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【前沿论坛】Kennett:揭秘岩石圈
2019-01-05 | 作者: | 【 】【打印】【关闭

 报告人:Brian L.N. Kennett | 整理:唐清雅,蒋梦凡,塔力哈尔·哈帕尔,孙伟家地球与行星物理院重点实验室

  早上好!我知道听外语讲座很困难。今天我的PPT是中文的,我让我的博士生把英文PPT翻译成中文,希望对你们有用。如果不能跟上我的英语,可以看幻灯片。 

  岩石圈是地球圈层结构中可?#36816;?#26495;块构造运动的外壳部分,大洋岩石圈随板块运动不断循环,而大陆岩石圈可以历经较长的地质时间尺度被保存下来,因此大陆岩石圈记录了与其演化密切相关的一系列复杂的地球动力学过程。基于地震深反射剖面的结果,我们可以在地壳中看到古?#31995;?#26500;造运动痕迹。岩石圈地幔中也保留有类似的结构特征,但一般是比较大尺度的结构,利用传统的反射地震学方法很难获得?#34892;?#30340;约束。这是横跨南澳大利亚的反射剖面,这条测线从西澳大利亚克拉通到南澳大利亚克拉通,长度5000-6000公里。下图是由反射地震学方法获得的岩石圈地壳结构(1  

1 澳大利亚南部测线位置及地壳结构图

  岩石圈的定义存在较多释义,其差异源于岩石圈的不同物理属性。比如力学岩石圈厚度大约是地震波速?#35753;?#36848;的地震岩石圈的一半;再者,岩石圈界面通常不是尖锐的,这使得在很多情况下?#23721;?#33719;得岩石圈的准确深度位置。 

  地震学获得的一个物理属性是地震波衰减,还可从体波和面波信息中提取?#36739;?#23545;或绝对地震波速度,比如体波和面波层析?#19978;?#26041;法;还可研究地震波速度的梯度与温度的关系。另一重要属性是地震各向异性,今天重点介绍?#26029;?#21508;向异性,它定义为面波水平传播速?#32676;?#22402;直传播速度之间的比值。接收函数方法可获得地球内部界面,特别是S波接收函数可?#34892;?#33719;得岩石圈底边界,因为转换P波在S波之前,不会受到岩石圈特别是地壳多?#23614;?#24178;扰。地震波自相关通过获得台站下方的P波反射率而获取间断面信息。 

  本报告主要介绍澳大利亚大陆相关的研究工作和成果。在澳大利亚,使用面波层析?#19978;?#24471;到大尺度背景结构信息,横向分辨率约为200公里。远震走时层析?#19978;?#25581;示了澳大利亚东南部的中等尺度结构研究,横向空间分辨?#22763;?#36798;50公里。在克拉通地区,使用台站叠加自相关方法获得台站下方的P波反射率,约束了精细的小尺度结构。更精细尺度的结构信息,来自对长距离横向传播的PnSn波的研究。若要理解整个岩石圈,必须认识到所有尺度反映的结构信息,建立多尺度结构不均匀性模型,提供更贴近真实结构的模型。 

  澳大利亚是研究多尺度结构的理想场所。澳大利亚西部是非常古?#31995;?#22826;古代克拉通,中部是元古代克拉通,东部是显生宙活动构造区。这是21°S31°S的的剪切波速度剖面,可以看到高速异常?#30001;?#33267;300公里深(2)。  

2 澳大利亚S波速度剖面图

  在澳大利亚东南部已经进行了多年研究,这?#21069;?#22823;利亚WOMBAT台阵的地震台站分布图(图3,其横跨整个克拉通一直?#30001;?#21040;东部的显生宙构造区,台站间隔是50公里,在太古代和元古代克拉通区域进行了台站加密。从P波层析?#19978;?#25105;们可以得到这幅图,它揭示了克拉通到年轻的造山带等地质构造单元的中等尺度结构特征,长波长的背景结构信息来自AuSREM参考模型(注: AuSREM?#21069;?#22823;利亚地震学参考模型)。 

