华南大陆东部地壳物质组成的地震学研究

2021-09-06檀玉娟段永红林吉焱李玮王高春李学民王国法邹长桥赵延娜周铭

地球物理学报 2021年9期

檀玉娟，段永红*，林吉焱,,3，李玮，王高春,3，李学民，王国法，邹长桥，赵延娜，周铭

1 中国地震局地球物理勘探中心，郑州 450002 2 中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029 3 中国科学院大学，北京 100049 4 南方科技大学海洋科学与工程系，深圳广东 518055

0 引言

华南大陆东部广泛分布晚中生代的火成岩(周新民和李武显，2000)，因其东部濒临西太平洋板块俯冲活动构造域，前人很多研究认为火成岩活动受控于古太平洋板块向华南大陆俯冲而引发的岩石圈-软流圈交互作用，据此提出了如平板俯冲(Li and Li, 2007)、岩石圈消减和玄武岩底侵以及地壳深熔作用相结合(Zhou et al., 2006；舒良树和周新民，2002)等模型.然而，相较于典型的大洋消减带(如马里亚纳和安第斯山)，华南大陆东部地区缺失岛弧构造遗迹，以及有限的安山岩和玄武岩等岛弧岩浆活动，有些研究认为华南大陆东部的火成岩主要受控于地壳的深熔作用，而受玄武岩浆底侵作用的影响有限(章邦桐等，2005；潘振杰等，2017).这些认识主要源于对地表火成岩化学属性和时空分布特征的研究.大规模的火成岩活动同样会改变地壳的整体物理属性.

地壳的物理属性包括地壳厚度、速度结构和泊松比等，它们可以反映地壳的物质组成(Christensen and Mooney, 1995)，其空间分布特征可用来约束与物质迁移分配有关的构造活动，如玄武岩浆底侵作用导致铁镁质物质添加到地壳会使其更偏基性(嵇少丞等，2009)，而地壳深熔作用会对地壳进行改造使其更偏酸性.其中，SiO2的含量是判别地壳物质组成(长英质-中性-铁镁质)和构造属性的重要参数，同时SiO2含量的变化会对常见岩石的速度和泊松比(波速比)产生明显影响(Christensen, 1996；Hacker et al., 2015).因此，通过估测地壳整体的SiO2含量来判别地壳的属性，可为华南大陆东部大规模的火成岩活动的动力学机制提供约束.

地震学方法是揭示地壳的速度和泊松比等物理属性的主要手段.主动源地震测深剖面结果显示华南大陆东部地壳P波速度整体偏低(李培等，2015；蔡辉腾等，2016；Zhang et al., 2013)，缺失基性下地壳(高山，1999).然而主动源地震剖面的覆盖范围有限，更大范围的地壳速度结构需要基于天然源地震观测的方法来获得.基于宽频带远震事件的接收函数方法可用来研究地壳的厚度和平均波速比(Zhu and Kanamori，2000)，已有研究表明华南大陆东部的地壳厚度在28～35 km整体偏薄，地壳平均波速比偏小，大部分地区小于1.73(赵延娜等，2017；He et al., 2014；Xia et al., 2015；Song et al., 2017；叶卓等，2013；韩如冰等，2019；李海艳等，2021).基于背景噪声的面波成像方法是获取大尺度地壳高分辨率横波速度结构的主要手段(Shapiro et al.，2005；Yao et al., 2008)，已有研究通过该方法对华南大陆东部及周边区域的地壳上地幔的横波速度结构进行了成像(Zhou et al., 2012；Bao et al., 2015；Shen et al., 2013；Zhang et al., 2018, 2020)，然而面波频散成像对地下界面并不敏感.

面波频散对地下绝对速度敏感，接收函数虽对速度约束较弱，但对壳内速度界面和波速比结构的横向变化敏感，基于面波频散和接收函数的联合反演方法可更好地约束地壳速度结构及其横向变化(郑晨等，2016；Li et al., 2018；Deng et al., 2019).本研究利用南昌到泉州的流动宽频带地震台阵和周围固定台网的数据，开展噪声成像研究以获得纯路径的瑞雷波群速度和相速度频散曲线，联合P波接收函数波形开展联合反演获得每个台站的下方的地壳横波速度结构.利用地壳平均S波速度和波速比约束华南大陆东部的地壳物质组成(SiO2含量)，进而探讨区域大规模火成岩活动的动力学机制.

