硅酸盐学报中科院分区

邓晋福吴宗絮赵海玲罗照华曹永清

（中国地质大学，北京100083）

摘要基于岩石学途径，结合地球物理模型、岩石Vp和Vs实验或计算资料，本文提出中国三个大地构造单元的壳幔岩石学结构。从洋壳经大陆边缘到大陆碰撞带，随陆壳厚度的快速增加，下地壳的矿物相从正常的火成岩或绿片岩相经角闪岩相和麻粒岩相到榴辉岩相，与此相应的是，其组成从玄武质经安山质到花岗质，这一组成趋势称为“花岗岩化作用”。这是由于玄武质榴辉岩壳再循环回到地幔的结果。然而，从大陆碰撞带到克拉通或经大陆裂谷作用到洋壳，地壳厚度、下地壳的矿物相和组成呈相反方向的发展，这一组成趋势称为“基性化作用”。这是由于来自地幔的玄武岩岩浆底侵进入下地壳的结果。

关键词下地壳壳幔交换岩石学结构花岗岩化作用基性化作用

1引言

一般认为，新的洋壳在洋中脊形成，它常由三层构成，即层1——薄的沉积盖层，层2——玄武质熔岩，层3——辉长岩或辉绿岩。大陆壳则认为主要是伴随陆核与克拉通的生成，形成于前寒武纪。显生宙新生的陆壳形成于岛弧和活动大陆边缘。然而，与大陆地壳，特别是下地壳的性质和形成有关的某些问题仍无定论：①大陆地壳双层结构模型已被三层结构模型[15]取代，大陆壳的三层结构模型主要是基于厚度30～40km的正常或减薄陆壳地区的研究而获得的，三层结构模型能否适用于厚度达70～80km的加厚陆壳区，如青藏高原；②陆壳总组成类似于安山质或英安质[3,21,23]，然而从地幔分出的新生陆壳物质是玄武质组成，如何解释这一差异；③一般认为上、下陆壳分别为花岗质和辉长质（或闪长质）组成，然而剥露于加拿大地盾的上、下地壳（平均的麻粒岩相地区）在组成上是相似的，为花岗质或英安质组成，那么在组成上，下地壳与上地壳是类似的还是有区别的；④不同构造环境的地区，其陆壳组成是类似的还是有差异的；⑤在陆壳加厚或减薄的过程中，陆壳岩石学是否发生改变；⑥什么样的作用过程控制下地壳的性质；⑦什么地方得以实现壳幔之间的交换，以及如何实现壳幔交换。我们试图讨论这些问题，下地壳的性质和壳幔交换，将以中国大陆作为实例，然后，把陆壳与洋壳、岛弧地壳进行比较。

2研究壳幔岩石学结构的途径

与P波结构和密度结构类似，岩石学结构（petrological structure）的提出[27]，是为了强调采用岩石学手段研究地壳和地幔。研究地壳和地幔结构的岩石学途径主要来自三个方面：①剥露的深部地壳岩石，甚至是地壳断面的剥露，主要是前寒武纪变质岩；②被岩浆或构造作用带到地表的壳、幔捕虏体或碎块；③岩浆源区的化学和物理学信息。大约70%～90%的现存大陆壳物质形成于约25亿年前[21]。太古宙变质岩形成之后，大陆壳物质及其结构常常被后期岩浆和构造事件改造和变异，这在建立岩石学结构时是必须考虑的。上述途径的综合研究可建立壳幔岩石学结构，其中，岩石学相平衡、地质温压计以及矿物—硅酸盐熔体平衡热力学研究是建立岩石学结构模型的关键[9]。

地球物理学途径主要包括Vp和Vs资料。矿物与岩石的Vp和Vs的实验测定是岩石学与地球物理学途径之间的纽带。岩石学途径与地球物理学途径的联合可对壳幔岩石学结构提出更好的约束[15,8,24]。

3壳幔岩石学结构

与岩石圈尺度的大地构造分区[14]相适应，中国大陆的壳幔岩石学结构可分出三个类型：中国东部大陆裂谷型；中国中部克拉通型；和青藏喜马拉雅陆内造山型，列于表1和表2。

