華南陸塊巖石圈有效彈性厚度及其構造意義

羅 凡 , 嚴加永 , 張 沖 , 鐘任富 , 謝學華

1)東華理工大學地球物理與測控技術學院, 江西 南昌 330013; 2)中國地質科學院, 北京 100037;3)中國地質調查局中國地質科學院地球深部探測中心, 北京 100037

巖石圈有效彈性厚度(Te, effective elastic thickness of the lithosphere)并不代表巖石圈的實際深度, 而是在地質時間尺度(＞1 Ma)上確定巖石圈力學性質的重要參數(shù)(Burov and Diament, 1995;Watts and Burov, 2003; 陳石等, 2014)。該參數(shù)表征著巖石圈力學強度, 反映了地形、板塊相互作用力及巖石圈結構之間的動態(tài)平衡(Audet, 2014)。Te在海、陸不同區(qū)域的巖石圈分別受不同因素所控制。在海洋巖石圈區(qū)域, Te主要受海山、洋脊、海溝等加載時的巖石圈熱結構所控制, 近似地等于板塊冷卻模型(450±150)℃的等溫線深度(Watts, 1978;Watts and Burov, 2003)。而在具有多層流變學結構的大陸巖石圈區(qū)域, Te主要與溫度和其他因素(如地殼厚度、殼幔耦合或解耦、應力狀態(tài)及巖石圈組分等)相關(Burov and Diament, 1995; Watts and Burov,2003; Audet and Bürgmann 2011)。因此, 在海洋巖石圈, 若已知Te和海底年齡情況下, 可以推測海山、洋脊、海溝等加載形成洋殼的年齡; 而在大陸巖石圈, 通過定量分析Te的大小和分布狀態(tài), 能深化對構造演化、地震分布和巖石圈流變學之間關系的認識(Lowry and Smith, 1995)。

計算 Te的方法主要有空間域直接計算法和頻率域譜分析法?？臻g域中的直接計算法采用數(shù)值解法求解巖石圈在地形荷載作用下發(fā)生撓曲形變的偏微分方程, 但該類方法的計算效率低, 求解難度大(Van Wees and Cloetingh, 1994)。頻率域譜分析法(相關函數(shù)法和導納法)在計算過程中引入了傅里葉變換和 Fan小波, 改善了頻譜泄露問題, 提高了計算效率和降低了求解難度(Forsyth, 1985; Audet,2014)。導納法直接利用重力異常譜和地形譜之間的導納關系, 物理意義明確、易于理解和實現(xiàn); 相關函數(shù)法是利用重力異常數(shù)據(jù)和地形數(shù)據(jù)的互功率譜和自功率譜之間的導納關系, 對不同均衡響應模式的轉換波長更為敏感, 計算精度更高(侍文等,2021)。Audet(2014)聯(lián)合導納法和相關函數(shù)法的優(yōu)點,提出了同時利用兩種方法的導納和相關函數(shù)聯(lián)合方法。這種聯(lián)合方法被廣泛應用于估算 Te(Lu et al.,2020; 侍文等, 2021)。

1 研究區(qū)概況

華南陸塊位于歐亞板塊、太平洋板塊和印度板塊的交接部位, 其西與青藏高原東緣相鄰, 北與華北板塊相連, 南與印支板塊相接, 東南與西北方向分別與菲律賓板塊和歐亞板塊相接觸, 是全球構造的重要組成部分(張國偉等, 2013)。華南陸塊地表出露有元古代至第四系不同時期地層, 及火山巖、侵入巖等不同類型巖石, 斷裂構造方向以NE和SE為主(圖 1, 據(jù) Steinshouer et al., 1999; Xu et al., 2007;舒良樹, 2012; 張國偉等, 2013; Shi et al., 2015等地質年代和斷裂構造數(shù)據(jù))。前人研究表明華南陸塊受多階段的超大陸聚合、裂解, 碰撞、陸內(nèi)造山, 及伸展等作用影響, 導致其既是歐亞板塊東南緣地殼生長和大陸增生最活躍的大陸邊緣, 又是陸-洋過渡帶、核-幔質量傳遞強烈構造帶、側向不連續(xù)地區(qū),以及幕式災變和殼幔物質遷移、深部熱物質上涌、巖漿活動劇烈區(qū)域(王光杰等, 2000; 嚴加永等,2022a)。Te中蘊含著巖石圈力學性質和熱力學狀態(tài)等重要信息(Audet, 2014)。因此, 研究華南陸塊的Te分布能為深入認識巖石圈結構提供重要參考。

