中国陆地热岩石圈厚度及其地球动力学意义

2022-08-06陈超强何丽娟焉力文武金辉

地球物理学报 2022年8期

陈超强，何丽娟*，焉力文，武金辉

1 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029 2 中国科学院地球科学学院，北京 100029 3 中国科学院大学，北京 100049

0 引言

中国陆地位于亚欧板块、太平洋板块和印度—澳大利亚板块汇聚之处,由不同规模的稳定陆块和造山系构成,包含中部的华北克拉通、南部的扬子克拉通和西北的塔里木克拉通以及北部的天山—兴蒙造山系、西南的西藏—三江造山系、中部的秦祁昆造山系以及东南的武夷—云开—台湾造山系(潘桂棠等, 2009).中国陆地现今的构造格局主要受控于东部太平洋板块的俯冲以及西南方向印度—澳大利亚板块和欧亚板块的汇聚过程,是研究板块相互作用过程中岩石圈反应机制的理想实验室.对中国陆地岩石圈结构的研究有助于我们更好地理解控制构造格局的地球动力学机制.岩石圈的概念起源于19世纪末至20世纪初,指的是固体地球最外部的圈层,但是不同学科对其定义往往存在一定的差异,如热岩石圈强调以传导为主要传热方式,地震学通过地震波波速和各向异性变化来区分软流圈和岩石圈,力学岩石圈强调高强度等等 (Eaton et al., 2009) .其中,热岩石圈和地震岩石圈经常被拿来做对比,介于热岩石圈底界和和地震岩石圈之间的部分的传热方式包括传导和对流两种,被称为流变边界层(何丽娟, 2014).数值模拟研究表明,对于华北克拉通而言,介于热岩石圈底界和地震岩石圈底界之间的流变边界层的厚度和克拉通破坏的程度密切相关(He, 2015).对中国陆地热-震岩石圈差异的研究可以增进我们对深部地球动力学机制的理解.

热岩石圈厚度和地震岩石圈厚度是计算流变边界层的厚度的前提条件. 从对比地震岩石圈厚度和热岩石圈厚度的角度出发,前人对中国陆地热岩石圈厚度的研究存在四点问题: (1)研究重点在于结合地震资料和地热资料综合研究岩石圈厚度，而非探究热岩石圈底界和地震岩石圈底界的差异(An and Shi, 2006; 汪洋和程素华, 2011, 2013; 王恺等, 2020; 单斌等, 2021); (2)没有对地壳进行分层处理,计算误差较大 (汪洋等, 2001); (3)以某一盆地为研究对象,得出该地区热岩石圈厚度的平均值,忽略了岩石圈厚度在水平方向的差异性 (刘绍文等, 2005; 焦亚先等, 2013); (4)研究集中在一些热点盆地中,中国陆地存在大量的研究空白区,比如南华北的研究数量远远小于渤海湾盆地. 因此，为了对比分析地震岩石圈和热岩石圈厚度的差异，我们需要对中国陆地的热岩石圈厚度进行重新计算.

本研究依靠最新的中国大地热流数据、精细的地壳分层结构,通过求解一维稳态热传导方程来获得各个热流测量点对应的热岩石圈厚度,进而获得了中国陆地热岩石圈厚度分布,并在此基础上探讨了全国的热岩石圈和地震岩石圈底界的差异(流变边界层)之于岩石圈演化的重要意义.

1 数据与方法

传热方式分为热辐射、热传导和热对流三种,对于热岩石圈而言,热传导为主要传热方式,瞬态热传导方程为

(1)

一维稳态条件下有:

(2)

其中,K为热导率(W·m-1·K-1);T为温度(K);Z为深度(km);A为生热率(μW·m-3). 计算所采用的岩石圈模型在垂向上可以分为盖层、上地壳、中地壳、下地壳和岩石圈地幔共计5层,对各个地区各层位分别赋予相应的生热率A、热导率K等岩石热物性参数,地表温度设置为T0=0 ℃. 对于生热元素均匀分布的一层,有

(3)

其中,i为构造层数,取自然数(1,2,3,…);Zi为第i层的厚度(km);Tifloor和Tibottom分别为第i层上下界面温度(℃);Ai为第i层生热率(μW·m-3);Ki为第i层热导率(W·m-1·K-1);qifloor为第i层顶界处的热流值(mW·m-2).

