川滇地區巖石圈溫度、化學組分結構研究及對巖石圈減薄過程的認識

周萬里, 單斌, 熊熊, 肖陽

中國地質大學(武漢)地球物理與空間信息學院, 地球內部多尺度成像湖北省重點實驗室, 武漢 430074

0 引言

川滇地區地處青藏高原東南緣,是特提斯—喜馬拉雅造山系的東部轉折點之一(Deng et al., 2003),在經歷了古-新特提斯漫長的歷史演化過程后,其強烈的構造變形特征與青藏高原其他邊緣地帶形成鮮明對比,在解釋和建立大陸巖石圈物質變形、青藏高原物質東流模型中扮演著重要角色(Clark and Royden, 2000; Bai et al., 2010; Bao et al., 2015),而對該地區巖石圈結構的深入認識是了解該地區構造變形機制的關鍵.目前的研究表明(Yang et al., 2017; Feng et al., 2022),印度板塊與亞歐板塊間的碰撞和擠壓導致川滇地區南部存在巖石圈減薄的現象,但關于川滇地區南部巖石圈減薄機制問題仍存在較大的爭議.例如:Huang等(2015)在川滇地區開展的地震體波成像結果顯示川滇地區南部存在大范圍的上地幔低速異常,被解釋為印度板塊沿緬甸弧東向俯沖導致川滇地區南部上地幔熱物質上涌,巖石圈發生減薄,巖石圈減薄的機制和動力來源分別為熱侵蝕作用和印度板塊的東向平俯沖作用(Huang et al., 2015; Lei and Zhao, 2016).Chen等(2017)在川滇地區開展的巖石學、地球化學研究發現在川滇南部地區出露部分富鉀鎂鐵質巖石,被解釋為印度板塊與亞歐板塊南北向碰撞導致川滇地區南部巖石圈增厚拆沉,深部的富鉀鎂鐵質巖漿也噴出地表,而巖石圈減薄的機制和動力學來源分別為巖石圈增厚拆沉作用和印度板塊與亞歐板塊的南北向碰撞作用(Chung et al., 1997; Chen et al., 2017; Huang et al., 2019; Feng et al., 2022).這些爭議性問題的存在無疑制約著我們對川滇地區巖石圈減薄過程及其深部動力學背景等研究的深入認識.

巖石圈溫度、化學組分結構是理解大陸巖石圈形成、變形和破壞的重要屬性(Carlson et al., 2005),因此對川滇地區巖石圈溫度、化學組分結構的認識是理解該地區巖石圈減薄過程及深部動力學背景的基礎.巖石圈溫度結構主要是指巖石圈熱厚度及溫度分布,是控制巖石圈巖石學、流變學和動力學的重要參量之一(臧紹先等, 2002).目前對巖石圈溫度結構的研究主要來源于地熱學、地震學和重力學的研究.地熱學研究通過求解穩態熱傳導方程得到巖石圈溫度結構,地表熱流值作為方程的邊界條件(Hu et al., 2000).但是一方面,大陸地區地表熱流測量十分昂貴,因此川滇地區所擁有的地表熱流十分稀少且分布不均勻;另一方面,求解穩態熱傳導方程所需的巖石熱參數(生熱率和熱傳導系數)取值缺乏約束,求解方程后得到的巖石圈溫度結構不確定度較高.而地震、重力學研究(Priestley and McKenzie, 2006, 2013; An and Shi, 2006; Fullea et al., 2007; 單斌等, 2008)基于實驗室模擬的經驗轉換關系得到與實際地震/重力資料一致的溫度結構(Zeyen and Fernàndez, 1994; Priestley and McKenzie, 2006, 2013; Jiménez-Munt et al., 2008; Ritsema et al., 2009; Cammarano et al., 2011),但是由于巖石圈波速/密度結構受到溫度和化學組分結構的共同作用,導致波速/密度結構與溫度結構間的轉換關系不準確,加之相關參數難以約束,其所造成的誤差使得不同研究結果間存在較大爭議(Priestley and McKenzie, 2006, 2013; Fishwick, 2010; Becker, 2012).上述這些因素共同制約了地熱學、地震學、重力學方法對巖石圈溫度結構精確度和空間分辨率的確定.此外,先前的研究(Priestley and McKenzie, 2006, 2013; Yang et al., 2017; Feng et al., 2022)基于不同研究方法得到川滇地區南部巖石圈較薄,表明該地區經歷了巖石圈減薄的過程,但是這些研究難以回答川滇地區南部巖石圈減薄機制及其動力來源等問題,而化學組分結構能夠提供巖石圈減薄過程的更多信息.

巖石圈化學組分結構是指構成地殼、地幔巖石中各種礦物和元素的含量,是控制巖石圈密度、波速等物理性質的重要參數,也是巖石圈地幔演化研究和礦產資源開發的地球化學依據(Rudnick et al., 1998).目前,對川滇地區巖石圈化學組分的認識主要來自地球化學或者巖石學研究.通過對川滇地區南部出露的富鉀鎂鐵質巖石的分析,Chen等(2017)認為由于印度板塊與亞歐板塊的南北向碰撞導致青藏高原物質東向流出,而青藏高原物質的東向擠壓作用導致川滇地區南部巖石圈增厚拆沉,富鉀鎂鐵質巖漿也噴出地表,因此巖石圈增厚拆沉作用可能是控制川滇地區南部巖石圈減薄的主要機制.此外,Liu等(2013)通過分析馬關地區(圖1)幔源捕虜體的化學組分,認為右江盆地巖石圈地幔以新生代地幔物質為主,說明馬關地區巖石圈在減薄的同時,巖石圈地幔物質也發生了替換,熱化學侵蝕作用可能是主導川滇地區南部巖石圈減薄的動力學機制.然而,地球化學和巖石學方法所使用的巖石樣品時空分布十分有限,并且這些巖石樣品在出露到地表的過程中其組分結構不可避免地會發生改變.因此,巖石學、地球化學觀測難以得到川滇地區巖石圈全面、可靠的化學組分結構認識,而要解答川滇地區南部巖石圈減薄過程的問題只能聯合巖石學、地球化學、地球物理的綜合成像研究.

