华南雪峰山地区新元古代岩石弹性性质研究

普腾飞

内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京大学 地球科学与工程学院，南京 210023

岩石的地震波性质（VP、VS、波速各向异性）可以解释地震观测资料，综合研究岩石的地震波速度、密度、孔隙度、泊松比、各向异性、显微构造与区域构造变质变形历史，对于解释地壳和上地幔结构、物质组成和构造演化具有十分重要的意义（Ji et al., 2007；
王勤，2007）。地球物理资料解释具有多解性和不确定性，岩石高温高压实验可以研究与模拟地球内部温压条件，在高温高压条件下，对岩石的弹性波速进行实验研究能够为地球物理资料解释提供重要的指导。

已有研究表明，影响地震波波速的因素有很多，包括岩石的岩性、成分（矿物组成和化学成分）、密度、孔隙率、孔隙所含流体、围压、温度、风化和蚀变、层理面和节理性质（填充物、水、倾向和走向）等（Sharma, 2007）。Birch（1960；
1961）采用超声脉冲透射技术在活塞—圆筒实验装置中,分别对常温、0.1~1.0 Gpa 压力范围内70 多种岩石（主要是岩浆岩和变质硅酸岩，从蛇纹岩和花岗岩到富铁的纯橄榄岩和榴辉岩）纵波速度进行了测量，发现在0.3~0.4 GPa 压力范围, 岩石的波速随压力呈非线性快速增长, 当压力超过0.4 GPa后, 岩石的波速随压力呈线性缓慢增长，认为初始速度随压力的快速增加是由于孔隙空间的闭合，并在1961 年对250 个岩石样品做了进一步地震波性质测量，认为波速受孔隙度、蚀变、矿物各向异性和矿物组成等的影响。弹性各向异性是壳幔岩石重要的特征，地壳浅部岩石地震各向异性通常被认为是由裂缝或者裂缝择优取向造成的，地壳深部通常由于高压导致裂隙关闭，各向异性主要由云母和角闪石晶格优选定向造成，Geoffrey 等（2009）对喜马拉雅山脉西部正片麻岩（原岩为花岗闪长岩，矿物组成主要是长石、石英、黑云母，其次是白云母）矿物组构、波速、各向异性进行了研究，认为如果大陆中部地壳以长英质/花岗质成分为主，则云母是地震各向异性产生的主要原因；
Kern（1990；
1993；
1996；
2008）对大量岩石样品进行波速测量，研究了0~700 MPa 压力范围内波速各向异性与岩石组构、矿物各向异性之间的关系, 认为波速各向异性主要受矿物的晶格优选定向控制，在对Outokumpu 科学钻孔黑云母片麻岩不同压力下波速各向异性的研究中认为在150 MPa 下定向微裂纹主要影响岩石波速，晶格优选定向（LPO）和形状优选定向（SPO）影响较小，黑云母比石英和长石的影响更大，压力在150 MPa 以上岩石波速各向异性主要受黑云母晶格优选定向（LPO）和形状优选定向（SPO）影响。Tatham 等（2008）对苏格兰西北部角闪岩矿物组构、地震波特征进行了研究，结果表明在地壳深部基本不含有黑云母的情况下，角闪石是造成岩石波速各向异性的主要原因。Barberini等（2007）对意大利北部阿尔卑斯山脉角闪岩矿物组成、化学成分、微观组构以及0~300 MPa 压力范围内波速特征进行了研究，认为岩石波速随角闪石含量、MgO和Fe2O3含量增加而增加，随斜长石含量、SiO2含量增加而减少,波速各向异性主要受角闪石晶格优选定向影响，斜长石影响较小。Christensen（1965；
1966）通过对地壳底部变质岩波速进行测量，研究了波速与与孔隙形状、矿物排列和矿物成分等因素之间的关系，认为速度随压力的初始变化与岩石孔隙空间的排列和形状有关，速度随传播方向的变化是由于变质岩中矿物优先取向造成的。Timur 通过研究2 个砂岩和7 个碳酸盐样品波速与温度变化关系，认为岩石波速随温度升高而降低，温度每升高100 ℃，纵波波速下将1.7%，横波波速下降0.9%，实验中，将温度范围设置为0~200℃，对于Borea 饱和盐水砂岩来说，将上覆压力Po分别设置为1380 bars、350 bars、138 bars，将流体压力Pf分别设置为600 bars、150 bars、60 bars；
对于Boise 饱和盐水砂岩来说，将上覆压力Po设置为690 bars，将流体压力Pf设置为345 bars；
对于碳酸盐样品来说，将上覆压力Po设置为915~953 bars，将流体压力Pf设置为398~414 bars (Timur, 1977)。韩德华在围压 40 MPa 和孔隙压 0.1 MPa 条件下对粘土体积含量从0~50%，孔隙度从2%~30%的75种砂岩波速与孔隙度、黏土含量之间的关系进行了研究，通过最小二乘法拟合得到如下经验公式：Vp(km/s)=5.59-6.93Φ-2.18C；
Vs(km/s)=3.52-4.91Φ-1.89C， Φ是孔隙度，C 是粘土含量，误差分别小于 3%和 5%，结果表明砂岩波速与黏土含量和孔隙度存在负相关关系，增加黏土含量和孔隙度会造成岩石波速降低（Han, 1986）。这一关系也被Freund（1992）开展的碎屑沉积岩波速与孔隙度的关系研究所证实。Freund 对孔隙度从0~15%，黏土含量从1~88%的沉积岩波速进行了测量，并且模拟计算出200 MPa 压力条件下波速和孔隙度、黏土含量的公式：Vp=5.04-3.32Φ(r=0.28)；
Vp=5.07-1.01 clay(r=0.58)，Vs=3.18-1.42Φ(r=0.19)；
Vs=3.25-0.63 clay(r=0.55)，结果表明随着黏土含量和孔隙度增大，岩石波速减小。对6 种砂岩的弹性波速与饱和度、孔隙流体分布之间的关系进行研究，认为波速的变化与饱和度以及孔隙流体分布有关（史謌，2003）。其他研究根据对干燥、饱油、饱水条件下砂岩地震波速随压力变化的关系进行研究，认为岩石孔隙充满水或油会增大样品有效体积模量和剪切模量，使纵波速度增大，饱油或饱水会增大密度，使岩石横波速度减小（刘烨，2018；
乔二伟，2012）。这一系列的研究表明，岩石的波速受控因素众多，而对具体地区的波速影响因素以及地震波性质研究需要将岩石物理学资料与地球物理勘探结果相结合。

