川滇地区岩石圈温度、化学组分结构研究及对岩石圈减薄过程的认识

周万里, 单斌, 熊熊, 肖阳

中国地质大学(武汉)地球物理与空间信息学院, 地球内部多尺度成像湖北省重点实验室, 武汉 430074

0 引言

川滇地区地处青藏高原东南缘,是特提斯—喜马拉雅造山系的东部转折点之一(Deng et al., 2003),在经历了古-新特提斯漫长的历史演化过程后,其强烈的构造变形特征与青藏高原其他边缘地带形成鲜明对比,在解释和建立大陆岩石圈物质变形、青藏高原物质东流模型中扮演着重要角色(Clark and Royden, 2000; Bai et al., 2010; Bao et al., 2015),而对该地区岩石圈结构的深入认识是了解该地区构造变形机制的关键.目前的研究表明(Yang et al., 2017; Feng et al., 2022),印度板块与亚欧板块间的碰撞和挤压导致川滇地区南部存在岩石圈减薄的现象,但关于川滇地区南部岩石圈减薄机制问题仍存在较大的争议.例如:Huang等(2015)在川滇地区开展的地震体波成像结果显示川滇地区南部存在大范围的上地幔低速异常,被解释为印度板块沿缅甸弧东向俯冲导致川滇地区南部上地幔热物质上涌,岩石圈发生减薄,岩石圈减薄的机制和动力来源分别为热侵蚀作用和印度板块的东向平俯冲作用(Huang et al., 2015; Lei and Zhao, 2016).Chen等(2017)在川滇地区开展的岩石学、地球化学研究发现在川滇南部地区出露部分富钾镁铁质岩石,被解释为印度板块与亚欧板块南北向碰撞导致川滇地区南部岩石圈增厚拆沉,深部的富钾镁铁质岩浆也喷出地表,而岩石圈减薄的机制和动力学来源分别为岩石圈增厚拆沉作用和印度板块与亚欧板块的南北向碰撞作用(Chung et al., 1997; Chen et al., 2017; Huang et al., 2019; Feng et al., 2022).这些争议性问题的存在无疑制约着我们对川滇地区岩石圈减薄过程及其深部动力学背景等研究的深入认识.

岩石圈温度、化学组分结构是理解大陆岩石圈形成、变形和破坏的重要属性(Carlson et al., 2005),因此对川滇地区岩石圈温度、化学组分结构的认识是理解该地区岩石圈减薄过程及深部动力学背景的基础.岩石圈温度结构主要是指岩石圈热厚度及温度分布,是控制岩石圈岩石学、流变学和动力学的重要参量之一(臧绍先等, 2002).目前对岩石圈温度结构的研究主要来源于地热学、地震学和重力学的研究.地热学研究通过求解稳态热传导方程得到岩石圈温度结构,地表热流值作为方程的边界条件(Hu et al., 2000).但是一方面,大陆地区地表热流测量十分昂贵,因此川滇地区所拥有的地表热流十分稀少且分布不均匀;另一方面,求解稳态热传导方程所需的岩石热参数(生热率和热传导系数)取值缺乏约束,求解方程后得到的岩石圈温度结构不确定度较高.而地震、重力学研究(Priestley and McKenzie, 2006, 2013; An and Shi, 2006; Fullea et al., 2007; 单斌等, 2008)基于实验室模拟的经验转换关系得到与实际地震/重力资料一致的温度结构(Zeyen and Fernàndez, 1994; Priestley and McKenzie, 2006, 2013; Jiménez-Munt et al., 2008; Ritsema et al., 2009; Cammarano et al., 2011),但是由于岩石圈波速/密度结构受到温度和化学组分结构的共同作用,导致波速/密度结构与温度结构间的转换关系不准确,加之相关参数难以约束,其所造成的误差使得不同研究结果间存在较大争议(Priestley and McKenzie, 2006, 2013; Fishwick, 2010; Becker, 2012).上述这些因素共同制约了地热学、地震学、重力学方法对岩石圈温度结构精确度和空间分辨率的确定.此外,先前的研究(Priestley and McKenzie, 2006, 2013; Yang et al., 2017; Feng et al., 2022)基于不同研究方法得到川滇地区南部岩石圈较薄,表明该地区经历了岩石圈减薄的过程,但是这些研究难以回答川滇地区南部岩石圈减薄机制及其动力来源等问题,而化学组分结构能够提供岩石圈减薄过程的更多信息.

岩石圈化学组分结构是指构成地壳、地幔岩石中各种矿物和元素的含量,是控制岩石圈密度、波速等物理性质的重要参数,也是岩石圈地幔演化研究和矿产资源开发的地球化学依据(Rudnick et al., 1998).目前,对川滇地区岩石圈化学组分的认识主要来自地球化学或者岩石学研究.通过对川滇地区南部出露的富钾镁铁质岩石的分析,Chen等(2017)认为由于印度板块与亚欧板块的南北向碰撞导致青藏高原物质东向流出,而青藏高原物质的东向挤压作用导致川滇地区南部岩石圈增厚拆沉,富钾镁铁质岩浆也喷出地表,因此岩石圈增厚拆沉作用可能是控制川滇地区南部岩石圈减薄的主要机制.此外,Liu等(2013)通过分析马关地区(图1)幔源捕虏体的化学组分,认为右江盆地岩石圈地幔以新生代地幔物质为主,说明马关地区岩石圈在减薄的同时,岩石圈地幔物质也发生了替换,热化学侵蚀作用可能是主导川滇地区南部岩石圈减薄的动力学机制.然而,地球化学和岩石学方法所使用的岩石样品时空分布十分有限,并且这些岩石样品在出露到地表的过程中其组分结构不可避免地会发生改变.因此,岩石学、地球化学观测难以得到川滇地区岩石圈全面、可靠的化学组分结构认识,而要解答川滇地区南部岩石圈减薄过程的问题只能联合岩石学、地球化学、地球物理的综合成像研究.

