中國東南地區(qū)巖石圈熱結構特征及其構造意義

楊 鵬，劉紹文,

1. 南京大學 海岸與海島開發(fā)教育部重點實驗室 地理與海洋科學學院，南京 210023；2. 中國南海研究協同創(chuàng)新中心，南京 210023

巖石圈熱結構對地球動力學過程有重要影響，溫度決定巖石圈的流變學性質，從而影響構造變形特征和地質演化過程（Cermak and Bodri,1986；Artemieva and Mooney, 2001；McKenzie et al.,2005）。巖石圈的溫度結構是探究其流變性質的先決條件。巖石圈熱結構分析主要包括殼、幔熱流的分配，深部溫度分布以及熱巖石圈厚度。有別于廣泛接受的大洋巖石圈簡單冷卻模型（Parsons and Sclater, 1977），由于大陸巖石圈復雜的成分、結構及構造演化，其熱結構相對復雜。在海洋地區(qū)，大洋中脊下的地幔對流為地表熱流提供主要的熱量來源；而在大陸地區(qū)，地表熱流除了包含地幔熱流外還有地殼中的放射性元素衰減產生的熱貢獻，這種熱源差異帶來的溫度結構將最終影響大洋和大陸巖石圈不同的演化過程（Furlong and Chapman,2013）。結合地球物理和熱流數據，前人對歐洲北部（Baumann and Rybach, 1991）、加拿大科迪勒拉—克拉通體系（Hyndman and Lewis, 1999）、美國西部（Schutt et al., 2018）等地的巖石圈熱結構及其動力學意義進行了深入研究。同時，全球尺度上的大陸巖石圈熱結構研究也取得進展（Artemieva and Mooney, 2001; McKenzie et al., 2005; Artemieva, 2006;Jaupart and Mareschal, 2007; Goes et al., 2020）。

中國東南地區(qū)包括揚子克拉通、華夏地塊以及南海等構造單元（圖1）。中生代以來，該區(qū)處于青藏高原形成及擴展、太平洋板塊西向俯沖和印度—澳大利亞板塊北向運動的共同作用下，構造變形強烈，動力學演化過程復雜。揚子克拉通自西向東分為上揚子、中揚子和下揚子地塊，整體大地熱流為 32～107 mW/m2，平均值 61±14 mW/m2，其中上揚子的四川盆地熱流值較低（～54 mW/m2），而下揚子區(qū)熱流值較高（～64 mW/m2）；華夏地塊的大地熱流值總體較高，平均超過69 mW/m2，局部地區(qū)有大于100 mW/m2的高熱流異常（Jiang et al.,2019）。南海北緣大地熱流值范圍60～100 mW/m2，在珠江口盆地熱流平均值為72 mW/m2，并且呈現從陸架到陸坡區(qū)增大的特征（唐曉音等，2018）。前人已通過地震、地熱、捕虜體數據以及反演模型等方法研究了中國東南部巖石圈熱結構特征（如An and Shi, 2006; 2007; Sun et al., 2013; Huang and Xu, 2010; Shan et al., 2014; Yang et al., 2021）。然而，現有研究一方面主要把中國大陸作為整體進行分析，缺乏充分的分辨率探究其橫向變化；另一方面僅局限于大陸地區(qū)，未曾考慮南海北部大陸邊緣裂解過程中巖石圈熱結構所發(fā)揮的作用。因此，有必要利用更新的地球物理與地球化學數據，綜合分析華南陸塊與南海北緣的熱結構特征。

圖1 中國東南地區(qū)熱流分布及構造分區(qū)圖Fig. 1 Heat flow measurements and tectonic division of SE China

本文利用最新的大地熱流數據和Crust 1.0地殼模型（Laske et al., 2013），通過穩(wěn)態(tài)熱傳導方程求解，揭示了中國東南地區(qū)巖石圈現今熱結構特征，同時輔以上地幔Pn波和捕虜體數據約束模型計算結果，討論了揚子克拉通、華夏地塊以及南海北緣巖石圈的熱結構特征及其構造意義。

