东北和华北地区上地幔成分和热状态对比及对中国东部岩石圈减薄的启示

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2022年高考地理总复习第一部分考点复习指导第五章地表形态的塑造第二节塑造地表形态的力量

第二节塑造地表形态的力量【课程要求】1.运用示意图,说明岩石圈物质循环过程。

2.结合实例,解释内力和外力对地表形态变化的影响。

【素养目标】区域认知:野外观察或运用视频、图像,认识常见地貌类型的主要分布区及自然环境特点。

综合思维:结合示意图,说明岩石圈物质循环过程;结合实例,解释某一地表形态形成的地质作用及常见地貌类型的成因。

地理实践力:野外观察或运用视频、图像,认识三大类岩石的特点。

考点1 内外力作用与地貌【必备知识·归纳】一、内力作用与地貌1.能量来源:主要是地球内部的热能。

2.表现形式、影响及结果:表现形式对地表形态的影响结果地壳运动水平运动形成绵长的断裂带和巨大的褶皱山脉使地表变得高低不平垂直运动引起地势的起伏变化和海陆变迁岩浆活动岩浆只有喷出地表时才能直接影响地表形态变质作用不能直接塑造地表形态二、外力作用与地貌1.能量来源:主要是太阳辐射能。

2.表现形式及作用:表现因素作用结果风化作用温度、水、大气、生物使岩石发生崩解和破碎;为其他外力作用创造条件总的趋势是使地表起伏状况趋于平缓侵蚀作用流水、波浪、风、冰川等对地表岩石及其风化产物进行破坏;常使被侵蚀掉的物质离开原地,并在原地形成侵蚀地貌搬运作用流水、波浪、风、冰川等移动风化或侵蚀的产物;为堆积地貌的发育输送大量物质堆积作用流速降低、风力减小、冰川融化等被搬运的物质堆积下来【微思考】沙尘暴和泥石流分别属于什么外力作用?提示:沙尘暴属于风力搬运作用,泥石流属于流水搬运作用。

【典型考题·剖析】(2020·天津等级考)如图所示地貌景观位于粤北地区,其形成需要特定的地质条件。

读图文材料,回答(1)、(2)题。

(1)形成如图所示地貌景观的岩石类型、地质构造和所需的外力作用分别是( )A.变质岩、水平裂隙、流水侵蚀B.沉积岩、水平裂隙、风力侵蚀C.岩浆岩、垂直裂隙、风力侵蚀D.沉积岩、垂直裂隙、流水侵蚀(2)导致如图所示景观岩层出露地表的最直接的内力作用形式是 ( )A.垂直抬升B.水平拉张C.水平挤压D.岩浆喷发【思维路径】信息解读材料解读:该地貌景观位于粤北地区→降水量较多图像解读:①该地岩层具有层理构造→岩石类型为沉积岩→沉积岩形成之初,位于地势较低处,现在岩层出露地表,地势高→垂直抬升;②岩体周边陡峭→垂直裂隙→易崩塌→岩石壁立综合分析该地地势低,沉积形成沉积岩→地壳抬升、流水侵蚀→垂直裂隙→易崩塌、岩石壁立→丹霞地貌【解析】(1)选D,(2)选A。