3 澳大利亚东南部台站分布图

  当研究并尝试理解岩石圈的特性时,正如我之前提到的,岩石圈底界面并不尖锐,需要用其他观测近似表达,例如:热传导到热对流机制改变的梯度过渡带。我们可以假设岩石圈与软流圈过渡带(LAT)的上下边界与垂向S波波速的变化梯度一样,定义负速度梯度最大值作为过渡带的上边界,S波绝?#36816;?#24230;最小值为岩石圈-软流圈过渡带的下边界。在岩石圈较薄的区域,较浅的边界通常与岩石圈的底界面相对应。但是在岩石圈较厚的区域,一般使用较深的边界表示岩石圈的底界面。 

  这是21°S31°S的?#26029;?#21508;向异性剖面图(4),?#26029;?#21508;向异性是水平极化S波速?#32676;?#22402;直极化S波速度比的平方。虚线是岩石圈-软流圈过渡带上下边界,可以反映地震波速度的变化。值得注意的是,穿过克拉通进入过渡区域的速度变化是非常?#26412;?#30340;,而且可以看到岩石圈底边界附近的各向异?#38498;?#22823;,从图中可以看出各向异?#38498;?#36895;度的行为方?#35762;?#19981;同。 

4 澳大利亚S波速度及?#26029;?#21508;向异性剖面图

  使用巨大的核爆?#24405;?span style="line-height: 175%; font-size: 10.5pt">(PNE)与非常密集的台阵研究欧?#21069;?#22359;俄罗斯地区的岩石圈时, 记录表明P波可以?#38498;?#39640;的频率传播到很远的距离,传播行为很复?#21360;?#20174;印度尼西亚俯冲带传播到澳大利亚克拉通的地震波显示:P波与S波具有低?#20826;?#33267;起跳,尾波呈现高频?#39029;中?#20960;分?#21360;?#26356;精细的特点与俯冲带系统中震源的位置有关,但P波与S波一般?#21152;?#20960;分钟的尾波信号。 

  澳大利亚中部很少发生地震,特别是我在澳大利亚居住的前20年,那里没有地震发生。现在这个地区有很多地震,最近这里发生了5次地震,这是2012年澳大利亚中部的Ernabella地震记录(5),显?#31350;?#25289;通?#22836;?#20811;拉通地区的地震波传播特点不同,暗示二者的结构不均匀性不同。 

5 澳大利亚中部Ernabella地震记录图

  这是印度尼西亚俯冲带的地震波形,具有非常清晰的低?#20826;?#33267;起跳,其后跟进了近两分钟的高频波,传播路径跨过大洋岩石圈和大陆岩石圈。同样?#37096;?#20197;观看到非常高频率的面波。下面是地震波形的时频分析图,频率很高,且衰减很慢,这意味着S波的Q?#20826;?#36807;1000,这个值非常高(6)。 

6 印尼俯冲带的地震记录及时频分析图

  我们模拟了位于印尼俯冲带的地震波的传播特征,经过处理得到精细的地壳和岩石圈地幔非均质结构的地震图,其可与实际观测地震图进行对比。地震波穿过俯冲带进入大洋岩石圈,与复杂的非均质结构相互作用下传播。 

  通过对爆炸产生的P波信号的大量研究表明结构不均匀性有不同的类型。FuchsWenzel小组提出了上地幔存在强的准层状介质非均质性的观点。NielsenThybo小组更强调下地壳的强非均匀性,以及岩石圈到软流圈的低速复杂的非均匀性。实际中,可能不需要强的准层状非均质性,而是中等强度的岩石圈的非均质性结构。许多作者也认为,岩石圈速度的不连续性与非均质结构变化存在联系。 

  存在精细非均匀尺度结构的证据主要来?#26434;?#36817;乎水平传播的区域震相的研究。分析远震?#24405;?#27874;形,发现了更直接的证据来?#26434;?#21488;站下方的结构变化,即来自地震波的自相关获得的P波反射率,可以实现岩石圈软流圈过渡带的近垂直采样。其可使用连续波形,?#37096;?#20351;用P波或者S波的尾波。与接收函数不同,采样不依赖于转换波分布即Ps转换波或Sp转换波,这意味着其可检测更精细的速度变化并对其?#19978;瘛?/span> 