圖1 華南陸塊地質構造圖Fig. 1 Map showing the geological structure in the South China block

眾多學者利用不同方法和數(shù)據(jù)對華南陸塊的Te進行計算, 并對Te所反映的地質含義進行解譯。如Mao et al.(2012)采用小波變換的相關函數(shù)法對華南陸塊的布格重力異常和地形數(shù)據(jù)獲得 Te及其各向異性, 并結合大地熱流和地震分布數(shù)據(jù), 分析華南陸塊的構造體系特征。Deng et al.(2014)通過功率譜方法對華南陸塊布格重力異常與地形之間的相關性得到 Te, 并與地熱、地震資料相結合, 對華南陸塊內(nèi)部形變進行研究。Guan et al.(2019)基于空間域卷積方法和地形、重力數(shù)據(jù), 對華南陸塊、南海、東海、渤海等區(qū)域的Te進行估算, 分析了Te、地表荷載分布與殼幔界面起伏之間的關系。Lu et al.(2020)和侍文等(2021)基于導納和相關函數(shù)聯(lián)合方法采用WGM2012布格重力異常、ETOPO1地形數(shù)據(jù)和全球地殼模型Crust1.0的莫霍面深度、地殼密度數(shù)據(jù)計算Te, 分別對中國大陸巖石圈的強震構造區(qū)力學特征和影響巖石圈力學強度變化的因素進行研究。但由于前人研究華南陸塊Te時采用的計算方法和數(shù)據(jù)存在差異, 導致最終的Te計算結果不盡相同。例如Mao et al.(2012)在計算Te過程中未考慮地殼密度的橫向變化差異; Mao et al.(2012)、Deng et al.(2014)、Lu et al.(2020)及侍文等(2021)在 Te 計算過程中, 利用的是未對沉積層校正的布格重力異常,造成Te在沉積層過厚區(qū)域呈現(xiàn)高值(于傳海, 2017)。因此, 上述因素導致前人對華南陸塊計算的Te存在著諸多不足, 不利于與地熱場參數(shù)、地震活動性等進行關聯(lián)分析, 影響著對華南陸塊巖石圈力學特性變化蘊含的構造意義理解。

鑒于此, 本文利用沉積層校正后的地殼布格重力異常數(shù)據(jù), 采用導納和相關函數(shù)聯(lián)合方法, 獲得華南陸塊的Te分布, 并對華南陸塊內(nèi)部不同構造單元Te和荷載比蘊含的構造意義進行解譯。然后, 分別分析地熱學參數(shù)、地震與巖石圈力學強度之間的關系。最后, 對地熱學參數(shù)異常區(qū)及地震頻發(fā)與否的深部原因進行探討。

2 方法與數(shù)據(jù)

2.1 導納與相關函數(shù)聯(lián)合方法

本文采用導納和相關函數(shù)聯(lián)合方法對華南陸塊的 Te空間變化進行計算。導納(1)和相關函數(shù)(2)的公式分別如下:

公式(1)中, Δg(k)為重力異常頻譜, H(k)為地形頻譜, Z(k)代表重力導納。公式(2)中, ＜ ＞代表平均譜。公式(1)和(2)中的k為平面上的二維波數(shù), kx和ky分別代表x和y方向上的波數(shù)。

如圖2所示, Zt為地殼厚度, Hi和Wi分別為變形前板上和等效板下地形, Ht表示變形后由于板上加載剩余地形, Wt表示變形后板上加載引起的等效板下變形, Wb表示變形后由于板下加載的等效剩余變形, Hb為變形后板下加載引起的板上地形。通過圖2可知, 板上和板下加載的變化均會對地殼撓曲變形發(fā)揮作用。Forsyth(1985)通過荷載模型試驗指出,在Te估算過程中, 如果忽略地下荷載情況, 估算出的Te值將會被大大低估。因此, 在估算Te過程中，需同時考慮地表荷載和地下荷載情況。莫霍面是巖石圈內(nèi)部密度差異最大的界面, 其起伏變化會對巖石圈產(chǎn)生巨大的垂向加載(楊亭等, 2012)。在計算Te時, 通常將莫霍面起伏造成的質量加載認為是巖石圈內(nèi)部的唯一垂向加載, 代表著地下荷載分布(Forsyth, 1985)。

圖2 基于復合模型的有效彈性厚度計算示意圖(Watts, 2001)Fig. 2 Diagram of the composite model used for calculating effective elastic thickness (Watts, 2001)

在同時考慮地表荷載和地下荷載情況下, 為判斷地下荷載和地表荷載對撓曲變形的貢獻程度,Forsyth(1985)提出衡量地下荷載和地表荷載對撓曲變形貢獻程度的參數(shù) f, 其表達式如公式(3)所示,ρc和ρm分別為地殼與地幔密度。當加載完全來自于地下加載時, Hb為極大值, 而 Ht為極小值, 則荷載比f為無窮大。為簡化地下和地表荷載的關系,Kirby and Swain(2009)用參數(shù) F(公式(4))代表荷載比, 當F=1時, 反映f為無窮大, 加載完全來自于地下; 當F=0時, 反映f為無窮小, 表示加載完全來自地表; 而當 F=0.5時, 反映地表與地下的加載大致相等。

由地表荷載和地下荷載共同造成的界面起伏H與重力異常之間的關系可通過 Parker公式(Parker,1973)獲得。由于Te主要代表著長波長信號信息, 故在計算過程中，將Parker公式的泰勒級數(shù)展開僅保留第一項, 則界面起伏與重力異常之間的近似關系如公式(5)所示:

公式(5)中, d代表平均界面起伏深度, G為萬有引力常量, Δρ為界面密度差。在給定不同Te情況下,通過公式(1)—(5)可獲得同時考慮地表荷載和地下荷載情況的理論導納 Z(k)all公式和理論相關函數(shù)γl(Forsyth, 1985):