对第i层而言,上下界面的热流之间的关系为

qibottom=qifloor-AiZi，

(4)

qibottom为第i层底界处的热流值(mW·m-2)

Ztherm=∑Zi，

(5)

Ztherm为热岩石圈厚度(km).

热岩石圈厚度的计算依赖于地温场的稳定性和热流测量值的准确性 (焦亚先等, 2014),一维稳态热传导模型主要适用于稳定的克拉通地区. 前人研究表明,大地热流值是影响计算所得热岩石圈厚度的主要因素 (Liu et al., 2016),在模型其余参数不变的前提下,大地热流增加10%会带来热岩石圈厚度计算结果 18%的变化,而沉积物、上地壳和中地壳、下地壳以及岩石圈地幔热导率和生热率变化10%会带来热岩石圈厚度变化1%～7%,因此,为了提升热岩石圈厚度计算的精确度，我们需要选取可靠的大地热流值和各个地区的地壳分层厚度、热导率生热率.

大地热流数据采用姜光政等 (2016)汇编的《中国大地热流数据汇编第四版》中的A、B类高质量数据,并对数据进行了进一步的筛选,去除掉福建的四个井深过浅的数据; 对于每一个热流测量值点位的地壳分层厚度,通过对CRUST 1.0模型与之相邻的四个节点进行线性插值得到; 各构造层的生热率与热导率则通过查找文献分地区进行设置(表1),岩石圈地幔的热导率设定为2.9 W·m-1·K-1,生热率设定为0. 利用回剥法逐层计算各层底界的温度以及岩石圈地幔的厚度,最后获得测量点对应的热岩石圈厚度Ztherm.

表1 中国陆地各个构造单元地壳各层生热率和热导率设置Table 1 Geothermal parameters for 4 crustal layers in different regions in China

2 计算结果

由于大地热流的测量有一定的误差,各构造层生热率、热导率的设置难免与真实值之间存在一定的差距,在计算过程中会出现一些异常值,我们需要去除掉计算结果中莫霍面温度大于1300 ℃的异常值,另外世界上岩石圈最厚的典型克拉通之一的西伯利亚克拉通的地幔热流约17 mW·m-2(Artemieva and Mooney, 2001),我们去除掉地幔热流小于7 mW·m-2的异常数据. 对814个点的热岩石圈厚度使用克里金插值法进行数据网格化,使用Albers投影方式绘制等值线图(图 1),中央经度取105°E,第一标准纬线为25°N,第二标准纬线为47°N.

图1 中国陆地热岩石圈厚度分布Fig.1 The contour of the thickness of the thermal lithosphere for mainland China

总体来看,中国陆地地区热岩石圈厚度差异较大,稳定的克拉通地区最厚,可达200 km以上,造山系次之,多在100～200 km之间,破坏的克拉通地区岩石圈最薄,可以低于100 km .

华北克拉通西部热岩石圈厚度较大,从鄂尔多斯西北缘到汾渭凹陷区热岩石圈厚度逐渐变小,鄂尔多斯盆地西部热岩石圈厚度可达200 km以上,向东、东南方向逐渐变薄,汾渭凹陷区往往只有100～120 km厚. 与西部相比,华北克拉通东部热岩石圈厚度更小,除了南华北之外,自西向东逐渐变薄,从华北克拉通中部的100～150 km降低到渤海湾盆地的80～100 km. 南华北的热岩石圈厚度较大,在150～200 km之间. 塔里木克拉通西北部热岩石圈厚度最大,可达200 km以上,而东南部则相对较薄,只有120～140 km.中-上扬子克拉通的热岩石圈厚度整体较厚,均在180 km以上,值得注意的是四川盆地中东部热岩石圈厚度较小(120 km),可能跟侧向热传递相关,本研究中计算采用的是一维稳态热传导模型,不考虑侧向热传递,但前人研究表明 (熊亮萍和高维安, 1982; 徐明等, 2011),热量向上传递过程中会由基底凹陷区向基底隆起区汇聚,即发生侧向的热传递,从而使四川盆地中心隆起区的大地热流高于四川盆地的其他地区,使得我们依靠一维稳态热传导方程计算得出的热岩石圈厚度偏小,从而导致了局部的异常值. 从中扬子到下扬子的热岩石圈厚度逐渐变小,下扬子可小于100 km.