Fountain的陆壳三层结构模型[15]，主要基于Vp和岩石学研究，获得了广泛的接受[16,24]，即上、中、下陆壳分别由绿片岩相、角闪岩相和麻粒岩相岩石构成。陆壳三层结构可分出两个类型，大陆裂谷型和克拉通型，见表1[27]。最近的研究表明，青藏—喜马拉雅陆内造山带的陆壳有4层结构（表2）[12,13]。为了与三层结构模型进行比较，我们把包括山根在内的加厚的下地壳称为第4层。

表1壳幔岩石学结构模型

注：为莫霍面，L/A为岩石圈/软流圈界面。

2.据吴宗絮等[27]简化。

表2青藏—喜马拉雅陆内造山带壳幔岩石学结构模型

注：为莫霍面，L/A为软流圈/岩石圈界面。

2.据邓晋福等[14]简化。

基于麻粒岩相与榴辉岩相的相转换边界的温压条件[4,17,28]，以及青藏—喜马拉雅造山带某些地区的地温[19,20]，可以推测，在约35～40km深度，斜方辉石消失，高压麻粒岩相（HPGF）形成，在约45～60km深度，斜长石消失，榴辉岩相形成。因此，我们提出加厚大陆壳的4层结构模型，而不是Fountain的三层结构模型。大约40km以下的第4层称为加厚的下地壳，一般来说，如果深度大于45～60km和达到榴辉岩相[]，它就包含山根在内。

众所周知，大陆壳主要由石英和长石构成。实验测定[1,2]表明，石英Vp较小但Vs较大，然而，长石相反，Vp较大Vs较小。因此，为了建立更好的模型，我们引入矿物的Vp和Vs。由矿物的Vp和Vs数据可计算出岩石的Vp和Vs[13,14]，一般来说，它与实验测定值是吻合的[1,2,15,18,25]。

通过地球物理模型（表2）、计算和实验测定的Vp和Vs之间的比较，可以推测包含山根在内的加厚下地壳成分为花岗质。

由表1可以看出，克拉通块体（鄂尔多斯）在约80km深度出现较低的Vs值，但那个深度上Vp并不减小。上地幔内较低的Vs常被某些地质学家看作软流圈的指示，但Vp并没有指示软流圈的存在。基于矿物Vp和Vs数值的简单的计算，表明：当从尖晶石相向石榴子石相橄榄岩相转变时，△Vp=+，△Vs＝—，由此可以认为，约80km深度处较低的Vs和较高的Vp是由于相转变引起的[27]。

4下地壳的性质

表1显示，克拉通块体与大陆裂谷带的下地壳在岩石学与Vp和Vs上有大的差异。大陆裂谷带的下地壳岩石学组成是闪长质，壳底为玄武质。克拉通块体下地壳由花岗闪长质组成。中国东部大陆裂谷带广泛分布含上地幔橄榄岩包体的新生代玄武质火山作用[6,5,11]。岩石学研究与矿物—硅酸盐熔体平衡热力学计算表明，单斜辉石、歪长石和石榴子石巨晶在新生代玄武岩中广泛分布，从位于壳底的岩浆房中形成了单斜辉石—歪长石—石榴子石堆晶岩[7,8]。玄武质组成的基性麻粒岩和单斜辉石—歪长石—石榴子石堆晶岩是与壳底的高Vp符合的。这样，我们可以推测，东部大陆裂谷带的壳底的基性组成是由于玄武岩岩浆的底侵（underplating）而形成。与克拉通块体下地壳的花岗质组成比较，中国东部下地壳组成显示了大陆壳的“基性化作用”（“basification”），它是由于大陆裂谷作用时期玄武质岩浆底侵作用的结果。

