华南地区樟树—宁德大地电磁测深剖面深部电性结构及热特征

李帅， 韩江涛,2*， 刘立家,2， 孟凡文， 康建强， 吴懿豪， 辛中华

1 吉林大学地球探测科学与技术学院， 长春 130026 2 自然资源部应用地球物理重点实验室， 长春 130026

0 引言

华南地区是欧亚板块东南缘地壳生长和大陆增生最活跃的大陆边缘，同时也是壳幔物质与能量强烈交换的地带，大规模的岩浆岩带以及岩浆活动主要受控于NE、NNE向的深大断裂带(Zhang Y Q et al.,2012；Zhang G W et al.,2013).华南大陆由不同块体拼贴联合组成(舒良树，2012；Zhang et al.,2020)，为多期复合的碰撞对接带(魏秀喆等，1983；王昆等，1993；楼法生等，2005)，其整体分为两大陆块，分别为扬子地块和华夏地块(图1a).华南地区复杂的构造格局导致热活动强烈，深部热物质的上涌与地壳的混染形成了具有幔源物质的岩性组合(Zhou et al.,2006；He and Xu,2012；Li et al.,2013).华南地区作为大火成岩省，广泛分布了各个时期的岩浆岩，其中中生代为岩浆岩的主要形成时代(Huang et al.,2015)，且花岗岩自北西向南东生成时代逐渐变新，变质程度逐渐减弱(杜国云，1998；毛建仁等，2014；汤家富和戴圣潜，2016)(图1b).花岗岩的形成与地幔热源和岩浆热物质的上涌密切相关，花岗岩的时空分布规律可能是地幔热源活动的反映.

大地热流主要由地壳热流与地幔热流构成.地壳热流主要与放射性集中层以及大范围的花岗岩侵入体有关，放射性集中层主要位于中上地壳，与高丰度、长寿命的U、Th、K等放射性同位素有关，而地幔热流源于幔源物质的底侵作用或者是来自数百公里深处或核幔边界的热柱(Morgan，1984；Nyblade and Pollack,1993).华南地区的大地热流值自北西向南东逐渐增高，大地热流分区性明显，扬子地块为中-低温梯度区，大地热流值在60～70 mW·m-2之间；武夷隆起带为中-高温梯度区，大地热流值在70～80 mW·m-2之间；东南沿海陆缘带为高地温梯度区，大地热流值大约为90 mW·m-2(汪集旸和黄少鹏，1990；谢窦克和张禹慎，1995；胡圣标等，2001；袁玉松等，2006；张帆，2013；姜光政等，2016).华南地区自东南沿海向扬子地块莫霍面温度逐渐降低，软流圈顶部埋深逐渐变深(熊绍柏等，1991；王培宗等，1993；吴健生等，2014)，形成了东南地温梯度及大地热流高、西北地温梯度及大地热流低的格局，反映了华南地区岩石圈热结构上的差异(图1c).

图1 (a) 研究区区域大地构造背景图(底图参考毛建仁等，2014)； (b) 樟树—宁德大地电磁测深剖面与主要断裂分布图(底图参考毛建仁等，2014)； (c) 华南地区大地热流图(底图参考袁玉松等，2006)

壳幔中的高热物质的地球物理特征表现为低速、高导异常，已有研究表明华南地区低速异常和高导异常普遍发育.研究认为低速、高导异常的成因有：上地幔的部分熔融(吕苗苗等，2017)、壳幔物质的相互作用(蔡辉腾等，2014；王晓冉等，2018)、深大断裂的存在(李红星等，2015；林吉焱等，2020)、深部的岩浆作用(谭皓原和王志，2014；林吉焱等，2020)、太平洋俯冲板块脱水作用(眭怡等，2018)、地幔柱活动(曲平等，2020).岩石圈内的高导体是研究板块之间的构造活动及深部热活动的重要证据(徐克定，2000；孙洁等，2001；朱介寿等，2005；Zhang et al.,2015).华南地区高导层成因模式有：扬子地块与华夏地块之间的碰撞俯冲的岛弧环境(Zhang L T et al.,2015；Zhang K et al.,2020)、下地壳的拆沉(胡祥云等，2017；Zhang et al.,2019)、太平洋板块俯冲作用导致的岩石圈的水化过程(Xu et al.,2019)及玄武质岩浆的底侵作用(韩江涛等，2012；韩松等，2016).在华南地区强烈物质交换背景下，高导体是研究华南地区的热状态的有效途径.