隨著地球物理和地球化學數據的不斷豐富,計算能力、實驗室測量技術和多學科交叉融合研究的迅速發展,為聯合多學科觀測資料研究巖石圈溫度、化學組分結構提供了數據和技術支持.多觀測概率密度反演能夠充分發揮不同地球物理觀測資料(地形、地表熱流、大地水準面高、地震波、大地電磁等)和地球化學觀測對巖石圈溫度、化學組分結構不同的敏感度和解析度,進而獲取更為全面、可靠的巖石圈溫度、化學組分結構.本文綜合利用川滇地區地形、大地水準面高、地表熱流、瑞雷面波相速度頻散曲線等地球物理觀測資料,通過熱動力學正演模擬和概率密度反演的方法,得到川滇地區巖石圈溫度、化學組分結構,并以此為基礎分析川滇地區南部巖石圈的減薄過程.

1 數據與數值方法

本文聯合多種地球物理觀測反演巖石圈溫度、化學組分結構,反演采用的是Afonso等(2008, 2013a,b)開發的Litmod_4INV軟件(https:∥www.juanafonso.com/software),該軟件基于熱動力學平衡方程,利用概率密度反演的方法,將不同的地球物理觀測資料融合在一個反演體系中.本節將簡單介紹反演所用到的地球物理數據和Litmod_4INV軟件的反演方法.

1.1 觀測數據

本文聯合反演使用的地球物理觀測數據包括:地表大地熱流(Jiang et al., 2019)、大地水準面高(Pavlis et al., 2012)、地形(http:/lta.cr.usgs.gov/GTOPO30)和基階瑞雷面波相速度頻散數據(Shen et al., 2016;Zhang et al., 2020)(如圖2所示).Shen等(2016)使用背景噪聲成像給出了8～70 s、分辨率為1°×1°的相速度頻散數據,Zhang等(2020)使用遠震面波層析成像給出了15～150 s、分辨率為1°×1°的相速度頻散數據,本文采用兩者的觀測數據,并在15～70 s的重疊周期內取兩者的加權平均值,獲得每個地理坐標下的8～150 s的相速度頻散曲線,不同周期相速度的標準差根據蒙特卡洛誤差傳播計算得到.所采用的地表大地熱流(SHF)數據來源于Jiang等(2019),并去除研究區域<20 mW·m-2和>150 mW·m-2熱流觀測的異常值(Shan et al., 2014; Guo et al., 2016; Qashqai et al., 2016).考慮到研究區域SHF較為稀少且分布極不均勻(測點大多集中于川滇菱形塊體和四川盆地),本文收集了川滇地區及其鄰區所有SHF并通過曲率樣條插值以獲取研究區域 1° × 1°的熱流值,在沒有SHF的地區(如松潘甘孜塊體、江南造山帶和右江盆地)插值得到的SHF可信度較低,因此本文通過降低SHF在聯合反演中所占的權重(設置觀測誤差為觀測值的20%)以減小該數據對溫度結構的影響,誤差最小值設置為SHF典型的不確定度10 mW·m-2(Jaupart and Mareschal, 2011).大地水準面數據取自EGM2008全球模型(Pavlis et al., 2012),并濾除了球諧函數低階部分(2～9階)信號以消除深部地幔密度異常的影響(Afonso et al., 2019).地形數據取自GTOPO30 的地形數據(http:/lta.cr.usgs.gov/GTOPO30),并使用一個低通濾波去除波長小于50 km的高頻成分.每個 1°×1°網格內大地水準面數據和地形數據的平均值作為該網格的反演輸入數據,標準差為觀測數據的誤差,為了兼顧實際觀測數據與理論建模數據在1°×1°網格內的誤差,我們將大地水準面和高程的最小不確定度分別設置為1.2 m和150 m(Afonso et al., 2013a,b).

1.2 巖石圈溫度、化學組分結構的熱動力學正演模擬

為了方便開展研究,我們首先將川滇地區劃分為多個1°×1°的單元網格,針對每一個1°×1°小柱體進行一維巖石圈溫度、化學組分結構的概率密度反演,然后將反演得到的各單元網格模型參數的后驗概率密度分布作為先驗信息代入三維巖石圈溫度、巖石圈地?；瘜W組分結構反演,進一步修正模型參數,最終得到可靠的、高分辨率的川滇地區三維巖石圈溫度、巖石圈地?；瘜W組分結構.對于一維柱體巖石圈溫度結構反演,我們針對選取的每一個1°×1°單元的巖石圈、上地幔進行模型參數化設置.地殼設置為一層沉積層,兩層結晶層,每一層由體密度(ρ)、波速比(VP/VS)、生熱率(RHP)、厚度變化范圍(Δh)、熱導率(κ)、熱膨脹系數(α)、壓縮系數(β)等物理參數進行定義,前四個參數通過反演確定(見表1),后三個參數作為反演的輸入數據,Moho深度數據來源于Xu等(2020)基于接收函數約束的1°×1°反演結果.地幔設置為巖石圈地幔和軟流圈地幔(底界面為410 km地幔轉換帶的頂部)兩部分,每一層由CFMAS組分系統(CaO-FeO-MgO-Al2O3-SiO2)定義,巖石圈厚度(LAB)作為單獨變量定義一維巖石圈溫度結構(見表1的先驗參數范圍),lith和sublith上標分別表示巖石圈地幔和軟流圈地幔主要氧化物,T-buffer、T-inter、T-Bottom作為隨機變量定義一維軟流圈溫度結構.

