-
宣扬地学成果，传播勘查技术方法
-
点击上方“覆盖区找矿”，
关注
更精彩！
华南东部密集台阵接收函数成像与深部动力学机制
韩如冰
1
，杨顶辉
1*
，李秋生
2†
，黄荣
3§
，张洪双
2
，李江涛
4
，陈昊
5
，叶卓
6
，符伟
7
1
清华大学数学科学系
2
自然资源部深地动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所
3
中国地质大学(武汉)地球物理与空间信息学院
4
武汉大学测绘学院
5
东华理工大学核资源与环境国家重点实验室
6
中国地质科学院地球深部探测中心
7
南京工业大学交通运输工程学院
*通讯作者，
†
通讯作者，§通讯作者
密集台阵接收函数成像
是一种能够较精确探测地壳厚度
和
泊
松比的
地球物理新方法
，通过获得
接收区介质
对入射远震
P波的脉冲响应
，
提取研究区下方速度间断面的转换波(或多次波)信息，
可分析识别壳幔结构
，是研究地壳结构和属性的重要工具之一
。
华南东部位于欧亚板块东南端
，
涉及华南、华东和华中等中国东南广大
地
区
，
是研究西太平洋板块与欧亚板块相互作用的理想场所。
中生代晚期，华南东部位构造体制由特提斯域逐渐转变为太平洋域
，岩石圈大规模减薄
，
广泛发育多期
的
构造-岩浆-热事件
，
伴随有
巨量、爆发式的成矿作用
，
备受国内外地学界关注
。
华南东部中生代构造格局
主要受控于太平洋板块俯冲、转向和后撤过程。
其
地壳厚度与
物理属性
等
岩石圈
结构特征
是研究
区域构造演化
和
深部动力学机制
的关键要素
，
也控制着区内
成矿带的空间分布
和新构造运动。
以往研究学者曾利用
接收函数、背景噪声等
方法
揭示华南东部
存在“Y”型地壳极薄区域，
但其形成的深部动力学背景和机制尚存争议
。
本文利用近年来布设于
华南东部的305个宽频带流动
密集台站
以及
周边219个固定台站资料
，
台站较密集，分布范围大且布设合理
，
获得了研究区域内
地壳厚度、泊松比分布的
高分辨率图像，获得了地壳厚度等最新成果
，并结合
关键部位两条P波接收函数
共转换点(CCP)叠加成像
剖面结果
，
讨论了“Y”型地壳极薄带形成的深部动力学机制，
获得了我国东南区域
地球动力学认识新成果
。
结果表明，
研究区平均地壳厚度为33km，平均泊松比0.24，
整体表现为薄地壳、低泊松比特征
，推测
地壳总体向陆缘减薄
与早白垩世华南东部
处于俯冲板片后撤诱发的弧后伸展环境
相关
。
“Y”型极薄带内地壳厚度小于30km
，较带外薄3~5km，
其右支沿南昌-吉安-赣州-韶关展布
，
其左支沿江汉-湘中盆地沿线展布
，
二者交汇于南岭地区；
推测极薄带右支指示了太平洋俯冲板片断离的位置，形成机制
可能与地幔热流通过板片窗上涌
以及
先存断裂带的张扭作用
等深-浅部过程的交互作用有关。因此，
本文
提出了一个新的古太平洋俯冲-板片断离-后撤及伴随深部流体上涌的动力学模型
新成果
，
可解释华南岩石圈区域伸展、地壳极薄带的形成和花岗岩体的分布，
本文
提供了精度较高中国东南区域性
岩石圈
结构和形态，
提出
了该区域
地球动力学模型，
研究成果
具有重要价值；
地壳厚度
成果广泛用途，
研究方法可供借鉴。
华南东部
位于欧亚板块东南端
，濒临西太平洋。鉴于太平洋板块发育的显著不对称性，
该区域是研究西太平洋板块与欧亚板块相互作用的理想场所
。
中生代晚期，华南东部构造体制由特提斯域逐渐转变为太平洋域
，
并伴随着广泛发育的多期构造-岩浆-热事件
和
巨量、爆发式的成矿作用以及
区域性岩石圈大规模减薄
，
一直备受国内外地学界关注
。
然而，由于其演化过程的复杂性，以及深部结构研究程度相对较低，
岩石圈大规模减薄的深部动力学机制问题长期存在争议
。
近年来，
随着Sinoprobe等多项深部探测项目的实施
，
华南东部岩石圈大规模减薄的深部动力学机制研究取得了重要进展
。首先对岩石圈结构基本特征有了更深入的了解，
前人研究表明，华南地壳厚度总体西北厚(四川盆地约45km)、东南薄(华夏地块约30km)，
华南东部的地壳平均厚度与华北克拉通东部相当
，
较四川盆地和鄂尔多斯减薄至少10km，
仅有青藏高原地壳厚度的一半，
为中国陆地东部地壳最薄区域的组成部分
。其次，
前人研究也形成了一个基本的共识：
华南东部岩石圈伸展主要受控于
晚中生代以来
太平洋板块向华南东部(欧亚大陆东南缘)俯冲的动力学过程
。随着观测覆盖趋于完善，壳幔结构成像的分辨率进一步提升，
揭示出华南东部地壳厚度在平均30km的背景上，还存在“V”或“Y”型的异常极薄带
，其形成机制很难用传统的太平洋板块俯冲、后撤模式来解释，
华南东部岩石圈大规模减薄的动力学机制仍然是一个具有挑战性的课题。
突破的关键
有赖于更高分辨率的三维Moho面形态和地壳极薄带结构的精细刻画。
系统性设计的
宽频带地震阵列观测
被公认是获得地球内部精细结构图像的有效数据采集方式，
与固定台网观测的有机结合所形成的海量数据
，
将实质性提高对地球内部成像分辨率
。
接收函数方法通过
提取研究区下方速度间断面的转换波(或多次波)信息来分析壳幔结构
，是研究地壳结构和属性的重要工具之一
。
本研究使用华南东部系统设计、密集分布的305个宽频带流动台站以及周边219个固定台站资料，
