引用本文
商咏梅, 杨彧, 杨晓松. 岩石圈主要各向异性矿物的CPO特征及其对岩石圈动力学研究的启示[J]. 地震地质, 2019,41(3): 704-725.
SHANG Yong-mei, YANG Yu, YANG Xiao-song. CRYSTALLOGRAPHIC PREFERRED ORIENTATION(CPO) OF ANISOTROPIC MINERALS IN THE LITHOSPHERE AND ITS SIGNIFICANCE TO THE STUDY OF LITHOSPHERE DYNAMICS[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2019,41(3): 704-725.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2019.03.011
Permissions
Copyright©2019, 《地震地质》编辑部
《地震地质》编辑部 所有
岩石圈主要各向异性矿物的CPO特征及其对岩石圈动力学研究的启示
商咏梅1), 杨彧2), 杨晓松1),*
1)中国地震局地质研究所, 地震动力学国家重点实验室, 北京 100029
2)维也纳大学岩石圈研究院, 奥地利维也纳 1090
*通讯作者: 杨晓松, 男, 1959年生, 研究员, 主要从事实验物理学研究, E-mail: xsyang@ies.ac.cn。

〔作者简介〕 商咏梅, 女, 1989年生, 2018年于中国地震局地质研究所获构造地质学专业博士学位, 主要从事深部构造地质学及高温高压实验研究, 电话: 010-62009010, E-mail: Shangyongmei7576@163.com。

收稿日期: 2018-06-28
基金项目: 国家自然科学基金(41672197)和中国地震局地震行业科研专项(201508018)共同资助
摘要

地震波各向异性主要受岩石中矿物晶格优选方位(Crystallographic Preferred Orientation, CPO)的影响, 橄榄石的CPO控制着上地幔的地震波各向异性。 将岩石中矿物的CPO与全岩地震波各向异性相结合, 可以解释在全球不同构造单元观测到的地震波各向异性, 从而进行构造变形和动力学过程分析。 文中在总结岩石圈主要各向异性矿物的CPO和各向异性特征的基础上, 以青藏高原东南缘岩石圈地幔包体为例, 对其显微组构和地震波各向异性进行研究, 结果显示青藏高原东南缘岩石圈地幔的构造环境发生改变, 岩石圈地幔无法解释观测到的剪切波分裂(SKS)地震波各向异性, 需要考虑其他各向异性来源。 由此可见, 研究岩石圈地幔矿物的CPO对合理约束地球物理测量资料和分析岩石圈变形特征至关重要。

关键词: 地震波各向异性; 晶格优选方位; 地幔包体; 青藏高原东南缘
中图分类号:P313.1 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2019)03-0704-22
CRYSTALLOGRAPHIC PREFERRED ORIENTATION(CPO) OF ANISOTROPIC MINERALS IN THE LITHOSPHERE AND ITS SIGNIFICANCE TO THE STUDY OF LITHOSPHERE DYNAMICS
SHANG Yong-mei1), YANG Yu2), YANG Xiao-song1)
1)State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
2)Department of Lithospheric Research, University of Vienna, Vienna 1090, Austria
Abstract

Seismic anisotropy has been widely used to constrain deformation and mantle flow within the upper mantle of the Earth's interior, and is mainly affected by crystallographic preferred orientation(CPO)of anisotropic mineral in lithosphere. Anisotropy of peridotites caused by deformation is the main source of seismic anisotropy in the upper mantle. Olivine is the most abundant and easily deformed mineral to form CPO in peridotite, thus the CPO of olivine controls seismic anisotropy in the upper mantle. Based on simple shear experiments and studies of natural peridotites deformation, several CPO types of olivine have been identified, including A, B, C, D, E and AG-type. Studies on the deformation of olivine have shown that the CPO of olivine is mainly related to stress, water content, temperature, pressure, partial melting and melt/fluid percolation. Most of the seismic anisotropy has been explained by the A-type olivine CPO in the upper mantle, which is commonly found in upper-mantle peridotites and produced by the simple shear in dry conditions. Previous studies showed that anisotropy was attributed to the CPO of mica and amphibole in the middle-lower crust. The comparison between mantle anisotropy calculated from mineral CPO and regional anisotropy deduced from geophysical methods is therefore particularly useful for interpreting the deformation mechanisms and geodynamic processes which affect the upper mantle in different tectonic units such as subduction system, continental rift and continental collision zone in the world. The paper summarizes the characteristics of CPO and anisotropy of major anisotropic minerals in the upper mantle. Taking the lithosphere mantle xenoliths in the southeastern Tibetan plateau as an example, we perform detailed studies on the microstructures and seismic anisotropy to better understand the deformation mechanisms and upper mantle anisotropy in this region. Results show that the CPO of olivine in peridotite xenoliths in southeastern Tibetan plateau are A-type and AG-type. The mechanisms proposed for the formation of AG-type are different from that for the A-type. Therefore, the occurrence of AG-type olivine CPO pattern suggests that this CPO may record a change in deformation mechanism and tectonic environment of the lithosphere in southeastern Tibetan plateau. Provided that the strong SKS(shear wave splitting)observed in southeastern Tibetan plateau results from lithosphere mantle, the lithosphere mantle in this region is expected to be at least 130km thick and characterized by vertical foliation. Considering that the thickness of lithosphere in southeastern Tibetan plateau is much less than 130km and the lithosphere mantle cannot explain the anisotropy measured by SKS, other anisotropy sources should be considered, such as anisotropy in the asthenosphere and the oriented melt pockets(MPO)in the upper mantle. Therefore, detailed study of CPO of anisotropic mineral is essential for constraining geophysical measurements and analyzing the dynamic process of the lithosphere reasonably.

Keyword: seismic anisotropy; crystallograpghic preferred oreintation(CPO); mantle xenoliths; southeastern Tibetan plateau
0 引言

研究地震波各向异性是了解地球内部物质变形方式的重要手段(Hirn et al., 1995; Lavé et al., 1996; Long et al., 2010)。 以往多采用Pms震相研究地壳的各向异性, 采用SKS震相研究大陆上地幔的各向异性特征。 利用SKS震相进行测量可获得岩石圈各向异性和地幔流动的重要参数— — 快波偏振方向(Φ )和延迟时间(δ t)(Nicolas et al., 1987; Silver et al., 1991; Tommasi et al., 1999)。 在SKS震相的各向异性研究中, 由于地壳各向异性产生的分裂延时较小(δ t< 0.3s)(Ozacar et al., 2004; Sherrington et al., 2004), 故普遍认为SKS震相的各向异性来源于上地幔(Silver et al., 1991; Yao et al., 2010)。 SKS震相的快波偏振方向平行于地幔流动方向, 垂直于岩石圈缩短方向(Vauchez et al., 2000; Sol et al., 2007); 延迟时间则依赖于上地幔的各向异性强度与各向异性层的厚度(Tommasi, 1998; Huang et al., 2011, 2015a)。 因此, 通过SKS震相的测量结果可建立岩石圈变形、 深部物质塑性流动与各向异性之间的关系, 并检验介质各向异性的成因模式(Nicolas et al., 1987; Silver et al., 1991; Tommasi et al., 1999)。

已有的研究表明地震波的各向异性主要受矿物晶格优选方位(Crystallographic Preferred Orientation, CPO)的影响。 在中— 下地壳, 斜长石、 角闪石和云母是变质岩中主要的各向异性矿物(Tatham et al., 2008; Lloyd et al., 2011; Ji et al., 2013)。 上地幔中主要的各向异性矿物是橄榄石、 斜方辉石和单斜辉石(Mainprice et al., 2000; Vauchez et al., 2000; Jung, 2009)。 在构造应力作用下, 这些各向异性矿物发生塑性变形, 形成CPO, 并导致岩石圈介质具有各向异性。 因此, 人们通常利用CPO来解释地壳和上地幔的地震波各向异性和变形机制(Mainprice et al., 1993; Ismaï l et al., 1998; Jung, 2009; 滕吉文等, 2012; Ji et al., 2013)。

本文总结了岩石圈主要各向异性矿物的CPO及其各向异性特征, 并以青藏高原东南缘岩石圈地幔包体为例, 探讨岩石中矿物的CPO在揭示和分析现今大陆碰撞造山带岩石圈各向异性和变形特征中的作用。

1 岩石圈主要各向异性矿物的CPO特征及地震波各向异性的类型
1.1 上地幔主要各向异性矿物的CPO及地震波各向异性的类型

变形导致的橄榄岩各向异性是上地幔各向异性的主要来源(Mainprice et al., 2000; Jung, 2009)。 橄榄石作为上地幔最主要的矿物, 其CPO可用来解释上地幔地震波的各向异性(Mainprice et al., 1993; Ismaï l et al., 1998; Jung, 2009; 滕吉文等, 2012)。 斜方辉石和单斜辉石的存在一定程度上可影响橄榄岩的地震波各向异性(Ismaï l et al., 1998)。

