华南陆缘自晚中生代以来，在太平洋板块西向俯冲以及与俯冲相伴的地幔对流活动中，经历了复杂的构造变形(Gilder et al., 1996)和多期岩浆-热事件(张国伟等，2013)，形成独特的晩中生代大规模爆发式成矿作用，其地壳上地幔温度结构是地球动力学研究的重要内容.

华南陆缘是中国大陆最重要的中生代岩浆活动区，在中国大地热流图上(图 1a)对应高热流区(胡圣标等，2001；汪集旸等，2012；姜光政等，2016).华南陆缘高热流区的主体是北东-南西向的东南沿海地热异常区(图 1b)，区内热流最高值达220 mW·m^-2，平均热流70 mW·m^-2左右，高于全国大陆平均热流(袁玉松等，2006).前人研究认为(何丽娟等，2001；Hu et al., 2000)，华南陆缘高热流异常主要受晚中生代以来深部地幔对流活动影响.在太平洋板块俯冲过程中，热的地幔物质上升，导致华南沿海地区上地幔在新生代时期处于高热状态(赵海玲等，2003)，形成高热流异常区.受断裂构造影响，高热流值点呈串珠状沿新生代垂直升降运动为主的吴川—四会断裂带分布.东南沿海中-低温地热资源丰富，温泉出露点密集(图 1b)，大部分温泉出露于岩基边部或附近，地下水热活动受控于花岗岩体，热源主要是叠加在地幔热源之上的晚中生代花岗岩中的放射性生热元素.利用大地热流研究华南陆缘壳幔温度结构，对于认识东南沿海中-低温水热系统的深部热状态与热背景，具有重要的科学价值.

图 1

Fig. 1

图 1 华南陆缘地热地质图 (a)研究区构造位置(胡圣标等, 2001)；(b)研究区地热地质简图；(c)研究区动力学背景简图(构造-岩浆活动简化自毛建仁等, 2014) Fig. 1 Geothermal geological map of the continental margin of south China (a) Structural location of the study area (Hu et al. 2001); (b) The geothermal geological map of the study area; (c) The map of the dynamics of the study area (Simplified map of tectono-magmatic activity from Mao et al. 2014)

大地热流值Q由地壳热流Q_c与地幔热流Q_m叠加而成，壳、幔热流比例是反映地球内热结构的重要参数.华南陆缘壳幔热流比例为0.72(Wang，1996)，取大地热流平均值Q=70 mW·m^-2，则地壳热流Q_c与地幔热流Q_m之比Q_c/Q_m=0.72.或者，Q_c/Q=41.86%，Q_m/Q=58.14%.据此判断，华南陆缘为“冷壳热幔”型热结构(图 1c).中国大陆震源深度及构造活动性研究(张国民等，2002)认为，华南平均震源深度最浅、地震活动主要发生在上地壳、地震活动水平较低，是相对稳定的地震构造区.现今地壳水平运动速度场(图 1c)表明(王琪等，2002；李强等，2012)，华南陆缘地壳整体东南向运移，速度6~11 mm·a^-1.块体间速度分区界限不清晰，整体运动差异＜2 mm·a^-1，无明显位移梯度.因此，华南陆缘现今地壳构造变形稳定.现今华南陆缘壳幔热结构、构造变形继承自中生代以来的构造-岩浆活动(谢窦克等，1997；Gilder et al., 1996；Li and Li, 2007; Li et al., 2012).花岗岩时空分布(图 1c)表明(毛建仁等，2014)，印支期以来，华南大陆主要构造格局为北东向，先后在三叠纪、早-中侏罗世、晚侏罗世-早白垩世，发生三次具有一定规模的岩浆活动(孙涛，2006).岩浆活动间断期与太平洋板块俯冲转换期对应(刘凯等，2016).华南大约在175±5 Ma(中侏罗世)进入太平洋板块由南往北斜向俯冲为主的构造体系，在约120 Ma后(晚侏罗世早期)太平洋板块俯冲方向发生了约80°的旋转而成为向西正向俯冲为主的构造体系，在85±5 Ma(白垩世中期)华南大陆东部演化为被动陆缘，其东南沿海地区处于板内伸展构造环境.在约65 Ma之后(新生代)，中国大陆其他地区构造活跃，而华南构造活动相对平静.依据壳幔热流比例、地壳运动速度场约束，研究华南陆缘的构造-岩浆活动动力学背景，具有十分重要的理论意义.

