岩石圈流变学特征

岩石圈三维流变学模型~

为更直观地表现华北和华南地区岩石圈流变学强度的空间非均匀性特征，基于前面第二章建立的华北和华南地区稳态岩石圈温度场模型，构建了该地区1°×1°岩石圈三维流变学强度模型。该模型涉及的范围是北纬20°～45°，东经100°～125°。模型各1°×1°网格单元的地壳结构分层根据曹家敏和朱介寿等提供的依据人工地震测深剖面数据编制的1°×1°中国地壳P波波速结构模型，地壳浅部波速小于5.4km·s-1者为沉积盖层，其下波速小于6.4km·s-1的层位为上地壳，而波速在6.4～6.8km·s-1的层位为下地壳上部，波速大于6.8km·s-1的地壳层位属于下地壳下部。对沉积盖层和上地壳采用湿花岗岩的蠕变率，对下地壳上部采用长英质麻粒岩蠕变率，下地壳下部取镁铁质麻粒岩蠕变率，而地幔采用湿橄榄岩蠕变率。计算结果分别以挤压、走滑和伸展状态下的岩石圈累积强度F值的平面图，以及“力学岩石圈”(MSL)的底界深度分布平面图的形式展示如下。

图3-2 华北和华南岩石圈累计强度平面图(挤压状态)

Fig.3-2 Integrated lithospheric strength(compression state)of North and South China
图中拼音缩写的含义与图2-1相同，以下同

图3-3 华北和华南岩石圈累计强度平面图(走滑状态)

Fig.3-3 Integrated lithospheric strength(strike-slip state)of North and South China

图3-4 华北和华南岩石圈累计强度平面图(伸展状态)

Fig.3-4 Integrated lithospheric strength(extensional state)of North and South China

图3-5 华北和华南“力学岩石圈”底界深度分布平面图

Fig.3-5 Bottom depth of mechanically strong lithosphere in North and South China
将图3-2～图3-5与第二章图2-4～图2-20对比，可以直观地看出华北和华南地区岩石圈流变学强度与其温度场结构之间鲜明的反相关关系，即地温梯度高的地区岩石圈流变学强度低，反之岩石圈流变学强度高。华北地区的岩石圈流变学强度在整体上低于华南地区(尤其是现今保持稳定的扬子克拉通中部和四川盆地)。华南地区的岩石圈流变学强度的空间分布格局可以形容为：以刚性的四川盆地和湘中地区为核心，四周则由软弱的褶皱带或构造带所环绕。

1.岩石圈流变学分层
由于地壳在垂向上具有明显层圈结构的分带性，不同层圈的物质组成及温度、压力条件不同，形成岩石圈软硬相间的流变学分层结构。大陆岩石圈与大洋岩石圈结构（图2-3-1）有着明显的差别，大洋岩石圈的深度-强度剖面图中的屈服包络线较简单，即由岩石圈上部的脆性域通过一个脆-塑性过渡域，进入塑性域，包络线呈单峰式。大陆岩石圈的屈服包络线，即使在最简单的情况下，都是双峰式。大约在20～60km范围内的莫氏面附近，出现一个塑性域，它的上下各出现一个强大的脆性域及脆-韧性过渡域，这就是所谓的“三明治”式的流变学剖面模式（Ranalli and Murphy，1987；Ord and Hobbs，1989）。通过深部探测技术对下地壳的研究发现，地壳下部中存在着近水平地震反射层和与之伴生的低速高导层，普遍认为是地壳不同层次近水平黏塑性流动的反映，表明近水平构造是造山带形成和演化过程中深部地壳构造活动的一种重要构造形式。
人们普遍认为大陆岩石圈从地表向深部可概略地被分为沉积岩、长英质基底岩石、镁铁质＋长英质岩石和超镁铁质岩。有关的流变学分层一直存在争议（Ranalli and Murphy，1987；Carter and Tsenn，1987）。流变学的不连续应形成在主要岩石类型的分界面，如莫霍面及康氏面附近。较浅部位的断层为碎裂变形和摩擦滑动，很少出现晶内塑性流动，所以随深度增加上地壳的强度增加，并且对压力敏感。在中地壳深度温度足够高，发生了对温度和应变速率敏感的晶内塑性流动，这种趋势发生反转。岩石的摩擦滑动几乎与岩石类型无关（Byerlee et al.，l978），对温度和应变速率也相对不敏感。所以，由摩擦滑动引起的岩石变形行为可能是随深度增加的一个近似于简单的曲线。地壳剖面中，水平挤压与伸展的大小决定曲线的陡缓。假定地震仅发生在脆性、摩擦状态，从摩擦滑动占主导到塑性流动占主导的变形的转换深度，可能与现代热状态的浅震发生在典型的中地壳深度相对应。这种模式预示着在低热流状态下，通过脆性断裂的地震可能延伸到下地壳或上地幔，因为长石一镁铁质和超镁铁质岩石可能阻止塑性破坏，脆性断裂是更为接近的变形机制。脆—韧性“转换”是一个有用的概念，但转换可能非常宽，也许典型的可能超过5～10km。转换深度内，晶内塑性流动变形机制占主导。

