Gary S.Chulick　Shane Detweiler　Walter D.Mooney

南美洲及周邊洋盆的地殼和地幔頂部結構

Gary S.ChulickShane DetweilerWalter D.Mooney

摘要給出了南美洲及周邊洋盆一套新的地震波結構等值線圖。這些圖使用了新數據，因而更好地約束了地殼厚度、全地殼P波和S波的平均速度以及地幔頂部的地震波速度(Pn和Sn)。我們發(fā)現：(1)南美洲地殼厚度的加權平均值為38.17km(標準差為±8.7km)，這比全球陸殼平均值39.2km要薄約1km；(2)南美洲全地殼P波速度的直方圖呈雙峰形態(tài)，其低峰值發(fā)生在缺失下地殼高速層(6.9~7.3km)的區(qū)域；(3)結晶地殼的P波平均速度(Pcc)為6.47km/s(標準差為±0.25km/s)，這與全球平均值6.45km/s基本相同；(4)南美洲下方的Pn平均速度為8.00km/s(標準差為±0.23km/s)，略低于全球平均值8.07km/s；(5)橫貫智利北部與阿根廷東北部的地殼內存在一個P波和S波低速異常帶，地理上正對應于納斯卡板塊淺俯沖部分[Isacks等在1968年首次提出的南美大草原(Pampean)平緩板塊]，同時也是一地殼拉張區(qū)域；(6)巴西克拉通的厚地殼一直延伸到委內瑞拉和哥倫比亞；(7)亞馬遜盆地以及沿巴西克拉通西部邊緣地殼可能由于拉伸作用而變??；(8)東太平洋海床之下的地殼P波平均波速要大于其在西大西洋海床的數值，這可能源于較古老的大西洋海床覆蓋了更厚的沉積層。

0引言

大洲尺度的地球物理學屬性構造圖便于了解宏大的地球結構。例如，地殼厚度圖指示了各構造單元的橫向展布程度，如強烈拉伸區(qū)和擠壓造山帶的分布。同樣，地殼地震波速圖有助于厘清地臺、陸架、沉積盆地和外來增生體(Christensen and Mooney，1995)。地球物理圖集提供了識別地殼組分并借此厘清地質單元的一種途徑(如，Prodehl，1984；Meissner，1986；Collins，1988；Pakiser and Mooney，1989；Blundelletal，1992；Pavlenkova，1996；Yuan，1996；Chulick and Mooney，2002；Fucketal，2008；Cordanietal，2009；Cordanietal，2010)。

基于地震波折射研究并結合其他形式的地震數據(如：地震波反射、聲納浮標、接收函數和地震模型)，首次繪制了涵蓋整個南美大陸及其周緣洋盆的等值線圖。這組新圖繪制基于以下幾個原因：其一，在過去十余年間，有關南美地殼結構的數據從數量和質量上都有顯著增長，新的地震調查(如，Wiggeretal，1994；Fluehetal，1998；Patzwahletal，1999；Bohmetal，2002；ANCORP Working Group，2003；Berrocaletal，2004；Schmitzetal，2005；Rodgeretal，2006；Scherwathetal，2006；Soaresetal，2006；Greenroydetal，2007)不僅覆蓋了迄今尚未探索的空白區(qū)域(如智利安第斯山脈和亞馬遜河流域)，與此同時對先前的研究區(qū)(如秘魯安第斯山脈和巴西東部)的分辨率也更高。另一方面，南美洲尺度的相關研究仍幾乎是空白，且通常依賴于被動源數據(如，Schmitzetal，1999；Assump??oetal，2002，2004；An and Assump??o，2005；Taveraetal，2006；Langeetal，2007；Heitetal，2008；W?lbernetal，2009)。本研究通過收集取自整個大陸，涵蓋多個地質單元和構造體的多種類型的地殼結構數據，系統(tǒng)整合了前人的研究成果。南美洲主要地質單元如圖1所示。

本文同時給出了南美洲地殼和莫霍面的S波速度等值線圖以及統(tǒng)計分析結果。這與最近發(fā)表的南美洲S波速度層析成像結果密切相關(如，van der Leeetal，2001，2002；Fengetal，2004，2007)。

上面所述新收集的數據已被納入一個綜合地震數據庫(網址見文后)。該研究中每一個數據點均由已發(fā)表的地殼模型中提取的一維速率—深度函數組成，其中75%的數據來源于地震折射數據得到的二維地震波速剖面。雖然我們盡可能包含了直至2011年所有公開發(fā)表的數據，但一些最近完成的地震調查數據尚不能全部獲取。盡管如此，本項研究仍首次給出了整個南美洲詳細合理的P波地殼屬性圖以及相應的S波地殼結構圖。本文所用的地震數據點位置如圖2所示。

本文所給出的圖包括地殼厚度(Hc)、全地殼P波平均速度(Pc)、結晶地殼P波平均速度(Pcc)、莫霍界面下方的P波速度(Pn)、全地殼S波平均速度(Sc)、結晶地殼S波平均速度(Scc)和莫霍面下方的S波速度(Sn)圖。另外，本文還給出了Pc/Sc，Pcc/Scc和Pn/Sn的速度比等參數的統(tǒng)計分析。我們通過對復雜速度數據的合成也得到了橫跨南美洲的多個地殼剖面圖。

1前人工作

基于地震折射數據得到的南美洲深部地殼結構圖迄今大多局限在安第斯山脈的局部地區(qū)(如，Wiggeretal，1994；Schmitz，1994；Bohmetal，2002；ANCORP Wor-king Group，2003；Alvaradoetal，2005；Gilbertetal，2006；Alvaradoetal，2007；Yoonetal，2009)以及大陸邊緣地帶(如，Bezadaetal，2008；Christesonetal，2008；Agudeloetal，2009；Pavlenkovaetal，2009)。此外，運用面波進行的一些區(qū)域模擬研究主要位于巴西(如，Nascimentoetal，2002；Assump??oetal，2002，2004；An and Assump??o，2004；Blaichetal，2008；Juliaetal，2008)和阿根廷(如，Schnabel，2007；Blaichetal，2009)。