公式(6)和(7)中, ρc和 ρm分別代表地殼、地幔密度; Zt為地殼平均厚度值, k為二維波數(shù); Φe(k)為撓曲響應函數(shù); Δρ為地殼與上覆介質的密度差, g為重力加速度。E=1011N/m2為楊氏彈性模量, v=0.25是泊松比, Te代表有效彈性厚度。在假設楊氏彈性模量E和泊松比v固定不變的情況下, Te反映了巖石圈的撓曲強度。

在給定一系列初始Te和F參數(shù)的情況下, 通過巖石圈的撓曲強度(公式(1))、初始荷載比(公式(4))、理論導納表達式(公式(6))及理論相關函數(shù)表達式(公式(7)), 分別計算出理論導納和理論相關函數(shù)。然后使用非線性最小二乘法搜索與實測導納(公式(1))或實測相關函數(shù)數(shù)據(jù)(公式(2))擬合最佳的 Te和F數(shù)據(jù)。貝葉斯推斷(Sambridge, 1999)方法在每個采樣網(wǎng)格對導納法或相關函數(shù)法獲得的 Te和 F數(shù)據(jù)計算的模型M(θ)進行評估, 確定出該網(wǎng)格最優(yōu)的由{Te, F}組成的模型參數(shù)。貝葉斯推斷方法的公式如下:

公式(8)中, x代表采樣網(wǎng)格數(shù)據(jù)點構成的集合{x1, x2,···, xn}; θ 為采樣網(wǎng)格數(shù)據(jù)點所對應的模型參數(shù), 由{Te, F}組成; P(θ|x)為給定一組數(shù)據(jù) x, 獲得模型參數(shù)θ的概率, 又稱為后驗概率; P(θ)是模型參數(shù)θ分布, 與數(shù)據(jù)x不相關, 稱為先驗信息; P(x)為歸一化因子, 保證在整個模型參數(shù)空間上評估的后驗概率為1。

理論與實測導納或相關函數(shù)誤差使用卡方函數(shù)(Chi-squared function)進行計算(Audet, 2014), 卡方函數(shù)的表達式如下:

公式(9)中的j=1表示實際導納, j=2表示實測相關性函數(shù)數(shù)據(jù), d代表實測的導納或相關函數(shù), s為公式(5)對Te和F進行正演獲得的模型結果, σ為實測與理論導納或相關性函數(shù)之間的方差, N代表采樣網(wǎng)格的總數(shù)量。

2.2 數(shù)據(jù)

基于導納和相關函數(shù)聯(lián)合方法原理可知, 用于計算Te的數(shù)據(jù)包括重力異常、地形、地殼密度、地幔密度及地殼厚度數(shù)據(jù)。

衛(wèi)星重力觀測以低軌衛(wèi)星(如GOCE、CHAMP、GRACE)作為地球重力場的探測器, 測量的衛(wèi)星重力觀測數(shù)據(jù)具有覆蓋范圍廣、更新周期快、精度逐步提高等特點, 為全球或大尺度區(qū)域的重力場研究奠定基礎。超高階地球重力場模型 EIGEN-6C4(下文簡稱EIGEN-6C4模型)解算的數(shù)據(jù)精度和最大空間分辨率分別為 2.73 mGal和 9 km(萬曉云等,2017)。固體地球物理領域對重力場精度和空間分辨率的要求分別是1～2 mGal和100 km(王正濤, 2005),EIGEN-6C4模型的數(shù)據(jù)精度和空間分辨率接近于固體地球物理領域重力場精度和空間分辨率要求。因此, 本文采用 EIGEN-6C4模型自由空氣重力異常的球諧函數(shù)計算公式(Barthelmes, 2009)獲得華南陸塊的自由空氣重力異常(圖3a)。

由于譜分析法在計算過程中, 需要重力異常和地形數(shù)據(jù)在長波長方面具有較好的相關性。但短波長的地形剝蝕作用和沉積層會降低地形的長波長數(shù)據(jù)成分, 致使重力異常與地形數(shù)據(jù)之間的相關性減弱, 從而在估算Te過程中引入過大的噪聲, 導致Te偏厚(于傳海, 2017)。故本文應用球坐標系下的Tesseroid單元體正演方法(Heck and Seitz, 2007)分別對 ETOPO1地形數(shù)據(jù)(Amante and Eakins,2009)(圖 3b)和全球地殼模型 Crust1.0(Laske et al.,2012)中的沉積層厚度數(shù)據(jù)(圖3c)進行正演, 然后將在自由空氣重力異常中去除地形和沉積層重力異常影響的地殼布格重力異常(圖3d)作為計算Te的重力異常數(shù)據(jù)。計算 Te的其他所需數(shù)據(jù)具體選用如下:地形數(shù)據(jù)選用ETOPO1地形數(shù)據(jù)(圖3a); 地殼密度考慮地殼的橫向變化情況, 使用對全球地殼模型Crust1.0上、中、下三層地殼密度數(shù)據(jù)的加權平均計算結果(圖 3f); 地幔密度使用地幔平均密度3200 kg/m3; 地殼厚度數(shù)據(jù)采用莫霍面深度數(shù)據(jù)(圖3e)。