本研究的雪峰山地区位于江南造山带西段，是新元古代华夏地块和扬子地块的构造边界，是研究经历了多期岩浆、变形作用而形成的地下深部构造的理想区域。近年来，随着岩石年代学和地球化学的不断进步，地球物理资料在该区也越来越多。前人对该区已经开展了大量的地质调查和高分辨率地球物理勘探工作：徐涛（2011）对雪峰山地区进行了宽角人工源地震探测，结果显示雪峰山地区下地壳速度是6.4~6.5 km/s，上地幔顶部速度是7.9 km/s， 雪峰山地壳在中生代受挤压或热的抬升作用发生幅度约10 km 的整体抬升。董树文（2015）对华南雪峰山地区进行了深部地震探测，并且获得了长400 km 的高分辨率地震反射剖面，地震资料解释认为雪峰山地区存在一隐伏造山带，年代地质学资料表明该隐伏造山带为古元古代造山带（约2.0~1.9 Ga），并且经历了新元古代裂谷作用改造，这一区域裂谷事件可能与罗迪尼亚超大陆裂解有关，地震剖面上显示的逆冲褶皱是扬子—华夏碰撞造山带的证据，可能与哥伦比亚超大陆的形成有关（Zhao, 2002），对于重新认识华南大地构造演化历史以及重建全球范围哥伦比亚超大陆和罗迪尼亚超大陆具有重要意义（Dong et al., 2015）。然而，也有学者认为，古元古代造山带的证据并不充分，该强反射面更可能代表了新元古代早期的造山运动（Li et al., 2021）。朱小三通过对雪峰山地区进行地震探测研究了雪峰山地区岩石圈结构，对于了解雪峰山地区地质、构造、地球动力学演化具有重要意义（Zhu et al., 2020）。但是还缺乏有效的地震波性质的解读，显然，对该研究区深部岩石学、岩石物理学、地球物理学等多学科的综合研究仍然是非常必要的。为了更好地理解和认识华南雪峰山地区深部地质构造演化，本文通过采用超声波脉冲透射技术对雪峰山地区新元古代岩石地震波与压力的关系进行了系统的研究，同时理论计算岩石波速，通过对比理论计算波速与实际测量波速之间的误差，结果表明实际测量波速与理论计算波速之间一致性较好，说明实际测量波速基本准确，为华南雪峰山地区深部地震资料解释提供了波速数据。

