（地球化学专业论文）不同时代麻粒岩中的长石水含量：下地壳含水性的演化.pdf

u n i v e r s i t yo fs c i e n c ea n dt e c h n o l o g yo fc h i n a ad i s s e r t a t i o nf o rm a t e r sd e g r e e w a t e rc o n t e n t so ff e l d s p a rin g r an uli t e sw i t hd i f f er en ta ge s - 一- 一 一 - o 匕v o iu t i o no fw a t e rint h ei o w e r c o n t in e n t a ic r u s t a u t h o r sn a m e ： s p e c i a l i t y ： 一 s u p e r v l s o r ： - f i n i s h e dt i m e ： g u i c a y a n g u l c a ly a n g e o c h e m i s t r y p r o f q u n k ex i a j u n e2 加，2 0 11 中国科学技术大学学位论文原创性声明 本人声明所呈交的学位论文，是本人在导师指导下进行研究工作所取得的 成果。除已特别加以标注和致谢的地方外，论文中不包含任何他人已经发表或 撰写过的研究成果。与我一同工作的同志对本研究所做的贡献均已在论文中作 了明确的说明。 作者签名：如翱签字日期：趁丛：上。丝 中国科学技术大学学位论文授权使用声明 作为申请学位的条件之一，学位论文著作权拥有者授权中国科学技术大学 拥有学位论文的部分使用权，即：学校有权按有关规定向国家有关部门或机构 送交论文的复印件和电子版，允许论文被查阅和借阅，可以将学位论文编入中 国学位论文全文数据库等有关数据库进行检索，可以采用影印、缩印或扫描 等复制手段保存、汇编学位论文。本人提交的电子文档的内容和纸质论文的内 容相一致。 保密的学位论文在解密后也遵守此规定。 玉开口保密( 年) 作者签名： 盘数 导师签名： 签字日期：砬! l ：! 里 摘要 摘要 本文选取华北克拉通东南缘的早古生代松树沟麻粒岩和桐柏麻粒岩地体以 及古元古代莒南麻粒岩包体( 其寄主岩为新生代的玄武岩) ，应用傅里叶变换红 外光谱( f t i r ) 和电子探针( e m p ) 技术，对主要组成矿物( 斜长石、单斜辉 石、斜方辉石和石榴石) 的水含量和主量元素进行了配套分析。并与前人报道 的中生代道县麻粒岩包体、汉诺坝麻粒岩包体和古元古代汉诺坝麻粒岩地体和 女山麻粒岩包体的相关数据进行了对比。 电子探针结果显示，早古生代和古元古代的麻粒岩样品中主要矿物的化学 组成存在较大的相似性，他们都与与中生代的样品存在差异。各样品矿物之间 和矿物颗粒内部的成分相对均一。松树沟麻粒岩中的石榴石具有较均一的水含 量和较均一的化学成分，这与前人研究的汉诺坝麻粒岩地体中的石榴石的不均 一不同。 红外光谱显示，麻粒岩中的名义上无水矿物都含有以o h 和h 2 0 形式存在 的结构水。莒南麻粒岩中斜长石的水含量为7 1 7 1 2 3 9 p p m ，单斜辉石为 3 0 0 - 11 8 0 p p m ，斜方辉石为8 0 - 1 6 9 p p m 。莒南麻粒岩中各矿物的水含量与前人测 试的元古代样品一致。麻粒岩中单斜辉石和斜方辉石之间水的分配系数不具有 相关性，这与地幔橄榄岩存在较大的差别。松树沟麻粒岩中斜长石的水含量为 4 6 5 7 3 3 p p m ，石榴石的为1 3 2 - 2 6 5 p p m ，桐柏的斜长石的为2 1 0 9 9 3 p p m 。 从麻粒岩中斜长石水含量来看，中国东部下地壳在不同时代的水含量存在 差别，早古生代和古元古代样品的水含量明显高于中生代的，而早古生代和古 元古代之间没有出现差别，指示了中生代之前的下地壳更加富水。 关键词：大陆下地壳麻粒岩斜长石结构水红外光谱电子探针 i i a b s t r a c t a b s t r a c t e a r l y - p a l e o z o i cs o n g s h u g o u a n dt o n g b a ig r a n u l i t e st e r r a i na n dp a l e o p r o t e r o z o i cj v n a ng r a n u l i t ex e n o l i t h sh o s t e db yc e n o z o i cb a s a l t s a r ec h o s e nt o a n a l y z et h ew a t e rc o n t e n t sa n dc h e m i c a lc o m p o s i t i o n so fl o w e rc r u s t a lm i n e r