大地电磁测深法是研究地球内部导电性结构及流变学特征的有效方法(孙洁等，2001)，可为地热有关的深部岩浆活动研究提供重要的依据(陈昌昕等，2020).大地电磁测深法对深部的高导体具有良好的分辨能力，可以用来解释与地热相关的深部玄武质岩浆的底侵作用(Zhang et al.,2020)、板块俯冲作用导致的岩石圈的水化过程(Xu et al.,2019)等，同时也可以研究地热系统深部的热源机制(Gao et al.,2018；王凯等，2021)、非常规的地热储层(Ars et al.,2019)、地热系统的地质结构(Maithya and Fujimitsu,2019)等.本文在前人的研究基础上，基于樟树—宁德大地电磁测深剖面的电性结构，解析华南地区的深部结构及热源特征.

1 研究方法

1.1 数据采集与处理

本文利用的江西樟树至福建宁德的大地电磁测深剖面数据在国家深部探测专项(SinoProbe-02)资助下由吉林大学于2012年完成.采集仪器使用加拿大凤凰地球物理公司V5-2000型大地电磁测深仪，有效周期范围为0.003～2000 s，采集时长为20 h左右.剖面全长410 km，共布设了37个宽频大地电磁测点，平均点距为11 km，见图1b.剖面从北西到南东依次穿过了扬子地块东缘、华夏地块的武夷隆起带和东南沿海陆缘带.利用傅里叶变换将原始时间序列数据转换为频率域数据，并采用功率谱筛选、Robust估计(Egbert，1997)等技术，获得高质量的阻抗张量信息.图2是不同地块的未经编辑的视电阻率和阻抗相位曲线，数据质量整体较好.

图2 MT测点视电阻率-相位曲线(不包含21号测点)

1.2 维性分析

反演前需要对剖面结构进行维性分析，相位张量受近地表非均匀性所产生的电流畸变效应影响较小，成为了分析区域维性的重要参数(Caldwell et al.,2004；Moorkamp，2007).图3是剖面上各测点的相位张量分解结果.该相位张量的计算式由三个分量(最大相位φmax、最小相位φmin以及偏离角β)定义的椭圆表现评价维性.当β<3°时，一维和二维特征较明显，且在一维条件下，φmax和φmin相等，相位张量椭圆呈圆形；当β>3°时，对应三维的地下结构.在1～1000 s的周期内、1～17号测点，在1～100 s的周期内、22～37号测点以及0.001～0.1 s周期内、23～37号测点β值普遍小于3°，二维特征明显.其他区域表现为较大的β值，主要由盲区(1 Hz附近)及低频数据的低信噪比所致，也可能具有一定的三维特征.为了确保反演结果的可靠性，本文对剖面数据进行二维反演和三维反演，通过对比分析选择更合适的反演模型.

图3 华南地区樟树—宁德剖面相位张量椭圆图

分析研究区的构造走向是二维反演前的必要工作.基于G-B阻抗张量分解方法(Groom and Bailey,1989)，本文获得了区域的最佳电性主轴，对二维反演前的大地电磁测深响应电性失真、大地电磁测深数据的区域走向和维数进行了估计，并利用玫瑰图描绘所有测点以及不同频段区间由G-B分解获得的走向.结果如图4，图4a为不同测点的构造走向玫瑰图，图4b为不同频段的构造走向玫瑰图，最终确定区域构造走向是北东向45°.因此将MT阻抗数据转动45°，使ρxy、φxy曲线对应TE模式(电场平行于构造走向)，ρyx、φyx曲线对应TM模式(电场垂直于构造走向).

