1 期强正阳等 : 中国东北诺敏河火山岩石圈变形 : 来自剪切波分裂的证据引言板内火山与板间火山不同, 其形成与板块边界和板块运动速度没有直接因果联系, 成因一直备受争议, 主要观点包括地幔柱或是热点模式大陆裂谷模式弧后伸展模式岩石圈拆沉减薄模式等 (Chenet al.,2

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1 第 62 卷第 1 期 2019 年 1 月地球物理学报 CHINESE JOURNAL OF GEOPHYSICS Vol.62,No.1 Jan.,2019 强正阳, 吴庆举中国东北诺敏河火山岩石圈变形 : 来自剪切波分裂的证据. 地球物理学报,62(1): ,doi: /cjg2019M0134. QiangZY,WuQJ.2019.LithosphericdeformationoftheNuominRivervolcanoin NortheastChina:Evidencefromshear wavespliting. 犆犺犻狀犲狊犲犑. 犌犲狅狆犺狔狊.(inChinese),62(1): ,doi: /cjg2019M0134. 中国东北诺敏河火山岩石圈变形 : 来自剪切波分裂的证据强正阳, 吴庆举中国地震局地球物理研究所, 北京中国地震局地震观测与地球物理成像重点实验室, 北京摘要中国东北新生代板内火山广泛发育, 其中诺敏河火山由于上地幔结构研究的匮乏, 火山成因尚不明确. 利用布设在诺敏河火山周围的 40 个流动台站所记录到的远震剪切波数据, 测量得到 82 对各向异性参数和 219 个无效分裂结果. 结果表明, 研究区快慢波延迟时间变化范围为 0.4~1.4s, 平均 0.78±0.21s; 各向异性快波方向范围为 N77 W N18 E, 绝大多数快波方向集中在 N6.9 W±9.87, 平行于中生代晚期岩石圈伸展变形方向, 推测由残留在岩石圈中的化石各向异性所引起. 同时, 在火山中心及周边部分台站, 只观测到无效分裂而没有观测到有效分裂结果, 可能是由于残存在岩石圈内的古老形变被上涌的热地幔物质所侵蚀. 关键词诺敏河火山 ; 剪切波分裂 ; 地震各向异性 ; 岩石圈变形 doi: /cjg2019m0134 中图分类号 P315 收稿日期 , 收修定稿犔犻狋犺狅狊狆犺犲狉犻犮犱犲犳狅狉犿犪狋犻狅狀狅犳狋犺犲犖狌狅犿犻狀犚犻狏犲狉狏狅犾犮犪狀狅犻狀犖狅狉狋犺犲犪狊狋犆犺犻狀犪 : 犈狏犻犱犲狀犮犲犳狉狅犿狊犺犲犪狉狑犪狏犲狊狆犾犻狋犻狀犵 QIANGZhengYang,WU QingJu 犐狀狊狋犻狋狌狋犲狅犳犌犲狅狆犺狔狊犻犮狊, 犆犺犻狀犲狊犲犈犪狉狋犺狇狌犪犽犲犃犱犿犻狀犻狊狋狉犪狋犻狅狀, 犅犲犻犼犻狀犵 , 犆犺犻狀犪犓犲狔犾犪犫狅狉犪狋狅狉狔狅犳犛犲犻狊犿犻犮犗犫狊犲狉狏犪狋犻狅狀犪狀犱犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犐犿犪犵犻狀犵, 犐狀狊狋犻狋狌狋犲狅犳犌犲狅狆犺狔狊犻犮狊, 犆犺犻狀犪犈犪狉狋犺狇狌犪犽犲犃犱犿犻狀犻狊狋狉犪狋犻狅狀, 犅犲犻犼犻狀犵 , 犆犺犻狀犪犃犫狊狋狉犪犮狋 CenozoicintraplatevolcanoesarewidelypresentinNortheastChina,amongwhichthe NuominRivervolcano scausative mechanismispoorlyunderstoodduetothelackofdetailed constraintsontheuppermantlestructurebeneaththisregion.atotalof82pairsofshearwave splitingmeasurementsand219nulmeasurementsareobtainedat40temporaryseismicstations. Thesedatasuggestthatdelaytimesvaryfrom0.4sto1.4swithanaveragevalueof0.78±0.21s; whilefastdirectionstrendingn77 WtoN18 E withameanvalueofn6.9 W±9.87 atmostof stations.fossilanisotropy withinlithosphereisconsideredtobethe mainoriginofanisotropy sincethefastdirectionsareinlinewithextensionalorientationofthelatemesozoiclithospherein thisarea.meanwhile,solelynulmeasurementsaremeasuredat19stations,implyingpossible lithosphericthermalerosionbyhotmantleupweling. 犓犲狔狑狅狉犱狊 NuominRivervolcano;Shear wavespliting;seismicanisotropy;lithospheredeformation 基金项目国家自然科学基金 ( ) 资助. 第一作者简介强正阳, 男,1988 年生, 助理研究员, 主要从事地震各向异性及动力学方面的研究.E mail:qzy@cea igp.ac.cn