表1 模型參數和先驗信息

聯合巖石學、地球物理、地球化學等最新的研究成果(Khan et al., 2007, 2013; Afonso et al., 2008, 2013a,b; Cammarano et al., 2011),Afonso等(2008, 2013a,b)發展了基于熱動力學模擬研究巖石圈溫度、化學組分結構的新方法,本方法涉及的主要正演問題如下:(1)由巖石圈溫度、化學組分模型各參數的先驗信息(見表1)隨機生成一個理論模型,該理論模型主要參數包括LAB深度、不同深度各熱動力學節點上CaO-FeO-MgO-Al2O3-SiO2等主要化學氧化物的百分比含量;(2)以模型給出的巖石圈厚度為底部邊界(本文中巖石圈底部為1250 ℃等溫面)求解一維穩態熱傳導方程,得到巖石圈一維溫度分布,計算理論地表熱流觀測;(3)根據得到的溫度分布、隨機生成的模型組分結構以及模型的初始壓力分布求解各熱動力學節點上特定溫度、壓力、化學組分條件下的吉布斯自由能最小化問題,得到熱平衡狀態下橄欖巖中各種礦物(石榴石、尖晶石、斜方輝石、單斜輝石、橄欖石等)的含量,并根據巖石物理性質實驗結果給出各熱動力學節點上巖石的密度、波速等物理學特性;(4)由巖石圈一維密度分布求解壓力分布,代入步驟3修正模型的初始壓力分布,重新計算熱動力學平衡方程并得到新的礦物組成和物理學特性,通過4～5次迭代計算得到穩定的壓力和密度分布,在此基礎上計算理論一維海拔和大地水準面高;(5)考慮溫度-壓力條件下地震波波速的衰減以及可能存在的部分熔融作用后,根據巖石的波速特性計算巖石圈的一維波速結構,并計算理論地震面波頻散曲線. 熱動力學正演模擬框架如圖3的流程圖所示.

圖3 熱動力學正演模擬流程圖

由于不同的地球物理觀測數據對巖石圈淺部/深部、溫度/化學組分結構存在不同的靈敏性和解析度,因此當隨機生成的巖石圈溫度、化學組分模型能夠在一定程度上擬合所有的地球物理觀測數據時,該模型可以被認為在當前地球物理數據約束下最接近真實巖石圈結構的模型.目前,該方法廣泛應用于華南地區(Shan et al., 2014, 2021)、華北地區(Guo et al., 2016)、蒙古—貝加爾地區(Fullea et al., 2012)、愛爾蘭島(Jones et al., 2014; Fullea et al., 2014)等復雜構造單元巖石圈結構的研究,并獲得了諸多重要的科學認識.

1.3 概率密度反演

聯合多種地球物理觀測資料反演巖石圈結構是高度非線性的問題、地球物理觀測資料不可避免地存在觀測誤差、所采用的物理理論(如均衡等)較真實情況進行了簡化、且反演的解可能存在非唯一性(Afonso et al., 2013a; Shan et al., 2014),因此研究采用概率密度反演的方法,基于熱動力學模擬將不同的地球物理觀測融合在一個體系中.我們采用馬爾可夫鏈蒙特卡洛采樣方法(MCMC)對巖石圈溫度、化學組分結構的參數空間進行采樣,該方法在每一個1°×1°的單元內共使用250000次抽樣模擬,在非自適應階段抽取一半樣本,隨后每25000次抽樣模擬更新一次模型參數空間的分布,結果展示反演收斂后的最后3000個模型.

由于反演中用到的多種地球物理觀測資料對巖石圈不同深度的溫度、化學組分結構存在不同的靈敏度,不同觀測數據的誤差和數據點(例如:面波頻散曲線的周期采樣點)也不盡相同,因此為了合理地平衡不同數據集的權重,需要進行測試以選擇適當的目標函數.本文定義的目標函數如下所示:

2 計算結果

2.1 反演結果可靠性測試

為了測試反演采用的地球物理觀測(地形、大地水準面高、地表大地熱流、8～150 s瑞雷面波相速度頻散曲線)是否能夠有效地約束巖石圈溫度、化學組分結構,本文構建四種具有不同溫度和化學組分結構的巖石圈模型,分別對應著薄/厚和飽滿/難熔的巖石圈(如表2所示).其中,巖石圈地?；瘜W組分結構用橄欖巖的鎂值(Mg#)定義.鎂值(Mg#=100×n(MgO)/(n(MgO)+n(FeO))通常被認為是地幔飽滿或難熔的重要指標,難熔型地幔通過熔體抽取或變質作用導致原始橄欖巖化學組分發生較大改變,熔融程度較高;飽滿型地?；瘜W組分接近原始橄欖巖,熔融程度較低.由于MgO是地幔橄欖巖中熔點最高的主要金屬氧化物,所以Mg#越高表明熔體抽取程度越高,通常對應更古老的巖石圈地幔.大量研究認為Mg#大于92為難熔型地幔,小于90為飽滿型地幔,而90～92之間為過渡性地幔(鄭建平, 1999; Afonso et al., 2013a,b).

