北京大学学报(自然科学版) 第60卷 第6期 2024年11月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 60, No. 6 (Nov. 2024)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2024.100
河北省重点研发计划项目社会公共事业创新专项(22375406D)、河北雄安新区管理委员会应急管理局《雄安新区深部结构探测项目(三次)》委托项目(HBCT-220510-001)、国家重点研发计划雄安新区科技创新专项(2023XAGG0067)和中国石油–北京大学基础研究合作项目 资助
收稿日期: 2024–09–13;
修回日期: 2024–10–07
摘要 利用宁杰远科研小组 2022 年 10 月到 2023 年 7 月期间布设的台间距约为 16km 的甚宽频带密集地震观测资料, 基于蒋一然新发展的基于人工智能的远震瑞利面波频散曲线提取技术, 获得大量高质量远震瑞利面波频散曲线, 在此基础上进行考虑了有限频效应的相速度成像以及基于马尔可夫链蒙特卡罗非线性技术的 S波速度结构反演, 得到雄安新区的壳幔 S 波速度结构。基于 S 波速度结构得到以下认识: 1)太行山地壳下方直接与软流圈物质相接触; 2)太行山东南部华北平原地壳下方存在厚度不大的岩石圈地幔; 2)太行山与其东部区域的地壳之间具有存在和不存在巨厚镁铁质下地壳的区别; 太行山山前断裂一带是中生代晚期以来导致古老岩石圈拆沉的地幔热物质上升的核心区域; 该地区岩石圈新生代以来经历的是拉伸兼冷却的地球动力学过程。最后, 提出雄安新区高热流值的动力学模式。
关键词 大陆岩石圈; 华北克拉通; 雄安新区; 壳幔结构; 克拉通破坏
克拉通是大陆岩石圈中在相当长的一段时期里都保持相对稳定的地质体, 特点是块体内部形变很小, 缺少地震活动, 并且大地热流值低。在板块理论中, 包括克拉通在内的大陆地块没有被充分考虑, 因而其特有的运动模式没有在该理论中予以讨论。20 世纪末, 地质学家发现稳定克拉通块体的岩石圈会被减薄和破坏, 这一过程就是去克拉通化[1]。去克拉通化是大陆岩石圈演化的关键环节, 其运动模式与板块理论讨论的球面运动模式不同, 既涉及地球演化历史等重大科学问题, 也与关系国计民生的资源、能源、环境等问题有关, 是对板块理论的重要补充和发展, 也是当今世界地球科学研究的热点问题[2]。
以陈国达[3]和池际尚[4]等为代表的构造地质学家较早提出华北稳定地台活化和大陆裂谷岩浆作用与演化的观点。20 世纪 90 年代以后, 一系列重要的岩石学和地球化学研究进展, 让“华北克拉通破坏”成为地球科学研究的国际热点问题[5–7]。破坏发生在什么时间? 是一次性的破坏还是多次破坏? 这些都是研究者一直讨论的问题[8]。破坏机制也不完全清楚, 目前有拆沉作用[9]、热–化学作用或机械侵蚀作用[10–12]、橄榄岩–熔体相互作用[13–15]以及机械拉张[16]等岩石圈改造概念模型, 尚不确定是地幔岩石圈拆沉, 还是镁铁质下地壳和岩石圈地幔一起拆沉[17–19], 不清楚软流圈是否会与地壳直接接触[20], 亟需地球物理学反演结果的检验。
中国科学院地质与地球物理研究所地球内部结构研究组成功地利用接收函数方法, 得到华北地区岩石圈清晰的底界, 确认岩石学家和地球化学家提出的华北克拉通东部岩石圈已被减薄[21–22]。国家自然科学基金委员会 2007 年启动“华北克拉通破坏”重大研究计划以来, 取得一系列关于华北克拉通破坏的地震学重要研究成果[23–27], 但至今尚缺乏能展示岩石圈破坏过程细节的地球物理学反演结果, 既需要更密集的观测资料和更先进的技术, 也需要更详细的分析。
华北平原就是岩石圈被减薄了的华北克拉通东部, 晚中生代以来, 发生持续至古近纪末期的强烈伸展块断活动; 新近纪至第四纪, 华北平原进入热沉降阶段[28–33]。但是, 目前尚没有给出能够支撑上述结论的地球物理证据, 也尚不明白深部的地幔热物质在这一过程中是如何发挥作用的, 难以准确地判断华北平原的能源、资源前景。