二者形成位置互补，完成对研究区的增强覆盖和密集采样(图1)，
基于最近提出的H-κ-c叠加方法
(Li等，2019)
开展P波接收函数研究
，获得了研究区下方谐波校正后的
地壳厚度和泊松比的高分辨率图像
。
对跨越地壳极薄带的两条密集地震台阵剖面
(图1c，Line1和Line2)
进行共转换点(CCP)叠加成像
，依据Moho面的局部精细几何结构(光滑度、横向连续性/急剧起伏)特征，
并结合前人地质、地球物理研究的新进展，
探讨了“Y”型地壳极薄带形成的深部动力学机制的新模型。
图1 华南地块及周边构造背景与地震台站分布图
(a)华南地块及周边构造背景，蓝色矩形表示研究区域；(b)接收函数研究所使用的地震事件分布，三角形、黑色圆点分别表示研究区位置和地震事件；(c)研究区宽频带地震台站分布。流动台站和固定台站分别以红色三角形和蓝色方框表示，黄色三角形和方块表示图3和附图S2、S3展示的例子，白色三角形和方块表示弃用的台站。断层构造线参照舒良树(2012)、Li J H等(2014)
华南陆块位于欧亚板块东南大陆边缘
，北邻秦岭大别造山带与华北地块，西邻青藏高原，东南邻太平洋板块和菲律宾板块，西南靠近印支地块(图1a)。
区别于地理上狭义的华南范围，
地质学范畴内的
华南大陆
包括秦岭以南、青藏高原及横断山脉以东中国的大部分区域
。
新元古代以来，华南经历了复杂的演化过程
，产生了陆内构造的多期复合演变和叠加复合型的构造样式。火山岩定年和锆石U-Pb等同位素证据表明，
扬子块体和华夏块体在晋宁运动
(距今约1
.
0Ga~820Ma)
分两期拼合
，
形成了华南陆块的雏形
。位于扬子地块和华夏地块之间的
江南造山带被公认为是两个地块碰撞的产物
。
早古生代的加里东运动
伴随着花岗侵入岩的广泛发育(430~400Ma)，
统一的华南大陆就此基本形成
(图2)。
图2 华南东部区域地质简图
尽管扬子与华夏板块都是华南陆块的重要组成部分，
但随着关于两个板块研究的不断进展，
越来越多的证据指示出
扬子和华夏地块存在着明显差异的地壳成分和构造历史。
扬子克拉通基底主要由西部出露的太古宙至元古代岩石构成，主要包括出露于西北区的板溪-四堡群和东南区的双桥山-双溪群(1400Ma)，
这些岩石代表了华南最古老的大陆核的残余物
。
东南部的华夏地块相对年轻
，
基底主要是被早古生代沉积岩覆盖的新元古代岩石
，在武夷山、云开、海南等地区稀疏出露，包括古元古代至新元古代片麻岩、角闪岩、混合岩和变质火山岩。
燕山期华南陆块
经历了由特提斯构造域向古太平洋构造域转换的地质过程
。
燕山早期(侏罗世)，华南地块主要受到挤压作用
，地壳增厚的同时伴随有1300km大规模的陆内造山，
挤压作用可能来自印支块体与华南板块的碰撞，或者是华南与华北陆块的碰撞
，或者两者兼而有之。
燕山晚期(白垩世)，华南地块主要表现为伸展作用，
盆岭地貌、穹隆构造形成的
同时伴随着大规模的A型花岗岩岩浆侵入
。有人将伸展构造与亚洲大陆下方
古太平洋板块俯冲引起的弧后伸展联系起来
，并得到了一系列地球化学研究的支持；也有人认为
岩石圈伸展是主导机制
，白垩世岩浆作用可能是岩石圈伸展导致减压熔融的结果。
总之，多数学者认为，
中生代晚期以来
古太平洋板块俯冲作用对整个华南大陆的构造演化产生了深远的影响
，重塑了中国陆地东部的构造格局。
本文所用的宽频台站包括305个流动台站(图1c，红色三角)和219个固定台站(图1c，蓝色方框)，
纬度分布范围为21°~34°N，经度分布范围为109°~123°E
，
基本覆盖了整个华南东部地区
。流动台站来源包括
中国地质科学院地质研究所
承担的
2个地质调查项目
(采集周期2014年9月至2016年11月、2016年11月至2019年1月)和
1个自然科学基金项目
(采集周期2017年12月至2019年3月)以及
中国地质科学院矿产资源研究所承担的1个地质调查项目
(采集周期2017年1月到2018年12月)，累计回收原始数据约2990Gb。
地震计型号包括CMG-3T(频带宽度120s~50Hz)、CMG-3ESP(频带宽度60s~50Hz)、Trillium120PA(频带宽度120s~100Hz)以及STS-2
.
5(频带宽度240s~50Hz)
。
固定台站的波形资料由中国地震局地球物理研究所数据备份中心提供
(郑秀芬等，2009；采集周期2012年1月到2017年12月)。
流动台站和固定台站的分布形成了对研究区的增强覆盖和密集采样
(平均台站间距距距<30km)，
其中两条主要剖面(Line1和Line2)的台站间距约15km。
按照标准的处理流程，对应观测周期，从USGS网站下载地震目录，
图1b显示了用于本文研究的1830个地震事件
，具有较好的方位和震中距覆盖。
这些事件满足的基本条件是：
震中距30°~90°，Ms>5
.
5级(Han等，2020)。
然后进行去线性、去均值等预处理，截取远震事件理论直达P波到时
前20s至后100s的三分量波形数据，
经带通滤波(0
.
05~2Hz)后将E-N-Z地理坐标系旋转至R-T-Z射线坐标系，
进而人工手动挑选出P波初至明显的波形记录
(网络版附图S1，http：//earthcn
.
scichina
.
com)。
然后使用时间域迭代反褶积算法
(Ligorría和Ammon，1999)计算高斯系数为3
.