1 构造背景

华南大陆位于欧亚大陆东缘，北与华北克拉通、西与青藏高原的松藩甘孜块体、南与印支块体相邻(图1).华南大陆由扬子和华夏两个块体组成，扬子块体具有新太古代的陆核，华夏块体有元古代的基底包括武夷—南岭—云开三个陆核，两块体在新元古代沿江绍断裂碰撞拼合，并形成了江南造山带(舒良树，2012；张国伟等，2013).元古代晚期，拼合在一起的华南联合古陆发生裂解，位置可能在原来的缝合带一线.早古生代沿裂谷带发生的陆内造山作用使两个块体再次聚合，以华夏块体内部(武夷山一带)广泛发育的志留纪花岗岩浆活动为标志(Shu et al., 2015；张国伟等，2013)，早中生代(早-中三叠世期间)华南与印支地块和华北克拉通碰撞拼合，华南大陆东部在远程效应作用下晚古生代地层强烈褶皱，前泥盆纪构造被强烈改造和置换(张芳荣等，2009；Wang et al., 2013).

图1 (a) 华南大陆大地构造简图和台站分布图.NCC：华北克拉通；ICB：印支地块；JSF：江绍断裂带；ZDF：政和—大埔断裂带. (b) 华南大陆东部大地构造和地震台站位置. 三角形表示流动宽频带台阵，黑色为一期，灰色为二期. 正方形表示固定台站. SEA：东南陆缘火山岛弧区；WYT：武夷山陆内造山带；JNT：江南古陆； DBO：秦岭—大别造山带. GJF：赣江断裂. qz-泉州；nh-宁化；sr-上饶；nc-南昌；wh-武汉Fig.1 (a) The tectonic map of South China Block and station distribution map. NCC: North China Craton; ICB: Indosinian block; JSF: Jiangshan-Shaoxing fault; ZDF: Zhenghe-Dapu fault; (b) The tectonic map and seismic stations in the eastern South China Block. The triangles indicate the locations of temporary array, the black for the Project-I, and the dark for the Project-II. The squares indicate the locations of permanent stations. SEA: Southeast continental margin volcanic island arc area; WYT: Wuyishan intracontinental orogenic belt; JNT: Jiangnan ancient land; DBO: Qingling-Dabie orogenic belt. GJF: Ganjiang fault. qz-Quanzhou; nh-Ninghua; sr-Shangrao; nc-Nanchang; wh-Wuhan.

华南大陆东部现今构造格局定型于晚中生代的大规模火成岩活动.华南大陆东部的火成岩具有明显的时空分带特征，按地球化学特征和岩石构造组合特征可分为：政和—大埔断裂以东的晚白垩世(140～90 Ma)浙闽沿海碱性火成岩带，具壳-幔混源的地球化学特征或产出于强烈的壳幔拉张环境；政和—大埔断裂以西的中-晚侏罗世(160～140 Ma)武夷山弱过铝花岗岩带，火山岩和侵入岩都有分布，地壳深部物质的重熔作用明显；赣江断裂以西的中-晚侏罗世(180～160 Ma)华南内陆强过铝花岗岩带，火山岩几乎不发育，并发育花岗穹窿等伸展构造，主要产生于地壳上隆的伸展构造环境(周新民和李武显，2000；孙涛等，2003；Zhou et al., 2006；徐鸣洁和舒良树，2001).

2 数据和方法

2.1 宽频带地震台阵

本研究基于九江—泉州的流动宽频带地震台阵和周围固定台网的数据开展(图1).流动台阵共有46个观测台站组成，台站间距15～20 km，观测分两期进行，第一期从江西九江到福建宁化由35个台站组成(图1b中黑色三角形)，第二期从福建宁化到福建泉州由11个台站组成(图1b中灰色三角形)，每期观测持续时间都大于1年.每个观测点装配有RefTek-130型数据采集器和Guralp-3EPSC(60 s)或3T(120 s)型三分量宽频数字地震计.另外，还使用了研究区域内江西、福建和浙江部分固定台网81个台站同时期的连续观测数据.