雄安新区地处华北平原, 其构造单元包括容城凸起、牛驼镇凸起南部、牛北斜坡南部和白洋淀–大河镇洼槽, 具有“两凸夹一洼”的特征。其周围分别与保定、徐水、廊固、霸县、饶阳等凹陷相接, 整体上位于冀中坳陷北部和中部的构造过渡与转换部位[34–36]。区域内地热资源丰富, 新生界地层地温梯度最高可达 12.61℃/100m, 并在容城凸起、牛驼镇凸起和高阳凸起形成岛状高值区[37–38], 亟需探明其深部成因。
本文利用宁杰远科研小组布设的台间距约为 16km 的宽频带密集地震观测资料, 基于 Jiang 等[39]新发展的基于人工智能的远震瑞利面波频散曲线提取技术, 筛除低质量频散曲线, 达到手工精选水平, 基于短时间资料, 获得大量高质量远震瑞利面波频散曲线。然后, 进行考虑了有限频效应的相速度成像以及基于马尔可夫链蒙特卡罗非线性技术的 S 波速度结构反演, 确定雄安新区稳定的壳幔 S 波速度结构, 得到太行山及以东的条带状区域地壳与软流圈发生直接接触等重要认识。最后, 提出该地区中生代晚期以来的壳幔动力学演化模型及地热活动的深部成因。
本研究所用观测数据来源于宁杰远科研小组在2022 年 10 月至 2023 年 7 月期间布设的宽频带地震流动台阵观测数据。如图 1(c)所示, 在河北省雄安新区及邻区(38.4°—39.5°N, 115.3°—116.7°E)投入 50套 Guralp CMG-3T 宽频带地震计, 并配合 REFTEC-130S-01 数据采集器进行的宽频带地震观测, 采样率为 100Hz。
雄安新区短周期流动地震观测点分布如图 1(a)所示, 在大约 100km×100km 的区域内, 设计台间距约为 16km 的 7×7 网格状台阵。然后在预定点位附近选择实际观测点, 具体位置如图 1(a)中红色三角形所示。在选择远震数据时, 为了尽量减少体波信号的干扰, 得到信噪比高的瑞利波记录, 选用震中距 D>10°, 矩震级 Mw≥5.00 的事件。为避免震中距接近 180°时的汇聚效应, 要求震中距 D<170°。在台阵连续记录的 2022 年 10 月 15 日至 2023 年 7 月10 日的时间范围内, 共筛选出远震事件 1386 个, 其震中分布如图 1(b)中的红色圆点所示。
(a)中红色三角形表示观测点位置; (a)和(c)中黑色实线表示断层[40], 其中太行山山前断裂在本研究区的部分为保定–石家庄断裂和大兴凸起断裂, (a)中标示的牛驼镇凸起南缘断裂通常称为牛东断裂; (b)中红色圆点示意本文所用远震的分布; (c)中蓝色方框为本文研究区域, 彩色圆点(色标)为本区域的热流值观测结果[41]
图1 宽频带地震观测点位分布(a)、用于面波成像的远震分布(b)及热流值分布(c)
Fig. 1 Distribution of broadband seismic observation stations (a), teleseismic events used for surface wave imaging (b) and surface heat flow observation (c)
由于远震面波资料质量存在差距, 所以质量控制非常必要。之前的一些自动化拾取方法往往不能保证频散曲线的拾取质量, 不一致的频散曲线会严重地影响反演结果的分辨率, 而部分一致的低质量频散曲线又会带来疑似高分辨的假象。具备相关经验的数据处理专家可以提供高质量的频散曲线筛选结果, 但面对目前日益增长的地震数据处理需求, 人工处理几乎是不可能完成的任务。同时, 人工拾取的经验差异、缺乏定量标准等因素导致难以对结果的误差进行估计。因此, 地震学家开始尝试发展基于统计指标或特征工程的自动化方法[42]。Jiang 等[39]基于深度卷积神经网络, 提出新的模型 Surf-Net, 可直接从时间域互相关波形中提取频散信息, 该模型包含根据面波数据特征设计的频率域大卷积核单元, 并采用深度可分离的卷积层来减少参数规模, 能够精确地提取面波相速度频散曲线, 有效地删除异常结果, 并提供不受低质量数据影响的平均面波相速度频散曲线, 保证了反演结果的正确性。
本文将 Surf-Net 模型应用到雄安密集台阵地震资料的数据处理中。考虑到台阵的口径和远震数据的主频分布, 我们设置资料处理的周期范围为 10～ 50s。首先, 对远震记录进行仪器响应反卷积, 得到速度记录, 并进行质量控制。然后, 将不同台站上大圆弧路径相差在 15°以内的远震记录进行互相关, 并应用 Surf-Net 提取频散曲线, 获得的相速度频散曲线分布如图 2 所示。一个台站对可以得到多条频散曲线, 我们对同一台站对的频散曲线求平均, 得到一个台站对的平均相速度频散曲线, 其分布如图3 所示。