华南陆缘高热流区有相对丰富和可靠的地表热流测量数据，是开展地热研究、计算壳幔温度、分析岩石圈热结构的有利地区.本文利用大地热流、地表直接观测的岩石生热率和热导率，计算10 km以浅的地壳温度分布(汪集旸等，2012；蔺文静等，2016).利用大地热流、航磁反演居里等温面(高玲举等，2015；熊盛青等，2016；张健等，2017)，地震剪切波速度约束地壳和上地幔的生热率(Artemieva and Mooney, 2001；An and Shi, 2006；安美建和石耀霖，2007)，求解稳态热传导方程，获得10~60 km稳态温度场(胡圣标等，1994；黄少鹏等，1996；汪洋等，2001).利用剪切地震波速结构与地幔温度的相关性(Sobolev et al., 1996, 1997；Goes et al., 2000, Goes and Van Der Lee, 2002)，计算上地幔60~220 km深度范围内的温度场.利用卫星重力位球谐系数，计算壳幔不同层次的应力场及流变特征(Runcorn，1964；Bowin，1983；张健等，2017).依据壳幔温度结构、地幔应力场分布，分析该区深部动力学特征和背景，为进一步研究华南陆缘构造变形-岩浆活动动力学机制、勘查开发地热资源提供参考依据.

本文研究区域为20—31°N，108—122°E，地热资料来源于中国科学院胡圣标课题组(胡圣标等，2001)，地震剪切波速度资料来源于中国地质科学院安美建课题组(Feng and An, 2010)，航磁资料购买自国土资源航空物探遥感中心，重力位资料来源于EGM2008模型及卫星重力资料.具体计算方法如下:

地壳温度的计算主要利用求解稳态热传导方程方法.稳态热传导方程可以表示为

(1)

此方程表明，温度T的分布取决于生热率A和热导率K.在一维稳态热传导条件下，式(1)化为

(2)

其中，T₀为表层温度，Q₀为表层热流，z为地表向下的深度，A(z)为深度z相关的生热率，K(T, z)为温度T和深度z相关的热导率.

利用地表观测值向地球内部积分时，不同的生热率模型和热导率计算方式，方程(2)解的表达式不同：

1.对于浅层地壳(z＜3 km)，地表岩石生热率A按南、东、北三个区分别取为2.8 μW·m^-3、2.1~ 2.8 μW·m^-3、2.1 μW·m^-3(赵平等，1995)，沉积层和上地壳生热率A按岩性分类取值(Wang，2001；汪集旸等，2012).地表层未固结或松散-弱固结物热导率K=1.0~2.4 W·(m℃)^-1，中生代均匀层状沉积岩地层热导率K=1.0~2.4 W·(m℃)^-1，较深处的老沉积地层热导率K=2.8~3.4 W·(m℃)^-1.如此，生热率A、热导率K依岩性分层，层内取平均以常数代入式(2)求解，得：

(3)

2.对于深部地壳(3 km＜z＜10 km)，变质岩与火成岩区生热率采用随深度z指数衰减的关系式A=A₀exp(-D/z)，A₀为表层生热率，D为放射性生热元素富集层厚度.D按区域分别取值(胡圣标等，1994)，沿海造山带D=3.3 km，浙闽造山带D=3.4 km，粤闽赣湘中心地带D=3.6 km，江南造山带D=3.3 km.此时：

① 若，热导率取常数(汪集旸等，2012)，将A、K代入式(2)求解，得：

(4)

② 若，热导率采用随温度T变化的关系式K(T)=K₀/(1+bT(z))，K₀为表层热导率，b为条件常数(计算时取K₀=3.0，b=0.0015)(孟林和张健，2014)，代入式(2)求解，得：

(5)

③ 若，热导率采用随温度T、深度z变化的关系式K(T，z)=K₀(1+cz)/(1+bT(z))，K₀为表层热导率，b、c为条件常数(计算时取K₀=3.0，b=c=0.0015)(孟林和张健，2014；安美建等，2007；Wang, 2001)，代入式(2)求解，得：

(6)

其中， .

3.对于中-下地壳与上地幔(10 km＜z＜50 km)，中地壳热导率K=2.25 W·(m℃)^-1，生热率A= 0.4 μW·m^-3；下地壳热导率K=2.0 W·(m℃)^-1，生热率A=0.1 μW·m^-3；上地幔热导率K=4.0 W·(m℃)^-1，生热率A=0.01 μW·m^-3(安美建等，2007).温度计算采用(3)式.

实际计算时，地表温度取该区年平均气温.地表热流按现有热流测点密度插值成1°×1°网格赋值，并预先去峰值化处理：热流值＞140 mW·m^-2，取为140 mW·m^-2；热流值＜40 mW·m^-2，取为40 mW·m^-2.以此排除地下水热活动在补给、排泄过程产生的非传导热效应(汪集旸等，2012).

需要强调的是，地壳温度计算依据的是一维垂向稳态热传导方程，得到的是稳态传导温度场.没有考虑浅层地下水活动导致的非稳态、隆起与凹陷等导致的侧向热传递等因素.这些因素产生的热扰动对浅表温度场影响较大，但随着深度的增加，热扰动影响急剧减低(熊亮萍和高维安，1982；汪集旸和熊亮萍，1991).

上地幔缺乏生热率A和热导率K的地热学约束，我们利用地震波速计算上地幔温度.一定深度的岩石，其弹性常数与该深度的温压条件相关，由弹性常数表达的弹性剪切波速可表示为

(7)

式中，〈ρ〉、〈μ〉表示i种密度ρ_i、切变模量μ_i的矿物，组成岩石后的平均密度和平均弹性常数，λ_i为i种矿物所占比例.该式为弹性条件下的S波速.

