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地幔柱构造地幔柱构造 Mantle Plume TectonicsMantle Plume Tectonics 地幔柱构造 Mantle Plume Tectonics 第一章 地幔柱构造的基本思想与理论 第二章 与地幔柱有关的几个问题 第三章 地幔柱构造的主要标志与特征 第四章 地幔柱构造的岩浆作用 第五章 地幔柱构造的成矿作用 第六章 我国与地幔柱/热点有关的 重要成矿区带 第一章 地幔柱构造的基本思想与理论 一、地幔柱构造理论产生的历史背景 1、热点假说提出与地幔柱思想的产生 在板块构造理论提出之前，Wilson（1963，1965）首先 提出了热点假说，用于解释夏威夷岛链火山岩的成因。但他 发表在加拿大物理学杂志上的论文在地质界的影响不大 。直到10年后，Morgan（1971，1972）发表了一系列论文 ，支持并发展了热点学说，才使得更多的人了解此学说。 Morgan（1971，1972）认为地幔内存在着一种上升的、圆 柱状的、局部熔融的物质流即“热柱”（Hot Plume）。热 柱到达于地表之处或地幔热流上升之处，称之为“热点”（ Hot Spot）。上升的炽热地幔柱可把上覆岩石圈抬升，使地 壳呈现巨大穹隆构造，当地幔柱冲破岩石圈则形成热点。因 此，热点是地幔热柱在地表的反映，以火山作用、高热流和 隆起为标志（Wilson，1973）。 热点的特征： Wilson（1973）曾就热点的特征概括为：上 隆，基岩出露于海平面之上；上隆处有火山作用，产生碱性 玄武岩和流纹岩以及海底拉斑玄武岩，它们有独特的同位素 比值和地球化学特征；重力高；在海洋，有时在大陆上，一 维有时是二维无震脊，由热点处向外延伸；高热流。这5个 方面实际上指的是热点的地形、岩石和地球化学、地球物理 、地震和地热流特征。 热点在大洋环境中形成的火山岛链（海山链），被称之 为热点行迹，它们比周围洋底高1-2km，形成一条长1000 2000km的异常地形高地。海山链中的海山，称之为洋岛， 它主要由拉斑玄武岩组成，又称为洋岛玄武岩（OIB）。火 山岛链中的最大或最新大规模喷发的火山洋岛，往往直接称 之为热点。大洋内线状排列的火山岛链，是大洋岩石圈活动 板块在上地幔中的热点（固定热地幔源区）之上运动所留下 的痕迹。 地幔柱作用于活动板块留下热点轨迹示意图 Morgan（1971，1972）进一步提出太平洋中的热点是一系 列狭窄的热隆起，并将其称之为幔柱（Plume）。热点被认为 是由称之为“地幔柱”的地幔物质上涌形成的。Morgan认为地 幔柱可能起源于接近地核的地幔深处，由于热不稳定而上升， 直径约150km，移动速度相对较小，为火山作用提供热和火山 物质，是板块移动的驱动力。Morgan（1972）又指出，热点 是地幔隆升在地壳中的一种表现，是地幔柱上升的地点，认为 Wilson（1963）所指的固定热地幔源区，实际上是一个产于地 幔底部热边界附近的热幔柱，把炽热的圆筒状岩石类物质流， 称之为地幔柱（Mantle Plume，或译为地柱、热点、地幔羽、 热缕、热柱、热幔柱、幔羽、幔柱、地幔热柱、地幔热流柱、 地幔柱构造等）。 显然，地幔柱思想的产生，最初起源于热点假说。 2、地幔柱与热点的研究与进展 与2030年前Wilson（1963）和Morgan（1971，1972）的热 点假说以及初期的地幔柱理论相比，现在的地幔柱理论又取得 了许多新的进展和新的认识，主要有： （1）热点对地球表面的影响 热点对地球表面的影响，实质上是热点在浅部地壳的地质作 用的表现。