中国大地构造单元新格局——从岩石圈角度的思考

中国大地构造单元新格局——从岩石圈角度的思考第33卷第2期2006年4月中国地质GE0L0GYINCHINAV o1.33.No.2Apr.,2006中国大地构造单元新格局——从岩石圈角度的思考邱瑞照1,2李廷栋,邓晋福周肃肖庆辉赵国春连长云刘大文(1.中国地质调查局发展研究中心,北京100037;2.中国地质科学院地质研究所,北京100037;3.中国地质科学院,北京100037;4.吉林大学地球科学学院,吉林长春130061;5.中国地质大学,北京100083;6.国土资源部信息中心,北京100812)提要:以中国大陆的岩石圈岩石学结构模型和根据岩石圈动力学性质划分的克拉通型,造山带型,裂谷型,边缘海洋壳型和岛弧型5大岩石圈类型为基础,结合现今中国大陆西部挤压,东部拉张伸展的特点,提出以四川盆地,鄂尔多斯盆地和银川盆地西边界的岩石圈不连续为界,把中国大陆分为东部和西部2个一级构造单元;不同类型岩石圈为其二级构造单元,一些造山带型岩石圈的亚类为三级构造单元,并结合地质历史,简要讨论了其形成过程及其意义.关键词:岩石圈类型;岩石圈不连续;大地构造单元划分;中国大陆中图分类号:P544文献标识码:A文章编号:1000-3657(2006)02-0401-10大地构造单元是地球科学研究的纲要,对于认识一个地区的沉积历史,岩浆作用,矿产形成及其大陆动力学过程具有重要意义.从历史大地构造出发,对中国大陆的区域构造单元的划分已有众多的分类.以近20年来的区域构造单元/ 成矿域分类为例,有的学者划分为3大成矿域【1I:古亚洲成矿域,滨太平洋成矿域及特提斯一喜马拉雅成矿域;有的划分为4大成矿域I21:即北部以西伯利亚板块,塔里木板块,中朝板块及哈萨克斯坦板块之间的缝合线为中心的中国北方构造域/成矿域;中部以塔里木一中朝板块以及与华南及东南亚板块之间的缝合线为中心的秦祁昆构造域/成矿域;西南部以华南一东南亚板块与拉萨一冈底斯板块及印度板块之间的缝合线为中心的中国西南部构造域/成矿域;东南沿海一带以华南一东南亚板块与菲律宾板块之间缝合线为中心的东部沿海构造域/成矿域;近年趋向于划分为5大成矿域:前寒武纪成矿域,包括扬子,鄂尔多斯和塔里木;古亚洲洋成矿域;秦一祁一昆成矿域;特提斯一喜马拉雅成矿域;滨西太平洋成矿域(包括东北,华北和华南成矿区)等.从上述分类看,这些从历史地质学和浅部证据为主要依据的二维平面分类,二级分类趋同,一级分类只是如何归属二级或三级单元的差异;其中很少或没考虑深部特征,总体上没有脱离黄汲清~11945年划分的模本.从岩石圈角度如何划分,划分标准或依据是什么,尚在争论和探索之中.基于地质,地球物理的综合研究,邓晋福等从根一柱构造出发,首次提出西部以青藏高原造山带边界,东部以新生代火山岩西边界为标志的新生代以来的岩石圈分类,把中国大陆划分为西部造山带,中部克拉通群和东部裂谷带.笔者曾建议以不同类型岩石圈之间的不连续作为岩石圈单元或大地构造单元划分的标志.笔者基于中国大陆岩石圈岩石学结构模型和岩石圈类型,从岩石圈角度对这一问题进行讨论.收稿日期:2006—02—21;改回日期:2006-03-03基金项目:国土资源部科技专项计划项目(200010103),国家自然科学基金项目(NSFC402344048,40572063),中国地质调查项目(1212010561502,1212010561510,1212010561504),中国地质大学"岩石圈构造,深部过程及探测技术"教育部重点实验室开放课题(2003009和2003010)等项目联合资助.作者简介:邱瑞照,男,l963年生,博士,副研究员,岩石矿物矿床专业,现主要从事境外地质矿产研究;E_IIlail:qi~.ctt.中国地质2006年1华北地区岩石圈类型与大地构造单元根据华北地区的地质和地球物理特征表现出的岩石圈不连续,可区分出华北地区的鄂尔多斯克拉通型,燕山一太行造山带型和华北平原裂谷型岩石圈;依据岩石学方法(出露的前寒武系岩石,火成岩和深源包体资料)[7,1q,大陆生长和造山带模型以及地震波速与成分的关系日,建立的现今华北地区3类岩石圈的壳幔岩石学结构和化学结构(图1).从地质历史看,华北地台具有与全球主要克拉通相同历史,形成于古太古代一古元古代目.侏罗纪之前的火成岩岩浆活动仅局限于地台的边部(图2),说明华北地台在侏罗纪前是稳定的地台(中朝地台);侏罗纪以来地台曾受到强烈的改造,即地台"活化":表现在岩浆活动上是燕山期岩浆活动深入地台内部,分布遍及华北地台的中东部地区(图3);新生代又受裂谷作用叠加,而伴随的大量玄武岩喷发主要限于在东部华北平原一带分布(图4).伴随华北地区岩石圈演化过程形成的3类岩石圈,其成g,分,结构均发生显着变化:鄂尔多斯为经历了中新生代地台"活化"和"改造"后残存的克拉通岩石圈,陆壳主体成分由TTG构成,岩石圈地幔主要由强亏损的方辉橄榄岩构成,它于新太古代一古元古代最终形成以后,一直保持至今,其壳幔岩石学结构可以作为华北乃至中朝地台克拉通型岩石圈的一个参照.中生代时期,华北地台中东部地区在燕山造山过程中被"活化",大量对流地幔物质与热输入,使该区原来的TTG陆壳组分被改造成为花岗质陆壳,岩石圈地幔被燕山期形成的方辉橄榄岩一二辉橄榄岩所代替.燕山一太行山是华北东部地区新生代发育裂谷作用后残留的造山型岩石圈,因为经历了新生代的伸展减薄,现今的厚度不能代表燕山期造山时的地壳和岩石圈地幔厚度,但岩石圈地幔和陆壳的物质及其结构仍然是燕山运动期间造山时形成的.新生代时期,华北东部的大陆裂谷作用形成以华北东部平原为代表的裂谷型岩石圈;随着裂谷发育大量玄武岩喷发,使燕山期的"酸性化"陆壳又被"基性化",燕山期形成的岩石圈地幔被破坏形成以二辉橄榄岩为主体的喜马拉雅期岩石圈地幔;裂谷型地壳和岩石圈地幔经历了岩石圈尺度上伸展减薄和热图1现今华北地区3类岩石圈的壳幔岩石学结构和化学结构(据邱瑞照等) (a)一鄂尔多斯克拉通型,TTG陆壳(陆壳平均Vp=6.3km/s,平均SiO=67呦;(b)一燕山一太行造山带型,花岗质陆壳(陆壳平均Vp=6.2咱.3km/s,平均SiO=67%--70~/o);(c)一华北平原裂谷型,花岗闪长质陆壳(陆壳平均Vp=6.3kin/s,平均SiO2=67呦Fig.1Presentstructuresofcrust—mandepetrologyandchemistryofthreetypesoflithosphereinNorthChina (afterQiuKuizhaoetal(a)一Ordos~Tatontype:TTGcontinentalcrustOverageyp6.3km/$andaverageSiO2=67%);0a)-Y anshan—Taihangorogentype:graniticcontinentalcmst(averageVp6.2—6.3km/sandaverageSiO267—7O%';(c)一NorthChinaplain施type:granodioriticcontinentalcn,Lsl:(averageVp6.3km/$andaverageSIO2=67%)第33卷第2期邱瑞照等:中国大地构造单元新格局——_从岩石圈角度的思考图2华北地台加里东期,华力西期,印支期侵入岩分布示意图(据程裕淇a一印支期侵入岩(黑块).b一华力西期侵入岩(小点);C一加里东期侵入岩(空心);1一华北陆块北缘断裂带;2一华北陆块南缘断裂带;3一郯城一庐江断裂带;4一太行山断裂带Fig.2DistributionofC~edonian,HercynianandlndosinianintrusiverocksintheNorthChina platform(afterChengYuqiDa—Indosinianintrusiverocks(blackblock);b—Hercynianintrusiverocks(snlaⅡdoO;c—Caledonianintrusiverocks(opencircle);1一NorthernNorthChinablocknlaqI1alfaultbek;2一SouthernNorthChinablocknlaqI1alfaultbek;3一Tanchertg-Lujiangfaultbek;4一Taihangshanfaultbelt图3华北地台燕山期侵入岩分布示意图(据程裕淇I一吉辽鲁东岩带;U一燕辽岩带;Ⅲ一太行山岩带;Ⅳ一鲁淮岩带;V一豫陕岩带;Ⅵ一华北陆块北缘西段岩带;1一华北陆块北缘断裂带;2一华北陆块南缘断裂带;3一郯城一庐江断裂带;4一太行山断裂带Fig.3DistributionofY anshanianintrusiverocksintheNorthChinaplatform(afterChengYuq iI-Jiliao—Ludongrockbelt;lI—Y anliaorockbek;Ⅲ一Taihangshanrockbelt;IV—Luhuairockbelt;V—Yushanintrusiverockbelt:VI—Rockbeltin thewternsegmentofthenorthm啦oftheNorthChinablock;1一NorthernNorthChinablockma~'nalfaultbelt:2一SouthernNorthChina blockmgiIfaultbelt;3一Tancheng-L~jh.gfaultbelt;4一Tmlallgmfaultbelt中国地质2006正图4华北东部平原新生代玄武岩分布图Fig.4DistributionofCenozoicbaSa1tinthee~temNoahChinaplan侵蚀,现今地球物理探测的岩石圈地幔和陆壳的物质和结构是新生代形成的.综上,对于华北地区的大地构造单元可以这么认识:侏罗纪之前属于中朝地台,经过侏罗纪一白垩纪燕山运动后分化为两个单元:西部克拉通和中东部造山带;伴随新生代裂谷作用发育,进一步分化,即西部克拉通,中部造山带和东部裂谷,因此,从不同类型岩石圈形成和演化,说明华北地区现今的3类岩石圈可以作为从岩石圈角度划分的该区大地构造单元.2中国大陆岩石圈类型依据划分华北地区岩石圈类型和建立相应岩石学结构的同样方法,分别区分了东北,华南,南海,西北和青藏高原地区的岩石圈类型,建立了相应的岩石学结构,初步构建出中国大陆的岩石圈岩石学结构模型(图5);根据不同岩石圈类型动力学性质的不同进行归纳,中国大陆可以归并为克拉通型,造山带型,裂谷型,岛弧型和边缘海洋壳型5种岩石圈类型(图5);其中,造山带型依椐时代可划分为古生代(图5一II一1),中生代(图5一II一2)和新生代造山带型岩石圈(图5一II一3);若依据造山过程(或者造山相),又可以划分为已拆沉或正在拆沉去根的造山带型岩石圈(如额济纳旗,冈底斯,大兴安岭,燕山一太行山,南岭中段,秦岭)(图5-II-a)和拆沉后又被加厚的造山型岩石圈(如羌塘,昆仑,祁连山,天山,阿尔泰山)(图5一II_b).从华北地区现今的3类岩石圈与该区大地构造单元的关系来看(图1),上述岩石圈类型无疑是可以作为现今中国大陆大地构造单元划分的一种选择.3中国大陆构造单元_从岩石圈角度的思考中国大陆新生代以来大地构造分区多依据地表构造分为东,西两大部分,其分界线为纵贯东经102~~105.的南北带.东部常称为滨太平洋构造域,西部常称为喜马拉雅构造域【;马宗晋等(2003)基于地震研究,提出以南北地震带为界把中国大陆分为东西两区;而从岩石圈角度,李廷栋在2003年3月"中国岩石圈三维结构"专题验收会上,最早提出中国大陆岩石圈东,西分区的思想.以下笔者试图在中国大陆岩石圈岩石学结构模型和岩石圈分类的基础上,讨论中国大陆东,西构造单元划分界线及大地构造单元划分.3.1中国大陆一级构造单元(东,西部分区界线)现今GPS测量,现代应力场研究结果[t~2tl表明,现今中国大陆是西部挤压,东部拉张,伸展的总体格局.在中国大陆内部,沿鄂尔多斯西缘断裂,龙门山断裂一线(或者说沿贝加尔湖西侧和贺兰山一六盘山一龙门山东侧一线)是着名的地震带和活动构造带I^;鄂尔多斯周缘除六盘山受青藏高原碰撞带作用施加了一个北东向挤压力外, 总体上属于张性伸展地堑系,河套地堑系内的临河地堑盆地中,第四系厚达2400m,而山西地堑系中各地堑内的第四系厚度多在500~1000m.在川滇南北带,小江断裂带内自新近纪以来发育有数十个呈串珠状排列的断陷盆地,其中有抚仙湖,星云湖,枸麓湖等现代湖盆地,其长轴呈折线状张裂串通,反映为张性特点;新构造运动升降幅度反映在四川盆地(扬子克拉通)西北部和鄂尔多斯周缘盆地,降幅达一100~-1000m[纠,这些地区的张性特征说明沿鄂尔多斯西缘断裂,龙门山断裂一线是现今中国大陆东部拉张,伸展动力学背景的西界.在地球物理特征上,该带与布格重力异常圈,重力梯度带对应,深部结构反映为地幔陡变带【t.从岩石圈类型分布来看,沿鄂尔多斯西缘断裂,龙门山断裂一线以东分布的是鄂尔多斯和扬子克拉通型岩石圈,以稳定为特点;而西侧分别为青藏高原新生代造山带型岩石圈和额济纳旗为代表的古生代造山带型岩石圈,岩石圈具有活动的,不稳定的属性,不同的岩石圈动力学性质决定了它们之间必定为岩石圈不连续带I81.因此,沿鄂尔多斯西缘断裂,龙门山断裂一线的岩石圈不连续可以作为中国大陆东部,西部一级构造单元或岩石圈单元分界.这样,中国东部一级构造单元中的鄂尔多斯,扬子克拉通型岩石圈,大兴安岭,燕山一太行山和南岭中段等为代表的燕山期造山带型岩石圈,松辽平原,华北平原,闽粤沿海等裂谷型岩石圈,南海中央海盆为代表的晚新生代洋壳型岩石圈,以及以台湾为代表的岛弧型岩石圈为其二级构造单元;中国西部一级构造单元中的塔里木,准噶尔克拉通型岩石圈,以额济纳旗为代表的古生代中亚造山带型岩石圈,包括天山,阿尔泰山,祁连山,昆仑山和特提斯一喜马拉雅等在内的新生代造山型岩石圈为其二级构造单元.第33卷第2期邱瑞照等:中国大地构造单元新格局—从岩石圈角度的思考4O5 II图5中国大陆现今岩石圈的主要类型及岩石学结构模型中国大陆5类岩石圈包括:I一克拉通型:以塔里木,扬子,中朝克拉通(侏罗纪以后是鄂尔多斯)为代表;II一造山带型岩石圈包括:II一1一以额济纳旗为代表的古生代岩石圈;II一2一以大兴安岭,燕山一太行山,湘中赣中和南岭中段等为代表的燕山期岩石圈;II一3一以羌塘,冈底斯,喜马拉雅,昆仑山,祁连山,三江等为代表的新生代岩石圈;III一裂谷型:以松辽平原,华北平原,闽粤沿海(包括江汉平原,沿海大陆架,闽粤桂等)等为代表;IV一岛弧型:以台湾岛弧为代表;V一洋壳型:以南海中央海盆为代表.其中依据造山过程(或者造山相),造山带型岩石圈又可以划分为:II—a一已拆沉或正在拆沉去根的造山带:额济纳旗,冈底斯,大兴安岭,燕山一太行山,南岭中段,秦岭;II_b一拆沉又被加厚的造山型岩石圈:羌塘,昆仑山,祁连I,天山,阿尔泰山Fig.5MaintypesoflithosphereandpetrologicalstructuremodelinpresentcontinentalChina FivetypesoflithosphereincontinentalChinaindude:I—cratoniclithosphere,representedbytheTarim,Y angtzeandSino—Koreanctatons(called OrdosafterJurassic);II—orogenichthospheres:II一1一Paleozoiclithosphere,representedbyEjinQi;II一2一Y anshanianlithosphere,representedbytheDaHingganMountains,Y anshan—Taihangmountains,centralHunanandJiangxiandthecentralsegmentoftheNanlingMounta ins:II一3一Cenozoiclithosphere,representedbyQiangtang,Gangdise,Himalaya,KunlunMountains,QmanMo untainsandsmjiang;III—riftlithosphere,representedbytheSon【gliaoplain,NorthChinaplainandcoastalareasofFujianandGuangdong(includingtheJia nghanplain,F~ian,Guangdong,andGuangxiandthecontinentalshelves0thethreeprovince~;IV—Arcislandlithosphere,representedbytheTaiwanislandarc;V—oceaniccrustlithosphere.represented byCentralseabasinoftheSouthChinaSea.Basedontheorogenicprocessesororogenicphase s,theorogeniclithospheremaybesubdividedinto:II—a_-orogensthathavebeenddaminatedorarebeingdelaminatedandderooted:EjinQi,Gangd iseMountains;DaHingganMountains.Y anshan—Taihangmountains,thecentralsegmentoftheNanlingMountainsandQinlingMountains:II —b—ddaminatedandthickenedorogeniclithosphere:Qiangtang,KuNunMountains,QilianMountains,TianshanMountainsandAlt ayMountains中国地质2006年由于中国大陆自65Ma左右田.发生欧亚一印度板块碰撞以来,受控于统一的中国大陆动力学系统f嗍:中国大陆西部伴随青藏高原山根形成驱动软流圈物质往东流,东流软流圈物质受太平洋俯冲板块的阻挡而上涌,导致中国东部新生代玄武岩喷发,表明中国大陆西部挤压,东部拉张伸展的动力学背景是长期的(自新生代以来的)总体格局,因此,上述构造单元的划分可以作为新生代以来大地构造单元总体格局.3.2中国西部二级构造单元及造山带型岩石圈形成时代中亚造山带中段,位于银川盆地以西的额济纳旗地块(西蒙古高原)处于中国大陆西部挤压与东部伸张的过渡带, 中生代仅在块体边界有岩浆活动,具有正常的陆壳和岩石圈地幔厚度,壳幔结构中没有山根(克拉通化的结果),属于中亚造山带西部"重新崛起"后残留的古生代造山带型岩石圈, 其物质和结构都是古生代形成的(图5一II一1).在中亚造山带西段(西蒙古高原以西)的天山,阿尔泰山,以及青藏高原北部的昆仑一祁连山,由于该区早中生代以来缺乏大规模的岩浆活动,即没有新的地幔物质的输入, 因此就壳幔物质成分而言,以西南天山为代表的新生代造山型岩石圈物质成分主要是古生代形成的;但上新世晚期之后以天山,昆仑山山前出现巨厚的粗大砾石层为标志,卷入陆内造山作用而"重新崛起",因此现今地球物理探测的岩石圈的地幔和陆壳的结构是喜马拉雅期形成的,属于"老物质新结构"特点的造山型岩石圈.青藏高原是伴随印度一欧亚大陆碰撞(65Ma)r~形成的新生代造山带,其物质和结构都是新生代形成的("新物质新结构");但是对于其北部的昆仑山,祁连山和西秦岭等造山带而言,它们形成于晚古生代一早中生代,新生代时期被卷入特提斯一喜马拉雅新生代造山系,缺乏新生代岩浆活动,说明其物质仍然是晚古生代一早中生代形成的,但其结构是新生代的,同样属于"老物质新结构"特点的造山型岩石圈. 3.3中国东部二级构造单元及(造山带,裂谷,岛弧和洋壳型) 岩石舅形成时代三叠纪以后,整个中国大陆已拼合成为一个整体[72o.-3",受统一的中国大陆动力学系统控制p;伴随中国大陆动力学边界条件的变化,动力学机制也由以南北向为主转变为以东西向为主,西部中生代张开发育特提斯洋,新生代挤压造山至今,形成特提斯一喜马拉雅成矿域;东部则中生代挤压造山,新生代拉张形成裂谷系,形成总体NE—NNE走向的滨西太平洋构造域,并与处在中国东部的华北,扬子克拉通, 古亚洲和秦祁昆造山带交切叠加,形成新的岩石圈不连续和岩石圈类型.中国东部广泛分布的花岗岩是燕山期造山型岩石圈形成的标志.华北地区花岗岩研究表明,该区经历了由早侏罗世初始和中侏罗世早期造山一晚侏罗世峰期造山一早白垩世晚期造山一晚白垩世早期后造山的完整造山旋回吲,其150~140Ma的构造体制转折时限[331,与华南岩石圈约146Ma开始的伸展拉张和东北岩石圈减薄最薄时间145Ma【矧大致同时,提供了贯穿整个中国东部的燕山期花岗岩是同一大陆动力学机制下产物的证据,说明中国东部燕山期花岗岩是中国大陆岩石圈/软流圈系统与古太平洋板块俯冲共同作用的结果.新生代时期,中国东部沿海地区进入了新的构造演化阶段,即由活动陆缘转化为张裂的大陆边缘,广泛的玄武岩喷发是其重要标志,形成大陆裂谷型岩石圈(图5-III).已有研究表明,新生代的构造线的方向亦由北东转为北北东向,在拉张应力作用下,导致黄海,东海及南海等陆缘海,边缘海以及大陆上众多断陷盆地和裂谷的形成.由于裂陷作用及伸展构造的普遍发育,幔源玄武岩浆大量,频繁地喷出地表,形成了以玄武岩类占绝对优势的新生代火山岩广布于中国大陆东部.除大陆区形成一系列断陷盆地和裂谷盆地外,在海域内形成南海中央盆地,伴随扩张作用,沿扩张脊喷发了大量玄武岩熔岩,使其逐渐转化为洋壳性质.对比中国东部中生代花岗岩分布,不难发现中国东部新生代玄武岩的喷发是叠加在花岗岩分布区之上的,因此,中国东部的裂谷型岩石圈的物质组成可以酉侧的中生代造山带岩石圈为参照.但是,由于东北,华北,华南地区造山带型岩石圈具有不同的物质结构和组成,在它们的基础上发育形成的裂谷型岩石圈陆壳成分也有所差异(张广才岭SiO=63,8%:华北平原sio2=67.2%;闽粤沿海SiO2=65.6%),但岩石圈地幔组成基本一致,都以二辉橄榄岩为主(图5).如上所述,中国东部新生代发育裂谷作用后,在东北地区残留了以大兴安岭为代表的燕山期岩石圈,在华北地区,残留了以燕山一太行山为代表的燕山期岩石圈,在华南地区残留了以南岭中段为代表的燕山期岩石圈(图5一II一2),这些地区的岩石圈因为经历了新生代的伸展减薄,现今的厚度不能代表燕山期造山时的地壳和岩石圈地幔厚度,但岩石圈地幔和陆壳的物质及其结构仍然是燕山运动期间造山时形成的.新生代时期,中国东部的大陆裂谷作用,在东北地区形成以松辽平原为代表的裂谷型岩石圈,在华北地区形成以华北平原为代表的裂谷型岩石圈,在华南地区形成以闽粤沿海(包括江汉平原,沿海大陆架,闽粤桂等)裂谷型岩石圈.随着大量玄武岩喷发,使燕山期的"酸性化"陆壳又被"基性化",燕山期形成的岩石圈地幔被破坏形成以二辉橄榄岩为主体的喜马拉雅期岩石圈地幔;裂谷型地壳和岩石圈地幔经历了岩石圈尺度上伸展减薄和热侵蚀,现今地球物理探测的岩石圈地幔和陆壳的物质和结构是新生代形成的(图5-III).中生代的中国东部陆缘,在经历了燕山期造山,喜马拉●周肃.西藏冈底斯岩浆岩带及雅鲁藏布蛇绿岩带关键地段同位素年代学研究【博士学位论文】.北京:中国地质大学,2002.第33卷第2期邱瑞照等:中国大地构造单元新格局—_从岩石圈角度的思考407 雅期裂谷作用后分离出去与太平洋板块相互作用,形成了以台湾为代表的岛弧岩石圈,其物质,结构是新生代形成的(图5一IⅥ.在中国东部裂谷型岩石圈基础上进一步扩张,形成了以南海中央海盆为代表的洋壳型岩石圈(图5一v),其物质和结构可能主要是晚新生代一第四纪形成的.4中国大陆岩石圈类型演化与构造单元形成综上所述,从岩石圈角度考虑,中国大陆以银川盆地,鄂尔多斯盆地和四川盆地西边界为界,可以划分为东部,西部2个一级构造单元,西部为挤压环境,对应地表高山,深部岩石圈加厚;东部为伸展环境,对应地表丘陵,深部岩石圈减薄;中国东部,西部单元之间为岩石圈不连续相接.鄂尔多斯,扬子克拉通型岩石圈,大兴安岭,燕山一太行山和南岭中段等为代表的燕山期造山带型岩石圈,松辽平原,华北平原,闽粤沿海等裂谷型岩石圈,南海中央海盆为代表的晚新生代洋壳型岩石圈,包括日本列岛,吕宋岛,巴拉望岛等在内的以台湾为代表的岛弧型岩石圈为中国东部一级构造单元中的二级构造单元;塔里木,准噶尔克拉通型岩石圈,以额济纳旗为代表的古生代中亚造山带型岩石圈,包括天山,阿尔泰山,祁连山,昆仑山和特提斯一喜马拉雅等在内的新生代造山型岩石圈为中国西部一级构造单元中二级构造单元;同一地区造山型岩石圈的亚类(图5),如青藏高原北部具有"老物质新结构"特点的昆仑山,祁连山造山型岩石圈,拆沉后又被加厚的羌塘造山型岩石圈嗍,已拆沉或正在拆沉去根的冈底斯造山带嗍和正在加厚的喜马拉雅造山型岩石圈等可作为青藏高原的三级大地构造单元.根据地质历史,中国大陆岩石圈类型演化与构造单元形成过程可简要地概括为:以塔里木,扬子,中朝克拉通(侏罗纪以后是鄂尔多斯)为代表的克拉通型岩石圈形成于17亿年之前,在中国大陆形成过程中起"中流砥柱"作用(相对于周缘造山带而言);古生代时期,北方中朝和塔里木及其周边造山带拼合形成中亚造山带型,三叠纪时期北方拼合大陆和南方大陆拼合形成秦祁昆造山带型岩石圈;三叠纪以后,中国大陆的动力学机制转变为以东西向为主,西部中生代张开发育特提斯洋,新生代挤压造山,形成特提斯一喜马拉雅造山型岩石圈;新生代时期在西部(南北双向)挤压东部伸展的动力学背景下,高原扩展卷入秦祁昆造山带西段(祁连山,昆仑山)使之成为新生代造山型岩石圈(老物质新结构),在新疆境内使天山,阿尔泰山等古生代造山带"重新崛起"成为新生代造山型岩石圈(老物质新结构),只残留了以额济纳旗为代表的古生代中亚造山带型岩石圈;在中国大陆东部则中生代挤压造山,新生代拉张形成裂谷系,在经历了新生代裂谷作用分别形成了松辽平原,华北平原,闽粤沿海等裂谷型岩石圈后,只在东北,华北,华南分别残留大兴安岭,燕山一太表1中国大陆岩石圈壳一幔物质时空结构Table1Temporal-spatialstructureofHthosphericcrust-mantlematerialincontinentalChina 注:中国东部(东北,华北,华南),西部(西北,西南)一级构造单元,浅部以银川盆地,鄂尔多斯和四川盆地西边界为界:深部以扬子,鄂尔多斯克拉通型岩石圈和喜马拉雅,冈底斯,昆仑,祁连山,三江等新生代造山型岩石圈,以及额济纳旗为代表的古生代造山型岩石圈之问的岩石圈不连续为界.。