2 1 期强正阳等 : 中国东北诺敏河火山岩石圈变形 : 来自剪切波分裂的证据引言板内火山与板间火山不同, 其形成与板块边界和板块运动速度没有直接因果联系, 成因一直备受争议, 主要观点包括地幔柱或是热点模式大陆裂谷模式弧后伸展模式岩石圈拆沉减薄模式等 (Chenet al.,2007;hoernleetal.,2006;kingandritsema, 2000;Koppersetal.,2003;LeiandZhao,2005; Tatsumietal.,1990). 位于中亚造山带东部的中国东北地区, 受挟于西伯利亚克拉通中朝克拉通和西太平洋板块 ( 爦 eng retal.,1993), 新生代板内火山普遍发育, 例如长白山火山五大连池火山阿尔山火山和诺敏河火山等, 使其成为研究板内火山成因机制的绝佳场所. 由于大兴安岭森林覆盖, 交通不便, 前人对隐匿其中的诺敏河火山地球物理的观测十分匮乏, 火山及周边地区上地幔结构约束不足, 火山形成机制也尚不明确. 地震层析成像结果显示, 长白山和阿尔山火山上地幔存在明显低速异常并一直延伸到上地幔过渡带 (LeiandZhao,2005;Zhaoetal.,2009); 而诺敏河火山与五大连池火山低速异常较浅, 局限于 100km 之内 ( 张风雪等,2013,2014). 同时, 地球化学研究表明, 中国东北地区板内火山化学成分存在较大差异. 其中, 诺敏河火山岩属于钾质系列火山, 与相邻约 160km 五大连池火山具有亲缘性, 但是与同属兴蒙造山带的阿尔山钠质火山截然不同 ( 白志达等,2005; 邵济安等,2008,2009;Fanet al.,2012). 这些火山化学成分和物理属性的差异, 暗示着它们可能具有不同形式的软流圈和岩石圈变形特征. 因此, 研究诺敏河火山深部结构, 为理解东北地区新生代板内火山活动提供了必要的观测证据, 具有重要的科学意义. 地震波各向异性是研究地幔流动和岩石圈变形最有效的常规手段之一 (Gaoetal.,2010;Savage, 1999;Silver,1996; 郑斯华和高原,1994). 在剪切力作用下, 上地幔橄榄石晶体沿犪轴定向排列 (latice preferredorientations,lpo), 且排列方向往往与流动方向一致 (Bystricky,2000;Tommasietal., 2000;ZhangandKarato,1995). 由于剪切波分裂的快波方向 ( φ ) 平行于晶体犪轴方向 (Silverand Chan,1991), 所以其与地幔流动 (Fouchetal., 2000;Vinniketal.,1989) 熔体或液体的定向排列 (Blackmanand Kendal,1997) 或是化石各向异性 (Bastowetal.,2007;SilverandChan,1988;Vauchez andnicolas,1991) 密切相关. 在本次研究中, 如果诺敏河火山下方存在地幔柱或是地幔物质的垂向运动, 那么各向异性晶体犪轴将竖直排列, 垂直入射的剪切波不会产生分裂 ; 如果火山下方存在水平地幔流动, 那么快波方向 φ 会与流动方向平行. 本文中, 我们使用了覆盖诺敏河火山群的 43 个流动台站资料, 挑选 PKS SKS SKKS 三种剪切波震相 ( 以下简称 XKS 震相 ) 进行了剪切波分裂研究, 并结合前人各向异性测量结果以及其他地球物理学证据分析各向异性与上地幔变形之间的关系, 为研究火山成因提供必要约束. 1 数据与方法 2015 年 7 月至 2017 年 5 月, 在国家自然科学基金委的资助下, 中国地震局地球物理研究所以诺敏河火山为中心布设了 43 套间距约 30km 的宽频带地震台 ( 图 1). 我们利用美国地质调查局公布的地震事件目录, 选取震级高于犕 5.0 的地震事件, 并在震中距 80 ~180 范围寻找 SKS 和 SKKS 震相, 在 120 ~180 挑选 PKS 震相, 以期得到高信噪比 XKS 震相进行剪切波分裂. 共计挑选出 46 个地震事件进行各向异性的测量, 其中 PKS 震相 4 个, SKS 震相 27 个,SKKS 震相 15 个 ( 图 2). XKS 震相在核幔边界发生 P S 波的转换, 由于液态外核的滤波作用, 台站接收端一侧的 S 转换波只有径向分量, 没有切向分量. 当地幔中存在各向异性介质时,S 波就会分裂成为近乎正交的快波和慢波, 进而在切向分量产生明显能量. 反之, 如果切向分量没有明显能量, 则为无效分裂结果 (nul). 不存在明显的水平各向异性, 或是事件后方位角与快波或慢波方向平行, 亦或是复杂各向异性结构的存在都可能产生无效分裂 (Savage,1999). 基于这一特征, 前人发展了切向最小能量法 (Transverse Component MinimizationMethod,SC) 和最小特征值法 (Eigenvalue Method,EV), 前者搜索最优各向异性参数使得剪切波被还原为分裂之前的单一径向分量, 后者搜索最优各向异性参数使得校正之后的协方差矩阵第二特征值最小 (SilverandChan,1991). 此外, 考虑到快慢波的同源性,Bowman 和 Ando(1987) 和 Fukao(1984) 相继发展了旋转相关法 (Rotation Corelation Method, RC), 搜索最优各向异性参数使得旋转时移之后的