华南板块由华夏块体和扬子块体组成，并在新元古代早期（1000~800 Ma）沿江山—绍兴—萍乡断层碰撞拼接形成江南造山带（舒良树，1993；
Charvet, 1996；
Faure et al., 2009；
Zhao, 2012） ，这一碰撞拼接作用被称作四堡造山作用，并且形成了华南地区普遍存在的地质变形、抬升和区域性不整合（Zhou, 2002）。

华夏块体前寒武纪岩石主要分布于武夷、南岭、云开等地区，岩性主要是新元古代火山岩和沉积岩（Yu et al., 2012），武夷地块出露中元古代混合片麻岩、花岗片麻岩、片岩、麻粒岩、白斜长岩等，并伴有新元古代碎屑岩、细碧岩、玄武岩、流纹岩。在南岭—赣南和云开两个地块内，广泛暴露出受不同变质程度影响的碎屑岩（舒良树，2006）。扬子块体北部具有太古代结晶基底，主要包括杂岩体（3.45 Ga 花岗岩片麻岩）（Guo et al., 2014）、鱼洞子杂岩体（2.82 Ga、2.7~2.6 Ga、2.45 Ga 花岗岩和正片麻岩）（Zhou et al., 2018）、钟祥杂岩体（2.90~2.87 Ga、2.77 Ga、2.67~2.62 Ga 花岗岩和2.70~2.67 Ga 变质沉积岩）（Wang et al., 2018a；
Wang et al.,2018b）、南秦岭地区陡岭杂岩体（2.5 Ga TTG 片麻岩）（Wu et al., 2014）和大别地区2.7~2.0 Ga 黄土岭花岗岩体原岩（Sun et al., 2008）。扬子块体西南部古元古代结晶基底则主要是云南中部的大红山群和四川南部的东川群，年龄在1750~1650 Ma 之间，由浅变质的火山岩和沉积岩组成（Greentree and Li,2008）。扬子块体西南缘以外，大部分地区的新元古代岩石地层不整合地覆盖在古元古代岩石地层之上，中间缺失中元古代地层。

江南造山带位于扬子块体东南缘，主要由一系列新元古代岩石地层及侵入其中的花岗岩和少量的基性岩构成（Wang et al., 2007a；
Wang et al., 2014；
Wang et al., 2007b）。江南造山带新元古代中期地层主要有两套呈角度不整合的地层系列所构成，分别对应于0.88~0.82 Ga 冷家溪群及其同时期沉积物，以及0.82~0.75 Ga 的板溪群及其同时期沉积物，其中的火成岩的形成时代主要在0.97~0.75 Ga 之间（Shu et al., 2021；
Wang et al., 2007a；
Wang et al.,2014；
Wang et al., 2007b）。雪峰山地区位于江南造山带西段，大面积出露这两套地层，并有约750 Ma的后造山基性岩侵入（Wang et al., 2007a；
Wang et al., 2007b），是研究华南大陆早期构造演化过程的重点地区。在不整合面之上是板溪群地层（贵州称为下江群，广西称为丹洲群），属于滨浅海相沉积，由新元古代砂岩、砾岩、球砾岩、板岩和少量火山碎屑岩组成（Wang et al., 2007a；
Wang et al., 2014；
Wang et al., 2007b；
丘元禧，1998），局部发育宽缓褶皱构造，地质年代学资料表明，这一时期地层年龄为820~750 Ma（Shu et al., 2021）。在不整合面之下是冷家溪群（贵州称为梵净山群， 广西称为四堡群），地层具有紧密线性、等斜和倒转褶皱特征，与不整合面之上的板溪群开阔褶皱形成对比，地质年代学资料表明，这一时期地层年龄为860~820 Ma，限定了江南造山带造山结束的时间大概在约820 Ma。（Shu et al., 2021；
Wang et al., 2007a；
Wang et al., 2007b）。本文主要研究梵净山群岩石，梵净山群可分为上下两部分：下部由海底喷发的基性熔岩和陆源碎屑沉积组成火山—沉积体系，火山—沉积体系由具有鲍马层序的变质砂岩、粉砂岩、凝灰岩、绢云母千枚岩、板岩和枕状构造的基性火山岩组成，具有洋壳特征，以较厚的基性火山岩为主。梵净山群下部为陆源碎屑浊积岩，具有复理石构造，包括变质砂岩、粉砂岩、凝灰岩、千枚岩和板岩。与梵净山群下部相比，上部沉积物颜色较浅，粒度较粗，具有大陆边缘洋陆过渡型地壳特征。梵净山群内的镁铁质—超镁铁质岩石包括枕状玄武岩、辉长岩、辉绿岩、辉长辉绿岩、橄榄辉石岩等。梵净山群经历了绿片岩相变质作用，其中火山—沉积岩被绿泥石、透闪石、绿帘石、黝帘石、方解石和石英所取代。（Zhou et al., 2009；
丘元禧，1998）。