图2-3-1 大洋岩石圈和大陆岩石圈深度强度剖面图

（据Davis et al.，1996）
2.大青山地区高级变质岩纵向分带特点
近年来研究表明地壳的双层结构是很不完善的，地球物理工作揭示出地壳内低速层和高速层多呈互层状，提出了复杂的地壳结构的三分模式（Fountain和Salisbury，1981；Percival，1992）：下部地壳为麻粒岩相岩石；中部地壳为角闪岩相岩石；上部地壳为绿片岩相岩石。苗培森（2003）认为大同—集宁麻粒岩区是下地壳的代表，恒山角闪麻粒岩相高级区可能是中下地壳的过渡带，五台山角闪岩相变质的五台岩群可能代表中地壳，五台山低绿片岩相变质的滹沱群是上地壳的代表。
大青山高级变质岩的物质组成和不同地质体在空间排列方式，在空间上表现出明显的成分纵向分带。下部为桑干群中基性麻粒岩以及侵入其中的石英闪长质-紫苏花岗质片麻岩，为厚度较大的刚性岩层是一套能干岩层；中部为黑云角闪片麻岩，似层状构造发育，其能干性为中等；上部为孔兹岩系，其原岩为一套陆源碎屑岩建造和碳酸盐岩建造，为相对软弱层，是一套非能干岩层。高级区不仅在宏观上具有这种明显的分带性，而且在微观上由于矿物组成和结构、构造上的差异，岩层也明显表现出纵向上不均匀性，刚性岩层和软弱岩层相间排列。由于物质组成造成岩层能干性在纵向上的差异，必然导致了岩层沿着能干性差的岩层发生顺层剪切滑动变形。此外，岩层能干性的差别不是固定，而是随着地质环境变化而变化。高级区位于地壳深部构造层次上，温度和围压相对较大，岩石部分熔融作用非常普遍，沿着不同岩性层之间形成一些部分熔融的花岗质片麻岩。一旦这些熔融层形成之后，易于产生巨大应变，发生流动变形，释放外施应力。所以，在研究高级区地壳构造变形时必须研究深熔片麻岩形成演化过程、变形特征和构造样式。
由于在纵向上这种分带性是造成下部地壳以水平运动变形机制为主的主要原因，一般情况下，下伏软弱层是上覆刚性层应力集中释放和应变的有利空间，上覆刚性层的构造变形，向下往往因其应力能量消耗于下伏软弱层中而消失、拆离，产生巨大应变释放外施应力。

本节的目的在于阐明华北和华南地区岩石圈流变学特征及其横向非均匀性格局的概貌。计算结果列于表3-1和表3-2中。华北和华南地区主要构造单元和其他地区若干典型构造单元的应力屈服强度包络线(包括挤压和伸展两种状态)列于图3-1。

表3-1 华北和华南地区主要构造区热-流变学特征参数　Table3-1 Thermo-rheology parameters of major tectonic units in North and South China

注：Q为平均热流值，单位为mW·m^-2，括号内数字为构造单元内热流观测值的数目；Q_c/Q_m为壳幔热流比值；t_40km为40km深度温度；H为热岩石圈厚度；F为岩石圈累积强度(挤压环境)；F_c/F_m为壳幔累积强度比(挤压环境)；EET为岩石圈有效弹性层厚度。

由于深部地温计算相当于热流值的向下延拓，所以随着深度的增大其计算值的精度不可避免地降低；相应地EET的误差增大。据表3-1可知，岩石圈EET值的计算误差绝对值不超过20km，所有构造单元 EET 值的相对误差最大不超过33%；而且误差值大于14km的地区均属于地表热流值低的“冷”区，而热流值高的“热”区EET的误差值很小。这是因为“热”区F_c/F_m值大，上地壳“能干层”(competent layer)的厚度比例相对于“冷”区而言是比较大的，其厚度值受深部地温的影响也较小；而“冷”区F_c/F_m值小，岩石圈的能干层位主要是上地幔，该层位的厚度受深部地温值的影响大。由于深部地温的计算误差大于浅部，导致“冷”区EET值的误差较大。应该指出，根据地热方法确定的岩石圈有效弹性层厚度的精度不一定低于重力资料反演的结果。王勇和许厚泽(1996)应用重力资料反演得出的中国大陆若干地区EET值的误差绝对值在5～20km数量级，相对误差为10%～40%。注意到“热”区和“冷”区之间EET值的差异大于相应的误差值，表3-1给出的EET计算值能够反映华北和华南岩石圈热-流变学特征的横向变化格局。

表3-2 华北和华南地区构造单元岩石圈有效弹性层厚度　Table3-2 Effective elastic thickness of tectonic units in North and South China

对于华北和华南地区而言，岩石圈热状态是决定其岩石圈流变学强度的最主要因素，主要构造单元的流变学强度与地表热流值之间存在明显的反相关关系，而由于地壳厚度的不同所导致的岩石圈流变学强度的差异，其重要性相对较小。因此，华北和华南地区各构造单元岩石圈流变学强度、EET与热结构分布格局之间有很好的空间对应关系(表3-1)。