１０６地球物理学报ＣｈｎＪＧｐｈｙ６２卷图１研究区域周边情况及台站分布图蓝色的三角表示流动地震台的位置黑色实线和虚线分别代表活动断裂和缝合线邓起东等２００２灰色粗线表示了南北重力梯度带位置粉色区域为新生代玄武岩Ｇｕ２０１６右下角附图为研究区

ｄｎｈｄｂｕｎｈｃｎｚｂＧｕ２０１６ＴｈｂｍｎｙＰｇｈｈｗｈｕｄｙｎｎｗｈｈｈｇｎｄｎｇｕｎｈｕｄｙｎｄｈｂｈｕｖｈｇｕｂｄｕｎｇｐｐｍｋｄｂｙｐｎｋｎ图２用于ＸＫＳ分裂的地震事件震中分布图Ｆ２Ｓｐｄｂｕｎｍｐｈｑｕｋｕｄｎｘｋｓｐｎｇ径向和切向最为相关

3 １０６地球物理学报ＣｈｎＪＧｐｈｙ６２卷图１研究区域周边情况及台站分布图蓝色的三角表示流动地震台的位置黑色实线和虚线分别代表活动断裂和缝合线邓起东等２００２灰色粗线表示了南北重力梯度带位置粉色区域为新生代玄武岩Ｇｕ２０１６右下角附图为研究区在大比例尺地图中的位置绿色实线框表示研究区位置粉色曲线表示太平洋板块俯冲等深线Ｆ１ＴｐｇｐｈｍｐｈｕｄｙｈｗｎｇｍｎｕｄｎｈｕｄｙｂｕｎｇＮｈｓｕｈｇｖｎｍｎｎｄｄｂｙｗｄｇｙｄｎｎｄｕｕｚｎｎｄｖｕｐｎｄｂｙｂｋｄｈｙｎｄｄｎｐｖｎｋｄｎｈｄｂｕｎｈｃｎｚｂＧｕ２０１６ＴｈｂｍｎｙＰｇｈｈｗｈｕｄｙｎｎｗｈｈｈｇｎｄｎｇｕｎｈｕｄｙｎｄｈｂｈｕｖｈｇｕｂｄｕｎｇｐｐｍｋｄｂｙｐｎｋｎ图２用于ＸＫＳ分裂的地震事件震中分布图Ｆ２Ｓｐｄｂｕｎｍｐｈｑｕｋｕｄｎｘｋｓｐｎｇ径向和切向最为相关本研究使用基于ＭＡＴＬＡＢ的ＳｐＬｂ程序包Ｗü ｄ２００８它集合了以上三种最为常用的剪切波分裂方法利用它们各自的特点可以验证分裂结果的有效性并判定无效分裂结果Ｗü ｄｎｄｂｋｍｎｎ２００７图３展示了利用ＳｐＬｂ程序进行剪切波分裂的实例对于最终结果我们在检查原始波形的信噪比等值线极值的

