关于华北地区岩石圈厚度的讨论

讨论岩石圈的厚度，首先必须界定岩石圈的“底界”。通常 ，人们把上地幔“软流圈 ”的顶面作为岩石圈的底界
，那么，“软流圈
”是怎么定义的？事实上 ，“软流圈”的概念最初是在1914年基于地壳均衡现象提出来的，认为在长期应力作用下地球物质会发生“流变 ”
，导致上地幔存在一个可以缓慢流动、温度很高的软弱层（金性春，2000） 。但这仅仅是一个推测
。

1926年 ，古登堡发现地震P波振幅起初逐渐随距离增大而减小
，直到约1600km时，振幅又回升起来 ，以后又慢慢随距离衰减。他认为这现象是由于地幔上部存在一个“低速层”而引起的 。古登堡发现的上地幔“低速层
”最初颇受人怀疑
，但以后人工爆破地震和地球自由振荡的观测结果充分证实了这个发现（傅承义等，1985）。

关于这“低速层” ，傅承义在他编著的《地球物理学基础》中写道
，“现在不少人认为那个地方的温度已接近岩石的熔点，在有些晶体的边界上发生了部分的熔化 ，所以使波速降低
。那里的介质仍是固体
，但在长期力的作用下，可表现相当塑性而发生流动。这为板块运动提供了条件 。有些人将低速层与地质学家的软流层等同起来 ，而把低速层以上这部分盖层叫做岩石层（或叫岩石圈）
。 ”因此，对于软流圈的物理特征也就有了比较明确的看法
，即上地幔软流圈具有低的地震波速 、高电导率
、高温炽热和相当强的塑性等特征。这些特征也便成了国内地学界公认的，识别软流圈的准则 。但是 ，从目前地球物理探测技术的现状看
，能达到上地幔深度的探测技术只有天然地震层析成像和大地电磁测深
。因此，以往许多地球深部探测项目确定的软流圈顶面 ，都是根据天然地震面波层析成像发现的上地幔低速层
，或是大地电磁探测圈定的幔内第一个高导层而确定的。事实上，问题并不是这么简单 。

图6.19 地壳和上地幔顶部构造示意图

（据傅承义等 ，1985）

傅承义（1985）认为
，低速层和软流圈“其实这两对名词来源不同，其物理涵义也可能不完全一样
。图6.19是地壳和上地幔顶部的构造示意图。图的右边是大陆 ，左边是海洋 。最左边的两条曲线表示地下温度T和岩石熔点MP随深度的变化
。在低速层的地方
，两条曲线很靠近但不相交。
”这就是说，一般情况下 ，在低速层的地方介质并不一定发生局部熔融现象，所以
，上地幔低速层和幔内第一个高导层、以及软流圈之间并不是一种必然的联系 。因而，也可以认为软流圈并不一定和上地幔低速层及幔内第一个高导层完全一致。在年青的火山岛弧区或剧烈的构造活动区和古老的稳定地台区 ，还有介于两者之间 、一般的大陆构造区
，软流圈电性特征的表现可能都有较大的差别，我们在6.4节已专门讨论过这些问题
。

根据壳、幔的导电性结构特征研究华北地区的软流圈绝不是如同以前 ，简单的用“幔内第一个高导层”来识别它
，而要根据区域构造的特点做具体的分析，从壳
、幔的热结构分析其可能的物质状态和导电性的变化规律 ，从中寻求识别软流圈的电性依据。

那么
，利用地震波速度结构研究软流圈的情况也有类似问题 。傅承义（1985）认为，“近些年来的地球物理学进展 ，特别是地震观测技术的进展
，发现上地幔的结构也是很复杂的，速度分布各地区都有差异
。 ”图6.20是由面波频散反演得到的3种不同构造区壳幔的S波速度分布。在古老的稳定地台区（图6.20中的CANSD为加拿大地盾） ，上地幔低速层的顶面深度约120km，其下
，S波速度约4.5km/s，降低的幅度不大 。图中8099表示海洋地区的壳幔速度分布
。如图所示 ，海洋地区上地幔低速层的顶面深度约60km
，低速层S波速度约4.3km/s。在构造活动区，如阿尔卑斯（图中ALPS所示） ，上地幔低速层的顶面深度约80km
，低速层S波速度约4.1km/s，比前两个地区都低 。甚至 ，有些年青的火山岛弧区或剧烈的构造活动区
，上地幔分布图低速层的顶面却与莫霍面重合，即不存在地幔盖层
。