表2 可靠性測試中的初始(真實)和反演得到的(平均±標準差)模型參數

基于表2給出的四種代表性巖石圈結構模型,通過正演獲取相應的地球物理觀測值,并賦以真實的觀測誤差,再以正演得到的地表地形、大地水準面高、地表大地熱流和面波頻散曲線等觀測資料作為約束,反演巖石圈的LAB深度和巖石圈地幔的Mg#.如圖4所示,黑色線段為給定巖石圈結構模型的LAB深度與Mg#值,灰色柱狀圖為地球物理觀測數據(模型正演得到)反演得到的LAB深度與巖石圈地幔Mg#的后驗概率密度分布.盡管在反演開始時模型參數中LAB深度(50～330 km)、巖石圈地幔Mg#(86～94)的初始先驗值取值范圍較大,為自然界中該參數可能取值的最大范圍,但聯合多種地球物理數據反演得到的LAB深度、巖石圈地幔Mg#的后驗概率密度分布很好地恢復了初始模型設定的LAB深度、巖石圈地幔Mg#.一方面說明反演對模型參數的先驗信息要求不高,同時表明本文反演所采用的地球物理觀測數據及其質量能夠有效地約束研究區域的巖石圈溫度、化學組分結構.對于巖石圈厚度恢復情況,我們發現相較于較厚的巖石圈模型(模型3、4),本文所采用的地球物理觀測數據對較薄的巖石圈模型(模型1、2)LAB深度約束更好,這是因為本文反演得到的巖石圈溫度結構主要由面波數據控制(Shan et al., 2014),巖石圈速度結構對溫度結構最為敏感,而面波頻散數據(8～150 s)對速度結構的分辨率隨著深度增大逐漸降低,因此對于較深的LAB分辨率較低.先前的研究表明,在反演地?；瘜W組分結構時,需要聯合對溫度敏感的地震觀測與對密度敏感的非地震觀測(地形、大地水準面)(Afonso et al., 2008, 2013a),基于密度或者溫度結構的單方面約束得到的化學組分結果誤差較大(Shan et al., 2014, 2021).本文反演得到的巖石圈地幔Mg#較LAB深度的反演結果存在更大不確定度,這主要是由于反演使用的地球物理觀測可能對化學組分結構約束較弱,且化學組分結構反演的多解性較強(Afonso et al., 2013a).但是,可以看到對于給定化學組分差異較大的巖石圈模型結構,反演得到的巖石圈地幔Mg#相對變化可以在一定程度上反映巖石圈地幔的熔融程度.因此,本文所使用的多種地球物理觀測資料能夠有效地獲取川滇地區巖石圈溫度、化學組分結構.

圖4 觀測數據對不同的巖石圈結構模型恢復程度

川滇地區地表熱流資料較為稀缺且分布極不均勻,本文收集了川滇地區及其鄰區所有地表熱流數據并插值到川滇地區,在沒有實際地表熱流的地區(如松潘甘孜塊體、江南造山帶和右江盆地)插值得到的地表熱流值不確定度較高,可能會導致這些地區反演的巖石圈溫度結構不可靠.本文選取地表熱流分布較好的網格點(位于川滇菱形塊體),對地表熱流數據參與反演和地表熱流不參與反演得到的巖石圈厚度結果進行對比,圖5a顯示地表熱流在反演過程中能夠對巖石圈厚度(溫度)結構提供一定的約束,但地表熱流數據不參與反演約束的巖石圈溫度結構也比較可靠.此外,圖5b顯示地表熱流不參與反演得到的理論地表熱流值與實際觀測的地表熱流值具有較好的一致性,表明本文反演得到的理論地表熱流數據能夠為沒有地表熱流觀測的地區提供一定的參考.

圖5 地表熱流不參與和參與反演對巖石圈溫度結構的影響(a) 地表熱流不參與反演和其參與反演得到的巖石圈厚度模型概率密度分布對比圖; (b) 地表熱流不參與反演和其參與反演得到的理論地表熱流概率密度分布對比圖,紅色線段和黑色虛線分別為觀測值及標準差.

2.2 數據擬合程度

如前所述,本文將研究區域離散為1°×1°的柱體,反演的擬合誤差如圖6b所示.總體趨勢上,松潘甘孜塊體反演誤差大于其他塊體,我們深入分析位于松潘甘孜塊體內部誤差相對較大的9號格點(圖6b中紫色強調區域).圖6e為瑞雷面波相速度頻散曲線的擬合程度,灰色曲線代表反演穩定后MCMC生成的最后3000個模型頻散曲線的數據集合,黑色誤差棒為不同周期相速度的觀測值及標準差,可以看到模型給出的面波頻散曲線集合與實際觀測擬合程度較好.圖6f—h中的藍色柱狀圖分別表示9號格點反演得到的地表地形、大地水準面高和地表大地熱流等模型觀測數據的后驗概率密度分布,紅色線段與黑色虛線表示實際觀測及標準差.如圖6f、6g所示,模型給出的地形、大地水準面與實際觀測資料間的擬合程度較高.而圖6h中模型給出的地表大地熱流后驗概率密度分布(68±15 mW·m-2)與插值給出的地表熱流觀測值(78 mW·m-2)存在一定偏差,可能是由于位于松潘甘孜塊體的9號點缺乏實際熱流值觀測,僅依靠數學方法插值得到的熱流值可靠性較差,而反演輸出的理論地表熱流值能夠為該地區地表熱流值提供一定的參考依據.雖然位于松潘甘孜塊體內的9號網格點在整個研究區域中擬合程度相對較低,但反演給出的模型觀測值與實際觀測資料擬合程度仍然較好.

圖6 模型觀測與實際觀測的擬合程度(a) 研究區域網格劃分、地表熱流及地震臺站分布.灰色網格線為反演劃分的1°×1°單元的邊界,彩色圓點為地表熱流分布,黑色三角形為地震臺站分布; (b) 正則化后的反演誤差.數字代表反演過程中1°×1°的網格點編號; (c) 反演得到的LAB深度概率密度分布,9號網格點LAB深度平均值為230 km; (d) 反演得到的巖石圈地幔鎂值概率密度分布,9號網格點巖石圈地幔鎂值平均值為90; (e) 面波頻散曲線的擬合程度,紅色線段和黑色誤差棒分別為不同周期的觀測值及誤差,灰色集合為模型給出的頻散曲線集合; (f—h) 絕對高程、大地水準面高和地表大地熱流的擬合程度,紅色線段和黑色虛線分別為觀測值及標準差,藍色直方圖為模型觀測值的后驗概率密度分布.