4 １期强正阳等中国东北诺敏河火山岩石圈变形来自剪切波分裂的证据１０７图３ＳｐＬｂ程序测量剪切波分裂示例ＡＳｐＬｂ软件测量无效分裂参数示例Ｂ图中１为校正之前的原始地震波形径向和切向波形分量分别用虚线和实线表示灰色阴影区域表示分裂计算时窗２显示地震事件信息和三种剪切波分裂方法所得的各向异性参数３显示结果的水平投影ＲＣ方法所得结果显示在中间一行４７ＳＣ方法所得结果展示在最后一行８１１图３Ｂ参数同图３ＡＦ３ＥｘｍｐＸＫＳｐｎｇｍｕｍｎｐｍｄｕｎｇｓｐＬｂＡＥｘｍｐｎｕｍｕｍｎｕｎｇｈｓｐＬｂｐｋｇＢＯｎｍｇｍｈｗｎｎ１ｐｎｄｎｄｎｖｍｐｎｎｍｋｄｄｈｄｎｄｄｎｐｖｄｇｙＴｈｕｎｗｎｄｗｈｄｎｌｇｙＨｄｎｎｍｎｍｖｎｎｄｐｎｇｐｍＳｐ２ｐｇｈｇｈｇｈｈｕｈｗｎｎ３ｐｎＴｈｕｍＲＣｍｈｄｎｎｐｙｄｄｎｎｐｎ４７Ｔｈｕｐｙｍｓｃｍｈｄｎｎｐｙｄｐｙｄｎｗｐｎ８１１Ｃｐｎｎｆ３ＢｍＦ３Ａ

１０８地球物理学报ＣｈｎＪＧｐｈｙ６２卷图４研究区ＸＫＳ分裂延迟时间 δ 狋和快波方向 φ ｂ直方图Ｆ４ＨｇｍＸＫＳｐｎｇｄｙｍｎｄｄｎｂ图５各向异性参数空间分布图无效分裂结果空间分布图ｂ短棒的方向代表各向异性方向短棒的长度代表各向异性大小其中黑色为本次研究结果

5 １０８地球物理学报ＣｈｎＪＧｐｈｙ６２卷图４研究区ＸＫＳ分裂延迟时间 δ 狋和快波方向 φ ｂ直方图Ｆ４ＨｇｍＸＫＳｐｎｇｄｙｍｎｄｄｎｂ图５各向异性参数空间分布图无效分裂结果空间分布图ｂ短棒的方向代表各向异性方向短棒的长度代表各向异性大小其中黑色为本次研究结果蓝色为前人研究结果Ｈｕｎｇ２０１１Ｌｎｄｎｕ２０１０强正阳和吴庆举２０１５十字线表示事件后方位角的方向且红色十字线表示台站只测量到无效分裂结果而没有测量到有效分裂Ｆ５ＩｎｄｖｄｕｐｎｇｍｕｍｎｐｄｈｎＴｈｂｋｎｄｂｕｂｄｎｐｎｇｕｎｈｎｄｐｖｕｕｄＨｕｎｇ２０１１Ｌｎｄｎｕ２０１０ＱｎｇｎｄＷｕ２０１５ｖｐｄｐｙＣｎｐｎＮｕｍｕｍｎｗｈｈｂｎｄｎｇｂｋｚｍｕｈｈｎｚｄｍｖｎｂＳｕｙｙｎｍｕｍｎｍｋｄｄ收敛程度和校正前后质点的运动轨迹的基础上参照究除去３个台站ＸＭ１９ＸＭ３７ＸＭ４１发生仪器Ｗü ｄ等２００８提出的结果判定标准将所得分裂结果进行质量评价选取和ｇｄ的结果故障在２１个台站共计得到８２对各向异性参数４８最终ＳＣ方法计算的分裂参数被用于结果分析ＲＣ和ＥＶ方法的计算结果被用于无效分裂的识别以及结果１１个ＳＫＫＳ震相分裂结果１个ＰＫＳ震相分裂结果表１同时在３６个台站获得了２１９个无分裂结果的质量评定效分裂结果其中ＳＫＳ结果１９９个ｇｄ２０个２剪切波分裂结果对ｇｄ３４对其中包含７０个ＳＫＳ震相分裂１６３个ＳＫＫＳ结果３５个ＰＫＳ结果２１个统计结果表明图４快慢波延迟时间变化范围为０４１４平均０７８±０２１假设４的各使用前文所述方法我们对诺敏河火山周围４３向异性程度那么该延迟时间对应８８±２３６ｋｍ各个台站为期２年的ＸＫＳ数据进行了剪切波分裂研向异性厚度Ｓｖ１９９６快波方向为Ｎ７７Ｗ