1.1.1 橄榄石的CPO类型及各向异性

橄榄石晶体有明显的速度各向异性, 在常温常压下, a([100])、 b([010])和c([001])轴的P波速度分别为9.87km/s、 7.73km/s和8.65km/s(图1a), 橄榄石单晶体VP的各向异性(AVP)约25.8%(图1b), VS各向异性(AVS)为18%(Mainprice et al., 2000; Shao, 2015)。 对于不同方向其各向异性强度也不相同(图1b)。

图 1 橄榄石单晶体地震波参数、 CPO类型及其滑移系与应力、 水含量的关系
a 橄榄石单晶体地震波参数(改自金振民等, 1994); b 橄榄石单晶体VP和VS参数(据Shao, 2015); c 橄榄石的CPO类型(改自Cao et al., 2015); d 橄榄石CPO类型的影响因素(改自Karato et al., 2008)。 最快和最慢波速方向分别用实心方框和空心圆表示, 阴影区为波速较大的方向。 VP P波速度; VS1 快剪切波速度; VS2 慢剪切波速度; Δ VS=VS1-VS2。 X轴代表线理方向; Z轴代表面理法线方向Fig. 1 Olivine single crystal and P- and S-wave properties, schematic depiction of CPO types and dominant slip systems at high temperature as a function of water content and stress.

橄榄石的CPO可以分为A、 B、 C、 D、 E和AG 6种主要类型(图1c)。 A型CPO的滑移系为(010)[100], 在自然界中最为常见, 其产生于低应力贫水的地幔浅部条件下(Jung et al., 2001, 2006, 2009a)。 B型CPO的滑移系为(010)[001], 常出现在地幔俯冲带等高应力富水条件下, 也可能形成于地幔楔低温蛇纹石化过程中的溶解蠕变(Liu et al., 2018), 可以很好地解释在俯冲带附近剪切波快波偏振方向平行于海沟方向的现象(Holtzman et al., 2003; Katayama et al., 2006)。 C型CPO的滑移系为(100)[001], 一般是在中等应力的富水条件下形成的, 可以解释地幔深部或大陆俯冲带、 碰撞带(Xu et al., 2006; Puelles et al., 2016)处观察到的地震波各向异性。 D型CPO的滑移系为(0kl)[001](k、l为互质的小整数), 一般形成于较高应力无水条件下(Jung et al., 2006, 2009a; Soustelle et al., 2009; Cao et al., 2015), 可以解释部分于弧前地幔(Cao et al., 2015)观察到的地震波各向异性。 E型CPO的滑移系为(001)[100], 形成于较低应力和中等含水量的地幔浅部条件下(Jung et al., 2006), 可以解释在大洋上地幔观察到的地震波各向异性。 AG型CPO表现为[010]轴形成面理法线方向的点极密, [100]轴和[001]轴在面理内形成环带(Tommasi et al., 1999, 2000, 2008; Falus et al., 2008; Zaffarana et al., 2014; Cao et al., 2015), 该CPO形成于岩石圈近莫霍面位置处的非同轴的流动、 岩石圈— 软流圈边界的化石各向异性或[100]和[001]轴在低应力下的滑移(Wang et al., 2016), 可以解释在大洋上地幔、 克拉通地幔和碰撞带处观察到的地震波各向异性(Tommasi et al., 2008; Bastow et al., 2010; Baptiste et al., 2015)。

目前针对橄榄石的高温高压实验研究表明, 橄榄石的CPO类型主要受应力、 水含量(Jung et al., 2001, 2006)、 温度(Katayama et al., 2006)、 压力(Couvy et al., 2004; Mainprice et al., 2005; Jung et al., 2009b)(图1d)和熔体(Holtzman et al., 2003; Higgie et al., 2012, 2014)等因素的影响, 其中, 水含量对CPO类型的影响最大。 B型CPO向C型CPO的转换与应力有关, 对水含量不敏感。 在岩石圈(低水含量、 中温、 中压)条件下, 橄榄石的CPO以A型为主。 在软流圈(水含量高、 高温、 低压)条件下, 随着水含量的增加, 由A型向E型或C型转换, A型、 E型、 C型3种CPO类型的转换与水含量有关。 B型、 C型2种CPO类型的转换与温度和压力条件有关, 但B型CPO也可出现在低温低应力区域(Karato et al., 2008)。

橄榄石的A型CPO是上地幔最重要的组构类型, 并被广泛用于解释地震的测深结果(Nicholas et al., 1987)。 A型、 D型和E型CPO有一个共同特点, 即滑移方向均沿[100]轴方向; B型和C型CPO则沿[001]轴方向滑移; 而AG型CPO的滑移方向在滑移面上均匀分布。 因此, 岩石圈地幔中橄榄石的组构特征即物质运动方式决定了SKS波的快波偏振方向。 由此可见, 确定岩石圈地幔的组构特征对于合理解释SKS波形数据和分析岩石圈地幔动力学过程至关重要。 虽然橄榄石单晶体的各向异性强度较高, 但是受岩石变形程度、 斜方辉石的含量和CPO类型的影响, 橄榄岩的平均各向异性强度远低于橄榄石。 其中, 纯橄榄岩、 方辉橄榄岩和二辉橄榄岩的各向异性强度分别约为(7.2± 3.5)%、 (5.9± 3.6)%和(2.8± 2.7)%(王勤等, 2007)。

1.1.2 辉石的CPO类型及各向异性

辉石是上地幔的重要组成矿物。 斜方辉石的VP各向异性强度(AVP)为15.4%~18.7%, VS各向异性强度(AVS)为12.9%~19.5%(图2a); 单斜辉石的VP各向异性强度(AVP)为18.4%~26.9%, VS各向异性强度(AVS)为20.5%~22.9%(图2c)(Almqvist et al., 2017)。 Jung等(2010)将斜方辉石的CPO类型分成4类(图2b), 分别为AB、 AC、 BC和ABC, 这4种CPO类型的滑移系分别为(100)[010]、 (100)[001]、 (010)[001]、 (100)[001]和(010)[001]共同启动的滑移系。 自然界中最常见的斜方辉石的CPO类型为AC型。 斜方辉石的CPO类型与样品中斜方辉石的含量有关。 当斜方辉石含量较低而橄榄石含量较高时, 样品将显示出AC型的CPO特征; 而当斜方辉石的含量增多, 橄榄石的含量降低时, 则显示AB型或BC型的CPO特征。 出现该现象的具体原因目前尚不清楚, 还需要进一步的研究。

图 2 斜方辉石和单斜辉石单晶体VP和VS参数及其CPO类型
a 斜方辉石单晶体VP和VS参数(据Almqvist et al., 2017); b 斜方辉石的CPO类型(改自Jung et al., 2010); c 单斜辉石单晶体VP和VS参数(据Almqvist et al., 2017); d 单斜辉石的CPO类型(改自Zhang et al., 2006)。 辉石单晶体最快和最慢波速方向分别用黑色方框和空心圆表示, 阴影区为波速较大方向。 VP P波速度; VS1 快剪切波速度; VS2 慢剪切波速度; AVS=2× 100%× (VS1-VS2)/(VS1+VS2)。 S面为面理面, L轴为线理方向Fig. 2 P- and S-wave properties, and schematic depiction of CPO types of orthopyroxene and clinopyroxene.