2.2 背景噪声成像

从地震仪的背景噪声记录中经过互相关计算可提取到面波频散信号(Shapiro and Campillo, 2004；Yao et al., 2006)，进而获得研究区域的面波频散分布特征，即背景噪声成像方法，其是近年来地震学领域研究和应用发展最快的方向之一.由于该方法不受地震事件发生的时空限制，每一个台站即是信号源又是接收点，震源位置精确已知，是研究地壳精细结构的理想手段.数据处理的详细过程参考Bensen等(2007)提出的技术路径：首先，进行数据预处理，包括原始数据重采样至1 Hz、去仪器响应、去均值、去趋势、2～60 s带通滤波、按天分段、时间域one-bit和频率域谱白化处理等；然后，提取格林函数，两两台站之间相同时间的数据进行互相关，经一年多的数据叠加，近似得到两个台站之间的地下介质响应信息，即经验格林函数(Yao et al., 2006)，其中二期台阵(图1中灰色三角形)的互相关函数波形如图2a所示；再后，提取面波频散曲线，这里采用基于时频分析的多重滤波方法，图形化测量面波的群速度和相速度频散曲线(姚华建等，2004；Yao et al., 2006)，为了后续联合反演的开展，能同时提取群速度和相速度时才会保留，各周期的频散数量如图2b所示；最后进行面波层析成像，对得到的混合路径频散采用Occam反演方法，得到各网格单元周期8～30 s的纯路径频散信息，结果如图7所示.

图2 (a) 二期台阵的互相关函数波形; (b) 周期8～42 s的面波频散曲线数量分布Fig.2 (a) The waveforms of cross-correlation function; (b) The numbers of the dispersion curves at period from 8 to 42 s

2.3 接收函数计算

远震体波接收函数中含有丰富的地壳和上地幔间断面结构信息，常被用来进行壳幔速度界面成像和地壳S波速度结构波形反演等研究(Tian et al.，2021).本文主要计算了华南流动台阵二期(图1b中灰色三角形)的接收函数，一期台站(图1b中黑色三角形)和固定台站的接收函数参考以前的研究结果(赵延娜等，2015，2017).首先，从地震仪连续波形中提取三分量的远震事件记录(震级>5.5，震中距30°～90°)；然后，数据预处理，截取远震事件P波理论到时之前20 s和之后100 s的三分量波形，去均值、去趋势项、0.05～5 Hz带通滤波；然后，坐标旋转，将Z-N-E分量根据后方位角旋到至Z-R-T分量；最后，时间域迭代反褶积的方法(Ligorría and Ammon，1999)计算R分量的接收函数.计算得到的SC40台站的接收函数波形如图5a所示.转换波走时信息受震中矩的影响较大，通过将接收函数动校正(Yuan et al.，1997)到相同震中距条件下(67°)，叠加后用于后面的联合反演.联合使用接收函数中的转换震相和多次波震相，由H-κ网格搜索方法(Zhu and Kanamori，2000)可以估计接收台站下方的平均地壳厚度和波速比，计算得到的SC40台站的地壳厚度和波速比结果如图5b所示.

2.4 联合反演S波速度结构

利用接收函数和面波频散联合反演来获取台站下方地壳的S波速度结构，本文采用基于NA算法的非线性反演方法(Sambridge,1999).初始模型在Voronoi空间内随机产生；地壳速度模型参数使用B样条曲线来表示以减少拟合参数，速度结构包含沉积层、地壳和50 km以上地幔三部分，该区域沉积层较薄，设置搜索范围为0～1 km，地壳厚度可使用接收函数波形来约束，设置搜索范围25～40 km；反演的模型空间搜索范围见表1，反演的目标是搜索参数使对应的失配值最优化.第一步先单独使用面波频散曲线进行反演，得到的结果作为联合反演的初始模型，联合反演的权重系数根据测试情况设为0.3(频散曲线)和0.7(接收函数).最佳速度模型由拟合度最好的100个结果平均得到，图6给出了SC40台站的反演结果.

表1 反演设定的模型参数空间Table 1 Model parameter space used in the inversion

3 结果

3.1 噪声成像结果及分辨率

如图2所示，本文获取到的频散曲线集中在8～30 s的频带范围内，每个周期挑选出的频散曲线数目都大于3000条.如图3所示，位于江绍断裂上的SNR台站与流动台阵之间不同路径的面波频散曲线表现出明显的变化特征，这说明面波频散对跨构造单元的地下介质变化较为敏感.图4给出了15 s周期的有效路径的分布情况，以及理论测试得到的不同尺度异常体的恢复能力.对于整个区域，本文面波频散的分辨率可达到0.4°；对于流动线性台阵集中的区域，分辨率可达0.2°.

