2014, Vol. 57
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 宿州学院 地球科学与工程学院, 安徽宿州 234000
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. School of Earth Science and Engineering, Suzhou University, Anhui Suzhou 234000, China
花岗岩类是大陆地壳的重要组成部分，大陆地壳的演化必然伴随着相应的花岗质岩浆作用(Bonin et al., 1998).中亚造山带因其独特的构造演化、岩浆活动和成矿作用成为国际地球科学研究的热点.研究发现，中亚造山带在显生宙期间发生过显著的地壳增生，区内发育大量与显生宙地壳增生有关的花岗岩类，因此，对这些花岗岩类的研究很可能是认识整个中亚造山带显生宙期间陆壳生长模式和机制的关键(Han et al., 1997; 韩宝福等，2006; 毛启贵等，2008).
新疆北部的东准噶尔地区是中亚造山带的重要组成部分，是研究后碰撞岩浆活动的理想区域之一，地质学家们已在该区开展了广泛而深入的地学研究，包括构造、岩石和地球化学等方面的研究(李锦轶，1995; 韩宝福等，1999;Chen and Jahn， 2004;Xiao et al., 2004;韩宝福等，2006; 林锦富等，2007; Su et al., 2007; 李锦轶等，2009; Yang et al., 2011).但是对于该地区地壳结构的研究相对较少，仅徐新忠等(1992)和王有学等(Wang et al., 2003; 王有学等，2004)利用地球物理方法研究了新疆北部的地壳结构，由于缺乏高温高压下岩石弹性波速度的实验数据，难以更进一步地反演该地区的地壳结构与组成，制约了对该地区地壳结构的深入研究.地震测深与高温高压岩石弹性波速实验测 量的相互印证是进行区域地壳结构和组成研究最常用的方法(Christensen and Mooney， 1995; 高山等，1995; 周文戈等，1998).因此，本文在常压至1.0 GPa，室温至 700 ℃的条件下测量了东准噶尔地区主要花岗岩类岩石的弹性波速，结合地震剖面的地震波资料，探讨花岗岩类在研究区地壳中的垂向分布特征，为研究该区地壳结构和物质组成提供实验证据. 2 区域地质背景
新疆北部地区是中亚造山带的重要组成部分，包括天山—准噶尔—阿尔泰山.准噶尔地区位于天山和阿尔泰山之间.东准噶尔地区位于准噶尔盆地东北缘，区内发育晚古生代泥盆纪和早石炭纪火山-沉积地层，零星分布二叠系火山岩和志留纪地层(韩宝福等，2006)，包括大量晚古生代花岗岩.本区目前尚未发现前震旦纪地质体.
早泥盆纪以来，该区经历了有限洋盆形成，洋壳双侧俯冲和洋盆闭合的构造发展历史(李锦轶，1995; 韩宝福等，2006).在泥盆纪初东准噶尔地区形成有限洋盆，形成于373 Ma的卡拉麦里蛇绿岩带被认为是该古洋盆的洋壳残片(李锦轶等，1990; 李锦轶，1995; 舒树良和王玉静，2003; 唐红峰等，2007).整个泥盆纪，洋壳不断向两侧的陆壳俯冲，至早石炭世晚期洋盆关闭，晚石炭世到二叠系，东准噶尔进入后碰撞岩浆活动阶段，发育大量晚古生代后碰撞花岗岩(李锦轶，1995; 苏玉平等，2006; Su et al., 2007; 甘林等，2010; 郭芳放等，2010).