a l s ( p l a g i o c l a s e ，c l i n o p y r o x e n e ，o r t h o p y r o x e n e ，g a r n e t ) ，u s i n gm i c r o b e a mf o u r i e r t r a n s f o r mi n f r a r e d s p e c t r o m e t e r ( f t i r ) a n d e l e c t r o n i c m i c r o p r o b e ( e m p ) r e s p e c t i v e l y e m pm e a s u r e m e n t ss h o wt h a tt h ec h e m i c a lc o m p o s i t i o n si nm i n e r a l so ft h e e a r l y p a l e o z o i cg r a n u l i t e s ( s o n g s h u g o ua n dt o n g b a it e r r a i n ) a r es i m i l a rt ot h o s eo f p a l e o p r o t e r o z o i cg r a n u l i t e so v n a na n d n v s h a nx e n o l i t h sa n dh a n n u o b at e r r a i n ) ， b u td i f f e r e n tt ot h o s eo fm e s o z o i cg r a n u l i t e s ( d a o x i a na n dh a n n u o b ax e n o l i t h s ) t h e r ea r en oi n t e r - a n di n t r a - g r a i nh e t e r o g e n e i t i e sf o ri n d i v i d u a lm i n e r a l si ne a c h g r a n u l i t es a m p l e i nc o m p a r i s o nw i t ht h eg a r n e t so fh a n n u o b at e r r a i ng r a n u l i t e s ，t h e g a r n e t so fs o n g s h u g o ug r a n u l i t e sa r em o r eh o m o g e n e o u si n w a t e rc o n t e n t sa n d c h e m i c a lc o m p o s i t i o n s f t i rr e s u l t sd e m o n s t r a t et h a ta l lt h en o m i n a l l ya n h y d r o u sm i n e r a l s ( p l a g i o c l a s e ，c l i n o p y r o x e n e ，o r t h o p y r o x e n e ，g a r n e 0 i ng r a n u l i t e sc o n t a i nt r a c e a m o u n t so fw a t e ri nt h ef o r mo fs t r u c t u r a l l yb o u n dh y d r o x y la n dl e s sm o l e c u l a r w a t e r i tr a n g e si na v e r a g ef r o m7 17t o1 2 3 9p p mf o rp l a g ，3 0 0t o1 18 0p p mf o rc p x ， a n d8 0t o16 9p p mf o ro p xi nt h ej v n a nx e n o l i t hg r a n u l i t e s w a t e rc o n t e n t si n m i n e r a l so fj v n a nx e n o l i t hg r a n u l i t e sa r ei nt h es a m er a n g eo ft h ep r o t e r o z o i c g r a n u l i t e sf r o mn v s h a na n dh a n n u o b a t h ew a t e rp a r t i t i o n i n gb e t w e e nc p xa n do p x o fl o w e rc r u s t a lg r a n u l i t e sd e f i n ev e r