图5为MT反演过程中TM、TE模式下的实测数据和反演模型所计算的响应数据拟断面.其中图5的a、b、e、f为视电阻率的对比图，图5的c、d、g、h为相位的对比图.通过对比来评估本文结果的可靠性.由于对TE模式进行了降权，导致实测数据和响应数据拟断面图具有差异，参与反演程度较高的TM模式基本一致.本文选择的TE+TM模式反演模型的响应数据与实测数据之间一致性较好，表明了反演结果的可靠性.

图5 MT反演实测数据与响应数据拟断面图

1.3 二维反演

本文采用非线性共轭梯度算法(NLCG)进行二维反演计算(Rodi and Mackie,2001).大地电磁测深二维反演模式包含TE、TM和TE+TM模式.其中TE模式对垂向的电阻率变化更加敏感，但TE模式更容易受到三维畸变影响(Berdichevsky, 1999)，TM模式具有较好的横向分辨率，但纵向分辨率不足(万汉平，2013)，实践中多采用TE+TM联合反演模式.本文采用TE、TM和TE+TM模式对数据进行二维反演.

反演参数选取为：正则化因子分别取τ=1、3、5、15、20、30、50、100、200、300；水平光滑因子(alpha)为1；TE和TM模式下单独反演选取的视电阻率级数均为10%，相位误差级数均为5%；TE+TM联合反演的TM模式下选取的视电阻率误差级数为10%，相位误差级数为5%，TE模式下选取的视电阻率误差级数为100%，相位误差级数为5%.局部近地表不均匀性引起的静位移，导致视电阻率曲线整体偏移，而相位曲线基本一致，因此，本文对于可能受到静位移影响的测点进行校正，并利用校正后的模型进行反演.初始模型为100 Ωm的均匀半空间，反演网格由60行、120列组成，横向网格宽约为4 km，纵向层厚以1.2倍递增，为避免边界效应，模型的横向扩展到900 km，纵向扩展到450 km.反演迭代次数设置为200次．通过设置不同的正则化因子获取L曲线(图6)，τ=15时的反演模型可以更好的平衡拟合误差和模型的粗糙度.最终，TE+TM联合反演得到的二维模型更加符合研究区的地质构造特征，均方根误差(RMS)为2.88.

图6 不同正则化因子的模型粗糙度与拟合误差值曲线图

1.4 三维反演

三维反演采用非线性共轭梯度算法(NLCG)(Newman and Alumbaugh,2000).三维反演参数选取为：沿X(南北)方向网格宽度8000 m，网格数55个，两侧以2.5倍系数各扩边5个网格；沿Y(东西)方向网格宽度8000 m，网格数30个，两侧以2.5倍系数各扩边5个网格；沿Z(垂向)方向首层10 m，层递增系数1.2，网格数48个，边界以2.5倍系数扩边5个；最终生成的反演网格为55×30×48；反演初始模型为100 Ωm的均匀半空间；误差门限设置为5%.利用上述参数对所有测点全阻抗数据进行三维反演，获取剖面下方的三维电性结构.本文采用分频反演，首先反演高频数据，利用高频的反演结果作为下一步反演的初始模型，逐步加入低频数据进行反演，多次循环迭代.最终反演均方根误差为2.79.

图2续

通过对比二维反演和三维反演结果(图7)，两者的主要异常结构吻合.17、18号测点下方高导异常只在二维反演中出现，根据相位张量分析，17、18号测点的三维特征更明显，在二维反演中出现很可能为假异常，因此本文不对其讨论.C5异常在三维反演模型中显示了较小的延伸范围，可能与34、35、36、37号测点拟合情况较差有关(RMS较大).地震地质上的结果都显示东南沿海陆缘带具有强烈的活动特征(徐夕生等，1999；张健等，2018).通过对比二维反演可以更好的平衡拟合误差和模型的粗糙度.

图7 TE+TM联合二维反演和三维反演结果对比

图8为TE+TM模式下二维反演以及三维反演的各个测点的均方根误差，大部分测点的均方根误差在3以下.对比发现，东南沿海陆缘带的34、35、36、37号测点三维反演结果的均方根误差略大于二维反演结果.