由于对单斜辉石CPO的研究较少, 学者们以绿辉石为例, 总结了单斜辉石CPO的特征。 单斜辉石变形由位错滑移主导, 形成S、 L和SL型CPO(Zhang et al., 2006)(图2d)。 研究表明, 在高温和低应变速率下单斜辉石发育{1 1-0}1/2< 110> 、 {110}[001]和(100)[001]滑移系(许志琴等, 2009)。 在上地幔橄榄岩中, 橄榄石、 斜方辉石和单斜辉石的CPO呈现[100]ol、 [001]opx和[001]cpx的方向与地幔流动方向平行的关系(Morales et al., 2011; Baptiste et al., 2015)。

地幔橄榄岩中的橄榄石和斜方辉石对岩石的VP和VS各向异性的影响不同。 实验研究和岩石的显微结构分析结果表明, 橄榄岩中橄榄石是含量最多并且也是最容易变形形成CPO的上地幔矿物, 因此橄榄石的CPO控制着上地幔介质的地震各向异性(滕吉文等, 2012)。

1.2 影响地幔各向异性强度的因素

1.2.1 组构强度与各向异性的关系

Ismaï l等(1998)发现岩石的显微结构与其各向异性间并没有明显的联系, 与各向异性有关的是组构强度和组构类型。 Mainprice等(1993)利用J值来表征组构强度, 即 J=∫f(g)2dg(Bunge, 1982), f(g)为在取向方向g处的取向分布函数(Orientation Distribution Function, ODF)密度, dg=dφ1dφdφ2sinφ/8π2, (φ 1, φ , φ 2)为欧拉角。 J值随有限应变的增加而增加, 大量变形橄榄岩中橄榄石的J值范围为2~20(Ismaï l et al., 1998; Tommasi et al., 2000)。 Mainprice等(2000)通过图 3的橄榄石和斜方辉石数据来解释地震波各向异性强度随组构强度的变化。 橄榄石和斜方辉石的地震波各向异性强度和组构强度并非呈线性关系, 而是在J较小时各向异性强度快速增加(图3a), 当J> 12时, 开始缓慢增加, 最明显的是在J值相同的情况下, 橄榄石的各向异性强度是斜方辉石的2~3倍。 Ismaï l等(1998)通过不同地球动力学环境下橄榄岩中橄榄石的J值与S波各向异性的对比, 发现橄榄石的各向异性强度随J值的增加而增加, 当J> 15时, 开始缓慢增加, 但是橄榄石的J值与地球动力学环境无明显特征关系(图3b)。

图 3 组构强度(J、 M值)与地震波各向异性强度(AVP、 AVS)的关系图
a 橄榄石和斜方辉石的J值与VP各向异性强度的关系(改自Mainprice et al., 2000); b 不同构造环境中橄榄石的J值与VS各向异性强度的关系(改自Ismaï l et al., 1998); c、 d 不同类型橄榄石CPO的各向异性强度(VP、 VS) 与M值的关系(改自Skemer et al., 2005)Fig. 3 Relationship between the intensity of fabric(J, M index)and seismic anisotropy(AVP, AVS).

Skemer等(2005)认为J值会受到颗粒数和计算过程中的平滑因子所影响, 提出利用M值来表征组构强度, M≡12∫RT(θ)-R0(θ)dθ≡∑i=2nRiT-Ri0·θmax2n, RiT为任意组构的取向差角的理论分布, Ri0为测量到的取向差角的分布, θ max为最大理论取向差角, n为数据组的数量, M值的范围为0~1, 取向差角由EBSD测量获得。 计算不同类型橄榄石组构的M值, 发现橄榄石的M值与地震波各向异性强度(AVP、 AVS)呈正相关, 数据相对分散是因橄榄石的CPO类型和滑移系不同。 对于同类型的橄榄石CPO, M值与地震波各向异性强度呈良好的正相关性(图3c, d)。

1.2.2 橄榄石CPO类型的转换与各向异性的关系

上地幔Lehmann不连续面主要出现在大陆下约220km, 是上地幔位错蠕变各向异性层与下部扩散蠕变各向同性层的转换带。 而Mainprice等(2005)的研究认为, 深度250km以上, 位错蠕变形成的CPO可以解释强各向异性, 在250~400km深处, 位错蠕变通过(hk0)[001]滑移系形成弱各向异性。

天然橄榄石普遍发育A型CPO, 该组构控制了上地幔橄榄岩的地震波各向异性。 高温高压实验和理论计算结果表明, 橄榄石的主控位错滑移系将随着压力(深度)的增加从(010)[100](A型CPO)转变为(100)[001](C型CPO), 即在Lehmann不连续面之上主要发育A型CPO, 以下主要发育C型CPO(王勤等, 2007)。 Ohuchi等(2011)发现A型CPO橄榄石的地震波性质依赖于压力的变化, 导致其地震波各向异性强度随深度的增加而单调递减。 在7.6GPa、 1 673K时橄榄石的CPO从A型转换为B/C型(滑移系为(hk0)[001]); 在7.6GPa和低温条件下, A型则向似B型(B-type-like CPO, 滑移系为(010)[001])转换。 这2种在7.6GPa时与温度相关的CPO转换导致介质的地震波各向异性强度降低。

综合前人对地幔橄榄岩各向异性的研究结果, 影响地幔各向异性强度的因素主要为: 1)岩石中橄榄石、 斜方辉石和单斜辉石的含量。 各向异性强度随斜方辉石含量的增加而降低(Mainprice et al., 1993; Ismaï l et al., 1998; 滕吉文等, 2012)。 2)矿物的M、 J值(组构强度)的大小。 M、 J值越小, 其各向异性强度越低(Falus et al., 2008; Jung et al., 2014)。 3)橄榄石的变形机制。 随着橄榄石变形机制从位错蠕变向扩散蠕变转变, 地幔橄榄岩的各向异性强度降低(Mainprice et al., 2005; 王勤等, 2007; Falus et al., 2008; Ohuchi et al., 2011; Jung et al., 2014)。 4)地幔橄榄岩中橄榄石CPO类型的转换会引起各向异性强度的变化(王勤等, 2007; Pré cigout et al., 2014; Wang et al., 2016)。 5)岩石的蛇纹石化程度也会影响地幔橄榄岩的各向异性强度(Brownlee et al., 2013; Ko et al., 2015; Liu et al., 2018)。 6)橄榄岩发生流体或熔体交代, 导致斜方辉石富集, 橄榄石的组构强度降低, 从而使岩石的各向异性强度降低(Tommasi et al., 2008; Soustelle et al., 2010)。

1.3 地壳主要各向异性矿物的CPO及地震波各向异性特征

斜长石、 云母和角闪石是中、 下地壳最主要的各向异性矿物。 斜长石单晶体的VP各向异性强度(AVP)为31.3%~48.6%, VS各向异性强度(AVS)为47.4%~62%(Almqvist et al., 2017)。 白云母的VP各向异性强度(AVP)为56.7%, VS各向异性强度(AVS)为72.1%(Almqvist et al., 2017)。 黑云母的VP各向异性强度(AVP)为64.2%, VS各向异性强度(AVS)为113.8%(Lloyd et al., 2011; Almqvist et al., 2017)。 角闪石单晶体的VP各向异性强度(AVP)约27.1%, VS各向异性强度(AVS)约30.7%(Ko et al., 2015)。

岩石的宏观各向异性是由组成岩石的矿物含量及其分布所决定的。 虽然地壳中斜长石、 云母和角闪石单晶体的各向异性较强, 但在构造应力作用下, 云母和角闪石弹性波传播速度最快的晶格方向倾向于分布在宏观构造面理内, 而斜长石弹性波速度较慢的晶格方向倾向于沿宏观构造面理的方向分布, 这导致地壳岩石最终显示出的宏观各向异性强度比单一矿物的各向异性强度低得多(杨彧等, 2010; 张国苓等, 2010)。

2 地震波各向异性研究进展
2.1 俯冲带地震波各向异性

近年来, 通过SKS震相观测显示俯冲带靠近海沟处的剪切波快波偏振方向既有与海沟的方向平行(与俯冲板块的绝对运动方向垂直)、 又有与海沟的方向垂直(与俯冲板块的绝对运动方向平行)的现象(Long et al., 2010; 孙圣思等, 2011)。 Karato等(2008)认为俯冲带上方地幔楔处橄榄石也可能具有B型CPO的特征(图4a), 这解释了在部分大洋俯冲带所观测到的SKS快波偏振方向平行于海沟的现象。

图 4 俯冲带处地震波各向异性来源简图
a 地幔楔中弧前橄榄石的B型CPO对剪切波分裂的影响(改自Karato et al., 2008; 孙圣思等, 2011); b 位于俯冲板块与地幔楔之间的蛇纹石CPO对剪切波分裂的影响, a轴为[100]方向, c轴为[001]方向(改自Katayama et al., 2009), Ф 为SKS快波偏振方向; c 在俯冲板块的大洋地壳上部或含水地幔楔中角闪石的CPO对剪切波分裂的影响(改自Ko et al., 2015)Fig. 4 Skematic diagram of anisotropic source in subduction system.