花岗质岩浆活动是该区最强烈的岩浆作用，侵入岩占地表出露岩石面积的30%，而花岗岩类的出露面积约占侵入岩总面积的80%，是该区最重要的岩石类型(喻亨祥等，1998).其中，卡拉麦里富碱花岗岩类的出露面积达1100 km2.它们一般沿大断裂和次级断裂分布，多为岩枝状产出(少数呈岩基状)，构成不同大小、不同岩性的岩体(图 1)，代表性的有库布苏南的花岗闪长岩体和二长花岗岩体、巴勒巴尕依岩体、黄羊山岩体、苏吉泉岩体等，此外在邻近卡拉麦里花岗岩带还出露有同时代的野马泉岩体.上述岩体的主要岩石类型为花岗闪长岩、二长花岗岩、碱长花岗岩(黑云母花岗岩、角闪石花岗岩)和碱性花岗岩(毛启贵等，2008).这些花岗岩体形成于晚古生代，其同位素年龄分布于285~315 Ma(苏玉平等，2006; 林锦富等，2007; 毛启贵等，2008; 甘林等，2010; 郭芳放等，2010; Yang et al., 2011).上述岩石类型基本代表了新疆东准噶尔地区花岗岩类的总体面貌.
 | 图 1 新疆东准噶尔地区地质简图(据1 ∶ 20万地质图简化，地震测线据Wang et al., 2003) Fig. 1 Geological sketch map of East Junggar，Xinjiang(simplified from 1 ∶ 200000 Geological Map， seismic line from Wang et al., 2003) |
前人通过地学断面的地球物理探测，对新疆北部地区地壳深部物质组成和状态进行了初步研究，对该地区地壳结构的认识存在明显分歧.徐新忠等(1992)利用地震测深的纵波速度结果建立了该区地壳的速度-深度结构模型，他们认为该区地壳由花岗 质上地壳和玄武质下地壳组成，缺失安山质中地壳.花岗质岩层厚度很大，约30 km，占地壳总厚度的二分之一以上，花岗质岩层纵波速度为5.91~6.06 km·s-1，玄武质岩层纵波速度为6.75 km·s-1(详见徐新忠等， 1992，图 3).王有学等(Wang et al., 2003; 王有学等，2004)在前期工作的基础上，结合横波速度数据，并利用泊松比对地壳内部的物质组成进行了推断，他们认为研究区地壳具有明显的上、中、下地壳的三分结构，上、中、下地壳的纵波速度分别为6.1 km·s-1，6.6 km·s-1，7.0 km·s-1，横波速 度分别为3.6 km·s-1，3.8 km·s-1，4.0 km·s-1，泊松比分别为0.25、0.26和0.28(详见Wang et al., 2003，图 10)，他们推断下地壳的高泊松比可能代表洋壳或幔源物质的特征.
 | 图 2 实验样品组装示意图 Fig. 2 Schematic illustration of sample assembly |
 | 图 3 0.3~1.0 GPa压力下样品HY25纵波波速两次测定结果 Fig. 3 Twice measured VP for sample HY25 at pressure from 0.3 to 1.0 GPa |
实验初始物为采自新疆东准噶尔地区卡拉麦里花岗岩带(5个岩体，具体见表 1)和野马泉岩体的花岗岩类岩石，这些岩体为东准噶尔最主要的岩体，不仅出露面积大，而且岩石类型多样，主要为二长花岗岩、花岗闪长岩、碱长花岗岩、碱性花岗岩和石英闪长岩，涵盖了该区主要的花岗质岩石类型.具体采样地点如图 1所示.实验样品岩相学特征见表 1，化学组成见表 2.采用新鲜、没有裂隙、无明显后期蚀变、不含岩脉和没有明显矿物定向排列的样品作为实验 初始物.将选好的样品磨成直径9.0 mm，高6.0 mm，两端平行的圆柱体，用水和酒精清洗后，将样品放入105 ℃干燥箱中持续加热至少10 h.
