华南陆块岩石圈有效弹性厚度及其构造意义

罗 凡 , 严加永 , 张 冲 , 钟任富 , 谢学华

1)东华理工大学地球物理与测控技术学院, 江西 南昌 330013; 2)中国地质科学院, 北京 100037;3)中国地质调查局中国地质科学院地球深部探测中心, 北京 100037

岩石圈有效弹性厚度(Te, effective elastic thickness of the lithosphere)并不代表岩石圈的实际深度, 而是在地质时间尺度(＞1 Ma)上确定岩石圈力学性质的重要参数(Burov and Diament, 1995;Watts and Burov, 2003; 陈石等, 2014)。该参数表征着岩石圈力学强度, 反映了地形、板块相互作用力及岩石圈结构之间的动态平衡(Audet, 2014)。Te在海、陆不同区域的岩石圈分别受不同因素所控制。在海洋岩石圈区域, Te主要受海山、洋脊、海沟等加载时的岩石圈热结构所控制, 近似地等于板块冷却模型(450±150)℃的等温线深度(Watts, 1978;Watts and Burov, 2003)。而在具有多层流变学结构的大陆岩石圈区域, Te主要与温度和其他因素(如地壳厚度、壳幔耦合或解耦、应力状态及岩石圈组分等)相关(Burov and Diament, 1995; Watts and Burov,2003; Audet and Bürgmann 2011)。因此, 在海洋岩石圈, 若已知Te和海底年龄情况下, 可以推测海山、洋脊、海沟等加载形成洋壳的年龄; 而在大陆岩石圈, 通过定量分析Te的大小和分布状态, 能深化对构造演化、地震分布和岩石圈流变学之间关系的认识(Lowry and Smith, 1995)。

计算 Te的方法主要有空间域直接计算法和频率域谱分析法。空间域中的直接计算法采用数值解法求解岩石圈在地形荷载作用下发生挠曲形变的偏微分方程, 但该类方法的计算效率低, 求解难度大(Van Wees and Cloetingh, 1994)。频率域谱分析法(相关函数法和导纳法)在计算过程中引入了傅里叶变换和 Fan小波, 改善了频谱泄露问题, 提高了计算效率和降低了求解难度(Forsyth, 1985; Audet,2014)。导纳法直接利用重力异常谱和地形谱之间的导纳关系, 物理意义明确、易于理解和实现; 相关函数法是利用重力异常数据和地形数据的互功率谱和自功率谱之间的导纳关系, 对不同均衡响应模式的转换波长更为敏感, 计算精度更高(侍文等,2021)。Audet(2014)联合导纳法和相关函数法的优点,提出了同时利用两种方法的导纳和相关函数联合方法。这种联合方法被广泛应用于估算 Te(Lu et al.,2020; 侍文等, 2021)。

1 研究区概况

华南陆块位于欧亚板块、太平洋板块和印度板块的交接部位, 其西与青藏高原东缘相邻, 北与华北板块相连, 南与印支板块相接, 东南与西北方向分别与菲律宾板块和欧亚板块相接触, 是全球构造的重要组成部分(张国伟等, 2013)。华南陆块地表出露有元古代至第四系不同时期地层, 及火山岩、侵入岩等不同类型岩石, 断裂构造方向以NE和SE为主(图 1, 据 Steinshouer et al., 1999; Xu et al., 2007;舒良树, 2012; 张国伟等, 2013; Shi et al., 2015等地质年代和断裂构造数据)。前人研究表明华南陆块受多阶段的超大陆聚合、裂解, 碰撞、陆内造山, 及伸展等作用影响, 导致其既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, 又是陆-洋过渡带、核-幔质量传递强烈构造带、侧向不连续地区,以及幕式灾变和壳幔物质迁移、深部热物质上涌、岩浆活动剧烈区域(王光杰等, 2000; 严加永等,2022a)。Te中蕴含着岩石圈力学性质和热力学状态等重要信息(Audet, 2014)。因此, 研究华南陆块的Te分布能为深入认识岩石圈结构提供重要参考。