圖3 華南陸塊自由空氣重力異常(a)、地形(b)、沉積層(c)、地殼布格重力異常(d)、莫霍面深度(e)、地殼密度(f)Fig. 3 Free-air gravity anomaly (a), topography (b), sediment thickness (c), crustal Bouguer gravity anomaly (d),moho depth (e), and crustal density (f) of South China block

3 計算結果

基于 Audet(2014)所提出的導納和相關函數(shù)聯(lián)合方法和文章 2.2節(jié)中所述數(shù)據(jù), 將窗口設置為400 km2, 獲得華南陸塊及鄰區(qū)范圍內(nèi)的 Te(圖 4a)和F(圖4b)分布結果。如圖4a所示, 華南陸塊及鄰區(qū)的Te分布介于0～40 km之間, 不同構造單元之間的Te差異明顯。華夏地塊、秦嶺—大別造山帶、大陸邊緣位置處呈現(xiàn)相對較淺的 Te(0～20 km), 在四川盆地和周邊區(qū)域呈現(xiàn)相對較深的Te(20～40 km)分布。研究區(qū)范圍內(nèi)的 F(圖 4b)分布結果顯示, 松潘—甘孜地塊、昌都—思茅地塊、華夏地塊、揚子地塊東部的 F較高(＞0.5), 而四川盆地區(qū)域的 F較低(＜0.5)。通過對比Te和F分布可知, Te與F近似呈現(xiàn)出鏡像關系。

圖4 華南陸塊的Te(a)和F(b)Fig. 4 Map of Te (a), and F (b) in South China block

通常而言, 鄂爾多斯和四川盆地所代表的剛性塊體Te較大, 但在華北板塊東北部和松潘—甘孜地塊區(qū)域的Te值大于鄂爾多斯、四川盆地的Te值。根據(jù)研究區(qū)沉積層厚度分布(圖 3c)可知, 鄂爾多斯盆地、四川盆地及華北板塊局部區(qū)域的沉積層厚度較厚。雖然本文采用正演校正方法去除了由沉積層引起的重力異常, 但受限于全球地殼模型 Crust1.0中沉積層厚度數(shù)據(jù)的分辨率不高。故在上述區(qū)域可能并未完全將沉積層重力異常分離, 造成地形與重力異常之間的相關性下降, 導致計算的華北板塊和松潘—甘孜地塊局部區(qū)域的 Te值大于剛性塊體(鄂爾多斯、四川盆地)區(qū)域的Te值。

研究區(qū)范圍內(nèi) Te誤差(圖 5a)和 F誤差(圖 5b)的分布結果顯示, 兩者的誤差值整體分別介于 0～7 km和 0～0.15之間, 且大部分區(qū)域的誤差分別為0～2 km和0～0.07, 僅在松潘—甘孜地塊、華南陸塊東北部的海域等周邊或局部區(qū)域誤差略大。說明本文所獲得的華南陸塊Te和F分布在宏觀上能較好的反映巖石圈力學強度, 以及確定影響巖石圈力學強度的荷載來源。

圖5 華南陸塊的Te誤差(a)和F誤差(b)Fig. 5 Map of Te error (a) and F error (b) in South China block

4 討論

4.1 不同構造單元的Te和F

巖石圈有效彈性厚度(Te)作為反映巖石圈綜合強度的物理量, 厚度越厚, 代表巖石圈的力學強度越強, 反之則越弱。巖石圈荷載比(F)反映了巖石圈在發(fā)生撓曲變形之前內(nèi)部不同密度界面的加載比例關系。即通過F的大小可以判斷巖石圈主要是受地表(＜0.5)還是地下(＞0.5)荷載作用影響導致巖石圈力學強度的變化(Forsyth, 1985; Kirby and Swain,2009)。引起地下荷載作用的因素可能為基性巖入侵、下地幔增生、熱異常與成分變化等導致的深部物質密度橫向變化(Forsyth, 1985); 造成地表荷載作用的因素可能是地形和大尺度淺部地殼密度變化(Jiménez-Díaz et al., 2014)。

根據(jù)Te分布(圖4a)可知, 華南陸塊Te總體變化趨勢為西厚東薄, 變化范圍為 1～40 km。中國大陸東部在燕山期發(fā)生巖石圈減薄, 華南陸塊東部沿海地區(qū)在新生代時巖石圈發(fā)生伸展減薄(王明明和吳健生, 2017)。說明華南陸塊東部的薄Te分布, 可能受巖石圈伸展減薄作用所致。華南陸塊由華夏、揚子及兩者拼合而成的江南造山帶所組成(陳昌昕等,2022)。下面與其他相關信息結合, 探討上述地塊Te和F變化所蘊含的構造含義。

