岩石圈温度、化学组分结构研究：以华南地区为例

第一章简介岩石圈是地球浅部的刚性圈层，由地壳和岩石圈地幔组成。研究表明，岩石圈构造变形、火山地震活动、矿物形成等诸多热点问题都与岩石圈结构和性质的不均匀性（如温度、密度和化学组分结构的跳变等）相关【参考文献】。详细了解岩石圈结构对于了解大陆的形成，变形和破坏，岩石圈与亚岩石圈地幔之间的物理、化学相互作用，以及表面地形的发展和演变具有十分重要的意义。岩石圈的温度、化学组分结构是岩石圈结构研究的重要内容。岩石圈温度结构主要是指岩石圈热厚度及温度分布，是控制岩石圈岩石学、流变学和动力学的重要参量之一。如果不考虑化学组分的差异，温度高的介质相应密度小、地震波速低、强度弱。并且，温度也是控制矿物化学组分的主要因素之一。而化学组分结构主要是指构成地壳、地幔的岩石中各种矿物和元素的含量，是控制岩石圈密度、波速等物理性质的重要参数，也是岩石圈地幔演化研究和矿产资源开发的地球化学依据。因此，岩石圈的温度和化学组分结构是认识岩石圈物理化学结构和性质的基本参量。对岩石圈温度、化学组分结构的认识主要来自以下三个方面：地表热流的数据：利用这种方法获得岩石圈温度结构极为普遍，通过以地表大地热流值为边界条件，求解稳态热传导方程获得。但由于热流测点极其有限，分布亦不均匀，加之岩石的生热率和热传导系数具有较强的不确定性，单纯由地表热流得到的温度结构比较粗糙。【参考文献】地震数据：使用地震数据反演岩石圈温度、化学组分结构，这种方法通过测试岩石物理学的实验数据与地震数据模型的兼容程度，兼容程度最好的模型即为输出模型。但是温度和成分之间的耦合关系、非线性问题严重影响输出模型的准确性。捕掳体数据：唯一直接获取岩石圈地幔温度、化学组分结构的方法是通过捕掳体（火山作用带到地表的上地幔碎片）数据得到。然而这种方法所能得到的空间和时间范围十分有限。此外，捕掳体在挖掘过程中不可避免的会受到影响，仅仅通过这种方法得到的温度、化学组分结构具有很大的不确定性。先前的研究者使用不同的方法得到的温度、化学组分结构存在明显差异，而使用相同数据、相同方法的研究者也得到截然不同的结果【参考文献】。岩石圈结构的因素众多且复杂：例如温度和成分之间的耦合关系、不同的超基性岩石可以产生相同的地震响应、岩石各向异性、地热估计的不确定性等等。这些因素的存在使得人类无法得到十分可靠的岩石圈温度、化学组分结构。理论上联合不同来源的数据和方法来（地球物理、地球化学、岩石物理学等）反演岩石圈温度、化学组分能够降低这种不确定性，可传统的联合反演方法并不适合解决非线性、温度组分耦合的区域。Afonsoetal.（2013）和Shanetal.（2014）在此传统联合反演的基础上，发展了概率密度反演的新方法，定量分析反演中的非唯一性，有效约束岩石圈化学组分结构的多解性问题，并将该方法应用于美国西部、华南等地块岩石圈结构的反演。通过与地球化学观测分析结果的比对，证实了新方法的可行性。华南地区积累了丰富的观测资料，是研究岩石圈温度、化学组分结构的理想参考区域。本次课题研究华南三个不同区域（四川盆地、江南造山带、华夏地块），利用重力异常、大地水准面高、地形、地表热流、地震面波频散曲线等地球物理观测资料，通过概率密度反演的方法，研究该地区一维岩石圈的温度、化学组分结构，通过分析华南地区岩石圈温度、化学组分结构特征，为深入研究华南岩石圈减薄的深部动力学过程作用提供重要的模型参考依据。第二章原理、方法和数据为了解决岩石圈温度、化学组分结构的反演问题，Afonsoetal.(2013)开发了Litmod软件包。本次研究采用了Afonsoetal.