華南地區(qū)樟樹—寧德大地電磁測深剖面深部電性結(jié)構(gòu)及熱特征

李帥， 韓江濤,2*， 劉立家,2， 孟凡文， 康建強， 吳懿豪， 辛中華

1 吉林大學(xué)地球探測科學(xué)與技術(shù)學(xué)院， 長春 130026 2 自然資源部應(yīng)用地球物理重點實驗室， 長春 130026

0 引言

華南地區(qū)是歐亞板塊東南緣地殼生長和大陸增生最活躍的大陸邊緣，同時也是殼幔物質(zhì)與能量強烈交換的地帶，大規(guī)模的巖漿巖帶以及巖漿活動主要受控于NE、NNE向的深大斷裂帶(Zhang Y Q et al.,2012；Zhang G W et al.,2013).華南大陸由不同塊體拼貼聯(lián)合組成(舒良樹，2012；Zhang et al.,2020)，為多期復(fù)合的碰撞對接帶(魏秀喆等，1983；王昆等，1993；樓法生等，2005)，其整體分為兩大陸塊，分別為揚子地塊和華夏地塊(圖1a).華南地區(qū)復(fù)雜的構(gòu)造格局導(dǎo)致熱活動強烈，深部熱物質(zhì)的上涌與地殼的混染形成了具有幔源物質(zhì)的巖性組合(Zhou et al.,2006；He and Xu,2012；Li et al.,2013).華南地區(qū)作為大火成巖省，廣泛分布了各個時期的巖漿巖，其中中生代為巖漿巖的主要形成時代(Huang et al.,2015)，且花崗巖自北西向南東生成時代逐漸變新，變質(zhì)程度逐漸減弱(杜國云，1998；毛建仁等，2014；湯家富和戴圣潛，2016)(圖1b).花崗巖的形成與地幔熱源和巖漿熱物質(zhì)的上涌密切相關(guān)，花崗巖的時空分布規(guī)律可能是地幔熱源活動的反映.

大地?zé)崃髦饕傻貧崃髋c地幔熱流構(gòu)成.地殼熱流主要與放射性集中層以及大范圍的花崗巖侵入體有關(guān)，放射性集中層主要位于中上地殼，與高豐度、長壽命的U、Th、K等放射性同位素有關(guān)，而地幔熱流源于幔源物質(zhì)的底侵作用或者是來自數(shù)百公里深處或核幔邊界的熱柱(Morgan，1984；Nyblade and Pollack,1993).華南地區(qū)的大地?zé)崃髦底员蔽飨蚰蠔|逐漸增高，大地?zé)崃鞣謪^(qū)性明顯，揚子地塊為中-低溫梯度區(qū)，大地?zé)崃髦翟?0～70 mW·m-2之間；武夷隆起帶為中-高溫梯度區(qū)，大地?zé)崃髦翟?0～80 mW·m-2之間；東南沿海陸緣帶為高地溫梯度區(qū)，大地?zé)崃髦荡蠹s為90 mW·m-2(汪集旸和黃少鵬，1990；謝竇克和張禹慎，1995；胡圣標(biāo)等，2001；袁玉松等，2006；張帆，2013；姜光政等，2016).華南地區(qū)自東南沿海向揚子地塊莫霍面溫度逐漸降低，軟流圈頂部埋深逐漸變深(熊紹柏等，1991；王培宗等，1993；吳健生等，2014)，形成了東南地溫梯度及大地?zé)崃鞲?、西北地溫梯度及大地?zé)崃鞯偷母窬?，反映了華南地區(qū)巖石圈熱結(jié)構(gòu)上的差異(圖1c).

圖1 (a) 研究區(qū)區(qū)域大地構(gòu)造背景圖(底圖參考毛建仁等，2014)； (b) 樟樹—寧德大地電磁測深剖面與主要斷裂分布圖(底圖參考毛建仁等，2014)； (c) 華南地區(qū)大地?zé)崃鲌D(底圖參考袁玉松等，2006)

殼幔中的高熱物質(zhì)的地球物理特征表現(xiàn)為低速、高導(dǎo)異常，已有研究表明華南地區(qū)低速異常和高導(dǎo)異常普遍發(fā)育.研究認(rèn)為低速、高導(dǎo)異常的成因有：上地幔的部分熔融(呂苗苗等，2017)、殼幔物質(zhì)的相互作用(蔡輝騰等，2014；王曉冉等，2018)、深大斷裂的存在(李紅星等，2015；林吉焱等，2020)、深部的巖漿作用(譚皓原和王志，2014；林吉焱等，2020)、太平洋俯沖板塊脫水作用(眭怡等，2018)、地幔柱活動(曲平等，2020).巖石圈內(nèi)的高導(dǎo)體是研究板塊之間的構(gòu)造活動及深部熱活動的重要證據(jù)(徐克定，2000；孫潔等，2001；朱介壽等，2005；Zhang et al.,2015).華南地區(qū)高導(dǎo)層成因模式有：揚子地塊與華夏地塊之間的碰撞俯沖的島弧環(huán)境(Zhang L T et al.,2015；Zhang K et al.,2020)、下地殼的拆沉(胡祥云等，2017；Zhang et al.,2019)、太平洋板塊俯沖作用導(dǎo)致的巖石圈的水化過程(Xu et al.,2019)及玄武質(zhì)巖漿的底侵作用(韓江濤等，2012；韓松等，2016).在華南地區(qū)強烈物質(zhì)交換背景下，高導(dǎo)體是研究華南地區(qū)的熱狀態(tài)的有效途徑.