1 數據與方法

1.1 地表熱流

巖石圈熱結構模型的熱流數據取自Jiang等（2019）第四版中國大陸地區(qū)大地熱流數據匯編中的A、B類測量值，同時輔以國際熱流委員會IHFC提供的數據（http://ihfc-iugg.org/）作為參考，南海北緣新添了近年發(fā)表文獻中的熱流數據（徐行等，2006；2015；李亞敏等，2010；米立軍等，2009）。現有地表熱流測量點分布不均，主要集中在四川盆地、江漢盆地以及東部沿海地區(qū)，而西南地區(qū)主要被喀斯特地貌覆蓋，野外測量困難從而實測值稀缺。在整理熱流數據時將觀測到的奇異值（＞120 mW/m2）去除，因為它們通常受巖漿作用或淺層地下水循環(huán)影響，不能準確反應地球深層的溫度結構。最后將研究區(qū)劃分為13×17共221個網格，利用標準克里金法進行1°×1°網格插值，力求獲得華南地區(qū)相對客觀的熱流分布。

1.2 地殼結構

地殼結構是開展巖石圈熱結構分析的重要因素。Laske等（2013）結合地震探測數據以及重力反演方法構建Crust1.0模型用于揭示全球1°×1°地殼結構，該模型包含了地震波速、地殼厚度以及巖石密度等基礎參數，本文根據此模型將中國東南地區(qū)巖石圈分為沉積層（1.74＜Vp＜5.0 km/s）、上地殼（5.0＜Vp＜6.2 km/s）、中地殼（6.3＜Vp＜6.6 km/s）、下地殼（6.6＜Vp＜7.2 km/s）和上地幔（Vp＞7.7 km/s）等5個界層。

1.3 巖石熱物性

自然界放射性元素232Th、40K、235U和238U主要集中在巖石圈淺層，對巖石圈的生熱貢獻不容忽視。近地表的生熱率（A）可以通過在實驗室對巖石樣品測量獲取，但大陸巖石圈深層生熱率垂向變化很大，難以通過標準技術進行估測（Hasterok and Chapman, 2011）。上地殼巖石生熱率的垂向分布可能存在三種模型：階狀模型（恒定值）、線性遞減模型和指數遞減模型（Lachenbruch, 1970;Swanberg, 1972）。目前應用較為廣泛的是階狀模型和指數模型，而Ketcham（1996）指出在運用指數模型計算中、下地殼生熱率時結果會顯著偏低。因此，本文在進行生熱率賦值時，僅上地殼采用指數模型，其他分層均采用階狀模型。上地殼生熱率的指數模型為：

式中D為特征深度，取全球平均值10 km（Morgan and Sass，1984）；A0為近地表生熱率，不同地質單元取值參考黃方等（2012），趙平等（1995），饒春濤和李平魯（1991）。中國東南地區(qū)沉積層厚度分布不均，根據已有文獻報道，分別取揚子克拉通巖石生熱率1.00～1.42 μW/m3（徐明等，2011; Zhu et al., 2018），華夏地塊 1.9 μW/m3（趙平等，1995）和南海北緣 1.47 μW/m3（Yuan et al., 2009）。中、下地殼以及上地幔生熱率根據Hasterok 和Chapman（2011）提出的全球模型取值。

熱導率（K）取決于巖石的礦物學組成及溫壓條件，大多數巖石熱導率隨溫度升高而顯著降低，隨壓力增加而微弱增加。本文利用地表巖石樣品的實測值來約束沉積層熱導率，其中揚子克拉通取2.50 W/mK（徐明等，2011；Tang et al., 2018），華夏地塊取3.41 W/mK（熊亮萍等，1994），南海北緣取1.26 W/mK（王力峰等，2016）。對于深部圈層，Cermak和Rybach（1982）提出如下公式來估計熱導率隨溫度的變化：

式中K0為0℃和近地表壓力條件下熱導率測量值，c為溫度系數。在地殼淺層，溫度對巖石熱導率起主要作用，而隨著溫度的升高，不同巖石類型的熱導率趨于收斂，所以熱導率不確定性對估測深部溫度的擾動較?。–hapman, 1986），因此本文僅將上述公式應用于上地殼，K0取3.0 W/mK，c取 1.0×10-3℃-1（Artemieva and Mooney, 2001）。中、下地殼熱導率分別取常數2.6和2.0 W/mK（Seipold,1992; Chapman, 1986）。對于巖石圈上地幔，假設其主要成分為橄欖巖，熱導率取4.0 W/mK（Schatz and Simmons，1972）。熱結構分析的具體參數取值見表1。