图1a 所示是华南雪峰山地区区域地质概况，图1b, c 所示是板溪群（丹州群，下江群）与冷家溪群（四堡群，梵净山群）角度不整合接触。

图1 华南雪峰山地区区域地质图与采样位置Fig. 1 Simplified geological map showing the Xuefengshan Belt and sample locations

本研究样品主要采自板溪群和梵净山群，表1给出了采样地点、岩性、地层、矿物组成。

表1 雪峰山地区新元古代样品信息Table 1 Neoproterozoic samples collected from the Xuefengshan belt

板溪群样品采自湖南省怀化市前往接龙镇省道312 道路旁（图2）。板溪群主要分布地层有加榜组和拉揽组①溆浦幅7-49-3. 1972. 湖南省区域地质测量队.。加榜组第一段是变质砂岩段，灰绿色厚层状变质石英砂岩，偶见含砾粗粒变质砂岩，上部多为灰绿色条带状硅质板岩互层。加榜组第二段是灰岩、钙质千枚岩段，灰色紫灰色钙质绢云母板岩，钙硅质绢云母板岩；
中部千枚状灰岩及大理岩扁豆体的钙质板岩。加榜组第三段是炭泥质板岩段，暗灰、黑色丝缟状炭泥质板岩与绢云母板岩互层，夹灰绿色板岩，有辉长辉绿岩脉侵入。加榜组第四段是黄绿色板岩，灰绿色条带状绢云母板岩与硅质绢云母板岩互层，夹变质长石石英砂岩，有辉长辉绿岩脉侵入。拉揽组第一段是变质砂岩段，局部有条带状板岩与凝灰质砂岩互层，细粒变质凝灰质砂岩为黄褐色厚层状，泥灰质石英砂岩夹杂有透镜状泥砾。拉揽组第二段是灰质板岩段，条带状硅质—凝灰质板岩、凝灰岩、层凝灰岩，局部夹变质砂岩。

图2 溆浦区域地质图① 溆浦幅7-49-3. 1972. 湖南省区域地质测量队（比例尺：1:200000）.Fig. 2 Simplified geological map of Xupu area

本文研究的样品主要有千枚岩、硅质岩、粉砂岩等。其中，绢云母千枚岩（D01-1，D01-2，D01-3，图3a, b, c）的主要矿物组成为石英、绢云母、磁铁矿，其中的绢云母定向排列,图中斜线表示镜下鉴定线理发育方向。变质长石石英砂岩（D03-1-1，图3d）：主要为长石，石英（具有波状消光），有泥质条带，正交镜下黄色者为绢云母，泥质条带变成绢云母，这个过程是泥质矿物重结晶。轻变质硅质岩（D07-1-1，图3e）：主要矿物为绿泥石（单偏光下呈浅绿色，长条状干涉色不超过一级）、玉髓质石英（单偏光下无色透明，正交镜下呈一级灰白干涉色，经过结晶成不规则状石英）、磁铁矿、其他物质，原岩是硅质岩，准确称为水蚀岩，泥质物质绿泥石化，水溶液中的二氧化硅刚开始成蛋白石，蛋白石转化为玉髓质石英，比微晶石英晶体要大。