图6.20 3种不同地区壳幔S波速度

（据傅承义等 ，1985）

从这3种不同构造区壳幔S波速度分布的比较可以看出
，在构造活动区和海洋地区，上地幔低速层的显示比较明显 ，而在古老的稳定地台区这低速层的特征则比较模糊。这说明，在不同的构造区识别软流圈的地震波速度特征可能有较大的不同；当利用地震波速度结构特征圈定软流圈时
，那需要充分考虑不同构造区域的差别，就具体研究区的构造特征作具体的分析 。显然 ，这一认识和我们在6.4节讨论识别软流圈的导电性特征时所得出的结论十分相似
。现在看来
，不加分析、简单地把低速层与软流圈等同起来，那肯定是不合适的。但无论如何 ，上地幔低速层至今仍然被认为是识别软流圈的重要依据 。因此
，当我们讨论华北地区的软流圈时，区内的壳 、幔速度结构也便占据着重要的地位。在过去的十几年中 ，不少学者利用天然地震层析成像技术研究华北地区和中国大陆及邻区的壳
、幔速度结构
，发表了许多很好的成果（见5.1节）
。这些成果已经在一定程度上反映了华北地区上地幔低速层的分布特征。

前人有关壳幔速度结构的这些研究成果，大多数都认为在华北地区东部上地幔低速层（即软流圈）的顶面深度较小 ，岩石圈是减薄的；而在华北地区西部的鄂尔多斯地台区上地幔低速层（即软流圈）的顶面深度增大
，岩石圈厚度大 。但这些研究成果对于华北地区上地幔低速层（即软流圈）的顶面深度和岩石圈厚度的具体数据，及其分布规律的认识却各有不同
。因此 ，近年来，一些学者利用国内外大量新的、更加密集的地震台网资料和采用更精细的地震资料处理技术及高精度的层析成像反演方法
，继续对中国大陆的壳幔速度结构进行更深入地研究，试图获得比较一致 、更加准确的中国大陆高分辨率壳
、幔速度结构模型 ，从而对华北地区的岩石圈构造有更深入的认识。

2002年
，朱介寿等发表了“东亚及西太平洋边缘海高分辨率面波层析成像
”结果 。图6.21所示即是由瑞利面波频散与波形反演得到的东亚及西太平洋边缘海地区85km深度S波速度平面分布图
。从图中υS平面等值线的分布可以看出，华北地区的低速异常十分突出 ，S波速度在4.2～4.3km/s之间。

图6.21 东亚及西太平洋边缘海地区85km深度S波速度平面分布图

（据朱介寿等
，2002）

图6.22 北纬40°的υS速度剖面图

（据朱介寿等，2002）

图6.22 ，图6.23分别是沿北纬40°和东经120°的υS速度剖面图 。由图可以清楚地看到华北地区软流圈和岩石圈的空间分布
。沿纬度方向
，华北的地壳和上地幔速度结构十分复杂，存在两组上地幔低速层。第一组低速层（即软流圈）的顶面起伏大 ，东部最浅的深度小于70km
，西部鄂尔多斯地台的深度小于100km；低速层横向连续性差，呈不均匀的分布 ，沿深度方向与第二低速层连通 。第二组低速层连续性好，顶面深度在150～200km之间
，底面深度约250km
。沿着经度方向，华北地区的上地幔低速层也表现出双层结构的特点（图6.23）。