华北克拉通东部中生代岩石圈减薄的过程与机制中生代火成岩和深源捕虏体证据

华北克拉通东部中生代岩石圈减薄的过程与机制中生代火成岩和深源捕虏体证据一、本文概述《华北克拉通东部中生代岩石圈减薄的过程与机制：中生代火成岩和深源捕虏体证据》一文旨在深入探索华北克拉通东部中生代时期岩石圈减薄的具体过程与机制。

通过对该区域中生代火成岩和深源捕虏体的详细研究，文章期望揭示岩石圈减薄的地质历史、动力学背景以及可能的影响因素。

文章将首先概述华北克拉通东部的基本地质背景和中生代火成岩的时空分布特征，接着深入探讨岩石圈减薄的具体过程和可能机制，包括岩浆活动、构造运动、热体制变化等。

文章将总结中生代火成岩和深源捕虏体提供的证据，对华北克拉通东部中生代岩石圈减薄的过程与机制提出新的认识和解释。

这一研究不仅有助于深化对华北克拉通岩石圈演化的理解，也为全球范围内类似地质现象的研究提供借鉴和参考。

二、华北克拉通东部中生代火成岩研究华北克拉通东部中生代火成岩的研究，为我们理解岩石圈减薄的过程与机制提供了重要的证据。

这些火成岩广泛分布于研究区域，包括花岗岩、闪长岩、辉长岩等多种类型。

它们不仅在空间上呈现出一定的分布规律，而且在时间上也有明显的演化趋势。

在华北克拉通东部，中生代火成岩的岩石学特征表现为高钾、富硅、贫镁、铁等特征，这些特征暗示了岩浆源区可能位于地壳较深处。

火成岩中的微量元素和同位素组成也为我们提供了岩浆源区性质的线索。

例如，高场强元素（如Nb、Ta、Zr、Hf等）的富集和稀土元素的亏损，表明岩浆源区可能受到了地壳物质的混染。

同时，Sr-Nd 同位素组成的变化也反映了岩浆源区的复杂性。

在岩浆演化方面，华北克拉通东部的中生代火成岩显示出明显的岩浆分异和混合作用。

这些过程不仅影响了岩浆的成分和性质，也进一步影响了火成岩的岩石学特征。

岩浆的分异作用可能导致了岩浆中不同组分的分离和聚集，而岩浆的混合作用则可能使得不同源区的岩浆相互融合，形成新的岩浆类型。

中生代火成岩的时空分布规律也是我们理解岩石圈减薄过程的关键。

地幔的的热侵蚀——中国东部大陆壳体后地台活化的一种深部过程

·
地慢的的热侵蚀一中国东部大陆壳体
后地台活化的一种深部过程
0 ,1 2 + 3 4 2 5 6 ,7 1 2 5 6 % 8 0 5 6 + 3 ,+ 9 : 8 ; 5 5 4 ’
46 + 7 5 3 3 + < 4+ 3 1 一 40 8 1 <+ 6 % 6 5 % + = ,0 ,> 8 1 ,+ 9
短不一地台阶段 “ 稳定 ” 时期的壳体 , 在其内部发生了弧烈的活化。这种后地台阶段的活化在壳体浅部的主要表现为 : 中生代块断造
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纪念地洼学说创立 Ο什五周年学术论文摘要 .( /
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大地构造与成矿学
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第 () 卷
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矿物质的初步富集 , 是成矿作用的最初阶段 − 这种作用过程的研究 , 除了它本身应有的意义外 , 对于解释大地构造运动的力源机制问题 , 是一条有意义的途径 −
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大陆岩石圈地幔的组成与交代作用

大陆岩石圈地幔的组成与交代作用
大陆岩石圈地幔是由地壳的最深部分组成，包括地核、上地幔和下地幔三部分。

地核是地球的内部的硬物质，其主要成分为铁和镍，其温度可达5500℃～6000℃，为高达40000兆帕的高压力环境，外部为液态状态，内部为固态状态。

上地幔以正长方体状为主，其厚度一般不大于150公里，是由硅铝锆石（Si-Al-Fe-O）和橄榄石（Olivine）组成的流体岩石，它的温度一般保持在1000℃～1200℃之间，压力也很高，一般保持在1300兆帕左右。

下地幔也是一种流体岩石，主要成分为硅铝锆石（Si-Al-Fe-O）、石英（Silica）和镁铁矿物，下地幔的厚度一般大于200公里，其温度大于2000℃，压力也很高，可达3000兆帕以上。

大陆岩石圈地幔具有十分重要的作用，它是地壳的支撑，是板块活动及地震活动的发生场所，也是火山活动的发生地，同时还能够维持地球磁场稳定，保护地球表面存在生命。

地幔中金的赋存特征及对金成矿的指示

地幔中金的赋存特征及对金成矿的指示胶东地区是我国最重要的金矿集区，其黄金储量和产量均居全国首位，已探明黄金储量超过5000吨。

随着开采程度的加深，胶东地区浅部金矿日渐枯竭，探寻地壳深部的金矿的需求日渐加深。

传统认为，胶东金矿床在空间上与地幔具有强熔体交代的区域一致。

该矿集区集中成矿时代与克拉通破坏峰期一致，金矿集区成矿热液是来自于富集的岩石圈地幔。

胶东金矿省陆下岩石圈经历大范围的地幔富集过程，经历了碳酸盐熔体、硅酸盐熔体和硫化物熔体的多期次、多阶段交代过程。

关键词：大陆岩石圈地幔；熔体交代作用；金富集机制[1]胶东金矿集区是全球唯一晚于赋矿围岩几十亿年而发生大规模金成矿的地区（Goldfarb and Santash et al, 2014）。

其成矿地质背景与产出环境及成矿作用在全球金成矿中独具特色。

前人对中国东部中、新生代岩石圈减薄-构造转折-大规模成矿作用的研究已经取得了大量成果，深化了对克拉通破坏作用的时空分布、机制和驱动力等认识。

华北克拉通东部（较中西部）经历了显著的破坏作用。

胶东金矿与华北克拉通岩石圈的演化存在密切联系。

地壳中的Au矿床的形成可能是由时间和空间两个要素共同作用产生的：上地幔或下地壳源区富集Au；短暂的再活化事件和有利的岩石圈规模的管道结构。

其中，地幔岩石圈熔/流体演化过程中对围岩产生了多大的影响？熔/流体中的Au的迁移富集受到什么因素的控制？由于岩浆演化和构造活动的多期性、叠加效应和复杂性，对于这些问题仍存在争议。

对于华北克拉通金矿的构造背景，多数学者认为胶东金矿床形成于中生代强烈的构造体系和动力机制转换的背景下，华北克拉通由早期的东西向构造格架向北北东构造格架转变，动态背景由挤压变为伸展。

近年来，提出了多构造动力系统的伸展成矿理论，建立了胶东金矿“陆壳重熔-流体活化-伸展拆离”成因模式（宋明春等, 2010）。

华北东部大陆地壳，特别是下地壳，作为中生代构造转换时期岩石圈减薄的陆内动力过程的直接响应，经历了剧烈的重组和重熔，壳幔物质的大比例交换和混合导致了强烈的陆内动力学过程花岗岩岩浆活动和流体活动，形成了新的岩浆流体成矿系统。