随着地球物理和地球化学数据的不断丰富,计算能力、实验室测量技术和多学科交叉融合研究的迅速发展,为联合多学科观测资料研究岩石圈温度、化学组分结构提供了数据和技术支持.多观测概率密度反演能够充分发挥不同地球物理观测资料(地形、地表热流、大地水准面高、地震波、大地电磁等)和地球化学观测对岩石圈温度、化学组分结构不同的敏感度和解析度,进而获取更为全面、可靠的岩石圈温度、化学组分结构.本文综合利用川滇地区地形、大地水准面高、地表热流、瑞雷面波相速度频散曲线等地球物理观测资料,通过热动力学正演模拟和概率密度反演的方法,得到川滇地区岩石圈温度、化学组分结构,并以此为基础分析川滇地区南部岩石圈的减薄过程.

1 数据与数值方法

本文联合多种地球物理观测反演岩石圈温度、化学组分结构,反演采用的是Afonso等(2008, 2013a,b)开发的Litmod_4INV软件(https:∥www.juanafonso.com/software),该软件基于热动力学平衡方程,利用概率密度反演的方法,将不同的地球物理观测资料融合在一个反演体系中.本节将简单介绍反演所用到的地球物理数据和Litmod_4INV软件的反演方法.

1.1 观测数据

本文联合反演使用的地球物理观测数据包括:地表大地热流(Jiang et al., 2019)、大地水准面高(Pavlis et al., 2012)、地形(http:/lta.cr.usgs.gov/GTOPO30)和基阶瑞雷面波相速度频散数据(Shen et al., 2016;Zhang et al., 2020)(如图2所示).Shen等(2016)使用背景噪声成像给出了8～70 s、分辨率为1°×1°的相速度频散数据,Zhang等(2020)使用远震面波层析成像给出了15～150 s、分辨率为1°×1°的相速度频散数据,本文采用两者的观测数据,并在15～70 s的重叠周期内取两者的加权平均值,获得每个地理坐标下的8～150 s的相速度频散曲线,不同周期相速度的标准差根据蒙特卡洛误差传播计算得到.所采用的地表大地热流(SHF)数据来源于Jiang等(2019),并去除研究区域<20 mW·m-2和>150 mW·m-2热流观测的异常值(Shan et al., 2014; Guo et al., 2016; Qashqai et al., 2016).考虑到研究区域SHF较为稀少且分布极不均匀(测点大多集中于川滇菱形块体和四川盆地),本文收集了川滇地区及其邻区所有SHF并通过曲率样条插值以获取研究区域 1° × 1°的热流值,在没有SHF的地区(如松潘甘孜块体、江南造山带和右江盆地)插值得到的SHF可信度较低,因此本文通过降低SHF在联合反演中所占的权重(设置观测误差为观测值的20%)以减小该数据对温度结构的影响,误差最小值设置为SHF典型的不确定度10 mW·m-2(Jaupart and Mareschal, 2011).大地水准面数据取自EGM2008全球模型(Pavlis et al., 2012),并滤除了球谐函数低阶部分(2～9阶)信号以消除深部地幔密度异常的影响(Afonso et al., 2019).地形数据取自GTOPO30 的地形数据(http:/lta.cr.usgs.gov/GTOPO30),并使用一个低通滤波去除波长小于50 km的高频成分.每个 1°×1°网格内大地水准面数据和地形数据的平均值作为该网格的反演输入数据,标准差为观测数据的误差,为了兼顾实际观测数据与理论建模数据在1°×1°网格内的误差,我们将大地水准面和高程的最小不确定度分别设置为1.2 m和150 m(Afonso et al., 2013a,b).

1.2 岩石圈温度、化学组分结构的热动力学正演模拟

为了方便开展研究,我们首先将川滇地区划分为多个1°×1°的单元网格,针对每一个1°×1°小柱体进行一维岩石圈温度、化学组分结构的概率密度反演,然后将反演得到的各单元网格模型参数的后验概率密度分布作为先验信息代入三维岩石圈温度、岩石圈地幔化学组分结构反演,进一步修正模型参数,最终得到可靠的、高分辨率的川滇地区三维岩石圈温度、岩石圈地幔化学组分结构.对于一维柱体岩石圈温度结构反演,我们针对选取的每一个1°×1°单元的岩石圈、上地幔进行模型参数化设置.地壳设置为一层沉积层,两层结晶层,每一层由体密度(ρ)、波速比(VP/VS)、生热率(RHP)、厚度变化范围(Δh)、热导率(κ)、热膨胀系数(α)、压缩系数(β)等物理参数进行定义,前四个参数通过反演确定(见表1),后三个参数作为反演的输入数据,Moho深度数据来源于Xu等(2020)基于接收函数约束的1°×1°反演结果.地幔设置为岩石圈地幔和软流圈地幔(底界面为410 km地幔转换带的顶部)两部分,每一层由CFMAS组分系统(CaO-FeO-MgO-Al2O3-SiO2)定义,岩石圈厚度(LAB)作为单独变量定义一维岩石圈温度结构(见表1的先验参数范围),lith和sublith上标分别表示岩石圈地幔和软流圈地幔主要氧化物,T-buffer、T-inter、T-Bottom作为随机变量定义一维软流圈温度结构.