图6.23 东经120°的υs速度剖面图

（据朱介寿等 ，2002）

图6.24 东亚及西太平洋边缘海地区岩石圈等厚度图

（据朱介寿等
，2002）

图6.24为东亚及西太平洋边缘海地区岩石圈厚度分布图 。通过大量数据对比，朱介寿确定对不同构造单元 ，分别以υS=4.3km/s至υs=4.5km/s速度范围作为划分界限
，把上地幔中速度低于此范围的划为低速层，而把地壳到低速层以上的上地幔部分划为岩石圈 ，并依此编绘出研究区岩石圈等厚度图。华北地区岩石圈厚度的变化范围为70～130km
。区内大约以东经1140为界划分为东、西两部分
，东部岩石圈厚度为70～100km，平均厚度约72km；西部为100～130km ，平均厚度约112km。

图6.25～图6.28分别是彭艳菊等在2002年发表的中国大陆及海域沿纬度和经度方向S波速度剖面 。图6.29则是彭艳菊等在2003年发表的中国边缘海岩石层面波层析成像沿纬度和经度方向的S波速度剖面
。华北地区的范围大约在东径100°～125°
，北纬30°～45°之间。从图上可以看到，彭艳菊等的研究结果也反映出华北地区壳 、幔速度结构分布的空间复杂性；其上地幔低速层同样呈复杂的双层结构 。第一组低速层顶面形态复杂 ，深度变化大：第二层较稳定，顶面深度在200km左右
，底面深度约300km
。总体上看，岩石圈结构自西向东呈台阶状变化。在东经100°～1100之间是阿拉善和鄂尔多斯地块 ，其岩石圈厚度约150km；从东经1100向东
，岩石圈厚度迅速减薄到不足100km,118°E以东渤海地区存在明显的软流圈上涌（图6.25～图6.29）（彭艳菊等，2002
、2003） 。

图6.25 北纬32°处S波速度剖面

（据彭艳菊等 ，2002）

图6.26 北纬39°处S波速度剖面

（据彭艳菊等
，2002）

图6.27 东经109°处S波速度剖面

（据彭艳菊等，2002）

2003年 ，刘建华等利用体波地震成像研究中国边缘海及邻区的壳、幔速度结构
。其研究区位于北纬100～45°
，东经105°～145°之间。研究结果如图6.30所示 。从图中70km和110km深处，研究区的P波速度扰动图像可以看出上地幔岩石圈底部和软流圈顶部的几何形态
。P波速度扰动图像的特征表明 ，华北地区东部上地幔低速层的顶面大约在70km深度上；而在110km深处
，华北全区均表现出低速层的特征（图6.30）。这也说明，华北地区的岩石圈具有西部厚度大 ，向东厚度减薄的特点（刘建华等，2003） 。

图6.28 东经125°处的S波速度剖面

（据彭艳菊等
，2002）

图6.29 S波速度剖面图

（据彭艳菊等，2003）

从上面所阐述的这些研究成果不难看出 ，华北地区壳 、幔速度结构是十分复杂的
，并不是简单的层状结构。上地幔软流圈似乎成一种双层结构，上层沿平面的展布不稳定 ，因此
，顶面形态极不规整
、起伏大，底界和厚度的变化也大；下层沿平面的展布较稳定
。应该说 ，所有的研究成果都证实了这一层的普遍存在
，其顶、底面的深度变化都不大，分别在200和300km左右。但是 ，由于上一个低速层顶面极不规整
，层结构也很复杂，这使得不同研究者所确定的软流圈顶面深度数据仍然存在较大差别 。不过 ，所有的研究者也有共同的认识，即华北地区东部岩石圈厚度小
，西部厚度大
。这认识与6.4节中我们从导电性结构的角度进行分析所获得的结论也是完全一致的。

