2013, Vol. 56
2. 中国科学院大学, 北京 100039
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100039
克拉通是最稳定的地质构造单元[1].华北克拉通(图 1)自18亿年前克拉通化之后至早中生代, 一直保持相对稳定[2-3].然而, 大量的岩石学、地球化学和地球物理学观测证据显示, 华北克拉通东部在中生代晚期至新生代经历了强烈的改造和破坏, 古生代冷(约40 mW/m2)而厚(>180 km)的克拉通岩石圈地幔被新生代热(约65 mW/m2)而薄( < 100 km)的软流圈或大洋型地幔所替代[2-6].近年来一些新的研究结果表明, 华北克拉通的活化改造不仅仅只局限于东部地区, 克拉通的中部甚至西部的某些局部区域在新生代也发生了改造和减薄[7-11].
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图 1 华北地区构造图.黑色虚线是华北克拉通的轮廓线和不同区域的分界线. WNCC:西克拉通; ENCC:东克拉通; CNCC:中克拉通; CAOB:中亚造山带 Fig. 1 Tectonic settings of North China Craton (NNC). The black dashed lines outline the framework of the North China Craton and its interior boundaries. WNCC: Western North China Craton; ENCC: Eastern North China Craton; CNCC: Central North China Craton; CAOB: Central Asia Orogenic Belt |
华北克拉通构造活化和破坏的动力学过程和机制是克拉通构造动力学的一个热点问题.很多学者提出了不同的破坏机制模式以解释华北克拉通的构造活化动力学过程, 其中较具代表性的有热化学侵蚀模式[3-4, 12-13]、拆沉模式[14-16]等.综合多种观测和研究结果, 朱日祥和郑天愉[17]提出华北克拉通破坏的综合动力模式.虽然这些模式成功地解释了部分观测结果, 但也存在着各自的局限性, 因而导致很大的争议[18].而深入、全面认识华北克拉通及其邻区上地幔结构是解决这些争议、认识克拉通破坏动力学问题的基础, 这其中即包括对华北地区上地幔温度结构的认识.
地球内部的温度是地球物理学和地球动力学一个非常关键的物理参数[19].所有关于上地幔岩石学、流变学和动力学的解释都基于对上地幔温度的认识程度[20].目前, 只有钻孔技术可以直接测量地球内部的温度信息, 但该方法存在测量深度浅、空间分布稀疏、且耗资巨大等局限性, 因此难以全面了解地球内部, 尤其是深部的温度分布.
一种间接获取地球内部温度的方法是基于地表热流观测, 解算热传导方程.以地表大地热流值为边界条件, 在稳态热传导假设下, 结合岩石圈各层的岩石生热率、热传导率, 通过求解热传导方程可获得岩石圈在不同深度上的温度分布[21].显然, 该方法只适用于以热传导为主要传热机制的地壳及岩石圈地幔部分, 而对于以热对流为主要传热机制的软流圈和地幔过渡带, 其温度结构无法通过该方法获得.
岩石矿物学为确定地幔温度提供了另一条间接途径.通过对地表火成岩中幔源包体样品的矿物成分分析, 采用合理可靠的地质温压计, 可以构建岩石圈或上地幔地温线[22].徐义刚等[20]利用该方法重建了中国东部上地幔地温线, 并讨论了该地区的上地幔结构.但是, 这一方法受到很多因素的制约, 比如包体样品是否达到热平衡、矿物成分的分析误差、地质温压计的选择、样品的空间分布, 以及矿物样品是否代表研究区域的典型特征等等, 这些因素影响制约着结果的可靠性.因此, 我们需要更多的独立资料信息来约束地幔的温度结构.
