中國陸地熱巖石圈厚度及其地球動力學意義

陳超強， 何麗娟*， 焉力文， 武金輝

1 中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室， 北京 100029 2 中國科學院地球科學學院， 北京 100029 3 中國科學院大學， 北京 100049

0 引言

中國陸地位于亞歐板塊、太平洋板塊和印度—澳大利亞板塊匯聚之處,由不同規模的穩定陸塊和造山系構成,包含中部的華北克拉通、南部的揚子克拉通和西北的塔里木克拉通以及北部的天山—興蒙造山系、西南的西藏—三江造山系、中部的秦祁昆造山系以及東南的武夷—云開—臺灣造山系(潘桂棠等, 2009).中國陸地現今的構造格局主要受控于東部太平洋板塊的俯沖以及西南方向印度—澳大利亞板塊和歐亞板塊的匯聚過程,是研究板塊相互作用過程中巖石圈反應機制的理想實驗室.對中國陸地巖石圈結構的研究有助于我們更好地理解控制構造格局的地球動力學機制.巖石圈的概念起源于19世紀末至20世紀初,指的是固體地球最外部的圈層,但是不同學科對其定義往往存在一定的差異,如熱巖石圈強調以傳導為主要傳熱方式,地震學通過地震波波速和各向異性變化來區分軟流圈和巖石圈,力學巖石圈強調高強度等等 (Eaton et al., 2009) .其中,熱巖石圈和地震巖石圈經常被拿來做對比,介于熱巖石圈底界和和地震巖石圈之間的部分的傳熱方式包括傳導和對流兩種,被稱為流變邊界層(何麗娟, 2014).數值模擬研究表明,對于華北克拉通而言,介于熱巖石圈底界和地震巖石圈底界之間的流變邊界層的厚度和克拉通破壞的程度密切相關(He, 2015).對中國陸地熱-震巖石圈差異的研究可以增進我們對深部地球動力學機制的理解.

熱巖石圈厚度和地震巖石圈厚度是計算流變邊界層的厚度的前提條件. 從對比地震巖石圈厚度和熱巖石圈厚度的角度出發,前人對中國陸地熱巖石圈厚度的研究存在四點問題: (1)研究重點在于結合地震資料和地熱資料綜合研究巖石圈厚度，而非探究熱巖石圈底界和地震巖石圈底界的差異(An and Shi, 2006; 汪洋和程素華, 2011, 2013; 王愷等, 2020; 單斌等, 2021); (2)沒有對地殼進行分層處理,計算誤差較大 (汪洋等, 2001); (3)以某一盆地為研究對象,得出該地區熱巖石圈厚度的平均值,忽略了巖石圈厚度在水平方向的差異性 (劉紹文等, 2005; 焦亞先等, 2013); (4)研究集中在一些熱點盆地中,中國陸地存在大量的研究空白區,比如南華北的研究數量遠遠小于渤海灣盆地. 因此，為了對比分析地震巖石圈和熱巖石圈厚度的差異，我們需要對中國陸地的熱巖石圈厚度進行重新計算.

本研究依靠最新的中國大地熱流數據、精細的地殼分層結構,通過求解一維穩態熱傳導方程來獲得各個熱流測量點對應的熱巖石圈厚度,進而獲得了中國陸地熱巖石圈厚度分布,并在此基礎上探討了全國的熱巖石圈和地震巖石圈底界的差異(流變邊界層)之于巖石圈演化的重要意義.

1 數據與方法

傳熱方式分為熱輻射、熱傳導和熱對流三種,對于熱巖石圈而言,熱傳導為主要傳熱方式,瞬態熱傳導方程為

(1)

一維穩態條件下有:

(2)

其中,K為熱導率(W·m-1·K-1);T為溫度(K);Z為深度(km);A為生熱率(μW·m-3). 計算所采用的巖石圈模型在垂向上可以分為蓋層、上地殼、中地殼、下地殼和巖石圈地幔共計5層,對各個地區各層位分別賦予相應的生熱率A、熱導率K等巖石熱物性參數,地表溫度設置為T0=0 ℃. 對于生熱元素均勻分布的一層,有

(3)

其中,i為構造層數,取自然數(1,2,3,…);Zi為第i層的厚度(km);Tifloor和Tibottom分別為第i層上下界面溫度(℃);Ai為第i層生熱率(μW·m-3);Ki為第i層熱導率(W·m-1·K-1);qifloor為第i層頂界處的熱流值(mW·m-2).