0的P波接收函数，以减少高频噪声。
对计算结果进行适当筛选，
波形明显异常及PmS到时明显不同的予以剔除，
最终共提取到70125条接收函数记录。
524个台站中的绝大多数
能提取到较高质量的接收函数波形
(附图S2)，其中有13个台站的波形质量较差，受到浅层多次波的干扰较为严重，Pms震相与多次波震相不清晰，在后续的成像和解释中不予采用。
这些台站的位置集中于沉积层较厚的江苏西南部地区以及雪峰山周围
(具体位置在图1c已标出)。
地壳厚度(H)和地壳平均Vp/Vs(κ)
是了解区域地质和构造演化的重要参数。地壳厚度可以
综合反映晚中生代以来伸展变形对地壳的改造程度
，地壳平均波速比通常保存了地壳的原始属性，
能够揭示地壳的矿物化学组分
，
对于了解区域构造演化和深部动力学机制具有重要意义。
网格搜索的接收函数H-κ叠加方法
已被广泛用于估计H和κ(Zhu和Kanamori，2000)。
该算法的巧妙之处在于利用了地壳厚度对Vp不敏感
，
对Vp/Vs相对敏感的特点。
基本步骤是：
对于每组H和κ值，求取Pms震相及PpPms(M1)、PsPms+PpSms(M2)之间的到时时差关系(相比于直达P波)，
并对相应的接收函数振幅加权求和：
其中wi为各个震相的加权值，且Σwi=1
.
S(H，κ)在三个震相相交时取得最大值，最大值即为“最佳”估计结果。
然而，在偏离了水平均匀各向同性假设的复杂地壳结构情况下，
H-κ叠加结果的偏差变得不容忽视
(Hammond，2014)。
鉴于此，Li等(2019)提出了一种H-κ-c叠加方法
(其中“c”是correction缩写，代表校正)。
该方法通过谐波变换修正了倾斜界面和地壳各向异性的影响
，降低了结果的不确定性，
从而可获得更准确、稳定的地壳厚度和波速比结果
。目前，H-κ-c叠加方法已经多次应用于中国陆地地壳结构接收函数成像研究，
并揭示了诸多地壳结构的细节特征
。
对于具有各向异性结构的不同地壳模型，先前的接收函数合成实验证实了Pms及其地壳多次波(M1和M2)的到时随后方位角(θ)变化(Li等，2019)。
H-κ-c叠加方法的关键思想是使用cosθ、cos2θ或它们的组合
(Liu和Niu，2012)
来校正地壳各向异性和倾斜界面的复杂影响下
Pms和M1、M2到达时间随后方位角的变化。谐波拟合方程为
式中，F(θ)表示Pms震相及其多次反射震相(M1和M2)的到时随后方位角(θ)的变化
，A
0
表示各向同性情况下的转换波到达时间
，A
1
、A
2
和θ
1
、θ
2
分别表示莫霍面倾斜和地壳各向异性两种情况下的振幅和相位。
当地壳中存在各向异性时，Pms和多次波到时随反方位角产生以π为周期的变化
，此时F(θ)只包含cos2θ项，其中θ2与快波方向相关，
A
2
与各向异性的振幅相关，延迟时间与2A
2
接近
，
即可用其表示地壳各向异性强度的大小
(Li等，2019)。当莫霍面倾斜时，转换波到时随反方位角产生以2π为周期的变化，此时F(θ)只包含cosθ项，
其中θ
1
与倾斜方向相关，A
1
与莫霍面倾斜角度相关。
而当二者同时存在时，上述参数均存在(Li等，2019)。基于等式(1)，使用网格搜索方法进行转换波相位的谐波拟合，在五维参数(dt=A
0
−
t
ref
，A
1
，A
2
，
θ
1
，
θ
2
)空间中寻找最优解，其中t
ref
表示由传统H-κ叠加计算的Pms到达时间，每个参数的初步搜索范围设置为dt：–1
.
0~1
.
0s；A
1
、A
2
：0~0
.
5s；θ
1
：0°~355°；θ
2
：0°~175°(Li和Song，2021)，其中A
1
和A
2
可针对倾角较大或方位各向异性较强的莫霍面结构进行调整。
本文采用从深地震测深剖面(郑圻森等，2003)提取的地壳平均Vp(6
.
3kms
−
1
)值进行扫描，
根据区域地质特征，
莫霍面深度(H)的合理搜索区间设置为20~50km
，泊松比(κ)的搜索区间设置为1
.
5~2
.
0。转换波(Pms、M1、M2)的加权系数在谐波变换前后分别设置为0
.
7、0
.
2、0
.
1和0
.
6、0
.
3、0
.
1，
加权系数的改变主要是基于后者的转换波到时
具有更好的一致性
(Li等，2019)。
图3显示了台站AH_BEB的H-κ-c叠加例子，
可以看出Pms及M1、M2震相捕捉清晰，到达时间拟合准确
，
经过谐波校正后，H-κ-c叠加的结果比传统H-κ方法有显著改善
，包括大大减小的误差和H、κ的离散度，以及一致性更好的转换波震相。
更多台站的能量谱叠加和校正前后的波形对比见附图S3
。
图3 台站AH_BEB的H-κ-c叠加示例
(a)~(c)表示具有cosθ和cos2θ函数的拟合曲线、网格搜索的能量叠加图以及搜索结果，白色细线表示叠加误差，白色“×”字表示最优解；(d)和(e)分别表示谐波校正前后的H-κ叠加结果，获得的H和κ值及相应误差、误差椭圆显示在图中；(f)和(g)分别表示谐波校正前后Pms、M1和M2的到达时间(红色虚线)以及波形拟合，白色圆圈表示转换波震相的振幅峰值，下方展示了动校正叠加结果，参考的射线参数为0
.