第一個真正意義上的南美洲大陸尺度地殼厚度、莫霍面下方S波速度圖是由van der Lee等(2001，2002)和Feng等(2004，2007)通過體波層析成像繪制的。地殼2.0模型(Bassinetal，2000)雖然是一個全球尺度的模型，但南美洲也被很好地覆蓋在內。通過地震折射和反射數據、面波分析、層析成像以及其他形式地震數據的聯合，本文進一步獲得了首次大洲尺度的南美洲地殼P波和S波速度結構圖，這與我們在北美洲研究的方法類似(Chulick and Mooney，2002)。正因如此，本文獲得的南美洲地殼厚度模型可與地殼2.0模型(Bassinetal，2000)、van der Lee等(2001，2002)和Lloyd等(2010)的結果進行對比研究。

2數據和不確定性

我們已經編制了南美洲和周圍海洋地區(qū)的地殼和地幔頂部的地震波結構目錄，包括折射和反射剖面、面波和接收函數以及近震層析成像(Chulick，1997)等多種類型的數據。目前的南美洲目錄包含889個速度—深度函數(“數據點”)，其中約25%的數據其最大深度沒有達到莫霍面所在深度。我們在當前研究中使用了658個全地殼的數據點，其中約75%的速度—深度函數來源于地震折射結果?？紤]到在每個獨立數據點得到的沉積層厚度均存在不確定性，本文選取某一速度層位來界定為結晶地殼或稱固結地殼的頂界面深度。最終選取P波值5.8km/s為速度分層界面，該值比普通的沉積巖P波速度高，但低于所有花崗巖中P波的最小值(約5.9km/s)。同理，選取3.35km/s為對應S波速度分層界面。

圖1　南美洲主要地質單元(據Gubanov and Mooney，私人通迅，2012)。(原圖為彩色圖——譯注)

所得等值圖的精確度主要受限于已發(fā)表的地殼結構的不確定性。Mooney(1989)和Bostock(1999)對地殼和下地殼巖石層結構方法帶來的不確定性做了有益的總結。地殼模型的不確定性是由研究方法、研究的空間分辨率(如：炮點和記錄臺站之間的間距)以及數據處理過程中分析技術等多種因素引起的。通常，莫霍面深度計算的不確定度約為5%～10%。因此，一個40km的地殼厚度其誤差值約為±2～4km。由折射初至(如：Pn)計算得到的地震波速的精度可達1km/s的數百分之一以內(Mooney，1989；Chulick，1997)。

圖2　本研究所用的一維地震數據資料位置圖。詳見：http://earthquake.usgs.gov/research/structure/crust/sam.php

3結果

南美洲地質單元和地名如圖1所示，已編制的P波和S波的速度—深度函數數據點的位置見圖2。每個地震參數的統(tǒng)計分析見表1和表2。表3列出了建圖所用的數據類型(包括地震折射、接收函數等)和數據量。應用商業(yè)軟件構建的等值線圖見圖3至圖9，此軟件利用自然鄰點插值技術進行網格化計算。在某些數據覆蓋稀疏的地區(qū)(例如，亞馬遜盆地)其等值線不盡合理，在編輯這類地區(qū)結果時，應盡量避免出現明顯與地理特征相悖的錯誤，如陸殼出現了洋殼厚度尺度。所用數據的網址見文章結尾。

3.1　地殼厚度(Hc)

圖3顯示安第斯山脈下的陸殼不但異常厚，而且還存在橫向變化情況。在中安第斯山脈下方地殼形成了一個巨厚塊體，厚度達60km，而且從秘魯中部向南穿越玻利維亞西部一直延伸至智利北部。鑒于該區(qū)域地理上正對應于阿爾蒂普拉諾，為此我們推測阿爾蒂普拉諾為一個大陸性高原，在高原之下沿匯聚邊緣形成了巨厚的陸殼，這與青藏高原南部的結構類似。

Chulick和Mooney(北美,2002)Christensen和Mooney(全球,1995)本文(僅南美大陸地殼)本文(整個地殼)Hc/kmn337560526x36.1039.1743.83±σ8.978.5213.97±e0.480.360.609Pcc/km·s-1n255560346643X6.4356.456.4676.580±σ0.2350.230.2450.280±e0.0150.010.0130.011Scc/km·s-1n67140151X3.6393.6983.706±σ0.1630.1500.159±e0.020.0130.013Pn/km·s-1n320560355658X8.0188.077.9988.013±σ0.2050.210.2270.227±e0.010.010.0120.009Sn/km·s-1n767990x4.4714.5044.495±σ0.1650.1540.160±e0.0190.0170.017

表2本研究得到的地殼和地幔參數的統(tǒng)計分析。Hc=地殼厚度；Pc(Sc)=整個地殼P波(S波)的平均速度(即，包括沉積物)；Pcc(Scc)=結晶地殼(即低于沉積物)P波(S波)的平均速度；Pn(Sn)=地幔頂部的P波(S波)速度

參數平均值標準差數據點數Hc(大陸,km)43.8313.97526Hc(海洋,km)11.866.678363Pc(大陸,km/s)6.1910.377347Pc(海洋,km/s)5.5650.707303Pcc(大陸,km/s)6.4670.245346Pcc(海洋,km/s)6.7120.259297Pn(大陸,km/s)7.9980.227355Pn(海洋,>7.5km/s)8.0320.225303Sc(大陸,km/s)3.5870.156142Scc(大陸,km/s)3.6980.150140Sn(大陸,km/s)4.5040.15479Pc/Sc(大陸)1.7480.077677Pcc/Scc(大陸)1.7450.057575Pn/Sn(大陸)1.7710.043379