俯冲带上方地幔楔蛇纹石化等作用对地震波各向异性的影响不可忽略。 Katayama等(2009)认为俯冲板块上方叶蛇纹石的各向异性可以用来解释俯冲带处SKS快波偏振方向平行于海沟方向的现象(图4b)。 Ko等(2015)的研究表明, 当俯冲角度较大(> 30° )时, SKS快波偏振方向平行于海沟方向的测深结果可能部分归因于地幔楔中角闪石的变形(图4c)。 对大洋俯冲带各向异性的研究揭示了其成因的复杂性, 在该构造单元所观测到的SKS波分裂特征取决于橄榄石的组构类型、 蛇纹石化程度、 角闪石CPO与俯冲角度等(Brownlee et al., 2013; Ko et al., 2015; Liu et al., 2018)。

2.2 大陆裂谷的地震波各向异性

大陆裂谷的形成是一个复杂的构造过程, 包括岩石圈变形、 软流圈流动和部分熔融。 每一个过程都会形成特定的地震波各向异性特征, 因此, 大陆裂谷的SKS各向异性来源也十分复杂(Vauchez et al., 2000)。 SKS波的测量结果显示裂谷附近的快波偏振方向与裂谷的轴向一致, 分裂延时较大(1.0~3.0s)(Kendall et al., 2005)。 Tommasi等(2016)对Ethiopian裂谷附近Mega处的地幔包体进行了研究, 结果显示其橄榄石组构类型包括A型、 D型和AG型。 当岩石圈地幔面理直立且线理水平时, 平均最大剪切波各向异性强度(AVS)约3.4%, 无法解释裂谷附近观测到的SKS分裂延时。 进一步分析表明, 裂谷带较大的SKS分裂延时由地幔岩石CPO和定向排列的熔体(MPO)共同决定(Kendall et al., 2005; Bastow et al., 2010; Tommasi et al., 2016)。 Satsukawa等(2011)对新墨西哥Rio Grande裂谷的橄榄岩包体进行了研究, 结果显示该地区的橄榄石为AG型CPO特征。 软流圈上涌和水平剪切导致岩石圈地幔面理和扁平的熔体囊沿裂谷延伸方向陡倾或近直立分布, 线理近水平分布。 在定向排列的熔体、 AG型CPO以及直立的构造面理的综合作用下形成了新墨西哥Rio Grande裂谷的各向异性特征。

图 5 新墨西哥Rio Grande裂谷岩石圈地幔变形模式简图(改自Satsukawa et al., 2011)
S1 快剪切波; S2 慢剪切波Fig. 5 Skematic summary of lithospheric mantle deformation beneath the Rio Grande rift (modified after Satsukawa et al., 2011).

2.3 大陆造山带地震波各向异性

大陆造山带内的SKS测量结果显示快波偏振方向往往与造山带的走向一致(Huang et al., 2000; Falus et al., 2008; Wang et al., 2013), 垂直于岩石圈缩短的方向。 Falus等(2008)对Carpathian东南地幔包体的研究表明其橄榄石组构为A型和D型。 当岩石圈地幔的面理直立且线理方向水平时, 可以解释与造山带走向一致的SKS快波偏振方向和约1.0s的分裂延时。 在青藏高原北部的羌塘地体, SKS测量显示快波偏振方向近EW向, 与班公湖— 怒江缝合带的走向一致(Huang et al., 2000)。 杨晓松等(2002)的研究认为青藏高原北部的SKS各向异性来源于岩石圈地幔主要矿物的CPO和定向排列的熔体(MPO), 但是缺乏来自深部岩石圈地幔的岩石学的约束。

3 矿物组构及岩石各向异性的研究方法

综上所述, 目前主要通过对岩石圈深部橄榄岩的岩石组构和地震波各向异性的研究来解释SKS震相的测量结果。 橄榄岩样品为被火山岩捕获并携带至地表的深源岩石包体或在俯冲、 碰撞等过程中上升至地表的地幔岩石。

首先将岩石样品切制成薄片进行显微构造观测, 以确定岩石的线理、 面理方向。 为了对岩石薄片进行EBSD测量, 需要将岩石薄片精细抛光。 测量通常在20kV的扫描电镜电子束电压下进行, 样品台倾斜70° 。 由于要计算岩石样品的地震波速度参数, 故需采用自动面扫描技术进行测量, 以获得样品中主要矿物的百分含量、 颗粒大小及矿物晶格取向等参数。 面扫描步长根据样品中的细颗粒粒径决定。 采用CHANNEL 5软件进行数据处理。

当无法确定岩石包体样品的线理方向时, 在获得CPO数据后, 将对主要矿物的CPO极图进行旋转, 以确定线理方向。 由于橄榄石的CPO类型比较复杂, 而在上地幔橄榄岩中, 单斜辉石和斜方辉石的[001]轴方向通常与地幔流动方向一致。 因此, 在数据处理时以单斜辉石作为参照矿物对样品中的所有矿物的CPO极图进行旋转。 旋转的标准为使单斜辉石[001]轴的极密平行于EW(线理)方向, [010]轴的极密平行于SN(面理法线)方向; 当单斜辉石含量较少或其CPO过于分散时, 则将斜方辉石作为参照矿物进行CPO极图旋转, 使斜方辉石[001]轴的极密平行于EW(线理)方向, [100]轴的极密平行于SN方向。

依据EBSD测量结果, 利用MTEX软件计算地幔橄榄岩中主要矿物CPO极图、 M值、 J值以及地震波参数, 包括VP、 VS, 各向异性参数AVP、 AVS(AVP=2× 100%× (VP(max)-VP(min))/(VP(max)+VP(min)), AVS=2× 100%× (VS1-VS2)/(VS1+VS2))等①(①http://www.gm.univ-montp2.fr/PERSO/ mainprice/。) (Mainprice et al., 2011)。

最后将岩石包体的地震波各向异性计算结果与实际SKS波等地球物理测量结果进行对比, 以获得岩石圈各向异性成因。 并依据主要矿物的CPO特征, 推测岩石圈的构造变形环境, 最终分析岩石圈构造变形的动力学过程。

4 青藏高原东南缘SKS及Pms震相探测结果的动力学分析
4.1 青藏高原东南缘SKS及Pms震相探测结果

迄今为止, 为了解青藏高原东南缘岩石圈的结构和变形特征, 在青藏高原东南缘开展了大量的SKS和Pms地震波各向异性测量(Flesch et al., 2005; Lev et al., 2006; Huang et al., 2007, 2011, 2015a; Wang et al., 2008; Yao et al., 2010; Zhao et al., 2013; Chang et al., 2015)(图6)。 Pms震相测量结果显示青藏高原东南缘地壳各向异性平均分裂延迟时间约0.35s, 快波偏振方向近NW-SE向(Sun et al., 2012; Chen et al., 2013; 孙长青等, 2013; Yang et al., 2015; Cai et al., 2016; Kong et al., 2016)(图6)。 在主要断裂附近, 快波偏振方向与断裂的走向平行且分裂延迟时间较大。

图 6 青藏高原东南缘的各向异性测量结果(改自Huang et al., 2015a; Shao et al., 2016)Fig. 6 Tectonic map of the southeastern Tibetan plateau with the vectors of GPS, Pms and SKS, the maximum principle stress σ 1 and the APM(modified after Huang et al., 2015a; Shao et al., 2016).

SKS各向异性测量结果比较复杂。 在云南地区, 快波偏振方向由NW-SE向EW变化(图6)。 在26° N以北, SKS快波偏振方向与断裂带的走向(金沙江断裂)和Pms的快波偏振方向一致。 而在26° N以南, SKS的快波偏振方向为近EW向, 垂直于构造线的走向, 与Pms震相的快波偏振方向不同(图6)。 SKS的平均分裂延时(δ t)为(1.28± 0.5)s(Flesch et al., 2005; Lev et al., 2006; Huang et al., 2007, 2011, 2015a; Wang et al., 2008; Zhao et al., 2013), 是Pms分裂延时的近4倍, 说明SKS的分裂延时主要来自于地幔。

对于26° N以南青藏高原东南缘的构造变形仍存在争议。 部分学者通过SKS、 Pms震相和GPS观测结果及地表构造带走向的对比, 认为此处为壳幔解耦变形(Flesch et al., 2005; Lev et al., 2006; Sol et al., 2007; Yao et al., 2010)。 相反, 另一些学者则认为此处的EW向SKS快波偏振方向代表了地壳的最大伸展方向, 与绝对板块运动(Absolute Plate Movement, APM)方向一致, 软流圈也对该地区较大的SKS分裂延时有一定的贡献, 因此认为此处的地壳和地幔变形是耦合的(Wang et al., 2008; Chang et al., 2015; Huang et al., 2015a)。 由此可见, 青藏高原东南缘的地震波各向异性具有复杂的特性, 其成因解释具有多解性, 这制约了人们理解该地区的岩石圈动力学过程。 作为一个例子, 我们试图通过细致地研究该地区地幔包体样品的组构和各向异性特征, 为青藏高原东南缘复杂的各向异性测深资料的解释提供约束, 并为探讨其成因提供了启示。

4.2 地幔岩石主要矿物的CPO类型及地震波各向异性的计算

青藏高原东南缘岩石圈地幔包体中代表性样品的橄榄石、 斜方辉石和单斜辉石的CPO测量结果见图7。 由测量获得的CPO极图可知包体中橄榄石的CPO类型为A型和AG型(图7)。 A型橄榄石的CPO表现为[100]轴形成与线理方向平行的点极密(X), [010]轴形成面理法线方向(Z)的点极密, [001]轴形成面理内与线理方向垂直的点极密(Y)(图7)。 而AG型橄榄石的CPO表现为[001]轴和[100]轴在面理内形成环带, [010]轴形成面理法线方向的点极密(图7)。

图 7 岩石圈地幔包体中橄榄石、 斜方辉石和单斜辉石的主要CPO类型
下半球赤平投影, XY面代表面理面, 色标值显示晶轴方向的定向极密密度等值线均匀分布的倍数Fig. 7 Pole figures of olivine, orthopyroxene and clinopyroxene of the lithosphere mantle xenoliths.