得到平均频散曲线后, 通过迭代, 反演不同周期的相速度分布。相速度反演的格点间距为0.15°。走时正演使用基于快速行进法[44]开发的python 库pykonal[45], 并考虑有限频效应[46]。走时正演的格点间隔为 0.03°, 其值是经双线性插值, 从 0.15°粗格点得到的。设定反演的阻尼系数为 5; 10～20s, 20～ 30s 和 30～50s 周期的二阶平滑权重分别为 5, 7.5 和10。设定均值为 0 且标准差为拟合误差均方根的高斯函数作为不同观测数据的权重函数, 用来减少异常值对反演结果的影响。
反演得到的相速度结果如图 4 所示。其中, 短周期时的相速度呈现西北高、东南低的模式, 并随周期加长, 逐渐转化为东高西低的模式。在周期为50s 时, 受因分辨能力不足而设置更大平滑权重的影响, 研究区内相速度变化较小。
本文基于剪切板测试方法对相速度结果的分辨率进行测试, 各周期检测板成像参数与实际相速度成像参数相同, 并根据频散曲线的离散情况施加随机噪声。图 5 展示 0.45°×0.45°的测试结果, 可以看出, 10～20s 有最好的分辨能力, 30s 尚有一定的分辨能力, 50s 已没有分辨能力, 这同样是因射线稀疏(图 2 和 3)、分辨率不足而对射线稀疏区施加了更强的光滑约束导致的。
(a)为所有频散曲线的频率–速度分布; (b)为所有频散曲线的距离–频率分布, 上方子图为每 5km 内频散曲线数量随距离的分布, 右侧子图为每个频率点(0.02～0.10Hz 之间的等比数列, 共 50 个频率点)内频散曲线数量随频率的分布。(a)和(b)中红色曲线为 PREM 模型[43]对应的频散曲线, 下同
图2 研究区相速度频散曲线分布
Fig. 2 Distribution of all phase velocity dispersion curves in research area
(a)为研究区平均相速度频散曲线的频率–速度分布; (b)为研究区平均相速度频散曲线的距离–频率分布, 上方子图为每 5km 内频散曲线数量随距离的分布, 右侧子图为每个频率点(0.02～0.10Hz 之间的等比数列, 共 50 个频率点)内频散曲线数量随频率的分布
图3 研究区平均相速度频散曲线分布
Fig. 3 Distribution of average phase velocity dispersion curves in research area
填色表示相速度相对于该周期平均速度的变化; t表示典型周期的时间, v0表示该周期的平均相速度。灰色实线表示断层, 下同
图4 不同周期的相速度结构
Fig. 4 Phase velocity structure at different periods
本文在相速度反演结果的基础上, 基于马尔可夫链蒙特卡罗方法(Markov Chain Monte Carlo, MC-MC), 进行基于后验概率的单点非线性反演[47]。其中, 用两个速度参数和一个层厚参数的线性层描述沉积层, 用 5 个速度参数和一个层厚参数的 b 样条描述地壳, 用 5 个速度参数的 b 样条描述上地幔。大多数链条 750 次迭代后就基本上稳定了, 本研究取每个链条的后 750 个模型用于估计后验概率, 并根据这 750 个模型对应的误差均值来筛选没有很好收敛的链条, 剔除均值大于最小均值 1.5 倍的链条。
考虑到前面的相速度成像剪切板测试结果, 为了避免因深部结构偏离参考模型而影响计算结果, 计算区域的下界深度设为 250km, 但只在垂直剖面中展示浅部 100km 深度范围内的 S 波速度, 并重点讨论 50km 深度范围内的结果。