图1 华南陆块地质构造图Fig. 1 Map showing the geological structure in the South China block

众多学者利用不同方法和数据对华南陆块的Te进行计算, 并对Te所反映的地质含义进行解译。如Mao et al.(2012)采用小波变换的相关函数法对华南陆块的布格重力异常和地形数据获得 Te及其各向异性, 并结合大地热流和地震分布数据, 分析华南陆块的构造体系特征。Deng et al.(2014)通过功率谱方法对华南陆块布格重力异常与地形之间的相关性得到 Te, 并与地热、地震资料相结合, 对华南陆块内部形变进行研究。Guan et al.(2019)基于空间域卷积方法和地形、重力数据, 对华南陆块、南海、东海、渤海等区域的Te进行估算, 分析了Te、地表荷载分布与壳幔界面起伏之间的关系。Lu et al.(2020)和侍文等(2021)基于导纳和相关函数联合方法采用WGM2012布格重力异常、ETOPO1地形数据和全球地壳模型Crust1.0的莫霍面深度、地壳密度数据计算Te, 分别对中国大陆岩石圈的强震构造区力学特征和影响岩石圈力学强度变化的因素进行研究。但由于前人研究华南陆块Te时采用的计算方法和数据存在差异, 导致最终的Te计算结果不尽相同。例如Mao et al.(2012)在计算Te过程中未考虑地壳密度的横向变化差异; Mao et al.(2012)、Deng et al.(2014)、Lu et al.(2020)及侍文等(2021)在 Te 计算过程中, 利用的是未对沉积层校正的布格重力异常,造成Te在沉积层过厚区域呈现高值(于传海, 2017)。因此, 上述因素导致前人对华南陆块计算的Te存在着诸多不足, 不利于与地热场参数、地震活动性等进行关联分析, 影响着对华南陆块岩石圈力学特性变化蕴含的构造意义理解。

鉴于此, 本文利用沉积层校正后的地壳布格重力异常数据, 采用导纳和相关函数联合方法, 获得华南陆块的Te分布, 并对华南陆块内部不同构造单元Te和荷载比蕴含的构造意义进行解译。然后, 分别分析地热学参数、地震与岩石圈力学强度之间的关系。最后, 对地热学参数异常区及地震频发与否的深部原因进行探讨。

2 方法与数据

2.1 导纳与相关函数联合方法

本文采用导纳和相关函数联合方法对华南陆块的 Te空间变化进行计算。导纳(1)和相关函数(2)的公式分别如下:

公式(1)中, Δg(k)为重力异常频谱, H(k)为地形频谱, Z(k)代表重力导纳。公式(2)中, ＜ ＞代表平均谱。公式(1)和(2)中的k为平面上的二维波数, kx和ky分别代表x和y方向上的波数。

如图2所示, Zt为地壳厚度, Hi和Wi分别为变形前板上和等效板下地形, Ht表示变形后由于板上加载剩余地形, Wt表示变形后板上加载引起的等效板下变形, Wb表示变形后由于板下加载的等效剩余变形, Hb为变形后板下加载引起的板上地形。通过图2可知, 板上和板下加载的变化均会对地壳挠曲变形发挥作用。Forsyth(1985)通过荷载模型试验指出,在Te估算过程中, 如果忽略地下荷载情况, 估算出的Te值将会被大大低估。因此, 在估算Te过程中，需同时考虑地表荷载和地下荷载情况。莫霍面是岩石圈内部密度差异最大的界面, 其起伏变化会对岩石圈产生巨大的垂向加载(杨亭等, 2012)。在计算Te时, 通常将莫霍面起伏造成的质量加载认为是岩石圈内部的唯一垂向加载, 代表着地下荷载分布(Forsyth, 1985)。

图2 基于复合模型的有效弹性厚度计算示意图(Watts, 2001)Fig. 2 Diagram of the composite model used for calculating effective elastic thickness (Watts, 2001)

在同时考虑地表荷载和地下荷载情况下, 为判断地下荷载和地表荷载对挠曲变形的贡献程度,Forsyth(1985)提出衡量地下荷载和地表荷载对挠曲变形贡献程度的参数 f, 其表达式如公式(3)所示,ρc和ρm分别为地壳与地幔密度。当加载完全来自于地下加载时, Hb为极大值, 而 Ht为极小值, 则荷载比f为无穷大。为简化地下和地表荷载的关系,Kirby and Swain(2009)用参数 F(公式(4))代表荷载比, 当F=1时, 反映f为无穷大, 加载完全来自于地下; 当F=0时, 反映f为无穷小, 表示加载完全来自地表; 而当 F=0.5时, 反映地表与地下的加载大致相等。