大地電磁測深法是研究地球內(nèi)部導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)及流變學(xué)特征的有效方法(孫潔等，2001)，可為地?zé)嵊嘘P(guān)的深部巖漿活動研究提供重要的依據(jù)(陳昌昕等，2020).大地電磁測深法對深部的高導(dǎo)體具有良好的分辨能力，可以用來解釋與地?zé)嵯嚓P(guān)的深部玄武質(zhì)巖漿的底侵作用(Zhang et al.,2020)、板塊俯沖作用導(dǎo)致的巖石圈的水化過程(Xu et al.,2019)等，同時也可以研究地?zé)嵯到y(tǒng)深部的熱源機制(Gao et al.,2018；王凱等，2021)、非常規(guī)的地?zé)醿?Ars et al.,2019)、地?zé)嵯到y(tǒng)的地質(zhì)結(jié)構(gòu)(Maithya and Fujimitsu,2019)等.本文在前人的研究基礎(chǔ)上，基于樟樹—寧德大地電磁測深剖面的電性結(jié)構(gòu)，解析華南地區(qū)的深部結(jié)構(gòu)及熱源特征.

1 研究方法

1.1 數(shù)據(jù)采集與處理

本文利用的江西樟樹至福建寧德的大地電磁測深剖面數(shù)據(jù)在國家深部探測專項(SinoProbe-02)資助下由吉林大學(xué)于2012年完成.采集儀器使用加拿大鳳凰地球物理公司V5-2000型大地電磁測深儀，有效周期范圍為0.003～2000 s，采集時長為20 h左右.剖面全長410 km，共布設(shè)了37個寬頻大地電磁測點，平均點距為11 km，見圖1b.剖面從北西到南東依次穿過了揚子地塊東緣、華夏地塊的武夷隆起帶和東南沿海陸緣帶.利用傅里葉變換將原始時間序列數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)換為頻率域數(shù)據(jù)，并采用功率譜篩選、Robust估計(Egbert，1997)等技術(shù)，獲得高質(zhì)量的阻抗張量信息.圖2是不同地塊的未經(jīng)編輯的視電阻率和阻抗相位曲線，數(shù)據(jù)質(zhì)量整體較好.

圖2 MT測點視電阻率-相位曲線(不包含21號測點)

1.2 維性分析

反演前需要對剖面結(jié)構(gòu)進(jìn)行維性分析，相位張量受近地表非均勻性所產(chǎn)生的電流畸變效應(yīng)影響較小，成為了分析區(qū)域維性的重要參數(shù)(Caldwell et al.,2004；Moorkamp，2007).圖3是剖面上各測點的相位張量分解結(jié)果.該相位張量的計算式由三個分量(最大相位φmax、最小相位φmin以及偏離角β)定義的橢圓表現(xiàn)評價維性.當(dāng)β<3°時，一維和二維特征較明顯，且在一維條件下，φmax和φmin相等，相位張量橢圓呈圓形；當(dāng)β>3°時，對應(yīng)三維的地下結(jié)構(gòu).在1～1000 s的周期內(nèi)、1～17號測點，在1～100 s的周期內(nèi)、22～37號測點以及0.001～0.1 s周期內(nèi)、23～37號測點β值普遍小于3°，二維特征明顯.其他區(qū)域表現(xiàn)為較大的β值，主要由盲區(qū)(1 Hz附近)及低頻數(shù)據(jù)的低信噪比所致，也可能具有一定的三維特征.為了確保反演結(jié)果的可靠性，本文對剖面數(shù)據(jù)進(jìn)行二維反演和三維反演，通過對比分析選擇更合適的反演模型.

圖3 華南地區(qū)樟樹—寧德剖面相位張量橢圓圖

分析研究區(qū)的構(gòu)造走向是二維反演前的必要工作.基于G-B阻抗張量分解方法(Groom and Bailey,1989)，本文獲得了區(qū)域的最佳電性主軸，對二維反演前的大地電磁測深響應(yīng)電性失真、大地電磁測深數(shù)據(jù)的區(qū)域走向和維數(shù)進(jìn)行了估計，并利用玫瑰圖描繪所有測點以及不同頻段區(qū)間由G-B分解獲得的走向.結(jié)果如圖4，圖4a為不同測點的構(gòu)造走向玫瑰圖，圖4b為不同頻段的構(gòu)造走向玫瑰圖，最終確定區(qū)域構(gòu)造走向是北東向45°.因此將MT阻抗數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)動45°，使ρxy、φxy曲線對應(yīng)TE模式(電場平行于構(gòu)造走向)，ρyx、φyx曲線對應(yīng)TM模式(電場垂直于構(gòu)造走向).