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表 1 研究样品的编号、采样位置及岩相学特征 Table 1 Sample number，location， and petrographic characteristic for the studied samples |
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表 2 研究样品的主量元素组成(wt.%)a) Table 2 Major element compositions of the studied samples(wt.%)a) |
实验在中国科学院地球化学研究所地球内部物质高温高压实验室YJ-3000压机上进行.实验系统的详细介绍参见谢鸿森等(1993)的报道.采用Liu等(2000)提出的反射-透射法测量东准噶尔地区花岗岩类岩石的VP和VS.样品的组装与万方等(2008)的组装方法基本相同，传压介质为经800 ℃ 焙烧的叶蜡石立方块，加热器采用不锈钢片，将直径为9.0 mm，高6.0 mm的圆柱体样品装入厚约1.0 mm，高6.0 mm的氧化铝套管中，上下各放一个厚约0.1 mm的钼片，将热电偶放在样品的顶部，这样，可以使样品在实验过程中获得更好的压力环境和更加稳定的温度场，实验中使用NiCr-NiSi型热电偶测量温度，最后上下两端用直径约12 mm的叶蜡石柱封堵，作为缓冲棒，具体组装见图 2.样品组装好后，放入炉中200 ℃干燥24小时以上，以便完全去除吸附水.实验过程中压力测量误差≤±0.015 GPa(Xu et al., 1994)，温度测量误差≤±5 ℃，样品室温度差≤±10 ℃(周文戈等，2005)，实验过程中未对氧逸度进行控制，估计样品室的氧逸度在QMF至QMF-2之间(Patiño Douce and Beard， 1995)，重复样岩石(HY25，角闪石花岗岩)纵波速度测量的相对误差小于1.5%(图 3).
实验室测量岩石纵波速度和横波速度的装置和方法相同.实验时，先在室温下缓慢升压，在压力＜0.5 GPa时，每隔0.05 GPa进行一次测量；在压力＞0.5 GPa时，每隔0.1 GPa进行一次测量.测量时，先将压力升至目标压力，恒压10 min后进行波速测定.当压力达到1.0 GPa时，保持恒压，加热开始，每隔50 ℃测定一次，每次当温度升至目标温度后，先恒温20 min再进行波速测定，当温度到达700 ℃后，以与升温过程同样的温度间隔和恒温时间进行降温过程的波速测量，直至降至室温，然后再次测量升温过程的弹性波速度.完成实验后断电淬火，样品温度在1 min以内降至室温，然后小心取出 样品，测量长度后制成薄片供后期在光学显微镜和扫描电镜下观察. 3.3 数据处理
室温高压下样品长度按以下公式进行校正：L/L0=1-[P/(3K0)](Cook，1957)，其中，L、L0分别为高压和常压下实验后的样品长度；P为压力；K0为常温常压下岩石的体积模量，用校正后的长度除以样品中的走时，得到室温不同压力下的岩石纵波波速(VP)和横波波速(VS)，如图 4，并对线性部分进行了拟合.
 | 图 4 新疆东准噶尔地区主要花岗岩类纵波(a)和横波(b)速度与压力的变化关系 Fig. 4 Compressional(a) and shear wave(b)velocities versus pressure for the main granitoids from East Junggar，Xinjiang |
如果以室温高压下的样品长度来计算岩石的弹性波速度，那么在1.0 GPa压力下，岩石在升温和降温过程中波速却存在明显差异.以碱性花岗岩(HY32)的纵波波速为例，如图 5所示，第一次升温与降温和第二次升温获得的纵波速度存在差别，最大相差6.6%，超出了1.5％的误差限.在第一次升温过程中，当温度小于300 ℃，纵波速度变化很小，当温度大于300 ℃，岩石纵波速度略有上升，在降温和第二次升温过程中，岩石波速随温度升高，线性降 低，且降温和第二次升温过程的波速吻合很好(图 5).
 | 图 5 1.0 GPa下碱性花岗岩HY32的VP随温度的变化关系 Fig. 5 Plot of VP for alkaline granite sample HY32 versus temperature at 1.0 GPa |
样品在加温过程中可能发生以下几个情况：(1)样品受热膨胀；(2)温度的升高减少了差异应力，使 得静水压环境更好；(3)温度的升高使岩石强度变小，颗粒与颗粒间结合得更加紧密，样品有可能被进一步压缩；(4)样品产生热应力；(5)岩石中的矿物在 加热过程中发生了相变.综合这几种情况对弹性波速度的影响，其主要体现在两个方面，一方面是岩石中矿物相的变化对弹性波速度的影响，另一方面是样品长度的变化对弹性波速度的影响.