图3 雪峰山地区千枚岩和变质沉积岩显微照片Fig. 3 Photomicrographs of Phyllite and Metamorphic-sedimentary rocks from the Xuefengshan Belt

梵净山群样品采自贵州省铜仁市梵净山地区（图4），图中地层分布主要有梵净山时期和下江时期。梵净山时期地层分为淘金河组、余家沟组、肖家河组、回香坪组、铜厂组、洼溪组（谯文浪，2013）。淘金河组地层为浅灰、灰色中厚层变质粉砂岩—细砂岩夹粉砂质板岩，大量基性侵入岩，白云母花岗岩、伟晶岩侵入。余家沟组地层为变余砂岩—粉砂岩、变余杂砂岩，偶夹板岩、变余凝灰岩、绢云母千枚岩、变余岩屑石英砂岩，上部是灰色厚层绢云母石英岩与千枚状绢云母板岩，伴有岩株状白云母花岗岩及脉状伟晶岩侵入。肖家河组为深灰色薄至厚层板岩夹变质砂岩、变质粉砂岩，夹有变余细砂岩及凝灰质板岩，以及不具枕状构造的变质玄武岩。回香坪组为灰色、灰绿色绢云母板岩与灰色变余粉砂岩不等厚互层，夹变余粉砂岩、凝灰质粉砂岩和凝灰质板岩，局部可夹有少量枕状玄武岩。铜厂组为浅灰色—灰色变余细—中砂岩为主，时夹有变余粉砂岩、凝灰质粉砂岩、绢云母板岩。洼溪组为灰色中厚层变余粉砂岩、变余细砂岩、变余凝灰质砂岩不等厚互层，偶见浅灰色薄层粉砂质板岩、绢云母板岩。

图4 梵净山区域地质图(谯文浪, 2013)Fig. 4 Simplified geological map of Fanjingshan area

本区样品主要为变质粗砂岩（FJ001，图4f），单偏光下黄绿色者为绿泥石，无色透明者为石英，低正凸起，表面光滑，见不到任何糙面现象，镜下可观察到磁铁矿存在；
正交镜下，石英干涉色一级黄白，具有棱角状，有的含有平直边缘，石英边缘被水云母包裹，水云母重结晶对石英侵蚀交代作用，石英会凹进去；
含有少量碎屑，破碎堆积很快。绢云母化粉砂岩（FJ002，图4g）：单偏光下无色透明者为石英，低正凸起，表面光滑，见不到任何糙面现象，浅草绿色者为绢云母；
正交镜下，石英干涉色一级黄白，可观察有磁铁矿；
具有细砂粒、粉砂质结构，石英为主，少量岩屑，颗粒之间有泥质化、重结晶、绢云母化。岩屑砂砾岩（FJ2501，图4h）：大碎斑干涉色明暗条纹相间者为斜长石，长石主要为斜长石、正长石，残留双晶结构明显者为斜长石云母化产物，干涉色较高，干涉色均匀者为石英，浅黄绿色者为暗色矿物绿帘石化（角闪石等暗色矿物），干涉色（绿）较亮者为绢云母，较暗者为绿泥石；
有火山岩碎屑（火山岩屑、浅变质岩岩屑、粉砂岩岩屑）存在，中间包有斑晶，颗粒较大，含量大于1/3，棱角明显，磨圆度较低。

本论文所研究的样品波速测量在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室高温高压试验机上完成，所用样品腔为单轴应变样品腔，装样方式如图5 所示。