由于瑞利面波的相速度主要由 S 波速度结构控制, P 波速度和密度对瑞利面波相速度的影响不大, 所以采取常用的方法, 将 P 波速度和密度设为 S 波速度的函数: 在地壳内使用经验公式[48], 通过 S 波的速度(km/s)估计 P 波速度和密度(g/cm3); 在地幔内, 参考 IASP91, PREM 和 AK135 等模型[43,49–50], 设定 P/S 波速比为 1.825, P 波密度为 S 波速度的 0.74倍。因为存在不确定性, 我们不对 P 波速度和密度的结果进行讨论。对于每个水平网格点, 我们随机初始化 15 个速度结构, 每个结构逐步扰动, 生成1500 个模型, 并根据生成的模型, 估计反演结果及其不确定性。
本研究将单点反演得到的一维 S 波速度结构进行组合, 得到三维 S 波速度结构。不同深度的水平剖面和不确定度分别如图 6 和 7 所示, 图 8 为垂直剖面。
(a1)～(d1)为不同周期的0.45°×0.45°输入模型; (a2)～(d2)为对应周期的剪切板恢复模型
图5 检测板分辨率测试
Fig. 5 Checkerboard resolution tests
(a)中画出地幔岩石圈厚度的等值线(km), 计算方法参考吴建平等[51]; (b)中紫色直线为垂直剖面的位置。蓝色和黄色虚线圈定区域见文中讨论
图6 S波速度水平剖面
Fig. 6 Horizontal slices of S-wave velocity
图7 S波速度不确定度水平剖面
Fig. 7 Horizontal slices of S-wave velocity uncertainty
剖面位置见图 6(b); 用分为两段的色标展示地壳和地幔的 S 波速度结构; 黑色虚线是参考地壳深度[52]
图8 S波速度结构垂直剖面
Fig. 8 Vertical profile of S-wave velocity structure
从浅部的速度结构来看, S 波速度西北高、东南低(图 6(a)～(d)), 与该区域西北高、东南低的地形(图 1)相一致。从深部的速度结构来看, S 波速度的分布模式变为西北低、东南高(图 6(g)和(h))。图 6 (e)～(f)的图像有所不同, 下面将详细讨论。
图 7 显示, 浅部的不确定度稍大, 在一定程度上与本文没有使用高频数据有关, 不过绝大部分区域小于 5%, 对应于小于 0.18km/s 的 S 波速度绝对值变化, 也就是说, 我们能够安全地讨论差别大于0.2km/s 的 S 波速度变化。深部的不确定度小一些, 绝大部分区域小于 2%, 对应于小于 0.09km/s 的 S波速度绝对值变化, 也就是说, 我们能够安全地讨论差别大于 0.1km/s 的 S 波速度变化。
从垂直剖面来看, 地形高的位置普遍对应地壳厚度偏大的区域(图 8)。并且, 在图 8 中西北角地壳厚度明显偏大的位置, 可以观察到上地幔顶部存在明显的低速; 在其东南角, 我们明显地观察到上地幔顶部存在厚度不超过 50km 的 S 波高速区域。
首先需要强调的是, 莫霍面是根据地震学资料确定的地球内部重要分界面。一般情况下, S 波波速在很小的一个深度范围快速地提升, 代表着地壳与地幔的分界, 因此选择不同的 S 波速度值(如 4.0或 4.5km/s), 基本上不影响对莫霍面位置的判断。
这是因为其明显的地震波速度差异, 一般来说很容易对地壳和地幔物质进行区分。镁铁质下地壳物质与硅镁质上地壳物质因成分也存在差异, 同样可以参考实验室测量结果进行大致的区分[53]。本文中, 我们把 S 波速度小于 3.8km/s 的物质视为硅铝质上地壳物质, 把 S 波速度介于 3.8～4.1km/s 之间的物质视为镁铁质下地壳物质, 把 S 波速度大于 4.1km/s 的物质视为地幔物质。在实际情况中, 即使不考虑含水量和压强的影响, 因为温度不同, 情况也会有所变化, 我们将结合 S 波速度的空间变化进行 分析。
与太行山区域高地形相对应的, 是该区域存在壳下低速区(图 6(g)和(h); 图 8(b), (c)和(e)), 尽管比地壳波速高, 属于固体地幔物质的波速范围, 但明显低于华北平原同深度地幔的波速。与华北平原地壳下面存在薄的岩石圈地幔(图 8(a), (b), (f)和(g))不同, 太行山地壳下方直接与软流圈物质相接触, 表明岩石圈已被拆沉, 但侵位的软流圈物质尚未因冷却而转化为高波速的岩石圈地幔物质。