主要体现在地形、地貌和岩浆活动等方面。 例如，Wilson（1973）提出热点活动地区具有鲜明的高地形 隆起，而且可以保持很长时间，这是热点的一个重要特征。 Burke和Dewey（1973）指出，大陆裂谷发育于热点之上的热 穹隆上。当热点和上覆陆壳相对运动极不明显或者规模很小时 ，地幔热点对上覆陆壳的作用将更加明显与强烈，地幔柱中形 成的岩浆可以穿透陆壳，在一定条件下形成包括玄武岩、过碱 性镁铁质岩和碳酸岩、过碱过铝性的长英质岩石等在内的各种 火成岩。 当地幔柱之上为古老的地壳软弱带时，往往发育 热点的岩浆作用；当地幔柱之上为稳定的克拉通时， 通常仅仅产生穹隆，形成高点；而在热点或高点之间 ，一般是较大的盆地，对应着深部的地幔下沉带。 当大陆岩石圈从一个强大的热点之上漂过时，就 会形成一串反映岩石圈运动轨迹的玄武岩火山。大洋 中线状排列的火山岛屿或海山，是大洋岩石圈在上地 幔中的热点之上运动所形成的轨迹；而扩张脊和大洋 盆地等，则是地幔热点之上大陆裂谷大洋裂谷的发 展与演化的结果。 （2）热点与地幔柱的分类 Wilson（1973）曾将热点分为5类： 位于南大西洋中脊和东太平洋隆起或其附近的热 点； 洋中脊其它部位的热点； 与裂谷带有关的年轻热点； 可能固定于海底的年轻热点； 已被掩盖的老热点。 这5个类型基本概括了产于大陆和大洋两个不同地 壳环境中的热点。 从起源的角度， Maruyama等（1994） 丸山德茂和Fukao等（ 1994）以核-幔界面（ 2900km）、上地幔底界 （670km）、岩石圈底 界（100km）深度为界 ，将地幔热柱划分为一 、二、三次柱，这种分 类体现了地幔柱的多级 演化特征。 从演化的角度，地幔 柱又可分为4类：初始 阶段的地幔柱；上升 阶段的地幔柱；作用 于地壳的地幔柱；衰 退阶段的地幔柱。 地球的超级地幔柱示意图 （据Maruyama，1994） 按产产出环环境划分 按起源深度划分 按演化阶阶段划分 产产于大陆陆地壳的 热热点 深源：2900km 核-幔边边界 初始阶阶段的地幔柱 上升阶阶段的地幔柱 产产于大洋地壳的 热热点 浅源：670km 不连续连续 面 作用于地壳的 地幔柱 衰退阶阶段的地幔柱 热点与地幔柱的分类 （3）热点与地幔柱的分布与数量 在地球上，分布有多少个热点与地幔柱，不同的学者提 出了不同的看法。Wilson（1963）提出了夏威夷岛链及其 它6个类似的岛链；Morgan（1972）最初列出了21个， Wilson（1973）提出了66个；Burke和Dewey（1976）后来 增至117个；但Chase（1979）认为只有24个；Crough和 Jurdy（1980）认为比较可靠的热点为40多个。等等。 Stothers（1993）认为如果地幔柱到达地表后引起大规 模溢流玄武岩的巨厚块状堆积，那么，地球上有14个大陆 溢流玄武岩省，形成于25017Ma，代表着14个热点；而 按其所代表的陆地面积（占地球表面积30%）推算，海洋 中（占地球表面积70%）可能有30多个热点，即全球有约 45个地幔热柱。 