06skm
−
1
，其中，红色虚线和倒三角形表示转换波的到时
。
此外，波速比(κ)与泊松比(δ)之间存在以下关系：δ=0
.
5
−
[1/2(
κ
2
−
1)]，
误差估计参考Zhu和Kanamori(2000)提出的
基于能量函数在极值处泰勒展开的估计方法，即用公式(1)中的S(H，κ)在其最大值处分别对H、κ求二次微分及其标准差来表示：
上式中σ
S
、σ
H
和σ
k
分别是S(H，κ)、地壳厚度H和波速比κ的估计均方差
。H-κ-c叠加方法
主要步骤可概括如下
：
(1)基于提取的高质量接收函数，
应用传统的H-κ叠加方法获取Pms和地壳多次波(M1和M2)的到时以及地壳厚度H和波速比κ大小；
(2)基于IASP91模型
(Kennett和Engdahl，1991)，对所有接收函数的Pms及其地壳多次波(M1和M2)依次校正到参考射线参数0
.
06skm
−
1
处，消除由于震中距不同所带来的到时影响(Yuan等，1997)；
(3)通过网格搜索
，获取Pms、M1、M2随后方位角变化的谐波拟合结果；
(4)基于步骤(3)中获取的谐波拟合参数校正转换波到时
，并重新进行H-κ叠加，获取最佳的H和κ值大小
。此外，为了获得相对均匀的后方位角覆盖
，
将动校正后的接收函数使用5°的叠加箱宽度进行反方位角叠加以提高信噪比
。我们对得到的谐波拟合结果进行了严格的人工检查，查看每个震相对应的各个谐波参数最优值是否落在搜索空间边界上，若在边界上或搜索结果明显存在偏差，则扩大搜索范围，若存在多个极值，则适当缩小搜索范围，以确保拟合结果的可靠性。
图4对比了谐波校正前后的结果(共465台)
，
显示了H-κ-c方法的优越性
。
传统H-κ叠加方法中
地壳厚度(H)方差集中于2
.
0~3
.
5km
(图4a)，波速比(κ)方差集中于0
.
06~0
.
09(图4b)；
而H-κ-c方法中H方差集中于1
.
5~2
.
5km
，κ方差集中于0
.
05~0
.
08，
较H-κ方法更加集中、区间明显缩小
。因此，我们认为来自H-κ-c叠加结果比传统的H-κ叠加结果
具有更好的精度
。
统计发现，地壳厚度校正大小主要在2km以内
(图4c)，平均值0
.
7km；波速比校正大小主要在0
.
05以内(图4d)，平均值0
.
027。
前后相差较大的区域主要集中于赣江断裂(F4)、郯庐断裂(F5)、襄樊-广济断裂(F6)
等地壳活动较为活跃的区域
。
图4 谐波校正前后结果对比
谐波校正前(灰色)后(白色)地壳厚度(a)和波速比(b)的标准偏差对比以及地壳厚度(c)和波速比(d)的谐波校正大小统计
需要指出，当接收函数
具有不均匀和不完整的后方位角覆盖时
，
谐波校正可能无效
。因此我们把接收函数的方位角覆盖不完整并且计算结果明显不合理的台站
依然沿用传统的H-κ计算结果
(研究区所有台站的地壳厚度、泊松比大小详见附表S1、附图S4，地壳各向异性强度统计见附图S5)。
为了进一步分析本文结果的可靠性
，并比较与其他研究结果的差异性，
分别与固定台站的接收函数H-κ叠加结果
(Wei等，2016)
以及接收函数与重力联合反演结果
(Guo等，2019)
统计对比
(21°~32°N，111°~123°E，同一台站)。结果显示，地壳厚度偏差大于3km和泊松比偏差大于0
.
07的台站分别占对比所用台站数量的1
.
4%和1
.
2%。
除个别台站外，95%以上的H偏差都在2km以内
，
90%以上κ偏差都在0
.
05以内，
绝大多数结果一致性较好
(图5)。少量台站结果差异较大的原因可能与分析方法、数据处理过程以及接收函数的挑选标准不同有关。相比于前人的接收函数研究结果，
本文结果基于密度更大、分布更加合理的台站数据
(面状布设与线状布设方式相结合，流动台站与固定台站位置相补充)，
同时考虑了地壳倾斜界面以及各向异性介质的影响
，
反映区域地壳厚度横向变化的细节信息更为丰富，不确定性得到更好的约束。
图5 地壳厚度(a)和波速比(b)与前人结果一致性分析
红色实线表示本研究结果。绿色虚线内表示与前人结果相比，地壳厚度偏差小于3km(a)、波速比偏差小于0
.
07(b)
图6a~6d
显示了研究区地壳厚度及泊松比的二维变化特征
。在南北重力梯度带以西，区域构造活动相对平稳(Chen等，2022)，以局部改造为主，
地壳结构较为简单，使得谐波校正前后得到的结果差异较小
(图6e和6f)，
地壳各向异性强度整体较弱
(附图S5)；南北重力梯度带以东区域，受构造活动的影响，
个别区域的地壳结构远偏离于水平层状各向同性介质
，校正前后所得到的结果显示出明显差异，
这集中在深大断裂(如郯庐断裂、江山-绍兴断裂、政和-大浦断裂等)、江南造山带等地壳活动较为活跃的区域
，以及南岭、黄山、武夷山等各向异性较强和Moho倾角较大的山区(图6e和6f)。另外，在华夏地块西南部的珠江三角洲下方，谐波校正前后结果差异较大(图6e和6f)，各向异性强度相对较大(附图S5)，
这与该区域地壳结构复杂，中生代晚期广泛的构造岩浆作用密切相关
(Huang等，2020)。
图6 地壳厚度与泊松比分布图
(a)谐波校正前地壳厚度分布；(b)谐波校正前泊松比分布；(c)谐波校正后地壳厚度分布；(d)谐波校正后泊松比分布；(e)地壳厚度校正量分布；(f)泊松比校正量分布。黑色线段圈定范围内为显著地壳极薄区(LH1、LH2)，断层名称参见图1
整体来看
，
相比于全国其他地区
，
研究区以薄地壳
(图6a和6c，平均地壳厚度约33km)、
低泊松比
(图6b和6d，平均泊松比大小约0
.