由地表荷载和地下荷载共同造成的界面起伏H与重力异常之间的关系可通过 Parker公式(Parker,1973)获得。由于Te主要代表着长波长信号信息, 故在计算过程中，将Parker公式的泰勒级数展开仅保留第一项, 则界面起伏与重力异常之间的近似关系如公式(5)所示:

公式(5)中, d代表平均界面起伏深度, G为万有引力常量, Δρ为界面密度差。在给定不同Te情况下,通过公式(1)—(5)可获得同时考虑地表荷载和地下荷载情况的理论导纳 Z(k)all公式和理论相关函数γl(Forsyth, 1985):

公式(6)和(7)中, ρc和 ρm分别代表地壳、地幔密度; Zt为地壳平均厚度值, k为二维波数; Φe(k)为挠曲响应函数; Δρ为地壳与上覆介质的密度差, g为重力加速度。E=1011N/m2为杨氏弹性模量, v=0.25是泊松比, Te代表有效弹性厚度。在假设杨氏弹性模量E和泊松比v固定不变的情况下, Te反映了岩石圈的挠曲强度。

在给定一系列初始Te和F参数的情况下, 通过岩石圈的挠曲强度(公式(1))、初始荷载比(公式(4))、理论导纳表达式(公式(6))及理论相关函数表达式(公式(7)), 分别计算出理论导纳和理论相关函数。然后使用非线性最小二乘法搜索与实测导纳(公式(1))或实测相关函数数据(公式(2))拟合最佳的 Te和F数据。贝叶斯推断(Sambridge, 1999)方法在每个采样网格对导纳法或相关函数法获得的 Te和 F数据计算的模型M(θ)进行评估, 确定出该网格最优的由{Te, F}组成的模型参数。贝叶斯推断方法的公式如下:

公式(8)中, x代表采样网格数据点构成的集合{x1, x2,···, xn}; θ 为采样网格数据点所对应的模型参数, 由{Te, F}组成; P(θ|x)为给定一组数据 x, 获得模型参数θ的概率, 又称为后验概率; P(θ)是模型参数θ分布, 与数据x不相关, 称为先验信息; P(x)为归一化因子, 保证在整个模型参数空间上评估的后验概率为1。

理论与实测导纳或相关函数误差使用卡方函数(Chi-squared function)进行计算(Audet, 2014), 卡方函数的表达式如下:

公式(9)中的j=1表示实际导纳, j=2表示实测相关性函数数据, d代表实测的导纳或相关函数, s为公式(5)对Te和F进行正演获得的模型结果, σ为实测与理论导纳或相关性函数之间的方差, N代表采样网格的总数量。

2.2 数据

基于导纳和相关函数联合方法原理可知, 用于计算Te的数据包括重力异常、地形、地壳密度、地幔密度及地壳厚度数据。

卫星重力观测以低轨卫星(如GOCE、CHAMP、GRACE)作为地球重力场的探测器, 测量的卫星重力观测数据具有覆盖范围广、更新周期快、精度逐步提高等特点, 为全球或大尺度区域的重力场研究奠定基础。超高阶地球重力场模型 EIGEN-6C4(下文简称EIGEN-6C4模型)解算的数据精度和最大空间分辨率分别为 2.73 mGal和 9 km(万晓云等,2017)。固体地球物理领域对重力场精度和空间分辨率的要求分别是1～2 mGal和100 km(王正涛, 2005),EIGEN-6C4模型的数据精度和空间分辨率接近于固体地球物理领域重力场精度和空间分辨率要求。因此, 本文采用 EIGEN-6C4模型自由空气重力异常的球谐函数计算公式(Barthelmes, 2009)获得华南陆块的自由空气重力异常(图3a)。

由于谱分析法在计算过程中, 需要重力异常和地形数据在长波长方面具有较好的相关性。但短波长的地形剥蚀作用和沉积层会降低地形的长波长数据成分, 致使重力异常与地形数据之间的相关性减弱, 从而在估算Te过程中引入过大的噪声, 导致Te偏厚(于传海, 2017)。故本文应用球坐标系下的Tesseroid单元体正演方法(Heck and Seitz, 2007)分别对 ETOPO1地形数据(Amante and Eakins,2009)(图 3b)和全球地壳模型 Crust1.0(Laske et al.,2012)中的沉积层厚度数据(图3c)进行正演, 然后将在自由空气重力异常中去除地形和沉积层重力异常影响的地壳布格重力异常(图3d)作为计算Te的重力异常数据。计算 Te的其他所需数据具体选用如下:地形数据选用ETOPO1地形数据(图3a); 地壳密度考虑地壳的横向变化情况, 使用对全球地壳模型Crust1.0上、中、下三层地壳密度数据的加权平均计算结果(图 3f); 地幔密度使用地幔平均密度3200 kg/m3; 地壳厚度数据采用莫霍面深度数据(图3e)。