6 1 期强正阳等 : 中国东北诺敏河火山岩石圈变形 : 来自剪切波分裂的证据 109 N18 E, 有 75 个快波方向平均值为 N6.9 W±9.9, 其余 7 个快波方向集中在 N67.3 W±8.1, 总体与前人在这一区域测量结果一致 (Huangetal., 2011;LiandNiu,2010; 强正阳和吴庆举,2015). 此外, 从各向异性参数空间分布 ( 图 5) 可以看出, 平均延迟时间小于 0.6s 的台站有 3 个 (XM24 XM11 和 XM36), 集中在研究区中心区域 ; 大于 1.0s 的台站有 2 个 (XM17 和 XM43), 接收到来自 N 和 NW 方向的事件, 快波方向一致朝向 NW SE 方向, 与周围台站结果存在差异 ( 图 6). 同时, 位于研究区中心的 2 个台站 (XM23 和 XM24) 接收到同一事件 (event_ _M5.9), 计算所得到的延时时间较小, 方向也与前人在 EH41 台站周围所测量的结果有较大偏差 ( 强正阳和吴庆举,2015). 值得注意的是, 在测量到无效分裂的 36 个台站之中, 有 19 个台站没有测量到任何有效分裂结果 (solelynul). 这些台站中有近半数 (9 个台站 ) 集中在研究区中心, 并且向东北部延伸. 这些无效分裂事件后方位角差异平均为 18, 其中有 9 个台站事件后方位角差异超过 20. 表 1 研究区内犡犓犛震相分裂测量结果犜犪犫犾犲 1 犜犺犲犡犓犛狊狆犾犻狋犻狀犵狆犪狉犪犿犲狋犲狉狊犳狅狉狊狋犪狋犻狅狀狊犫犲狀犲犪狋犺狊狋狌犱狔犪狉犲犪台站纬度 N 经度 E 事件数目旋转相关法 (RC) 最小能量法 (SC) φ / Δφ / δ 狋 /s Δδ 狋 /s φ / Δφ / δ 狋 /s Δδ 狋 /s XM XM XM XM XM XM XM XM XM XM XM XM XM XM XM XM XM XM XM XM XM 讨论 3.1 各向异性深度由于剪切波分裂纵向分辨率不足, 各向异性深度的确定比较困难. 普遍认为上地壳表现为脆性, 其各向异性主要受到水平主压应力控制, 来源于液体对裂隙的填充 (Crampin,1994), 因而快波方向平行于构造走向. 从图 7 中我们可以看到, 新林喜桂图缝合线横穿整个研究区呈 NE SW 走向, 与其周围台站测量到的快波方向之间呈高角度正交 ; 此外, 位于研究区南部的活动构造 ( 邓起东等,2002) 走向也与各向异性的快波方向存在差异. 由该区域发生的震源深度 23.5km 的一个地震反演得到的区域主压应力方向为 NE SW (Heidbachetal.,2010), 与快波方向近乎垂直. 综上, 我们推测上地壳各向异