對第i層而言,上下界面的熱流之間的關系為

qibottom=qifloor-AiZi，

(4)

qibottom為第i層底界處的熱流值(mW·m-2)

Ztherm=∑Zi，

(5)

Ztherm為熱巖石圈厚度(km).

熱巖石圈厚度的計算依賴于地溫場的穩定性和熱流測量值的準確性 (焦亞先等, 2014),一維穩態熱傳導模型主要適用于穩定的克拉通地區. 前人研究表明,大地熱流值是影響計算所得熱巖石圈厚度的主要因素 (Liu et al., 2016),在模型其余參數不變的前提下,大地熱流增加10%會帶來熱巖石圈厚度計算結果 18%的變化,而沉積物、上地殼和中地殼、下地殼以及巖石圈地幔熱導率和生熱率變化10%會帶來熱巖石圈厚度變化1%～7%,因此,為了提升熱巖石圈厚度計算的精確度，我們需要選取可靠的大地熱流值和各個地區的地殼分層厚度、熱導率生熱率.

大地熱流數據采用姜光政等 (2016)匯編的 《中國大地熱流數據匯編第四版》 中的A、B類高質量數據,并對數據進行了進一步的篩選,去除掉福建的四個井深過淺的數據; 對于每一個熱流測量值點位的地殼分層厚度,通過對CRUST 1.0模型與之相鄰的四個節點進行線性插值得到; 各構造層的生熱率與熱導率則通過查找文獻分地區進行設置(表1),巖石圈地幔的熱導率設定為2.9 W·m-1·K-1,生熱率設定為0. 利用回剝法逐層計算各層底界的溫度以及巖石圈地幔的厚度,最后獲得測量點對應的熱巖石圈厚度Ztherm.

表1 中國陸地各個構造單元地殼各層生熱率和熱導率設置Table 1 Geothermal parameters for 4 crustal layers in different regions in China

2 計算結果

由于大地熱流的測量有一定的誤差,各構造層生熱率、熱導率的設置難免與真實值之間存在一定的差距,在計算過程中會出現一些異常值,我們需要去除掉計算結果中莫霍面溫度大于1300 ℃的異常值,另外世界上巖石圈最厚的典型克拉通之一的西伯利亞克拉通的地幔熱流約17 mW·m-2(Artemieva and Mooney, 2001),我們去除掉地幔熱流小于7 mW·m-2的異常數據. 對814個點的熱巖石圈厚度使用克里金插值法進行數據網格化,使用Albers投影方式繪制等值線圖(圖 1),中央經度取105°E,第一標準緯線為25°N,第二標準緯線為47°N.

圖1 中國陸地熱巖石圈厚度分布Fig.1 The contour of the thickness of the thermal lithosphere for mainland China

總體來看,中國陸地地區熱巖石圈厚度差異較大,穩定的克拉通地區最厚,可達200 km以上,造山系次之,多在100～200 km之間,破壞的克拉通地區巖石圈最薄,可以低于100 km .

華北克拉通西部熱巖石圈厚度較大,從鄂爾多斯西北緣到汾渭凹陷區熱巖石圈厚度逐漸變小,鄂爾多斯盆地西部熱巖石圈厚度可達200 km以上,向東、東南方向逐漸變薄,汾渭凹陷區往往只有100～120 km厚. 與西部相比,華北克拉通東部熱巖石圈厚度更小,除了南華北之外,自西向東逐漸變薄,從華北克拉通中部的100～150 km降低到渤海灣盆地的80～100 km. 南華北的熱巖石圈厚度較大,在150～200 km之間. 塔里木克拉通西北部熱巖石圈厚度最大,可達200 km以上,而東南部則相對較薄,只有120～140 km.中-上揚子克拉通的熱巖石圈厚度整體較厚,均在180 km以上,值得注意的是四川盆地中東部熱巖石圈厚度較小(120 km),可能跟側向熱傳遞相關,本研究中計算采用的是一維穩態熱傳導模型,不考慮側向熱傳遞,但前人研究表明 (熊亮萍和高維安, 1982; 徐明等, 2011),熱量向上傳遞過程中會由基底凹陷區向基底隆起區匯聚,即發生側向的熱傳遞,從而使四川盆地中心隆起區的大地熱流高于四川盆地的其他地區,使得我們依靠一維穩態熱傳導方程計算得出的熱巖石圈厚度偏小,從而導致了局部的異常值. 從中揚子到下揚子的熱巖石圈厚度逐漸變小,下揚子可小于100 km.