24)
为主要特征
，
并且地壳厚度呈现明显的分区/分块特点
，总体表现为西北厚东南薄，厚度值从南北重力梯度带以西大于40km到东南沿海近30km，
与地壳区域伸展特征相一致
(舒良树，2012；韩如冰等，2019)。
本文最新结果突出显示了
南北重力梯度带两侧地壳厚度的差异
(东侧较西侧减少5~10km)，
这与前人描述特征相一致
(He等，2013；Wei等，2016；Zhang等，2021)
。相比于以往仅基于固定台站的成像结果
(平均台站间距约在60~100km；He等，2013；Wei等，2016)，
本文由于台站密度的大幅增加，形成了对研究区密集均匀采样
(平均台站间距0
.
27)，
前人普遍解释为幔源物质注入地壳的结果
(吕庆田等，2004；罗松等，2019)。
另外，本文结果还显示襄樊-广济断裂(F6)与郯庐断裂(F5)交汇处
以及黄山、武夷山等海拔较高处，
地壳厚度较周边局部增厚2~4km。
图6a和6c显示出的最主要特征是，
在整体较薄的背景下，
华南东部存在两处地壳厚度极薄区域(LH1和LH2)
。
地壳极薄带的空间分布(延伸方向、宽度、边界等)和内部结构细节得以显现
。LH1和LH2的地壳厚度小于30km，
较极薄带外薄3~5km，并呈“Y”字型展布
，谐波校正后的结果(图6c)
更清晰刻画了其包络线——地壳极薄带的边界，整体形态表现更好
，条带状结构特征更加明显。
地壳极薄带LH1总体呈北东-南西走向
，在华夏地块内
大致平行于赣江断裂(F4)
，分隔武夷微陆块和云开微陆块(于津海等，2006；Zhang等，2012)。
其北东向延伸不受江绍缝合带限制
，
沿着韶关-赣州吉安-南昌一线展布
，其北端可达九江附近，
然而与郯庐断裂东侧的地壳极薄区并不连通
，这是前人基于稀疏固定台站结果
未揭示的地壳结构细节特征
，并与密集台阵背景噪声方法揭示的速度结构一致性较好(马军伟等，2022)。
另一条地壳极薄带LH2窄而长，沿湘中-江汉盆地沿线呈北北西向展布，
西北边界紧邻南北重力梯度带，向西越过梯度带地壳厚度有5km的增加，
该带发育中生代以来的拉张盆地
(Li J H等，2014，2020；Wu等，2018)。
其南延至南岭地区与LH1交汇，最终淹没在南岭以南的薄地壳区域(<30km)
。
同时利用P波接收函数的共转换点(CCP)叠加方法
获得了研究区两条叠加剖面
(图7；位置如图1c所示，Line1和Line2)。
CCP叠加的横向分辨率优于基于单个台站的H-κ叠加方法
(Zhu和Kanamori，2000)，但同时也需要更加密集的台站分布，更多的地震射线。由于转换波能量正比于转换点处介质的速度跳跃幅度，
共转换点叠加后得到的三维空间图像
很直观地反映了地壳和地幔的结构在深度方向和横向的变化。
图1c中的
Line1剖面沿桂林-赣南-闽西北一线展布
，共有34个台站，Line2剖面位于Line1剖面的东北侧，呈北东东向展布，共有28个台站，且西端起始位置交于Line1剖面中部(台站C096附近)，
两条剖面台站间距均小于15km，且均经过赣江断裂(F4)
。
背景速度模型和叠加单元的大小是影响CCP叠加成像结果的两个主要因素
，前者决定了射线追踪与时深转换的精度，后者决定了成像的分辨率和光滑程度。速度模型充分考虑地壳厚度的横向变化，采用修正后的IASP91模型，即用每个台站Hκ-c/H-κ叠加所获取的地壳厚度和Vp/Vs(假定Vp=6
.
3kms
−
1
；邓阳凡等，2011)替代一维速度模型的地壳部分
，使其更接近真实的地球模型，地幔部分保持不变
，叠加网格大小参考第一菲涅尔半径(Ryberg和Weber，2000)，统一设定为沿剖面走向5km，垂直剖面走向50km，深度方向1km。
图7 远震P波接收函数CCP叠加图像
(a)Line1剖面的CCP叠加图像(0~100km)；(b)Line2剖面的CCP叠加图像(0~100km)。H-κ-c方法获取的单个台站的地壳厚度与误差结果投影到图中(绿色方框)，地壳极薄带LH1见黑色椭圆框所示。Line1剖面、Line2剖面位置见图1c。地形起伏和台站分布显示于剖面上方。断层名称参见图1
如图7所示，CCP叠加与H-κ-c叠加得到的
地壳厚度结果整体具有很好的一致性，可以相互印证。
从西往东，两条剖面的Moho面都明显抬升，地壳厚度从西端的32km减小到东端的28km。
Line1剖面的台站C086到台站C097、Line2剖面的台站XG06到台站XG11，
Moho整体较两侧有2~3km的抬升
。由此可进一步圈定地壳极薄带(LH1)在剖面上的东西向范围大致为113
.
8°~115
.