在上地幔高温条件下，岩、矿的非弹性对S波速影响较大，需要对上式中每种矿物密度ρ_i、切变模量μ_i进行非弹性校正，校正公式(Goes et al., 2000)如下：

(8)

式中，X为上地幔铁含量(取为0.1)、α为岩石热膨胀系数，各参数取值如表 1(Goes et al., 2000)：

表 1 Table 1

表 1 矿物弹性参数表(Goes et al., 2000) Table 1 Mineral elasticity parameters table (Goes et al., 2000) 参数 橄榄石 正辉石 斜辉石 石榴石 ρ0|X=0(g·cm-3) 3.222 3.198 3.280 3.565 μ0(GPa) 82 81 67 92 ∂ρ/∂X 1.182 0.804 0.377 0.758 ∂μ/∂X -30 -29 -6 7 ∂μ/∂P 1.4 2.0 1.7 1.4 ∂μ/∂T(MPa/K) -14 -11 -10 -10 α0 (10-5K-1) 2.010 3.871 3.206 0.991 α1 (10-8K-2) 1.390 0.446 0.811 1.165 α2 (10-2) 0.1627 0.0343 0.1347 1.0624 α3 (K) -0.3380 -1.7278 -1.8167 -2.5000

表 1 矿物弹性参数表(Goes et al., 2000) Table 1 Mineral elasticity parameters table (Goes et al., 2000)

高温条件下，可以利用品质因子Q的非弹性校正，得到非弹性校正后温度相关的V_S波速计算公式(Sobolev et al., 1996, 1997；Goes et al., 2000; Goes and Van Der Lee, 2002)：

(9)

式中，A、ξ为非弹性常数，ω为非弹性影响频率，H为活化能，V为活化体积，R为普适气体常数.

在给定矿物组成成分和温度压力条件下，考虑高温条件下的非弹性，则可由式(7)、(8)、(9)正演计算岩石的剪切波速V_S.然后，利用已知上地幔各深度剪切波速结构，则可以在给定初始条件下，通过反演迭代，计算波速与观测波速的差值ΔV_S，不断修正初始温度模型，降低ΔV_S(小于0.1%)，得到地幔三维温度场分布(Goes et al., 2000).利用瑞利波频散层析成像得到的V_S波速(Huang et al., 2003)，安美建等(2007)计算了中国大陆上地幔温度场，结果表明，1300 ℃绝热等温深度与地震学低速带吻合较好，结果可靠.本文利用更新的V_S波速(Feng an An，2010)，反演华南陆缘上地幔温度.

华南陆缘220 km深度以下S波速横向变化小、精度低，且地壳厚度小于60 km，因此由V_S波速反演上地幔温度的深度范围在60~220 km内.将稳态热传导模型的底边界设在60 km深度，作为上地幔顶部温度约束.60 km以上，利用稳态热传导方程求温度解；60 km以下，利用地震剪切波速V_S求温度解.热传导方程解和地震波速反演解不完全一致，考虑到温度场的连续性，Moho面之上，按热传导方程解，Moho和60 km深度之间，两种方法分别计算，取二者的平均.60 km深度以下，按地震波速反演解.

需要说明的是，地震波速反演解受S波速成像误差，上地幔岩性组份比例及弹性性质等假定条件制约，会导致反演温度误差.S波波速误差0.1 km·s^-1，其在上地幔产生的温度误差在50~250 ℃之间.由于缺乏华南陆缘上地幔岩性结构实测资料，计算中假定上地幔岩性组份比例λ_i为：橄榄石68%、正辉石18%、斜辉石11%、石榴石3%.按此岩性组份反演的地幔温度比克拉通上地幔温度低15~120 ℃.本文在公式(9)中，采用Goes等(2000)非弹性模型Q1，其反演上地幔温度比模型Q2高0~180 ℃.同样需要说明的是，热传导方程解也受地表热流数据观测误差，深部岩石热导率和放射性生热率等不确定性条件制约，会在求解深部温度时产生误差.例如，在100 km深度，5%的地表热流误差可以导致方程解产生50~90 ℃温度差异，20%的生热率误差可以导致100~130 ℃的差异(Artemieva and Mooney, 2001)，深度越大，参数误差导致的计算温度误差越大.无论热传导方程解还是地震波速反演解，其计算温度的可靠性都受客观条件制约.

壳幔应力场动力学背景计算的基本计算公式为(Runcorn, 1964, 1967；Bowin, 1983；吴建平和刘元龙，1992；傅容珊等，1994；张健等，2017)：

设地球重力场扰动位为T，则有：

(10)

其中，G为引力常数，M为地球质量，a为参考椭球长半轴，r、θ、λ为计算点球坐标，P_nm为n阶m级幅角为cos(θ)的完全正规化勒让德缔合函数，C_nm、S_nm为地球重力场模型n阶m级球谐函数系数.