表1 中國東南地區(qū)巖石圈熱結構參數Table 1 Thermal parameters for the lithosphere in SE China

1.4 計算原理

穩(wěn)態(tài)熱傳導模型為巖石圈熱結構提供了可行的描述。一維穩(wěn)態(tài)熱傳導方程的表達式為：

其中，K為熱導率（W/mK），A為生熱率（μW/m3），T為溫度（℃），Z為深度（km）。為求解此微分方程，設定其邊界條件：（1）T|z=0=T0，即限定地表溫度T0，本文取陸地19℃，海洋5℃。（2）Q為地表熱流測量值。0

根據上文確定的熱參數，利用一維熱傳導方程即可求得巖石圈任意深度的溫度值，對于生熱率呈指數分布的上地殼，其深部溫度的方程解析解為：

對于生熱率使用階模型的其他圈層，方程解析解為：

其中，Ti+1和Ti分別為地層的底部和頂部溫度，Δzi為地層厚度，Ai和Ki分別為層內生熱率和熱導率。各層熱貢獻由層內生熱率和地層厚度決定：

這樣，地殼的總熱貢獻即地殼熱流Qc為

Zm為莫霍面深度（km）。根據地表熱流的二元結構，地幔熱流Qm即可表示為

經典的板塊構造理論中，巖石圈被定義為與板塊機械運動相關的上部剛性層。然而，根據多種地球物理資料，不同的巖石圈厚度定義被提出（Artemieva，2009），如熱、地震、彈性和電性厚度。地熱學中把以熱傳導為主要模式的地球外殼與以熱對流為主的軟流層的界面定義為巖石圈底界，其厚度為“熱”巖石圈厚度。本文采用臧紹先等（2002）提出的兩條絕熱線分別作為熱巖石圈底界深度的上界T1和下界T2，以兩者的平均深度作為最終的熱巖石圈厚度，該深度以下的地?；顒右詮娏覍α鳛橹鳎烧J為是近似絕熱的。

結合上述方法和有關參數，我們獲得了華南地區(qū)不同構造單元的深部溫度和熱流分布及巖石圈厚度。

2 結果

2.1 殼、幔熱流配分

地幔熱流受構造活動控制，對了解巖石圈深部熱狀態(tài)至關重要。圖2a顯示了中國東南地區(qū)的地幔熱流（Qm）分布：最低值出現在上揚子區(qū)，僅有19 mW/m2，均值為25 mW/m2；華夏地塊的地幔熱流均值為39 mW/m2，而南海北緣的地幔熱流最高為57 mW/m2。全球大陸巖石圈熱結構研究指出，地幔熱流與地質年齡間存在明顯的負相關關系，地幔熱流從元古代的30～45 mW/m2減少到太古代的10～30 mW/m2（Artemieva and Mooney, 2001）。地幔熱流在古老揚子克拉通地區(qū)表現為低值，而在受中、新生代構造活動較多的華夏地塊與南海地區(qū)則表現為高值。

中國東南地區(qū)巖石圈地幔與地表熱流比值（Qm/Q0）范圍較大，在40%～93%之間（圖2b）。揚子克拉通西部巨厚沉積層的地殼放射性元素熱貢獻大，因故地幔熱流占比偏低，Qm/Q0為48%，至華夏地塊其比值升高為57%；南海北部最高為76%。對于全球大陸巖石圈，地幔熱流與地表熱流的比值平均可達60%～75%（Pollack and Chapman,1977；Artemieva and Mooney, 2001；Hasterok and Chapman, 2011），結合本文的計算結果，華夏地塊與南海北緣的Qm/Q0與全球水平相當，而揚子克拉通略低。Wang（1996）根據Qm/Q0的比值劃分巖石圈熱結構的類型：當Qm/Q0＜50%時，熱結構表現為“冷殼冷幔”；當Qm/Q0≈50%時，表現為“溫殼溫?！被颉袄錃だ溽！?；當Qm/Q0＞50%時，表現為“熱殼熱幔”。因此，中國東南地區(qū)除了上揚子巖石圈熱結構屬于“溫殼溫?！鳖愋屯?，其他都屬于典型的“熱殼熱?！鳖愋汀?/p>

圖2 中國東南地區(qū)（a）地幔熱流Qm分布及（b）Qm/Q0分布Fig. 2 Distribution of (a) mantle heat flow Qm and (b) Qm/Q0 in SE China