yp o o rc o r r e l a t i o n s ，t h a ta r ed i f f e r e n tf r o mt h e m a n t l ep e r i d o t i t e s i tr a n g e si na v e r a g ef r o m4 6 5t o7 3 3p p mf o rp l a g ，13 2t o2 6 5 p p m f o rg r ti ns o n g s h u g o ug r a n u l i t e s ，a n df r o m210t o9 9 3p p mf o rp l a gi nt o n g b a i g r a n u l i t et e r r a i n c o m b i n e dw i t ht h ep r e v i o u sr e p o r t e dd a t a s e t ，i ti sc l e a rt h a tw a t e rc o n t e n to f p l a gi ng r a n u l i t e so fd i f f e r e n ta g e sa r ev a r i a b l e w a t e rc o n t e n t so fp a l e o z o i ca n d p r o t e r o z o i cg r a n u l i t e sa r em u c hh i g h e rt h a nt h em e s o z o i co n e s ，b u tt h e r ei s1 1 0 d i f f e r e n c eb e t w e e np a l e o z o i ea n dp r o t e r o z o i cg r a n u l i t e s ，i m p l y i n gam o r eh y d r o u s l o w e rc o n t i n e n t a lc r u s tb e f o r em e s o z o i c k e yw o r d s ：l o w e rc o n t i n e n t a lc r u s t , g r a n u l i t e s ，p l a g i o c l a s e ，w a t e rc o n t e n t , f t i k e m p i i i i v 目录 目录 第一章前言1 1 1 大陆下地壳1 1 2 麻粒岩成因3 1 3 下地壳的水。4 第二章地质背景8 2 1 华北克拉通8 2 2 秦岭一大别一苏鲁造山带。13 第三章样品产地、描述及测试方法15 3 1 样品产地1 5 3 1 1 松树沟l5 3 1 2 桐柏。1 6 3 1 3 莒南18 3 2 样品描述1 9 3 2 1 松树沟麻粒岩l9 3 2 2 桐柏麻粒岩地体。1 9 3 2 3 莒南麻粒岩包体。1 9 3 3 测试方法2 0 3 3 1 傅里叶红外变换红外光谱( f t i r ) 2 0 3 3 2 电子探针( e m p ) 2 2 第四章结果2 3 4 1 电子探针分析结果2 3 4 2 红外光谱分析结果2 8 4 2 1 近红外光谱2 8 4 2 2h 相关的红外吸收光谱2 9 4 2 3 结构水含量3 2 v 目录 第五章讨论3 4 5 1 矿物中水的来源3 4 5 2 矿物颗粒内部水含量。3 4 5 3 水在下地壳矿物中的分配3 5 5 4 下地壳斜长石的水3 6 第六章结论。4 0 参考文献4 l 附勇毛5 4 致谢6 7 在读期间发表的学术论文6 8 v i 第一章前言 第一章前言 具有经历长期演化的、长英质成分的地壳是地球区别于其它星球的主要特 征。地球地壳分为大洋地壳和大陆地壳，大陆地壳占地球表面的4 0 ，由演化 的、低密度的岩石组成的大陆地壳高于海平面，也有别于洋壳和地幔成分。大 陆地壳的质量占整个地球的0 3 5 ，但其却拥有占地球总含量2 0 的不相容元 素( 如c s 、r b 、k 、t h 、u 和l a ) ( r u d n i c ka n df o u n t a i n ，1 9 9 5 ) 。大陆地壳的 平均厚度为3 7 4 0 k m ( r u d n i c ka n df o u n t a i n ，1 9 9 5 ) ，最厚的为喜马拉雅山地区达 8 0 k m ( z h a oe ta 1 ，1 9 9 3 ；曾融生等，1 9 9 6 ) 。大陆地壳虽然质量较小，它却是 一个重要的地球化学信息库，大陆地壳的化学成分及其演化机制为我们提供认 识地球总体成分、分异演化和地球动力学过程的机会。 早期认为大陆地壳为双层结构，位于康氏面( c o m a r d ) 之上的上地壳和介 于康氏面和莫霍面之间的下地壳。上地壳主要由具较低地震波速的花岗质岩石 ( 硅铝层) 组成，下地壳主要由较高地震波速的的镁铁质岩石( 硅镁层) 组成。 