假定地幔具有牛顿黏滞性的层状流，由Navier-Stokes方程(在地幔对流中，科里奥利加速度和惯性力与黏滞项相比较小而被忽略)可知：黏度为μ时，地幔对流主要取决于密度.则，不均匀密度产生的重力扰动位在地幔流上边界r=r′处的平衡方程为(Runcorn, 1964, 1967)

(11)

式中，W_n为地幔流的n阶位函数，g为重力加速度，r′为地幔流区上边界的球面半径，μ为地幔黏度.由于地幔对流层上边界岩石层为弹性层，在r=r′处速度的径向分量为零，即(dW_n/dr)|_r=r′=0.此时，地幔流对岩石层底面产生的北向和东向应力分量σ_E、σ_N为

(12)

地幔对流对岩石层底面产生的应力大小σ、方向β为

(13)

依据点质量模型(Bowin，1983)：理论上，球谐函数系数的场源深度H与阶次n成反比关系，即，H=a/(n-2).由计算应力场σ分解得到低阶、中阶、高阶地幔流切向应力场，可以反映不同深度地幔活动特征.因此，利用式(10)、(11)、(12)，依据EGM2008模型及卫星重力提供的球谐函数系数C_nm、S_nm，以及球函数P_nm，可计算得到华南陆缘岩石圈不同深度层面的应力σ.

华南陆缘高热流区是我国最主要的花岗岩分布区，花岗岩中放射性元素生热是地壳浅层重要热源.东南沿海地表岩石生热率较高(赵平等，1995)，粤、闽地区大面积出露的花岗岩生热率局地甚至超过2.8 μW·m^-3，影响和控制了浅层地壳温度.汪集旸等(2012)计算了中国大陆10 km以浅深度的温度，如图 2a.在10 km深处，华南陆缘为高温分布区，温度高达200 ℃以上，个别地区达250 ℃.图 2b为本文计算的10 km深度温度分布，温度在100~250 ℃之间，与汪集旸等(2012)的计算结果一致(图 2a).

图 2

Fig. 2

图 2 浅层地壳温度计算结果 (a)前人10 km深度温度结果(汪集旸等2012)；(b)本文10 km深度温度计算结果；(c)研究区居里面深度图；(d)居里面深度统计；(e)居里面温度统计. Fig. 2 Calculation results of shallow crust temperature (a) Calculation results of 10 km depth temperature by predecessor (Wang et al., 2012); (b) Calculation results of 10 km depth temperature in this paper; (c) The Curie interface depth map of the study area; (d) Curie interface depth statistics; (e) Curie interface temperature statistics.

图 2c是功率谱法反演航磁异常得到的华南陆缘居里面深度，与前人结果(熊盛青等，2016)接近一致.理论上，居里面(Curie Point isotherm surface)是表征接近铁磁性矿物消磁温度(居里温度点)的深度界面，对应磁性壳层的底界面，也称作居里点深度(Curie Point Depth, CPD)或磁性层底界面深度(Magnetic Layer Bottom Depth, MLBD).实验室中，各类铁磁矿物的消磁温度大致为：磁黄铁矿300~350 ℃，磁铁矿575~585 ℃，镍铁矿760~800 ℃.当含有这些磁性矿物地层的温度接近消磁温度时，磁性特征逐渐消失.居里面是衡量地壳热状态的重要界面(Arnaiz-Rodríguez and Orihuela, 2013；Salazar et al., 2016)，可以用来约束中、下地壳温度计算结果.图 2c中，居里面深度在19~38 km之间，深度起伏变化大.高热流异常区，居里面浅，低热流区，居里面深.依据航磁反演的居里面深度，计算出的温度在220~590 ℃之间，表明华南陆缘地壳中铁磁性矿物种类丰富，不同矿物消磁温度不集中.图 2d、图 2e是居里面深度、温度的统计结果.其中，居里面深度统计值为23 km，居里点温度为475 ℃.该区统计得到的居里点温度介于实验室测定的磁黄铁矿(300~350 ℃)、磁铁矿(575~585 ℃)居里点温度之间.

图 3a是23 km深度的温度分布.该深度相当于平均居里面深度，其温度分布在220~590 ℃之间，局部高温区温度达500 ℃以上，平均温度为475 ℃.图 3b是华南沿海地区的莫霍面深度图(熊小松等, 2009；沈玉松等，2013；黄海波等，2014).莫霍面总体由西北向东南逐渐抬升，表现出大陆地壳向大洋地壳的缓慢过渡，地壳厚度在25~34 km之间.依据莫霍面深度计算的温度如图 3c所示.华南沿海地区莫霍面温度在400~650 ℃之间，平均温度550 ℃.莫霍面平均温度可以用来判断大陆岩石圈挤压收缩变形程度.大陆岩石圈流变强度受岩性、温度结构控制(Ranalli, 1995)，如果莫霍面平均温度高于650 ℃，则地壳温度是控制流变强度的主要因素，无论怎样的岩性结构，岩石圈收缩变形过程都表现为单纯剪切.如果莫霍面温度低于550 ℃，则岩性结构是控制岩石圈流变强度和变形方式的主导因素.因此，华南陆缘莫霍面之上，温度低，构造变形和岩石圈流变强度受控于岩性组成结构；莫霍面之下的岩石圈地幔，温度高于650 ℃的区域，构造变形和流变强度受控于温度结构.