圖5為MT反演過程中TM、TE模式下的實測數(shù)據(jù)和反演模型所計算的響應(yīng)數(shù)據(jù)擬斷面.其中圖5的a、b、e、f為視電阻率的對比圖，圖5的c、d、g、h為相位的對比圖.通過對比來評估本文結(jié)果的可靠性.由于對TE模式進(jìn)行了降權(quán)，導(dǎo)致實測數(shù)據(jù)和響應(yīng)數(shù)據(jù)擬斷面圖具有差異，參與反演程度較高的TM模式基本一致.本文選擇的TE+TM模式反演模型的響應(yīng)數(shù)據(jù)與實測數(shù)據(jù)之間一致性較好，表明了反演結(jié)果的可靠性.

圖5 MT反演實測數(shù)據(jù)與響應(yīng)數(shù)據(jù)擬斷面圖

1.3 二維反演

本文采用非線性共軛梯度算法(NLCG)進(jìn)行二維反演計算(Rodi and Mackie,2001).大地電磁測深二維反演模式包含TE、TM和TE+TM模式.其中TE模式對垂向的電阻率變化更加敏感，但TE模式更容易受到三維畸變影響(Berdichevsky, 1999)，TM模式具有較好的橫向分辨率，但縱向分辨率不足(萬漢平，2013)，實踐中多采用TE+TM聯(lián)合反演模式.本文采用TE、TM和TE+TM模式對數(shù)據(jù)進(jìn)行二維反演.

反演參數(shù)選取為：正則化因子分別取τ=1、3、5、15、20、30、50、100、200、300；水平光滑因子(alpha)為1；TE和TM模式下單獨反演選取的視電阻率級數(shù)均為10%，相位誤差級數(shù)均為5%；TE+TM聯(lián)合反演的TM模式下選取的視電阻率誤差級數(shù)為10%，相位誤差級數(shù)為5%，TE模式下選取的視電阻率誤差級數(shù)為100%，相位誤差級數(shù)為5%.局部近地表不均勻性引起的靜位移，導(dǎo)致視電阻率曲線整體偏移，而相位曲線基本一致，因此，本文對于可能受到靜位移影響的測點進(jìn)行校正，并利用校正后的模型進(jìn)行反演.初始模型為100 Ωm的均勻半空間，反演網(wǎng)格由60行、120列組成，橫向網(wǎng)格寬約為4 km，縱向?qū)雍褚?.2倍遞增，為避免邊界效應(yīng)，模型的橫向擴展到900 km，縱向擴展到450 km.反演迭代次數(shù)設(shè)置為200次．通過設(shè)置不同的正則化因子獲取L曲線(圖6)，τ=15時的反演模型可以更好的平衡擬合誤差和模型的粗糙度.最終，TE+TM聯(lián)合反演得到的二維模型更加符合研究區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造特征，均方根誤差(RMS)為2.88.

圖6 不同正則化因子的模型粗糙度與擬合誤差值曲線圖

1.4 三維反演

三維反演采用非線性共軛梯度算法(NLCG)(Newman and Alumbaugh,2000).三維反演參數(shù)選取為：沿X(南北)方向網(wǎng)格寬度8000 m，網(wǎng)格數(shù)55個，兩側(cè)以2.5倍系數(shù)各擴邊5個網(wǎng)格；沿Y(東西)方向網(wǎng)格寬度8000 m，網(wǎng)格數(shù)30個，兩側(cè)以2.5倍系數(shù)各擴邊5個網(wǎng)格；沿Z(垂向)方向首層10 m，層遞增系數(shù)1.2，網(wǎng)格數(shù)48個，邊界以2.5倍系數(shù)擴邊5個；最終生成的反演網(wǎng)格為55×30×48；反演初始模型為100 Ωm的均勻半空間；誤差門限設(shè)置為5%.利用上述參數(shù)對所有測點全阻抗數(shù)據(jù)進(jìn)行三維反演，獲取剖面下方的三維電性結(jié)構(gòu).本文采用分頻反演，首先反演高頻數(shù)據(jù)，利用高頻的反演結(jié)果作為下一步反演的初始模型，逐步加入低頻數(shù)據(jù)進(jìn)行反演，多次循環(huán)迭代.最終反演均方根誤差為2.79.

圖2續(xù)

通過對比二維反演和三維反演結(jié)果(圖7)，兩者的主要異常結(jié)構(gòu)吻合.17、18號測點下方高導(dǎo)異常只在二維反演中出現(xiàn)，根據(jù)相位張量分析，17、18號測點的三維特征更明顯，在二維反演中出現(xiàn)很可能為假異常，因此本文不對其討論.C5異常在三維反演模型中顯示了較小的延伸范圍，可能與34、35、36、37號測點擬合情況較差有關(guān)(RMS較大).地震地質(zhì)上的結(jié)果都顯示東南沿海陸緣帶具有強烈的活動特征(徐夕生等，1999；張健等，2018).通過對比二維反演可以更好的平衡擬合誤差和模型的粗糙度.

圖7 TE+TM聯(lián)合二維反演和三維反演結(jié)果對比

圖8為TE+TM模式下二維反演以及三維反演的各個測點的均方根誤差，大部分測點的均方根誤差在3以下.對比發(fā)現(xiàn)，東南沿海陸緣帶的34、35、36、37號測點三維反演結(jié)果的均方根誤差略大于二維反演結(jié)果.