随着后来的研究资料的积累和多学科的研究发现这种分法很不完善。随即出现 了三分模式( 图1 1 ) ，即变质相模式，上部地壳( 0 1 5 k m ) 为绿片岩相岩石， 中部地壳( 1 5 2 5 k m ) 为角闪岩相岩石，下部地壳( 2 5 4 0 k m ) 为麻粒岩相岩石 ( f o u n t a i na n ds a l i s b u r y ，1 9 8 1 ；p e r c i v a l ，1 9 8 6 ，1 9 8 9 ，1 9 9 2 ；w e d e p o h l 1 9 9 5 ) 。 关于大陆地壳的形成、性质和演化，许多学者都进行过较为详细的研究 ( r u d n i c k ，1 9 9 5 ；t a y l o ra n dm e l e n n a n ，1 9 9 5 ；r u d n i c ka n dg a o ，2 0 0 3 ：c o n d i e ， 2 0 0 4 ；h a w k e s w o r t ha n dk e m p ，2 0 0 6 a ，2 0 0 6 b ，h a w k e s w o r t he ta 1 ，2 0 1 0 ) 。这 些研究成果主要为：地壳的生长在很早就开始( 虽然其生长模式还存在争论) ： 太古代前后地壳组成和性质存在较大差异( 其原因还需进一步研究) ；地壳的增 长主要集中在2 7 g a 、1 9 g a 和1 2 g a ( 增长机制还不明确) ；普遍存在地壳物质 的再循环( 新生地壳为镁铁质，但地壳整体呈近似中性) ；地壳和地幔元素呈互 补关系( 但个别元素存在较大的差异) 。 随着研究的深入，新的问题和争议不断出现，对于大陆下地壳来说，先前 研究的问题和不足愈发明显。 1 1 大陆下地壳 大陆下地壳是位于中地壳( 康氏面) 以下，莫霍面以上的部分( 图1 1 ) ( h o l b r o o ke ta 1 ，19 9 2 ；c h r i s t e n s e na n dm o o n e y ，19 9 5 ；r u d n i c ka n df o u n t a i n ， l 第一章前言 1 9 9 5 ；w e d e p o h l ， 1 9 9 5 ) 。康氏面的性质和存在状态是较复杂的，在许多地区 不存在康氏面，而在一些古老的克拉通地区则呈现出连续的过渡关系，地震波 速上也是连续的，在年轻的地壳中康氏面往往保存较好( w e v e r ，1 9 9 0 ) 。大陆 地区莫霍面也是一个十分复杂指示壳幔边界的界面。在有些地区，它的界面也 不是截然的，而呈一个过渡带，存在基性、超基性的岩浆底托( f o u n t a i na n d s a l i s b u r y ，1 9 8 1 ) 。研究发现壳幔边界和地震波速揭示的莫霍面不完全一致，提 出了岩石莫霍面( p e t r o l o g i c a lm o h o ) 和地震莫霍面( s e i s m i cm o h o ) 两种概念 ( g f i f t i na n do r e i l l y ，1 9 8 7 ；m e n g e la n dk e r n ，1 9 9 2 ) 。岩石莫霍面是以橄榄 岩为主的岩石与不发育橄榄岩的地壳岩石的分界面；地震莫霍面是指p 波的波 速由“正常的”地壳岩石的波速( 夕0 k m s ) 突然变化到典型地幔岩石的波速 ( 芝8 0 k m s ) 。两种界面是否重合是由当地的地热梯度决定的，克拉通地区由于 有较低的地热梯度，两界面重合，而在具高的地热梯度和热流值的构造活动地 区，地震莫霍面可能比壳幔边界处于更深的位置( g r i f f i na n do r e i l l y ，1 9 8 7 ) 。 需要指出的是，在一些造山带地区，由于地壳加厚，在地壳底部( 或根部) 经 常出现榴辉岩，这些榴辉岩的p 波波速与橄榄岩的相当，地震折射方法研究时 通常将其归为上地幔( m e n g e la n dk e r n ，1 9 9 2 ) ，这时，地震莫霍面代表的是榴 辉岩相岩石与地壳岩石的分界面，而岩石莫霍面指的是榴辉岩相岩石与橄榄岩 的分界面。因此，不同构造环境下地壳结构存在一定的差异，造山带的地壳结 构最显著的特点就是有壳根( m o o n e ya n dm e i s s n e r ，1 9 9 2 ) ，且最下部的加厚地 壳经常存在高压麻粒岩( 邓晋福等，1 9 9 5 ) 或榴辉岩。由于本文采用的是变质 相模式的地壳结构( 图1 i ) ，因此认为下地壳是由麻粒岩相岩石( 简称麻粒岩) 组成的，其上部为长英质岩石，下部为镁铁质岩石，整体成分为基性；其密度 为2 8 - 3 1 9 c m 3 之间；地震波速为6 9 7 2 k m s ；应变状态以韧性组构为主。 大陆下地壳是地球深部较重要的圈层之一。