天山—兴蒙造山系西部热岩石圈厚度较大,与临近的塔里木克拉通相接部分厚度超过200 km,向东逐渐变薄; 天山—兴蒙造山系东部的大兴安岭热岩石圈厚度较大,约150 km,松辽盆地热岩石圈厚度较小,约80 km,松辽盆地以东约150 km厚. 秦祁昆造山系则呈现出西北高、东南低的特征,西北部可达200 km,而东南部的秦岭—大别地区热岩石圈厚度仅有100 km左右. 西藏—三江造山系的有效结果较少,青藏地区只有一个 (点位90.47°E,30.11°N,其地表热流值为83 mW·m-2,其盖层、上、中、下地壳各层厚度分别是0.0648 km、36.7190 km、17.6306 km以及19.0882 km,总地壳厚度约73.5 km),约180 km. 武夷—云开—台湾造山系的热岩石圈厚度多在150 km以下,且从西北向东南逐渐变小,靠近扬子克拉通一侧较厚,约150 km,而向东南逐渐递减到80 km以下.

场景假设：假设LISP网络a的X节点需要借助虚拟专用网络来进入网络b。网络a与网络b的隧道路由器的网络侧接口分别为if0和if1，且两个网络的IP承载网测接口分别为if1和if0。

3 讨论

3.1 人工插值与滤波处理

绘图时把数据网格化的方法是克里金插值法,克里金插值法的效果依赖于数据的数量和分布特征. 而青藏—三江造山系有效数据点较少,导致我国西北部热岩石圈厚度的插值效果较差,因此,根据潘桂棠等(2002)提出的构造分区进行补充人工插值,对冈瓦纳北缘晚古生代-中生代冈底斯—喜马拉雅构造区取区内点(90.47°E,30.11°N)的厚度188 km插入15个人工数据点(91°E,30°N; 92°E,30°N; 93°E,30°N; 94°E,30°N; 95°E,30°N; 86°E,30°N; 87°E,30°N; 88°E,30°N; 89°E,30°N; 85°E,30.5°N; 84°E,31°N; 83°E,31.5°N; 82°E,32°N; 81°E,32.5°N; 80°E,33°N),对于泛华夏大陆晚古生代羌塘—三江构造区则取通构造区内四川盆地西北部五个点的平均值194 km赋予区内21个人工插值点( 80°E,34°N; 81°E,34°N; 82°E,34°N; 83°E,34°N; 84°E,34°N; 85°E,34°N; 86°E,34°N; 87°E,34°N; 88°E,34°N; 89°E,34°N; 90°E,34°N; 91°E,34°N; 92°E,34°N; 93°E,34°N; 94°E,34°N; 95°E,34°N; 96°E,34°N; 97°E,34°N; 98°E,34°N; 99°E,34°N; 100°E,34°N). 重新绘制热岩石圈厚度分布图2a,与图1相比,青藏—三江造山系、秦祁昆造山系以及塔里木克拉通东南部的热岩石圈厚度分布变化的更加平滑,图件得到了一定程度的优化.

热岩石圈厚度分布图中有很多局部异常值,且岩石圈厚度在水平方向上变化剧烈,可以使用高斯滤波对结果进行处理,消除局部异常值造成的影响,使得岩石圈厚度变化更加平缓,同时保持其本身的特征(畅柳等,2018).图2b,c,d分别是进行1次、2次和3次滤波后的结果. 滤波处理并不改变热岩石圈厚度分布的整体态势,主要消除了局部异常值的影响,而且滤波次数越多,消除效果越明显,3次滤波处理后热岩石圈厚度分布图中的局部异常数量大幅度减少，且岩石圈厚度在水平方向上的变化更加平缓.