圖8 TE+TM模式二維反演和三維反演各測點均方根誤差分布圖

1.5 模型靈敏度分析

本文依據(jù)Schwalenberg等(2002)的靈敏度驗證方法，驗證模型中主要的高導(dǎo)體C1、C2、C4和C5的靈敏度(圖9).該方法是改變高導(dǎo)體位置幾個數(shù)量級的電阻率值，計算正演響應(yīng).通過對比正演前后的視電阻率-相位響應(yīng)以及均方根相對誤差，如果視電阻率曲線存在明顯的電阻率增加，相位曲線存在明顯的相位減小，相對誤差較大，說明模型具有較高的敏感度，同時驗證了高導(dǎo)體的真實性與可靠性.高導(dǎo)體埋深的驗證方法為：用若干個頂界面相同，底界面不同的高阻塊體(圍巖電阻率平均在3000 Ωm)代替原始的反演結(jié)果模型(圖10).建立不同深度的測試模型并計算其正演響應(yīng)，利用(1)式評價異常的可靠性.

圖9 模型靈敏度驗證圖(利用3000 Ωm圍巖電阻率替代高導(dǎo)體異常得到所有MT測點的均方根誤差)

圖10 高導(dǎo)體驗證模型

(1)

其中RMSF為正演后模型的均方根誤差，RMSO為原始模型的均方根誤差，RMSOF為相對誤差.

隨著底界面埋深的增加(具體利用的電阻率埋深層數(shù)見圖11)，正演后模型與原始模型之間的相對誤差逐漸減小，說明了高導(dǎo)體隨著深度增加，敏感性逐漸下降(圖11).當(dāng)達(dá)到一定深度時，敏感度下降到一定的值，當(dāng)相對誤差減小到0.1的時候，本文認(rèn)為該深度的電阻率已經(jīng)達(dá)到了圍巖電阻率的值，對應(yīng)的深度為高導(dǎo)體深度.本文最后確定的高導(dǎo)體埋深見表1.

圖11 高導(dǎo)體深度驗證圖

表1 高導(dǎo)體埋深驗證表

2 電性結(jié)構(gòu)特征

電性模型顯示了揚子地塊東緣、武夷隆起帶、東南沿海陸緣帶的電性結(jié)構(gòu)存在明顯的橫向差異性.揚子地塊主要呈現(xiàn)了高阻特征，只有淺層電阻率較低；武夷隆起帶地殼尺度存在互為獨立的高導(dǎo)體，巖石圈地幔60～80 km為電阻率為幾百歐姆米的低阻層；東南沿海陸緣帶存在一條從地表一直延伸到上地幔的低阻條帶.剖面從西向東切過江山—紹興—萍鄉(xiāng)斷裂帶、贛江斷裂帶、十萬大山—杭州斷裂帶、政和—大浦?jǐn)嗔褞Ш透０病暇笖嗔褞?，均表現(xiàn)為低阻特征，見圖12.

2.1 高導(dǎo)體分布

揚子地塊東緣與武夷隆起帶的交界處存在高導(dǎo)體C1，對應(yīng)了江山—紹興—萍鄉(xiāng)斷裂帶，西傾大約60°，下方連接了延伸到上地幔的低阻通道，在下地殼以上電阻率較低，低阻通道電阻較高，兩側(cè)為巨厚的高阻體；C2、C3、C4位于武夷隆起帶上地殼以及Moho處，被不同規(guī)模的高阻塊體分隔，下方連接了上地幔的低阻層，揚子地塊的高導(dǎo)體和武夷隆起帶的高導(dǎo)體可能具有同源的特征；C5為貫穿東南沿海陸緣帶地殼與上地幔的高導(dǎo)體，整體電阻率偏低.

2.2 斷裂帶特征

2.2.1 江山—紹興—萍鄉(xiāng)斷裂帶(F1)

7、8號測點間的高導(dǎo)條帶為江山—紹興—萍鄉(xiāng)斷裂帶.電性特征表現(xiàn)傾向西北、角度約為70°，其東西兩側(cè)為巨厚的高阻體，東側(cè)高阻體較厚，下方與低阻條帶相連接.江山—紹興—萍鄉(xiāng)斷裂帶是顯著的重力梯度帶以及地球化學(xué)域的分界線，布格重力異常顯示該斷裂位置表現(xiàn)為莫霍面凸起帶，地殼顯著變薄.巖石學(xué)顯示沿著斷裂帶發(fā)育中生代鎂鐵質(zhì)火山巖(秦社彩等，2019)，斷裂帶東西兩側(cè)分布的巖石組合也存在差別，西北側(cè)出露大量的島弧火山-沉積巖系，東側(cè)出露的為多期區(qū)域動力-熱流變質(zhì)作用的變質(zhì)巖系(胡開明，2001)，兩側(cè)不同的巖石組合對應(yīng)的深部的電性結(jié)構(gòu)也存在差異.