图3 华南陆块自由空气重力异常(a)、地形(b)、沉积层(c)、地壳布格重力异常(d)、莫霍面深度(e)、地壳密度(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 计算结果

基于 Audet(2014)所提出的导纳和相关函数联合方法和文章 2.2节中所述数据, 将窗口设置为400 km2, 获得华南陆块及邻区范围内的 Te(图 4a)和F(图4b)分布结果。如图4a所示, 华南陆块及邻区的Te分布介于0～40 km之间, 不同构造单元之间的Te差异明显。华夏地块、秦岭—大别造山带、大陆边缘位置处呈现相对较浅的 Te(0～20 km), 在四川盆地和周边区域呈现相对较深的Te(20～40 km)分布。研究区范围内的 F(图 4b)分布结果显示, 松潘—甘孜地块、昌都—思茅地块、华夏地块、扬子地块东部的 F较高(＞0.5), 而四川盆地区域的 F较低(＜0.5)。通过对比Te和F分布可知, Te与F近似呈现出镜像关系。

图4 华南陆块的Te(a)和F(b)Fig. 4 Map of Te (a), and F (b) in South China block

通常而言, 鄂尔多斯和四川盆地所代表的刚性块体Te较大, 但在华北板块东北部和松潘—甘孜地块区域的Te值大于鄂尔多斯、四川盆地的Te值。根据研究区沉积层厚度分布(图 3c)可知, 鄂尔多斯盆地、四川盆地及华北板块局部区域的沉积层厚度较厚。虽然本文采用正演校正方法去除了由沉积层引起的重力异常, 但受限于全球地壳模型 Crust1.0中沉积层厚度数据的分辨率不高。故在上述区域可能并未完全将沉积层重力异常分离, 造成地形与重力异常之间的相关性下降, 导致计算的华北板块和松潘—甘孜地块局部区域的 Te值大于刚性块体(鄂尔多斯、四川盆地)区域的Te值。

研究区范围内 Te误差(图 5a)和 F误差(图 5b)的分布结果显示, 两者的误差值整体分别介于 0～7 km和 0～0.15之间, 且大部分区域的误差分别为0～2 km和0～0.07, 仅在松潘—甘孜地块、华南陆块东北部的海域等周边或局部区域误差略大。说明本文所获得的华南陆块Te和F分布在宏观上能较好的反映岩石圈力学强度, 以及确定影响岩石圈力学强度的荷载来源。

图5 华南陆块的Te误差(a)和F误差(b)Fig. 5 Map of Te error (a) and F error (b) in South China block

4 讨论

4.1 不同构造单元的Te和F

岩石圈有效弹性厚度(Te)作为反映岩石圈综合强度的物理量, 厚度越厚, 代表岩石圈的力学强度越强, 反之则越弱。岩石圈荷载比(F)反映了岩石圈在发生挠曲变形之前内部不同密度界面的加载比例关系。即通过F的大小可以判断岩石圈主要是受地表(＜0.5)还是地下(＞0.5)荷载作用影响导致岩石圈力学强度的变化(Forsyth, 1985; Kirby and Swain,2009)。引起地下荷载作用的因素可能为基性岩入侵、下地幔增生、热异常与成分变化等导致的深部物质密度横向变化(Forsyth, 1985); 造成地表荷载作用的因素可能是地形和大尺度浅部地壳密度变化(Jiménez-Díaz et al., 2014)。

根据Te分布(图4a)可知, 华南陆块Te总体变化趋势为西厚东薄, 变化范围为 1～40 km。中国大陆东部在燕山期发生岩石圈减薄, 华南陆块东部沿海地区在新生代时岩石圈发生伸展减薄(王明明和吴健生, 2017)。说明华南陆块东部的薄Te分布, 可能受岩石圈伸展减薄作用所致。华南陆块由华夏、扬子及两者拼合而成的江南造山带所组成(陈昌昕等,2022)。下面与其他相关信息结合, 探讨上述地块Te和F变化所蕴含的构造含义。