根据Jung等(2010)对斜方辉石CPO类型的分类可知, 地幔包体中的斜方辉石主要呈AC型CPO特征, 表现为[001]轴在面理内形成环带, [100]轴形成面理法线方向的极密(图7)。 单斜辉石显示[001]轴和[010]轴分别形成线理方向、 面理法线方向的点极密, 类似于绿辉石的SL型CPO特征(图7)。

由代表性岩石圈地幔包体中主要矿物的CPO和矿物含量百分比计算获得的全岩地震波各向异性参数见图8。 橄榄岩包体样品中, 最大P波速度(VP(max))方向与线理方向平行, 最小P波速度(VP(min))方向均为面理法线方向。 全岩最大剪切波各向异性(AVS(max))方向近似位于面理内, 与线理方向垂直; 最小剪切波各向异性(AVS(min))方向与面理斜交。 全岩的快剪切波(VS1)偏振方向与面理平行(图8)。

图 8 岩石圈地幔包体全岩地震波各向异性强度计算结果
XY面代表面理面。 VP P波速度; VS1 快剪切波速度; VS2 慢剪切波速度; Δ VS=VS1-VS2Fig. 8 Calculated seismic properties of the lithosphere mantle xenoliths.

4.3 青藏高原东南缘岩石圈地幔各向异性成因分析

将由岩石圈地幔包体计算获得的平均各向异性与地球物理测量结果进行对比可以估计岩石圈的厚度以及变形机制。 本研究表明青藏高原东南缘岩石圈地幔中橄榄石的CPO类型主要为A型和AG型。 A型CPO为上地幔常见的橄榄石CPO类型, 多形成于高温、 低应力和低水含量的条件下(Ismaï l et al., 1998; Jung et al., 2006, 2009a; Karato et al., 2008)。

AG型橄榄石CPO的形成机制与A型CPO不同。 橄榄石AG型CPO的形成机制包括: 1)在高温、 高压、 高水含量、 低应力条件下(010)[100]和(010)[001]滑移系同时滑移(Tommasi et al., 2000; Mainprice et al., 2005; Jung et al., 2014; Wang et al., 2016); 2)轴向缩短或转换挤压条件下的变形(Nicolas et al., 1973; Tommasi et al., 1999, 2000, 2008; Ferná ndez-Roig et al., 2017); 3)熔体存在条件下的变形(Holtzman et al., 2003; Higgie et al., 2012, 2014); 4)静态重结晶(Falus et al., 2008; Tommasi et al., 2008; Zaffarana et al., 2014)。 因此, 橄榄石出现AG型CPO则表明橄榄石的变形机制和岩石圈地幔的构造环境发生了改变。

由岩石圈地幔包体全岩地震波各向异性计算结果(图8)可知, 最大剪切波各向异性(AVS(max))的方向近似位于面理内, 与线理方向垂直。 当青藏高原东南缘岩石圈地幔的面理水平时, 垂直传播的剪切波穿过岩石圈地幔时几乎观察不到各向异性。 当面理直立且线理水平时, 可以观察到最大的剪切波各向异性。

利用Mainprice等(1993)提出的公式对青藏高原东南缘各向异性层的厚度进行估算, δ t=L× AVS/VS(mean), 其中δ t为SKS分裂延迟时间, L为各向异性层的厚度, AVS=2× 100%× (VS1-VS2)/(VS1+VS2)为在某一方向上S波的各向异性强度, VS(mean)=[VS(max)+VS(min)]/2为岩石圈地幔的平均S波速度(Ferná ndez-Roig et al., 2017)。

在青藏高原东南缘26° N以南, Pms的平均延迟时间(δ t)约0.35s, 约为SKS延迟时间的30%, 观察到的SKS各向异性主要由上地幔提供, 故在地震波计算中不考虑约40km厚的地壳(Li et al., 2008; Sun et al., 2012; Hu et al., 2012)对各向异性的贡献。 由于SKS和Pms震相的快波偏振方向大角度相交(图6), 地壳各向异性层将对上地幔的分裂延时产生抵消效应。 因此, 观察到的SKS分裂延时应该低于实际上地幔各向异性层产生的分裂延时(Ji et al., 2015), 实际由上地幔各向异性层产生的分裂延时将高于(1.28± 0.5)s。

在青藏高原东南缘, 当岩石圈地幔面理直立且线理方向水平时, 由岩石圈地幔包体中矿物CPO估算岩石圈地幔的平均各向异性强度约为4.4%, 若SKS分裂延时达到观测值(1.28± 0.5)s 则需要至少130km厚的各向异性层。 接收函数测量结果显示青藏高原东南缘岩石圈地幔厚度40~100km(Hu et al., 2012; Yang et al., 2017), 无法使SKS的分裂延时达到观测值, 故需要考虑其它各向异性的来源以解释SKS分裂延时。

软流圈可通过增加各向异性层的厚度来增大SKS的分裂延时。 Huang等(2015b)认为青藏高原东南缘上地幔65~250km深处的P波低速异常代表了热的软流圈物质向SE挤出的通道, 因此软流圈的挤出流动可贡献SKS各向异性(Huang et al., 2015a)。 但迄今为止, 几乎所有的橄榄岩样品均来源于岩石圈地幔, 未见有关于软流圈橄榄石CPO的报道, 仅能通过高温高压变形实验来推测软流圈条件下橄榄石的变形CPO(Karato et al., 2008)。 Karato等(2008)估计软流圈的含水量约(100± 50)ppm(约(1 500± 800)ppm H/Si), 故橄榄石的CPO可能为E型或C型。 但Ohuchi等(2013)的实验显示, 在高温、 高压和富水的条件下也可形成A型橄榄石CPO, 随着深度的增加依赖于压力变化的A型橄榄石CPO的各向异性强度单调递减(Ohuchi et al., 2011)。 由于软流圈地幔中橄榄石的CPO类型多样, 无法估计其各向异性强度, 因而无法确定软流圈地幔对SKS分裂延时的贡献。

定向排列的熔体(MPO)可以通过增大上地幔的各向异性强度来增大SKS的分裂延时。 实验研究发现, 熔体的定向分布导致地震波沿熔体的不同方向波速不同, 从而导致各向异性。 当部分熔融程度较低时, 熔体以熔体薄膜的形式存在(Jin et al., 1994), 在构造应力的作用下, 熔体形成定向排列的熔体囊(MPO)或熔体薄膜(Kohlstedt et al., 1996; Katz et al., 2006)。 当熔体定向排列时, 少量熔体(< 2%)即可产生强于CPO的各向异性强度(Vauchez et al., 2000; Satsukawa et al., 2011)。 当熔体比例约0.1%, 熔体囊的长宽比为0.02时, 可产生11.73%的各向异性强度(Bastow et al., 2010)。 由MPO产生的各向异性可以解释在埃塞俄比亚裂谷(Kendall et al., 2005; Bastow et al., 2010)和青藏高原(杨晓松等, 2002)δ t> 2.0s的SKS分裂延迟时间。 在青藏高原东南缘, 地幔部分熔融程度无法确定, 还需要对橄榄岩包体进行岩石学和地球化学的进一步研究来确认MPO对SKS分裂延时的贡献。

综上所述, 在青藏高原东南缘, 岩石圈地幔中橄榄石主要显示出A型和AG型CPO特征, 橄榄石AG型CPO的出现表明橄榄石的变形机制和岩石圈地幔的构造环境发生了改变。 岩石圈地幔无法解释观测到的SKS各向异性, 需要考虑软流圈各向异性或被熔体强化的各向异性机制来解释SKS分裂延时和近EW向的快波偏振方向。 对于SKS各向异性来源于软流圈或MPO的单一贡献, 还是二者共同贡献的问题, 后续需要继续进行研究和讨论。 由此可见, 深入研究岩石圈地幔的矿物变形及组构特征对于地球物理测量资料的合理解释, 岩石圈构造变形特征及动力学过程的研究意义重大。

5 结论

(1)橄榄石的CPO特征分为A、 B、 C、 D、 E和AG 6种类型, 并控制着上地幔的地震波各向异性。 上地幔介质的各向异性受橄榄岩中橄榄石的含量、 组构强度(M、 J值)、 变形机制、 组构转换以及变质程度的影响。

(2)将岩石中矿物CPO与全岩地震波各向异性结合, 可以对全球不同构造单元(俯冲带、 裂谷、 大陆造山带等)观测到的SKS地震波各向异性结果进行约束, 进而分析其构造变形和动力学过程。

(3)以青藏高原东南缘为例, 岩石圈地幔中橄榄石的CPO主要显示为A型和AG型特征, CPO为AG型的橄榄石的出现表明橄榄石的变形机制和岩石圈地幔的构造环境发生了改变。 岩石圈地幔无法解释SKS观测到的地震波各向异性, 需要考虑其他各向异性来源。 因此, 确定岩石圈地幔矿物的CPO特征对合理解释地球物理测量资料、 分析岩石圈变形特征及动力学过程至关重要。

致谢 本研究在野外工作中得到了成里宁的帮助; 在EBSD测量中得到了马玺的帮助; 审稿专家为本文提出了宝贵的修改意见。 在此一并表示感谢!