图 3

Fig. 3

图 3 深层地壳温度计算结果 (a) 23 km深度温度结果；(b)莫霍面深度；(c)莫霍面温度；(d) AB剖面温度(剖面位置如图 3a)；(e) CD剖面温度(剖面位置如图 3a). Fig. 3 Calculation results of deep crust temperature (a) The temperature results at the depth of 23 km; (b) The depth of Moho; (c) The temperature of Moho; (d) The temperature of the AB section (the position of the section is shown in Fig. 3a); (e) The temperature of the section of the CD (the position of the section is shown in Fig. 3a)

图 3d、3e是地壳温度计算结果的剖面展示.其中，图 3d为AB剖面(南宁—广州)的温度结构，莫霍面之下，温度为单峰凸起高温区.在温度峰值处，莫霍面下凹，与650 ℃等温线相切.475 ℃等温线所代表的居里面与莫霍面呈“镜像”上凸.在高温峰值区，二者深度相差约10 km.图 3e为CD剖面(南昌—福州)的温度结构，为双峰模式，莫霍面沿剖面变化平缓，莫霍面之下存在两个高温区，与莫霍面相交的峰值温度均达到650 ℃.总体上，剖面温度结果显示，该区地壳温度较低，大于650 ℃高温区都在莫霍面以下，再次证明该区为“冷壳热幔”型热结构，与壳、幔热流比例得到结论一致(图 1c).

大尺度构造事件对热演化格局影响明显，会在地壳温度结构中留下痕迹.华南陆缘三叠纪、早-中侏罗世、晚侏罗世-早白垩世发生的岩浆活动，形成沿海岸线北东向展布的构造-岩浆活动带，在地壳温度结构中明显对应高温分布区(图 2b、图 3a、3c).同样，反映居里面深度的475 ℃等温面、平均温度550 ℃的壳-幔界面(Moho面)，也可以分辨出不同时期岩石圈聚敛增生-碰撞造山、新生地壳生长再造、挤压-伸展构造转换等活动留下热效应，比如，23 km深度面和莫霍面上，南昌—武汉—长沙之间的三角地带为低温区，南昌—福州—广州之间的三角地带为高温区，二者明显不同的热格局对应了不同的构造转换与地壳再造过程.

由于上地幔缺乏热学约束，利用地表热流对深部温度进行稳态热传导求解外推时，热物性参数的估算误差传递随深度的增加，会极大降低深部计算温度的可靠性.因此，本文采用地震层析成像结果，结合实验确定的矿物成分、温度、压力对波速的偏导数，反演波速扰动，求解相应的温度扰动，进而得到上地幔温度结构(An and Shi, 2006；安美建等，2007).

利用Feng和An(2010)的V_s数据资料，本文计算的华南陆缘上地幔温度如图 4所示.其中，图 4a为90 km深度的上地幔温度，温度范围在950~1250 ℃之间，总体由西北向东南逐渐抬升，表现出由大陆低温地幔区向大洋高温地幔区过渡的形态.图 4b为120 km深度的上地幔温度，温度范围在1050~1400 ℃之间，高温中心逐渐向北东方向汇拢，1400 ℃的高温区主要位于杭州湾之下.图 4c为150 km深度的上地幔温度，温度范围在1200~1450 ℃之间，形态与120 km深度的温度形态类似.图 4d为220 km深度的上地幔温度，温度范围在1500~1700 ℃之间，在闽、赣之间形成一个1650 ℃高温圈闭.该高温圈闭近似为长轴北东向的椭圆状.图 4表明，120 km深度(图 4b)上，华南陆缘的东南侧温度已达到1300 ℃，处于岩石圈底界.

图 4

Fig. 4

图 4 上地幔温度计算结果 (a) 90 km深度温度结果；(b) 120 km深度温度结果；(c) 150 km深度温度结果；(d) 220 km深度温度结果. Fig. 4 Temperature calculation results of upper mantle (a) The temperature results at 90 km depth; (b) The temperature results at 120 km depth; (c) The temperature results at 150 km depth; (d) The temperature results at 220 km depth.

图 5是反演的“热”岩石圈底界1300 ℃等温面深度.图中，岩石圈底界深度在100~150 km之间，东浅西深，杭州最浅，约为100 km.福州约115 km，南昌约120 km，广州约125 km，长沙与南宁约135 km.长沙—南宁向西呈环形加深至150 km以上.整体上，华南陆缘岩石圈厚度以南昌—广州为轴，西部厚，东部薄，由西向东“波浪状”变薄.