从物理上考虑, 上地幔的地震波速度结构主要依赖于其温度分布.研究表明, 在上地幔深度范围内, 除了几个主要的地震波速间断面被认为是与矿物成分差异(化学边界)或相态变化(相变边界)有关[23]外, 地震波速的横向非均匀性主要归因于上地幔的温度变化[24-25].因此, 地震波速度结构为研究上地幔温度分布提供了一类独立的观测信息[26-27].基于这一思路, 采用无限小应变状态方程以及实验室测量的地幔各矿物成分的密度和弹性参数值, Goes等[19]利用欧洲大陆地震层析成像速度结构, 研究了上地幔50~200 km深度范围内的温度分布.结果显示, 使用P波和S波速度分别反演的温度结构吻合程度较好, 并且与该区地表构造有很好的对应关系.但是, 其所采用的无限小应变假设忽略了物质形变的影响, 是在压力较小条件下对实际问题的简化.而随着深度增加, 压力增大, 形变的影响也会逐渐增大.An和Shi[28]根据Goes等的方法, 利用S波速度结构计算得到了中国大陆上地幔三维温度场和热岩石圈厚度分布, 由于所采用的波速模型分辨率较低(4°~6°), 难以分辨华北地区不同构造块体间的热结构差异.
近年来, 华北克拉通地区的地震学研究得到长足发展, 高分辨率的地震层析模型不断推出[29-33], 为研究华北克拉通上地幔较精细的三维温度结构提供了条件.
本文采用更符合实际情况的欧拉有限应变条件下的三阶Birch-Murnaghan状态方程, 利用华北地区最新的高分辨率S波层析成像速度结构[33], 计算上地幔50~300 km深度范围内的三维温度场, 并确定相应的岩石圈厚度分布.在此基础上, 对该地区上地幔热状态与区域构造格局之间的关系进行初步探讨.
2 方法和数据 2.1 计算方法根据组成上地幔的各矿物成分在给定温度和压力条件下的密度和弹性模量, 以及各矿物所占比例, 可以计算相应温压条件下的理论地震波速[34-35].由于矿物物理学给出的是各矿物在常温常压下(温度300 K, 压强为0)的实验室测量值, 因此, 首先要将其外推到我们所需要的温度环境下[36]:
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其中, M代表剪切模量μ和体积模量K, 下角标“0”表示参数在常温(T0=300 K)常压(p=0)条件下的值; βM是Anderson-Grüneisen参数; α为热膨胀系数, 它是关于温度的函数:
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a0, a1, a2, a3为实验测定的常数.
采用欧拉有限应变条件下的三阶Birch-Murnaghan状态方程[37], 可以将以上温度为T, 压强为0时的密度和弹性模量继续外推到压强为p时的值:
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根据PREM模型[38]给出的不同深度的压强, 解算公式(4), 可以得到矿物在压强为p时的欧拉应变ε, 根据ε, 可以计算温度为T, 压强为p条件下各矿物成分的密度和弹性模量:
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式中下角标“T, 0”表示参数在温度为T压强为0时的值.上地幔的密度和弹性模量为各矿物成分密度和弹性模量的平均值, 本文采用Voigt-Reuss-Hill平均方法[19]:
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下角标“i”表示组成上地幔的第i种矿物, λ表示矿物所占比例.则S波速度的非简谐(弹性)部分可表示为:
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非简谐速度只考虑了弹性效应的影响.但是, 随着深度和压力的逐渐增加, 上地幔的温度也随之上升, 上地幔物质逐渐表现出非弹性的性质, 黏弹松弛效应会导致在其中传播的地震波出现频散和衰减的现象, 使地震波速度明显降低[39].由于非弹性效应的影响强烈依赖于温度, 因此, 当我们用地震波速反演温度时, 非弹性因素不能被忽略.
通常用品质因子Qs描述非弹性对S波的影响[40], 它是温度和压强的函数:
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其中, A和a是常数, H*为活化能, V*为活化体积, ω为S波频率, R为普适气体常数.由于非弹性的影响, S波速度修正为:
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以上计算是一个正演过程, 当已知上地幔的三维速度结构时, 我们就可以通过反演方法, 计算得到上地幔各深度上的温度分布.