2°E，宽度约近150km
，
带内的主要地质构造为赣江断裂
(F4)，且与LH1同为北东走向
，前人陆续指出赣江断裂可能向下延伸深至岩石圈地幔
(舒良树，2012；Li等，2022)，
本文成像结果揭示的Moho面变形特征
极大程度上支持了这一论断。
值得关注的是，在两条剖面地下深度60~80km左右，可见明显的负振幅特征
(图7黑色虚线)，
依据前人结果，推测其可能为岩石圈-软流圈边界
(Lithosphere Asthenosphere Boundary，LAB)。
整体上看，Line1岩石圈呈现西厚东薄的趋势，
LAB从最西边的80km左右抬升到最东边的60km左右，
抬升最大的地方近似对应着地壳极薄带LH1。
同时，Line2剖面中也可观察到LH1对应的LAB较两侧明显抬升，岩石圈厚度大概在60km。
LAB变化趋势与地壳的减薄趋势近似一致
，
暗示了该区域地壳与地幔岩石圈的变形
可能是上下耦合的
。
泊松比反映地壳的岩石属性
，
包含更多的介质成分和动力学演化信息
。
泊松比与波速比的大小呈正相关
，
主要受到构造环境、温压环境以及岩性成分的影响，
一般来说，
基性物质的侵入会导致泊松比增加
，
而长英质成分加入会降低地壳中的泊松比
(Ji等，2009)。
构造活动中，如果缩短和增厚优先发生在长英质的上地壳
(低泊松比)而不是镁铁质下地壳，
构造过程将导致泊松比
随着地壳的增厚而降低。
如果通过玄武质底侵、镁铁质物质增加而使下地壳增厚，
这一过程将导致泊松比随着地壳的增厚而增加
(Zhang等，2021)。
总体来看，研究区泊松比分布呈现较明显的二维变化特征
(图6b和6d)。首先，重力梯度带两侧泊松比变化明显，西高(>0
.
26)东低(0
.
27)，F3以东广泛分布晚燕山期高钾钙碱型花岗岩(Zhou等，2006)，
因此推测铁镁质岩浆的底侵作用可能是泊松比升高的原因
(Li J H等，2014；Dong等，2020)。
华北南缘与郯庐断裂东侧为成片地壳较薄
(地壳厚度较小)、
泊松比较大区域
，谐波校正结果(图6c和6d)更清晰地显示了二者的负相关性(地壳厚度0。27)。
上述区域在中新生代的伸展减薄过程中可能受到下伏地幔熔融物质的底侵作用
，
熔融物质沿着超壳大断裂(郯庐断裂)上升
，使地壳中的铁镁质组分增加(LiC等，2020；陈昊等，2022)。
统计研究区泊松比与地壳厚度的关系发现
(图8)，
南北重力梯度带以东扬子地块、华夏地块(23°N以北)和江南造山带
(北界以江山隐伏断裂，南界为江山-绍兴断裂)
分别表现为不同的图式
。
江南造山带泊松比整体较低，平均值不足0
.
23
，H-κ-c结果显示
有明显的分块特征
(图6d)，与前人研究结果一致(He等，2013；Guo等，2019)，一种解释是多期次的构造作用使得江南造山带具有较厚的上地壳及较低的地壳波速比(陈安国等，2019；Zhang等，2021)，
另一种认为与中生代挤压背景下的地壳增厚及后期伸展背景下的下地壳拆沉作用有关
(陈昌昕等，2022)。虽然下扬子与华夏地块的泊松比大小差异不大，平均值约为0
.
25
，但是下扬子的地壳厚度与泊松比关系明显区别于华夏板块，
表现出明显的负相关性，意味着随着地壳厚度的增大，铁镁质的下地壳厚度在整个地壳厚度中所占的比例减小，
而相比之下华夏地块未呈现类似的明显负相关特征
。
图8 不同地质单元地壳厚度与泊松比相关性分析
LH1和LH2在泊松比分布图上特征并不突出，二者相关性不强，
与前人基于较为稀疏的固定台站得到的结果是不同的
(陈安国等，2019；Shahzad等，2021)，
意味着极薄带的形成可能更多是构造作用的结果
，
而非地壳物质成分的变化
。另外，在江汉盆地发现一个独立的局部高泊松比(>0
.
26)异常，前人曾在盆地内发现玄武岩(Wu等，2018)。
有关对玄武岩和地幔捕虏体的研究成果指示出，
整个中国陆地东部前寒武纪和古生代保有很厚的岩石圈，
在中生代经历了大规模的岩石圈根丢失
(徐先兵等，2009)，岩石圈厚度从古生代的大于200km减薄到现今不到80km(朱日祥等，2011；Zheng等，2014；Yang等，2021)。
中生代以后，华南板块与华北板块的构造环境总体较为接近
，
但其地壳基底性质存在一定差异
(Yu等，2010)。与华北陆块大范围岩石圈根丢失的表现不同，
华南的岩石圈呈现出空间弥散、时间间断的伸展特征
(Dong等，2015)。除了西部上扬子地区，
华南特有的盆-岭构造体系证实了自白垩世以后
，
伸展构造和火山-岩浆活动几乎覆盖了整个华南东部
(舒良树，2012；张国伟等，2013)。
前人提出了多种有吸引力但不完全相容的深部动力学模式
，揭示中国东部岩石圈“灾变”的深部过程，
如欧亚板块和印度板块的陆陆碰撞
(Ren等，2002；Zheng等，2012)、
拆沉作用
(Li，2000；Li等，2003)、
板内岩石圈俯冲
(Hsü等，1990)、
地幔柱上升
(Xia等，2016；Liu等，2018)
以及太平洋板块的俯冲作用
(Jahn等，1990；Li和Li，2007；Sun等，2007)等，推动了对华南陆块岩石圈减薄的深部过程和动力机制的深入认识。
近年来，随着大量高精度的岩石年代学和地球化学数据的积累，
古太平洋以不同角度向东亚大陆俯冲的模式
被广泛接受