图 5

Fig. 5

图 5 “热”岩石圈底界深度及计算结果的对比与检验 P1~P6点的位置如图 4a所示.图中，左侧黑色点划线-含水(湿)橄榄岩的熔融温度线，右侧黑色点划线-不含水(干)橄榄岩的熔融温度线(Thompson, 1992)；中间红点划线-地幔岩石熔融绝热等温线(~1300 ℃)；蓝色实线-前人结果(安美建和石耀霖，2007)；红色双点划线-本文计算结果. Fig. 5 Comparison and verification of the depth of the "hot" lithosphere and calculation results The positions of P1 to P6 are shown in figure 4a. In the figure, the black dotted line on the left—the melting temperature line of Aquifer (Wet) Peridotite, the black dotted line on the right—the melting temperature line of the non-aqueous (dry) peridotite (Thompson, 1992); the red dotted line on the middle-mantle rock melting adiabatic isotherms (~1300 ℃); the blue solid lines-previous results (An and Shi, 2007); the red double-dashed lines—the results of this paper.

岩石圈底界温度的S波速反演关键是约束上地幔顶部温度.为避免Moho面附近波速值的不确定性对温度反演结果的影响，本文将稳态热传导模型的底边界设在60 km深度，作为上地幔顶部温度约束.安美建和石耀霖(2007)在计算中国大陆地区上地幔温度时，考虑整个中国大尺度范围，以80 km深度为稳态热传导模型的底边界，约束上地幔顶部温度.为对比检验二者的结果，图 5给出了本文计算的上地幔温度结果(红色双点划线)与安美建和石耀霖(2007)计算的上地幔温度计算结果(图 5中蓝色实线).可以看出，二者在60 km深度的温度存在差别，主要是二者的上界面深度不同所致.在80 km深度以下，二者无论变化形态，还是变化幅值，都十分接近.本文计算结果表明(图 5中红色双点划线)，在P1点(113°E，27°N，福建泰宁附近)，100~140 km深度基本保持在地幔岩石熔融绝热等温线.在P2点(116°E，28°N，江西抚州附近)，100~140 km深度高温地幔熔融形成高热异常活动区.在P3点(119°E，29°N，浙江衢州附近)，约100 km深度达到1300 ℃.在P4点(112°E，24°N，广东怀集附近)，约135 km深度达到1300 ℃.在P5(115°E，25°N，江西定南附近)，约120 km深度达到1300 ℃.在P6点(118°E，26°N，福建三明附近)，约110 km深度达到1300 ℃.

岩石圈厚度和底界形态的变化，与黏度有关.作为地幔对流上边界层的岩石圈，当其底部黏度减小，会变得不稳定，成为次级对流活动的一部分，华南岩石圈地幔只有低黏度条件下，才能在软流圈地幔作用下，由西向东“波浪状”变薄.黏度与含水量相关，含水量高，岩石圈地幔黏度小.华南陆缘岩石圈地幔的含水量与太平洋俯冲活动有关，太平洋板块俯冲对华南陆缘的影响主要集中在175~85Ma期间，此期间，岩石圈地幔受俯冲洋壳流体的影响，含水量高，黏度小，具备形成岩石圈地幔由由西向东“波浪状”变薄的力学前提.此外，含水量也是降低岩石熔点、提升岩浆熔融程度的重要参量.三叠纪、早-中侏罗世、晚侏罗世-早白垩世发生的岩浆活动，是在高含水量岩石圈地幔基础上、源自地壳的被改造熔体.85Ma之后，华南成为被动陆缘，岩石圈地幔中，不断的部分熔融导致其含水量随壳源熔体提取而逐渐减少，最终形成地壳强度高、温度低的稳定岩石圈.

利用卫星重力场模型，结合岩石圈板块构造边界应力场资料，本文计算了地幔流切向应力场，如图 6所示(Runcorn, 1964, 1967；Bowin, 1983；吴建平等，1992；傅容珊等，1994；张健等，2017)，将图 6与图 4结合，可以开展华南陆缘动力学分析.

图 6

Fig. 6

图 6 华南陆缘地幔流应力场特征 (a)、(b)、(c)、(d)重力位球谐系数计算的2-72阶、2-51阶、2-42阶、2-29阶地幔归一化切向应力(无量纲数值区间[-1, 1]) Fig. 6 haracteristics of the stress field of mantle flow in the continental margin of South China (a), (b), (c), (d) Mantle-normalized tangential stress calculated by spherical harmonic coefficients of 2-72, 2-51, 2-42, and 2-29 orders of gravity field model (dimensionless numerical interval [-1, 1])

图 6a、6b、6c、6d分别为2-72阶、2-51阶、2-42阶、2-29阶地幔流归一化切向应力场.归一化处理将不同阶次重力位系数计算的切向应力归算到[-1, 1]区间，无量纲单位.图中正值(红色)区域为“拉张”应力区或“上升”构造区，负值(蓝色)区域为“挤压”应力区或“下沉”构造区.不同阶的应力场反映不同深度地幔流的活动特征，与地幔物质密度、地壳构造活动等关系密切.低阶场对应深部、高阶场对应浅部，深度H与阶次n成反比(Bowin, 1983).图 6a大致反映90 km深度地幔物质的活动特征，呈现挤压-伸展相间、相互转换的构造格局.图 6b、图 6c分别反映120 km、150 km深度的地幔物质活动特征，这两个深度位于“热”岩石圈底界附近，活动特征相似.图 6d大致反映了220 km深度地幔物质的活动特征，地幔流应力场形态简单，与图 4d的温度分布形态相近.