表3根據地殼類型和計算方法繪制的各個地殼和地幔頂部參數數據點的分布情況。Hc=地殼厚度；Pc(Sc)=整個地殼P波(S波)平均速度(即，包括沉積物)；Pn(Sn)=地幔頂部P波(S波)速度

HcPcPnScSn控制點總數88964365815490大陸控制點數52634635514279海洋控制點數3632973031211控制點來自逆地震折射率測量403349355810不可逆地震折射率測量91797975聲納浮標14141400分裂地震折射率測量17171700接收函數或地震模型2721321329454地震折射數據的時項分析00000層析成像反演4342421111面波分析368103410其他方法132900

圖3　根據地震數據得到的南美洲及毗鄰洋盆地殼厚度(Hc)等值線圖。在許多細節(jié)中可以看到：巨厚的克拉通向西地殼厚度變??；沿安第斯山脈走向地殼巨厚(>50km)，向南地殼厚度明顯逐漸減薄(從智利中部的50km到火地島的30km)。紅線標示了25km的等值線(原圖為彩色圖——譯注)，勾畫出了南美洲大陸邊界的陸向邊緣。西邊緣(10km和30km的等值線之間的區(qū)域)較窄(<100km)，而東邊緣要寬闊的多(可達1000km甚至更寬)。地名的位置見圖1

智利中部的安第斯山脈的地殼也很厚(>50km；參見Wagneretal，2005；Heitetal，2008；Yoonetal，2009；Lloydetal，2010)。往南至智利南部及巴塔哥尼亞地區(qū)的南安第斯山脈，地殼逐漸變??；在火地島地區(qū)，地殼厚度僅約30km(Lawrence and Wiens，2004；Lloydetal，2010)。

秘魯中北部地殼數據要遠少于其南部地區(qū)(James and Snoke，1994)。然而，已完成的地震折射調查和地震模擬結果也顯示了北安第斯山脈下地殼厚度的變化趨勢(Ocolaetal，1975)。有證據顯示，秘魯北部地殼較薄，約40km，向北，地殼又變厚，至哥倫比亞及委內瑞拉西部其厚度不小于50km(Mooneyetal，1979；Schmitzetal，2005)。

圖3也顯示圭亞那和巴西地盾下方(圖1)為一中等尺度的地殼厚度(>40km)，往西至大陸中部區(qū)域地殼厚度逐漸變薄(約35km)。這一中等尺度的地殼厚度(約35km)與以前的研究結果一致(如，Soaresetal，2006)，也與其他地盾的地殼厚度接近[例如：加拿大地盾(35~50km)，Eatonetal，2005；波羅的海地盾(35~55km)，Balling，1995]。目前地殼厚度向西減薄的程度尚不確定，需要等待亞馬遜和查科盆地，以及沿低谷和拉普拉塔河河口地震工作的完成(圖1)。

南美洲北部海岸(主要是從玻利瓦爾和圭亞那調查)及智利(多種類型)地區(qū)新數據的添加更好地闡述了大陸邊緣和陸內地殼之間的關聯性。與此相反，巴西東南部的數據則顯示巴西中央海岸下方莫霍面約束并不好，這是由于該區(qū)域僅有地震反射調查和一些面波分析，而無地震折射、地震層析成像和接收函數模型。

與地殼2.0模型相比(Bassinetal，2000)，本研究中地殼厚度的變化模式更接近于S波層析成像3SMAC模型結果(Nataf and Richard，1996)；與本研究中相比，地殼2.0模型基于一個老的、且很少擴大的數據庫版本。本文結果也與van der Lee等(2001，2002)利用S波層析成像技術得到的SA99莫霍面分布圖一致。我們觀測到的一些莫霍界面形態(tài)特征在他們的成果圖中也有體現，如阿爾蒂普拉諾是一個地殼增厚單元，秘魯北部地殼較薄，安第斯山脈和克拉通之間顯示南、北向拉長的減薄地殼特征。

圖4　顯示整個地殼平均P波速度(Pc)的南美洲地圖。白點是數據點/控制位置。高平均速度似乎普遍適合于哥倫比亞、秘魯南部、亞馬遜盆地、智利最北端和智利中部，而低平均速度似乎發(fā)生在秘魯中部、玻利維亞南部和智利南部。然而，正如預期，南美大陸的整體平均最高速度出現在地盾之下，而最低值出現在亞馬遜河和拉普拉塔河口的大盆地。地名的位置見圖1

圖5　顯示結晶地殼的平均P波速度(Pcc)的南美洲地圖。白點是數據點/控制位置。地圖明確區(qū)分速度較低(一般<6.6km/s)的花崗巖大陸地殼和片麻巖海洋層3地殼(速度一般>6.6km/s)。一個非常顯著的特征是介于南緯25°～35°的大陸地殼的東西帶，其中的數據似乎表明為一平均結晶速度普遍較低(<6.2km/s)的地區(qū)。另外，從大西洋一側去除沉積巖將導致等效的海洋值

本研究與Lloyd等(2010)得到的莫霍面圖相比，在有數據約束的區(qū)域兩者結果基本一致。Lloyd等(2010)應用接收函數數據添補了亞馬遜河盆地，并發(fā)現兩個地殼明顯增厚區(qū)。部分增厚可能與古生代的地幔柱有關(Schmitzetal，2002；Lloydetal，2010)。

正如本文上述討論，我們的地殼厚度等深圖(圖3)清楚勾畫了南美大陸邊緣帶，特別是沿西海岸一側。結果顯示西側邊緣(地殼厚度為10~30km區(qū)域)較狹窄(<100km)，而東側邊緣局部地區(qū)則寬闊的多(最寬處可超過1 000km)。雖然我們推測的南美陸緣邊界與大西洋被動邊緣的吻合性(如上所示)不及其與太平洋匯聚邊緣的吻合性，但總體來看這兩個邊界與實際大陸架的位置和寬度都能很好地對應。