图3 跨构造单元不同混合路径频散曲线的对比 (a) 双台路径; (b) 相速度频散曲线; (c) 群速度频散曲线.Fig.3 Comparison of dispersion curves along different paths (a) The locations of paths; (b) The phase velocity dispersion curves; (c) The group velocity dispersion curves.

图4 背景噪声成像结果的分辨率测试 (a) 周期15 s的相速度频散路径分布; (b)—(d) 不同网格大小的检测板棋盘恢复测试.Fig.4 Resolution test of ambient noise tomography results (a) The phase velocity dispersion path distribution of period 15 s; (b)—(d) The checkerboard recovery test with different grid sizes.

图5 (a) SC40流动台站计算的接收函数波形, 台站位置见图1; (b) H-κ搜索得到的地壳厚度和平均波速比Fig.5 (a) Receiver functions at station SC40, which location is indicated in Fig.1; (b) H-κ grid searching result at station SC40

图6 SC40台站联合反演的示例 (a) 联合反演得到的S波速度结构, 其中红线表示最简单的地壳初始模型, 灰线表示拟合度最好的100个结果, 蓝线表示最佳模型; (b) 接收函数的拟合情况, 蓝色曲线为反演模型的计算结果, 红色曲线为观测到的接收函数; (c) 频散曲线的拟合情况, 蓝色曲线为反演模型的计算结果, 红色曲线为观测到的频散曲线.Fig.6 Joint inversion result graph of station SC40 (a) The S-wave velocity structure obtained from joint inversion. Red line represents the initial model, grey line represents 100 best fitting results, and blue line represents the final model; (b) The fitting of the receiving function, the blue curve indicates the calculated result, and the red curve indicate the observed result; (c) The fitting of dispersion curve, the blue curve indicates the calculated result, and the red curve indicate the observed result.

图7 面波频散反演结果 (a) 周期10 s的群速度分布图; (b) 周期20 s的群速度分布图; (c) 周期10 s的相速度分布图; (d) 周期20 s的相速度分布图.Fig.7 The results of surface wave dispersion inversion (a) Group velocity map at period of 10 s; (b) Group velocity map at period of 20 s; (c) Phase velocity map at period of 10 s; (d) Phase velocity map at period of 20 s.

3.2 地壳分层S波结构特征

将每个台站下方获得的速度结构，进行水平向插值，获得整个研究区域的三维S波速度结构.为进一步讨论速度结构的构造指示意义，依据人工地震P波速度剖面(李培等，2015；蔡辉腾等，2016)和接收函数地壳厚度(赵延娜等，2015，2017；He et al., 2014)的研究结果将地壳分为地壳浅层(0～5 km)、上部地壳(6～17 km)和下部地壳(18 km～Moho)三层.地壳浅层的速度结构(图8a)主要受浅层沉积和断裂破碎带的影响，区域内的鄱阳湖盆地、江绍断裂带和赣江断裂、福建西南坳陷带都表现为相对低速，而浙闽交界的隆起带则表现为相对高速，地壳浅部Pg波走时成像的结果也发现了相似的特征(李培等，2019；林吉焱等，2020).上部地壳速度结构相对均匀(图 8b)，政和—大埔断裂以西主体表现为西南部低速和东北部高速的分带特征，断裂以东的沿海岛弧火山岩区表现为相对高速的异常.下部地壳速度结构(图 8c)则表现为明显的北东走向的条带状特征，东南沿海岛弧火山岩区和赣江断裂以西的地壳上隆区表现为相对高速，武夷山构造带下方则表现为相对低速，人工地震剖面发现武夷山的地壳中部存在低速构造(李培等，2015；蔡辉腾等，2016).华南大陆东部的北东向条带特征主要来源下部地壳，全地壳的平均速度结构也体现了类似的特征(图 8d).

前人的噪声成像结果也得到了与本研究相似的地壳速度结构空间变化特征，如沿海区域下地壳的高速异常和武夷山构造带下地壳相对的低速体(Zhou et al.，2012；Zhang et al.，2018，2020).我们的研究中增加了流动宽频带台阵的观测数据，使对流动台阵下方地壳结构的约束更为精确.联合接收函数的反演方法可以更好地约束地壳厚度，从而也提高了对地壳速度结构的成像精度.