2.2.2 贛江斷裂帶(F2)

10、11號測點間的高導(dǎo)條帶為贛江斷裂帶，高導(dǎo)條帶與下方的低阻層相連.東西兩側(cè)為高阻體，西側(cè)高阻體較厚.贛江斷裂帶是具有顯著的重力、航磁異常的左旋走滑的超殼斷裂帶，由于其深部傾向不確定，因此在圖12中并未標(biāo)注.斷裂以東重力異常呈NE走向，以西主要呈NNE走向(徐鳴潔和舒良樹，2001；滕吉文，2002)，主斷裂表現(xiàn)為大規(guī)模的左行走滑脆性剪切帶，傾角在65°～70°(馬逸麟等，2002；曾新福和湯蘭榮，2018；崔學(xué)軍等，2002).巖石學(xué)上是一條晚中生代的火山巖線，贛江斷裂帶被認(rèn)為最早形成于晉寧運動，在晚三疊世之后，斷裂活動劇烈，并形成了許多晚中生代的巖漿巖(梁興和吳根耀，2006).

圖12 樟樹—寧德剖面電性結(jié)構(gòu)二維反演解釋圖(Moho資料來自楊曉瑜和李永華，2021；Song et al.,2017)

2.2.3 十萬大山—杭州斷裂帶(F3)

21號測點下方的高導(dǎo)條帶為十萬大山—杭州斷裂帶，其兩側(cè)均為地殼尺度的高阻層.十萬大山—杭州斷裂帶是一條NNE向的超殼深斷裂帶(Gilder et al., 1996； Zhou et al.,2006; 蔣少涌，2008).地表出露了堿性、貧水、后造山(洪大衛(wèi)等，1995; 劉昌實等，2003)的A型花崗巖類，具有高εNd(t)值和低tDM值的花崗巖帶(蔣少涌，2008).這些花崗巖主要由殼?；旌献饔眯纬?蔣少涌，2008；郭春麗等，2010)，超殼斷裂為花崗巖中的幔源物質(zhì)上升至地表的通道，C3與向東傾的低阻通道連結(jié)，兩者可能具有相同的深部背景，其可能為殼幔混染作用提供了物質(zhì)交換的通道.

2.2.4 政和—大浦?jǐn)嗔褞?F4)

32號測點為政和—大浦?jǐn)嗔褞?，兩?cè)為巨厚的高阻層.地震結(jié)果顯示政和—大浦?jǐn)嗔褞|西兩側(cè)具有明顯不同的P波和S波速度結(jié)構(gòu)(Cai et al.,2015；Kuo et al.,2016)，且切割深度大于30 km，推測為超殼斷裂(趙延娜等，2019； 李海艷等，2021)，由于不確定其深部具體傾向，因此在圖12中并未標(biāo)注.該斷裂被認(rèn)為是華南加里東褶皺帶與東南沿海巖漿帶的分界(舒良樹和周新民，2002)，控制了晚中生代陸緣巖漿弧的分布.斷裂帶內(nèi)發(fā)現(xiàn)新元古代的鐵鎂質(zhì)-超鐵鎂質(zhì)巖石組合(馬瑞士，2006； 舒良樹等，2008；Shu et al.,2011)，兩側(cè)發(fā)育鈣堿-弱堿性多期次、大面積分布的火山巖(姚伯初等，2011； 唐婷婷等，2014).前人認(rèn)為這些火山巖的形成是由于古太平洋板塊的俯沖沿政和—大浦?jǐn)嗔褞纬蓭r漿弧，在伸展環(huán)境下，火山巖面積開始擴張(Li Z X and Li X H, 2007)，這些火山巖對應(yīng)了兩側(cè)的高阻層.斷裂帶兩側(cè)的電性結(jié)構(gòu)也存在很大差異，西側(cè)的整體電阻率要比東側(cè)的電阻率高.

2.2.5 福安—南靖斷裂帶(F5)

37號測點高導(dǎo)條帶為福安—南靖斷裂帶.福安—南靖斷裂帶的布格重力異常和航磁異常都很明顯，并且是與地幔隆起有關(guān)的切穿Moho的深大斷裂(馬金清和徐維光，2010)，但不確定其深部的具體傾向，因此在圖12中并未標(biāo)注.以其為中心，形成了規(guī)模巨大的噴發(fā)帶以及巨厚的火山堆積物，認(rèn)為其控制了晚侏羅世巖漿的噴發(fā).斷裂正位于布格重力異常不同特征分區(qū)的交界處，西部為重力低緩異常區(qū)，東部為重力梯級區(qū).斷裂兩側(cè)結(jié)構(gòu)差異明顯，西側(cè)為高阻層，東側(cè)為導(dǎo)電層，對應(yīng)了布格重力異常的結(jié)果.且斷裂的下方對應(yīng)的高導(dǎo)層為深部幔源物質(zhì)上升的通道，福安—南靖斷裂帶為巖漿的涌出提供便利的條件.

3 討論

3.1 高導(dǎo)體分布及形成機制

本文認(rèn)為揚子地塊東緣、華夏地塊的武夷隆起帶和東南沿海陸緣帶的高導(dǎo)體具有不同的成因，因此對不同地塊的高導(dǎo)體異常單獨進(jìn)行討論.