表1 模型参数和先验信息

联合岩石学、地球物理、地球化学等最新的研究成果(Khan et al., 2007, 2013; Afonso et al., 2008, 2013a,b; Cammarano et al., 2011),Afonso等(2008, 2013a,b)发展了基于热动力学模拟研究岩石圈温度、化学组分结构的新方法,本方法涉及的主要正演问题如下:(1)由岩石圈温度、化学组分模型各参数的先验信息(见表1)随机生成一个理论模型,该理论模型主要参数包括LAB深度、不同深度各热动力学节点上CaO-FeO-MgO-Al2O3-SiO2等主要化学氧化物的百分比含量;(2)以模型给出的岩石圈厚度为底部边界(本文中岩石圈底部为1250 ℃等温面)求解一维稳态热传导方程,得到岩石圈一维温度分布,计算理论地表热流观测;(3)根据得到的温度分布、随机生成的模型组分结构以及模型的初始压力分布求解各热动力学节点上特定温度、压力、化学组分条件下的吉布斯自由能最小化问题,得到热平衡状态下橄榄岩中各种矿物(石榴石、尖晶石、斜方辉石、单斜辉石、橄榄石等)的含量,并根据岩石物理性质实验结果给出各热动力学节点上岩石的密度、波速等物理学特性;(4)由岩石圈一维密度分布求解压力分布,代入步骤3修正模型的初始压力分布,重新计算热动力学平衡方程并得到新的矿物组成和物理学特性,通过4～5次迭代计算得到稳定的压力和密度分布,在此基础上计算理论一维海拔和大地水准面高;(5)考虑温度-压力条件下地震波波速的衰减以及可能存在的部分熔融作用后,根据岩石的波速特性计算岩石圈的一维波速结构,并计算理论地震面波频散曲线. 热动力学正演模拟框架如图3的流程图所示.

图3 热动力学正演模拟流程图

由于不同的地球物理观测数据对岩石圈浅部/深部、温度/化学组分结构存在不同的灵敏性和解析度,因此当随机生成的岩石圈温度、化学组分模型能够在一定程度上拟合所有的地球物理观测数据时,该模型可以被认为在当前地球物理数据约束下最接近真实岩石圈结构的模型.目前,该方法广泛应用于华南地区(Shan et al., 2014, 2021)、华北地区(Guo et al., 2016)、蒙古—贝加尔地区(Fullea et al., 2012)、爱尔兰岛(Jones et al., 2014; Fullea et al., 2014)等复杂构造单元岩石圈结构的研究,并获得了诸多重要的科学认识.

1.3 概率密度反演

联合多种地球物理观测资料反演岩石圈结构是高度非线性的问题、地球物理观测资料不可避免地存在观测误差、所采用的物理理论(如均衡等)较真实情况进行了简化、且反演的解可能存在非唯一性(Afonso et al., 2013a; Shan et al., 2014),因此研究采用概率密度反演的方法,基于热动力学模拟将不同的地球物理观测融合在一个体系中.我们采用马尔可夫链蒙特卡洛采样方法(MCMC)对岩石圈温度、化学组分结构的参数空间进行采样,该方法在每一个1°×1°的单元内共使用250000次抽样模拟,在非自适应阶段抽取一半样本,随后每25000次抽样模拟更新一次模型参数空间的分布,结果展示反演收敛后的最后3000个模型.

由于反演中用到的多种地球物理观测资料对岩石圈不同深度的温度、化学组分结构存在不同的灵敏度,不同观测数据的误差和数据点(例如:面波频散曲线的周期采样点)也不尽相同,因此为了合理地平衡不同数据集的权重,需要进行测试以选择适当的目标函数.本文定义的目标函数如下所示:

2 计算结果

2.1 反演结果可靠性测试

为了测试反演采用的地球物理观测(地形、大地水准面高、地表大地热流、8～150 s瑞雷面波相速度频散曲线)是否能够有效地约束岩石圈温度、化学组分结构,本文构建四种具有不同温度和化学组分结构的岩石圈模型,分别对应着薄/厚和饱满/难熔的岩石圈(如表2所示).其中,岩石圈地幔化学组分结构用橄榄岩的镁值(Mg#)定义.镁值(Mg#=100×n(MgO)/(n(MgO)+n(FeO))通常被认为是地幔饱满或难熔的重要指标,难熔型地幔通过熔体抽取或变质作用导致原始橄榄岩化学组分发生较大改变,熔融程度较高;饱满型地幔化学组分接近原始橄榄岩,熔融程度较低.由于MgO是地幔橄榄岩中熔点最高的主要金属氧化物,所以Mg#越高表明熔体抽取程度越高,通常对应更古老的岩石圈地幔.大量研究认为Mg#大于92为难熔型地幔,小于90为饱满型地幔,而90～92之间为过渡性地幔(郑建平, 1999; Afonso et al., 2013a,b).