图8 TE+TM模式二维反演和三维反演各测点均方根误差分布图

1.5 模型灵敏度分析

本文依据Schwalenberg等(2002)的灵敏度验证方法，验证模型中主要的高导体C1、C2、C4和C5的灵敏度(图9).该方法是改变高导体位置几个数量级的电阻率值，计算正演响应.通过对比正演前后的视电阻率-相位响应以及均方根相对误差，如果视电阻率曲线存在明显的电阻率增加，相位曲线存在明显的相位减小，相对误差较大，说明模型具有较高的敏感度，同时验证了高导体的真实性与可靠性.高导体埋深的验证方法为：用若干个顶界面相同，底界面不同的高阻块体(围岩电阻率平均在3000 Ωm)代替原始的反演结果模型(图10).建立不同深度的测试模型并计算其正演响应，利用(1)式评价异常的可靠性.

图9 模型灵敏度验证图(利用3000 Ωm围岩电阻率替代高导体异常得到所有MT测点的均方根误差)

图10 高导体验证模型

(1)

其中RMSF为正演后模型的均方根误差，RMSO为原始模型的均方根误差，RMSOF为相对误差.

随着底界面埋深的增加(具体利用的电阻率埋深层数见图11)，正演后模型与原始模型之间的相对误差逐渐减小，说明了高导体随着深度增加，敏感性逐渐下降(图11).当达到一定深度时，敏感度下降到一定的值，当相对误差减小到0.1的时候，本文认为该深度的电阻率已经达到了围岩电阻率的值，对应的深度为高导体深度.本文最后确定的高导体埋深见表1.

图11 高导体深度验证图

表1 高导体埋深验证表

2 电性结构特征

电性模型显示了扬子地块东缘、武夷隆起带、东南沿海陆缘带的电性结构存在明显的横向差异性.扬子地块主要呈现了高阻特征，只有浅层电阻率较低；武夷隆起带地壳尺度存在互为独立的高导体，岩石圈地幔60～80 km为电阻率为几百欧姆米的低阻层；东南沿海陆缘带存在一条从地表一直延伸到上地幔的低阻条带.剖面从西向东切过江山—绍兴—萍乡断裂带、赣江断裂带、十万大山—杭州断裂带、政和—大浦断裂带和福安—南靖断裂带，均表现为低阻特征，见图12.

2.1 高导体分布

扬子地块东缘与武夷隆起带的交界处存在高导体C1，对应了江山—绍兴—萍乡断裂带，西倾大约60°，下方连接了延伸到上地幔的低阻通道，在下地壳以上电阻率较低，低阻通道电阻较高，两侧为巨厚的高阻体；C2、C3、C4位于武夷隆起带上地壳以及Moho处，被不同规模的高阻块体分隔，下方连接了上地幔的低阻层，扬子地块的高导体和武夷隆起带的高导体可能具有同源的特征；C5为贯穿东南沿海陆缘带地壳与上地幔的高导体，整体电阻率偏低.

2.2 断裂带特征

2.2.1 江山—绍兴—萍乡断裂带(F1)

7、8号测点间的高导条带为江山—绍兴—萍乡断裂带.电性特征表现倾向西北、角度约为70°，其东西两侧为巨厚的高阻体，东侧高阻体较厚，下方与低阻条带相连接.江山—绍兴—萍乡断裂带是显著的重力梯度带以及地球化学域的分界线，布格重力异常显示该断裂位置表现为莫霍面凸起带，地壳显著变薄.岩石学显示沿着断裂带发育中生代镁铁质火山岩(秦社彩等，2019)，断裂带东西两侧分布的岩石组合也存在差别，西北侧出露大量的岛弧火山-沉积岩系，东侧出露的为多期区域动力-热流变质作用的变质岩系(胡开明，2001)，两侧不同的岩石组合对应的深部的电性结构也存在差异.

2.2.2 赣江断裂带(F2)

10、11号测点间的高导条带为赣江断裂带，高导条带与下方的低阻层相连.东西两侧为高阻体，西侧高阻体较厚.赣江断裂带是具有显著的重力、航磁异常的左旋走滑的超壳断裂带，由于其深部倾向不确定，因此在图12中并未标注.断裂以东重力异常呈NE走向，以西主要呈NNE走向(徐鸣洁和舒良树，2001；滕吉文，2002)，主断裂表现为大规模的左行走滑脆性剪切带，倾角在65°～70°(马逸麟等，2002；曾新福和汤兰荣，2018；崔学军等，2002).岩石学上是一条晚中生代的火山岩线，赣江断裂带被认为最早形成于晋宁运动，在晚三叠世之后，断裂活动剧烈，并形成了许多晚中生代的岩浆岩(梁兴和吴根耀，2006).