4.1.1 华夏地块

华夏地块整体的Te较薄(＜20 km), 但在华夏地块的东部福州、温州、台州一带区域的Te突然增厚至30 km以上, F介于0～0.3之间。Kudo et al.(2001)在研究日本岛弧 Te时发现, 西南日本岛弧 Te的突然增厚与菲律宾板块俯冲造成双板片叠加导致的弹性应力状态相关。故华夏地块东部Te出现的局部增厚, 可能是由于华夏地块受菲律宾海板块或欧亚板块的侧向挤压, 造成该区域的地壳处于弹性应力状态所致。华夏地块的Te较薄(图4a)、F大于0.5(图4b), 且莫霍面(图 3e)和居里面(图 7a)分布均呈现隆起特征, 指示华夏地块的薄Te可能与软流圈的深部热物质上涌相关。

4.1.2 扬子地块

扬子地块的四川盆地及周边区域的 Te较厚(20～40 km)、F小于0.5, 指示该区的岩石圈力学强度较强, 且岩石圈力学强度变化主要受地表荷载作用影响。根据四川盆地的Te分布, 其西侧的Te小于东侧, 推测四川盆地西侧的岩石圈受龙门山断裂带挤压和扬子地块西向俯冲的双重作用影响, 导致西侧的岩石圈力学强度较东侧而言, 可能受到一定程度的破坏。另外, 前期构造事件造成岩石圈力学强度减弱区域会成为后期岩石圈演化过程的构造薄弱区(郑勇等, 2012)。四川盆地浅部存在巨厚沉积层,且西侧区域的沉积层厚度大于东侧(图 3c), 说明东、西不均匀分布的巨厚沉积层可能是引起四川盆地岩石圈力学强度变化的重要因素。

4.1.3 江南造山带

江南造山带的东界以江绍断裂(F2)和郴州—临武断裂(F3)为限(洪大卫等, 2002; 张国伟等, 2013),西界大致沿扬州—九江—咸宁—益阳—常德—铜仁一线展布(严加永等, 2022b)。该区域的 Te较薄(＜20 km); F均大于0.5, 呈现北高南低分布; 且居里面深度和莫霍面深度均呈现出北段相对隆升, 南段相对坳陷的分布特征。层析成像结果显示, 在该区域的地幔过渡带下方存在着一个被认为是太平洋板块残留体的高速异常(Huang and Zhao, 2006)。上述现象指示受太平洋板块俯冲及其引起的深部岩浆作用导致该区域的岩石圈力学强度较弱, 且北段的壳幔改造作用要大于南段。

4.2 Te 与地热场

地热场参数主要有地表热流数据和居里面深度等。地表热流数据反映了岩石圈浅部热状态和能量均衡信息。前人大量的研究表明, 高地表热流与薄Te分布代表着较为活跃的构造活动区域, 而低地表热流与厚 Te反映了构造活动较为稳定区域(Pollack et al., 1993)。本文从IHFC全球地表热流数据库(http://ihfc-iugg.org/)和中国陆域区域地表热流数据库(Jiang et al., 2019)中收集研究区范围内的1114个地表热流观测点(图6a中红色三角形)。如图6a中红色三角形分布所示, 实测的地表热流数据空间分布较为稀疏, 且分布极不均匀。此外, 地表热流数据的大小不仅与深部高温的垂向热传导作用相关, 还与地层的热导率、放射性热和局部热对流等因素相关, 数值上存在较大的不确定性(Audet and Gosselin, 2019)。居里面深度代表着岩石圈磁性层底界面深度, 大约与 550 ℃等温面相重合(Li and Wang, 2016), 是反映地热场的另一重要参数。通过磁异常数据计算方法获得的均匀且分辨率较高的居里面深度, 可较好的反映岩石圈深部的热结构信息。故将地表热流与居里面深度结合, 能更为全面地反映地热场信息。因此, 本文从地表热流、居里面深度两个参数所代表的地热场信息出发, 探讨Te与地热场之间的关系。