表2 可靠性测试中的初始(真实)和反演得到的(平均±标准差)模型参数

基于表2给出的四种代表性岩石圈结构模型,通过正演获取相应的地球物理观测值,并赋以真实的观测误差,再以正演得到的地表地形、大地水准面高、地表大地热流和面波频散曲线等观测资料作为约束,反演岩石圈的LAB深度和岩石圈地幔的Mg#.如图4所示,黑色线段为给定岩石圈结构模型的LAB深度与Mg#值,灰色柱状图为地球物理观测数据(模型正演得到)反演得到的LAB深度与岩石圈地幔Mg#的后验概率密度分布.尽管在反演开始时模型参数中LAB深度(50～330 km)、岩石圈地幔Mg#(86～94)的初始先验值取值范围较大,为自然界中该参数可能取值的最大范围,但联合多种地球物理数据反演得到的LAB深度、岩石圈地幔Mg#的后验概率密度分布很好地恢复了初始模型设定的LAB深度、岩石圈地幔Mg#.一方面说明反演对模型参数的先验信息要求不高,同时表明本文反演所采用的地球物理观测数据及其质量能够有效地约束研究区域的岩石圈温度、化学组分结构.对于岩石圈厚度恢复情况,我们发现相较于较厚的岩石圈模型(模型3、4),本文所采用的地球物理观测数据对较薄的岩石圈模型(模型1、2)LAB深度约束更好,这是因为本文反演得到的岩石圈温度结构主要由面波数据控制(Shan et al., 2014),岩石圈速度结构对温度结构最为敏感,而面波频散数据(8～150 s)对速度结构的分辨率随着深度增大逐渐降低,因此对于较深的LAB分辨率较低.先前的研究表明,在反演地幔化学组分结构时,需要联合对温度敏感的地震观测与对密度敏感的非地震观测(地形、大地水准面)(Afonso et al., 2008, 2013a),基于密度或者温度结构的单方面约束得到的化学组分结果误差较大(Shan et al., 2014, 2021).本文反演得到的岩石圈地幔Mg#较LAB深度的反演结果存在更大不确定度,这主要是由于反演使用的地球物理观测可能对化学组分结构约束较弱,且化学组分结构反演的多解性较强(Afonso et al., 2013a).但是,可以看到对于给定化学组分差异较大的岩石圈模型结构,反演得到的岩石圈地幔Mg#相对变化可以在一定程度上反映岩石圈地幔的熔融程度.因此,本文所使用的多种地球物理观测资料能够有效地获取川滇地区岩石圈温度、化学组分结构.

图4 观测数据对不同的岩石圈结构模型恢复程度

川滇地区地表热流资料较为稀缺且分布极不均匀,本文收集了川滇地区及其邻区所有地表热流数据并插值到川滇地区,在没有实际地表热流的地区(如松潘甘孜块体、江南造山带和右江盆地)插值得到的地表热流值不确定度较高,可能会导致这些地区反演的岩石圈温度结构不可靠.本文选取地表热流分布较好的网格点(位于川滇菱形块体),对地表热流数据参与反演和地表热流不参与反演得到的岩石圈厚度结果进行对比,图5a显示地表热流在反演过程中能够对岩石圈厚度(温度)结构提供一定的约束,但地表热流数据不参与反演约束的岩石圈温度结构也比较可靠.此外,图5b显示地表热流不参与反演得到的理论地表热流值与实际观测的地表热流值具有较好的一致性,表明本文反演得到的理论地表热流数据能够为没有地表热流观测的地区提供一定的参考.

图5 地表热流不参与和参与反演对岩石圈温度结构的影响(a) 地表热流不参与反演和其参与反演得到的岩石圈厚度模型概率密度分布对比图; (b) 地表热流不参与反演和其参与反演得到的理论地表热流概率密度分布对比图,红色线段和黑色虚线分别为观测值及标准差.

2.2 数据拟合程度

如前所述,本文将研究区域离散为1°×1°的柱体,反演的拟合误差如图6b所示.总体趋势上,松潘甘孜块体反演误差大于其他块体,我们深入分析位于松潘甘孜块体内部误差相对较大的9号格点(图6b中紫色强调区域).图6e为瑞雷面波相速度频散曲线的拟合程度,灰色曲线代表反演稳定后MCMC生成的最后3000个模型频散曲线的数据集合,黑色误差棒为不同周期相速度的观测值及标准差,可以看到模型给出的面波频散曲线集合与实际观测拟合程度较好.图6f—h中的蓝色柱状图分别表示9号格点反演得到的地表地形、大地水准面高和地表大地热流等模型观测数据的后验概率密度分布,红色线段与黑色虚线表示实际观测及标准差.如图6f、6g所示,模型给出的地形、大地水准面与实际观测资料间的拟合程度较高.而图6h中模型给出的地表大地热流后验概率密度分布(68±15 mW·m-2)与插值给出的地表热流观测值(78 mW·m-2)存在一定偏差,可能是由于位于松潘甘孜块体的9号点缺乏实际热流值观测,仅依靠数学方法插值得到的热流值可靠性较差,而反演输出的理论地表热流值能够为该地区地表热流值提供一定的参考依据.虽然位于松潘甘孜块体内的9号网格点在整个研究区域中拟合程度相对较低,但反演给出的模型观测值与实际观测资料拟合程度仍然较好.

图6 模型观测与实际观测的拟合程度(a) 研究区域网格划分、地表热流及地震台站分布.灰色网格线为反演划分的1°×1°单元的边界,彩色圆点为地表热流分布,黑色三角形为地震台站分布; (b) 正则化后的反演误差.数字代表反演过程中1°×1°的网格点编号; (c) 反演得到的LAB深度概率密度分布,9号网格点LAB深度平均值为230 km; (d) 反演得到的岩石圈地幔镁值概率密度分布,9号网格点岩石圈地幔镁值平均值为90; (e) 面波频散曲线的拟合程度,红色线段和黑色误差棒分别为不同周期的观测值及误差,灰色集合为模型给出的频散曲线集合; (f—h) 绝对高程、大地水准面高和地表大地热流的拟合程度,红色线段和黑色虚线分别为观测值及标准差,蓝色直方图为模型观测值的后验概率密度分布.