2.3 巖石圈厚度分布

巖石圈由地殼和一部分上地幔物質組成,是地球表層黏度較大的外殼,在地質演化歷史上能夠支撐并傳輸較大的差異應力(徐義賢等, 2019).根據巖石圈的熱定義,巖石圈被認為是上地幔熱邊界層以上的部分,巖石圈底界面到地表是一個相對不對流、溫度梯度較高、內部熱傳輸方式主要為熱傳導機制的區域,巖石圈在溫度較高、對流作用強烈、黏滯系數較小的軟流圈上方移動(Jordan, 1988),軟流圈內部熱傳輸方式以對流為主(Sleep, 2005).小尺度地幔對流的數值模擬研究結果(Zlotnik et al., 2008)表明溫度高于1250 ℃時地幔熱傳遞方式以對流為主,因此本研究中LAB定義為1250 ℃等溫面.位于松潘甘孜塊體9號網格點的LAB深度如圖6c所示,其中灰色直方圖為反演得到的LAB深度的后驗概率密度分布,結果顯示該區域LAB深度為230±20 km.相較于松潘甘孜塊體,川滇地區南部巖石圈厚度較薄(如印支塊體70±10 km).由于反演使用的所有數據分辨率都隨深度的增加而降低,因此本文反演對深部結構約束較弱,導致松潘甘孜塊體巖石圈厚度的不確定度高于川滇南部地區.

如圖7、8所示,川滇地區巖石圈結構復雜,南北地區差異顯著.印支塊體巖石圈較為平坦,厚度為70±10 km,而西北部的松潘甘孜塊體巖石圈較厚,厚度為220±20 km.華南塊體西緣巖石圈的起伏較大,其中川滇菱形塊體巖石圈厚度自80 km北向遞增至200 km,標準差自<10 km也呈北向遞增至～20 km.江南造山帶西緣巖石圈厚度自～100 km北向遞增至～220 km,標準差～15 km.比較其他研究者用不同數據和方法獲得的結果,Yang等(2017)利用P波與S波接收函數進行LAB界面成像,得到的印支塊體LAB深度與本文結果較為一致,為60～80 km;而在松潘甘孜塊體接收函數得到的LAB深度整體偏薄,～140 km,在華南塊體西緣得到的LAB深度在約27°N時自80 km北向遞增至140 km,巖石圈厚度的變化趨勢與本文研究的結果大體一致,但反演得到的巖石圈厚度較本文結果偏薄.接收函數反演得到的LAB深度與本文結果存在差異的原因可能在于川滇地區存在巖石圈內部不連續界面,接收函數檢測到的界面可能是該地區巖石圈內部的不連續界面(Yuan and Romanowicz, 2010; 徐義賢等, 2019).Priestley和McKenzie(2013)根據S波波速與溫度的經驗轉換關系給出的川滇地區LAB深度(如圖7b所示)與本文研究結果相近,但在華南塊體西緣由南往北巖石圈遞增趨勢不明顯.導致上述差異的原因,一方面本文反演所使用地震面波頻散曲線分辨率較高;另一方面,本文反演聯合多種地球物理觀測資料,基于熱動力學平衡方程直接反演巖石圈溫度結構,降低了波速-溫度經驗轉換關系造成的誤差.綜上,本文給出的川滇地區巖石圈厚度模型能夠同時擬合多種地球物理觀測數據,并具有較高的分辨率,反演得到的巖石圈厚度分布與地表構造、斷層分布等存在較好的相關性,因此該巖石圈模型更能反映真實的川滇地區巖石圈厚度.

圖8 川滇地區巖石圈溫度結構剖面圖(a) 沿25°N的剖面圖; (b) 沿27°N的剖面圖; (c) 沿102°E的剖面圖; (d) 沿104°E的剖面圖.虛線示意1250 ℃等溫面,即LAB深度分布.

地球化學研究(Shang et al., 2022)估算的馬關地區新生代地幔橄欖巖來源深度為55～70 km,平衡溫度為1016～1148 ℃.而本文利用地球物理資料聯合反演得到的馬關地區巖石圈(底界面溫度為1250 ℃)厚度為60～80 km,導致二者差異的原因可能包括:(1)幔源捕虜體在出露于地表的過程中不可避免地會遭受不同程度的損壞,這可能會影響巖石圈溫壓結果的估計.(2)聯合反演是高度非線性的問題、所采用的物理理論(如均衡等)較真實情況進行了簡化等,因此與真實巖石圈存在一定的出入.但在馬關地區本文研究與地球化學研究約束的巖石圈橄欖巖溫壓分布整體趨勢并不矛盾,進一步說明本文單方面利用地球物理資料約束的巖石圈溫度結構較為可靠.

雖然本文研究得到的川滇地區巖石圈溫度結構與其他研究均顯示川滇地區南部存在巖石圈減薄的現象,但是無法為該地區巖石圈減薄的動力學機制提供更多的信息.目前,大多數研究主張的巖石圈減薄機制主要集中為交代和拆沉兩種模式,其分別對應巖石圈減薄的化學和物理兩類不同的機制.交代是指難熔型巖石圈地幔通過巖石圈-軟流圈之間物質能量的相互交換作用轉變為飽滿型巖石圈地幔,這種作用使得巖石圈在減薄的基礎上,化學組分結構也發生了改變(吳福元等, 2003; Shan et al., 2021).拆沉是指因板塊擠壓導致巖石圈縮短增厚、等溫面下移,深部巖石圈根由于溫度較低導致其密度高于周邊地幔,深部巖石圈地幔重力失穩垮塌到下伏軟流圈地幔中,殘留的巖石圈地幔仍保留了大部分古老難熔的物質(Chung et al., 1997; Chen et al., 2017).Feng等(2022)結合地震接收函數與地球化學的研究結果,認為印度板塊與亞歐板塊南北向碰撞導致川滇地區南部巖石圈增厚,增厚的巖石圈由于重力不穩發生垮塌,造成川滇地區南部巖石圈發生減薄.Lei和Zhao(2016)認為印度板塊向東的平俯沖作用導致川滇地區南部巖石圈發生大規模減薄,而后印度板塊的轉返過程導致軟流圈物質上涌,進而對殘留的巖石圈進行了有效的熱侵蝕,改變了古老巖石圈地幔的化學組成.這些爭議使得川滇地區南部巖石圈減薄的動力學機制更加模糊,要澄清該問題需要結合化學組分結構的證據.