地幔热热柱名称 产产出位置及产产物 夏威夷（Hawaii） 阿森松（Ascension） 阿法尔（Afar） 黄石（Yellow Stone） 冰岛岛（Iceland） 克尔格伦伦（Kerguelen） 亚亚速尔（Azores） 喀麦隆山（Mount Cameroom） 费费尔南多（Fernado） 圣海伦伦娜（St. Helena） 詹玛玛因（Jan Mayen） 路易斯维维尔（Louisville） 留尼汪（Reunion） 峨眉（Emei） 太平洋，夏威夷群岛岛 大西洋非洲、阿森松岛岛 非洲，埃塞俄比亚亚 北美洲，哥伦伦比亚亚斯内克河 北美洲，冰岛岛格陵兰兰脊 南极洲，高斯贝贝尔格 大西洋，北美东东 非洲，喀麦隆线线 大西洋，费费尔南多 大西洋，圣海伦伦娜 欧亚亚，西伯利亚亚 太平洋，翁通爪哇 印度洋，留尼汪莫里斯德干 峨眉山 地球上主要的地幔热柱 （4）热点与地幔柱的热动力学特征 Wilson（1973）认为，热点是彼此相对固定的，可作为板 块漂移方向与速度的参照物。然而，Molnar和Atwater（1973 ，1975）认为，对热点体系在21Ma和38Ma以前的位置做了恢 复，发现有的热点以每年12cm的速度相对运动。因此，热 点也是在运动的，仅仅是相对板块的位移显得更小、更慢。 这一点反映了软流圈内物质演化与深部地幔对流速度快与慢 的差异。 热点与地幔热柱，通常对应着热异常区。当然，当热点和 地幔柱中，含有异常丰富的挥发组分时（如Cl、F、Br以及轻 稀土元素），流体将起重要作用，富水的地幔将降低地幔柱 的温度，显著地降低熔点，形成不很热的“湿热点”。“湿热点 ”可能是地幔柱的前锋，具有化学成分的特殊性，热异常可能 并不十分突出。富挥发组分的流体，可能主要与地幔射气有 关。 因此，Anderson（1975）强调地幔柱的化学成分与周围地 幔之间存在显著的差异，认为热点与其说是“热柱”，还不如 说是“化学柱”。Olson和Yuen（1982）指出，地幔柱既是“热 柱”，又是“化学柱”，故称之为“地幔热化学柱”。 （5）热点与地幔柱的源区特征 板块构造研究的主要是地球的表皮构造，而地幔柱所涉及 的深度和范围显然要大得多。关于热点与地幔柱的源区，主 要有两种观点：热点起源于上地幔底部或下地幔底部的热边 界层（Parmentier，1975；Bonatti，1990）；核-幔边界或地 幔底部的D层（具有较高的温度和较低的粘度）是地幔柱的 最终源区（Anderson，1975；Loper和Stacey，1983）。 二、基本概念与理论 早在1963年，Wilson提出象夏威夷这样的岛链， 可以看成是板块之下的固定源区在活动板块上留下的 痕迹（图1-2）。后来，他进一步明确提出：热点是从 地幔中上升的地幔热柱在地表的反映，并以火山作用 、高热流和隆起（uplift）为标志（Wilson，1973）。 Morgan（1971）进一步发展了这一概念，认为固 定的源区实际上就是起源于地幔之下一个热边界层的 热柱。按照Morgan的提法，地球深部来源的物质是由 于放射性元素分裂、释放热能，从重力高的地点的火 山底下上来的。炽热上升的圆筒状岩石类物质流就称 为地幔柱（mantle plume）。 地幔柱作用于活动板块留下热点轨迹示意图 Wilson和Morgan的上述看法成为现今各种模式的理 论基础，包括： 地幔柱的根主要在深部地幔或核-幔边界（有一种意 见认为起源于部连续界面）； 当垂直运动的地幔柱到达岩石圈底部时，地幔物质 的流动变为水平方向并各向扩散，形成具有火山活动 的热点并可能使岩石圈凸起； 与地幔柱内集中的上升流相平衡的回流，地幔物质 其余部分非常缓慢的向下运动来完成，日本学者称之 为“冷幔柱”； 放射状流体施加给岩石圈板块的合力以及各板块沿 边界相互制约产生的力，确定了板块运动的方向。 1、地幔柱的生成条件 大多数热点的寿命至少在100Ma，其相对移动速度一般远低 于1cm/a。