图12 樟树—宁德剖面电性结构二维反演解释图(Moho资料来自杨晓瑜和李永华，2021；Song et al.,2017)

2.2.3 十万大山—杭州断裂带(F3)

21号测点下方的高导条带为十万大山—杭州断裂带，其两侧均为地壳尺度的高阻层.十万大山—杭州断裂带是一条NNE向的超壳深断裂带(Gilder et al., 1996； Zhou et al.,2006; 蒋少涌，2008).地表出露了碱性、贫水、后造山(洪大卫等，1995; 刘昌实等，2003)的A型花岗岩类，具有高εNd(t)值和低tDM值的花岗岩带(蒋少涌，2008).这些花岗岩主要由壳幔混合作用形成(蒋少涌，2008；郭春丽等，2010)，超壳断裂为花岗岩中的幔源物质上升至地表的通道，C3与向东倾的低阻通道连结，两者可能具有相同的深部背景，其可能为壳幔混染作用提供了物质交换的通道.

2.2.4 政和—大浦断裂带(F4)

32号测点为政和—大浦断裂带，两侧为巨厚的高阻层.地震结果显示政和—大浦断裂带东西两侧具有明显不同的P波和S波速度结构(Cai et al.,2015；Kuo et al.,2016)，且切割深度大于30 km，推测为超壳断裂(赵延娜等，2019； 李海艳等，2021)，由于不确定其深部具体倾向，因此在图12中并未标注.该断裂被认为是华南加里东褶皱带与东南沿海岩浆带的分界(舒良树和周新民，2002)，控制了晚中生代陆缘岩浆弧的分布.断裂带内发现新元古代的铁镁质-超铁镁质岩石组合(马瑞士，2006； 舒良树等，2008；Shu et al.,2011)，两侧发育钙碱-弱碱性多期次、大面积分布的火山岩(姚伯初等，2011； 唐婷婷等，2014).前人认为这些火山岩的形成是由于古太平洋板块的俯冲沿政和—大浦断裂带形成岩浆弧，在伸展环境下，火山岩面积开始扩张(Li Z X and Li X H, 2007)，这些火山岩对应了两侧的高阻层.断裂带两侧的电性结构也存在很大差异，西侧的整体电阻率要比东侧的电阻率高.

2.2.5 福安—南靖断裂带(F5)

37号测点高导条带为福安—南靖断裂带.福安—南靖断裂带的布格重力异常和航磁异常都很明显，并且是与地幔隆起有关的切穿Moho的深大断裂(马金清和徐维光，2010)，但不确定其深部的具体倾向，因此在图12中并未标注.以其为中心，形成了规模巨大的喷发带以及巨厚的火山堆积物，认为其控制了晚侏罗世岩浆的喷发.断裂正位于布格重力异常不同特征分区的交界处，西部为重力低缓异常区，东部为重力梯级区.断裂两侧结构差异明显，西侧为高阻层，东侧为导电层，对应了布格重力异常的结果.且断裂的下方对应的高导层为深部幔源物质上升的通道，福安—南靖断裂带为岩浆的涌出提供便利的条件.

3 讨论

3.1 高导体分布及形成机制

本文认为扬子地块东缘、华夏地块的武夷隆起带和东南沿海陆缘带的高导体具有不同的成因，因此对不同地块的高导体异常单独进行讨论.