2.4 化學組分結構

如前所述,前人在川滇地區開展了大量巖石圈波速、溫度/厚度的成像工作,均發現川滇地區南部巖石圈發生了減薄,然而目前關于該地區巖石圈減薄的機制仍存在較大爭議,原因在于巖石圈波速、溫度/厚度成像研究無法提供該地區巖石圈在減薄的同時化學組分是否也發生改變的證據.地球化學研究能夠直接提供來自巖石圈深部物質的化學組分信息,然而川滇地區只有馬關出露新生代幔源捕虜體(Liu et al., 2013),難以得到對該地區巖石圈全面、可靠的化學組分結構的認識.本文利用空間覆蓋更好的地球物理觀測能夠反演獲得川滇地區巖石圈地?；瘜W組分結構信息,為研究該地區的動力學過程提供更多的、獨立的參考依據.

由于地殼化學組分結構十分復雜,本研究只討論組分以橄欖巖為主、相對較為簡單的上地幔組分結構.橄欖巖是上地幔最重要的組成部分,橄欖巖的化學組分影響著人類對于巖石圈起源、演化等過程的認識,能夠提供豐富的地球動力學信息.本文采用多觀測概率密度反演得到了川滇地區巖石圈地幔、軟流圈地幔Mg#的后驗概率密度分布,其中反演得到的軟流圈地幔橄欖巖Mg#均低于90,為接近于原始地幔橄欖巖組分的飽滿型橄欖巖,符合之前學者們對軟流圈地?；瘜W組分結構的認識(鄭建平, 1999; Afonso et al., 2013a,b),因此本文不討論反演得到的軟流圈地?；瘜W組分結果,主要分析巖石圈地幔的化學組分結構.

本文得到的巖石圈地?；瘜W組分結構單純來自地球物理觀測數據的約束,為了檢測由地球物理觀測約束的巖石圈地?；瘜W組分結構是否可靠,我們將馬關地區出露的幔源捕虜體樣本Mg#分布與本文得到的馬關地區巖石圈地幔Mg#分布進行對比(如圖9所示).結果表明,由地球化學、巖石學觀測得到的馬關地區巖石圈地幔橄欖巖鎂值分布(Liu et al., 2013)與地球物理觀測反演得到的結果較為吻合,均以飽滿型地幔為主,表明利用地球物理觀測資料能夠在一定程度上約束巖石圈的化學組分結構,為缺乏地球化學觀測的地區提供獨立、重要的化學組分信息.

圖9 馬關地區新生代幔源橄欖巖Mg#分布(紅色柱體)與反演得到的該地區巖石圈橄欖巖Mg#概率密度分布(灰色柱體)對比圖

圖10為反演得到的川滇地區巖石圈地幔Mg#及其標準差分布,結果表明川滇地區不同塊體之間巖石圈地幔Mg#存在顯著差異.其中,川滇地區南部反演得到的巖石圈地幔Mg#較其他區域存在較大的標準差.為了進一步顯示不同塊體間巖石圈地幔的組分差異,我們在位于川滇地區南部的印支塊體、川滇菱形塊體和江南造山帶西緣各選取兩處反演網格點,三個區域共六處網格點巖石圈地幔Mg#的后驗概率密度分布如圖11所示.結果表明,印支塊體巖石圈地幔以過渡型與難熔型為主,同時該地區LAB深度較淺并且水平向起伏不明顯.Feng等(2022)開展的接收函數界面研究與Chen等(2017)開展的巖石學、地球化學研究認為:印支塊體約30 Ma發生過巖石圈增厚過程,之后由于巖石圈重力不穩發生拆沉作用.結合本文反演的巖石圈地幔化學組分結構和前人的研究,我們認為拆沉作用在印支塊體巖石圈減薄過程中占主導位置.反演得到的川滇菱形塊體巖石圈地幔以飽滿型與過渡型為主,此外,川滇菱形塊體南部巖石圈地幔的Mg#小于塊體北部地區,同時由于川滇菱形塊體巖石圈自南向北逐漸增厚,我們推測川滇菱形塊體巖石圈破壞過程始于南部地區,并逐漸向北推進,由南往北不均勻的熱侵蝕和改造作用是導致川滇菱形塊體巖石圈減薄的主要動力學機制.反演得到的華南塊體西緣(如江南造山帶西緣)巖石圈物質以過渡型與難熔型為主,而Shan等(2021)反演得到的華南塊體東緣巖石圈地幔以飽滿型為主.我們認為華南塊體東西兩側組分變化的原因在于巖石圈受到的力學機制不同.華南塊體東側受到太平洋板塊的平俯沖作用,巖石圈地幔表現為飽滿型地幔;華南塊體西側受到印支塊體拆沉作用導致的地幔對流的影響,巖石圈地幔組分也發生了變化,以飽滿型橄欖巖為主,如馬關地區等.但馬關地區巖石圈地幔的組分結構并不能完全代表整個華南塊體西緣,我們反演結果顯示,江南造山帶西緣其主體的巖石圈地?；瘜W組分仍然以過渡和難熔型地幔為主.巖石圈地?；瘜W組分結構結果表明華南塊體東西兩側巖石圈減薄過程所受到的動力機制不一樣,不同地區巖石圈地幔化學組分之間存在較大差異.

圖10 川滇地區巖石圈地幔Mg#分布圖(a) 反演得到的巖石圈地幔鎂值平均值分布.紅色正方形為出露幔源捕虜體樣本的馬關地區,紫色正方形為選取的巖石圈地幔鎂值分布的點; (b) 反演得到的巖石圈地幔鎂值分布的標準差.

圖11 川滇地區選取的六個點的巖石圈地幔Mg#后驗概率密度分布(a) 印支塊體選取的兩個點; (b) 川滇菱形塊體選取的兩個點; (c) 江南造山帶西緣選取的兩個點.