参考文献
[1] 金振民, 金淑燕. 1994. 橄榄石晶格优选方位和上地幔地震波速各向异性[J]. 地球物理学报, 37(4): 469-477.
JIN Zhen-min, JIN Shu-yan. 1994. Lattice preferred orientation of olivines and seismic anisotropy in the upper mantle[J]. Chinese Journal of Geophysics, 37(4): 469-477(in Chinese). [本文引用:1]
[2] 孙长青, 雷建设, 李聪, 等. 2013. 云南地区地壳各向异性及其动力学意义[J]. 地球物理学报, 56(12): 4095-4105.
SUN Chang-qing, LEI Jian-she, LI Cong, et al. 2013. Crustal anisotropy beneath the Yunnan region and dynamic implications[J]. Chinese Journal of Geophysics, 56(12): 4095-4105(in Chinese). [本文引用:1]
[3] 孙圣思, 嵇少丞. 2011. 大洋板块俯冲带地震波各向异性及剪切波分裂的成因机制[J]. 大地构造与成矿学, 35(4): 628-647.
SUN Sheng-si, JI Shao-cheng. 2011. On the formation of seismic anisotropy and shear wave splitting in oceanic subduction zones[J]. Geotectonic et Metallogenia, 35(4): 628-647(in Chinese). [本文引用:1]
[4] 滕吉文, 张永谦, 阮小敏, 等. 2012. 地球内部壳幔介质地震各向异性与动力学响应[J]. 地球物理学报, 55(11): 3648-3670.
TENG Ji-wen, ZHANG Yong-qian, RUAN Xiao-min, et al. 2012. The seismic anisotropy of the crustal and mantle medium of the earth interior and its dynamic response[J]. Chinese Journal of Geophysics, 55(11): 3648-3670(in Chinese). [本文引用:4]
[5] 王勤, 嵇少丞, 许志琴. 2007. 橄榄石的晶格优选定向, 含水量与地震波各向异性: 对大陆俯冲带变形环境的约束[J]. 岩石学报, 23(12): 3065-3077.
WANG Qin, JI Shao-cheng, XU Zhi-qin. 2007. Lattice-preferred orientation, water content and seismic anisotropy of olivine: Implications for deformation environment of continental subduction zones[J]. Acta Petrologica Sinica, 23(12): 3065-3077(in Chinese). [本文引用:4]
[6] 许志琴, 王勤, 梁凤华, 等. 2009. 电子背散射衍射(EBSD)技术在大陆动力学研究中的应用[J]. 岩石学报, 25(7): 1721-1736.
XU Zhi-qin, WANG Qin, LIANG Feng-hua, et al. 2009. Electron backscatter diffraction(EBSD)technique and its application to study of continental dynamics[J]. Acta Petrologica Sinica, 25(7): 1721-1736(in Chinese). [本文引用:1]
[7] 杨晓松, 金振民, 马瑾. 等. 2002. 青藏高原北部异常 SKS 分裂成因的初步探讨: 被熔体强化的岩石圈各向异性[J]. 地球物理学报, 45(6): 821-831.
YANG Xiao-song, JIN Zhen-min, MA Jin, et al. 2002. Genesis of SKS splitting in the north-central Qinghai-Xizang Plateau: Melt alignment enhanced lithosphere anisotropy[J]. Chinese Journal of Geophysics, 45(6): 821-831(in Chinese). [本文引用:2]
[8] 杨彧, 陈建业, 杨晓松, 等. 2010. 部分熔融强化了青藏高原地壳的各向异性?[J]地震地质, 32(1): 59-69. doi: 103969/j. issn. 0253-4967. 201001. 006.
YANG Yu, CHEN Jian-ye, YANG Xiao-song, et al. 2010. Does alignment of melt enhance seismic anisotropy beneath Tibet?[J]. Seismology and Geology, 32(1): 59-69(in Chinese). [本文引用:1]
[9] 张国苓, 杨晓松, 陈建业, 等. 2010. 中下地壳岩石弹性波各向异性的影响因素[J]. 地震地质, 32(2): 327-337. doi: 103969/j. issn. 0253-4967. 201002. 016.
ZHANG Guo-ling, YANG Xiao-song, CHEN Jian-ye, et al. 2010. The influencing factor of elastic anisotropy in middle to lower continental crust[J]. Seismology and Geology, 32(2): 327-337(in Chinese). [本文引用:1]
[10] Almqvist B S, Mainprice D. 2017. Seismic properties and anisotropy of the continental crust: Predictions based on mineral texture and rock microstructure[J]. Reviews of Geophysics, 55(2): 367-433. [本文引用:4]
[11] Baptiste V, Tommasi A, Vauchez A, et al. 2015. Deformation, hydration, and anisotropy of the lithospheric mantle in an active rift: Constraints from mantle xenoliths from the North Tanzanian Divergence of the East African Rift[J]. Tectonophysics, 639: 34-55. [本文引用:2]
[12] Bastow I D, Pilidou S, Kendall J M, et al. 2010. Melt-induced seismic anisotropy and magma assisted rifting in Ethiopia: Evidence from surface waves[J]. Geochemistry Geophysics Geosystems, 11: Q0AB05. [本文引用:4]
[13] Brownlee S J, Hacker B R, Harlow G E, et al. 2013. Seismic signatures of a hydrated mantle wedge from antigorite crystal-preferred orientation(CPO)[J]. Earth and Planetary Science Letters, 375: 395-407. [本文引用:2]
[14] Bunge H J. 1982. Texture Analysis in Materials Sciences[M]. Buttleworth, London: 593. [本文引用:1]
[15] Cai Y, Wu J, Fang L, et al. 2016. Crustal anisotropy and deformation of the southeastern margin of the Tibetan plateau revealed by Pms splitting[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 121: 120-126. [本文引用:1]
[16] Cao Y, Jung H, Song S, et al. 2015. Plastic deformation and seismic properties in fore-arc mantles: A petrofabric analysis of the Yushigou harzburgites, North Qilian suture zone, NW China[J]. Journal of Petrology, 56(10): 1897-1944. [本文引用:3]
[17] Chang L J, Wang C Y, Ding Z F, et al. 2015. Upper mantle anisotropy of the eastern Himalayan syntaxis and surrounding regions from shear wave splitting analysis[J]. Science China: Earth Sciences, 58(10): 1872-1882. [本文引用:2]
[18] Chen Y, Zhang Z, Sun C, et al. 2013. Crustal anisotropy from Moho converted Ps wave splitting analysis and geodynamic implications beneath the eastern margin of Tibet and surrounding regions[J]. Gondwana Research, 24(3): 946-957. [本文引用:1]
[19] Couvy H, Frost D J, Heidelbach F, et al. 2004. Shear deformation experiments of forsterite at 11GPa -1400℃ in the multianvil apparatus[J]. European Journal of Mineralogy, 16(6): 877-889. [本文引用:1]
[20] Falus G, Tommasi A, Ingrin J, et al. 2008. Deformation and seismic anisotropy of the lithospheric mantle in the southeastern Carpathians inferred from the study of mantle xenoliths[J]. Earth and Planetary Science Letters, 272(1): 50-64. [本文引用:6]
[21] Fernández-Roig M, Galán G, Mariani E. 2017. Deformation and seismic anisotropy of the subcontinental lithospheric mantle in NE Spain: EBSD data on xenoliths from the Catalan Volcanic Zone[J]. Tectonophysics, 698: 16-37. [本文引用:2]
[22] Flesch L M, Holt W E, Silver P G. et al. 2005. Constraining the extent of crust-mantle coupling in central Asia using GPS, geologic, and shear wave splitting data[J]. Earth and Planetary Science Letters, 238(1): 248-268. [本文引用:3]
[23] Higgie K, Tommasi A. 2012. Feedbacks between deformation and melt distribution in the crust-mantle transition zone of the Oman ophiolite[J]. Earth and Planetary Science Letters, 359-360: 61-72. [本文引用:2]
[24] Higgie K, Tommasi A. 2014. Deformation in a partially molten mantle: Constraints from plagioclase lherzolites from Lanzo, western Alps[J]. Tectonophysics, 615-616: 167-181. [本文引用:2]
[25] Hirn A, Jiang M, Sapin M, et al. 1995. Seismic anisotropy as an indicator of mantle flow beneath the Himalayas and Tibet[J]. Nature, 375(6532): 571-574. [本文引用:1]
[26] Holtzman B, Kohlstedt D, Zimmerman M E, et al. 2003. Melt segregation and strain partitioning: Implications for seismic anisotropy and mantle flow[J]. Science, 301(5637): 1227-1230. [本文引用:3]
[27] Hu J, Yang H, Xu X, et al. 2012. Lithospheric structure and crust-mantle decoupling in the southeast edge of the Tibetan plateau[J]. Gondwana Research, 22(3-4): 1060-1067. [本文引用:2]
[28] Huang W C, Ni J F, Tilmann F, et al. 2000. Seismic polarization anisotropy beneath the central Tibetan plateau[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 105(B12): 27979-927989. [本文引用:2]
[29] Huang Z, Wang L, Zhao D, et al. 2011. Seismic anisotropy and mantle dynamics beneath China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 306(1): 105-117. [本文引用:3]