對圖3中地殼厚度的簡單平均可得到南美大陸地殼的平均厚度為45.3km，對應的標準差為13.1km。然而，安第斯山脈已完成的地震探測與其結果(其中大約一半數據來自該區(qū)域)并不相稱(如，James，1971；Regnieretal，1994；Becketal，1996；Dorbath，1996；Myersetal，1998；Yuanetal，2000；Baumontetal，2001；Bohmetal，2002；Frommetal，2004；Alvaradoetal，2005；Heitetal，2008；W?lbernetal，2009)。因此，安第斯山脈地殼較厚可能是過多的平均處理所致。由于南美洲許多地殼較薄地區(qū)其采樣點較少，因此上述用簡單平均法計算的地殼厚度值比全球平均值(39.2km)(Christensen and Mooney，1995)要厚6km。

為彌補南美洲一些區(qū)域重復采樣和另一些地區(qū)采樣不足的缺陷，我們應用繪制等值線圖的商業(yè)軟件Surfer9的網格插值函數，根據原始地殼厚度值得到了一套等間距的人造厚度值。而后，對這些值賦以恰當的權重和平均，從而得到更接近實際的南美洲地殼平均厚度結果。我們在緯度15°N~60°S，經度20°W~90°W的范圍內創(chuàng)建了一個均勻的1°×1°網格，并非利用軟件直接從網格得到等深圖，而是生成一個帶網格點的ASCII文件。該文件包含3欄數據，第一欄是每個網格點的緯度(θi)，第二欄為經度，第三欄是網格點的地殼厚度值(Hi)，該值由原始離散的地殼厚度數據通過相鄰插值算法得到。而后我們根據如下的描述，手動修改此ASCII文件。

我們通過網格點的高程值來剔除洋殼厚度值，如高程低于-0.5km(低于海平面超過0.5km)的網格點被認為是洋殼，因而將其剔除，剩下的則需要手動來識別異常值。事實上洋殼下方幾乎所有地殼增厚的異常值都被剔除。

圖6　南美洲地下莫霍面的P波速度(Pn)。白點是數據點/控制位置。大陸內部的大部分地區(qū)地幔的Pn速度至少為8.0km/s。這種模式的一個顯著例外是在安第斯山脈中。安第斯山脈的大部分地幔位置略低，其Pn速度小于或等于8.0km/s，但這種模式在南緯20°～30°有一個中斷，可能與納斯卡板塊“平緩板塊”有關，但是在秘魯的“平緩板塊”之下，我們并沒有觀測到相似的形態(tài)特征

(1)

然后，加權標準差的計算為：

(2)

3.2　全地殼P波平均速度(Pc)

圖4給出了南美洲及其周邊洋盆的全地殼P波平均速度。該等值線圖印證了Chu-lick和Mooney(2002)的觀測結果，即大西洋海床地殼平均速度相對較低(通常<6.0km/s)，而東太平洋海床的平均速度則相對較高(通常>6.4km/s)。這一差別可能是源于古老的大西洋海床(如，Blaichetal，2011)形成時其洋中脊的慢速擴張，因此其沉積層較厚；而年輕的東太平洋海床形成時洋中脊擴張速度要快(見圖12a-f顯示的剖面)。綜合這些數據，我們可以清晰地勾畫出亞馬遜河口外以及南大西洋大面積、深厚的低速沉積盆地，與之形成鮮明對照的是與海溝充填相對應的南太平洋區(qū)域狹窄的低速區(qū)。

在陸殼內，圖4顯示地殼平均速度沿安第斯山脈的長軸方向的變化情況。這些在山脈中由高、低速交替出現形成的“條帶”也被其他許多區(qū)域研究觀測到(如，Wiggeretal，1994；Schmitz，1994；Yuanetal，2000，2002；Baumontetal，2001，2002；Beck and Zandt，2002；ANCORP Working Group，2003)，但是本文給出了沿該整個山鏈的總體框架圖。哥倫比亞、秘魯南部、智利的北端和中部平均速度要高，而厄瓜多爾、秘魯中部(3個數據點有地震模型)、玻利維亞南部(約20°S)和智利中部(30°~35°S)速度較低。在安第斯北部地區(qū)發(fā)現厚地殼和高波速之間存在一定相關性。秘魯北部和中部以及智利中北部的低速區(qū)大致與秘魯—智利(南美大草原)平緩板塊區(qū)相對應。然而，由于在秘魯中部和北部數據稀少(如上所述)，低速帶與秘魯平緩板塊的相關性并不明顯，因此這里我們無法給出明確的結論。Pc低速帶與南美大草原平緩板塊的關聯性較高，這可能與該區(qū)有大量可用數據有關。事實上，觀測數據顯示南美大草原平緩板塊區(qū)西部的速度分布形態(tài)如同射擊的“靶”，一個高波速值位于“靶心”，周圍則低速帶環(huán)繞。

與通常認為的一樣，陸殼內所有高平均速度值都出現在地盾區(qū)。橫跨巴西中部存在一個高速(>6.6km/s)地殼帶，然而由于缺少實測數據的支持，該等值線帶有一定的主觀性。但無論如何，這一區(qū)域的平均波速至少不會低于6.4km/s(巴西東部遠處大于6.6km/s等值線是可以肯定的，但是沿海岸的數據稀缺，因而其約束力不強)。

圖7　南美洲地殼S波平均速度(Sc)。白點是數據點/控制位置。圖中最顯著的特征是南美大陸北半部(>3.5km/s)與南半部(<3.5km/s)間地殼S波平均速度的鮮明對比。此外，S波圖暗示了安第斯山脈沿線的速度變化，例如在南部安第斯山Sc速度較高(>3.5km/s)，而在智利中部的安第斯山和南美大草原平緩板塊區(qū)S波速度較低(3.0～3.5km/s)

最后，從圖4中可以看到大陸區(qū)高平均地殼波速值與擠壓造山帶緊密相聯，同樣我們可以得出伸展和/或拉張地殼與低速度帶之間密切相關，如阿根廷西北部前科迪勒拉山脈(伸展構造樣式之一——譯注)、亞馬遜河口以及拉普拉塔河谷下游等地。