(2013)开发的Litmod_4inv软件包（/software）。该软件包基于热动力学平衡方程，采用概率密度反演的方法，将不同的地球物理观测资料融合在一个统一、自洽的体系。下面介绍该软件包的内容。2.1热动力学模拟Afonsoetal.(2013)发展了基于热动力学模拟研究岩石圈温度—化学组分结构的新方法。该方法通过解算特定温度、压力、化学组分（CaO—MgO—Al2O3—FeO—SiO2）条件下岩石的热动力学平衡方程（吉布斯自由能最小化）得到岩石的矿物组成及该岩石密度、波速等物理特性，再以岩石的物理特性为基础，通过正演计算得到各种理论观测数据（重力、地震波速、海拔等），从而将不同的地球物理和地球化学观测融合在统一、自洽的体系。而解算热动力学平衡方程的温度通过解算热传导方程（边界条件为岩石圈厚度、地表热流和地表温度）给出。首次计算热动力学平衡方程的压力值通过经验压力公式给出，解算热动力学平衡方程得到岩石圈密度分布，通过岩石圈密度分布求解压力分布，将所得压力分布代入吉布斯自由能最小化方程，以修正模型的初始压力分布。反复迭代四五次即可得到稳定的压力—密度分布。组分则是随机生成的氧化物集合（CaO—MgO—Al2O为了得到更加符合实际问题的温度、化学组分结构模型，需要选取反演模型，并将该模型参数化，确定不同的离散化标度，并将随机生成的模型参数分配给不同的离散化节点，然后求解正演问题以获得理论数据，将理论数据和观测数据进行拟合，输出最好的模型参数。2.1.1一维模型准备选取模型：选取1°×1°的岩石圈简化为一维柱体。对于一维柱体反演，研究某区域的温度、化学组分结构，首先需要将所选区域柱体进行参数化（见图2.1）。该模型包含了一层沉积层、两层地壳（上地壳、下地壳）；两层地幔（岩石圈地幔、深部上地幔），模型底界面为410km地幔转换带的顶部。沉积层和地壳层由一些物理参数定义：热导率（κ）、特定温压条件下的体积密度（ρ）、VpVs1、放射率（RHP）、厚度。上地幔分为岩石圈地幔和深部上地幔，而岩石圈—软流圈深度（LAB）作为单独变量，因为LAB深度定义了一阶温度结构；在两层地幔组分中，每一层都是由CFMAS（CaO—FeO—MgO—Al2O3—SiO2）中的5种氧化物定义。由于五种氧化物比例成分之和占上地幔成分的98%以上，因此假定在上地幔中五种氧化物的和为100%离散化标度：最密的离散化标度，其垂直网格步长设置为2km。中间离散化标度为15个热力学节点，岩石圈地幔中有10个，深部上地幔有5个。（图2.1）。第三个离散化标度由组成层表示。生成新样本后，将模型参数分配给15个热力学节点，如（图2.1）所示，通过热力学节点的模型参数计算吉布斯自由能最小化方程，得到热力学节点处的物理参数。通过热力学节点的物理参数，将最密的离散化标度的物理参数插值进去，利用最密离散化标度的物理参数求解理论高程、大地水准面、瑞雷面波相速度等。（图2.1一维岩石圈温度、化学组分结构参数化模型。一维模型包括三层地壳和两层地幔（岩石圈地幔和深部上地幔）。红色的点是最密的有限差分网络，用于大地水准、一维稳态传热、重力均衡方程的计算。黑色的点为中间离散度网格，用于解决吉布斯自由能最小化问题。第三类离散化为两个组分层，每一层都有5种氧化物定义。深部上地幔的温度由4个随机变量TLAB、Tbuffer、Tinter、T2.1.2一维热传导方程由一维稳态热传导方程ә2Tә可知温度曲线取决于地下岩石的热导率，以及岩石内部的放射性热产率。