在这种“稳定”条件下，热点可以缓慢地、连续地激 发“原始”物质，也就是说这些物质从未进入浅部的地球化学层 圈中参与循环（DePaolo，1996）。他们可以出现在大洋，也 可以出现在大陆。海洋中的热点一般小于500km，大陆上的热 点则要大得多。但它们在地幔中的通道尚未被地震资料很好地 揭示过，因而推测它们是由粘度低于周围地幔几个数量级的物 质组成的，这一点可以从某些热点于附近洋中脊之间存在相联 系的通道得到证实（Morgan，1978；Schilling，1985）。所 有这些特点表明热点起源于地球深部的热边界层，并且在一个 非常狭窄的通道内已很快的速度穿过地幔而上升到地表。 地幔柱物质与其周围地幔物质之间的粘度差异，对地幔柱 的生成和迁移至关重要。Yuen和Schubert（1976）认为有赖于 温度的粘度对于解释地幔柱的起因具有关键意义。近年来在 Peter Olson实验室进行的高温高压腔实验，很好地显示了地幔柱 的一些特征，它表现为巨大的球状顶冠和狭窄的尾部构造，在狭 窄的尾巴状通道中流体快速上升。最近，Sleep等（1988）强调 地幔柱的形成只有在地幔柱物质的粘度低于周围物质至少2个数 量级的条件下才有可能。 如果地幔柱存在于地幔中，必然在深部有一个浮柱状的低粘 度物质源区，而在近地表出现下陷。源区应该能够提供粘度低于 周围地幔几个数量级的物质。670km处的不连续层可能是地幔柱 的一个源区，但在这一深度没有地震资料表明存在低粘度区。核 幔边界的D层是最可能的物质源区。地核可能正在冷却（Stacey 和Loper，1984），其丢失的热量加热了地幔底部的一层物质。 由热引起的这一层构造在动力学上类似于地幔柱，因为它具有较 低的粘度，可以成为流体流动的通道。 热的低粘度物质通过地幔柱通道流动，当它遇到冷的岩石 圈时就分叉，从而在地表形成热点（Crough，1978；Olson 和 Nam，1986）。地幔柱物质中只有很小一部分到达地表并呈热 点火山作用表现出来，其余部分提供给了岩石圈之下的低粘度 软流圈（White和McKenzie，1989）。D层、地幔柱以及软流 圈就象给较冷的地幔裹了一层低粘度的毯子一样。 按照这种模式推测，岩石圈板块可以在低粘度软流圈之上 相对自由地滑动。 地球内部结构于地震波速的变化图 2、地幔柱的启动 80年代后期，地幔柱的研究由稳态模式向时间变量模式 发展。尽管Loper 和Stacey（1983）证明可以出现稳态地幔柱 ，但这种情况在地球上部可能存在。因为，由稳态地幔柱引 发热晕所需要的时间超过了地球的年龄。这就需要进一步研 究地幔柱的启动机制和脉动性，而研究地幔柱的启动机制由 需要研究地幔柱源区D层的动力学特征。地幔柱的脉动是最 近通过观察先存地幔柱通道中的孤立波而发现的。 Whitehead和Luther（1975）最先研究了地幔柱的启动机 制，结果表明低粘度浮柱物质的初速水平层由于动力学失稳 而导致地幔柱形成。浮柱流体的球状隆起引发了上覆粘滞流 体中地幔柱的产生（类似穿刺构造），并通过尾部管道中浮 柱物质的不断供给而使地幔柱扩大。如果浮柱流体得到充分 的补给，当穹隆到达流体层的表面时，管道就可以演化为成 熟的地幔柱。但Maruyama等（1994）丸山德茂和Larson等 （1996）偏重于俯冲板块的沉降作用引发地幔柱。 Yuen和Peltier（1980）研究成果也认为在地幔条件下，热 D层很不稳定，能够演化为快速上升的柱状构造，并在巨大的 浮力过剩和粘度亏损条件下绝热上升到地表。但是，Ribe（ 1988）和Griffiths（1990）研究认为除非通过一个热的通道或 者热物质的不断补充，上升的热流体球可能迅速失热，而且， 地幔柱的上升将导致D层热物质源区的亏损，引起幕式流动。 