2.2 深部溫度

本文根據穩(wěn)態(tài)熱傳導方程計算了中國東南地區(qū)巖石圈的深部溫度，給出了包括20 km、40 km、60 km、80 km（圖3）以及Moho面（圖4a）的溫度分布。在20 km深，揚子克拉通和華夏地塊溫度相近（280～450℃），都低于南海北緣（＞450℃）（圖3a）。在40 km深，已超過華南大陸大部分地區(qū)的Moho面深度，華夏地塊溫度（600～800℃）略高于揚子克拉通（500～650℃），南海仍保持最高溫度，在地殼厚度最薄的南海海盆中已達到1000℃（圖3b）。在60 km和80 km深，三大構造區(qū)域的溫度差異更為明顯（圖3c，d）：大部分地區(qū)均超過900℃，只有上揚子和中揚子部分地區(qū)溫度仍在900℃以下，下揚子地區(qū)表現為高溫狀態(tài)，更接近于華夏地塊，呈現與典型克拉通塊體相異的特征。

圖3 中國東南地區(qū)各深度溫度分布（a, 20 km; b, 40 km; c, 60 km; d, 80 km）Fig. 3 Distribution of temperatures at different depths in SE China（a, 20 km; b, 40 km; c, 60 km; d, 80 km）

揚子克拉通Moho面溫度集中在500～650℃，僅在其西南地區(qū)呈現高溫特征（＞650℃），溫度結構的橫向差異比較明顯，表明揚子克拉通內部的巖石圈結構與化學組分存在差異。華夏地塊Moho溫度集中在600～700℃。南海北緣Moho溫度同樣呈現高值，但是在海盆洋殼中較低，這是因為海盆的地殼較薄（＜5 km），當考慮同一深度的溫度分布時差異便消失了（例如80 km深，圖3d）?？傮w而言，溫度分布與地表熱流分布相似，揚子克拉通比其他地區(qū)更冷，巖石圈深層溫度橫向上呈現由NW-SE（克拉通—大陸邊緣—洋殼）逐漸升高的特征。

2.3 熱巖石圈厚度

中國東南地區(qū)的“熱”巖石圈厚度分布十分不均（圖4b）。揚子克拉通“熱”巖石圈厚度平均值128 km，范圍90～220 km，其中作為保留古老克拉通根的四川盆地是最厚的地區(qū)，平均厚度167 km，最厚可超過200 km。相較于揚子克拉通，華夏地塊巖石圈厚度減薄至100 km，范圍72～123 km，大部分地區(qū)均在100 km以內，下揚子區(qū)巖石圈厚度與華夏地塊近似，起伏并不明顯。南海作為三大構造單元中熱巖石圈最薄的地區(qū)，厚度僅有68 km，南海海盆擁有最薄的巖石圈厚度（＜50 km）。圖5展示了從四川盆地到南海海盆巖石圈深部等溫線剖面，剖面位置為圖4b中AB線段。巖石圈厚度自NW向SE持續(xù)減薄，到南海北緣僅剩下克拉通地區(qū)約一半的厚度，與地表熱流呈明顯負相關。

圖4 中國東南地區(qū)（a）Moho面溫度和（b）熱巖石圈厚度分布Fig. 4 Distribution of (a) Moho temperature and (b) thermal lithospheric thickness in SE China

圖5 四川盆地—南海北緣地表熱流、海拔以及巖石圈溫度結構剖面Fig. 5 Distribution of surface heat flow, elevation and lithospheric thermal structure profile from the Sichuan Basin to northern margin of the South China Sea

