中国东南地区岩石圈热结构特征及其构造意义

杨 鹏，刘绍文,

1. 南京大学 海岸与海岛开发教育部重点实验室 地理与海洋科学学院，南京 210023；2. 中国南海研究协同创新中心，南京 210023

岩石圈热结构对地球动力学过程有重要影响，温度决定岩石圈的流变学性质，从而影响构造变形特征和地质演化过程（Cermak and Bodri,1986；Artemieva and Mooney, 2001；McKenzie et al.,2005）。岩石圈的温度结构是探究其流变性质的先决条件。岩石圈热结构分析主要包括壳、幔热流的分配，深部温度分布以及热岩石圈厚度。有别于广泛接受的大洋岩石圈简单冷却模型（Parsons and Sclater, 1977），由于大陆岩石圈复杂的成分、结构及构造演化，其热结构相对复杂。在海洋地区，大洋中脊下的地幔对流为地表热流提供主要的热量来源；而在大陆地区，地表热流除了包含地幔热流外还有地壳中的放射性元素衰减产生的热贡献，这种热源差异带来的温度结构将最终影响大洋和大陆岩石圈不同的演化过程（Furlong and Chapman,2013）。结合地球物理和热流数据，前人对欧洲北部（Baumann and Rybach, 1991）、加拿大科迪勒拉—克拉通体系（Hyndman and Lewis, 1999）、美国西部（Schutt et al., 2018）等地的岩石圈热结构及其动力学意义进行了深入研究。同时，全球尺度上的大陆岩石圈热结构研究也取得进展（Artemieva and Mooney, 2001; McKenzie et al., 2005; Artemieva, 2006;Jaupart and Mareschal, 2007; Goes et al., 2020）。

中国东南地区包括扬子克拉通、华夏地块以及南海等构造单元（图1）。中生代以来，该区处于青藏高原形成及扩展、太平洋板块西向俯冲和印度—澳大利亚板块北向运动的共同作用下，构造变形强烈，动力学演化过程复杂。扬子克拉通自西向东分为上扬子、中扬子和下扬子地块，整体大地热流为 32～107 mW/m2，平均值 61±14 mW/m2，其中上扬子的四川盆地热流值较低（～54 mW/m2），而下扬子区热流值较高（～64 mW/m2）；华夏地块的大地热流值总体较高，平均超过69 mW/m2，局部地区有大于100 mW/m2的高热流异常（Jiang et al.,2019）。南海北缘大地热流值范围60～100 mW/m2，在珠江口盆地热流平均值为72 mW/m2，并且呈现从陆架到陆坡区增大的特征（唐晓音等，2018）。前人已通过地震、地热、捕虏体数据以及反演模型等方法研究了中国东南部岩石圈热结构特征（如An and Shi, 2006; 2007; Sun et al., 2013; Huang and Xu, 2010; Shan et al., 2014; Yang et al., 2021）。然而，现有研究一方面主要把中国大陆作为整体进行分析，缺乏充分的分辨率探究其横向变化；另一方面仅局限于大陆地区，未曾考虑南海北部大陆边缘裂解过程中岩石圈热结构所发挥的作用。因此，有必要利用更新的地球物理与地球化学数据，综合分析华南陆块与南海北缘的热结构特征。

图1 中国东南地区热流分布及构造分区图Fig. 1 Heat flow measurements and tectonic division of SE China

本文利用最新的大地热流数据和Crust 1.0地壳模型（Laske et al., 2013），通过稳态热传导方程求解，揭示了中国东南地区岩石圈现今热结构特征，同时辅以上地幔Pn波和捕虏体数据约束模型计算结果，讨论了扬子克拉通、华夏地块以及南海北缘岩石圈的热结构特征及其构造意义。