2.2 地震层析成像速度模型相比于P波, S波速度对传播介质温度的变化更加敏感[41].因此, 本文采用Huang等[33]给出的华北克拉通地壳和上地幔S波三维速度模型进行温度反演.Huang等[33]利用中国及周边地区几十个数字地震台和部分流动观测记录的面波资料, 首先利用多重滤波等时频分析方法得到了各条路径上10~184 s周期范围内的基阶瑞利波群速度频散曲线, 再采用线性化反演方法和层状地球模型, 反演出研究区域内格网间距为1°×1°的每个节点上的S波速度结构.由于收集了更多、更新的地震数据, 使得在每个瑞利波群速度周期上的路径覆盖都得到很大的改善, 其结果的横向分辨率也更高.检测板测试表明, 他们结果的横向分辨率大约为3°~4°.高分辨率的层析成像结果, 可以让我们得到更精细的上地幔温度分布, 使我们有可能对该地区上地幔热状态及其与地表地质构造活动之间的相互关系有更加全面和深入的认识.不过, 由于该层析成像结果没有考虑偏离大圆路径的效应, 在长周期上也没有考虑有限频的影响, 因此, 对深部结构的解析存在一定的不确定性, 这使得我们在分析深部(200 km以上)的温度结果时, 需要慎重.
2.3 矿物模型目前, 关于上地幔矿物组成的岩石学模型种类很多[42-43], 每种模型的矿物构成及所占比例均有所不同, 分别代表了几种典型地质构造区上地幔的物理化学性质特征.Goes等[19]的研究结果表明上地幔矿物成分差异导致的地震波速变化始终小于1%, 因此, 对反演温度的影响几乎可以忽略不计.同时, 考虑到华北地区自中生代以来构造活动频繁, 其东部岩石圈由古生代亏损型地幔转变为新生代时期的饱满型地幔[2-4], 相对于稳定的克拉通地块, 其分异的程度较低, 因此我们选用分异程度较低的非克拉通型岩石模型[42]作为本文计算的上地幔模型, 忽略不同岩石学模型矿物组成差异对计算结果的影响.该模型的矿物组成和所占比例分别为:橄榄石68%、斜方辉石18%, 单斜辉石11%, 石榴子石3%.铁含量我们取固定值0.1.各矿物成分的密度和相关弹性参数, 以及各参数对应的不确定度, 参考Goes等[19]列出的实验测定结果(表 1).
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表 1 地幔矿物弹性参数 Table 1 Thermoelastic parameters of mantle minerals |
由公式(13)可知, 非弹性性质对地震波速的影响主要受品质因子Qs的控制.本文选取的Qs是Sobolev等[44]模型2的参数取值(表 2), 该模型是一个平均Qs模型.S波频率ω取0.1Hz[45].
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表 2 非弹性参数 Table 2 Anelastic parameters |
地震学研究表明, 华北地区各构造块体的莫霍面深度均不超过50 km[46].据此, 我们将计算上地幔温度场的深度上限定为50 km, 而深度下限则依据层析成像结果, 定为300 km.在这个深度范围内, 上地幔中没有明显的化学或相态分界面, 可以认为波速的变化主要由温度控制.由于考虑了非弹性效应对地震波速的影响, 使得波速与温度之间呈非线性关系, 因此要用绝对速度(而不是速度异常)来反演温度.本文采用差分进化的全局搜索算法[47]对每个数据点逐点进行反演计算, 得到华北地区上地幔三维温度分布, 并由表 1给出的各矿物成分弹性参数的不确定度计算相应的温度误差.
3.1 上地幔温度图 2给出了华北地区上地幔50~200 km几个不同深度上的温度分布.由图可见, 在60~150 km深度范围内, 上地幔温度呈现东高西低的态势(图 2(b-f) ).其中, 温度最高处位于东部陆块南部的河淮盆地和中部的渤海湾盆地, 在大约100 km左右的深度上就已经超过了1300 ℃的地幔绝热线温度(图 2d).东部其他区域上地幔温度略低, 但在120 km左右也基本达到了地幔绝热线温度(图 2e).西部的鄂尔多斯高原是整个华北地区上地幔温度最低的地区, 相比于东部陆块, 随着深度不同, 温度要低200~400℃.但是在环鄂尔多斯高原的周边区域, 尤其是北边的银川河套地堑和阴山地区, 上地幔温度明显高于西部陆块的其他区域, 在100 km深度上已经超过地幔绝热线温度.在200 km深度处(图 2g), 整个华北地区上地幔均已超过地幔绝热线温度.这一深度上的热状态呈现出与浅部相反的态势, 西部陆块的温度高于东部.