[30] Huang Z C, Wang L, Xu M J, et al. 2007. Shear wave splitting across the Ailao Shan-Red River fault zone, SW China[J]. GeophysicalResearchLetters, 34(20): L20301. [本文引用:2]
[31] Huang Z C, Wang L S, Xu M J, et al. 2015a. Teleseismic shear-wave splitting in SE Tibetan plateau: Insight into complex crust and upper-mantle deformation[J]. Earth and Planetary Science Letters, 432: 354-362. [本文引用:5]
[32] Huang Z C, Wang P, Xu M J, et al. 2015b. Mantle structure and dynamics beneath SE Tibet revealed by new seismic images[J]. Earth and Planetary Science Letters, 411: 100-111. [本文引用:1]
[33] Ismaïl W B, Mainprice D. 1998. An olivine fabric database: An overview of upper mantle fabrics and seismic anisotropy[J]. Tectonophysics, 296(1): 145-157. [本文引用:8]
[34] Ji S, Shao T, Michibayashi K, et al. 2013. A new calibration of seismic velocities, anisotropy fabrics, and elastic moduli of amphibole-rich rocks[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 118(9): 4699-4728. [本文引用:2]
[35] Ji S, Shao T, Michibayashi K, et al. 2015. Magnitude and symmetry of seismic anisotropy in mica- and amphibole-bearing metamorphic rocks and implications for tectonic interpretation of seismic data from the southeast Tibetan plateau[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 120(9): 6404-6430. [本文引用:1]
[36] Jin Z M, Green H W, Zhou Y. 1994. Melt topology during dynamic partial melting of mantle peridotite[J]. Nature, 372: 164-167. [本文引用:1]
[37] Jung H. 2009. Deformation fabrics of olivine in Val Malenco peridotite found in Italy and implications for the seismic anisotropy in the upper mantle[J]. Lithos, 109(3-4): 341-349. [本文引用:4]
[38] Jung H, Karato S. 2001. Water-induced fabric transitions in olivine[J]. Science, 293(5534): 1460-1463. [本文引用:2]
[39] Jung H, Katayama I, Jiang Z, et al. 2006. Effect of water and stress on the lattice-preferred orientation of olivine[J]. Tectonophysics, 421(1): 1-22. [本文引用:5]
[40] Jung H, Mo W, Choi S. 2009a. Deformation microstructures of olivine in peridotite from Spitsbergen, Svalbard and implications for seismic anisotropy[J]. Journal of Metamorphic Geology, 27(9): 707-720. [本文引用:3]
[41] Jung H, Mo W, Green H W. 2009b. Upper mantle seismic anisotropy resulting from pressure-induced slip transition in olivine[J]. Nature Geoscience, 2(1): 73-77. [本文引用:1]
[42] Jung H, Park M, Jung S, et al. 2010. Lattice preferred orientation, water content, and seismic anisotropy of orthopyroxene[J]. Journal of Earth Science, 21(5): 555-568. [本文引用:2]
[43] Jung S, Jung H, Austrheim H. 2014. Characterization of olivine fabrics and mylonite in the presence of fluid and implications for seismic anisotropy and shear localization[J]. Earth Planets and Space, 66(1): 1-21. [本文引用:3]
[44] Karato S, Jung H, Katayama I, et al. 2008. Geodynamic significance of seismic anisotropy of the upper mantle: New insights from laboratory studies[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 36: 59-95. [本文引用:5]
[45] Katayama I, Hirauchi K I, Michibayashi K, et al. 2009. Trench-parallel anisotropy produced by serpentine deformation in the hydrated mantle wedge[J]. Nature, 461(7267): 1114-1117. [本文引用:1]
[46] Katayama I, Karato S. 2006. Effect of temperature on the B-to C-type olivine fabric transition and implication for flow pattern in subduction zones[J]. Physics of the Earth Planetary Interoirs, 157(1): 33-45. [本文引用:2]
[47] Katz R F, Spiegelman M, Holtzman B. 2006. The dynamics of melt and shear localization in partially molten aggregates[J]. Nature, 442(7103): 676-679. [本文引用:1]
[48] Kendall J M, Stuart G, Ebinger C, et al. 2005. Magma-assisted rifting in Ethiopia[J]. Nature, 433(7022): 146-148. [本文引用:3]
[49] Ko B, Jung H. 2015. Crystal preferred orientation of an amphibole experimentally deformed by simple shear[J]. Nature Communications, 6: 6586. [本文引用:4]
[50] Kohlstedt D L, Zimmerman M E. 1996. Rheology of partially molten mantle rocks[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 24(1): 41-62. [本文引用:1]
[51] Kong F, Wu J, Liu K H, et al. 2016. Crustal anisotropy and ductile flow beneath the eastern Tibetan plateau and adjacent areas[J]. Earth and Planetary Science Letters, 442: 72-79. [本文引用:1]
[52] Lev E, Long M D, van der Hilst R D. 2006. Seismic anisotropy in eastern Tibetan plateau from shear wave splitting reveals changes in lithospheric deformation[J]. Earth and Planetary Science Letters, 251(3): 293-304. [本文引用:3]
[53] Lavé J, Avouac J, Lacassin R, et al. 1996. Seismic anisotropy beneath Tibet: Evidence for eastward extrusion of the Tibetan lithosphere?[J]. Earth and Planetary Science Letters, 140(1): 83-96. [本文引用:1]
[54] Li C, van der Hilst R D, Meltzer A S, et al. 2008. Subduction of the Indian lithosphere beneath the Tibetan plateau and Burma[J]. Earth and Planetary Science Letters, 274(1-2): 157-168. [本文引用:1]
[55] Liu W L, Zhang J F, Barou F. 2018. B-type olivine fabric induced by low temperature dissolution creep during serpentinization and deformation in mantle wedge[J]. Tectonophysics, 722: 1-10. [本文引用:3]
[56] Lloyd G E, Butler R W H, Casey M, et al. 2011. Constraints on the seismic properties of the middle and lower continental crust[J]. Geological Society, London, Special Publications, 360(1): 7-32. [本文引用:2]
[57] Long M D, Becker T W. 2010. Mantle dynamics and seismic anisotropy[J]. Earth and Planetary Science Letters, 297(3): 341-354. [本文引用:2]
[58] Mainprice D, Barruol G, Ismaïl W B. 2000. The seismic anisotropy of the earth's mantle: From single crystal to polycrystal [J]. In: Karato S et al. (eds). Earth's Deep Interior: Mineral Physics and Tomography from the Atomic to the Global Scale, 117: 237-264. [本文引用:4]
[59] Mainprice D, Hielscher R, Schaeben H. 2011. Calculating anisotropic physical properties from texture data using the MTEX open-source package[J]. Geological Society, London, Special Publications, 360(1): 175-192. [本文引用:1]
[60] Mainprice D, Silver P G. 1993. Interpretation of SKS-waves using samples from the subcontinental lithosphere[J]. Physics of the Earth Planetary Interiors, 78: 257-280. [本文引用:4]
[61] Mainprice D, Tommasi A, Couvy H, et al. 2005. Pressure sensitivity of olivine slip systems and seismic anisotropy of Earth's upper mantle[J]. Nature, 433(7027): 31-733. [本文引用:4]
[62] Morales L F G, Tommasi A. 2011. Composition, textures, seismic and thermal anisotropies of xenoliths from a thin and hot lithospheric mantle(Summit Lake, southern Canadian Cordillera)[J]. Tectonophysics, 507(1): 1-15. [本文引用:1]
[63] Nicolas A, Boudier F, Boullier A. 1973. Mechanisms of flow in naturally and experimentally deformed peridotites[J]. American Journal of Science, 273(10): 853-876. [本文引用:1]
[64] Nicolas A, Christensen N I. 1987. Formation of Anisotropy in Upper Mantle Peridotites: A Review[M]∥Fuchs K, Froidevau C(eds). Composition, Structure and Dynamics of the Lithosphere-Asthenosphere System, Volume 16. Washington, DC: American Geophysical Union: 111-123. [本文引用:3]