C1高导体位于江山—绍兴—萍乡断裂带下方，江山—绍兴—萍乡断裂带是扬子地块与华夏地块在新元古代碰撞拼合的缝合线(Guo et al.,1989；Wang X L et al.,2006；舒良树，2012；Wang Y J et al.,2013；Zhang et al., 2015；田洋等，2021).地震速度结构显示在江山—绍兴—萍乡断裂带的速度负异常一直延伸到深处(林吉焱等，2020)，前人大地电磁测深研究结果也具有类似的低阻特征(Xu et al.,2019；Yin et al.,2021；Shan et al.，2021)，地质结果显示该断裂带年龄以及物质的差异明显，且发现了反映幔源和裂谷的特征的双峰式火山熔岩(Wang and Li,2003)、基质强变质的超镁铁-镁铁质岩相组合以及代表岛弧环境的蛇绿岩套(Chen et al.，1991；周新民和朱云鹤，1992；Zhou et al.,2002a，b；曾勇等，2002；周新民，2003；吴荣新等，2005；舒良树，2006；Li et al.,2008；罗皓等，2013；韩瑶等，2016；朱喜，2019；孙俊俊，2019).高导异常的解释主要有硫化物、石墨膜、H2O衍生出的氢离子(H+)的扩散以及部分熔融几种解释.由于流体的存在，硫化物很容易发生氧化变质，很难在浅层地壳中存在.而石墨膜会降低电阻率，但是不会降低地震速度，特别在江山—绍兴—萍乡断裂带处发现了蛇纹岩化的橄榄岩，所以本文高导体解释为蛇纹岩化的橄榄岩更为合理，其也可能为古缝合线的活化.这些岩性组合说明扬子地块与华夏地块之间在拼合之前为海洋环境，碰撞拼合后发生了剧烈的岩浆活动，深部的岩浆上涌，再经后期的变质作用，形成了江山—绍兴—萍乡断裂带这种典型的岩相组合.地震结果显示了在扬子地块东缘与武夷隆起带拼贴处，扬子地块向南东方向下插(张永谦等，2021)，武夷隆起带与扬子地块东缘拼贴完成则在晋宁运动时期(林吉焱等，2020).因此本文认为高导体C1代表了扬子和华夏的缝合位置，且拼贴之前地块之间为海洋环境.

剖面中的C2、C3、C4高导体存在于武夷隆起带地壳内部.地震结果显示武夷隆起带高速度区、磁异常的高值区与地表岩浆岩分布联系密切，低速区与主要的断裂位置对应较一致(林吉焱等，2020).重力结果显示武夷隆起带的重力异常与扬子地块和沿海区域相比明显偏低，且内部重力的短波长异常与地壳中速度的横向剧烈变化密切相关(林吉焱等，2020)，这对应了本文武夷隆起带高低阻交替出现的结果.不止如此，武夷造山带从上地壳一直保持高速一直到深部80 km转变为低速异常(王晓冉等，2018)，这与本文结果中武夷隆起带70 km以下的低阻异常对应较好.由于地震低速异常的存在，排除了地壳中高导体为石墨膜的可能，而硫化物在浅部地壳中很难存在，所以也排除了这种可能.武夷隆起带地壳的泊松比(0.27)相对较高(韩如冰等，2019)，铁镁质含量的增加、石英质含量的减少以及部分熔融会提高泊松比(Christensen and Fountain,1975；Chen et al.,2010)，武夷隆起带的大地热流值在70～80 mW·m-2之间，武夷隆起带的大地热流值不能使地壳完全熔融，那么这些低速高导的异常更大的可能为深部岩浆的上涌在Moho形成的部分熔融.武夷隆起带发现的花岗岩幔源组分所占比例较少，说明深部的岩浆也上侵至地表，但是上侵至地表的玄武质岩浆仅有一小部分.地幔的低阻层较厚，武夷山下70 km深处的含水率高达0.1wt%，熔体分数高达1%(Xu et al.,2019)，该低阻异常解释为古太平洋板块西向俯冲所携带的流体和部分熔融的共存更合理(Xu et al.,2019).由于武夷隆起带的造山作用明显，同时又经历了块体的拼合，深部的岩浆活动处于比较活跃的状态，所以这些高阻块体之间的相对高导异常反映了地幔物质一定程度的参与.古太平洋的多期西向俯冲使武夷隆起带以及东南沿海陆缘带岩浆活动剧烈，武夷隆起带与东南沿海陆缘带处于挤压造山的构造环境，深部的地幔物质无法上涌，储存在较深处，因此该低阻层为深部地幔物质的大规模侵入.古太平洋后撤，武夷隆起带与东南沿海陆缘带处于伸展构造环境，深部的地幔物质沿薄弱位置上涌，形成了这种高阻块体之间嵌入低阻体以及高导体C2、C3、C4的电性特征，这些高导体为深部物质的部分熔融.