华北中生代玄武岩的地球化学特征与岩石成因_以辽宁阜新为例_张宏福

华北中生代玄武岩的地球化学特征与岩石成因:以辽宁阜新为例张宏福①郑建平②(①中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029; ②中国地质大学地球科学学院, 武汉 430074.E-mail: hfzhang@)摘要辽宁阜新白垩纪玄武岩的出现为了解中生代时期华北北缘地幔过程提供了可能. 阜新碱锅玄武岩为火山通道相, 柱状节理发育, 并含少量的尖晶石二辉橄榄岩和辉石岩捕虏体. 其化学组成贫硅、富碱、高钛和铝, 属碱性玄武岩. 在微量元素组成上, 碱锅玄武岩中等程度地富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 但不亏损高场强元素. 其Sr同位素比值低, Nd和Pb同位素比值高. 这表明碱锅玄武岩起源于亏损的软流圈地幔, 代表未分异无混染的原始岩浆. 该玄武岩的出现暗示华北北缘此时的岩石圈厚度小于65 km, 岩石圈地幔主要由“富集”的含韭闪石尖晶石二辉橄榄岩和斜长石辉石岩组成. 早侏罗~晚白垩大量且持续的中基-中酸性岩浆活动表明华北北缘岩石圈减薄作用的开始和结束时间较华北南缘的早, 因为鲁西南地区大量的中基性火山活动仅出现于白垩纪, 而且具软流圈同位素特征的玄武岩出现在第三纪, 显示华北岩石圈演化的时空不均一性.关键词华北北缘中生代玄武岩地球化学特征岩石成因我国华北太古代克拉通以其独特的演化历史近年来一直受到国际地学界的广泛关注. 华北东部太古代稳定克拉通古生代尤其是中、新生代以来的强烈活化, 致使古老岩石圈地幔大规模地减薄[1,2]. 这一巨厚的岩石圈减薄现象使得该区成为全球研究岩石圈演化历史的理想地区. 中生代是华北东部构造转折和岩石圈减薄的主要时期, 对其幔源岩浆活动产物的研究尤为重要. 新近发现的早白垩世方城含地幔岩捕虏体的玄武岩对克拉通内部中生代岩石圈地幔属性及其演化提供了很好的制约[3]. 华北北缘辽西地区亦产有白垩纪玄武岩和玄武质岩石1). 本文仅以辽宁阜新玄武岩为例, 探讨该区玄武岩的地球化学特征及其构造意义, 并通过与克拉通内部方城玄武岩及邻区新生代宽甸玄武岩的对比研究, 反演其来源, 进而推测该区中生代岩石圈厚度及其演化历史.1地质背景阜新位于辽宁西部, 地处华北克拉通太古代冀鲁辽古陆核的北缘. 该古陆核为我国最古老的陆核, 其基底变质杂岩的同位素年龄均在25亿年以上, 个别地区可高达38亿年[4]. 结晶基底之上发育一套中上元古界和古生代沉积盖层. 古生代该区岩浆活动微弱, 仅在辽西葫芦岛市附近发现有强碳酸岩化的斑状金云母金伯利岩[5], 且基本不含金刚石.中生代以来, 尤其是侏罗纪~白垩纪, 该区构造运动和岩浆活动异常强烈, 是我国东部印支-燕山运动的重要组成部分. 同时, 岩石圈伸展形成一系列的以北东向为主的中生代沉积盆地. 中生代火山岩主要分布在这些沉积盆地中[6], 重要的有侏罗系下统兴隆沟组; 侏罗系中统蓝旗组; 白垩系下统义县组. 白垩纪下统阜新组顶部存在一期基性火山活动, 以中心式喷发为主, 其喷发年龄约为100.4 Ma(K-Ar年龄, 表1). 该期火山喷发产物绝大部分皆已剥蚀殆尽, 仅在局部地区残留一些火山通道相, 如新近发现的阜新碱锅玄武岩分布于阜新组的厚层杂色砂岩-砂砾岩中. 碱锅玄武岩为灰黑色, 致密块状构造, 柱状节理发育, 柱体多为典型的六棱柱或五棱柱, 直径多在10~20 cm. 玄武岩中含少量地幔橄榄岩捕虏体. 橄榄岩包体小(多在1~4 cm), 主要为尖晶石二辉橄榄岩.2分析方法玄武岩的全岩K-Ar同位素年龄、主量元素含量、微量元素丰度和Sr-Nd-P b同位素组成分别采用MM5400, ICP-AES, ICP-MS和VG354质谱仪在中1) 陈文寄, 周新华, 李奇, 等. 辽河外围中生代火山岩年代学、地球化学及大地构造背景特征研究. 中国地震局地质研究所. 1999国石油天然气集团公司石油勘探开发研究院、中国科学院广州地球化学研究所、中国科学院地球化学研究所、中国科学院地质与地球物理研究所获得. 分析结果见表1~3. 详细的制样和分析过程见文献[3]. 表1表1 阜新碱锅玄武岩全岩K-Ar年龄样品称重/g K/%40Ar总量/moL・g−140Ar放射成因/moL・g−140K/moL・g−1年龄/Ma(±2σ) JG-01 0.01546 1.55 3.754 × 10−10 2.774 × 10−10 4.626×10−8 100.4±1.6表2 阜新碱锅玄武岩的主、微量元素组成a)碱锅JG-01 JG-02 JG-03 JG-04 JG-05 JG-06 JG-07 JG-08 JG-09方城宽甸SiO244.84 45.48 44.82 45.92 45.01 46.07 43.40 45.50 44.82 48.62 49.70 TiO2 2.92 2.89 2.93 2.85 2.95 2.88 2.95 2.85 2.93 1.11 1.89 Al2O314.79 14.51 14.81 14.27 14.59 14.36 14.88 14.37 14.81 13.47 15.69 Fe2O311.57 11.51 11.68 11.37 11.78 11.38 11.78 11.51 11.75 8.65 10.89 MnO 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.12 0.16 MgO 8.31 8.25 8.38 8.09 8.30 8.06 8.39 8.16 8.30 10.36 7.90 CaO 10.27 10.34 10.52 10.11 10.32 10.07 10.32 10.27 10.62 9.48 7.11 Na2O 3.19 2.70 3.00 3.03 3.33 3.18 3.33 3.09 3.03 2.84 1.73 K2O 1.88 1.93 1.93 1.80 1.91 1.80 1.91 1.87 1.78 1.18 4.46 P2O50.64 0.62 0.65 0.62 0.66 0.63 0.66 0.63 0.63 0.86 0.46 烧失量 1.33 1.55 1.25 1.57 1.38 1.47 1.34 1.52 1.17 3.86总和99.9 100.0 100.1 99.8 100.4 100.1 99.1 99.9 100.0 100.6 100 La 37.1 37.8 38.8 38.9 40.4 38.4 38.9 39.2 39.9 122.6 29.9 Ce 73.3 75.7 78.2 77.7 79.7 77.3 76.4 78.3 79.8 211.3 68.2 Pr 8.10 8.38 8.76 8.52 8.88 8.61 8.65 8.74 8.99 23.5 6.9 Nd 34.1 34.9 36.0 36.5 36.8 34.9 35.8 36.5 36.8 92.7 29.3 Sm 7.18 7.46 7.73 7.55 7.68 7.30 7.15 7.84 7.70 14.65 5.86 Eu 2.20 2.27 2.30 2.33 2.31 2.33 2.31 2.33 2.38 3.66 1.94 Gd 6.35 6.74 6.76 6.90 6.77 6.58 6.84 6.47 6.83 10.74 5.39 Tb 0.94 0.94 0.98 0.95 1.04 0.93 0.94 0.95 0.99 1.41 0.88 Dy 5.12 5.09 5.18 5.34 5.43 5.41 5.21 5.37 5.72 5.75 4.43 Ho 0.92 0.93 0.93 1.00 1.00 0.98 0.99 0.99 0.97 1.01 0.87 Er 2.50 2.55 2.60 2.80 2.66 2.67 2.63 2.60 2.86 2.30 2.14 Tm 0.30 0.34 0.34 0.35 0.34 0.34 0.34 0.33 0.32 0.32 0.30 Yb 2.04 2.01 2.16 2.17 2.16 2.01 2.20 2.23 2.10 1.93 1.61 Lu 0.28 0.27 0.29 0.29 0.32 0.28 0.27 0.30 0.30 0.30 0.23 Y 25.8 26.0 26.5 25.6 27.3 25.8 26.3 26.0 27.2 32.2 26.7 Sc 62 63 64 63 64 60 64 66 67 21Cs 0.41 0.44 0.46 0.44 0.44 0.46 0.39 0.44 0.46 1.0Ba 736 756 771 765 774 859 742 770 786 1057 399 Rb 46.8 52.2 52.3 49.1 51.1 47.7 48.6 52.9 52.3 14.7 38.8 Sr 628 964 742 758 726 716 747 749 581 1310 649 Nb 60.7 62.1 64.5 63.4 65.6 61.9 62.7 65.6 64.3 12.9 42.8 T a 3.49 3.56 3.54 3.65 3.83 3.61 3.51 3.69 3.73 0.95 3.20 U 1.12 1.17 1.16 1.21 1.19 1.24 1.17 1.19 1.21 2.15 2.11 Th 4.47 4.58 4.72 4.80 4.99 4.86 4.73 4.92 4.87 13.83 3.94 Pb 3.36 3.10 3.09 4.03 4.89 3.84 3.97 3.27 3.39 12.50 4.20 Zr 198 205 208 206 213 204 203 212 212 222 215 Hf 4.90 5.24 5.27 5.45 5.48 5.22 5.15 5.20 5.37 5.88 4.20 Cr 616 619 626 709 633 597 611 670 668Ni 162 166 172 197 166 156 169 174 178∑REE 180.4 185.4 191.0 191.3 195.5 188.0 188.6 192.2 195.7 492.2 158.0 (La/Yb)N12.6 13.0 12.4 12.4 12.9 13.2 12.2 12.2 13.2 44.0 12.9a) 中生代方城玄武岩和新生代宽甸玄武岩的平均组成来源于文献[3, 7~10]. 氧化物以百分含量表示, 微量元素含量单位为µg/g表3 阜新碱锅玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成a)碱锅JG-01 JG-02 JG-03 JG-04 JG-05 JG-06 JG-07 JG-08 JG-09方城宽甸87Rb/86Sr 0.2154 0.1565 0.2038 0.1873 0.2035 0.1926 0.1881 0.2042 0.2602 0.032487Sr/86Sr0.703730 0.704300 0.703605 0.703930 0.703810 0.703736 0.703969 0.703831 0.704012 0.709861 0.704406 (87Sr/86Sr)i0.703423 0.704077 0.703314 0.703663 0.703520 0.703461 0.703701 0.703540 0.703641 0.709803147Sm/144Nd 0.1273 0.1292 0.1298 0.1250 0.1262 0.1264 0.1207 0.1298 0.1265 0.0956143Nd/144Nd0.512840 0.512795 0.512804 0.512814 0.512823 0.512808 0.512812 0.512817 0.512802 0.511846 0.512768 (143Nd/144Nd)i0.512756 0.512710 0.512719 0.512732 0.512740 0.512725 0.512733 0.512732 0.512719 0.511767εNd 4.8 3.9 4.1 4.4 4.5 4.2 4.4 4.3 4.1 −13.9 2.7206Pb/204Pb 18.322 18.240 18.251 18.302 18.320 18.264 18.297 18.315 18.235 17.733　17.674 207Pb/204Pb 15.398 15.436 15.456 15.457 15.457 15.371 15.451 15.446 15.449 15.518　15.440 208Pb/204Pb 37.894 38.083 38.025 38.147 38.233 37.942 38.191 38.164 38.124 37.993　37.739 204Pb% 1.377 1.374 1.372 1.372 1.370 1.378 1.371 1.371 1.373 1.387　238U/204Pb 20.926 23.740 23.662 18.924 15.360 20.261 18.584 22.943 22.467 10.763　235U/204Pb 0.152 0.172 0.172 0.137 0.111 0.147 0.135 0.166 0.163 0.078　232Th/204Pb 86.294 96.024 99.482 77.569 66.552 82.052 77.628 98.012 93.432 71.263　(206Pb/204Pb)i17.994 17.867 17.880 18.005 18.079 17.946 18.005 17.955 17.883 17.522　(207Pb/204Pb)i15.383 15.419 15.438 15.443 15.446 15.356 15.437 15.428 15.432 15.508　(208Pb/204Pb)i37.464 37.605 37.530 37.760 37.901 37.533 37.804 37.676 37.659 37.551　∆7/4 −5.89 −0.92 0.87 0.02 −0.49 −8.02 −0.55 −0.89 0.27 11.8 3.32∆8/4 8.27 37.67 28.58 36.51 41.72 20.95 40.89 34.19 41.17 74.0　74.4a) 中生代方城玄武岩和新生代宽甸玄武岩的平均组成来源于文献[3, 7~9, 11, 12]中40K年龄计算参数为: λe = 0.581×10−10a−1; λB = 4.962×10−10 a−1; 40K=0.01167原子百分数. 表3球粒陨石均一地幔库为: 87Rb/86Sr = 0.0847; 87Sr/86Sr = 0.7045; 147Sm/144Nd = 0.1967; 143Nd/144Nd = 0.512638; λRb = 1.42×10−11a−1; λSm = 6.54×10−12a−1; λU238 = 1.55125 × 10−10a−1; λU235 = 9.8485×10−10a−1; λTh232 = 4.9475×10−11a−1;∆7/4=[(207Pb/204Pb)i − (207Pb/204Pb)NHRL] ×100; ∆8/4 = [(208Pb/204Pb)i − (208Pb/204Pb)NHRL]×100; (207Pb/204Pb)NHRL = 0.1084×(206Pb/204Pb)i + 13.491; (208Pb/204Pb)NHRL = 1.209×(206Pb/204Pb)i+ 15.627.3分析结果碱锅玄武岩的主、微量元素和Sr-Nd-Pb同位素组成很稳定. 它贫硅富碱, 属碱性玄武岩, 在硅碱图上位于碱玄岩-粗玄岩-玄武岩的交界部位(图1). 与华北克拉通内部中生代(125 Ma)方城玄武岩[3]相比, 它TiO2, Al2O3, Fe2O3, CaO和K2O含量高, MgO和P2O5含量低(表2). 但相对于邻区的更新世(0.28~0.55 Ma)宽甸玄武岩[7~10], 它贫硅、铝和碱, 尤其是K2O (表2). 在微量元素组成上, 碱锅玄武岩与宽甸玄武岩以及洋岛玄武岩组成接近、稀土配分模式和微量元素蛛网图特征相似(表2和图2). 碱锅玄武岩中等程度地富集轻稀土元素(∑R E E=180~196µg/g, (La/Yb)N = 12.2~13.2)和大离子亲石元素(如Cs, Ba, Rb, Sr, U, Th), 高过渡金属元素(如Sc, Cr, Ni), 低Y 和Pb, 但不亏损高场强元素(Nb, Ta, Zr, Hf, Ti). 这与中生代方城玄武岩的强烈富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 亏损高场强元素的特征完全不同(图2), 尽管二者的高场强元素的绝对丰度很接近(表2).碱锅玄武岩的Sr同位素比值低, 其初始比多小于0.704(表3), 但其Nd和Pb同位素比值相对较高, εNd为正值, 高达3.9~4.8, (206Pb/204Pb)i接近18. 该同位素初始比值明显不同于中生代方城玄武岩的(图3), 与微量元素组成相对应. 在εNd-(87Sr/86Sr)i图解中, 碱锅玄武岩靠近新生代宽甸玄武岩[7~11]和汉诺坝玄武岩[16,17], 但相对更亏损, 落在洋岛玄武岩和大洋中脊玄武岩的共同区. 然而, Pb同位素显示碱锅玄武岩远离洋岛玄武岩区, 接近大洋中脊玄武岩区. 与宽甸和方城玄武岩不同的是, 碱锅玄武岩的(207Pb/204Pb)i相对于(206Pb/204Pb)i更低, 分布在NHRL附近或以下(图3), 而前者皆分布在NHRL以上. (208Pb/204Pb)i相对于(206Pb/204Pb)i富集(∆8/4>0), 但富集程度远比宽甸和方城玄武岩的低(表3). 显示碱锅玄武岩相对低的Th/U比值.图1 二氧化硅与全碱含量变异图方城和宽甸玄武岩组成来源于文献[3, 7~10]图2 球粒陨石[13]标准化的稀土元素配分图(a)和原始地幔[14]标准化的微量元素蛛网图(b)方城和宽甸玄武岩组成来源于文献[3, 7~9, 11], N-MORB 和OIB 玄武岩数据取自文献[15]图3 辽宁阜新中生代玄武岩Sr-Nd-Pb 同位素组成方城和宽甸玄武岩组成来源于文献[3, 7~9, 11], MORB, OIB 和汉诺坝玄武岩同位素数据区(现今值)和NHRL 取自文献[3, 16, 17]4讨论4.1中生代玄武岩岩石起源华北内部鲁西南地区的中生代方城玄武岩的地球化学特征暗示其起源于曾受到过俯冲的陆壳物质强烈改造的岩石圈地幔[3]. 此时的岩石圈地幔以含有大量的辉石岩脉为特征[3]. 然而, 华北北缘中生代的碱锅玄武岩的地球化学特征与方城玄武岩的完全不同. 它贫硅富碱铝、镁含量中等(MgO含量为8.1%~ 8.4%); 中等程度地富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 无高场强元素亏损(图2); 低的Sr同位素初始比值和高的Nd, Pb同位素初始比值(图3), 低的Th/U 比值. 这些地球化学特征与华北北缘的新生代宽甸玄武岩[7~11]和汉诺坝玄武岩[16,17]的很相似. 后者通常被认为[7~11,16,17]是起源于软流圈地幔, 即类似于大洋中脊玄武岩的源区, 尽管新生代时期少量洋岛型的地幔端元的确存在[9]. 碱锅玄武岩相对于宽甸和汉诺坝玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成更亏损, 更接近大洋中脊玄武岩区, 而远离洋岛玄武岩区(图3). 因此, 上述地球化学特征显示碱锅玄武岩起源于亏损的软流圈地幔. 基本上无富集地幔端元的参与. 故作者认为碱锅玄武岩为未分异的近原始岩浆, 其镁镍含量和Sr-Nd-Pb同位素组成可以作为亏损地幔端元使用.4.2岩石圈厚度、性质与时空不均一性华北北缘的辽宁境内多处发现有金伯利岩如锦西地区[5]和铁岭地区[18]. 这些含石榴石捕虏晶和橄榄岩捕虏体的金伯利岩的存在暗示该区的岩石圈地幔在金伯利岩喷出之前深达石榴石稳定区(>80 km), 其基本不含金刚石的事实表明岩石圈厚度应小于150 km. 尽管这两处金伯利岩的形成时代尚未确定, 况且这些金伯利岩又多侵位于太古代和下元古界结晶基底和中上元古界盖层中, 但个别脉体切穿寒武系和下奥陶统地层表明华北北缘的金伯利岩很可能与华北内部如辽宁复县和山东蒙阴含金刚石金伯利岩形成于同一时期, 即为中奥陶世产物. 因此, 华北北缘古生代时其岩石圈相对较厚, 达80~150 km. 大量的石榴石捕虏晶的电子探针分析表明这些石榴石主要为贫铬富钙的镁铝榴石, 即主要来自于石榴石二辉橄榄岩和橄辉岩区[5,18]. 换言之, 华北北缘古生代时期的岩石圈地幔主要由主量元素亏损相对较弱的二辉橄榄岩和橄辉岩组成, 这与华北内部古生代岩石圈地幔含相当数量的亏损程度高的方辉橄榄岩有所区别. 暗示岩石圈地幔在空间上的不均一性.中生代岩石圈地幔厚度可以通过碱锅玄武岩的组成特征间接推测. 实验岩石学研究[19,20]揭示硅不饱和的碱性玄武岩比硅饱和的拉斑玄武岩起源深. 如果碱性玄武岩具有岩石圈地幔同位素记号, 其岩石圈厚度必定大于80 km. 同理, 如果拉斑玄武岩和/或碱性玄武岩具有软流圈同位素记号, 其岩石圈厚度应该小于65 km. 碱锅玄武岩具有软流圈源同位素组成, 因此本区中生代(约100 Ma)岩石圈厚度应该不会超过65 km. 这与该区中生代玄武岩携带的地幔橄榄岩捕虏体中无石榴石的事实一致[21]. 捕虏体橄榄岩的岩石学特征[21]暗示此时的岩石圈地幔主要以尖晶石二辉橄榄岩为主, 且不同程度地受到过地幔熔/流体的交代改造, 形成交代矿物韭闪石和具堆晶结构的斜长石辉石岩岩脉. 地幔捕虏体中斜长石和韭闪石而非金云母的出现同样说明此时的岩石圈地幔薄和“富集”, 即与该区古生代岩石圈地幔存在明显差异, 显示岩石圈随时间的演化. 捕虏体的矿物学研究[21]揭示这些橄榄岩的主要组成矿物橄榄石(Fo = 89.3~91.5)、斜方辉石、单斜辉石和尖晶石与中国东部广泛分布的新生代玄武岩中橄榄岩捕虏体的组成类似. 更新世宽甸玄武岩[7~10]相对于碱锅玄武岩更富碱(图1), 其起源深度可能更深, 这与宽甸玄武岩中含较多石榴石高压巨晶和石榴石辉石岩[22]的事实相符. 从而暗示新生代时期的岩石圈厚度较中生代时期的厚, 显示自中晚白垩世以来华北北缘岩石圈地幔的增厚过程[23]. 然而, 宽甸玄武岩和汉诺坝玄武岩中橄榄岩捕虏体主要是尖晶石相的二辉橄榄岩和方辉橄榄岩[22,24,25]仍缺失石榴石橄榄岩的事实说明岩石圈厚度仍然小于80 km. 具粗粒结构的方辉橄榄岩捕虏体的大量出现和交代矿物角闪石的少见暗示新生代岩石圈地幔与中生代岩石圈地幔间仍然存在组成上的差异, 其新增生的部分可能主要是方辉橄榄岩. 需要指出的是粗粒方辉橄榄岩亦可能是软流圈与岩石圈地幔相互反应的产物[26].4.3华北东部岩石圈减薄的地球动力学华北南缘中生代方城玄武岩及其幔源辉石岩捕虏体的岩石学和地球化学特征揭示该区中生代岩石圈地幔曾受到过源自俯冲的扬子克拉通中下地壳物质熔融所产生的富硅熔浆的强烈改造[3]. 该改造作用极大地改变了中生代岩石圈地幔的结构和组成特征及其热状态, 使其从古生代时期的典型克拉通型岩石圈地幔(富镁铬的方辉橄榄岩和二辉橄榄岩为主) 转变为晚中生代强烈富集的岩石圈地幔(富铁钙的尖晶石二辉橄榄岩和大量的辉石岩脉). 中生代岩石圈地幔遭受过源自俯冲陆壳物质影响的观点得到了该区中生代岩石圈地幔源火山岩的碳氧同位素研究的有力支持(刘建明, 未发表数据). 新近建立起来的碰撞-构造底垫模式[27]对鲁西南中生代富集型岩石圈地幔的形成过程做出了很好地解释. 进一步对鲁西南中生代碱性岩的系统研究表明岩石圈地幔的富集过程开始于190~180 Ma而中止于120±5 Ma (张宏福, 未发表数据). 而且岩石圈地幔的富集程度有自南向北逐渐减弱的趋势, 这同样说明该区岩石圈地幔的富集过程与大别深俯冲和碰撞有关. 因此, 华北-华南两大陆块的碰撞-构造底垫[27]可能是造成华北南缘中生代岩石圈地幔巨厚减薄的直接动因.那么, 该碰撞-构造底垫模式是否适合于华北北缘的地质情况？前已述及, 华北北缘前中生代仍然存在厚的克拉通型岩石圈地幔(深达石榴石相), 而到晚白垩世(碱锅玄武岩喷发之时), 岩石圈已减薄至65 km以下. 而且, 岩石圈地幔性质已转变成含挥发分的“富集”地幔, 主要由尖晶石二辉橄榄岩和辉石岩组成. 早侏罗世~晚白垩世大量且持续的中基-中酸性岩浆喷发[6]和侵入应该是该岩石圈减薄过程的直接产物, 尽管这些火山岩的来源和形成过程目前还不十分清楚. 这表明华北北缘岩石圈减薄作用的开始和结束时间较华北南缘的早, 因为鲁西南地区大量的中基性火山活动仅出现于白垩纪(约120 Ma), 而且具软流圈同位素特征的玄武岩出现在第三纪, 显示华北岩石圈演化的时空不均一性. 古生代蒙古海的俯冲闭合[28]和随后导致的蒙古陆块与华北陆块的碰撞可能对华北北缘的构造格局产生了重大的影响. 从而对该区的岩石圈的演化起到了一定的制约作用. 汉诺坝玄武岩携带的石榴石辉石岩捕虏体中蚀变洋壳组分的发现[29]进一步证实华北北缘岩石圈受到过蒙古-鄂霍次克海俯冲的影响. 华北北缘中生代中基性火山岩中大量地壳组分的存在[6]同样说明此时岩石圈的壳幔相互作用异常活跃. 这种壳幔相互作用在汉诺坝玄武岩携带的基性麻粒岩捕虏体中同样很普遍[30]. 因此, 我们认为该碰撞-构造底垫模式同样适合于华北北缘.5结论地球化学研究表明碱锅玄武岩起源于亏损的软流圈地幔, 其组成可以作为亏损地幔端元使用. 结合已有的中生代玄武岩及其地幔岩捕虏体资料揭示华北东部中生代岩石圈地幔主要为富集型, 其富集程度从克拉通中心向南北两侧逐渐增加, 显示其时空演化的不均一性. 我们认为中生代岩石圈地幔的这种演化规律与克拉通两侧古生代的俯冲和随后的碰撞作用有关. 同时, 华北北缘岩石圈减薄作用相对与华北南缘早.致谢感谢路凤香教授、邵济安教授、翟明国研究员和朱日祥研究员在野外采样和论文撰写过程中所给予的悉心指导和帮助. 同时, 在样品的K-Ar年龄、主、微量元素和同位素分析测试过程中分别得到了罗修全、张有愉、刘颖、漆亮、张仁祜、许荣华、乔广生和储著银同志的帮助, 在此表示衷心感谢. 本工作受国家自然科学基金(批准号: 40073004)和中国科学院知识创新工程项目(KZCX1-07) 资助.参考文献1 Griffin W L, O’Reilly S Y, Ryan C G. Composition and thermalstructure of the lithosphere beneath South Africa, Siberia and China: Proton microprobe studies. Proc International Symposium on Cenozoic Volcanic Rocks and Deep-seated Xenoliths of China and its Environs. Beijing: Science Press, 1992. 1~202 Menzies M A, Fan W M, Zhang M. Paleozoic and Cenozoiclithoprobes and the loss of > 120 km of Archaean lithosphere, Sino-Korean Craton, China. Geol Soc Spec Pub, 1993, 76: 71~783 Zhang H -F, Sun M, Zhou X H, et al. Mesozoic lithospheredestruction beneath the North China Craton: Evidence from major, trace element, and Sr-Nd-Pb isotope studies of Fangcheng basalts.Contrib Mineral Petrol, 2002, 144: 241~2534 Liu D Y, Nutman A P, Compston W, et al. Remnants of ≥3800 Macrust in the Chinese part of the Sino-Korean craton. Geology,1992, 20: 339~3425 冯闯, 张宏福, 周新华. 辽西发现金伯利岩. 地震地质, 2000,22(增刊): 95~986 陈义贤, 陈文寄, 周新华, 等. 辽西及邻区中生代火山岩——年代学、地球化学和构造背景. 北京: 地震出版社, 1997. 1~2797 Zhou X H, Armstrong R L. Cenozoic volcanic rocks of easternChina——secular and geographic trends in chemistry andstrontium isotopic composition. Earth Planet Sci Lett, 1982, 59: 301~3298 Peng Z C, Zartman R E, Futa E, et al. Pb-, Sr- and Nd-isotopicsystematics and chemical characteristics of Cenozoic basalts, eastern China. Chem Geol, 1986, 59: 3~339 Basu A R, Wang J W, Huang W K, et al. Major element, REE andPb, Nd and Sr isotopic geochemistry of Cenozoic volcanic rocks of eastern China: Implications for origin from suboceanic-type mantle reservoirs. Earth Planet Sci Lett, 1991, 105: 149~16910 刘丛强, 解广轰, 增田彰正. 中国东部新生代玄武岩的地球化学——Ⅰ. 主元素和微量元素组成: 岩石成因及源区特征, 地球化学, 1995, 24(1): 1~1911 刘丛强, 解广轰, 增田彰正. 中国东部新生代玄武岩的地球化学——Ⅱ. Sr, Nd, Ce同位素组成. 地球化学, 1995, 24(3): 203~21312 解广轰, 王俊文, 韦克俭, 等. 辽宁宽甸黄椅山新生代火山岩的地球化学研究. 见: 刘若新主编. 中国新生代火山岩年代学与地球化学. 北京: 地震出版社, 1992. 101~11313 Anders E, Grevesse N. Abundances of the elements: Meteoriticand solar. Geochim Cosmochim Acta, 1989, 53: 197~21414 McDonough W F, Sun S S. The composition of the Earth. ChemGeol, 1995, 120: 223~25315 Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics ofoceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Saunders A D, Norry M J, eds. Magmatism in the Ocean Basins. Geol Soc Spel Pub, 1989. 313~34516 Barry T L, Kent R W. Cenozoic magmatism in Mongolia and theorigin of central and east Asian basalts. In: Flower M F J, Chung S L, Lo C H, et al, eds. Mantle Dynamics and Plate Interactions in East Asia. American Geophysical Union, 1998. 347~36417 Song Y, Frey F A, Zhi X C. Isotopic characteristics of Hannuobabasalts, eastern China: Implications for their petrogenesis and the composition of subcontinental mantle. Chem Geol, 1990, 85: 35~5218 张宏福. 辽宁省铁岭地区金伯利岩的地球化学特征及其成因初探. 现代地质, 1993, 7(4): 458~46419 Falloon T J, Green D H, Harton C J, et al. Anhydrous partialmelting of a fertile and depleted peridotite from 2 to 30 kb and application to basalt petrogenesis. J Petrol, 1988, 29: 1257~128220 DePaolo D J, Daley E E. Neodymium isotopes in basalts of thesouthwest basin and range and the lithospheric thinning during continental extension. Chem Geol, 2000, 169: 157~18521 许文良, 郑常青, 王冬艳. 辽西中生代粗面玄武岩中地幔和下地壳捕虏体的发现及其地质意义. 地质论评, 1999, 45(增刊):444~44922 方同辉, 马鸿文. 辽宁宽甸地区上地幔岩石圈组成及热结构——来自地幔岩包体的信息. 地质论评, 1999, 45(增刊): 450~45723 Xu Y G. Thermo-tectonic destruction of the Archean lithospherickeel beneath the Sino-Korean Craton in China: Evidence, Timing and Mechanism. Phys Chem Earth (A), 2001, 26: 747~75724 Song Y, Frey F A. Geochemistry of peridotite xenoliths in basaltfrom Hannuoba, eastern China: Implications for subcontinental mantle heterogeneity. Geochim Cosmochim Acta, 1989, 53: 97~11325 Tatsumoto M, Basu A R, Huang W K, et al. Sr, Nd, and Pbisotopes of ultramafic xenoliths in volcanic rocks of Eastern China: Enriched components EMⅠ and EMⅡ in subcontinental lithosphere. Earth Planet Sci Lett, 1992, 113: 107~12826 Xu Y G, Menzies M A, Vroon P, et al. Texture-temperature-geochemistry relationship in the upper mantle as revealed from spine1 peridotite xenoliths from Wangqing, NE China. J Petrol, 1998, 39: 469~49327 Zhang H F, Sun M. Geochemistry of Mesozoic basalts and maficdikes in southeastern North China craton, and tectonic implication.Int Geol Rev, 2002, 44: 370~38228 Robinson P T, Zhou M F, Hu X F, et al. Geochemical constraintson the origin of the Hegenshan ophiolite, Inner Mongolia, China. J Asian Earth Sci, 1999, 17: 423~44229 Xu Y G. Evidence for crustal components in the mantle andconstraints on crustal recycling mechanism: Pyroxenite xenoliths from Hannuoba, North China. Chem Geol, 2002, 182: 301~32230 Zhou X H, Sun M, Zhang G H, et al. Continental crust andlithospheric mantle interaction between North China: Isotopic evidence from granulite xenoliths in Hannuoba, Sino-Korean craton. Lithos, 2002, 62: 111~124(2002-09-17收稿, 2002-12-25收修改稿)。