[65] Ohuchi T, Irifune T. 2013. Development of A-type olivine fabric in water-rich deep upper mantle[J]. Earth and Planetary Science Letters, 362: 20-30. [本文引用:1]
[66] Ohuchi T, Kawazoe T, Nishihara Y, et al. 2011. High pressure and temperature fabric transitions in olivine and variations in upper mantle seismic anisotropy[J]. Earth and Planetary Science Letters, 304(1): 55-63. [本文引用:3]
[67] Ozacar A A, Zand t G. 2004. Crustal seismic anisotropy in central Tibet: Implications for deformational style and flow in the crust[J]. Geophysical Research Letters, 31(23): L23601. [本文引用:1]
[68] Précigout J, Hirth G. 2014. B-type olivine fabric induced by grain boundary sliding[J]. Earth and Planetary Science Letters, 395: 231-240. [本文引用:1]
[69] Puelles P, Ábalos B, Ibarguchi J G, et al. 2016. Petrofabric and seismic properties of Lithospheric mantle xenoliths from the Calatrava volcanic field(Central Spain)[J]. Tectonophysics, 683: 200-215. [本文引用:1]
[70] Satsukawa T, Michibayashi K, Anthony E Y, et al. 2011. Seismic anisotropy of the uppermost mantle beneath the Rio Grand e rift: Evidence from Kilbourne Hole peridotite xenoliths, New Mexico[J]. Earth and Planetary Science Letters, 311(1): 172-181. [本文引用:2]
[71] Shao T B. 2015. Fabric and elastic properties of antigorite, mica and amphibole-rich rocks and implications for the tectonic interpretation of seismic anisotropy [D]. Ecole Polytechnique, Montreal(Canada): 246. [本文引用:1]
[72] Shao T B, Ji S C, Oya S, et al. 2016. Mica-dominated seismic properties of mid-crust beneath west Yunnan(China)and geodynamic implications[J]. Tectonophysics, 677-678: 324-338. [本文引用:1]
[73] Sherrington H F, Zand t G, Frederiksen A. 2004. Crustal fabric in the Tibetan plateau based on waveform inversions for seismic anisotropy parameters[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 109(B2): B02312. [本文引用:1]
[74] Silver P G, Chan W W. 1991. Shear wave splitting and subcontinental mantle deformation[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 96(B10): 16429-16454. [本文引用:3]
[75] Skemer P, Katayama I, Jiang Z, et al. 2005. The misorientation index: Development of a new method for calculating the strength of lattice-preferred orientation[J]. Tectonophysics, 411(1-4): 157-167. [本文引用:1]
[76] Sol S, Meltzer A, Bürgmann R, et al. 2007. Geodynamics of the southeastern Tibetan plateau from seismic anisotropy and geodesy[J]. Geology, 35(6): 563-566. [本文引用:2]
[77] Soustelle V, Tommasi A, Bodinier J, et al. 2009. Deformation and reactive melt transport in the mantle lithosphere above a large-scale partial melting domain: The Ronda Peridotite Massif, southern Spain[J]. Journal of Petrology, 50(7): 1235-1266. [本文引用:1]
[78] Soustelle V, Tommasi A, Demouchy S, et al. 2010. Deformation and fluid-rock interaction in the supra-subduction mantle: Microstructures and water contents in peridotite xenoliths from the Avacha Volcano, Kamchatka[J]. Journal of Petrology, 51(1-2): 363-394. [本文引用:1]
[79] Sun Y, Niu F, Liu H, et al. 2012. Crustal structure and deformation of the SE Tibetan plateau revealed by receiver function data[J]. Earth and Planetary Science Letters, 349-350: 186-197. [本文引用:2]
[80] Tatham D, Lloyd G, Butler R, et al. 2008. Amphibole and lower crustal seismic properties[J]. Earth and Planetary Science Letters, 267(1): 118-128. [本文引用:1]
[81] Tommasi A. 1998. Forward modeling of the development of seismic anisotropy in the upper mantle[J]. Earth and Planetary Science Letters, 160(1): 1-13. [本文引用:1]
[82] Tommasi A, Baptiste V, Vauchez A, et al. 2016. Deformation, annealing, reactive melt percolation, and seismic anisotropy in the lithospheric mantle beneath the southeastern Ethiopian rift: Constraints from mantle xenoliths from Mega[J]. Tectonophysics, 682: 186-205. [本文引用:2]
[83] Tommasi A, Mainprice D, Canova G, et al. 2000. Viscoplastic self-consistent and equilibrium-based modeling of olivine lattice preferred orientations: Implications for the upper mantle seismic anisotropy[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 105(B4): 7893-7908. [本文引用:4]
[84] Tommasi A, Tikoff B, Vauchez A. 1999. Upper mantle tectonics: Three-dimensional deformation, olivine crystallographic fabrics and seismic properties[J]. Earth and Planetary Science Letters, 168(1): 173-186. [本文引用:4]
[85] Tommasi A, Vauchez A, Ionov D A. 2008. Deformation, static recrystallization, and reactive melt transport in shallow subcontinental mantle xenoliths(Tok Cenozoic volcanic field, SE Siberia)[J]. Earth and Planetary Science Letters, 272(1): 65-77. [本文引用:5]
[86] Vauchez A, Tommasi A, Barruol G, et al. 2000. Upper mantle deformation and seismic anisotropy in continental rifts[J]. Physics and Chemistry of the Earth, Part A: Solid Earth and Geodesy, 25(2): 111-117. [本文引用:4]
[87] Wang C Y, Flesch L M, Chang L. et al. Chang L. 2013. Evidence of active mantle flow beneath South China[J]. Geophysical Research Letters, 40(19): 5137-5141. [本文引用:1]
[88] Wang C Y, Flesch L M, Silver P G, et al. 2008. Evidence for mechanically coupled lithosphere in central Asia and resulting implications[J]. Geology, 36(5): 363-366. [本文引用:3]
[89] Wang L, Blaha S, Pintér Z, et al. 2016. Temperature dependence of [100](010and [001](010)dislocation mobility in natural olivine[J]. Earth and Planetary Science Letters, 441: 81-90. [本文引用:3]
[90] Xu Z Q, Wang Q, Ji S C, et al. 2006. Petrofabrics and seismic properties of garnet peridotite from the UHP Sulu terrane(China): Implications for olivine deformation mechanism in a cold and dry subducting continental slab[J]. Tectonophysics, 421(1): 111-127. [本文引用:1]
[91] Yang H Y, Peng H C, Hu J F. 2017. The lithospheric structure beneath southeast Tibet revealed by P and S receiver functions[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 138: 62-71. [本文引用:1]
[92] Yang Y, Zhu L, Su Y, et al. 2015. Crustal anisotropy estimated by splitting of Ps-converted waves on seismogram and an application to SE Tibetan plateau[J]. Journal of Asian Earth Science, 16: 16-228. [本文引用:1]
[93] Yao H J, van der Hilst R D, Montagner J P. 2010. Heterogeneity and anisotropy of the lithosphere of SE Tibet from surface wave array tomography[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 115(B12): B12307. [本文引用:3]
[94] Zaffarana C, Tommasi A, Vauchez A, et al. 2014. Microstructures and seismic properties of south Patagonian mantle xenoliths(Gobernador Gregores and Pali Aike)[J]. Tectonophysics, 621: 175-197. [本文引用:2]
[95] Zhang J, Green H W, Bozhilov K N. 2006. Rheology of omphacite at high temperature and pressure and significance of its lattice preferred orientations[J]. Earth and Planetary Science Letters, 246(3-4): 432-443. [本文引用:1]
[96] Zhao L, Zheng T, Lu G. 2013. Distinct upper mantle deformation of cratons in response to subduction: Constraints from SKS wave splitting measurements in eastern China[J]. Gondwana Research, 23(1): 39-53. [本文引用:2]