首先利用克里金插值将地表热流数据插值成与Te数据分辨率一致。其次, 对华南陆块的地表热流数据(图 6a)与 Te(图 4a)进行互相关分析计算, 获得研究区范围内的互相关系数(图6b)。然后对化极后的EMAG2V3磁异常数据(Meyer et al., 2017)采用径向功率谱方法, 将滑动窗口设置为160 km, 步长为40 km, 计算获得华南陆块的居里面深度分布(图7a)。并将研究区的居里面深度与Te(图4a)进行互相关分析计算, 获得两者之间的互相关系数。通过对比地表热流数据与居里面深度之间的分布特征, 发现两者具有较好的对应关系。如华夏地块、江南造山带的北东段部分及四川盆地西南角的地表热流高值区域, 与较浅的居里面深度相对应, 可能反映了上述区域受热活动剧烈导致居里面抬升, 说明该区域的壳幔活动性较强; 四川盆地整体呈现为地表热流低值区域, 与较深的居里面深度对应, 反映热流梯度值较小, 指示该区域的岩石圈内部热活动平静,壳幔较为稳定。

通常而言, 地表热流高值和居里面深度浅部区域反映的岩石圈热活动较为剧烈, 代表岩石圈力学强度较弱, 即Te与地表热流值呈现负相关关系, Te与居里面深度呈现正相关关系。通过地表热流数据(图 6a)、居里面深度(图 7a)与 Te(图 4a)的对比, 及其互相关系数(图6b)分布可知, 华南陆块内的Te与地表热流数据、居里面深度分布的总体对应关系较好。例如高地表热流值、浅居里面深度与地壳年龄较为年轻(≥1.4 Ga, Li et al., 1995)、地表出露有不同时期岩浆岩的薄Te华夏地块相对应, 说明该区域的构造活动较为活跃; 低地表热流和深居里面深度与地壳年龄较为古老(≥1.7 Ga, Li, 1994)、构造活动较为稳定的厚Te扬子地块相对应, 代表古老且稳定的克拉通区域。但在华南陆块内部块体拼接区域, 及其与周边板块接触区域(如慈利—张家界—保靖断裂(F7)的东南部、龙门山断裂带(F10)至华蓥山断裂(F9)区域)的 Te数值与地表热流值或居里面深度呈现出相反的相关关系。但是何种原因导致上述区域Te数值大小与地表热流值或居里面深度出现相反的相关关系仍不清楚。下面结合其他资料, 分析上述异常现象所蕴含的构造含义。

龙门山断裂带(F10)是华南陆块内扬子地块与青藏高原东缘松潘—甘孜地块的分界线。系列地球物理及岩石圈研究成果表明, 青藏高原中下地壳存在部分熔融或含水物质的流体(Brown et al., 1996;Klemperer, 2006), 且中下地壳流体向东部的扬子地块方向运移(朱介寿等, 2017)。龙门山断裂带西北方向的松潘—甘孜地块区域呈现为莫霍面陡然下降,厚Te, 浅居里面深度、高地表热流值分布特征。地震与地球动力学模拟结果表明, 典型中地壳深度(～15 km)岩石的固相线约为 900～1200 ℃, 若在流体参与情况下, 固相线温度将降低至 700～800 ℃(Hacker et al., 2000)。大地电磁数据反演的电性模型模拟的松潘—甘孜块体上地幔温度介于1300～1500 ℃, 熔融百分比高达 10%(李宝春等,2020)。故在青藏高原中下地壳流体和松潘—甘孜地块深部热物质上涌的作用下, 松潘—甘孜地块的中下地壳区域极有可能发生部分熔融, 导致居里面深度隆起及地表热流呈现高值特征。龙门山断裂带东南方向的扬子地块区域具有厚Te、较深居里面深度的稳定克拉通性质。因此, 本文认为造成龙门山断裂带(F10)至华蓥山断裂(F9)区域的Te较厚(约为30 km,图4a)、居里面深度较深(约为40 km, 图7a), 而地表热流值较高(约为60～80 mW/m2, 图6a)的异常分布原因可能是龙门山断裂带的地壳深部仍具有克拉通岩石圈性质; 而在其地壳浅部, 受中下地壳流体的热侵蚀作用, 导致龙门山断裂带(F10)至华蓥山断裂(F9)区域的地表热流值较高, 即龙门山断裂带区域可能仅为扬子地块与松潘—甘孜地块的岩石圈浅部分界线。此外, 在华蓥山断裂(F9)出现局部较高的地表热流值异常, 可能反映出该断裂是一条为岩浆热活动提供通道的深大断裂。

图6 大地热流分布图(a)和Te与热流的互相关系数(b)Fig. 6 Map of heat flow (a) and cross correlation coefficient between Te and heat flow (b)