中国东部岩石圈减薄时间的制约及构造控制因素探讨

第27卷　第1期2008年3月吉　林　地　质J I L I N GE OLO GY Vol 127　No 11M ar 12008 文章编号:10012427(2008)0100104中国东部岩石圈减薄时间的制约及构造控制因素探讨袁　平1,王俊烈2,齐成栋3,卢兴波3,张俊影31.吉林省地质调查院,吉林长春　130061;2.辽宁省第六地质大队,辽宁普兰店　116000;3.吉林省区域地质矿产调查所,吉林长春　130022摘要:华北地块中生代含幔源包体玄武岩同位素年龄、岩石化学、地球化学及Sr -N d 同位素研究成果表明:119Ma ～110Ma 之间华北地块岩石圈地幔性质由富集型岩石圈地幔转化为亏损的软流圈地幔,岩石圈地幔性质的显著变化,说明中国东部岩石圈减薄的主要时间发生在早白垩世晚期119～100Ma 之间。

中生代古太平洋伊泽奈崎大洋板块(I zanagi Plate )向欧亚板块俯冲所导致的拆沉,应是岩石圈减薄的重要控制因素。

关键词:华北地块;中生代;Sr 、Nd 同位素;岩石圈减薄;拆沉中图分类号:P542 文献标识码:A收稿日期22;改回日期22作者简介袁　平(62)女,内蒙通辽人,吉林省地质调查院工程师。

A resea rch on the ti m e 2r estr i cted and structure 2con trolli n g ofthe lithos pher e becom i n g th i n i n ea st Ch i n aY UAN Ping 1,WANG Jun 2lie 2,Q I Cheng 2dong 3,LU Xing 2bo 3,ZHA NG Jun 2ying31.Institute of Geologica l Surv ey of Jilin P rovince,Changchun 130061,J ilin,Chi na;2.The S ixth Geol ogic Surv ey of L iaoning Province,Pulandi a n 116000,J ilin,China;3.Surv ey of Regio na l Geology and M inera l Resources of J ilin P ro vince,Changchun 130022,J ilin,ChinaAbstra ct:The is otop ic age,petr oche m istry,geoche m istry and Sr 2Nd isot ope studies of Me s ozoic the mantleinc lusi on -bearing basalt in north China ma ssif show that during 119Ma 2110Ma,the mantle quality of the litho 2spher e in north China m assif was transfor m ed fr om rich lithos phere mantle into deficiency asthenosphere m antle .The m arked changing of the m antle qua lity of the lithosphe r e te lls the lithos phere in east China is thinned up,that took place during uppe r most,Lower C retaceous 119Ma 2100Ma .Mes oz oic ancient Pacific I zanagi Plate subduc ting under Eur a sian P late led to delam ination,that should be the i m portant contr olling fact or of the lithos phere becom 2ing thin .Key wor ds:north China ma ssif;Mesoz oic;Sr,N d isot ope;lithos phere becom ing thin;dela m inati on 中国大陆东部古生代金伯利岩和其中幔源橄榄岩及金刚石包体的研究发现,古生代时华北太古代岩石圈地幔仍稳定存在,岩石圈厚度(460M a ±)>200km [1],而通过地球物理探测资料及新生代玄武岩中的幔源包体的研究所揭示的中国东部新生代岩石圈厚度约为60～80km [2,3],从早古生代到新生代中国东部大陆岩石圈至少减薄了120km 以上,中国东部特殊的岩石圈结构及热状态引起了国内外学者们的广泛关注,越来越多的科研成果表明上述岩石圈地幔的置换过程主要发生在中生代[426],:20071112:20080110:199但由于对华北板块中生代岩石圈地幔的性质及其深部作用过程的了解不够,造成了对岩石圈减溥的具体时间、机制及构造控制因素认识的不一[729];作为岩石圈减薄过程的重要环节,华北地块中生代大规模的火成岩事件,特别是大规模的玄武岩浆事件,是了解下地壳及上地幔的性质的重要介质,其中的深源岩石包体作为岩石圈的深部“探针”,对于了解岩石圈的特征将起到非常重要的作用。

!中国东部部分地区新生代岩石圈地幔的成因_主量和微量元素制约

中国东部部分地区新生代岩石圈地幔的成因:主量和微量元素制约*刘海泉1闫峻1**赵建新2安亚军1L I U H ai Quan1,YAN Jun1**,ZHAO JianX i n2and AN Y aJun111合肥工业大学资源与环境工程学院,合肥23000921澳大利亚昆士兰大学放射性同位素实验室,布里斯班407211S c h ool of R esources and E nvironm e n t a lE ng ineering,H e fei University of T ec hn ology,H e fei230009,China21R ad iogenic Isot ope Laboratory,C e n tre for M icroscopy and M icroana l ysis,The Un iversit y of Qu e ensland,B risbane4072,Au stra li a2010-07-01收稿,2010-08-17改回1L iu HQ,Yan J,Z hao J X and An Y J120101O rigi n of Cenozoic lithospheric man tle i n several areas of eastern Ch i na: Constraints fro m major and trace ele m en ts1A cta Petrolog ica S in ica,26(9):2850-2868Abstrac t Sy stem ati c m ajor and trace e l ements ana l ysis o f sp i ne-l l herzo lites fro m H annuoba,N ushan,Pans h ishan and Fang s han is ca rr ied out to identify t he orig i n o f Cenozo ic lithosphere i n eastern Ch i na and to furt her d iscuss the m echan i s m s of litho spheric t h i nni ng1 T he results i nd ica te these areas share a/j uven ile0litho spheric m antle,wh ich i s resi dua l o f up w elling mantle wh ich ever unde r w ent less than10%partial me lti ng1A less than3%contr i bution o f silica-enriched basa ltic m e lts ana logous to Ceno zoic basalt i n easte rn Ch i na w as i nvo l ved i n l a ter m etasoma ti s m ove r Ceno zo i c lithosphe ric m antle1D i sti ncti ve dissi m ilar ity bet w een Cenozo ic lit hospher i c mantle and A rchean Cratonic lit hospher ic mantle i n respec t o fm a j or and trace e l ements,co m bi ned w ith rem arkab l e si m ilar ity to partialm e lti ng and m etasoma ti s m modeli ng of trace e le m ents argue predom i nate l y thinn i ng mechan i s m o f detach m ent f o r eastern N orth Ch i na Craton lit hospher ic m antle1K ey word s P erido ti tic xeno liths;A sthenosphere;T race e l ements;T hi nning;N orth Ch i na C ra t on摘要为厘定中国东部新生代岩石圈地幔的成因,进而探讨岩石圈减薄的方式,本文选择汉诺坝、女山、盘石山和方山尖晶石二辉橄榄岩作为研究对象,系统分析了其主、微量元素。