华南陆缘具有漫长复杂的地质演化记录，在不同时期大陆岩石圈聚敛增生-碰撞造山、地壳生长再造，形成挤压-伸展转换构造格局.在三叠纪、早-中侏罗世、晚侏罗世-早白垩世发生岩浆活动，形成北东向展布、平行海岸线的长约600 km构造-岩浆活动带(图 1c).这些地质过程，与太平洋板块俯冲-后撤和深部壳幔相互作用密切相关(毛建仁等，2014；姜耀辉和王国昌，2016).太平洋板块的俯冲活动，不但经历过俯冲角度、俯冲方向变化，而且在早中侏罗世出现折断、陷落、后撤等过程.浙闽火山岩研究认为(夏炎等，2016；Liu et al., 2016)，俯冲后撤过程是非同步后撤，中生代时沿北西向俯冲于中国东南部大陆岩石圈之下的太平洋板片，在145~118 Ma南东向的后撤过程，南部先后撤，至110 Ma之后发展为高角度俯冲.北部后撤晚并在晚中生代时，俯冲方向发生改变(Sun et al., 2007)，在125 Ma时由南西向转变为北西向.南北两侧后撤不同步及俯冲角度不一致，导致俯冲板片撕裂(Wu et al., 2012).层析成像显示(Huang et al., 2010)，华南高热流区上地幔内存在显著的P波低速异常，对应薄岩石圈，可能是俯冲作用下的地幔上升流.分析认为，中生代晚期岩浆活动在上地幔形成的岩浆房，成为新生代上升地幔流通道，并被地幔流重新加热，形成低速异常.同时，沿海地区地幔最上部存在明显的P波高速异常，对应莫霍面附近的低温区，可能是冷却的晚中生代火成岩所致，说明新生代地幔上升流对地壳影响不明显.根据前人研究，结合壳幔温度结构、地幔流应力场计算结果，本文分析了华南陆缘地球动力学背景，结果如图 7所示.

图 7

Fig. 7

图 7 华南陆缘地球动力学背景分析 等温线单位：单位℃. Fig. 7 Analysis of the geodynamic background of the continental margin of South China Unit of isotherm: ℃.

图 7中，右侧黑色箭头表示太平洋板块俯冲作用，两个黑色箭头的方向不同，表示俯冲板块北侧与南侧的撕裂，撕裂角度为Δθ.与太平洋板块俯冲活动相伴的地幔对流活动是控制华南陆缘深部结构及热-构造的主要因素(赵海玲等，2003；何丽娟等，2001；Hu et al., 2000).华南大陆地幔流场总体为东南方向(图 7中白色箭头所示)(朱涛等，2011)，受太平洋板块西北向的俯冲阻挡，地幔流在不同深度形成不同的构造格局(图 6).在220 km深度，形成叠加在深部东南向对流区域场之上的局部对流扰动，扰动中心位于南昌附近.在120 km、150 km深度，形成沿广州—福州—杭州的更次一级扰动活动带.在90 km深度，分离为两个北东向展布的扰动条带，北侧扰动条带沿南宁—长沙—武汉分布，南侧扰动条带沿广州—福州—杭州分布.

太平洋板块俯冲在岩石圈底部产生的不稳定地幔热对流扰动(图 7中底层黑色弧形箭头所示)，不断给岩石圈热量，热量大小受扰动对流层厚度和温差控制，促使华南陆缘岩石圈力学薄弱带发生构造活化，从而有利于岩浆活动的发生.华南陆缘岩浆活动在时间和空间上明显相关于太平洋俯冲事件.时间上，华南陆缘在中侏罗世(约175±5 Ma)进入太平洋板块南北向斜俯冲构造体系，晚侏罗世早期以后(约120 Ma)进入太平洋板块西向俯冲构造体系，白垩世中期(85±5 Ma)成为被动陆缘.其中，大规模岩浆活动、区域性构造伸展和大规模成矿，均与太平洋板块俯冲速率、俯冲方向变化的时间对应.空间上，华南大陆主要构造格局由东西向转为北东向，不同期次的岩浆岩带走向及大型构造带走向，也都显示出与太平洋板块俯冲的相关性.太平洋板块俯冲强烈影响华南陆缘上地幔物性结构与流变特性，引发局部不稳定地幔热对流扰动.不稳定的扰动对流活动，导致减压熔融、地幔物质向上流动，增强了流体交代、熔融作用和岩浆活动，形成不同的岩浆活动高峰期.