7 110 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 62 卷图 6 六个台站各向异性参数测量结果 Fig.6 Splitingparametersofsixstaions 性很小, 不是本研究测量到各向异性的主要来源. 这也得到前人地壳各向异性研究的支持, 认为中国东北地区地壳各向异性延迟时间不大于 0.3s ( 吴晶等,2007; 张广成等,2013), 这远小于本研究中得到的 0.78±0.21s 的平均结果, 推测各向异性主要存在于地幔中. 另一方面, 岩石圈被认为是刚性的, 并漂浮在相对静止的软流圈上, 当它们之间发生差异运动, 就会产生与绝对板块运动 (AbsolutePlate Movement, APM) 速度方向一致的各向异性 (Vinniketal., 1992). 热点参考系下的 HS3 Nuvel1A 板块运动模型 (Grippand Gordon,2002), 计算得到研究区 APM 速度约为 N65 W,19.9 mm a -1 ; 无旋参考系下的 NNR Morvel56 板块运动模型计算得到研究区 APM 速度大致为 N122 E,23.6 mm a -1 (Argusetal.,2011), 分别用橘色和蓝色的箭头在每一个台站表示出来 ( 图 7). 我们统计了共计 40 个台站两种 APM 速度与 XKS 分裂快波方向之间的偏差, 发现在 HS3 和 NNR 模型下, 都只有 9 个台站偏差小于 30,4 个台站大于 60, 其余台站的偏差都集中在 40~50, 暗示 APM 方向与各向异性快波方向存在较大差异, 不支持各向异性是由岩石圈与软流圈之间的差异运动所产生. 此外 (Zhangetal., 2014) 利用 S 波接收函数得到研究区岩石圈厚度约为 100km, 与前文我们所估计的 88±23.6km 各向异性厚度相当, 而研究区地壳平均厚度只有 ~35km ( 谢振新等,2018), 因此我们认为, 研究区地壳太薄无法单独产生我们所测量到的各向异性, 各向异性的主要来源为岩石圈地幔. 需要注意的是, 在研究区附近的 HIA 固定台, 前人研究发现 XKS 分裂延迟时间 δ 狋随地震事件后方位角呈现规律变化, 认为可能存在双层各向异性 (Liuetal.,2008). 在本次研究中, 由于流动台站观测时间短, 加之地震事件分布不均匀, 研究区台站接收到的远震事件后方位角覆盖相较全球其他区域明显不足 (Beckeretal.,2012), 因而无法对双层各向异性模型进行有效约束. 此外, 虽然绝对板块运动速度和各向异性快波方向存在较大偏差, 但是考虑到本次研究区域较小, 而绝对板块运动速度是大尺度测量结果, 因此不排除研究区下方存在局部地幔对流的可能性 (Makeyevaetal.,1992). 3.2 岩石圈变形本次研究中, 地震各向异性可能反映岩石圈最新一次构造变形. 瞬时最大剪切方向在纯剪切变形条件下与有限应变最大伸展方向一致, 因而各向异性快波方向平行于构造伸展方向 (Savage,1999). 白垩纪之前, 中国东北地区岩石圈在西太平洋板块持续俯冲下挤压增厚 ; 但是, 板块俯冲方向在早白垩纪时期发生变化, 东北地区岩石圈经历了挤压环境向拉张环境的转变 (Wangetal.,2006). 同时, 中国东北地区这一时期的 NNW SSE 向拉伸环境也被 A 型花岗岩和变质核杂岩研究所证实 (Alenetal.,

1 期强正阳等 : 中国东北诺敏河火山岩石圈变形 : 来自剪切波分裂的证据 111 图 7 研究区台站下方各向异性参数综合分析图绿色箭头代表水平主压应力 (Heidbachetal.,2010), 橘色和蓝色的箭头分别为热点参考系 HS3 模型和无旋参考系 NNR 模型下绝对板块运动速度 (Argusetal.

7 Comprehensiveanalysisdiagramofthemeasuredfastdirectionsandsplitingtimes Thehorizontalprincipalcompressivestressisdedicatedbygreenarrows,andtheorangeandbluearrowsareAPM velocity underhs3