天山—興蒙造山系西部熱巖石圈厚度較大,與臨近的塔里木克拉通相接部分厚度超過200 km,向東逐漸變薄; 天山—興蒙造山系東部的大興安嶺熱巖石圈厚度較大,約150 km,松遼盆地熱巖石圈厚度較小,約80 km,松遼盆地以東約150 km厚. 秦祁昆造山系則呈現出西北高、東南低的特征,西北部可達200 km,而東南部的秦嶺—大別地區熱巖石圈厚度僅有100 km左右. 西藏—三江造山系的有效結果較少,青藏地區只有一個 (點位90.47°E,30.11°N,其地表熱流值為83 mW·m-2,其蓋層、上、中、下地殼各層厚度分別是0.0648 km、36.7190 km、17.6306 km以及19.0882 km,總地殼厚度約73.5 km),約180 km. 武夷—云開—臺灣造山系的熱巖石圈厚度多在150 km以下,且從西北向東南逐漸變小,靠近揚子克拉通一側較厚,約150 km,而向東南逐漸遞減到80 km以下.

場景假設：假設LISP網絡a的X節點需要借助虛擬專用網絡來進入網絡b。網絡a與網絡b的隧道路由器的網絡側接口分別為if0和if1，且兩個網絡的IP承載網測接口分別為if1和if0。

3 討論

3.1 人工插值與濾波處理

繪圖時把數據網格化的方法是克里金插值法,克里金插值法的效果依賴于數據的數量和分布特征. 而青藏—三江造山系有效數據點較少,導致我國西北部熱巖石圈厚度的插值效果較差,因此,根據潘桂棠等(2002)提出的構造分區進行補充人工插值,對岡瓦納北緣晚古生代-中生代岡底斯—喜馬拉雅構造區取區內點(90.47°E,30.11°N)的厚度188 km插入15個人工數據點(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),對于泛華夏大陸晚古生代羌塘—三江構造區則取通構造區內四川盆地西北部五個點的平均值194 km賦予區內21個人工插值點( 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). 重新繪制熱巖石圈厚度分布圖2a,與圖1相比,青藏—三江造山系、秦祁昆造山系以及塔里木克拉通東南部的熱巖石圈厚度分布變化的更加平滑,圖件得到了一定程度的優化.

熱巖石圈厚度分布圖中有很多局部異常值,且巖石圈厚度在水平方向上變化劇烈,可以使用高斯濾波對結果進行處理,消除局部異常值造成的影響,使得巖石圈厚度變化更加平緩,同時保持其本身的特征(暢柳等,2018).圖2b,c,d分別是進行1次、2次和3次濾波后的結果. 濾波處理并不改變熱巖石圈厚度分布的整體態勢,主要消除了局部異常值的影響,而且濾波次數越多,消除效果越明顯,3次濾波處理后熱巖石圈厚度分布圖中的局部異常數量大幅度減少，且巖石圈厚度在水平方向上的變化更加平緩.

圖 2 對中國陸地熱巖石圈厚度進行人工插值(a )和一次(b)、兩次(c)、三次(d )高斯濾波處理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 熱巖石圈厚度與大地熱流

大地熱流是計算熱巖石圈厚度所需要的重要參數,但是熱巖石圈厚度不僅與大地熱流有關,還跟地殼分層結構和各構造層的生熱率、熱導率有關,大地熱流和熱巖石圈厚度并非簡單的對應關系,大地熱流高并不一定對應薄巖石圈. 前人對中國陸地地區大地熱流的研究表明(姜光政等, 2016;Jiang et al.,2019)：華北克拉通東部、揚子克拉通東部、華南的大地熱流較高,我們的計算結果顯示這些地區的熱巖石圈厚度比較薄; 華北克拉通西部、揚子克拉通西部以及塔里木克拉通西北部的大地熱流較小,我們計算得到的熱巖石圈厚度較大,在上述地區熱流和熱巖石圈厚度計算結果對應的較好. 然而,青藏地區是高熱流區(姜光政等,2016;Jiang et al.,2019),我們計算得到的熱巖石圈厚度卻比較大(188 km),原因主要在于大地熱流實際上包含了地幔熱流和地殼中的放射性元素生熱兩部分熱量來源,大地熱流的大小不僅與熱巖石圈厚度相關,也和地殼中生熱元素的含量有關,青藏高原地區的地殼厚度非常大,地殼中生熱元素的總量比較大,貢獻了相當比例的熱流,該地區巖石圈熱結構為“熱殼冷幔”,因此雖然該地區的熱巖石圈厚度很大,熱流卻較高. 此外,青藏地區新生代構造活躍,構造運動過程中所產生的熱量會對巖石圈的熱狀態產生干擾,從而影響地表熱流值的大小和熱巖石圈厚度計算結果.