  第一个例子是穿过澳大利亚北部一条剖面的P波反射率,该剖面从太古代的澳大利亚西部到元古代的澳大利亚中部,并向东?#30001;斕较?#29983;宙的澳大利亚东部。太古代的西澳克拉通的非均匀结构相对简单,该反射震相很可能是Sp波接收函数估计的中岩石圈不连续面(MLD)P波反射率的变化可用于识别MLD以及岩石圈间断面,这里红色和?#28193;?#32447;表示岩石圈-软流圈过渡带的上下边界,这与岩石圈-软流圈过渡带的P波反射率一致(7)。 

7 澳大利亚北?#31185;?#38754;的P波反射?#20351;?#35745;

  基于多年在西澳大利亚观测的数据,获得了地震台站下方的P反射率的估计(图8)。利用自动增益控制技术,可有助于识别P波反射率的变化。此外,瞬时频?#23460;?#26377;助于拾取岩石圈间断面。这里存在较为明显的P波反射?#26102;?#21270;,与岩石圈-软流圈过渡带上下边界吻合。岩石圈-软流圈过渡带是岩石圈间断面研究取得的一个重要成果,在世界上许多不同的地方都证明可能存在该类型的间断面特征。 

8 澳大利亚西部的P波反射率

  全面的地震学岩石圈模型需要包含所有尺度的结构不均匀性。大尺度的横向分辨率是200 km,其代表背景速度结构的变化,其可用于建立参考模型;对中等尺?#32676;?#31934;细尺度结构的研究亦很有帮助。澳大利亚中部的小尺度结构,需要使用随机性表示, 具体由水?#20132;?#22402;向的相关长度决定。尽管可以用随机介质描述精细结构,但目前还不清楚具体的结构细节。 

  这是用于多尺度模型的非均匀性表示,包括?#29992;?#27874;层析?#19978;?#24471;到的背景大尺度结构,中等尺度结构的非均匀性的均方根扰动约为1%,水?#36739;?#20851;长度约为100km,垂向相关长度约为24km。精细尺度或者小尺度结构主要强调地壳的强非均质性以及岩石圈-软流圈过渡带的非均质性,详细可参考如下表格(8)。 

9 多尺度非均匀性的均方根扰动及相关长度分布

  这是多尺度模型的一个例子,对澳大利亚中部纵向和横向300公里结构的二维模拟,该模型与印度尼西亚俯冲带中所示的简单模型的产生方?#36739;?#21516;。可以看到所有精细尺度结构表现为地震波的?#21487;?#23556;响应,红色表示P波,绿色表示S波,其跟随在初至波后面并传播数百公里。三维介质中的散射能量大致沿着大圆路径传播(图10)。 

10 多尺度模型的二维数?#30340;?#25311;。(a)2000km处的?#26029;?#29702;论地震图;(b)不同时刻的波场快照图,红色表示P波,绿色表示S波;(c)1000km处非均匀模型的一维剖面 

  我们可以检查台阵的一致性属性是否相匹配。我之前提到Ernabella地震?#24405;?#35813;?#24405;?#34987;南澳大利亚一个非常新的地震台阵记录,该台阵共30个地震台站,台站间距25km。这是从澳大利亚中部传播到西北部的PSAR台阵的记录,整个台阵的P波和S波有高频复杂尾波信号。当我们检查过30个台站记录的地震波形后,观测到了地震信号的一致性,P波一致性较强,S波一致性较弱(11)。 

11 澳大利亚西北部台阵的地震记录图

  由于3D模拟计算量太大不能做大量的测试,若要了解大尺度模型是否能解释这种地震波的传播特征,需要进行2D地震波传播模拟。模拟的地震波传播距离是1300公里,合成了P波?#26029;?#20998;量和垂直分量。模拟结果表明,多尺度模型模拟的台站间一致性与观测相似,可模拟出地震波高频行为,整个台阵的P波信号一致性较强,但S波信号,尤其是高频成分,一致性较弱。如果仅在准层状介质或是精细尺度结构中,S波会有较强的一致性。而在大尺度或中尺度的结构中,S波表现出较弱的一致性(图12)。 