详细观察初始物和反应产物的岩石薄片，见图 6，结果表明，样品在实验的温度压力范围内没有发生明显的变化，据此认为加温过程中岩石中的矿物没有发生相变.因此，我们认为第一次升温过程的波速数据与降温过程的波速数据的不吻合不是因为岩石中的矿物发生了相变，而是因为加温过程中样品长度发生了变化.经历了一次升温过程，有可能消除了各种因素的影响，使得样品长度的变化趋于稳定.于是，我们假设1.0 GPa降温至常温时的弹性波速度等于常温加压至1.0 GPa时的弹性波速度，对经历过一次加热过程的样品长度(H)进行校正：H＝V1×t1，其中，V1为常温加压至1.0 GPa时的弹性波速度；t1为1.0 GPa降温至室温时所对应的样品走时，用校正后的样品长度除以样品的走时，得到1.0 GPa、室温～700 ℃所有花岗岩类岩石的VP和VS，如图 7，并对线性部分进行了拟合.
 | 图 6 花岗闪长岩HY55实验前(a)与实验后(b)的单偏光显微照片和实验前(c)与实验后(d)的背散射电子图像 矿物简写：Amp-角闪石，Bt-黑云母，Ilm-钛铁矿，Or-正长石，Pl-斜长石，Qtz-石英. Fig. 6 Plane-polarized photomicrographs before(a) and after(b)experiments; and BSE images before(c) and after(d)experiments for granodiorite sample HY55 Mineral shorth and : Amp-amphibole，Bt-biotite，Ilm-ilmenite，Or-orthoclase，Pl-plagioclase，Qtz-quartz. |
 | 图 7 新疆东准噶尔主要花岗岩类1.0 GPa纵波(a)和横波(b)速度与温度的变化关系 Fig. 7 Compressional(a) and shear wave(b)velocities versus temperature at 1.0 GPa for the main granitoids from East Junggar，Xinjiang |
如图 4所示，室温条件下，所有花岗质岩石的纵波速度(VP)均随压力的升高而增大.当压力小于0.4 GPa，卡拉麦里花岗岩带和野马泉岩体的花岗质岩石的VP随压力增大很快，其中，碱性花岗岩(HY32)增加最快，由0.2 GPa的5.34 km·s-1增加到0.4 GPa的5.96 km·s-1，增加了11.6%，花岗闪长岩(XH08-07)增加最慢，由0.25 GPa的 6.35 km·s-1增加到0.4 GPa的6.39 km·s-1，增加了0.6%.当压力大于0.4 GPa，VP随压力升高而缓慢地呈线性增大，其中，样品HY32增加最快，由0.45 GPa 的6.01 km·s-1增加到1.0 GPa的6.21 km·s-1，增加了3.3%，样品XH08-07增加最慢，由0.45 GPa的6.40 km·s-1增加到1.0 GPa的6.44 km·s-1，增加了0.6%.
室温条件下，所有花岗质岩石的横波速度(VS)随压力变化的趋势与纵波变化趋势相同，均随压力的升高而增大(图 4).同样，在压力小于0.4 GPa，花 岗质岩石的VS随压力呈非线性地增大，其中，角闪石花岗岩(HY25)增加最快，由0.2 GPa的2.94 km·s-1 增加到0.4 GPa的3.19 km·s-1，增加了8.5%，碱长花岗岩(XH08-01)增加最慢，由0.2 GPa的3.51 km·s-1 增加到0.4 GPa的3.58 km·s-1，增加了2.0%.当压力大于0.4 GPa，VS随压力升高而缓慢地呈线性增 大，其中，二长花岗岩(HY23)增加最快，由0.45 GPa 的 3.35 km·s-1增加到1.0 GPa的3.53 km·s-1，增加了5.4%，石英闪长岩(XH08-10)增加最慢，由0.45 GPa的3.80 km·s-1增加到1.0 GPa的3.85 km·s-1，增加了1.3%.
