐佩芬等(2000)发现在大别造山带中部存在速度为5.9~6.0km/s的低速带，董树文等(1993)和肖骑彬(2007)在大别地区12~23km发现低速高导层，在本研究中均有体现。
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图 14 P波速度结构剖面 白色圆点表示重定位后震源分布；黑线表示襄樊-广济断裂；Lv1和Lv2分别表示两处低速异常；所有的剖面均显示大别造山带下部15km存在低速异常 |
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图 15 S波速度结构剖面 白色圆点表示重定位后震源分布；黑线表示襄樊-广济断裂；Lv1和Lv2分别表示两处低速异常；所有的剖面均显示大别造山带下部15km存在低速异常 |
大别造山带在中三叠世经历了深俯冲碰撞过程，导致了超高压变质体(UHP)的形成(Chopin，1984；Xu et al，1992)和大陆地壳的加厚(Wang et al，1989；Xu et al，2007、2012；赵子福等，2009)。加厚的大陆地壳/岩石圈榴辉岩化，密度增加，导致重力失稳，触发下地壳/岩石圈地幔的拆沉，软流圈物质则上升至拆沉形成的空区(Kay et al，1993；Pirajno，2007；He et al，2014)，在早白垩世侵入到地壳中或以岩浆和火山活动的形式出现在地表(郑永飞，2008；赵子福等，2009)。埃达克岩是拆沉的地壳物质熔融并上升到地表的标志性岩石(Hacker et al，1998、2000；Li et al，2000、2012；Xu et al，2013)，早白垩世岩浆活动具有类埃达克岩的地球化学特征(Xu et al，2007, 2012；郑永飞，2008)。同时，早期地球物理学研究也发现与幔源岩浆侵入对应的速度结构特征，Bai等(2007)采用有限差分反演技术，在苏鲁造山带发现了地幔源岩侵入的速度结构特征；Luo等(2012a、2013)在大别东南段中地壳发现低速异常区，推测与超高压变质岩折返造成的脆性破裂有关；丁文秀等(2017)发现大别地区的低速异常随深度逐渐向郯庐断裂靠近，推测与郯庐断裂南端局部拉张，产生热物质上涌通道有关。
基于上述研究，本文认为大别造山带下方的低速结构(Lv1)可能是熔融的地幔物质，应当与早白垩世的岩浆/火山活动有关。该熔融物质可能与地壳/岩石圈发生拆沉，导致软流圈物质上涌有关。同时，深俯冲大陆板片或大洋板片断离也会引起软流圈物质的上涌(郑永飞，2008；Davies et al，1995；Vanderhaeghe，2012)，因此，不排除板片断离引起软流圈上涌，导致大别造山带岩浆和火山活动的可能性。
地震层析成像结果与地表地质构造明显相关(徐佩芬等，2000；Xu et al，2001)，低速区对应坳陷区，高速区对应高山或隆起区。研究区域内各大断裂控制着上地壳高低速异常体的分布，合肥盆地呈低速区(Lv2)，我们推测该低速结构可能受浅层沉积层的影响(刘国生，2006)，但是，并不排除是深俯冲导致的脱水上涌作用的结果，这需要进一步的研究。
4 结论本研究利用双差层析成像技术获得了大别造山带及其邻区的速度结构，通过对反演结果的讨论分析，主要获得以下结论：
1) 大别造山带中上地壳存在低速结构(Lv1)，该低速结构可能是熔融的幔源侵入物质，应当与早白垩世的岩浆和火山活动有关。
2) 由于俯冲板片断裂，或下地壳/岩石圈发生拆沉，导致了软流圈物质上涌至地壳底部，侵入到地壳中，形成了大别造山带地壳中的低速结构(Lv1)。
3) 合肥盆地下方为低速(Lv2)，可能受到浅部沉积层的影响。
4) 横切大别山的剖面中，存在北向倾斜的高速结构，可能是襄樊-广济断层或扬子板块向华北板块下方俯冲的遗迹。
致谢: 感谢中国地震台网中心提供震相数据，中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心提供台站信息，感谢中国科学技术大学张海江教授提供的tomoDD-SE程序，本文使用GMT软件和matlab软件进行绘图，相关人员在此一并感谢。
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