2.3 岩石圈厚度分布

岩石圈由地壳和一部分上地幔物质组成,是地球表层黏度较大的外壳,在地质演化历史上能够支撑并传输较大的差异应力(徐义贤等, 2019).根据岩石圈的热定义,岩石圈被认为是上地幔热边界层以上的部分,岩石圈底界面到地表是一个相对不对流、温度梯度较高、内部热传输方式主要为热传导机制的区域,岩石圈在温度较高、对流作用强烈、黏滞系数较小的软流圈上方移动(Jordan, 1988),软流圈内部热传输方式以对流为主(Sleep, 2005).小尺度地幔对流的数值模拟研究结果(Zlotnik et al., 2008)表明温度高于1250 ℃时地幔热传递方式以对流为主,因此本研究中LAB定义为1250 ℃等温面.位于松潘甘孜块体9号网格点的LAB深度如图6c所示,其中灰色直方图为反演得到的LAB深度的后验概率密度分布,结果显示该区域LAB深度为230±20 km.相较于松潘甘孜块体,川滇地区南部岩石圈厚度较薄(如印支块体70±10 km).由于反演使用的所有数据分辨率都随深度的增加而降低,因此本文反演对深部结构约束较弱,导致松潘甘孜块体岩石圈厚度的不确定度高于川滇南部地区.

如图7、8所示,川滇地区岩石圈结构复杂,南北地区差异显著.印支块体岩石圈较为平坦,厚度为70±10 km,而西北部的松潘甘孜块体岩石圈较厚,厚度为220±20 km.华南块体西缘岩石圈的起伏较大,其中川滇菱形块体岩石圈厚度自80 km北向递增至200 km,标准差自<10 km也呈北向递增至～20 km.江南造山带西缘岩石圈厚度自～100 km北向递增至～220 km,标准差～15 km.比较其他研究者用不同数据和方法获得的结果,Yang等(2017)利用P波与S波接收函数进行LAB界面成像,得到的印支块体LAB深度与本文结果较为一致,为60～80 km;而在松潘甘孜块体接收函数得到的LAB深度整体偏薄,～140 km,在华南块体西缘得到的LAB深度在约27°N时自80 km北向递增至140 km,岩石圈厚度的变化趋势与本文研究的结果大体一致,但反演得到的岩石圈厚度较本文结果偏薄.接收函数反演得到的LAB深度与本文结果存在差异的原因可能在于川滇地区存在岩石圈内部不连续界面,接收函数检测到的界面可能是该地区岩石圈内部的不连续界面(Yuan and Romanowicz, 2010; 徐义贤等, 2019).Priestley和McKenzie(2013)根据S波波速与温度的经验转换关系给出的川滇地区LAB深度(如图7b所示)与本文研究结果相近,但在华南块体西缘由南往北岩石圈递增趋势不明显.导致上述差异的原因,一方面本文反演所使用地震面波频散曲线分辨率较高;另一方面,本文反演联合多种地球物理观测资料,基于热动力学平衡方程直接反演岩石圈温度结构,降低了波速-温度经验转换关系造成的误差.综上,本文给出的川滇地区岩石圈厚度模型能够同时拟合多种地球物理观测数据,并具有较高的分辨率,反演得到的岩石圈厚度分布与地表构造、断层分布等存在较好的相关性,因此该岩石圈模型更能反映真实的川滇地区岩石圈厚度.

图8 川滇地区岩石圈温度结构剖面图(a) 沿25°N的剖面图; (b) 沿27°N的剖面图; (c) 沿102°E的剖面图; (d) 沿104°E的剖面图.虚线示意1250 ℃等温面,即LAB深度分布.

地球化学研究(Shang et al., 2022)估算的马关地区新生代地幔橄榄岩来源深度为55～70 km,平衡温度为1016～1148 ℃.而本文利用地球物理资料联合反演得到的马关地区岩石圈(底界面温度为1250 ℃)厚度为60～80 km,导致二者差异的原因可能包括:(1)幔源捕虏体在出露于地表的过程中不可避免地会遭受不同程度的损坏,这可能会影响岩石圈温压结果的估计.(2)联合反演是高度非线性的问题、所采用的物理理论(如均衡等)较真实情况进行了简化等,因此与真实岩石圈存在一定的出入.但在马关地区本文研究与地球化学研究约束的岩石圈橄榄岩温压分布整体趋势并不矛盾,进一步说明本文单方面利用地球物理资料约束的岩石圈温度结构较为可靠.

虽然本文研究得到的川滇地区岩石圈温度结构与其他研究均显示川滇地区南部存在岩石圈减薄的现象,但是无法为该地区岩石圈减薄的动力学机制提供更多的信息.目前,大多数研究主张的岩石圈减薄机制主要集中为交代和拆沉两种模式,其分别对应岩石圈减薄的化学和物理两类不同的机制.交代是指难熔型岩石圈地幔通过岩石圈-软流圈之间物质能量的相互交换作用转变为饱满型岩石圈地幔,这种作用使得岩石圈在减薄的基础上,化学组分结构也发生了改变(吴福元等, 2003; Shan et al., 2021).拆沉是指因板块挤压导致岩石圈缩短增厚、等温面下移,深部岩石圈根由于温度较低导致其密度高于周边地幔,深部岩石圈地幔重力失稳垮塌到下伏软流圈地幔中,残留的岩石圈地幔仍保留了大部分古老难熔的物质(Chung et al., 1997; Chen et al., 2017).Feng等(2022)结合地震接收函数与地球化学的研究结果,认为印度板块与亚欧板块南北向碰撞导致川滇地区南部岩石圈增厚,增厚的岩石圈由于重力不稳发生垮塌,造成川滇地区南部岩石圈发生减薄.Lei和Zhao(2016)认为印度板块向东的平俯冲作用导致川滇地区南部岩石圈发生大规模减薄,而后印度板块的转返过程导致软流圈物质上涌,进而对残留的岩石圈进行了有效的热侵蚀,改变了古老岩石圈地幔的化学组成.这些争议使得川滇地区南部岩石圈减薄的动力学机制更加模糊,要澄清该问题需要结合化学组分结构的证据.