8 1 期强正阳等 : 中国东北诺敏河火山岩石圈变形 : 来自剪切波分裂的证据 111 图 7 研究区台站下方各向异性参数综合分析图绿色箭头代表水平主压应力 (Heidbachetal.,2010), 橘色和蓝色的箭头分别为热点参考系 HS3 模型和无旋参考系 NNR 模型下绝对板块运动速度 (Argusetal.,2011;GrippandGordon,2002), 它们与各向异性快波方向的夹角统计图显示在右下角. Fig.7 Comprehensiveanalysisdiagramofthemeasuredfastdirectionsandsplitingtimes Thehorizontalprincipalcompressivestressisdedicatedbygreenarrows,andtheorangeandbluearrowsareAPM velocity underhs3 model(grippandgordon,2002)and NNR model(argusetal.,2011).thebotom rightinsectistheangular diferencebetweenfastdirectionandapmvelocity. 1997;Wuetal.,2005). 由此可见, 中生代晚期研究区岩石圈经历拉张形变 (Renetal.,2002), 伸展方向与各向异性快波偏振方向较为一致, 推测是岩石圈中古老变形是各向异性的首要成因. 此外, 正如第 2 节所提到的, 绝大部分纯无效分裂结果都集中在了研究区中心区域 A( 图 8), 虽然大部分台站的无效分裂结果受限于地震事件的分布, 不能区分是因为这些区域没有方位各向异性, 或是地震事件后方位角恰好与各向异性快波或慢波方向平行, 但是考虑到有各别台站的事件方位角覆盖较好, 例如 XM05 XM31 和 XM32, 可以基本排除是由于事件分布所造成的无效分裂结果, 暗示该区域存在岩石圈拆沉或地幔热物质的垂向运动 (Longet al.,2010;qiangetal.,2017;walkeretal.,2005). 这一推测也得到了利用同期地震观测数据体波有限频率成像结果的支持 ( 张风雪等, 投稿中 ).100km 深度 P 波成像结果在纯无效分裂比较集中的区域 A 表现为低速异常, 同时在区域 C 也表现出不同程度的低速异常, 尤其在事件后方位角覆盖较好的 XM05 台站附近, 显示出明显的低速异常. 另一方面, 区域 A 内的两个台站 (XM23 和 XM24) 延迟时间较图 8 XKS 分裂平均结果叠加 100kmP 波成像结果 Fig.8 Averagesplitingmeasurementssuperimposed onamapofp wavetomographyatdepthof100km 小, 我们认为这一区域岩石圈由于热地幔物质上涌发生减薄, 使得残留在岩石圈中的化石各向异性减弱 ; 而环火山东部区域 B 基本呈现出高速异常, 包括了延迟时间大于 1.0s 的 2 个台站 (XM17 和 XM43) 和 8 个无效分裂台站 (XM10 XM16 XM25 XM34 XM38 XM39 XM40 和 XM44). 我们推测这一区域