太行山地壳整体上表现为高速(图 6(a)～(d); 图8(c)～(f)), 同样与华北平原形成鲜明的对比, 不仅其地壳上部波速明显高于华北平原(图 6(a)～(c)), 而且存在巨厚的地壳下部高速层(图 8(c)～(f))。地表地质和钻孔资料表明, 太行山出露或埋藏古老岩 石[54], 所以浅部的高速反映的可能就是该区域浅部的古老变质岩; 而其下部地壳波速大于 3.8km/s, 厚度大于 10km 的层位, 则属于典型的镁铁质下地壳物质。考虑到该区域的低热流值以及没有被深大断裂切割、缺乏中新生代火成岩侵入的特点, 可以认为, 虽然该处的岩石圈地幔已被拆沉, 软流圈与地壳发生直接接触, 但镁铁质下地壳物质尚未被拆沉。原因可能是, 镁铁质下地壳物质的榴辉岩化程度及厚度都尚且不够, 不满足瑞利–泰勒不稳定性条件, 没有发生类似中国东部镁铁质下地壳和岩石圈一起被拆沉的过程。尽管太行山下方与软流圈及更深部地幔柱相连接的地幔热物质上升流使得该地区的岩石圈地幔发生破坏, 但受到尚没有被破坏的高强度地壳的阻挡作用, 不能直接垂直上升并出露于地表, 意味着只能通过分布于其周围的断层或软弱带侵入相邻区域的地壳, 或直接出露地表。
与太行山地区地壳与软流圈物质直接接触的图像(图 8(a)～(c)剖面的左部及图 8(e)剖面的右部)不同, 华北平原的地壳下方存在厚度不大的岩石圈地幔, 岩石圈的最大厚度也只有 80km 左右, 岩石圈地幔厚度只有 40km 左右(图 8(a), (b), (f)和(g)中黑色虚线下方的绿色区域为薄的岩石圈地幔)。如果是一次性破坏的结果, 说明古老岩石圈被破坏后, 新生成岩石圈的冷却时间不足 80Ma, 从地震学的角度说明太古代的华北块体在中生代晚期发生破坏, 其巨厚岩石圈地幔已经被拆沉, 侵位的软流圈地幔物质因为冷却而转化成薄的岩石圈地幔, 与路凤香 等[20]从地质学角度的推论一致。
若华北克拉通在中生代中期就发生破坏[20,55–57], 则可能存在多期次改造的情况。这时, 中生代晚期的改造作用就体现为再一次的岩浆侵入地壳以及对没有完全冷却的岩石圈再烘烤后的再冷却, 造成现在华北平原岩石圈厚度只有约 80km (岩石圈地幔厚度只有 40km)的情况。
华北平原的地壳与太行山地区的地壳也明显不同, 最主要的不同之处是华北平原的地壳缺乏巨厚的镁铁质下地壳物质(图 8(a), (b), (f)和(g)), 进一步说明华北岩石圈确实已被破坏, 不仅巨厚的地幔岩石圈被拆沉, 巨厚的镁铁质下地壳也同样被拆沉。
软流圈物质上涌, 是可以通过下垫作用产生新的镁铁质下地壳的。但是, 华北平原缺乏巨厚镁铁质下地壳, 说明上涌的软流圈地幔相对亏损主量元素。由于分异作用, 上涌地表的岩浆仍然可能表现为主量元素富集的特征, 并不影响地球化学家得出主量元素富集的观测结果[8]。因此, 古老克拉通岩石圈被破坏之前, 可能不存在大量回返的俯冲带物质。这样, 当古老岩石圈的镁铁质下地壳和岩石圈地幔一起被大面积雪崩式拆沉时, 被动上涌的软流圈地幔物质无法在短时间内分离出大量的镁铁质下地壳物质。
之前, 很多人把华北克拉通东部的破坏解释为地幔过渡带滞留的俯冲带物质所触发[2]。但是, 基于上述分析, 我们认为, 虽然东亚岩石圈的破坏是受到太平洋板块俯冲的影响, 但很可能不是由平躺在地幔过渡带的俯冲带物质分异后上涌的物质置换造成的, 而可能与俯冲带的力学作用和(或)弧后富水区域的地幔流动有关。因此, 不需要把地幔过渡带的高速物质解释为在克拉通破坏过程中发挥触发作用的古俯冲带滞留物质, 中国东部地幔过渡带与地表地形有很好对应关系的高速物质, 很可能是拆沉的古老大陆岩石圈物质。
进一步观察可以发现, 雄安新区及邻区, 从西北往东南方向, 岩石圈地幔的厚度和波速有一个缓慢增加的过程。岩石圈地幔厚度的等值线大致与太行山山前断裂平行(图 6(a)), 说明太行山山前断裂一带是中生代晚期以来导致古老岩石圈拆沉的地幔热物质上升核心区域。
当我们发现地幔热物质是大致沿着太行山山前断裂上涌, 太行山山前断裂为地幔热物质上涌提供通道的时候, 意味着太行山山前断裂的产生时间要早于地幔热物质上涌时间。前面已经从岩石圈厚度的角度, 得出新生的岩石圈冷却时间不大于 80Ma或遭受了再次烘烤作用的结论。太行山山前断裂的产生时间要早于导致华北古老岩石圈拆沉或再次改造的地幔热物质上涌时间的判断, 进一步说明华北古老岩石圈的拆沉或再次改造是在中生代晚期以来发生的。因为太行山山前断裂的走向与现今应力场的方向是一致的, 所以其形成时间也应该发生在中生代中期以后, 与晚于断层发育的地幔热物质上涌相比, 应该发生在更晚的时间。