2.4 化学组分结构

如前所述,前人在川滇地区开展了大量岩石圈波速、温度/厚度的成像工作,均发现川滇地区南部岩石圈发生了减薄,然而目前关于该地区岩石圈减薄的机制仍存在较大争议,原因在于岩石圈波速、温度/厚度成像研究无法提供该地区岩石圈在减薄的同时化学组分是否也发生改变的证据.地球化学研究能够直接提供来自岩石圈深部物质的化学组分信息,然而川滇地区只有马关出露新生代幔源捕虏体(Liu et al., 2013),难以得到对该地区岩石圈全面、可靠的化学组分结构的认识.本文利用空间覆盖更好的地球物理观测能够反演获得川滇地区岩石圈地幔化学组分结构信息,为研究该地区的动力学过程提供更多的、独立的参考依据.

由于地壳化学组分结构十分复杂,本研究只讨论组分以橄榄岩为主、相对较为简单的上地幔组分结构.橄榄岩是上地幔最重要的组成部分,橄榄岩的化学组分影响着人类对于岩石圈起源、演化等过程的认识,能够提供丰富的地球动力学信息.本文采用多观测概率密度反演得到了川滇地区岩石圈地幔、软流圈地幔Mg#的后验概率密度分布,其中反演得到的软流圈地幔橄榄岩Mg#均低于90,为接近于原始地幔橄榄岩组分的饱满型橄榄岩,符合之前学者们对软流圈地幔化学组分结构的认识(郑建平, 1999; Afonso et al., 2013a,b),因此本文不讨论反演得到的软流圈地幔化学组分结果,主要分析岩石圈地幔的化学组分结构.

本文得到的岩石圈地幔化学组分结构单纯来自地球物理观测数据的约束,为了检测由地球物理观测约束的岩石圈地幔化学组分结构是否可靠,我们将马关地区出露的幔源捕虏体样本Mg#分布与本文得到的马关地区岩石圈地幔Mg#分布进行对比(如图9所示).结果表明,由地球化学、岩石学观测得到的马关地区岩石圈地幔橄榄岩镁值分布(Liu et al., 2013)与地球物理观测反演得到的结果较为吻合,均以饱满型地幔为主,表明利用地球物理观测资料能够在一定程度上约束岩石圈的化学组分结构,为缺乏地球化学观测的地区提供独立、重要的化学组分信息.

图9 马关地区新生代幔源橄榄岩Mg#分布(红色柱体)与反演得到的该地区岩石圈橄榄岩Mg#概率密度分布(灰色柱体)对比图

图10为反演得到的川滇地区岩石圈地幔Mg#及其标准差分布,结果表明川滇地区不同块体之间岩石圈地幔Mg#存在显著差异.其中,川滇地区南部反演得到的岩石圈地幔Mg#较其他区域存在较大的标准差.为了进一步显示不同块体间岩石圈地幔的组分差异,我们在位于川滇地区南部的印支块体、川滇菱形块体和江南造山带西缘各选取两处反演网格点,三个区域共六处网格点岩石圈地幔Mg#的后验概率密度分布如图11所示.结果表明,印支块体岩石圈地幔以过渡型与难熔型为主,同时该地区LAB深度较浅并且水平向起伏不明显.Feng等(2022)开展的接收函数界面研究与Chen等(2017)开展的岩石学、地球化学研究认为:印支块体约30 Ma发生过岩石圈增厚过程,之后由于岩石圈重力不稳发生拆沉作用.结合本文反演的岩石圈地幔化学组分结构和前人的研究,我们认为拆沉作用在印支块体岩石圈减薄过程中占主导位置.反演得到的川滇菱形块体岩石圈地幔以饱满型与过渡型为主,此外,川滇菱形块体南部岩石圈地幔的Mg#小于块体北部地区,同时由于川滇菱形块体岩石圈自南向北逐渐增厚,我们推测川滇菱形块体岩石圈破坏过程始于南部地区,并逐渐向北推进,由南往北不均匀的热侵蚀和改造作用是导致川滇菱形块体岩石圈减薄的主要动力学机制.反演得到的华南块体西缘(如江南造山带西缘)岩石圈物质以过渡型与难熔型为主,而Shan等(2021)反演得到的华南块体东缘岩石圈地幔以饱满型为主.我们认为华南块体东西两侧组分变化的原因在于岩石圈受到的力学机制不同.华南块体东侧受到太平洋板块的平俯冲作用,岩石圈地幔表现为饱满型地幔;华南块体西侧受到印支块体拆沉作用导致的地幔对流的影响,岩石圈地幔组分也发生了变化,以饱满型橄榄岩为主,如马关地区等.但马关地区岩石圈地幔的组分结构并不能完全代表整个华南块体西缘,我们反演结果显示,江南造山带西缘其主体的岩石圈地幔化学组分仍然以过渡和难熔型地幔为主.岩石圈地幔化学组分结构结果表明华南块体东西两侧岩石圈减薄过程所受到的动力机制不一样,不同地区岩石圈地幔化学组分之间存在较大差异.

图10 川滇地区岩石圈地幔Mg#分布图(a) 反演得到的岩石圈地幔镁值平均值分布.红色正方形为出露幔源捕虏体样本的马关地区,紫色正方形为选取的岩石圈地幔镁值分布的点; (b) 反演得到的岩石圈地幔镁值分布的标准差.

图11 川滇地区选取的六个点的岩石圈地幔Mg#后验概率密度分布(a) 印支块体选取的两个点; (b) 川滇菱形块体选取的两个点; (c) 江南造山带西缘选取的两个点.