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图 2 华北地区上地幔50~200 km不同深度剖面上的温度分布.图中虚线表示不同深度上的1300 ℃地幔绝热线温度; 实线表示高于地幔绝热线温度的等温线; 点线表示低于地幔绝热线的等温线 Fig. 2 Upper mantle temperatures at different depths. Black dashed contours outline the mantle adiabatic temperature with potential temperature of 1300 ℃ and adiabatic gradient of 0.5 ℃/km. Black solid/dotted contours denote the temperatures higher/lower than the adiabatic temperature at each depth |
图 3显示的是由矿物成分弹性参数的不确定度所造成的温度误差.总体来看, 温度误差与温度值之间成反相关的关系, 即温度越高误差越小.因此, 在上地幔浅部, 由于温度较低, 误差也相对较大, 在60~80 km深度上(图 3(b-c)), 误差值达到60~100℃, 在局部温度很低的区域, 误差最大值超过110℃; 随着深度的增加, 温度逐渐升高, 温度误差则逐渐减小, 在100~150 km深度上(图 3(d-f)), 误差值减小为40~70 ℃, 只是在西部鄂尔多斯高原处, 由于上地幔温度最低, 因此局部地区误差值超过80 ℃; 在200 km深度处(图 3g), 误差值大都不超过50 ℃.
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图 3 华北地区上地幔50~200 km不同深度剖面上的温度不确定度 Fig. 3 Temperature uncertainties caused by the uncertainties in the mineral thermoelastic parameters at different depths between 50 and 200 km |
值得注意的是, 50 km处的温度分布在东经107°以西的整个区域都呈现高温的状态, 并且已经超过1300℃的地幔绝热线温度(图 2a).但是, 在60~80 km深度上, 这些地区的温度又迅速下降到地幔绝热线温度以下.我们认为50 km处的高温异常可能并未反映出该地区真实的温度状态.其原因可能包括:(1)这些地区的上地幔中存在部分熔融, 黏性熔融体的存在会造成地震波速的明显下降, 从而使我们对该地区的温度做出过高估计; (2)这些地区地壳较厚, 该深度上的地震波速度受到地壳厚度的影响, 会出现折中.由于地壳的物理性质和地幔有很大差异, 地震波在地壳中的传播速度远小于其在上地幔中的传播速度, 使我们反演的温度结果偏高.考虑到部分熔融多是发生在小区域范围内的局部现象, 因此我们更倾向于第二种可能性.Chen等[48]用接收函数方法研究中国大陆地壳结构的结果, 也表明这一地区的地壳厚度不小于50 km.
3.2 岩石圈厚度地热学将岩石圈底面定义为:以传导为其根本热传递方式的地球固体外层与以热对流为特征热传递方式的下伏软流层之间的分界面[49].本文采用1300 ℃的地幔绝热温度线, 绝热压缩地热梯度取0.5 ℃/km[50-51], 绝热线与地温线相交处的深度即为每个点上的岩石圈厚度.
图 4为我们用上述方法得到的华北地区岩石圈厚度分布.东部的河淮盆地和西部的银川-河套地堑岩石圈厚度最薄, 平均厚度90~100km, 最薄处仅80 km左右.另外, 在渤海湾盆地、华北平原西部与中部造山带的交界处以及阴山地区, 岩石圈厚度也较薄, 平均厚度为100~110 km.岩石圈厚度最厚处位于西部鄂尔多斯高原, 平均厚度达到140~150 km, 最厚处超过160 km.在华北的其他区域, 岩石圈厚度大约在110~130 km之间.在An和Shi[28]得到的中国大陆岩石圈厚度分布图中, 华北的岩石圈厚度为100 km, 与我们的结果基本一致.但由于他们采用的速度模型分辨率较低, 因此他们的结果只能反映整个华北地区在空间大尺度上的平均岩石圈厚度, 难以分辨华北内部各构造块体间的局部小尺度岩石圈厚度差异.
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图 4 华北岩石圈厚度 Fig. 4 Map of lithosperic thickness distribution in North China |
为了评估上地幔温度分布和岩石圈热厚度结果的可靠性, 我们用得到的温度分布计算地表热流分布, 并和观测地表热流进行比较.