4.1.1 華夏地塊

華夏地塊整體的Te較薄(＜20 km), 但在華夏地塊的東部福州、溫州、臺州一帶區(qū)域的Te突然增厚至30 km以上, F介于0～0.3之間。Kudo et al.(2001)在研究日本島弧 Te時發(fā)現(xiàn), 西南日本島弧 Te的突然增厚與菲律賓板塊俯沖造成雙板片疊加導致的彈性應力狀態(tài)相關。故華夏地塊東部Te出現(xiàn)的局部增厚, 可能是由于華夏地塊受菲律賓海板塊或歐亞板塊的側向擠壓, 造成該區(qū)域的地殼處于彈性應力狀態(tài)所致。華夏地塊的Te較薄(圖4a)、F大于0.5(圖4b), 且莫霍面(圖 3e)和居里面(圖 7a)分布均呈現(xiàn)隆起特征, 指示華夏地塊的薄Te可能與軟流圈的深部熱物質上涌相關。

4.1.2 揚子地塊

揚子地塊的四川盆地及周邊區(qū)域的 Te較厚(20～40 km)、F小于0.5, 指示該區(qū)的巖石圈力學強度較強, 且?guī)r石圈力學強度變化主要受地表荷載作用影響。根據(jù)四川盆地的Te分布, 其西側的Te小于東側, 推測四川盆地西側的巖石圈受龍門山斷裂帶擠壓和揚子地塊西向俯沖的雙重作用影響, 導致西側的巖石圈力學強度較東側而言, 可能受到一定程度的破壞。另外, 前期構造事件造成巖石圈力學強度減弱區(qū)域會成為后期巖石圈演化過程的構造薄弱區(qū)(鄭勇等, 2012)。四川盆地淺部存在巨厚沉積層,且西側區(qū)域的沉積層厚度大于東側(圖 3c), 說明東、西不均勻分布的巨厚沉積層可能是引起四川盆地巖石圈力學強度變化的重要因素。

4.1.3 江南造山帶

江南造山帶的東界以江紹斷裂(F2)和郴州—臨武斷裂(F3)為限(洪大衛(wèi)等, 2002; 張國偉等, 2013),西界大致沿揚州—九江—咸寧—益陽—常德—銅仁一線展布(嚴加永等, 2022b)。該區(qū)域的 Te較薄(＜20 km); F均大于0.5, 呈現(xiàn)北高南低分布; 且居里面深度和莫霍面深度均呈現(xiàn)出北段相對隆升, 南段相對坳陷的分布特征。層析成像結果顯示, 在該區(qū)域的地幔過渡帶下方存在著一個被認為是太平洋板塊殘留體的高速異常(Huang and Zhao, 2006)。上述現(xiàn)象指示受太平洋板塊俯沖及其引起的深部巖漿作用導致該區(qū)域的巖石圈力學強度較弱, 且北段的殼幔改造作用要大于南段。

4.2 Te 與地熱場

地熱場參數(shù)主要有地表熱流數(shù)據(jù)和居里面深度等。地表熱流數(shù)據(jù)反映了巖石圈淺部熱狀態(tài)和能量均衡信息。前人大量的研究表明, 高地表熱流與薄Te分布代表著較為活躍的構造活動區(qū)域, 而低地表熱流與厚 Te反映了構造活動較為穩(wěn)定區(qū)域(Pollack et al., 1993)。本文從IHFC全球地表熱流數(shù)據(jù)庫(http://ihfc-iugg.org/)和中國陸域區(qū)域地表熱流數(shù)據(jù)庫(Jiang et al., 2019)中收集研究區(qū)范圍內(nèi)的1114個地表熱流觀測點(圖6a中紅色三角形)。如圖6a中紅色三角形分布所示, 實測的地表熱流數(shù)據(jù)空間分布較為稀疏, 且分布極不均勻。此外, 地表熱流數(shù)據(jù)的大小不僅與深部高溫的垂向熱傳導作用相關, 還與地層的熱導率、放射性熱和局部熱對流等因素相關, 數(shù)值上存在較大的不確定性(Audet and Gosselin, 2019)。居里面深度代表著巖石圈磁性層底界面深度, 大約與 550 ℃等溫面相重合(Li and Wang, 2016), 是反映地熱場的另一重要參數(shù)。通過磁異常數(shù)據(jù)計算方法獲得的均勻且分辨率較高的居里面深度, 可較好的反映巖石圈深部的熱結構信息。故將地表熱流與居里面深度結合, 能更為全面地反映地熱場信息。因此, 本文從地表熱流、居里面深度兩個參數(shù)所代表的地熱場信息出發(fā), 探討Te與地熱場之間的關系。

首先利用克里金插值將地表熱流數(shù)據(jù)插值成與Te數(shù)據(jù)分辨率一致。其次, 對華南陸塊的地表熱流數(shù)據(jù)(圖 6a)與 Te(圖 4a)進行互相關分析計算, 獲得研究區(qū)范圍內(nèi)的互相關系數(shù)(圖6b)。然后對化極后的EMAG2V3磁異常數(shù)據(jù)(Meyer et al., 2017)采用徑向功率譜方法, 將滑動窗口設置為160 km, 步長為40 km, 計算獲得華南陸塊的居里面深度分布(圖7a)。并將研究區(qū)的居里面深度與Te(圖4a)進行互相關分析計算, 獲得兩者之間的互相關系數(shù)。通過對比地表熱流數(shù)據(jù)與居里面深度之間的分布特征, 發(fā)現(xiàn)兩者具有較好的對應關系。如華夏地塊、江南造山帶的北東段部分及四川盆地西南角的地表熱流高值區(qū)域, 與較淺的居里面深度相對應, 可能反映了上述區(qū)域受熱活動劇烈導致居里面抬升, 說明該區(qū)域的殼幔活動性較強; 四川盆地整體呈現(xiàn)為地表熱流低值區(qū)域, 與較深的居里面深度對應, 反映熱流梯度值較小, 指示該區(qū)域的巖石圈內(nèi)部熱活動平靜,殼幔較為穩(wěn)定。