1 数据与方法

1.1 地表热流

岩石圈热结构模型的热流数据取自Jiang等（2019）第四版中国大陆地区大地热流数据汇编中的A、B类测量值，同时辅以国际热流委员会IHFC提供的数据（http://ihfc-iugg.org/）作为参考，南海北缘新添了近年发表文献中的热流数据（徐行等，2006；2015；李亚敏等，2010；米立军等，2009）。现有地表热流测量点分布不均，主要集中在四川盆地、江汉盆地以及东部沿海地区，而西南地区主要被喀斯特地貌覆盖，野外测量困难从而实测值稀缺。在整理热流数据时将观测到的奇异值（＞120 mW/m2）去除，因为它们通常受岩浆作用或浅层地下水循环影响，不能准确反应地球深层的温度结构。最后将研究区划分为13×17共221个网格，利用标准克里金法进行1°×1°网格插值，力求获得华南地区相对客观的热流分布。

1.2 地壳结构

地壳结构是开展岩石圈热结构分析的重要因素。Laske等（2013）结合地震探测数据以及重力反演方法构建Crust1.0模型用于揭示全球1°×1°地壳结构，该模型包含了地震波速、地壳厚度以及岩石密度等基础参数，本文根据此模型将中国东南地区岩石圈分为沉积层（1.74＜Vp＜5.0 km/s）、上地壳（5.0＜Vp＜6.2 km/s）、中地壳（6.3＜Vp＜6.6 km/s）、下地壳（6.6＜Vp＜7.2 km/s）和上地幔（Vp＞7.7 km/s）等5个界层。

1.3 岩石热物性

自然界放射性元素232Th、40K、235U和238U主要集中在岩石圈浅层，对岩石圈的生热贡献不容忽视。近地表的生热率（A）可以通过在实验室对岩石样品测量获取，但大陆岩石圈深层生热率垂向变化很大，难以通过标准技术进行估测（Hasterok and Chapman, 2011）。上地壳岩石生热率的垂向分布可能存在三种模型：阶状模型（恒定值）、线性递减模型和指数递减模型（Lachenbruch, 1970;Swanberg, 1972）。目前应用较为广泛的是阶状模型和指数模型，而Ketcham（1996）指出在运用指数模型计算中、下地壳生热率时结果会显著偏低。因此，本文在进行生热率赋值时，仅上地壳采用指数模型，其他分层均采用阶状模型。上地壳生热率的指数模型为：

式中D为特征深度，取全球平均值10 km（Morgan and Sass，1984）；A0为近地表生热率，不同地质单元取值参考黄方等（2012），赵平等（1995），饶春涛和李平鲁（1991）。中国东南地区沉积层厚度分布不均，根据已有文献报道，分别取扬子克拉通岩石生热率1.00～1.42 μW/m3（徐明等，2011; Zhu et al., 2018），华夏地块 1.9 μW/m3（赵平等，1995）和南海北缘 1.47 μW/m3（Yuan et al., 2009）。中、下地壳以及上地幔生热率根据Hasterok 和Chapman（2011）提出的全球模型取值。

热导率（K）取决于岩石的矿物学组成及温压条件，大多数岩石热导率随温度升高而显著降低，随压力增加而微弱增加。本文利用地表岩石样品的实测值来约束沉积层热导率，其中扬子克拉通取2.50 W/mK（徐明等，2011；Tang et al., 2018），华夏地块取3.41 W/mK（熊亮萍等，1994），南海北缘取1.26 W/mK（王力峰等，2016）。对于深部圈层，Cermak和Rybach（1982）提出如下公式来估计热导率随温度的变化：

式中K0为0℃和近地表压力条件下热导率测量值，c为温度系数。在地壳浅层，温度对岩石热导率起主要作用，而随着温度的升高，不同岩石类型的热导率趋于收敛，所以热导率不确定性对估测深部温度的扰动较小（Chapman, 1986），因此本文仅将上述公式应用于上地壳，K0取3.0 W/mK，c取 1.0×10-3℃-1（Artemieva and Mooney, 2001）。中、下地壳热导率分别取常数2.6和2.0 W/mK（Seipold,1992; Chapman, 1986）。对于岩石圈上地幔，假设其主要成分为橄榄岩，热导率取4.0 W/mK（Schatz and Simmons，1972）。热结构分析的具体参数取值见表1。