地热学方法是给定研究区岩石圈各层厚度以及每一层内岩石的生热率和热传导率, 根据地表热流观测数据, 通过求解一维稳态热传导方程, 得到不同深度上的温度分布.根据这一原理, 如果知道某一深度上的温度, 同样可以将其作为底面边界条件, 反算得到地表热流.我们利用地震波速反演得到的60 km深度上的温度分布作为底面约束, 计算相应的地表热流值, 并与实际观测值作比较, 比较二者间的差异.之所以选择60 km深度处的温度值作为底面边界条件, 是考虑到:(1)更浅处的结果可能受到地壳因素的影响, 温度值包含较大误差, 不能起到一个很好的约束作用; (2)选择的深度如果太深, 该深度上可能存在热对流, 不符合稳态热传导的假设条件.我们采用5层模型计算地表热流, 分别是沉积层(如果存在)、上地壳、中地壳、下地壳以及岩石圈地幔.其中, 地壳部分各层的厚度取自模型Crust2.0[52].我们对模型各层岩石生热率和热传导率的选择综合了近年来不同学者对华北和中国大陆地热学的研究成果[53-57], 具体取值见表 3.用来比较的观测热流数据取自臧绍先等[55]1°×1°的热流平均值.由于他们数据的空间覆盖范围(105°E-124°E, 30°N-41°N)与我们的研究区范围(100°E-125°E, 32°N-45°N)略有不同, 我们选择二者的重叠区域作比较.我们将地表温度取为10 ℃[53].
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表 3 华北岩石圈各层岩石生热率和热传导率参数 Table 3 Thermal parameters of individual layers |
图 5为以60 km深度处的温度分布作为底面边界条件计算的华北地区地表热流及其与实测地表热流之间的相对误差.由图 5a可以看出, 计算的地表热流值在华北平原地区最高, 约为70~80 mW·m-2; 而在鄂尔多斯高原的西北角、银川-河套地堑的西部以及河淮盆地处, 地表热流值最低, 约为50~60 mW·m-2.计算地表热流与底面温度之间并不存在对应关系, 表明计算的地表热流主要受分层模型和热学参数的影响.通过比较, 在华北的大部分区域, 计算地表热流值与实际观测值(图 5b)吻合较好, 相对误差大多在地表热流观测误差范围内.在中部和西部陆块, 相对误差大都在±10%之内, 表明西部的岩石圈减薄程度相对较弱, 上地幔浅部的热状态依然保持稳定, 热传递方式以稳态热传导为主.误差较大的区域集中在太行山以及华北东部的两个条带状地区, 相对误差的绝对值超过了20%.对于东部地区相对误差较大的情况, 我们认为一方面是由地表热流测量值本身的不确定度所造成; 而另一方面, 可能也体现了华北东部地区岩石圈在中生代遭受大规模破坏和减薄的热构造活动中, 热状态发生了明显的扰动, 且至今依然没有恢复到热平衡状态, 用稳态热传导方程计算的地表热流则没有考虑这种热扰动的影响, 是对问题的简化, 因此相对误差较大.研究区西南角秦岭!大别山造山带地区较大的相对误差是由于该地区地壳厚度较厚, 使我们对温度做出过高估计造成的.因此, 综合考虑两者之间的吻合度及其差异的原因, 我们认为利用华北地区地震波速度反演得到的上地幔温度结果是可靠的.
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图 5 计算地表热流值(a)及其与实际观测值之间的相对误差(b).相对误差=(观测值-计算值)/观测值 Fig. 5 The calculated surface heat flow (a) and the relative differences between the observed and calculated heat flow in North China (b). The relative difference is defined as: Dr=(Ho-Hc)/Ho×100%, here Dr is relative difference, Ho is observed heat flow, and Hc is the calculated heat flow |
在以上计算过程中, 我们仅考虑了地幔矿物的热弹性参数的不确定度对反演温度的影响.然而, 在华北地区, 既保留有壳幔分异程度高, 铁元素含量严重亏损的古老克拉通岩石圈地幔根, 又包含经中生代严重破坏和减薄后, 在新生代由于上地幔热散失而重新增厚的铁元素含量富集的新生岩石圈地幔[58].因此, 华北地区不同构造块体之间岩石圈铁元素含量的差异会对地震波速造成较大的影响[59], 从而影响最终的温度结果.另外, 速度模型自身包含的不确定度, 也会对温度结果产生影响.本节将对以上两个因素给出合理的不确定度, 并分别检验它们的影响.