在一维概率密度反演过程中，使用有限插分法求解稳态热传导方程求解岩石圈的平衡温度，且服从第一类边界条件（给定地表热流值和温度以及岩石圈底部温度）；而深部上地幔的温度由4个随机变量TLAB、Tbuffer、Tinter2.1.3吉布斯自由能最小化通过吉布斯自由能最小化的方法计算岩石的物理性质和矿物组成：假设一维条件下所选区域满足热力学平衡条件，则岩石圈地幔的矿物集合体可以由吉布斯自由能最小化方程得出，并根据岩石物理性质实验结果给出岩石（各种矿物的集合）的密度、波速等物理学特性。在Litmod一维程序中中，采用的自由能最小化软件是Perple_X(Connollyetal.,2009)和XuWenboetal.（2008）的热力学数据库。2.1.4高程、大地水准面吉布斯自由能最小化得到的物理参数插值到最密的离散化标度，得到岩石圈初始一维密度分布，再通过岩石圈一维密度分布求解压力分布，将所得压力分布代入吉布斯自由能最小化方程，修正模型的初始压力分布，重新计算热动力学平衡方程并得到新的矿物组成和物理学特性，通过4-5次迭代计算得到稳定压力和密度分布，在此基础上计算理论海拔（基于岩石圈均衡模型）和一维大地水准面高。高程：由地壳均衡假说可知，除了地幔对流或板块俯冲区域，地壳局部均衡对岩石圈的平均质量具有严格的限制。即地球内部从补偿深度到地表，相同截面面积的柱体具有一样的重量。Litmod软件中仅适用于绝对高程在海平面之上的区域。E=L-ρLρL=1Lρa=1ZbotE为所需高程，ρLz为依赖于某一深度的密度，ρa大地水准面：结合圆柱体异常的重力势方程和Brun公式可以得到ΔN=2πGg0其中h为模型的最大深度，G为万有引力常数，取g0=9.81m/s2。R为选取模型维度大小的半径。取R约为80—100km。由于地球内的所有质量都对观测到的大地水准面的所有谐波度有贡献，因此需要在全大地水准面上应用高通滤波器以去除深地幔信号。因此，已经从完整的大地水准面移除了大于400km（即2-9度）的波长，以保持密度异常的影响浅于约400km2.1.5地表热流为了估计在中国南方的表面热流，我们采用的区域数据集为WangandHuangetal.（1988，1990）和Huetal.(2001)得到的地表热流结果。华南地区的热流采样不均匀，特别是在华夏地块和扬子克拉通中部，没有测量结果。根据Wang（2001）的观点，热流中的极端值通常与大陆和海洋盆地的近地表热量的水文地质重新分布有关。因此，我们删除了明显偏离区域平均值（<20mW/m2和>150mW/m2）的热流观测。根据已有的数据进行插值，估算1°×1°网格上的区域的热流。2.1.6瑞雷面波计算面波频散曲线采用基于Thompson—Haskell特征值问题，并且将由于温度的滞弹性引起的瑞雷面波衰减效应排除在外。Litmod中采用的是Jsckson和Faul(2010)的实验室模型来计算剪切波的品质因子Qs2.2概率密度反演由于所观测到的地球物理数据或地幔样品可用信息不确定、模型与数据之间物理理论的不完善等，要基于热动力学模拟的方法将不同的观测资料有机的融合在一个自洽的体系中，运用概率公式（统计推算）来解决这样的实际问题是必要的，基于热力学基础的多观测概率反演为地幔的温度、化学组分结构提供了一种强有力的方法，并且有可能使研究系统非唯一性、非线性、观测量对温度的敏感度大于化学组分等不确定性最小化。2.2.1贝叶斯反演概述在贝叶斯理论的基本假设是：系统内所有信息（观测数据、物理理论、先验信息等）都可以用概率密度函数（PDF）定义。在统计推断的背景下，反演问题的解由参数和数据空间中的联合概率密度函数给出，称为后验PDF。σ（d,m）=κρ（d,m）其中σ（d,m）是后验PDF，κ是归一化常数，ρ（d,m）为先验PDF描述数据和参数中的所有先验信息空间，ϕ（d,m）为先验PDF连接模型参数和预测数据的物理理论的相关性和不确定性，μ（d,m）为笛卡尔空间中的常数，m为模型向量参数，d为可观察数据的向量。