本文反演得到的四川盆地巖石圈熱厚度(約220 km)與近期接收函數(張耀陽等, 2018)得到的巖石圈底部速度不連續面(約190 km深度)存在一定的差異,導致差異的原因一方面可能是二者巖石圈定義方式不同,另一方面也可能是各自研究中巖石圈厚度不確定度存在差異所導致.此外,本文反演得到的四川盆地巖石圈地幔為飽滿型橄欖巖,這與傳統認知的難熔型克拉通巖石圈地幔并不一致.需要指出的是,本文無法提供巖石圈地幔垂向組分分層的可靠信息,而是用整個巖石圈地幔平均深度的Mg#結果來代表巖石圈地幔組分結構,這樣給出的巖石圈地幔Mg#結果能夠指示不同塊體化學組分結構的態勢,但無法提供具體深度處的組分結構.本文反演得到的四川盆地巖石圈地幔為飽滿型橄欖巖,我們推測四川盆地巖石圈地?？赡芙洑v了重富集作用,由峨眉山大火成巖省引起的鎂鐵質巖漿作用導致四川盆地巖石圈下方熔體滲流進入原有的難熔型橄欖巖地幔,古老難熔的巖石圈地幔物質被新生飽滿的物質所替換(Yang et al., 2021),這與最近有關四川盆地內部廣泛的巖漿活動報道一致(Lu et al., 2019; Liu and Qiu, 2020).

2.5 不同觀測資料對反演結果的敏感性測試

本文利用地表熱流、地形、大地水準面、瑞雷面波相速度頻散曲線等多種觀測數據聯合反演巖石圈溫度、化學組分結構,由于各種觀測數據對巖石圈不同深度的溫度、化學組分結構存在敏感性差異,聯合多種觀測資料最終可能導致反演結果存在爭議.為了認識爭議產生的來源,我們以松潘甘孜塊體為例(圖6b所示的網格點),開展了不同觀測資料對巖石圈溫度、化學組分結構的敏感性測試.圖12顯示單獨以地表熱流、地形、大地水準面作為觀測約束的巖石圈厚度存在較大的標準差,這主要是由于模型中的熱參數(如地殼各層的厚度、熱產率、熱傳導系數等)不確定度較大所導致,單獨以面波頻散曲線(8～150 s周期)作為觀測能夠較好地約束巖石圈溫度結構.然而,單一的地球物理觀測資料難以有效約束巖石圈化學組分結構,因為單方面的密度(控制地形、大地水準面)或波速(控制面波頻散曲線)結構作為約束得到的化學組分結果誤差較大,而聯合多種觀測資料是獲取巖石圈化學組分結構的有效途徑.綜上,我們測試發現不同的觀測數據對巖石圈溫度、化學組分結構存在不同的敏感性,但不同觀測資料反演得到的巖石圈溫度、化學組分結構整體趨勢并不矛盾,因此聯合多種觀測資料能夠有效約束巖石圈溫度、化學組分結構.

圖12 不同觀測數據對巖石圈溫度和化學組分結構的敏感性分析(a—c) 反演得到的LAB深度; (d—f) 反演得到的巖石圈地幔Mg#.圖中直方圖分別代表以地表熱流、高程、大地水準面、面波頻散曲線、聯合多種觀測數據作為約束得到的反演結果.

3 討論

先前大量研究均認為川滇地區南部存在巖石圈減薄的現象,與本文得到的巖石圈溫度結構較為一致.但對巖石圈減薄過程的動力學認識仍存在兩種爭議:印度板塊與亞歐板塊的南北向碰撞(Chung et al., 1997; Chen et al., 2017; Zhang et al., 2017; Feng et al., 2022)及印度板塊的東向俯沖(Huang et al., 2015; Lei and Zhao, 2016).其中,第一種觀點認為印度板塊與歐亞板塊的南北向碰撞導致了川滇地區巖石圈增厚,而增厚的巖石圈由于重力失穩垮塌,使得川滇地區南部巖石圈減薄,垮塌的巖石圈形成地幔上升流,進而對殘留的巖石圈地幔物質進行改造.而另一種觀點則認為印度板塊的東向平俯沖作用導致川滇地區南部巖石圈發生大規模減薄,而后印度板塊的折返過程引起地幔上升流,進而對殘留的巖石圈進行了有效的熱侵蝕,完全改變了古老巖石圈地幔的化學組成.可以看到,要澄清川滇地區南部巖石圈減薄機制的關鍵在于認識川滇地區南部各構造單元巖石圈地幔的化學組分是否發生改變.

印支塊體地處紅河斷裂以南,受印度板塊東向俯沖和青藏高原物質東向擠壓作用的影響,其構造活動較為強烈,巖石圈較薄.由于缺少地球化學證據,該地區巖石圈是否發生過增厚過程很難確定.但是,本文反演得到的印支塊體巖石圈溫度、化學組分結構表明:印支塊體LAB深度為70±10 km,遠小于穩定大陸的LAB深度值(～200 km),其巖石圈地幔以過渡型和難熔型橄欖巖為主,表明印支塊體在經歷較長的演化歷史后,巖石圈在減薄的同時仍保留部分古老難熔的巖石圈地幔物質.如果印度板塊的東向俯沖是導致印支塊體巖石圈減薄的主要因素,那么該區域巖石圈地幔應該以飽滿型橄欖巖為主,然而反演得到的印支塊體巖石圈化學組分不符合上述特征,說明熱化學侵蝕作用在該區域巖石圈減薄過程中不占據主導地位,而巖石圈增厚拆沉作用可能是導致印支塊體巖石圈減薄的主要動力學機制.我們認為印支塊體巖石圈減薄過程受印度板塊與歐亞板塊南北向碰撞影響,導致青藏高原物質東向流出,高原物質東向擠壓作用于印支塊體導致該地區巖石圈發生增厚拆沉,拆沉作用使其巖石圈發生減薄并形成地幔上升流,導致印支塊體巖石圈地幔整體呈現高溫狀態,但該上升流并未對印支塊體殘留的巖石圈地幔物質形成有效的侵蝕和改造.地幔界面成像(Feng et al., 2022)和地震速度成像(Huang et al., 2015)發現印支塊體深部地幔存在速度不連續面,高速異常區域可能對應下沉的巖石圈塊體,在深部地幔結構層面支持印支塊體巖石圈增厚拆沉的動力學機制.