岩石圈之下小尺度地幔对流扰动热、地壳表层花岗岩内的放射热，是华南陆缘壳幔温度结构主要控制因素.地壳浅层花岗岩放射热是华南陆缘东南沿海地区地表水热资源的重要热源，地幔对流热则影响和制约岩石圈地幔的厚度变化.图 7中，650 ℃等温线以浅主要对应岩石圈地壳部分，华南陆缘地壳温度不高，居里面深度较大、莫霍面平均温度较低，呈现出地壳结构稳定、构造活动性不强的特征.1400 ℃之下为地幔熔融部分，是地幔参与对流、具备构造活动性的部分.在650~1400 ℃之间的1300 ℃等温线代表“热”岩石圈的底界.华南陆缘岩石圈厚度在110~150 km之间，其薄厚差异在40 km左右.岩石圈厚度小的地区，强度相对较弱，更易于成为构造-热事件强烈和应变集中的区域.晚古生代太平洋板块的俯冲活动，虽然产生不稳定地幔热对流扰动，在薄弱带发生构造活化，有利于岩浆活动，但晚白垩世以后，地壳温度不高、结构与构造活动稳定，深部地幔的小尺度热扰动对流活动不会改变现今岩石圈的整体稳定属性.

华南陆缘是中国大陆具有独特动力学背景的岩浆-构造演化带，本文以岩石学研究结果为基础，利用地震、重力、地热资料，计算了华南陆缘壳、幔温度，以及地幔流应力场，主要结论如下：

(1) 华南陆缘地表为高热流异常区，其东南沿海热异常区的最高热流值达220 mW·m^-2，壳幔热流比为0.72，热结构为“冷壳热幔”型.但是，高热流区内，平均地温梯度不高，介于20~25 ℃·km^-1之间(袁玉松等，2006)，表明地壳构造活动稳定.地表大部分区域岩石生热率较高，粤、闽地区花岗岩生热率甚至超过2.8 μW·m^-3，晚中生代花岗岩中的放射性元素生热是地壳浅层地下水热活动的主要热源.

(2) 地壳温度结构：沿海地带，地壳10 km以浅深度为高温分布区，温度高达200 ℃以上，个别地区达250 ℃.但地壳整体温度相对不高，莫霍面平均温度550 ℃.地壳构造变形主要受控于岩性结构，而不是温度.功率谱法反演得到的居里面深度19~38 km之间，统计居里点温度为475 ℃，介于实验室测定的磁黄铁矿、磁铁矿居里点之间.

(3) 地幔温度结构：90 km深度，温度在950~1250 ℃之间，总体由西北向东南逐渐抬升.120 km深度，温度在1050~1400 ℃之间，高温中心逐渐向北东方向的杭州湾汇拢.150 km深度，温度在1200~1450 ℃之间，与120 km深度的温度形态类似.220 km深度，温度在1500~1700 ℃之间，在闽、赣之间形成长轴北东向的椭圆状高温圈闭.

(4) 华南陆缘“热”岩石圈底界在110~150 km之间，以南昌—广州为轴，东薄西厚.推测是太平洋板块西向俯冲、以及俯冲期间的富含水性，导致岩石圈地幔由西向东“波浪状”减薄.太平洋板块俯冲对华南陆缘的影响主要集中在175~85 Ma期间，此期间岩石圈地幔受俯冲洋壳流体的影响，含水量高，粘度小.含水量高降低岩石熔点、提升岩浆熔融程度，是三叠纪、早-中侏罗世、晚侏罗世-早白垩世发生岩浆活动的重要条件.

(5) 地幔流切向应力计算结果表明，岩石圈地幔为挤压-伸展相间的构造格局，220 km深度地幔流应力场为长轴SW-NE向展布椭圆.分析认为，东南部晚中生代的岩浆活动与太平洋板块的俯冲作用相关，太平洋板块俯冲对深部地幔流的阻挡，在区域性东南向地幔对流背景上产生北东向次级热对流扰动，导致岩石圈地幔向东减薄.热对流扰动引起上地幔减压熔融、地幔物质向上流动，增强了流体交代、熔融作用和岩浆活动，形成不同的岩浆活动高峰期.华南陆缘有规模的岩浆活动在早白垩世基本完成，现今地壳温度不高、构造活动稳定.

本文研究结果可为华南陆缘深部构造热演化过程、中生代岩浆活动模式等提供参考依据.需要说明的是，一些核心科学问题，如，太平洋板块俯冲的运动学(俯冲角度、速度、方向、时间等)和动力学(俯冲板片后撤、撕裂、折断、陷落等)、岩浆源区深部岩石圈地幔脱水机制、地幔流动状态与小尺度热对流扰动等，需要综合地质、地球物理、地球化学研究，开展定量数值模拟、实验分析与反演计算，提升对华南陆缘构造-岩浆活动机制、过程、规律等问题的认识.