3、地幔柱与地幔对流系统的相互作用 地幔柱的显著特点之一就是其固定性，即相互之间的相对 移动速度很小，仅为板块之间相对移动速度的1/5（Duncan， 1981；Morgan，1982，1983；Molnar 和Stock，1987）。 第二个显著特点是地幔柱玄武岩不同于洋中脊玄武岩的独 特的地球化学性质。这些特点对地幔柱玄武岩起源、定位及其 地幔对流系统之间的相互作用都有一定的控制意义。地幔柱最 可能的起源深度是D层，尽管Anderson（1981）认为可能更 浅。 正如Morgan和Deffeys（1972）最初设想的，深地幔柱是 下地幔中对流上拱的一种表现，即地幔柱起了将下地幔中的 热带到地表的作用。但也有资料表明，地幔柱向上输送的热 能可深达地核，而导致下地幔冷却的对流方式跟地幔柱并无 直接关系（Loper，1985；Davies，1988）。地幔柱可以产生 一个向上移动的热晕，尽管移动速度由于粘度随温度变化而 变得很小。热晕中的移动速度比地幔柱本身小得多，但粘度 更大、涉及面更广，因而可能起到更大的牵引作用。 地幔对流也可以已以多种方式对地幔柱产生影响。其中 之一就是通过地幔中水平运动的垂向剪切使地幔柱向上翘起 或倾斜。另一方面，软流圈具有明显的剪切作用，从而使地 幔柱分散开来形成孤立的洋岛（Whitehead，1982；Richards 等，1988；Griffiths等，1989）。 三、全球构造新概念 近年来，一些日本学者（如Maruyama等（1994）丸山德茂 ；Kumazawa；Fukao（1994）提出了全球构造的理论框架（ 图1-3王或图1-5李），即全球构造（whole Earth tectonics），包 括生长构造（growth tectonics）、地幔柱构造（plume tectonics ）、板块构造（plate tectonics）、收缩构造（contraction tectonics）和末端构造（terminal tectonics）。他们的提法虽然 与欧美学者不完全一致，但这一全球构造的理论核心也是地幔 柱构造。他们通过P波在地幔中传播的层析方法，模拟了阿尔卑 斯、地中海中部、沙特阿拉伯、特提斯和南极大陆几种不同的 地幔结构，认为海洋板块可以俯冲到670km深处，岩石圈物质在 那里滞留下沉，一直到地幔底部，动摇核幔边界的稳定性并激 发地幔柱向上运动。 全球构造体系示意图（据Kumazawa和Maruyama，1994 ） 日本学者通过地震层析成像技术推测的地幔柱构造如（图1- 4）所示，它主要表现为地幔柱在上升过程中的演变。他们还指 出在太平洋及非洲大陆下面为巨大的上升流，而亚洲大陆之下 为巨大的下降流（图1-5），分别称为超级热幔柱和超级冷幔柱 ，它反映了地幔内存在巨大规模的对流。据此，Maruyama等（ 1994）进一步提出了地幔柱上升与板块俯冲的构造模式（图1-6 ），将板块构造的产生、消亡与地幔柱作用联系起来解释，为 全球构造新概念的建立奠定了基础。 地幔柱构造的多级演化结构图（据Maruyama，1994） 地球的超级地幔柱示意图 （据Maruyama，1994） 超级地幔柱的成生模式图 （据Maruyama，1994） 板块构造主要为670km深处的地幔转变带提供冷岩片的物 质供应，在那里冷岩片自100400Ma以来处于停滞状态，直到 相变过程中由于吸热作用引发灾害性重力失衡尔重新活动。由 此引起的冷幔柱向下（外核）运动可激发Fe-Ni物质新的向内核 流动。