这样定义的后验PDF包含有关可观察数据和模型参数先验信息的所有可用信息。将数据向量分量从σ（m）=σ（d,m此外，由概率论的认识可知ϕ（d,m）=θ（d|m）μ（m）(8)ρ（d,m）=ρ（mμ（d,m）=μ（m其中θ(d|m)用于正演阶段为数据的物理理论分配不确定性，联合（1）至（5）式，可以得到σ（m）=κρ（m）L（m）(L（m）=ρdϴ(d|m)μ(d)dd其中ρ（m）是模型参数的先验信息PDF，L（2.2.2马尔可夫链蒙特卡罗（MCMC）采样方法系统对参数空间扰动的响应（例如，Al2O3含量后验PDF包含模型参数和观察数据的所有信息。而所有与实际观测数据无关的参数空间的先验信息通常由另一个PDF表示，称为先验PDF（见表1）。马尔可夫链蒙特卡罗采样方法（MCMC）常常用于先验PDF没有封闭形式且参数空间很大的情形。该算法基于以下思想：在最初的非自适应阶段，模型参数是从先验PDF中提取的。在第一阶段结束时，使用链中的所有先验样本构建初始高斯分布及其协方差矩阵。剩下的样本则根据更新的分布随机生成，即样本集中在良好拟合的区域周围。测试表明，在MCMC采样期间更新PDF分布4-7次会产生较好的结果。前提是非自适应阶段足够长以均匀覆盖大部分参数空间。如果初始阶段不够长，导致某些最值区域会未采样，后续调整可能会集中在极值区域。例如，我们共使用80000次抽样模拟，其中一半的模拟样本用于在初始阶段产生协方差矩阵和初始分布，随后每隔10000个模拟更新所得分布，在反演中共有一个初始分布和4次更新。最后在80000个模拟中接受最优的3000个模型。表1：反演中使用的模型参数及其允许范围参数先验信息参数先验信息LAB55km—330kmT-Bottom1330°C—1650°C0.5%—4.25%2100—2700kg/6%—9.2%2400—2820kg/34%—55%2650—3130kg/0.1%—5.5%1.65—2.22.0%—4.25%1.65—1.96.0%—9.2%1.65—1.934%—55%Δ-4.0—4.0km0.1%—5.5%Δ-6—6kmT-buffer1230°C—1500°CΔ-6—6kmT-inter1230°C—1650°CRHP0.4—1.8μW/注：RHP—地壳放射性热产率；LAB—岩石圈、软流圈边界；密度ρ、VpV标1、2和3分别代表沉积层、上地壳、下地壳；Δh代表每一层厚度的变化范围；氧化物上标lith和sublith代表岩石圈地幔和深部上地幔主要氧化物变化范围。2.2.3目标函数——获取数据权重由于研究中使用的各种数据集对温度、热化学组分和深度结构具有不同的敏感性，因此需要对每个数据集进行适当的加权以避免由特定数据集主导。可观测反演中的目标函数取决于数据集的统计（例如，数据点的数量和不确定性）、使用的参数化、反演的实际区域情况。因此，需要进行初步测试以选择适当的目标函数，以正确平衡来自不同数据集的权重。因此，定义目标函数为E={(di−ci其中di和ci分别为高程、大地水准面数据、地表热流的观测值、预测值；σi为观测数据的不确定性。nj为瑞雷面波频散周期个数，rj和rjc2.3反演所采用的地球物理观测资料本文所用到的数据包括ETOPO1地形数据()、大地水准面数据来自全球高阶地球重力场模型EGM2008(Pavlisetal.,2012)、地表大地热流数据(姜光政等,2016)以及地震波速度结构模型(Shenetal.2016)。大地水准和高程数据的平均值插值到1°×1°的网格中。