室温、1.0 GPa条件下，碱长花岗岩和碱性花岗岩的VP和VS最低、花岗闪长岩和二长花岗岩居中，石英闪长岩最大.碱性花岗岩、碱长花岗岩、花岗闪长岩和二长花岗岩的平均VP和VS均相差不大，分别为6.15 km·s-1(3.49 km·s-1)、6.07 km·s-1(3.52 km·s-1)、6.36 km·s-1(3.55 km·s-1)和6.36 km·s-1(3.61 km·s-1)，仅仅相差4.6%(2.6%)，石英闪长岩的VP和VS分别为6.84 km·s-1和3.85 km·s-1，明显高于上述几种岩石.不同岩体的同类岩石的VP和VS相差不一，如卡拉麦里花岗岩带和野马泉岩体的花岗闪长岩和二长花岗岩的VP和VS均相差不大，VP最大相差2.7%，VS最大相差4.5%，而两个岩体的碱长花岗岩的VP和VS分别相差很大，VP最大相差9.7%，VS最大相差12.9%.通过室温升压过程中线性部分的拟合，我们得到花岗质岩石的V0和压力系数(表 3)，其中，花岗质岩石的VP0是5.62~6.47 km·s-1，纵波压力 系数是0.1439~0.4078 km/(s·GPa)；VS0是3.15~3.75 km·s-1，横波压力系数是0.0722~0.3271 km/(s·GPa).
恒压加热过程中，花岗质岩石在1.0 GPa，室温～700 ℃的VP和VS随温度的变化关系如图 7所示.随温度的升高，花岗质岩石的VP逐渐降低，其 中，碱长花岗岩(XH08-01)降低最快，由室温的 6.07 km·s-1降低到700 ℃的5.71 km·s-1，降低了5.9%，石英闪长岩(XH08-10)降低最慢，由室温的6.84 km·s-1降低到700 ℃的6.59 km·s-1，降 低了3.7%，线性拟合得到纵波温度系数是(-3.41~-4.96)×10-4 km/(s·℃). 花岗质岩石的VS同样随温度的升高逐渐降低，其中，花岗闪长岩(XH08- 07)降低最快，由室温的3.56 km·s-1降低到700 ℃的3.34 km·s-1，降低了6.2%，黑云母花岗岩(SJ15)降低最慢，由室温的3.68 km·s-1降低到700 ℃的3.61 km·s-1，降低了1.9%，线性拟合得到横波温 度系数是(-0.88~-3.22)×10-4 km/(s·℃)，见表 3. 5 讨论 5.1 与前人实验结果的对比
压力在0.4~1.0 GPa，花岗质岩石的纵波波速和横波波速均随压力升高呈线性增大，说明岩石中的微裂隙基本闭合，此时的线性变化反映了岩石本征的性质(Kern et al., 1999).