3 討論

3.1 深部熱結構的其他約束

3.1.1 巖石地球化學約束

捕虜體被快速上升的玄武巖或金伯利巖帶到地表，是了解巖石圈組成，結構和演化的重要依據。前人提出了一系列溫壓計用來測定捕虜體中單個礦物顆粒在進入宿主火成巖時的溫度和平衡壓力（起源深度）（如Ellis and Green, 1979；Nimis and Taylor, 2000），大多數壓力計依賴于巖石中石榴石的存在，不同的壓力計根據目的使用不同標準進行校準，其不確定性整體在0.3～0.5 GPa和30～180℃范圍內（Goes et al., 2020）。大多數捕虜體局限于火山活躍區(qū)，反映了產生火山活動的熱源所施加的瞬態(tài)條件（Eaton et al., 2009），華南地區(qū)發(fā)現的捕虜體大多分布在東南沿海，其余內陸地區(qū)尚未見報道。本文整理了中國東南地區(qū)新生代玄武巖捕虜體數據（Xu et al., 1996；Xu et al., 1999；Yu et al., 2003；鄒和平，2005；Huang and Xu, 2010, 及其參考文獻），并將它們投影到溫度—深度圖中，與本文計算的巖石圈深部溫度曲線進行對比（圖6），壓力—深度的換算統一基于地殼密度為2.7 g/cc和地幔密度為3.3 g/cc。不同地區(qū)采集到的捕虜體指示的溫度—深度剖面可能存在差異，但不太顯著，因此所有數據一起繪制。結果顯示，捕虜體數據估計的溫度范圍為600～1200℃，均沒有超過1300℃左右的絕熱溫度，壓力范圍相當于15～75 km深。捕虜體數據估算的東南地區(qū)巖石圈厚度在60～100 km，這與本文計算的華南地塊和南海北緣的熱巖石圈厚度非常吻合。此外，在Moho面以下，捕虜體數據點大多分布在南海和華夏地塊兩條溫度曲線之間，說明基于熱流和生熱率模型預測的結果也在合理范圍之內。

圖6 華南巖石圈溫度—深度剖面以及與捕虜體和上地幔Pn速度的比較Fig. 6 Temperature-depth profiles and comparisons with xenoliths and the upper mantle seismic Pn wave velocities data in SE China

3.1.2 地震學約束

上地幔頂部的Pn波速可指征Moho溫度Tm，它為巖石圈內殼—幔邊界溫度提供了嚴格約束（Schutt et al., 2018）。地殼中巖石成分主要控制了地震波速，溫度因素是次要的；反之，上地幔中溫度變化的影響占主導地位，其成分變化影響通常較小（Hyndman and Lewis, 1999）。Black和Braile（1982）指出，Pn速度與Moho溫度之間存在密切關系，即Pn=8.546-0.000729Tm，不確定性約±150℃。本文根據Crust 1.0全球地殼模型（Laske et al., 2013）提供的上地幔Pn波速，利用上述關系式估算出華南三個構造單元Moho溫度的分布范圍，并與熱結構模型的預測結果進行對比（圖6）。揚子克拉通上地幔Pn波速范圍在7.95～8.24 km/s，范圍值較大，因此根據Pn-Tm關系式預測的Moho溫度范圍也較大：420～818℃，其中四川盆地Pn波速范圍為8.02～8.24 km/s，預測的Moho溫度為420～720℃。與之相對的華夏地塊和南海北緣上地幔Pn范圍分別為 7.95～8.09 km/s和 7.95～8.08 km/s，兩者十分接近，因此預測的Moho溫度都接近630～818℃。此外，三個構造單元的深部溫度曲線均穿過上地幔Pn波給出的預測范圍（圖6），也驗證了本模型結果的可靠性。

本研究基于地熱估算給出的東南地區(qū)巖石圈厚度也得到了地震學的證實。Zhou等（2012）結合背景噪聲和地震數據，發(fā)現揚子克拉通西部的地殼厚度為～40 km，且地幔巖石圈可延伸至150 km深以下，而揚子克拉通東部以及華夏地塊僅有較薄的地殼（～30 km）和地幔巖石圈厚度（～70～80 km）。張耀陽等（2018）利用S波接收函數波動方程疊后偏移方法，認為四川盆地存在150 km以上的厚巖石圈，而不足100 km的薄巖石圈主要分布在川東褶皺帶和華夏地塊。需要說明的是，地震學模型一般是以地震波高速向低速轉變的界面作為巖石圈底界，但因為上地幔過渡層的存在，傳熱方式由熱傳導向熱對流轉變，導致“自上而下”約束的“熱”巖石圈厚度與“自下而上”約束的地震巖石圈厚度存在差異（Artemieva，2009）。考慮到反演機制以及計算誤差，兩種方法給出的中國東南地區(qū)巖石圈厚度的整體變化趨勢一致。