表1 中国东南地区岩石圈热结构参数Table 1 Thermal parameters for the lithosphere in SE China

1.4 计算原理

稳态热传导模型为岩石圈热结构提供了可行的描述。一维稳态热传导方程的表达式为：

其中，K为热导率（W/mK），A为生热率（μW/m3），T为温度（℃），Z为深度（km）。为求解此微分方程，设定其边界条件：（1）T|z=0=T0，即限定地表温度T0，本文取陆地19℃，海洋5℃。（2）Q为地表热流测量值。0

根据上文确定的热参数，利用一维热传导方程即可求得岩石圈任意深度的温度值，对于生热率呈指数分布的上地壳，其深部温度的方程解析解为：

对于生热率使用阶模型的其他圈层，方程解析解为：

其中，Ti+1和Ti分别为地层的底部和顶部温度，Δzi为地层厚度，Ai和Ki分别为层内生热率和热导率。各层热贡献由层内生热率和地层厚度决定：

这样，地壳的总热贡献即地壳热流Qc为

Zm为莫霍面深度（km）。根据地表热流的二元结构，地幔热流Qm即可表示为

经典的板块构造理论中，岩石圈被定义为与板块机械运动相关的上部刚性层。然而，根据多种地球物理资料，不同的岩石圈厚度定义被提出（Artemieva，2009），如热、地震、弹性和电性厚度。地热学中把以热传导为主要模式的地球外壳与以热对流为主的软流层的界面定义为岩石圈底界，其厚度为“热”岩石圈厚度。本文采用臧绍先等（2002）提出的两条绝热线分别作为热岩石圈底界深度的上界T1和下界T2，以两者的平均深度作为最终的热岩石圈厚度，该深度以下的地幔活动以强烈对流为主，可认为是近似绝热的。

结合上述方法和有关参数，我们获得了华南地区不同构造单元的深部温度和热流分布及岩石圈厚度。

2 结果

2.1 壳、幔热流配分

地幔热流受构造活动控制，对了解岩石圈深部热状态至关重要。图2a显示了中国东南地区的地幔热流（Qm）分布：最低值出现在上扬子区，仅有19 mW/m2，均值为25 mW/m2；华夏地块的地幔热流均值为39 mW/m2，而南海北缘的地幔热流最高为57 mW/m2。全球大陆岩石圈热结构研究指出，地幔热流与地质年龄间存在明显的负相关关系，地幔热流从元古代的30～45 mW/m2减少到太古代的10～30 mW/m2（Artemieva and Mooney, 2001）。地幔热流在古老扬子克拉通地区表现为低值，而在受中、新生代构造活动较多的华夏地块与南海地区则表现为高值。

中国东南地区岩石圈地幔与地表热流比值（Qm/Q0）范围较大，在40%～93%之间（图2b）。扬子克拉通西部巨厚沉积层的地壳放射性元素热贡献大，因故地幔热流占比偏低，Qm/Q0为48%，至华夏地块其比值升高为57%；南海北部最高为76%。对于全球大陆岩石圈，地幔热流与地表热流的比值平均可达60%～75%（Pollack and Chapman,1977；Artemieva and Mooney, 2001；Hasterok and Chapman, 2011），结合本文的计算结果，华夏地块与南海北缘的Qm/Q0与全球水平相当，而扬子克拉通略低。Wang（1996）根据Qm/Q0的比值划分岩石圈热结构的类型：当Qm/Q0＜50%时，热结构表现为“冷壳冷幔”；当Qm/Q0≈50%时，表现为“温壳温幔”或“冷壳冷幔”；当Qm/Q0＞50%时，表现为“热壳热幔”。因此，中国东南地区除了上扬子岩石圈热结构属于“温壳温幔”类型外，其他都属于典型的“热壳热幔”类型。

图2 中国东南地区（a）地幔热流Qm分布及（b）Qm/Q0分布Fig. 2 Distribution of (a) mantle heat flow Qm and (b) Qm/Q0 in SE China