图5 样品腔装配图Fig. 5 Assembly of the sample chamber

按照面理、线理分布方向用金刚石钻沿标本相互垂直的三个方向X、Y、Z 钻取圆柱形粗样（如图6），抛光制成直径14 mm，长15 mm（或直径12 mm，长10 mm）顶底面平行的圆柱体，放入烘箱干燥48 小时，烘箱温度设置为80 ℃。制样过程中保证样品上下两个平面基本平行，装样过程中保证实验样品与上下两个弹性波探头平行紧密接触，最好在样品与上下两个弹性波探头接触的地方涂上一层真空脂使之充分接触，将圆柱形样品放在叶腊石环套里，然后放入样品腔，依次放入T 形钢保护管、叶腊石片、铅垫，在初始加压过程中可以起到缓冲作用。制作样品腔的材料为碳化钨，不易发生变形，其内径为 20 mm。施加给样品的压力方向是轴向，实验操作中严格按照尺寸制样，按照标准装样，可以保证加压过程中样品腔和样品均不发生横向变形，而只受轴向压力作用发生轴向缩短。位移传感器可以用来测量实验过程中样品的缩短量，测量误差为0.01%。

图6 样品钻样方向Fig. 6 Diagram showing the drilling direction of a sample

岩石地震波速测量采用超声波脉冲透射技术（Birch, 1960）。制作弹性波探头（也称作超声波换能器）的材料是LiNbO3，转换频率1.0 MHz，采样精度是12bit，测量精度优于0.5%，低压下，由于固结不良，测量精度可能到达2%，采样频率40 MHz。样品腔的直径是20 mm,油缸的直径是360 mm。如果是试验压机，样品腔内部没有摩擦力，则实验记录到的载荷L 和样品上承受的压强P 与为二者的面积成反比，即P/L=1802/102=324. 换言之，压机提供1 MPa 的载荷，样品上承受324 MPa 的压强。考虑到摩擦等损耗（30%），实际的P/L=为324*70%=226.8，即压机提供1 MPa 的载荷，样品上承受227 MPa 的压强。当压强大于50 MPa 时，信号识别较好，误差较小。当压强低于50 MPa 时，信号识别较差，误差较大。

实验之前，对延时进行标定，将上下两个弹性波探头分别与阶梯型铝块紧密接触（测量距离分别为29.92、50、59.92、89.92、100，单位：mm），为消除噪音影响，设置叠加次数为 100 次，然后读取P 波初至到时，记录 10 次并取平均值，最终1.65 us为延时。根据前人研究结果，主要考虑到区域地质地层概况，按照20、35、50、80、100、130、160、200、250、300、350、400、450、500 MPa 压力设置进行升压，升压至500 MPa 稳定后，然后降压。实验过程中，每次加压、降压后需等待30 min 左右，再进行下一个压力设置数值，等到位移传感器的读数稳定后，记录压力数据与此时的位移传感器数值，为消除噪音影响，设置叠加次数为 100 次，然后读取P 波初至到时。

为获得样品的主量矿物组成，采用X 射线衍射对样品进行分析，实验在自然资源部第二海洋研究所海底科学重点实验室进行。采用无污染碎样方法（表面去污、人工粗碎、清洗烘干、机械细碎、球磨、装袋）对样品进行粉末化处理，然后利用PANalytical X’Pert Pro 衍射仪，对粉末状样品进行半定量X 射线衍射分析。X 射线源是在40 kV和40 mA 条件下Cu 阳极发出的CuKα 辐射（波长为1.5418Å），并配有衍射束石墨单色仪。样品在2θ 从5°~80°范围内逐步扫描，步长设置为0.02°/S。使用Jade 6.0 软件，PDF2（2004）数据库进行半定量相分析，结果如附表6 所示，岩石样品主要矿物组成是石英、长石、白云母、绿泥石以及其它黏土矿物。

样品的骨架密度测量在南京大学地球科学与工程学院进行，所用仪器为AccuPyc 1340 密度仪，所用方法为气体置换法，该方法采用惰性气体氮气作为置换气体介质，该方法精度高、重复性好。实验原理如图7 所示，首先用总体积为6.371631 cm3的两个标准小球进行体积校正，实验中循环次数和吹扫次数均设置为5 次，体积校正完之后，测量标准小球体积并与标准体积对比，计算仪器测量误差，最终所得仪器测量误差范围在0.06%~0.22%之间。将样品密封在已知体积的样品仓内（实验中采用10 cm3样品腔），样品体积达到样品腔体积2/3 以上测量结果最佳，适当的惰性气体填充到样品仓，达到平衡后扩散到已知体积的扩展仓内，测量体积，再次达到平衡，样品的骨架体积Vm就可以通过气体扩散前后的压力计算得出。根据公式ρm=m/Vm就可以得到样品骨架密度，样品质量用天平测量。