从空间位置上说，它是中上部 地壳与上地幔的分界面，是地壳增生、岩浆底侵以及壳幔作用的直接场所( 尤 其在稳定的大陆内部) ；从成因和演化上来说，它是幔源物质分异的直接产物， 同时通过壳内的进一步分异形成中、上地壳( 可近似看作是熔融后的残留) ；从 流变状态来说，其流变性质对整个岩石圈的稳定性都有重要影响。因此，研究 大陆下地壳的组成和性质有助于我们认识地壳甚至整个地球的形成和演化。大 陆下地壳由于不直接出露地表，没法直接研究，常通过以下途径( r u d n i c ka n d f o u n t a i n ，1 9 9 5 ；r u d n i c ka n dg a o ，2 0 0 3 ；k a r a t o ，2 0 11 ) 来研究：1 ) 地质地 球化学方法：主要研究深部地壳样品，如被玄武质岩浆携带的麻粒岩包体，出 露地表的麻粒岩地体和下地壳剖面( h a r l e y ，1 9 8 9 ；p e r c i v a le ta 1 ，1 9 9 2 ；r u d n i c k ， 1 9 9 2 ) ；2 ) 地球物理方法：地震测深、地震波速和电磁学测定等( a n d e r s o n ， 2 第一章前言 2 0 0 7 ) ；3 ) 地表热流测定( j a u p a r ta n dm a r e s c h a l ，2 0 0 3 ) ：地壳中生热元素的变 化规律，反映了岩石变质级别和组成上镁铁质成分的变化；4 ) 实验岩石学：高 温高压实验模拟下地壳条件。其中前两种方法应用较广，我们主要应用地球化 学方法研究下地壳地体和包体。 一， 苗 己 【) l a 4 3 s e d i m e n t a r yr o c k s p l u t o n so fg r a n i t e s 圈 p l u t o n so ft o n a l i t e s 圆 m i c a - s c h i s t s 。g n e i s s e s 。 a m p h i b o l i t e s v p l 5 9 - 6 5 ll k n v s ) l ( c o n r a dd i s c o n t i n u i t y ) f f e e l 。s 8 i 5 c c 鲁r 偿a n n u u l i 建t e e s 8 1 r gl ( r e s i d u a lf r o ma n a t e x t s )i 6 。5 7 5 m a r l cg r a n 旺l i l e si ( k m s ) ( r e s i d u a lf r o ma r m t e x i s )l g r a n d i r e s 上 m o l t od i s c o n t i n u 时 s p i n e ll h e r z o u t e sa n d 8 ( k n e e s p i n e lh a r z b u r g r e s 图l - 1 大陆地壳组成模型( w e d e p o h l ，1 9 9 5 ) f i g 1 1m o d e lo f t h ec o n t i n e n t a lc r u s t ( f r o mw e d e p o h l ，1 9 9 5 ) 1 2 麻粒岩成因 矿物学和实验岩石学证实麻粒岩是在无水的“干”的条件下形成的，c 0 2 流 体在变质作用特别是脱水作用中起至u - j 关键性的作用。根据元素特征，麻粒岩 可以有以下两种形成途径：1 ) 熔融残留( h a r l e y ， 1 9 8 9 ：w h i t ea n dp o w e l l ， 2 0 0 2 ) 中下地壳物质在高温熔融下残留体，这种方式最为普遍。它代表了基性 程度较高的最下部地壳，形成压力常 1 1 g p a ，温度 9 0 0 ；2 ) 晶体堆积 ( r u d n i c ke ta 1 ，1 9 8 6 ) ：从一个不断演化的熔体中结晶形成的，m 酣与不相 容元素( k 、t h 、u ) 、a 1 2 0 3 呈负相关关系，与相容元素( n i 、c r ) 呈正相关关系。 虽然不能确切的知道这两种方式形成的麻粒岩的构造背景，但其元素特征我们 可以看出这两种方式形成的麻粒岩的差别。根据变质带的热模拟和p - t - t 轨迹， 麻粒岩的形成和演化大致有以下三种模式( t h o m p s o na n de n g l a n d ，1 9 8 4 ； 3 lsnjoj掌01 断s ：2 衢 豁 惦 第一章前言 b o h l e n ，1 9 8 7 ；沈其韩等，1 9 9 2 ) ：1 ) 大陆碰撞模式：因构造作用( 如逆掩推 覆) 使大陆地壳增厚，改变了原始的地温梯度。一旦构造作用结束，在重力均 衡作用的影响下，陆壳发生隆起并遭受侵蚀。在此期间，一方面受扰动的地温 梯度向温度低的地温梯度演变，使地壳受热；另一方面，侵蚀作用使得下地壳 的负荷力下降，这种构造环境下形成的麻粒岩显示出顺时针方向的p - t - t 轨迹。 