图6.13所示是山西应县—山东商河剖面二维导电性结构模型 。沿着剖面所观测的大地电磁场信号，最长周期为2000 s
。剖面上以曲阳为界 ，划分为东 、西两部分。东部为低阻区
，西部为高阻区 。如果东部地壳的平均电阻率以15 Ω·m计算，那么按照电磁波场“趋肤深度”的表达式估算 ，大地电磁测深在华北地区东部的最大探测深度可能达到87km；而如果西部地壳的平均电阻率以200 Ω·m计算
，那么可以估算，大地电磁测深在华北地区西部的最大探测深度大约为320km
。这说明图6.13所示的应县—商河剖面的电性结构模型在东部 ，87km深度以下表现出来的电性分布规律是不可靠的；而在西部
，320km深度以下是不可靠的。

图6.30 中国边缘海及邻区岩石圈地幔和软流圈地幔P波速度图像

（据刘建华等，2003）

从图6.13所示的剖面断面上地下介质导电性随深度的变化规律可以看出：在剖面西部地壳的电阻率很高 ，但随着深度增大
，地壳电阻率表现出减小的趋势；当深度达到大约130km时，地下介质的电阻率明显降低 ，这可能即是“软流圈 ”顶面的反映；由此推断，华北地区西部岩石圈厚度可能是130km 。在剖面东部
，由于上地壳的电阻率很低，导致地壳电阻率随深度始终成单调增大的趋势 ，因此我们只能根据电阻率增大趋势变缓的深度来估计“软流圈
”的顶面深度
，从而推断华北地区东部岩石圈厚度可能是80km
。

为了详细研究华北地区岩石圈结构，首先必须编绘岩石圈等厚度图。如上所述 ，这显然需要从壳、幔速度结构进行分析
，了解地震波速度随深度的变化规律，从而圈定华北地区软流圈的顶面 。为此 ，我们利用朱介寿教授等提供的华北地区1 °×1 °平面网度
，最大深度400km的P波和S波速度数据矩阵，编绘了从地表到400km深处的P波和S波速度平面等值线图 ，进行分析研究（详见5.3节）。

通过前人的研究
，我们已经比较清楚地了解到华北地区壳
、幔速度结构的复杂性
。无论是华北东部，或是西部 ，我们都找不到如同图6.20中所展示的标准的壳、幔地震波速度分布，这使我们不可能完全按照传统的概念来划分软流圈的顶界面。

为了寻找一种符合华北地区壳 、幔速度结构特点
，可操作，又比较合理的方法 ，我们在研究区内选取30个节点（图6.31）
，每个节点上取不同深度的υP和υS数据，作速度随深度分布曲线 。如图6.32
、图6.33所示 ，在不同构造区地震波速随深度的变化规律有所差别
。一般来说
，在地壳范围内波速随深度增大，当到达莫霍面深度时 ，υP和υS出现跃变
，分别大于7.9km/s和4.1km/s。随后，深度增大 ，一般都出现两个速度下降段；但在不同构造区内
，波速下降的幅度、深度，以及波速随深度增大的快慢都存在差别 。

图6.31 华北地区地震波速度－深度曲线取样节点分布图

图6.32 地壳和上地幔υP速度分布曲线

图6.33 地壳和上地幔υS速度分布曲线

在华北地区西部第一个波速下降段不明显 ，而第二下降段对应的深度大 、波速下降幅度大
。在华北地区中部和东部，第一个波速下降段往往出现在莫霍面之下
，对应的深度较小，波速下降幅度也小；在华北裂谷带 ，甚至有相当长的深度段内波速变化不大
，而第二个波速下降段，速度下降的幅度也较小 ，其对应的深度与华北地区西部相差不大
，比较一致。

在分析了波速随深度的变化之后，我们设计了3组约束条件 ，编写了计算机程序
，利用计算机自动取数，试验性地编绘出相应的岩石圈等厚度图草图 。

图6.34的约束条件是深度大于50km ，小于200km
，υS大于4.2km/s
。如图所示，华北地区北部岩石圈变薄 ，而鄂尔多斯的岩石圈变厚，这结果似乎稍合理些
，但也还有问题。所有这些都是一些试验性工作，我们还将继续进行下去 ，希望能找到比较合理
，效果比较好的方法 。

图6.34 华北地区岩石圈等厚度图