图7 AccuPyc 1340密度仪实验原理图Fig. 7 Schematic diagram of Accupyc 1340 densimeter showing the principles of the experiments

实验用样品为圆柱体，体积根据公式Vb=πr2*h 计算，其中r 为圆柱体样品半径，h 为圆柱体样品长度。用游标卡尺对圆柱体样品不同位置进行外径测量，取多次测量结果平均值为圆柱体样品直径，同时对圆柱体样品不同位置进行长度测量，取多次测量结果平均值为圆柱体样品长度。根据公式ρb=m/Vb就可以得到样品体密度。

钻样过程中，多钻取不同编号不同方向的样品，制成用于波速测量所需尺寸的样品外，其它样品制成体积满足10 cm3样品仓2/3 体积的圆柱体，分别对不同编号不同方向的样品按照上述密度测量方式测量岩石样品的骨架密度和体密度。

岩石样品密度、孔隙率数据如表2 所示，岩石密度各向异性关系如图8 所示，ρ-x、ρ-y、ρ-z 分别表示X、Y、Z 三个方向的密度，由图可知，除了一个异常点的差异比较明显外，不同方向上岩石密度的相关性较好。

表2 岩石密度—孔隙率关系Table 2 Relationship between rock density and porosity

图8 密度各向异性关系Fig. 8 Relationship between anisotropy and density

绝大多数岩石样品具有明显的波速滞后性，即波速在同一围压下升压和降压过程中会得到不同的测量值，降压过程波速一般大于升压过程，并且降压过程中岩石显微构造状态更加稳定（Birch, 1960,1961；
Ji et al., 2007）。岩石波速、各向异性数据如附表1 所示，岩石波速各向异性A=（Vmax-Vmin）/Vm*100%，其中Vm为岩石三个相互垂直方向X、Y、Z 波速平均值，即Vm=（Vx+Vy+Vz）/3。

岩石波速、各向异性与压力的关系如图9 所示，岩石波速随压力增大呈非线性迅速增加，超过临界压力后呈逐渐缓慢线性增加，这是因为岩石内部裂缝和孔隙空间的逐渐闭合以及晶格压缩，而线性增加则标志着岩石弹性体积变形（Birch, 1960,1961）。岩石最快波速方向平行面理，最慢波速方向垂直面理。岩石具有波速各向异性：2%~12%之间，样品D02-1-1 各向异性随压力增加而增加，趋于3.8%逐渐不变，样品FJ002 各向异性随压力增加而增加，趋于7.8%逐渐不变，其余样品各向异性变化不明显。样品D03-1-1、D07-1-1 面理线理定向性并不明显，为了便于实验测定波速各项异性，任意取三个相互垂直的方向为X、Y、Z 钻样，因此波速各向异性不明显。

图9 岩石波速—压力关系Fig. 9 Relationships between velocity and pressure

王勤（2005）在实验室模拟出岩石在临界压力（含有孔隙、裂隙的岩石样品在加压过程中孔隙、裂隙完全闭合时的压力）下快速、非线性增加的波速—压力关系和超过临界压力下线性增加的波速—压力关系，分别对应岩石在低压下多孔弹性状态和高压下纯弹性状态，使用最小二乘回归方法，可以模拟岩石非线性和线性波速—压力关系：V=a(lnP)2+blnP+c(P ≤Pc)和V=V0+DP(P ≥Pc)，其中P 是围压，a 和b 是描述临界压力下裂隙闭合的参数，c 是围压为1 MPa 时的波速，V0是无裂纹样品的波速，D 是超过临界压力的固有压力倒数。附表2 给出了R2≥0.99 的实测Vp拟合结果（Wang et al., 2005）。