3.3　結晶地殼P波速度(Pcc)

圖4顯示較厚低速沉積物的區(qū)域對全地殼P波平均速度等值線產生強烈影響。因此，我們也單獨計算了結晶地殼(例：表層沉積物和沉積巖下，一般認為速度要<5.8km/s)的P波平均速度。圖5可清晰地識別出速度相對低的花崗巖質的大陸地殼(總體<6.6km/s，Christensen and Mooney，1995)和片麻巖質洋殼第3層地殼(總體>6.6km/s)，這也證實了Chulick和Mooney(2002)在北美洲的研究結果。Pcc數據也清楚顯示安第斯山基底速度總體低于地盾區(qū)(哥倫比亞西部和智利北部除外——沿安第斯山脈地殼速度存在分段性)。

圖5中的一個顯著特征是南緯25°~35°存在一個東西向條帶狀的大陸地殼波速分布。這些數據可能暗示該區(qū)結晶基底的平均速度較低(<6.2km/s)。該區(qū)下伏著俯沖的納斯卡板塊的平緩板塊，其對應著安第斯火山弧的空缺區(qū)域(例，Isacksetal，1968；Cahill and Isacks，1992；Ramosetal，2002；Gilbertetal，2006；Gansetal，2011)。該區(qū)域可類比于美國西南部，那里古老法拉隆板塊的平緩板塊部分俯沖于其下方(如，Helmstaedtetal，2004；Gorbatov and Fukao，2005)。如同美國西南部一樣，南美洲這個平緩板塊區(qū)上方也形成了盆地山脈構造區(qū)；北美的盆地山脈構造區(qū)也下伏著極低速(<6.2km/s)、高熱流值的結晶地殼(Becketal，2005)。同樣因為數據稀疏的原因，對于更北邊的秘魯“平緩板塊”區(qū)，依然不能直接給出上述結論，僅能推測該區(qū)Pcc速度低。

最后需要指出的是，南美洲南部比北部地盾區(qū)的Pcc速度普遍要小，這不僅因為其速度低，而且與周邊幾個地區(qū)如智利北端和烏拉圭陸架區(qū)的低Pcc值有關。

圖5顯示的另一個特征是太平洋東部納斯卡海脊為異常低速(<6.6km/s)的第3層洋殼區(qū)。

全球P波平均速度為6.45km/s(Christensen and Mooney，1995)，我們發(fā)現其與南美大陸的結果(6.47km/s)具有很好的一致性。由于結晶地殼的平均速度與地殼組分相關，而該參數似乎又具有全球的普遍性，這將為“地殼在過去至少30億年是一個統(tǒng)一的全球尺度形成過程”假說提供有力證據。

圖8　南美洲結晶地殼的S波平均速度。白點是數據點/控制位置。本圖最顯著的特征是智利北部與阿根廷下的南美大草原平緩板塊區(qū)對應的低速區(qū)(<3.5km/s)。安第斯山下Scc的結果與我們先前觀測的沿安第斯山脈不同段的“速度帶”或速度變化的研究結果具有一致性

3.4　莫霍面下方P波速度(Pn)

Pn是巖石層地幔頂部的地震波速度，其等值線圖見圖6。值得注意的是，由于方位角覆蓋范圍不充分，因此不能很好校正地震的各向異性。這無疑是圖6中觀測到的許多小尺度異常特征的原因之一。Pn大陸尺度的變化特征主要歸因于巖石層溫度的變化情況(如，Artemieva and Mooney，2001)，而非各向異性。不管怎樣，圖6還是給出了莫霍面下方Pn的一些變化特征。

大陸內部Pn波速度多數不低于8.0km/s，安第斯山脈除外。安第斯山脈下方的Pn波速(<8.0km/s)略低于大陸內地幔頂部的速度。該異?？赡芘c安第斯的俯沖過程有關，這也與其他俯沖帶情形類似(如，Iwasakietal，1994；Hyndmanetal，2005)，可能暗示其下方地幔發(fā)生了蛇紋巖化(Barklageetal，2006)。與上述模式有所不同，安第斯山脈南緯30°左右區(qū)域下方的Pn大于8.0km/s，可能與本文其他章節(jié)也有討論的南美大草原平緩板塊有關。因此，Pn分布模式可反映板塊上方低速的地幔通道和板塊幾何形態(tài)等特征。

沿智利海岸和安第斯山西緣的Pn總體較低，例外情況是在22°S和30°S速度較高。這可能與沿智利海岸和秘魯中部下方俯沖帶的不同特征有關。其次厄瓜多爾/哥倫比亞海岸區(qū)域與智利具有相似的Pn特征。同時，我們注意到巴西南部的數據表明沿巴西東南海岸下方的Pn也相對較低。

大陸尺度的Pn波速變化特征主要與巖石層的熱狀態(tài)有關，Pn低速與巖石層高溫異常有關(如，Mooney and Braile，1989)，安第斯山脈的一些區(qū)域或許與含水有關。例如，智利中北部安第斯山下Pn高速可能與缺少火山活動的低溫異常有關，這可能是平緩板塊所致。我們觀察到在巴西地盾和大部分海床Pn速度(>8.0km/s)較高，而在阿根廷海盆和智利海嶺下方Pn速度較低(<7.8km/s)。

3.5　地殼S波平均波速(Sc)

全地殼S波平均速度(Sc)的可用數據點(142個)較Pc要少得多，因此Sc波速等值線圖的解釋需謹慎。

南美洲Sc等值線和數據點位置圖見圖7所示。圖中最明顯的特征是整個大陸的北半部(>3.5km/s)和南半部(<3.5km/s)的地殼S波平均速度差異較大。這種速度的兩分性也體現在地殼P波平均速度圖中(圖4)，不同的是因為P波可用數據密度更高，所呈現的局部細節(jié)更多，因而可能掩蓋了這一整體特征。