在冷行星空间环境，冷幔柱的作用是主要的，而超大规 模热幔柱是被动的。热幔柱的上升引起大陆的打开以至于裂解 ，并且可以锚固其上的扩张轴直到新的俯冲带形成。俯冲带一 旦形成，板块构造叫独立于地幔柱构造，而洋中脊则变成一个 通向地幔的“窗口”。超大规模地幔的上升流可以通过带状挤 压（belt-squeezing）而形成，如中Pangean地幔柱链；也可以通 过围限式挤压（surrounded-squeezing）而形成，如太平洋超级 地幔柱（图1-6）。二者均起源于核幔边界，停滞的岩片一旦发 生冷崩塌，将干扰核幔边界的稳定性。 地球的超级地幔柱示意图 （据Maruyama，1994） 超级地幔柱的成生模式图 （据Maruyama，1994） 一系列超级地幔柱的活动将导致超大陆的裂解，裂解下来 的碎块则逐渐漂移、散布到收缩的超级洋中。在大陆裂解的早 期阶段，热地幔柱随机产生于下地幔；同时，一个巨大的冷幔 柱可能形成于新生成的复合大陆之下。如200Ma通过广泛的陆- 陆碰撞及威尔逊旋回后期的拼合作用而形成的劳亚古陆（ Laurasia）（图1-7）。下地幔中的这种冷幔柱一旦形成，将明 显地控制上地幔的对流方式，以至于所有大陆都趋于被吸纳到 这一超级冷幔柱中，直到所有大陆联合成超大陆。在这一拼合 起来的复合大陆的中部将产生一个巨大的克拉通沉积盆地，它 是冷幔柱在地表的一种表现形式。300Ma以来南太平洋中的高 地形隆起以及现在的非洲大陆则是热幔柱在地表的显示。在威 尔逊旋回中，对停滞岩片的冲洗非常重要，可以控制海平面的 变化、板块的诞生、大陆的裂解并促使地球旋转。因此，板块 构造只是一个非常表面的现象，占地球直径的不到1/10，而地 幔柱构造则起主导作用。这些日本学者认为，对地幔热物质 对流、超构造圈层的打开及外地核的对流起控制作用的是冷幔 柱，而不是热幔柱。 冷幔柱与热幔柱的关系（据Maruyama等，1994） 四、地幔柱的结构特征 与实验模拟 1、地幔柱的结构特征 地幔热柱具有巨大的球状顶 冠和狭窄的尾部结构，在狭窄的 尾巴状通道中流体快速上升（ Campbell和Griffiths，1990）（ 图1-3）。巨大的冠形柱头是因为 源自深部的热浮物质难以快速上 升和大规模运移而大量堆积，狭 长的尾柱是因为高温、低粘度地 幔物质沿已有通道可以快速上升 。在热浮力驱动下，伴随深源热 物质的持续供给，地幔热柱仍保 留巨大头冠、狭长尾柱形态结构 而上升。 地幔热柱的实验形态结构 实验显示的地幔柱结构（据Campbell等，1989） Campbell和Griffiths（1990）建立 了地幔热柱动力模型，岩浆熔体形 成于地幔热柱的高温轴部的尾柱区 ，其压力条件比冠状柱头稍高。地 幔热柱尾柱高温物质部分熔融，可 形成不受地幔影响的苦橄质岩浆或 苦橄玄岩浆或科马提岩。冠状柱头 物质上涌释压减薄或下部尾柱岩浆 的加热，发生熔融产生岩浆。由于 冠状柱头具有化学分带和物质混合 特征，产生的岩浆也表现出两源混 合地球化学特征。尾柱的大量熔融 和熔浆的凝聚上升，为地幔热柱的 头部区提供地幔岩熔融所需要热源 和降低岩浆熔融温度的挥发组分。 因此，尾柱的熔融使冠状柱头具备 形成熔浆的热异常和含水条件。 地幔热柱的实验形态结构 Olson和Yuen（1982）把地幔热柱称为热化学地幔柱，认为地 幔中的化学分层阻止不了热化学幔柱从D层上升到地表。 Yuen和Schubert（1976）建立了可变粘度流体二维地幔柱的理 想化模式。 Li和Guan（1983）对恒定粘度的流体进行了轴对称热地幔柱研 究，建立了可变粘