30km 深度的水平剖面(图 6(f))展示的波速特征与其他深度的水平剖面明显不同, 原因是该地区的地壳厚度大致为 30km。在不同的区域, 因为地壳厚度的变化牵涉地壳物质与地幔物质之间的波速对比, 波速大的是地幔物质, 波速小的是地壳物质, 所以 30km 深度的水平波速剖面能够清楚地刻画地壳最薄区域的轮廓, 其中的高速异常区域即是地壳厚度最薄区域。太行山断裂以东的地区, 存在一个狭长的地壳厚度最薄区域, 厚度明显小于 30km (图6(f)中蓝色椭圆形虚线区域)。这个区域的走向大致与太行山山前断裂带的走向一致, 说明减薄过程受到中生代晚期以来拉伸应力场的控制。同时, 这个区域与 5km 深度反映的中生代晚期以来沉积层覆盖区的范围大体上一致(图 1(a)和图 6(a))。
该区域中生代晚期以来发生的地壳拉伸减薄导致地表下沉, 产生与之相应的新生代沉积, 说明新生代以来的岩石圈地球动力学过程既是拉伸为主的过程, 也是冷却为主的过程。同时, 从地表地形来看, 虽然地形低的区域大致与地壳厚度最薄区域相符, 但是, 太行山山前断裂东南区域的地表地形从西往东是逐渐降低的(图 1(a)), 与研究区西南部为地壳厚度最薄区域的分布格局略有不同, 说明东部区域比西部区域冷却得更加充分, 与前述地幔热物质大致沿着太行山山前断裂上涌的判断相符。
总的来说, 雄安新区位于岩石圈地幔厚度从零到约 40km 变化的区域, 同时也是地壳厚度剧烈变化的区域(图 6(f))。岩石圈厚度或岩石圈地幔厚度的变化, 主要反映与地幔热物质上升流距离不等的效应; 地壳厚度的不同, 则在于不仅与镁铁质下地壳是否被拆沉有关, 而且受后期差异性拉伸作用的影响。在共同的区域应力场条件下, 不同的拉伸程度源于物质不同的力学性质, 高强度的块体难于拉伸, 低强度的块体易于拉伸。强度的高低既取决于物质条件, 也取决于温度条件。一般来说, 同样的温度条件下, 地幔岩的强度更大, 镁铁质地壳物质次之, 花岗岩的强度更小, 沉积岩的强度最低; 沉积岩中, 松散沉积的岩石比经过压实作用的古老岩石强度低, 发生变质作用后, 强度通常会变大。
太行山区的地壳相对较厚, 不仅源于其巨厚的镁铁质下地壳物质没有被拆沉而导致的厚度偏大, 而且因为其由高强度的古老变质岩和巨厚的镁铁质下地壳物质组成导致的难以拉伸。太行山东部的地壳最薄区域, 与其西部相比, 因为缺乏巨厚镁铁质下地壳, 整体强度有所减小; 与其东部相比, 则不仅因为其岩石圈地幔最薄(更薄的岩石圈地幔或无岩石圈地幔), 地壳成为唯一由高强度物质组成的圈层, 因而整体强度有所减小, 而且受到与地壳直接接触或近距离的软流圈热物质烘烤, 温度有所提高, 强度进一步减弱。
雄安新区的上地壳整体上表现为低速特征。巨厚的新生代沉积是其浅部低速的重要成因, 尽管不一定是全部成因(图 6(a))。20km 深度的地壳呈现低速(图 6(d)), 也可以归因于该区域的地壳主要由硅铝质地壳(典型的小于 3.8km/s 的 S 波速度)组成, 因物质成分与镁铁质地壳物质(大于 3.8km/s 的 S 波速度)不同而表现为相对低速。但是, 10 和 15km 深度的地壳呈现低速(图 6(b)和(c)), 则是因为具有较高的温度, 因为这时是在同为硅镁质花岗岩地壳的地体之间进行对比。
另外, 从上升的地幔流受太行山高强度地壳阻挡后物质需要有去向的角度以及处于拉张状态的软弱区是地幔热物质天然流动通道的角度看, 华北平原地壳的低速很可能有太行山下方地幔热物质上升流的贡献。图 6(e)中, S 波速度变化范围为 3.8～4.0km/s, 整体上显示为镁铁质下地壳物质的波速(薄地壳的高速有可能是反演假象, 并不能说明确实存在镁铁质下地壳物质, 但这不影响本文的结论, 因此这里不展开讨论)。但是, 图 6(e)黄色虚线圈内的低速很特别, 也不属于假象。图 6(b)～(d)中也有类似的低速区(同样用黄色虚线椭圆圈标示), 而且, 由深至浅, 这一低速异常区的范围逐渐增大, 位置也逐渐往东移动。类似的情况是, 图 6(b)～(d)中存在黄色虚线半圆所示的低速异常区域; 不同的是, 异常区的位置和范围在不同深度没有明显的变化。两个低速异常区的位置大体上与研究区最薄地壳区域(图 6(f)中蓝色虚线椭圆位置)一致。合理的解释是, 地幔热物质侵入到地壳内部。蓝色虚线椭圆由深部至浅部移动的方向即为地幔热物质流动的方向; 位置没有移动的区域(黄色半圆形虚线标示), 就是地壳整体上被地幔热物质烘烤、侵入并重熔的区域。因为雄安新区一带地幔热物质侵入地壳, 导致地壳物质重熔, 所以进一步弱化了地壳, 导致其出现更多的差异性拉伸。