3.3 熱巖石圈厚度與前人結果對比

An和Shi(2006)基于地震波波速與溫度的關系,通過地震波波速反演溫度場的方法,計算了中國陸地的熱巖石圈厚度,他們的計算結果表明: 中國東部的東北地區、華北克拉通、揚子克拉通東部以及華南的熱巖石圈厚度較小,通常小于100 km,而青藏高原和塔里木克拉通的熱巖石圈厚度較大,約160～220 km. 我們的計算結果總體上和他們的計算結果一致,但是我們的計算結果顯示華北克拉通西部的熱巖石圈較厚,約200 km. 我們通過大地熱流計算熱巖石圈厚度,而他們主要通過地震波波速反演溫度結構,研究方法和計算原理的差別導致了計算結果的差異.

3.4 熱巖石圈和地震巖石圈厚度差異

地震學主要通過地震波波速變化和各向異性變化來區分巖石圈和軟流圈. 前人采用天然面波成像、背景噪聲成像、P波接收函數和S波接收函數來確定中國陸地各個地區的巖石圈厚度,我們對前人研究結果進行總結(表2 )，并用來和熱巖石圈厚度計算結果做對比. 克拉通地區地溫場更加穩定且熱流數據分布更加密集，熱巖石圈厚度計算結果可靠性更高,因此主要對比三大克拉通地區的熱巖石圈厚度和地震巖石圈厚度.

表2 前人對中國陸地地震巖石圈厚度的研究Table 2 Previous studies on the thickness of the seismic lithosphere in mainland China

華北克拉通西部的地震巖石圈厚度研究較多,Chen等(2009)和Zhang等(2019)分別使用S波接收函數進行了研究,由于采取的數據和研究方法的固有誤差,二者研究結果略有不同,前者認為鄂爾多斯盆地中心部位的地震巖石圈厚度超過200 km,銀川—河套地區的巖石圈厚度小于100 km,而后者認為鄂爾多斯核心區的地震巖石圈厚度超過170 km. Peng等(2020)背景噪聲成像結果表明鄂爾多斯的地震巖石圈厚度大于150 km(注: 其研究的最大深度為150 km),而李孟奎等(2018)通過面波層析成像探測到鄂爾多斯西部的巖石圈底界在180 km以深,東部和東南部在80 km左右. 我們的計算結果顯示,華北克拉通西部的熱巖石圈厚度呈現西厚東薄的特征,鄂爾多斯西部熱巖石圈厚度在160 km以上,而東北部的銀川—河套凹陷和東部的汾渭凹陷區的熱巖石圈厚度則不足100 km. 流變邊界層的厚度等于地震巖石圈厚度減去熱巖石圈厚度,鄂爾多斯西部的地震巖石圈厚度參考Chen等(2009)的200 km,則流變邊界層厚約40 km,而東部的凹陷區的熱巖石圈厚度和地震巖石圈厚度幾乎相等,流變邊界層很薄.數值模擬研究結果表明(He，2014),受太平洋俯沖板片脫水的影響,華北克拉通之下地幔對流的活躍程度自西向東逐漸增強,流變邊界層厚度和熱巖石圈厚度均逐漸變小. 鄂爾多斯西部的巖石圈較厚,流變邊界層較厚,東部巖石圈厚度和流變邊界層厚度都變小,與數值模擬結果一致,受控于自西向東逐漸增強的地幔對流.