12 澳大利亚多尺度模拟的地震记录与波场快照

  接下来的?#21069;?#22823;利亚中部的研究结果(图13)。这是重力场,左边是非常强的大?#25581;?#24120;,与地壳中的结构变化有关。北澳大利亚克拉通与南澳大利亚克拉通挤压导致了地壳抬升。从南澳大利亚克拉通到北澳大利亚克拉通,有两个地震阵列——ASARWRA。沿着这个剖面我们做了这些台站接收函数的CCP叠加以及自相关获得的P波反射率。 

13 澳大利亚中部示意图。(a)?#26434;?#31354;气重力异常;(b)澳大利亚中部构造简化图

  我们从AuSREM模型中获取Moho面结构,从Yoshizawa(2014)的结果中获取岩石圈-软流圈界过渡带,利用P波反射信号的瞬时频?#26102;?#21270;识别MLD(图14)。用两个地震台阵得到了这条南北剖面上的?#19978;瘢?#36825;里的地壳发生了一些变化,比如Moho界面的上升,这个区域的Moho面似乎是过渡带。在90公里深度的反射震相是中岩石圈不连续面。 

14 台站叠加自相关获得的P波反射率(?#26029;?#21508;向异?#38498;?span style="line-height: 175%; font-size: 10.5pt">S波速度模型(摘自Yoshizawa,2014)

  仔细观察这里,可以看到与原始Moho模型匹配的棕色线条。澳大利亚的Moho面模型是?#20132;?#21518;的,但我们可以拾取Moho面的跳?#23613;?span style="line-height: 175%; font-size: 10.5pt">Ps接收函数结果显示在莫霍面下方存在复杂的结构。地震波自相关的P波反射率结果显示35-40公里深P波速?#35753;?#26174;增加。当看?#25581;?#20010;简单明显的地震震相时,并不一定代表简单的结构。必须要小心使用不同的地震学证据。 

  这是使用一个台阵进行数?#30340;?#25311;的结果,结构不均匀性的采样主要集中在台站下方很窄的椎体区域。结构模型在浅部可以近似成一维剖面,但随深度增加小尺度精细的结构会被模糊。精细尺?#32676;?#22823;尺度特征,在解释属性中反映出不同的方面。多尺度模型数?#30340;?#25311;的自相关波形结果?#24471;鰨?#27874;形自相关方法可以约束小尺度精细结构,以及应用低通滤波可以获得简化的结构信息(图15)。 

15 多尺度非均匀性的二维模拟(显示P波反射率和Sp接收函数的结果)

  最后讨论的是地震-地球化学的非均质性。穿过澳洲南部的地幔包体资料提供了成分分层的证据。将该地区的台站叠加自相关获得的P波反射信号,与精细结构直接作比较。这里绘制了反射率与其他不同研究的结果(图16)。这是在矿物组成方面的数据。为了得到这个图像,将地球化学结果从压力转换为深度。我们考虑了时深转换的不确定性,这里地球化学岩石圈和力学岩石圈底边界的位置相对应。地震属性的尺度变化,反映了地球化学性质的变化。这里是岩石圈-软流圈过渡带顶部的边界。尽管两种研究结果在时间-深度转换过程中?#21152;?#19968;定误差存在,但二者获得的岩石圈结构不均匀性有很好的一致性。 

16  (a)澳大利亚东南部一系列捕虏体(橙色圆圈)分?#36857;?span style="line-height: 175%; font-size: 10.5pt">(b) 捕虏体的P波反射率与地球化学结果(来自Gaul et al., 2003)的比较

  总之,我们已经能够破译岩石圈的某些地震属性,这些属性都是实?#23460;?#32463;认识到的性质。我们需要认识所有尺度范围的非均质性: 大尺度反映出背景结构的特性,中等尺度反映了细节过程,精细尺度与地球动力学和地球化学过程的联系最紧密。当我们理解岩石圈时,重要的是要认识到,简单性实际上来自复?#26377;?span style="line-height: 175%; font-size: 10.5pt">”,即许多复杂的系统?#21152;?#31616;单的结果。目前还无法实现非常小尺度的结构?#19978;瘢?#20294;可以获得重要的间接证据。我们还需要做大量的实验来补充非常精细的结构。中岩石圈不连续面是近期反映非均质性的一种很好的方式。 

  最后,?#34892;幻?#19968;位研究者的工作,是他们的努力成就了这次报告。 

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