2.2 深部温度

本文根据稳态热传导方程计算了中国东南地区岩石圈的深部温度，给出了包括20 km、40 km、60 km、80 km（图3）以及Moho面（图4a）的温度分布。在20 km深，扬子克拉通和华夏地块温度相近（280～450℃），都低于南海北缘（＞450℃）（图3a）。在40 km深，已超过华南大陆大部分地区的Moho面深度，华夏地块温度（600～800℃）略高于扬子克拉通（500～650℃），南海仍保持最高温度，在地壳厚度最薄的南海海盆中已达到1000℃（图3b）。在60 km和80 km深，三大构造区域的温度差异更为明显（图3c，d）：大部分地区均超过900℃，只有上扬子和中扬子部分地区温度仍在900℃以下，下扬子地区表现为高温状态，更接近于华夏地块，呈现与典型克拉通块体相异的特征。

图3 中国东南地区各深度温度分布（a, 20 km; b, 40 km; c, 60 km; d, 80 km）Fig. 3 Distribution of temperatures at different depths in SE China（a, 20 km; b, 40 km; c, 60 km; d, 80 km）

扬子克拉通Moho面温度集中在500～650℃，仅在其西南地区呈现高温特征（＞650℃），温度结构的横向差异比较明显，表明扬子克拉通内部的岩石圈结构与化学组分存在差异。华夏地块Moho温度集中在600～700℃。南海北缘Moho温度同样呈现高值，但是在海盆洋壳中较低，这是因为海盆的地壳较薄（＜5 km），当考虑同一深度的温度分布时差异便消失了（例如80 km深，图3d）。总体而言，温度分布与地表热流分布相似，扬子克拉通比其他地区更冷，岩石圈深层温度横向上呈现由NW-SE（克拉通—大陆边缘—洋壳）逐渐升高的特征。

2.3 热岩石圈厚度

中国东南地区的“热”岩石圈厚度分布十分不均（图4b）。扬子克拉通“热”岩石圈厚度平均值128 km，范围90～220 km，其中作为保留古老克拉通根的四川盆地是最厚的地区，平均厚度167 km，最厚可超过200 km。相较于扬子克拉通，华夏地块岩石圈厚度减薄至100 km，范围72～123 km，大部分地区均在100 km以内，下扬子区岩石圈厚度与华夏地块近似，起伏并不明显。南海作为三大构造单元中热岩石圈最薄的地区，厚度仅有68 km，南海海盆拥有最薄的岩石圈厚度（＜50 km）。图5展示了从四川盆地到南海海盆岩石圈深部等温线剖面，剖面位置为图4b中AB线段。岩石圈厚度自NW向SE持续减薄，到南海北缘仅剩下克拉通地区约一半的厚度，与地表热流呈明显负相关。

图4 中国东南地区（a）Moho面温度和（b）热岩石圈厚度分布Fig. 4 Distribution of (a) Moho temperature and (b) thermal lithospheric thickness in SE China

图5 四川盆地—南海北缘地表热流、海拔以及岩石圈温度结构剖面Fig. 5 Distribution of surface heat flow, elevation and lithospheric thermal structure profile from the Sichuan Basin to northern margin of the South China Sea