婁辛輝等(2017)年通過P波S波接收函數對華北克拉通東部的地震巖石圈厚度進行了研究,認為其巖石圈厚度在60～100 km之間,Peng等(2020)通過背景噪聲成像得出渤海灣盆地的地震巖石圈厚度60～80 km,而李孟奎等(2018)通過面波層析成像獲得渤海灣盆地的地震巖石圈厚度在60～70 km之間. 我們的計算結果表明渤海灣盆地的熱巖石圈厚度約80 km,和地震巖石圈厚度相差無幾,流變邊界層厚度很小,與何麗娟(2014)數值模擬結果相吻合,支持華北克拉通東部巖石圈大規模減薄的觀點. 值得注意的是,南華北的熱巖石圈厚度超過150 km,說明南華北依舊保持著巨厚的巖石圈,克拉通穩定性沒有被破壞,顯示出華北克克拉通破壞在空間上的不均勻性.

李孟奎等 (2018)面波層析成像結果顯示揚子克拉通西部的地震巖石圈厚度超過200 km,Peng等(2020)背景噪聲成像顯示揚子克拉通西部地震巖石圈厚度大于150 km(注: 其研究的最大深度為150 km ),而東部在70～100 km 之間. 我們計算得到的揚子克拉通熱巖石圈厚度同樣呈現出西厚東薄的特征,中-上揚子的熱巖石圈約160 km厚,而東部僅有80～100 km.參考李孟奎等 (2018)對中-上揚子克拉通厚度的研究結果(大于200 km),中-上揚子的流變邊界層厚度約40 km,而下揚子的熱巖石圈厚度在80～100 km 之間,和地震巖石圈厚度接近,流變邊界層很薄,即揚子克拉通的巖石圈厚度和流變邊界層的厚度均自西向東逐漸變薄,表明揚子克拉通東部可能遭受了和華北克拉通相似的減薄過程.

李孟奎等 (2018)面波層析成像結果顯示塔里木克拉通西部地震巖石圈厚度在200 km以上,東南部約100 km,而我們計算得到的熱巖石圈厚度同樣呈現出西北厚東南薄的變化趨勢,西北部在180 km以上,而東南部約100 km,流邊界層厚度西北厚,東南薄,說明塔里木克拉通東南部發生了一定程度的減薄.

Zhang等(2014)通過S波接收函數對東北的巖石圈結構進行了研究,得出大興安嶺地區的地震巖石圈厚度在140～160 km之間,松遼盆地的地震巖石圈厚度在100～120 km之間; 潘佳鐵等 (2014)通過背景噪聲成像獲得大興安嶺的地震巖石圈厚度約110 km,松遼盆地的地震巖石圈厚度約100 km; 李孟奎等 (2018)面波層析成像結果顯示松遼盆地地震巖石圈厚度在60～80 km之間. 大興安嶺的熱巖石圈厚度約150 km,松遼盆地熱巖石圈厚度80～100 km,和地震巖石圈厚度十分接近,流變邊界層厚度很薄.

4 結論

本文依靠最新的中國大地熱流數據、精細的地殼分層結構,通過分區域設置熱參數降低計算誤差,求解一維穩態熱傳導方程來獲得中國陸地熱巖石圈厚度分布,并繪制成等值線圖,結合前人對地震巖石圈厚度的研究,通過對比克拉通地區的熱巖石圈和地震巖石圈厚度的差異,獲得了如下認識:

(1) 中國陸地地區熱巖石圈厚度差異較大,穩定的克拉通地區最厚,可達200 km以上,造山系次之,多在100～200 km之間,破壞的克拉通地區巖石圈最薄,可以低于100 km;

(2) 塔里木克拉通西部、中上揚子克拉通、華北克拉通西部以及南華北基本保留了穩定的克拉通巨厚巖石圈特征,而華北克拉通東部的渤海灣盆地、下揚子克拉通以及塔里木克拉通東南部則發生了大規模的減薄;

(3) 華北克拉通西部從鄂爾多斯向東北的銀川—河套凹陷和向東南的汾渭凹陷的巖石圈厚度和流變邊界層厚度逐漸變薄,受控于地幔對流強度的增強; 南華北保持穩定而渤海灣減薄顯著,體現了華北克拉通破壞在空間上的不均勻性;

(4) 揚子克拉通自西向東巖石圈厚度和流變邊界層厚度逐漸變薄,可能受控于太平洋板塊的俯沖,和華北克拉通東部經歷了相似的地球動力學過程.

致謝中國科學院地質與地球物理研究所胡圣標研究員、姜光政博士及其研究團隊多次進行討論并提出寶貴建議，在此表示誠摯的謝意.