通常而言, 地表熱流高值和居里面深度淺部區(qū)域反映的巖石圈熱活動較為劇烈, 代表巖石圈力學強度較弱, 即Te與地表熱流值呈現(xiàn)負相關關系, Te與居里面深度呈現(xiàn)正相關關系。通過地表熱流數(shù)據(jù)(圖 6a)、居里面深度(圖 7a)與 Te(圖 4a)的對比, 及其互相關系數(shù)(圖6b)分布可知, 華南陸塊內(nèi)的Te與地表熱流數(shù)據(jù)、居里面深度分布的總體對應關系較好。例如高地表熱流值、淺居里面深度與地殼年齡較為年輕(≥1.4 Ga, Li et al., 1995)、地表出露有不同時期巖漿巖的薄Te華夏地塊相對應, 說明該區(qū)域的構造活動較為活躍; 低地表熱流和深居里面深度與地殼年齡較為古老(≥1.7 Ga, Li, 1994)、構造活動較為穩(wěn)定的厚Te揚子地塊相對應, 代表古老且穩(wěn)定的克拉通區(qū)域。但在華南陸塊內(nèi)部塊體拼接區(qū)域, 及其與周邊板塊接觸區(qū)域(如慈利—張家界—保靖斷裂(F7)的東南部、龍門山斷裂帶(F10)至華鎣山斷裂(F9)區(qū)域)的 Te數(shù)值與地表熱流值或居里面深度呈現(xiàn)出相反的相關關系。但是何種原因導致上述區(qū)域Te數(shù)值大小與地表熱流值或居里面深度出現(xiàn)相反的相關關系仍不清楚。下面結合其他資料, 分析上述異?，F(xiàn)象所蘊含的構造含義。

龍門山斷裂帶(F10)是華南陸塊內(nèi)揚子地塊與青藏高原東緣松潘—甘孜地塊的分界線。系列地球物理及巖石圈研究成果表明, 青藏高原中下地殼存在部分熔融或含水物質的流體(Brown et al., 1996;Klemperer, 2006), 且中下地殼流體向東部的揚子地塊方向運移(朱介壽等, 2017)。龍門山斷裂帶西北方向的松潘—甘孜地塊區(qū)域呈現(xiàn)為莫霍面陡然下降,厚Te, 淺居里面深度、高地表熱流值分布特征。地震與地球動力學模擬結果表明, 典型中地殼深度(～15 km)巖石的固相線約為 900～1200 ℃, 若在流體參與情況下, 固相線溫度將降低至 700～800 ℃(Hacker et al., 2000)。大地電磁數(shù)據(jù)反演的電性模型模擬的松潘—甘孜塊體上地幔溫度介于1300～1500 ℃, 熔融百分比高達 10%(李寶春等,2020)。故在青藏高原中下地殼流體和松潘—甘孜地塊深部熱物質上涌的作用下, 松潘—甘孜地塊的中下地殼區(qū)域極有可能發(fā)生部分熔融, 導致居里面深度隆起及地表熱流呈現(xiàn)高值特征。龍門山斷裂帶東南方向的揚子地塊區(qū)域具有厚Te、較深居里面深度的穩(wěn)定克拉通性質。因此, 本文認為造成龍門山斷裂帶(F10)至華鎣山斷裂(F9)區(qū)域的Te較厚(約為30 km,圖4a)、居里面深度較深(約為40 km, 圖7a), 而地表熱流值較高(約為60～80 mW/m2, 圖6a)的異常分布原因可能是龍門山斷裂帶的地殼深部仍具有克拉通巖石圈性質; 而在其地殼淺部, 受中下地殼流體的熱侵蝕作用, 導致龍門山斷裂帶(F10)至華鎣山斷裂(F9)區(qū)域的地表熱流值較高, 即龍門山斷裂帶區(qū)域可能僅為揚子地塊與松潘—甘孜地塊的巖石圈淺部分界線。此外, 在華鎣山斷裂(F9)出現(xiàn)局部較高的地表熱流值異常, 可能反映出該斷裂是一條為巖漿熱活動提供通道的深大斷裂。

圖6 大地熱流分布圖(a)和Te與熱流的互相關系數(shù)(b)Fig. 6 Map of heat flow (a) and cross correlation coefficient between Te and heat flow (b)

圖7 居里面深度Zb分布圖(a)和Te與Zb的互相關系數(shù)(b)Fig. 7 Map of Curie surface depth (Zb) (a) and cross correlation coefficient between Te and Zb (b)