高二地理岩石圈知识点总结

高二地理岩石圈知识点总结岩石圈是地球上的一个重要层状结构，它由岩石组成，包括地壳、地幔和地核。

岩石圈不仅仅是构成地球的物质基础，还承载着地球上的各种地质现象和人类生存活动。

本文将对高二地理岩石圈知识点进行总结。

一、岩石圈的组成岩石圈由地壳、地幔和地核三个部分组成，地壳是最外层，地幔和地核位于其下。

地壳是岩石圈最薄的一层，包括大陆地壳和海洋地壳。

地幔是相对密度较大的部分，位于地壳下面，约占地球体积的84%。

地核则位于地幔之下，主要由铁和镍组成。

二、岩石圈的特点1. 岩石圈是地球最外围的坚硬层，具有较高的稳定性和刚性，能够承受大部分地壳运动和外力影响。

2. 岩石圈是地球上陆地、海洋和大气圈之间物质和能量交换的重要界面，与其他圈层之间存在相互作用和影响。

3. 岩石圈的厚度和密度随着地球结构的不同而变化，地壳最薄，地幔较厚，地核最厚。

4. 岩石圈不断发生构造运动和地质现象，如地震、火山喷发、地壳运动等。

三、岩石圈的演化过程1. 岩石圈形成于约45亿年前的地球演化过程中，经历了长时间的构造变动和岩石物质的深层运动。

2. 岩石圈的演化主要受到构造运动和地质作用的影响，如板块运动、地壳抬升和降低、岩浆活动等。

3. 岩石圈的演化过程中产生了大量的地质现象和地貌特征，形成了地球上的山脉、高原、平原、河流湖泊等。

四、岩石圈的作用1. 岩石圈是地球上陆地和海洋形成、变化和演化的基础，为生物提供了生存的物质和环境。

2. 岩石圈是能源和矿产资源的重要存储和产地，包括石油、煤炭、金属矿等，对人类经济发展具有重要意义。

3. 岩石圈是地壳运动和地震、火山活动的主要发生区域，对地理灾害预测和防范具有重要指导意义。

4. 岩石圈与大气圈、水圈、生物圈等其他圈层相互作用，影响着地球的气候、水循环和生态系统。

五、岩石圈的保护与利用1. 岩石圈的保护是维护地球生态平衡和人类可持续发展的重要任务，需要加强环境保护和资源合理利用。

2. 岩石圈资源的开发和利用应遵循可持续发展原则，促进资源的有效利用和循环利用。

中国东部壳-幔、岩石圈-软流圈之间的相互作用带:特征及转换时限

中国东部壳-幔、岩石圈-软流圈之间的相互作用带：特征及转换时限路凤香;郑建平;侯青叶;李方林【期刊名称】《中国地质》【年(卷),期】2006(33)4【摘要】中国东部中-新生代,下部岩石圈存在壳与幔、岩石圈与软流圈两个相互作用带,它们是重要的岩浆源区,在层圈相互作用中,热和物质的交换及其动力学过程是引起中、新生代岩石圈内部层圈间的厚度调整、岩石圈不均匀减薄以及区域构造-岩浆-成矿作用的重要机理.大陆内部的壳-幔作用有3种类型:地幔来源的底侵熔体与下地壳的作用;下地壳拆沉进入弱化(weakening)了的岩石圈地幔二者发生的作用以及陆-陆碰撞深俯冲带的壳-幔相互作用.它们形成的火山岩组合有一定的差别,但源区都含有地壳组分.岩石圈-软流圈的作用带也是重要的岩浆源区,源区是以软流圈地幔为主,基本不含地壳组分.东部岩石圈的减薄时间大体与出现大规模软流圈来源的玄武岩喷发的时间一致,也与上述两类层圈作用转换的时间一致,大约在100 Ma以后.【总页数】9页(P773-781)【作者】路凤香;郑建平;侯青叶;李方林【作者单位】中国地质大学,湖北,武汉,430074;中国地质大学,湖北,武汉,430074;中国地质大学地球科学与资源学院,北京,100083;中国地质大学地球科学与资源学院,北京,100083;中国地质大学,湖北,武汉,430074【正文语种】中文【中图分类】P5【相关文献】1.中国东部陆壳洋幔型岩石圈及其形成机制 [J], 万天丰;卢海峰2.中国东部地区的壳-幔过渡带结构 [J], 孙伟家;符力耘;魏伟;林羿;唐清雅3.中国大陆岩石圈壳幔韧性剪切带系统 [J], 蔡学林;曹家敏;朱介寿;程先琼4.南北构造带中段的壳幔结构与岩石圈动力学特征 [J], 刘晓华5.岩石圈伸展的壳/幔拆离模型(Parallel Extension Tectonics):华北克拉通东部早白垩世岩石圈减薄与破坏机理 [J], 刘俊来;倪金龙;陈小宇;Craddock JP;郑媛媛;孙彦琪;季雷因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

关于华北克拉通燕山期岩石圈减薄的机制与过程的讨论_是拆沉_还是热侵蚀和化学交代_

第13卷第2期2006年3月地学前缘(中国地质大学(北京);北京大学)Earth Science Frontiers (Chin a University of Geosciences,Beijing;Peking University)Vol.13No.2M ar.2006收稿日期:20051129;修回日期:20060108基金项目:国家自然科学基金重点资助项目(40234048),中国地质调查局资助项目(200113900018);国家科学技术部国际合作项目(2001cb711002);IGC P-430项目;教育部211工程项目作者简介:邓晋福(1935) ),男,教授,博士生导师,岩石学专业。

关于华北克拉通燕山期岩石圈减薄的机制与过程的讨论:是拆沉,还是热侵蚀和化学交代?邓晋福, 苏尚国, 刘翠, 赵国春, 赵兴国, 周肃,吴宗絮11中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室,北京10008321中国地质大学岩石圈构造、深部过程及探测技术教育部重点实验室,北京10008331中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京100083DENG Jin -fu, SU Shang -g uo, LIU Cui, ZH AO Guo -chun, ZH AO Xing -guo, ZH OU Su, WU Zong -xu11S ta te K ey L aboratory of Geolog ical P rocesses and M ineral Resource s,China Univ ersity of G eosc ienc es,Be ij ing 100083,China21K e y L abor atory of L ith osp her e T ectonics and L ithopr obing T ech nology of M inistry of Ed ucation ,China Unive rsity of Ge oscience s,B eij ing 100083,China 31S chool of Ear th S cience and M inera l Resourc es,China Univ er sity of Geosciences ,B eij ing 100083,Ch inaDENG Jin -fu,SU Shang -guo,LIU C ui,et al 1Discussion on the lithospheric thinning of the North China craton:delamination?or thermal erosion and chemical metasomatism?Earth Science Frontiers ,2006,13(2):105-119Abstract:T here ar e tw o prevailing mo dels fo r the lithospheric thinning of the N or th China cr aton:(1)delam-i nation,(2)thermal er osio n and chem ical metasomatism 1T o assess them,o n the basis of bo th mag matism and tectonic defo rmation,w e hav e consider ed the follo wing :(1)structur al elements,o ro genic episodes,and the P -T-t path of or ogenic processes in Yanshan belt;(2)cr ustal tecto nic thickening based on evidence fro m co nt -ractio nal defor matio n,igneous r ock assemblages and lo wer cr ustal x eno liths;and (3)thermal models and mo d -els of cr ust -mantle interactio n for igneous petro genesis 1F rom these consideratio ns w e discuss r easo ns fo r the transfor mation of buoy ant cr atonic litho sphere to a denser o ne,and fav or delaminat ion as the model for litho s -pheric t hinning,rat her than thermal ero sion and chemical metaso matism 1A n input o f a larg e amount of co n -vective astheno spheric mat er ials int o the cr aton w as needed to make the crust par tially molten 1U nderplat ing basaltic magma w eakened the prev ious co ld and stro ng cr ust and facilitated its contractio nal defor matio n and thickening 1A la rg e v olume of eclo git e in the lo wermo st cr ust and w ithin the lithospheric mantle was pro duced by the tectonic thickening,tr ansfo rming the buoyant co nt inental r oot into a dense o ne and leading to delamination 1Key words:No rth China craton;Yanshanian (J -K );under plating basaltic mag ma;t ecto nic thickening ;litho -sphere delaminatio n摘要:关于华北克拉通燕山期岩石圈减薄作用,主要有两种模型:(1)岩石圈拆沉;(2)热侵蚀和/或化学交代。

上地幔的热状态：对地幔柱没有作用

上地幔的热状态：对地幔柱没有作用Anderson,DL;李娟【期刊名称】《世界地震译丛》【年(卷),期】2001(000)004【摘要】各种地球物理资料表明，软流层内长波长的温度变化偏离平均值±200℃，而不是地幔柱理论家们采用的±20℃。

由板块构造过程（俯冲冷却、大陆绝缘和小尺度对流）引起的“正常”温度变化范围涵盖了被认为是由热喷发和热柱引起的盈余温度。

地球物理方法给出上地幔可能的平均温度为1400℃。

在洋脊、裂谷、破裂带和大陆裂解起始处，软流层内的对流在本质上是三维的，形成了不受深部热不稳定性影响的浅部似柱状结构。

深部窄热柱没什么作用，这一看法被隆起和沉降数据所证实。

“板块中央”火山活动的位置和体积似乎受岩石层结构、应力和裂纹的控制。

【总页数】5页(P78-82)【作者】Anderson,DL;李娟【作者单位】不详;中国地震局分析预报中心【正文语种】中文【中图分类】P315.2【相关文献】1.科洛新生代火山群富钾火山岩中的幔源包体特征及上地幔热状态 [J], 刘勇;赵寒冬;徐受民;宋亚琴;柳震;马丽玲;赵焱;崔建伟2.东北和华北地区上地幔成分和热状态对比及对中国东部岩石圈减薄的启示 [J], 于宋月;徐义刚;黄小龙;葛文春;程锦3.残留板块及地幔柱:怀俄明克拉通的上地幔地震图像 [J], Huaiyu Yuan;KennethG.Dueker4.海南地幔柱上地幔结构新的地震学约束 [J], J. S. Lei;D. P. Zhao;B. Steinberger;B. Wu;F. L. Shen;Z. X. Li;黎源;李战勇（译）;雷建设（校）;吕春来（复校）5.辽宁宽甸地区上地幔岩石圈组成及热结构——来自地幔岩包体的信息 [J], 方同辉;马鸿文因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

I型富集地幔与中国东部大陆岩石圈地幔演化

在中国大陆地幔化学区划研究中己注意到在我国东北地区新生代幔源岩类中有相当典型的Ｉ．型富集地幔源区地球化学特征显示（Ｚｈｏｕｅｔａ１．，１９８７）。根据系统的地幔地球化学研究及与全球有关实例对比，建议将此地幔组分命名为地幔地球化学端元中的低“组分，或低“ 端元（刘北玲等，１９８８，周新华和朱炳泉，１９９２，ＺｈｏｕａｎｄＺｈａｎｇ，１９９４）。而在国际实例的研究中，这一命名也已被逐渐采用（如Ｄｏｕｇｌａｓｓｅｔａ１．，１９９９，Ｃｌａｓｓｅｔａ１．，２００９）。这一命名不仅突出了Ｉ．型富集地幔的大陆地幔属性，而且对其特征及成因探讨也强调了与大陆岩石圈的亲缘性。在继后的中国东部幔源岩类地幔地球化学研究中，已先后在华北等地具相似源区地球化学特征的幔源岩类发现。不少作者依据对这一地幔化学端元的识别，构建了对区域幔源岩类的成因解释及演化模式。与此同时，在东北地区新近研究中，也取得不少新进展，如一系列地幔交代矿物的发现以及对相应地幔交代作用的深入研究。已有国内外工作表明，Ｉ．型富集地幔是大陆地幔形成及演化过程中的一个关键组分：同时也是制约大陆岩石圈及大陆地壳形成与演化的一个重要因素。因此，深化对Ｉ．型富集地幔的研究无疑在我国大陆岩石圈地幔演化研究及大陆岩石圈研究中都将起到重要的作用。
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全国岩石学与地球动力学研讨会论文摘要（２０１０年，北京大学）
Ｉ．型富集地幔与中国东部大陆岩石圈地幔演化
周新华
（中国科学院地质与地球物理研究所，北京，１０００２９）
地幔化学不均一性的发现和地幔化学端元（ｅｎｄ．ｍｅｍｂｅｒ，ｃｏｍｐｏｎｅｎｔｏｒｒｅｓｅｒｖｏｉｒ）的定义和识别是上世纪地球化学以及固体地球科学最重大的进展之一。ＺｉｎｄｌｅｒａｎｄＨａｒｔ（１９８６）所给出的地幔地球化学中各端元的命名体系（ｔｅｒｍｉｎｏｌｏｇｙ）现己在相关的地质科学，地球化学和地球物理学各学科中得到了的广泛应用。然而有关各地幔端元的本质属性及其成因却是自上世纪以来地球化学学科的一个重大争议问题。它不仅涉及地幔化学结构的基本问题，而且更与地幔结构与演化，壳幔、幔幔与核幔相互作用，岩石圈形成与演化以及大陆地壳生长等地球科学一系列基本理论问题密切相关，因而应赋予足够的重视。

上下地幔的划分依据

上下地幔的划分依据
地球的地幔是地球内部的一层结构，位于地壳和地核之间。

地幔主要由硅酸盐
矿物组成，其厚度约为2900公里。

然而，地幔的上下部分具有不同的性质和特征，因此可以根据一些划分依据将其划分为上地幔和下地幔。

划分地幔的上下部分主要依据有以下几个方面：
1. 温度梯度：地幔从地核向地壳方向温度逐渐下降。

一般来说，当温度下降到
某一临界值时，就可以划分为上下地幔。

上地幔位于地幔的较上部分，温度较高；而下地幔位于地幔的较下部分，温度较低。

2. 密度梯度：地幔在密度上也存在一定的差异。

地幔内部存在着一种称为转换
带的地球物质界面，该界面上的物质具有与上下地幔不同的密度。

上地幔的密度较低，而下地幔的密度较高。

3. 地震波传播速度：根据地震波在地幔中的传播速度，也可以将地幔划分为上
下两部分。

地震波的传播速度因地幔中的不同物质组成和物理特性而有所不同。

一般来说，上地幔的地震波速度相对较快，而下地幔的地震波速度相对较慢。

4. 化学元素的分布：根据地幔中不同化学元素的分布情况，也可以划分地幔的
上下部分。

地幔中的化学元素分布不均匀，上地幔和下地幔在化学成分上有所差异。

总的来说，地幔的上下划分是基于温度、密度、地震波传播速度和化学元素分
布等因素来确定的。

这种划分有助于我们更好地理解地球内部的构造并研究地球动力学、板块运动以及岩石圈的演化。

通过对上下地幔的研究，我们可以揭示地球内部的奥秘并推动地球科学的发展。

中国东部岩石圈地幔的演化——地幔岩捕虏体微量元素的证据

罔ｌ明溪地幔岩捕虏悻ＭｇＯ【二ｊＳｉＯ２、ＦｅＯ，、Ａ】：Ｏ和ＣａＯ阿解
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第５期
张叫等：中东部岩石圈地幔的演化——地幔岩捕虏体微最元素的证据
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随着ＭｇＯ增加，Ａ１Ｏ和Ｃａｔ在方辉橄榄岩巾并无显著变化，这与二辉橄榄岩（ＭｇＯ同Ａ１，Ｏ、ＣａＯ均呈反相关）完全不同。值得注意的是部分方辉橄榄岩有异常高的Ｓｉｔ（４４５％４６％），与克拉通的橄榄岩捕虏体相似 …，这一特征ｑ＿－方辉橄榄岩富含Ｏｐｘ是一致的。