C1高導(dǎo)體位于江山—紹興—萍鄉(xiāng)斷裂帶下方，江山—紹興—萍鄉(xiāng)斷裂帶是揚子地塊與華夏地塊在新元古代碰撞拼合的縫合線(Guo et al.,1989；Wang X L et al.,2006；舒良樹，2012；Wang Y J et al.,2013；Zhang et al., 2015；田洋等，2021).地震速度結(jié)構(gòu)顯示在江山—紹興—萍鄉(xiāng)斷裂帶的速度負(fù)異常一直延伸到深處(林吉焱等，2020)，前人大地電磁測深研究結(jié)果也具有類似的低阻特征(Xu et al.,2019；Yin et al.,2021；Shan et al.，2021)，地質(zhì)結(jié)果顯示該斷裂帶年齡以及物質(zhì)的差異明顯，且發(fā)現(xiàn)了反映幔源和裂谷的特征的雙峰式火山熔巖(Wang and Li,2003)、基質(zhì)強變質(zhì)的超鎂鐵-鎂鐵質(zhì)巖相組合以及代表島弧環(huán)境的蛇綠巖套(Chen et al.，1991；周新民和朱云鶴，1992；Zhou et al.,2002a，b；曾勇等，2002；周新民，2003；吳榮新等，2005；舒良樹，2006；Li et al.,2008；羅皓等，2013；韓瑤等，2016；朱喜，2019；孫俊俊，2019).高導(dǎo)異常的解釋主要有硫化物、石墨膜、H2O衍生出的氫離子(H+)的擴散以及部分熔融幾種解釋.由于流體的存在，硫化物很容易發(fā)生氧化變質(zhì)，很難在淺層地殼中存在.而石墨膜會降低電阻率，但是不會降低地震速度，特別在江山—紹興—萍鄉(xiāng)斷裂帶處發(fā)現(xiàn)了蛇紋巖化的橄欖巖，所以本文高導(dǎo)體解釋為蛇紋巖化的橄欖巖更為合理，其也可能為古縫合線的活化.這些巖性組合說明揚子地塊與華夏地塊之間在拼合之前為海洋環(huán)境，碰撞拼合后發(fā)生了劇烈的巖漿活動，深部的巖漿上涌，再經(jīng)后期的變質(zhì)作用，形成了江山—紹興—萍鄉(xiāng)斷裂帶這種典型的巖相組合.地震結(jié)果顯示了在揚子地塊東緣與武夷隆起帶拼貼處，揚子地塊向南東方向下插(張永謙等，2021)，武夷隆起帶與揚子地塊東緣拼貼完成則在晉寧運動時期(林吉焱等，2020).因此本文認(rèn)為高導(dǎo)體C1代表了揚子和華夏的縫合位置，且拼貼之前地塊之間為海洋環(huán)境.

剖面中的C2、C3、C4高導(dǎo)體存在于武夷隆起帶地殼內(nèi)部.地震結(jié)果顯示武夷隆起帶高速度區(qū)、磁異常的高值區(qū)與地表巖漿巖分布聯(lián)系密切，低速區(qū)與主要的斷裂位置對應(yīng)較一致(林吉焱等，2020).重力結(jié)果顯示武夷隆起帶的重力異常與揚子地塊和沿海區(qū)域相比明顯偏低，且內(nèi)部重力的短波長異常與地殼中速度的橫向劇烈變化密切相關(guān)(林吉焱等，2020)，這對應(yīng)了本文武夷隆起帶高低阻交替出現(xiàn)的結(jié)果.不止如此，武夷造山帶從上地殼一直保持高速一直到深部80 km轉(zhuǎn)變?yōu)榈退佼惓?王曉冉等，2018)，這與本文結(jié)果中武夷隆起帶70 km以下的低阻異常對應(yīng)較好.由于地震低速異常的存在，排除了地殼中高導(dǎo)體為石墨膜的可能，而硫化物在淺部地殼中很難存在，所以也排除了這種可能.武夷隆起帶地殼的泊松比(0.27)相對較高(韓如冰等，2019)，鐵鎂質(zhì)含量的增加、石英質(zhì)含量的減少以及部分熔融會提高泊松比(Christensen and Fountain,1975；Chen et al.,2010)，武夷隆起帶的大地?zé)崃髦翟?0～80 mW·m-2之間，武夷隆起帶的大地?zé)崃髦挡荒苁沟貧ね耆廴冢敲催@些低速高導(dǎo)的異常更大的可能為深部巖漿的上涌在Moho形成的部分熔融.武夷隆起帶發(fā)現(xiàn)的花崗巖幔源組分所占比例較少，說明深部的巖漿也上侵至地表，但是上侵至地表的玄武質(zhì)巖漿僅有一小部分.地幔的低阻層較厚，武夷山下70 km深處的含水率高達(dá)0.1wt%，熔體分?jǐn)?shù)高達(dá)1%(Xu et al.,2019)，該低阻異常解釋為古太平洋板塊西向俯沖所攜帶的流體和部分熔融的共存更合理(Xu et al.,2019).由于武夷隆起帶的造山作用明顯，同時又經(jīng)歷了塊體的拼合，深部的巖漿活動處于比較活躍的狀態(tài)，所以這些高阻塊體之間的相對高導(dǎo)異常反映了地幔物質(zhì)一定程度的參與.古太平洋的多期西向俯沖使武夷隆起帶以及東南沿海陸緣帶巖漿活動劇烈，武夷隆起帶與東南沿海陸緣帶處于擠壓造山的構(gòu)造環(huán)境，深部的地幔物質(zhì)無法上涌，儲存在較深處，因此該低阻層為深部地幔物質(zhì)的大規(guī)模侵入.古太平洋后撤，武夷隆起帶與東南沿海陸緣帶處于伸展構(gòu)造環(huán)境，深部的地幔物質(zhì)沿薄弱位置上涌，形成了這種高阻塊體之間嵌入低阻體以及高導(dǎo)體C2、C3、C4的電性特征，這些高導(dǎo)體為深部物質(zhì)的部分熔融.