(Li和Li，2007；Li J H等，2014)，该
模型将岩石圈减薄与地幔楔的对流和/或板内厚岩石圈拆沉相联系
(Li等，2018)，较合理地解释了中生代以来华南东部花岗岩和火山岩的时空分布特征——
晚中生代岩浆岩具有明显的北东向分布和东南年轻化趋势
(Meng等，2012；毛建仁等，2014；Li J H等，2020)
和主要地球物理观测异常特征。
石圈减薄与广泛岩浆作用
。然而正常角度的俯冲模型难以解释华南造山事件的时空发育特征。
在此基础上，前人提出两种重要的改进俯冲模型
，
即平板俯冲模式
(Li和Li，2007)及
低角度俯冲和角度变化模式
(Zhou等，2006)。
Li和Li(2007)认为，印支期(265~190Ma)古太平洋向西对华南大陆俯冲，
随后在190~135Ma期间，
平俯冲的大洋岩石圈板片中部(距离古海沟800~1000km)发生了坍塌，坍塌处两侧的大洋板片岩石圈相向拆沉
，
被李三忠等(2018)形象地称之为“对开门式”拆沉
，即“反向拆沉”，
其上方的岩浆岩年龄呈现中间新两边老的对称式分布
。岩石圈“坍塌”或“反向拆沉”过程伴随软流圈物质上涌，造山带迁移，导致大规模的岩浆作用，上覆板块变形向内侧迁移，随后在早白垩世，俯冲板片后撤，
对应着福建省下火山岩系朝大洋方向逐渐变年轻的特征
。这个模型认为太平洋板块的俯冲方向为北西-北西西方向，很好地解释了中、晚白垩世华南的岩浆分带以及相应的岩石圈大规模减薄特征，
但是对于华南地区岩浆时空分布还是存在一些矛盾
，
并遭受了华南早中生代普遍发育东西向构造的巨大挑战。
Zhou和Li(2000)以燕山期长英质岩浆由陆地向海沟方向迁移现象为依据，
认为古太平洋俯冲开始于早侏罗世，早期是沿着北西-北西西向低角度、快速率的俯冲
，随后俯冲倾角逐渐加大到一个中等角度，同时伴随着地幔楔状熔融和玄武岩的底侵作用，由俯冲引起的深度走滑剪切和张扭作用被认为是导致华南东部岩石圈伸展减薄的动力。Zhou等(2006)通过对华南地区出露的花岗岩的详细研究认为，
华南地区中生代经历过两次构造域的转换，即从印支期特提斯构造域的陆陆碰撞活动到燕山期古太平洋北西-北西西方向的俯冲形成的大规模拉张背景
。
这种低角度俯冲模式得到了很多后续工作的支持
，
然而这个模型并没有考虑太平洋板块俯冲方向的改变
(Sun等，2007)。
前人的动力学模式
强调了中国陆地东部中生代以来构造环境的一致性
，
却较少关注华南东部岩石圈变形的特殊性
。研究表明，
华南晚中生代以来的构造-岩浆活动主要形成于岩石圈伸展环境
(吴福元等，2003；李三忠等，2017)，与华北陆块和东北陆块相比
，华南陆块的陆内造山带图幅最广、岩浆岩出露面积最大
(毛建仁等，2014)。而
本文揭示的“Y”型地壳极薄带进一步指示
，在古太平洋板块向华南大陆俯冲、弧后伸展模式基础上，
一定复合了特殊的岩石圈变形动力学机制
。
Moho面的变形特征
记录着壳幔的物质-能量交换运移过程，
地壳厚度减小是岩石圈伸展的结果
，反映板块应力松弛和下覆软流圈热对流活跃(Szwillus等，2019)。
在晚三叠-早侏罗世时期，
西太平洋板块开始向欧亚大陆俯冲
，从中侏罗世到早白垩世，随着古太平洋板块向中国东南部的北西向俯冲角度逐渐增大，
在内陆地区由板缘应力的远程效应导致的局部的板内伸展环境
转变为俯冲板片后撤诱发的弧后伸展环境，
北西南东向岩石圈伸展作用的增强
诱发了更大规模的软流圈上涌、幔源岩浆底侵
，与之相应的是华南大规模伸展断陷盆地的形成(Meng等，2012；Li J H等，2013)。
由于板块回撤过程中的持续伸展
，
华南东部岩石圈地幔逐渐变薄
(李三忠等，2018；张耀阳等，2018；Deng和Levandowski，2018)，
地壳厚度也从40km以上被拉伸到平均30km
(邓阳凡等，2011；Teng等，2013)。
华南的岩石圈伸展无论从空间分布上还是程度上都是不均匀的，
可能分阶段、分区受控于古太平洋板块俯冲方向、角度和速度
(吴福元等，2003；李三忠等，2017)。南北重力梯度带东侧地壳厚度平均较西侧薄10km，与早白垩世华南东部处于俯冲板片后撤诱发的弧后伸展环境相关
。“Y”型地壳极薄带LH1可能指示了古太平洋俯冲板片在华南东部断离的位置，
其形成可能与板片断离后地幔热流通过狭窄的板片窗快速上涌、部分熔融的软流圈
对岩石圈的局部底侵以及先存断裂带的张扭作用等深-浅部过程的交互作用有关(Li J H等，2014，2020)；
“Y”型地壳极薄带LH2的成因则更加复杂
，尽管带内钻遇的玄武岩指示其可能与地幔热流有关，但是由于处于研究区边缘，数据分布限制，其形成机制有待更精细的深部结构揭示。
结合本文的结果以及前人的地质地球物理资料
(刘明启和李忠海，2018；Chen等，2022)，
我们建议了一个“自下而上”与“自上而下”
相结合
的动力学模式
(图9)，其主要依据叙述如下。
图9 华南东部地壳极薄带形成的动力学模式
(a)晚侏罗世，古太平洋板块向西俯冲华南大陆；(b)早白垩世，俯冲板块前端在LH1处发生断离，形成板片窗；(c)晚白垩世，俯冲板片由北西往南东方向逐步回撤。修改自Li J H等(2020)
白垩世早期火山岩与A型花岗岩体的北东向分布特征
都指示俯冲板片前端可能在LH1处发生断离