很多地质学家认为这是麻粒岩相变质的一种标准的大地构造模式；2 ) 大陆拉张 模式：在拉张环境中，大陆下地壳有十分高的热流值，可能正经历着麻粒岩相 的变质作用，其p - t - t 轨迹为在拉张期呈恒压或降压升温使岩石转变为麻粒岩， 在拉张结束之后则经历恒压或增压冷却过程；3 ) 大陆弧模式：岩相学观察发现， 在大陆弧环境下形成的麻粒岩峰期变质温度、压力主要集中在8 0 0 士5 0 和 0 7 5 + 0 1 g p a ，同时麻粒岩和角闪岩时常相伴出现，其尸二f 轨迹为逆时针的演 化趋势。由于反应动力学的影响，我们观察到的多是退变质过程。后来的研究 将麻粒岩的退变质分为近等压冷却( i b c ) 和近等温降压( i t d ) 两种( h a r l e y ， 1 9 8 9 ；b o h l e n ，1 9 8 7 ：d r o o p ，1 9 8 5 ) ，并用此来简化麻粒岩形成环境的多样性。 如i b c 的形成环境就包括岩浆增生、正常地壳拉伸、增厚地壳拉伸三种。 大量的研究证实，大陆下地壳的化学成分和物理化学性质都具有不均一性 ( r u d n i c ka n df o u n t a i n ，1 9 9 5 ；r u d n i c ka n dg a o ，2 0 0 3 ) 。这种不均一性在空间 上和时间上都有表现：前者主要表现为岩相学特征、化学组成、矿物组成和地 球物理性质( 包括流变强度、电导分布、地震波速、地震反射和震波衰减率等) ( r u d n i e ka n df o u n t a i n ，1 9 9 5 ；r u d n i c ka n dg a o ，2 0 0 3 ：a f o n s oa n dr a n a l l i ， 2 0 0 4 ) i 后者主要包括太古代前后下地壳化学组成上的差异( k r 6 n e r ，1 9 8 5 ：t a y l o r a n dm c l e n n a n ，1 9 9 5 ) 以及可能与此相关的地球演化不同阶段具有的不同的地 壳增长模式和板块构造活动( t a y l o ra n dm c l e n n a n ，1 9 9 5 ) 。这种不均一性是否 与水有关，水是不是也存在这种不均一性。 1 3 下地壳的水 大陆下地壳是否含水、以及其存在形式和可能的含量分布对认识下地壳、 地壳甚至是整个地球的组成、结构、性质、成因及演化都有着决定性的意义。 下地壳含水是可以肯定的，主要证据( f y f e ，1 9 7 3 ；e t h e f i d g ee ta 1 ，1 9 8 3 ，1 9 8 4 ； n e w t o n ，1 9 8 9 ；r u m b l e ，1 9 8 9 ：p e a c o e k ，1 9 8 3 ，1 9 9 0 ；f e r r y ，1 9 9 4 ；p e r s o na n d b a u m g a r t n e y ，1 9 9 5 ；f e r r ya n dg e r d e s ，1 9 9 8 ；a g u e ，1 9 9 5 ，2 0 0 3 ) 有：1 ) 热 力学证据：下地壳有高达几十乃至几百b a r 的水逸度，它需要一定量的水来维 持平衡( y a r d l e ya n dv a l l e y ，1 9 9 7 ) ，这是最有力的证据；2 ) 麻粒岩中的流体 4 第一章前言 包裹体和麻粒岩中的岩脉和裂隙中含有部分的水：3 ) 高压下形成的一些变质流 体；4 ) 模拟下地壳的流体作用的实验分析；5 ) 水岩交换反应的化学和同位素 测定；6 ) 岩石学及同位素等方面的研究。 关于水的赋存形式还存在较大的争议，产生这些争议主要是由于地球科学 不同学科之间的观点相抵触。早期，地球物理学家认为自由态水导致下地壳的 一些异常现象( 如高电导率、震波衰减、地震反射等) ( g o u g h ，1 9 8 6 ；h y n d m a n a n ds h e a r e r ，1 9 8 9 ：h y n d m a ne ta 1 ，1 9 9 3 ) ；一些岩石学家研究流体包裹体后也 认为深部地壳存在富c 0 2 的自由流体( n e w t o ne ta 1 ，1 9 8 0 ；f r o s te ta 1 ，1 9 8 9 ： n e w t o n ，1 9 8 9 ) 。这些研究认为水( 更通俗的说法为流体) 可以在大陆下地壳中长 期稳定存在并在全球尺度上呈互联关系即下地壳是一个富含流体的薄层。这些 水流体对下地壳中的许多性质和地质作用产生直接的制约和影响( 杨晓志等， 2 0 0 6 ，2 0 0 7 a ，2 0 0 8 ) 。但这种观点无法从流体力学、岩石学和地球化学上得到 解释。首先，从流体力学上看，低密度的自由态水或富含c 0 2 流体在重力上处 于不稳定态。