剖面中的C5高導(dǎo)體貫穿東南沿海陸緣帶的地殼和上地幔.大量的地震結(jié)果顯示東南沿海陸緣帶存在巨量的低速體，在東南沿海福建、漳州等地地殼10 km、20 km、Moho周圍、Moho以下均發(fā)現(xiàn)了大規(guī)模的低速異常(Zhang et al.,2018)，并解釋為熱流上涌形成的部分熔融(蔡輝騰等，2014；譚皓原和王志，2014；Shen et al.,2016).在東南沿海地區(qū)以及南海北部陸源的巖石圈及下伏的軟流層100 km中發(fā)現(xiàn)寬約200 km、長約1300 km的NW-SE向巨大的低速異常帶(Lebedev and Nolet,2003；方念喬等，2007；鄢全樹和石學(xué)法，2007；李三忠等，2011).而更深的200～400 km巨大的低速異常構(gòu)造一直延伸至地幔轉(zhuǎn)換帶，且具有較高的地溫梯度，研究者認(rèn)為這些低速異常為地幔橄欖石的部分熔融(眭怡等，2018；曲平等，2020).東南沿海的泊松比在0.20～0.30之間(李海艷等，2021)，地殼厚度與泊松比呈負(fù)相關(guān)，很可能幔源物質(zhì)從深部地幔一直侵入了上地殼所導(dǎo)致.東南沿海發(fā)生的區(qū)域性的底侵作用得到了學(xué)者們的一致認(rèn)可(Xu et al.,2000；Zhou and Li,2000；Ai et al.,2007；馬金清和徐維光，2010；Li et al.,2013；葉卓等，2013)，晚燕山期高鉀鈣堿型花崗巖分布說明殼?；烊咀饔妹黠@，鐵鎂質(zhì)巖漿物質(zhì)上侵(Zhou and Li,2000；Zhou et al.,2006)，且部分區(qū)域形成了鎂鐵質(zhì)巖墻群(董傳萬等，2010；He and Xu,2012)、新生代的麻粒巖捕虜體，麻粒巖的形成意味著殼幔邊界發(fā)生了部分熔融(于津海等，2002).因此本文認(rèn)為東南沿海陸緣帶呈現(xiàn)的地幔尺度的高導(dǎo)體C5為玄武質(zhì)巖漿上涌至Moho，且在Moho以及地殼中發(fā)生了部分熔融.

3.2 深部熱源特征

華南地區(qū)越靠近東南沿海，巖漿活動的劇烈程度越明顯，這與本文的結(jié)果相一致，越靠近東南沿海地區(qū)，殼幔內(nèi)的高導(dǎo)體越豐富，埋深也越深.深部的這種特征在地表對應(yīng)了花崗巖的類型轉(zhuǎn)變，從武夷隆起帶到東南沿海陸緣帶，花崗巖由S型向I型和A型轉(zhuǎn)變(徐夕生等，1999；Clemens，2003；朱金初等，2006；He et al.,2010).武夷山西側(cè)S型花崗巖出露較多，武夷山東側(cè)I型與A型花崗巖出露較多，東南沿海陸緣帶包括了中生代早期的S型花崗巖(徐夕生等，1999)，以及中生代晚期的雙峰式火山巖、雙峰式侵入雜巖以及I型和A型花崗質(zhì)復(fù)合巖體，屬于典型的陸緣伸展減薄型構(gòu)造-巖漿組合(邱檢生等，2008)，在年代上兩個地區(qū)的鈣堿性花崗巖中的幔源物質(zhì)組分從印支期到燕山期逐步遞增(王德滋和周新民，2002；王德滋，2004；王強等，2004；華仁民等，2005；董傳萬等，2007；謝竇克等，2008；秦曉峰，2014)，這種隨著年代和花崗巖類型的轉(zhuǎn)變說明玄武質(zhì)巖漿在殼幔中早期為滯留狀態(tài)，后期慢慢沿薄弱處上涌.斷裂系統(tǒng)為深部的玄武質(zhì)巖漿的溢出提供通道，熱能也隨之釋放，致使東南沿海地區(qū)出現(xiàn)新生代玄武巖(滕吉文等，2019)，其中包含了來自巖石圈地幔的橄欖巖包體(趙海玲等，2003).東南沿海陸緣帶的這些酸性花崗巖體具有較高的放射性(李亭昕等，2020)，居里面埋深在17～18 km，放射性集中層厚度在10～12 km(王安東等，2015)，如此厚度的放射性集中層衰變所產(chǎn)生的熱量致使東南沿海更熱，使得溫度達(dá)到200 ℃以上.