(Li J H等，2014；Peng等，2021)。如图9b所示，
板块坠落在LH1处形成短时板片窗
，软流圈热物质以此为通道快速上升，
在岩石圈底部发生底侵作用，
进一步导致岩石圈局部伸展加剧，
形成岩石圈“薄弱带
”(包括局部减薄、微观破裂和局部高温)(Nikolaeva等，2008；Gerya和Meilick，2011)。
局部升温致使下地壳岩石部分熔融
，
分异出的岩浆沿先存的断裂带
(比如赣江断裂，一条大规模的左行走滑剪切断裂带，兼具伸展和压扭性质)
上侵到浅部
，
形成近北东-南西向展布的A型花岗岩带
(Peng等，2021)。由于下地壳重熔后分异作用和幔源组分的大量添加，
下地壳岩性从基性向超基性过渡
(单斌等，2021；檀玉娟等，2021)，
并使Moho面局部抬升
，形成了LH1，
对应着该区域地壳到上地幔顶部的低速异常结构
(席家骥等，2021)
以及岩石圈的进一步减薄
(图7)，
这种
自下而上的壳幔相互作用
称之为主动式
(Xu，2001；朱日祥和郑天愉，2009)。
另外，
燕山晚期白垩纪伸展作用导致大规模断陷盆地
(如赣州、沅麻、衡阳、南雄盆地等)和
伸展穹窿构造
(如衡山、大云山和越城岭等)
的形成
，
并诱发了大规模的A型花岗岩岩浆侵入
(Peng等，2021)
和早白垩世(140Ma)双峰式火山作用
沿先存断裂或地壳极薄带集中发育
，其空间分布表现出非线性特征，
局部强烈伸展减薄作用于地壳
，减压作用也
将导致地温梯度增大和软流圈物质上涌
(Gorczyk等，2007；Gerya等，2008)。
综合表现为Moho的局部上凸
，
这种自上而下的壳幔相互作用称之为被动式
(Gao等，2004；郑永飞和吴福元，2009)。
我们认为华南东部岩石圈整体伸展减薄在先
，
诱发软流圈部分熔融
(“自上而下”)，与板片回撤有关的地幔楔对流进一步加剧伸展作用。
而随后板片前端断离或引起软流圈地幔热流通过狭窄的板片窗快速上涌
(“自下而上”)，
则是极薄带LH1形成的关键因素
。
与白垩纪早期不同，
白垩纪晚期以来，政和-大埔断裂(F3)东侧的沿海地区发育大量北东向、北北东向伸展盆地
以及
成对的A型花岗岩和双峰火山岩
，年代学揭示
其年龄由北西往南东方向逐渐变小
(Li J H等，2014；李三忠等，2017)，
指示了俯冲的大洋板片逐步后撤，
导致弧后伸展作用控制的区域由内陆向沿海迁移(图9c)。
基于华南东部524个宽频带台站数据，提取到70125条高质量的接收函数记录，
用新的H-κ-c叠加方法
获得了谐波校正后的华南东部地壳厚度、泊松比分布的高分辨率图像；
结合两条CCP叠加剖面结果，
讨论了“Y”型地壳极薄带形成的深部动力学机制
，
建议了一个适用于研究区的古太平洋俯冲-板片断离-后撤的新模型
，并获得了以下新认识：
(1)研究区总体以薄地壳、低泊松比为特征
，平均地壳厚度为33km，平均泊松比为0
.
24。
江南造山带泊松比整体较低
，
下扬子的地壳
厚度与泊松比之间呈现明显的负相关性，
意味着随着地壳厚度的增大，
铁镁质的下地壳厚度在整个地壳厚度中所占的比例减小
。
(2)南北重力梯度带两侧地壳特征差异明显
，地壳厚度西厚(>38km)东薄(<32km)、泊松比西高(0
.
26)东低(<0
.
24)。
华南东部地壳成分以长英质为主
，
其地壳较薄主要由于
白垩世早期华南东部处于古太平洋俯冲的弧后和古太平洋板块俯冲快速后撤的
岩石圈伸展环境
。
(3)地壳极薄带平均厚度小于30km，较带外薄3~5km
。
其右支(LH1)大致平行于赣江断裂呈北东-南西走向，沿韶关-赣州-吉安-南昌一线展布
，并与LAB的抬升有明显空间相关性；
其左支(LH2)沿湘中-江汉盆地沿线展布，北西方向延伸
。二者交汇于南岭地区，整体呈“Y”型展布。
(4)在华南东部整体拉张背景下
，
LH1的形成与部分熔融的软流圈通过板片窗对岩石圈的局部底侵，
以及先存断裂带的张扭减压等深部过程和浅部构造响应
的交互作用有关。
在古太平洋向欧亚大陆东南缘俯冲的构造背景下
，
“自下而上”与“自上而下”两种壳幔相互作用方式
，
导致了“Y”型极薄地壳的形成
，
其中深部流体的作用不容忽视。
致谢
固定台站数据来自国家数字测震台网数据备份中心，流动台站数据来源于中国地质调查局地质调查项目(编号：12120114067701、DD20179357、DD20160082)和国家自然科学基金项目(批准号：41574092)。感谢南京大学董树文教授、中国地质科学院李建华研究员和张永谦副研究员、中国科学院广州地球化学研究所张周博士以及桂林理工大学俞贵平博士等提出的宝贵意见和建议。感谢所有野外数据采集参与者和曾经支持这项工作的当地有关部门和居民。
原文来源
：
韩如冰，杨顶辉，李秋生，黄荣，张洪双，李江涛，陈昊，叶卓，符伟
.
2023
.
华南东部密集台阵接收函数成像与深部动力学机制。中国科学：地球科学，53(6)：1295–1315，doi：10
.
1360/SSTe-2022-0181.
------------往期
精彩
回顾-------------
-
杨文采院士等：蒙古高原壳幔结构与拼合造山作用
-
陈昌昕，严加永等：地球化学地球物理揭示川东-湘西地区地壳结构与物质组成差异
-
------
关注
“覆盖区找矿”，拥有更多新方法
------