其次，S波平均速度圖也顯示了與P波速度圖同樣的特征，即安第斯山脈不同段存在速度變化特征。例如，南安第斯山Sc速度較高(>3.5km/s)，而智利中部的安第斯山，以及智利北部和阿根廷、玻利維亞南部之下的南美大草原平緩板塊區(qū)Sc速度較低(<3.5km/s)。Sc低速異?？傮w與Pc低速異常區(qū)相對應，且可能主要發(fā)生在高熱流值(上文已述)和/或地殼拉張區(qū)(下文述及)。

由于海床下方缺少已發(fā)表的S波地殼數據，因而大大限制了我們的觀測研究。阿根廷海盆幾個現有模型均顯示該區(qū)Sc值較低(約3km/s或更低)，這與正在發(fā)育的沉積盆地相對應。巴西海盆下方則缺少這樣的數據模型，因而用網格化軟件(以及后面的等值線)計算該區(qū)高速異常區(qū)的分布并不切合實際。圖7中3.6km/s的等值線與沿大西洋海岸的陸緣吻合性較好(而且似乎與巴西克拉通的西緣也相關)。

3.6　結晶地殼的S波速度(Scc)

結晶地殼的S波平均速度(Scc，見圖8)的計算方法與計算Pcc速度相似。這里我們假設結晶地殼頂部的最小速度為3.35km/s(VP/VS=1.73)。

圖9　南美洲莫霍面下的S波平均速度(Sn)。由于僅有90個數據點(白點)可用于構建本圖，因此本圖應作為初步圖件成果。Sn圖顯示地盾(古老、冷的克拉通)下方速度高，而安第斯山脈下(熱、低速的板塊上方的地幔通道)速度低

圖8也可以看到一些顯著特征。譬如，亞馬遜流域西部Scc值相對較高(>3.8km/s)，而大部分地盾區(qū)則為相對低速區(qū)(3.6～3.7km/s)。通過仔細觀察我們發(fā)現巴西地盾Scc存在局部變化特征，即從內陸(約3.6km/s)到海岸附近(約4km/s)逐漸增大。

圖8中最醒目的特征應該算是在智利和阿根廷北部平緩板塊區(qū)的低速(<3.5km/s)帶。這與上文討論的美國西南部盆地山脈區(qū)觀測到的Pcc低速異常結果一致。該低速區(qū)范圍較大，且被一條南北向延伸高速的“脊”一分為二，這與南美大草原平緩板塊區(qū)P波的“靶心”狀形態(tài)(如上所述)一致。另外玻利維亞南部的數據則清楚地揭示出伸展構造區(qū)的Scc值要低的多。

安第斯山區(qū)的Scc結果與之前我們P波模型中速度分段式變化或稱“速度帶”結構一致?？偟膩砜矗驳谒股较碌腟cc速度極低。在安第斯山的南北兩邊Scc速度高(>3.75km/s)，而秘魯中部一直延伸到智利中部的區(qū)域(阿爾蒂普拉諾高原和兩個平緩板塊區(qū)，見上述)的Scc速度較低(<3.75km/s)。另外，還可以發(fā)現從西(<3.7km/s)到東(>3.8km/s)橫跨巴西南部地盾存在一橫向速度梯度。相比之下，巴西地盾大部分區(qū)域下方Scc速度高，但其速度仍比圭亞那地盾下方的要慢0.1km/s。最后，洋殼(如阿根廷海盆區(qū))下方幾個S波模型清楚顯示圖中洋殼第3層區(qū)域的Scc速度最高(約為3.9km/s)。

3.7　莫霍面下S波速度(Sn)

南美大陸僅有79個數據點可用于構建Sn速度等值線圖(圖9)。鑒于數據的稀缺，本圖應作為初步圖件成果。

粗略地比較Pn圖(圖6)和Sn速度圖(圖9)，可以發(fā)現高、低速分布大體是一致的——地盾(古老、冷的克拉通)下方速度較高，而安第斯山脈(熱、低速、板塊上方的地幔楔)下方速度較低。圖中還暗示，沿安第斯山脈鏈——可能位于哥倫比亞(1點)、智利中部(1點)以及南美大陸南端的下方為高速段(準確的說是一個速度變化的邊界)。

Pn和Sn兩張等值線圖也有一些差異。最顯著的如安第斯山在南美大草原平緩板塊區(qū)下方Pn明顯高，而Sn則相對低。仔細分析兩張圖及其速度—深度數據庫模型發(fā)現，該區(qū)域一些數據點本身就具有高Pn值、低Sn值的特征。

將圖9與SA99(van der Leeetal，2001，2002)的100km深度S波速度圖比較，可以發(fā)現它們的結果大體相似。在100km深度，SA99模型顯示高速地幔下伏于大陸內部，而其周邊大陸邊緣則被低速地幔所包圍。我們的Sn圖顯示了相似的格局，即陸內表現為Sn高速，而陸緣則表現為Sn低速。

3.8　地殼速度結構剖面

圖10是根據周圍地質體的速度隨深度變化函數合成的橫跨南美大陸的5張剖面。剖面位置見旁邊的插圖，主要為橫穿巴西地盾、南緯20度、南緯33.5度、南緯55度以及沿南美大西洋海岸的剖面。不同剖面垂直放大率有所不同。為了構建這些剖面圖，我們還同時使用了下文將述及的一些繪制等值線圖的方式方法。

首先選擇一組P波速度層，如4.0，5.8，6.2和6.6km/s的(它們分別大致對應后古生代沉積層、結晶陸殼或洋殼第2b層的頂部、中地殼頂部、高速的大陸下地殼或洋殼第3層的頂部)。然后，從一維速度—深度函數的數據庫中選出這些水平層對應的深度；接著根據高程數據(來自ETOP02，National Geographic Data Center，2001)和莫霍面深度，應用相關軟件繪制出一系列相對于海平面的這些水平層所對應的等值線深度圖(點和點之間采用線性插值)。對每個等值圖應用軟件的SLICE功能和每個等值線圖的“切片”，就可以繪出我們所需要的剖面圖。