川滇菱形塊體構造活動強烈,與其他塊體相比,該地區具有較高的地表熱流值與溫度分布,而且該地區的地表熱流、溫度結構、LAB深度分布均與斷層的空間分布有較好的吻合.本文反演得到的川滇菱形塊體LAB深度自南(～80 km)往北(～200 km)逐漸增大,巖石圈地幔以飽滿型橄欖巖為主,而且川滇菱形塊體南部巖石圈地幔的飽滿程度高于北部,說明由南往北的熱化學侵蝕作用在該區域巖石圈減薄過程中占據主導地位.結合印支塊體巖石圈減薄機制及川滇菱形塊體深部上地幔的溫度結構,我們認為由于印度板塊與亞歐板塊的碰撞作用,導致印支塊體巖石圈發生增厚拆沉,拆沉作用形成的地幔上升流由南往北作用于川滇菱形塊體巖石圈,導致川滇菱形塊體巖石圈由南往北遞增,而地幔上升流對巖石圈地幔物質形成有效的侵蝕和改造,導致川滇菱形塊體巖石圈地幔以飽滿型橄欖巖為主,并在地表出露大量富鉀鎂鐵質巖石(Chen et al., 2017).

華南塊體西緣(如江南造山帶西緣)LAB深度自南(～80 km)往北(～200 km)逐漸增大,巖石圈地幔以過渡型和難熔型橄欖巖為主,而Shan等(2021)反演得到的華南塊體東緣巖石圈地幔以飽滿型為主.華南塊體東西兩側組分結構存在較大差異,這可能與華南塊體東西兩側巖石圈受到的力學機制不同有關,華南塊體東側受到太平洋板塊的平俯沖作用,巖石圈地幔表現為飽滿型地幔;華南塊體西側受到印支塊體拆沉作用導致的地幔對流的影響,部分地區巖石圈地幔組分也發生了變化,如馬關地區,但馬關地區巖石圈地幔的組分結構并不能完全代表整個華南塊體西緣,華南塊體西緣巖石圈地?；瘜W組分結構結果顯示,該地區主體的巖石圈地?；瘜W組分仍然以過渡型和難熔型橄欖巖為主,加之該地區巖石圈厚度由南往北逐漸增加,可能是由于印支塊體拆沉引起的地幔對流作用導致華南塊體西南緣(如江南造山帶西緣)巖石圈發生減薄,但地幔對流作用并未對華南塊體西側的巖石圈地幔物質形成有效的侵蝕和改造.

綜上,我們認為約60 Ma印度板塊對歐亞板塊北向俯沖導致青藏高原地殼、巖石圈開始縮短增厚(Royden et al., 1997).約45 Ma印度大陸板塊與亞歐板塊發生硬碰撞(Chung et al., 2005),加厚了印支塊體的巖石圈,并在30～40 Ma發生大規模的巖石圈拆沉作用(Feng et al., 2022),而印支塊體仍保留有古老難熔的巖石圈地幔物質.印支塊體巖石圈大規模的拆沉作用導致川滇菱形塊體、江南造山帶西緣巖石圈底部自南向北被加熱,深部上地幔熱結構的突變導致巖石圈發生部分熔融和富鉀巖漿作用,川滇菱形塊體巖石圈地幔物質被新生物質所取代,而江南造山帶西緣仍保留有古老難熔的巖石圈地幔物質.

4 結論與展望

本文利用地表地形、大地水準面高、地表大地熱流和地震面波頻散曲線等多種地球物理觀測資料,基于熱動力學模擬和概率密度反演,研究了川滇地區巖石圈溫度、化學組分結構,得到以下主要結論:

(1)川滇地區巖石圈結構復雜,不同構造單元之間差異顯著.位于川滇地區南部的印支塊體巖石圈厚度較薄(<80 km),相對起伏較小,溫度結構的橫向差異不明顯.川滇菱形塊體、華南塊體西緣巖石圈由南向北逐漸增加,導致這一現象的原因可能是深部地幔熱物質自南向北侵蝕造成的.

(2)印支塊體巖石圈地幔以難熔型和過渡型的橄欖巖為主,表明仍保存有古老難熔的巖石圈地幔物質,結合該地區巖石圈較薄的特征,我們認為新生代巖石圈增厚拆沉是印支塊體巖石圈減薄的主要動力學機制.川滇菱形塊體巖石圈地幔以飽滿型為主,表明古老難熔的巖石圈地幔物質已經被新的飽滿型橄欖巖物質所取代,結合該地區自南向北逐漸增加的巖石圈結構,我們認為印支塊體拆沉作用所導致的地幔對流作用是川滇菱形塊體巖石圈減薄的主要動力學機制,熱侵蝕作用在川滇菱形塊體巖石圈減薄過程中扮演了重要角色.華南塊體西側巖石圈地幔以過渡型與難熔型為主,結合該地區自南向北逐漸遞增的巖石圈結構以及華南塊體東西兩側的化學組分結構,我們認為華南塊體東西兩側經歷的動力作用不同,華南塊體西側巖石圈發生減薄的原因在于印支塊體拆沉導致的地幔對流作用,但上升的地幔物質并未對華南塊體西側的巖石圈地幔物質形成有效的侵蝕和改造.

本文雖然研究的是川滇地區三維巖石圈溫度、化學組分結構,但在反演時我們將川滇地區劃分為多個1°×1°的區域,實際得到的巖石圈、化學組分結構為偽三維結構,在以后的工作中我們會嘗試開發真三維反演程序,并引入遠震體波資料來更好地約束深部結構.

致謝本文采用了美國紐約州立大學石溪分校沈偉森博士以及中國科學技術大學張智奇博士發布的瑞雷面波相速度頻散曲線,審稿人提出建設性的修改意見,特此感謝.本文圖件均采用GMT軟件繪制(Wessel and Smith, 1998).