本次研究得到的室温、1.0 GPa花岗质岩石纵 波波速为5.79~6.84 km·s-1，平均值为6.30 km·s-1，介于 Christensen和Mooney(1995)研究的室温、1.0 GPa花岗岩类纵波速度值6.38 km·s-1与Kern等(1999)在室温、600 MPa得出的花岗岩纵波 速度值6.16 km·s-1之间，VP0为5.62~6.47 km·s-1，平均值为6.05 km·s-1，与Ji 等(2003)研究的6.10 km·s-1更为接近，稍大于Kern 等(1999)得出的5.86 km·s-1.花岗质岩石纵波压力系数为 0.1439~0.4078 km/(s·GPa)，平均值为0.2645 km/(s·GPa)，接近于Ji等(2003)研究的0.2873 km/(s·GPa)，小于Kern 等(1999)得出的0.3785 km/(s·GPa)，除我们的实验压力大于前人外，最可能 的原因是由于实验岩石实际矿物组成略有不同(Ji et al., 2002; Wang et al., 2005). 在压力为1.0 GPa时，岩石的纵波速度均随温度的升高而降低，纵波波速 与温度的线性拟合结果见表 3，花岗岩类的纵波温 度系数为(-3.41~-4.96)×10-4 km/(s·℃)，平 均值为-3.94×10-4 km/(s·℃)，小于Kern 等(1999)研究的-2.9×10-4 km/(s·℃)和Wang等(2005)总 结的-3.0×10-4 km/(s·℃)，与Christensen和Mooney(1995)得出的-3.9×10-4 km/(s·℃)比较接近.
高温高压下花岗岩横波波速的研究相对较 少.本次实验在室温、1.0 GPa下得到的花岗质岩 石的横波波速为3.26~3.85 km·s-1，平均值为3.58 km·s-1，VS0为3.15~3.75 km·s-1，平均值为3.40 km·s-1，小于Kern等(1999)得出的花岗岩的VS0 为3.51 km·s-1. 岩石横波压力系数为0.0722~0.3271 km/(s·GPa)，平均值为0.1838 km/(s·GPa)，大于Kern 等的 0.1080 km/(s·GPa).温 度系数为(-0.88~-3.22)×10-4 km/(s·℃)，平均值 为-1.67×10-4 km/(s·℃)，小于Kern等的-0.86 ×10-4 km/(s·℃). 本次实验得到的横波的相关数值与前人研究的结果存在一定差异，一方面是因为本次实验的压力大于前人的实验压力，另一方面是因为Kern 等仅选用一个花岗岩样品，矿物组成可能与本文所用样品不同，这可能是导致VS差异的主要原因. 5.2 与地震测深剖面的对比
如前所述，前人对该地区地壳结构的认识存在明显分歧，徐新忠等(1992)认为地壳由花岗质上地壳和玄武质下地壳组成，缺失安山质中地壳.花岗质岩层纵波速度为5.91~6.06 km·s-1，玄武质岩层纵波速度为6.75 km·s-1.王有学等认为地壳具有 明显的三分结构，纵波速度至上而下为6.1 km·s-1、 6.6 km·s-1和7.0 km·s-1；横波速度分别为3.6 km·s-1、3.8 km·s-1和4.0 km·s-1；泊松比分别为0.25、0.26和0.28(Wang et al., 2003; 王有学等，2004).后者不仅利用了地震测深工作中所采集到的纵波数据，并结合横波资料和地壳内部不同物质的实验室测定结果，对测区的纵、横波速度结构特征进行了系统的分析研究，结果可能更为合理，因此，本文采用上、中、下地壳的模式进行对比讨论.
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表 3 实验岩石V0、压力系数及温度系数 Table 3 Reference velocities and pressure and temperature derivatives for the studied rocks |
利用表 3中的参数，结合该区地热特征(饶松等，2013)，具体参数见表 4，我们对新疆东准噶尔地区的主要花岗岩类岩石的VP和VS随深度z的变化进行了模拟.采用Kern等(1999)的公式:
V(z)=V(0)+(dV/dP)P+(dV/dT)T(z)，(1)
其中，
P=ρgz，(2)
T(z)=T0+z/κ×(q0-A×z/2)(李朋等，2010).(3)
P为压力(GPa)；T(z)为深度为z时的地壳温度(K)；g为重力加速度(m·s-2)；z为深度(m)；ρ为 岩石密度(g·cm-3)；T0为地表温度(K)(计算时将地表温度设为288 K)；κ为岩石热导率(W·m-1·K-1)； A为岩石生热率(μW·m-3)；q0为地表热流(mW·m-2)，建立了岩石弹性波速度与深度和温度的剖面(图 8).