本文反演得到的四川盆地岩石圈热厚度(约220 km)与近期接收函数(张耀阳等, 2018)得到的岩石圈底部速度不连续面(约190 km深度)存在一定的差异,导致差异的原因一方面可能是二者岩石圈定义方式不同,另一方面也可能是各自研究中岩石圈厚度不确定度存在差异所导致.此外,本文反演得到的四川盆地岩石圈地幔为饱满型橄榄岩,这与传统认知的难熔型克拉通岩石圈地幔并不一致.需要指出的是,本文无法提供岩石圈地幔垂向组分分层的可靠信息,而是用整个岩石圈地幔平均深度的Mg#结果来代表岩石圈地幔组分结构,这样给出的岩石圈地幔Mg#结果能够指示不同块体化学组分结构的态势,但无法提供具体深度处的组分结构.本文反演得到的四川盆地岩石圈地幔为饱满型橄榄岩,我们推测四川盆地岩石圈地幔可能经历了重富集作用,由峨眉山大火成岩省引起的镁铁质岩浆作用导致四川盆地岩石圈下方熔体渗流进入原有的难熔型橄榄岩地幔,古老难熔的岩石圈地幔物质被新生饱满的物质所替换(Yang et al., 2021),这与最近有关四川盆地内部广泛的岩浆活动报道一致(Lu et al., 2019; Liu and Qiu, 2020).

2.5 不同观测资料对反演结果的敏感性测试

本文利用地表热流、地形、大地水准面、瑞雷面波相速度频散曲线等多种观测数据联合反演岩石圈温度、化学组分结构,由于各种观测数据对岩石圈不同深度的温度、化学组分结构存在敏感性差异,联合多种观测资料最终可能导致反演结果存在争议.为了认识争议产生的来源,我们以松潘甘孜块体为例(图6b所示的网格点),开展了不同观测资料对岩石圈温度、化学组分结构的敏感性测试.图12显示单独以地表热流、地形、大地水准面作为观测约束的岩石圈厚度存在较大的标准差,这主要是由于模型中的热参数(如地壳各层的厚度、热产率、热传导系数等)不确定度较大所导致,单独以面波频散曲线(8～150 s周期)作为观测能够较好地约束岩石圈温度结构.然而,单一的地球物理观测资料难以有效约束岩石圈化学组分结构,因为单方面的密度(控制地形、大地水准面)或波速(控制面波频散曲线)结构作为约束得到的化学组分结果误差较大,而联合多种观测资料是获取岩石圈化学组分结构的有效途径.综上,我们测试发现不同的观测数据对岩石圈温度、化学组分结构存在不同的敏感性,但不同观测资料反演得到的岩石圈温度、化学组分结构整体趋势并不矛盾,因此联合多种观测资料能够有效约束岩石圈温度、化学组分结构.

图12 不同观测数据对岩石圈温度和化学组分结构的敏感性分析(a—c) 反演得到的LAB深度; (d—f) 反演得到的岩石圈地幔Mg#.图中直方图分别代表以地表热流、高程、大地水准面、面波频散曲线、联合多种观测数据作为约束得到的反演结果.

3 讨论

先前大量研究均认为川滇地区南部存在岩石圈减薄的现象,与本文得到的岩石圈温度结构较为一致.但对岩石圈减薄过程的动力学认识仍存在两种争议:印度板块与亚欧板块的南北向碰撞(Chung et al., 1997; Chen et al., 2017; Zhang et al., 2017; Feng et al., 2022)及印度板块的东向俯冲(Huang et al., 2015; Lei and Zhao, 2016).其中,第一种观点认为印度板块与欧亚板块的南北向碰撞导致了川滇地区岩石圈增厚,而增厚的岩石圈由于重力失稳垮塌,使得川滇地区南部岩石圈减薄,垮塌的岩石圈形成地幔上升流,进而对残留的岩石圈地幔物质进行改造.而另一种观点则认为印度板块的东向平俯冲作用导致川滇地区南部岩石圈发生大规模减薄,而后印度板块的折返过程引起地幔上升流,进而对残留的岩石圈进行了有效的热侵蚀,完全改变了古老岩石圈地幔的化学组成.可以看到,要澄清川滇地区南部岩石圈减薄机制的关键在于认识川滇地区南部各构造单元岩石圈地幔的化学组分是否发生改变.

印支块体地处红河断裂以南,受印度板块东向俯冲和青藏高原物质东向挤压作用的影响,其构造活动较为强烈,岩石圈较薄.由于缺少地球化学证据,该地区岩石圈是否发生过增厚过程很难确定.但是,本文反演得到的印支块体岩石圈温度、化学组分结构表明:印支块体LAB深度为70±10 km,远小于稳定大陆的LAB深度值(～200 km),其岩石圈地幔以过渡型和难熔型橄榄岩为主,表明印支块体在经历较长的演化历史后,岩石圈在减薄的同时仍保留部分古老难熔的岩石圈地幔物质.如果印度板块的东向俯冲是导致印支块体岩石圈减薄的主要因素,那么该区域岩石圈地幔应该以饱满型橄榄岩为主,然而反演得到的印支块体岩石圈化学组分不符合上述特征,说明热化学侵蚀作用在该区域岩石圈减薄过程中不占据主导地位,而岩石圈增厚拆沉作用可能是导致印支块体岩石圈减薄的主要动力学机制.我们认为印支块体岩石圈减薄过程受印度板块与欧亚板块南北向碰撞影响,导致青藏高原物质东向流出,高原物质东向挤压作用于印支块体导致该地区岩石圈发生增厚拆沉,拆沉作用使其岩石圈发生减薄并形成地幔上升流,导致印支块体岩石圈地幔整体呈现高温状态,但该上升流并未对印支块体残留的岩石圈地幔物质形成有效的侵蚀和改造.地幔界面成像(Feng et al., 2022)和地震速度成像(Huang et al., 2015)发现印支块体深部地幔存在速度不连续面,高速异常区域可能对应下沉的岩石圈块体,在深部地幔结构层面支持印支块体岩石圈增厚拆沉的动力学机制.