华北克拉通破坏的时间_范围与机制_朱日祥

中国科学: 地球科学 2011年第41卷第5期: 583 ~ 592 英文引用格式: Zhu R X, Chen L, Wu F Y, et al. Timing, scale and mechanism of the destruction of the North China Craton. Sci China Earth Sci, 2011, 54: 789–797,doi: 10.1007/s11430-011-4203-4《中国科学》杂志社SCIENCE CHINA PRESS进展华北克拉通破坏的时间、范围与机制朱日祥①*, 陈凌①, 吴福元①, 刘俊来②① 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室, 北京100029; ② 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083 * E-mail: rxzhu@收稿日期: 2011-03-09; 接受日期: 2011-03-20国家自然科学基金重大研究计划项目(批准号: 90814000, 90814002)资助摘要华北是全球古老克拉通遭受破坏最明显和最典型的地区. 自国家自然科学基金委员会设立“华北克拉通破坏”研究计划以来, 通过不同学科间的有效交叉融合, 围绕该克拉通破坏的时间、范围和机制等重要科学问题, 进行了大量的工作, 并取得了诸多新认识. 太行山东西两侧地壳与岩石圈厚度空间变化以及地球化学属性的异同显示, 华北克拉通破坏主要集中在东部, 而西部主要表现为克拉通的改造. 克拉通化之后的沉积建造、岩浆活动和构造变形等特征表明, 克拉通破坏发生在中生代, 其峰期为125 Ma 左右. 通过对比发现, 岩石圈减薄在全球其他克拉通中也多有发生, 但大多并不伴随克拉通的破坏; 只有当受到大洋板块俯冲作用的强烈影响时, 克拉通破坏才有可能发生. 具体到华北地区, 在早白垩世全球地幔整体升温背景下, 太平洋板块的俯冲使华北克拉通东部地幔对流系统失稳, 导致了华北克拉通东部破坏; 岩石圈拆沉或热-化学/机械侵蚀是地幔对流失稳所产生的不同表现形式.关键词时间、范围和机制克拉通破坏华北克拉通是地球表层的重要组成单元, 占地球陆地面积的50%左右[1]. 它主要形成于前寒武纪(>5.4亿年), 特别是早前寒武纪(>18亿年). 典型的克拉通具有厚度约为200 km 的岩石圈, 而且密度和热流值较低、刚性较高, 所以克拉通具有免遭后期地质作用改造的能力[2], 表现在其形成后, 无明显的壳内韧性变形和岩浆活动, 其上覆沉积盖层呈近水平状产出; 现今也无明显地震活动, 从而成为地球上最稳定的地区. 正是由于这种稳定性, 克拉通保留了目前地球上最古老的物质(44亿年)和最完整的地质历史记录[3], 成为有地质学以来研究大陆形成与演化最重要的地区.华北克拉通自18亿年克拉通化之后至早中生代, 一直保持相对稳定, 并保存有巨厚的太古宙岩石圈根[4~6]. 但自中生代以来, 华北克拉通, 特别是其东部, 发生了大规模的构造变形和岩浆活动, 形成多种类型的盆地, 伴随产生了大量的金属矿产和油气资源[7]. 20世纪初, 翁文灏先生[8]根据我国东部晚中生代构造-岩浆(火山)活动情况, 提出了“燕山运动”的概念; 随后, 陈国达先生[9]提出了“地台活化”的观点. 20世纪90年代, 中外科学家根据对华北克拉通的研究, 提出了“岩石圈减薄”[10,11]或“去根”的概念[12]. 随着研究的深入, 人们逐步认识到华北克拉通东部不仅发生了100多公里岩石圈地幔的丢失[11,13], 而且岩朱日祥等: 华北克拉通破坏的时间、范围与机制584石圈地幔物理化学性质发生了根本性的改变[14~18]. 更为重要的是, 华北克拉通应该具有的稳定性遭到破坏, 如原本稳定的地壳发生了大规模韧性变形和岩浆-成矿活动. 我们将这种克拉通稳定性整体丧失的地质现象称之为克拉通破坏[19]或去克拉通化[20]. 很显然, “岩石圈减薄”只是华北克拉通演化的表象之一, 而“克拉通破坏”才是其演化的本质所在.稳定的大陆克拉通遭到破坏或改造还是人类认知中认识相当有限的一种地质现象, 对该现象的探索可望成为打开大陆地质之门的钥匙, 为认识大陆的形成演化及其效应、构筑更完善的地球形成与演化理论体系提供新的突破口. 国家自然科学基金委员会部署实施了“华北克拉通破坏”重大研究计划, 集中我国在地球科学、数理科学和信息科学等领域的优势研究力量, 突破传统学科界线的束缚, 进行了不同学科间的有效交叉融合, 围绕“华北克拉通破坏”这一核心科学问题, 在大陆形成演化等基础性和前瞻性研究领域取得了重要进展, 为我国的地球科学做出了突出贡献.1 华北克拉通破坏的时代华北克拉通在古元古代晚期形成后, 直到早中生代保持其基本稳定的特征, 沉积了巨厚的浅海相碎屑岩与碳酸岩. 尽管在此之前曾遭受了多期程度不同的改造作用, 但这些并没有彻底改变其克拉通整体稳定性的基本属性[21]. 比如, 在中元古代时期, 华北陆块内部和边缘发育大量狭长的裂陷槽, 形成巨厚的海相沉积组合, 其中尤以燕辽、白云鄂博-狼山、熊耳-吕梁裂陷槽最为典型. 这一时期, 华北还发育典型的非造山型岩浆活动, 如大洪峪组富钾火山岩、密云环斑花岗岩、大庙斜长岩和下马岭期基性岩墙群等[22,23]. 早古生代(~4.8亿年), 华北克拉通东部含金刚石金伯利岩(山东蒙阴和辽宁复县)的喷发及其捕获的地幔包体说明当时华北克拉通岩石圈的厚度约为200 km [4,5]. 几乎与金伯利岩岩浆喷发同时, 华北克拉通结束了早寒武世以来大面积发育的浅海相碳酸盐岩沉积, 开始了长达 1.5亿年的剥露历史, 并进而在早-中石炭世开始接受新的海陆交互相沉积, 至早三叠世结束. 晚古生代华北克拉通北部古亚洲洋的俯冲以及早中生代华南大陆与华北克拉通的碰撞拼合, 都对华北克拉通北南边缘甚至内部的演化产生了影响, 但这些事件对华北克拉通的改造只是局部的, 并不代表华北克拉通整体破坏的开始. 晚中生代古太平洋板块俯冲作用以及蒙古-鄂霍次海的闭合导致华北克拉通动力学体制发生重大转折, 即由早中生代的南北向收缩或挤压转变为与古太平洋板块俯冲相关的近东西向(NWW-SEE 向)的板内变形与伸展[21]; 正是这次重大动力学体制转折导致华北克拉通东部的破坏, 并在早白垩世(~125 Ma)达到峰期[24].华北克拉通破坏的重要标志是岩石圈减薄、地幔性质转变以及壳内大规模韧性变形与岩浆活动, 特别是在早白垩世出现大量伸展构造(包括变质核杂岩、拆离断层和断陷盆地)以及与之相伴的岩浆活动和岩石圈地幔物性的改变. 变质核杂岩构造是地壳强烈伸展并使中下地壳物质直接剥露至地表的典型构造样式, 它在华北克拉通内多处存在, 从西北的呼和浩特变质核杂岩、到中部的京北云蒙山变质核杂岩、再到东部医巫闾山(瓦子峪)和辽南变质核杂岩以及南缘发育的小秦岭变质核杂岩等. 这些伸展构造的最大特点是其发育的近乎等时性(135~115 Ma)和运动方向的一致性(NWW-SEE 向)[25~27]. 与之相伴, 华北克拉通还发育了一系列规模和尺度各异的断陷盆地(如承德盆地、阜新盆地、胶莱盆地、合肥盆地等)或盆地群(如辽西盆地群、辽东半岛盆地群等); 这些盆地或盆地群的共性在于普遍受伸展正断层控制, 尽管控盆断裂延伸方向不同, 但其下盘或上盘的运动方向基本一致. 值得注意的是, 早白垩世的伸展构造不仅仅局限于华北克拉通, 在我国东北和华南, 甚至蒙古东部和俄罗斯贝加尔湖地区均发育具有相同特点的伸展构造. 早白垩世华北克拉通破坏峰期之后, 华北陆块东部已不再具有典型克拉通的属性, 表现形式之一是板内区域性旋转运动[28~30]; 变质核杂岩构造分析也揭示了华北克拉通东部区域性旋转运动与伸展构造存在时空耦合关系[25].2 华北克拉通破坏的空间分布华北克拉通破坏的空间分布, 是深入研究该破坏作用动力学过程和机制的重要依据, 而认识地壳和岩石圈结构性质是理解上述克拉通破坏空间分布的有效途径. 对华北克拉通破坏的早期认识主要来自对古生代金伯利岩和中新生代玄武岩及其地幔包中国科学: 地球科学 2011年第41卷第5期585体的岩石-地球化学研究, 由于地幔包体和岩浆岩空间分布的局限性, 对于缺乏岩石出露的沉积盆地和植被等覆盖区, 岩石学和地球化学方法在判断克拉通属性时往往会遇到困难. 近年来在华北地区开展的大规模宽频带流动地震台阵观测(图1)为从大区域获得华北克拉通破坏空间分布特征提供了科学依据.利用密集台阵资料获得的最新地震学成像结果显示[31~40], 华北克拉通现今地壳和岩石圈厚度存在明显的区域差异(图2). 克拉通东部普遍分布着薄的地壳(<35 km)和岩石圈(60~100 km), 其中地壳厚度横向变化不明显, 而岩石圈厚度则从东南边缘郯庐断裂带的60~70 km 向西北内部逐渐增加至90~100 km. 与东部相比, 华北克拉通中-西部地壳明显较厚, 一般在40～60 km 范围变化, 且大多与地形起伏成镜像关系; 中-西部岩石圈厚度显示出强烈的横向非均匀性, 即在稳定的鄂尔多斯盆地之下保留着约200 km 的“厚岩石圈”, 而在环鄂尔多斯的新生代银川-河套和汾渭裂陷区则为约80 km 厚的“薄岩石圈”, 且横向变化大(图2). 需要特别指出的是, 地壳和岩石圈厚度在克拉通东部与中部边界附近的显著变化, 与南北重力梯度带和地形的突然改变密切相关(图2).这些观测结果, 结合华北克拉通东部新生代相对饱满的岩石圈地幔特征和壳源岩浆岩的广泛分布[5,13,14,24,41], 清楚地表明华北克拉通东部曾经历了岩石圈地幔的整体性破坏以及地壳的强烈改造和减薄作用(主要是下地壳). 因此, 现今华北克拉通岩石圈地幔具有新生岩石圈地幔的性质, 地壳则是前寒武纪与显生宙地壳的“混合型” (或称其为古老克拉通地壳的改造型).华北克拉通中-西部主体为“厚岩石圈”与局部 “薄岩石圈”的观测结果说明, 华北克拉通中-西部地区并没有被破坏, 即还保留着克拉通整体稳定的属性, 仅发生了局部岩石圈改造或减薄. 这一深部特征的浅表响应是中-西部地区较低的地表热流和构造稳定性, 以及局部的中生代-新生代岩浆活动. 综上所述, 我们将克拉通整体稳定属性未变、而其地壳或岩石圈地幔结构和/或性质只发生局部变化的现象定义为克拉通改造.3 华北克拉通破坏的深部动力学深部地幔是克拉通破坏的重要动力来源, 问题图1 华北克拉通流动地震台阵分布NCISP, 华北内部结构计划; DNCC, 华北克拉通破坏计划. 紫色三角表示观测尚未结束的流动地震台站朱日祥等: 华北克拉通破坏的时间、范围与机制586图2 华北克拉通岩石圈厚度等值线图据文献[37~40]改编. 等值线上的数字表示岩石圈厚度值, 鄂尔多斯北部的虚线为根据文献[40]推测的结果是我们如何去理解这一过程. 我们知道, 地球内部间断面的结构与性质是制约地球动力学的关键因素. 因此, 对华北克拉通破坏深部过程的研究需要从认识深部间断面的结构与性质入手. 通过分析研究密集流动地震台阵资料获得的华北克拉通地幔过渡带结构图像[42~45], 揭示了地幔过渡带的厚度在华北克拉通东部和中部边界附近发生显著变化, 与此相伴随的是地幔过渡带底部(~660 km 间断面)结构与物性的明显横向变化(图3(a)). 结合矿物物理实验研究[47~49], 华北克拉通东部较厚的地幔过渡带(>250 km) 和中-西部偏薄的地幔过渡带(≤250 km)与区域地震层析成像显示的高速(低温)太平洋俯冲板块滞留在中国东部地幔过渡带、其前缘未超过太行山一线的图像[46](图3(b))相吻合, 并分别对应于华北克拉通东部的整体破坏和中-西部局部岩石圈改造或减薄(图2, 3(c)).华北克拉通东部和中-西部地幔过渡带厚度还有两方面的特征值得注意: 其一, 在岩石圈被整体破坏的东部和局部被改造或减薄的西部地区, 地幔过渡带厚度变化是不同的(图3(a), (c)); 比如, 在中-西部岩石圈被减薄到约80 km 的汾渭裂陷和银川-河套裂陷区, 地幔过渡带也比较薄, 厚度大多在245 km 以下, 尤其是岩石圈相对更薄的银川-河套裂陷之下, 地幔过渡带甚至不足240 km. 因此, 岩石圈被减薄的环鄂尔多斯裂陷区对应的是相对“薄的地幔过渡带”, 而岩石圈被整体破坏的华北克拉通东部对应的是相对“厚的地幔过渡带”. 其二, 克拉通东部岩石圈和地幔过渡带厚度的横向变化幅度大致相当(都为30~40 km), 而中-西部岩石圈厚薄差异非常显著 (>100 km, 图2), 但地幔过渡带厚度变化则相对平缓(<15 km, 图3(a), (c)). 这些差异特征进一步表明, 华北克拉通中-西部与东部经历的地幔动力学过程具有明显的差异, 正是这种差异造成克拉通东部整体被破坏, 而中-西部仅仅是岩石圈的局部改造或减薄.中国科学: 地球科学 2011年第41卷第5期587图3 华北克拉通地幔过渡带结构(a) 地幔过渡带厚度分布图[44]; 其中黄色圆圈代表地幔过渡带厚度和660 km 间断面结构都发生明显变化的位置; (b) 沿37°N 的E-W 向P 波速度扰动剖面[46]; (c) 沿A-A ′和B-B ′剖面地幔过渡带厚度与岩石圈厚度的横向变化对比4 华北克拉通破坏机制对于华北克拉通破坏机制, 一直存在很大争议. 我们重申, 垂向上的岩石圈减薄不等于破坏, 就像水平方向上的大陆裂解一样, 也不是破坏. 从动力学角度来看, 造成岩石圈强烈改造、减薄和破坏的原因不外乎两个, 即板块运动引起的板缘作用和深部地幔动力施加的板下作用. 这两者究竟哪种作用在华北克拉通破坏过程中扮演了更为重要的角色呢？对于这一问题, 需要从不断积累的观测和实验数据中寻求答案, 也需要我们从全球的角度来认识.目前, 全球主要的克拉通有南非、西伯利亚、北美、南美、东欧、澳大利亚和南极等. 通过分析已有资料, 我们发现除资料较少的南极克拉通情况不明外, 上述克拉通中只有南非克拉通没有岩石圈明显减薄的证据. 岩石圈减薄最具代表性的例子是印度克拉通, 它的岩石圈厚度从11亿年前约200 km 变化到现在的不足100 km [50,51]. 因此, 我们说克拉通岩石圈减薄是较为常见的地质事件, 并非华北克拉通独有. 对全球克拉通资料更详尽的总结发现, 上述岩石圈减薄主要与地幔热柱活动有关. 如印度克拉通的减薄就与导致65 Ma 德干玄武岩喷发的Reunion 地幔柱有关[52]. 然而上述克拉通岩石圈尽管普遍发生了减薄, 但大多仍然保留其克拉通整体稳定的基本属性, 没有出现强烈的壳内韧性变形与岩浆活动等地质事件. 例如印度克拉通, 其65 Ma 喷发的德干玄武岩目前仍呈水平状产出, 现今也无明显的大地震活动. 也就是说, 克拉通岩石圈减薄并不一定伴随克拉朱日祥等: 华北克拉通破坏的时间、范围与机制588通破坏; 如果再考虑到南非、西伯利亚、北美、南美等克拉通下方曾有过超级地幔柱活动、而这些克拉通仍保持稳定未被破坏的事实[53,54], 我们认为, 地幔柱有可能使克拉通岩石圈减薄, 但不能使其破坏. 大陆岩石圈稳定性模拟研究[55,56]也表明, 典型克拉通岩石圈底部的热-机械侵蚀作用是较为有限的, 即使直接位于超级地幔柱之上并与其发生相互作用, 克拉通岩石圈地幔根也需要大约2亿年以上的时间才能被显著侵蚀减薄[57], 更不用说克拉通的破坏. 排除了地幔深部运动施加的板下作用, 我们可以推论, 克拉通破坏可能更多地与板缘作用有关, 这在北美克拉通表现最为明显. 研究发现, 由于太平洋板块的俯冲作用触发了地幔的非稳态流动, 致使该克拉通西缘岩石圈不仅减薄, 而且被破坏了[58~60];同样, 现有的各种观测资料表明, 中生代以来太平洋板块向东亚大陆的持续俯冲所引发的非稳态地幔流动对华北克拉通东部的整体性破坏起了重要作用[13,24,36,61]. 这一结论首先来自太平洋俯冲事件与华北克拉通破坏在时间和空间上的相关性. 从时间上来说, 华北东部大规模岩浆活动[24]、区域性构造伸展[25,26,62]和大规模成矿[7,63]等均是反映岩石圈减薄和破坏的地质现象, 与太平洋板块生长速率显著增加和俯冲方向突然变化的时间相对应[63,64]. 从空间上来说, 南北重力梯度带和郯庐断裂带两条中国东部大型构造带的走向(图1), 也都显示出与太平洋板块俯冲的相关性. 新的地震学研究揭示, 华北克拉通东部的破坏与这些浅表地质特征和太平洋板块在地幔过渡带的滞留具有对应性(图2, 3). 这反映了太平洋板块俯冲过程对东部地区从地表到上地幔以及地幔过渡带的结构与物性都产生了强烈影响, 导致华北克拉通下方产生不稳定的地幔流动体系, 造成过渡带间断面形态的高度不均匀, 引起上地幔减压熔融或地幔物质沿着克拉通根向上流动和停滞在过渡带的俯冲板块部分沉入下地幔[45]. 另一方面, 上述不稳定的地幔流动体系及太平洋板块的俯冲还引起弧后拉张作用, 导致华北克拉通东部普遍发育NWW-SEE向伸展构造. 在这样的动力背景和非稳态地幔流动体系共同作用下, 早白垩世(130~120 Ma)华北克拉通东部岩浆活动达到高峰. 由此可见, 华北克拉通东部整体性的破坏与太平洋板块俯冲引起的地幔不均一流动密切相关. 太平洋板块俯冲之所以有别于华北克拉通所经历的其他板块俯冲事件(如晚古生代古亚洲洋向华北的俯冲、早中生代扬子向华北的俯冲等), 除了太平洋板块本身的特征和俯冲历史之外, 还与晚中生代全球构造背景有关. 在早白垩纪, 太平洋超级地幔柱的上升与特提斯洋关闭相关的地幔雪崩事件以及冈瓦纳大陆的裂解事件等使太平洋板块俯冲加速, 并引起其俯冲方向和速率的显著改变[24,63,65~68]. 大洋板块的快速俯冲与白垩纪全球地幔的整体明显升温[69], 增强了流体交代、熔融作用和岩浆活动, 触发了俯冲带及其邻近区域地幔流动非稳态的出现, 导致上覆岩石圈地幔弱化; 同时, 非稳态地幔流动进一步促使克拉通内力学薄弱带发生构造活化, 从而更有利于岩石圈的弱化和破坏(图4). 上述作用必然造成岩石圈底部热-机械-化学侵蚀效率的显著提高, 并进一步加速重力失稳和下地壳与岩石圈地幔拆沉等克拉通不同破坏方式的发生. 以上论证了太平洋板块俯冲导致的地幔非稳态流动是华北克拉通东部破坏的主因, 那么华北克拉通中-西部岩石圈局部改造或减薄的动力又来自何处? 如前所述, 中-西部地区以>100 km 的小尺度岩石圈厚薄差异和<15 km 的地幔过渡带厚度平缓变化为特征. 如果仅考虑温度因素, 根据矿物物理实验结果, <15 km 的地幔过渡带厚度差异对应于不到100℃的温度异常[70]. 显然, 中-西部强烈的岩石圈厚度变化不可能完全由这一弱温度异常及其所对应的现今深部地幔过程来解释. 该地区岩石圈显著减薄的两个新生代裂陷区都对应于早先存在于克拉通的古元古代构造带[40,71]. 相对于太古代克拉通的核心部分, 这些古老构造带强度相对较弱, 更易于受到后期构造事件的影响. 因此, 华北克拉通中-西部岩石圈局部改造或减薄与其早期本身的不均一性有关. 其中强度较低的活动构造带在后期的热-构造事件过程中, 较易成为受热更强烈和应变更集中的区域[72,73], 从而其岩石圈较易受到改造、弱化和减薄. 这种作用也使活动构造带对邻近的克拉通核心地区起到构造缓冲和保护作用, 并进一步导致中-西部地区长期稳定的鄂尔多斯与环鄂尔多斯活动带之间岩石圈结构存在强烈的差异性[40,71]. 事实上, 与华北中-西部类似的克拉通岩石圈局部改造或减薄, 以及克拉通核心区与周边活动带壳幔结构的强烈差异, 在南非[74]、欧洲[75]、西伯利亚[76]、东非[77]、北美[78,79]等克拉通都被普遍观测到, 而活动构造带对邻近克拉通的缓中国科学: 地球科学 2011年第41卷第5期589图4 华北克拉通破坏与改造的地幔对流机制冲和保护作用也被地幔动力学数值模拟研究所证实[80], 成为克拉通能够长期稳定的一个重要因素. 基于上述分析可知, 晚古生代古亚洲洋向华北的俯冲、早中生代扬子向华北的俯冲甚至印度板块向欧亚大陆的俯冲等地质事件都会引起华北克拉通中-西部构造薄弱带局部改造或岩石圈减薄, 但不会造成西部克拉通整体稳定属性的改变.5 结语新的研究结果表明, 华北克拉通破坏不是一个特殊的地质现象, 而是特定构造环境下大陆岩石圈演化的产物. 对华北克拉通破坏的研究意义, 不仅在于它的东部破坏程度明显超过世界上其他的克拉通[19], 成为古老克拉通遭受破坏的最典型地区[81], 还在于它的中-西部岩石圈局部改造或减薄可能还反映了克拉通演化过程中另一个更为普遍的现象和规律. 所以说, 华北克拉通破坏所蕴含的丰富地质内涵使它成为探索大陆动力学的极佳场所. 因此, 继续加强对华北克拉通破坏的研究, 并将其置于全球构造背景下, 从区域差异性和共性角度进一步认识大陆的稳定与破坏以及大陆形成和演化规律, 是中国科学家能够为全球地球科学事业做出突出贡献的重要突破口.致谢两位审稿专家提出了宝贵的修改意见和建议, 谨表谢忱.参考文献1 Rudnick R L, Fountain D M. Nature and composition of the continental crust: A lower crustal perspective. Rev Geophys, 1995, 33: 267-3092 Pearson D G. The age of continental roots. Lithos, 1999, 48: 171–1943 Wilde S A, Valley J W, Peck W H, et al. Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4Gyr ago. Nature, 2001, 409: 175–1784 池际尚, 路凤香. 华北地台金伯利岩及古生代岩石圈地幔特征. 北京: 科学出版社, 1996. 2925 Xu Y G. Thermo-tectonic destruction of the Archean lithospheric keel beneath the Sino-Korean Craton in China: Evidence, timing andmechanism. Phys Chem Earth, 2001, 26: 747–7576 Gao S, Rudnick R L, Carlson R W, et al. Re-Os evidence for replacement of ancient mantle lithosphere beneath the North China Craton.Earth Planet Sci Lett, 2002, 198: 307–3227 Yang J H, Wu F Y, Wilde S A. A review of the geodynamic setting of large-scale Late Mesozoic gold mineralization in the North ChinaCraton: An association with lithospheric thinning. Ore Geol Rev, 2003, 23: 125–152。