青藏—喜马拉雅造山带的壳幔岩石学结构可分出两个亚类型：巴颜喀拉和冈底斯有岩浆底侵作用；祁连和喜马拉雅无岩浆底侵作用（表2），前者有具较高Vp的山根，它与新生代以来在地表有钾玄质（shoshonitic）或安山质系列的火山喷发相符合；后者有花岗质组成的山根，因而祁连山地表无新生代火山喷发，喜马拉雅山新生代只有与陆内俯冲作用有关的白云母或二云母花岗岩活动，而没有来自地幔的岩浆底侵作用[14]。从表2可清楚看出，陆壳平均组成是花岗质的，不管是否有岩浆底侵作用，山根都不是玄武质组成的。然而，地质研究表明，在碰撞造山以前，壳内含有玄武质岩石，新生代钾玄质或安山质系列火山喷发暗示新生代时期有来自地幔的玄武质底侵作用。因此，产生了这样一个问题，玄武质的物质从地壳中跑到哪里去了？这又是一个什么样的机制？

为了回答上述问题，我们提出了一个模型[13]，示于图1。依p-T条件，玄武质组成的榴辉岩比花岗质组成的榴辉岩形成的深度要浅。在主要由花岗质物质构成的陆壳内，500℃等温面，一般地符合于塑性与脆性变形的边界，这一边界大致位于约20～25km深度[26]。在陆壳环境下，当花岗质下地壳呈塑性状态时，下地壳的玄武质仍保持比较脆性的习性。在地壳加厚的作用过程中，位于中地壳底面之下的花岗质壳可形成一个塑性流，而玄武质岩石可能碎裂，并与花岗质塑性流一起往更深处流动（图1a），同时，在不同深度上，花岗质与玄武质物质通过高压麻粒岩转变为榴辉岩。当挤压应力减弱，玄武质榴辉岩碎块必定从花岗质塑性流中分离，并下沉堆积在古莫霍面之上，这是因为玄武质榴辉岩的密度大于花岗质高压麻粒岩和榴辉岩的原因（图16）。因为，玄武质榴辉岩与上地幔橄榄岩之间的密度差异远小于玄武质榴辉岩与花岗质榴辉岩（或称榴辉岩相的花岗质岩石）之间的密度差异，地震波速和密度的突然变化的界面必定转移到玄武质榴辉岩堆积体与花岗质榴辉岩或高压花岗质麻粒岩之间的界面处，因此，新的莫霍面形成于山根带的花岗质或闪长质榴辉岩与上地幔最顶部的玄武质榴辉岩顶盖之间（图1b）。这样，我们可以说，在造山作用过程中，陆壳发生“花岗岩化作用”（“granitization”），这是由于玄武质榴辉岩地壳再循环返回地幔的结果。

图1地壳深部物质的分异作用（a），和新莫霍面的形成（b）[13]

1—中地壳底界；2—古莫霍面；3—玄武质组成的榴辉岩；4—花岗质组成的榴辉岩和高压麻粒岩；5—橄榄岩；6—新莫霍面

用克拉通壳幔岩石学结构作为一个参照系统（表1），可清楚地看出，对于中国的三个构造单元来说，上地壳和中地壳的厚度是类似的（表1、2），但是下地壳，包括加厚的下地壳和山根带的厚度差异很大。由拉伸应力造成的东部大陆裂谷带是一个减薄的下地壳，而挤压应力造成的青藏—喜马拉雅造山带是一个加厚的下地壳，由此，可以推测，大陆下地壳，包括加厚下地壳和山根带具有塑性性质。大陆地震的震源主要集中于10～20km的深度，它暗示浅部陆壳的脆性和刚性性质以及深部陆壳的韧性和塑性性质。实验资料表明，对花岗质岩石来说，脆性与韧性的边界大约在500℃等温面处，以及在大陆地壳内地震震源位于500°C等温面之上，同样暗示，浅部与深部陆壳分别具有脆性和韧性性质。