4 讨论

4.1 华南大陆东部地壳地球物理属性的分带特征

前人研究结果表明，华南大陆东部大面积的火成岩活动在空间上表现为近北东向分布的条带状特征，在时间上有向大洋一侧逐渐变新的趋势(周新民和李武显，2000；周新民，2003；孙涛，2006)，这些特征可能指示其与古太平洋向华南大陆一侧的消减活动相关(Zhou et al., 2006; Li and Li, 2007).

速度结构的结果显示，华南大陆地壳北东向的条带状特征主要来源于下地壳.政和—大埔断裂以东的沿海岛弧火山区整个地壳都表现为相对高速构造，该区域分布有大量的晚中生代玄武岩和晶洞花岗岩体，岩石化学成份也指示含较高地幔成份(周新民和李武显，2000；徐鸣洁和舒良树，2001；徐夕生，2008)，说明地壳曾经历了明显的新生幔源物质的添加作用，并显著改变了地壳的速度结构.武夷山带下部地壳表现为相对的低速构造，由于武夷山带地壳经历了古生代陆内造山作用和中生代火成岩作用(舒良树，2012)两期强烈构造活动的叠加改造，其地壳更趋向于长英质演化，整体地壳的平均S波速度(本文)和波速比都偏低(赵延娜等，2015，2017；李海艳等，2021)，地壳底部的P波速度小于6.6 km·s-1(李培等，2015；蔡辉腾等，2016)，缺失高波速的铁镁质麻粒岩层(VP>7.1 km·s-1)，这些特征意味着华南大陆东部地区要么没有发生过大规模玄武岩浆底侵作用，要么底侵增厚的下地壳又经历了榴灰岩化和失稳拆沉作用.赣江断裂带和江绍断裂带是明显的地壳上隆区(赵延娜等，2017；Song et al.，2017)，区域内发育的一些小规模的断陷盆地中有少量晚中生代的玄武岩薄层分布(徐鸣洁和舒良树，2001；舒良树等，2004).赣江断裂还被认为是一条区域规模的晚中生代火山岩线，其西部钙碱系列火山岩基本不存在，仅发育强过铝性的花岗岩(Zhou et al.，2006)，说明赣江断裂以西区域地壳未受到幔源物质的添加或改造，地壳平均速度与沿海岛弧火山区比相对较低.

地壳平均波速比是反映地壳物理属性的另外一个重要参数(Christensen, 1996)，利用波速比可以推测地壳的整体属性(嵇少丞等，2009).将华南大陆东部地壳平均S波速度和波速比，按照到东南海岸的距离用不同的颜色绘制，得到了图9所示的结果.沿海岛弧火山区(图9a中蓝色系点)地壳的平均波速和波速比都要偏高.而武夷山(图9a中绿色系点)及赣江断裂以西区域(图9a中黄红色系点)叠加在一起，没有表现出明显的分带特征.只是赣江断裂以西小部分区域的地壳平均波速明显偏低而平均波速比明显偏高，可能主要是受到鄱阳湖盆地沉积层的影响，因为沉积层的存在会降低地壳平均S波速度和提升平均波速比.

图9 (a) 华南大陆东部不同区域地壳平均S波速度和波速比的分带情况, 不同色彩表示到海岸线的距离； (b) 地壳平均波速比分布结果(本文结果和参考赵延娜等，2015，2017)Fig.9 (a) The zonation of average crustal S-wave velocity and velocity ratio in different regions of ESCB, the color indicates the distance from the station to the shore; (b) The map of bulk crustal VP/VS (The results are from this study and Zhao et al., 2015,2017)

4.2 华南大陆东部地壳成份的推测及构造意义

SiO2主要以石英形式存在，在地壳常见岩石中含量较高，而在地幔岩石中含量相对较低，其含量对于推测地壳演化和壳-幔相互作用有重要的指示意义(Hacker et al., 2015；Li et al.，2021).由于其偏离其他常见矿物的波速-波速比性质(图10a，Christensen, 1996)，因此可以用地球物理方法较好约束其在地壳中的含量.一般认为全球大陆上地壳平均SiO2含量为67%，中地壳平均SiO2含量为64%，基性下地壳平均SiO2含量为53%，部分地区可以缺失基性下地壳(Rudnick and Gao, 2003，2014; Huang et al., 2015; Hacker et al., 2015).