在深部压强的影响下，这些流体不断向上流逝而逐渐减少，同时 又缺乏合理的源区对这种减少不断的补充( 即流体起源问题) 。其次，从岩石学 和地球化学角度看，稳定克拉通内部的大陆下地壳主要由名义上无水矿物( 即矿 物的理想化学式中不含h ：n o m i n a l l ya n h y d r o u sm i n e r a l s ) 单斜辉石、斜方辉石、 斜长石组成，还可能含有石榴石和石英。这些矿物能够在下地壳长期稳定存在， 反映水是不可能在地质时间尺度( m a - 4 3 a ) 内存在的，否则它们必会由矿物的 退变质反应而消耗掉这些水( y a r d l e ya n dv a l l e y ，1 9 9 7 ) 。例如； 2 e n s t a t i t e + h 2 0 + c 0 2 - - - t a l c + m a g n e t i t e 2 k f e l d s p a r + 3 e n s t a t i t e + 2 h 2 0 = 2 p h l o g o p i t e + 6 q u a r t z 3 e n s t a t i t e + 5 d i o p s i d e + 2 h 2 0 + 2 c 0 2 2 d o l o m i t e + 2 t r e m o l i t e 10 q u a r t z + 3 e n s t a t i t e + 4 d o l o m i t e + 2 h 2 0 = 2 t r e m o l i t e + 8 c 0 2 这些反应可以在较短的时间内( 3 8 g a ( l i ue ta 1 ，1 9 9 2 ；w ue ta 1 ，2 0 0 8 ) 。它夹持在古生代侏罗纪的 中亚造山带和三叠纪的秦岭大别造山带之间。两条大的北北东向的地球物理和 地质构造带贯穿华北克拉通的东部和中部：东部为近南北向的郯庐断裂带 ( t l f z ) ，该带与中国东部的中新生代岩浆活动有关：中部为大兴安岭太行山 重力梯度带( d t g l ) ，其可能与中国东部的岩石圈减薄存在关联( 马杏垣，1 9 8 7 ； x u ，2 0 0 7 ) 。 根据变质基底岩石的年代学、地球化学、矿物学和p - t - t 轨迹等方面的特征， 华北克拉通又分为东部陆块、西部陆块和中部造山带( z h a oe ta 1 ，1 9 9 8 ，2 0 0 1 ) 。 东部陆块的基底主要由一套早晚太古宙的英云闪长奥长花岗花岗闪长片岩 ( t t g ) 和2 5 g a 的同碰撞花岗岩组成。岩石的形成时代跨度大( 3 5 2 5 g a ) ， 主要集中在2 5 - 3 0 g a 左右，峰值在2 5 g a 左右。东西部陆块的拼合时间为1 8 5 g a 左右，自此以后，华北克拉通一直处于稳定状态。从古生代开始，一直到中生代、 新生代，华北克拉通经历了大规模的构造热事件，主要表现为古生代金伯利岩的 侵位、中生代大规模的花岗岩的形成和新生代碱性玄武岩的喷发( f a ne ta 1 ， 1 9 9 2 ；f a ne ta 1 ，2 0 0 0 ；y a n ge ta 1 ，2 0 0 3 ；z h a n ge ta 1 ，2 0 0 2 ，2 0 0 4 ：、ue ta 1 ， 2 0 0 5 ：郑建平，2 0 0 9 ) 。华北克拉通不同时期的构造和岩浆活动的差异还表现在 地幔包体的成分和类型上( m e n z i e se ta 1 ，1 9 9 3 ，2 0 0 7 ；g r i f f i ne ta 1 ，1 9 9 8 ) 。古 生代( 早奥陶纪) 的金伯利岩中携带了大量的石榴石和方辉橄榄岩包体和金刚石 的捕掳晶，表明当时有较低的地温梯度( 地表热流值约为3 6 4 0 m w m 2 ) 和较深 的岩石圈厚度( 至少2 0 0 k m ) ，但新生代玄武岩携带的以尖晶石二辉橄榄岩包体， 表明较高的地表热流值( 约为8 0m w m 2 ) 和较薄的岩石圈厚度( 6 0 8 0 k m ) ( 朱 日祥等，2 0 0 9 ) 。因此可以说，在古生代末期，华北克拉通的稳定性开始遭到破 坏，即华北岩石圈减薄，早晚白垩世( 1 2 0 1 3 0 m a ) 达到顶峰，这种破坏一直持 续了1 0 0 m a ( 图2 3 ) ( x u ，2 0 0 1 ；x ue ta 1 ，2 0 0 4 ；徐义刚，2 0 0 4 ，2 0 0 6 ，；徐 义刚等，2 0 0 9 ) 。 华北克拉通破坏的机制主要存在拆沉模式和热侵蚀模式两种观点，前者以从 事地壳研究的高山和吴福元等人为代表，后者以致力于地幔研究的徐义刚和郑建 平等人为代表。华北克拉通破坏的拆沉模型首先由邓晋福等人于1 9 9 4 年提出的， 后来经过许多学者的逐步修正和完善，建立了中国东部岩石圈减薄的拆沉作用的 地球化学模型( g a oe ta 1 ，1 9 9 2 ，1 9 9 8 a ，1 9 9 8 b ，2 0 0 2 ，2 0 0 4 ：w ue ta 1 ，2 0 0 3 ， 2 0 0 5 ，2 0 0 6 ；邓晋福等，2 0 0 6 ：d e n g e t a l ，2 0 0 7 ) 。