图7 居里面深度Zb分布图(a)和Te与Zb的互相关系数(b)Fig. 7 Map of Curie surface depth (Zb) (a) and cross correlation coefficient between Te and Zb (b)

江南造山带西边界(扬州—九江—咸宁—益阳—常德—铜仁一线)与慈利—张家界—保靖断裂(F7)位置相近。故慈利—张家界—保靖断裂(F7)东南部区域的Te较薄与居里面深度较深、大地热流值较低的异常区域属于江南造山带。西侧区域的Te急剧减薄、F整体减小、居里面坳陷、大地热流值减小, 反映出该区域来自深部的热改造作用减弱。故西侧区域的地壳被严重破坏, 可能是导致岩石圈力学强度骤然降低的重要原因。江南造山带由新元古代时期华夏地块与扬子地块碰撞拼合而成(陈昌昕等,2022)。云南省东南部地表出露前寒武纪地层屏边组沉积岩的地球化学、岩石学特征、形成时代与扬子地块南部的沉积岩相似, 暗示该区域属于扬子地块(Zhu et al., 2019)。因此, 本文推测慈利—张家界—保靖断裂(F7)东南部的Te急剧减薄区域可能是新元古代时期华夏地块与扬子地块碰撞拼合的直接作用区域, 且华夏地块与扬子地块仅在该区域的中上地壳深度碰撞拼合形成江南造山带, 而其地壳深部仍具有克拉通型岩石圈性质。

4.3 Te与地震

Te代表着岩石圈的综合强度, 其数值大小与地壳和地震活动密切相关(Cloetingh et al., 2005)。从中国地震台网中心(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)中获取华南陆块1900—2022年大于4级的强震分布和震源深度数据。将震级分布数据投影至 Te图中(图 8)发现, 研究区范围内大于 4级的强震频发于 Te较薄和变化剧烈的构造断裂带区域, 如龙门山断裂带和台湾造山带等。扬子地块的 Te较厚, 地震发生较少, 仅在齐岳山断裂(F8)、华蓥山断裂(F9)等断裂附近发生地震。华夏地块区域的Te虽然较薄, 但地震发生较少, 且地震发生区域与断裂未有明显的相关关系。故华南陆块内地震发生与Te的薄厚关系复杂, Te较薄区域并不代表着地震频发区域。地震是构造应力长期积累和突然释放的结果, 受深部动力学环境所影响(陈兆辉等,2020)。下文以华南陆块不同区域的 Te分布特征为主, 结合其他资料, 探讨龙门山断裂带强震频发和华南陆块地震较少发生的原因。

图8 Te与1900—2022年地震(M≥4)分布(地震数据源自中国地震台网中心)Fig. 8 Correlation of the Te map with the distribution of earthquakes between 1900 and 2022 (M≥4)

龙门山断裂带是我国地震活动最为频繁的地区之一(马国庆等, 2012), 亦是华南陆块内扬子地块与青藏高原东缘松潘—甘孜地块的交接部位。根据前文的分析表明, 与松潘—甘孜地块相交的扬子地块区域具有刚性岩石圈的克拉通性质; 而松潘—甘孜地块的上地幔发生部分熔融, 中下地壳存在着软弱的地壳流体。但松潘—甘孜地块区域的Te值出现局部高值, F值大于0.5。在松潘—甘孜地块所布设的深地震反射剖面结果显示该区域曾经存在着稳定的刚性大陆地块(高锐等, 2009)。龙门山断裂带两侧的GPS同震位移记录数据显示, 扬子地块与松潘—甘孜地块呈现出相向运动。通过统计研究区 1900年至今地震发生的震源深度, 将其与平均莫霍面深度(约为 35 km)进行对比可知, 地震震源主要介于中上地壳(＜22.5 km)(图9)深度范围内, 在下地壳及更深深度的区域地震发生较少。综合上述证据及大地构造背景, 本文认为受太平洋板块西向俯冲远程效应影响, 以及印度板块向亚洲板块的俯冲作用下,松潘—甘孜地块中上地壳的刚性块体与刚性的扬子地块发生碰撞, 在地壳浅部发生塑性形变形成龙门山断裂带, 应力在中上地壳所代表的脆性介质中积累; 而下地壳的地层属性存在流体, 地层较为软弱,受应力作用, 容易发生变形、滑脱, 不易积累能量。综上, 龙门山断裂带区域在扬子地块与松潘—甘孜地块的长期持续夹持作用下, 中上地壳的构造应力和能量积蓄至一定程度便会释放, 从而频繁引发地震。