中国东部岩石圈热状态与流变学强度特征

的困难，本研究采用局域均衡原理约束中国东部岩
石圈的温度分布。结果以４、０１０ｍ深度的１０７、０ｋ。
１９；ｎ，０１２０；介寿等，０２２０；Ｊ９８Ｗａｇ２０、０７朱２０、０６ｉｅａ．２０；ＷａｇａｄＳｎ２１）因此，中国ｔ１，０９ｎｎｕ，００。对
不均匀，了华南褶皱带之外的中国东部其它造山除
带的热流值相对于盆地区的热流值而言数量也不成
比例（汪集畅和黄少鹏，１９；Ｗａｇ９６２０；９０ｎ，１９、０１Ｈｔ１，００ｕｅａ．２０；胡圣标等，０１。为避免由于地２０）理பைடு நூலகம் 布偏差以及某些热流观测值的内在误差所导致
热流观测值（ｕｎｔ１，１９ａｂＨａｇｅａ．９６，；Ｗａｇ９６。ｎ，１９）
遗憾的是，中国大陆的热流观测点的地理分布非常
收稿日期：００— ２—２２１００；改回日期：００— ６—１２１０９基金项目：国家重点基础研究发展计划下属２０Ｃ４５００８Ｂ２７４课题、家自然科学基金项目（０７１８９８４０４３６１，０００３、国４５２２，０１０６，０７０３４１４０）中央高
中国东部岩石圈热状态与流变学强度特征

华北克拉通岩石圈减薄

中山大学研究生学刊（自然科学、医学版）第37卷第1期JOUＲNAL OF THE GＲADUATES VOL.37ɴ12016SUN YAT-SEN UNIVEＲSITY（NATUＲAL SCIENCES、MEDICINE）2016华北克拉通岩石圈减薄*陈耀明（中山大学地球科学与地质工程学院，广州）【内容提要】本文针对于目前处于地质学中讨论的比较多的华北克拉通岩石圈减薄这一科学问题进行了相关资料的搜集，并从华北克拉通减薄发生的时间、减薄的程度、过程的时空不均一性以及其发生机制进行了相关探讨。

【关键词】华北克拉通；岩石圈减薄；热侵蚀作用引言克拉通是形成于地球表面、由上部古老的大陆地壳和下部的岩石圈地幔所组成的相对稳定的构造单元。

在地球演化的初期，由于地幔中的镁和铁在熔融温度和密度这两个物理性质的不同，导致在部分熔融的过程中，具有较低熔点的富铁组分会先于镁组分熔出而形成玄武岩浆，剩余富镁的残余组分。

而后又由于富镁的残余组分相对于富铁组分具有更小的密度，因此富镁的残余组分得以漂浮于富铁的软流圈之上，形成岩石圈地幔。

因此，克拉通岩石圈，尤其是古老的岩石圈地幔，由于分异程度大，都普遍具有较低的密度，因此能够稳定的存在于软流圈之上，加之本身具有巨大的岩石圈厚度（大于200公里）以及较低的热流，因此能够使其受到更少的其他地质作用的影响，得以保持其长期的稳定性，成为地球上最稳定的构造单元。

但是，我国的华北东部克拉通因其显生宙以来的再度强烈活动而与全球其他地区的古老克拉通有所区别。

克拉通内部奥陶世含金刚石金伯利岩、石榴石橄榄岩捕虏体的出现，以及对橄榄岩捕虏体、地幔矿物捕虏体、地幔矿物捕虏晶的稳压计算结果和Ｒe-Os 同位素资料都表明，华北东部在古生代时期是一个古老的、巨厚的、冷的岩石圈。

其岩石圈地幔主要由主量元素亏损的方辉橄榄岩和二辉橄榄岩组成，即具有典型的克拉通岩石圈地幔特征［1］。

然而，对新生代玄武岩所携带的二辉橄榄岩捕虏体的主微量元素和Sr-Nd同位素的研究表明，新生代华北东部岩石圈相对薄（小于80公里）、地温梯度高，且岩石圈地幔具有饱满的主量元素组成，具有构造活动带地区的”大洋型”岩石*收稿日期：2016－03－10作者简介：陈耀明，男，1993年3月生，福建福州，中山大学地球科学与地质工程学院2015级硕士研究生，地质学；E-mail：342553680@华北克拉通岩石圈减薄圈地幔的特征［2－5］。

大陆岩石圈地幔异剥橄榄岩化的证据和意

大陆岩石圈地幔异剥橄榄岩化的证据和意林阿兵;戴宏坤;张宏福【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2023(39)1【摘要】异剥橄榄岩化是地幔橄榄岩与硅不饱和熔体发生强烈相互作用的地幔过程。

这一过程通常伴随地幔物理-化学性质的显著改变,与克拉通岩石圈减薄和破坏密切相关。

本文梳理了前人对异剥橄榄岩化的驱动机理、结构和成分特征及其对大陆稳定性影响等方面的定性认识,并在此基础上通过热力学模拟,刻画了不同属性地幔与熔体在不同温度压力条件下的相互作用过程,目标是为定量限定异剥橄榄岩化的发生条件、物理-化学效应及地球动力学意义。

研究显示,异剥橄榄岩化通常会出现磷灰石、角闪石、金云母和碳酸盐等标志性交代矿物,并以斜方辉石被单斜辉石替换为典型特征,还可发育海绵边、熔体囊(已冷却结晶为单斜辉石、橄榄石等细粒矿物)和矿物环带等非平衡结构。

热力学模拟表明,熔岩反应过程受原岩、熔体性质以及熔/岩比例的共同控制,不同属性地幔(难熔方辉橄榄岩、饱满二辉橄榄岩)与贫硅(如霞石岩)熔体反应都能生成富单斜辉石橄榄岩,且在较高压力(如2.5GPa和4.0GPa)条件下更容易形成异剥橄榄岩;相比之下,不同性质地幔与富硅(如MORB)熔体反应在任何压力条件下均不能产生异剥橄榄岩。

此外,两类熔体参与的熔岩反应均能引起围岩密度逐渐增加,并在高压条件下能导致饱满岩石圈地幔密度超过地幔参考值、达到岩石圈失稳的条件。

因此,本文从热力学的角度定量约束了异剥橄榄岩化的发生条件和对岩石圈地幔的影响,为前人提出的橄榄岩熔体反应能够造成岩石圈地幔减薄和破坏这一概念模型提供了理论实证,对评估大陆稳定性具有重要意。

【总页数】11页(P93-103)【作者】林阿兵;戴宏坤;张宏福【作者单位】西北大学地质学系;中国地质大学;浙江大学地球科学学院【正文语种】中文【中图分类】P542.5;P578.942【相关文献】1.北部湾涠洲岛橄榄岩中熔体包裹体——大陆岩石圈地幔交代作用的新证据2.华北东部大陆地幔橄榄岩组成、年龄与岩石圈减薄3.内蒙古阿尔山—柴河地区陆下岩石圈地幔性质研究——第四纪碱性玄武岩中橄榄岩捕掳体中单斜辉石微量元素证据4.古大洋岩石圈地幔流体组成——来自玉石沟地幔橄榄岩的证据5.华北岩石圈地幔的多次组成转化过程:橄榄岩与不同来源熔体间的相互作用——来自地幔橄榄岩捕虏体的岩石学和Li、Fe等同位素地球化学证据因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。