拆沉作用是指由于重力的不 稳定性使高密度的岩石圈地幔或下地壳沉入软流圈或地幔的过程。在拆沉的过程 中，加厚的下地壳转变为榴辉岩或麻粒岩。由于岩石圈地幔和下地壳岩石是由超 1 0 球捌强避餐巾盟k翼日一靼趟鼙弋唧善怪-10z群落选蒙-z山一一 岔o o n 拿)(iq时一uonoq一时厶iio电口o_曩u四iiiiu i i 芑o z h o uoii(io二名一oo=o=摹一口幽c-n一山 口。n舻丕文始鞲_)芒滔窨臣昶兴墨芒酬忸匿乓驰留疆慑薯抖c-n函 鞲粒峰舞宙_-塔 第二章地质背景 基性一基性岩石组成，存在重力上的不稳定性，将逐渐沉入地幔，其结果使下地 壳和整个地壳成分向长英质演化。认为华北克拉通发生拆沉作用的主要证据( 吴 福元等，2 0 0 8 及其引文) 为：1 ) 现今的岩石圈地幔和古生代时的岩石圈地幔在 岩石学和地球化学上存在较大的差异，表明先前的岩石圈地幔基本消失：2 ) o s 同位素资料显示，新生代岩石圈地幔表现为年轻的性质，而古生代岩石圈地幔为 太古宙；3 ) 华北中生代的岩浆活动呈幕式分布，其对应的每次克拉通破坏是相 对短暂而快速的；4 ) 在局部地区的壳源岩浆受到了地幔的混染( 如辽西侏罗纪火 山岩、徐淮和鲁西地区中生代火成岩) ；5 ) 新生代玄武岩中地幔橄榄岩含有地壳 成因的熔融包裹体；6 ) 华北东部在晚中生代沉积盆地的碎屑沉积岩粒度较大， 多数存在表征不稳定性的砾岩，表明显著的地形差异和地表的快速剥蚀；7 ) 在 中生代华北东部可能存在加厚的地壳，证据主要来源于高镁的埃达克岩；8 ) 现 今在华北东部多处存在变质核杂岩，发育时代集中在早白垩世( 1 2 0 1 3 0 m a ) ， 运动方向也较为一致，表明短时间内地壳发生过大规模拆离。虽然拆沉模型能解 决一些问题，也存在较多的问题。热侵蚀模型是指由于上涌软流圈的热“烘烤”， 使岩石圈最底部的物质发生软化，在软流圈物质水平流动产生的切向剪应力的作 用下，被刮削下来变成软流圈的一部分。这样的剥蚀加剧了软流圈向上传导热的 程度，进而导致新一轮的岩石圈底层的软化和剥蚀，这种相互关联的热软化和机 械剥蚀称之为热机械剥蚀( t h e r m o m e c h a n i ce r o s i o n ) 。支持这一模型的主要证据 ( 吴福元等，2 0 0 8 及其引文) 为：1 ) 低密度的克拉通地幔的破坏只能是自下而 上或从侧向开始发展，不可能自上而下的发生：2 ) 华北地区中生代岩浆作用的 时间跨度较大( 1 8 0 8 0 m a ) ，表明克拉通破坏不是一步到位的，而存在一个长期 的演化过程；3 ) 中生代岩浆岩显示为亲岩石圈地幔的特征，表明是软流圈上升 的情况下对岩石圈地幔侵蚀的结果。不过这种热侵蚀模型常伴有其他的过程， 如在软流圈上升的过程中存在岩石圈力学边界层的初始熔融，以及深部熔体通过 岩石圈软流圈界面进入岩石圈地幔。熔体岩石反应也可以改变岩石圈地幔的物 质组成、渗透率和流变学性质，从而使岩石圈底部存在重力不稳定性。除了这两 种主要的破坏作用模型之外，还存在橄榄岩熔体相互作用模型( z h a n ge ta 1 ， 2 0 0 2 ，2 0 0 7 ；z h a n g ，2 0 0 5 ；张宏福等，2 0 0 4 ；张宏福，2 0 0 6 ，2 0 0 9 ) 、机械拉张 模型、岩浆提取模型( c h e ne ta 1 ，2 0 0 4 ) 、岩石圈地幔水化模型( n i u ，2 0 0 5 ) 、 上地幔流动模型( 朱日祥等，2 0 0 9 ) 等。最近，也有学者( 朱日祥等，2 0 0 9 ) 尝 试应用多种模型联合解决华北克拉通的破坏问题，认为华北克拉通的不同区块的 破坏机制存在差异，也可能是不同破坏机制的结果。譬如，在古生代华北克拉通 活化过程中，郯庐断裂带两侧的岩石圈结构不同为软流圈地幔物质上涌提供通道 的深部探测结果，加上厚的壳幔过渡带的特征，表明郯庐断裂带及其周边地区的 1 2 第二章地质背景 破坏方式足以热侵蚀为主的；地震测深揭示的太行山及其周边深部结构特征说 明，该地区克拉通破坏也是以热侵蚀为主的；而燕山及其周边地区克拉通的破坏 则是以拆沉方式为主的。 2 2 秦岭一大别一苏鲁造山带 秦岭大别苏鲁碰撞造山带是世界上规模最大的i 亩压超高压变质带，东西延 长达3 0 0 0 k m 左右( 图2 2 ) 。南华南陆块向北俯冲进入华北陆块之下所形成的大陆 碰撞型造山带，碰撞主要集中在三叠纪，峰期变质时间为 一2 4 5 m a ( h a c k e re ta 1 ， 1 9 9 8 ) 。在大别苏鲁超高压变质岩中有3 个重要的地球化学异常：过剩氲( l ie t a 1 ，1 9 9 4 ) 、氧同位素负异常( y u ie ta 1 ，1 9