图10 (a) 华南大陆东部地壳物理属性(浅蓝色空心正方形)与地壳中主要岩石矿物(深蓝色实心正方形)数值的对比，岩石矿物缩写和数值参考Christensen，1996，1为全球大陆地壳平均值，2为全球岛弧地壳平均值，3和4 为两处海洋地壳; (b) 对华南大陆东部地壳SiO2成分含量的估计Fig.10 (a) Comparison of the crustal physical properties of the ESCB (light blue blank squares) with the values of major rock minerals (dark blue solid squares) in the crust, rock mineral abbreviations and numerical refer to Christensen, 1996. 1-the average values of the global continental crust, 2-the average values of the global island arc crust, 3 and 4 are two marine crusts; (b) The calculated contents of SiO2 in the whole crust of the ESCB

为进一步确认华南大陆东部地壳的物质属性，将研究区域内地壳平均S波速度和波速比数值与常见岩石矿物的参数(Christensen，1996)进行了对比，如图10a所示.另外，还利用相平衡实验计算，应用Perple_X程序(Holland and Powell, 2011)计算了不同地壳岩石组份(全球地壳岩石数据库，Hacker et al., 2015)在大陆地壳平均温度250 ℃和平均压力600 MPa条件下的S波速度和波速比等参数，并与本研究得到的地壳S波速度和波速比结果进行了比对，进一步估测得到了华南大陆东部区域地壳平均SiO2含量的分布特征，结果如图10b所示.对于大陆地壳的常见岩石组成，温度对S波速度的影响为dVS/dT=～-0.2 ms-1℃-1、对波速比的影响为dκ/dT=～-0.0015/100 ℃(Christensen and Mooney, 1995；Christensen，1996)，可见对于相对稳定的华南大陆东部地壳，地壳平均温度误差(假定小于200 ℃)对波速和波速比的影响仅为0.04 km·s-1和0.003.尽管在东南沿海地区也存在高热流值的异常区域，但其范围较为有限，而且热流值也相对离散(姜光政等，2016)，指示其异常热源可能分布在较小的范围内.中生代以后华南大陆的构造活动已趋于平静，现今为相对稳定的准克拉通状态(张国伟等，2013)，因此本文使用全球大陆地壳平均温度和压力参数来估测物质组成是可靠的.

对比发现，华南大陆地壳与全球平均大陆(图10a中的1)相比明显更偏长英质，地壳整本SiO2的含量分布在60～75wt%，集中分布在65～70wt%范围.在政和—大埔断裂以东的东南沿海岛弧火山区(图10b中的A区域)，研究结果显示地壳平均SiO2含量在60～65wt%之间，是区域中SiO2含量相对偏低值的区域.考虑到该区域地表晚中生代大量的幔源岩浆分布(孙涛，2006)，以及速度结构显示的中下地壳分布大范围相对高速异常，指示此区域中下地壳经历了一定规模的改造，推测基性幔源岩浆的添加作用使得其地壳成分向偏中性-基性演化.江绍断裂东段(B区域)还存有新元古代的蛇绿岩及相关火山岩，是华夏和扬子陆块拼合的遗迹(张国伟等，2013)，推测古板块缝合带残留成份影响了地壳的物质组成，导致该区域SiO2含量相对较高.武夷山地区的地壳SiO2含量在70wt%左右(D区域)，对比全球大陆地壳的特征，其明显缺失基性下地壳成份，推测其下地壳在古生代陆内造山和中生代火成岩活动中被强烈改造，地壳深部的重熔作用使其往偏长英质方向演化.赣江断裂带下方地壳SiO2含量有个条带状异常(C区域)，相对武夷山地区略低，推测其为岩石圈尺度的深大断裂(邓平等，2003；Song et al., 2017)，中生代晚期可能发生了一定的壳-幔物质交代作用，从而改变了其地壳属性，使其地壳SiO2含量相对于两侧略高.

上述分析得到了华南大陆东部的地壳物质组成的信息，结果指示只有政和—大埔断裂以东的沿海岛弧区的地壳有明确的来自地幔物质交代作用的证据，推测中生代晚期的玄武岩浆底侵作用只发生在该区域；而在武夷山及以西区域地壳中基本缺失基性下地壳层，推测中生代晚期主要在地壳深熔作用而发生了大规模的火成岩活动，地壳物质的重熔使熔融的高密度残余体拆沉或循环到地幔.综上，认为古太平洋板块消减作用对华南大陆东部的影响主要为热扰动的形式，壳-幔物质交代作用仅限于政和—大埔断裂以东的区域.