Shenetal.(2016)的模型联合背景噪声成像和接收函数方法，基于密集台阵数据，是目前研究区分辨率最高的地震波速度结构模型之一(0.5°×0.5°)。此外，Shen等的模型给出瑞雷波速度结构，而瑞雷波对深度结构比较敏感。综合以上因素，本文采用Shen等的地震波瑞雷速度结构模型。2.4Litmod_4inv反演软件包Afonsoetal.(2013)开发了Litmod_4inv软件包包括一个反演主程序与相关子程序、输入的观测数据以及先验信息数据。需要输入的数据文件有：input_DRAM_T文件、input_data*文件。input_DRAM_T文件中，需要确定由先验信息随机生成的模型数目、经筛选之后得到的最佳模型数目、在筛选过程中得到协方差矩阵所需的模型个数、以及以区间定义的先验信息（华南地区）。input_data*文件，*表示在工作中所选定的区域代号，该文件需要输入本研究需要的地球物理资料：高程、大地水准面高、地表热流、瑞雷面波频散数据。该软件在input_DRAM_T文件中设置先验信息并随机生成模型，生成的随机模型通过模拟正演以获得理论数据，将理论数据和观测数据拟合，输出误差范围内的模型参数（本次研究设定生成模型80000个、输出模型3000个）。第三章华南地区构造背景传统上认为华南地区是由东亚大陆组成，其北部为秦岭—大别褶皱系列，西北部为巴颜喀拉地体，东南部为太平洋板块（图3.1）。现在对于华南地区的普遍观点：华南地块是由新生代早期的西北杨子克拉通和东南部的华夏块体合并形成Wangetal.（2013）。（图3.1华南地区构造背景图片来源：Wangetal.(2010)）华南地区显生宙的构造历史可以分为三个阶段：中古代、印支期（三叠纪）、燕山期（侏罗至白垩）（Wangetal.2013）。燕山晚期活动通过古特提斯和古太平洋大洋岩石圈俯冲机制驱动，从而形成覆盖华南褶皱系统到江南造山带1300公里的褶皱造山系统。扬子克拉通西部由志留纪—三叠纪的碎屑—碳酸盐岩覆盖。西藏南部印度和亚洲大陆板块的后续连续碰撞导致扬子克拉通西缘形成东部碰撞带。传统反演方法研究表明，华南褶皱系统的岩石圈较薄，约为85至150千米；华南块体岩石圈厚度由东至西逐渐增厚，在四川盆地以下达到最大厚度250千米。Shanetal.(2014)利用多概率密度反演的方法研究华南地区岩石圈结构，结果表明在华南地区岩石圈结构的特点是东西部地区LAB深度差异明显。在东部，LAB位于80-105公里的深处，在西部，在四川盆地下面成像LAB的值超过250公里。这些值支持了在中新生代晚期影响中国南部东缘的主要岩石圈侵蚀事件的假设[cf.

Zheng,2009,andreferencestherein]。而基于大地水准面/海拔高度观测证据表明，四川盆地部分地下最低的岩石圈地幔正在经历小规模的下降/分层。这也与西藏岩石圈向西侧向推动产生的扰动一致，甚至可以解释。各种研究表明，华南地区岩石圈厚度、波速结构存在比较大的变化，华南地区复杂的地质构造为我们以华南地区为例开展研究提供了很好的研究实例。第四章主要研究结果本次研究选取华南地区的三个测点进行反演，这三个测点分别位于华南地区的四川盆地（A点）、江南造山带（B点）、华夏块体（C点）。选取数据代号如下图4.1所示。（图4.1华南地区测点分布。本次研究所选取的三个测点位置分别为A点（四川盆地）、B点（江南造山带）、C点（华夏块体）。）4.1数据拟合结果利用观测到的地球物理数据及相应数据的不确定性对最终反演最好的3000个模型进行拟合。图4.2、图4.3、图4.4、图4.5展示了相关地球物理数据的拟合。