為了更好地解釋每個剖面，我們從數據庫中選取距離該剖面線一定范圍內(300km)所有的一維速度—深度函數(黑色為P波數據；紅色為S波數據)。從剖面圖上我們可以看到南美大陸的許多地球物理特征(如沉積層、南美大草原平緩板塊和安第斯山下山根狀的加厚地殼等細節(jié)特征)。

南美大草原平緩板塊俯沖區(qū)的大量數據來自CHARGE(如，Wagneretal，2005；Alvaradoetal，2009)和CHARSME(如，Monfretetal，2005；Deshayesetal，2008)的實驗調查。我們應用軟件構建的等值線模型揭示了Pcc圖(圖5)的靶心狀構造，大致以32°S，68°W為中心，中心速度較高(>6.4km/s)，向四周同心環(huán)速度逐漸減小(<6.0km/s)。這與Alvarado等(2009)的研究結果一致。這一圓頂狀構造與Alvarado等(2009)推斷的庫亞納(Cuyana)地體其地殼厚達60km的結果相吻合(本文模型中地殼厚約50km)，同時推斷其下地殼的P波速度相對較高，達6.5km/s(本研究模型的圓頂狀區(qū)域)。在距離平緩板塊核心區(qū)南部100km到約200km的區(qū)域，較高的VP/VS=1.83比值也與本研究結果(6.4/3.5=1.81)相近(見圖1和圖2，Alvaradoetal，2009)。

Alvarado等(2009)比較了該區(qū)域與鄰近的潘帕地塊(位于其東北部，中心坐標近30°S，65°W)，發(fā)現潘帕地塊的地殼厚度(約35km，而本文模型結果約為40km)與平均值相近，同時其P波速度較低，為6.0km/s(本研究模型該值小于6.0km/s)，VP/VS比值正常，為1.73(本研究模型為6.0/3.5=1.71)。他們把這種差別歸因于納斯卡板塊在俯沖下插的過程中析出的流體與庫亞納地體的下地殼通過水合反應發(fā)生的同化過程所致。

圖10　南美大陸的橫截面剖面圖。字母表示剖面線上或附近的速度剖面，數字表示在這些位置的速度值(黑色為P波的數據點；紅色為S波的數據點)(原圖為彩色圖——譯注)。所有數據點均位于距剖面線300km的范圍內。(A)橫跨巴西地盾(垂直放大率約110倍)；(B)南緯20度(垂直放大率約為110倍)；(C)南緯33.5度(垂直放大率約為130倍)；(D)南緯55度(垂直放大率約為130倍)；(E)大西洋海岸附近(垂直放大率約200倍)。在所有圖中，亮藍色與亮黃色區(qū)域表示沉積層；紅色區(qū)域表示上地殼；綠色區(qū)域表示中地殼層；深藍色區(qū)域表示下地殼層。所有地層都是通過數據點插值得到，并使用本文提及的速度約束方法

圖11　南美地殼原始(a)和網格化后(b)地殼厚度數據(Hc)的直方圖。整個南美大陸地殼厚度數據1°網格分布見圖(c)。由于大多數數據點位于較厚的安第斯山地區(qū)，我們得出的南美大陸地殼平均厚度可能會有偏差(原圖為彩色圖——譯注)

3.9　地球物理參數的統(tǒng)計分析

各等值線圖中地震參數的統(tǒng)計分析見表1和表2。幾個地震參數的比值(Pc/Sc，Pcc/Scc，Pn/Sn)也列于表2。由于缺少數據覆蓋(許多P波的一維速度—深度模型找不到對應的S波模型，反之亦然)，這些比值無法在圖中展示。表1展示了Christensen和Mooney(1995)的全球大陸及Chulick和Mooney(2002)的北美洲的統(tǒng)計結果的比較。Christensen和Mooney(1995)的工作基于全球560套陸內地震反射數據點。這些地震參數的直方圖見圖11和圖12。

南美洲全地殼P波平均速度(Pcc)為6.47km/s(表1)。Christensen和Mooney(1995)測得的Pcc全球平均值略低(6.45km/s)，我們推測其他大陸的Pcc數據也應該接近這個近似值，事實上，Chulick和Mooney(2002)得到的北美洲結果與其也相當接近(6.44km/s)。

本文得出的南美洲Pn平均速度(8.00km/s)較Christensen和Mooney(1995)的全球平均值(8.07km/s)略小，而與Chulick和Mooney(2002)的北美洲研究結果(8.02km/s)較接近。鑒于這些分析用到的統(tǒng)計樣本量大，各大陸的Pn平均速度估算值可靠性高，因而即使再增加數據，Pn也不太可能發(fā)生大幅變化。但是需要指出的是，這些統(tǒng)計的結果都是以地幔的各向同性為基礎。一個6%的各向異性將會使Pn速度隨方位角產生±0.5km/s的變化(例如，7.5～8.5km/s)。Pn速度還取決于地幔組分，特別是溫度的變化(Artemieva and Mooney，2001)。

等值線圖3~9所用數據的直方圖可用來了解地殼屬性。原始未加權數據的統(tǒng)計和直方圖顯示地殼厚度的眾數值為43.83km(圖11a)，以全球尺度而言該值表示加厚地殼(Christensen and Mooney，1995)。如上所述，由于南美洲安第斯山區(qū)地殼剖面較多，而南美大陸中部數據相對缺乏，因而這一高估值可能有偏差。圖11a顯示在所有大陸地殼厚度測量結果中，超過一半的值在40km以上。然而，用1 832個網格點構建、用于加權平均的直方圖(圖11b)顯示了更真實的“鐘型曲線”，其眾數值約為38km，接近加權平均值38.17km。這一加權平均值就是表2給出的Hc值。