剖面中的C5高导体贯穿东南沿海陆缘带的地壳和上地幔.大量的地震结果显示东南沿海陆缘带存在巨量的低速体，在东南沿海福建、漳州等地地壳10 km、20 km、Moho周围、Moho以下均发现了大规模的低速异常(Zhang et al.,2018)，并解释为热流上涌形成的部分熔融(蔡辉腾等，2014；谭皓原和王志，2014；Shen et al.,2016).在东南沿海地区以及南海北部陆源的岩石圈及下伏的软流层100 km中发现宽约200 km、长约1300 km的NW-SE向巨大的低速异常带(Lebedev and Nolet,2003；方念乔等，2007；鄢全树和石学法，2007；李三忠等，2011).而更深的200～400 km巨大的低速异常构造一直延伸至地幔转换带，且具有较高的地温梯度，研究者认为这些低速异常为地幔橄榄石的部分熔融(眭怡等，2018；曲平等，2020).东南沿海的泊松比在0.20～0.30之间(李海艳等，2021)，地壳厚度与泊松比呈负相关，很可能幔源物质从深部地幔一直侵入了上地壳所导致.东南沿海发生的区域性的底侵作用得到了学者们的一致认可(Xu et al.,2000；Zhou and Li,2000；Ai et al.,2007；马金清和徐维光，2010；Li et al.,2013；叶卓等，2013)，晚燕山期高钾钙碱型花岗岩分布说明壳幔混染作用明显，铁镁质岩浆物质上侵(Zhou and Li,2000；Zhou et al.,2006)，且部分区域形成了镁铁质岩墙群(董传万等，2010；He and Xu,2012)、新生代的麻粒岩捕虏体，麻粒岩的形成意味着壳幔边界发生了部分熔融(于津海等，2002).因此本文认为东南沿海陆缘带呈现的地幔尺度的高导体C5为玄武质岩浆上涌至Moho，且在Moho以及地壳中发生了部分熔融.

3.2 深部热源特征

华南地区越靠近东南沿海，岩浆活动的剧烈程度越明显，这与本文的结果相一致，越靠近东南沿海地区，壳幔内的高导体越丰富，埋深也越深.深部的这种特征在地表对应了花岗岩的类型转变，从武夷隆起带到东南沿海陆缘带，花岗岩由S型向I型和A型转变(徐夕生等，1999；Clemens，2003；朱金初等，2006；He et al.,2010).武夷山西侧S型花岗岩出露较多，武夷山东侧I型与A型花岗岩出露较多，东南沿海陆缘带包括了中生代早期的S型花岗岩(徐夕生等，1999)，以及中生代晚期的双峰式火山岩、双峰式侵入杂岩以及I型和A型花岗质复合岩体，属于典型的陆缘伸展减薄型构造-岩浆组合(邱检生等，2008)，在年代上两个地区的钙碱性花岗岩中的幔源物质组分从印支期到燕山期逐步递增(王德滋和周新民，2002；王德滋，2004；王强等，2004；华仁民等，2005；董传万等，2007；谢窦克等，2008；秦晓峰，2014)，这种随着年代和花岗岩类型的转变说明玄武质岩浆在壳幔中早期为滞留状态，后期慢慢沿薄弱处上涌.断裂系统为深部的玄武质岩浆的溢出提供通道，热能也随之释放，致使东南沿海地区出现新生代玄武岩(滕吉文等，2019)，其中包含了来自岩石圈地幔的橄榄岩包体(赵海玲等，2003).东南沿海陆缘带的这些酸性花岗岩体具有较高的放射性(李亭昕等，2020)，居里面埋深在17～18 km，放射性集中层厚度在10～12 km(王安东等，2015)，如此厚度的放射性集中层衰变所产生的热量致使东南沿海更热，使得温度达到200 ℃以上.