研究表明, 地幔橄榄岩中镁元素的含量一般在0.88~0.92之间[60], 即铁元素含量为0.08~0.12.据此, 我们取铁元素的不确定度为0.02, 则它所造成的温度和岩石圈厚度的不确定度的平均值分别为25℃和10km, 约为矿物成分不确定度影响的一半.
目前的地震层析成像研究, 一般只给出速度模型的横向分辨率, 而缺少对其不确定度的估计.经验显示, 面波研究得到的上地幔S波波速的不确定度为0.02~0.1 km/s[28], 相应的温度和岩石圈厚度的不确定度范围分别为15~90 ℃和5~25 km.此外, 由于本文利用的S波速度模型没有考虑偏离大圆路径和有限频效应的影响, 因此在80 s以上周期上都存在着一定的偏差, 且该偏差随着周期的增大而增大.那么, 对于深度超过200 km的速度结构, 其可靠性较低, 基于这一模型获得的上地幔温度结构同样受此影响, 在50~200 km左右的上地幔部分可靠性比较高, 而对于更深的地幔部分, 结果只具备一定的参考意义, 需要其他方面的数据(如地震体波层析成像结果、重力结果等)进一步约束和完善.
4 讨论 4.1 上地幔地温线与构造块体之间的关系Goes等对澳大利亚和北美的上地幔热结构研究[43, 61]表明, 上地幔地温线与区域热-构造年龄有很好的符合程度.本文分别计算了华北地区东、中、西三个主要构造块体60~300 km深度上的平均上地幔地温线(图 6).总体而言, 相对于澳大利亚、北美、欧洲等保存有太古代古老克拉通岩石圈地幔根的地区[19, 43, 61], 华北地区的上地幔地温线明显偏高, 在80 km左右深度处均已超过湿橄榄岩固相线.表明相比于其他典型的大陆克拉通构造区, 华北克拉通遭受的改造和破坏更为明显和强烈.具体来看, 在170 km深度以上的上地幔浅部, 岩石圈遭受破坏程度最为严重的东部陆块温度最高; 而仅发生了局部岩石圈减薄或改造, 其主体鄂尔多斯高原依然保留有较厚岩石圈根和克拉通整体稳定属性的西部陆块, 温度则最低.这种构造块体间上地幔温度的差异性及其与地表构造之间的相关性表明, 中生代以来在华北克拉通东部广泛发生的岩石圈破坏构造活动, 对该区上地幔热状态产生了深刻影响, 导致上地幔温度升高, 且这种影响至今依然留有明显的“热痕迹”.而在170 km以下, 一直延伸到280 km左右的深度范围内, 原本温度最低的西部陆块, 上地幔温度迅速升高, 在210 km处甚至超过了干橄榄岩固相线温度, 热状态与浅部相比发生了反转, 成为温度最高的地区.Chen[10]通过分析研究密集流动地震台阵资料获得的华北克拉通地幔过渡带结构图像显示, 华北东部的地幔过渡带较厚, 对应较低的温度, 而西部的地幔过渡带较薄, 表明温度较高.因此, 华北地区地幔过渡带的厚度变化特征, 也在一定程度上印证了我们的结果.我们认为这一现象反映了华北东、西部在新生代可能经历了不同的深部地幔动力学过程.西部陆块软流圈地幔的高温状态可能与印度!欧亚板块碰撞所导致的青藏高原下方软流圈物质持续向东流动有关[62].