東南沿海地區(qū)的Moho平均溫度為550 ℃，在Moho發(fā)生了大規(guī)模的熱流上侵作用(譚皓原和王志，2014).東南沿海地區(qū)新生代時期深部上地幔具有類似于大洋巖石圈地幔的高熱狀態(tài)(趙海玲等，2003)，現(xiàn)在地幔深部90 km的溫度在950～1250 ℃，120 km的溫度在1050～1400 ℃，150 km的溫度在1200～1450 ℃，220 km溫度在1500～1700 ℃(張健等，2018).華南地區(qū)的巖石圈以橄欖巖為主(單斌等，2021)，這種具有大洋巖石圈地幔的高熱狀態(tài)與更深處的熱物質(zhì)上涌是分不開的.本文認(rèn)為熱物質(zhì)的上涌與古太平洋板塊的西向俯沖相關(guān)，強烈俯沖使得東南沿海陸緣帶強烈活化，核-幔物質(zhì)傳輸、殼-幔物質(zhì)傳輸和巖漿活動強烈，使得大洋板塊插入大陸板塊下，冷的大洋板塊下沉，熱的地幔物質(zhì)上涌，形成了東南沿海地幔以及下地殼高熱的狀態(tài).因此東南沿海深部地幔存在熱源.武夷隆起帶的大地?zé)崃髦翟?0～80 mW·m-2之間，這個熱量很難使巖石物質(zhì)發(fā)生熔融，武夷隆起帶下的高導(dǎo)體中的地殼熔融物質(zhì)參與較少.武夷隆起帶的布格重力異常較低，地幔物質(zhì)的部分熔融使得泊松比較高.這與古太平洋板塊的西向俯沖有關(guān)，在后撤的伸展構(gòu)造背景下，地幔對流以及地幔的熱作用造成了Moho隆起，較低的布格重力異常和較高的泊松比(Zandt and Ammon,1995；Arcay et al.,2006；韓如冰等，2019)，對應(yīng)了Moho尺度的不同規(guī)模的高導(dǎo)體.武夷隆起帶的熱量來自于Moho埋深處的高導(dǎo)體(圖13).

圖13 華南地區(qū)地?zé)釞C制示意圖

3.3 深部熱通道特征

雖然武夷隆起帶與東南沿海陸緣帶地表的巖相組合幔源物質(zhì)參與程度不同，深部的高導(dǎo)體埋深和熱源機制不同，但兩個地區(qū)構(gòu)造背景相同，都經(jīng)歷了古太平洋板塊的西向俯沖擠壓作用和板塊后撤的伸展作用，武夷隆起帶的擠壓作用更明顯，東南沿海陸緣帶的伸展作用更明顯，幔源物質(zhì)上涌的比例更大.斷裂系統(tǒng)周圍分布了不同期次上侵的變質(zhì)后的花崗巖，深大斷裂控制了幔源物質(zhì)的上涌與熱量的散發(fā)，武夷隆起帶和東南沿海陸緣帶的深大斷裂處均顯示出了高導(dǎo)的特征，這表示兩個地區(qū)的熱通道的特征具有一致性.在古太平洋板塊西向俯沖的擠壓構(gòu)造環(huán)境下，深部的幔源物質(zhì)上涌，儲存在較深處，古太平洋板塊后撤，在伸展環(huán)境下，深部的幔源物質(zhì)與熱量沿深大斷裂上侵，因此造成了斷裂位置的大地?zé)崃鬏^高.

4 結(jié)論

(1)揚子地塊東緣、華夏地塊的武夷隆起帶及東南沿海陸緣帶橫向上電性結(jié)構(gòu)存在明顯的差異，揚子地塊主要由巨厚的高阻層組成，其與武夷隆起帶之間的高導(dǎo)條帶對應(yīng)了揚子地塊與華夏地塊的分界線——江山—紹興—萍鄉(xiāng)斷裂帶，斷裂帶內(nèi)推測為蛇紋巖化的橄欖石，淺部為古縫合線的活化；武夷隆起帶內(nèi)發(fā)育相互獨立分布的殼內(nèi)高導(dǎo)體，推測為深部物質(zhì)在下地殼內(nèi)發(fā)生的部分熔融；深部東南沿海陸緣帶存在殼幔連通的高導(dǎo)異常，推測為玄武質(zhì)巖漿上涌的通道；

(2)華南地區(qū)高導(dǎo)異常與深大斷裂存在普遍聯(lián)系，如江山—紹興—萍鄉(xiāng)斷裂帶、贛江斷裂帶、十萬大山—杭州斷裂帶的深部延伸；

(3)武夷隆起帶與東南沿海陸緣帶具有不同的熱源機制：武夷隆起帶熱源集中在Moho，地幔對流與地幔的熱作用造成了Moho隆起，從而造成了武夷隆起帶的大地?zé)崃飨鄬^高的狀態(tài)；東南沿海陸緣帶熱源來自巖石圈上地幔，淺部放射性集中層衰變放熱，深部存在的地幔熱物質(zhì)貫穿地殼和上地幔，使得東南沿海陸緣帶顯現(xiàn)為高熱狀態(tài).而武夷隆起帶與東南沿海陸緣帶熱通道具有統(tǒng)一的形式，均受控于深大斷裂的控制.

致謝由衷感謝匿名審稿專家提出的建設(shè)性意見.