(图4.2A点、B点、C点（后续图顺序均为此）的高程后概率分布拟合图。灰色直方图由最终反演的3000个拟合最好的模型计算得到，蓝色直线为其平均值，红色直线为其观测值，黑色虚线代表观测值的误差。)高程拟合结果显示最终接受的样本的分布满意地解释了A点、B点、C点的海拔数据集。来自反演的后验PDF平均值始终在观测值附近不超过5米，满足后验PDF的平均值始终在观察值1σ（一个标准偏差）不确定性范围内。(图4.3A点、B点、C点的大地水准面高度后概率分布拟合图。灰色直方图由最终反演的3000个拟合最好的模型计算得到，蓝色直线为其平均值，红色直线为其观测值，黑色虚线代表观测值的误差。)大地水准面高度拟合结果显示结果比高程拟合结果更好，大地水准面高度直方图的分布相比于高程的更加集中。A点、B点、C点大地水准面高度反演的后验PDF平均值是始终在观测值附近不超过0.1米。同样满足大地水准面高度的后验PDF平均值始终在观察值1σ（一个标准偏差）不确定性范围内。(图4.4A点、B点、C点的地表热流后概率分布拟合图。灰色直方图由最终反演的3000个拟合最好的模型计算得到，蓝色直线为其平均值，红色直线为其观测值，黑色虚线代表观测值的误差。)地表热流的拟合结果显示较差：A点反演的地表热流后验PDF平均值和观测值超过5mW/m2，C点反演的地表热流后验PDF平均值和观测值超过2mW/m2，而B点反演的地表热流后验PDF平均值和观测值不超过0.1mW/m2。出现这种结果的原因可能是：A点和C点分别位于四川盆地和华夏地块的西北缘，这两个区域地表热流测点稀少且不均匀，导致A点、C点地表热流值出现较大的偏差。而B点位于江南造山带中部，B点正好处于Jiangetal.(2016)地表热流测量点附近，故B点地表热流拟合结果很好。尽管如此，A、B、C点的满足地表热流的后验PDF平均值始终在观察值1σ（图4.5A点、B点、C点瑞雷面波数据拟合。带蓝色误差棒的点为瑞雷波观测数据，灰色线段为最终反演得到的3000个拟合最好的瑞雷面波速度模型，红色线为观测值。）在大多数情况下，模型的预测相速度可以很好地拟合（在数据不确定性范围内）所有周期的测量色散曲线。预测曲线和测量曲线之间的不匹配仅在测量曲线呈现假振荡模式的时段才是明显的。然而，即使对于最坏的情况下，预测曲线可以仍然适合在两个数据的不确定性内取平均。可见预测曲线可以很好地适应短期和中期，但它往往会系统地低估长期（>120s）的速度。4.2反演结果与分析4.2.1温度结构反演结果与分析（图4.6温度结构反演结果图。灰色曲线为最终反演的3000个拟合最好的温度模型，红色曲线这些模型的平均值。）(图4.7LAB深度反演图。灰色直方图由最终反演的3000个拟合最好的模型计算得到，蓝色直线为其平均值。)图4.7显示华夏块体的LAB深度为85—130km，每列的标准偏差20km。另一方面，江南造山带和四川盆地的LAB深度更厚（200—260km），标准偏差更大（40km）。由于温度和成分之间的相互影响，反演预测的LAB深度可能比其真实深度略深。上述结果显示：华夏地块有一个相对平坦，薄且热的岩石圈：西北缘约110公里。扬子克拉通有相对曲折、厚且热的岩石圈：四川盆地中心岩石圈最厚，向东南和西北逐渐减薄，这些结果与其他学者基于不同数据集的估计值相当。例如，Hu、Wangetal.(2000)仅基于热流观测估算了华南的热岩石圈厚度。他们提出在华夏地块西北缘附近的位置约80-100km的LAB深度值，靠近江南造山带约200公里。我们对华夏地块的结果反演LAB深度的结果符合Hu、Wangetal.(2000)在10-20公里范围内的估计。