图 2 对中国陆地热岩石圈厚度进行人工插值(a )和一次(b)、两次(c)、三次(d )高斯滤波处理Fig.2 Manually add 35 points according to geological settings (a), and then do Gaussian filtering for once(b), twice(c), and 3 times(d), so as to optimize the contour map of the thermal lithosphere for mainland China

3.2 热岩石圈厚度与大地热流

大地热流是计算热岩石圈厚度所需要的重要参数,但是热岩石圈厚度不仅与大地热流有关,还跟地壳分层结构和各构造层的生热率、热导率有关,大地热流和热岩石圈厚度并非简单的对应关系,大地热流高并不一定对应薄岩石圈. 前人对中国陆地地区大地热流的研究表明(姜光政等, 2016;Jiang et al.,2019)：华北克拉通东部、扬子克拉通东部、华南的大地热流较高,我们的计算结果显示这些地区的热岩石圈厚度比较薄; 华北克拉通西部、扬子克拉通西部以及塔里木克拉通西北部的大地热流较小,我们计算得到的热岩石圈厚度较大,在上述地区热流和热岩石圈厚度计算结果对应的较好. 然而,青藏地区是高热流区(姜光政等,2016;Jiang et al.,2019),我们计算得到的热岩石圈厚度却比较大(188 km),原因主要在于大地热流实际上包含了地幔热流和地壳中的放射性元素生热两部分热量来源,大地热流的大小不仅与热岩石圈厚度相关,也和地壳中生热元素的含量有关,青藏高原地区的地壳厚度非常大,地壳中生热元素的总量比较大,贡献了相当比例的热流,该地区岩石圈热结构为“热壳冷幔”,因此虽然该地区的热岩石圈厚度很大,热流却较高. 此外,青藏地区新生代构造活跃,构造运动过程中所产生的热量会对岩石圈的热状态产生干扰,从而影响地表热流值的大小和热岩石圈厚度计算结果.

3.3 热岩石圈厚度与前人结果对比

An和Shi(2006)基于地震波波速与温度的关系,通过地震波波速反演温度场的方法,计算了中国陆地的热岩石圈厚度,他们的计算结果表明: 中国东部的东北地区、华北克拉通、扬子克拉通东部以及华南的热岩石圈厚度较小,通常小于100 km,而青藏高原和塔里木克拉通的热岩石圈厚度较大,约160～220 km. 我们的计算结果总体上和他们的计算结果一致,但是我们的计算结果显示华北克拉通西部的热岩石圈较厚,约200 km. 我们通过大地热流计算热岩石圈厚度,而他们主要通过地震波波速反演温度结构,研究方法和计算原理的差别导致了计算结果的差异.

3.4 热岩石圈和地震岩石圈厚度差异

地震学主要通过地震波波速变化和各向异性变化来区分岩石圈和软流圈. 前人采用天然面波成像、背景噪声成像、P波接收函数和S波接收函数来确定中国陆地各个地区的岩石圈厚度,我们对前人研究结果进行总结(表2 )，并用来和热岩石圈厚度计算结果做对比. 克拉通地区地温场更加稳定且热流数据分布更加密集，热岩石圈厚度计算结果可靠性更高,因此主要对比三大克拉通地区的热岩石圈厚度和地震岩石圈厚度.

表2 前人对中国陆地地震岩石圈厚度的研究Table 2 Previous studies on the thickness of the seismic lithosphere in mainland China