川滇菱形块体构造活动强烈,与其他块体相比,该地区具有较高的地表热流值与温度分布,而且该地区的地表热流、温度结构、LAB深度分布均与断层的空间分布有较好的吻合.本文反演得到的川滇菱形块体LAB深度自南(～80 km)往北(～200 km)逐渐增大,岩石圈地幔以饱满型橄榄岩为主,而且川滇菱形块体南部岩石圈地幔的饱满程度高于北部,说明由南往北的热化学侵蚀作用在该区域岩石圈减薄过程中占据主导地位.结合印支块体岩石圈减薄机制及川滇菱形块体深部上地幔的温度结构,我们认为由于印度板块与亚欧板块的碰撞作用,导致印支块体岩石圈发生增厚拆沉,拆沉作用形成的地幔上升流由南往北作用于川滇菱形块体岩石圈,导致川滇菱形块体岩石圈由南往北递增,而地幔上升流对岩石圈地幔物质形成有效的侵蚀和改造,导致川滇菱形块体岩石圈地幔以饱满型橄榄岩为主,并在地表出露大量富钾镁铁质岩石(Chen et al., 2017).

华南块体西缘(如江南造山带西缘)LAB深度自南(～80 km)往北(～200 km)逐渐增大,岩石圈地幔以过渡型和难熔型橄榄岩为主,而Shan等(2021)反演得到的华南块体东缘岩石圈地幔以饱满型为主.华南块体东西两侧组分结构存在较大差异,这可能与华南块体东西两侧岩石圈受到的力学机制不同有关,华南块体东侧受到太平洋板块的平俯冲作用,岩石圈地幔表现为饱满型地幔;华南块体西侧受到印支块体拆沉作用导致的地幔对流的影响,部分地区岩石圈地幔组分也发生了变化,如马关地区,但马关地区岩石圈地幔的组分结构并不能完全代表整个华南块体西缘,华南块体西缘岩石圈地幔化学组分结构结果显示,该地区主体的岩石圈地幔化学组分仍然以过渡型和难熔型橄榄岩为主,加之该地区岩石圈厚度由南往北逐渐增加,可能是由于印支块体拆沉引起的地幔对流作用导致华南块体西南缘(如江南造山带西缘)岩石圈发生减薄,但地幔对流作用并未对华南块体西侧的岩石圈地幔物质形成有效的侵蚀和改造.

综上,我们认为约60 Ma印度板块对欧亚板块北向俯冲导致青藏高原地壳、岩石圈开始缩短增厚(Royden et al., 1997).约45 Ma印度大陆板块与亚欧板块发生硬碰撞(Chung et al., 2005),加厚了印支块体的岩石圈,并在30～40 Ma发生大规模的岩石圈拆沉作用(Feng et al., 2022),而印支块体仍保留有古老难熔的岩石圈地幔物质.印支块体岩石圈大规模的拆沉作用导致川滇菱形块体、江南造山带西缘岩石圈底部自南向北被加热,深部上地幔热结构的突变导致岩石圈发生部分熔融和富钾岩浆作用,川滇菱形块体岩石圈地幔物质被新生物质所取代,而江南造山带西缘仍保留有古老难熔的岩石圈地幔物质.

4 结论与展望

本文利用地表地形、大地水准面高、地表大地热流和地震面波频散曲线等多种地球物理观测资料,基于热动力学模拟和概率密度反演,研究了川滇地区岩石圈温度、化学组分结构,得到以下主要结论:

(1)川滇地区岩石圈结构复杂,不同构造单元之间差异显著.位于川滇地区南部的印支块体岩石圈厚度较薄(<80 km),相对起伏较小,温度结构的横向差异不明显.川滇菱形块体、华南块体西缘岩石圈由南向北逐渐增加,导致这一现象的原因可能是深部地幔热物质自南向北侵蚀造成的.

(2)印支块体岩石圈地幔以难熔型和过渡型的橄榄岩为主,表明仍保存有古老难熔的岩石圈地幔物质,结合该地区岩石圈较薄的特征,我们认为新生代岩石圈增厚拆沉是印支块体岩石圈减薄的主要动力学机制.川滇菱形块体岩石圈地幔以饱满型为主,表明古老难熔的岩石圈地幔物质已经被新的饱满型橄榄岩物质所取代,结合该地区自南向北逐渐增加的岩石圈结构,我们认为印支块体拆沉作用所导致的地幔对流作用是川滇菱形块体岩石圈减薄的主要动力学机制,热侵蚀作用在川滇菱形块体岩石圈减薄过程中扮演了重要角色.华南块体西侧岩石圈地幔以过渡型与难熔型为主,结合该地区自南向北逐渐递增的岩石圈结构以及华南块体东西两侧的化学组分结构,我们认为华南块体东西两侧经历的动力作用不同,华南块体西侧岩石圈发生减薄的原因在于印支块体拆沉导致的地幔对流作用,但上升的地幔物质并未对华南块体西侧的岩石圈地幔物质形成有效的侵蚀和改造.

本文虽然研究的是川滇地区三维岩石圈温度、化学组分结构,但在反演时我们将川滇地区划分为多个1°×1°的区域,实际得到的岩石圈、化学组分结构为伪三维结构,在以后的工作中我们会尝试开发真三维反演程序,并引入远震体波资料来更好地约束深部结构.

致谢本文采用了美国纽约州立大学石溪分校沈伟森博士以及中国科学技术大学张智奇博士发布的瑞雷面波相速度频散曲线,审稿人提出建设性的修改意见,特此感谢.本文图件均采用GMT软件绘制(Wessel and Smith, 1998).