3 讨论

3.1 深部热结构的其他约束

3.1.1 岩石地球化学约束

捕虏体被快速上升的玄武岩或金伯利岩带到地表，是了解岩石圈组成，结构和演化的重要依据。前人提出了一系列温压计用来测定捕虏体中单个矿物颗粒在进入宿主火成岩时的温度和平衡压力（起源深度）（如Ellis and Green, 1979；Nimis and Taylor, 2000），大多数压力计依赖于岩石中石榴石的存在，不同的压力计根据目的使用不同标准进行校准，其不确定性整体在0.3～0.5 GPa和30～180℃范围内（Goes et al., 2020）。大多数捕虏体局限于火山活跃区，反映了产生火山活动的热源所施加的瞬态条件（Eaton et al., 2009），华南地区发现的捕虏体大多分布在东南沿海，其余内陆地区尚未见报道。本文整理了中国东南地区新生代玄武岩捕虏体数据（Xu et al., 1996；Xu et al., 1999；Yu et al., 2003；邹和平，2005；Huang and Xu, 2010, 及其参考文献），并将它们投影到温度—深度图中，与本文计算的岩石圈深部温度曲线进行对比（图6），压力—深度的换算统一基于地壳密度为2.7 g/cc和地幔密度为3.3 g/cc。不同地区采集到的捕虏体指示的温度—深度剖面可能存在差异，但不太显著，因此所有数据一起绘制。结果显示，捕虏体数据估计的温度范围为600～1200℃，均没有超过1300℃左右的绝热温度，压力范围相当于15～75 km深。捕虏体数据估算的东南地区岩石圈厚度在60～100 km，这与本文计算的华南地块和南海北缘的热岩石圈厚度非常吻合。此外，在Moho面以下，捕虏体数据点大多分布在南海和华夏地块两条温度曲线之间，说明基于热流和生热率模型预测的结果也在合理范围之内。

图6 华南岩石圈温度—深度剖面以及与捕虏体和上地幔Pn速度的比较Fig. 6 Temperature-depth profiles and comparisons with xenoliths and the upper mantle seismic Pn wave velocities data in SE China

3.1.2 地震学约束

上地幔顶部的Pn波速可指征Moho温度Tm，它为岩石圈内壳—幔边界温度提供了严格约束（Schutt et al., 2018）。地壳中岩石成分主要控制了地震波速，温度因素是次要的；反之，上地幔中温度变化的影响占主导地位，其成分变化影响通常较小（Hyndman and Lewis, 1999）。Black和Braile（1982）指出，Pn速度与Moho温度之间存在密切关系，即Pn=8.546-0.000729Tm，不确定性约±150℃。本文根据Crust 1.0全球地壳模型（Laske et al., 2013）提供的上地幔Pn波速，利用上述关系式估算出华南三个构造单元Moho温度的分布范围，并与热结构模型的预测结果进行对比（图6）。扬子克拉通上地幔Pn波速范围在7.95～8.24 km/s，范围值较大，因此根据Pn-Tm关系式预测的Moho温度范围也较大：420～818℃，其中四川盆地Pn波速范围为8.02～8.24 km/s，预测的Moho温度为420～720℃。与之相对的华夏地块和南海北缘上地幔Pn范围分别为 7.95～8.09 km/s和 7.95～8.08 km/s，两者十分接近，因此预测的Moho温度都接近630～818℃。此外，三个构造单元的深部温度曲线均穿过上地幔Pn波给出的预测范围（图6），也验证了本模型结果的可靠性。

本研究基于地热估算给出的东南地区岩石圈厚度也得到了地震学的证实。Zhou等（2012）结合背景噪声和地震数据，发现扬子克拉通西部的地壳厚度为～40 km，且地幔岩石圈可延伸至150 km深以下，而扬子克拉通东部以及华夏地块仅有较薄的地壳（～30 km）和地幔岩石圈厚度（～70～80 km）。张耀阳等（2018）利用S波接收函数波动方程叠后偏移方法，认为四川盆地存在150 km以上的厚岩石圈，而不足100 km的薄岩石圈主要分布在川东褶皱带和华夏地块。需要说明的是，地震学模型一般是以地震波高速向低速转变的界面作为岩石圈底界，但因为上地幔过渡层的存在，传热方式由热传导向热对流转变，导致“自上而下”约束的“热”岩石圈厚度与“自下而上”约束的地震岩石圈厚度存在差异（Artemieva，2009）。考虑到反演机制以及计算误差，两种方法给出的中国东南地区岩石圈厚度的整体变化趋势一致。