东南沿海地区的Moho平均温度为550 ℃，在Moho发生了大规模的热流上侵作用(谭皓原和王志，2014).东南沿海地区新生代时期深部上地幔具有类似于大洋岩石圈地幔的高热状态(赵海玲等，2003)，现在地幔深部90 km的温度在950～1250 ℃，120 km的温度在1050～1400 ℃，150 km的温度在1200～1450 ℃，220 km温度在1500～1700 ℃(张健等，2018).华南地区的岩石圈以橄榄岩为主(单斌等，2021)，这种具有大洋岩石圈地幔的高热状态与更深处的热物质上涌是分不开的.本文认为热物质的上涌与古太平洋板块的西向俯冲相关，强烈俯冲使得东南沿海陆缘带强烈活化，核-幔物质传输、壳-幔物质传输和岩浆活动强烈，使得大洋板块插入大陆板块下，冷的大洋板块下沉，热的地幔物质上涌，形成了东南沿海地幔以及下地壳高热的状态.因此东南沿海深部地幔存在热源.武夷隆起带的大地热流值在70～80 mW·m-2之间，这个热量很难使岩石物质发生熔融，武夷隆起带下的高导体中的地壳熔融物质参与较少.武夷隆起带的布格重力异常较低，地幔物质的部分熔融使得泊松比较高.这与古太平洋板块的西向俯冲有关，在后撤的伸展构造背景下，地幔对流以及地幔的热作用造成了Moho隆起，较低的布格重力异常和较高的泊松比(Zandt and Ammon,1995；Arcay et al.,2006；韩如冰等，2019)，对应了Moho尺度的不同规模的高导体.武夷隆起带的热量来自于Moho埋深处的高导体(图13).

图13 华南地区地热机制示意图

3.3 深部热通道特征

虽然武夷隆起带与东南沿海陆缘带地表的岩相组合幔源物质参与程度不同，深部的高导体埋深和热源机制不同，但两个地区构造背景相同，都经历了古太平洋板块的西向俯冲挤压作用和板块后撤的伸展作用，武夷隆起带的挤压作用更明显，东南沿海陆缘带的伸展作用更明显，幔源物质上涌的比例更大.断裂系统周围分布了不同期次上侵的变质后的花岗岩，深大断裂控制了幔源物质的上涌与热量的散发，武夷隆起带和东南沿海陆缘带的深大断裂处均显示出了高导的特征，这表示两个地区的热通道的特征具有一致性.在古太平洋板块西向俯冲的挤压构造环境下，深部的幔源物质上涌，储存在较深处，古太平洋板块后撤，在伸展环境下，深部的幔源物质与热量沿深大断裂上侵，因此造成了断裂位置的大地热流较高.

4 结论

(1)扬子地块东缘、华夏地块的武夷隆起带及东南沿海陆缘带横向上电性结构存在明显的差异，扬子地块主要由巨厚的高阻层组成，其与武夷隆起带之间的高导条带对应了扬子地块与华夏地块的分界线——江山—绍兴—萍乡断裂带，断裂带内推测为蛇纹岩化的橄榄石，浅部为古缝合线的活化；武夷隆起带内发育相互独立分布的壳内高导体，推测为深部物质在下地壳内发生的部分熔融；深部东南沿海陆缘带存在壳幔连通的高导异常，推测为玄武质岩浆上涌的通道；

(2)华南地区高导异常与深大断裂存在普遍联系，如江山—绍兴—萍乡断裂带、赣江断裂带、十万大山—杭州断裂带的深部延伸；

(3)武夷隆起带与东南沿海陆缘带具有不同的热源机制：武夷隆起带热源集中在Moho，地幔对流与地幔的热作用造成了Moho隆起，从而造成了武夷隆起带的大地热流相对较高的状态；东南沿海陆缘带热源来自岩石圈上地幔，浅部放射性集中层衰变放热，深部存在的地幔热物质贯穿地壳和上地幔，使得东南沿海陆缘带显现为高热状态.而武夷隆起带与东南沿海陆缘带热通道具有统一的形式，均受控于深大断裂的控制.

致谢由衷感谢匿名审稿专家提出的建设性意见.