非常可能的情况是, 在地幔热物质的烘烤下, 岩石圈地幔和镁铁质下地壳因满足瑞利–泰勒重力不稳定性条件而下沉, 并且产生近水平走向的薄弱 层[58]。地幔热物质沿着这样的薄弱带挤入, 把岩石圈地幔拆沉(太行山的情况), 或把镁铁质下地壳和岩石圈地幔一起拆沉(太行山以东的情况), 进而对未拆沉的地壳形成烘烤和热侵蚀。
研究区域西南角的区域, 虽然也属于地壳厚度最薄区域, 但仍然有镁铁质下地壳物质(尽管厚度略小), 图 6(e)显示的可能就是与北部太行山区域不同的因热侵蚀作用侵蚀了部分镁铁质下地壳物质的图像。另外, 图 6(e)中圆形黄色虚线区域的低速区, 可能反映侵入的软流圈高温物质分异出来的镁铁质物质, 尽管大范围内缺乏足够的镁铁质物质, 但在局部区域分异出高温镁铁质物质是完全有可能的; 高温的软流圈物质可以分异少量的镁铁质, 甚至硅铝质热物质, 并进一步触发地壳物质重熔, 并向东向上流动。这就是受到广泛关注的雄安新区地热活动[37–38]的深部成因。我们判断, 总的来说, 雄安新区的高热流值与中生代晚期以来地壳的热过程有关, 而不是因为地壳中富集了更多的放射性热源, 这与高热流值集中分布在花岗岩出露区域附近所揭示的动力学图像[54]相一致。
本文利用宁杰远科研小组 2022 年 10 月至 2023年 7 月期间布设的台间距约为 16km 的宽频带密集地震观测资料, 基于智能远震瑞利面波频散曲线提取技术[39], 获得大量高质量的远震瑞利面波频散曲线, 进行考虑了有限频效应的相速度成像以及基于马尔可夫链蒙特卡罗非线性技术的 S 波速度结构反演, 得到雄安新区高分辨率的壳幔 S 波速度结构, 并得到如下新的认识。
1)太行山地壳下方直接与软流圈物质相接触, 虽然巨厚的岩石圈地幔已被拆沉, 但镁铁质下地壳尚未被拆沉。同时, 尽管太行山下方与软流圈及更深部地幔柱相连接的地幔热物质上升流使得该地区的岩石圈地幔发生破坏, 但受到尚没有被破坏的高强度地壳的阻挡作用。
2)与太行山地区地壳和软流圈物质直接接触的图像不同, 其东南部的华北平原地壳下方存在厚度不大的岩石圈地幔, 说明太古代的华北块体在中生代晚期被破坏, 不仅其巨厚岩石圈地幔已被拆沉, 而且侵位的软流圈地幔物质因为冷却而转化成薄的岩石圈地幔。
3)华北平原的地壳本身与太行山地区的地壳明显不同, 最主要的不同之处是华北平原的地壳缺乏巨厚的镁铁质下地壳物质, 进一步说明华北平原岩石圈确实在中生代晚期被破坏, 不仅巨厚的地幔岩石圈已被拆沉, 巨厚的镁铁质下地壳同样被拆沉。中国东部地幔过渡带的高速物质与地表地形有很好的对应关系[59], 很可能是中生代晚期拆沉的古老岩石圈物质。
4)太行山山前断裂一带是中生代晚期以来导致古老岩石圈拆沉的地幔热物质上升核心区域。太行山以东区域, 随着与太行山山前断裂距离的增加, 岩石圈地幔越来越厚。因为太行山山前断裂的走向与现今应力场的方向是一致的, 所以其形成时间也应该发生在中生代晚期以来, 与晚于断层发育的地幔热物质上涌相比, 应该发生在更晚的时间。
5)太行山山前断裂以东的地区存在一个狭长的地壳厚度最薄区域, 厚度明显小于 30km。这个区域的走向大体上与太行山山前断裂带的走向一致, 说明减薄过程受到中生代晚期以来拉伸应力场的控制。同时, 这个区域与中生代晚期以来沉积层覆盖区的范围大体上一致, 说明新生代以来的岩石圈地球动力学过程既是拉伸为主的过程, 也是冷却为主的过程。
6)总的来说, 雄安新区的高热流值与中生代晚期以来地壳改造过程有关, 而不是因为地壳中富集了更多的放射性热源。可能的动力学模型是, 在太行山下方为中心的地幔热物质上升流烘烤下, 巨厚的岩石圈地幔和钙钛矿化程度较高的镁铁质下地壳因满足瑞利–泰勒重力不稳定性条件而下沉, 并产生近水平的薄弱层。地幔热物质沿着断层及这样的薄弱层挤入, 进一步把岩石圈地幔拆沉(太行山的情况), 或把镁铁质下地壳和岩石圈地幔一起拆沉(太行山以东的情况), 进而对未拆沉的地壳形成烘烤和热侵蚀。在硅铝质地壳与软流圈直接接触的条带状区域, 高温的软流圈物质同样可以分异少量的镁铁质甚至硅镁质热物质, 并进一步触发古老地壳物质重熔, 并向东向上流动, 这就是雄安新区地热活动的深部成因。