在热流值低于60mW·m^-2的“冷”区，其岩石圈流变学强度大(F值大)，F_c/F_m值小，EET值多大于30km，其中高强度地区的EET值明显大于其地壳厚度，岩石圈各圈层耦合(coupled)程度较高。例如：湘中地区的平均热流值为49mW·m^-2，其岩石圈累计强度在挤压条件下为6.4×10¹³N·m^-1，在伸展条件下为2.7×10¹³N·m^-1，EET值高达105km；四川盆地岩石圈累计强度在挤压条件下为1.6×10¹³N·m^-1，在伸展条件下为1.3×10¹³N·m^-1，EET值为55km；与湘中地区相比，四川盆地的下地壳相对软弱(图3-1)。

图3-1 华北和华南主要构造单元地温线和应力屈服强度包络线

Fig.3-1 Geotherms and YSEs of major tectonic units in North and South China

CX—楚雄盆地；CY—湘中地区；DB—大别山褶皱带；NC—华北盆地；OR—鄂尔多斯盆地；QN—秦岭褶皱带；SC—华南褶皱带；SH—四川盆地；SU—苏北盆地；应力屈服强度0刻度左侧的tension表示伸展；0刻度右侧的compression表示挤压

在热流值较高的“热”区和“温”区，岩石圈流变学强度低，F_c/F_m值普遍较大，EET值普遍小于25km，岩石圈各圈层在力学上非耦合(uncoupled)，而且多数地区上、下地壳之间也是非耦合的。例如：华北盆地岩石圈流变学强度很低，其挤压条件下累计强度仅1.9×10¹²N·m^-1，而在伸展条件下的累计强度小于1.2×10¹²N·m^-1，EET为14km；该盆地的一个显著特点是其下地壳相当软弱。苏北盆地的应力屈服强度包络线的形态与华北盆地不同，其下地壳强度相对大一些，岩石圈累计强度也比华北盆地大，EET为16km。汾渭地堑的岩石圈强度特征与华北盆地相似，EET为15km。华南褶皱带的应力屈服强度包络线显示出相对较强的上地幔部分，其岩石圈累计强度为5.6×10¹²N·m^-1(挤压条件)和3.8×10¹²N·m^-1(伸展条件)，EET为23km。鄂尔多斯的平均热流值为60mW·m^-2，其岩石圈累计强度为4.0×10¹²N·m^-1(挤压条件)和2.6×10¹²N·m^-1(伸展条件)，EET为28km，高于汾渭地堑和华北盆地；该地区的下地壳也相对较弱。秦岭造山带的应力屈服强度包络线形态与鄂尔多斯的相似，但其岩石圈累计强度为6.1×10¹²N·m^-1(挤压条件)和4.5×10¹²N·m^-1(伸展条件)，EET为38km。位于青藏高原东缘和东南缘的康滇构造带与楚雄盆地的平均热流值高于70mW·m^-2，其岩石圈强度很低，挤压条件下累计强度仅1.5×10¹²N·m^-1左右，其应力屈服强度包络线显示当地下地壳和上地幔几乎没有强度(图3-1)，EET仅10km左右。

值得注意的是，楚雄盆地与华南褶皱带的平均热流值均为72mW·m^-2，而前者的岩石圈强度明显低于后者(图3-1，表3-1，表3-2)。这是由于两地地壳厚度有显著差异，楚雄盆地为45km左右，而华南褶皱带为31～33km。由于地壳岩石的蠕变强度明显低于地幔橄榄岩，故而地壳厚度越大，其整体的岩石圈累计强度越低(参见Vauchez et al.，1998)。

华北和华南地区多数构造单元均表现出存在相对软弱的中下地壳，这是因为华北和华南地区下地壳的成分较典型的克拉通中下地壳在成分上偏中性(参见 Li and Mooney，1998)，而中性岩的强度是低于辉长岩/辉绿岩的。

华北和华南地区构造单元的岩石圈强度与地震活动性之间呈现反相关关系。华北和华南地区内的强震区，如：康滇构造带、华北盆地等地，其岩石圈累积强度很低(一般F＜5×10¹²N·m^-1)，F_c/F_m值大；所以这些地区岩石圈易于变形，同时岩石圈所承受的应力主要由易于发生脆性破裂的地壳上部承担，导致这些地区地震活动性很强。相反，四川盆地、湘中地区等地区岩石圈强度很高，F_c/F_m值小，岩石圈不易变形，且应力主要由上地幔承受，故而其地震活动性很低。

总之，华北和华南地区岩石圈流变学强度及EET的横向变化格局主要受岩石圈热结构横向变化的影响。岩石圈深部热状态的空间变化格局导致岩石圈强度呈现“强弱相间”的镶嵌状展布格局。岩石圈流变学强度特征是影响华北和华南地区地震活动空间分布的重要因素之一(Wang Yang，2001)。

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