华北克拉通西部的地震岩石圈厚度研究较多,Chen等(2009)和Zhang等(2019)分别使用S波接收函数进行了研究,由于采取的数据和研究方法的固有误差,二者研究结果略有不同,前者认为鄂尔多斯盆地中心部位的地震岩石圈厚度超过200 km,银川—河套地区的岩石圈厚度小于100 km,而后者认为鄂尔多斯核心区的地震岩石圈厚度超过170 km. Peng等(2020)背景噪声成像结果表明鄂尔多斯的地震岩石圈厚度大于150 km(注: 其研究的最大深度为150 km),而李孟奎等(2018)通过面波层析成像探测到鄂尔多斯西部的岩石圈底界在180 km以深,东部和东南部在80 km左右. 我们的计算结果显示,华北克拉通西部的热岩石圈厚度呈现西厚东薄的特征,鄂尔多斯西部热岩石圈厚度在160 km以上,而东北部的银川—河套凹陷和东部的汾渭凹陷区的热岩石圈厚度则不足100 km. 流变边界层的厚度等于地震岩石圈厚度减去热岩石圈厚度,鄂尔多斯西部的地震岩石圈厚度参考Chen等(2009)的200 km,则流变边界层厚约40 km,而东部的凹陷区的热岩石圈厚度和地震岩石圈厚度几乎相等,流变边界层很薄.数值模拟研究结果表明(He，2014),受太平洋俯冲板片脱水的影响,华北克拉通之下地幔对流的活跃程度自西向东逐渐增强,流变边界层厚度和热岩石圈厚度均逐渐变小. 鄂尔多斯西部的岩石圈较厚,流变边界层较厚,东部岩石圈厚度和流变边界层厚度都变小,与数值模拟结果一致,受控于自西向东逐渐增强的地幔对流.

娄辛辉等(2017)年通过P波S波接收函数对华北克拉通东部的地震岩石圈厚度进行了研究,认为其岩石圈厚度在60～100 km之间,Peng等(2020)通过背景噪声成像得出渤海湾盆地的地震岩石圈厚度60～80 km,而李孟奎等(2018)通过面波层析成像获得渤海湾盆地的地震岩石圈厚度在60～70 km之间. 我们的计算结果表明渤海湾盆地的热岩石圈厚度约80 km,和地震岩石圈厚度相差无几,流变边界层厚度很小,与何丽娟(2014)数值模拟结果相吻合,支持华北克拉通东部岩石圈大规模减薄的观点. 值得注意的是,南华北的热岩石圈厚度超过150 km,说明南华北依旧保持着巨厚的岩石圈,克拉通稳定性没有被破坏,显示出华北克克拉通破坏在空间上的不均匀性.

李孟奎等 (2018)面波层析成像结果显示扬子克拉通西部的地震岩石圈厚度超过200 km,Peng等(2020)背景噪声成像显示扬子克拉通西部地震岩石圈厚度大于150 km(注: 其研究的最大深度为150 km ),而东部在70～100 km 之间. 我们计算得到的扬子克拉通热岩石圈厚度同样呈现出西厚东薄的特征,中-上扬子的热岩石圈约160 km厚,而东部仅有80～100 km.参考李孟奎等 (2018)对中-上扬子克拉通厚度的研究结果(大于200 km),中-上扬子的流变边界层厚度约40 km,而下扬子的热岩石圈厚度在80～100 km 之间,和地震岩石圈厚度接近,流变边界层很薄,即扬子克拉通的岩石圈厚度和流变边界层的厚度均自西向东逐渐变薄,表明扬子克拉通东部可能遭受了和华北克拉通相似的减薄过程.

李孟奎等 (2018)面波层析成像结果显示塔里木克拉通西部地震岩石圈厚度在200 km以上,东南部约100 km,而我们计算得到的热岩石圈厚度同样呈现出西北厚东南薄的变化趋势,西北部在180 km以上,而东南部约100 km,流边界层厚度西北厚,东南薄,说明塔里木克拉通东南部发生了一定程度的减薄.

Zhang等(2014)通过S波接收函数对东北的岩石圈结构进行了研究,得出大兴安岭地区的地震岩石圈厚度在140～160 km之间,松辽盆地的地震岩石圈厚度在100～120 km之间; 潘佳铁等 (2014)通过背景噪声成像获得大兴安岭的地震岩石圈厚度约110 km,松辽盆地的地震岩石圈厚度约100 km; 李孟奎等 (2018)面波层析成像结果显示松辽盆地地震岩石圈厚度在60～80 km之间. 大兴安岭的热岩石圈厚度约150 km,松辽盆地热岩石圈厚度80～100 km,和地震岩石圈厚度十分接近,流变边界层厚度很薄.