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表 4 新疆准噶尔地区地壳温度计算参数(饶松等，2013) Table 4 Parameters used in temperature calculation of the crust in Junggar，Xinjiang(Rao et al., 2013) |
 | 图 8 东准噶尔主要花岗岩类弹性波速度-地壳深度和温度剖面与东准噶尔地区地壳结构的对比(地层波速数据参见Wang et al., 2003，地壳温度数据依据公式(3)的计算结果，本次研究的最高温度为700 ℃) Fig. 8 Comparison of calculated velocity-crustal depth and temperature profiles for major granitoids from East Junggar with crustal structure of this area(the velocity data for the strata from Wang et al., 2003，temperature data of the crust from the results of the formula(3)，the highest experimental temperature of this study is 700 ℃) |
从实验样品的拟合结果与地震剖面的对比情况来看，花岗质岩石的纵波波速大部分都在上地壳范围内，岩石类型主要为碱长花岗岩、碱性花岗岩、二长花岗岩和花岗闪长岩，二长花岗岩(HY23、XH08-03)、花岗闪长岩(XH08-07)和石英闪长岩(XH08-10)纵波波速还落入中地壳波速范围，这可能说明此类岩石在中地壳中有分布，同时石英闪长岩(XH08-10)纵波波速还落入了下地壳的范围内，这说明石英闪长岩可能存在于该区下地壳中，最可能的位置是下地壳上部与中地壳的过渡区.
花岗质岩石的横波波速拟合结果大部分与研究区上地壳波速一致，岩石类型主要为碱长花岗岩、碱性花岗岩、二长花岗岩和花岗闪长岩.野马泉岩体的石英闪长岩(XH08-10)的横波波速与中地壳波速吻合，这说明石英闪长岩可能存在于该区中地壳中.
综合以上花岗质岩石纵波波速和横波波速的拟合结果和对比情况，我们认为研究区的主要花岗岩类岩石，包括碱长花岗岩、碱性花岗岩、二长花岗岩和部分花岗闪长岩的纵波波速和横波波速都很好地与上地壳波速吻合，这几种岩石为该区上地壳的主要岩石类型，石英闪长岩的纵波和横波波速均与中地壳一致，其可能存在于中地壳中. 5.3 花岗质岩石的泊松比
岩石的泊松比是由岩石的VP和VS决定的、反映岩石弹性特征的一个重要参数，可以区分不同的岩石类型，同时比单独的VP和VS更能反映地壳的组成(Z and t and Ammon， 1995).根据本次实验得到的花岗岩类的VP和VS，我们按如下公式得到岩石的泊松比：
σ=[1-(V2P/V2S-1)-1]/2.(4)
如图 9所示，0.4~1.0 GPa所有花岗岩类的泊松比变化平稳，分布于0.22~0.28之间，平均值为 0.25，基本与前人研究的花岗质岩石的泊松比相 当(0.24)(Christensen，1996)，其中花岗闪长岩(XH08-07)和二长花岗岩(HY23)的泊松比相对较高，为0.28，这可能是由于岩石组成中高泊松比的矿物斜长石含量较高的缘故，石英含量相对较高的碱长花岗岩(XH08-01)则泊松比相对较低，为0.22(Christensen，1996).另外，前人研究表明，SiO2在55~75 wt.%的岩石的泊松比随SiO2的增大而减小(Christensen，1996)，本次研究的花岗岩类也基本满足这样的趋势(图 10)，其中SiO2在55~75 wt.%的花岗闪长岩和二长花岗岩分布于趋势线 附近，卡拉麦里花岗岩带的碱长花岗岩和碱性花岗 岩及野马泉岩体的石英闪长岩离趋势线相对较远，其SiO2分别大于75 wt.%和小于55 wt.%.实验得到的花岗岩类平均泊松比0.25与实测地震剖面的上地壳泊松比(0.25)一致，这就很好地说明研究区上地壳由花岗岩类组成，其演化程度相对较高，其中，高泊松比的岩石，如野马泉的花岗闪长岩(XH08-07)可能不是上地壳的主要岩石类型，仅零星分布，而泊松比相对低的花岗闪长岩、二长花岗岩、碱性花岗岩和碱长花岗岩为上地壳的主要岩石类型.