由上，我们可以得出一个结论，构造环境是控制陆壳矿物和岩石学组成、性质与厚度的基本因素。

5壳幔交换与地壳演化

可以认为，邻近壳幔界面（莫霍面）的地带是壳幔交换的一个最佳和主要场所：在这里，源于地幔的玄武质岩浆底侵进入地壳；玄武质榴辉岩在这里从地壳再循环返回地幔。大洋俯冲和陆内俯冲作用分别被看作为浅部地壳再循环返回地幔和深部地壳的主要机制。大陆内深部地壳的塑性物质流，可看作为固态下地壳物质重力分异的一个最佳环境。在大陆壳底的底侵岩浆池（或海）可看作为壳幔之间物质和热交换的最佳场所，亦是壳幔岩浆混合、结晶分异和重力分异的最佳场所。导源于岩浆底侵作用的壳底高Vp、高Vs层的厚度在中国东部约7～8km，巴颜喀拉和冈底斯约20km（表1、2）。由此可以推测，从地幔产生的新生地壳物质对总地壳厚度的贡献约为20%～25%。从地质时间尺度来看，新生代以来这么一个短暂时间内，如此大量的地幔物质加入到地壳中，足以表明岩石圈减薄作用作为构造活动的动力源的巨大影响。

岩石学相平衡和实验表明，玄武质和花岗质岩浆可分别看作上地幔和地壳物质系统的低熔组分（minimum-melt composition）。众所周知，玄武质物质是导源于上地幔的新生地壳，花岗质物质是源于玄武质或闪长质地壳物质的再生地壳。我们可以把花岗质地壳看作壳幔物质系统分异作用的最终产物，把玄武质地壳看作壳幔物质系统分异作用的初始产物。

从洋壳经过岛弧和大陆边缘弧到大陆碰撞造山带，地壳厚度快速增加。下地壳的矿物相从正常火成岩或绿片岩相经过角闪岩相和麻粒岩相转变为榴辉岩相，与此相适应，其组成从玄武质经过闪长质转变为花岗质，这个演化趋势代表壳幔物质系统的分异作用过程。然而，当地壳减薄时，从陆内造山带的崩塌（collapse）开始，往两个方向演化，一是形成正常厚度的地壳，并转变为构造上稳定的克拉通；另一个方向是地壳继续减薄，形成大陆裂谷，以至于边缘海和洋壳的形成。随地壳的减薄，矿物相和岩石学组成均呈相反的演化趋势，从花岗质经过安山质（花岗质＋玄武质）转变为玄武质地壳，这是一个地壳“基性化作用”的过程，代表源于地幔分异作用的新生物质加入到地壳中的结果。

一般来说，从玄武质到花岗质的壳幔物质分异过程可比喻为，把玄武质组成分裂为两个端元组分：长英质（felsic）端元（花岗质）留在地壳内；而超镁铁质（ultramafic）端元再循环返回地幔。因此，陆壳的“花岗岩化作用”可看作为由于地壳的超镁铁质和镁铁质物质重新返回地幔的再循环作用过程。相反，地壳的“基性化作用”是一个地幔物质添加到地壳的过程，对于大陆地壳来说这是一个物质混合作用的过程，它是与物质分异作用过程相反的一个作用过程。图2展示了上述作用过程和陆壳演化。

图2地壳演化示意图

1—玄武质；2—安山质；3—花岗质

地球自板块构造机制有效以来，通过局部熔融作用玄武质岩浆从地幔中分出并上升，或沿洋中脊形成洋壳，或进入大陆，底侵于壳底。然后，通过俯冲作用，洋壳再循环返回地幔。在造山作用过程中，在陆壳底的底侵玄武质岩浆房内，通过结晶分离作用镁铁质组分可再循环返回地幔，花岗质或闪长质组分留在地壳内；或者固态玄武质物质通过榴辉岩化再循环进入地幔，导致大陆壳的“花岗岩化作用”。太古宙陆壳形成的方式可能不同于显生宙，但物质分异作用的趋势是相同的，即太古宙的英云闪长岩—奥长花岗岩陆壳（一般地，与安山质符合）演化为元古宙的花岗闪长岩—花岗岩陆壳（与花岗岩符合）。

看来，随着壳幔物质系统的前进式（progressive）分异作用，大陆花岗质端元形成愈来愈多，陆壳组成离地幔组成愈来愈远。随着壳幔物质的混合作用过程，最终形成洋壳，地壳组成靠近地幔组成。通过壳幔物质的分异作用与混合作用两种机制，壳幔交换以螺旋循环（spiral cycling）而发展，然而，随时间推移，花岗质大陆的增加可能是一个总趋势。

致谢这一工作由中国国家自然科学基金和中国地质矿产部基础研究项目共同资助。

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