Priestley、Mckenzieetal.(2013)使用全球台站的数据和上地幔中剪切波速度与温度相关衰减之间的经验关系估算了中国南方的热岩石圈厚度，Priestley、Mckenzieetal.(2013)提供的华夏块体和扬子克拉通中部和东南部的LAB深度符合上述结果，但他们在四川盆地的LAB深度比我们的模型浅约20-40公里。造成这种差异的原因可能是：（1）与Priestley、Mckenzieetal.(2013)使用不同的地震数据集（本研究中使用的高分辨率相速度图与使用的全球台站的数据有关）；（2）不同的数据集（在我们的情况下是联合反演）；（3）不同的衰减校正；以及（4）不同的反演方法。其中，前三个对我们在岩石圈较厚的地区反演结果有较大影响。因此，这解释了为什么两个研究的结果在薄岩石圈环境中很好地吻合，但在岩石圈较厚的区域往往不同。Shanetal.(2013)利用相同的多概率密度函数不同的初始样品数目反演华南地区岩石圈厚度和我们得到的结果吻合，验证了多概率密度函数方法的可靠性。4.2.2化学组分结构反演结果与分析(图4.8A点、B点、C点岩石圈地幔镁值图。灰色直方图由最终反演的3000个拟合最好的模型计算得到，蓝色直线为其平均值)在华夏地块中，新生代玄武岩广泛存在，包含各种各样的地幔捕虏体(Fan和Hopperetal.1989)。对这些捕虏体的岩石学研究提供了额外的局部信息，可以与我们的反演结果进行比较，以评估两种方法在用于估算平均岩石圈成分时的代表性和一致性。镁值用于量化橄榄岩中熔体消耗的程度,能够有效的指示富集或亏损的上地幔【参考文献】。Zhengetal.(2009)研究表明橄榄石镁值小于90代表饱满地幔，90—92为过渡地幔，大于92为难熔地幔。虽然镁值是组成变化的一个有用的指标，但它不仅仅只与熔化事件相关联，熔融交代作用也可以改变橄榄岩的消耗程度【参考文献】。Shanetal.(2014)利用相同的方法进行反演时，并没有将华南地区的捕掳体数据作为先验信息，发现完全利用地球物理资料数据反演镁值和华南地区的捕掳体镁值数据十分吻合。在A点、B点、C点三处，灰色直方图为反演输出的3000个模型预测的Mg#值，可以看出A点Mg#值显示四川盆地的岩石圈地幔处于饱满和过渡两种状态，而B点Mg#值显示：江南造山带岩石圈地幔以饱满型地幔、过渡性地幔为主，有少量的难熔地幔。C点Mg#值显示：华夏地块岩石圈地幔全部为饱满型地幔。不同区域的镁值结果说明：华夏地块的岩石圈地幔已遭受破坏（华夏地块更为严重），新生的饱满岩石圈置换了老的难熔地幔；而四川盆地和江南造山带则可能存在不均匀的侵蚀和交代作用，此外，江南造山带还有少量的岩石圈地幔未遭到破坏。第五章：结论与展望本文使用了一种联合地球物理和岩石物理学方法自洽的反演软件Litmod，该方法主要用于研究岩石圈地幔和深部上地幔的化学组分、温度结构。主要用到的地球物理数据包括:瑞雷面波波速、重力异常、大地热流、高程等，这些数据在反演中均被很好的拟合，因此相比于单独反演一种或两种数据而言，联合反演降低了模型的不确定性，并且由于不同的数据对化学组分和温度结构有着不同深度的敏感性，故对反演模型有更好约束的同时，提供了更加可靠的岩石圈和深部上地幔的化学组分和温度结构。此外，Litmod基于概率密度函数，使用马尔可夫链蒙特卡洛采样方法随机采样，随机生成样本，并每隔一定的样品数目进行协方差矩阵的更新，之后的采样集中于更新后的协方差矩阵参数左右，使得搜索样本集中在高概率区域，利用这种方法获得的后验概率密度函数以概率分布的方式描述了拟合参数和反演参数。基于这种反演方法，能够很好的解决非线性、温度—化学组