江南造山帶西邊界(揚州—九江—咸寧—益陽—常德—銅仁一線)與慈利—張家界—保靖斷裂(F7)位置相近。故慈利—張家界—保靖斷裂(F7)東南部區(qū)域的Te較薄與居里面深度較深、大地熱流值較低的異常區(qū)域屬于江南造山帶。西側區(qū)域的Te急劇減薄、F整體減小、居里面坳陷、大地熱流值減小, 反映出該區(qū)域來自深部的熱改造作用減弱。故西側區(qū)域的地殼被嚴重破壞, 可能是導致巖石圈力學強度驟然降低的重要原因。江南造山帶由新元古代時期華夏地塊與揚子地塊碰撞拼合而成(陳昌昕等,2022)。云南省東南部地表出露前寒武紀地層屏邊組沉積巖的地球化學、巖石學特征、形成時代與揚子地塊南部的沉積巖相似, 暗示該區(qū)域屬于揚子地塊(Zhu et al., 2019)。因此, 本文推測慈利—張家界—保靖斷裂(F7)東南部的Te急劇減薄區(qū)域可能是新元古代時期華夏地塊與揚子地塊碰撞拼合的直接作用區(qū)域, 且華夏地塊與揚子地塊僅在該區(qū)域的中上地殼深度碰撞拼合形成江南造山帶, 而其地殼深部仍具有克拉通型巖石圈性質。

4.3 Te與地震

Te代表著巖石圈的綜合強度, 其數(shù)值大小與地殼和地震活動密切相關(Cloetingh et al., 2005)。從中國地震臺網(wǎng)中心(http://www.ceic.ac.cn/history)和前人研究成果(Chen and Molnar, 1977; Molnar and Chen, 1983; Molnar and Deng, 1984; Dain et al., 1984;Holt et al., 1991)中獲取華南陸塊1900—2022年大于4級的強震分布和震源深度數(shù)據(jù)。將震級分布數(shù)據(jù)投影至 Te圖中(圖 8)發(fā)現(xiàn), 研究區(qū)范圍內(nèi)大于 4級的強震頻發(fā)于 Te較薄和變化劇烈的構造斷裂帶區(qū)域, 如龍門山斷裂帶和臺灣造山帶等。揚子地塊的 Te較厚, 地震發(fā)生較少, 僅在齊岳山斷裂(F8)、華鎣山斷裂(F9)等斷裂附近發(fā)生地震。華夏地塊區(qū)域的Te雖然較薄, 但地震發(fā)生較少, 且地震發(fā)生區(qū)域與斷裂未有明顯的相關關系。故華南陸塊內(nèi)地震發(fā)生與Te的薄厚關系復雜, Te較薄區(qū)域并不代表著地震頻發(fā)區(qū)域。地震是構造應力長期積累和突然釋放的結果, 受深部動力學環(huán)境所影響(陳兆輝等,2020)。下文以華南陸塊不同區(qū)域的 Te分布特征為主, 結合其他資料, 探討龍門山斷裂帶強震頻發(fā)和華南陸塊地震較少發(fā)生的原因。

圖8 Te與1900—2022年地震(M≥4)分布(地震數(shù)據(jù)源自中國地震臺網(wǎng)中心)Fig. 8 Correlation of the Te map with the distribution of earthquakes between 1900 and 2022 (M≥4)

龍門山斷裂帶是我國地震活動最為頻繁的地區(qū)之一(馬國慶等, 2012), 亦是華南陸塊內(nèi)揚子地塊與青藏高原東緣松潘—甘孜地塊的交接部位。根據(jù)前文的分析表明, 與松潘—甘孜地塊相交的揚子地塊區(qū)域具有剛性巖石圈的克拉通性質; 而松潘—甘孜地塊的上地幔發(fā)生部分熔融, 中下地殼存在著軟弱的地殼流體。但松潘—甘孜地塊區(qū)域的Te值出現(xiàn)局部高值, F值大于0.5。在松潘—甘孜地塊所布設的深地震反射剖面結果顯示該區(qū)域曾經(jīng)存在著穩(wěn)定的剛性大陸地塊(高銳等, 2009)。龍門山斷裂帶兩側的GPS同震位移記錄數(shù)據(jù)顯示, 揚子地塊與松潘—甘孜地塊呈現(xiàn)出相向運動。通過統(tǒng)計研究區(qū) 1900年至今地震發(fā)生的震源深度, 將其與平均莫霍面深度(約為 35 km)進行對比可知, 地震震源主要介于中上地殼(＜22.5 km)(圖9)深度范圍內(nèi), 在下地殼及更深深度的區(qū)域地震發(fā)生較少。綜合上述證據(jù)及大地構造背景, 本文認為受太平洋板塊西向俯沖遠程效應影響, 以及印度板塊向亞洲板塊的俯沖作用下,松潘—甘孜地塊中上地殼的剛性塊體與剛性的揚子地塊發(fā)生碰撞, 在地殼淺部發(fā)生塑性形變形成龍門山斷裂帶, 應力在中上地殼所代表的脆性介質中積累; 而下地殼的地層屬性存在流體, 地層較為軟弱,受應力作用, 容易發(fā)生變形、滑脫, 不易積累能量。綜上, 龍門山斷裂帶區(qū)域在揚子地塊與松潘—甘孜地塊的長期持續(xù)夾持作用下, 中上地殼的構造應力和能量積蓄至一定程度便會釋放, 從而頻繁引發(fā)地震。