6.1 雪峰山地区新元古代岩石地震波性质

雪峰山地区岩石波速随压力增大呈非线性迅速增加，超过临界压力后呈逐渐线性增加，对于面理、线理发育明显的岩石来说，岩石最快波速方向平行面理，最慢波速方向垂直面理。通过与前人相同岩性千枚岩、碎屑砂岩、泥质板岩、凝灰岩数据对比，如图10 所示，可知：岩石地震波速特征基本相似。表3（数据引自Ji et al., 2002）列出了实验测量波速与前人数据大小误差分析，变质长石石英砂岩最大误差值为19.51%，其它样品误差值大小小于9%，说明实验测量波速与前人数据大小基本相同。

表3 波速数据对比Table 3 Comparison of velocity date

图10 相似岩性岩石波速—压力关系（实验样品外数据引自Ji et al., 2002；
Freund, 1992）Fig. 10 Relationships between velocity and pressure of similar lithologies

6.2 实际测量波速与理论计算波速的对比

岩石由多种矿物组成，其弹性模量Mc(t)可以由组成岩石的单矿物弹性模量Mi计算得出，具体公式如下：

式中，Vi和Mi分别是第i种矿物的体积分数和弹性模量，Mc(t)是多种矿物组成的岩石弹性模量，t是尺度分形参数。t = 1时，是Voigt平均值（Mv）；
t = -1时，是Reuss平均值（MR）；
t趋于0时，极限Mc(t)是几何平均值（MG）；
Hill平均值是MH=(MV+ MR)/2，以上计算岩石样品弹性模量的方法称作广义混合律（Ji et al., 2003）。

矿物柔度张量Sij是刚度张量Cij的逆矩阵，并且有如下关系：CijSij=I，I 为单位矩阵。矿物Cij、Sij参数如附表3 所示。

Watt（1987）提出了利用Voight 平均方法、Reuss 平均方法、Hill 平均方法、Geometric 平均方法计算单矿物体模量、剪切模量的方法，方法如下：

通过以上Watt（1987）提出的方法计算出单矿物体模量和剪切模量后，利用广义混合律公式计算岩石样品的体模量和剪切模量，然后通过公式可以计算岩石波速，计算结果如附表4 所示。其中，VV、VR、VH、VG 是用Kv、Gv数据通过广义混合律公式计算得到的岩石样品体模量和剪切模量，RV、RR、RH、RG 是用KR、GR数据通过广义混合律公式计算得到的岩石样品体模量和剪切模量，HV、HR、HH、HG 是用KH、GH数据通过广义混合律公式计算得到的岩石样品体模量和剪切模量，GV、GR、GH、GG 是用KG、GG数据通过广义混合律公式计算得到的岩石样品体模量和剪切模量。

实验测量波速与理论计算波速之间的误差Re可以定义为Re=(Vc-Ve)/Ve*100%，Re越小，理论计算波速与实验测量波速一致性越好，Re计算结果如下附表5 所示。

由附表5 所示数据可知，总共有16 种不同的计算结果，编号D01-2-1 的样品适用于几何平均方法，其它样品不适用于几何平均方法，实验误差最大值是25.34%，仔细分析其它每一组数据计算结果可知，误差值相对较小，说明实验测量波速基本准确，为华南雪峰山地区新元古代岩石地震波性质研究提供了波速数据资料。

（1） 通过与前人相同岩性地震波速特征对比可知，雪峰山地区新元古代岩石地震波速与前人研究结果相同。雪峰山地区岩石波速随压力增大呈非线性迅速增加，超过临界压力后呈逐渐线性增加，对于面理、线理发育明显的岩石来说，岩石最快波速方向平行面理，最慢波速方向垂直面理。

（2）岩石样品超过临界压力后，孔隙基本关闭，影响样品波速的主要是样品所含矿物。经过理论计算与实际测量结果对比可知，误差值相对较小，理论计算波速与实验测量波速一致性较好，雪峰山地区新元古代岩石地震波速测量结果基本准确，为雪峰山地区地震资料解释提供了波速数据。

致谢：感谢中国地质科学院地质力学研究所崔建军副研究员、中南大学2016级硕士研究生郑涛、徐益龙在野外的帮助，中国地震局地质研究所陈进宇博士、杨晓松研究员对制样和实验过程中的指导，感谢王孝磊教授、黄周传教授对本论文的指导。

附表1-6请到本刊官网首页（https://geology.nju.edu.cn）“下载中心”下载查看。

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