 | 图 9 新疆东准噶尔地区主要花岗岩类泊松比与压力的变化关系 Fig. 9 Poisson′s ratio versus pressure for the main granitoids from East Junggar，Xinjiang |
 | 图 10 岩石泊松比与SiO2的关系 (常见岩石类型的相关数据参见Christensen，1996) Fig. 10 Poisson′s ratio of rocks versus contents of SiO2 (the data of common rock types from Christensen，1996) |
将本次研究得到的研究区上地壳主要花岗岩类岩石平均纵波波速值与Gao等(1998)和Kern 等(1999)总结的中国华北、华东及世界平均上地壳纵波速度值(600 MPa，室温)对比(图 11)，本实验所得东准噶尔地区上地壳平均波速值为5.97 km·s-1.总体上，东准噶尔地区上地壳纵波波速值与中国华北和中国东部地区的上地壳波速值相当，略小于秦岭—大别地区的上地壳平均波速值，大于苏鲁地区的上地壳波速值.与世界平均上地壳波速相比，中国大部分地区的上地壳波速值均小于世界平均上地壳 波速， 东准噶尔地区上地壳波速值比世界平均值6.19 km·s-1小0.22 km·s-1，这表明东准噶尔地区上地壳组成有相对较高的演化程度，这可能与显生宙以来研究区活跃的岩浆活动有关.
 | 图 11 中国大部分地区及世界平均上地壳纵波速度对比 (新疆东准噶尔数据来自本次研究，其他数据来自Kern et al., 1999和Gao et al., 1998) Fig. 11 Comparison of average compressional wave velocities in the upper crust of China and the global continental crust (data for East Junggar of Xinjiang from this study，others from Kern et al., 1999 and Gao et al., 1998) |
(1)通过高温高压下岩石弹性波速的测量，我们得到了新疆东准噶尔地区卡拉麦里花岗岩带和野马泉岩体主要花岗岩类岩石在1.0 GPa、 室温条件下的VP为5.79~6.84 km·s-1，VS为3.26~3.85 km·s-1，线性拟合得到VP0为5.62~6.47 km·s-1，VS0为3.15~3.75 km·s-1，纵波压力系数为0.1568~0.4078 km/(s·GPa)，横波压力系数为0.0722~0.3271 km/(s·GPa)，纵波和横波温度系数分别为(-3.41~-4.96)×10-4 km/(s·℃)和(-0.88~-3.22)×10-4 km/(s·℃).
(2)根据区域地热资料，建立了岩石纵波和横波波速与深度及地壳温度的剖面，结合该区地震波速的实地测量结果，认为东准噶尔地区花岗质岩石的纵波和横波波速与研究区上、中地壳岩石波速吻合，其中碱长花岗岩、碱性花岗岩、二长花岗岩和部分花 岗闪长岩为上地壳的主要岩石类型，石英闪长岩可 能在中地壳存在.花岗质岩石的泊松比为0.22~0.28，平均值为0.25，与研究区上地壳泊松比一致.
(3)东准噶尔地区平均上地壳纵波波速与中国华北和中国东部地区的上地壳波速相当，小于世界平均上地壳波速，暗示东准噶尔地区上地壳有相对较高的演化程度.
致谢 感谢周文戈研究员在样品组装和稿件写作过程中给予的悉心指导和热情帮助，感谢两位匿名审稿专家对初稿提出的宝贵修改意见.
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