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图 6 华北地区东、中、西三个主要构造块体平均上地幔地温线.其中红色、绿色、蓝色虚线分别表示东、中、西部陆块的温度均值, 实线表示相应的不确定度.深灰色和浅灰色虚线分别表示湿和干的橄榄岩固相线[63], 黑色虚线表示1300℃地幔绝热线, 橘黄色和紫色实线表示澳大利亚和北美大陆太古代克拉通上地幔平均地温线[43, 61] Fig. 6 Average geotherms in the tectonic units in the eastern, central and western North China in the depth range of 50 to 300 km. Thered, green and blue dashed lines represent the vertical average temperature profiles ineastern, centraland western North China respectively. The solid linesin the same color are the standard deviations (uncertainties) around the average. The dark and light gray dashed lines are the wet and dry peridotite solidi[63].The black dashed line represents the 1300℃ mantle adiabat. The orange and purple solid lines are the average geotherms of Archean cratonin Australia and North America[43, 61] |
Chen[10]基于密集流动台阵和部分首都圈固定台网记录的远震波形资料, 采用S波接收函数波动方程偏移方法, 获得了华北东部大部分区域和中、西部区域多条剖面上的岩石圈结构图像:东部的渤海湾盆地处的岩石圈厚度最薄(~60 km), 而西部鄂尔多斯高原处的岩石圈最厚(>200 km), 从东到西岩石圈厚度变化强烈.和其结果相比, 我们得到的岩石圈厚度尽管也呈现出东薄西厚的整体趋势, 以及鄂尔多斯高原北部银川-河套地堑较薄的岩石圈厚度特征.但在具体数值和局部特征上, 两者之间依然存在比较大的差异.比如, 在我们的结果中, 渤海湾盆地处的岩石圈厚度依然有100 km左右, 而鄂尔多斯高原的岩石圈厚度仅有约160 km, 另外, 东部和中部陆块的岩石圈厚度差异不明显, 并没有反映出强烈变化的趋势.造成这两种结果之间差异的原因可能包括:(1)由于实验室测定的矿物弹性参数的不确定度造成的反演温度的误差.由3.1节的计算结果, 我们估计这种误差所带来的岩石圈厚度的不确定度可以达到±20 km; (2)我们反演温度的过程中只考虑了弹性参数的不确定度对结果的影响, 但实际上, 上地幔物质的部分熔融、各向异性、铁含量, 甚至层析成像速度结构本身的不确定度等因素, 都会对计算的温度结果产生影响, 从而进一步增加岩石圈厚度的不确定度; (3)热岩石圈厚度是通过岩石绝热线来确定的, 而地震学意义上的岩石圈厚度主要是依靠地震波速度跳变处的深度来确定的, 因此, 从物理定义上, 两者就存在着较大的不同.综合以上三点, 我们认为两种结果的差异在可接受范围之内, 我们的计算结果是合理的.
5 结论本文利用S波速度结构反演计算了华北地区上地幔50~300 km深度上的温度分布和热岩石圈厚度分布.以60 km深度上的温度值作为底面约束, 我们计算了相应的地表热流值, 并与实际观测值作了比较.最后, 我们分析比较了华北不同构造块体的平均上地幔地温线之间的差异, 并对上地幔温度结构与区域构造动力学之间的联系进行了初步的探讨.基于以上工作, 本文得到如下结论:
(1) 在170 km以上的上地幔浅部, 温度分布呈现东高西低的趋势, 与该地区各构造块体的岩石圈破坏和减薄程度相一致, 说明自中生代以来发生在华北地区的大规模岩石圈破坏和减薄构造事件对该地区的上地幔热状态产生了很深远的影响, 并且在现今华北东部的上地幔中, 依然留有此次构造事件的“热痕迹”.
(2) 在170~280 km的软流圈深度上, 热状态相对于浅部, 发生明显的反转, 西部温度高于东部, 表明东、西部陆块在新生代可能经历了不同的深部地幔动力学过程.西部陆块软流圈地幔的高温状态可能与印度!欧亚板块碰撞所导致的青藏高原下方软流圈物质持续向东流动有关.
(3) 华北地区的岩石圈厚度分布也呈现西厚东薄的整体趋势.其中, 东部的渤海湾盆地和河淮盆地岩石圈最薄, 约为80~100 km.西部的鄂尔多斯高原岩石圈最厚, 平均厚度达到140~150 km, 最厚处超过160 km.但在鄂尔多斯高原北部的银川!河套地堑, 岩石圈明显减薄, 厚度仅约90 km.
(4) 计算地表热流与实际观测值符合程度较好, 相对误差大多在地表热流观测误差范围内, 在一定程度上验证了我们的温度结果的可靠性.致谢我们对Huang提供的速度结构表示衷心的感谢.本文的图形由GMT绘制[64].
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