3.2 熱結構與構造活動的關系

中國東南地區(qū)巖石圈熱結構的非均一性受控于多期構造改造。華南大陸新元古代期間由揚子克拉通和華夏地塊拼接定型而成，隨后經歷了地殼拉伸，巖石圈改造以及巖漿作用（如 Zhou and Li, 2000; Li et al., 2014; Zhang et al., 2013, 及其參考文獻）。其中，二疊紀末的峨眉山地幔柱顯著改造了華南大陸（Xu et al., 2004）；中生代早期（250～190 Ma）古太平洋板塊向陸內作平板式俯沖（Flat subduction），導致了華南地區(qū)廣泛的中生代陸內變形（～1300 km寬）（Li and Li, 2007）。150 Ma之后，隨著俯沖板塊的傾角從低角度增加到中等角度，板塊開始回撤，誘發(fā)了向海岸方向逐漸遷移的巖漿作用（Zhou and Li,2000）。因此，目前觀測到的華南“熱”巖石圈厚度自NW向SE持續(xù)減薄，這與沿海地區(qū)（華夏地塊東部）巖漿活動引起的巖石圈熱弱化作用有關。

巖石圈熱結構特征也控制了大陸構造和變形。地殼孕震深度（Seismogenic depth, Ts）與殼內的脆—韌性轉換（Brittle-ductile transition）深度緊密相關，巖石的脆—韌性轉換受溫度控制，因此巖石圈溫度結構對地震發(fā)生深度至關重要。本文結合中國東南地區(qū)的地震活動，探究巖石圈溫度結構與地震分布的關系，地震數據（M≥1.0）取自國家地震科學數據中心2010/12-2021/08的統一地震目錄（https://data.earthquake.cn）。相比于大洋巖石圈地震的Ts受溫度控制且與300～600℃等溫線一致，大陸巖石圈熱結構對地震的約束仍有爭議（Burov and Diament, 1995; McKenzie et al., 2005; Molnar,2020）。有趣的是，幾乎所有中國東南大陸內的地震都落在600℃等溫線以內（圖5），這一觀測與McKenzie等（2005）結論一致。此外，Jackson等（2021）則進一步提出，600℃的等溫線（或顯生宙構造帶的350℃）可作為大陸巖石圈支撐長期強度流變層的約束。

此外，中國東南大陸巖石圈的差異熱結構特征也影響著華南大陸邊緣中生代裂解以及南海海盆的打開過程。Deng等（2020）使用高精度地震數據追蹤了南海北部大陸邊緣從寬裂谷到大陸裂解的演化過程，并指出華南大陸破裂過程中存在一個“熱”地殼，這與本文的結果一致。另外，新生代南海北部大陸邊緣裂后期的巖漿作用（Larsen et al., 2018;Sun et al., 2019）進一步熱弱化了巖石圈強度，更是促進了南海海盆的打開。顯然，華南前新生代的構造繼承和隨后巖漿作用共同引起的熱力改造過程弱化了中國東南部大陸邊緣，使得此處的巖石圈在應力作用下更易發(fā)生破裂，最終使得南海海盆打開。上述的巖石熱弱化機制及張裂過程還有待今后深入研究并予以量化表征。

4 結論

本文結合中國東南地區(qū)最新的大地熱流數據、地殼模型和巖石熱物性參數，通過熱模擬構建了揚子克拉通、華夏地塊以及南海北緣1°×1°熱結構模型，輔以巖石地球化學和地球物理觀測約束，揭示了該區(qū)巖石圈的熱結構特征。得出以下結論：

（1）中國東南地區(qū)具有不同的巖石圈熱結構類型。上揚子克拉通地區(qū)屬于“溫殼溫?！毙?，而其它地區(qū)則屬于“熱殼熱?！鳖愋停≦m/Q0＞ 50%）。地幔熱流（Qm）自NW向SE逐漸升高，巖石圈受地?；顒拥挠绊懸苍斤@著。巖石圈深層溫度變化也具有相似的變化趨勢。

（2）“熱”巖石圈厚度自揚子克拉通到南海北緣（NW-SE）逐漸減?。簱P子克拉通的巖石圈厚度最大，其中上揚子的四川盆地最厚（～200 km），保留古老的克拉通根，巖石圈熱結構表現為冷、厚的特征；南海北緣熱巖石圈厚度最小，僅有～70 km，其熱結構更接近于華夏地塊，表現為熱、薄的特征，這與中生代古太平洋板塊的俯沖回撤以及新生代以來大陸邊緣的巖漿活動的聯合改造作用有關。

（3）巖石圈熱狀態(tài)控制了華南大陸新生代構造活動。華南陸內地震的發(fā)震深度分布于巖石圈600℃等溫線以內。華南大陸邊緣“熱且薄”的巖石圈屬性促進了巖石圈張裂和隨后的南海擴張。