9 112 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 62 卷岩石圈底部没有直接受到上地幔热物质侵蚀作用, 进而保存了化石各向异性. 4 结论通过测量位于中国东北诺敏河火山周边 40 个地震台站的剪切波分裂数据, 约束了该区域岩石圈变形. 结果显示, 各向异性平均延迟时间为 0.78± 0.21s, 快波方向为 NNW SSE, 平行于研究区中生代晚期岩石圈伸展变形方向, 可能反映岩石圈中残存的古老形变 ; 火山中心以及北部地区测量到纯无效分裂结果, 推测该区域存在热地幔物质上涌, 并侵蚀了残存在岩石圈中的化石各向异性. 致谢感谢参与到野外台站勘选布设和维护中的所有人员. 两位匿名专家的意见使得本文更加严谨流畅. 文中部分图件使用 GMT 制作 (WesselandSmith, 1998). mantlewedgeabovethe Tongasubductionzone. 犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犑狅狌狉狀犪犾犐狀狋犲狉狀犪狋犻狅狀犪犾,88(1):25 41,doi: /j x.1987.tb01367.x. BystrickyM.2000.Highshearstrainofolivineaggregates:rheological andseismicconsequences. 犛犮犻犲狀犮犲,290(5496): ,doi: /science ChenY,Zhang Y X,Graham D,etal.2007.Geochemistryof Cenozoic basalts and mantle xenolithsin Northeast China. 犔犻狋犺狅狊,96(1 2): ,doi: /j.lithos CrampinS.1994.Thefracturecriticalityofcrustalrocks. 犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犑狅狌狉狀犪犾犐狀狋犲狉狀犪狋犻狅狀犪犾,118(2): DePlaen R S M,BastowID,ChambersE L,etal.2014.The developmentofmagmatismalongthecameroon VolcanicLine: Evidencefrom seismicityandseismicanisotropy. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犚犲狊犲犪狉犮犺 : 犛狅犾犻犱犈犪狉狋犺,119(5): ,doi: /2013JB DengQ D,ZhangPZ,RanY K,etal.2003.Basiccharacteristics ofactivetectonicsofchina. 犛犮犻犲狀犮犲犻狀犆犺犻狀犪犛犲狉犻犲狊犇 : 犈犪狉狋犺犛犮犻犲狀犮犲狊,46(4): FanQC,ZhaoY W,SuiJL,etal.2012.StudiesonQuaternary 犚犲犳犲狉犲狀犮犲狊 Alen M B,MacdonaldDIM,XunZ,etal.1997.EarlyCenozoic two phaseextensionandlatecenozoicthermalsubsidenceand inversion ofthe Bohai Basin,northern China. 犕犪狉犻狀犲犪狀犱犘犲狋狉狅犾犲狌犿犌犲狅犾狅犵狔,14(7 8): ,doi: /S (97) ArgusD F,Gordon R G,DeMetsC.2011.Geologicalycurrent motionof56 platesrelativetothe no net rotation reference frame. 犌犲狅犮犺犲犿犻狊狋狉狔, 犌犲狅狆犺狔狊犻犮狊, 犌犲狅狊狔狊狋犲犿狊,12(11):Q11001, doi: /2011gc BaiZD,Tian M Z,WuFD,etal.2005.Yanshan,Gaoshan two activevolcanosofthevolcanicclusterin Arshan,Inner Mongolia. 犈犪狉狋犺狇狌犪犽犲犚犲狊犲犪狉犮犺犻狀犆犺犻狀犪 (inchinese),21(1): BastowID,Owens T J,Helfrich G,etal.2007.Spatialand temporalconstraintsonsourcesofseismicanisotropy:evidence fromthescotishhighlands. 犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犚犲狊犲犪狉犮犺犔犲狋犲狉狊,34 (5):L05305,doi: /2006GL BeckerT W,LebedevS,Long M D.2012.Ontherelationship between azimuthalanisotropyfrom shear wavespliting and surfacewavetomography. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犚犲狊犲犪狉犮犺 : 犛狅犾犻犱犈犪狉狋犺,117(B1):B01306,doi: /2011JB BlackmanDK,KendalJ M.1997.Sensitivityofteleseismicbody wavestomineraltextureandmeltinthemantlebeneathamid oceanridge. 犘犺犻犾狅狊狅狆犺犻犮犪犾犜狉犪狀狊犪犮狋犻狅狀狊狅犳狋犺犲犚狅狔犪犾犛狅犮犻犲狋狔犃 : 犕犪狋犺犲犿犪狋犻犮犪犾, 犘犺狔狊犻犮犪犾犪狀犱犈狀犵犻狀犲犲狉犻狀犵犛犮犻犲狀犮犲狊,355 (1723): ,doi: /rsta BowmanJR,Ando M.1987.Shear wavesplitingintheupper volcanism stagesof Nuominriverareainthe Great Xing an Range:Evidencefrom petrology, K Ar dating and volcanic geologyfeatures. 犃犮狋犪犘犲狋狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 (inchinese),28(4): Fouch MJ,FischerK M,ParmentierE M,etal.2000.Shearwave spliting,continentalkeels,andpaternsofmantleflow. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犚犲狊犲犪狉犮犺 : 犛狅犾犻犱犈犪狉狋犺,105(B3): ,doi: /1999JB Fukao Y.1984.Evidence from core reflected shear waves for anisotropyintheearth smantle. 犖犪狋狌狉犲,309(5970): , doi: /309695a0. GaoSS,Liu K H,Abdelsalam M G.2010.Seismicanisotropy beneaththeafardepressionandadjacentareas:implicationsfor mantleflow. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犚犲狊犲犪狉犮犺 : 犛狅犾犻犱犈犪狉狋犺, 115(B2):B12330,doi: /2009JB GrippAE,GordonR G.2002.Youngtracksofhotspotsandcurent platevelocities. 犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犑狅狌狉狀犪犾犐狀狋犲狉狀犪狋犻狅狀犪犾,150(2): ,doi: /j X x GuoP Y,Niu Y L,SunP,etal.2016.TheoriginofCenozoic basaltsfromcentralinnermongolia,eastchina:theconsequenceof recentmantle metasomatism geneticalyassociated withseismicaly observedpaleo Pacificslabinthe mantletransitionzone. 犔犻狋犺狅狊, : ,doi: /j.lithos HeidbachO,Tingay M,BarthA,etal.2010.Globalcrustalstress paternbasedonthe WorldStress Mapdatabaserelease2008. 犜犲犮狋狅狀狅狆犺狔狊犻犮狊,482(1 4):3 15,doi: /j.tecto HoernleK,WhiteJDL,VanDenBogaardP,etal.2006.Cenozoic intraplatevolcanism on New Zealand:Upwelinginduced by

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殐殐 27 1 Vol.27 No ImagingScienceandPhotochemistry Jan.,2009 檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭殐殐 *O! "# #B) 1,CDE 1, 2, 1 (1., ;2., ) $ %:3 J = 2J4

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