圖9 華南陸塊1900—2022年地震震源深度(M≥4)統(tǒng)計直方圖Fig. 9 Statistical histogram of seismic (M≥4) source depths in South China Block from 1900 to 2022

雖然華南陸塊內(nèi)地震發(fā)生較少, 但不同地塊發(fā)生地震較少的深部原因存在差異。揚子地塊區(qū)域的Te值較厚, 反映巖石圈力學強度高, 地震活動性較弱。華夏地塊的Te值較薄, 居里面和莫霍面分布均呈現(xiàn)隆起狀態(tài), 地表熱流值為高值分布, 且地表廣泛出露有大量的花崗巖(Huang et al., 2002; Li and Li, 2007)。結合白堊紀—古新世時期, 華南陸塊整體的構造應力方向由擠壓轉換為伸展(He and Santosh, 2016), 伸展環(huán)境引發(fā)巖石圈伸展和大量的火山-巖漿活動, 引起陸內(nèi)地殼物質重建(于津海等,2006)。說明華夏地塊巖石圈力學強度降低的主要因素是深部熱物質上涌, 且在上涌的過程中, 發(fā)生了強烈的殼幔改造作用, 造成引發(fā)地震所需的能量被殼幔改造作用釋放。此外, 橫跨華夏地塊不同區(qū)域的大地電磁剖面探測結果顯示, 華夏地塊地殼中廣泛分布著橫向不均勻的高電導率層(韓松等, 2016;胡祥云等, 2017; Zhang et al., 2020), 暗示由多個微板塊(于津海等, 2006)相互作用產(chǎn)生的應力易被高電導率層代表的軟弱地層吸收, 難以為地震形成提供條件。

5 結論

本文采用導納和相關函數(shù)聯(lián)合方法, 利用去除沉積層重力影響的EIGEN-6C4地殼布格重力異常、ETOPO1地形數(shù)據(jù)及全球地殼模型Crust1.0的相關數(shù)據(jù), 計算了華南陸塊的巖石圈有效彈性厚度(Te)和荷載比(F)分布。首先分析了華南陸塊不同構造單元Te和F分布所代表的構造含義。其次, 分別討論了Te與地熱場(地表熱流和居里面深度)、地震活動之間的相關性, 并探討異常區(qū)及地震活動形成的原因。具體的結論如下:

(1)本文的計算結果揭示了華南陸塊Te和F的空間變化特征, 并與其他資料結合, 分析其所蘊含的構造意義。華南陸塊的Te整體變化呈現(xiàn)為西厚東薄, 變化范圍介于 1～40 km。華夏地塊東部沿海的Te陡然增厚區(qū)域(＞30 km), 代表地殼可能處于彈性應力狀態(tài); 而華夏地塊的 Te較薄(＜20 km), F＞0.5,暗示該區(qū)可能受深部熱物質上涌作用影響。揚子地塊內(nèi)的四川盆地區(qū)域, Te較厚(＞20 km), F＜0.5, 反映了克拉通性質。江南造山帶的 Te較薄(＜20 km),且F呈現(xiàn)北高南低分布, 指示北段的殼幔改造作用要大于南段。此外, 松潘—甘孜地塊與揚子地塊之間的相互作用, 及東、西部不均勻分布的巨厚沉積層可能是導致四川盆地區(qū)域 Te呈現(xiàn)東厚西薄分布特征的重要因素。

(2)Te數(shù)值大小與地熱場(地表熱流數(shù)據(jù)、居里面深度)之間的總體對應關系較好, 但在龍門山斷裂帶和江南造山帶區(qū)域, Te數(shù)值大小與地表熱流值或居里面深度呈現(xiàn)相反的相關關系。結合已知資料,認為出現(xiàn)上述現(xiàn)象的深部原因是龍門山斷裂帶和江南造山帶區(qū)域的淺部地殼被破壞, 而深部具有克拉通型地殼。

(3)地震活動與Te的薄厚關系復雜, Te較薄區(qū)域并不代表著地震頻發(fā)區(qū)域, 地震活動性與其所處的深部環(huán)境相關。龍門山斷裂帶地震頻發(fā)的深部原因是松潘—甘孜地塊中上地殼剛性塊體與剛性揚子塊體碰撞, 中上地殼的剛性地層受長期能量和應力積累, 易滿足地震發(fā)生條件。華夏地塊較少發(fā)生地震的原因是深部熱物質上涌對華夏地塊的殼-幔進行強烈改造, 大量能量被釋放, 且應力易被地殼中廣泛存在的橫向不均勻分布的軟弱地層吸收。揚子地塊由于巖石圈力學強度較高, 較少發(fā)生地震。

致謝: 渥太華大學地球和環(huán)境科學系的 Audet P教授提供了導納和相關函數(shù)聯(lián)合方法; 兩位匿名審稿人對文章的完善提供了建設性意見和建議; 本文大部分圖件由GMT繪制; 謹此致謝。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos. DD20190012, DD20221643, and DD20190016), and National Natural Science Foundation of China (Nos. 92062108, 42074099, and 41630320).