3.2 热结构与构造活动的关系

中国东南地区岩石圈热结构的非均一性受控于多期构造改造。华南大陆新元古代期间由扬子克拉通和华夏地块拼接定型而成，随后经历了地壳拉伸，岩石圈改造以及岩浆作用（如 Zhou and Li, 2000; Li et al., 2014; Zhang et al., 2013, 及其参考文献）。其中，二叠纪末的峨眉山地幔柱显著改造了华南大陆（Xu et al., 2004）；中生代早期（250～190 Ma）古太平洋板块向陆内作平板式俯冲（Flat subduction），导致了华南地区广泛的中生代陆内变形（～1300 km宽）（Li and Li, 2007）。150 Ma之后，随着俯冲板块的倾角从低角度增加到中等角度，板块开始回撤，诱发了向海岸方向逐渐迁移的岩浆作用（Zhou and Li,2000）。因此，目前观测到的华南“热”岩石圈厚度自NW向SE持续减薄，这与沿海地区（华夏地块东部）岩浆活动引起的岩石圈热弱化作用有关。

岩石圈热结构特征也控制了大陆构造和变形。地壳孕震深度（Seismogenic depth, Ts）与壳内的脆—韧性转换（Brittle-ductile transition）深度紧密相关，岩石的脆—韧性转换受温度控制，因此岩石圈温度结构对地震发生深度至关重要。本文结合中国东南地区的地震活动，探究岩石圈温度结构与地震分布的关系，地震数据（M≥1.0）取自国家地震科学数据中心2010/12-2021/08的统一地震目录（https://data.earthquake.cn）。相比于大洋岩石圈地震的Ts受温度控制且与300～600℃等温线一致，大陆岩石圈热结构对地震的约束仍有争议（Burov and Diament, 1995; McKenzie et al., 2005; Molnar,2020）。有趣的是，几乎所有中国东南大陆内的地震都落在600℃等温线以内（图5），这一观测与McKenzie等（2005）结论一致。此外，Jackson等（2021）则进一步提出，600℃的等温线（或显生宙构造带的350℃）可作为大陆岩石圈支撑长期强度流变层的约束。

此外，中国东南大陆岩石圈的差异热结构特征也影响着华南大陆边缘中生代裂解以及南海海盆的打开过程。Deng等（2020）使用高精度地震数据追踪了南海北部大陆边缘从宽裂谷到大陆裂解的演化过程，并指出华南大陆破裂过程中存在一个“热”地壳，这与本文的结果一致。另外，新生代南海北部大陆边缘裂后期的岩浆作用（Larsen et al., 2018;Sun et al., 2019）进一步热弱化了岩石圈强度，更是促进了南海海盆的打开。显然，华南前新生代的构造继承和随后岩浆作用共同引起的热力改造过程弱化了中国东南部大陆边缘，使得此处的岩石圈在应力作用下更易发生破裂，最终使得南海海盆打开。上述的岩石热弱化机制及张裂过程还有待今后深入研究并予以量化表征。

4 结论

本文结合中国东南地区最新的大地热流数据、地壳模型和岩石热物性参数，通过热模拟构建了扬子克拉通、华夏地块以及南海北缘1°×1°热结构模型，辅以岩石地球化学和地球物理观测约束，揭示了该区岩石圈的热结构特征。得出以下结论：

（1）中国东南地区具有不同的岩石圈热结构类型。上扬子克拉通地区属于“温壳温幔”型，而其它地区则属于“热壳热幔”类型（Qm/Q0＞ 50%）。地幔热流（Qm）自NW向SE逐渐升高，岩石圈受地幔活动的影响也越显著。岩石圈深层温度变化也具有相似的变化趋势。

（2）“热”岩石圈厚度自扬子克拉通到南海北缘（NW-SE）逐渐减薄：扬子克拉通的岩石圈厚度最大，其中上扬子的四川盆地最厚（～200 km），保留古老的克拉通根，岩石圈热结构表现为冷、厚的特征；南海北缘热岩石圈厚度最小，仅有～70 km，其热结构更接近于华夏地块，表现为热、薄的特征，这与中生代古太平洋板块的俯冲回撤以及新生代以来大陆边缘的岩浆活动的联合改造作用有关。

（3）岩石圈热状态控制了华南大陆新生代构造活动。华南陆内地震的发震深度分布于岩石圈600℃等温线以内。华南大陆边缘“热且薄”的岩石圈属性促进了岩石圈张裂和随后的南海扩张。