图9 华南陆块1900—2022年地震震源深度(M≥4)统计直方图Fig. 9 Statistical histogram of seismic (M≥4) source depths in South China Block from 1900 to 2022

虽然华南陆块内地震发生较少, 但不同地块发生地震较少的深部原因存在差异。扬子地块区域的Te值较厚, 反映岩石圈力学强度高, 地震活动性较弱。华夏地块的Te值较薄, 居里面和莫霍面分布均呈现隆起状态, 地表热流值为高值分布, 且地表广泛出露有大量的花岗岩(Huang et al., 2002; Li and Li, 2007)。结合白垩纪—古新世时期, 华南陆块整体的构造应力方向由挤压转换为伸展(He and Santosh, 2016), 伸展环境引发岩石圈伸展和大量的火山-岩浆活动, 引起陆内地壳物质重建(于津海等,2006)。说明华夏地块岩石圈力学强度降低的主要因素是深部热物质上涌, 且在上涌的过程中, 发生了强烈的壳幔改造作用, 造成引发地震所需的能量被壳幔改造作用释放。此外, 横跨华夏地块不同区域的大地电磁剖面探测结果显示, 华夏地块地壳中广泛分布着横向不均匀的高电导率层(韩松等, 2016;胡祥云等, 2017; Zhang et al., 2020), 暗示由多个微板块(于津海等, 2006)相互作用产生的应力易被高电导率层代表的软弱地层吸收, 难以为地震形成提供条件。

5 结论

本文采用导纳和相关函数联合方法, 利用去除沉积层重力影响的EIGEN-6C4地壳布格重力异常、ETOPO1地形数据及全球地壳模型Crust1.0的相关数据, 计算了华南陆块的岩石圈有效弹性厚度(Te)和荷载比(F)分布。首先分析了华南陆块不同构造单元Te和F分布所代表的构造含义。其次, 分别讨论了Te与地热场(地表热流和居里面深度)、地震活动之间的相关性, 并探讨异常区及地震活动形成的原因。具体的结论如下:

(1)本文的计算结果揭示了华南陆块Te和F的空间变化特征, 并与其他资料结合, 分析其所蕴含的构造意义。华南陆块的Te整体变化呈现为西厚东薄, 变化范围介于 1～40 km。华夏地块东部沿海的Te陡然增厚区域(＞30 km), 代表地壳可能处于弹性应力状态; 而华夏地块的 Te较薄(＜20 km), F＞0.5,暗示该区可能受深部热物质上涌作用影响。扬子地块内的四川盆地区域, Te较厚(＞20 km), F＜0.5, 反映了克拉通性质。江南造山带的 Te较薄(＜20 km),且F呈现北高南低分布, 指示北段的壳幔改造作用要大于南段。此外, 松潘—甘孜地块与扬子地块之间的相互作用, 及东、西部不均匀分布的巨厚沉积层可能是导致四川盆地区域 Te呈现东厚西薄分布特征的重要因素。

(2)Te数值大小与地热场(地表热流数据、居里面深度)之间的总体对应关系较好, 但在龙门山断裂带和江南造山带区域, Te数值大小与地表热流值或居里面深度呈现相反的相关关系。结合已知资料,认为出现上述现象的深部原因是龙门山断裂带和江南造山带区域的浅部地壳被破坏, 而深部具有克拉通型地壳。

(3)地震活动与Te的薄厚关系复杂, Te较薄区域并不代表着地震频发区域, 地震活动性与其所处的深部环境相关。龙门山断裂带地震频发的深部原因是松潘—甘孜地块中上地壳刚性块体与刚性扬子块体碰撞, 中上地壳的刚性地层受长期能量和应力积累, 易满足地震发生条件。华夏地块较少发生地震的原因是深部热物质上涌对华夏地块的壳-幔进行强烈改造, 大量能量被释放, 且应力易被地壳中广泛存在的横向不均匀分布的软弱地层吸收。扬子地块由于岩石圈力学强度较高, 较少发生地震。

致谢: 渥太华大学地球和环境科学系的 Audet P教授提供了导纳和相关函数联合方法; 两位匿名审稿人对文章的完善提供了建设性意见和建议; 本文大部分图件由GMT绘制; 谨此致谢。

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).