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Crust-Mantle Structure in Xiong’an New District and Its Implications for Continental Lithosphere Transformation
Abstract Based on a newly developed AI-based method for extracting teleseismic Rayleigh wave dispersion curves by Y. R. Jiang, a large volume of high-quality teleseismic Rayleigh wave dispersion curves was obtained from very broadband dense seismic observation data collected by J. Y. Ning team from October 2022 to July 2023 with station spacing of approximately 16 km. Phase velocity imaging considering finite-frequency effects and S-wave velocity inversion based on the nonlinear Markov Chain Monte Carlo technique were conducted, yielding a S-wave velocity structure of the crust and mantle in the Xiong’an New District. The S-wave velocity structure indicates that the lower crust beneath the Taihang Mountains is in direct contact with asthenosphere, while a relatively thin lithospheric mantle exists beneath the North China Plain to the southeast of Taihang Mountains. The crust in the Taihang Mountains and its southeast adjacent area shows differences in the presence or absence of a thick mafic lower crust. The fault zone at the front of the Taihang Mountains has been the core area for the ascent of mantle thermal material, leading to the foundering of the ancient lithosphere since the Late Mesozoic. Since the Cenozoic, the region has undergone a tectonic process of lithospheric extension and cooling. This study also proposes a dynamic model for the high heat flow in the Xiong’an New District.
Key words continental lithosphere; North China Craton; Xiong’an New District; crust-mantle structure; craton destruction