Pc的直方圖(圖12a)顯示了兩個適中的峰值，這種現象在Sc直方圖(圖12b)和Pcc，Scc直方圖(圖12c和12d)中也有所顯現，說明南美大陸地殼P波和S波平均速度均具有雙峰模式。我們的全球數據庫顯示所有其他大陸(數據極少的南極洲除外)的Pcc具有相似的雙峰情況(Chulick and Mooney，2002)。這種雙峰分布可能暗示大陸地殼的兩種端元類型。根據下地殼層是否存在高速(6.9～7.3km/s)可以區(qū)分出這兩種地殼類型。薄地殼(20～35km)通常缺乏高速的下地殼層，且地殼Pcc平均速度低(<6.5km/s)。厚地殼(30～50km)，特別是穩(wěn)定大陸內部的厚地殼(如地臺和地盾)通常具有高速下地殼層，因此地殼平均速度相對較高(>6.5km/s)(Meissner，1986；Mooneyetal，1998)?？傮w而言，這兩個地殼類型顯示全球大陸地殼平均速度為6.45km/s。

Pn速度在平均值7.998km/s附近出現尖峰(圖12e)。超過75%的Pn速度測量結果落在7.8～8.2km/s的范圍內，與各向異性考慮得出的結論一致。Sn速度值則在4.50km/s附近出現峰值(圖12f)，接近統(tǒng)計平均值4.504km/s(表2)。

4結論

本文對南美洲及其附近洋盆的地殼和地幔頂部的地震學結構進行了統(tǒng)計分析并繪制了新的等值線圖。這些結果均是基于大量新的地震學測量數據，包括某些先前未探索地區(qū)的數據。我們主要使用地震折射調查得到的結果，其他數據則主要來源于地震層析成像研究、面波和接收函數研究(表3)。本文所得結論如下：

(1)南美洲大陸地殼厚度(Hc)889個測量結果的加權平均值為38.17km，這比全球平均值39.2km小約1km(Christensen and Mooney，1995)，我們的分析工作涵蓋眾多海洋區(qū)測量結果，既包括對淺而薄(20~25km)大陸架的測量結果，也包括對較厚的安第斯山脈地殼的測量結果。

(2)結晶地殼的全地殼P波和S波平均速度直方圖均具有雙峰特征。地殼平均速度低(小于約6.5km/s)與薄地殼中缺乏高速(6.9~7.3km/s)的下地殼層有關。地殼平均速度高(大于約6.5km/s)與中等尺度的厚陸殼(約40km)含高速下地殼層有關。

(3)太平洋東部地殼P波平均速度要高于大西洋西部地殼，這是由于太平洋東部存在一個更薄的沉積物層(層1)。Chulick和Mooney(2002)對北美外的大西洋和太平洋海盆進行了相似的觀測，其研究結論與本文一致。

圖12　(a)南美洲地殼P波速度(Pc)直方圖。圖中略顯雙峰分布的狀態(tài)，分別位于6.00km/s和6.20km/s。(b)南美洲地殼S波速度(Sc)直方圖，也略微顯現雙峰分布，分別位于3.50km/s和3.62km/s。(c)南美洲結晶地殼P波速度(Pcc)直方圖(去除沉積物)，注意略微顯現的雙峰分布，分別位于6.50km/s和約6.80km/s。(d)南美洲結晶地殼S波速度(Scc)直方圖，結果略顯雙峰，分別位于3.55km/s和近3.70km/s。(e)南美洲上地幔P波速度(Pn)直方圖，注意8.00km/s和8.10km/s之間的尖峰。(f)南美洲上地幔S波速度(Sn)直方圖(原圖為彩色圖——譯注)

(4)南美洲結晶地殼的P波平均速度為6.47km/s，近似于Christensen和Mooney(1995)得到的全球平均值6.45km/s。由于地殼平均速度與地殼成分有關，因此這一參數的均一性強烈支持“全球尺度的地殼形成在至少過去30億年間一直是均勻過程”的假說。

(5)南美大陸下Pn平均速度為8.00km/s，并且所有測量結果中超過75%的值位于7.8~8.2km/s的范圍內。

(6)安第斯山脈下方的地殼較厚，但具有高度變化性。安第斯山脈的地殼厚度從哥倫比亞北部和阿爾蒂普拉諾高原下方的60km以上，變化到火地島下方的最薄值30km。阿爾蒂普拉諾高原與青藏高原類似。

(7)安第斯山脈和圭亞那—巴西地盾之間的地區(qū)通常具有大于40km的地殼厚度，支持“較淺的莫霍面深度對應于地殼拉張區(qū)”這一結論。

(8)沿安第斯山脈長軸地震波速度變化很大，說明構造上有局部改變。

(9)南美大草原平緩板塊作為納斯卡俯沖板塊的一部分，其上方的南美地區(qū)與美國西南部的地質構造具有相似性。除了先前研究的前科迪勒拉盆嶺區(qū)外，該地區(qū)下方地殼薄，且殼內P波與S波的速度很低。秘魯平緩板塊區(qū)由于數據覆蓋不足，因而難以得出相似結論，但那里也觀測到低速的跡象。

(10)海洋地殼與上地幔地震波速度的區(qū)域性變化可用于辨別某些海洋地理特征，例如納斯卡海脊、智利海嶺和阿根廷海盆等。

完整的南美洲數據庫和相關參考文獻表請參見本文作者的如下網址：http：//earthquake.usgs.gov/research/structure/crust/sam.php.

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譯自：JournalofSouthAmericanEarthSciences.2013.42：260-276

原題：Seismic structure of the crust and uppermost mantle of South America and surrounding oceanic basins

(浙江省海洋水產研究所薛彬譯；國家海洋技術中心劉偉校；張瑞青復校)

薛彬(1983-)，男，國家海洋局第二海洋研究所海洋地質專業(yè)碩士研究生，工程師，主要從事海底構造與地球物理研究，Tel：15924015620，E-mail：xuebin.soa@gmail.com。

譯 者 簡 介

doi：10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201504002